３．１

断層帯の三次元的計状・断層帯周辺の地殻構造解明のための調査観測

a. 制御震源地震探査による地殻構造の解明(1) 業務の内容(a) 業務題目

制御震源地震探査による地殻構造の解明(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

国立大学法人東京大学地震研究所

教授

佐藤

比呂志

国立大学法人東京大学地震研究所

教授

岩崎

貴哉

国立大学法人東京大学地震研究所

准教授

飯高

隆

国立大学法人東京大学地震研究所

助教

石山

達也

国立大学法人東京大学地震研究所

助教

蔵下

英司

(c) 業務の目的
神縄・国府津－松田断層帯の相模湾における断層形状把握のために制御震源（エアガン）による深部構造探査を行い、フィリピン海プレート上面までを含む断層構造のイメージングを図る。また、不明の点が多く残されている西方延長部で制御震源による構造調査を行い、火山噴出物下の断層帯の位置と形状を求める。
(d) 3 ヵ年の年次実施の要約
1) 平成 21 年度：
伊豆半島の伊東から相模トラフを横断し、三浦半島の逗子に至る延長約 50km の海上区間で、エアガンを震源とした二船式の深部地殻構造探査を実施する。陸上部にもそれぞれ受振ラインを設置し、海陸にまたがる地殻構造イメージを得るとともに、受振点での波形記録を擬似的に発震点での記録として扱うことにより、測線沿いの深部までの速度構造を明らかにした。これにより、神縄・国府津－松田断層帯の深部延長とフィリピン海プレー
ト上面の巨大衝上断層(メガスラスト)との接合関係を明らかにした。また、強震動予測の高度化に資する速度構造を得た。
2) 平成 22 年度：
平成 21 年度の伊東－逗子測線を含め、大学・地方自治体が実施した神縄・国府津－松田断層系を横切る既存の反射法地震探査データを、共通したパラメータで再解析し、整合的な速度構造による地下断面を作成する。これらの断面を もとに神縄・国府津－松田断層
系の三次元地下形状モデルを作成する。
3) 平成 23 年度：
箱根火山西翼から御殿場を経て富士吉田に至る延長約 30km の測線において、屈折法・広角反射法を主体とした地殻構造探査を行い、御殿場市に伏在している本州弧と伊豆弧のプレート境界断層の位置・形状を明らかにした。本重点的調査・観測の成果と、既存の地殻構造探査データを含め、総合的な検討を行い神縄・国府津－松田断層帯の震源断層の形
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状モデルを作成した。
(2) 平成 21～23 年度の成果(a) 業務の要約
神縄・国府津－松田断層帯が単独の内陸活断層として挙動するのか、あるいは相模トラ
フのフィリピン海プレート上面のメガスラストから分岐した断層であるかは、この断層帯から発生する地震を予測する上で、最も基本的な情報である。したがって、本プロジェク
トの 1 年目である平成 21 年度に、相模トラフを横切る二船式による海陸統合地殻構造調査を実施した。海上測線は横須賀市荒崎沖から伊東市川奈崎沖の 47 km 区間であり、三浦半
島側に 8 km、伊豆半島側に 12 km の陸上受振区間を設けた。反射法断面では中央部で往復
走時 9 秒程度までの反射波が得られた。また、屈折法によって中央部で深さ 15 km 程度までの速度構造が明らかになった。沈み込むフィリピン海プレート上面は、深さ 11km まで追跡され、国府津－松田断層の延長や相模湾断層など、相模トラフと併走する断層がメガス
ラストからの分岐断層であることが明らかになった。したがって、国府津－松田断層はメガスラストの活動に伴って、何回かに一度、活動するものと推定される。
断層から発生する地震の規模や、発生する強震動を予測するために、断層の深部形状を明らかにしていくことは重要である。この断層帯の周辺では、1990 年代から防災科学技術研究所、地震研究所、神奈川県などで地下構造探査が実施されてきた。平成 22 年度には、
震源断層の形状モデルを作成するために、これらのデータについて、統一的な手法と、近年 開 発 さ れ た 屈 折 ト モ グ ラ フ ィ ー 法 に よ る 速 度 構 造 解 析 ・ CRS (Common Reflection
Surface)法などの手法を適用した再解析を行った。得られた、断層形状をもとに、本プロジェクトで実施している変動地形学的な情報も取り入れて、神縄・国府津－松田断層帯の震源断層の三次元形状モデルを作成した。
神縄断層については、その西端は富士火山噴出物に覆われて、西方延長が不明である。
このため、平成 23 年には箱根火山西翼から御殿場を経て富士吉田に至る延長約 34km の測線において、屈折法・広角反射法を主体とした地殻構造探査を行い、御殿場市に伏在している本州弧と伊豆弧のプレート境界断層の位置・形状を明らかにした。本重点調査で得られた小山町における浅層反射法地震探査の結果も含め、神縄断層とその南東に位置する伏在断層の形状モデルを作成した。併せて、これまでの調査結果に対して、総合的な検討を行い神縄・国府津－松田断層帯の震源断層の形状モデルを作成した。

(b) 業務の成果
1) 相模トラフ横断地殻構造探査
a)

探査の背景
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2005）は、神奈川県（2002，2003，2004）などの調査結果に基づいて、国府津－松田断層帯の平均的活動間隔を 800－1300 年、最新活動
時期を 12 世紀から AD.1350 以前とした。30 年の BPT 地震発生確率は、0.2－16%と日本列島の活断層の中でも高いグループに属する。ただし、報告書でも指摘されているように、
この評価は単独の内陸の活断層として推定されたもので、プレート境界断層からの分岐断層としての取り扱いはなされていない。国府津－松田断層帯は、分岐断層の場合は、相模
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トラフに沿って沈み込むフィリピン海プレート上面のメガスラストの活動時の何回かに一度活動すると見なされるため、地震発生確率はプレート境界断層のものと類似して内陸活断層に比べ短い間隔で変化する。2003 年に文部科学省の大都市大震災軽減化特別プロジェ
クトの中で相模湾沿いの地殻構造探査が実施された構造探査では国府津－松田断層の下でもプレート境界は平滑な平面形を示しており（佐藤ほか，2003; Sato et al., 2005; 佐藤ほか，2005）、多くの研究者によって指摘されているように(Scholz and Kato,1978; Tada and
Sakata, 1977; 笠原・山水，1992)、本断層はプレート境界からの分岐断層である可能性が高い。孤立した内陸の震源断層の場合、地震イベントから時間が経過するにしたがって、発生確率は単調に増大する。しかしながら、その断層が副次的な分岐断層である場合には、発生確率は主断層の発生確率とともに増減し、分岐断層の活動間隔の間で単調に増加する
わけではない。
このような構造上の問題を解決する直接的な手段は、国府津－松田断層の深部形状をイメージングし、メガスラストとの関係を明らかにすることである。こうした背景から陸上に比べノイズレベルが低く、高エネルギーの弾性波を稠密に投射できる海域での探査を実施した。
b)

二船式地殻構造探査
地殻構造探査測線は、海上測線として横須賀市荒崎沖から伊東市川奈崎沖の 47 km 区間

であり、三浦半島側に 8km、伊豆半島側に 12km の陸上受振区間を設けた（図 1）。2003 年
大都市圏地殻構造探査において実施した東京湾測線と、三浦半島での陸上測線を共通させ、
東京湾奥から伊豆半島にいたるまでの断面を得るものとした。伊豆半島側では、陸上測線の受振環境も含めて、本測線を選定した。本調査海域沿岸部では漁業活動が極めて活発で、かつ調査海域の一部はフェリー、タンカー及び貨物船の航路に該当する。従って、保安上の要件及び航行船舶状況に応じた柔軟なレイアウト設定を勘案し、深部地震探査で標準的に用いられる全長約 4〜5km 程度のストリーマケーブルではなく、2 km の短いストリーマ
ケーブルシステムを採用した。また、探査深度に応じた発震-受振オフセット距離を確保す
るため、二船式交互発震方式によってデータ取得を行った。本調査の調査期間は 2009 年 9
月 21〜28 日まで、全調査期間を通じて海況は概ね良好であった。
図 2 は本調査における二船式データ取得のストリーマケーブル船及び発震船の構成図である。こうした長大展開の海域データ及び陸域展開データを複合的に組み合わせて、相反性定理を用いることで、海陸を横断する擬似発震記録を構築することが可能となった(Okaya et al., 2002)。ガン船に搭載しているエアガンの容量は、3020 cu. inch であり、ケーブル船にも 480 cu.inch のエアガンを搭載し、浅層部のイメージングの高分解能化を計った。伊豆半島及び三浦半島の陸域において海域の全発震に関して受振展開が確保されていたため、陸域展開データを含み、相反性定理を用いた擬似発震記録を構築することが可能である。図 3 は相模トラフ周辺における発震点に関する再構成記録例である。このよ
うな再構成記録を広角反射法及び屈折法データ解析に用いた。
c)

データ解析
屈折初動走時を読み取り、屈折トモグラフィー法により、速度構造を求めた。とくに初期モデルランダム化によるトモグラフィー解析（白石ほか，2010）を行い解の信頼性評価
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を行った。ここでは 100 通りの初期モデルに対して解をもとめ、誤差評価を行った（図 4）。
得られた反射法時間断面を図 5 に示す。
d)

