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・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・13(a) 業務題目(b) 担当者(c) 業務の目的(d) ６か年の年次実施計画（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２３年度業務目的(2)

平成２３年度の成果・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・14(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) 観測点水没対策
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
3）レシーバ関数解析a) データ・解析手順b) レシーバ関数の推定と地域的特徴
c) レシーバ関数解析の結論
4) 2011 年東北地方太平洋沖地震の影響
a) 地震活動の変化b) 東北地方太平洋沖地震によるクーロン破壊応力の変化（ΔCFS）
c) 3 月 12 日長野県・新潟県県境付近の地震
11(c) 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(3)

平成２４年度業務計画案・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・26

12

(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

役職

氏名

独立行政法人防災科学技術研究所 ユニット長 関口 渉次

メールアドレス
seki@bosai.go.jp

観測・予測研究領域 地震・火山防災研究ユニット
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(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か年の年次実施計画（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
3～5 km 及び約 10 km 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た。また、稠密地震観測点 80 台を移設した。
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、ひずみ集中帯を取り囲むように 50 台を新設する。
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
13

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２３年度業務目的
平成 23 年度では、既存の機動的地震観測装置を維持し、適宜データ回収を実施するとともに、ひずみ集中帯を取り囲むように 50 点を新設する。回収したデータの整理及び高感度
地震観測網 Hi-net データを併せて処理し、三次元初期構造モデルを用いた高精度震源決定を行い、地震活動状況を把握する。また、変換波解析等を用いて、ひずみ集中帯内外における深部速度構造モデルの改良を行う。また、これまでの成果の普及と関連分野の最新の知見の収集のために、国内外の学会で研究発表を行う。
(2)

