1-1 陸域における自然地震観測

1-1 陸域における自然地震観測
関口渉次 （防災科学技術研究所）

350 点にも達する世界的にも例を見ない多点稠密地震観測網を構築しました。
対象となる観測地域が日本有数の積雪の多い地域であることから、冬期の観測が安定して継続するために、雪囲いで観測ケースを覆い、雪中でも時刻較正が可能なように 3m 以上あるポールの先に GPS アンテナを取り付けました（図 3 左）。地震計は長期間の観測に備えて、防水ケースの中に収めた状態で埋設して設置しました（図 3 右）。本プロジェクトで使用したデータロガーは消費電流が 0.03A である超低消費型であり、105Ah の大容量バッテリーと併せて使用することによって、4.7 ヶ月間以上の連続観測を実現しています。そのため、年 3回メンテナンスだけで長期の連続観測が可能になりました。なお、平成 20 年度からほぼ 4 年間に渡り連続観測を継続してきましたが、積雪や豪雨による多少のトラブルはありましたが、これまで観測した延べ 430 地点（移設 80 点と新設 50 点を含めて）において、観測機材が紛失や盗難に遭うことは一度もありませんでした。

1. はじめに
東北日本の日本海側に存在するひずみ集中帯は厚い堆積層に覆われて、被害を引き起こす活断層の多くはその堆積層の下に隠れています。この地域の現在の地震活動は、中新世の日本海拡大時に引張場のもとで形成されたリフト構造が、圧縮応力場の反転によって正断層の構造境界を使って再活動していると考えられています(Sato, 1994 1))。その場合、断層活動の構造単元は、当初形成されたリフト構造に支配されていると言えます。それをモデル化したものを図 1 に示します。リフトが発達する時には、正断層とともに海嶺軸におけるトランスフォーム断層のような横ずれ断層も形成され、それらの断層によって、地殻ブロックが区切られています。
そして応力場の反転の後にもその構造単元は失われず、それぞれが独立してブロック単位で動いていると考えられます。この地域の地震活動を調べると北西－南東方向の線状分布が見つかり、その精密震源分布とメカニズム解から横ずれ断層の存在が明らかになりました。
そのような断層の存在は、日本海拡大時に形成されたブロック構造が地下に存在していることを示唆しています。
そこで、ひずみ集中帯の地下の構造がどのようになっているのかを調べる目的で、新潟県を中心とした地域に稠密な地震観測網を展開して自然地震観測を実施しました。この観測で得られた膨大なデータから、高精度な震源分布を得るとともに、トモグラフィー解析を行って、三次元の地下構造を推定しました。推定された地下の地震波速度構造や非弾性構造は、地下深部の断層評価や強震動予測に、さらにはひずみ集中帯が生じるメカニズムの解明に役立ちます。

3.

データと解析手法
地下構造の推定には地震波トモグラフィー法を使用しました。この手法は自然地震データを使用して、人工地震探査では得るのが難しい深部の構造はもちろん、三次元構造や S 波速度構造を推定することができます。
トモグラフィー解析に使用した地震と観測点の配置を図 4 に示します。解析には、オフライン観測点のデータだけでなく定常観測網のデータも合わせて、本プロジェ
クト実施前の 2004 年 1 月から 2012 年 6 月までの期間に発生した 2,265 個（M>=1）の地震データを使用しました（図 4）。解析に使用した読み取り数は、P 波 196,272個、S 波 197,140 個です。三次元トモグラフィー解析プ
ログラムには、tomoDD（Zhang and Thurber, 2003 2)）のコードを採用しました。解析の際の速度構造グリッドは、水平方向は 5～35 km 間隔とし、5km 間隔のグリッドはデータの多い中越地震余震域を中心に配置しました。
また、垂直方向には深さ 15km までは 2 km 間隔で配置し、それより深いところでは 5～10km 間隔としました。解析に必要な初期震源と初期速度構造は Joint
Hypocenter Determination (JHD) 法(Kissling et al.,1994 3))を採用して、求めています。

