３．研究報告
３．１

定常的な自然地震観測

３.１.１

陸域における自然地震観測

目

次

(1)

業務の内容・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・12(a) 業務題目(b) 担当者(c) 業務の目的(d) ６ヵ年の年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
1) 平成１９年度
2) 平成２０年度
3) 平成２１年度
4) 平成２２年度
5) 平成２３年度
6) 平成２４年度(e) 平成２２年度業務目的(2)

平成２２年度の成果・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・13(a) 業務の要約(b) 業務の実施方法及び成果
1) 機動的地震観測網の保守管理
a) はじめにb) 現地保守管理作業c) 交換地震計の波形確認試験
2) 三次元高分解能地震波トモグラフィー解析a) はじめにb) データおよび手法
c) 解析結果と議論(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(3)

平成２３年度業務計画案・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・22

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(1) 業務の内容(a) 業務題目

陸域における自然地震観測(b) 担当者
所属機関

氏名

メールアドレス

副部長

関口 渉次

seki@bosai.go.jp

同

主任研究員

武田 哲也

ttakeda@bosai.go.jp

同

主任研究員

浅野 陽一

asano@bosai.go.jp

同

契約研究員

エネスク ボグダン

benescu@bosai.go.jp

同

主任研究員

汐見 勝彦

shiomi@bosai.go.jp

同

主任研究員

松原 誠

mkmatsu@bosai.go.jp

同

主任研究員

木村 尚紀

kimura@bosai.go.jp

同

主任研究員

松本 拓己

mtakumi@bosai.go.jp

同

研究員

齊藤 竜彦

saito-ta@bosai.go.jp

同

研究員

松澤 孝紀

tkmatsu@bosai.go.jp

同

契約研究員

上野 友岳

ueno@bosai.go.jp

同

契約研究員

三好 崇之

miyoshi@bosai.go.jp

同

契約研究員

木村 武志

tkimura@bosai.go.jp

同

契約研究員

田中 佐千子tanaka@bosai.go.jp

独立行政法人防災科学技
術研究所

役職

地震研究部

(c) 業務の目的
東北日本の日本海側に存在するひずみ集中帯の陸域において、新潟県を中心とする地域に稠密な定常的地震観測網を構築して自然地震を観測し、このデータに基づいて高精度な震源分布を得ると共に、地下深部の断層評価や強震動予測に必要な地震波速度構造と非弾性の三次元的な分布を明らかにする。
(d) ６ヵ年の年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
1) 平成１９年度：ひずみ集中帯の陸域の観測で用いる機動的地震観測装置を整備するとともに、新潟県を中心とするひずみ集中帯の活断層及び活褶曲等の活構造の全体像を明らかにするための効果的な地震観測点配置等の検討を行った。
2) 平成２０年度：機動的地震観測装置約 300 台を用いて、新潟県を中心に観測点間隔が約 3～5km 及び約 10km 程度の稠密・広域地震観測網、秋田県周辺に広域地震観測網を構築し、オフライン型現地収録方式の定常的観測を開始するとともに、効率的データ処理フ
ローの検討を行い、回収データの一部について処理・解析を行った。
3) 平成２１年度：陸域での定常的地震観測を継続するとともに、既存の高感度地震観測網
Hi-net 等も利用して高精度震源分布、稠密観測地域のトモグラフィー初期モデルを得た。
4) 平成２２年度：陸域での定常的地震観測を継続し、ひずみ集中帯内外におけるトモグラ
フィー初期モデルを得る。また、稠密地震観測点 80 台を移設する。
12

