1-2 海域における自然地震観測

1-2 海域における自然地震観測篠原雅尚 （東京大学地震研究所）

1.

研究の目的
東北日本の日本海側、および日本海東縁部には「ひずみ集中帯」1)と呼ばれる褶曲‐断層帯が形成されていて、これまで M7 級の被害地震が多数発生してきました。近年では 2004
年中越地震や 2007 年能登半島沖地震、2007 年新潟県中越沖地震が発生しました。このひずみ集中帯の一部は海域にも広がっていると考えられています。このため、ひずみ集中帯を含む海域での地震観測を行い、長期的な地震活動を詳細に調べることは、ひずみ集中帯で発生する地震の場を理解するために重要な情報となります。こうした背景から、本研究「海域における自然地震観測」では、機動観測型海底ケーブ
ル・インライン式地震計を用いた 1964 年新潟地震震源域でのリアルタイム地震観測、長期型海底地震計を用いた新潟県上越沖における地震観測を行いました。

図 1 光海底ケーブルに接続された 4 台の地震計筐体。

を設営しました。海底ケーブルおよび地震計の敷設・埋設工事は、ケーブル敷設船「KDDI PACIFIC LINK」（7960 トン、以下 KPL）により、2010 年 8 月 24 日～27 日に実施しました。水
深20m以深では、地震計を含めすべてを海底下1mに埋設しました。ケーブルシステム全体の敷設が終了した 8 月27 日早
朝からは、観測室から給電して連続観測を実施しています。

2. 研究の実施内容
2.1 機動観測型海底ケーブル・インライン式地震計による海底地震観測
2.1.1
機動観測型ケーブル・インライン式地震計の整備
本研究にて開発された機動観測型海底ケーブル・インライン式地震計（Ocean Bottom Cabled Seismometer: OBCS）は、インターネット技術を用いた通信回線の冗長化による観測の信頼性の向上、最新半導体技術を用いた地震計部の小型化などを特徴としています。全体システムは地震計 4 台が光海底ケーブルで接続されており、一端を陸揚げすることにより、海底で観測された地震データをリアルタイムで陸上に伝送します。データは、光ファイバーを用いて伝送され、1 本の海底ケーブルに複数の地震計が直列に接続できるように設計されています。3 成分高性能加速度センサー、通信装置、電源などが、直径が約15cm、長さ約50cmの円筒形の耐圧容器に収納されています（図 1）。

図2 粟島南方沖に敷設した海底ケーブル、およびOBCSの位置。ケーブル全長は 25km。

2.1.3
構造調査による高精度震源分布
粟島沖に設置した OBCS のデータは、インターネットを通じ、現在もデータを収集中です。収集されているデータは、気象庁一元化震源リストを基に、地震波形観測支援プログラム
WIN システムを用いて目視による検測作業を行っています。
地震観測点は海底付近にあるため、海底下に厚く分布する堆積層の厚さが観測点毎に大きく異なり、走時に影響を与えます。このため、より精度の高い震源決定を行うためには各観測点直下の構造をできるだけ正確に把握する必要があります。
そこで、2011 年8 月22、23 日、設置域において制御震源を用いた構造調査を行いました（図 3）。 構造調査は、作業船「第28 豊山丸」により実施しました。制御震源として水中エアガン（米国BOLT Technology 社BOLT 2800LL Cluster-Gun）を使用し、測線上において 50m 間隔で発震し、その信号を OBCS で記録しました。

2.1.2
ひずみ集中帯への敷設
ひずみ集中帯の海底地震観測対象海域として、1964 年6月に発生した新潟地震（M7.5）の震源域を選びました。これは、詳細が明らかになっていない新潟地震震源域における地震活動を明らかにすることを目的としています。海底ケーブルの陸揚げ地点として、震源域北方に位置する新潟県粟島浦村（粟島）釜谷地区を選定しました。これに伴い、2009 年 3 月に候補ルートにおいてマルチナロービーム音響測深システム（SEABAT8101）による海底地形調査を実施し、海底ケーブル（ケーブル長25km）を敷設する概略ルートを決めました（図2）。また、海底ケーブル陸揚げ点となる釜谷地区の公園・多目的広場の一画に、陸上局舎として日本海海底地震観測室21

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図 3 OBCS の位置（赤丸）と、構造探査を行った測線図（黒実線）。1964 年新潟地震の震央が示されている。

OBCS に記録されたデータから屈折波、および反射波の走時を読み取り、波線追跡法により試行錯誤的に速度構造を求めました（図 4）。その結果、堆積層は、P 波速度が 1.6 – 5.0km/s である 3 層から成り、その下に P 波速度 5.5 km/s の基盤があることがわかりました。また、粟島に近い観測点直下では、基盤が浅くなることがわかりました。

図 5 (a)OBCS と粟島観測点を用いて決定された震央分布（緑丸）と、気象庁によって決定された同じ震源（青丸）。矩形は断面図の範囲。(b)震源分布の断面図。(c)1964 年6 月 16 日から 9月 30 日まで気象庁が決定した。震源分布の断面図。