平成２３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、平成
23 年度は 50 観測点を新設して合計 350 地点の観測網を構築した。このオフライン地震観
測から得られたデータを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および高精度震源決定を行った。解析に稍深発地震データを追加したことにより、ひずみ集中帯
下の中・下部地殻構造の解像度が改善された。得られた速度構造と震源分布から地震発生
層の弾性波速度の分布を求め、地震発生層の P 波速度下限は 5.4 km/sec になることを示した。その結果を基に地震発生層上面を求め、1828 年三条地震の震央が基盤のトラフ状構造の最深部以外に位置する可能性を示した。変換波を用いたレシーバ関数解析から、ひずみ集中帯下の深部地殻構造を明らかにし、モホ面付近の構造を推定した。東北地方太平洋沖
地震後に発生したひずみ集中帯周辺の地震活動を調べ、東北地方太平洋沖地震後に発生した 3 つの地震は、静的応力変化による誘発地震であった可能性を示した。また、オフライ
ン地震観測データを用いて 3 月 12 日長野県・新潟県県境付近の地震を解析し、震源断層が南東傾斜であったことを明らかにするのと同時に、SAR 干渉解析結果との比較から震源域
南側に別の断層の存在を明らかにした。
(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 か所に機動的地
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 左上、P28）。平成
22 年度中に、そのうちの 80 点の移設を行い、中越・中越沖地震の震源域に密集して設置された観測点と秋田県内の観測点を、中越地震震源域より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 右上、P28）。今年度は 50 観測点の新設を行い、合計 350 点の地震観測網を構築した。新設された50 地点はひずみ集中帯を取り囲むように配置され（図 1 左下、P28）、そこから得られるデータは、深部地殻構造推定の改善とひずみ集中帯内外の境界部の構造解明に利用される。
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これらの観測点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（アンテナ長は 3 m、但し豪雪地域では 5 m）。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。
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、東北地方太平洋沖地震発生の影響によって地震分布に大きな偏りが生じたため、イベントトリガーデータから、解析上優先すべきと考えられる
1,500 個の地震を選択して、検測および震源決定を実施した。1,500 個の地震の分布を図 2(P29)に示す。この中には、3 月 11 日の東北地方太平洋沖地震（Mw9.0）の翌日に発生した
3 月 12 日長野県・新潟県県境付近の地震（M JMA 6.7）も含まれる。
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。また保守管理作業と並行して 50 観測点の土地交渉と新設を行った。各回の保守管理作業の期間および障害について表 1(P27)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 55 台、ロガー交換が 22 台、ケーブル付 GPS アンテナ交換が 14
か所、雪囲い用コンパネ交換が 32 か所、柵の杭交換が 42 か所であった。地震計交換の内、
46 か所は防水ケースを取り付けた地震計への交換である。また、地震計固定方法のやり直しが 10 か所であった。ロガー交換の内、4 台が浸水による故障で、ロガー設定条件変更のためが 10 台、その他 8 台は現地動作不安定のためで返却後の試験の結果 6 台は正常であった。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。
平成 23 年 7 月新潟・福島豪雨による影響で、1 観測点は通行止めのため現地入りできなかった。観測点が浸水したのは 2 か所、土石流で埋まったのが 2 か所であった図 3 (P30)。
ロガー故障と観測ケースの一部破損が生じたが、雪囲いの損壊はなく、観測機材の流出はなかった。
また、地権者都合の理由から、3 観測点で移動を求められ、表 2(P27)の通り、観測点の移動を行った。
c) 観測点水没対策
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平成 23 年 7 月新潟・福島豪雨の広範囲に及ぶ被害状況を受け、安定した観測を維持するために、新潟及び福島県内で水没の危険性がある 46 観測点に水没対策を実施した。対象となる観測点では、埋設されている地震計を取り出し、すでに正常性を確認する実稼働試験に合格した地震計に入れ替えて再設置した。設置する地震計には、気密性の高い防水ケースが取り付けられ、仮に水没しても観測が継続できるように対策した。また、周囲の水位上昇が予想される一部観測点では、観測機器設置地面を嵩上げして再設置を行った。
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
前年度までのトモグラフィー解析から詳細な上部地殻の構造が推定され、新潟地域のひずみ集中帯の厚い堆積層下には、複雑なリフト構造が存在していることが確認された。中越地震と中越沖地震の震源域の間には、基盤が深くなった低地領域の帯（トラフ状構造）が存在し、その帯は北東－南西方向に連続して、幅が大きく変化している。さらに、海岸線を越えた沖側にも同様のトラフ状構造が存在する。このようにひずみ集中帯の厚い堆積
層下は基盤形状の起伏が大きいことから、地震発生層の厚さも大きく変化しているものと考えられる。しかし、これまでの解析結果では、中・下部地殻以深（15 km 以深）の構造の解像度は十分ではなかった。
そこで、今年度も引き続き 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、詳細な速度構造と高精度の震源分布を求める。また、中・下部地殻の構造の改善するために稍深発地震のデータを取り入れる。得られた速度構造と震源分布から
地震発生層の弾性波速度の分布の推定を試み、その結果から 1828 年三条地震の震央について再考する。
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～2010 年 8 月の観測期間中に発生した地震デー
タを用いた。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た。また、地殻深部の解像度が改善するように、深さ 90～290 km で発生したやや深発地震データを積極的に取り入れて、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 1,805 個（M>=1）になった。
続 い て 、 前 回 と 同 様 に 、 適 切 な 初 期 震 源 を 推 定 す る た め に 、 Joint Hypocenter
Determination (JHD) 法(Kissling et al., 1994 2) )を採用し、Shibutani et al. (2005)
3)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て、前述のデータセットへ適用した。
こうして得られた震源データセットを用いて、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 4(P31)に示す。解析に使用した読み取り数は、P 波 151,780
個、S 波 169,696 個となった。三次元トモグラフィー解析プログラムには、これまでと同様に tomoDD（Zhang and Thurber, 2003 4) ）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 10～30 km 間隔、垂直方向には 2 km間隔で配置した（図 4、P31）。初期速度構造モデルには、JHD 法で得られた一次元構造を用16いた（図 5、P31）。
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、このデータセットによる解像度を確認した。
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、それを基に理論走時を計算して、テスト用のデータセットを作成した。図 6(P32)に P 波速度構造でのチェッカーボードテストの結果を示す。これまでと同様に中越・中越沖地震余
震域ではほぼ完全なパターン復元が見られ、深さ 11 km までは、陸域のほぼ全解析対象領域で十分な解像度が得られている。これまで新潟平野下の解像度はほぼなかったが、今回の結果では改善されている。前回までの結果と比べて、特に地殻深部のパターン回復が改善されている。深さ 20 km まで中越・中越沖地震余震域を含む解析対象領域の中央部で十分な解像度が得られている。また解析対象領域の南東部では、深さ 30 km まで十分な解像度が得られている。これは深さ 90～290 km の稍深発地震データを追加したことにより、中・下部地殻を通る波線が増えたことによると考えられる。但し、これまでと同様に海域ではほとんど解像度が得られていない。そのため、今後の議論では海域は除くことにする。
図 7(P33)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(km/sec)を示す。図中の橙や黄色の領域は P 波速度が 5 km/sec 以下を示している。前年度の結果と同様に深さ 3 km と 5 km と 7 km では、北東－南西方向に帯状に広がる
顕著な低速度域（P 波速度 5 km/sec 以下）の存在が明らかである（図 7 中 A）。今回の結果
から、低速度域の北東側は新潟平野下にまで達していることが判明した。一方、深さ 9km
で 5 km/sec を下回るのは、新潟平野や中越地震余震域南部や中越沖地震余震域北西方域などに限られる（図 7 中 B）。低速度域の帯は幅が 20～30 km 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。
深さ 13 km と 15 km では、帯状の低速度域はほぼ確認できず、中越地震余震域と中越沖地震余震域で挟まれた領域で相対的に高速度を示している（図 7 中 C、P33）。深さ 20 km では、帯状の低速度域の下部に位置するところで、逆にやや高速度の傾向を示している。
続いて、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 8 左(P34)に示す。Kato et al. (2009) 5) の閾値に倣い、P 波速度 5.7
km/sec の等速度面を基盤上面の形状とした。南東側の山岳部では基盤深度が深さ 1 km 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。最も深いところでは深さ 10 km に達する。更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。
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る。また中越沖地震余震域の北西側にももう一条のトラフ状構造が確認できる。
次に、同じ領域を真上から俯瞰した図を図 8 右(P34)に示す。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 年三条地震の震央を合わせて示す。2011 年長野県・新潟県県境付近の地震は、2004 年中越地震、2007 年中越沖地震と同様に基盤深度の比較的高い場所で発生している。活断層分布（活断層研究会、
1991 6) ）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
17

