３．２
３.２.１

制御震源を用いた地殻構造探査
反射法・屈折法による地殻構造調査

目次(1)

業務の内容・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・179(a) 業務題目(b) 担当者(c) 業務の目的(d) ５ヵ年の年次実施計画
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２１年度業務目的(f) 引用文献(2)

平成２１年度の成果・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・181(2-1) 会津－佐渡測線地殻構造探査・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・181(a) 業務の要約(b) 業務の成果
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) 学会等発表実績(f) 特許出願、ソフトウエア開発、仕様・標準等の策定(2-2) 海域構造探査の佐渡島での受振観測・・・・・・・・・・・・・・・・・・・228(a) 業務の要約(b) 業務の成果
1) 業務の実施方法
2) 結果(c) 結論ならびに今後の課題(d) 引用文献

177

(e) 学会等発表実績(f) 特許出願、ソフトウエア開発、仕様・標準等の策定(2-3) 佐渡島・国中南断層帯の浅層反射法地震探査・・・・・・・・・・・・・・・231(a) 業務の要約(b) 業務の成果
1) 業務の実施方法
2) 結果(c) 結論ならびに今後の課題(d) 引用文献(e) 学会等発表実績(f) 特許出願、ソフトウエア開発、仕様・標準等の策定(3)

平成２２年度業務計画案・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・235

178

(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
同同
独立行政法人海洋研究開発機構
国立大学法人千葉大学理学研究科
国立大学法人新潟大学地質科学科
同
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
学校法人中部大学工学部理学教室
国立大学法人信州大学理学部地学科
国立大学法人岩手大学工学部
国立大学法人京都大学大学院理学研究科
京都大学大学院理学研究科
独立行政法人建築研究所国際地震
工学センター

役職
教授
教授
准教授
助教
助教
特任研究員
教授
教授
助教
グループリーダー
教授
教授
准教授
准教授

氏名
佐藤 比呂志
岩崎 貴哉
飯高 隆
加藤 愛太郎
蔵下 英司
加藤 直子
今泉 俊文
吉田 武義
石山 達也
小平 秀一
伊藤 谷生
立石 雅昭
栗田 裕司
豊島 剛志

講師
准教授

小林 健太
石川 正弘

准教授
教授

工藤 健
原山 智

准教授
准教授

越谷 信
山路 敦

准教授
主任研究員

山田 泰広
芝崎 文一郎

メールアドレス(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。

179

震源断層の実態を明らかにするためには、震源断層を直接、三次元的にイメージングすることが理想ではあるが、そのための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の存在を考えると現実的ではない。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ヵ年の年次実施計画
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、とくに 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う。測線周辺の地質データをもとに地質断面図を作成する。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する。
3) 平成２２年度：東山から三島を経て日本海に至る 80km の区間について、海陸統合地殻構造探査を実施する。周辺の地質データをもとに地質断面図を作成する。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する。
4) 平成２３年度：六日町-直江津沖にいたる 140km の区間において、地殻構造探査を実施する。六日町断層・十日町断層・高田平野断層帯などを横切る高分解能浅層反射法地震探査を実施する。周辺の地質データをもとに地質断面図を作成する。
5) 平成２４年度：飯山-西頸城沖の 145km の区間において、地殻構造探査を実施する。
六日町断層・十日町断層・高田平野断層帯などを横切る高分解能浅層反射法地震探査を実施する。周辺の地質データをもとに地質断面図を作成する。
(e) 平成２１年度業務目的
会 津 - 佐 渡 の 約 1 4 0 k m 区 間 に つ い て 、海 陸 統 合 地 下 構 造 探 査 を 行 い 、特 に 長 岡 平
野 西 縁 活 断 層 帯・ 月 岡 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 。ま た 海 洋 研 究 開 発 機 構 の 海 域 地 殻 構 造 調 査の 結 果 も 活 用 し て 、佐 渡 西 方 海 域 ま で に い た る 地 殻 の 地 震 波 速 度 構 造 を 明 ら か にす る 。佐 渡 島 国 中 平 野 周 辺 の 活 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。

180

(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.

図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。
(2) 平成２１年度の成果(2-1）会津－佐渡測線地殻構造探査
佐藤比呂志・岩崎貴哉・蔵下英司・加藤直子（東京大学地震研究所）(a) 業務の要約
会津盆地西方から佐渡にいたる 135km の区間について、海陸統合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。孔井資料を含む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。海洋研究開発機構と共同して、会津盆地西方から佐渡島を経て大和海盆中軸部に至る 334 km の測線において、地殻構造探査を実施し速度構造の概要を明らかにした。
(b) 業務の成果

181

1) 調査地域の地質概要と調査測線
新潟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。この地域は、主として鮮新世以降の短縮変形を被り、島弧と平行な褶曲・逆断層が形成されている。新潟地域で見られる地層の短縮変形は、南部東
北日本では最も大きなものであり 1) 、褶曲を作り出してきた逆断層運動は現在も進行し、近年でも 1964 年新潟地震(M7.5)、2004 年中越地震(M6.8)、2007 年中越沖地震(M6.8)と、大規模な内陸被害地震が発生している。
こうした断層褶曲帯の形成を伴うひずみ集中のメカニズムを明らかにするには地殻深部までの物性や断層形状などを明らかにする必要があり、こうした構造を制御震源によって明らかにするためには、長い調査測線を確保する必要がある。新潟地域はその東方に越後山脈が位置し、直線的な調査測線を確保できる場所は極めて限られる。こうした観点で、
平成 21 年度に実施した会津西方から佐渡西方沖に至る測線は、この地域ではほぼ唯一の地殻全体のイメージングが可能な測線である（図 1、P206）。
会津盆地から佐渡島を経て大和海盆中軸にいたる測線沿いの地域は、地形的な特徴からいくつかの地域に分けられる 2) 。東から越後山脈、新潟平野、東頸丘陵、佐渡海峡、佐渡島などである。さらに佐渡西方海域は、富山トラフ、白山瀬、大和海盆から構成される（本報告 3-2-2 3) ）。越後山脈には足尾帯に区分される堆積岩および主として白亜紀に貫入した花崗岩類から構成される 4,5) (図 2、P207)。三畳系〜ジュラ系の砂岩・泥岩・層状チャートを主とし、石灰岩・緑色岩のブロックを含む 7) 。また、これらを覆って新第三系下部の火山砕屑岩・堆積岩が分布する。測線周辺に分布する下部新第三系は津川層の珪長質火山
砕屑岩類を主とし、下部に礫岩層を伴う。日本海形成期のリフト内を充填して堆積した地層で、上位に向かって堆積深度が増大する。これらの地域の地質については、藤田（1949）
6) 、通産省（1972） 7) 、津川グリーンタフ団体研究グループ（1979） 8) 、鈴木ほか（1986）
9) に詳しい。

越後山脈の西縁は新発田-小出線 10) で限られ、西方の越後平野と接する。越後平野の東部には越後平野東縁丘陵が分布し、測線沿いでは新津丘陵などと呼ばれている。越後平野から佐渡海峡にいたる地域は、新第三紀の堆積盆地が形成され、極めて厚い新第三系〜第四系の堆積層が分布する。この堆積盆地は石油・天然ガスを産出することから、深度 6 kmにおよぶボーリングや反射法地震探査などが行われ、地下地質についての知見が多い 4) 。
測線が通過する阿賀野川沿いから新潟市南部にかけての新第三系下部には、厚い玄武岩類が分布し 11) 、グリーンタフプラットフォーム 12) と呼ばれる WNW 方向に伸びる高まりをなしている。これらを覆って七谷層・寺泊層・椎谷層・西山層・灰爪層・魚沼層などの堆積層が分布している。とくに、新潟市南部の井戸では下部更新統の魚沼-灰爪層の基底が深さ 3200m に分布するなど、厚い第四系から構成される 4) 。越後平野の東縁には、東側低下の活断層である月岡断層帯 13) が分布する。その西方に分布する新津丘陵は東翼急傾斜の非対称褶曲をなし、その東翼には西傾斜の断層が推定されている 4) 。越後平野の西縁には東頸丘陵の一部をなす弥彦山が位置し、その東麓には東側低下の大規模な角田山東縁断層 14)（角田-弥彦断層 15) ）が位置している。この断層は西傾斜の逆断層であり、累積垂直変位

182

は 3 km におよび、平成 20 年度実施した浅層反射法地震探査とボーリングの結果によれば、
2 mm/年の垂直平均変位速度が推定されている 16) 。
佐渡海峡部にも越後平野下とほぼ同様の厚い堆積物が分布することが、試錐によって確かめられている 17) 。基礎試錐「佐渡沖」周辺に分布する火山体を除き、佐渡海峡下の構造は概して平坦である。佐渡海峡の西部には NE 方向の走向を示す伏在する活断層が記載されている 18) 。
佐渡島には越後山脈と同様、足尾帯に属する先第三系の堆積岩・白亜系の花崗岩類を不整合で覆って新第三系下部の火山砕屑岩類が厚く分布する 19) 。佐渡島には NE 走向の断層と直交する NW 方向の断層が卓越する。活断層としては NE 方向の短いトレースを有する断層が記載されている 20) 。この中で佐渡島中央部の国中平野南縁の活断層は大規模なものであり、本調査の一環として浅層反射法地震探査を行った。NW 方向の断層は中新世の主要なリフトの伸びと直交する断層系であり、トランスファー断層と解釈される。
越後山脈から佐渡島にかけての地殻構造の特徴は、ブーゲ異常によく現れている 21)（図3、P208）。ブーゲ異常の急変帯は、越後平野北部、村上から新発田を経て加茂に至る間で顕著であり、西方に向かって急激ブーゲ異常値が低下する。また、新津丘陵部での高重力異常も、越後平野東縁の構造と平行して、加茂付近で北北東方向の連続性が途絶える。これらは WNW〜NW 方向のトランスファー断層の影響と推定される。大きなブーゲ異常の急変帯は、角田山東縁断層帯の周辺で顕著であり、平成 20 年度の測線が位置する弥彦山
南方まで共通した高重力異常帯をなす。この他、佐渡島の国中平野南縁に沿って北東方向の重力の急変帯が顕著である。
本調査では、会津盆地西方の越後山脈に位置する福島県耶麻郡西会津町から、阿賀野川沿いに西進し、新潟平野を横断して、新潟市西蒲区越前浜に至り、佐渡海峡を横断し、佐渡島小川に至る陸上区間 102 km、海上区間 33 km、計 135 km に及ぶる区間で、海陸統合地殻構造探査を実施した（図 1、P206）。また、佐渡海峡・佐渡島・佐渡西方海域の大和海盆中軸部にいたる海域では、海洋研究開発機構が地殻構造探査を実施したが 3) 、この探査と併せて佐渡島では海上発震を陸上に稠密に展開した受振器で収録し、また新潟平野
から越後山脈の屈折発震点でも受振した。こうした海陸統合探査によって、会津盆地から佐渡島を経て、大和海盆にいたる総計 334 km の探査測線に沿っての地殻構造を明らかにするためのデータを取得した。
本調査は(株)地球科学総合研究所が、四成分海底着底ケーブルシステムを用いた海陸境
界域反射法データ取得技術の高精度化などを目的として、石油資源開発(株)の協力を得た上で実施した「海陸境界域地殻構造調査法研究」による実験データ取得と共同して実施されたものである。本研究では防災上の重要性に鑑み(株)地球科学総合研究所が取得したデータについても併せて解析を行った。また、石油資源開発(株)は長年に亘る探鉱・生産活動を通じて本調査地域周辺について未公表の坑井データを含む豊富なデータおよび知見を有している。本調査の地質構造解釈にあたっては、同社の協力を得て一部作業を共同しておこなった。データ使用を許可いただいた石油資源開発(株)および(株)地球科学総合研究所に謝意を表す。