2. 陸域における自然地震観測
自然地震観測で展開した観測点配置を図 2 に示します。平成 20 年度より、新潟地域を中心として 300 点のオフラインの地震観測点の設置が行われ、ひずみ集中帯を網羅するように配置されました。既存の定常観測点の平均観測点密度が 20km 間隔であるのに対して、観測点間隔が 10km より稠密になるように配置され、特に中越・中越沖地震の震源域周辺では 3km 間隔の極めて高密度な観測を実現しています。その後、平成 22年度に、300 点中 80 点を、中越地震震源域より南西に移設し、南西域の稠密化を図りました。また、平成 23 年度には、新たに 50 観測点の設置を行い、最終的には

4.

三次元高分解能速度構造
図 5 にトモグラフィー解析によって推定された深さ 3,5, 7, 9, 11, 13, 15, 20 km の P 波速度構造(km/sec)と P
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1-1 陸域における自然地震観測いることがわかりました。ちなみに、この高速度領域は、正の磁気異常とおおむね一致します。正の磁気異常は、岩石の磁化が強いことを示し、帯磁しやすい酸化鉄を多く含んだ塩基性火山岩の存在、つまり玄武岩が広く分布していることを示しています。このような広範な玄武岩の存在は、リフト軸が速い拡大速度を持つことによって、大量の玄武岩質マグマが供給されたことを示唆しています。

波速度偏差(%)を示します。上三段の図中の橙や黄色の領域は、P 波速度が 5km/sec 以下であることを示しています。深さ 3km と 5km と 7km では、北東－南西方向に帯状に広がる顕著な低速度域の帯が確認され、その帯は北東側の新潟平野下にまで達しています。一方、
深さ 9km で 5km/sec を下回るのは、新潟平野や中越地震余震域の南方域などに限られます。低速度域の帯は幅が 20～30km と場所によって変化し、南西部では低速度域の東縁は活断層によって限られています。また低速度域は長岡盆地や新潟平野を始めとする新第三系から構成される厚い堆積層と対応が良いです。深
さ 11km～15km では、帯状の低速度域はほぼ確認できず、中越地震余震域を中心とした領域（青破線内）で相対的に高速度を示しています。

6.

厚い堆積層下の基盤形状
厚い堆積層の影響をはぎ取って基盤形状を把握するために、南西方向から基盤形状を俯瞰した図を図 7左に示します。P 波速度 5.7km/sec の等速度面を基盤上面の形状としました。南東側の山岳部では基盤深度が深さ 1km まで盛り上がっていますが、逆に北西側では基盤深度は大きく落ち込み、いくつかの凹地が確認できます。最も深いところでは深さ 10km に達します。凹地を含む低地の構造は、おおむね北東－南西方向に連続し、トラフ状構造を形成しています。これは当初想定していた地下のモデル（図 1）と整合する結果です。
次に、同じ領域を真上から俯瞰した図を図 7 右に示します。図中に 2011 年長野県・新潟県県境付近の地震、2004 年中越地震、2007 年中越沖地震、1828 年三条地震（宇佐美、1999 5) ）の震央を合わせて示します。
2011 年長野県・新潟県県境付近の地震、2004 年中越地震、2007 年中越沖地震はいずれも凹地を避けるように基盤深度の比較的高い場所で発生しています。活断層分布（活断層研究会、19916)）を赤実線で示していますが、認識されている主要な活断層の多くは基盤形状が大きく変化するところに存在しています。微小地震の分布は、基盤深度の浅い場所や凹地から急に基盤深度が浅くなる基盤側面部に集中しています。これは基盤形状の変化が大きな場所には活断層による段差が存在しているためと考えられます。
ところで、1828 年三条地震の震央は、他の地震と異なり、凹地の真ん中に位置しています。震央が位置するトラフ状構造の中央部の凹地では、基盤深度が周囲より 4km 以上深くなっています。このことは凹地では地震発生層の厚さが薄くなっていることを意味します。つまり、震央が想定されている場所では、M7 級の地震を引き起こすには地震発生層の厚さが不足していると言えます。つまり、得られた基盤形状から、三条地震の震央位置は、トラフ状構造の中央部より離れた場所、少なくとも約 10km 以上離れた基盤深度が深くない場所にあったのではないかと推測します。

5.

