３．２．２

マルチチャネル等による海域地殻構造調査

目

次

(1)

業務の内容・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・235(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（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２２年度業務目的(2)

平成２２年度の成果・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・236(a) 業務の要約(b) 業務の実施方法(c) 業務の成果
1) マルチチャンネル反射法地震探査による海域地殻構造探査
2) 海底地震計による屈折法・広角反射法地震探査(d) 結論ならびに今後の課題
1) マルチチャンネル反射法地震探査による海域地殻構造探査
2) 海底地震計による屈折法・広角反射法地震探査(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(3)

平成２３年度業務計画案・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・246

234

(1)

業務の内容

(a) 業務題目

マルチチャネル等による海域地殻構造調査(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

メールアドレス

独立行政法人海洋研究開

プロジェクトリー

金田 義行

kaneday@jamstec.go.jp

発機構 地震津波・防災研

ダー
グループリーダー

小平 秀一

kodaira@jamstec.go.jp

同

主任研究員

高橋 成実

narumi@jamstec.go.jp

同

技術研究副主任佐藤 壮

tsato@jamstec.go.jp

同

技術研究副主任

野 徹雄

not@jamstec.go.jp

同

技術主任

柏瀬 憲彦

kashiwasek@jamstec.go.jp

究プロジェクト
同 データ解析グループ(c) 業務の目的
ストリーマーケーブル、海底地震計等を用いた反射法・屈折法による海底地殻構造調査を行う。地殻構造調査は海域と陸域を統合して実施し、ひずみ集中帯の活構造、断層のイ
メージング、地震波速度の絶対値等を明らかにする。
(d) ５カ年の年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
1) 平成２０年度：能登半島沖から津軽半島沖までの地殻変形構造の特徴を抽出するために、
既存反射法地震探査データを収集し、再処理し、ソフトウエアを用いてデータベース化した。堆積構造から推定される構造発達と断層・褶曲の形成について検討するために、褶曲
構造・断層分布の把握や掘削データから代表的な反射面を解釈し、変形構造の特徴の概略を把握した。
2) 平成２１年度：能登半島沖から佐渡沖の海域で深海調査研究船「かいれい」によるマルチチャンネル反射法地震探査を 8 測線で行った。また、海洋調査船「かいよう」により海底地震計 30 台を 5km 間隔で設置し、屈折法・広角反射法地震探査を行った。なお、屈折法・広角反射法地震探査測線は、東京大学地震研究所との共同研究として実施した会津佐渡沖海陸統合測線の一部である。佐渡沖から富山トラフ、能登半島沖、大和海盆にいたる海域で地殻構造イメージングを行い、断層・褶曲等の地殻変形構造の抽出を行った。
3) 平成２２年度：佐渡沖から新潟沖の海域で「かいれい」による広域反射法探査を行う。
新潟地震震源域の測線では海底地震計 30 台を 5km 間隔で設置し屈折法地震探査データの取得も行う。
4) 平成２３年度：庄内沖から秋田沖の海域でマルチチャンネル反射法地震探査と海底地震計による屈折法・広角反射法地震探査を行う。
5) 平成２４年度：秋田沖から西津軽沖の海域でマルチチャンネル反射法地震探査と海底地震計による屈折法・広角反射法地震探査を行う。
235

(e) 平成２２年度業務目的
佐渡島北方から新潟沖までの海域において、マルチチャンネル反射法地震探査と海底地震計による地震探査を実施し、地殻構造イメージングを行い、断層・褶曲等の地殻変形構造を抽出する。この内、探査測線の 1 本は新潟地震の震源域を横切るように粟島周辺海域にて実施する。
(2)