183

2) データ取得a) 調査測線
本調査測線は、全長約 135 km、佐渡島区間、佐渡海峡区間、越後平野及び越後山脈区間の各区間から構成される（図 1、P206）。
ⅰ) 佐渡島区間
佐渡島西岸の佐渡市小川から小仏峠を越えて南東方向に進み、国中平野南部及び小佐渡丘陵を横断して佐渡島東岸の佐渡市松ヶ崎に至る約 27 km 区間。この区間の全域には独立型受振システムよる陸上受振測線を設置した。
ⅱ) 佐渡海峡区間
佐渡市松ヶ崎沖の海岸付近から、佐渡海峡を西北西-東南東方向に横断して角田山北側の新潟市西蒲区越前浜の砂浜に至る約 33 km 区間。この区間のうち、越前浜を基点とする本
州側の 6 km 区間に浅海着底ケーブルシステムによる受振測線を設置した。これより佐渡
島側の約 27 km 区間については海底受振点の設置が困難なため、ストリーマケーブル曳航によるデータ取得をおこなった。
ⅲ) 越後平野および越後山脈区間
新潟市西蒲区越前浜から、新潟平野を西北西-東南東方向に横断して新津丘陵・五泉市に入り、阿賀野川沿いに東進して阿賀野市、東蒲原郡阿賀町を経て福島県耶麻郡西会津町に至る約 75 km 区間。この区間のうち、越前浜から信濃川西岸に至る西側約 19 km 区間には有線テレメトリーシステムによる受振測線を設置した。信濃川東岸より東側の約 56 km
区間には独立型受振システムによる受振測線を設置した。
上記各区間の受振展開仕様を以下に一覧で示す。
表1

受振展開仕様一覧

測線長
受振器

受振器/点
探鉱機

佐渡島区間
27km

佐渡海峡区間27km (海 峡 西 側 )6km (海 峡 東 側 )越後平野及び越後山脈区間
75km

ジオフォン
SM7/SM24(10Hz)

ハイドロフォン
SH001(3Hz)

ジオフォン
SM7/SM24(10Hz)

3 個組または 9 個組

ハイドロフォン
SLH20(3Hz)*ス ト リ ー マ ケ ー
ブルに内蔵
16 個 組

Single Sensor

3 個組または 9 個組・独立型受振システム

・デ ジ タ ル ス ト リ ー マ

・海底敷設ケーブル・有線テレメトリーシステム

SEAL
Sercel Inc.

SeaRaySercel Inc.

MS2000D㈱地球科学総合研究所

GDAPS4-A㈱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

受振点間隔
チャンネル
数

50m
552

12.5m
156

25m
240

50m
1625
(*)陸上の測線長は投影測線上の距離を表す

b) 調査概要
現地調査は平成 21 年 9 月 1 から同年 9 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、エアガン及びダイナマイトによる発震作業、さらにエアガンを搭載した発震船及びストリーマケーブルを曳航する観測船による二船式交互発震作業を実施した。

184

以下に、ⅰ)受振器設置、ⅱ)バイブレータ発震、ⅲ)エアガン発震、ⅳ)ダイナマイト発震、ⅴ)海上二船式交互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
佐渡島及び本州の陸上受振区間では、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 4、P209）。有線テレメトリーシステムによる受振区間では、受振器、データ伝送装置(RSU)、及びバッテリーユニットは、調査測線に沿って 50m 間隔で設置した木杭を目印にして敷設した。独立型受振システムの設置区間では、各レコーダにつき
6ch 分の受振点を割り当て、各レコーダ設置予定点を中心とする 250m 区間内に 50 m 間
隔で設置した木杭の位置に受振器を敷設した。
海底敷設ケーブル（Ocean Bottom Cable、以下 OBC）は佐渡海峡区間の本州側、新潟
市西蒲区越前浜沖に 6km に亘って敷設した（図 5、P209）。予め設定された測線位置に対して小型航法システムを備えた作業船を誘導してケーブルを投下し、予定測線に沿って直線状に敷設を行った。
ⅱ) バイブレータ発震
佐渡島区間、越後平野区間及び越後山脈区間の全域においてバイブレータによる稠密反射法発震を実施した。また、佐渡島区間において 4 点、越後平野区間及び越後山脈区間において 8 点の計 12 点について集中発震を実施し、屈折法及び広角反射法データを取得した。集中発震は全て夜間に実施し、稠密反射法発震については原則として日中作業とし、主に集中発震点周辺の夜間発震が可能な区間については可能な限り夜間発震を実施し S/N比の向上に努めた（図 6、P209）。
佐渡島区間の発震に対する受振展開は佐渡島区間内に限定した固定展開とした。本州区間（越後平野及び越後山脈）の発震については、集中発震では佐渡島を含む全受振点による固定展開とし、稠密反射法発震では本州区間及び OBC による原則固定展開とした。ただし稠密反射法については、作業効率向上による発震点数確保の観点から片側展開長 15
km 以上を維持した上で適宜展開を短縮して観測をおこなった。発震点間隔は佐渡島区間
及び越後平野区間については 150 m、越後山脈区間については 250 m を標準とした。ただし、地表断層位置付近の 3 区間については重点発震区間として 100 m 間隔の発震を実施した。
スィープ周波数は、対象が深度 6000 ｍ以上の深部を含むことを考慮して 6-40 Hz（稠密反射法発震）及び 6-30 Hz（集中発震）とした。
ⅲ) エアガン発震
主に本州側の海陸境界域の深部反射波を捉えることを目的として、佐渡海峡区間の東側にあたる新潟市西蒲区越前浜沖約 8 km 区間においてエアガン発震作業を実施した（図 7、P210）。エアガン発震に対する受振展開は、原則として全ての陸上受振点（佐渡島を含む）
および OBC による固定展開とした。発震測線は OBC 敷設測線上 6 km 区間及びその延長

185

線上 2 km 区間に設定した。
エアガン震源は、相互干渉型エアガン(ガン容量 3020 cu.in.,発震圧力 2000 psi)であり、総トン数 685t の海洋調査船「第七海工丸」に航測システムと共に艤装された。発震深度
は、8.0 m とし、水深約 12 m までの区間について発震を実施した。発震船の進入が困難
な浅瀬に関しては、小型エアガン（ガン容量 480 cu.in.,発震圧力 2000 psi）を高速警戒船（さんえい、43t）に搭載し、水深約 5 m 地点までの発震を実施した。
屈折法及び広角反射法集中発震は海峡区間全域の約 33 km 区間において発震点間隔を6 km として計 5 点について実施した。予定発震点を中心とする測線直交方向の約 500 m
区間を発震測線として設定し、同測線を発震船が複数回航行して多数の発震をおこない、これらを全て垂直重合することで、高 S/N 比の記録を取得した。尚、屈折法発震作業においては 40 Hz 以下の低周波数帯域の有効エネルギーを確保するため、発震深度は 16.0 mとした。尚、計 5 点の集中発震点のうち 3 点については、ストリーマによる受振も実施し、海域における受振欠落の補償に努めた。
ⅳ) 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、以下に示す計 4 点で取得した（図 8、P210）。
SP-5D…新潟県佐渡市浜河内
発震薬量: 100 kg、坑底深度: 35.3 m、薬頭深度: 26.45 m
発震時刻…平成 21 年 9 月 16 日午前 00 時 32 分 10.771 秒
SP-19D…新潟県東蒲原郡阿賀町大枚
発震薬量: 100 kg、坑底深度: 35.24 m、薬頭深度: 25.39 m
発震時刻…平成 21 年 9 月 16 日午前 00 時 02 分 10.721 秒
SP-20D…新潟県東蒲原郡阿賀町福取
発震薬量: 100 kg、坑底深度: 35.33 m、薬頭深度: 25.71 m
発震時刻…平成 21 年 9 月 16 日午前 02 時 12 分 10.725 秒
SP-21D…福島県耶麻群西会津町新郷大字笹川
発震薬量: 100 kg、坑底深度: 35.2 m、薬頭深度: 25.55 m
発震時刻…平成 21 年 9 月 16 日午前 01 時 42 分 11.434 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、受振展開は全受振展開による固定展開とした。
ⅴ) 海上二船式交互発震
佐渡海峡横断区間のうち、海底受振点を設置していない西側約 27 km 区間ではストリー
マケーブルの曳航によりデータを取得した（図 9、P210）。本調査では沿岸海域における作業の安全性、航行船舶や漁業活動への影響を考慮し、全長約 2km のストリーマケーブルを使用した。本調査では、深部地殻構造の抽出に足るオフセット距離を確保するため、大型エアガンを搭載した発震船と、ストリーマケーブル及び小型エアガンを搭載した観測船

186

の二船を同一測線上に航行させ、両船による交互発震記録を取得する二船式反射法地震探査を実施した。二船間のオフセットを変えて以下の 4 パターンによる観測を実施した。
展開①

発震船先行、二船間オフセット 2 km（最大オフセット 4 km）

展開②

発震船先行、二船間オフセット 4 km（最大オフセット 6 km）

展開③

観測船先行、二船間オフセット 8 km（最大オフセット 8 km）

展開④

発震船先行、二船間オフセット 8 km（最大オフセット 10 km）

このうち展開①及び②について発震船と観測船の交互発震をおこない、展開③及び④については発震船のみで発震をおこなった。以上により対象区間全域に亘ってオフセット 10
km までのデータが取得された。さらに、ここでの各発震記録は、ストリーマケーブルに加えて陸上受振展開及び OBC においてもデータ収録をおこない、本州側においては海陸境界域から内陸側にかけて最大オフセット約 108km に及ぶ長大展開記録が取得され、佐渡島側においては海陸境界域における最大オフセット約 55km の長大展開記録が取得された。これらの陸上展開及び OBC による受振記録は、二船式データ取得に伴う重複発震記録（最大 4 回）を収録しているため、データ処理段階における重合効果により S/N 比向上を図った。
いずれの展開においても発震点間隔は 50m とした。尚、展開①及び②における観測船の発震によるオフセット 2km までの展開記録が重複するため、両展開の発震点位置を交互に 25m ずらすことにより重複を避け、発震点間隔 25m の高分解能記録を取得した。発震
深度は観測船のエアガンについては 6m とし、発震船のエアガンについては低周波領域の深部反射エネルギーを確保する観点から展開①及び②については 8m、展開③及び④については 16m を採用した。
c) 調査仕様
以下に、i)反射法調査仕様を発震区間毎に、ii)屈折法及び広角反射法調査仕様を震源種別毎に、それぞれ一覧を示す。
ⅰ) 反射法調査仕様
表3