5) 平成２３年度：陸域での定常的地震観測を継続し、変換波解析等を用いて地下構造モデ
ルの改良を進めるとともに、新潟県内の稠密地震観測点 50 台を移設する。
6) 平成２４年度：陸域での定常的地震観測を継続しつつ、当該年度中に機動的地震観測機器を回収する。これらのデータに基づいて観測対象領域全域における高精度三次元地下構造を明らかにし、震源断層深部形状に関するモデルを構築する。
(e) 平成２２年度業務目的
前年度から継続して 300 観測点の定期的なメンテナンスを行い、観測を維持するとともに、80 観測点の移設を行う。これから回収されるデータを追加してデータセットを充実させ、ひずみ集中帯内外におけるトモグラフィー初期モデルを得て、その構造に基づいて過去に発生した地震の再評価を行う。
(2) 平成２２年度の成果(a) 業務の要約
平成 20 年度に展開した 300 観測点のオフライン稠密地震観測網の維持管理を行い、そのうち 80 観測点を移設した。このオフライン地震観測から得られたデータ基にデータセットを作成して、三次元トモグラフィー解析を行った。その際、初期震源データの検討を行うことによって、信頼性のある三次元速度構造モデルを得ることができた。この構造モ
デルは、構造探査データによる精度の高い結果やブーゲー重力異常と比較しても矛盾はない。この構造モデルを基にして、厚い堆積層下に隠れた詳細な基盤形状を明らかにした。
基盤深度は大きな起伏があり、北東－南西方向に走る基盤深度の低い低地領域を見つけることができた。2004 年中越・2007 年中越沖地震の震央や多くの活断層は、この低地領域の脇に位置しており、ひずみ集中帯における地震発生と低地領域の帯との間には関連性が見られる。
(b) 業務の実施方法及び成果
1) 機動的地震観測網の保守管理
a) はじめに
平成 20 年度より、新潟を中心としたひずみ集中帯およびその周辺 300 箇所に機動的地
震観測装置を設置し、オフライン稠密地震観測網を維持している（図 1 左、P24）。これら
はオフラインで稼動しているため、データロガーへ電源を供給するバッテリーと、データを収録しているコンパクトフラッシュ（CF）カードの交換が定期的に必要となる。オフラ
イン観測点は雪囲い用コンパネで観測ケースを保護し、雪が積もっても時刻校正ができる
よう GPS アンテナを高い位置に設置している（図 2、P24）。また、積雪が多い地域であるために、雪囲い・GPS アンテナ・柵等が損傷を受ける場合もあり、観測を良好な状態で継続するためには修繕も必要となる。そのため、バッテリーや CF カードの交換のための定期的な保守管理を全観測点について実施し、同時に障害対応のための作業も合わせて実施した。したがって、保守管理作業には、観測点の正常性・障害確認、障害時の復旧、データ回収、バッテリー交換、CF カード交換が含まれる。また、それに伴い、バッテリー
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充電、交換地震計の波形確認試験等の支援・補助作業が必要となる。前年度と同様に現地での保守管理作業は合計 3 回実施した。
今年度は保守管理作業の際に 80 観測点の移設を行った。当初、平成 23 年度に 100 観測点の移設が予定されていたが、現在の観測点配置で必要なデータが予定よりも早く収集できたために、計画を一部前倒しして今年度中に 80 観測点の移設を行い、観測点配置を変更した。この移設目的は、観測点間隔 2~3km で行う稠密観測が観測機器台数の制約から広範囲には展開できないものを、稠密観測対象領域を移動させることによって、仮想的に広範囲稠密観測を行えるようにするためである。そこで、現在稠密に観測点が展開されている中越・中越沖地震震源域にある観測点と秋田県内にある観測点を、中越地震震源域の南西にある地震空白域（大竹ほか編、2002 1) ）と 1847 年善光寺地震（M7.4）の震源域を含む領域に移動させた（図 1 右、P24）。また 9 月に福島県南部（猪苗代湖の南 15km）で地震活動が活発となったため、その活動域にも 5 観測点を移設した。
回収されたデータは、直ちにバックアップ用ハードディスクにコピーした後、蓄積用データサーバーへコピーした。今年度回収したデータ容量は、約 5 テラバイトを超える。その後、データは WIN フォーマットから WIN32 フォーマットへの変換処理を経て、定常観
測点データとマージした。その後イベントリストによって切り出しを行い、イベントトリ
ガーデータを作成した。今年度は、このイベントトリガーデータを用いて、2,000 個の地震の検測を行い、震源決定を実施した。得られた震源分布を図 3(P25)に示す。稠密に地震観測点を配置している中越・中越沖地震震源域周辺ではいまだ余震活動は活発であり、多くの地震データを収録することができた。
b) 現地保守管理作業
現地保守管理作業は、観測点の正常性・障害確認と復旧、データ回収、バッテリー交換から構成される。また第 3 回保守管理作業では 80 観測点の移設も行った。各回の保守管理作業の期間および障害について表 1(P23)にまとめる。全体 300 観測点の保守管理の結果
は、地震計交換が 47 台、ロガー交換が 11 台、ケーブル付 GPS アンテナ交換が 8 箇所、雪囲い用コンパネ交換が 6 箇所、柵の杭交換が 53 箇所であった。地震計交換の内、27 箇所は故障ではなく、地震計固定方法のやり直しを行った。ロガー交換の内、2 台が故障（浸水 1 台、コンデンサー不良 1 台）で、その他は返却後の試験の結果、正常であった。積雪による破損が予想された第 1 回保守管理では、杭が倒れていたりするものの、雪囲いや観測ケースの損壊はなかった。
80 観測点の移設の際、長期水没への対策のため再設置する 2Hz 地震計に対して全て防水ケース（図 4 左、P25）を取り付け、その状態で埋設して設置した。防水ケースを取り付けた地震計は、水で満たしたバケツの中に 2 週間放置しても水の浸入は確認されなかった。
また、地権者都合の理由から、4 観測点で移動を求められ、表 2(P23)の通り、観測点の移動を行った。
c) 交換地震計の波形確認試験移設の際に、地震計波形の正常性を確認するため、入れ替える全ての地震計について、
14

