３．２

制御震源を用いた地殻構造探査

３．２．１

反射法・屈折法による地殻構造探査

目

次

(1)

業務の内容・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・226(a) 業務題目(b) 担当者(c) 業務の目的(d) ５か年の年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
1) 平成２０年度
2) 平成２１年度
3) 平成２２年度
4) 平成２３年度
5) 平成２４年度(e) 平成２４年度業務目的(f) 引用文献(2)

平成２４年度の成果・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・228(2-1) 飯山－小谷測線地殻構造探査・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・228(a) 業務の要約(b) 業務の実施方法及び成果
1) 調査地域の地質概要と調査測線
2) データ取得
3) 発震記録
4) データ解析5) 解釈(c) 結論ならびに今後の課題(d) 引用文献(e) 成果の論文発表・口頭発表等(f) 特許出願，ソフトウエア開発，仕様・標準等の策定(2-2) 長野盆地西縁・飯山断層における高分解能反射法地震探査・・・・・・・・269(a) 業務の要約(b) 業務の実施方法(c) 業務の成果(d) 結論ならびに今後の課題(e) 引用文献(f) 成果の論文発表・口頭発表等(g) 特許出願，ソフトウエア開発，仕様・標準等の策定
224

(2-3) 月岡断層の高分解能反射法地震探査・・・・・・・・・・・・・・・・・・・274(a) 業務の要約(b) 業務の実施方法(c) 業務の成果(d) 結論ならびに今後の課題

225

(1)

業務の内容

(a) 業務題目

反射法・屈折法による地殻構造探査(b) 担当者
所属機関
国立大学法人東京大学地震研究所
同
同
同
同
同
国立大学法人東北大学理学研究科
同
独立行政法人海洋研究開発機構
国立大学法人新潟大学大学院自然科学研究科
国立大学法人新潟大学地質科学科
国立大学法人横浜国立大学大学院環境情報研究院
国立大学法人岩手大学工学部
国立大学法人愛知教育大学教育学部
国立大学法人京都大学工学研究科
米国ワイオミング大学地質・物理学教
室

役職
教授
教授
助教
助教
特任研究員
技術職員
教授
教授
グループリ
ーダー
教授

氏名
佐藤 比呂志
岩崎 貴哉
石山 達也
蔵下 英司
加藤 直子
坂 守
今泉 俊文
吉田 武義
小平 秀一

講師
准教授

小林 健太
石川 正弘

准教授
准教授
教授
研究員

越谷 信
戸田 茂
山田 泰広
Anne D. van
Horne

メールアドレス豊島 剛志(c) 業務の目的
ひずみ集中帯の地質構造と浅部地殻構造を明らかにするため、高分解能反射法地震探査、
大型起震車（バイブロサイス）や発破等を用いた大深度反射法・屈折法による地下構造調査を行う。
活褶曲などを作り出している主要な断層である震源断層の実体を明らかにすることは、
地震の長期評価や強震動予測、さらには地震発生のメカニズムを解明していくうえで重要である。このためには活褶曲・活断層などと地下深部の震源断層との関係を明らかにする必要があり、反射法地震探査に代表されるような地下の地質構造の解明に役立つ物理探査
データによって、地震発生層にいたる深度までの情報をもとに震源断層モデルを構築していく必要がある。
震源断層を直接、三次元的にイメージングするのは理想ではあるが、探査に伴う費用は膨大であり、また都市や起伏の大きい地形から現実的ではない。このため、本プロジェク
トでは、地質構造を代表するいくつかの測線を設定し、反射法・屈折法などの地震波を利用した統合的な地殻構造探査を行う。これらのデータから地質構造断面を推定し、地表近傍の地質データ、重力などのポテンシャルデータを元に三次元的な地質・地殻構造、断層モデルを推定していくという手法をとる。基本的には震源断層を含む地質構造の三次元的226

な理解を深めることが、一義的に重要であり、本研究では大規模な地下構造探査によって得られる震源断層を含む地殻構造断面をもとに、既存の地質・地球物理学的データをもとに、最も妥当な震源断層の三次元形状を推定する。
(d) ５か年の年次実施計画
1) 平成２０年度：三条-弥彦沖の 55km 区間について、海陸統合地下構造探査を行い、特に1828 年越後三条地震の震源域の地下構造を明らかにし、震源断層の形状解明に資するデー
タを収集した。測線沿いの活断層について高分解能反射法地震探査を実施した。これらの反射法地震探査断面や、抗井資料・周辺の地質データをもとに地質断面図を作成した。
2) 平成２１年度：会津盆地西方から佐渡を経て大和海盆に至る 300km の測線について、海陸統合地殻構造探査を行い、越後平野下以西に関しては、反射法によるイメージングを行った。測線周辺の地質データをもとに地質断面図を作成した。佐渡島国中平野南縁の活断層については高分解能反射法地震探査を実施した。
3) 平成２２年度：東山から三島を経て日本海に至る 70km の区間について、海陸統合地殻構造探査を実施し、周辺の地質データをもとに地質断面図を作成した。また、東山丘陵西縁の活断層である悠久山断層を横切る高分解能反射法地震探査を実施した。

図 1

新潟周辺の予定地殻構造探査測線と活断層分布。H は平成の省略。地形図はKisimoto(2000) 1) に、活断層は日本列島の地質編集委員会編(1996) 2) による。

227

4) 平成２３年度：六 日 町 - 直 江 津 沖 の 約 7 0 k m の 区 間 に つ い て 、 海 陸 統 合 地 下 構
造 探 査 を 行 い 、深 さ 約 1 5 k m ま で の 地 殻 構 造 を 推 定 す る と と も に 、六 日 町 断 層
帯・十日町断層帯・高田平野東縁断層帯などの活断層の深部形状を明らかにし、震源断層の形状解明に資するデータを収集する。高田平野東縁断層・鳥越断層について高分解能反射法地震探査を実施する。これらの反射法地震探査断面や、抗井資料・周辺の地質データを基に地質断面図を作成した。
5) 平成２４年度：長 野 県 飯 山 か ら 小 谷 の 約 6 0 k m の 区 間 に つ い て 、 地 下 構 造 探
査 を 行 い 、深 さ 約 1 5 k m ま で の 地 殻 構 造 を 推 定 す る と と も に 、信 濃 川 断 層 帯 な
ど の 活 断 層 と 糸 魚 川 - 静 岡 構 造 線 の 深 部 形 状 を 明 ら か に し 、震 源 断 層 の 形 状 解
明に資するデータを収集する。信濃川断層帯・月岡断層について高分解能反射法地震探査を実施する。これらの反射法地震探査断面や、抗井資料・周辺の地質データを基に地質断面図を作成する。
(e) 平成２４年度業務目的
長 野 県 飯 山 か ら 小 谷 の 約 60km の 区 間 に つ い て 、 地 下 構 造 探 査 を 行 い 、 深 さ
約 1 5 k m ま で の 地 殻 構 造 を 推 定 す る と と も に 、信 濃 川 断 層 帯 な ど の 活 断 層 と 糸
魚 川 - 静 岡 構 造 線 の 深 部 形 状 を 明 ら か に し 、震 源 断 層 の 形 状 解 明 に 資 す る デ ー
タを収集する。信濃川断層帯・月岡断層について高分解能反射法地震探査を実施する。これらの反射法地震探査断面や、抗井資料・周辺の地質データを基に地質断面図を作成する。他地域の地殻構造と比較し、ひずみ集中帯のうち 飯 山 -小 谷 の 特 徴 を 明 ら か に す る 。
ま た 、こ れ ま で の 成 果 の 普 及 と 関 連 分 野 の 最 新 の 知 見 の 収 集 の た め に 、国 内 外の学会等で研究発表を行う。
(f) 引用文献
1) Kisimoto, K.：Combined bathymetric and topographic mesh data: Japan 250 m grd,
GSJ Open-file Report #353.，2000．
2) 日本列島の地質編集委員会編: 「理科年表読本コンピュータグラフィクス日本列島の地
質 CD-ROM 版」142p. 丸善，1996.
(2)
(2-1)

平成２４年度の成果
飯山-小谷測線地殻構造探査
佐藤比呂志・岩崎貴哉・石山達也・蔵下英司・加藤直子（東京大学地震研究所）(a) 業務の要約
長野県下高井郡奥志賀高原から飯山を経て、北部フォッサマグナを横断し、糸魚川-静岡
構造線を越えて小谷に至る全長 61km の区間について、地殻構造探査を行い、地殻上部の速度構造、反射法地震探査断面を得た。地質情報をもとに断層の形状を含む地質断面図を作成した。信濃川断層帯は、西に 20 度程度の傾斜を示す逆断層で、深さ 2.5km ほどで 35 度
程度に傾斜を増大させる。北部フォッサマグナの新第三系の褶曲形態と、善光寺地震の被228