稠密反射法データ取得仕様一覧

発震区間

発震区間長

海上発震区間佐渡海峡
26.8km

海陸境界域（越前浜沖）
7.6km

陸上発震区間
佐渡島

越後平野

越後山脈

27km （ 投 影 測 線

40km （ 投 影 測 線 上 ）35km （ 投 影 測 線

上）・佐渡島陸上展開
・越 前 浜 沖 海 底 敷 設
ケーブル
・本州陸上展開

受振区間

・海 上 ス ト リ ー マ ケ
ーブル
・佐渡島陸上展開
・越 前 浜 沖 海 底 敷 設
ケーブル
・本州陸上展開

受振区間長
震源135km （ 投 影 ）107km （ 投 影 ）大型エアガン (BOLT 1500LL + 1900LLX)
小型エアガン (BOLT 2800LLX)
大型：3020cu.in./2000psi
小型：480cu.in./2000psi
大型：8m, 16m
大型：8m
小型：6m
小型：2m

エアガン
容量及び圧力
エアガン
発震深度

187

・佐 渡 島 陸 上 展 開

上）・越 前 浜 沖 海 底 敷 設
ケーブル
・本州陸上展開・本州陸上展開27km （ 投 影 ）81km （ 投 影 ）75km （ 投 影 ）大型バイブレータ 4 台（HEMI、Y2400）-

ケーブル深度
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

6m (オ フ セ ッ ト 6km ま で )
10m (オ フ セ ッ ト 6km 超 )
50m (2km 超 の 展 開 )
25m (2km ま で の 展 開 )3002 点（重複含む）
156 （ ス ト リ ー マ ）2417（ 陸 上 及 び OBC）
4ms
10s（交互発震）
20s（単独発震）
12s（GDAPS4）
12s～18s（OBC）
連続観測（ MS2000）
12dB(SEAL)
12dB(OBC)
30dB(GDAPS)
31dB(MS2000)
Linear Phase

-

-

25m

20s
6-40Hz
16 回（標準） 12 回（標準）100m～150m
100m～150m

16 回（標準）
250m

190 点

343 点

179 点

552

1865

1140

-

285 点
（重複含む）
2417

4ms
4ms
12s （ 陸 上 有 線 展 開 ） 連続観測
12s（OBC）（MS2000）
連続観測（ MS2000）

-

-

4ms
4ms
12s（ 陸 上 有 線 展 開 ） 連続観測
（MS2000）
32s（OBC）(*)相 互 相 関 前

連続観測（MS2000）
12dB(OBC)
30dB(GDAPS)
31dB(MS2000)

31dB(MS2000)

31dB(MS2000)

Linear Phase

12dB(OBC)
30dB(GDAPS)
31dB(MS2000)
Linear Phase

Linear Phase-

CAS
W=4.0sec,alpha=3.0

CAS
W=4.0sec,alpha=3.0

CAS
W=4.0sec,alpha=3.0

Linear Phaseⅱ) 屈折法及び広角反射法調査仕様
表4

屈折法及び広角反射法データ取得仕様一覧

震源

大型エアガン
BOLT 1500LL + 1900LLX

大型バイブレータ 4 台
HEMI、Y2400

ダイナマイト
薬量 100kg

受振区間・海上ストリーマケーブル
・佐渡島陸上展開
・越前浜沖海底敷設ケーブル
・本州陸上展開・佐渡島陸上展開
・越前浜沖海底敷設ケーブル
・本州陸上展開・佐渡島陸上展開
・越前浜沖海底敷設ケーブル
・本州陸上展開

受振区間長
エアガン容量及び圧力
発震深度
ケーブル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

135km（投影）3020cu.in./2000psi
16m
10m
50 回～150 回
6km
5点
156（ストリーマ）
2417（陸上及び OBC）
4ms
20s（GDAPS4）
20s（OBC）
20s（SEAL）
連続観測（MS2000）
12dB(SEAL)
12dB(OBC)
30dB(GDAPS)
31dB(MS2000)
Linear Phase

135km（投影）24s
6-30Hz
100 回～150 回
5km
12 点
2417（陸上及び OBC）

135km（投影）35m(坑底)10km
4点
2417（陸上及び OBC）

4ms
20s（GDAPS4）
44s（OBC） (*)相 互 相 関 前
連続観測（MS2000）

4ms
64s（GDAPS4）64s（OBC）
連続観測（MS2000）

12dB(OBC)
30dB(GDAPS)
31dB(MS2000)

12dB(OBC)
30dB(GDAPS)
31dB(MS2000)

Linear Phase

Linear Phase

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

188d) 測量作業ⅰ) 陸上測量作業[1] 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 点の新設基準点を設置した。[2] 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。[3] 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､発震点の位置を標示した。
[4] 細 部 測 量 : 有 線 テ レ メ ト リ ー 展 開 区 間 の 受 振 点 ､発 震 点 の 位 置 測 量 は 多 角 測 量 並 び に
RTK-GPS(VRS 方式)法で平面直角座標と標高を決定した。独立型受振システム展開区間の位置及び標高値に関しては 1:10,000 地形図の図上読み取りで決定した。
ⅱ)海上測量作業[1] 海上測量準備作業: エアガン発震船の発震制御は震源位置を基準としたため、予め各調査船の GPS アンテナから震源位置までのオフセット距離を算出し、この値を小型航法システム CHiPS2(地球科学総合研究所)に設定して、常に設定したオフセットポイントを基準として観測作業を行うこととした。また、事前に予定測線の予察・水深測定を行い、定置網及びブイ等の障害物の詳細な位置及び水深値を事前に把握し、各調査船の進入可能範囲を確認すると共に、エアガン発震深度及び実際の発震、ストリーマケーブル曳航範囲を決定した。[2] 位置測量: 海上測量作業は Differential GPS を利用して行われた。リファレンス局として海上保安庁が運営する DGPS 基準局を利用した。 [3] 各調査船の誘導:
各調査船の誘導は、小型航法システム CHiPS2 によって行われた。 [4] 受振ケーブル敷設
位置決定: 発震船と同様に小型航法システム CHiPS2 によって受振ケーブル船を誘導し、予定受振点位置に投下した。ケーブルには一定間隔で音響測位システムのトランスポンダ装置が装着されており、ケーブル投下後、音響測位システム船上装置を動作させながらケーブル敷設測線沿いに航行して各トランスポンダ装置の位置観測を行い、最終的に観測された各トランスポンダ装置位置間を内挿計算して、各受振器位置を算出した。
なお、水深が浅い海岸近傍における受振区間に関しては、ケーブル敷設船の進入・音響測位システム観測が困難であったため、陸域受振点座標を用いる内挿計算によって座標値を決定した。[5] ストリーマケーブル曳航位置決定: ストリーマケーブル受振点位置は、観測船の位置情報及びデプスコントローラ（ストリーマケーブルに 300ｍ毎に装着）に内蔵されたコンパスの値を基に計算した。さらに、テールブイに装備した GPS 受信機の観測
位置とのクロスチェックを経た後に確定した。[6] 観測作業: DGPS 基準局から毎秒送信される DGPS 補正データによって補正された GPS 受信機からのデータを利用し、測線に対するジオメトリーや船速等の情報を CHiPS2 によって計算した。
3) 発震記録
図 10(P211)は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ものである。この図から、海底受振区間と越後平野内の農地及び市街地区間との間には平均ノイズレベルに約 40 dB に達するの差異が認められる。同様に佐渡島区間の山地及び丘陵部と越後平野内の農地及び市街地区間との間では約 20 dB の差異が認められる。また、日中

189

と夜間のノイズレベルを比較すると、測線全体の平均では約 20 dB の差が認められ、越後平野西側の最も差異の大きいところでは約 40 dB に達する。また、図 11(P211)にはダイナ
マイト屈折初動振幅の距離減衰を示した。
図 12・13(P212)に屈折法及び広角反射法発震記録例、図 14(P213)にエアガン発震記録
例、図 15(P213) にバイブレータ発震記録例を示す。尚、屈折法及び広角反射法発震記録、
海 上 二 船 式 反 射 法 記 録 に つ い て は 、 受 振 点 発 震 点 間 に 関 す る 相 反 定 理 を 利 用 し た ’supergather’を作成した上で表示している。本調査では、全長約 135 km の測線区間のうち、佐渡海峡横断区間の西側約 28 km 区間については受振測線が設定されていないため、陸上発震（ダイナマイト発震及びバイブレータ集中発震）に対する当該区間の全受振記録が欠落している。これを補うため、受振点及び発震点に関する相反定理を利用して、各発震点に最も近い受振点における海上エアガン発震記録を当該区間の受振記録の代替とした。また、
二船式反射法記録については、発震船に対して観測船の位置する側の展開記録しか存在しない。ここでは、当該発震点をストリーマの受振チャンネルが通過した際の受振記録をその点の発震記録に読み替えることにより、両側展開の擬似発震記録を構成している。また、エアガンによる屈折法及び広角反射法集中発震においては、海域の受振記録が大半において取得されていないため、当該発震点近傍における二船式反射法発震記録、または発震点
直下の海底受振記録により代替した。
a) 屈折法及び広角反射法記録
計 4 点のダイナマイト発震記録の屈折初動は、越後平野及び越後山脈区間内の所々で不明瞭な部分があるものの、測線全域で明瞭に捉えられている。深部反射イベントについて
は、越後山脈の 3 点については、地殻中部以深に明瞭なイベントを見出すことはできない。
これに対して佐渡島における発震記録では往復走時 7 秒から 8 秒付近に地殻中部からの反射波と推定されるイベントが比較的明瞭に視認される（図 12、P212）。
計 5 点のエアガン集中発震記録は、ダイナマイト発震記録と同様に平野部及び越後山脈の一部区間を除いて測線全域で明瞭な初動が認められる。佐渡島と佐渡海峡との境界のやや東よりでは、佐渡東縁の急傾斜構造を反映して、初動走時の逆転がみられる。また、本州側の広角領域においては往復走時約 6 秒から 7 秒にかけて反射波と推定されるイベントが認められる（図 14、P213）。
佐渡島で実施したバイブレータ集中発震については、佐渡島展開区間の全域で明瞭な初動が認められる。ただし、西端の SP1V については大佐渡山地と国中平野の境界よりやや西側を境に屈折初動が遮蔽されたかのような記録が得られている（図 15、P213）。後述するように大佐渡山地の反射法発震記録の大半において同様の傾向が認められており、地質構造の急変を反映したものである可能性が高い。本州区間の 8 点で実施されたバイブレー
タ集中発震については、越後平野中央部やや西寄りの 2 点（SP12V、SP13V）において展
開東側の新津丘陵付近で屈折初動が追跡不能となる部分を除くと、測線全域に亘って概ね良好な記録が得られた。特に越後平野中央付近から越後山脈にかけての 5 点（SP14V~SP18V）については越後山脈区間東端に至るまで明瞭な初動が認められること190