平成２２年度の成果(a) 業務の要約
佐渡島北方から新潟沖にかけての日本海東縁ひずみ集中帯は、1964 年新潟地震（M J 7.5）を含む大陸棚付近の領域と最上トラフから佐渡海嶺に至る領域の南北に 2 つの帯状に拡がっていると指摘されている 1) 。この海域におけるひずみ集中帯とその背景となるテクトニ
クスを解明する上で、地震探査による地殻構造研究を実施し、地殻内の変形構造と速度構造を把握することは、日本海東縁における地震研究上重要な研究テーマの 1 つである。
平成 22 年度は、佐渡島北方から新潟沖にかけての最上トラフから佐渡海嶺、大和海盆に至る海域において、独立行政法人海洋研究開発機構の深海調査研究船「かいれい」を用いて、マルチチャンネル反射法地震（MCS）探査と海底地震計（OBS）による屈折法・広角反射法地震探査を実施した。暫定的ではあるが、本探査の結果、新潟地震震源域付近において、浅部の構造不均質が強く北西傾斜の断層による非対称な背斜と基盤のギャップが観測された。さらに、佐渡海嶺・最上トラフ周辺では圧縮による変形構造が卓越し、その領域は調査海域北部で広くなる。一方、海底地震計による屈折法・広角反射法地震探査では、地殻の厚さは大和海盆では約 18km であり、佐渡海嶺下の下部地殻上部では、まわりに比べ、P 波速度が速い速度を示し、最上トラフから新潟地震震源域付近である粟島沖にかけては、堆積層および上・中部地殻（P 波速度 1.6-6.5km/s）が激しく変化している。
(b) 業務の実施方法
調査は、2010 年 8 月 3 日～9 月 6 日までの期間、11 測線（EMJS1001、EMJS1002、
EMJS0903、EMJS0904、EMJS0905、EMJS0906、EMJS0907、EMJS0908、EMJS1009、
EMJS10A、EMJS10B）で MCS 探査を実施し、そのうちの 1 測線（EMJS1003）で OBS58
台による屈折法・広角反射法地震探査を行った（図 1）。なお、測線 EMJS1003 の粟島沖においては、気象庁が決定した 1964 年新潟地震の本震の直上を横切るように設定した。
OBS58 台は地震探査終了後すべて回収した。調査期間中、調査海域周辺の漁業活動による影響や日本海を通過した台風・熱低の影響などがあったが、データの品質は概ね良好であった。
データ取得において、震源は Bolt Annular Port Airgun 32 基から構成された tuned
airgun array（総容量 7800 cu.in.）を用いた（図 2）。震源に関する主な仕様は、Guncontroller に ION DigiSHOT Ver.3.1 を用い、発震間隔が 50m（MCS 探査）・200m（OBS探査）、エアガンアレイの曳航深度が 10m、エアガン動作圧力が 2000psi（約 13.8MPa）236である。MCS 探査用の受振ケーブルは、Sentinel Digital Streamer System（Sercel Inc.）のストリーマーケーブル 1 式を用いた（図 2）。受振部に関わる主な仕様は、チャンネル間
隔が 12.5m、チャンネル数が 444 である。ストリーマーケーブルの曳航深度は深度調整装置（ION DigiCOURSE streamer depth controllers）を用いて海面下 12m で制御した。
探鉱機は Sercel Seal System Ver.5.2（Sercel Inc.）を用い、データは 3590E テープへサンプリング間隔 2ms、記録長 15s、データフォーマット SEG-D 8058 Rev.1 で収録した。
測位には DGPS（Differential Global Positioning System）を使用し、メインシステムとして StarFire システム(NAVCOM 社の DGPS サービス)、バックアップシステムとして
SkyFix システム（Fugro 社の DGPS サービス）を用いた。測位制御システムは Concept
社の SEPECTRA を用いて、探査時の位置情報は、UKOOA P1/90・UKOOA P2/91 フォー
マットでアスキーデータとして出力し、探査終了後 FGPS 社の SeisPos を用いてデータ QCを実施した。一方、OBS データは、58 台の内 51 台（OBS1～51）はサンプリング間隔 5ms、7 台（OBS52～58）はサンプリング間隔 10ms で収録を行った。
(c) 業務の成果
1) マルチチャンネル反射法地震探査による海域地殻構造探査
調査測線の探査終了後、地震探査データ処理ソフトウエア ProMAX2D と FOCUS を用
いて二次元地震探査データ処理を実施した。主な処理は、フォーマット変換、トレースヘ
ッダーエディット、F-K フィルタ、バンドパスフィルタ、振幅回復、トレースエディット、
CMP 編集、最小位相変換フィルタ、プレディクティブデコンボリューション、DMO 処理、
多重反射抑制処理、速度解析、NMO 補正、ミュート、CMP 重合、F-X デコンボリューシ
ョン、キルヒホッフ時間マイグレーションなどである。
データ処理結果による全体的なイメージの一例として、測線 EMJS1003 の時間マイグレーション断面を図 3 に記す。図 3 は、大和海盆～佐渡海嶺～最上トラフ～1964 年新潟地
震震源域である粟島沖にかけてのイメージングである。
図 3 のようなイメージが 11 測線で得られ、これらの結果をもとに、本研究の調査海域における特徴について、「1964 年新潟地震震源域」、「最上トラフ～佐渡海嶺」、「大和海盆」の 3 海域に分けて、まとめる。
1964 年新潟地震震源域付近は 1964 年に粟島沖を震源とする M J 7.5 が発生した領域にあたり、この地震は新潟沖で発生した地震の中では最大のマグニチュードである。当時取得された地震・地殻変動・津波などの地球物理学データをもとに断層モデルの推定が実施されたが、西傾斜の高角逆断層のモデル 3)4) と東傾斜の低角逆断層のモデル 5)6) が提案された。
また、1980 年代以降震源域を含む新潟沖において浅層地震探査が実施され、それによって推定された地質構造は新潟地震の震源断層が西傾斜の逆断層であると考察されている 7) 。
近年、2004 年新潟県中越地震や 2007 年新潟県中越沖地震など大きな被害地震が相次ぎ、これらの地震の断層モデルやテクトニクスを解明するため、様々な調査観測研究が実施されたが、新潟地震震源域付近においても改めて最新の観測技術やデータ解析技術を用いて精査し、新潟地震を発生させた背景となった粟島付近の調査・観測研究が行われるようになってきている 8)9) 。本研究の実施は、新潟地震震源域の深部構造をイメージングするこ
237

