３．２

制御震源を用いた地殻構造探査

３．２．１

反射法・屈折法による地殻構造調査

目

次

(1)

業務の内容・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・180(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(f) 引用文献(2)

平成２２年度の成果・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・182(2-1）東山－三島測線地殻構造探査・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・182(a) 業務の要約(b) 業務の実施方法及び成果
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) 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(2-2）悠久山断層を横切る浅層反射法地震探査・・・・・・・・・・・・・・・・・228(a) 業務の要約(b) 業務の実施方法(c) 業務の成果(d) 結論ならびに今後の課題(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
178

(3)

平成２３年度業務計画案・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・233

179

(1)

業務の内容

(a) 業務題目

反射法・屈折法による地殻構造調査(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
同
同
国立大学法人東北大学理学研究科
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
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
国立大学法人岩手大学工学部
国立大学法人愛知教育大学教育学部
国立大学法人東北大学理学研究科

役職
教授
教授
准教授
助教
助教
助教
特任研究員
技術職員
教授
教授
グループリ
ーダー
教授
教授
教授

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

講師
准教授

小林 健太
石川 正弘

准教授
准教授
准教授
助教

工藤 健
越谷 信
戸田 茂
武藤 潤

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。
震源断層を直接、三次元的にイメージングするのは理想ではあるが、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から現実的ではない。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180

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った。測線周辺の地質データをもとに地質断面図を作成した。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した。
3) 平成２２年度：東山から三島を経て日本海に至る 70km の区間について、海陸統合地殻構造探査を実施し、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。

図 1

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。

181

4) 平成２３年度：六 日 町 - 直 江 津 沖 の 約 7 0 k m 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 、 六 日 町
断層帯・十日町断層帯・高田平野東縁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 。高 田 平 野 東 縁 断 層 ・鳥越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。
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。
高田平野西縁断層帯、月岡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２２年度業務目的
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。
(f) 参考文献
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.
(2) 平成２２年度の成果（2-1）東山－三島測線地殻構造探査
佐藤比呂志・岩崎貴哉・石山達也・加藤直子（東京大学地震研究所）(a) 業務の要約
越後山脈から東山丘陵を経て出雲崎に至る 70km 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。東山丘陵の東側には中角度で東に傾斜す
る伏在活断層が分布する。長岡市北部の平野下には東傾斜の伏在活断層が存在する可能性が高い。また、長岡平野西縁断層帯の一部である西山丘陵の鳥越断層は低角度のデタッチ
メントを経て、出雲崎で中角度となる西傾斜の断層であり、大局的には中越地震の震源断層の上盤に形成された副次的な断層であることが明らかになった。
(b) 業務の実施方法及び成果
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182

中心とした堆積物が分布する。リフト期に形成された正断層はその後の短縮変形によって逆断層として再活動し、褶曲-断層帯を形成している。この地域で震源断層モデルを構築するためには、これらの堆積層より下の構造についても明らかにする探査が必要である。
平成 22 年度には、2007 年中越沖地震（M6.8）震源域の北部を西北西-東南東に横切る
長さ 70 km の測線を設定した(図 1, P206)。この地域は、地形的な特徴によって東から越後山脈、越後（新潟）平野、西山（東頸）丘陵、出雲崎沖の区間に区分される。
測線沿いの越後山脈には、構造区未定のぺルム系、足尾帯のジュラ紀付加体、後期白亜
紀から古第三紀に貫入した花崗岩類から構成される (1 、 2) (図 2, P206)。ペルム系は泥岩を基質として多種にわたる岩塊を含む混在岩、砂岩泥岩互層からなる。足尾帯のジュラ紀付
加体コンプレックスは、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。また、これらを不整合で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。測線周辺の越後山脈東縁には、鮮新世〜中期更新世に活動した
カルクアルカリ岩系の安山岩を主体とする守門火山が分布する 1) 。
越後山脈の西縁は新発田-小出線 3) で限られ、西方の東山丘陵と接する(図 3, P207)。東山丘陵には、新第三系〜第四系が分布し、北北東-南南西方向の軸跡を有する複背斜構造を示す。新第三系は、新潟堆積盆地の主要部とは異なる層相を示し、とくに寺泊階・椎谷階
ではデイサイトや安山岩の火山噴出物が堆積した。これらは海域で堆積したもので、海成泥岩や砂岩を含む。丘陵中軸部では石油公団による基礎試錐が掘削され、3 km に達する
地下地質が明らかにされている 4) 。新潟油田地域の西山階・灰爪階に対比される鮮新世以降の地層は、上方粗粒化、浅海化を示し、上部には非海成層である魚沼層が分布する。これらの地層中のテフラについては、詳細な研究が行われ、広域対比や年代測定が行われている 5 ）。東山丘陵には荷頃背斜や東山背斜などの背斜が分布する。いずれも西翼急傾斜、
東翼緩傾斜の非対称褶曲である(図 4, P207) 6) 。東山丘陵の西縁には、悠久山断層などの活断層が分布する 7) 。長岡市が位置する越後平野下ではその東部に位置する三島で深さ 6.3
km のボーリングが実施され、厚い新第三系が分布することが明らかにされている 8) 。ボーリング最下部では中新世の泥岩が分布し、ボーリングからは新第三系の基盤は明らかにされていない。平野下では魚沼層も参加した緩い褶曲構造の存在が知られている 9) 。また、平野下には椎谷層から西山層にかけての安山岩質火山噴出物が広く分布している 9) 。
西山丘陵（東頸城丘陵）では、軸跡 NNE-SSW 方向の褶曲をなす、主として鮮新世以降の地層が分布する 10) 。下位より寺泊層・椎谷層・西山層・灰爪層・魚沼層などで、主として海成の堆積岩から構成され上方浅海化、粗粒化を示す。出雲崎周辺の尼瀬背斜で寺泊層が分布し、より上位の地層が小木ノ城背斜などを構成する。小木ノ城背斜に沿っては、2007
年中越沖地震の際に背斜軸部に沿った幅の狭い領域で地殻変動が現れた 11 ）。小木ノ城背斜は、両翼 70 度を超える尖頭背斜をなす。西山丘陵の東縁には、鳥越断層が分布する。鳥越断層 12) は西側隆起の逆断層であり、先端部では過去 7,400 年間に 11m の上下変位が報告されている 13, 14) 。西山丘陵については、資源探査を目的として民間による反射法地震探査の他、石油公団によっても探査が実施され、三島の深部ボーリングと併せて地下構造

183

が推定されている。地下構造については二つの異なる解釈があり、一つは鳥越断層が高角度のまま地下に伸びるとする考えと 15 ）、もう一つは寺泊層分布域に水平なデタッチメントが形成されているという考えである 16 ）。これらの異なるモデルは想定する震源断層に大きな相違をもたらす 17 ）。また、2007 年中越沖地震は東傾斜の逆断層によって発生したが北部では西傾斜の断層も活動しており、これらの震源断層と鳥越断層の関係は活断層の長期評価の観点から重要な問題である。
このため本調査では、2007 年中越沖地震震源域の北部を通過する測線を設定し、出雲崎沖から西山丘陵を経て、長岡市北部の越後平野を横断し、東山丘陵を越え、越後山脈の新潟-福島県境に至る、計 70km の区間を設定して海陸統合構造探査を行った。
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)の協力を得て実施した「海陸境界域調査研究班(東山-三島測線)」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と知見を有している。
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行った。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。
また、データ取得に当たっては、新潟県防災企画課、同水産課、新潟県漁連、長岡および魚沼市などの他、沿線住民の皆さまのご協力を得た。記して謝意を表す。
2) データ取得a) 調査測線
本調査測線は、新潟県中越地方中央部やや北側を東北東-南南西方向に横断する約 70km区間であり、下記の海域約 15km 区間と陸域約 55 区間から構成される。（図 1、P206）。
ⅰ)海域区間新潟県三島郡出雲崎町大字尼瀬の海岸を基点とする西北西方向約 15km の直線区間。このうち海岸から約 6km 区間について海底敷設型受振ケーブルを設置した。
ⅱ)陸域区間新潟県三島郡出雲崎町大字尼瀬の海岸を基点として、東南東方向に東頸城丘陵を越え、長岡市市街地の北側を通って平野部を横断し、魚沼丘陵を南東方向に越えて魚沼市高倉に至り、さらに国道 252 号線沿いに福島県境付近の魚沼市大白川に至る約 55km 区間。この区間のうち、海岸から信濃川西岸に至る西側約 16 km 区間には主として有線テレメトリ
ーシステムによる受振測線を設置し、同区間のうち海岸寄りの一部及び信濃川東岸より東側の約 39 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。

184

表1

受振展開仕様一覧

展開区間
測線長 *
受振器

受振器/点
探鉱機

海上区間
6km
ハイドロフォン
SH001(3Hz)
三成分加速度計DSU428Single Sensor
・海底敷設ケーブル
SeaRay (Sercel Inc.)