実稼動試験を行った。実稼動試験は、前年度同様に観測機器倉庫の平らなコンクリートの
床の上で行った。そこで連続波形を記録した後、常時微動や自然地震のペーストアップを作成して、波形の異常性を目視にて確認した。試験は全数に対して行い、異常が確認されれば再試験を行い、続けて二度異常が確認されたところで、その地震計を故障修理扱いとした。実稼動試験の結果、23 台の異常が見つかった。最終的にこの試験で合格したものに防水ケースを取り付け、現地での再設置に使用した（図 4 右参照、P25）。
2) 三次元高分解能地震波トモグラフィー解析a) はじめに
新潟地域のひずみ集中帯では、ひずみ速度が大きい（Sagiya et al., 2000 2) ）だけでなく、強い速度構造の不均質性を見せる（例えば、Kato et al., 2005 3) , Okada et al., 2005 4) ）。
Kato et al. (2009) 5) は、稠密余震観測データのトモグラフィー解析から厚い堆積層下に、複雑なリフト構造が存在することを明らかにした。そのリフト構造が中越および中越地震
震源域の間で最も深くなり、トラフ状をした構造が北東－南西方向に続いていることがわかった。しかし、そのようなリフト構造が空間的にどのような広がりを持って、それがひずみ集中帯とどのように関連するのかはまだ明らかではない。そこで、厚い堆積層下に伏在するリフト構造の空間的な広がりを明らかにするために、300 点のオフライン地震観測点のデータを用いてトモグラフィー解析を行い、ひずみ集中帯内外の速度構造モデルの推定を試みた。
前年度では暫定の速度構造モデルを紹介した。このときトモグラフィー解析の初期震源として定常処理で得られた震源要素（特に深さ）を用いたために、トモグラフィー後の震源の深さは初期震源の位置から大きく移動することはなかった。しかし、例えば中越沖などでは定常処理による震源分布の下限が 20km を超えていたが（図 5 左、P26）、Shinohara
et al. (2008) 6) の海底地震計データを用いた震源決定では、深さ 15km を超える地震はほとんどなかった。また、定常処理で得られた震源が、余震観測データと適切な速度構造を考慮することにより、全体的に深さ 5km 以上浅くなる結果が得られている。そのため、われ
われの用いた初期震源も同様の傾向を示すと考えられ、これを検討する必要がある。
そこで今年度は、最初に初期震源データの検討を行い、適切なデータセットを作成した。
その後、再度トモグラフィー解析を行い、ひずみ集中帯内外の三次元速度構造モデルの推定を行う。
b) データおよび手法
解析には、本研究で実施しているオフライン観測点のデータと解析対象領域内にある定常観測網のデータを使用し、2008 年 12 月～2009 年 6 月の観測期間中に発生した地震データを用いる。ただし、トモグラフィー解析時の波線密度の局所的な集中を避けるため、空間的に偏りがないように地震を抽出し、また、決定精度の悪い観測網外の地震を除くた
め、震央が最も近い観測点から 30km 以上離れている震源は削除して、解析データセットを作成した。その結果、対象となる地震数は 777 個（M>=1）になった（図 5 左、P26）。
続 い て 、 適 切 な 初 期 震 源 を 推 定 す る 方 法 と し て 、 Joint Hypocenter Determination(JHD) 法(Kissling et al., 1994 7) )を採用した。この方法は、トモグラフィー解析に使用す
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る初期震源を求める方法で、震源決定だけでなく最適な一次元速度構造モデルと観測点補正値を同時に推定することができ、すでに Shibutani et al. (2005) 8) や Yukutake et al(2008) 9) によって、2004 年中越および 2007 年中越沖地震の震源推定に用いられ実績がある。今回は、Shibutani et al. (2005) 8) の一次元速度構造と観測点補正値を初期値として使用し、前述のデータセットへ適用した。
JHD 法解析によって得られた震源分布を図 5 右(P26)に示す。また同時に得られた一次元速度構造と観測点補正値をそれぞれ図 6(P26)と図 7(P27)に示す。再決定後の震源分布をみると、中越沖の震源が有意に浅くなっていることがわかる。深さが 10km 以上浅くなった震源もあり、速度構造の強い不均質性があることがわかる。また 2004 年中越地震の余震の震央は全体的に北西に約 3km 移動した。これらの結果は、Shinohara et al. (2008)
6) や Sakai