に加え、佐渡島展開区間に至るまで初動の追跡が可能である点が注目される。最も東側の発震点である SP18V においては佐渡島西端のオフセット約 100 km に至るまでシグナルが到達した（図 16、P214）。
b) 稠密反射法記録
二船式によるエアガン稠密反射法では、いずれの発震点においてもストリーマ受振展開の最大オフセット 10 km に至るまで明瞭な記録が得られた。図 17(P214)に示した例では本海域で深度 6 km 程度と想定されている先新第三系基盤上面からの反射波が往復走時 4秒付近に明瞭に認められる。本州側の海陸境界域での稠密反射法エアガン発震では、OBC
展開の全域で屈折初動及び往復走時約 4.5 秒に至る西傾斜の明瞭な反射イベントが認められる。陸上展開については、岸寄りの発震点においても内陸側で屈折初動が容易に追跡可
能な範囲は信濃川の辺りまでに限られる。図 18(P215)に示した例では、内陸側のオフセッ
ト 25 km 程度までは屈折初動を視認できるが、それより東側については追跡困難である。
イベントの識別が困難な領域ではノイズ状況及び越後平野直下の厚い堆積層の影響が大きいものと推定されるが、これらの記録においても後の重合処理の過程で有用な反射イベン
トが含まれることが確かめられている。
佐渡島におけるバイブレータ反射法発震記録では、国中平野の一部を除いて受振測線全域で静穏な環境にあったため、取得されたデータの S/N 比は全般的に良好である。ただし、既に示した屈折法及び広角反射法記録（図 15、P213）でもみられた通り、西側の大佐渡
山地での発震記録では、山地と国中平野との境より東側において屈折初動の視認が極めて困難となる。この傾向は発震点が平野境に接近している場合にも同様であり、地質構造の急変を反映したものと考えられる。尚、東側の小佐渡丘陵と国中平野との境においてはこのような傾向は認められない。国中平野内での発震記録では、当地域の浅い基盤深度を反映して、明瞭な反射イベントは概ね往復走時 1 秒程度までに限られる。図 19(P215)に示した平野中央部付近の発震記録では往復走時約 0.7 秒に強振幅の反射波が認められる。この反射イベントに対応する多重反射波が顕著に認められることから、対応する地質境界は極めて大きな速度コントラストを持つと推定される。
越後平野におけるバイブレータ反射法発震記録では、比較的ノイズレベルが高いこともあり、佐渡島区間の発震と比較すると全般的に S/N 比は低い。また、平野中央部にはみかけ速度 1500 m/s 以下の非常に遅い速度の層が比較的厚く存在しており、これが S/N 比低下に影響しているものと推察される。屈折初動が容易に追跡可能な範囲は概ねオフセット
10 km 程度であるが、注意深く追跡すると多くの発震点においてオフセット 15 km 程度またはそれ以上までの追跡が可能である。反射イベントについては、当地域の厚い堆積層を反映して往復走時 3 秒程度まで比較的明瞭な反射イベントが認められる。さらに場所によっては往復走時約 5 秒程度まで反射イベントが散見される。図 20(P216)に示した例は平野
東側の縁辺部における発震記録であり、複雑な地質構造を反映して反射イベントは錯綜しており容易に識別可能なのは往復走時 1 秒程度までである。また、発震点の東側約 5km には月岡断層が位置しており、これに対応する西傾斜イベントが明瞭に認められる。

191

4) データ解析a) 反射法データ解析
本データ解析では、陸域、海域及び海陸境界域で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 21(P217)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、これらの海陸に跨る大量のデータを一括して扱うことにより深部地殻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
ローは図 22(P218)に示すとおりであり、標準的な反射法データ処理フローに従った。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 23、P218）、重合後
時間マイグレーション断面（図 24、P219）、重合時間断面に対する深度変換断面（図 25、
P219）、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 26、P219）を得た。
表 4 反射法データ解析パラメータ一覧
パラメータ
図 999 反射法データ解析
フロー 解析項目
ジオメトリ設定
屈折初動解析

初動ミュートコヒーレントノイズ抑制

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 重合座標系：BESSEL 楕円体/UTM54 系
CMP 間隔：25m
本州区間
インバージョン対象オフセット範囲：最大 1000m
空間ブロックサイズ：4000m
佐渡島区間
インバージョン対象オフセット範囲：200m – 800m
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 20msec
テーパー長：100msec
アルゴリズム：時間・空間領域速度フィルター
適用対象：陸上発震に対する OBC 受振記録
適用領域：NMO 補正前の共通発震記録
遮断速度：1800m/s
自動振幅調整 ゲート長 1000msec
波形位相処理：最小位相変換（バイブレータ及びエアガン）
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：4msec
オペレータ長：250msec
設計ゲート：
解析対象反射波走時手前 20msec を始点とする 2500msec 区間
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
陸上区間：平滑化した受振点標高
海峡区間：平均海水面
解析内容：重合速度
解析点間隔：1km – 2km
解析速度数：81(1000m/s – 6000m/s)
本州区間
時間シフトの最大許容値：24msec
時間ウィンドウ：120msec - 2000msec
佐渡島区間
時間シフトの最大許容値：20msec
時間ウィンドウ：300msec – 2000msec
NMO ストレッチファクター：2.1
重合前振幅調整：AGC300msec
標準重合数：672

192

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

オフセット範囲：0 – 50km
オペレータ長：400msec
通過帯域：3 – 30 Hz
空間オペレータ長：5CMPs
空間ウィンドウ長：50CMPs
時間ウィンドウ長：750msec
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：10km
最大地層傾斜各：90 度

本データ解析について特記すべき事項は以下に記すとおりである。
[1] 海域における浮動基準面の設定と静補正量の定義
本調査は受振発震ともに海陸に跨るデータが取得されている。浮動基準面の設定及び静補正量の算出にあたっては、全てのデータに対して陸上反射法における枠組みを準用した。
即ち、各受振点発震点における静補正量は標高補正量及び表層補正量の和とし、浮動基準面に対する静補正を実施する。
発震点の表層補正は陸上発震点についてのみ発震点タイムターム値を基に算出し、海上
発震ではゼロと見なす。同様に受振点についても、陸上受振についてのみ受振点タイムタ
ーム値を基に算出し、海底受振及び海上ストリーマ受振についてはゼロと見なす。
標高補正は全てのデータについて適用する。ただし、海上発震、海上及び海底受振に関しては海水の音波速度が実際上既知とみなせることから、予め海水面を基準とするデータとなるように時間補正を適用した上で標高補正量を算出する。ただしここでは、解析対象とする反射波の波線は海水中においては鉛直であると仮定し、海水音波速度は 1500m/s を用いる。
基準面は平均海水面とし、浮動基準面即ち CMP 標高は、海上を通過する区間について
は平均海水面とし、陸上区間については平滑化した受振点標高とした。この結果、受振発
震のいずれも海上あるいは海底の場合、標高補正は適用されず、受振発震のいずれか一方が陸上の場合に標高補正が適用される。
尚、残差静補正の適用は陸上受振及び陸上発震に限定した。残差静補正量は、佐渡島区
間及び本州区間のそれぞれについて陸上データのみを使って算出した。
[2] 海陸境界域データ統合における異種震源受振位相補正
本調査では、陸上のバイブレータ発震と海上のエアガン発震を行い、受振器については
陸上のジオフォンと海上（ストリーマケーブル）及び海底（OBC）のハイドロフォンを用いた。そのため、発震と受振の違いにより、以下の 5 組のデータセットが存在する。
(Ⅰ) 陸上発震（バイブレータ）－

陸上受振（ジオフォン）(Ⅱ) 陸上発震（バイブレータ）－

海上受振（ジオフォン）(Ⅲ) 海上発震（エアガン）－

陸上受振（OBC ハイドロフォン）(Ⅳ) 海上発震（エアガン）－

海上受振（OBC ハイドロフォン）(Ⅴ) 海上発震（エアガン）－

海上受振（ストリーマハイドロフォン）

これらのうち、ストリーマケーブルと OBC との間の時間差は上記[1]の水深補正により解消されているものと仮定し、残りの(Ⅰ)～(Ⅳ)の組み合わせに対して、CMP 重合時の位193

相補正を実施した。その概念図を図 27(P220)に示す。これらの処理は、最小位相変換およびデコンボリューション処理を経て震源に関する影響が除去されたトレースに対して適用した。さらに、発震点と受振点の表層補正適用の有無に起因する位相差、震源特性の違いに起因する位相補正残差を解消して重合効果を高めるために、時間シフトによる位相補正を適用した。各組の重合断面上において共通して出現する反射イベントを含む空間および時間ウィンドウを設定し相互相関係数が最大となる位相差を算出し、(I)[陸上発震×陸上受振]を基準とするトータルの位相差を求め、それぞれのショット記録に対して適用した。
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、稠密反射法記録）を用いて、図 28(P220)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う。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、佐渡側解析区間と本州側解析区間の二区間に解析区間を分割した（図 29、P221）。
ⅰ) Turning-ray を仮定したトモグラフィ解析手法[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。

S

k +1

⎡⎛ w − R ⎞ 2 TS ,i ⎤= S ⋅ ΔS = S ⋅ ∑ ⎢⎜⎟ ⋅⎥i =1 ⎣⎢⎝ R ⎠ TC ,i ⎦⎥
N

k

k

⎛w−R⎞
⎜
⎟
∑
R ⎠
i =1 ⎝
N

2

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

194

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解析結果の信頼性評価
屈折トモグラフィ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 30(P221)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) 本解析における特記事項[1] 海域データ編集
海上ストリーマによるデータ取得では、陸上受振器や海底地震計（OBS）等を用いる場合とは異なり、各受振 チャンネル位置は発震 毎に移動するため、平面上の固定された位置としての受振点の概念は存在しない。また、発震点に関しては、二船間オフセットを変えて同一発震点を複数回発震した場合の厳密な発震点位置はそれぞれ異なる。一方、屈折法データ解析手法の中でも、はぎとり法やタイムターム法等の発震点・受振点毎の未知数に対して解を求める手法では、各発震点・受振点はそれぞれ固定された 1 点であることを前提としている。トモグラフィ解析においては観測点が固定される必要は無いが、無駄な計算を回避し、解の安定化を図るため、ストリーマ受振記録から擬似的な固定受振点データを作成した。ここでは、予定測線上に予め設定した 50m 間隔の仮想観測点に各受振チャンネルを振り分けることにより、擬似固定受振点データを作成した。さらに、初動読取精度を向上させることを目的として、相反原理に基づき発震点または受振点の位置を共通とする地震トレースをビンサイズ 50m で重合することにより、擬似的な両側展開共通発
震点記録への編集を行った。
海上発震記録は佐渡島および本州の陸上受振点においても観測を行っており、反射法データ解析と同様に屈折法データ解析においてもこれを利用する。佐渡島区間の展開では受振環境が比較的静穏であり、大型エアガンの発震については良好な記録が得られている。
一方、本州陸上測線では、測線長が長大であることと比較的ノイズが高いこともあり、初動の読取が困難なものが多い。そこで、海上発震点についてオフセット距離の十分大きい
領域ではビンサイズを 200m に設定し、発震記録を重合することにより S/N 比の向上を図った。ただし、沿岸域での発震に対して OBC および陸上観測記録の一部では、トレース重合による波形歪みを抑えるためビンサイズを 50m とした。
[2] 浅部構造推定と深部構造推定の分離
地殻内の速度構造を考えるにあたっては、多くの場合、鉛直方向に単調に増加する速度
構造モデルを想定するのが妥当である。特に’Turning-ray’を仮定したトモグラフィ解析に195