陸上区間（信濃川以西）
16km
ジオフォン
SM7/SM24(10Hz)

陸上区間（信濃川以東）
39km
ジオフォン
SM7/SM24(10Hz)

3 個組または 9 個組
・有線テレメトリーシステム
GDAPS4-A (㈱ 地 球 科 学 総 合 研 究

3 個組または 9 個組・独立型受振システム
MS2000D (㈱ 地 球 科 学 総 合 研 究所)

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

25m
240

25m
973

50m
804
*)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 22 年 6 月 10 から同年 6 月 26 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を実施した。各作業の実施日は以下のとおりである。
受振ライン設定[陸上区間]……………….

6/10～6/15

受振ライン設定[海底敷設区間]…………

6/14～6/15

反射法測定作業[バイブロサイス]………

6/14～6/16（低重合発震区間）

6/16～6/19（稠密発震区間）*日中観測
6/20～6/22（稠密発震区間）*夜間観測
反射法測定作業[エアガン] ………………6/20～6/22
屈折法測定作業[バイブロサイス]…….…6/20～6/22 *夜間観測
屈折法測定作業[エアガン]……………….6/20, 6/22
屈折法測定作業[ダイナマイト].…………6/19(6/20 未明), 6/20(6/21 未明)
受振ライン撤収[陸上区間]……………….6/23～6/25
受振ライン撤収[海底敷設区間]....………

6/23

尚、測量作業はこれより先行して同年 6 月 2 日から 6 月 23 日にかけて実施した。測量作業の詳細は後述する[ d)測量作業 ]。
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
震の各作業について、その概要を記述する。
ⅰ) 受振器設置
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5、P208）。海岸から約 250m 区間の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、原則として 25 m 間隔で設置した木杭位置に受振器を設置した。これより東側の信濃川西岸に至る有線テレメトリーシステム設置区間では、調査測

185

線に沿って 25m 間隔で設置した木杭を目印にして受振器、データ伝送装置(RSU)、及びバッテリーユニットを設置した。信濃川より東側の独立型受振システム設置区間では、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測線方向
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、出雲崎町大字尼瀬の出雲崎
漁港西端の防波堤外側の海岸を基点とする N62°W 方向の 6km 区間に亘って敷設した（図6、P208）。ケーブル敷設位置における水深は、海岸から約 800m の岩礁地帯縁辺部で階段的に約 15m まで深度を増した後、これより沖側ではほぼ一定の緩やかな傾斜を示し、海岸から約 3.5km 地点の水深約 35m を境に傾斜を増して西端の深度約 83m に至る。設置作業は、小型航法システムを備えたケーブル敷設作業船（第 18 海工丸、174t）を使用した。
予め設定された測線位置に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した。ただし、出雲崎漁港から沖合約 800m までの岩礁地帯については、水深が浅く海底面形状も不規則でケーブル敷設船の進入に危険が伴うため、小型漁船による敷設作
業をおこなった。このため、この区間のケーブル敷設位置はやや蛇行した形状となっている。
ⅱ) バイブレータ発震
陸域測線の全域においてバイブレータによる稠密反射法発震及び低重合反射法発震を実施した（図 7、P208）。稠密反射法発震は、海岸から東頸城丘陵、越後平野を横断して魚沼丘陵頂部付近に至る区間で実施し、発震点間隔は 150m を標準とした。ただし、越後平野西縁部に位置する鳥越断層上盤側（西側）の一部区間については、断層浅部構造イメー
ジングの高分解能化を目的として、より高密度の発震を実施した（発震点間隔 100m）。低重合反射法発震は、魚沼丘陵頂部付近から測線東端に至る区間で実施し、発震点間隔は250m を標準とした。また、計 5 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。低重合反射法発震は全て日中作業とした。
各発震作業における受振展開は以下のとおりである。
稠密反射法発震………

全受振点による固定展開（OBC を含む）

低重合反射法発震……

原則として片側展開長 10km 以上（陸上受振点のみ）

集中発震………………

全受振点による固定展開（OBC を含む）

スィープ周波数は、対象が深度 6000m 以上の深部に及ぶことを考慮して、6-40 Hz（稠密反射法発震及び低重合反射法発震）及び 6-30 Hz（集中発震）とした。
ⅲ) エアガン発震
OBC 敷設測線上 6km 区間及び延長線上 9km の計 15 km 区間においてエアガン発震作業を実施した（図 8、P209）。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

186

受振点及び OBC による固定展開とした。なお、海上調査測線が 2007 年中越沖地震震源域の北限付近にあたることを考慮して、OBC 測線上及び延長線上の発震に加えて、南側に約1.3km オフセットさせた発震測線上でも発震作業を実施した。
エアガン震源は、相互干渉型エアガン(総容量 3020 cu.in.,圧力 2000 psi)であり、総トン数 1292t の海洋調査船「かいゆう」に航測システムと共に艤装された。発震深度は、8 m
または 16m とし、水深約 18m 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、小型漁船（旭丸、6t）に小型エアガン（総容量 60 cu.in.,圧力 2000 psi）を搭載し、発震深度を 2m として発震を実施した。ただし、岩礁地帯は起伏が大きく、エ
アガンの曳航は危険なため、発震を実施していない。
屈折法及び広角反射法集中発震は、OBC 敷設測線上及び延長線上において発震点間隔
を 5 km として計 3 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。
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 9、P209）。
SP-5D…新潟県長岡市三島上条桜清水 812-1
発震薬量: 100 kg、坑底深度: 35.15 m、薬頭深度: 25.22 m
発震時刻…平成 22 年 6 月 20 日午前 03 時 12 分 10.760 秒
SP-10D…新潟県長岡市栗山沢字外山 10
発震薬量: 100 kg、坑底深度: 35.14 m、薬頭深度: 25.36 m
発震時刻…平成 22 年 6 月 21 日午前 04 時 42 分 10.534 秒
SP-11D…新潟県魚沼市大白川地内

林道柿の木川線（地番無し）

発震薬量: 100 kg、坑底深度: 35.3 m、薬頭深度: 25.3 m
発震時刻…平成 22 年 6 月 20 日午前 00 時 02 分 10.620 秒
SP-12D…新潟県魚沼市大白川字浅草山 国有林 221 ぬ林小班
発震薬量: 100 kg、坑底深度: 35.1 m、薬頭深度: 25.15 m
発震時刻…平成 22 年 6 月 21 日午前 03 時 12 分 10.459 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。
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

187

表 2 稠密反射法データ取得仕様一覧
発震区間
発震区間長
受振区間
受振区間長
震源

エアガン容量及び圧力
エアガン発震深度
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
記録長海上発震区間15km
・海底敷設ケーブル・陸上展開（全域）61km（投影測線上）
大型エアガン(BOLT 1500LL + 1900LLX)
小型エアガン(BOLT 600B)
大型：3020cu.in./2000psi
小型：60cu.in./2000psi
大型：8m, 16m
小型：2m
25m
955 点
2017

陸上稠密発震区間
30km（投影測線上）・海底敷設ケーブル・陸上展開（全域）61km（投影測線上）
大型バイブレータ 4 台（IVI Y2400）

陸上低重合発震区間
25km（投影測線上）
・陸上展開（信濃川以東）

-

-

-

-

20s
6-40Hz8-12 回
100m～150m
209 点
2017

20s
6-40Hz8-12 回
250m
97 点
804

4ms
16s （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ）12s （ 陸 上 有 線 テ レ メ ト リ ）連続観測（ 独 立 型 受 振 シ ス テ

4ms
32s （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ）

4ms
連続観測

(*)相 互 相 関 前（独立型受振システム）ム）

30km～40km（投影測線上）
大型バイブレータ 4 台（IVI Y2400）

12s （ 陸 上 有 線 テ レ メ ト リ ）連続観測（ 独 立 型 受 振 シ ス テ
ム）

プリアンプゲイン

12dB （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ）31dB （ 独 立 型 受 振 シ ス テ（海底敷設ケーブル）
30dB （ 陸 上 有 線 テ レ メ ト リ ） ム ）30dB （ 陸 上 有 線 テ レ メ ト リ ） 31dB （ 独 立 型 受 振 シ ス テ ム ）31dB （ 独 立 型 受 振 シ ス テ ム ）0-12dB 可変