断層モデルが推定されています 3)。本研究で決定した震源分
布が示す面は、それらよりも低角となります。以上の結果から、現在の粟島周辺の微小地震が、1964 年新潟地震の震源断層面以外でも発生している可能性が高く、1964 年新潟地震の特性を詳細に明らかにするために、今後さらなるデータの蓄積が期待されます。
2.1.4

機動観測型海底ケーブル・インライン式地震計のセンサー3 成分方向の推定
OBCSにはセンサーとして 3成分の加速度センサーが採用されています。この中の 1 成分（Z 成分）は光海底ケーブルと同方向に取り付けられていますが、残りの 2 成分（X、Y）は光海底ケーブルの方向と直交方向に取り付けられています。従って、X、Y 成分の方向を直接知ることはできません。地震計内の加速度センサーは地球の重力に感度があり、各成分の値からセンサーの方向を見積もることができます。また、平成
23 年に行った構造調査では、エアガンの発震により生じる音波を直接観測し、各成分にどのように記録されているかから、センサーの方向を推定できます。本研究では、この 2 つの方法により、センサー方向を求めて比較しました。Z 成分の方位はケーブル敷設方向と同じであり、水平に設置されているとし、北方向からの時計回りを正方向として Z 成分の方位を求めました。X、Y 成分の方向は、Z 成分と鉛直な平面内で、右手系の座標において水平面となす角と定義します（図 6）。

図 4 各観測点直下の速度構造。堆積層は 3 層から成り、基盤層の P 波速度は 5.5km/s。

精度の高い震源決定を行うためには、各観測点直下の構造の違いを補正する必要があります。そこで、求められた各観測点直下の速度構造を基に各観測点の補正値を求め、震源決定を行っています。震源決定には絶対走時を用いる震源決定プログラムを使用しています。これまでに震源決定を行った地震は、P 波の読み取り値が 3 点以上、かつ、S 波の読み取り値が1点以上ある46個の地震です。震源決定の結果、水平および深さ方向の誤差がそれぞれ 1km、2km 以内となる地震を選び、精度の高い 23 個の震源を求めました。本研究により求められた震源は、気象庁によって求められた震源と対応がついており、比較ができます（図 5）。本研究によって求められた震源は、観測域下において深さおよそ 5-15km に分布しており、気象庁が決定した震源よりも浅くなります。また
OBCS で決定された震源は約 34 度の西下がりの面状の分布を示します。1964 年新潟地震が発生した際には、気象庁により、本震および余震の震源決定が行われており、高角の西傾斜の面状の地震分布が得られています（図 5（c））。また、本震のデータを用いた発震機構解では、西下がりの節面の傾斜角は 70°です 2)。また、発震機構解、水準測量などから、長さ80km、幅30km、傾斜方向N81°W、傾斜角は 56°の本震の

図 6 （a）Z 軸の方位。（b）X 軸が水平面となす角。

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Z成分と、推定したX、Y成分の方向をそれぞれ表1、表2、表 3 に示します。重力観測値から求められたセンサー方向の誤差は 0.001 度以下となりました。一方、エアガンからの直接波の粒子軌跡により求められた値は、各発震毎に求められた値のばらつきが大きくなりました。これは、観測点近傍の海底地形の影響を受けている可能性が考えられます。しかし、エアガン発震により求められたセンサー方向は、誤差の範囲で重力値によるセンサー方向と一致する結果となりました。
表 1 Z 成分の方位。

図 7 長期観測型海底地震計（赤三角）、および陸上観測点（赤四角）データによる震源決定結果。

表 2 重力加速度により推定したセンサーの水平面からの角度。

を縦断するように行われた海陸統合地殻構造探査の結果 4)に基づく一次元速度構造モデルを使用しました。また、海底地震計は海底直下の厚い堆積層の上に設置されることになるため、堆積層による走時の遅れを考慮した震源決定を行いました。このうち、解が収束し、かつ水平方向および深さ方向の誤差がそれぞれ 1km、2km 以内の精度のよい地震を初期値として相対震源決定を行い、1101 個の地震の震源を決定しました（図 7）。その結果、上越沖では P 波速度 6km/s 程度の上部地殻内で多くの地震が発生していることが明らかとなりました。また、深さが 15km 以上まで震源分布が拡がっていることから下部地殻上部においても地震が発生しています。上部地殻内で多くの地震が発生していることは2007年中越沖地震余震分
布解析の結果 5)と調和的です。また、富山トラフ周辺においては、陸域では検出できなかった微小地震も含め、ほとんど地震が発生していないように見えます。

表 3 エアガンの発震によるセンサー振動方向により推定したセンサーの水平面からの角度。誤差は、個々の発震から求めた値から計算される標準偏差（σ）を用いて±2σとしている。

2.2 自己浮上式海底地震計による海底地震観測2.2.1
長期観測型海底地震計による地震観測
本研究では、平成20 年12 月から平成21 年10 月まで長期観測型海底地震計を用いた自然地震観測を新潟県上越沖にて行いました。使用した海底地震計はチタン合金製の耐圧容器に、固有周期 1 秒の地震計を収容しており、1 年間の連続観測を行うことができます。
海底地震計の設置は 2008 年 12 月 8 日に行われました。設置はヘリコプターにより行いました。回収作業は 2009 年10 月
8、9 日に作業船をチャーターして実施され、設置した全ての海底地震計を回収しました。