おいては、鉛直方向の速度逆転を考慮した解析は解の不安定化を招く要因となる。一方、
本調査地域は、日本海拡大後に短縮に転じ現在に至る東西圧縮応力場のもとで、大規模な逆断層が発達しており、堆積層を含む地殻浅部においては局所的に速度逆転が生じている可能性が高い。実際、本調査データに対して速度逆転を考慮した解析をおこなった場合、逆断層が想定されている厚い堆積層に被覆された領域においては逆断層を示唆する速度逆転が検出されるものの、浅部に高速度の先新第三系基盤が占める山間部においては明らかな偽像が生成される。そこで本解析では、これらの問題に対処するため、浅部を対象とす
る解析と深部を対象とする解析とを分離した。即ち、通常のトモグラフィ解析により速度構造を推定した後、安定して解が求まったと判断される浅部速度構造を固定し、これを既知として以深の速度構造を推定する。具体的には以下の手順に従った。
① 使用する最大オフセット距離を変えて複数パターンのトモグラフィ解析を実施する。
この際、鉛直方向の速度逆転を考慮した解析をおこなう。
② ①の結果について異なるパターン同士で差分を評価し、最大オフセットの変化に伴う解の変化が十分に小さい領域を抽出する。この領域を「安定して解が求まった領域」と判断する。
③ ②の領域を既知として、改めてトモグラフィ解析を実施する。この際の最大オフセ
ット距離は無制限とし、鉛直方向の速度逆転を許容しない条件で解析をおこなう。

ⅲ) 解析及び結果解析に用いた初動読取結果を図 31(P222)に示す。解析パラメータは、各解析区間についてそれぞれ以下のものを使用した。解析結果を図 32(P222)に示す。
表 5 屈折トモグラフィ解析パラメータ一覧
解析区間長
解析対象データ

佐渡側解析区間
60km
佐渡島区間
陸 上 発 震 190 点
陸 上 受 振 552 点

佐渡島海陸境界区間
海 上 発 震 143 点
陸 上 受 振 552 点

佐渡海峡区間インバージョンパラメータ

本州側解析区間109km
本州陸上区間陸 上 発 震 522 点
陸 上 受 振 1865 点（ OBC240 点 含 む ）本州海陸境界区間
海 上 発 震 162 点
陸 上 受 振 1865 点（ OBC240 点 含 む ）佐渡海峡区間海 上 発 震 560 点 （ 再 構 成 後 ）
海 上 受 振 560 点 （ 再 構 成 後 ）海 上 発 震 560 点 （ 再 構 成 後 ）
海 上 受 振 560 点 （ 再 構 成 後 ）

格子間隔
水平方向：100m
鉛直方向：50m
格子数
水平方向：606
鉛直方向：250
格子上の走時評価間隔
水平方向：10m
鉛直方向：5m
通過する格子点からの反復修正
有効範囲：100m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

格子間隔
水平方向：100m
鉛直方向：50m
格子数
水平方向：1091
鉛直方向：250
格子上の走時評価間隔
水平方向：10m
鉛直方向：5m
通過する格子点からの反復修
正有効範囲：100m
速度分布の反復修正回数：15回

196

：±30%

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

初期モデル数（深部解析）
初期モデルランダム化における速度選択範囲（深部解析）

50 個
深度
速度
0m
1500m/s - 3000m/s
3000m
2000m/s - 6500m/s
5000m
3000m/s - 7000m/s
10000m
6000m/s - 10000m/s
50 個
深度 12.5km：6000m/s-9000m/s

反復修正時の修正係数許容範
囲
：±30%
50 個
深度
速度
0m
1500m/s - 3000m/s
3000m
2000m/s - 6500m/s
5000m
3000m/s - 7000m/s
10000m
6000m/s - 10000m/s
50 個
深度 12.5km：6000m/s-9000m/s

5) 解釈a) 層準の区分
地質断面図を作成するにあたり、新第三系についてそれぞれの地層を時階に分けて記述する。最も下位のユニット I は、佐渡島の入川層・相川層・真更川層・金北山層などから構成される地層群で、陸成の安山岩質から珪長質の火山噴出岩からなり、阿仁合型植物群を含む。ほぼ同時期に堆積した地層としては、越後山脈・津川地域の三川層がある。三川層は安山岩〜珪長質の火山噴出物からなり、溶結凝灰岩を挟む陸成層である。この上位にはしばしば不整合で、海成層からなるユニット II が重なる。佐渡島の下戸層・鶴子層、越後平野の七谷層、津川地域の鹿瀬層・津川層、会津盆地西縁の滝沢川層・利田層・荻野層の一部が相当する。浮遊性有孔虫化石帯、Blow の N8〜N10 帯を含む。新潟堆積盆地の中央部では玄武岩質噴出岩が卓越し、越後山脈地域では珪長質の火山噴出物が卓越する。
ユニット III は、越後平野の寺泊層に相当し、佐渡島の中山層、新津地域の護摩堂山層・高立山層、津川地域の天満層、会津盆地西縁の漆窪層がほぼ相当する。約 13〜8Ma の年代の堆積層である。ユニット IV は、越後平野の椎谷層、津川地域の常浪層、会津盆地西縁の塩坪層・藤峠層が相当する。越後平野では 8〜3.5Ma、越後山脈では 8〜5Ma の堆積年代を示す。ユニット V は越後平野の西山層の基底にほぼ相当し、佐渡島の河内層、会津盆地西縁の和泉層などが相当する。ユニット VI は越後平野の灰爪層・魚沼層を合わせたものに相当する。ボーリングデータでは、浮遊性有孔虫化石によって層準が対比されている。地質学的な解釈にあたって、そのひろがりや認定のし易さなどから、本報告ではユニット I の下限、すなわち先第三系の上面の層準と、リフト期前後の火山噴出物を多く含むユニット II と III は一括し、その上限の層準を表記した。これは新潟地域では寺泊層の下限となる。この他、椎谷層の下限（ユニット IV の基底）、西山層相当の下限（ユニット Vの基底）、魚沼層・灰爪層の下限（ユニット VI の基底）を表記した。
b) 越後山脈-越後平野東部区間（図 33、P223）
地表地質については、鈴木ほか（1986）9) 、通産省（1972）7) 、新潟県(2000 4) )などを参考にした。使用した反射法地震探査断面は、マイグレーション後の深度変換断面とし、速度逆転を許容した屈折トモグラフィー法による速度構造断面を併せて使用した。
本調査では主要な調査対象が越後平野部に設定したため、越後山脈区間では発震点間隔が粗く、地質学的解釈を拘束する反射法地震探査データは乏しい。しかしながら、屈折ト197

モグラフィー法による断面では、速度構造が得られており、3600m/s の P 波速度と新第三系の分布と調和的な速度構造が得られている。越後山脈に分布する新第三系は、しばしば断層に囲まれた盆地状に分布する。卓越する断層の方向は、北西-南東方向、南北方向などであり、とくに北西-南東方向の断層群は新第三系下部の盆地形成に関与したものと考えられている。活断層として記載されている沼越峠断層 20) は、津川層と花崗岩を隔てる断層であり、東側の低速度と西側の高速度領域の境界部に存在し、反射面のパターンから中角度
西傾斜の断層面が推定される。
越後山脈の西縁は、NNE 方向の直線的な形状で、西側低下のブーゲ異常の急変帯を形成する。低下側の五泉周辺では Vp 4.2 km/s 層が深さ 4km に、さらに白亜紀花崗岩と推定される Vp 5.4 km/s 以上の岩石が深度 5 km 程度に分布する。越後山脈から地下の花崗岩類までの鉛直落差は 5 km となる。五泉のボーリングの結果でも深さ 3.5km 程度までで椎谷層相当層に達する厚い新第三系堆積層の存在が確認されている。阿賀野川沿いのボーリングの結果では、近接したボーリングによって断層の形状に強い拘束条件が得られている
22) 。この断面では地表の月岡断層よりも西方に東傾斜の断層が要請される。一方、地表地質では月岡丘陵の東縁に西傾斜の断層が存在し、また月岡丘陵の西縁には東側隆起を示す
地形面の変形があり 23) 、阿賀野川流域の断面では主断層は東傾斜と判断した。しかしながら、月岡丘陵西縁で東側隆起の変位地形が現れる領域は走向方向に 5km と短く、地表の月岡断層群の主要な傾斜方向については、今後の検討が必要である。
新津丘陵は月岡断層の西側に位置する丘陵で、東翼急傾斜、西翼緩傾斜の非対称褶曲をなす。この非対称な背斜の形状は反射面のパターンによく現れている。背斜軸部には椎谷層に対比される地層が分布し、東側の低下部とは椎谷層の基底部で対比した場合、約 2kmの鉛直隔離が推定される。背斜東翼の構造不連続から東側低下の逆断層を推定した。背斜
西翼は魚沼層を含め、CMP13100 から背斜軸部に向かって地層の薄化が顕著であり、とくに西山層以上の諸層に成長層が形成されている。新津背斜の成長は西傾斜の逆断層に伴う
断層関連褶曲であり、その西翼の成長層が魚沼層以降にも及んでいることから、第四紀後期にも活動を継続させていると判断される。したがって、新津丘陵西縁の断層は伏在活断層である。ボーリング資料によればこの断層を隔てて新第三系下部の岩相が大きく異なっており、断層の隆起側には厚い玄武岩質火山岩・火山砕屑岩が分布するのに比べ、低下側から越後山脈区間では珪長質の火山噴出物が卓越する。
c) 越後平野西部〜佐渡海峡東部地域（図 34、P224）
CDP13100 から角田山の東麓 CMP12700 まで越後平野西部区間では、越後平野下にはほぼ平行構造を示す厚い堆積物が分布する。周辺の孔井データでは厚い玄武岩質火山砕屑岩の分布が知られている 24) 。基礎試錐「新潟平野」では、少なくとも 1500m の厚さを有し、この部分では厚い玄武岩類を掘り抜いた井戸はない。Vp 5.4km/s 層の上面は地表下8km に位置し、このルートで最深となる。
日本海の海岸沿いに位置する角田-弥彦山地は東翼急傾斜、西翼緩傾斜の非対称褶曲をなし、西翼に角田-弥彦断層が分布する。この断層の低下側にも東傾斜の反射面が存在し、ボーリングによっても東傾斜の構造が示唆される。この下盤側の西側隆起の構造をつくるた
めに、水平な反射面が卓越する領域と、東傾斜の反射面が卓越する領域の境界部に伏在す
るもう一条の逆断層を想定した。この二条の断層は、平成 20 年度に実施した三条-弥彦測
198