et al. (2005) 10) の震源分布とも調和的である。このことから、構造不均質性の強いこの地域で、トモグラフィー解析に使用できる適正な震源データが得られたと考えられる。
今回推定された一次元構造をみると、Shibutani et al. (2005) 8) の結果より P 波・S 波速度構造ともに小さくなっており、特に浅部ではその差が顕著である（図 6、P26）。これは使用している観測点が Shibutani et al. (2005) 8) では比較的観測条件の良い定常観測点を使用したのに対して、われわれは厚い堆積層上にある多くのオフライン観測点を使用したためだと考えられる。得られた観測点補正値（図 7、P27）から、図中の南東域や佐渡島
では負の観測点補正値が卓越しているのに対して、新潟平野や長岡平野では正の観測点補正値を示しており、S 波での観測点補正値が 1sec を超える観測点も存在している。また弥彦山周辺では、数 km 以内にある近い観測点でも観測点補正値が急変しており、強い構造
不均質性が顕著にみられる。
こうして震源データセットが得られたので、トモグラフィー解析を行った。解析に使用
した地震と観測点の配置を図 8(P27)に示す。解析に使用した読み取り数は、P 波 221,336
個、S 波 261,476 個となった。三次元トモグラフィー解析プログラムには、tomoDD（Zhang
and Thurber, 2003 11) ）のコードを採用した。解析の際の速度構造グリッドは、座標軸を北に 30 度回転して、水平方向は 5~30km 間隔、垂直方向には 2km 間隔で配置した（図 8、P27）。初期速度構造モデルは、先程得られた一次元構造を用いた（図 6 参照、P26）。
c) 解析結果と議論
最初にチェッカーボードテストによって、このデータセットの解像度を確認した。速度構造モデルのグリッドに±5%の速度偏差を与えてチェッカーボードモデルを作成し、それをもとに走時を計算して、テスト用のデータセットを作成した。図 9(P28)と図 10(P28)に
P 波および S 波速度構造でのチェッカーボードテストの結果をそれぞれ示す。全体的にパターンの回復がよく、特に高密度に観測網が展開されている中越および中越沖地震震源域の領域では、観測点と地震の数が多いため、周囲よりも回復がよい。また深さ 13km まで十分な解像度を有する。一方、佐渡島を含む海域ではほとんど解像度がない。これらの傾向は P 波・S 波とも同様に見られる。よって、今後は佐渡島を含む海域は議論しないこととする。
図 11(P29)にトモグラフィー解析に使用された初期震源分布（左）と解析後再決定され
16