相模湾横断測線断面の地質学的解釈
測線西部の反射法深度変換断面（図 6）は、相模トラフ中軸部まで浅部のほぼ水平な連続性のよい反射面が卓越するユニット(TF)と、そのユニットの下位に位置する東に低下する連続性のよい反射面が見られないユニット(IZ)に大別される。この境界は約 15 度、東に傾斜した面をなし、下位のユニットは概ね P 波速度が 3.5km/s より大きな速度を示す(図4)。伊豆半島の地表部には、中新統湯ヶ島層群・白浜層群が分布していることから、下位のユニットは伊豆-小笠原弧で噴出した火山噴出物を主とするものと推定される。連続性の良好な反射面から構成されるユニットはトラフ充填堆積物であり、東に傾斜する伊豆-小笠
原弧の火山岩・火山屑砕岩にオンラップして堆積している。伊豆半島側では真鶴沖層群とその上位の熱海沖層群(岡村ほか，1999)に対比され、相模トラフ中軸部ではそれらの同時異相である相模湾層群(岡村ほか，1999)に対比される。下位のユニットである白浜層群の年代から判断して、鮮新世後期以降の堆積物と判断される。屈折トモグラフィーによって求めた速度構造では、下位ユニットの速度構造は東に傾斜した構造を示し、基本的には噴出岩・火山屑砕岩を主体とする層とその下位の火山岩・深成岩のユニットに相当しているものと推定される。連続性に乏しいが、東に傾斜する反射面が卓越する。岡村ほか(1999)
は、伊豆半島の沖合に南北走向の西側隆起の断層と上盤側に小規模な褶曲を記載している。
この断層に相当する構造は、CMP2700 付近に認められる(図 6)。反射面のずれのパターンから約 30 度西に傾斜した断層面が深さ 4km 付近まで追跡される。
測線東部区間は、東傾斜の数条の断層やとくに付加体からなる地質を反映して、複雑な構造を呈している。測線西部の堆積物と火山岩・火山砕屑岩主体のユニット境界は、CMP6800
深さ 10.5 km まで東に傾斜した反射面群として追跡される(図 9)。この反射面の下側が伊豆-小笠原弧の上部地殻に相当すると判断される。明瞭なプレート境界部の断層はこの境界部に位置し、とくに相模トラフの東縁、CMP4500 付近にはプレート境界から分岐した断層が発達している(図 6 の Fa、図 7、図 8)。この断層は CMP5200 深さ 7km でプレート境界から分岐し、40 度から 60 度と浅部に向かって傾斜角が増大する形状を示す。この断層の角度は、通常の逆断層としては高角度であり(Sibson and Xie, 1998)、横ずれ成分を伴っているものと推定され、フィリピン海プレートの運動方向と調和的である。断層の隆起側に
半波長 5km ほどの背斜構造を伴う。この断層は海面下 3km 以下の層に変位を与えており、堆積層の浅層部(図 6、7、8: TFSU)には成長層(growth strata)が形成されている。すなわ
ち、低下側で海底下 1 km の深さの層準を成長層の基底とみなすと、隆起側での堆積物の厚さは断層を隔てて 700 m 程度に薄化している(図 8)。
CMP4100 付近では不明瞭であるが、トラフ充填堆積物の中に西に傾斜した反射面が存在する。この断層は、真鶴海丘南東縁で報告されている西側低下の断層(大河内，1990)の南
東延長に相当する。こうした構造形態からプレート境界断層の先端部は、相模トラフ中軸部の西側にまで及んでいる可能性が高い。この断層の先端部は深さ 2.5 km までの堆積物に変位を与えている。地表には地形的な特徴としては変形が現れていないが、変位が軽微で断層が浅部まで到達していないためと考えられる。
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CMP5400 より東へは明瞭な地形境界を伴って海底地形の高度が増大し、三崎海丘にいたる(図 1、9)。ここでは、三崎海丘の西翼の緩やかな背斜をなすユニットと、三崎海丘以東の東傾斜の卓越するユニット(ML)に区分される。三崎海丘の西翼に位置する断層は、相模湾断層に相当する。また、断層面は約 35 度東傾斜で深さ５km まで追跡される。断層の上盤側には東傾斜の反射面が卓越し、断層の形態としては emergent thrust の形状を示す。
このような形状を示す断層については、幾何学的な条件から深部に低角なデタッチメント
断層の存在が要請される。速度構造については断層の上盤側で増大する。断層の上盤側の陸棚部分 CMP7600－8200 の深さ 3－4km には東傾斜の反射面が卓越するが、CMP7800〜7200
については西傾斜の反射面と交錯したパターンを示す。西傾斜の反射面を重視すると、CMP6800－7600 にかけて全体としては向斜が推定される。ただし、三次元的にも複雑な構造をとり測線に直交する方向からの反射波などの影響が現れている可能性もあり、地質構
造の解釈の精度は低い。三崎海丘の東側では平坦な地形をなし、比較的連続性のよい反射
面が密に現れる領域が海底下 1km 程度まで分布する。この部分を Mu（図 9）として区分した。
図 10 に P 波速度構造と反射断面との重ね合わせの図を示す。基本的には北東に傾斜す
るフィリピン海プレートの沈み込みに伴う構造を反映して、相模トラフ中軸で浅部の低速度領域が厚く分布する。プレート境界に相当する東傾斜のメガスラスト近傍の速度構造は、東に向かって増大する。沈み込む伊豆－小笠原弧は測線西部では厚い火山噴出岩や火山砕屑岩に相当する 4〜5 km/s の速度を示すのに対して、相模湾断層との分岐域では 6km/s となる。
e)

東京湾-相模湾横断統合測線
2009 年に探査した相模湾測線の北東延長では、2003 年海陸統合地殻構造探査を実施している(Sato et al., 2005)。この二つの測線をつなげることにより、伊豆半島から東京湾を縦断した連続断面を作成した(図 11、12)。プレート境界からの反射波群はとぎれとぎれではあるが、東京湾北端部では地下 26 km 程度まで北東傾斜の反射面群として追跡される。
全体として見ると相模トラフから三浦半島下を経て東京湾下に沈み込むフィリピン海上面
は起伏に富んでおり、東京湾の川崎沖ではフィリピン海プレート上面は、明瞭な幅 10km程度の凸型を呈する。また、三浦半島下では半島の西海岸周辺をピークとする幅の広い凸型の形状を示している。アスペリティは断層面上で固着した領域であり、地震時に大きなスリップを示し、強震動を発生する。アスペリティ領域を地震前に特定することは、地震の規模や揺れの強さを精度よく推定する上では重要である。関東地方では陸域から比較的浅い場所にプレート境界の断層が位置しており、断層の固着の様子(すべり欠損率)が稠密に配置された地殻変動を測定するための GPS 観測網が展開され、また 1923 年関東地震前後の詳細な測量データの存在によって、アスペリティの領域がよくわかっている。こうした資料とメガスラストのさまざまな特徴を比較検討することは、アスペリティの推定精度を上げる上で貴重な資料となる。三浦半島周辺のデータは同時に実施した探査ではないので、完全なイメージングは達成されていないが、沿岸海域のデータでは重要な特徴が見られる。
1923 年の関東地震時の断層面での滑り量(Kobayashi and Koketsu,2005; Sato et al.,2005)
や、すべり欠損率(Sagiya, T.,2004)が明らかにされている。すべり欠損率が大きな値を示
9すのは、三浦半島の西岸から沖合部分であり、この領域はプレート境界が凸型のピークを示す部分であり、大局的なプレートの沈み込み角度の変換点にも当たっている。海山の衝突によって強い固着域が形成されていると考えられている東海沖(Kodaira et al., 2004)と類似している。構造探査において観測条件が均質な海域で発震し海域で受振されたデータを比較すると、東京湾測線では関東地震の滑り量の大きいアスペリティ領域では反射波の震幅が小さく、より深部では強震幅である。相模トラフを横断する測線ではアスペリテ
ィ領域の上限深さでの関係がよく表現されている。つまり、相模トラフ中軸部ではプレー
ト境界部からは強い反射波が得られているが、プレート境界がより低い角度になる領域では反射波も弱い。この領域では大きな滑り欠損率が推定されている。また、屈折トモグラ
フィーによって求めた地震波の P 波速度も、この領域では 6km/s を越える高速領域となっている。定性的には、この測線ではアスペリティ領域は、凸型のプレート境界面の形状・反射強度の低下などによって特徴づけられる。こうした特徴は、三陸沖の日本海溝や東海沖でも共通した特徴になっている。プレートの沈み込みに伴う塑性変形は、上盤プレート
先端部で顕著であることは、沈み込み帯に共通する現象であり、相模湾でも同様である。
相模湾断層や、三浦半島断層群など、直接の推定分岐部分はイメージングできていないが、上盤プレートの変形プロセスによって形成された断層であり、基本的にはプレート境界断層に収斂すると判断される。
f) 国府津－松田断層と相模湾断層との関連について
木村ほか（1976）は相模湾断層に相当する相模トラフ東部の断層トレースが、トラフに直交する方向に大きく移動することを見いだし、これらを北東－南西方向の断層による変位として地質図で表現した。詳細には述べられていないが、しばしば衝上断層帯で発達する lateral ramp に類似するような断層として認識されている。一般にこうした直交する方向の断層は高角である。国府津－松田断層や相模湾断層は、その隆起側に海丘を伴い、走向方向への不連続的な断層トレースのジャンプは、海底地形と調和的である。こうした断層系についての考え方にとって最も大きな問題は、プレートの相対運動方向である。フィ
リピン海プレートの相対運動は現在の相模トラフの方向と小さい角度で交わる。すなわち、関東地震での断層スリップの方向は、下盤が北西方向に動くもので、プレート境界がスラスト形状を示すものの断層運動は横ずれ断層として挙動したことを示している（例えばMatsu’ura et al., 1980; Matsu’ura and Iwasaki, 1983; Wald and Somerville, 1995;
Kobayashi and Koketsu, 2005）。こうしたプレート境界のメガスラストの横ずれ運動を想定した場合、高角度の lateral ramp は、動くことができない。大河内（1990）は海上保安
庁水路部が収集したシングルチャネルの探査記録を整理し、断層が大きく方向をかえて屈曲・合流する断層トレースとして記載している（図 13）。明瞭には述べられていないが、相模トラフとほぼ直交する方向の逆断層によって、三次元的なスラストシートが存在する
可能性を示唆している。
具体的に本測線周辺の地質構造について見てみよう。国府津－松田断層の南方延長は屈曲して相模湾断層に追跡される（図 13）。ただし、本測線の結果から見ると、国府津－松田断層の走向方向の直接延長で、メガスラストからの分岐断層（Fa: 図 6、9 が位置している。したがって、Fa 断層は国府津－松田断層の動きと密接な関係を有するものと判断され10る。国府津－松田断層は大磯丘陵周辺では上盤側の地層が東に傾斜する emergent thrustの形状を示し、形状は相模湾断層と類似する。Emergent thrust は断層に沿った変位量が大きい特徴があり、主要な変位をどの断層が賄ったかという観点からは、国府津－松田断層は相模湾断層と類似した活動を行ってきたものであり、構造的には追跡される。つまり、
国府津－松田断層は相模湾断層と、その西側の Fa 断層に分岐するものと推定される（図13）。
g) 相模湾東部における震源断層の形状
2003 年に相模湾の海岸部で実施した地殻構造探査では、国府津－松田断層は深さ 6km で、東に傾斜するフィリピン海プレートと接合する。1923 年の関東地震の震源モデルは、イメージングされたフィリピン海プレート境界のメガスラストと一致しており、1923 年の関東地震は分岐断層の活動なしにメガスラストの運動のみで発生した。他方、1703 年の元禄地震より古いプレート境界型の地震の発生時期については、島崎ほか（2009）は小網代湾の津波堆積物の解析結果から、歴史地震記録との対応を考慮し、1293 年であったと推定している。この時期は、神奈川県のトレンチ調査によって国府津－松田断層の活動時期とされた期間に入っており、国府津－松田断層がプレート境界地震とともに活動したという推定と矛盾はない。
しかし、問題はこうした分岐断層である out-of-sequence thrust がどの程度の広がりを持つのかということと、どのような挙動をとるかという点である。主断層と分岐断層という二つの組み合わせのみが存在するわけではなく、実際には前節で述べたように分岐断層が三次元的な構造を有しており（図 14）、ある分岐断層が活動した場合、必ず他の分岐断層も同時に活動するということは自明ではない。すなわち、断層の走向方向にある区間
では主断層が活動し、ある区間では分岐断層が活動するというシナリオを想定する必要がある。現在、こうした分岐断層のセグメント境界としては、国府津－松田断層と相模湾断層の境界部を想定するのが妥当であろうが、今後、海域についての三次元的な構造、とくに国府津－松田断層に直交する方向での断層や褶曲に対しても検討してく必要がある。