害分布を考慮すると、この断層は大局的には東傾斜の主断層のウェッジスラストを構成していると推定される。北部フォッサマグナには、海水準下 5km 程度まで新第三系堆積物が分布し、褶曲している。この堆積盆地の西部では、小谷-中山断層の北東延長の断層で 4kmほどの垂直変位を示し、新第三系の堆積盆地を規制した主要な断層となっている。糸魚川静岡構造線は、東側低下の 1km 程度の垂直変位を示すものの、新第三系堆積盆地への直接的な関与は少ない。新第三系堆積盆地の形成に大きく関わった断層は小谷-中山断層とその延長である。
(b) 業務の実施方法及び成果
1) 調査地域の地質概要と調査測線
新潟から北部フォッサマグナにいたる地域は日本海形成期のリフト帯であり、新第三紀以降の火山噴出物と厚い泥質岩を中心とした堆積物が分布する。このリフト帯は、北部では佐渡と越後山脈の間に広がる新第三紀の堆積盆地であり、緩やかな褶曲をなすが、南部の北部フォッサマグナではタイトな褶曲-断層帯として水平短縮量が増大する地質構造を示している。北部フォッサマグナについては、科学技術振興調整費を用いた地殻構造探査
1)の他、近年、「糸魚川-静岡構造線断層帯の重点的調査観測」が実施され、基本的な地殻構造についての理解が進展した。本プロジェクトでは、新潟から北部フォッサマグナにいたる一連の褶曲-断層帯の中で、中越から上越地域の探査を行ってきたが、これまでの知見と整合的に北部フォッサマグナの地殻構造と震源断層を理解することが困難であった。このため、中越〜上越地域の構造と北部フォッサマグナの構造を連続的に理解することを目的として、飯山から小谷にいたる測線を設定した（図 1、2、P246）。
測線沿いには、東から河東山地、長野盆地、西頸城山地、飛騨山脈などに地形区分がなされている。地質も概ね、地形区分と対応している（図 3、P247）。長野盆地の東側の河東
山地は、中新統の泥岩や緑色凝灰岩類や、これらに大規模に貫入した石英閃緑岩などから構成され、鮮新統の安山岩火山噴出物、毛無火山噴出物などの下部更新統の安山岩質火山
噴出物が広く分布する 3,4) 。これらの厚い火山噴出物に覆われ、基盤の構造は必ずしも充分に把握されていない。
信濃川沿いには、平均変位速度の大きな活断層である信濃川断層帯が位置する。断層帯
での垂直変位は、1.2-1.6m/千年と推定されている 5, 6) 。この断層の西側の西頸城山地には、泥質岩を主体とする厚い新第三系の堆積岩が分布する。この地域には北東-南西方向の軸跡を示す断層・褶曲が発達している（図 4 7）、P247）。これらの砕屑岩を主体とする第三系は、一般に示準化石に乏しく、大規模な断層や褶曲で連続が断たれ、さらに第四紀の火山噴出物に覆われて分布が連続でないことから、様々な地層名をつけて層序が編まれている（例えば赤羽（1979） 8））。しかしながら、詳細な対比には困難を伴い、新潟地域の層序との関係など、未解決の問題が多い。ここでは、新潟の標準層序と岩相対比によって表示している北陸土木地質図（1990） 2) などを参考とした。
北部フォッサマグナの西縁を限る横川断層（糸魚川-静岡構造線に相当）と小谷断層の間の小谷地区には、津川・七谷層に相当する堆積盆地堆積物では下部に相当する中新統が分229布する。この地域は軸跡もさまざまな方向を示し、東北-南西方向の軸での褶曲が卓越する
東部とは対象的である。小谷断層周辺には東北-南西方向の軸跡を示す奉納向斜・日陰向斜などが分布する。表層地質から 4000m を越える非火山性の海成層が堆積していることが明らかにされており、中〜上部中新統は砂岩・泥岩互層を主体とし、鮮新統は砂岩や礫岩から構成される堆積物である。測線を設定した領域では、妙高・黒姫・斑尾・焼山など、安山岩質の成層火山が分布する。
本調査は (株)地球科学総合研究所が、石油資源開発(株)、国際石油開発帝石（株）の協力を得て実施した。また、データ取得に当たっては、新潟県防災局防災企画課、長野県危
機管理・消防防災課、新潟県糸魚川市、妙高市、長野県北安曇郡小谷村、飯山市、中野市、下高井郡木島平村などの他、沿線住民の皆さまのご協力を得た。記して謝意を表す。

2) データ取得a) 調査測線
本調査測線は、新潟県糸魚川市大字大所を基点とし、長野県小谷村より乙見山峠を越えて新潟県妙高市に至り、長野県信濃町、新潟県妙高市(斑尾高原)、長野県飯山市を経て、千曲川を越えて長野県中野市より長野県下高井郡木島平村大字上木島カヤノ平に至る、東西方向の全長約 61 ㎞(投影測線上の距離)であった（図 1～図 3、 P246～247 ）。全区間について、 有線テレメトリーシステム及び 独立型受振システムによる受振測線を設置し、バイブロサイス及び大薬量発破による発震作業をおこなった。上記各区間の受振展開仕様
を表 1 に一覧で示す。
表１
展開区間
測線長
受振器
受振器/点
探鉱機

受振点間隔
受振点数

受振展開仕様一覧

新潟県糸魚川市 ～ 長野県木島平村
61 km （投影測線上の距離を表す）
ジオフォン
SM7/SM24(10Hz)
3 個組または 9 個組
有線テレメトリーシステム
GDAPS4A（㈱地球科学総合研究所）
独立型受振システム
MS2000D（㈱地球科学総合研究所）
GSR（OYO Geospace）
50 m
1533 点b) 調査概要
現地調査は平成 24 年 10 月 1 日から同年 10 月 25 日にかけて実施した。前述の受振展開に対して、バイブレータ及びダイナマイトによる発震作業を実施した。各作業の実施日は以下のとおりである。
入場、機材搬入

……………

10/1

受振ライン設定……………

10/2～10/5

浅層反射法測定作業 [バイブロサイス] ……………

10/4～10/5

反射法測定作業 [バイブロサイス]

10/6～10/12(日中観測)

10/14～10/21(夜間観測)……………

230

屈折法測定作業 [バイブロサイス]……………

10/14～10/20(夜間観測)

屈折法測定作業 [ダイナマイト]……………

10/13 (10/14 未明)

受振ライン撤収……………

10/21～10/24

機材搬出、離場

……………

10/25

尚、測量作業はこれより先行して同年 9 月 25 日から 10 月 19 日にかけて実施した。測量作業の詳細は後述する[ d)測量作業 ]。
以下に、ⅰ)受振器設置、ⅱ)バイブレータ発震、ⅲ)ダイナマイト発震の各作業について、その概要を記述する。
ⅰ)受振器設置
陸上受振区間では、主として路肩、河川敷及び堤防道路に沿って受振点を設定した（図5、P248）。受振器は測量作業時に 50m 間隔で打設した木杭の位置に設置した。測線中央から西側の長野県信濃町熊坂～長野県飯山市大久保の約 13km(投影距離)の区間には、有線テ
レメトリーシステム(GDAPS4A)を使用し 450 点の受振器を設置した。それ以外の約 48km(投影距離)の区間には、独立型システムである MS2000D(6ch 仕様)及び GSR(1ch 仕様)を併用して、1083 点の受振器を設置した。測線全域では合計 1533 点の受振器を設置した。
ⅱ)バイブレータ発震
測線全域においてバイブレータによる発震作業を実施した(図 6、P249)。対象が深度 6000ｍ以上の深部に及ぶことを考慮し、スウィープ周波数は、低周波数帯の発震エネルギーを確保する観点から、反射法発震では 6-40 Hz、屈折法発震では 6-30 Hz とした。
反射法データは、発震点間隔は 150m 間隔を標準とし、陸域投影測線上約 61 ㎞区間に対して計 404 点の発震データが得られた。各点 12 スウィープを標準とする発震を行い、受振器展開は片側 15km 以上の展開長を確保した。作業時間は日中または夜間に行った。測線全域において原則的には大型バイブレータ 4 台により発震作業を行った。しかし、大型バイブレータの通行が困難な区間（全体のうち約 8 km）や集落の密集する場所については、中型バイブレータ 4 台による発震を行った。
屈折法及び広角反射法データは、約 5km 間隔で 13 点の発震点を設定し、そのうち 9 点について大型バイブレータ 4 台による集中発震を行った。集中発震は、作業時間を夜間とし、
1 点につき 100 スウィープを標準とする発震を実施した。受振器展開は全受振区間の固定展開とした。
ⅲ)ダイナマイト発震
屈 折 法 及 び 広 角 反 射 法 ダ イ ナ マ イ ト 発 震 記 録 は 、 以 下 の 計 4 点 で 取 得 し た (図 7 、
P 249 )。
・SP1D：

新潟県糸魚川市大所 大所地区管理地
発震薬量: 100 kg、坑底深度: 35.15 m、薬頭深度: 25.30 m
発震時刻： 平成 24 年 10 月 14 日