とによって、新潟地震の背景となった地殻構造およびテクトニクスの研究の進展に貢献できると考えている。
1964 年 新 潟 地 震 震 源 域 付 近 の イ メ ー ジ ン グ の 一 例 と し て 、 本 震 直 上 に 設 定 し た 測 線
EMJS1003 の結果を図 4 に示す。図 4 に記されている測線 EMJS1003 の結果を見ると、震源域付近が水深 100m 程度の大陸棚であり、多重反射の影響が強く生じることが懸念されたが、基盤までの反射面が確認できる。EMJS1003 の結果における大きな特徴の 1 つは、
2 つの背斜が堆積層下にあることである。これらの背斜の形状は非対称で、比高が往復走
時約 1.2 秒で、東側の背斜の裾野が西側の背斜の裾野より下位に位置し、基盤面が不連続になっている。このような背斜の裾野の反射面の不連続や背斜の形状の非対称性といった特徴は、この 2 つの背斜が西傾斜の逆断層を主として形成されたことを示唆している。背斜の上位に不整合にある堆積層は、海底面から 0.5 秒程度ではコヒーレントの良い反射面が認められるが、それより下位の堆積層中（特に背斜間の向斜の部分において）の反射面
は振幅が弱く、コヒーレントも良くない。特に、背斜の裾野の反射面の不連続となっている部分の延長上の堆積層中は反射面の連続性が悪いため、この部分では断層が堆積層中に入っていることが示唆される。先行研究 7) と比較すると、これらの 2 つの背斜は粟島隆起帯とよばれる背斜群の一部であると推定される。また、2 つの背斜の西側の裾野の反射面はさらに西側に続く基盤の反射面に対して不連続になっており、再び基盤が海底下往復走
時 0.5 秒程度と上昇し、堆積層中及び基盤では短周期の非対称背斜や断層の発達が認められる。これらの高まりは、先行研究 7) と比較すると、新潟沖隆起帯とよばれる部分に位置していると推定される。
粟 島 よ り 北 方 沖 で の 新 潟 地 震 震 源 域 付 近 の 反 射 法 地 震 探 査 の 結 果 （ EMJS1005 ・
EMJS1006）においては、粟島隆起帯に相当する構造は頂部が浸食され、堆積層中の反射面の振幅が弱く、反射面の連続性も良くない特徴を持つ（図 5）。EMJS1005 のイメージ
では比高が 3 秒以上に達する大きな背斜が 1 つイメージされ、測線が背斜の頂点付近で終わっているため東側への接続は不明であるが、EMJS1006 のイメージにおいては、基盤面の高まりが約 5km 程度の空間にわたって形成され、その高まりの中に短周期の非対称な背斜とそれに関連する逆断層の形成が認められ、背斜間での基盤面は不連続であることが確認できる。このような EMJS1003 から EMJS1006 における粟島隆起帯付近のイメージン
グの結果は、粟島隆起帯が単純な同一の背斜から形成されているのではなく、異なる形状の複数の背斜から複雑に構成されている領域であることが示唆される。一方、EMJS1005・
EMJS1006 における新潟沖隆起帯については、西傾斜の逆断層が作用していると推定される非対称な背斜がイメージされ、EMJS1003 と大きく異なる点として 2 秒以上に達する厚い堆積層で構成されていることである。また、EMJS1005 においては新潟沖隆起帯と粟島隆起帯の間に向斜があるが、EMJS1006 においては明瞭な向斜は形成されていない。しかし、EMJS1005 と EMJS1006 の新潟沖隆起帯における背斜の特徴は似通っており、新潟沖隆起帯に関しては粟島付近を境に背斜構造が異なっている可能性がある。
本年度の調査海域における日本海東縁ひずみ集中帯の西側に位置する最上トラフから佐渡海嶺にかけての領域におけるイメージングの結果の一例を図 6 に記す。図 6 はEMJS1003・EMJS1005・EMJS1007・EMJS1009 の時間マイグレーション結果に対して238