デシメーション
Linear Phase
Linear Phase
Linear Phase
フィルタ
相互相関 ＊CAS
CAS
Diversity Edit
W=4.0sec, alpha=3.0
W=4.0sec, alpha=3.0
パラメータ ＊*)海底敷設ケーブル 及 び 独 立 型 受 振 シ ス テムについては、フィールド記録を Raw データとして取得し、Diversity Edit 及び相互相関処理はデータ取得作業後に実施した。

ⅱ) 屈折法及び広角反射法調査仕様
表 3 屈折法及び広角反射法データ取得仕様一覧
発震区間
震源
受振区間
受振区間長
エアガン容量及び圧
力
発震深度
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
チャンネル数
サンプルレート

海上発震区間大型エアガン
BOLT 1500LL + 1900LLX
・海底敷設ケーブル・陸上展開（全域）61km（投影測線上）
3020cu.in./2000psi

陸上発震区間大型バイブレータ 4 台
Y2400・海底敷設ケーブル・陸上展開（全域）61km（投影測線上）-

ダイナマイト
薬量 100kg
・海底敷設ケーブル・陸上展開（全域）61km（投影測線上）-

16m
56 回～60 回
5km
3点
2017
4ms

24s
6-30Hz
100 回～125 回
5km
5点
2017
4ms

35m(坑底)、25m(薬頭)
10km
4点
2017
4ms

188

記録長

プリアンプゲイン

20s （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ）20s （ 陸 上 有 線 テ レ メ ト

20s （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ）

リ）

連続観測

20s （ 陸 上 有 線 テ レ メ ト リ ）連続観測（独立型受振システム）（独立型受振システム）

0-12dB 可変

12dB （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ）30dB （ 陸 上 有 線 テ レ メ ト（海底敷設ケーブル）
30dB（ 陸 上 有 線 テ レ メ トリ）
31dB（ 独 立 型 受 振 シ ス テム）(*)相 互 相 関 前

64s （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ）64s （ 陸 上 有 線 テ レ メ ト リ ）連続観測（独立型受振システム）

12dB （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ）30dB （ 陸 上 有 線 テ レ メ トリ）リ）

31dB （ 独 立 型 受 振 シ ス テ

31dB （ 独 立 型 受 振 シ ス テム）ム）

デシメーション
Linear Phase
Linear Phase
Linear Phase
フィルタ
相互相関 ＊
CAS
W=4.0sec, alpha=3.0
Diversity Edit
パラメータ ＊*)海底敷設ケーブル 及 び 独 立 型 受 振 シ ス テムについては、フィールド記録を Raw データとして取得し、Diversity Edit 及び相互相関処理はデータ取得作業後に実施した。

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 25m 間隔（信濃川東岸より東側では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、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作業範囲を決定した。
[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] 発震船の誘導: エアガン発震船の誘導は、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

189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] 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、P209 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、海底受振区間及び東頸城丘陵の静穏な林道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 40 dB 以上に達するの差異が認められる。
また、日中と夜間のノイズレベルを比較すると、陸域においては約 20 dB の差が認められる。図 11、P210 にはダイナマイト屈折初動振幅の距離減衰を示した。
図 12～16、P210～212 に屈折法及び広角反射法発震記録例、図 17、P213 にエアガン
発震記録例、図 18～19、P213～214 にバイブレータ発震記録例を示す。
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、測線東端の SP12D を除き受振測線全域
で極めて明瞭に捉えられている。SP12D については測線全域において初動を追跡することは十分可能であるのものの、越後平野内及び東頚城丘陵内の受振点において部分的に S/N比の低い区間が認められる（図 13、P211）。深部反射イベントについては、越後山脈側の3 点（SP10D～12D）については、地殻中部から深部（往復走時 6 秒～9 秒）に西傾斜と思われる比較的明瞭な反射波群を見出すことができる（図 13、P211）。これに対して東頸
城丘陵頂部の SP5D では、NearVertical 領域に明瞭な反射波は認め難く、オフセット距離
7km 以上の広角領域において地殻中上部（往復走時 7 秒程度）からと思われる反射波イベ
ントが視認される（図 12、P210）。
計 3 点のエアガン集中発震記録は、いずれの発震記録においても測線全域で明瞭な初動が認められる。海陸境界域においては、いずれの発震点においても海側（西側）に傾斜す
る極めて明瞭な反射波（往復走時約 3.5 秒：SP3A の場合）が認められる（図 14、P211）。
また、陸寄りの発震（SP2A 及び SP3A）では、オフセット距離約 25 ㎞～約 40 ㎞の広角領域において往復走時 10 秒前後の反射イベントが認められ、地殻中～下部の何らかの境界面を捉えている可能性がある（図 14、P211）。
計 5 点で実施されたバイブレータ集中発震については、いずれの発震点についても受振測線全域で屈折初動の追跡が可能である。ただし、東頸城丘陵西側の SP4V 及び越後平野
西側の SP6V では西山丘陵から越後山地にかけての受振記録に不明瞭な区間が認められる。
越後平野区間中央部から西山丘陵にかけての 3 点（SP7V、SP8V、SP9V）については、

190

全域で極めて明瞭な初動が確認できる。深部反射波については、ダイナマイト発震記録と同様に測線東側で顕著な反射イベントが認められる。越後平野縁辺部の SP8V 及び西山丘
陵頂部付近の SP9V では、東側の越後山地側の受振展開で往復走時 8 秒～10 秒の間に反射イベントが認められ、地殻中下部の西傾斜面に対応するとが想定される（図 16、P212）。
b) 稠密反射法記録
エアガン反射法発震記録では、OBC 展開の全域で屈折初動及び往復走時約 5 秒に至る西傾斜の明瞭な反射イベントが認められる。陸上受振区間の屈折初動はいずれの発震点においてもオフセット距離 15km ㎞以上まで容易に視認でき、鳥越断層を越えて越後平野内に到達している（図 18、図 19、P213、214）。海陸境界域の深部反射イベントは発震記録上では必ずしも明瞭ではないが、後の重合処理の過程で反射波が含まれることが確認されている。
バイブレータ反射法発震記録は、過去 2 年度の調査（H20 年度「三条-弥彦沖測線」、
H21 年度「佐渡-会津測線」）と比較すると S/N 比は全般的に非常に良好である。これは、本調査測線が越後平野区間の中央部やや東寄りの区間（長岡市市街地の北側にあたる）及び東頸城丘陵西側の出雲崎町の市街地区間を除いてノイズレベルが低いことに加え、平野部において表層の低速度層が薄いことなど発震側の表層地質条件が良好であったためと考えられる。夜間発震記録では、屈折初動がオフセット距離 20km 以上まで明瞭なものが多く、日中観測記録でも概ね 10km 以上、良好な記録では 20km 程度までの屈折初動が追跡可能である。反射波については、平野部の記録では往復走時 3 秒程度までは容易に反射イ
ベントを識別することが出来る。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。丘陵区間では短波長の複雑な褶曲構造を反映して反射イベントは錯綜しているが、概ね 2 秒程度までは反射イベントとして識別可能である。
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 20、P214 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 21、P215 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 22、P216）、重合後時間マイグレーション断面（図 23、P217）、重合時間断面に対する深度変換断面（図 24、P218）、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 25、P219）を得た。
表4

反射法データ解析パラメータ一覧

反射法データ解析項目

パラメータ

ジオメトリー設定

座標系： BESSEL 楕円体/UTM54 系

191

CMP 間隔： 25 m
屈折初動解析

陸上発震受振区間
インバージョン対象オフセット範囲： 最大 40 0m
空間ブロックサイズ： 1000m

初動ミュート

ミュート開始位置： 解析対象反射波走時手前

20 msec

テーパー長： 100 msec
ゲート長： 1000msec

振幅補償

自動振幅調整デコンボリューション

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： 4 msec
オペレータ長： 250 msec
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 %浮動基準面に関する静補正

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
海上区間： 平均海水面

速度解析

解析内容： 重合速度
解析点間隔： 1km
解析速度数： 50 (1450 m/s – 6000 m/s)