2) 神縄・国府津－松田断層帯の周辺の反射法地震探査データの再解析
a)対象測線と解析方法
神縄・国府津－松田断層帯周辺では、1990 年代から防災科学技術研究所・神奈川県・東京大学地震研究所・地質調査所などによって、反射法地震探査が実施されてきた。断層の深部形状を統一的に検討するためには、これらの反射法地震探査断面は極めて有効な資料である。ここでは、様々な仕様で取得されたデータを統一的な解析を行うことにより、均質な評価による断層形状の把握につとめた。また、近年、屈折トモグラフィー法による速度構造解析や、CRS (Common Reflection Surface)法など、新たな解析方法も開発されており、より明瞭に深部の地質構造を捉えることが可能になっている。こうした背景から、ここでは東京大学地震研究所や神奈川県によって取得された反射法地震探査データの再解析を行った。使用したデータは以下の 5 測線である（図 15）。
1. 平成 13 年度（2001）神奈川県地下構造調査 Line-A11

2. 平成 13 年度（2001）神奈川県地下構造調査 Line-B
3. 平成 15 年度（2003）東京大学地震研究所 相模湾測線
4. 平成 15 年度（2003）東京大学地震研究所 関東山地東縁測線 松田測線
5. 平成 17 年度（2005）東京大学地震研究所 小田原－山梨測線 足柄区間b) 2001 神奈川県地下構造調査 A 測線
2001 神奈川県地下構造調査 A 測線は、神奈川県大磯町から神奈川県小田原市に至る、
東北東－西南西方向の測線長約 15km の測線である（図 16）（神奈川県，2004）。測線中央部に、ミニバイブレータを用いた展開長 2.5km の高密度発震測線が 3km 設定された。
神奈川県が実施した足柄平野から大磯丘陵にいたる測線は、国府津－松田断層を横断して実施されたものであるが、横断部分の測線が狭隘であり、大型バイブレーターによる発震が断層近傍で確保できず、国府津－松田断層の形状については、必ずしも充分なイメージングが得られていない。今回実施したとくに CRS 重合法(Jager et al., 2001)による解析によって、大磯丘陵側の地下構造のイメージングが改善され、地表地質構造と調和的な反射断面が得られた。ここでは、主にマイグレーション処理をほどこした CRS 重合法深度
断面をもとに、国府津－松田断層の地下形状に焦点を置いて、本断面の地質学的解釈を行う。大磯丘陵下では CDP200 付近より東側では概ね西傾斜の反射面が卓越し、大磯丘陵の西部の CDP200 より西側では東傾斜の反射面が卓越する。見かけ上、向斜状の構造を示すがこの向斜の東翼では反射面のパタンーンから東傾斜の断層を推定した。地表地質(矢野，1986)
では、単純な向斜をなしている訳ではなく、大磯丘陵に分布する上部中新統の谷戸層の層理面は、しばしば傾斜 50°を越える傾斜を示し、複雑な地下構造が推定される。振幅の大きい部分がほぼ、上部中新統以下の地層に相当し、その上位に不整合で重なる第四系、前川層・二宮層などが振幅の小さい反射波群によって特徴づけられる領域に対応している(図17)。この境界を a 層準として、記載した。CDP520 付近に国府津－松田断層の断層トレー
スが地表地質・変動地形学的に推定されているが、東傾斜断層を隔てて上磐では東傾斜の反射面が、下盤では水平〜西傾斜の反射面が卓越する。推定した断層のみかけの傾斜は、30°である。国府津－松田断層の下盤側、千代台地の下では振幅の大きな反射面群が深さ750-1,500m に分布し、その上位には大磯丘陵下と同様に、反射面が不明瞭なユニットが重なる。これらの類似性から、層準 b を推定し、大磯丘陵下の層準 a と対応するものと推定した。この対応関係の確実性については、検討を要する。国府津－松田断層の下盤で、西傾斜の反射面とその西側の水平な反射面との境界部に断層を推定した。また、千代台地の西端に東傾斜の断層を推定した、これは CDP650 付近で 35°の傾斜で東に傾斜する反射面のユニットの基底部分に推定した emergent thrust である。累積変位量からは、この断層の変位は国府津－松田断層の次ぎに大きなものである。台地を構成する地下 300m ほどのユニットは、より下位の地層とは斜交し、不整合関係にあるものと推定される。この断層のさらに西側にも、CDP780-670 に上に凸の反射面が分布することから、その翼部に断層を推定した。測線西部では箱根火山古期外輪山火山噴出物(図 17)は東傾斜の反射面群として識別され、その上位にはほぼ平行に第四系堆積層が覆っている。この断面で推定される断層
群は、いずれも東傾斜でありこれらの断層群はいずれもプレート境界部の逆断層から分岐
12した断層と推定される。
c) 2001 神奈川県地下構造調査 B 測線
2001 神奈川県地下構造調査の B 測線は、神奈川県小田原市から酒匂川河川敷に沿い神奈
川県松田市に至る、南南東－北北西方向の約 10km の測線である。受振器は 400 チャンネルの固定展開で、標準 3 台の大型バイブレータ発震によりデータを取得した。
CMP 重合法による深度変換断面をもとに層準を判定した(図 18)。箱根火山古期外輪山火山
噴出物(Os)を覆って堆積した足柄平野を充填する堆積物(Afa)は、オンラップして堆積しており、この特徴から Os のトップの層準を認定した。本測線と直交する測線については、層準が調和的に判断されるよう努めた。
d) 2003 大都市圏地殻構造探査

相模測線

大都市圏地殻構造調査の一環で実施された 2003 相模測線は、静岡県三島市北東部から小田原及び相模湾岸を経て、東京湾に面した横浜市金沢区に至る約 77km の区間であり、バイブレータ、ダイナマイト及びエアガン震源を組み合わせて屈折法、広角反射法及び反射法データが取得された（佐藤ほか，2003; Sato et al., 2005）。探査レイアウトは、箱根区間におけるバイブロサイス車 4 台を震源とした反射法測線、相模湾岸における海岸線に受振器を設置し、海域のエアガンを震源とした反射法測線、鎌倉－横浜区間の独立型受振区間を含めて全受振器展開におけるエアガン多重発震 6 点とダイナマイト発震 1 点による屈折法・広角反射法測線となっている。
再解析によって得られた、CMP 重合法（図 19）と CRS 重合法による深度変換断面、屈折
トモグラフィー法によって得られた速度構造（図 20）をもとに、地質学的な解釈を行う。
測線東部の箱根火山南麓部分では地表では、箱根火山噴出物が分布する。屈折トモグラフ
ィーによる速度構造は、箱根火山下で 5km/s の速度構造が全体として浅くなる。4〜5km/sの等速度線は CMP300 付近で西側低下の低下を示す。変位量は約 1km で、この西側では反射層に富む領域が深さ 2km 程度まで分布するが、段差を隔てて東側では分布しない。これらの反射面は背斜上の構造をなし、横ずれに伴う花弁状構造と判断される。構造性の不連続から高角西傾斜の横ずれ断層が推定され丹那断層の主部が通過するものと判断される。
CMP1200 から 2000 までの測線中央部では、約 30°の東傾斜でみかけ上東に傾斜する反射面群が分布する。これらの反射面群はフィリピン海プレート上面からのものと考えられている(Sato et al., 2005)。このプレート境界断層は 6km 以浅でいくつかの断層に分岐し、複雑な形状をなす。国府津－松田断層周辺では、CMP1100 付近で東側の東傾斜の反射面と西側のほぼ水平な反射面の境界として認識できる。ややリストリックな形状を示し、浅部では傾斜 45°、深さ 3km 以深は不明瞭であるが低角化しつつプレート境界断層に接合するものと推定される。屈折トモグラフィー法による速度構造は、反射断面からの推定と調和的でこの断層に沿って、深さ 500m にある 4km/s の等速度線が足柄平野の軸部では深さ 3kmとなる。反射面の不連続から、国府津－松田断層から深さ 2km 付近で分岐する傾斜 30°の断層と、CMP950 付近に伸びるより西側の断層が推定される。この断層の 1km 以浅では東翼
緩傾斜の背斜構造を伴う。大磯丘陵下と足柄平野下の速度構造は大局的には西に傾斜した
13

面で低速度領域に推移しており、このことはこの間の構造が単に一つの衝上断層だけでなく、複数の断層に境されたスラストシートの分布によって、大局的には西傾斜の速度境界が形成されていることを示唆する。大磯丘陵下には、上部中新統の前弧堆積物が分布する。
CMP1550 付近では、ブーゲ異常のデータから(駒沢，1985)、藤の木-愛川線の南方延長の向斜状の構造が追跡される。速度構造からも西側で Vp 4km 層が低下する構造を示しており、この東側に藤の木－愛川線の南方延長の構造が推定される。

e) 2003 大都市圏地殻構造調査 関東山地東縁測線 松田測線
東京大学地震研究所が平成 15 年に実施した大都市圏地殻構造調査「関東山地東縁測線」(佐藤ほか，2004)のうち、「反射法松田バイブレータ測線」が統合解析の対象である。秦野
市戸川より大井町、開成町、南足柄市竹松に至る 16km の測線である（図 21）。丹沢層群の分布地域と神縄断層によって画された足柄層群の分布地域を経て足柄平野に至る。展開長
16.0km（224 チャンネル、固定展開）による反射法地震探査データが取得された。
再解析によって、CMP 重合後マイグレーション深度断面図と MDRS 重合後マイグレーショ
ン深度断面図を得た。主として CMP 重合後マイグレーション深度断面図（図 22）に基づいて地質学的な解釈を行う。露出する箱根古期外輪山溶岩類の分布と傾斜から、その上面の層準(Os、図 22)を推定した。これより上位では反射面に富む領域が広がり、この層準は下限となっている。この反射面に富む地層は、足柄平野を充填した概ね 20 万年以降の堆積物である。国府津－松田断層は、CMP 法反射断面では向斜状の傾斜変換点に推定した。この部分は、変動地形学的に推定される断層トレースと一致する。平野充填堆積物中には顕著な変位を示す断層は分布しない。国府津－松田断層の上盤側は、地質構造からは北東傾斜が推定されるが、反射断面では南西傾斜の反射イベントが卓越しており、重合速度についてさらなる検討が必要である。このため断層の傾斜については、検討を継続する必要がある。
f) 2005 小田原-山梨測線