高精度震源分布と速度構造
トモグラフィー解析から得られた速度構造を使用してHi-net 震源（2001 年 1 月から 2009 年 11 月までの41,735 個）を再決定し、その震源を速度構造に重ねて示しています。全体的に 4.5km/sec を下回る速度（赤色から橙色）では、地震は発生していません。地震が発生している P 波 速 度 は統 計 的 に解 析 した結 果 、概 ね
5.4km/sec から 6.5km/sec の範囲に収まることがわかりました（図 6）。速度の大きいところで発生している地震の多くは、中越地震の余震が占めていて、中越地震の余震域は先ほどの高速度域内にほぼ収まります。但し、余震域の南西端付近は相対的に低速度である領域に位置しています。速度構造で確認されたように、中越地震 余 震 域 下 は 速 度 が 大 き く 、 深 さ 15km で す で に6.5km/sec を超えています。再決定震源は、その高速度領域内にも多く存在しています。一方、余震域の南端域では、地震が発生する場所での速度が小さくなる傾向を示します。地震発生は深さ 15km 以浅に限られ、地震が発生する場所での速度は 6.0km/sec が中心です。さらに南方では、2011 年新潟県・長野県県境付近の地震の余震域の北側では速度が小さく、南側では大きくなる傾向を示します（2011 年新潟県・長野県県境付近の地震については、8 項にて説明します）。つまり、堆積層下の基盤構造において、場所によって地震が発生する速度に違いがあることを示しています。特に中越地震の余震は高速度領域で多く発生しています。
Kato et al. (2006) 4)は本震断層面や余震による断層面を余震分布によって分類していて、それらの断層面と得られた速度構造と比較しました。本震断層面は先程の高速度領域に収まり、本震断層面の南端は、高速度領域の南端と一致します。一方、相対的に低速度な領域で発生していた余震域南西端の地震は、本震断層とは異なる断層面で発生していました。つまり、中越地震の本震震源断層はこの高速度領域内で発生していて、その南端は高速度領域の境界によって限られて

7.

三次元非弾性構造と速度構造
これまでの結果から、ひずみ集中帯域では広域にわたり厚い堆積層で覆われていることが判明しています。
この厚い堆積層は、固い基盤岩ではないために、非弾

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1-1 陸域における自然地震観測れます。

性的な振る舞いをします。活褶曲はそうした非弾性的な振る舞いの一つです。また、マグマのような粘性流体や熱的作用によって岩石強度が低下した状態にある場合にも非弾性的効果を考慮する必要があります。非弾性的に振る舞う媒質の存在は、空間的なひずみ速度の変化や応力緩和を引き起こします。そのため、ひずみ集中帯域の非弾性構造を把握することは、ひずみが集中する場所の特定やそのメカニズムの手掛かりとなります。
そこで、ひずみ集中帯における非弾性構造の推定を試みました。非弾性の媒質は、弾性体ではないために地震波が通過する際に内部減衰を伴います。そのため、稠密オフライン地震データの検測値（特に振幅情報）を基にして、減衰トモグラフィー解析から三次元減衰構造を求めることによって、非弾性構造の推定を試みました。
解析には特定の周波数（ここでは 2Hz）における振幅情報を用いました。
図 8 にトモグラフィー解析から得られた P 波速度構造と減衰構造との比較図を示します。深さ 10km では、新潟平野や新潟県中越地震余震域南部の低速度域と調和的な高減衰(低 Q)領域が存在します。一方で、新潟県中越地震余震域の周辺では、高速度領域と低減衰(高 Q)領域との対応がよいです。また、新潟・長野県境から長野県北部にかけての活断層の北西側の低速度域は低減衰(高 Q)領域となっています。深さ 20kmでは、高速度領域の広がりと同様に低減衰(高 Q)領域も広がりが見られます。新潟平野では深さ 10km と同様に低速度域と調和的な高減衰(低 Q)領域が存在します。
深さ 5km の速度構造では、新潟・長野県境付近の活断層を境に高速度領域と低速度領域が明瞭ですが、減衰構造では断層を境にした構造は不明瞭です。この原因として、導入している観測点補正値が浅部の減衰の影響を吸収してしまっていることが考えられ、今後の課題です。
以 上 の こ と か ら 、 新 潟 平 野 の 深 部 （ 深 さ 10km ～20km）は低速度かつ高減衰（低 Q）を示しています。減衰の影響が全て内部減衰によるとすると、この領域は、粘弾性的な振る舞いをすると言えます。一方、中越地
震余震域周辺の高速度域は、低減衰(高 Q)を示していて、こちらは反対に粘性の効果は小さいと考えられます。
よって、同じひずみ集中帯内でも減衰構造が異なるために、新潟平野の下では、粘性の効果による応力緩和によって、粘性の効果の小さい中越地震余震域よりもひずみが大きくなることが予想されます。これはひずみ集中帯が生じる直接的な手掛かりとなります。ひずみ集中帯を含む広域な範囲で東北地方太平洋沖地震によって巨大な地殻変動のインパルスが与えられたため、今後の GPS 観測のモニタリングによる地殻変動と地下の非弾性構造の比較によって、ひずみ集中帯においてひずみ速度が速くなる原因を明らかにできると考えら