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。また微小地震の分布は、凹地
では、ほとんど見られない（図 8 右、P34）。むしろ、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斜面部に比較的集中している。
図 9 左(P35)に中越・中越沖地震余震域周辺の速度断面図を示す。両余震域の間には、基盤深度が深くなるトラフ状構造を確認することができる（図 9 左の陰影部、P35）。これは Kato et al. (2009)が提案する Deep Central Rift (DCR)と一致する。また、この DCR
軸部ではほとんど微小地震は発生していない。一方、基盤深度が浅くなる DCR の両側面で中越・中越沖地震が発生していることは興味深い。図 9 右(P35)には、1828 年三条地震の震央周辺の断面図を示す。震央の位置は宇佐美（1999） 7) による。この断面図でも基盤深度が深くなるトラフ状構造を確認することができ、DCR の構造が 1828 年三条地震震源域のある北東側まで連続していることがわかる。ここは全体的に地震活動が低いが、トラフ状構造部では、その周辺と比較して相対的により低調である。これは、速度構造と地震発生層の間に何らかの関連があることを示唆している。
そこで、ひずみ集中帯内で発生した微小地震の震源位置の P 波速度を調べた。今年度のトモグラフィー解析から得られた速度構造モデルおよび震源データを用いて、図 10 (P36）に地震震源位置での P 波弾性波速度の頻度分布を示す。分布は 6.1 km/sec 前後にピークを持つ一山型であり、4.6 km/sec～6.9 km/sec の間に分布する。ここで、V10 および V90 という指標を導入する。V10 および 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。V10 と V90 は、それぞれ 5.4 km/sec と
6.5 km/sec となった。図 9 (P35）の断面図に V10（赤破線）と V90（青破線）の等速度線を重ねる。V10 等速度線は、トラフ状構造の底面に沿っており、それより浅部では地震はほとんど発生していない。つまり、V10 等速度線は地震発生層の上面を規定しているとみなすことができる。一方、V90 等速度線は、全体にわたって起伏が大きく、その深部でも微小地震の発生が散見される。これは V90 等速度線周囲の速度勾配が非常に小さいため、V10 等速度線ほど安定的に求まっていないと考えられる。V90 と地震発生層下限との関係は、
D90 やキュリー点分布と比較するなどして今後の検討を要する。
V10 等速度線に着目して、1828 年の三条地震震央位置を再考する。図 9 右(P35）の、ト
ラフ状構造の軸部では、V10 等速度線が周囲より 4 km 以上深くなっている。宇佐美（1999）
7)

による 1828 年の三条地震の震央位置は、このトラフ状構造の軸部にほぼ一致する。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、本プロジェク
トでも、構造探査結果とその地質学的に解釈から震源断層本体は更に東側の下田丘陵下に存在するという主張（佐藤ほか、2009） 8) や、地震史料データから確実度の高い家屋倒壊率を求め、震央位置が見附市南部の東山丘陵地域にある方が整合的であるという主張（佐竹ほか、2010）9) がある。V10 等速度線の大きな落ち込みからわかるように地震発生層の上端は深くなっていると考えられ、このことはトラフ状構造軸部では地震発生層の厚さが薄くなっていることを意味する。つまり、トラフ状構造軸部では M7 クラスの地震を引き起こ
すには地震発生層の厚さが不十分である可能性がある。このことから、三条地震の震央位
置が、トラフ状構造軸部より 10 km 以上離れて、V10 等速度線が深くない場所にあったのではないかと推測する。これは、佐藤ほか（2009）8) や佐竹ほか（2010）9) の主張とも矛盾しない。但し、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、D90 や18

キュリー点分布等との比較から、地震発生層の下限について検討する必要がある。
3）レシーバ関数解析
本プロジェクトでは、これまで、地震波走時データベースを用いたトモグラフィー解析を行い、ひずみ集中帯域における局所的な地下構造の変化を調べてきた。一方、地中で地震波が伝わる速度が急激に変化する場合、その速度境界面において、P 波から S 波あるいは S 波から P 波に変換することが知られている。オフライン稠密地震観測網データで観測された遠地地震記録に含まれる変換波を解析することにより、モホ面に代表される地下深部に存在する地震波速度不連続面の形状をより詳細に推定出来る。今年度は、これまでに収 集 し た 遠 地 地 震 記 録 に 対 し て レ シ ー バ 関 数 解 析 法 (例 え ば 、 Park et al., 2000 10) や
Shiomi et al.,2004 11) ）を適用し、ひずみ集中帯およびその周辺における地下構造の特徴の把握を行った。
a) データ・解析手順
解析には、本プロジェクトで展開したオフライン稠密地震観測網のうち、佐渡島から福島県会津地方にかけて線状に配置した固有周期 1 Hz の地震計 31 点とその周辺に位置する
防災科研 Hi-net の 2 観測点（N.TWAH、N.TSTH）および F-net の N.ADMF 観測点で得られた
高品質な遠地地震記録（M≥5.5）を用いた。データの解析対象期間は、それぞれ、2008 年
11 月～2011 年 9 月（オフライン稠密地震観測網観測点）、2000 年 10 月～2011 年 11 月（Hi-net観測点）、2002 年 4 月～2011 年 11 月（F-net 観測点）であり、得られたレシーバ関数の総数は約 6,500 個である。図 11 (P36)に解析に使用した観測点の分布を示す。
b) レシーバ関数の推定と地域的特徴得られたレシーバ関数の一例として、N.0130 および N.0131 観測点の結果を図 12 (P37)に示す。ここで、各図の左側が動径方向（radial）成分、右側がそれに直行する（transverse）
成分のレシーバ関数である。いずれも、横軸は初動到達後の経過時間、縦軸は地震波の到来方向を表す。Radial 成分のレシーバ関数において、正の振幅（青色で表示）は深部が浅部よりも高速度となる速度不連続面が、観測点下に存在することを意味する。逆に、負の振幅（赤色で表示）は深部が低速度となる不連続面が存在することを示唆する。一方、経過時間 0 秒付近の正の振幅は、直達 P 波の到着を意味している。観測点下の不連続面の深さを正確に推定するためには、観測点周辺の地震波速度に関する情報が必要である。以下
では、JMA2001 速度構造モデル（上野ほか、2002） 12) を用いて経過時間を変換面の概略深さに読み替え、議論を進める。なお、図 12 (P37)の作成に際しては、観測された遠地地震
記録に 1 Hz の低域通過フィルタを適用したのちにレシーバ関数を求め、地震波到来方向に応じて 5 度の幅でスタックした結果を示した。
N.0130 観測点は越後山地の西端に位置する（図 11、P36）。Radial 成分において、地震
波到来方向に依存せずにほぼ同時刻に到着する正振幅の位相を複数確認することが出来る。
このうち、経過時間 4 秒付近に見られる顕著な位相群は、深さ約 33 km 付近で P 波から S
波に変換した波（Ps 変換波）であることから、観測点下のモホ面に起因すると考えられる。
経過時間 1 秒や 3 秒付近にみられる位相は、それぞれ、深さ 8 km 程度、25 km 程度に相当
19