足柄区間

統合解析の対象としたのは、小田原-山梨測線（佐藤ほか、2006）のうち稠密なバイブレータ発震が実施された足柄平野内の「足柄区間」である。足柄区間は小田原市酒匂川河口を起点とし、JR 御殿場線山北駅近傍に至る約 17km の測線である（図 23）。足柄区間は有線
テレメトリーシステム GDAPS-4 が使われており、固定展開の 342 チャンネル（展開長は 50m
×342＝17.1km）でデータが取得されている。測線上を大型バイブレータが標準で 4 台、150m間隔で発震作業を行った。標準の発震は 16 回スイープとしたが、40 回スイープの高エネ
ルギー発震点を測線上で 9 点実施した。屈折トモグラフィーによって求めた速度構造を図24 に示す。
マイグレーション後の深度変換断面にもとづいて、地質構造の検討を行った(図 25)。測線北端部には、丹沢層群が露出し、その南端は北傾斜の神縄断層によって限られる。その南には足柄層群(Ag)が分布し、その南端は近年のボーリングによって、その存在が明らかになった丸山断層が分布する(笠原ほか，2004;林ほか，2010)。丸山断層の地下形状は、地表位置と CMP650-550 まで連続する反射面が消滅する部分をつないで推定した。大都市圏
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大震災軽減化特別プロジェクトの一環として掘削された山北観測井でのボーリング調査によって、深さ 2km までの層序が明らかになっている(林ほか，2007; 津久井ほか，2006)。
CMP450 より南側の箱根古期外輪山溶岩の層準の位置についてはは、交差する反射法地震探査測線の結果と調和的になるよう留意して判断した。CMP400 より北側で、箱根古期外輪
山溶岩の層準が浅くなる。これらの隆起運動を引き起こした断層の有無について今後検討する必要がある。

3) 箱根-富士吉田測線の地殻構造探査a) 探査の背景
神縄・国府津－松田断層は伊豆半島を構成するフィリピン海プレートと、本州を形成す
る陸側プレートの境界部とされ（杉村，1972）、しばしば富士山の東麓を通過するプレート境界が推定されてきた。しかしながら、富士山の東麓の御殿場周辺には、御殿場泥流（町田，1964）・御殿場岩屑流堆積物（宮地ほか，2004）とよばれる 2900〜2600 年前の堆積物が厚く分布し、変動地形的には明瞭な活断層は記載されていない（活断層研究会，1980; 中田・今泉，2002）。一方、2008 年に岩手宮城県境の奥羽脊梁山地東縁で発生した岩手宮城内陸地震（M7.2）は、火山噴出物下に伏在する活断層の危険性を如実に示したものであった（佐藤，2009）。富士火山東麓に活断層が分布していない点については、伊豆半島と本州側の境界が島弧-島弧の衝突の結果、不活発な境界となったと考える研究者もあるが、こうした考えは伊豆衝突帯の北西部には沈み込むスラブに沿った地震活動が発生していないこ
とも、背景になっている。しかしながら、近年の地殻構造探査の結果、甲府盆地下ではア
サイスミックなスラブからの反射面群が見いだされ（佐藤ほか，2008）、自然地震波トモグ
ラフィからも、連続的なスラブの分布が推定されている（Nakajima et al., 2009）。こうした新たなデータから考えると、富士山の北西に広がるフィリピン海プレートの境界部は、活断層として存在している可能性が高い。
こうした背景から、本重点的調査観測プロジェクトでは、神縄断層の西方延長と火山噴出物下の活断層の存在を明らかにすることを目的として、箱根火山西麓から御殿場を通り、富士吉田に至る 34 km の測線で、地殻構造探査を実施した（図 26）。
b) 測線周辺の地質
伊豆衝突帯は、伊豆-小笠原弧の本州弧への多重衝突によって形成され（Amano, 1991）、
6Ma には丹沢ブロックが、そして現在は伊豆半島が本州弧に衝突している（図 27）。伊豆小笠原弧に起源をもち、本州弧に付加した丹沢山地の構造は重力異常でも明瞭に現れている（図 28）。丹沢山地は北に凸のクロワッサン状の形状を示し、北縁の藤の木-愛川線は幅の狭い低重力異常帯となっている。南縁はほぼ東西走向の神縄断層によって境される。神
縄断層は北傾斜の逆断層で、低下側には足柄層群が分布する。足柄層群は、丹沢ブロックの本州弧への衝突の後に、伊豆半島と丹沢山地の間に形成されたトラフを充填して堆積した粗粒堆積物で、層厚は 5000〜6000m に及ぶ。堆積年代は 200 万年から 60 万年前である（今永, 1999; Imanaga, 1999）。足柄層群の構造は、駿河小山付近では神縄断層とは大きく斜交し、北北東走向で急傾斜する足柄層群が、神縄断層の下に潜り込む構造を示している。
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丹沢山地と神縄断層の西方延長は、富士火山噴出物によって被覆され地表には露出しない。重力異常からは、丹沢山地に相当する高重力異常域は、富士火山下を南東方向に伸び、愛鷹火山の北麓に伸びる（図 28）。一方、駿河小山に露出する足柄層群の南方への延長は、
箱根火山噴出物に覆われる。箱根火山噴出物は、65 万年以降に噴出した玄武岩・安山岩を主体とする（平田，1999）。箱根火山周辺のボーリング資料によれば、火口周辺では伊豆弧に対比される中新統の湯河原層群や鮮新統の白浜層群に相当する火山砕屑岩が分布することが明らかされている（萬年，2008）。一方、箱根火山東麓の乙女峠ボーリングでは、海抜下 693 m 以深に足柄層群の塩沢層相当の礫岩が分布するが（本宮・狩野，1987）、陸上噴出を示す高温酸化を受けた箱根の溶岩流が分布しており（伊藤谷生私信）、火山西麓の構造的な低下を示している。これは、箱根火山西麓が地形的な特徴から全体として西方に傾動しているという指摘（鈴木, 1971; 吉田ほか，2011）と調和的である。湯河原層群・白浜層群などの、箱根火山の基盤をなす地層群と足柄層群との構造的な接触関係や、足柄層群の南西方向への広がりについては、拘束する情報に乏しい。
神縄断層の西方延長や低下している箱根火山噴出物と山麓西方に推定される断層などは、
御殿場周辺の地下に分布しているが、ここでは 2900 年から 2600 年前に堆積した御殿場岩
屑流や御殿場泥流によって、その地下構造は不明なまま残されている。こうした富士火山・箱根火山の噴出物下の地下構造を明らかにするために、箱根火山西麓から御殿場を経て、富士吉田にいたる地震探査測線を設定した。

c) 調査測線「箱根-富士吉田測線」は、山梨県富士吉田市を起点に、同県南都留郡山中湖村、静岡県
駿東郡小山町を経て同県御殿場市に至る約 34km の区間に設定した（図 26）。
測線の中央部、駿東郡小山町須走から御殿場市仁杉にかけての 9.2km には有線テレメト
リーシステムを配置した。それ以外の約 24.8km には有線テレメトリー区間を挟んで、独立型受振システムを南部と北部に配置した。各区間の受振展開仕様を表 1 に示す。
本測線上でバイブレータ発震とダイナマイト発震を実施した。小山町須走から御殿場市
水土野までの区間はバイブレータ稠密発震区間とし、保安要件が確保できることを前提に、最大限の発震点を設定した。稠密発震区間以外の 23.7km の区間は低重合発震区間とし、250m～500m 間隔で発震した。加えてダイナマイト発震 5 点、バイブレータ高エネルギー
発震 9 点の広角反射法及び屈折法データを取得した。
d) 調査概要
現地調査は平成 23 年 7 月 20 日から同年 7 月 31 日にかけて実施した。
尚、測量作業はこれより先行して同年 7 月 15 日から 7 月 29 日にかけて実施した。
i) 受振器設置作業
有線テレメトリーシステム’GDAPS-4A’を設置した区間は、小山町内、御殿場市西部の約9.2 km である。受振器、データ伝送装置（RSU）、バッテリーユニット及び本線ケーブル
は、調査測線に沿って 25m 間隔もしくは 50m 間隔で設置した。各受振点では 3 個もしく
16

は 9 個の受振器（ジオフォン）を一箇所にまとめて設置した（図 29）。
本調査の受振測線で、独立型受振システムの設置受振点は 574 点であり、測線全体の 74%を占めている。
ii) バイブレータ発震作業（図 30）
バイブレータ発震作業は、測線上のノイズレベルが夜間には低下すること、交通量が国
道 138 号では日中の発震作業が物理的に困難であるため、夜間(21 時-5 時)に実施した(図32)。
反射法発震では、バイブレータ４台を震源として、25～100 m 間隔の稠密発震点を 135
点、250～500m 間隔の低重合発震点を 62 点確保した。重力データより、神縄・国府津－松田断層帯の延長が予想される小山町須走周辺を稠密発震区間に設定した。低重合発震は、
バイブレータ 4 台を震源として、7 月 23 日の本観測開始前に実施した発震パラメータテス
トの結果から、6～40Hz のスイープ周波数とした。一方、堆積層全域及び浅部断層構造のイメージングを目的とした稠密発震に関しては、より高周波数帯域を含めた 6～50Hz とした。受振展開は全受振展開による固定展開とした。
屈折法及び広角反射法発震として、バイブレータ高エネルギー発震点を 9 点確保した。
後述するダイナマイト発震点も併せて約 2.5km 間隔となるよう選点されている。屈折法及び広角反射法発震においては、反射法発震よりもさらに 30Hz 以下の低周波数帯域におけるエネルギー確保を目的として、スウィープ周波数 6-30Hz 及びスウィープ長 24 秒が採用された。受振展開は全受振展開による固定展開とした。
iii) ダイナマイト発震作業
屈折法及び広角反射法ダイナマイト発震は、山梨県内に 1 点、静岡県に 4 点の計 5 点設定した(図 31)。以下に各ダイナマイト発震点の詳細を記述する。測地系は「日本測地系 2000」
である。
SP-1D...山梨県富士吉田市上吉田地内
座標...北緯 35°28′07.6″、東経 138°46′54.8″

発震薬量...50kg、坑底深度...33.50m、薬頭深度…27.40m
発震時刻...平成 23 年 7 月 25 日 23 時 43 分 11.222012 秒
表層地質...扇状地堆積物
SP-2D...静岡県駿東郡小山町須走地内
座標...北緯 35°23′04.9″、東経 138°51′41.4″

発震薬量...50 kg、坑底深度...32.50m、薬頭深度…27.25m
発震時刻...平成 23 年 7 月 26 日 01 時 03 分 10.882313 秒
表層地質...富士火山火砕堆積物
SP-3D...静岡県御殿場市古沢地内
座標...北緯 35°20′41.4″、東経 138°54′46.7″

発震薬量...50 kg、坑底深度...32.52m、薬頭深度…28.23m
17発震時刻...平成 23 年 7 月 25 日 23 時 03 分 57.303512 秒
表層地質...富士火山岩屑
SP-4D...静岡県御殿場市東田中地内
座標...北緯 35°16′41.4″、東経 138°57′36.5″