線での角田-弥彦断層周辺の構造と類似している。ただし、速度構造の点からは様相は異なり、南方の三条-弥彦測線沿いでは、隆起側で厚い Vp 4 〜5.4km/s の速度を示す領域が存在したが、より北方の本測線ではとくに隆起側に厚い低速度層が分布するということはない。角田沖で掘削された井戸では、七谷層相当の玄武岩の分布が断層の上盤側にも厚く分布することが知られており、本測線上の 5.4km/s より大きい弾性波速度を示す領域に、玄武岩質の岩石が分布している可能性がある。
佐渡海盆東縁部では、新津背斜の西翼と同様、角田-弥彦断層の活動によって主として西山層以上の諸層中で角田山の背斜部に向かって地層が薄化する成長層が形成されている。
佐渡海盆の層厚変化からは、西山層より下位の堆積層は角田山に向かって大きな層厚変化は示さないが、角田山の隆起部では西山層は薄化し、上位の魚沼層に不整合で覆われる。
佐渡海盆東縁の層厚変化や成長層のパターンは、角田-弥彦断層の活動によって、統一的に説明できる。
d) 佐渡海峡西部〜佐渡地域（図 35、P225）
佐渡海盆の東部には、基礎試錐「佐渡沖」 17) によって、円錐形をなす安山岩質火山の分布が確認されている。反射断面でも凸型の反射面を示す隆起部がイメージングされており、基礎試錐で掘削された火山体の南翼の断面となっている。佐渡島の東縁は、高度差のある
大きな構造境界となっている。佐渡海盆下における 5.4 km/s 層の上面は、深度 7 km に分布する。一方、測線沿いの佐渡島の東縁には、中生界の堆積岩が露出しており、累積鉛直
変位は 7 km 程度に達する。佐渡海盆の西部では、とくに西山層以上の堆積層が佐渡島に向かって薄化する成長層を構成し、このことから西側隆起の伏在断層の存在が推定される。
また、佐渡島の東縁では地形的にも急峻で、東岸には先第三系が露出する。この地形の起伏量の大きな領域の部分の反射面のパターンの変化や、速度構造から西傾斜の断層を推定した。この断層は海底地質図 18) には記載されていないなが、佐渡島東縁の地形境界に北方
では西側隆起の活断層が記載されている。岡村ほか（1995）18) の探査測線はこの領域にはおよんでいないので、この断層が活断層である可能性は高い。
佐渡島内の断層系については浅層部の速度構造や地表地質の傾斜方向・反射面のパターをもとに正断層によるドミノブロックの推定にもとづいて判断した。概ね西傾斜の日本海形成時期に形成され正断層が卓越している。国中平野南縁では活断層が分布するが（本節2-2）、浅層反射法地震探査の結果、東傾斜の低角逆断層の形状が明になった。このままの傾斜で深部まで延長すると、佐渡島東岸で推定した西傾斜の逆断層と交差する。佐渡島東岸の断層は、岡村ほか（1995）18) の大佐渡北東延長の東縁の断層まで連続する可能性があのり、大規模なことから国中平野南縁断層の延長部は、西傾斜の断層によって断たれると解釈した。
6) 三条-弥彦測線と地殻構造探査断面
今年度の会津-佐渡測線は、平成 20 年度の三条-弥彦測線の 20km 北方に位置する。ここでは二測線での地殻構造断面を元に、震源断層の形状と広がりについて考察する。まず、
三条-弥彦測線で明らかになった下田丘陵の西縁に位置する越後平野東縁断層帯であるが、この断層は約 30 度の角度で東に傾斜し、平面的には西に張り出した弓なりの形状を示す。
全体として断層帯は北北東方向に新津丘陵の南端部まで連続する。この弓なりに張り出し
199

た逆断層の先端部では複背斜が形成され、みかけ上新津丘陵の複背斜に連続するように見える。しかし、新津丘陵の東翼には大規模な西傾斜の断層が形成されているのに対して、南方の下田丘陵西縁の断層は東傾斜であり、この間に大きな構造上の不連続がある。ここでは、重力異常から北西-南東方向のトランスファー断層の存在が推定され、リフト期に形成された構造が震源断層のセグメント境界になっていると判断される。
三条-弥彦測線でのもう一つの大規模な断層帯は越後平野西縁の角田-弥彦断層である。
会津-佐渡測線においても、三条-弥彦測線と同様に西に中角度で傾斜した逆断層であり、両測線において断層の断面形状は極めて類似している。重力や地質構造の点からも両測線間は単純に連続しており、この間にセグメント境界はない。
7) 会津-佐渡沖統合地殻構造探査断面
発震点と受振点は等価であり、こうした相反定理を利用したデータ取得により、海陸統
合した地殻構造探査が実施されている 26) 。地震研究所によって実施された会津-佐渡地殻
構造探査は、海洋研究開発機構と共同での会津-佐渡沖統合地殻構造探査の一環として実施された。ここでは陸上で実施した集中発震点で、海洋研究開発機構のエアガン発震を収録し、それらのデータも海底地震計による波形記録と統合されて解析され会津から佐渡を経て大和海盆中軸部にいたる速度構造が得られた（金田ほか 3 ） ,本報告）。図 36(P226)に、得られた速度構造と同様のカラースケールで表示した会津-佐渡測線の速度構造を併せて示す。得られた地殻構造断面は、日本海形成時の伸張変形、縁海の形成プロセスをよく保存している。佐渡島・白山瀬などの大陸地殻のフラグメントは厚い大陸性の地殻を保存し、それらに対して伸張変形を大きく被った富山トラフや大和海盆では地殻は薄く、伸張変形によって岩石中に形成されるブーディンに類似した形状を示している。大和海盆・富山トラフの構造は基本的には、日本海形成時からの地殻構造が大きく改変されずに保存されているのに対して、佐渡海盆から越後平野に至る堆積盆地は、日本海形成後の大規模な火成活動や鮮新世以降の短縮変形を被っている。これらの大規模な短縮変形は新津背斜、角田山それぞれ東縁の断層による変形として逆転を伴う地殻上部の速度構造にも明瞭に現れている。これらは累積した短縮ひずみの結果であり、明瞭に新潟堆積盆地で顕著である。これらの累積変形をもたらした要因を理解する上で、この堆積盆地下の下部地殻の物性を明らかにすることは重要な課題である。
(c) 結論ならびに今後の課題会 津 盆 地 西 方 か ら 佐 渡 島 西 岸 の 約 1 3 5 k m 区 間 に つ い て 、海 陸 統 合 地 下 構 造 探 査を行った。反射面のパターン・速度構造・地表地質・孔井資料をもとに断層面の形 状 に つ い て 検 討 し た（ 図 3 7 、P 2 2 7 ）。こ の 結 果 、本 測 線 上 に 分 布 す る 月 岡 断 層 ・
新 津 背 斜 東 翼 の 断 層・角 田 - 弥 彦 断 層・佐 渡 島 東 縁 の 活 断 層 の 形 状 が 明 ら か に な った 。こ の 中 で 新 津 背 斜 東 翼 の 断 層 と 角 田 弥 彦 断 層 は 西 傾 斜 の 類 似 し た 形 状 を 示 し 、地 下 地 質 情 報 か ら か つ て の 正 断 層 の 逆 断 層 と し て の 反 転 運 動 の 履 歴 を も つ 。越 後
平 野 東 部 の 地 殻 構 造 は 、 南 方 の 東 山 -弥 彦 沖 測 線 で の 地 殻 構 造 と 大 き く こ と な り 、
1 8 2 8 年 三 条 地 震 の 震 源 断 層 と 越 後 平 野 東 縁 断 層 帯 は 、リ フ ト 形 成 時 に 形 成 さ れ た200

は ト ラ ン ス フ ァ ー 断 層 に よ っ て 、そ の 北 縁 が 限 ら れ る 。佐 渡 島 東 縁 の 西 傾 斜 の 活
断層 の存 在を 指摘 した 。ま た、浅層 反射 法地 震探 査に よっ て、国中 平野 南 縁 断 層
帯の浅部形状を明らかにした。
海 洋 研 究 開 発 機 構 の 海 域 地 殻 構 造 調 査 の 結 果 と 合 わ せ て 考 察 す る と 、大 和 海 盆
か ら 会 津 に 至 る 領 域 で は 基 本 的 に 、日 本 海 拡 大 期 に 形 成 さ れ た 伸 張 変 形 が 卓 越 して い る 。佐 渡 か ら 越 後 平 野 に い た る 区 間 で は 、短 縮 変 形 に よ っ て 大 規 模 な 反 転 運
動 が 形 成 さ れ て い る の に 対 し て 、佐 渡 西 方 海 域 で は 伸 張 性 の 構 造 が 大 局 的 に は 保
存 さ れ い る 。こ れ ら の 構 造 を 作 り 出 し た 要 因 を 明 ら か に す る こ と は 、ひ ず み 集 中の機構を明らかにするためにも重要である。この問題を解明していくためには、地殻 下部 の情 報が 重要 であ る。今後 、統 合的 な速 度構 造解 析に より 、佐 渡 海 峡 から越後平野下の地殻構造についての解析を行う。
(d) 引用文献
1) 佐 藤 比 呂 志 ： 東 北 本 州 弧 に お け る 後 期 新 生 界 の 変 形 度 に つ い て ， 地 質 学 論 集 ， 32，
257-268，1989．
2) 町田洋，松田時彦，海津正倫，小泉武栄，ほか編：日本の地形5中部，385p. 東京大学出版会，2006．
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10) 山下信編，宝文堂，1986．

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レザノフ，新潟油・ガス田地域における中新世バイモーダル火山活動-背弧海盆拡大との関連-，石油技術協会誌，62, 1, 45-58, 1997.
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質図幅）．産業技術総合研究所地質調査総合センター，98p．2002．

20116) 石山達也, 佐藤比呂志，加藤直子，豊島剛志，戸田茂，丸島直史，西山浩平，今泉

俊文：佐渡島・国中南断層帯の高精度反射法地震探査による浅部地下構造，日本地球惑星科学連合大会2010年大会予稿集，2010.
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18) 岡村行信，竹内圭史，上嶋正人，佐藤幹夫：佐渡島北方海底地質図および同説明書，43p., 海底地質図46，地質調査所，1995.
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穣: 新潟新第三系堆成盆地における最近の諸問題，地質学雑誌，88，775-785，

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アトラス．254 p., 東京大学出版会，東京, 2002．
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of

a

plate

boundary;"super-gathers"

acrossSouth

Island,New

Zealand,Tectonophysics, 355, 247-263, 2002.
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日本の 石油・天然 ガス資源， 520p.,

1992.
29) 石油公団: 昭和 43 年度天然ガス基礎調査

基礎試錐「升潟」調査報告書，21p, 1969.