することから、地殻内の速度不連続面である。本観測点において、モホ面からの変換波が到着していると思われる経過時間 4 秒付近の transverse 成分の記録を見ると、方位 180
度付近で振幅が著しく低下している。この方位を境に東方では負値、西方では正値を示しており、極性が反転している。解析対象となった地震が存在しないため不明瞭ではあるが、方位 270 度付近において極性が再逆転している可能性がある。このようなレシーバ関数の特徴は、速度不連続面（ここでは、モホ面）付近あるいは不連続面直上に強い異方性媒質が存在し、その軸が南北・東西方向を向いていると考えることで説明されることが多い（Maupin et al., 2009） 13) 。
一方、図 11 (P36)に示すとおり、N.0131 観測点は N.0130 観測点に隣接する観測点であるが、得られたレシーバ関数の特徴は大きく異なる。N.0131 観測点は越後平野の東端に位置しており、地震波速度が遅い層が表層付近に存在していることが、この違いに強く影響している。N.0131 観測点のレシーバ関数の特徴として、radial 成分の経過時間 0 秒に正の振幅が到来していないことが挙げられる。これは、堆積層底部等、表層付近の速度不連続
面で Ps 変換した顕著な波が直達 P 波の直後に到着するためである。経過時間 3 秒や 6～7秒付近に、深部での変換波のような位相群が見えるが、堆積層内の多重反射による位相の可能性があるため、より詳細な解析が必要である（汐見・小原、2005） 14) 。
越後山地内に位置する防災科研 Hi-net 観測点では、地表付近に地震計を設置している
オフライン稠密地震観測網観測点より高品質かつ長期のデータを使用することが出来る。
より詳細な不連続面の分布を調査するため、Hi-net 観測点に対しては、より短周期のレシーバ関数の推定を試みた。Hi-net 高郷（N.TSTH）観測での記録に 2 Hz の低域通過フィル
タを適用して得られた短周期レシーバ関数の例を図 13 (P37)に示す。Radial 成分の方位180～330 度（観測点より西側）で、直達 P 波の直後に到来する位相群が存在する。この位
相群は、西側では直達 P 波から明瞭に分離されているのに対し、南西方向あるいは北西方向に向かうにしたがって、直達 P 波との時間差が小さくなり、しだいに両者は合流するように見える。このことは、観測点直下の比較的浅部に西から西北西方向に傾斜する速度不連続面が存在することを示唆する。N.TSTH 観測点の東部には、ほぼ南北方向に延びる会津
盆地西縁断層帯が位置する。この断層帯は、西側が東側に対して相対的に隆起する逆断層である（地震調査研究推進本部地震調査委員会、2008） 15) ことから、この速度不連続面は
会津盆地西縁断層帯に関連する構造である可能性がある。
一方、越後平野や佐渡島・国中平野の観測点では、安定したレシーバ関数を得ることが出来なかった。一例として、N.0105 観測点の結果を図 14 (P37)に示す。これらの観測点は、トモグラフィー解析の結果から、表層付近に低速度な層が非常に厚く堆積していることが分かっており、このような場所では、表層付近の多重反射により深部からの変換波を抽出することが困難になる（汐見・小原、2005） 14) 。加えて、これらの観測点では、遠地地震
記録中に明瞭なスパイク状のノイズが含まれる例が多く見られた。このような記録は解析
対象から除外しているが、依然として、レシーバ関数形状が安定していないことから、人為的あるいは自然に起因する雑微動が堆積層内に滞留し、ランダムかつ大振幅なノイズとなっている可能性が高い。
c) レシーバ関数解析の結論
20