反射強度に関するサイスミックアトリビュート解析を行った結果である。一般に、反射強度のアトリビュート解析結果は、複素地震トレース（地震探査データを実数部、これをヒルベルト変換し 90 度位相をずらしたものを虚数部としたもの）の絶対値から得られ、位相情報を含まず、通常のデータに比べ、海底面･基盤面･BSR などの反射強度の強い面が強調され、低周波数成分が卓越した反射断面図となる 10)11) ｡図 6 の結果においても、堆積層内の強い反射面や基盤について特に強調されるイメージとなっている。
最上トラフは図 6 の東側に位置し、調査海域の中では最も厚い堆積層を有する領域である。主な特徴としては、調査海域内では EMJS1005 と EMJS1006 付近を境界として、基盤の傾斜方向や堆積層内の変形の発達に大きな違いがあることである。EMJS1005 より南側では、基盤面が西へ傾斜しており、それと共に堆積層厚も厚く、佐渡海嶺との境界部で基盤は最も深くなり、トラフを鉛直方向にきると、くさび状の形状となっている。堆積層
内では基盤面の傾斜に沿う形で堆積しているユニットとその上位に不整合でほぼフラットに堆積しているユニットに分けられる。基盤面の傾斜に沿っているユニット内には西傾斜の逆断層が作用して形成されたことが示唆される非対称な背斜が認められるが、その上位に不整合に堆積しているユニット内では非対称な背斜の形成に伴う変形が伝搬していない。
全体的に新しい変形構造の発達が少ない領域である。EMJS1006 より北側では、トラフ東部において基盤が最大 4 秒まで大きく落ち込み、その影響により、トラフ全体は西から東へ向かって深くなる傾向になる。そのためトラフ全体の鉛直方向の形状は、トラフ南部のようにくさび状の形状となっておらず、全体としてかなり複雑な基盤形状となっている。
さらに、変形構造の発達にもトラフ南部との違いがあり、非対称な背斜や逆断層のような変形構造の発達がトラフ南部より顕著で、その多くは基盤形状が急変している部分で確認でき、海底付近まで変形が発達しているケースも少なくない。また、EMJS1007 で見られる鳥海礁に代表されるような明瞭なインバージョンテクトニクスが作用した構造が見られることもトラフ北部の特徴である。このように全体的には最上トラフは南部より北部の方が新しい構造発達が顕著であるという点が大きな特徴である。
佐渡海嶺は、図 6 の中央付近から西側に見られる複数の背斜から構成されており、海底地形から見るとこれらの背斜が北東－南西方向に連なっているが、一列に連続して連なっているということはない。本調査測線でイメージされた背斜のほとんどが西傾斜の逆断層を伴って形成されたと推定される非対称な背斜であり、断層運動が作用したと思われる基盤付近の反射面は不連続となっており、先行研究 12) で指摘されているインバージョンテク
トニクスが作用したと思われるイメージが多い。全体的に西傾斜の逆断層が多い点は、図7 に示した大和海盆のイメージングから考えると、大和海盆形成時の東縁部で生じた西傾
斜の正断層がインバージョンした結果の影響していることが推定される。また、背斜の特徴については、全般的に最上トラフと接している海嶺の東側に位置する背斜の比高が大き
く、変形も顕著に確認できるのに対し、海嶺の西側では背斜の比高が徐々に小さくなって
いき、圧縮変形せずに大和海盆形成時の正断層的な構造へと推移しているようにみえる。
このことは、圧縮による変形の構造発達が現時点では佐渡海嶺の西側よりも東側の方が顕著である可能性を示唆するものである。ただし、EMSJ1009 の佐渡海嶺の西端の背斜は、1983 年日本海中部地震の震源域の南延長上に位置し、明瞭な変形の発達も確認できること
239

から、この背斜に関しては佐渡海嶺の西端に位置するものの、比較的新しい構造発達である可能性がある。
大和海盆においては、昨年度の調査結果と同様に圧縮による変形を示唆するイメージは確認できない。海底面が深くなるところで、基盤も深くなり、堆積層が相対的厚い傾向にある（最大 1.5 秒程度）。基盤深度は東（佐渡海嶺）・西（大和堆）へ向けてそれぞれ段々に上がっていき、基盤が大きくジャンプしているところの部分では基盤が凸状の構造になっているケースが多い。海盆中の堆積物は、大きく分けると 3 つのユニットに分けられ、3 つのうちの 1 番下位のユニット（図 7 の緑線より下位）では振幅が弱く全体的に透明な特徴を有し、真ん中のユニット（図 7 の水色線から緑線）は連続性の良い反射面を複数有している。1 番上位のユニット（図 7 の水色線より上位）は海盆の西側では全体的に振幅が弱く透明な特徴となっており、海盆の東側では振幅は弱くないが、反射面の連続性が悪い。基盤下の地殻内の反射面は、大和海盆東部において、往復走時 5～6 秒に reflective
なイメージになっており、その一部は連続性がよく、西に低角に傾いている反射面が存在する。さらに、9～10 秒付近にも弱い反射面が確認でき、これは OBS 探査の結果と比較す
るとモホ面であると思われる。
2) 海底地震計による屈折法・広角反射法地震探査
海底地震計による屈折法・広角反射法地震探査は新潟沖・大和海盆から佐渡海嶺、最上トラフ、粟島沖に至る測線で実施し、測線長は約 300km となる（図 1：測線 EMJS1003）。
この探査測線は前述のように，粟島沖において 1964 年新潟地震震源域と対応している。
探査で用いられた海底地震計は固有周波数 4.5Hz、鉛直動 1 成分、水平動 2 成分、ハイド
ロフォン 1 成分を装備したジンバル機構付き速度型の地震計 13)14)15) である。エアガンは前述のマルチチャンネル反射法地震探査で用いられたものと同一である。
回収した OBS で記録されたデータは、SEG-Y フォーマットに変換、編集し、測位デー
タを追加した。得られた OBS データの例を図 8、9 に示す。
海底地震計で得られたエアガン発震の記録では、堆積層や上・中部、下部地殻、最上部マントルを通過した屈折波だけでなく、地殻内反射面、地殻とマントルの境界面であるモホ面からの反射波も確認できる（図 8、9）。大和海盆東部に設置した OBS21 の記録では、
OBS の両側において初動が約 100km まで確認でき、西北西側では、震央距離約 60km から見かけ速度約 8.0km/s の最上部マントルを通過した屈折波（Pn）、震央距離約 40km か
らモホ面からの反射波（PmP）、東南東側においては、震央距離約 70km から最上部マントルを通過した屈折波（Pn）、震央距離約 50km からモホ面からの反射波（PmP）が確認できる（図 8）。最上トラフ上に設置した OBS の記録では、初動が西北西側で震央距離約100km 以上確認することができ、震央距離約 100km から最上部マントルを通過した屈折波（Pn）、震央距離約 70km からモホ面からの反射波（PmP）が確認できる（図 9）。また、東南東側では、初動が変化に富んでいる（図 9）。
新潟沖・大和海盆から粟島沖にかけての地震波速度構造イメージを求めるために、初動走時を用いたトモグラフィックインバージョン 16)17) と反射波走時を用いた走時マッピ ン
グ法 18) を用いた解析を実施した。求められた暫定的な速度構造イメージ結果を図 10 に示240