8.

2011 年 3 月 12 日長野県・新潟県県境付近の地震
2011 年 3 月 11 日 14 時 46 分に東北地方太平洋沖地震（Mw9.0）が発生して、各地で余震や誘発地震が頻発する中、それから約 13 時間後の 3 月 12 日 3 時59 分にひずみ集中帯内において長野県・新潟県県境付近の地震が発生しました。気象庁によるマグニチュードは MJMA6.7 であり、長野県栄村では最大震度 6 強の揺れが観測されました。Hi-net および F-net による発震機構解はともに北北西－南南東圧縮の逆断層型を示しています。東北地方太平洋沖地震によって、東北日本では広域にわたって地殻変動が生じたことが判明していますが、近年ひずみ集中帯内で発生してきた地震（例えば、2004 年新潟県中越地震や 2007 年新潟県中越沖地震）とほぼ同じメカニズム解を示す地震が発生したことは興味深いと言えます。そこでこの地震の詳細を調べ、この地震が発生した原因について考えてみます。
図 9 にオフライン観測データを用いて精密震源決定された震源分布とその断面図を示します。震源分布は、おおむね深さ 2～11 km に分布し、本震は深さ 5.2kmに位置します。断面図を見ますと、余震域の北東側（図9 左下）と南西側（図 9 右下）では、余震分布の特徴に大きな違いがあることが分かります。北東側では、震源は深さ 3～11km に分布し、その中に南東に傾斜する分布を持つ集合が見られます。本震はおおむねその集合内に位置し、その分布の傾斜角は約 40°です。南西側では、北東側で見られたような南東に傾斜する明らかな分布は見られません。震源は深さ 2～8km に分布し、北東側よりも浅い傾向を示していて、分布はいくつかの集合に分かれているように見えます。
この地震では、小澤（2011） ７ ) によって合成開口レーダ（SAR）干渉解析が行われていて、震源断層は南東に傾斜していると結論付けています。また、その南側には西北西に向かって傾斜する別の断層の存在を示しています。この SAR 干渉解析結果と震源分布とを比較すると非常に調和的でありました。つまり、本震の震源断層は南東傾斜の断層面であり、その南には別の西北西傾斜の断層があるということがわかりました。また、
余震の時間発展を調べますと、南側の別の断層は、本震 30 分後に発生した最大余震後に形成されたものだとわかりました（図 9 右下の矢印）。
これまで得られた精密震源分布と速度構造から、震源断層モデルの模式図を提示します（図 10）。余震域は、２つの基盤岩のブロックから構成され、北東側と南西側とに分かれます。本震は北東側ブロックの南西端付近に位置して、本震の震源断層は北東側ブロックの中に、南東傾斜の断層面を持って存在します。一方、南西側ブロックは、北東側ブロックよりも上端・下端とも
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1-1 陸域における自然地震観測ラフ状の構造が広がっていることが明らかとなりました。
また基盤構造の下には高速度領域が存在することも判明しました。2004 年新潟県中越地震の本震断層はこの高速度領域内で発生して、その断層南端は領域の境界によって限られていることから、地震発生が基盤構造に依存していることを示唆します。また、2011 年長野県・新潟県県境付近の地震も含めた近年発生した新潟周辺のひずみ集中帯における被害地震は、複数のブロックが同時にもしくは短い時間差を持って破壊するという共通点がありました。これらのことは、当初想定していたようにひずみ集中帯下には既存のブロック構造が存在して、断層活動は既存のブロック単位で破壊を引き起こしていると考えられます。減衰トモグラフィー解
析からは、ひずみ集中帯下の減衰構造が明らかとなり、新潟平野下の低速度領域は高減衰、中越地震震源域下の高速度領域は低減衰といった対応が見られました。
このことは東北地方太平洋沖地震の後では、新潟平野下ではひずみ速度が大きくなることが予想され、今後のGPS 観測による地殻変動のモニタリングが重要になります。2011 年長野県・新潟県県境付近の地震の解析によって、本震下には流体の存在が示唆されました。流体の存在によって、地震活動が活発化した火山と同様に地震活動表面波によるトリガリングによって引き起こされた可能性があります。つまり、海溝軸付近で巨大地震が発生すると、その表面波によってひずみ集中帯でも地震が発生することがあることを意味しています。