・SP6D

：

午前 0 時 2 分 11.004 秒

長野県上水内郡信濃町野尻 御巣鷹林道脇の退避スペース231

発震薬量: 100 kg、坑底深度: 35.54 m、薬頭深度: 25.66 m
発震時刻： 平成 24 年 10 月 14 日
・SP10D ：午前 3 時 17 分 11.0004 秒

長野県飯山市静間 清川沿い道路脇の私有地
発震薬量: 100 kg、坑底深度: 35.45 m、薬頭深度: 25.75 m
発震時刻： 平成 24 年 10 月 14 日

・SP13D ：午前 2 時 32 分 11.0004 秒

長野県下高井郡木島平村 カヤノ平高標林道脇の退避スペース
発震薬量: 100 kg、坑底深度: 35.40 m、薬頭深度: 25.45 m
発震時刻： 平成 24 年 10 月 14 日

午前 0 時 32 分 11.0004 秒

発震制御は、発震側及びレコーディング側の双方に高精度 GPS 刻時装置を用いた時刻発破方式とし、受振展開は全受振区間の固定展開とした。
c) 調査仕様
表 2 に反射法調査仕様を、表 3 に 屈折法及び広角反射法調査仕様を それぞれ示す。
表 2 反射法データ取得仕様一覧
発震区間
発震区間長
受振区間
受振区間長
震源

スィープ長
スィープ周波数
スィープ回数
発震点間隔
総発震点数
最大チャンネル数
サンプルレート
記録長
プリアンプゲイン
デシメーション
フィルタ
相互相関
Diversity Edit
パラメータ

測線全域
61 km（投影測線上）
原則として片側展開長 15 ㎞以上
61km（投影測線上）
大型バイブレータ（IVI Y2400）：4 台
中 型 バ イ ブ レ ー タ （ IVI EnviroVibe ）： 4
台
20 s
6-40 Hz
12 回（標準）
150m (標準)
404 点
1533
4 ms
12 s（GDAPS4A、但し相互相関後）
連続観測（MS2000D、GSR）
30 dB（GDAPS4A、GSR）
31 dB（MS2000D）
Linear Phase
Correlation After Stackwindow length = 4.0 s,
overlap length = 2.0 s
scale factor = 3.0232

表 3 屈折法及び広角反射法データ取得仕様一覧
発震区間
震源
受振区間
受振区間長
発震深度
スィープ長
スィープ周波数
スタック回数
発震点間隔
発震点数
チャンネル数
サンプルレート
記録長
プリアンプゲイン
デシメーション
フィルター
相互相関
Diversity Edit
パラメータ

測線全域
大型バイブレータ 4 台（IVI Y2400）
測線全域
61 km（投影測線上）
24 s
6 - 30 Hz
100 回 (標準)
5 km
9点
1533
4 ms
20 s（GDAPS）
連続観測（MS2000D、GSR）
30 dB（GDAPS4A、GSR）
31 dB（MS2000D）
Linear Phase
Correlation After Stackwindow length = 4.0 s,
overlap length = 2.0 s
scale factor = 3.0

ダイナマイト
薬量 100 kg
測線全域
61 km（投影測線上）
坑底：35 m、薬頭：25 m
4点
1533
4 ms
64 s（GDAPS）
連続観測（MS2000D、GSR）
30 dB（GDAPS4A、GSR）
31 dB（MS2000D）
Linear Phase-d) 測量作業[1] 測線測量: 計画測線に基づいて実作業路線上に 50m 間隔で受振点､発震点の位置を木杭で標示した。
[2] 基準点測量: 電子基準点を既知点としたネットワーク型 RTK-GPS(VRS 方式)の観測を実施し計画測線沿いに計 2 点(測線両端)の新設基準点を設置した。
[3] 多角測量: 新設基準点を既知点として､受振点、発震点の設置路線(実作業路線)沿いに
結合多角測量を実施した。
[4] 細部測量: 陸域測線のうち長野県飯山市静間から千曲川を越えた長野県中野市岩井にかけての受振点及び発震点の位置測量は、多角測量及び RTK-GPS(VRS 方式)法で平面直角座標と標高を決定した。その他の区間については、観測可能な限り VRS 方式で観測し、その他山間部等の必要数以上の衛星の受信が困難な区間については携帯 GPS による測定を実施し、標高値に関してはデジタル標高地形図または 1:25､000 地形図の図上読み取りで決定した。
e) 観測記録
図 8(P250)に調査測線全域でのバックグラウンドノイズの空間時間変化を示した。全体
的には静穏な観測環境であった。特に林道区間（姫川～妙高、斑尾～静間、カヤノ平）では日中と夜間の区別なく極めて静穏であった。但し、千曲川左岸には国道 17 号線の車両通行と同右岸の県道 414 号線では車両通行と堤防工事のため、日中と夜間のノイズレベルに233

大きな差が見られた。また、野尻湖北西の平野部は上信越自動車道と国道 18 号線の車両通行のため、日中と夜間ともに他の地域に比べてノイズレベルが高かった。
図 9（P250）～図 12（P252）に屈折法及び広角反射法発震記録例、図 14（P253）～図 17（P254） に反射法バイブレータ発震記録例を示す。以下に各発震記録のデータ品質概要を記述する。
ⅰ) 屈折法及び広角反射法記録
ダイナマイト発震記録について、いずれも受振測線全域で屈折初動が明瞭に捉えられた。
また、いずれの記録も地殻内の深部反射を含む反射波群が確認された。例えば、SP10D の記録例(図 10、P251)では、オフセット距離 18～23 km における往復走時 8～12 秒付近、オ
フセット距離約 35～42km における往復走時 10～13 秒付近に反射波群が確認できた。
計 9 点で実施されたバイブレータ集中発震は、発震エネルギーの到達状況に違いが見られた。測線西側に位置する SP2V 及び SP3V では、測線のほぼ全域において屈折初動の到達を確認できた。SP4V～8V は、発震点より西側区間ではほぼ全域で屈折初動を確認できるが、発震点より東側では斑尾及び千曲川を境として初動が不明瞭となった。また、斑尾に位置する SP9V 及び千曲川東に位置する SP11V では、ほぼ全域において屈折初動の到達を確認することができた。但し、測線東端に近い SP12V は他の発震点に比べて初動の追跡が困難で、斑尾より西側にかけての屈折初動追跡が困難であった。反射波については、深部からの反射波を断片的に確認することができ、例えば SP2V(図 11、P251)ではオフセット距離 10～15km における往復走時 6～8 秒、SP8V(図 12、P252)ではオフセット距離 7～12km における往復走時 5～7 付近に反射波群を確認することができた。
ⅱ) 反射法記録
バイブレータ反射法発震では全般的に良好な記録が取得された。多くの発震記録でオフ
セット 15 ㎞程度の屈折初動の到達が確認された。しかし、妙高から木島平の発震区間では、オフセット距離が大きくないにも関わらず、斑尾や千曲川を境に屈折初動や反射波が不明
瞭となることが確認された（図 14(P253)及び図 15(P253)）。この現象は、オフセット距離や発震条件に依存していないことから、表層及び地下の地質的条件の違いを反映しているものと考えられる。一方、特にノイズレベルの低い姫川～妙高の林道区間では 30km 程度の屈折初動到達を確認できる場合もあった(図 16、P254)。反射波については、往復走時 3 秒程度までに多数の反射波を確認できた。また、千曲川より西側の発震では、発震点より東側の記録において長野県西縁断層帯に起因すると考えられる西傾斜の反射イベントが認められる記録もあった。

3) データ解析a) 反射法データ解析
本データ解析では、取得された全ての反射法データを用いて一括して解析をおこなった。
図 18(P255)に示した CMP 毎の重合数及びオフセット距離分布にみられるように、深部地殻

234

構造を抽出可能な高密度長大展開記録を構成することができる。反射法データ処理フロー
は標準的な反射法データ処理フローに従った（図 19(P256)）。データ処理パラメータは表 4に示した。これらの結果、重合時間断面（図 20、P256）、重合後時間マイグレーション断面（図 21、P257）、重合時間断面に対する深度変換断面（図 22、P257）、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 23、P258）を得た。
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

パラメータ

解析区間長
解析対象データ

61 km
反射法発震記録（バイブレータ集中発震を含む）
陸 上 発 震 413 点
陸 上 受 振 1533 点

ジオメトリー設定
屈折初動解析

初動ミュート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 重合帯域通過フィルター
周波数-空間領域フィルター

時間変化フィルター

時間マイグレーション

座標系： GRS80 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： 250 –1000 m
空間ブロックサイズ： 2000m
ミュート開始位置： 解析対象反射波走時手前 20 msec
テーパー長： 100 msec
波形位相処理： 最小位相変換
アルゴリズム： サーフェスコンシステント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：解析対象反射波走時手前 20msec を始点とする 2000msec
区間
プリホワイトニングファクター： 0.5 %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： 2 km
解析速度範囲： 1450 m/s – 7000 m/s
時間シフトの最大許容値： 16msec
時間ウィンドウ： 500 msec – 1500 msec
NMO ストレッチファクター： 2.2
NMO 後ミュート： アウトサイド/インサイド、CMP 毎に設計
重合前振幅調整： AGC 300 msec
標準重合数： 420
オフセット範囲： 0 –15 km
通過帯域： 4 – 40 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
4 – 35 Hz ( 0 - 1000 msec )4 - 30 Hz ( 1000 - 2000 msec )4 - 25 Hz ( 2000 - 3000 msec )4 - 20 Hz ( 3000 - 5000 msec )3 - 20 Hz ( 5000 - 12000 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： 5 km
最大地層傾斜角： 15 - 75 度（空間及び時間方向に変化）b) 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、
図 24(P 258 )の屈折法処理フローに従って、屈折トモグラフィ解析を行った。本解析では、