す。本インバージョンを行う際の初期モデルは、過去に秋田沖日本海東縁部で行われた屈折法・広角反射法地震探査で得られた地震波速度構造 19)20) を参考にし、堆積層構造のみ、
前述の測線 EMJS1003 で実施した反射法地震探査の結果を組み込んで作成した。モデルのグリット間隔は水平方向、鉛直方向ともに 200m である。新潟沖・大和海盆の地殻の厚さは約 18km であり、この厚さは標準的な海洋性地殻 21) よりも厚く、東北日本弧の背弧側の地殻の厚さ 22) よりも薄い。大和海盆下では、P 波速度約 5.6-6.5km/s をもつ上部地殻は約7 km であり、P 波速度約 6.5-7.6km/s をもつ下部地殻（約 9km）に比べ薄くなっている。
佐渡海嶺下の地殻の厚さは約 24km と推定され、上・中部地殻の厚さは大和海盆に比べて厚くなっているが、下部地殻の厚さの変化は上・中部地殻の変化に比べて小さくなっている。また、佐渡海嶺下の下部地殻の上部では、P 波速度がまわりに比べて速い速度を示していると推測される。最上トラフから 1964 年新潟地震震源域付近である粟島沖にかけて
は、堆積層および上・中部地殻（P 波速度 1.6-6.5km/s）が激しく変化し、この変化は反射法地震探査等の結果から明らかになっている新潟沖隆起帯や粟島沖隆起帯等の地質構造に対応していると考えられる。
2009 年度に実施した佐渡島北西沖・大和海盆から北部富山トラフ、佐渡島、越後平野を経て西会津地域に至る地域での海陸統合地震探査の結果から、佐渡島北西沖・大和海盆から 白 山 瀬 に か け て は 、 P 波 速 度 約 5.6-6.5km/s を も つ 上 ・ 中 部 地 殻 、 P 波 速 度 約 約
6.7-6.9km/s をもつ下部地殻が分布している。佐渡島西隣に位置する北部富山トラフでは、
上・中部地殻及び下部地殻の厚さは大和海盆と同程度であるが、下部地殻下部の P 波速度は大和海盆に比べて若干速い(Vp:約 7.2km/s)。また、モホ面がこのトラフの中央部より深くなり始めている。佐渡島と新潟平野間に位置する佐渡海盆の下部地殻の P 波速度は、
佐渡島および新潟平野下に比べ速くなり、新潟平野から西会津地域にかけては、地質構造に対応して浅部の P 波速度が大きく変化している。この結果と 2009 年に実施した海域でのマルチチャンネル反射法地震探査の結果、及び陸上での浅部反射法地震探査 23)24) 等の結果を参考に、佐渡島北西沖大和海盆から西会津地域の P 波速度構造イメージの解釈を行った（図 11）。佐渡島北西沖・大和海盆から白山瀬、北部富山トラフでは、上・中部地殻において、日本海形成に関係したリフト構造や正断層が卓越し、これらの正断層は堆積層には到達していない。一方、北部富山トラフ東縁から佐渡海盆、越後平野、西会津地域にかけては、圧縮場による地殻内の変形構造が顕著である。下部地殻下部の P 波速度が大和海盆よりも相対的に速い北部富山トラフでは、マルチチャンネル反射法地震探査の結果から地殻内に複数の明瞭な反射面が確認できている。これらの特徴から、北部富山トラフの下部地殻内にはマントル物質の付加の影響があることが推測され、この影響によって大和海盆の下部地殻の P 波速度と差異が出ていると考えられる。下部地殻下部の P 波速度の特徴
が北部富山トラフと類似している佐渡海盆においても、北部富山トラフと同様にマントル物質の付加の影響があることが推測される。
2009 年度に実施した佐渡島北西沖・大和海盆から西会津地域に至る地域での海陸統合地
震探査の結果と 2010 年度に実施した新潟沖・大和海盆から粟島沖にかけての屈折法・広角反射法地震探査の結果を比較すると、大和海盆の上・中部地殻の厚さは佐渡島北西沖、新潟沖ともに同様な厚さとなっている（図 11）。また、佐渡海嶺から 1964 年新潟地震震241