発震薬量...50 kg、坑底深度...32.57m、薬頭深度…27.33m
発震時刻...平成 23 年 7 月 26 日 00 時 30 分 11.037912 秒
表層地質...箱根火山古期外輪山玄武岩-安山岩火砕岩
SP-5D...静岡県裾野市深良地内
座標...北緯 35°13′19.1″、東経 138°58′07.3″

発震薬量...50 kg、坑底深度...32.70m、薬頭深度…27.48m
発震時刻...平成 23 年 7 月 26 日 02 時 00 分 10.871113 秒
表層地質... 箱根火山古期外輪山玄武岩-安山岩火砕岩e) 調査仕様
以下に、i)反射法調査仕様を発震種別毎に、ii)屈折法及び広角反射法調査仕様を発震種
別毎に、一覧をそれぞれ示す。
i)反射法調査仕様
反射法データ取得仕様一覧を表 2 に示した。
ii)屈折法及び広角反射法調査仕様
屈折法及び広角反射法データ取得仕様一覧を表 3 に示した。
f) 発震記録
図 32 に、調査測線全域におけるバックグラウンドノイズの時間及び空間変化を示した。
発震作業は上述したように 21 時から翌日 5 時の夜間に実施した。国道 138 号沿いの区間
では夜 21 時と深夜 2 時とでは平均ノイズレベルに 60dB に達する差が認められる。別荘地や測線南側の山間部と市街地との平均ノイズレベルには 40dB に達する差が認められる。
図 33 にダイナマイト屈折初動振幅の距離減衰を示す。
i) 屈折法及び広角反射法ダイナマイト発震記録
本調査測線北端となる SP-1D(山梨県富士吉田市上吉田地内)では、屈折初動はオフセッ
ト距離約 5km までは確認できるが、以遠に関しては全域に亙って把握が困難である。
SP-2D(静岡県駿東郡小山町須走地内)では、屈折初動は御殿場市街地で不明瞭ではあるものの、測線全域で確認された。SP-3D では、屈折初動は山中湖村の国道 138 号沿いで若干不明瞭であるものの、測線全域に亙って確認された(図 34)。測線北側の屈折初動速度は4.0km/s、5.8km/s であり、測線南側の屈折初動速度は 4.0km/s である。SP-4D 及び SP-5D
は、発震点近傍の表層地質が箱根火山古期外輪山玄武岩-安山岩火砕岩であり、屈折初動の18

到達区間は御殿場市街地南部まであった。
ii) 屈折法及び広角反射法バイブレータ高エネルギー発震記録
バイブレータによる高エネルギー発震記録は、山梨県側で 3 点、静岡県側で 6 点の計 9点において取得した。垂直重合数はそれぞれ 40 回～100 回である。
山梨県側の SP-12V（図 35）、SP-13V（図 36）での発震記録では、御殿場市街で不明瞭な部分があるものの、測線全域に亙って屈折初動が確認できる。確認できる屈折初動速度
は 2.0km/s、3.7km/s、4.5km/s、5.5km/s である。発震記録上における深部反射波列は、
駿河礫層及び足柄層上部程度までの比較的浅層部で確認されたに止まった。
静岡県側の発震記録では、SP-14V の発震記録で山中湖村と御殿場市街の国道 138 号線
沿の範囲の初動が不明瞭であるものの、測線両端まで初動を確認できる。他の発震記録では、SP-17V での発震記録を除いて、オフセット距離約 10km 以上の初動を確認することが困難である。
全体的にダイナマイト発震記録に比べて、バイブレータ高エネルギー発震記録の方が良好である。これは、測線全体の平均ノイズレベルが高いため、垂直重合及びノイズエディ
ット効果が相対的 S/N 向上に寄与したとものと推察される。
iii) 反射法バイブレータ発震記録
本調査では、山梨県南都留郡山中湖村から篭坂峠を経て静岡県駿東郡小山町須走、御殿場市水土野に至る国道 138 号沿いの区間において稠密反射法発震記録を 135 点取得し、稠
密発震区間の北部と南部約 23.7km の区間で低重合反射法発震記録を 62 点で取得した。
図 37 には山中湖村篭坂峠付近での低重合反射法発震記録を示す。大型バイブレータ 4台による 24 回重合の記録であり、往復走時 1.5 秒付近までの浅部反射波を確認できる。
屈折初動に関しては、測線北端までは一部不明瞭であるがオフセット距離 11km まで確認できたのに対して、南側では御殿場周辺の高ノイズ区間に阻害され、測線南端の芦ノ湖北側区間で限定的に把握できたに止まった。
g) 反射法データ解析
本データ解析では、原則固定展開(測線長 34.0km)で取得された総ての反射法データを用いて解析をおこなった。図 38 に示した CMP 毎の重合数及びオフセット距離分布に示した様に、小山町須走周辺を稠密受振・発震区間に設定したことによって、測線中央部における有効重合数が十分に確保されている。図 39 に反射法データ処理フローを示した。本解析では、標準的な反射法データ処理フローに加えて、CRS/MDRS 法による高精度イメー
ジング処理を実施した。CRS（Common Reflection Surface）重合法では、CMP に属するトレースだけではなく、その近傍の CMP を多数併せた’super gather’を重合処理することによって、従来の CMP 重合法とくらべて飛躍的に高い重合数を確保し、S/N 向上が図られる。また、反射点の異なるトレースの重合を空間解像度の劣化を抑えつつ適切に行うた19

め、CRS 法におけるムーブアウト補正では、零オフセット記録上での反射波走時の傾斜及び曲率といった CMP 間の挙動に関わるパラメータが自動推定され、走時補正を経て重合記録が構築される。従って、地表に分布する火山噴出物の影響によって信号レベルが微弱な深部反射波列を抽出し、神縄・国府津－松田断層近傍における不均質構造及び断層形状の把握する上で、CRS 解析の有効性が期待される。今回の解析では CRS 法の一手法である、複数の傾斜イベントに対応可能な MDRS 法（Multi-Dip Reflection Surface）を採用した。MDRS 処理の概念図を図 44 に示す。
データ解析パラメータを表 4 に示した。CMP 重合処理の結果、重合時間断面（図 40）、
重合後時間マイグレーション断面（図 41）、重合時間断面に対する深度変換断面（図 42）、
重合後時間マイグレーション断面に対する深度変換断面（図 43）を得た。MDRS 重合処理の結果、重合時間断面（図 45）、重合後時間マイグレーション断面（図 46）、重合時間
断面に対する深度変換断面（図 47）、重合後時間マイグレーション断面に対する深度変換
断面（図 48）を得た。
h) 屈折法データ解析
本調査で取得された全ての記録（屈折法及び広角反射法記録、反射法記録）を用いて、屈折トモグラフィー解析を行った（図 49）。本解析では、想定される構造傾斜方向とデー
タ取得ジオメトリ（測線の屈曲、オフセット長）を考慮して、測線の北端と南端を結ぶ投影 測 線 を 設 定 し て 'Turning-ray'を 仮 定 し た 初 動 走 時 ト モ グ ラ フ ィ に よ り 速 度 構 造 の 推 定を行なった。
i) Turning-ray を仮定したトモグラフィー解析手法[1] 速度モデルに対する屈折波線及び走時計算
第一段階における屈折波波線及び走時の計算法として、走時線型近似法(LTI 法)を用いた。この手法はアイコーナル方程式の差分解法の一般型であり、波線が節点に拘束されないため屈折角が節点間隔の制約を受けないこと、及び格子の境界内部ではなく境界面が分割されるため計算効率が良い利点がある。LTI 法では、前進過程に於いては発震点から格子境界面上の走時評価点までの走時が計算され、境界面上の総ての点での走時は計算走時
を線型内挿することによって得られる。また、後進過程においては受振点からの最小走時点を求めて波線経路が計算される。
[2] 屈折法インバージョンのアルゴリズム
観測走時,計算走時及び速度モデルを用いてインバージョンを実施し、速度モデルの更新を行った。インバージョンでは速度モデルの格子を通過する全波線について速度値の修正
を 行 い 、 各 格 子 の 平 均 値 を 用 い て 修 正 量 を 決 定 す る SIRT 法 (Simultaneous Iterative
Reconstruction Method)を採用した。一般に、格子間隔を小さくすると波線密度は低下して解の安定性は低下し、逆に格子間隔を大きくすると分解能が低下する傾向を示す。従って、本解析では以下に示す様に、波線に重み関数を持たせて内側の格子点について内側の20

格子点について速度値 の更新を実 施した。これは屈折波の波線経路上 にスローネス修正量が集中して、インバージョン結果が不安定となることを回避する効果を持つ。

 w  R 2 T 
 S  S  S    S,i  R  TC,i 
i1 
N

S

k1

k

k

w R
 R i1N

ここに、 S k は(k-1)回の反復修正を経たスローネス分布,
は波線が通過する格子点からの反復修正有効範囲,

2

S はスローネスの修正係数, w

R は波線が通過する格子点からの距離,

TS,i は i 番目の波線に関する観測走時及び TC,i は i 番目の波線に関する計算走時である。こうした速度(スローネス)の修正後に、速度モデルの更新及びインバージョンを実施し、残差が平均誤差以下になった時点で解析を終了する。
[3] 初期モデルランダム化によるトモグラフィー解析結果の信頼性評価
屈折トモグラフィー解析結果の信頼性を評価する方法として初期モデルランダム化によるモンテカルロ確度解析をおこなう。図 50 にその概念図を示す。ある条件下でランダムに生成した多数の初期モデルに対してトモグラフィ解析を実施し、すべての結果を平均化した速度分布およびその平均値からのバラつき度合いを示す標準偏差分布が得られる。これら二つの情報は、トモグラフィー解析による速度構造モデルとその確からしさの指標として提供される。この方法では計算に用いる初期モデルの数に応じて計算コストが増大するものの、トモグラフィー解析結果に対する解の信頼度および安定度を示すための有効な手段である。
ii) 解析及び結果解析に用いた初動読取結果を図 51 に示す。解析パラメータを表 5 に示す。初期モデル
ランダム化による平均速度モデルによる結果を図 52 に示す。
i) 箱根-富士吉田測線の地質学的解釈
ここでは、CMP 重合法によるマイグレーション後の深度変換断面、屈折トモグラフィー
解析によって得られた速度構造、御殿場小山測線の浅層反射法地震探査断面（3.2.b）、ボーリング資料や地表地質データ、MT 法による比抵抗断面（3.1.d）、重力データをもとに当該断面の地質学的解釈を行う。
反射断面の特徴の一つは、箱根火山の西翼から御殿場市街地を経て、須走の地下まで伸びる見かけ上西傾斜の反射面群である（図 53 の a および b）。これらはほぼ箱根火山の山
麓斜面とほぼ平行して地下に分布する。これらの反射イベントは地下 4km 程度まで追跡され、微弱なイベントは 6km 程度まで追跡できる。測線中央部では、波長の長い振幅の大きな反射波群が深さ 5km 程度まで分布するが、弧かけ上水平から東傾斜の反射イベントが卓越する（図 53）。測線西部では、山中湖の南東端から北に傾斜する面で（図 53 の c）、中央部で見られた振幅の大きな反射波群が消失し、反射イベントに乏しい領域が広がる。
図 54 には反射断面の解釈を、さらに図 55 には断面の中央部を拡大表示した図を示す。
21