残差静補正

時間シフトの最大許容値： 16msec
時間ウィンドウ： 500 msec –1500 msec / 500 msec –2500 msec
CMP 重合NMO ストレッチファクター： 99
NMO 後ミュート： アウトサイド/インサイド、CMP 毎に設計
重合前振幅調整： AGC 300 msec
標準重合数： 1044
オフセット範囲： 0 – 50 km

帯域通過フィルター

オペレータ長： 400 msec
通過帯域： 3 – 40 Hz

周 波 数 -空 間 領 域 フ ィ ル タ

空間オペレータ長： 5 CMPs

ー

空間ウィンドウ長： 50 CMPs
時間ウィンドウ長： 750 msec

時間変化フィルター

4 – 35 Hz ( 0 - 1000 msec )192

4 - 30 Hz ( 1000 - 2000 msec )4 - 25 Hz ( 2000 - 5000 msec )3 - 25 Hz ( 5000 - 12000 msec )時間マイグレーション

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： 15 km
最大地層傾斜角： 15 - 45 度（空間および時間方向に変化）

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。
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 26、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、図 27、P220 の青線で示す投影測線を設定して Turning-ray を仮定した初動走時
トモグラフィにより速度構造の推定を行なう。
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193

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

離,

は i 番目の波線に関する観測走時及びは i 番目の波線に関する計算走時である。

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 28、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。
[4] 平均化速度モデルを初期モデルとするトモグラフィ再計算の実施
初期モデルランダム化による速度モデルおよび信頼度の推定では、多数の初期モデルについてトモグラフィ解析を行い、全ての結果の平均化により統計的最尤な速度モデル(平均速度モデル)と確からしさの空間分布(標準偏差分布)が提供される。一方で、速度構造が急変するような場所では初期モデルへの依存性が大きく、初期値毎に推定される速度構造がバラつきを持つことがある。その結果、平均化により速度構造は平滑化されて境界が不明
瞭となり、同時にその周辺では標準偏差値が高くなると考えられる。 そこで本解析では、
初期モデルランダム化により得られた平均速度モデルを尤もらしい初期モデルとして使用
し、再度トモグラフィ解析を実施することで速度構造を再決定することとした。図 29、

194

P221 に今回採用した二段階のトモグラフィ解析の手順を示す。
ⅱ) 本解析における特記事項[1] 海上発震データの編集
屈折法トモグラフィ解析を行うにあたり、重複する発震点と受振点の組合せに対する波線計算の無駄を省くこと、陸上発震記録と発震密度を同等にすること、初動読取の効率化と高精度化、を目的として海上エアガン発震データの再構成を行なった。大型エアガンによるオンライン発震記録および小型ガンによる浅海域発震記録標準発震間隔を 100m となるように、全 1029 点の発震記録より 142 点の発震記録を抽出し、沖から陸に向けて発震位置が順番に並ぶように並び替えて、エアガン発震記録の再構成を行なった。これにより、
陸上バイブレータ発震記録、屈折法データ（エアガン集中発震記録、ダイナマイト発震記
録、バイブレータ集中発震記録）、海上エアガン発震記録を合わせた 460 点の発震記録について解析を行った。
[2] 平均速度モデルを初期値とするトモグラフィ解析と最終速度モデル
初期モデルランダム化により標準偏差分布による信頼度評価とともに得られた平均速度
モデルは、波線密度が十分ありトモグラフィ解析による速度推定が可能な部分であっても、例えば断層によるずれの大きな場所や堆積層と基盤の境界のように速度構造が急変するところでは他の部分に比べて初期モデル依存性を大きくうける可能性が高い。そのため、初期値毎に推定される速度構造がバラつきを持ち、それらを平均化処理すると速度構造は平滑化されて境界が不明瞭になり、同時にその周辺では標準偏差値が高くなると考えられる。
図 33、P223（( iii)解析および結果の項参照)においては、平均速度モデルと対応する標準偏差分布、最終速度モデルと二つの速度モデルの差の絶対値の比較、異なる初期モデルに対するトモグラフィ解析結果を示す。推定される速度構造に初期モデル依存性、平均化による速度構造の平滑化を確認できる。また、標準偏差値の高い場所と再決定により速度値が変化した場所は良い対応を示す。本解析では、平均速度モデルを尤もらしい初期モデルとして使用し再度トモグラフィ解析を行うことにより、平均化により平滑化されて曖昧となった速度境界が復元されることが期待されるので、この解析で得られた速度構造モデ
ルを最終速度モデルとして採用することとした。
ⅲ) 解析及び結果解析に用いた初動読取結果を図 30、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。解析結果のうち、初期モデルランダム化による平均速度モデルによる結果を図 31、P222、平均速度モデルを尤もらしい初期モデルとして再度トモグラフィ解析を行い得られた最終速度モデルを図 32、P223 に示す。また、図 33、
P223 には、平均速度モデルと最終速度モデルに見られる違い、平均速度モデルに対応す
る標準偏差と両速度モデルの差、異なる初期モデルによるトモグラフィ解析結果を示す。

195

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

インバージョンパラメータ

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
平均速度モデルを初期モデルとする再解析におけるインバージョンパラメータ

70 km
陸上発震記録（バイブレータ集中発震含む）
陸上発震 311 点
陸上受振 2017 点（OBC240 点含む）
海上発震記録（データ再構成後）
陸上発震 142 点
陸上受振 2017 点（OBC240 点含む）
集中発震（エアガン集中発震、ダイナマイト発震）
海上発震 3 点
ダイナマイト発震 4 点
陸上受振 2017 点（OBC240 点含む）
格子間隔
水平方向：100m
鉛直方向：100m
格子数
水平方向：702
鉛直方向：200
格子上の走時評価間隔
水平方向：10m
鉛直方向：10m
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：±30%
104 個 (4 コア×13 ノード×2 回)
深度
速度0m
1500m/s - 3000m/s
4000m
3000m/s - 6500m/s
1500m
6000m/s - 8000m/s
上記のインバージョンパラメータと同じ

5) 解釈a) 層準の区分
地 質 断 面 図 を 作 成 す る に あ た り 、 地 表 地 質 に つ い て は 小 林 ほ か (1991) 9) ・ 小 林 ほ か(1993) 10) ・高橋ほか(2004) 2) ・新潟県(2000) 1) などを参考にした。地質断面図に表記する
地層の区分について記述する。最も下位のユニットは先新第三系の堆積岩や花崗岩を主体とするユニットである。新第三系については、最も下位のユニットは、越後山脈の三川層がある。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が重なる。越後山脈の津川層・七谷層などである。ここでは、三川層相当と津川層相当の火山噴出岩を、速度構造や反射面のパターンから区別することが困難であり、グリーンタフとして一括した。また、孔井資料によって、七谷層相当の泥岩が明記され、連続的に追跡できる場合には、七谷層をグ
リーンタフ層準から分離して表記した。尚、このユニット中の泥岩の年代は、浮遊性有孔虫化石帯、Blow の N8〜N10 帯を含む。その上位に重なる寺泊層から構成されるユニットについては、寺泊階として独立して扱った。約 13〜6Ma の年代の堆積層である 1) 。その196