源域付近である粟島沖にかけての堆積層も含めた上・中部地殻の厚さ、P 波速度の大きな変化は、佐渡島から西会津地域にかけての変化と類似した特徴を持っていると推測される（図 11）。
(d) 結論ならびに今後の課題
1) マルチチャンネル反射法地震探査による海域地殻構造探査
・1964 年新潟地震震源域付近を含む新潟沖大陸棚付近から最上トラフ、佐渡海嶺、大和海盆にわたる海域にて、深海調査研究船「かいれい」を用いてマルチチャンネル反射法地震探査を 11 測線実施した。
・暫定的ではあるが、新潟地震震源域付近では、浅部の構造不均質が強く北西傾斜の断層による非対称な背斜と基盤のギャップが観測された。
・佐渡海嶺・最上トラフ周辺では圧縮による変形構造が卓越し、その領域は調査海域北部
で広くなる。また、佐渡海嶺西縁～大和海盆東縁では正断層の分布が認められる。
・大和海盆においては、最近の活動を示唆する断層・褶曲の発達は確認できなかった。
・現時点では多重反射等の影響により基盤下の深部構造についてクリアなイメージが得られていない。今後、ノイズ抑制処理などのデータ解析をより進めて、深部構造のイメージ
ングの改良を行い、調査海域の褶曲・断層の変形構造付近での深部構造の把握と議論を進展させる。
・2009 年度の調査結果や他機関の反射法地震探査データを用いて、堆積層の空間的な解釈を実施し、反射法地震探査から見る能登半島沖～佐渡沖～新潟沖における日本海ひずみ集
中帯の構造発達を把握する。
2) 海底地震計による屈折法・広角反射法地震探査・新潟沖・大和海盆から佐渡海嶺、最上トラフ、1964 年新潟地震震源域である粟島沖において海底地震計 58 台を用いた屈折法・広角反射法地震探査を実施し、地震波速度構造イメージを求めた。
・暫定的であるが、地殻の厚さは大和海盆では約 18km、佐渡海嶺では約 24km と推定される。新潟沖の大和海盆は佐渡島北西沖の同海盆の上・中部地殻の厚さ、P 波速度と類似している。大和海盆から佐渡海嶺にかけて、P 波速度約 5.6-6.5km/s をもつ上・中部地殻の厚さの変化は、P 波速度約 6.5-7.6km/s をもつ下部地殻の厚さ変化に比べて大きい。
・佐渡海嶺下の下部地殻上部では、まわりに比べ、P 波速度が速い速度を示している。最上トラフから 1964 年新潟地震震源域付近である粟島沖にかけては、堆積層および上・中部地殻（P 波速度 1.6-6.5km/s）が激しく変化している。この変化は地質構造と対応し、佐渡島から西会津地域にかけての堆積層および上・中部地殻の特徴と類似していることが推測される。
・大和海盆～佐渡島～西会津地域の P 波速度構造イメージと海域のマルチチャンネル反射
法地震探査、陸上の浅部反射法地震探査結果から、北部富山トラフ東縁を境に、西側では正断層、東側では逆断層が卓越していることが推測される。また、北部富山トラフの下部
地殻下部の相対的に P 波速度が速い特徴と地殻内に複数の反射面の存在から、 マントル物
質の付加の影響があることが推測され、この付加の影響は 北部富山トラフと同様な特徴をも242