測線西部から順に述べる。
富士吉田-山中湖の区間(CMP1 から 450)は、この測線では最も弾性波速度の大きい領域であり、重力異常からみても丹沢山地から連続する正の重力異常域となっている。山中湖の地下は、屈折法に速度プロファイルでも地下 1km 程度の速度構造が低下し、波長の細かい反射相が見られる。地質図（例えば天野ほか，2007）から、高速度領域は精鋭閃緑岩の貫入岩が広範に分布している可能性が高い。一方、その上位の低速度領域については、上部
中新統の堆積岩などが、不整合で分布している可能性がある。山中湖の南東端には、反射パターンの不連続（図 53c）から北傾斜の断層が推定される。これは道志断層の延長に相当する。累積変位は見かけ上、正断層的である。
山中湖から須走（CMP450-820）にかけての区間では、振幅の大きな波長の長い反射波が卓越する領域が地下 5km ほどまで広がる。地表地質からは丹沢層群の玄武岩〜安山岩質の溶岩・火山砕屑岩が分布している。P 波速度も、4 から 5km/s であり、岩相とよい対応を示している。CMP650 から 820 の海抜高度程度の高さまで、連続性のよい波長の細かい反射波群が卓越する。これは、それより下位の波長の粗い反射波の卓越領域を不整合で覆う（図55）。
神縄断層の延長を CMP820 から 30 度ほどの傾斜を示すものとして推定した。最も大きな
根拠は全体の速度構造である（図 56）。測線西部では、P 波速度の大きい領域は高まりをなすが、P 波速度、5.4km の等速度線は、東部で急激に低下する。この段差構造は神縄断層に起因するもので、速度の逆転も示している。速度逆転の領域をトレスーするとより小さい
傾斜角をとるものも想定されるが、前述した箱根火山から伸びる西傾斜の反射面群の分布の上端を考慮すると、むしろ傾斜が大きくなるように読める。ここでは、それらの中間的な解釈を行い、高速度領域の基部に連続させた。地表位置については、浅層反射の解釈を参考にするとともに、地下 1km から 4km に分布する波長の長い反射波の東端と一致させた。
また、この浅部延長で、最上部のユニットを構成する波長の短い反射波群が卓越する丹沢層群を不整合に覆うユニットの基底部に不連続が見られるため、この位置で推定した。地表は富士火山の噴出物に覆われ、変動地形的な根拠は微弱である。Ito et al. (1989)は、丹沢層群と足柄層群より上位の更新統と接する北東-南西方向の断層を柳島断層と名付けている。ここでは、丹沢層群の南端を規制する北傾斜の断層が、走向を変化させながら分布していると考え、測線上に丹沢層群と足柄層群を限る断層について神縄断層と呼ぶ。
最上部のユニットは、CMP1050 付近まで分布し、西傾斜の箱根火山噴出物に、オンラッ
プする。箱根火山の形成は、約 65 万年前に形成されたと推定されており（平田，1999）、
これを不整合で覆うユニットは、概ね 65 万年以降の堆積層(中・上部更新統)と推定した。
駿河礫層などが、相当する。神縄断層から東方に、とくに小山で実施した浅層反射法地震探の結果を参考にして、箱根火山噴出物の間には二条の断層を推定した。
MT 法の結果とも良好な一致を示しており、丹沢層群の延長部は大きな Vp 領域・高重力異常域で特徴づけられるが、MT 法によれば高比抵抗域となっている（3.1.d）、また足柄層群ないし箱根火山噴出物は低比抵抗体となり、両者は西傾斜の面で接し、弾性波探査から推定した断層の形状と一致する。
22

一連の地質構造プロセスを、図 57 に概念的に示した。足柄層群堆積時（2〜1Ma）には、丹沢山地と伊豆半島の間には、本州弧と伊豆半島の間にトラフが広がり、それを埋め立てて足柄層群が堆積した（伊藤ほか，1986）。1Ma には、フィリピン海プレートが NNW 方向か
ら WNW 方向に運動方向が変化したと推定されている（Yamaji, 2000）。この変化によって、測線の方向（NW 方向）への短縮変形レートが増大し、足柄層群はスラストの東方向への前進を伴いながら、短縮変形が進行した。スラスト先端部では、伊豆半島の湯ヶ島層群が高まりをなしており、スラストの先端部の動きは停止し、順次、活動の中心は
out-of-sequence 断層を活動させながら、西側に移動した。箱根火山噴出物と駿河小山周辺に露出する足柄層群は構造差をもった不整合関係にあり、このような構造的な関係から判断して、箱根火山噴出物堆積時にはすでに、断層の活動中心は、御殿場付近に移動していたものと推定される。乙女峠で掘削されたボーリングでは、海抜高度−693m で箱根火山
噴出物の基底に達する（木宮・狩野，1987; Ito et al., 1989）。基底部には高温酸化を受けた陸上溶岩のクリンカーが足柄層群の直上に分布することから、箱根火山噴出後に沈降運動が進行したと推定される（伊藤谷生私信）。これは、神縄断層もしくはその前方に位置する断層の活動を伴いながら、箱根火山の西翼が神縄断層の下に沈み込んだことを示している。小山で実施した浅層反射では、足柄層群を不整合で覆う更新統も変位させており、大局的には神縄断層システムの out-of-sequence 断層に相当する。
2011 箱根-富士吉田測線は、伏在活断層のポテンシャル評価を目的として実施したもの
で、深部から浅層部までの地球物理学的手法による探査によって、断層の存在、それらが更新統上部に変位を与えている可能性が極めて大きいことが判明した。しかし、物質的な証拠は得られておらず、活動性については今後の重要な問題として残されている。
j) 神縄・国府津－松田断層帯の三次元断層モデル-とくに神縄断層の南西延長について
平成 22 年度には、相模トラフ横断地殻構造探査や、大都市圏地殻構造探査などで実施した深部反射測線、また同平成 14 年に実施した神奈川県が実施した国府津－松田断層を横切る反射法地震探査（神奈川県，2002）の再処理断面などを参考として、断層形状の矩形モデルを作製した（図 58）。大磯丘陵下に沈みこむフィリピン海プレートは、伊豆-小笠原弧
前弧域に相当し、通常の沈み込みの様式を示す。しかしながら、丹沢山地にかかる部分では、島弧地殻の上部が本州弧と衝突し、足柄平野北縁では神縄断層や松田北断層が、東西走向を示すようになる。また、松田北断層は平均変位速度も国府津-松田断層に比べて低下する。こうした特徴から、松田北断層は、国府津-松田断層とは別のセグメントとして扱うこととした。傾斜は反射法地震探査の結果をもとに（木村ほか，2005; Arai et al., inreview）、約 30 度とした。
神縄断層の西方延長については、箱根-富士吉田測線の結果や、丹沢山地に相当する正の重力異常帯が富士山南麓まで、ほぼ東北東-西南西方向に連続することから、その南端部に想定し、重力異常によって長さを推定した。傾斜については、地殻構造探査のデータから、
ほぼ 30 度とした。大都大震災軽減化特別プロジェクトで実施した小田原-山梨測線の地殻構造調査と併せて実施した自然地震観測によるレシーバ関数解析では、曽根丘陵断層帯の23

深部延長は神縄断層の深部延長と接合し、曽根丘陵断層帯の深部延長がより深部までのびる（佐藤ほか，2012）。矩形モデルではこの深さ 12km を最深部として描いた。重要な点は、断層は直接プレート境界には連続せず、地殻上部の断層となっている点である。現時点では、富士山東麓の断層の活動については明らかではないが、御殿場泥流の堆積時以降には、変形は見られず、プレート収束成分の一部しか担っていない。こうした断層の挙動は、断層面が直接プレート境界に連続していないことと調和的である。
(k) 結論ならびに今後の課題

平 成 21年 度 に は 、 国 府 津 － 松 田 断 層 と プ レ ー ト 境 界 の 断 層 と の 関 係 を 明 ら か に す
る た め に 、 伊 豆 半 島 東 岸 の 伊 東 か ら 相 模 湾 を 横 断 し 、 三 浦 半 島 の 葉 山 に い た る 73 kmの区間で、二船式による海上反射法地震探査を実施した。この結果、以下の諸点が明らかになった。
1) 国 府 津 － 松 田 断 層 の 走 向 延 長 で 、 7 kmほ ど の 深 度 で プ レ ー ト 境 界 の メ ガ ス ラ ス ト
から分岐した形状を示す断層が存在する。
2) 相 模 湾 断 層 は 、 国 府 津 － 松 田 断 層 と 類 似 し た 形 状 と 累 積 変 位 量 を 有 す る
out-of-sequence thrust で あ り 、 国 府 津 － 松 田 断 層 に 連 続 す る 可 能 性 が 高 い 。
東 京 湾 測 線 と の 統 合 断 面 で 判 断 す る と 、中 角 度 の 東 傾 斜 を 示 し 、三 浦 半 島 下 で プ
レート境界に収斂する可能性が高い。
3) 国 府 津 － 松 田 断 層・相 模 湾 断 層 は プ レ ー ト 境 界 か ら の 分 岐 断 層 で あ る が 、こ れ らの分岐断層は走向方向にいくつかのセグメントを構成している可能性がある。したがって、メガスラストからの地震時の運動の際に浅部のどの断層を使うかについては、複数のシナリオが存在する。
今回実施した調査は、二船式を導入し現行の地殻構造探査において高度なデータ取得を行っている。しかしながら、現実的には最高の仕様で探査を行ったわけではない。国府津松田断層の東側の深部における反射法によるイメージングを向上させるには、三浦半島西海岸での海底受振ケーブルの使用、東京湾側での発震、小規模な掘削などによる受振点での低ノイズ化などが必要である。
平成 22 年度には、神縄・国府津－松田断層帯の三次元断層形状モデルを作成するために、
既存の反射法地震探査データの再解析を行った。異なる仕様で取得されたデータを統一的な手法と、近年開発された屈折トモグラフィー法による速度構造解析・CRS (Common
Reflection Surface)法などの手法で再解析することにより、断層形状を高い精度で明らかにするための基礎資料とした。平成 13 年度（2001）神奈川県地下構造調査 Line-A は CRS
法によって、平成 15 年度（2003）相模湾測線については、屈折トモグラフィー法による速度構造解析によって、活断層の地下形状を推定する上で、有効な成果が得られた。両測線
とも、中角度で傾斜する国府津－松田断層の西側に、東傾斜の逆断層が形成されている。
これらの再解析結果と、既存の反射法地震探査断面をもとに、三次元断層形状モデルを作成した。
神縄断層については、その西端は富士火山噴出物に覆われて、西方延長が不明である。
このため、平成 23 年には箱根火山西翼から御殿場を経て富士吉田に至る延長約 34km の測
24