(e) 学会等発表実績
学会等における口頭・ポスター発表
発表成果(発表題目、口頭・ポスター発表の別)
Deep Seismicreflection profiling
across the back-arc
fold-and-thrust belt,
central Japan(口頭）反射法による地殻構造
探査の前進と日本列島構造発達史研究への貢献(口頭)「ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究」の発表者氏名
H. Sato, S. Abe, A.
Takahashi, N.
Kato, T. Iwasaki,
H. Saito, K.
Shiraishi, and H.
Fukasawa
伊藤谷生・佐藤比呂志小原一成・金沢敏彦・平田直・飯尾能

202

発表場所
(学会等名)
EuropeanGeosciences
Union General
Assembly 2010,(Austria center,
Vienna, Austria)
日本地球惑星科学
連合大会2009年大会(幕張メッセ国
際会議場)
日本地球惑星科学
連合大会2009年大発表時期
2009 年 4
月

国際・国
内の別
国際

2009 年 5月

国内2009 年 5月

国内

概要(口頭)ひずみ集中帯プロジェ
クトにおける地殻構造
探査(口頭)
2008 年岩手・宮城内
陸地震震源域磐井川沿
いにおける反射法・屈折法地震探査(口頭)2008 年岩手・宮城内
陸地震の震源域中央部の浅部地殻構造(口頭)

重力測定による2008
年岩手・宮城内陸地震
震源付近の地下構造の推定(ポスター)

ひずみ集中帯地殻構造
探査・2008 三条-弥彦
測線の成果(ポスター)

角田山東縁断層における高精度浅層反射法地
震探査と群列ボーリン
グ調査(ポスター)
四成分海底着底式ケーブルを用いた海陸境界
域反射法地震探査について(口頭)
ひずみ集中帯地殻構造

久・茂木透・松澤 会(幕張メッセ国
暢・山中佳子・松本 際会議場)
聡・小川康雄・佐藤
比呂志・小平秀一・
鷺谷 威・今泉俊
文・岡村行信・藤原
広行・岩田知孝・纐纈一起・佐竹健治・
松浦律子
佐藤比呂志
日本地球惑星科学
連合大会2009年大会(幕張メッセ国際会議場)
加藤直子・佐藤比呂 日 本 地 球 惑 星 科 学
志・今泉俊文・石山 連合大会2009年大達也・戸田茂・越谷 会 ( 幕 張 メ ッ セ 国
信・蔵下英司・小池 際会議場)
太郎・阿部進・平田直
越谷信・佐藤比呂日本地球惑星科学
志・加藤直子・蔵下 連合大会2009年大英司・綿引芙美子・ 会 ( 幕 張 メ ッ セ 国
茂木太郎・野田賢・ 際会議場)
佐野剛・戸田茂・今泉俊文・石山達也・
阿部進・東中基倫・
小池太郎
綿引芙美子・越谷
日本地球惑星科学
信・茂木太郎・佐藤 連合大会2009年大比呂志・加藤直子・ 会 ( 幕 張 メ ッ セ 国
蔵下英司・野田賢・ 際会議場)
佐野剛・戸田茂・今泉俊文・石山達也・
阿部進・東中基倫・
小池太郎
佐藤比呂志・阿部日本地球惑星科学
進・高橋明久・加藤 連合大会2009年大直子・岩崎貴哉・石 会 ( 幕 張 メ ッ セ 国
山達也・斉藤秀雄・ 際会議場)
白石和也・深澤光
石山達也・佐藤比呂 日 本 地 球 惑 星 科 学
志・今泉俊文・鈴木 連合大会2009年大毅彦・戸田茂・越後 会 ( 幕 張 メ ッ セ 国
智雄・小池太郎・鎌 際会議場)
滝孝信
斉藤秀雄・阿部進・ 日 本 地 球 惑 星 科 学
高橋明久・佐藤比呂 連合大会2009年大志・白石和也・川中 会 ( 幕 張 メ ッ セ 国
卓
際会議場)
佐藤比呂志, 阿部石油技術協会春季

2032009 年 5月

国内2009 年 5月

国内2009 年 5月

国内2009 年 5月

国内2009 年 5月

国内2009 年 5月

国内2009 年 5月

国内2009 年 6

国内

探査・2008三条-弥彦測
線(口頭)

ひずみ集中帯地殻構造
探査・2008年三条-弥彦
測線の成果(口頭)Recent progress on
the imaging ofcrustal seimogenic
source faults inJapan(口頭)2008年三条-弥彦沖測
線地殻構造探査の成果(口頭)

反射法地震探査による
越後平野東縁下田丘陵の地質構造(口頭)
On-going orogenic
processes beneath
Japanese islands(口頭)
地殻構造探査から見た
日本列島のクラスタル
ダイナミクスの諸問題(口頭)
ひずみ集中帯における
断層セグメント境界の検出の可能性(口頭)Recent progress on
the imaging ofseismogenic source
faults in Japan(口頭)進, 高橋明久, 加藤
直子, 岩崎貴哉, 石山達也, 斉藤秀雄,
白石和也, 深沢光
佐藤比呂志・阿部進・高橋明久・加藤
直子・岩崎貴哉・石山達也・斉藤秀雄・
白石和也・深澤光・
稲葉 充
Hiroshi Sato

佐藤比呂志・阿部進・高橋明久・加藤
直子・岩崎貴哉・石山達也・斎藤秀雄・
白石和也・稲葉充・深澤光
加藤直子・佐藤比呂志・阿部進・高橋明
久・深澤光・稲葉充Hiroshi Sato,
Takaya Iwasaki,
Tanio Ito, Susumu
Abe
佐藤比呂志

武田哲也・佐藤比呂志・小原一成・エネ
スクボグダン
Sato, H., S. Abe,N. Kato, and T.
Iwasaki

204

講演会(国立オリンピック記念青少
年総合センター)月

第872回地震研究
所談話会(地震研究所)

2009 年 5
月

国内

The 5th APRU
Research
Symposium
Multi-Hazards
around thePacific Rim(Taiwan National
University
Taipei)
日本地質学会第116年学術大会(岡山理科大学)

2009 年 8月

国際2009 年 9月

国内

日本地質学会第116年学術大会(岡山理科大学)
日本地質学会第116年 学 術 大 会 (岡山理科大学)

2009 年 9月

国内2009 年 9月

国際

日本地震学会2009
年秋季大会(京都大学吉田キャンパ
ス)
日本地震学会2009
年秋季大会(京都大学吉田キャンパス)
HOKUDANInternational
Symposiumon
Active Faulting,In
Commemoration
of
the
15th
Anniversaryofthe 1995 Great
Hanshin-Awaji
Earthquake(Hokudan2009 年
10 月

国内2009 年
10 月

国内2010 年 1
月

国際

Control of Miocene
extensional structureon active tectonics inNorthern Honshu
Japan: New insightsfrom seismic data(口頭)Hiroshi SATO

Contribution ofrecent seismic
profiling forconstructing source
fault models inJapanese islands(口頭)Hiroshi Sato,
Susumu Abe,
Takaya Iwasaki,
Naoko Kato, Eiji
Kurashimo &Naoshi Hirata

Earthquake
Memorial Park in
Awaji City, Awaji
Island, Japan)
G-COE
symposium 2010:
Earthquakes,
Active Tectonics
and Geodynamics
of Island Arcs
(Matsushima,
Japan)The
3rd
SCEC-ERI Joint
Workshopon“Earthquake
Hazards
inUrban Area” and“TowardConstructing
Forecast SystemsofEarthquakes”(ERI, Tokyo, Japan）

2010 年 2月

国際2010 年 3月

国際学会誌・雑誌等における論文掲載なし
マスコミ等における報道・掲載
報道・掲載された成果(記事タイトル)
地殻構造探査
地殻構造探査
地殻構造探査
地殻構造探査

対応者氏名
佐藤比呂志
佐藤比呂志
佐藤比呂志
佐藤比呂志

報道・掲載機関(新聞名・TV名)
NHKニュース(TV)
新潟総合テレビ
新潟日報（新聞）
MSN産経ニュース(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

205

発表時期
2009年9月
2009年9月
2009年9月
2009年9月

国際・国
内の別
国内
国内
国内
国内

図 1 調査測線概略図
206

図2

調査測線周辺地質図（北陸地方土木地質図編纂委員会（1990） 5) に加筆)

207

図3

調査測線周辺のブーゲー異常図（広島ほか（1993） 21) に加筆）

208

図 4 陸上受振点及び受振機材（左：佐渡市畑野、右：新潟市秋葉区大関）

図5海底敷設ケーブル（左：ケーブル敷設作業船、右：上陸地点）

図 6 バイブレータ発震作業（左：佐渡市小倉[夜間発震]、右：耶麻郡西会津町新郷）

209

図7

エアガン発震作業（左：大型エアガン、右：小型エアガン）

図 8 ダイナマイト発震点（SP21D 耶麻郡西会津町新郷 左：発破前、右：発破直後）

図9

海上二船式反射法（先行する発震船と後続の観測船）

210

図 10

バックグラウンドノイズの時間及び空間変化

図 11

ダイナマイト屈折震初動振幅の距離減衰記録

211

図 12

屈折法及び広角反射法ダイナマイト発震記録例

SP5D

図 13

屈折法及び広角反射法ダイナマイト発震記録例

SP20D

212

図 14

図 15

屈折法及び広角反射法エアガン集中発震記録例

SP10A

屈折法及び広角反射法バイブレータ集中発震記録例
213

SP1V

図 16

屈折法及び広角反射法ダイナマイト発震記録例

図 17

SP18V

稠密反射法エアガン発震記録例（二船式反射法）
214

図 18

稠密反射法エアガン発震記録例（海陸境界域反射法）

図 19

稠密反射法バイブレータ発震記録例（佐渡島区間）
215

図 20

稠密反射法バイブレータ発震記録例（越後平野区間）

216

図 21 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）217

図 22 反射法データ解析フロー

図 23 重合時間断面図218

図 24 重合後時間マイグレーション断面図

図 25 重合時間断面に対する深度変換断面図

図 26 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219

図 27 異種震源受振位相補正処理概念図

図 28 屈折法データ解析フロー220

図 29 屈折法投影ライン及びトモグラフィ解析初期モデル例

図 30 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）

221

図 31 屈折初動読取結果

図 32 屈折トモグラフィ解析結果222

図 33 測線東部（越後山脈から越後平野東縁）の地質学的解釈
ボーリング資料は、池辺（1982） 23) 、加藤ほか（2009） 28) 、天然ガス工業会・大陸棚石油開発協会（1992） 29) による。