浅くなっています。ブロック内には最大余震を引き起こした震源断層が存在していますが、その傾斜は本震断層とは異なります。速度構造から、北東側ブロックと南西側ブロックは基盤岩の速度構造が異なっており、南西側の方が北東側より相対的に速度が速いです。
この速度の違いは、岩石の組成の違い、さらにはブロックの形成過程の違いから生じていると考えられます。
ひずみ集中帯下には、厚い堆積層に埋もれたこのようなブロック構造が存在し、今回の地震では、近接する２つのブロックが活動したと考えられます。このような複数のブロックがほぼ同時に、もしくは短い時間差を持って破壊する例は、2004 年新潟県中越地震や 2007 年新潟県中越沖地震でも確認されています。今回の地震も、近年発生した新潟県周辺のひずみ集中帯における地震と同様の特徴を示していることになります。つまり、ここでも、地震による破壊は、既存のブロックによって制約されていると言えます。
最後に本震の下に位置する高 Vp/Vs 領域について述べます。この領域は、高 Vp/Vs かつ低 Vs の領域であり、そこには流体の存在が示唆されます。長野県・新潟県県境付近の地震は、東北地方太平洋沖地震の震源域よりも西に約 400km も離れています。この地震の原因を考える上で、東北地方太平洋沖地震後に地震活動が増加した日本列島の火山が参考になります。東北
地方太平洋沖後に地震活動が活発化した日本の火山は 20 個を数え、北は丸山、南は諏訪之瀬島まで及びます（気象庁、2013 8) ）。その中には九州の火山も含まれていることから、単に静的な応力場の変化によって活発化したとは考えるのは難しいです。最も考えられる原因は、表面波の通過によるトリガリングです。そのトリガリングの原因には大きく２つが考えられます。一つに、表面波の通過の際に構造の不均質によって生じる応力集中によってマグマだまり周辺で微小地震が発生する考えです。もう一つが、表面波の通過による間隙水圧の上昇効果です。トモグラフィーの結果から、今回の地震の本震下に流体が存在している可能性が指摘されました。流体の存在は、火山下のマグマと同様に東北地方太平洋沖地震による大振幅の表面波の通過によって、影響を受けると考えられます。例えば、表面波の通過により流体の間隙水圧が上昇して、地震を引き起こしたシナリオが考えられます。ただし、現在のところ表面波の通過よって地震活動が変化した証拠はみつかっていません。しかし、観測史上例のない頻度の東北地方太平洋沖地震の余震によって、通常の処理ではその変化が見逃されている可能性がありますので、この表面波のトリガリングに関して、今後、異なるアプローチ処理が必要でしょう。
9.