235

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）を考慮して図 25(P 259 )の青線で示す投影測線を設定して、ターニング・レイ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) ターニング・レイを仮定したトモグラフィ解析手法[1] トモグラフィ解析アルゴリズム概要
本トモグラフィ解析では、速度モデルに基づいて各発震点受振点の組み合わせに対する走時を求めるフォワード計算には走時線型近似法(Linear Traveltime Intepolation, LTI法)を用い、観測走時と計算走時の残差から速度モデルの更新を行うためのインバージョンには SIRT（Simultaneous Iterative Reconstruction Method）を採用した。反射法データと屈折法及び広角反射法のすべてのデータについて読み取りを行った初動走時データを用いて、走時残差が収束するまで走時計算とモデル更新を繰り返した。
[2] 初期モデルランダム化によるトモグラフィ解析結果の信頼性評価
非線形性の大きい屈折トモグラフィ解析において、初期モデルへの依存性が高い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行った(図 26、P259)。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、すべての結果の平均化により統計的最尤な速度モデル(平均速度モデル)とその確からしさの空間分布(標準偏差分布)が提供される。
[3] 平均化速度モデルを初期モデルとするトモグラフィ再計算の実施
本解析では、初期モデルランダム化により得られた平均速度モデルを尤もらしい初期モデルとして使用し、再度トモグラフィ解析を実施することで速度構造を再決定することとした（図 27、P260）。初期モデルランダム化による速度モデル推定及び信頼度評価では、
トモグラフィ解析の初期モデル依存性のため、速度構造が急変するような場所で推定される速度構造がバラつきを持つ。その結果として平均化後の速度構造は平滑化されて境界が不明瞭となり、同時にその周辺では標準偏差値が高くなるという傾向がある。このことへの対処手段として本手法を採用することで、平滑化されて曖昧となった速度境界が復元されることが期待される。したがって、平均化速度を入力として再解析した結果を最終速度モデルとして採用した。
ⅱ)解析及び結果解析に用いた初動読取結果を図 28(P260)に示した。解析パラメータを以下の表 5 に一覧で示した。解析結果のうち、初期モデルランダム化による平均速度モデル及び標準偏差分
布を図 29(P261)、その平均速度モデルを入力として再度トモグラフィ解析を行って得られた最終速度モデルを図 30(P262)に示した。

表5
解析区間長
解析対象データ

屈折トモグラフィ解析パラメータ一覧
61 km
反射法発震記録236

陸 上 発 震 404 点
陸 上 受 振 1533 点

屈折法発震記録
ダ イ ナ マイ ト 発震 3 点
バ イ ブ レー タ 集中 発 震 9 点
陸 上 受 振 1533 点

インバージョンパラメータ

初期モデル数（浅部解析）
初期モデルランダム化における速度選択範囲（浅部解析）(*)モ デル 生 成過 程 にお い ては、
鉛 直 方 向単 調 増加 を 条件 とする

平均速度モデルを初期モデルとする再解析におけるインバージョンパラメータ

格子間隔
水平方向：100 m
鉛直方向：100 m
格子数
水平方向：615
鉛直方向：269
格子上の走時評価間隔
水平方向：10 m
鉛直方向：10 m
通過する格子点からの反復修正有効範囲：100 m
速度分布の反復修正回数：15 回
反復修正時の修正係数許容範囲：±30%
128 個
深度
速度
0 m
1500 m/s – 5000 m/s
5000 m4000 m/s – 6000 m/s
10000 m
5000 m/s – 7500 m/s
24000 m6000 m/s – 8000 m/s
上記のインバージョンパラメータと同じ

237

5) 地質学的解釈
a) 層準区分
地質断面図を作成するにあたり、地表地質については地質調査所の 5 万分の 1 地質図幅
3,4,9, 10, 11)、新潟県(2000) 12 ) 、改訂版「日本の石油・天然ガス資源」編集委員会（1992） 13)などを参考にした。地質断面図に表記する地層の区分について記述する。最も下位のユニ
ットは先新第三系の堆積岩・変成岩・深成岩を主体とするユニットである。新第三系については、最も下位のユニットとしては、小谷地域の横川層、河東地域の志賀火山岩層などが相当する（図 31、P263）。その上位には新潟の七谷層に相当する小谷地域の仙扇沢層、河東地域の高井層などが分布するが、断面図の解釈では新第三系の最下部ユニットのグリーンタフ相当層を合わせて一つのユニットとして扱った。主としてリフト期の堆積物である。新潟標準層序での寺泊層に相当する、戸隠地区の西京層・千見層、妙高山地区の前川
層・小谷温泉層・真川層、西頸城地区の難波山・能生谷層などポストリフト期の泥質岩を駐屯とした地層（13-7Ma）は、一括した。次ぎに新潟の椎谷層に相当する、長野地域の小川層、戸隠地区の境ノ宮層・高附層、妙高山地区の乙見山層、飯山地区の富倉層など、広範に分布する。この上位の新潟の西山層に相当する海成層は、戸隠地区の荒倉層・萩久保層、妙高地域の曲師層、西頸城地区の名立層、飯山地域の長沢層が相当する。新潟の魚沼層群に相当する地層は、戸隠地区の猿丸層、飯山地区の大川層などが相当する（図 31、P263）。
本地域に分布する新第三系からは、年代決定に有効な微化石の産出に乏しく、また大規模な背斜・向斜などや、逆断層によって連続的な地層の対比が困難であるため、年代の決定精度は極めて低い。また、ボーリング調査も厚い堆積層の部分でも充分に実施されておらず、測線下の詳細な構造把握は新潟地域に比べ概略的にならざるを得ない。地質学的な解釈は、重合後時間マイングレーション断面に対する深度変換断面図（図 23、P258）を基にした。また、速度構造については屈折トモグラフィ解析結果（図 30、P262）を使用した。
b) 反射法・屈折法断面の地質学的解釈
新潟地域における速度構造と岩相対比では、先第三系基盤上面もしくは深成岩などは概
ね Vp>5.4 km/s とよく対応する。こうした観点から得られた P 波速度構造（図 30、P262）を検討すると、北部フォッサマグナの中軸部では、海抜-5km 付近まで 5.4km/s 層の上面が低下している。すなわち少なくとも深さ 5km 程度までの新第三系の堆積岩が充填している。
また、この堆積層に相当する領域は、西側で急傾斜の境界で高速度領域と接する非対称な形状を示している。この全体的な特徴は、地震波トモグラフィにもよく現れていて（図 32、
P264）、地殻上部の北部フォッサマグナの褶曲-断層帯の領域では幅 20km 程度の低速度領域が分布している。この下の下部地殻は逆に、高速度な領域となっていて、これらの北部フォッサマグナ下での高速度化は上部マントルまで及んでいる。こうした、全体的な地殻構
造の特徴は、北部フォッサマグナが背弧リフトとして形成されたという考え 1) と調和的である。とくに西側の速度変化が激しく、東側で緩い非対称の形状は、このリフトが simple
shear によって形成されたことを示している。
西側から順に地質情報との対応を記述する（図 33,34、P265,266）。CMP 番号 10001〜10300
までの区間には、古生界の変成岩や石灰岩などの堆積岩が分布する。速度構造は、浅層部の風化による低速度領域を経て 5.4km/s の P 波速度を示す。反射面に富み全体としてはほぼ水平な反射面群が卓越する。CMP10300 では、反射断面は糸魚川-静岡構造線に対比され238