た震源分布（右）を示す。両者を比較すると、震央位置は、ほぼ変化がない。一方、深さに注目すると、中越沖地震の余震やその沖側の地震では全体的に 2-3km 深くなり、東側では反対に 2km 浅くなった。これは初期速度構造に一次元構造モデルを採用したことによって、図 7(P27)の観測点補正値の走時分がトモグラフィー解析によって速度構造と震源の深さに分配されたと考えられる。ただ、一次元構造モデルが不均質性の強い地域での初期モデルとして適切であったかは、今後の課題としたい。
図 12(P30)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, 17 kmの P 波速度(km/sec)を示す。深さ 3km と 5km では、北東－南西方向に帯状に広がる顕著
な低速度域の存在は明らかである（図中 A）。図中の橙や黄色の領域は P 波速度が 5km/sec
以下を示しており、深さ 7km では 5km/sec を下回ることはほとんどなくなる。この低速度域の帯は幅が 20~30km と場所によって変化し、南西部では低速度帯の東縁が図中に黒実線で示された活断層によって限られている。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。図中 B で示すところでは、高速度域が北西にせり出し、低速度域の帯の幅が狭くなっている。低速度域は、少なくとも新潟平野まで続いているが、解像度が低いためにその先の連続性は不明である。深さ 7km お
よび 9km でも、先程の低速度帯領域は図中 C に限って相対的に周囲より速度が小さい。
一方、深さ 11km 以深では負の速度異常は目立たない。図 13(P31)に推定された S 波速度(km/sec)を示す。P 波速度構造の場合と同様の傾向を示し、深さ 3km と 5km で顕著な低速度域を確認でき（図中Ａ）、南西部（図中Ｃ）に限っては深さ 7km と 9km でも確認できる。
得られた速度構造の信頼性を検証するために既存の構造探査の結果との比較を行った（図 14、P32）。比較対象として、本研究プロジェクトの中で H20 年度に実施された構造
探査測線（三条－弥彦沖測線）を挙げる（佐藤ほか、2009 12) ）。この探査データの解析では、高密度展開・高密度発振によって得られた走時データを基に、トモグラフィー解析を行っており、現時点でこの地域で最も詳細かつ信頼性が高い速度構造であると言える。この探査測線とほぼ同じ断面図を図 14(P32)上に示す。比較が容易になるようにスケールを揃え、また探査結果の速度 5km/sec の等速度線を黒破線で示す。探査結果では、堆積層下に伏在する活断層による地殻変動によって等速度線に著しい凹凸が生じている。一方、トモグラフィー解析から得られた速度構造でも大局的に同様の凹凸を確認することができる。
解析の際のグリッド間隔・配置の違いや使用しているデータ精度の違い（人工震源と自然
地震との違い）から、探査結果の方が安定的に求められている（特に地表付近）ものの、
等速度線の深さもよく一致しており、速度構造に大きな違いはない。以上の比較より、ト
モグラフィー解析によって推定された速度構造は、信頼できる結果が得られていると言える。
図 12(P30)中に、トモグラフィー解析で再決定された震央分布を合わせて重ねる。重ねた震央分布データは、それぞれの水平面の深さの±1km 以内に入るもののみを使用している。主たる地震活動は、2004 年中越地震と 2007 年中越沖地震の余震域で発生しているが、地震は P 波速度構造で 5km/sec を下回る領域では発生していない。つまりそれより小さい速度を持つところでは、脆性破壊が起こせない可能性がある。
本トモグラフィー解析によって、広範囲で信頼性のある速度構造の推定ができていると17

考えられるので、先述の低速度域の部分をはぎ取り、その下に伏在する基盤形状を明らかにすることを試みた。基盤の判断には、P 波速度で 5.7km/sec を超えると基盤とする基準を設けた。これは Kato et al. (2009) 5) の閾値に倣った。そこで、P 波速度 5.7km/sec の等速度面を基盤上面の形状とし、南西方向から俯瞰した図を図 15(P32)に示す。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るが、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る。一番深いところでは深さ 10km にも達する。さらに北西に向かうと海岸線付近で少し基盤が盛り上がるが、沖側に入るとまた落ち込み、凹地になっている形状を確認できる。
続いて、同じ領域を真上から俯瞰した図を図 16 左(P33)に示す。図中に 2004 年中越地
震、2007 年中越沖地震、1828 年三条地震の震央を合わせて示す。この結果、2004 年中越地震、2007 年中越沖地震は基盤深度の比較的高い場所で発生したことがわかった。活断層
分布（活断層研究会、1991 13) ）を赤実線で示すが、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おり、基盤深度の低い凹地にはない。このことから、ひずみ集中帯での地震発生と低地領域との間には何らかの関連性が見られる。
このように基盤形状と地震との間には関連がありそうである。考えられることとして、凹地でこれだけ基盤高度が深くなれば、地震発生層の厚さが薄くなることが挙げられる。
実際、凹地の最深部では、中越地震の震央における基盤高度よりも 4km 以上深い。そのため凹地では地震発生層の厚さが薄くなり、大地震が発生しにくい可能性がある。但し、これは地震発生層の下限がほぼ同じであることが前提としており、今後下部地殻や上部マン
トルの知見を追加し、地震発生層の下限について検討する必要がある。また、1828 年三条地震の場合は凹地に震央が位置しており（松浦ほか、2006 14) ）、M7.2-7.3 の地震が発生している。しかし、1828 年三条地震の震央に関しては本研究でも議論が交わされている最中であり、佐藤ほか(2009) 12) は、構造探査結果とその地質学的に解釈した結果、震源断層本
体はさらに東側の下田丘陵下に存在すると主張している。今後、1828 年三条地震の震央と基盤高度との関係はより重要になってくると考えられる。
図 16(P33)右にブーゲー重力異常図を示す。左の基盤形状と重力異常図は、それぞれ独立したデータに基づいて作成されているにも関わらず、類似性を示している。特に負の重力異常を示すところは、基盤が深くなっている形状と非常に似たパターンを示す。重力異常は地表に近い密度変化に対して敏感であり、堆積層など密度が小さいものがあれば、高解像度で描き出すことができます。つまり、この類似性は、重力異常の大きな要因が、基盤上を埋めている堆積層にあることを示している。独立したデータでも同じ傾向が示されていることは、速度構造モデルの信頼性へのダブルチェックとなる。
最後に、図 17(P33)に基盤高度が深さ 8km より深い低地の領域を示す（図中 L1 と L2の領域）。これをみると中越地震と中越沖地震の間にある低地領域（L1）は北東－南西方
向に連続し、その幅が大きく変化していることがわかる。特に中越地震の北西側ではその幅が非常に狭くなっている。さらに、海岸線を越えたところにも低地領域（L2）が存在している。Kato et al. (2009) 4) は、2004 年中越地震と 2007 年中越沖地震の両余震域の中央に存在するトラフ状構造の存在を明らかにした。そのトラフ状構造の場所は、今回の結果で得られた低地部（L1）と一致する。すなわち、トラフ状構造がより広範囲に続いている
ことを示す。今回の見つかった低地領域は 2 条存在しているが、地質学的ひずみ集中帯も18