参考文献
1）Sato, H., The relationship between late Cenozoic
tectonic events and stress field and basin
development in northeast Japan, J. Geophys. Res.,99, 22261-22274, 1994.
2) Zhang, H., and C. H. Thurber, Double-Difference
Tomography: The Method and Its Application to the
Hayward Fault, California, Bull. Seism. Soc. Am,93, 1875-1889, 2003.
3) Kissling, E., Ellsworth, W.L., Eberhart-Phillips, D.
& Kradolfer, U., Initial reference models in local
earthquake tomography, J. Geophys. Res., 99,19,635-19,646, 1994.
4) Kato, A., Sakai, S., Hirata, N., Kurashimo, E., Iidaka,T., Iwasaki, T., and Kanazawa, T., Imaging theseismic structure and stress field in the source
region of the 2004 mid-Niigata prefectureearthquake: Structural zones of weakness andseismogenic stress concentration by ductile flow, J.
Geophys.
Res.,
111,
B08308,doi:10.1029/2005JB004016, 2006.
5) 宇 佐 美 龍 夫 ， 新 編 日 本 地 震 被 害 総 覧 増 補 改 訂版，東京大学出版会，493p，1996．

まとめ
高分解能トモグラフィー解析によって、堆積層下にト18

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6) 活断層研究会, 新編日本の活断層－分布図と資料－, 東京大学出版会, 448p., 1991.
7) 小澤拓，SAR 干渉解析による東北地方太平洋沖地震に関する地殻変動，地震予知連絡会会報，86，273-277，2011.
8) 気象庁、平成 23 年（2011 年）東北地方太平洋沖地
震後に地震活動の活発化した火山、第 122 回火山
噴火予知連絡会資料、2012.

図 4 トモグラフィー解析で使用した速度グリッド配置。
解析に使用した震源と観測点をそれぞれ丸と三角で示す。

図1

ひずみ集中帯における基盤構造の模式図

図2

オフライン地震観測点配置図

図 5 トモグラフィー解析から推定された P 波速度構造（上三段）とその偏差構造（下三段）。黒点は、Hi-net
によって 2001 年 1 月から 2009 年 11 月までの期間に観測された 41,735 個の震源データ。トモグラフィー解析から得られた速度構造を使用して再決定された。深さ11km～15km に広域に存在する高速度領域を青破線で囲む。活断層分布（活断層研究会、1991）を黒実線で示す。
図3

オフライン地震観測点の外観と埋設された地震計

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図 6 ひずみ集中帯内の地震震源位置での P 波弾性波速度の頻度分布。V10 及び V90 は、弾性波速度の小さい方から数えて総地震数の 10%及び 90%が含まれる弾性波速度として定義する。
図 9 （左上）領域図。赤四角は，本プロジェクトで設置されて解析に使用されたオフライン観測点を示す。
（右上 ） 再 決 定 さ れ た 震 源 分 布 （ 2011/3/11 15:55 - 3/1323:59）。
（下）右上図の A-A' に沿った断面図。右上図の色塗りされた領域（水色とピンク色）の震源をそれぞれの断面に投影した。

図 7 （左）P 波速度 5.7km/sec の基盤形状俯瞰図。図中の地図の黒枠内の領域を南西方向から俯瞰する。
（右）基盤形状の真上からの俯瞰図。赤実線は活断層（活断層研究会、1991）を示す。星印はこの地域で発生した主要な地震の震央を示す。丸印は Hi-net による震央の位置を示す。

図 10 2011 年新潟県・長野県県境付近の地震の震源断層モデル模式図。上段に P 波速度深度断面図と Vp/Vs比深度断面図を示す。

図 8 トモグラフィー解析から得られた P 波速度偏差（上段）と減衰構造（下段）との比較。高速度領域と低速度領域をそれぞれ青破線と赤破線で囲む。青枠は、上段の速度構造の表示範囲を示す。

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