線において、屈折法・広角反射法を主体とした地殻構造探査を行い、御殿場市に伏在している本州弧と伊豆弧のプレート境界断層の位置・形状を明らかにした。本重点調査で得られた小山町における浅層反射法地震探査の結果も含め、神縄断層とその南東に位置する伏在断層の形状モデルを作成した。併せて、これまでの調査結果に対して、総合的な検討を行い神縄・国府津－松田断層帯の震源断層の形状モデルを作成した。
全体を通じて最も重要な成果は、国府津－松田断層のプレート境界断層からの分岐断層としての特徴を、構造探査によって明らかにしたことである。この事実は、本断層帯から発生する地震像、長期評価に直接的な影響を与える。これに次ぐ、成果としては、伊豆衝
突帯北西部の地殻構造を明らかにし、伏在活断層の可能性を示したことである。こうした、最新の地下構造についての情報を最新の構造解析によって更新し、強震度計算に利用可能な形式で、断層形状を示した。

本プロジェクトを実施して最も重要な課題は、富士山山麓に推定した神縄断層の南西延長の問題である。この断層については、浅層反射の結果からも指摘されている よ う に（ 3-1-d）、御 殿 場 岩 屑 流・泥 流 堆 積 物 の 直 下 に 埋 没 し て い る 活 断 層 が 存 在している可能性が高い。この西方に分布している神縄断層の延長も含めて、断層の南西延長についての情報が決定的に不足している。また、第四紀後期の活動を示す
直接的な地質学的証拠が得られていない。御殿場岩屑流が山体崩壊によって発生した と 推 定 さ れ て い る が （ 宮 地 ほ か ， 2004） 、 こ の 山 体 崩 壊 を も た ら し た 火 山 活 動 は知られていない。したがって、プロジェクトで明らかにした富士山麓の断層に由来した可能性もある。
神縄・国府津－松田断層帯を含む、伊豆衝突帯ではフィリピン海プレートの北端部は、剛体的なプレートで はなく、大きな平均速度を示す断層が複雑に分布して、プレート運動による歪みを解消している。伊豆衝突帯を含むフィリピン海プレート北端部では、とくに富士山麓下の断層や海底活 断層などについて、これらの歪みがどのような分配され解消しているかという収支が判明していない。収支の理解は、断層の長期的な評価を行う上で最も基本的な情 報であるが、この地域ではこうした基本的な情報すら得られていない。海域、
富士川断層帯も含めて、歪みの収支を理解すること、それらの過去の活動時期の情報を収集していくことが、最も基本的な課題である。

謝辞
本調査を実施するにあたり、静岡県、小田原市・御殿場市および小山町役場の関係各位には、調査の計画段階からご協力、ご指導を賜った。帝京平成大学の伊藤谷生教授には足柄・箱根地域の地質構造について終始ご助言を頂いた。ここに記して御礼申し上げます。
本調査は、神奈川県安全防災局、同環境農政部、静岡県総務部危機管理局、同産業部水産業局、神奈川県漁連及び静岡県漁連をはじめとする数多くの関係諸機関の協力によって完遂することができた。ここに記して謝意を表する。

25

(l) 引用文献
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1

潔: 大深

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軽減化特別プロジェクト

1

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弾性波探査

直・伊藤谷生・岩崎貴哉・纐纈一起・笠原敬司・伊藤

潔:大深度

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1

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直・岩崎貴哉・纐纈一起・伊藤

直子:大深度弾性波探査

潔・伊藤谷生・笠原敬司・加藤3.1.3.関東地殻構造探査（小田原-山梨測線）, 大都市大震

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1

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２．１

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書,205-240，2009.
54) Sibson, R.H., Xie, G.: Dip range for intracontinental reverse fault ruptures:
truth not stranger than friction? Bull. Seismol. Soc. Am., 88, 1014-1022, 1998.
55) 白石和也・阿部隆太・川中進・岩崎貴哉・斉藤秀雄・佐藤比呂志・越谷信・加藤直子・新井卓:屈折初動走時トモグラフィ解析における初期モデルランダム化による解の信頼性評価, 物理探査，63,345-356, 2010.
56) 杉村新: 日本付近におけるプレート境界，科学，42，192-202，1973.

57) 杉山雄一・水野清秀・狩野謙一・村松武・松田時彦・石塚治・及川輝樹・高田

荒井晃作・岡村行信・実松健造・高橋正明・尾山洋一・駒沢正夫:
幅「静岡及び御前崎」（第 2 版）,

亮・

20 万分の 1 地質図

産業技術総合研究所地質調査総合センター, 2010.

58) 鈴木隆介: 箱根火山の地形—地形の成因—, 日本火山学会編「箱根火山」箱根町，7-41,
1971.
59) Tada, T. and Sakata, S., On a fault model of the 1923 great Kanto earthquake andits geotectonic implication. Bull. Geopgr. Surv. Inst., 22, Part. 2, 103-121,
1977.
60) 津久井雅志・山崎

優・松井智之・小山田浩子・上杉陽・林広樹・柳沢幸夫・笠原敬司: 伊豆弧北端の火山岩類の記載と地殻構造－山北南大深度観測井の箱根火山，
先箱根火山岩類から－．地質調査研究報告，57, 197-215, 2006．
61) Wald, D. J., and Somerville, P.G.: Variable-slip rupture model of the great 1923
Kanto, Japan, earthquake: Geodetic and body-waveform analysis, Bull. Seismol.
Soc. Am., 85, 159– 177, 1995.
62) Yamaji. A: The multiple inverse method applied to meso-scale faults in
mid-Quaternary fore-arc sediments near the triple trench junction, central Japan,
22, 429-440, 2000.
63) 矢野享:大磯丘陵南部地域の層序とその地質年代および堆積環境，静岡大学地球科学

研究報告，12，191-208，1986.
64) 吉田明夫・原田昌武・小田原啓: 箱根火山の東傾斜と丹那断層,地学雑誌,120,646-653,
2011.
29

図 1 相模湾の海底地形および活構造図。大河内（1990）に測線を加筆。AGC:足柄海底谷、
ATC:熱海海底谷、HIIs:初島、JSS:城ヶ島海脚、MRC: 布良海底谷、MSB:三崎海丘、MUB: 三
浦海丘、MZB: 真鶴海丘、OIH:大磯丘陵、OIS:大磯海脚、OYB: 沖ノ山、SMB:相模海丘、
SMH: 相模小丘、TIIs: 手石島、TKC:東京海底谷、ATF: 熱海峠断層、KMF: 国府津-松田断
層、SBF:相模湾断層、青線: 相模湾横断測線受振ライン、黒直線: CMP 重合測線、青い数字:
CMP 番号。

図 2 二船式データ取得におけるストリーマケーブル船及び発震船の構成図。
30

図 3 相模トラフ近傍に擬似発震点を設定した場合の再構成発震記録(SP.2121)。

図 4 ランダム化初期モデルによるトモグラフィー解析結果。 二船式でのデータ取得により、相模湾内では 8.0 km の有効オフセットが確保され、さらには伊豆半島及び三浦半島の海陸境界域では約 30.0 km 以上のデータが得られた。反射法での重合数は中央部で 250 である。
解析結果を図 5〜6 に示す。

31

図 5 反射法時間断面図(上.CMP 重合処理結果、下.重合後時間マイグレーション結果)。

32

図 6 測線西部の反射法地震探査深度変換断面と地質学的解釈。IZv: 反射面に富む伊豆の火山岩・火山砕屑岩、IZp: 反射面に乏しい伊豆側の上部地殻、TFSL:トラフ充填堆積物（下部）、TFSU: トラフ充填堆積物（断層 Fb による成長層が発達）、
Fw・Fa・Fb:断層、SBF: 相模湾断層、MF:メガスラスト。

33

図 7 測線中央部の反射法地震探査深度変換断面と地質学的解釈。
矢印は、断層・境界などの位置を示す。

図 8 相模トラフ東部の反射法地震探査断面 SBF: 相模湾断層、赤線: 断層（破線は推定）、
青線:これより上位の層準が成長層。
34

図 9 相模湾測線東部の反射法地震探査断面と地質学的解釈。IZv: 反射面に富む伊豆の火
山岩・火山砕屑岩、IZp: 反射面に乏しい伊豆側の上部地殻、TFSL:トラフ充填堆積物（下部）、
TFSU: トラフ充填堆積物（断層 Fb による成長層が発達）、ML:新第三系から構成される付加体、MU:海溝斜面堆積物、Fw・Fa・Fb:断層、SBF: 相模湾断層、MF:メガスラスト。

35

図 10 屈折トモグラフィーによる速度構造と反射法地震探査断面の重ね合わせ表示。略号
は図 6、9 と同じ。

図 11 東京湾-三浦半島-伊豆断面俯瞰図。KMF: 国府津-松田断層、SBF: 相模湾断層。
佐藤ほか（2010）による。

36

図 12 東京湾-相模湾統合反射法地震探査断面。
赤矢印:メガスラストの位置、SBF:相模湾断層、KTF: 北武断層、NAc:新第三系付加体。

37

図 13 相模トラフ東部の地質構造と探査測線。
構造図は大河内（1990）による。

図 14 国府津-松田断層を含む震源断層の三次元形状概念図。
KMF: 国府津-松田断層、SBF:相模湾断層、PHS:フィリピン海プレート、赤矢印:フィリピン
海プレートの運動方向、黒実線: 断層トレース、黒破線:伏在断層のトレース。

38

図 15 再解析対象測線の分布図。地質図は、関東土木地質図編纂委員会（1996）による。

図 16 2001 神奈川県地下構造調査 A 測線周辺地質図及び CMP 重合測線（シームレス地質図+RP + CMP 重合測線）
39

図 17 神奈川県地下構造調査 A 測線の CRS 重合法による深度変換断面とその地質学的解釈
太破線: 累積変位量の大きな断層、破線:断層、Hfa:大磯丘陵下の中新統、Abf: 足柄平野を充填する第四系堆積物、Oq: 大磯丘陵の第四系、a、b: 層準(本文参照)。

図 182001 神奈川県地下構造調査 B 測線マイグレーション後深度変換断面の地質学的解釈。

Abf: 足柄平野充填堆積物、Os/Iv: 箱根火山噴出物および伊豆弧の第三系火山砕屑岩。

40

図 19 2003 相模湾測線既存マイグレーション後深度変換断面41

図 20 2003 大都市圏地殻構造探査・相模測線のマイグレーション後深度変換断面と屈折トモグラフィーによる速度構造および地質学的解釈。HV: 箱根火山噴出物、
Iv:伊豆弧の上部地殻、Hfa:本州弧の前弧堆積物および付加体、Abf:足柄平野充填
堆積物、太い黒実線:断層、太い黒破線:推定断層、細い実線:地質ユニット境界。