る横川断層と交差する。この断層を境に速度構造の上からも西側低下の構造が読み取れる。
5.4km/s の P 波速度の上面を先新第三系の上面と考えると、この断層を隔てて約 1km 程度の東側低下の垂直変位を有している。CMP10300 から 10700 にかけては、Vp 5.4km/s 層の上面が海抜高度-1km に分布する。この領域の北方延長には焼山火山が位置する。1974 年の噴火の際、多数の捕獲岩が記載されているが、これによると先新第三系の岩石が報告されており 16) 、この Vp5.4km/s を上回る領域は、塩基性の深成岩ではなく飛騨山地に露出するよ
うな先新第三系から構成されると見なされる。CMP10550 には新第三系基盤上面の速度構造や 反 射 面 の 不 連 続 か ら 東 傾 斜 の 高 角 度 の 断 層 が 推 定 さ れ る 。 落 差 は 東 側 低 下 で 鉛 直 隔離500m 程度である。10300 から 10700 にかけては七谷層相当の泥岩が褶曲を形成して分布する。これらの褶曲の説明として、10550 付近に推定した断層からの分岐断層を推定した。
地表での奉納向斜に相当し、地表では断層は確認されていない。
CMP10700 には、北部フォッサリフトの西側で最大の変位量を有する断層変位が認められる。鉛直隔離は約 4km で、東側低下である。この断層は小谷-中山断層（図 4、P247）に相当し、変位量から判断して、北部フォッサリフトの形成にとって最も重要な役割を果たした断層である。変位量から見る限り、糸魚川-静岡構造線に相当する横川断層の堆積盆地の形成に対する寄与は小さい。
CMP10700 から 11500 までの、堆積盆地の中軸部には、周辺地質から推定して、新第三系
下部のグリーンタフの層準から猿丸層相当に至る堆積層が連続して堆積していると推定される（図 33,35、P265,266）。これらの内部は反射面の傾斜の変化から、褶曲などの構造が把握できる。しかしながら、地表は妙高火山などの噴出物に覆われるため地質的なコント
ロールがなく、また深部ボーリング調査が実施されておらず、反射面の具体的な層準を明らかにすることが困難である。解釈図では標準的な層厚分布を推定して、構造のマーカーとして層準を記入した。尚、火山砕屑岩が卓越するグリータフの層準は、ほぼ Vp 5km/sの等速度線の周辺に推定した。反射面から海抜高度-5〜4km 程度の構造は緩傾斜を示し、それと得られている速度構造についても調和的である。したがって、より浅部の褶曲を構成する領域と下部の平坦な構造の領域の間に、デタッチメントが推定される。ここでは、後述する東傾斜の主断層の延長部がデタッチメントを構成するものと推定した。
本地域の活断層で最大の変位速度を示すものとして、信濃川断層帯がある。変動地形学的に推定されている断層トレースの東端は、信濃川の左岸にある。反射断面では CMP11950
付近に地表での出現地点となり、その下位では安定的に 25 度程度の西傾斜となる。急傾斜のため必ずしも反射断面では充分に表現されていないが、地表に露出する猿丸層に対比される地層は逆転して西に急傾斜の構造を示しており、その間に断層を推定した。この断層の深部延長は、CMP11600 付近で断層の延長が推定される領域で、やや急傾斜となるため推定する断層面も増傾斜するものと推定される。信濃川断層帯の深部形状については、大規
模なウェッジスラストを形成しているものと推定した。すなわち、基本的にはこの断層の震源断層は東傾斜であり、その断層は海抜下 5km の深さで西傾斜の地表の信濃川断層帯からの延長と交差する。また、北部フォッサマグナ軸部のデタッチメントに連続するものと考えられる。
信濃川断層の西傾斜の部分の下盤側に位置する領域では、基盤に相当する領域では Vp
5.4km/s の上面は順次西側に低下する中新世の西傾斜の正断層を推定した。ただし、この239

領域では地表が第四紀の火山噴出物に覆われるため、地下地質の推定は困難である。ここでは、速度構造をもとに、先新第三系上面とグリーンタフ上面の層準を記入した。
c)震源断層システム
信濃川断層帯をウェッジスラストと推定する根拠について、いくつかの観点から述べる。
図 36(P267)に基盤岩中の反射イベントの線描図を示す。基本的な形状としては、最も堆積層が厚い領域の中央部を凸型の頂部としてもつような、ドーム状の構造を示している。これは図 32 のトモグラフィの高速度化した領域と整合的であり、リフトの中軸部において、苦鉄質の深成岩が大規模に併入している可能性が高い。リフトの形状は非対称リフトであり 17) 、東傾斜のマスター断層によって形成されたものと想定される（Sato et al., 2004 1） ;図 37、P268）。ここでリフトの西縁において積極的な役割を果たした断層は、北東-南西方
向の小谷断層であり、糸魚川-静岡構造線の役割は副次的である。こうしたリフト系の断層で特徴的なことは、ドーム状の深成岩ユニットの周辺には、リフト縁のリフト中軸方向に傾斜するものとは逆に、深部ではリフト方向と反対方向に傾斜する弱面が形成される。短縮変形がこうした非対象リフトに作用すると、この低角度でリフト軸と逆方向に傾斜する
断層が、低角度スラストとして再活動する可能性が高い（図 37、P268）。この場合、地殻上部のリフト軸に傾斜する断層を副断層として、ウェッジスラスト・システムを構成する。
信濃川断層系は、1847 年の善光寺地震を発生させた断層として知られており、この地震の被害に基づいて震度分布も報告されている 19) 。推定震度の大きい地域は、長野盆地周辺に集中する（図 38、P268）。一方、リフト充填堆積物の褶曲を形成するためには、褶曲する
堆積物下にデタッチメントの存在が必要であり、ウェッジスラストを想定しない場合は、ランプの位置をリフト軸の反対側に推定する必要がある。しかしながら、この場合は善光寺地震の強震動域とは大きく異なることになる。もちろん、当時の集落の分布状況や低地側の地盤の悪さなど、今後の検討が必要なことは言うまでもないが、ウェッジスラストを想定した場合、より被害地震記録とは整合する。Sato et al. (2004) 1) では、糸静川-静岡構造線活断層系北部の駆動断層として、リフト東側深部のランプを想定したが、糸静断層
系は北部フォッサの褶曲軸方向とは斜交しており、糸魚川-静岡構造線活断層系と北部フォッサの褶曲の形成を連続して説明する必要はない。この場合、糸魚川-静岡構造線活断層系の深部形状は、神城断層などの低角逆断層を動かす程度の短縮成分が説明できる中角度（60度以下）の形状が妥当であろう。ウェッジスラストの交差部は深度 5km 程度の地点である
が、この先に褶曲下のデタッチメントが存在することから、第四紀後期にもこのデタッチ
メントが活動している可能性はある。こうした断層システムでは、地表近傍の信濃川断層
帯の変位速度はこの断層が副断層であることから、必ずしも断層系の全ての動きを表しているわけではない。震源断層はより大きな変位速度を有するものと推定される。
(c) 結論ならびに今後の課題
飯山-小谷にいたる 61km の区間について、地殻構造探査を行い、地殻上部の速度構造、
反射法地震探査断面を得た。周辺の地質・地球部地理学的情報をもとに地質断面図を作成した。北部フォッサマグナは西側急傾斜、東側緩傾斜の非対称リフトを形成し、堆積層の厚い領域直下の下部地殻は高速度領域になっている。リフトの形成に重要な役割を果たした断層は、糸魚川-静岡構造線ではなく、小谷-中山断層である。短縮変形は、リフト系の240

断層の逆断層の再活動として達成され、東傾斜の主要断層と、リフト軸方向に傾斜した断層からなるウェッジスラスト・システムの北西方向への運動により、全体の短縮変形が達成された。信濃川断層帯は、これらの短縮変形を駆動した断層で、深部の震源断層は南東傾斜を示し、上部は北西傾斜である可能性が大きい。断層の形状と地質構造の形成については、今後、定量的な検討を行う必要がある。
(d) 引用文献
1) Sato, H., Iwasaki, T., Kawasaki, S., Ikeda, Y., Matsuta, N., Takeda, T., Hirata,
N. and Kawanaka,T., 2004, Formation and Shortening Deformation of a Back-arc Rift
Basin revealed by Deep Seismic Profiling, Central Japan. Tectonophysics , 388, 47-58.
2)北陸地方土木地質図編纂委員会:北陸地方土木地質図および解説書，国土開発技術研究センター，799p., 1990.
3) 赤羽貞幸・加藤碩一・富樫茂子・金原啓司: 中野地域の地質. 地域地質研究報告（５万分の１地質図幅），地質調査所，106p., 1992．
4) 柳沢幸夫・金子隆之・赤羽貞幸・粟田泰夫・釡井俊孝・土谷信之: 飯山地域の地質．地域地質研究報告（5万分の１地質図幅），地質調査所，144p.,2001.
5) 地震調査研究推進本部地震調査委員会: 信濃川断層帯（長野盆地西縁断層帯）の評価,
地震調査推進本部，22p., 2001.
6) 宮内崇裕・武田大典: 長野盆地西縁断層帯北部，飯山盆地周辺の断層変位地形と第四紀後期の発達過程, 活断層研究，24, 77-84, 2004.
7) 赤羽貞幸: 北部フォッサ・マグナ地域における後期新生代の地質構造発達史（IV）． 信
州大学教育学部志賀自然教育施設研究業績，19，1-17, 1980.
8) 赤羽貞幸: 北部フォッサマグナ地域における後期新生代の地質構造発達史（I）. 信州
大学教育学部志賀自然教育施設研究業績，18，1-23, 1979.
9) 中野俊・竹内誠・吉川敏之・長森英明・苅谷愛彦・奥村晃史・田口雄作:白馬岳地域の地質．地域地質研究報告（5万分の1地質図幅）．産総研地質調査総合センター，105ｐ., 2002.
10) 長森英明・竹内誠・古川竜太・中滓努・中野俊: 小滝地域の地質． 地域地質研究報告（ 5万分の１地質図幅）．産総研地質調査総合センター，130ｐ., 2010.
11) 長森英明・古川竜太・早津賢二: 戸隠地域の地質．地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）．産総研地質調査総合センター，109p.,2003.
12) 新潟県：新潟県地質図および同説明書（2000年版），200p. 2000．
13) 改訂版「日本の石油・天然ガス資源」編集委員会:

改訂版「日本の石油・天然ガス資源」，天然ガス鉱業界・大陸棚石油開発協会，520p.
14) 竹内圭史・加藤禎一・柳沢幸夫・広島俊男:1:200,000

地質図「高田」，地質調査所，

1993.
15) Matsubara, M., K. Obara, and K. Kasahara, Three-dimensional P- and S-wave velocity
structures beneath the Japan Islands obtained by high-density seismic stations byseismic tomography, Tectonophysics, 454, 86–103, doi:10.1016/j.tecto.2008.04.016,
2008.