上位では、椎谷階としてユニットを区分した、西山丘陵・越後平野の椎谷層、東山丘陵の荒谷層が相当する。放射年代としては、6〜3.5Ma となる。この上位では、西山層・灰爪層・魚沼層の基底を断面図上に表記した。地層の境界は岩相によって設定されているため、等時間面とは斜交する。新潟平野に堆積している広域テフラは、記載され層序が組まれている(黒川，1999) 5) 。ボーリングデータや、地表地質で相当する火山灰層が記載されている場合には、断面上でもこれを表記した。
b) 越後山脈-東山丘陵-越後平野東部区間（図 34、P224）
測線沿いの越後山脈には中古生界が露出し、低重合ではあるが東に中角度で傾斜する反射面が見られる。須原図幅によれば足尾帯の一般走向は NNW 方向で東傾斜が卓越することから、これらの反射面は足尾帯の層理面の構造を反映していると判断される。CMP12500
より西側では中部中新統の珪長質火山砕屑岩を主体とする津川層が分布する。その分布域
では東傾斜の構造を示し、東方に地層の分布が消失することから、分布域の東端に西傾斜の小規模な中新世の正断層を推定した。CMP12500 は新発田-小出線に相当し、ほぼ直線
的に新第三系と先新第三系が境される西側が低下した構造が見られる。この領域を境に、屈折トモグラフィーによる速度構造は高速度領域が西側では深くなる。CMP12500 の反射
面の不連続から西傾斜の断層が推定される。断層の西側の地表には魚沼層が分布するが、反射法地震探査面面では断層の西側で背斜を呈することから、かつての正断層が逆断層として反転した可能性が高い。尚、測線近傍ではこの断層の第四紀後期の活動を示す証拠は得られていない。測線沿いの東山丘陵には大きく二つの背斜が形成されている(図 4、P207)。
西から東山背斜とその西側の荷頃背斜である。荷頃背斜は西翼が急傾斜の非対称背斜であるが、速度構造からは先新第三系に相当する岩石は緩く西に傾斜しており、堆積層中の構造形態とは大きく異なる。速度構造からは東山丘陵下の CMP11700〜11800 の地下 5〜4
km の深度で、東に傾斜した速度の反転した構造が認められる。この構造は東傾斜の低角度の断層によって形成された可能性が大きい。この断層の浅部延長ではボーリングによれば、寺泊層が分布している。寺泊層は、一般に高圧水圧層の形成が知られており、水平な
デタッチメントが形成されやすい環境にある。この速度の逆転構造から推定される断層の深部延長については強い拘束はないが、この断層の推定深部延長部分では、中角度東傾斜の反射面が卓越するため、この反射面に調和した形状を推定した。東山丘陵西縁には活断層として悠久山断層などが知られている。この断層の詳細な構造については、（2-2）に記述しているが、基本的には寺泊層中に形成されている低角度の衝上断層とその前面に形成された西傾斜の逆断層から構成される楔状の断層によって東山丘陵の複背斜構造が形成されている。この楔型逆断層の運動に伴って、東山丘陵の西縁では魚沼層に至る諸層が西への急傾斜を示している。
c) 越後平野-西山丘陵区間（図 35、P225）
測線沿いの越後平野下には椎谷階の安山岩質火山岩が広く分布し、CMP11250 付近を軸とする背斜構造を形成している。この褶曲構造には魚沼層までの諸層が参加しており、背斜西翼部に最も上位の反射面まで参加した growth triangle（Shaw & Suppe、 1994 18) ）が形成されている。このことから、背斜西翼部に存在する伏在活断層を推定した。
CMP11400 付近に Vp 5.3km/s 層が階段状に西側に低下する部分があり、ここに断層の地
197

下延長を推定した。
先新第三系上面と推定している Vp 5.3 km/s の等速度線は西側に向かって、深度を増大させる。CMP11010 の三島でのボーリングによれば、深度 6.3km で七谷層の泥岩が分布している。この西側低下の構造については、三島のボーリング地点の間に正断層を推定した。この Vp 5.3 km/s の等速度線は西山丘陵下でさらに低下し、8-9km に分布する。一方、西山丘陵に露出する地質やボーリング資料は、西山丘陵側の隆起構造を示している。
CMP10600 のボーリングでは地下 2km でグリーンタフ層準に達しており、西山丘陵下では厚いグリーンタフが分布している。地表地質では、海岸線付近には尼瀬背斜が位置し、背斜軸部には寺泊層が分布している。この背斜は東翼急傾斜の構造を示し反射面としても深さ 8km 程度まで西傾斜の構造が卓越する。この東側ではほぼ水平な反射面が卓越しており、この境界部に西側隆起の逆断層を推定した。西山丘陵の東縁には鳥越断層が分布し、その西方の尼瀬背斜との間には小木ノ城背斜などの短波長の褶曲が形成されている。鳥越断層は低下側のほぼ水平な反射面が卓越する領域と西傾斜の反射面の境界として、45゜の西傾斜で、深さ 2km 程度まで追跡される。小木ノ城背斜など、地表では両翼が 60゜を越える尖頭背斜であるため反射断面からの構造把握は困難である。ここでは地表地質とボーリング資料を基に構造を推定した。地表周辺での波長の短い急傾斜の構造と、より深部のほぼ水平な反面が卓越する領域には、大きな構造上の隔たりがあり、鳥越断層の深部延長がほぼ水平なデタッチメントとなり、この構造差を作り出していると推定した。この判断は、石油公団(1999) 16) の解釈に類似する。このフラットの深部は、尼瀬背斜下の西傾斜のランプに連続するものと推定される。
グリーンタフ層準と推定した領域では西山丘陵下と沖合において、反射面が顕著に認識できるという特徴がある。これらの火山岩および火山砕屑岩の中で、連続的な反射面を最も形成しやすいのは、平板状の苦鉄質のシートもしくは、苦鉄質のシート状の溶岩である。
いずれにしろ苦鉄質の火成岩が卓越していることが予想される。こうした反射面に富むグリーンタフ層準のユニットは主に西山丘陵から沖合において顕著であり、類似した反射面に富むグリータフ層準のユニットは、2008 年の三条-弥彦測線 19) 、会津-佐渡測線 20) でも
弥彦-角田山周辺でも認められる。
d) 測線周辺の地質断面
測線の延長部では、中越地震後に海洋研究開発機構によって、マルチチャネルによる反射法地震探査が実施されており 21) 、最も位置の近い測線を投影して、本断面の延長にまとめて示した(図 36、P226)。この図から明らかなように、中越沖地震の震源断層は、東傾斜の逆断層であり、沖合の測線では分岐断層を作りながら西側に衝上している構造形態が描き出されている。鳥越断層からフラットを経て、尼瀬背斜下でランプを構成する断層は、
この東傾斜の断層のバックスラストとして形成された断層であり、西に傾斜するランプ周
辺では中越地震の際も西傾斜の余震群が観測されている 22) 。この中角度の西傾斜の断層は、地殻変動から求められた断層モデル(Nakamura et al., 2008 23) )とも調和的である。また、
この断層のさらに東方の小木ノ城背斜周辺で地震に伴う地殻変動が観測されたが 11) 、この
地殻変動にはデタッチメントのフラット部分の変位が関与しているものと推定される。

198

地質断面図を図 36、P226 に、構造形成概念図を図 37、P227 に示す。現在の断層系の形
成は、日本海形成時の正断層運動と大きく関連しており、地質構造・断層系の理解には二つの時期のテクトニクスを考察することが重要である 17) 。断面全体を見ると、最も先新第三系が低下した領域には、苦鉄質と推定される火山岩類が厚く堆積しており、全体としては 2007 年中越沖地震の震源断層が正断層運動として活動し、地殻の薄化をもたらしたものと考えられる。低角度の正断層運動は、基本的には背弧拡大当時の玄武岩質火成活動とそれによって発生した、高地温勾配によって、当時の延性-脆性境界が地殻上部に位置し、基本的な断層運動はむしろ延性的な変形によって駆動されたためと推定される 24) 。鮮新世
以降の短縮変形によって、これらの正断層群は逆断層として反転し、とくに最も地殻が薄化した領域において短縮変形が集中した。短縮変形によってリフト中軸部の火山噴出岩と堆積岩が両側に傾斜した断層によってポップアップし、寺泊層中でフラットを構成する薄皮テクトニクスが卓越している。寺泊層中のデタッチメントは、東山丘陵でも認められ、東山丘陵下のスラストの前面では、楔型断層を伴う伏在断層となっている。
(c) 結論ならびに今後の課題
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、震源断層の形状を明らかにした。長岡平野西縁断層帯・鳥越断層
は、寺泊層中のデタッチメントを経て、フラット-ランプ構造を示す中越沖地震の震源断層と接合する二次的な断層である。東山丘陵下には伏在する低〜中角度で傾斜する東傾斜の逆断層が存在し、悠久山断層帯などの活断層は、東傾斜の主断層から派生する副次的な断層である。
平成 20 年から三年間に渡って、地殻構造探査によって地殻断面の検討を行ってきた。
今後、地下地質のデータをもとに、断層面の走向方向への広がりについて検討する必要がある。
(d) 引用文献
1) 新潟県：新潟県地質図および同説明書（2000年版），200p. 2000．
2) 高橋浩，豊島剛志，志村俊昭，原英俊，竹村圭史，酒井彰，中野俊:須原地域の地質，地質地質研究報告（5万分の1地質図幅），産総研地質調査総合センター，80p., 2004.
3) 山下

昇：柏崎-銚子線の提唱，星野・青木編

島弧と海洋，179-191，東海大学出版会,

1970．
4) 石油公団:昭和9年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐「東山」調査報告書, 96p.,
1999.
5) 黒川勝己：新潟地域における七谷層-魚沼層群の火山灰層序，石油技術協会誌， 64，
80-93，1999．
6) 影山邦夫，金子信行：新潟県中部地域1:100,000，日本油田・ガス田図 13，地質調査所，
1992．
7) 堤