223

図 34 測線中央部（越後平野東縁から西縁）の地質学的解釈
ボーリング資料は石油公団（1969） 30) による。

224

図 35 測線西部（佐渡海峡から佐渡）の地質学的解釈
ボーリングデータは石油公団（1989） 18) による。

225

図 36 会津-佐渡沖測線の速度構造 （上）会津-佐渡測線の速度構造 Vp 6km/sec 以上は同じ色で表現、（下）海洋研究開発機構による会津-佐渡沖測線の速度構造 3)226

図 37 測線全域の地質学的解釈227

(2-2）海域構造探査の佐渡島での受振観測
加藤直子・蔵下英司・佐藤比呂志（東京大学地震研究所）・越谷 信（岩手大学工学部）・
吉田武義（東北大学理学研究科）・豊島剛志（新潟大学大学院）・石川正弘（横浜国立大学）・石山達也（東北大学理学研究科）・戸田 茂（愛知教育大学教育学部）・小平秀一・
高橋成実（海洋研究開発機構）(a) 業務の要約
佐渡島を横断する区間にオフラインレコーダ LS8200SD を 240 点展開し、海洋研究開発
機構により行われた「かいよう」でのエアガン発震を観測した。佐渡海峡下から佐渡島北西域までの地殻構造を明らかにするための基礎資料を収集した。得られた記録からは佐渡海峡と佐渡島北西域の構造の違いが示された。
(b) 業務の成果
1) 業務の実施方法
佐渡島に稠密に受振器を展開し、海洋研究開発機構により行われた「かいよう」でのエ
アガン発震を観測した(図 1，2、P229，230）。反射法地震探査においては、ある受振記録に対して受振点と発震点は等価であり、海域の稠密発震の佐渡島での受振記録（レシーバーギャザー）は、佐渡島において実施した高エネルギーショットを、海上で稠密受振した記録と等しいことになる。発震は容量 12000 cu.in.のエアガンによって、佐渡北西海域では 200m 間隔で、佐渡海峡では 100m 間隔で実施された。観測には東京大学地震研究所のオフラインレコーダ LS8200SD (蔵下・他，2006)を用いた。受振器の固有周波数は 4.5 Hzである。全受振点数 240 点、受振点間隔はおよそ 100m、サンプリング間隔 8ms で連続観測を行った。その後, エアガンの発震時刻と合わせて、記録長を 70 秒としてデータ編集を
行った。
2) 結果
得られた結果は大佐渡・小佐渡の山間部において S/N 比の高い良好な記録が得られた。
大佐渡で得られたレシーバーギャザーでは、震央距離 150km 以遠でもエアガンからの信号が観測された。また、大佐渡・小佐渡で得られたレシーバーギャザーにおいて、佐渡の西側にモホ面からと見られる顕著な反射波が確認できた（図 3、P230）。RP214 のレシー
バーギャザーでは佐渡島西側の沿岸で 13sec.付近に見られる。一方、佐渡海峡側ではモホ面からと推定できるような深い所では顕著な後続波は見られない。また、佐渡海峡に近い
受振点では、佐渡海峡下の 7sec.より深い領域に反射波が卓越している。これは佐渡海峡
下では reflective lower crust が存在することを示唆する。
(c) 結論ならびに今後の課題
佐渡の西側ではモホ面からと推定できる反射面が顕著に確認出来るのに対し、佐渡海峡
では明確にはこれらは見られない。これは佐渡島より西側と東側の構造の違いを示していると考えられる。佐渡以西の地域では、日本海拡大停止後には大規模な火成活動は知られていない。他方、佐渡海峡を含む新潟堆積盆地では活発な中新世の火成活動が日本海拡大停止後にも継続しており、下部地殻から最上部マントルからの反射波の差異は、このよう228

な火成・深成活動の地殻改変を反映している可能性が高い。今後は深部構造探査の結果とも合わせて佐渡島付近での下部地殻から上部マントルまでの構造を検討する。
(d) 引用文献
1) 蔵下英司・平田直・森田裕一・結城昇: 高機能小型オフラインデータロガーを用いた高密度地震観測システム, 地震 第 2 輯, 59, 2,107-116, 2006.
(e) 学会等発表実績
なし(f) 特許出願、ソフトウエア開発、仕様・標準等の策定
なし

図1

受振点分布図

229

図2

図3

LS8200 の設置作業

RP214 でのレシーバーギャザー230

(2-3）佐渡島・国中南断層帯の浅層反射法地震探査
石山達也（東北大学理学研究科）・佐藤比呂志・加藤直子（東京大学地震研究所）・
豊島剛志（新潟大学大学院自然科学研究科）・戸田 茂（愛知教育大学教育学部）(a) 業務の要約
国中南断層帯を横切る 6.4km の区間で高分解能反射法地震探査を実施し、地表近傍の活断層・活褶曲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。
(b) 業務の成果
1) 業務の実施方法
佐渡島は日本海東縁部の変動帯のうち最も外側に位置する地形・地質構造的な高まりであり、更新世・完新世に活発な上下地殻変動が継続している（太田，1973 1)；田村，19792)；太田，1987 3)；太田ほか，1992 4) ）。また、佐渡島の中央部に位置する国中平野と小佐渡丘陵の境界部には国中南断層と呼ばれる南東側隆起の活断層が分布することが知られている（太田，1973 1) ；鈴木・赤羽，1976 5) ；太田，1987 3) ；太田ほか，1992 4) ）。このよ
うに、佐渡島は日本海東縁部の変動帯の変形速度や最近の地殻変動像を知る上で重要であるが、活断層のすべり速度を推定するために必要な地下地質構造等の基本的情報に乏しく、この変動帯の具体的なテクトニクス像を描くには至っていない。そこで、国中南断層および国分寺断層で構成される国中南断層帯を横断する測線（図 1、P233）で高精度浅層反射法地震探査を行った。本実験では、東京大学地震研究所所有のマルチチャネル陸上反射法
地 震 探 査 シ ス テ ム GDaps-4((株 )地 球 科 学 総 合 研 究 所 製 )お よ び 小 型 バ イ ブ レ ー タ ー 震源
T-15000（IVI 社製）を用いた。測線は佐渡市から同島見の約 6.4 km 区間であり、国中南断層と国分寺断層を横断するように設定した。主なデータ取得パラメータは以下の通りである：受振・発振点間隔：10 m，スイープ長：20 sec，スイープ周波数：10-80 Hz，地震計固有周波数：10 Hz，チャネル数：220，記録長：3 sec，サンプリング間隔：2 msec，
平均垂直重合数：5-7，平均水平重合数：110．測線周辺のノイズレベルは非常に低く、その結果ほぼ全てのショット記録において S/N 比の高い良好な記録が得られた。
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: 300 msec
・デコンボリューション（Deconvolution）、Operator length: 200 msec、Gate length: 2000
msec、White noise: 5 %、Prediction length: 8 msec
・静補正（Static Correction）:各ショット記録の初動を読み取り、受振点およ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 CMP50 毎に行った。
231

・残差静補正（Residual Static Correction）
・バンドパスフィルター（Band-pass Filter） パスバンド: 10/20 – 70/80 Hz・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。
2) 結果
データ解析を行った結果、国中南断層の地下 1.5 km までのイメージが取得できた。重合断面を図 2 (P234)に、時間マイグレーション断面を図 3(P234)に、深度断面と暫定的な解釈を図 4(P234)にそれぞれ示す。国中平野の地下にはほぼ水平かごく緩く南東側に傾斜す
る高周波の連続的な反射面群が深度 1-1.5km に、下位には低周波の反射面がそれぞれ分布しており、それぞれ海成中上部中新・鮮新・更新統と下部中新統の火山岩類に対比される。
一方、国中断層南の上盤側では、海成中上部中新・鮮新・更新統に対比される反射面は北西側に急傾斜していることがわかる。さらに、国中南断層の撓曲崖の直下には中部中新統・下戸層に対比される強い北西傾斜の反射面群に、南東側隆起の方向の落差が見られ、国中南断層の深部延長と見られる。このほか、北西側に緩く傾くヒンジの存在から、北西傾斜する下戸層のヒンジ付近を先端とする南東傾斜の伏在断層も推定される。国中南断層の地表位置よりも約 1km 北西側には河成段丘面の僅かな撓みが見られるが、これに対応する撓
曲変形が鮮新・更新統に対比される反射面に見られるが、この変形は伏在断層の断層伝播
褶曲によって形成された可能性がある。このほか、国分寺断層に対応する南東傾斜の境界面もみられる。
(c) 結論ならびに今後の課題
このように、今年度実施した浅層高分解能反射法地震探査とそのデータ解析および解釈によって、国中南断層帯が伏在断層を含む複数の逆断層で構成されることが分かった。佐
渡島の新生代層序や表層地質構造は、現在の地質構造が中新世の伸張テクトニクス下で形成された正断層と密接に関連していることを示している。今後は、深部構造探査の結果を考慮にいれて、国中南断層帯の地質構造発達史と震源断層モデルを考察する予定である。
(d) 引用文献
1) 太田陽子: 海成段丘面上の活断層丹-生山地西縁および佐渡島の例-.お茶の水地理, 14,
10-15, 1973.
2) 田村明子: 佐渡島の完新世海成段丘と地殻変動.地理学評論, 52,339-355, 1979.
3) 太田陽子: 海成段丘の変位からみた佐渡島の第四紀地殻変動についての一考察.佐渡博
物館研究報告, 9, 1-14, 1987.
4) 太田陽子・宮脇明子・塩見美奈子: 佐渡島の海成段丘をきる活断層とその意義，地学雜
誌, 101, 205-224, 1992.
5) 鈴木郁夫・赤羽 修 : 佐渡島の新期断層地形.新潟大学地鉱研究報告 (西田彰一教授退官記念論文集), 4, 77-84, 1976.
(e) 学会等発表実績
232

なし(f) 特許出願、ソフトウエア開発、仕様・標準等の策定
なし

図1

浅層反射測線

赤線は活断層の位置、青線は受振・発震測線、青線は解析測線を示す。

233

図2

浅層反射解析結果・重合断面図。右側が南東方向を示す。

図3

浅層反射解析結果・マイグレーション断面図。右側が南東方向を示す。

図4

浅層反射解析結果・深度変換断面及び解釈図。右側が南東方向を示す。

234

(3) 平成２２年度業務計画案
東山-三島の約 70km の区間について、海陸統合地下構造探査を行い、深さ約 15ｋｍまでの地殻構造を推定するとともに、長岡平野西縁活断層帯・悠久山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。悠久山断層帯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、ひずみ集中帯の特徴を明らかにする。

図 1

東山-三島測線の地殻構造探査測線図。四角は高エネルギー発震点（オレンジ: エア

ガンの集中発震、赤: 発破、青: バイブロサイスの集中発震）。

235