機動的地震観測網内で直線状に配置した固有周期 1 Hz の地震計ならびにその近傍の防災科研 Hi-net、F-net 観測点データを用いたレシーバ関数解析を行った。その結果、山間部の観測点では、モホ面に起因する Ps 変換波を明瞭に検知するとともに、モホ面付近ある
いは直上に、南北あるいは東西方向に軸を持つ強い異方性を示す媒質が存在する可能性があることが明らかになった。この地域で実施された S 波の偏向異方性解析や P 波異方性ト
モグラフィー解析の結果も同じ方向に軸を持つ異方性媒質の存在を示唆している（石瀬・小田、2009） 16) が、これらの解析では、異方性媒質の存在場所の詳細な特定は困難であった。もし、下部地殻に異方性媒質が存在するならば、ひずみ集中帯形成メカニズムとの関連が示唆されることから、より詳細な解析を行う必要がある。
一方、平野部に位置する観測点では、表層付近に存在する低速度の堆積層の影響により、
直達 P 波相当の位相の到着の遅延を確認した。この場合、堆積層内での多重反射による位相がモホ面等地下深部からの変換波とほぼ同時刻に到着するため、レシーバ関数そのもの
からは、地殻深部に存在する地震波速度不連続面で励起する変換波位相の同定が困難となる。また、平野中央部に位置する観測点では、そもそも安定したレシーバ関数を得ることが出来なかった。これらの観測点においては、解析帯域の変更やトモグラフィー結果に基づく順問題あるいは逆問題解析等の詳細な解析を実施することにより、地下深部構造に関する情報の抽出の可否を検討する必要がある。
4) 2011 年東北地方太平洋沖地震の影響
a) 地震活動の変化
東北地方太平洋沖地震はその震源域が 400 km を超えるために、地震発生後プレート境
界の上盤側に位置する島弧地殻の応力状態に変化が生じ、ひずみ集中帯を含む内陸地震活動にも影響が及んだ。図 15 (P38)に Hi-net による東北地震前後の震源分布（M>1）を示す。
東北地震後は余震活動が非常に活発であり、規模の小さい地震が見落とされている可能性があるため、図 16 (P38)に M2 以上の震源分布も合わせて示す。図 15 (P38)と図 16 (P38)とも同様の地震活動変化の傾向を示しているため、この変化は解析処理上の問題ではなく有意であると考える。
東北地震発生後は、日本海東縁部のひずみ集中帯全体に渡って、従来の地震活動が低調になっている。東北地震以前は、中越地震や中越沖地震や岩手・宮城内陸地震の震源域では引き続き活発な余震活動が見られていたが、東北地震発生後は急に活動が低調と化した。
特に中越地震の余震活動は極めて低調に推移している。一方、東北地震直後より、長野県・新潟県県境付近、栃木県・群馬県県境付近、福島県北部、秋田県北部・南部で地震活動が活発化した地域がある。また、岩手県東部でも地震活動がやや活発化した。
b) 東北地方太平洋沖地震によるクーロン破壊応力の変化（ΔCFS）
図 17 (P39)に、東北地方太平洋沖地震後一か月以内にひずみ集中帯周辺で発生したＭ5以上の地震を示す。地震が発生した場所は、秋田県沖、秋田県北部、宮城県南部、長野県・新潟県県境付近である。合わせて、F-net もしくは Hi-net による発震機構解を示す。但し、
3 月 11 日に発生した 2 つの宮城県南部の地震うち 1 つでは、発震機構解は得られなかった。
21

秋田県沖の地震は北北西－南南東伸長の横ずれ断層型、秋田県北部の地震は東西圧縮の逆断層型、宮城県南部の地震および長野県・新潟県県境付近の地震は、北西－南東圧縮の逆断層型であり、発生場所によって発震機構解は異なる。
発生した地震が、東北地方太平洋沖地震の断層運動による静的応力場の変化によるもの
かを定量的に評価するために、発震機構解が得られている 4 つの地震の震源断層へのクー
ロン破壊応力の変化（Δ CFS）を計算した。ΔCFS が正だと断層活動が促進され、ΔCFSが負だと断層活動が抑制される。これまでの研究から、ΔCFS が 0.1 bar (0.01 MPa)を超えると地震活動が有意に増加すると考えられる。計算には、Suzuki et al. (2011) 17) による東北地方太平洋沖地震の断層面およびすべり分布を用いた。計算対象となる内陸地震の震源断層面は、F-net もしくは Hi-net の発震機構解の節面を使用し、両節面のうち ΔCFS
が最大値になる面を断層面として採用した。摩擦係数 μ´は 0.4 を仮定している。
計算結果を図 18 (P40)に示す。秋田県沖、秋田県北部、長野県・新潟県県境付近の 3 つの地震は、いずれも ΔCFS が正となり、その大きさは 0.1 bar (0.01 MPa)を超える。このことは、この 3 つの地震が東北地方太平洋沖地震の断層運動による静的応力変化によって発生した可能性が高いと言える。一方、宮城県南部の地震では、ΔCFS が負となっており、断層活動が抑制される方向である。つまり、この地震の発生は、静的応力場の変化では説明できないことになる。そのため、それ以外の可能性（例えば、動的な応力変化や計算の前提条件が成立しないような構造異常等）を検討する必要がある。ただ、この地震を始め、基本的に東北地方太平洋沖地震震源域の西方に位置する領域では、ひずみ集中帯内で発生する地震の特徴であった東西圧縮または西北西－東南東圧縮の逆断層型の地震が抑制される傾向を示している。このことは、ひずみ集中帯での地震活動度の低下を静的応力場の変化によって説明することができる。
c) 3 月 12 日長野県・新潟県県境付近の地震
東北地方太平洋沖地震が発生した直後から、日本各地で誘発地震と思われる地震が発生した。そのうち、ひずみ集中帯内で発生した長野県・新潟県県境付近の地震について調べた。3 月 12 日 3 時 59 分頃に長野県・新潟県県境付近を震源とする M JMA 6.7 の地震が発生し、長野県栄村で最大震度 6 強の揺れが観測された。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す（図 19、P41）。4 時 31 分頃には、M JMA 5.9 の余震が、また 5 時 42 分頃には M JMA 5.3 の余震が発生し、最大震度 6 弱の揺れが観測された。
その後 4 月 12 日 7 時 26 分頃に M JMA 5.6 の地震が発生し、最大震度 5 弱の揺れが観測された。
4 月 12 日の地震は、3 月 12 日の地震より約 20 km 南で発生し、Hi-net および F-net の発震機構解はともに北北西－南南東圧縮の横ずれ断層型を示す。4 月 12 日の地震の周辺の震源分布は、3 月 12 日の地震の余震分布から離れており、またほぼ東西方向に線状に分布している。発震機構解とも合わせて判断すると、3 月 12 日の地震とは別の断層で発生したと考えられる。
Hi-net の定常処理による 3 月 12 日の地震の余震分布は、深さ 5～15 km に分布しており、北に向かって深くなる傾向を示す（図 19、P41）。しかし、トモグラフィー解析によってすでに判明している通り、この地域は非常に複雑な速度構造になっているため、定常処理の震源の深さには注意が必要である。そこで、3 月 12 日の地震発生直後に震源域周辺の本プ
22