浩之・東郷正美・渡辺満久・金幸隆・佐藤尚登：1:25,000都市圏活断層図「長岡」、

国土地理院技術資料D・1-No.388, 2001.
199

8) 石油公団：平成3年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐「三島」調査報告書、118p.
1993.
9) 小林巌雄，立石雅昭，吉岡敏和，島津光男夫：長岡地域の地質，地域地質研究報告（5万分の1地質図幅）．地質調査所，132p．1991．
10) 小林巌雄，立石雅昭，植村

武:出雲崎地域の地質，地域地質研究報告（5万分の1地質図幅），地質調査所，91p., 1993.
11) Nishimura, T., M. Tobita, H. Yarai, T. Amagai, M. Fujiwara, H. Une, and M.
Koarai, Episodic growth of fault-related fold in northern Japan observed by SARinterferometry, Geophys. Res. Lett., 35, L13301, doi:10.1029/2008GL034337, 2008.
12) 活断層研究会編：新編日本の活断層， 437p., 東京大学出版会，1991．
13) 渡辺満久・太田陽子・鈴木郁夫・澤 祥 ・鈴木康弘(2000)越後平野西縁,鳥越断層の完新世における活動性と最新活動時期.地震 2, 53, 153-164.
14) 渡辺満久・太田陽子・粟田泰夫鳥越断層群の群列ボーリング調査活断層・古地震研究
報告,No. 1,p. 87-96,2001.
15) 今村哲己:スラスト構造の解釈と評価-特に岩石物性と応力分布，運動像からの予測（新潟堆積盆地での解析例を基礎として）．石油技術協会誌，65，28-39. 2000.
16) 石油公団:平成10年度国内石油・天然ガス基礎調査，陸上基礎物理探査「西山・中央油帯」調査報告書．61p. 1999.
17) 佐藤比呂志・加藤直子:北部本州背弧域の地殻構造と震源断層, 地質学雑誌, 116, 11,592-601, 2010.
18) Shaw, J. H. and J. Suppe: Active faulting and growth folding in the eastern
SantaBarbara Channel, California, Bulletin of Geological Society of America, 106,607-626. 1994.
19) 佐藤比呂志・岩崎貴哉・蔵下英司・加藤直子，2009，三条-弥彦沖地殻構造探査、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、154-210.
20) 佐藤比呂志・岩崎貴哉・蔵下英司・加藤直子，2010，会津-佐渡地殻構造探査、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、181-227.
21) No, T., N. Takahashi, S. Kodaira, K. Obana, and Y. Kaneda:Characteristics ofdeformation structure around the 2007 Niigata-ken Chuetsu-oki earthquake detectedby multi-channel seismic reflection imaging. Earth Planets Space, 61, 1111–1115,
2009.
22) Kato, A., E. Kurashimo,T. Igarashi, S. Sakai, T. Iidaka, M. Shinohara, T.
Kanazawa, T. Yamada, N.Hirata and T. Iwasaki,Reactivation of ancient rift systems
triggers devastating intraplate earthquakes. Geophys. Res. Lett. 36, L05301.
doi:10.1029/2008GL036450. 2009.
23) Nakamura, T., Y. Ishihara,Y.Yamanaka,and Y.Kaneda: Source process for complex
fault system of the 2007 Chuetsu-oki, Niigata,Japan, earthquake Earth Planets Space,61, 273–278, 2009.

200

24) Sato, H., T. Iwasaki, S. Kawasaki, Y. Ikeda, N. Matsuta, T. Takeda, N. Hirata and
T. Kawanaka: Formation and shortening deformation of a back-arc rift basin revealed
by deep seismic profiling, central Japan. Tectonophysics, 388, 47-58, 2004.
25) 北陸地方土木地質図編纂委員会編：北陸地方土木地質図，国土開発技術研究センター，
1990.
26) 広島俊男，駒澤正夫，中塚

正：新潟地域重力図（ブーゲー異常），地質調査所，1993.

(e) 成果の論文発表・口頭発表等
著者
Hiroshi Sato, Susumu
Abe, Nobuo Kawai,
Hideo Saito, Naoko
Kato, Kazuya Shiraishi,
Tatsuya Ishiyama,
Hikaru Fukasawa, andMitsuru Inaba
Naoko Kato, Hiroshi
Sato, Tatsuya Ishiyama,
Susumu Abe, and Nobuo
Kawai

題名
Basin formation andinversion of the
back-arc, Niigata
basin, central Japan:
New insight fromdeep seismic profiling（ポスター）Development of anactive wedge-thrust:
A case study of theeastern boundary
fault of the Echigo
plain, central Japan（ポスター）
佐藤比呂志，阿部進，河合 佐渡-新潟堆積盆地の展夫，加藤直子，岩崎貴哉， 地殻構造: 2009年会津石山達也，斉藤秀雄，白石 佐渡測線の成果を中心
和也
として（口頭）石山達也，加藤直子，佐藤 佐渡島・国中南断層帯
比呂志，豊島剛志，戸田茂， の変動地形と浅部地下
今泉俊文
構造（口頭）
越谷信，綿引芙美子，佐藤比呂志，加藤直子，蔵下英司，野田 賢，阿部進，白石和也，東中基倫
加藤直子，佐藤比呂志，石山達也，越谷信

2008年岩手・宮城内陸地震の震源域北部の浅部地殻構造（口頭）

稲葉充，佐藤比呂志

石油天然ガス探鉱から見た新潟堆積盆地のリフト構造（口頭）

逆断層のセグメンテー
ションと断層の不均質構造（口頭）

武田哲也，佐藤比呂志，小原一成，Enescu Bogdan

ひずみ集中帯における
断層セグメント境界と地震活動との関係（口頭）加藤直子，蔵下英司，佐藤 新潟県佐渡島における
比呂志，越谷信，吉田武義， 海域構造探査の受振観

201

発表先
EuropeanGeosciences Union
General Assembly
2010, （Austria
center, Vienna,
Austria）

発表年月日
平成 22 年 5月

EuropeanGeosciences Union
General Assembly
2010, （Austria
center, Vienna,
Austria）

平成 22 年 5月

日本地球惑星科学連合大会2010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 2010 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 2010 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 2010 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 2010 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 2010 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 2010 年 大 会

平成 22 年 5月

平成 22 年 5月

平成 22 年 5月

平成 22 年 5月

平成 22 年 5月

平成 22 年 5月

平成 22 年 5月

豊島剛志，石川正弘，石山 測（ポスター）
達也，戸田茂，坂守，松本有希，石川達也，丸島直史，
秋月龍之介，小杉俊也，吉野直大，小平秀一，高橋成実
佐藤壮，野徹雄，高橋成実， 屈折法・広角反射法探
小平秀一，金田義行，佐藤 査による佐渡島北西沖～西会津地域の地震波
比呂志
速度構造（ポスター）
佐藤比呂志，阿部進，河合 ひずみ集中帯地殻構造
展夫，加藤直子，岩崎貴哉， 探査・2009会津-佐渡測
石山達也，斉藤秀雄，白石 線の成果（ポスター）和也
石山達也，加藤直子，佐藤 羽越褶曲衝上断層帯・
比呂志，戸田茂角田山東縁断層の浅部
地下構造（ポスター）
石山達也，加藤直子，佐藤 佐渡島・国中南断層帯
比呂志，豊島剛志，戸田茂， の高精度反射法地震探石川達也，森藤達士，丸島 査（ポスター）
直史，中西裕，西山浩平，
今泉俊文
石山達也，越後智雄，佐藤 佐渡島・国中平野周辺
比呂志の活断層と変動地形（ポスター）(幕 張 メ ッ セ 国 際 会
議場)

日本地球惑星科学連合 大 会 2010 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 2010 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 2010 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 2010 年 大 会(幕 張 メ ッ セ 国 際 会
議場)

平成 22 年 5月

日本地球惑星科学連合 大 会 2010 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 2010 年 大 会(幕 張 メ ッ セ 国 際 会
議場)