同様に幾条にも存在して、分岐や集合をしている（大竹ほか編、2002 1) ）。そのことから、低地領域の形成の理解が、ひずみ集中帯形成への理解につながる可能性がある。
(c) 結論ならびに今後の課題
平成 20 年度に展開した 300 点のオフライン稠密地震観測網の維持管理を行い、地震データ蓄積を着実に行っている。このオフライン観測データ基にしたデータセットを作成して、三次元トモグラフィー解析を行った。その際、初期震源データの検討を行うことによって、信頼性のある速度構造モデルを得ることができた。このモデルから厚い堆積層下に隠れた基盤形状を明らかにし、北東－南西方向に走る基盤深度の低い低地領域を見つけることができた。これまでの中越・中越沖地震や活断層は、この低地領域の脇に位置しており、ひずみ集中帯における地震発生とこの低地領域と間には関連性が見られる。今後、大地震が発生した場所と地震発生層の厚さとの関係を検討する必要があり、そのためには下部地殻や上部マントル構造の情報が重要となってくる。
平成 23 年度では、陸域での定常的地震観測を継続して行い、地殻深部を通過する波線が増えるように、観測点配置を変更する。現在展開中のオフライン観測点 50 点を移設して、新潟地域のひずみ集中帯を大きく取り囲むように、これまでの観測網域より大きく東に迫り出して脊梁の東側にも展開する（図 18、P34）。これにより下部地殻や上部マントルの構造推定に有益なデータが得られることが期待される。また、変換波を用いた解析によって、別のアプローチからモホ面や基盤上面の速度不連続面等の構造を明らかにして、
トモグラフィーの結果と合わせて、速度構造モデルの改良をすすめる。
(d) 引用文献
1) 大竹政和，平朝彦，太田陽子編，日本海東縁の活断層と地震テクトニクス，東京大学出版会, 201p., 2002.
2） Sagiya, T., S. Miyazaki, and T. Tada, Continuous GPS Array and Present-day
Crustal Deformation of Japan, Pure Appl. Geophys., 157, 2303-2322, 2000.
3) Kato, A., E. Kurashimo, N. Hirata, S. Sakai, T. Iwasaki, and T. Kanazawa, Imaging
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thrust ‐ related

fold,Geophys.