ロジェクトで観測中の 9 観測点（図 19 左、P41）のデータを回収し、解析を行った。トモ
グラフィー解析によって得られている速度構造を用いて震源再決定を行い、その後、波形相関データを用いた Double-difference 法（DD 法; Waldhauser and Ellsworth, 2000 18) ）による精密震源決定を行った。その結果、3 月 12 日 9:00 までに発生した余震の分布は、本震を中心として北北東‐南南西方向に約 17 km の広がりを持ち、深さ 4～10 km に集中する（図 20 上、P42）。本震の震源の深さは約 8 km であった。余震分布は、定常処理（図 19、P41）の結果よりも浅くなり、また北に向かって深くなる傾向は示していない。このことは、定常処理から得られた分布は見かけ上のものであったことを表す。複雑な速度構造の地域で詳細な震源分布を把握するためには稠密観測データが重要となる。
図 20 下（P42）に余震域の断面図を示す。余震域の北東側と南西側では余震分布の特徴に違いがあり、北東側の余震域では、余震が南東傾斜の面状に分布するが、南西側ではその特徴は見られない。北東側の面状分布は発震機構解と調和的である。このことから北東側と南西側では断層面の傾斜が異なる可能性がある。
小澤（2011） 19) は、本震源域において合成開口レーダ（SAR）干渉解析を実施した（図21 左、P43）。その結果、北西側にスラントレンジ伸長、南東側にスラントレンジ短縮の変化が見られ、南東側の短縮変化のほうがに大きいことから、震源断層は南東に傾斜していると結論付けた。また、その南側には西に傾斜する断層を伴っていることを示す変化があることを示した。
この SAR 干渉解析結果を、さきほどの余震分布と重ねた結果を図 21 右（P43）に示す。
前述の通り、余震分布は南東傾斜を示していたが、SAR 干渉結果でも震源断層は南東傾斜を示しており調和的である。また余震分布の位置と SAR 干渉縞は非常によい一致を示す。
このことから、本震源断層は南東傾斜を持つ断層面が活動したと考えられる。また、余震域南西側では南東傾斜を持つ余震分布は見られなかったが、SAR 干渉結果でも干渉縞は南西側まで伸びておらず、それどころか西傾斜を持つ別の断層が示唆されている。この余震
域南西側では、余震分布から明瞭な面形状を確認することはできないが、SAR 干渉縞と余震分布が一致していることから、南東傾斜の断層面は南西側まで延長せずに、ここには別の断層が存在していると考えらえる。
(c) 結論ならびに今後の課題
オフライン稠密地震観測網データから、三次元トモグラフィー解析および高精度震源決定を行った。解析に稍深発地震データを追加したことにより、ひずみ集中帯下の中・下部地殻構造の解像度が改善された。得られた速度構造と震源分布から、地震発生層の弾性波
速度の分布を求め、地震発生層の P 波速度下限は 5.4 km/sec になることを示した。その結果を基に地震発生層上面を求め、1828 年三条地震の震央が基盤のトラフ状構造の最深部以外に位置する可能性を示した。変換波を用いたレシーバ関数解析から、ひずみ集中帯下の深部地殻構造を明らかにし、モホ面付近の構造を推定した。東北地方太平洋沖地震後に発生したひずみ集中帯周辺の地震活動を調べ、東北地方太平洋沖地震後に発生した 3 つの地
震は、静的応力変化による誘発地震であった可能性を示した。3 月 12 日長野県・新潟県県境付近の地震を解析し、震源断層が南東傾斜であったことを明らかにし、SAR 干渉解析の結果との比較から震源域の南西側に別の断層の存在を明らかにした。
23