平成 22 年 5月

石川達也，戸田茂，石山達 重力測定による佐渡也，佐藤比呂志，加藤直子， 島・国中平野の地下密
蔵下英司，水谷友哉，森藤 度構造の推定（ポスタ
達士，越谷信，今泉俊文， ー）
東中基倫
加藤直子，佐藤比呂志，石 新潟平野東縁下田丘陵 石油技術協会春季講山達也，阿部 進，河合展 の地質構造形成過程:
演会（福岡国際会議
夫，稲葉充
ひずみ集中帯地殻構造 場）
探査の成果より（口頭）阿部進，佐藤比呂志，岩崎 海陸境界域における反 石油技術協会春季講貴哉，斉藤秀雄，白石和也， 射法地震探査技術の進 演会（福岡国際会議
河合展夫，加藤直子
展と深部地殻構造イメ 場）
ージングの高精度化（口頭）
石山達也，加藤直子，佐藤 佐渡島・国中南断層帯 石油技術協会春季講
比呂志，戸田茂，豊島剛志， の形成過程（口頭）演会（福岡国際会議
斉藤秀雄場）
佐藤比呂志，阿部進，河合 ひずみ集中帯地殻構造 石油技術協会春季講展夫，加藤直子，岩崎貴哉， 探査:2009 年会津― 佐 演会（福岡国際会議
石山達也，斉藤秀雄，白石 渡測線（口頭）場）
和也
Hiroshi Sato, Susumu
Result of recent
G-COE Symposium
Abe, Naoko Kato,
seismic profiling for2010 Dynamic
Tatsuya Ishiyama, andconstructing source
Earth and202

平成 22 年 5月

平成 22 年 5月

平成 22 年 5月

平成 22 年 5月

平成 22 年 6月

平成 22 年 6月

平成 22 年 6月
平成 22 年 6月

平成 22 年 7月Tatsuya Iwasaki

fault models incentral Japan（口頭）Heterogeneous
structure (Sendai,
Japan)
Tatsuya Ishiyama andQuaternary
G-COE Symposium
Hiroshi Sato
deformation of the2010 Dynamic
Northeastern andEarth andCentral Japan（口頭） Heterogeneous
structure (Sendai,
Japan)
Hiroshi Sato, Susumu
Basin formation and
The 14th
Abe, Nobuo Kawai,
inversion of theInternational
Hideo Saito, Naoko
back-arc Niigata
Symposium Deep
Kato, Takaya Iwasaki,basin（口頭・ポスター） Seismic Profiling
Kazuya Shiraishi,of the Continents
Tatsuya Ishiyama, andand their Margins
Mitsuru Inaba(Cairns, Australia)
越谷信，佐藤比呂志，加藤 2008年岩手・宮城内陸 日本地質学会第117
直子，綿引芙美子，蔵下英 地震の地質構造規制
年学術大会（富山大司，阿部 進，白石和也， （口頭）学）
東中基倫
加藤直子，佐藤比呂志，石 深部反射法地震探査に 日本地質学会第117
山達也，蔵下英司，越谷信， よる佐渡海盆西部-佐年学術大会（富山大吉田武義，豊島剛志，石川 渡地域の地殻構造（口 学）
正弘，戸田茂，斎藤秀雄， 頭）
阿部進，小平秀一，高橋成実，佐藤壮佐藤比呂志，阿部進，斉藤 ひずみ集中帯地殻構造 日 本 地 震 学 会 2010
秀雄，河合展夫，加藤直子， 探査：2010 年東山－三 年 秋 季 大 会 ( 広 島 国
岩崎貴哉，石山達也，白石 島測線速報（口頭）際会議場)和也
佐藤壮，野徹雄，高橋成実， 屈折法・広角反射法探 日 本 地 震 学 会 2010
小平秀一，金田義行，加藤 査による佐渡島北西沖 年 秋 季 大 会 ( 広 島 国
直子，蔵下英司，石山達也， －西会津地域の地殻・ 際会議場)
越谷信，吉田武義，豊島剛 最上部マントル構造志，石川正弘，戸田茂，斎 （口頭）藤秀雄，阿部進，佐藤比呂志
加藤直子，佐藤比呂志，石 越後山脈_ 佐渡海峡東 日 本 地 震 学 会 2010
山達也，斉藤秀雄，阿部進 部の上部地殻構造：ひ 年 秋 季 大 会 ( 広 島 国
ずみ集中帯構造探査会 際会議場)
津－佐渡測線（ポスター）Hiroshi Sato
Late Cenozoic
The
ERI
International
tectonic evolution ofJapanese islands and Symposiumon
key questions on
Subduction
geodynamic problems systems: structure,
seismicity
and（口頭）
geodynamics(Tokyo, Japan)
Hiroshi Sato, Susumu
Deep Seismic
First Kashiwazaki
Abe, and Naoko Kato
Profiling for Imaging
International203

平成 22 年 7月

平成 22 年 9月

平成 22 年 9月

平成 22 年 9月

平 成 22 年
10 月

平 成 22 年
10 月

平 成 22 年
10 月

平 成 22 年
11 月

平 成 22 年
11 月

Earthquake Source
Faults in the Niigata
Basin, Central Japan（口頭）

Hiroshi Sato, Susumu
Abe, Naoko Kato,
Tatsuya Ishiyama,
Takaya Iwasaki, Eiji
Kurashimo, and Shin
Koshiya

Recent damaging
earthquakes producedby fault reactivationof Miocene back-arc
rift-systems, Honshu,
Japan: insights fromdeep seismicreflection profiling（口頭）Naoko Kato, Hiroshi
Sato, Susumu Abe,
Nobuo Kawai, Hideo
Saito, Takaya Iwasaki,
Kazuya Shiraishi,
Tatsuya Ishiyama, andMitsuru Inaba

Imaging of theseismogenic source
fault in thefold-and-thrust belt,
Niigata basin, central
Japan（ポスター）

Takeshi Sato, Tetsuo No, Crustal structure off
the northwestern
Shuichi Kodaira,
Sado Island in the
Narumi Takahashi,
eastern margin of the
Yoshiyuki Kaneda,
Japan Sea deduced
Naoko Kato, Eiji
from seismic
Kurashimo, Tatsuya
Ishiyama, Shin Koshiya, refraction and
Takeyoshi Yoshida,reflection surveys（ポTsuyoshi Toyoshima,スター）
Masahiro Ishikawa,
Shigeru Toda, Hideo
Saito, Susumu Abe,andHiroshi Sato
佐藤比呂志，阿部進，河合 ひずみ集中帯地殻構造
展夫，加藤直子，岩崎貴哉， 探査・三条-弥彦測線の石山達也，斎藤秀雄，白石 成果
和也，稲葉充，深澤光
石山達也，加藤直子，佐藤 角田-弥彦断層の変動
比呂志，鈴木毅彦，戸田茂， 地形と浅部地下構造
今泉俊文
加藤直子，佐藤比呂志，今 2008年岩手・宮城内陸
泉俊文，越谷信，石山達也， 地震域磐井川沿いにお戸田茂，蔵下英司，平田直 ける反射法・屈折法地
震探査佐藤比呂志，加藤直子
北部本州背弧域の地殻構造と震源断層佐藤比呂志
地殻構造探査204

Symposiumon
Seismic Safety of
NuclearInstallations(Kashiwazaki-City,
Japan)
China-Japan Joint
Workshopon
InlandEarthquakes
Towardunderstanding on
occurrence
mechanismofinland earthquakes(Tokyo, Japan)
AGU(American
GeophysicalUnion)
Fall
Meeting (Moscone
Convention center,
San
Francisco,USA)

平 成 22 年
11 月

平 成 22 年
12 月

AGU(American
GeophysicalUnion)
Fall
Meeting (Moscone
Convention center,
San
Francisco,USA)

平 成 22 年
12 月

月 刊 地 球 ,32,403-410.

平成 22 年 7月

月 刊 地
32,411-416.

球,

平成 22 年 7月

月 刊 地
32,433-439.