241

16) Matsubara, M. and Obara, K.: The 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake
related to a strong velocity gradient with the Pacific plate, Earth Planets Space,63, 663–667, 201117) Lister, G.S.,M. A. Etheridge, P.A. Symonds: Detachment faulting and the evolutionof passive continental margins. Geology, 14, 246-250, 1986.
18)松浦律子: 1847善光寺地震.

北原糸子・松浦律子・木村玲欧編「日本歴史災害事典」

p. 306-307, 吉川弘文館，838pp., 2011.

(e) 成果の論文発表・口頭発表等
著者

題名

発表先

発表年月日

Hiroshi Sato, Susumu

Crustal architecture

European

平成 24 年 4Abe, Nobuo Kawai, Naokoof an inverted backGeosciences Union

月

Kato, Tatsuya Ishiyama,arc rift basin,

General Assembly

Takaya Iwasaki, Eiji

Niigata, central

2012, （Austria

Kurashimo, Mitsuru Inaba

Japan（ポスター）

center, Vienna,
Austria）

and A.Van Horne
Naoko Kato, Tatsuya

Active emergent

European

平成 24 年 4

Ishiyama, Hiroshi Sato,thrust associatedGeosciences Union

月

Hideo Saito, Eijiwith a detachment

General Assembly

Kurashimo and Susumu Abe

fold: A case study of2012, （Austria

the eastern boundary

center, Vienna,

fault of Takada plain,

Austria）

central Japan（ポスター）佐藤比呂志・石山達也

東北日本背弧域のひず

日本地球惑星科学連

平成 24 年 5

み集中帯の諸問題（口合大会2012年大会

月

頭）(幕張メッセ国際会
議場)

佐藤比呂志, 阿部 進, 河

ひずみ集中帯地殻構造

日本地球惑星科学連

平成 24 年 5合展夫, 加藤直子, 石山

探査:2012 年六日町-合大会2012年大会

月

達也, 斉藤秀雄, 白石和

直江津測線（ポスター） (幕張メッセ国際会也, 稲葉 充, 川本友久
Enescu Bogdan, 武 田 哲也, 浅野陽一, 小原一成,
関口渉次, 佐藤比呂志

議場)
新潟地域における高分
解能な地震波速度構造と地震活動との関係（ポスター）

日本地球惑星科学連

平成 24 年 5

合 大 会 2012 年 大 会

月(幕張メッセ国際会
議場)

石山達也・佐藤比呂志

反射法地震探査と活断

242

日本地球惑星科学連

平成 24 年 5層の変位速度から推定

合 大 会 2012 年 大 会

した東北日本南部の長(幕張メッセ国際会

期間地殻変動（口頭）議場)

加藤直子, 佐藤比呂志,

高田平野東縁における

日本地球惑星科学連

平成 24 年 5

石山達也, 蔵下英司, 越

高分解能反射法地震探合 大 会 2012 年 大 会

月谷 信, 戸田 茂, 豊島剛査（ポスター）(幕張メッセ国際会

志, 斉藤秀雄, 白石和也,

月議場)

阿部 進, 北村重浩, 中山
貴隆, 脇田 懸, 品田航也
石山達也, 加藤直子, 佐

鳥越断層の高精度反射日本地球惑星科学連

平成 24 年 5藤比呂志, 越谷 信, 豊島

法地震探査による地下合 大 会 2012 年 大 会

月

剛志, 越後智雄, 小林健

構造（ポスター）(幕張メッセ国際会太, 戸田 茂, 今泉俊文,

議場)

岡本貴太, 入谷正人, 田
中麻衣, 小野寺智也, 畠
山拓也, 照井匡子, 小池太郎
阿部 進, 佐藤比呂志, 蔵

地表における後方散乱日本地球惑星科学連

平成 24 年 5下英司, 岩崎貴哉, 平田波による稠密反射波・合 大 会 2012 年 大 会

月直, 川中 卓屈折波の再構築を通じ(幕張メッセ国際会

た地殻構造イメージン

議場)

グ（口頭）
佐藤比呂志

震源断層モデルの構築

日本地球惑星科学連

平成 24 年 5に向けて（口頭）

合 大 会 2012 年 大 会

月(幕張メッセ国際会
議場)
佐藤比呂志, 石山達也,

東北地方の震源断層モ

日本地球惑星科学連

平成 24 年 5

今泉俊文, 加藤直子, 武デル（口頭）

合 大 会 2012 年 大 会

月田哲也, 越谷 信, 堤 浩(幕張メッセ国際会之, 豊島剛志, 工藤 健,

議場)

山北 聡
越谷 信, 齋藤真彦, 佐藤

北上低地西縁断層帯北日本地球惑星科学連

平成 24 年 5

比呂志, 加藤直子, 阿部部の浅部地質構造（口合 大 会 2012 年 大 会

月進, 東中基倫頭）(幕張メッセ国際会
議場)

石山達也, 加藤直子, 佐新潟堆積盆地・鳥越断平成24 年度石油技平成 24 年 6

藤比呂志, 阿部 進

層の浅部～深部形状と術協会春季講演会

月

構造形成（口頭）（秋田ビューホテ

243

ル）
佐藤比呂志，阿部 進，河ひずみ集中帯地殻構造

平成24 年度石油技平成 24 年 6合展夫，加藤直子, 石山達

探査:2011 年六日町-術協会春季講演会

月也, 岩崎貴哉，斉藤秀雄,

直江津測線（口頭）（秋田ビューホテ

白石和也，稲葉 充，川本ル）

友久
Hiroshi Sato, Susumu

Evolution and crustal

34 th International

平成 24 年 8Abe, Naoko Kato, Tatsuyaarchitecture of

Geological月

Ishiyama, Nobuo Kawai,

inverted back arc

Congress (IGC),

Mitsuru Inaba, Tomohisa

basin, Niigata,（Brisbane

Kawamoto and Anne Vancentral Japan（口頭） Convention andHorn

Exhibition Centre,
Australia）

Naoko Kato, Hiroshi Sato

Development of active

34 th International

平成 24 年 8

and Tatsuya Ishiyama

fault-related folds

Geological月

revealed by

Congress (IGC),

highresolution（Brisbane

seismic reflection

Convention andprofiling in the

Exhibition Centre,

Niigata basin,

Australia）

central Japan（ポスター）加藤直子, 石山達也, 佐反射法地震探査による

日 本 地 質 学 会 第 118

平成 24 年 9藤比呂志, 蔵下英司, 越

高田平野東縁の地質構

年学術大会 (大阪府月

谷 信, 戸田 茂, 豊島剛

造（口頭）

立大学)

加藤直子・石山達也・佐藤

新潟上越地域東部の地

日本地震学会秋季大平 成 24 年

比呂志・蔵下英司・越谷

質構造と震源断層の形

会 (函館市民会館・

10 月

信・戸田 茂・豊島剛志・状（ポスター）市民体育館)

地殻構造探査長野放送（テレビ）

志, 斉藤秀雄

斉藤秀雄
佐藤比呂志

平 成 24 年
10 月

佐藤比呂志
佐藤比呂志
佐藤比呂志

地殻構造探査
地殻構造探査
地殻構造探査長野朝日放送（テレ平 成 24 年

ビ）

10 月

SBC 信 越 放 送 （ テ レ

平 成 24 年

ビ）

10 月

テレビ信州（テレビ） 平 成 24 年
10 月

佐藤比呂志

地殻構造探査信濃毎日（新聞）244

平 成 24 年

10 月
佐藤比呂志

地殻構造探査

朝日新聞（新聞）

平 成 24 年
10 月

佐藤比呂志

地殻構造探査

読売新聞（新聞）

平 成 24 年
10 月

佐藤比呂志

地殻構造探査新潟日報（新聞）

平 成 24 年
10 月

佐藤比呂志

地殻構造探査毎日新聞（新聞）

平成 23 年 8月(f) 特許出願，ソフトウエア開発，仕様・標準等の策定
1) 特許出願
なし
2) ソフトウエア開発
なし
3) 仕様・標準等の策定
なし

245

図1

図2

調査測線概略図

調査測線周辺のブーゲー異常図（地質調査所 1:200,000 重力図 1） に加筆）

246

図3

調査測線周辺地質図（北陸地方土木地質図（1990） 2） に加筆）

図4

調査測線周辺地質構造図（赤羽（1980） 7） に加筆）

247

図5

陸上受振点及び受振機材：【左上】有線テレメトリーシステム GDAPS4A (新潟県妙高市斑尾)、【右上】GDAPS4A 観測車 (新潟県妙高市斑尾)、【左下】独立型探鉱機 MS2000D (新潟県糸魚川市大所)、【右下】独立型探鉱機 GSR (長野県中野市田上)