今後は、地下深部の断層評価や強震動予測に必要な情報を提供するための信頼性の高い
三次元地下構造構築のために、他のサブテーマと連携して最新の成果を取り入れる必要がある。また、今回推定した V10 および V90 の情報だけでは、地震発生層の厚さの評価には不十分であるために、D90 との比較検証を行い、改善を試みる。3 月 12 日長野県・新潟県県境付近の地震の周囲では稠密観測データが得られており、地殻構造の不均質性や地震発
生前後の構造変化から誘発された原因について調べる必要がある。
(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) Kissling, E., Ellsworth, W.L., Eberhart-Phillips, D. & Kradolfer, U., Initialreference models in local earthquake tomography, J. geophys. Res., 99, 19,635-19,646,
1994.
3) 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.
4) 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.
5) Kato, A., Kurashimo, E., Igarashi, T., Sakai, S., Iidaka, T., Shinohara, M.,
Kanazawa, T., Yamada, T., Hirata, N., and T. Iwasaki, Activation of ancient rift
systems triggers devastating intraplate earthquakes, Geophys. Res. Lett., 36, L05301,
doi:10.1029/2008GL036450, 2009.
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) 宇佐美龍夫編，『「日本の歴史地震史料」拾遺 別巻』，社団法人日本電気協会，1045p.，
1999.
8) 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.
9) 佐竹健治・都司嘉宣・西山昭仁・石橋克彦・小山真人・早川由紀夫・榎原雅治・笹本
正治・高橋昌明・田良島哲・藤田明良・矢田俊文・原正一郎・原田和彦・行谷佑一・卜部厚志、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 21 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, 391p., 2010.
10) Park, J. and V. Levin: Receiver functions from multiple-taper spectral
correlation estimates, Bull. Seism. Soc. Am., 90, 1507-1520, 2000.
2411) Shiomi, K., H. Sato, K. Obara and M. Ohtake: Configuration of subducting
Philippine Sea plate beneath southwest Japan revealed from receiver function
analysis based on the multivariate autoregressive model, J. Geophys. Res., 109,
B04308, doi:10.1029/2003JB002774, 2004.
12) 上野寛・畠山信一・明田川保・舟崎淳・浜田信生: 気象庁の震源決定方法の改善－

浅部速度構造と重み関数の改良－, 験震時報, 65, 123-134, 2002.
13) Maupin, V., and J. Park: Theory and observations – Wave propagation in anisotropic
media, Treatise on geophysics Volume 1 (B. Romanowicz and A. Dziewonski ed.), Elsevier,
289 – 321, 2009.
14) 汐見勝彦・小原一成: レシーバ関数から推定される新潟県中越地方の地下構造の特徴,
地震 2, 58, 345 – 357, 2005.
15) 地震調査研究推進本部地震調査委員会: 会津盆地西縁・東縁断層帯の評価（一部改訂）,
http://www.jishin.go.jp/main/chousa/08sep_aizu/index.htm, 2008.
16) 石瀬素子・小田仁: 日本列島の地震波異方性速度構造, 地震 2, 61 特集号, S187 –S197, 2009.
17) Suzuki, W., Aoi, S., Sekiguchi, H., and Kunugi, T., Rupture process of the 2011
Tohoku-Oki mega-thrust earthquake (M9.0) inverted from strong-motion data, Geophys.
Res. Lett., doi:10.1029/2011GL049136, L00G16, 2011.
18) Waldhauser F. and W.L. Ellsworth, A double-difference earthquake location
algorithm: Method and application to the northern Hayward fault, Bull. Seism. Soc.
Am., 90, 1353-1368, 2000.
19) 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.
(e) 成果の論文発表・口頭発表等
著者
武田哲也，木村尚紀

題名

発表先

発表年月日

2011年東北 地方太平洋 沖地

日本地球惑星平成 23 年 5

震後に誘発された内陸地震

科学連合大会

月（千葉 幕張）Enescu Bogdan， 武 田 哲 也 ，ひずみ集中帯におけるトモ

日本地球惑星平成 23 年 5浅野陽一，小原一成，関口渉

グラフィー解析のための初科学連合大会月

次期モデルの検討（千葉 幕張）Sekiguchi, S. ，Enescu, B.， Broad,

Undulated

Takeda, T. ， Asano, Y. ，

Structure

Obara, K.

Thick

HiddenSediment

Rift

the

Under

2011Fallinthe

Niigata region, JapanAGU

平 成 23 年
12 月

Meeting(SanFrancisco)

松原誠，汐見勝彦，武田哲也， 防災科学技術研究所高感度

防災科学技術平成 24 年 3木村尚紀，松本拓己，廣瀬仁， 地震観測網が捉えた2011

研究所主要災月

浅野陽一，齊藤竜彦，松澤孝

害調査

年東北地方太平洋沖地震

25

第 48

紀，上野友岳，木村武志，三－観測記録・被害・対応－

号

好崇之，田中佐千子，エネス
クボグダン，松林弘智，風神朋枝，針生義勝(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(3) 平成２４年度業務計画案
平成 24 年度では、既存の陸域での定常的地震観測を維持しつつ、平成 24 年度中に機動的地震観測装置を回収する。回収したデータの整理及び高感度地震観測網 Hi-net のデータ
を併せて処理し、これまでの解析結果と統合して、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する。また、他のサブテーマと連携し、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。また、国内外の学会等において、今までに得た研究成果を発表し、新たな専門的知見を得て、成果の取りまとめに反映させる。