2.2.3
地震波走時トモグラフィによる速度構造
ひずみ集中帯を含む海域での 3 次元速度構造を求めること
は、地震がどのような場所で発生しているかを知るうえで重要です。そこで、取得した精度の高い震源分布を利用して、Double-difference tomography 法による地震波走時トモグラフィ

2.2.2
新潟県上越沖における地震活動
回収した海底地震計のデータに対して時刻補正などの事前処理を行った後、地震波形観測支援プログラム WIN システ
ムを用いて気象庁一元化震源リストを基にした目視による検測作業を行いました。また、陸域観測点との併合処理を行うた
めに、能登半島、佐渡島、上越沿岸に設置されている陸上観測点についても読み取りも行いました。さらに、気象庁一元化
震源リストにない微小地震についても海底地震計記録について読み取り作業を行いました。その結果、P 波を 3 点以上、S波を 1 点以上で読み取ることができた地震はそれぞれ 1039個、1048 個となりました。震源決定には、2007 年に本観測網

図 8 （左）トモグラフィ解析領域と、鉛直断面図で使用した測線。（右）P 波速度構造の鉛直断面図。精度の悪い領域は暗くしてある。また、矢印は海岸線を示す。

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1-2 海域における自然地震観測解析を行い、新潟県上越沖の速度構造を求めました（図 8）。
その結果、地震活動が高い領域では、P 波速度が 5.0～6.6km/s となりました。これは、多くの地震活動は上部地殻の中で発生していることを支持する結果です。また、上部地殻は水平方向に不均質であり、富山トラフ下では他の領域に比べ上部地殻内の P 波速度が比較的高速度であることが示されました。これは地震活動が低調である領域に対応します。

また、得られた地震データの高精度解析を目的として、2011
年 8 月に、設置域周辺において、エアガンを用いた速度構造探査を行い、精度の高い震源分布を求めました。その結果、この海域で発生している地震の多くは、上部地殻で発生していることがわかりました。さらに、求められた震源分布は低角の西傾斜の面を形成しており、発震機構解などから推定されている 1964 年新潟地震の断層面よりも低角であることがわかりました。今後データを蓄積し、新潟地震の特性を明らかにすることが課題になります。また、新潟県上越沖において長期観測型海底地震計10 台を用いた約1 年間の海底地震観測を行い、詳細な震源分布、地震波速度構造、応力場の推定を行いました。この結果、陸域からは検知されなかった微小地震が多数発生していること、富山トラフの下ではほとんど地震活動が低調であるなど、地震活動は一様には分布していないことが分かりました。またそれらの地震の多くは上部地殻、または下部地殻の上部で発生していることがわかりました。新潟県
上越沖における応力場は東西圧縮の逆断層型を示すことがわかりました。

2.2.4
応力場の推定ひずみ集中帯の海域下で、地震が発生している領域にどのような力が加わり、どのような地震を引き起こしたかを知ることは重要です。そこで応力場の推定を行いました。
まず初めに震源決定の結果と P 波初動極性を用いて、発震機構解（155 個）を決定しました。このとき、解析に使用する陸上観測点を沿岸部からやや内陸部まで広げました。
決定した発震機構解を逆断層型（86 個）、横ずれ型（4 個）、正断層型（11 個）、その他（54 個）に分類すると、逆断層型の地震が半数以上を占めており、この地域が圧縮場であるとの推定 1)を支持することになりました。さらに、これらの発震機構解を用いて、応力テンソルインバージョンにより、この地域の応力場を推定しました。応力テンソルインバージョンの解析には、本研究の対象域を水平方向に 20kmx20km の領域に分け、1 つの領域に発震機構解が 5 個以上ある領域を解析対象としました。解析対象とした地震は、地殻内（深さ 5-20km）で発生しており、深さ方向に応力場が変化しないという仮定で行いました。その結果、新潟県上越沖において推定された応力場は、北西-南東圧縮ないしは東西圧縮の逆断層型のものとなり、2004 年中越地震震源域及び 2007 年中越沖地震の震源域においては、北西-南東圧縮の逆断層型の応力場が求められま

参考文献
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the 2007 Chuetsu-oki earthquake obtained by using an ocean
bottom seismometer network, Earth Planets Space, 60,
1121-1126, 2008

図 9 応力テンソルインバージョンにより求められた主応力軸の分布。赤、緑、青の線はそれぞれ最大主応力軸、中間主応力軸、最小主応力軸を、下半球投影で示す。また、線の長さは水平面からの傾斜角を示す。

した（図 9)。
3. まとめひずみ集中帯の海域における詳細な地震活動を調べるた
めに、1964 年新潟地震震源域にあたる新潟県粟島南方沖において、機動観測型海底ケーブル・インライン式地震計によるリアルタイム地震観測を平成22年8月から実施しています。
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