42

図 21 2003 大都市圏地殻構造調査 関東山地東縁測線 松田測線周辺地質図及び CMP 重合
測線（シームレス地質図+RP + CMP 重合測線）

43図 22 2003 関東山地東縁測線・松田測線、マイグレーション後深度変換断面。Os: 箱根古期外輪山溶岩、As: 足柄層群、Abf: 足柄平野充填堆積物、太い黒波線: 推定断層、細い黒
実線と破線:地層境界。

44

図 23

2005 小田原-山梨測線 足柄区間周辺地質図及び CMP 重合測線（シームレス地

質図+RP + CMP 重合測線）45

図 24 深度断面図とトモグラフィー解析断面図との重ね合わせ図

図 252005 小田原-山梨測線・足柄区間のマイグレーション後深度変換断面。Tz: 丹沢層群、Ag:足柄層群、Iv: 伊豆弧の上部地殻、Os: 箱根古期外輪山溶岩流、Abf:足柄平野充填堆積物。三角形と太実線:山北観測井、太い黒実線:断層、細い黒実線・破線:地層境界。

46

図 26 調査測線図。

47

図 27 調査測線地質図（産業技術総合研究所発行 1:200,000 地質図。 「東京」（坂本ほか，
1987）、「横須賀」（三梨ほか，1980）、「甲府」（尾崎ほか，2002）、「静岡」（杉山ほか，2010）
に加筆)

48

図 28 調査測線周辺のブーゲー異常図（産業技術総合研究所地質調査総合センター，2004のデータを使用）。

49

図 29 陸上受振点及び受振機材（左上：MS2000D 独立型受振器、右上：富士吉田市市道、左下：駿東郡小山町国道 138 号線、右下：御殿場市国道 138 号線）。

50

図 30 バイブレータ発震作業（左：駿東郡小山町、右：御殿場市）。

図 31 ダイナマイト発震点（左：SP2D 静岡県駿東郡、右：SP3D 静岡県御殿場市）。

51

図 32 バックグラウンドノイズの時間及び空間変化。

図 33 ダイナマイト屈折震初動振幅の距離減衰。

52

図 34 屈折法及び広角反射法ダイナマイト発震記録例 SP-3D

図 35 屈折法及び広角反射法バイブレータ高エネルギー発震記録例 SP-12V。
53

図 36 屈折法及び広角反射法バイブレータ高エネルギー発震記録例 SP-13V。

図 37 反射法バイブレータ低重合発震記録例 VP1216。
54

図 38 CMP に対する重合数及びオフセット距離分布。

図 39 反射法データ解析フロー。
55

図 40 重合時間断面図。

56

図 41 重合後時間マイグレーション断面図。

57

図 42 重合時間断面に対する深度変換断面図(縦横比 1:1)。

58

図 43 重合後時間マイグレーション断面に対する深度変換断面図(縦横比 1:1)。
59

図 44 MDRS 処理基本原理概念図。

60

図 45 MDRS 処理重合時間断面図。

61

図 46 MDRS 処理重合後時間マイグレーション断面図。

62

図 47 MDRS 処理重合時間断面図に対する深度変換断面図(縦横比 1:1)

63

図 48 MDRS 処理重合後時間マイグレーションに対する深度変換断面図(縦横比 1:1)

64

図 49 屈折法データ解析フロー。

図 50 初期モデルランダム化による解の信頼度評価（処理フローおよび概念図）。

65

図 51 屈折初動読取結果

66

図 52 屈折トモグラフィ解析結果。

67

図 53 箱根-富士吉田測線のマイグレーション後深度変換断面と反射面の特徴説明（本文参照）。

68

図 54 箱根-富士吉田測線のマイグレーション後深度変換断面と地質学的解釈。
Ot-1 は乙女峠ボーリング69

図 55 箱根-富士吉田測線深度変換断面の地質学的解釈（拡大表示）。
Ot-1 は乙女峠ボーリング。

70

図 56 箱根-富士吉田測線の速度断面と地質学的解釈。Ot-1 は乙女峠ボーリング。

71

図 57 箱根-富士吉田測線周辺の地質構造形成概念図。

72

図 58 神縄・国府津-松田断層の三次元形状モデル。断層は白枠の矩形で平面に投影。これ
らの断層系は、プレート境界断層からの分岐断層であるため、プレートの深さを佐藤ほか(2012)により等深度線で表現。青色の実線は、フィリピン海プレート上部地殻上面がプレート境界となっている領域。紫線は、衝突・剥離により、フィリピン海プレート地殻中部
がプレート上面となっている領域。青の一点破線は、Nakajima et al. (2009)による等深度線。青丸と数値は、相模測線沿いのフィリピン海プレートまでの深度。黒丸と数値は、プレート境界と接する場所の深度。黄色線は検討対象とした反射法地震探査測線。赤線、活断層。白破線は、神縄断層の西方延長の断層。断層下端部の数値は曽根丘陵断層帯の深部延長との交線深度。

73

表１

展開区間

受振展開仕様一覧。

北部独立型受振区間

有線テレメトリー区間

南部独立型受振区間

測線長12.0km（投影距離）9.2km（道路沿い）

12.8km（投影距離）

受振器

ジオフォン

ジオフォン

ジオフォン

SM7/SM24(10Hz)

SM7/SM24(10Hz)

SM7/SM24(10Hz)

受振器/点

3 個組または 9 個組

3 個組または 9 個組

3 個組または 9 個組

探鉱機

独立型受振システム

有線テレメトリーシステム

独立型受振システム

MS2000DGDAPS4-A

MS2000D( ㈱ 地 球科 学総 合 研 究(㈱地球科学総合研究所)(㈱地球科学総合研究所)

*

所)
受振点間隔

50m

25m、50m

50m

チャンネル

228

284

261

数

表 2 反射法データ取得仕様一覧。

調査項目/測定諸元

反射法地震探査

発震種別

稠密発震

低重合発震

測線長

34.0km34.0km

大型バイブレータ 4 台

大型バイブレータ 4 台(IVI Y2400)(IVI Y2400)

標準発震点間隔

25-100m

250-500m

発震区間

約 9.2km（道路沿い）

約 23.7km（投影測線）

スイープ長

20 sec20 sec

スイープ回数

4-10 回

8-24 回

スイープ周波数

6～50Hz6～40Hz

総発震点数

135 点

62 点

震源

受振点間隔

50ｍ（標準展開), 25m(神縄断層横断区間)

展開長

34.0km

総受振点数

773 点

サンプルレート

4msec

Diversity Edit パラメータ

W=4.0sec(Ovl=2.0sec)

α=3.030dB(有線テレメトリー）
プリアンプゲイン
31dB(独立型受振システム)74

表 3 屈折法及び広角反射法データ取得仕様一覧。
調査項目/測定諸元

屈折法及び広角反射法地震探査

発震種別

高エネルギー発震

ダイナマイト発震

測線長34.0km34.0km

大型バイブレータ 4 台

ダイナマイト(IVI Y2400)

薬量 50kg

ダイナマイト発震孔深度

-

32.0m

スイープ長

24 sec-

スイープ回数

40-100 回-

スイープ周波数

6～30Hz

-

総発震点数

9点

5点

震源

受振点間隔

50ｍ（標準展開), 25m(神縄断層横断区間)

展開長

34.0km

総受振点数

773 点

サンプルレート

4msec

Diversity Edit パラメータ

W=4.0sec(Ovl=2.0sec)

α=3.030dB(有線テレメトリー）

プリアンプゲイン

31dB(独立型受振システム)75

表 4 反射法データ解析パラメータ一覧。
反射法データ解析項目
ジオメトリー設定
屈折初動解析
(改良型タイムターム法)
振幅補償
デコンボリューション

浮動基準面に関する静補正
速度解析

残差静補正
CMP 重合MDRS 重合

帯域通過フィルター
周波数-空間領域フィルター

時間マイグレーション

パラメータ
座標系： JGD2000 楕円体/TM8 系
CMP 間隔： 25 m
陸上発震受振区間
インバージョン対象オフセット範囲： 100-1000m
空間ブロックサイズ： 2000m
自動振幅調整 ゲート長： 600msec
波形位相処理： 最小位相変換（バイブレータ）
アルゴリズム： 時間領域トレース単位デコンボリューション
予測距離： 4 msec
オペレータ長： 300 msec
設計ゲート：0-3000msec
プリホワイトニングファクター： 5 %補正内容： 表層補正及び標高補正
浮動基準面の定義： 平滑化した受振点標高
解析内容： 重合速度
解析点間隔： 1km
解析速度数： 50 (1450 m/s – 6000 m/s)
時間シフトの最大許容値： 4msec
時間ウィンドウ： 100 msec – 1500 msec
NMO ストレッチファクター： 5
NMO 後ミュート： アウトサイド、CMP 毎に設計
重合前振幅調整： AGC 300 msec
オフセット範囲： 0 –10 km
SuperGather 範囲：41CMP(±20CMP)
Vo： 1700m/s
α 値範囲 ： -30degrees～30degrees
α 値刻み幅： 1degrees
オフセット方向の探索開口幅 ： フレネル半径×3.0
CMP 方向の探索開口幅 ： フレネル半径×1.0
CMP 方向 Outside Mute Points(x,t) ：(300,25)(350,300)(535,600)(950,900)(3450,1800)(4700,2100)(17500,2300)
ハーフオフセット方向 Outside Mute Points(x,t)：(20,25)(219,500)(310,1000)(380,1500)(438,2000)(490,2500)(537,3000)(620,4000)(694,5000)(760,6000)
オペレータ長： 960 msec
通過帯域： 6 – 50 Hz
空間オペレータ長： 5 CMPs
空間ウィンドウ長： 50 CMPs
時間ウィンドウ長： 1000 msec
アルゴリズム： キルヒホフ型時間マイグレーション
アパーチャ距離： 7 km
最大地層傾斜角： 90 度

76

表 5 屈折トモグラフィ解析パラメータ一覧。
解析区間長

34 km

解析対象データ

反射法発震

197 点

屈折法及び広角反射法発震
ダイナマイト発震

9点

5点

受振点 773 点
インバージョンパラメータ

格子間隔
水平方向：50m
鉛直方向：50m
格子数
水平方向：638
鉛直方向：140
格子上の走時評価間隔
水平方向：5m
鉛直方向：5m
通過する格子点からの反復修正有効範囲：50m
速度分布の反復修正回数：20 回
反復修正時の修正係数許容範囲：±30%

初期モデル数

300 個

初期モデルランダム化における速度

深度

速度

選択範囲

0m

1000m/s - 4000m/s(*)モデル生成過程においては、鉛直

7000m

3500m/s - 6500m/s

方向単調増加を条件とする

77