248

図 6

バイブレータ発震作業：【左上】 Vp.1199（長野県木島平村）、【右上】Vp.232（長野県信濃町）[夜間発震]、【左下】Vp.309（新潟県妙高市杉野沢）、【右上】Vp.350（長野県小谷村林道
姫川妙高線）[中型バイブレータ]

図7

ダイナマイト発震点：【左】SP6D（長野県上水内軍信濃町野尻）、【右】SP10D(長野県飯山市

静間)

249

図8

図9

バックグラウンドノイズの時間及び空間変化

屈折法及び広角反射法ダイナマイト発震記録例
250

SP1D

図 10

図 11

屈折法及び広角反射法ダイナマイト発震記録例

SP10D

屈折法及び広角反射法バイブレータ集中発震記録例
251

SP2V

図 12

屈折法及び広角反射法バイブレータ集中発震記録例

SP8V

図 13

屈折法及び広角反射法バイブレータ集中発震記録例

SP11V

252

図 14

反射法バイブレータ発震記録例 VP 1246

図 15

反射法バイブレータ発震記録例 VP 2430

253

図 16

反射法バイブレータ発震記録例 VP 3180

図 17

反射法バイブレータ発震記録例 VP 3559

254

図 18

CMP に対する重合数及びオフセット距離分布（上段：重合数、下段：オフセット分布）

255

図 19

反射法データ解析フロー

図 20

重合時間断面図

256

図 21

重合後時間マイグレーション断面図

図 22

重合時間断面に対する深度変換断面図

257

図 23

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

図 24

屈折法データ解析フロー

258

図 25

図 26

屈折法投影ライン及びトモグラフィ解析初期モデル例

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）

259

図 27

トモグラフィ解析による速度モデル決定の手順

図 28

屈折初動読取結果
260

図 29

屈折トモグラフィ解析結果（平均速度モデル）

上段：平均速度モデル

中段：標準偏差分布261

下段：波線密度分布図 30

屈折トモグラフィ解析結果（最終速度モデル）

262

図 31

飯山-小谷測線周辺の新第三系の層序（竹内ほか（1993） 13））

263

図 32

飯山-小谷測線の地震波トモグラフィによる P 波速度構造 15, 16)

264

図 33
PN: 先新第三系
相当層

飯山-小谷測線の深度変換断面の地質学的解釈

Gb: はんれい岩など

Sy: 椎谷層相当層

Gr: 火山砕屑岩

Ny: 西山層相当層

265

Nt: 七谷層相当層

Um: 魚沼層相当層

Td: 寺泊層

UN: 未区分新第三系

図 34

飯山-小谷測線の深度変換断面西部の地質学的解釈（略号は図 33 の凡例参照）

図 35

飯山-小谷測線の深度変換断面東部の地質学的解釈（略号は図 33 の凡例参照）

266

図 36

飯山-小谷測線の深度変換断面の反射イベントのラインドローイング
267

図 37

飯山-小谷測線断面の構造形成過程の概念図

図 38 善光寺地震の震度 18)268

(2-2)

長野盆地西縁・飯山断層における高分解能反射法地震探査

石山達也・加藤直子・佐藤比呂志・蔵下英司（東京大学地震研究所）・越谷

信（岩手大学社会環境工学科）・豊島剛志・小林健太（新潟大学理学部）・戸田茂（愛知教育大学教育学部）(a) 業務の要約
長野盆地西縁・飯山断層を横切る約 5km の区間で、高分解能反射法地震探査を実施し,地表近傍の活構造と地下深部の断層との関係を明らかにするための基礎資料を収集した。
反射法地震探査断面と既存の地質データ・大深度構造探査の結果を合わせて解釈することによって、深度およそ 1km 程度に伏在するデコルマから地表に向かって延びる分岐スラス
ト群と考えられ、これらのうち最も前縁部に位置する二条の断層が飯山断層などの活断層であるとことが明らかになった。
(b) 業務の実施方法
北部フォッサマグナ地域に発達する褶曲・衝上断層帯のうち、犀川丘陵北部は，北北西走向の軸跡を有する非常に複雑な複背斜構造を呈している（赤羽ほか 1992 1）、；柳澤ほか、
2000 2））。2013 年に行われた深部構造探査・小谷-飯山測線とその地質学的な解釈から、この構造が地下深部に存在する東傾斜の低角な衝上断層とそこから分岐する西傾斜の比較的高角な逆断層群の上盤側に形成された複背斜構造であることなどが明らかになった（佐藤ほか，2013） 3) 。飯山断層は犀川丘陵北部と飯山盆地の地形・地質境界に位置し、第四紀後期の地形面を累積的に変形させ、地形・地質の構造的な落差に寄与した主要な活断層である（宮内ほか、2000 4） ; 宮内・武田 5) 、2004 ; 堤ほか、2000 6) ；池田ほか、2000 7) ）．小谷-飯山測線の結果によれば，西傾斜の逆断層である飯山断層は地下約数 km でデコルマ面に収斂する。一方でその先端部は非常に複雑な分岐構造を呈しており、浅部の複雑な構造や変動地形と深部構造を結びつけて論じるためには地下浅部の高解像度イメージングを行う必要がある。また、飯山断層に沿っては、1847 年（弘化 4 年）善光寺地震（M7.4）の際に地表地震断層が出現したことが知られており（粟田、1987） 8) 、地表から地下深部にかけての構造地質的な関係を理解することは、活断層と震源断層の関わりを理解する上で重要な示唆となりうる。そこで，筆者らは文部科学省「ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究」の一環として，飯山断層を横断する測線において浅部の高解像度反射法地震探査を実施した．測線は飯山市岩井から同静間の約 5 km 区間である．（図 1、P271）。受振点間隔は12.5m で 計 216 チ ャ ン ネ ル の 固 定 展 開 で デ ー タ を 取 得 し た 。 受 振 シ ス テ ム は GSR( OYO

Geospace 社製 )と JGI MS2000 を用いた。震源は中型バイブロサイス車 2 台で、発震点間隔は 12.5m、スィープ長 20 秒、スィープ周波数は 8-100Hz、標準スィ－プ回数は 2 回である。レコーディングのサンプリング間隔は 4 msec で記録長は 6 sec とした。データ処理は（株）地球科学総合研究所製の反射法データ処理システム Super X-C を使用した。以下に主な処理に用いたパラメータを示す。
・自動振幅調整（Automatic Gain Control; AGC）、AGC operator length: 100 msec
・デコンボリューション（Deconvolution）、Operator length: 200 msec、Gate length: 3000
msec、White noise:

5 %、Prediction length: 8 msec
269

・NMO 補正（Normal Move-out Correction）と速度解析（Velocity Analysis）
速度解析は CMP200 毎に行った。
・バンドパスフィルター（Band-pass Filter） パスバンド: 10/20 – 60/80 Hz
・F-X プレディクションフィルター（F-X Prediction Filter）Gate length: 30 traces,
Operator length: 5 traces, Window length: 1000 ms
・マイグレーション（Post stack Time Migration）重合時の速度構造を 80 %とした速度を用いた。
図 2，3(P272)に重合断面と重合後マイグレーション断面、図 4（P273）に深度変換断面を示した。
(c) 業務の成果
解析のその結果、飯山断層及びその下盤側の地下 1.5 km までのイメージが取得できた。
それによれば、複背斜構造を呈する飯山断層の上盤側（柳澤ほか、2000）が下盤側のほぼ水平な地層に衝上する様子が確認出来る。また、複背斜構造は複数条の西傾斜するスラス
トによって切られる様子がわかる。深部構造探査の断面と比較すると、これらのスラスト
は地殻浅部でデコルマに収れんする可能性が高い。スラストの地表位置は鮮新統の急傾斜帯から推定される位置にほぼ一致する。また、完新世の段丘面を変形させる撓曲崖地形基部の位置も分岐スラストの地表位置と調和的である。加えて、構造的に最下部に位置する
スラストの上端は千曲川右岸側まで達しているように見える。
(d) 結論ならびに今後の課題
長野盆地西縁・飯山断層を横切る約 5km の区間で、高分解能反射法地震探査を実施した。
反射断面と既存の地質データ・大深度構造探査の結果を合わせて解釈することによって、飯山断層の詳細な地下構造が明らかになった。これらの構造は深度およそ 1km 程度に伏在するデコルマから地表に向かって延びる分岐スラスト群であると考えられ、これらのうち最も前縁部に位置する二条の断層が活断層であると考えられる。今後はボーリング調査の結果（杉戸ほか、2012） 9) と合わせてスラスト先端部のひずみの分配と分岐スラスト全体で蓄積される長期ひずみを検討する。
(e) 引用文献
1) 赤羽貞幸・加藤碵一・富樫茂子・金原啓司、中野地域の地質．地域地質研究報告（5 万分の１地質図幅），地質調査所，106p, 1992.
2) 柳沢幸夫・金子隆之・赤羽貞幸・粟田泰夫・釜井俊孝・土谷信之、飯山地域の地質．地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅），地質調査所，130p, 2000.
3) 佐藤比呂志ほか、深部構造探査