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Lett.,

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doi:10.1029/2005GL022366, 2005.
4) Okada, T., N. Umino, T. Matsuzawa, J. Nakajima, N. Uchida, T. Nakayama, S.
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6) Shinohara, M., T. Kanazawa, T. Yamada, K. Nakahigashi, S. Sakai, R. Hino, Y.
Murai, A. Yamazaki, K. Obana, Y. Ito, K. Iwakiri, R. Miura, Y. Machida, K. Mochizuki,
K. Uehira, M. Tahara, A. Kuwano, S. Amamiya, S. Kodaira, T. Takanami, Y. Kaneda,
and T. Iwasaki, Precise aftershock distribution of the 2007 Chuetsu-oki Earthquake
obtained by using an ocean bottom seismometer network, Earth Planets Space 60,
1121-1126, 2008.
7) 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.
8) Shibutani, T., Y. Iio, S. Matsumoto, H. Katao, T. Matsushima, S. Ohmi, F. Takeuchi,
K. Uehira, K. Nishigami, B. Enescu, I. Hirose, Y. Kano, Y. Kohno, M. Korenaga, Y.
Mamada, M. Miyazawa, K. Tatsumi, T. Ueno, H. Wada, and Y. Yukutake, Aftershock
distribution of the 2004 Mid Niigata prefecture earthquake derived from a combined
analysis of temporary online observations and permanent observations, Earth, Planets
and Space, 57, 545-549, 2005.
9) Yukutake, Y., Takeda, T. and Obara, K., Well-resolved hypocenter distribution using
the double-difference relocation method in the region of the 2007 Chuetsu-oki
Earthquake, Earth Planets Space, 60, 1105-1109, 2008.
10) Sakai, S., N. Hirata, A. Kato, E. Kurashimo, T. Iwasaki, and T. Kanazawa,
Multi-fault system of the 2004 Mid-Niigata Prefecture Earthquake and its aftershocks,
Earth Planet Space, 57, 417-422, 2005.
11) 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.
12) 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・亀尾浩司・立石雅昭・栗田裕司・豊島剛志・小林
健太・石川正弘・工藤健・原山智・越谷信・山路敦・山田泰広・芝崎文一郎、科学技術振興費 ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究、平成 20 年度成果報告書、文部科学省研究開発局・独立行政法人防災科学技術研究所, 370p., 2009.
13) 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.
14) 松浦律子，中村操，茅野一郎，唐鎌郁夫，江戸時代の歴史地震の震源域・規模の再検
討作業－7 年間の成果中間報告－，歴史地震，21，255-256，2006.
15) 駒澤正夫, 日本重力異常グリッドデータベース, 日本重力 CD-ROM, 数値地質図 P-2,
地質調査所, 2000.

20

(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

武田哲也，佐藤比呂志， ひ ず み 集 中 帯 に お け る 断 層

千 葉 市 (日 本 地 球

平成 22 年 5

小 原 一 成 ， Enescu

セグメント境界と地震活動

惑 星 科 学 連 合

月 28 日Bogdanとの関係 (口頭)2010 年大会)

Enescu Bogdan，武田稠密地震観測網から得られ千 葉 市 (日 本 地 球

平成 22 年 5

哲也，小原一成，浅野た 新潟 周 辺 に おけ る 3次 元 速

惑 星 科 学 連 合

月 27 日陽一， Koulakov Ivan

度構造の予察的結果(ポ ス

2010 年大会)

ター)
Obara, K.

Multidisciplinary research

台 湾 台 北 市

平成 22 年 6

project for construction of(Western Pacific

月 24 日fault model in the highGeophysics

strain rate zone at eastern

Meeting)

margin of Japan Sea (ポスター)
Takeda, T.

長岡市（8th Joint

平 成 22 年

Intensive Observations andMeeting

10 月 21 日

Researches

UJNR Panel on

The

HIZUMI

project
in

the

of

High-Strain-Rate Zone ofEarthquake

Japan - (ポスター)

Research）

Enescu Bogdan，武田

新潟地域におけるリフト構

広 島 市 (日 本 地 震

平 成 22 年

哲也，浅野陽一，小原造とそのセグメンテーショ

学会)

10 月 29 日

一成，関口渉次

ン (口頭)

Takeda, T., Enescu, B,

Hidden

米国サンフラン平 成 22 年

Asano, Y., Obara, K,

Beneathシ

市

12 月 13 日

Sekiguchi S

Sedimentary Basin in the(American

Niigata Region, Japan (ポGeophysicalスター)

Union)

Enescu, B, Peng, Z.,

Delay and Migration of the米国サンフラン平 成 22 年

Obara, K, Takeda, T.