球,

平成 22 年 7
月

地
質
学
雑
誌,116,592-591.
新潟日報（新聞）

平 成 22 年
11 月
平成 22 年 6月

(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

図 1 調査測線概略図

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） 25) に加筆)

206

図 3 調査測線周辺のブーゲー異常図（広島ほか（1993） 26) に加筆)

図 4 調査測線周辺の走向線図（影山ほか（1992） 6) に加筆)

207

図 5 陸上受振点及び受振機材（左：三島郡出雲崎町大字小竹、右：魚沼市大白川 ）図6

海底敷設ケーブル（左：ケーブル敷設作業船、右：上陸地点）

図 7 バイブレータ発震作業（左：長岡市浦瀬町[夜間発震]、右：魚沼市高倉）

208

図8

エアガン発震作業（左：エアガン発震船、右：エアガン発震直後の様子）

図 9 ダイナマイト発震点（左：SP5D 長岡市三島三条、右：SP11D 魚沼市大白川）

図 10

バックグラウンドノイズの時間及び空間変化
209

図 11

図 12

ダイナマイト屈折震初動振幅の距離減衰

屈折法及び広角反射法ダイナマイト発震記録例

210

SP5D

図 13

屈折法及び広角反射法ダイナマイト発震記録例

SP12D

図 14

屈折法及び広角反射法エアガン集中発震記録例

SP3A

211

図 15

屈折法及び広角反射法バイブレータ集中発震記録例

SP7V

図 16

屈折法及び広角反射法バイブレータ集中発震記録例

SP9V

212

図 17

図 18

稠密反射法エアガン発震記録例 SP1361

稠密反射法バイブレータ発震記録例 VP3603

213

図 19

図 20

稠密反射法バイブレータ発震記録例 VP4235

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）
214

図 21 反射法データ解析フロー215

図 22 重合時間断面図216

図 23 重合後時間マイグレーション断面図217

図 24 重合時間断面に対する深度変換断面図218

図 25 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 26 屈折法データ解析フロー

図 27 屈折法投影ライン及びトモグラフィ解析初期モデル例220

図 28 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）

図 29

トモグラフィ解析による速度モデル決定の手順

221

図 30 屈折初動読取結果

図 31 屈折トモグラフィ解析結果(平均速度モデル)

222

図 32 屈折トモグラフィ解析結果（最終速度モデル）

図 33

初期モデルランダム化平均速度モデルと再計算による最終速度モデルの比較(左)、異なる初期モデルに対するトモグラフィ解析結果の例(右)

223

図 34

測線東部（越後山脈から越後平野東縁）の地質学的解釈

224

図 35

測線西部（越後平野東縁から日本海）の地質学的解釈。

上図で紫色に塗色した部分は反射面に富むグリーンタフ。

225

図 36 東山-三島測線の反射法地震探査断面と速度構造断面の地質構造解釈

226

図 37 東山-三島測線の反射法地震探査断面の地質構造発達概念図

227

(2-2）悠久山断層を横切る浅層反射法地震探査
加藤直子・佐藤比呂志・石山達也（東京大学地震研究所）・越谷
社会環境工学科）・戸田信（岩手大学茂（愛知教育大学教育学部）(a) 業務の要約
長岡平野東縁に位置する悠久山断層を横切る約 5.5km 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。推定された地質構造は、基本的には東傾斜の伏在衝上断層に起因した構造であり、悠久山断層は伏在する東傾斜の逆断層の上盤に形成された二次的な断層である。
(b) 業務の実施方法
長岡平野東縁に位置する悠久山地域には活断層である悠久山断層（太田・鈴木，1979 1) ，
活断層研究会,1980 2) ），鉢伏断層（吾妻ほか,1995） 3) が分布する。吉岡（1989） 4) は悠久
山断層を露頭での観察から層面すべり断層であるとしている。しかし、これらの活断層を震源断層モデルに反映させるためには、地下地質構造を明らかにする必要がある。平成 22
年度地殻構造探査「東山-三島測線」において震源断層のイメージングを目的としたが実施されているが、この探査は、上部地殻全体の大まかな構造のイメージングに焦点を当てているため浅層部の地質構造に対しては分解能が低い。このため活断層が分布する長岡市悠久山周辺において浅層部の詳細な地質構造を明らかにするために、高分解能反射法・屈折法地震探査を行った。
測線は悠久山断層・鉢伏断層を横切るおよそ 5.5km 区間である（図 1、P230）。高分解能反射法・屈折法地震探査データは 2010 年 10 月下旬から 11 月初旬に取得した。受振点
間隔は 10m で計 575 チャンネルの固定展開でデータを取得した。受振システムは主に JGIMS2000 を用いた。悠久山周辺の一部区間（2.4 km）では MS2000 の間にデジタルテレメ
トリーシステム JGI GDAPS-4 を展開した。発震点間隔は 10m，スィープ周波数は 8-100Hz、
標準スィ－プ回数は 5 回である。屈折法地震探査は測線上 13 点において スィープ周波数は 8-60Hz、標準スィ－プ回数は 30 回で発震した。レコーディングのサンプリング間隔は2 msec で記録長は 4 sec とした。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。屈折法地震探査は屈折法走時トモグラフィー法（Zelt and Barton, 1998）
により解析を行った。
(c) 業務の成果
反射法では約 1 km、屈折法では測線中央部で深さ約 0.8km までのイメージが得られた。
深度変換断面を図 2 (P230)に、速度構造を図 3 (P231)に、解釈を図 4(P231)にそれぞれ示す。これらは暫定的な結果と解釈である。測線西端部（長岡市土合地区）では西傾斜の反射面が卓越していることから、主断層は東傾斜で伏在していると考えられる。これは大深度探査の結果と調和的であり、大深度探査でからは深度約 3km にデタッチメントが存在することが明らかになっている。高分解能反射法断面では、悠久山周辺には背斜構造が認
228

められる。西端で深さ 800m 以浅の堆積層は西側の背斜軸に向かって薄化する成長層を構成しており、成長層には地表近傍の堆積層も参加している。したがってこの背斜の西翼を回転させるような主断層の活動は第四紀後期に及んでいる。また、背斜の軸部には東に約30 度傾斜した逆断層が存在する。この断層は反射面の不連続や、屈折トモグラフィーによる速度の逆転によって示唆される。この断層はそのまま地表には到達せず、先端部で楔状断層(wedge thrust)を形成している。地表部ではこの断層が悠久山断層に相当する。また、鉢伏断層のトレース位置には現在の暫定的な処理では明確な構造は認められない。大局的な構造は、より深い(約 3 km)東傾斜の断層とその断層の運動に伴う断層関連褶曲の形成であり、高分解能反射法断面でイメージングされたスラストは断層関連褶曲システムの中では、二次的な変位をまかなっている（図 5、P232）。
(d) 結論ならびに今後の課題
長岡平野東縁の活断層を横切る約 5.5km の区間で、高分解能反射法・屈折法地震探査を実施した。反射断面と既存の地質データによって、悠久山周辺での背斜構造と楔状断層が明らかになった。これらの構造は深度およそ 3km に伏在する断層に伴って形成されたと判断される。今後、明らかになった地質構造をもとに、地表近傍の変形をもとに伏在する主断層の平均変位速度などを明らかにしていく必要がある。
(e) 引用文献
1) 太田陽子・鈴木郁夫：信濃川下流地域における活褶曲の資料．地理学評論，52，592-601,
1979.
2) 活断層研究会編：「日本の活断層－分布図と資料－」．東京大学出版会，363p., 1980.
3) 吾妻崇・篠原俊樹・太田陽子：信濃川下流部，小千谷・長岡付近における活褶曲・活断層に関する新資料と問題点, 活断層研究, 13, 14-27, 1995.
4) 吉岡敏和：褶曲に伴う層面すべり断層, 活断層研究, 7, 5-12, 1989.
5) 堤浩之・東郷正美・渡辺満久・金幸隆・佐藤尚登：1:25,000 都市圏活断層図「長岡」,国土地理院技術資料 D・1-No.388, 2001.
6) 小林巖雄・立石雅昭・吉岡敏和・島津光夫：長岡地域の地質．地域地質研究報告(5 万分の 1 地質図幅), 地質調査所，132p, 1991.
7) 黒田和男・岡重文・村下敏夫：土地分類基本調査、5 万分の 1 表層地質図「長岡」, 経済企画庁, 1968.
(f) 成果の論文発表・口頭発表等なし(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
なし
2293) 仕様・標準等の策定
なし

図1

図2

浅層反射測線（堤ほか(2001) 5) に加筆）

浅層反射解析結果・深度変換断面図。右側が南東方向を示す。

230

図3

図4

悠久山測線における速度構造。右側が南東方向を示す。

暫定解釈図。右側が南東方向を示す。活断層位置は堤ほか(2001) 5) 、表層の地層の傾斜は小林ほか(1991) 6) 、黒田ほか(1968) 7) による。

231

図5

悠久山地域（測線方向, N60°E）の構造概念図。右側が南東方向を示す。

232

(3)

平成２３年度業務計画案

六日町-直江津沖の約 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、六日町断層帯・十日町断層帯・高田平野東縁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。
高田平野東縁断層・鳥越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。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

六日町-直江津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）。

233