小谷-飯山測線、ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究プロジェクト・平成 24 年度報告書,印刷中, 2012.
4) 宮内崇裕・東郷正美・堤 浩之・金 幸隆・武田大典・宇根 寛・小田切聡子、1:25000
都市圏活断層図「飯山」，国土地理院技術資料 D･1-No.375，2002．
5) 宮内崇裕・武田大典，長野盆地西縁断層帯北部，飯山盆地周辺の断層変位地形と第四紀後期の発達過程，活断層研究，24，77-84，2004．
270

6) 堤 浩之・東郷正美・宮内崇裕・大石 超・宇根 寛・小田切聡子、1:25000 都市圏活断
層図「中野」，国土地理院技術資料 D･1-No.375，2002．
7) 池田安隆・今泉俊文・東郷正美・平川一臣・宮内崇裕・佐藤比呂志編、第四紀逆断層ア
トラス，東京大学出版会，254p，2002．
8) 粟田泰夫・奥村晃史・佃

栄吉，善光寺地震断層系に関する史料と地震断層の現況，歴史地震，3，166-174，1987．
9) 杉戸信彦・鈴木毅彦・石山達也・廣内大助・今泉俊文、長野盆地西縁断層帯における群
列ボーリング調査、ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究プロジェクト・平成 24 年度報告
書,印刷中, 2012.
(f) 成果の論文発表・口頭発表等なし(g) 特許出願，ソフトウェア開発，仕様・標準等の策定
なし

図1

高分解能反射法地震探査測線（赤・青実線）・重合測線（黄緑実線）と CMP 番号（国土地理院発行 1/25000 地形図に加筆)

271

図2

図3

高分解能反射解析結果（重合断面）

高分解能反射解析結果（マイグレーション断面）

272

図4

高分解能反射解析結果（深度変換断面）

図5

解釈図

273

(2-3)

月岡断層を横切る高分解能反射法地震探査

加藤直子・石山達也・佐藤比呂志（東京大学地震研究所）・戸田茂（愛知教育大学教育学部）・豊島剛志・小林健太（新潟大学理学部）(a) 業務の要約
月岡断層を横切る約 8km の区間で高分解能反射法地震探査を実施し、地表近傍の活構造と地下深部の断層との関係を明らかにするための基礎資料を収集した。推定された地質構
造は、西に傾斜する構造を示し、基本的には伏在衝上断層に起因した構造である。
(b) 業務の実施方法
越後山地の西縁部の阿賀野川周辺には、月岡断層や村松断層など、低地の方向に傾斜した逆断層性の活断層が分布する（活断層研究会編, 1991） 1) 。全体の地形的な配置と不調
和なこのような逆断層の深部断層との関連はよく分っていない。平成 21 年度「ひずみ集中帯の重点的観測・研究」に佐渡-会津測線において震源断層のイメージングを目的とした地殻構造探査が実施された（佐藤ほか, 2010） 2) 。 この探査では，屈折トモグラフィによって越後山地の西縁には東傾斜の低速度帯が伸びており，断層帯の存在が明らかになっている。こうした東傾斜の主要な断層と月岡断層の詳細な関係を明らかにするため，高分解能
反射法地震探査を行った。
測線は阿賀野市百津地区から同市大室地区に至るおよそ 8km 区間である（図 1、P276）。
高分解能反射法データは 2012 年 10 月下旬から 11 月初旬に取得した。受振点間隔は 10 m
で計 812 チャンネルの固定展開でデータを取得した。受振システムはオフラインレコーダ（GSR-1）と JGI 製 MS2000 を用いた。震源は大型バイブロサイス車 1 台で、発震点間隔は10 m、スィープ周波数は 8-100Hz、標準スィ－プ回数は 2 回である。レコーディングのサ
ンプリング間隔は 2 msec で記録長は 4 sec とした。反射法地震探査処理については通常の共通反射点重合法によった。データ処理は（株）地球科学総合研究所製作の反射法データ
処理システム Super X-C を使用した。以下に主な処理に用いたパラメータを示す。
・自動振幅調整（Automatic Gain Control; AGC）、AGC operator length: 100 msec
・デコンボリューション（Deconvolution）、Operator length: 240 msec、Gate length: 2000
msec、White noise:

5 %、Prediction length: 12 msec

・静補正（Static Correction）:各ショット記録の初動を読み取り、受振点及び発震点のタイムターム値と表層構造モデルをインバージョンによって求めた。表層低速度層の P 波
速度を 400 m/sec とした。この解析には（株）地球科学総合研究所製のソフトウェア iRASを用いた。この解析により得られた値を SuperX-C に入力し、静補正を行った。
・NMO 補正（Normal Move-out Correction）と速度解析（Velocity Analysis）
速度解析は CMP100 毎に行った。
・バンドパスフィルター（Band-pass Filter） パスバンド: 10/20 – 80/100 Hz
・F-X プレディクションフィルター（F-X Prediction Filter）Gate length: 30 traces,
Operator length: 5 traces, Window length: 1000 ms
・マイグレーション（Post stack Time Migration）重合時の速度構造を 80 %とした速度
を用いた。
274

図 2 (P276)，3(P277)に重合断面と重合後マイグレーション断面、図 4（P277）に深度変換断面を示した。
(c) 業務の成果
解析の結果、往復走時 2.0 sec、深度約 2.5 km までのイメージが得られた。測線東部では基盤の花崗岩類を覆う堆積層が約 30 度の西傾斜で分布する（図 5、P278）。月岡断層はこの反射面群と平行に位置し、層面すべりによって形成されていることが分かる。測線西部の 1.5km 以浅ではやや緩傾斜になるが堆積層は、同様に西傾斜を示す。一方、測線中央部から西部の深さ約 2.5 km 付近の領域では、やや凸型を示す反射面が卓越する。阿賀野川沿いの深部反射のイメージと合わせて検討すると、月岡断層は、越後山地西縁の東傾斜の逆断層である主要断層とともにウエッジスラストを形成していると推定される。従って、東傾斜の逆断層が震源断層として重要であり、二次的な断層である月岡断層よりも変位量が大きいものと推定される。
(d) 結論ならびに今後の課題
長岡平野東縁の活構造を横切る約 8km の区間で、高分解能反射法地震探査を実施した。
反射断面と既存の地質データ・大深度構造探査の結果を合わせて解釈することによって、
月岡断層は越後山地西縁の東傾斜の逆断層である主要断層とともにウエッジスラストを形成していると推定される。今後、明らかになった地質構造をもとに、地表近傍の変形をもとに伏在する主断層の平均変位速度などを明らかにしていく必要がある。
(e) 引用文献
1) 活断層研究会編、新編日本の活断層、東京大学出版会

440p.、1991.

2) 佐藤比呂志・阿部 進・河合展夫・加藤直子・岩崎貴哉・石山達也・斉藤秀雄・白石和也、ひずみ集中帯地殻構造探査・2009 会津-佐渡測線の成果、SCG088-P05、日本地球惑星科学連合 2010 年大会、2010.
3) 宮内崇裕・後藤秀昭・澤祥・渡辺満久、1:25000 都市圏活断層図「新津」、国土地理院技術資料 D・1-No.416、2003.
4) 渡辺満久・宮内崇裕・八木浩司・藤本大介、1:25000 都市圏活断層図「新発田」、国土地理院技術資料 D・1-No.416、2003.
5) 笹神団体研究グループ、新潟平野東縁部・笹神丘陵の地質、地球科学、34、3、119-137、1980.
(f) 成果の論文発表・口頭発表等なし(g) 特許出願，ソフトウェア開発，仕様・標準等の策定
なし

275

図1

高分解能反射法地震探査測線（黄緑実線）・重合測線（青実線）と CMP 番号（国土地理院発行 1/25000 地形図(水原・天王・新津・出湯）に加筆、活構造トレースは宮内ほか(2003) 3) 、渡辺ほか(2003) 4) による）

図2

高分解能反射解析結果（重合断面）

276

図3

高分解能反射解析結果（マイグレーション断面）図4

高分解能反射解析結果（深度変換断面）

277

図5

解釈図。表層の地質は笹神団体研究グループ(1980) 5) による。Uo:魚沼層群、Dn:大日層、Sk:魚岩層、Yk:山ノ神層、Ny:西山層、Sy:椎谷層、Gr:花崗岩類

278