2008

シ

12 月 15 日

Rift
a

Thick

Iwate-Miyagi

Aftershocks,
Using

Structure

Early

Observed

High-Resolution

Waveform Data (ポスター)(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
21

ス

ス

コ

コ

(American
GeophysicalUnion)

市

3) 仕様・標準等の策定
なし(3) 平成２３年度業務計画案
平成 23 年度では、陸域での定常的地震観測を継続して行い、地殻深部を通過する波線が増えるように観測点配置を変更する。現在展開中のオフライン観測点 50 点を移設して、新潟地域のひずみ集中帯を大きく取り囲むように再展開する。これから得られるデータを基に、下部地殻や上部マントルの構造推定を行う。また、変換波を用いた解析によって、モホ面等の速度不連続面の構造を明らかにして、トモグラフィー解析の結果と合わせて、
速度構造モデルの改良をすすめる。

22

表1

平成 22 年度維持管理作業における障害表

第１回

第２回

第３回

実施期間

H22 4/28～7/20

H22 8/7～9/12

H22 11/4～H23 3/2

対象観測点数

300

300

300

地震計交換

15

3

4

データロガー交換

542

地震計ケーブル損傷

なし

なし

なし

GPS アンテナ交換

4

1

3

グリーンシート交換

1

1

なし

柵の杭交換

51

1

1

表2

移動した観測点に関する情報
観測点番号
221
068
202
067

実施日

実施状況

平成 22 年

克雪管理センターの配管布設に支障となるため、

5 月 19 日

敷地内で 3m 移動。

平成 22 年

峰の原高原自然体験センターの廃止により、敷地

5 月 28 日

造成のため撤収。200m 離れの市有地に移動。

平成 22 年

寺院内での植樹に支障となるため、敷地内で 4m

8 月 23 日

移動。

平成 22 年

グリーンアルム臨時駐車場の造成により、220ｍ離12 月 16 日

れの老人福祉センターくつろぎ荘に移動。

23

図1

オフライン地震観測点配置図。（左）80 地点移設前、（右）移設後。

図2

オフライン地震観測点の外観
24

図 3

300 点のオフライン地震観測網データと定常観測点のデータを合わせて決定された

震源分布図。期間は 2009 年 10 月から 2010 年 10 月まで。

図4

地震計防水ケースの写真

25

図5

定常処理による震源分布（左）と Joint Hypocenter Determination (JHD) 法（Kissling et al., 1994 7)）によって再決定された震源分布（右）図6

JHD 法によって推定された最適一次元速度構造（Shibutani et al. (2005)の結果（青）、

本解析結果（赤））。トモグラフィー解析には、本解析結果の一次元速度構造を初期モデルとして採用した。

26

図7

JHD 法によって推定された P 波（左）および S 波（右）における観測点補正値。

正の観測点補正値を丸で、負の観測点補正値を十字で示す。

図8

トモグラフィー解析で使用した速度グリッド配置（十字）。同じく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。
27

図9チェッカーボードテスト（P 波）。深さ 3, 5, 7, 9, 11, 13km のテスト結果を示す。

三角は活火山の位置を示す。

図 10

チェッカーボードテスト（S 波）。深さ 3, 5, 7, 9, 11, 13km のテスト結果を示す。

三角は活火山の位置を示す。
28

図 11

トモグラフィー解析における初期震源分布(左)と解析後再決定された震源分布(右)

29

図 12

トモグラフィー解析から推定された P 波速度構造。深さ 3, 5, 7,

9, 11, 13, 15, 17

km の結果を示す。また再決定された震源分布（白抜き丸）を合わせて示す。

30

図 13

トモグラフィー解析から推定された S 波速度構造。深さ 3, 5, 7,

9, 11, 13, 15, 17

km の結果を示す。また再決定された震源分布（白抜き丸）を合わせて示す。

31

図 14

トモグラフィー解析から推定された P 波速度モデル（上）と構造探査（三条－弥彦沖測線、佐藤ほか（2010）12)）によって得られた速度モデル（下）との比較。

図 15

P 波速度 5.7km/sec の基盤形状俯瞰図。左図中の黒枠内の領域を南西方向から俯瞰

する。

32

図 16

P 波速度 5.7km/sec の基盤形状の真上からの俯瞰図（左）。同じ領域におけるブーゲー重力異常図（右）。赤実線は活断層（活断層研究会 13)）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。黒点は再決定された震央の位置を示す。

図 17

図 16（左）と同じ基盤形状俯瞰図に基盤深度が 8km より低い低地領域をピンク破線で囲む（L1 および L2）。

33

図 18

平成 23 年度におけるオフライン地震観測点配置計画図

34