26

表1

平成 23 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

H23 4/22～7/6

H23 8/9～9/3

H23 11/1～H23 12/19

対象観測点数

300

300

350

地震計交換

2

4

49

データロガー交換15

43

地震計ケーブル損傷

なし

なし

なし

GPS アンテナ交換

6

4

4

グリーンシート交換

なし

なし

なし

柵の杭交換

38

3

1

雪囲い交換

4

22

6

表2

移動した観測点に関する情報
観測点番号
087
281
244

実施日

実施状況

平成 23 年

校舎改修工事の足場組立てに支障となるた

6 月 20 日

め、敷地内で 16 m 移動。

平成 23 年

校舎建て替えに支障となるため、敷地内で 100

7月6日

m 移動。

平成 23 年

県の水路整備工事範囲に入ることになり、敷8 月 31 日

地内で 52 m 移動。

27

図1

オフライン地震観測点配置図（左上）平成 20 年度観測初期の配置、（右上）平成 22 年度の 80 地点移設後の配置、（左下）
平成 23 年度の 50 地点新設後の配置。

28

図 2

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 2009/1/24 から 2011/8/31 まで。

29

図3

平成 23 年 7 月新潟・福島豪雨の土石流で埋まった地震観測点（042）の写真。

30

図4

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。

図5

トモグラフィー解析に用いた初期速度構造モデル

JHD 法によって推定された最適一次元速度構造（赤）を採用した。Shibutani et al. (2005)の結果（青）も合わせて示す。

31

図6

チェッカーボードテスト（P 波）

深さ 3, 5, 7, 9, 11, 13, 15, 20, 30 km のテスト結果を示す。

32

図7
深さ 3, 5, 7,

トモグラフィー解析から推定された P 波速度構造

9, 11, 13, 15, 20 km の結果を示す。また再決定された震源分布（丸印）を合わせて示す。右下に観測点配置を示す。

33

図8

P 波速度 5.7 km/sec の基盤形状俯瞰図（左）。図中の地図の黒枠内の領域を南西方向から俯瞰する。黒点は再決定された震央の位置を示す。赤実線は活断層（活断層研究会 13) ）を示す。P 波速度 5.7 km/sec の基盤形状の真上からの俯瞰図（右）。星印はこの地域で発生した主要な地震の震央を示す。

34

図9

トモグラフィー解析から推定された P 波速度構造の断面図（左）2004 年中越地震及び 2007 年中越沖地震周辺の断面図。2004 年中越地震及び 2007
年中越沖地震の震源位置を星印で示す。
（右）1828 年三条地震周辺の断面図。宇佐美（2003）
による 1828 年三条地震の震央の位置を赤矢印で示す。図 10 の V10 (5.4 km/sec)の等速度
線を赤破線で、V90 (6.5 km/sec)の等速度線を青破線で示す。

35

図 10

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。

38.0˚

N.0131

N.0130

機動的地震観測網（ 1Hz）

N.0105

防災科研 Hi-net
防災科研 F-net

N.TSTH

37.5˚
138˚

139˚

図 11

140˚

地震観測点の分布

本解析には、機動的地震観測網観測点のうち、固有周期 1 Hz の地震計を用いて直線状に配置した点、及びその測線付近に位置する防災科研 Hi-net、F-net 観測点の記録を用いた。
使用した観測点を、図中に黒枠付で示す。

36

図 12

観測されたレシーバ関数の一例。左）N.0130 観測点。右）N.0131 観測点。

観測点の位置を図 11 に示す。横軸は、直達 P 波到着からの経過時間、縦軸は地震波到来方
向を表す。

図 13

N.TSTH におけるレシーバ関数

図 14
37

N.0105 におけるレシーバ関数

図 15

Hi-net 震源データによる東北地方太平洋沖地震前後の地震活動の変化（M1 以上）

青破線領域内は東北地方太平洋沖地震後に地震活動が低調に推移したところ。赤破線領域
内は地震活動が活発化したところ。

図 16

Hi-net 震源データによる東北地方太平洋沖地震前後の地震活動の変化（M2 以上）

青破線領域内は東北地方太平洋沖地震後に地震活動が低調に推移したところ。赤破線領域
内は地震活動が活発化したところ。
38

図 17

東北地方太平洋沖地震後一か月以内に発生したひずみ集中帯周辺の M5 以上の地震。

F-net もしくは Hi-net の発震機構解を合わせて示す。東北地方太平洋沖地震の断層面と滑り分布は Suzuki et al. (2011)による。

39

図 18

東北地方太平洋沖地震によるひずみ集中帯周辺で発生した震源断層へのクーロン

破壊応力の変化（ΔCFS）。ΔCFS が正だと断層活動が促進され、ΔCFS が負だと断層活動が抑制される。

40

図 19

Hi-net による震央分布

主な地震の Hi-net 及び F-net による発震機構解をあわせて示す。

41

図 20 （左上）領域図。赤四角は，本プロジェクトで設置された 9 点のオフライン観測点。
（右上）震央分布．本プロジェクトによるオフライン観測点データの解析から得られた精密震央分布（2011 3/11 23:30 - 3/12 9:10）。（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（青とピンク色）の震源をそれぞれの断面に投影した。

42

図 21 （左）3 月 12 日長野県・新潟県県境付近の地震の震源域における合成開口レーダ（SAR）
干渉解析結果（小澤、2011）。（右）図 20 の震央分布に合成開口レーダ（SAR）干渉解析結果を重ねた図。

43