つ佐渡海盆においてもあることが推測される。
・今後は、この新潟沖・大和海盆から佐渡海嶺、最上トラフ、新潟地震震源域付近である
粟島沖にかけての暫定的な結果を基に初期モデルを再度構築し、初動走時を用いたトモグ
ラフィックインバージョン、反射波走時を用いた走時マッピング法を行い、より詳細な速度構造分布（特に下部地殻）を求める。さらに、求めた結果を 2009 年度に実施した佐渡
島北西沖大和海盆から西会津に至る地域の速度構造と比較し、非ひずみ集中帯である大和海盆から日本海東縁ひずみ集中帯への速度構造の遷移やひずみ集中帯の地殻変形構造の特徴を把握する。
(e) 引用文献
1) Okamura, Y., T. Ishiyama, and Y. Yanagisawa, Fault-related folds above the source
fault of the 2004 mid-Niigata Prefecture earthquake, in a fold-and-thrust belt caused
by basin inversion along the eastern margin of the Japan Sea, J. Geophys. Res., 112,
B03S08, doi:10.1029/2006JB004320., 2007.
2) 気象庁，地震年報 DVD-ROM 版，19，2008.
3) Abe, K., Re-examination of the fault model for the Niigata earthquake of 1964, J.
Phys. Earth, 23, 349-366, 1975.
4) 草野富二雄・浜田信生, 1964 年新潟地震の余震分布再調査結果について, 地震 2, 44,305-313, 1991.
5) Satake, K. and K. Abe, A fault model for the Niigata, Japan, earthquake of June 16,
1964, J. Phys. Earth, 31, 217-223, 1983.
6) Mori, J. and T. Born, Seismological evidence indicating rupture along an eastward
dipping fault plane for the 1964 Niigata, Japan Earthquake, J.Phys. Earth, 33,
227-240, 1985.
7) 岡村行信・佐藤幹夫・宮崎純一, 新潟沖大陸棚の活構造－とくに新潟地震との関係について－, 地震 2, 46, 413-423, 1994.
8) 産業技術総合研究所, 海域活構造の地形地質調査, ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究に関する運営委員会, 2, 4-2, 2011.
9) 東京大学地震研究所, 海域における自然地震観測, ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究に関する運営委員会, 2, 1-2, 2011.
10) Taner, M. T., F. Koehler, and R. E. Sheriff, Complex seismic trace analysis,
Geophysics, 44, 1041-1063, 1979.
11) 辻 健・松岡 俊文・中村 恭之・徳山英一･倉本真一･Bangs, Nathan L., 自己組織化マップを用いたサイスミックアトリビュート解析による南海トラフ沈み込み帯におけるプレート境界面の物性評価, 物理探査, 57, 2, 121-134, 2004.
12) Okamura, Y., M. Watanabe, R. Morijiri, and M. Satoh, Rifting and basin inversion
in the eastern margin of the Japan Sea, Isl. Arc, 4, 166– 181, 1995.
13) 篠原雅尚・末広潔・松田滋夫・小沢和夫，DAT レコーダーを用いたディジタル大容量
海底地震計, 海洋調査技術, 5, 21-31, 1993.
24314) 金沢敏彦・塩原肇, 多点・高密度観測に適した海底地震計の開発，地球惑星科学関連
学会 1994 年合同大会予稿集，2, 240, I11-282，1994.
15) 林田政和・浜本文隆・田中喜年・松本正純, 大東海嶺群における精密地殻構造調査，
海洋情報部技報，23, 240, 33-45，2005.
16) Zhang, J., and M. N. Toksöz, Nonlinear refraction traveltime tomography,
Geophysics, 63, 1726-1737, 1998.
17) Zhang, J., U. S. t. Brink, and M. N. Toksöz, Nonlinear refraction and reflection
travel time tomography, J. Geophys. Res., 103, 29743-29757, 1998.
18) Fujie, G., A. Ito, S. Kodaira, N. Takahashi, and Y. Kaneda, Confirming sharpbending of the Pacific plate in the northern Japan trench subduction zone by applying
a traveltime mapping method, Phys. Earth Planet. Inter., 157, 72-85, 2006.
19) Nishizawa, A., and A. Asada, Deep crustal structure off Akita, eastern margin of
the Japan Sea, deduced from ocean bottom seismographic measurements, Tectonophys.,306, 199-216, 1999.
20)西坂弘正・篠原雅尚・佐藤利典・日野亮太・望月公廣・笠原順三，海底地震計と制御震源を用いた北部大和海盆,秋田沖日本海東縁部海陸境界域の地震波速度構造, 地震2, 54,
365-379, 2001.
21) White, R.S., D. McKenzie, and R.K. O'Nions, Oceanic crustal thickness fromseismic measurements and rare earth element inversions, J. Geophys. Res., 97,
19683-19715, 1992.
22) Iwasaki, T., W. Kato, T. Moriya, A. Hasemi, N. Umino, T. Okada, K. Miyashita, T.
Mizogami, T. Takeda, S. Sekine, T. Matsushima, K. Tashiro, and H. Miyamachi,
Extensional structure in northern Honshu Arc as inferred from seismic
refraction/wide-angle reflection profiling, Geophys. Res. Lett., 28, 2329-2332, 2001.
23) 佐 藤 比 呂 志 ・ 岩 崎 貴 哉 ・ 蔵 下 英 司 ・ 加 藤 直 子 , 反 射 法 ・ 屈 折 法 に よ る 地 殻 構 造 調 査(2-1)会津－佐渡測線地殻構造探査, ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究（平成 21 年度）
成果報告書，文部科学省研究開発局・（独）防災科学技術研究所, 181-227, 2010.
24) 石山達也・佐藤比呂志・加藤直子・豊島剛志・戸田茂, 反射法・屈折法による地殻構
造調査(2-3)佐渡島・国中南断層帯の浅層反射法地震探査, ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究（平成 21 年度）成果報告書，文部科学省研究開発局・（独）防災科学技術研究所,
231-235, 2010.
25) 石川有三，残された空白域，月刊海洋号外，No.7, 102-107，1994.
26) 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，201pp.，2002.
(f) 成果の論文発表・口頭発表等
著者

題名

発表先

発表年月日

佐藤壮，野徹雄，高橋成実，小屈折法・広角反射法探査に日本地球惑

平成 22 年 5

平秀一，金田義行，佐藤比呂志

よる佐渡島北西沖～西会津

星科学連合

月 27 日244

地域の地震波速度構造

2010 年大会

野徹雄，清水賢，小平秀一，高反射法地震探査によるスト

日本地球惑

平成 22 年 5

橋成実

リーマーケーブルの曳航深星科学連合

月 27 日度を変えた地殻構造イメー

2010 年大会

ジングの実験
野徹雄，佐藤壮，高橋成実，小反射法地震探査から見る富日本地球惑

平成 22 年 5

平秀一，金田義行

山トラフ～大和海盆の地殻

星科学連合

月 28 日構造2010 年大会

佐藤壮，野徹雄，高成実，小平

屈折法・広角反射法探査に2010 年日本

平 成 22 年

秀一，金田義行，加藤直子，蔵よる佐渡島北西沖－西会津

地震学会秋

10 月 28 日

下英司，石山達也，越谷信，吉地域の地殻・最上部マント季大会

田武義，豊島剛志，石川正弘， ル構造
戸田茂，斎藤秀雄，阿部進，佐藤比呂志
Fall 平 成 22 年

Takeshi Sato, Tetsuo No,

Crustal structure off the

AGU

Narumi Takahashi, Shuichi

northwestern Sado Island

Meeting

Kodaira, Yoshiyuki Kaneda,

in the eastern margin of

2010

Naoko Kato, Eiji Kurashimo,

the Japan Sea deduced

Tatsuya Ishiyama, Shinfrom seismic refraction

Koshiya, Takeyoshi Yoshida,

and reflection surveys

12 月 13 日

Tsuyoshi Toyoshima,
Masahiro Ishikawa,
Shigeru Toda, Hideo Saito,
Susumu Abe, Hiroshi Sato
佐藤壮，野徹雄，高橋成実，小マルチチャンネル反射法探Blue Earth 平成 23 年 3平秀一，金田義行

査および屈折法・広角反射

'11

月8日

法地震探査による日本海東縁部・佐渡島北西沖～酒田沖の地殻構造イメージング
Blue Earth 平成 23 年 3野徹雄，高橋成実，佐藤壮，小「ひずみ集中帯の重点的調

平秀一，金田義行

査観測・研究」による 1964 '11
年新潟地震震源域付近～大和海盆における地殻構造探査（KR10-10 航海）g) 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
245

月8日

なし
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 年度は、庄内沖～秋田沖の海域で深海調査研究船「かいれい」を用いて、マルチチャンネル反射法地震探査と海底地震計による屈折法・広角反射法地震探査を行う予定
である（図 12）。取得されたデータを処理・解析作業を行い、庄内沖～秋田沖の海域における反射法イメージングと速度構造を把握する。
調査予定海域においては、過去に 1833 年庄内沖地震や 1983 年日本海中部地震が発生している。また、1833 年庄内沖地震と 1983 年日本海中部地震の間には過去に大地震が発生
した履歴が確認されておらず、地震空白域との指摘がある 25)26) 。さらに先行研究により、1983 年日本海中部地震や 1993 年北海道南西沖地震など日本海東縁で生じた M7 後半クラスの大地震は日本海盆と東北日本島弧縁辺部が接する場所で、且つ地殻の厚さが急変する
場所で起きており、日本海盆と大和海盆での海陸境界部における地殻構造およびテクニク
スが日本海東縁における地震発生と関係するとの指摘がある 26) 。
調査結果を用いて、調査海域の断層イメージングと変形構造の発達について研究を実施
し、地震空白域から 1983 年日本海中部地震にかけての地殻構造の変化や大和海盆から日本海盆への遷移域における地殻構造とひずみ集中帯との関係について検討する。

246

図1

[右図]本研究の調査海域図。赤線がマルチチャンネル反射法地震探査測線、●印が海底地震計設置点。[左図] 気象庁一元化震源と地震年報 DVD -ROM 2) に収録されている
データによる日本海東縁の震源分布図（●印、深さ：0～50 km、期間：1923～2010 年、マグニチュード：M J ＞3）と日本海東縁ひずみ集中帯の分布 1) （●点分布）。

図2

本研究で用いた海洋研究開発機構深海調査研究船「かいれい」のマルチチャンネル

反射法地震探査システムと本研究における主なデータ取得仕様。
247

図3

図4

本研究で得られた測線 EMJS1003 における時間マイグレーション断面。

測線 EMJS1003 における 1964 年新潟地震震源域付近の時間マイグレーション断面。

星 印 は 気 象 庁 に よ る 1964 年 新 潟 地 震 の 本 震 の 位 置 。 右 上 図 の 震 源 分 布 は 草 野 ・ 浜 田(1991) 4) の結果、活構造図は岡村・他(1994) 7) からの引用。

248

図5

測線 EMJS1005 および EMJS1006 における 1964 年新潟地震震源域付近の時間マ

イグレーション断面。星印は気象庁による 1964 年新潟地震の本震の位置。右図の震源分
布は草野・浜田(1991) 4) の結果、活構造図は岡村・他（1994） 7) からの引用。

249

図6

測線 EMJS1003・EMJS1005・EMJS1007・EMJS1009 における最上トラフから佐渡海嶺における時間マイグレーション断面を用いた反射強度のサイスミックアトリビュー
ト解析結果。

図7

測線 EMJS1007 における大和海盆の時間マイグレーション断面。
250

図8

OBS21 の観測記録

横軸は震央距離、縦軸は 8 km/s で補正した走時を示す。

図9

OBS49 の観測記録

横軸は震央距離、縦軸は 8 km/s で補正した走時を示す。

251

図 10

新潟沖・大和海盆～粟島沖の（測線 EMJS1003）暫定的な P 波速度構造イメージ

図 11

新潟沖・大和海盆～粟島沖の暫定的な P 波速度構造イメージ（上）と佐渡島北西沖・

大和海盆～佐渡島～西会津地域の P 波速度構造イメージ（下）

252

図 12

平成 23 年度に実施予定の地震探査測線図（今後の調整により変更される可能性がある）。赤線が平成 23 年度反射法地震探査予定測線、●が平成 23 年度に海底地震計を設置する予定点、黒線が平成 21 年度～22 年度反射法地震探査実施済測線、●が平成 21 年度～22 年度に海底地震計を設置した地点。●が 気象庁一元化震源及び地震年報 DVD-ROM 2) に収録されているデータによる日本海東縁の震源分布図（深さ：0～50 km、期間：
1923～2010 年、マグニチュード：M J ＞3）。

253