研究ノート
海洋情報部研究報告 第 46 号 平成 22 年 3 月 23 日
REPORT OF HYDROGRAPHIC AND OCEANOGRAPHIC RESEARCHES No.46 March, 2010

平成１６年「新潟―村上沖」沿岸海域海底活断層調査報告
伊藤弘志＊１，泉紀明＊２，成田学＊２，登崎隆志＊３，加藤正治＊２，細萱†

泉＊２

Report of the seismic reflection survey for the submarine active fault off Niigata!Murakami, Japan†
Koji ITO＊１, Noriaki IZUMI＊２, Manabu NARITA＊２, Takashi TOZAKI＊３, Shoji KATO＊２, Izumi HOSOGAYA＊２

Abstract
Some active faults, active anticlines, and active synclines were discovered by the seismic reflection survey conducted off Niigata!Murakami including the epicenter of the１
９６４Niigata Earthquake.
Most active faults are distributed on the Awashima Uplift Zone and cut the erosion surface formed about１８，０００years ago. The average slip rate of the fault near the earthquake fault of the１
９６４Niigata Earthquake is over０．
５６m/ka. Several normal faults detected under the Awashima Uplift Zone are supposed to be formed by the eastward
tilting of the uplift.

１ はじめにal., １９６４）．また，地質調査所は１９６４年新潟地震

北海道から新潟沖にかけての日本海東縁地域にの震源域を含む日本海東縁地域において反射法地は多くの活構造が存在し，しばしばマグニチュー震探査を行い，活構造の分布と特徴を明らかにし

ド７を超えるような大きな地震が発生している

た（岡 村・他，１９９４：岡 村・他，１９９６）．そ の 結（１８３３年庄内沖地震：M７．
７，１９４０年積丹半島沖

果，新潟沖の大陸棚には粟島隆起帯と新潟沖隆起

地震：M７．
５，１９６
４年新潟地震：M７．
５，１９８
３年帯が存在し，新潟地震は粟島隆起帯の活動である

日本海中部地震：M７．
７，１９９３年北海道南西沖地ことが分かった．また，亀村・他（１９９２）は，１９６４

震：M７．
８，２００
７年 新 潟 中 越 沖 地 震：M６．
８）．

年新潟地震時の地震断層においてコアラーによるなかでも１９６
４年新潟地震はより沿岸部に近い海堆積物のサンプリングを行い，１９６４年新潟地震

域で起きた地震であり，死者２６名，家屋全壊１９６０の地震断層は約９，３００年前と約１０，３００年前に活棟という大きな被害を出した（宇佐美，１９８７）．

動していたことを明らかにした．しかし，岡村・

１９６４年新潟地震の発生の直前には偶然海上保他（１９９４）は，粟島隆起帯全体が全ての地震発生

安庁水路部の測量船「拓洋」が周辺海域を測量中時に活動するのではなく，いくつかの単位区間にであったため，地震発生後ただちに「拓洋」及び分けられる可能性を示唆しており，粟島隆起帯に「海洋」による 測 量 を 行 い，地 震 前 に は 平 坦 でおける地震活動の特徴を把握するためには起震断あった海底面に地震断層を見いだした（Mogi et

層全体の位置・形状や活動履歴を知ることが重要†Received December２７，２００９；Accepted February２３，２０
１０＊１ 海洋研究室 Ocean Research Laboratory＊２ 海洋調査課 Hydrographic Surveys Division＊３ 海洋調査課 Hydrographic Surveys Division（当時）− 25 −

Koji ITO, Noriaki IZUMI, Manabu NARITA, Takashi TOZAKI, Shoji KATO, Izumi HOSOGAYAである．現在公表されている海洋地質図（岡村・他，１９９６）は縮尺が２０万分の一，測線間隔が約１．
６海里であり，広域的な地質構造を把握するには適しているが，短い断層や変位の小さな構造は地質構造図上には現れにくく，また水深の浅い沿岸海域での調査は十分とはいえない．そこで，都市圏に近く，そこで発生する地震が大きな被害をもたらすと推測される新潟―村上沖の粟島南部海域において，活構造の詳細な位置・形状を明らかにするために稠密な測線で反射法地震探査を行った．
２ 調査概要調査海域の位置及び調査測線を図１に示す．調
査海域は新潟―村上沖の粟島南方に設定した．この海域は１９６４年新潟地震の海底地震断層である
S３断層（Mogi et al., １９６４）を含む海域である．
測線は想定される断層と高角度で交わる東西方向の測線を０．
５海里（約０．
９３km）間隔，それと直交 す る 南 北 方 向 の 測 線 を 経 度 の１分（約１．
３９km）間隔に設定し，高密度に調査を行った．
調査には海洋情報部所属の測量船「天洋（４３０トン）」を用い，シングルビーム中深海音響測深機として DESO２０を，マルチビーム測深機としてシービーム１１８０を使用した．反射法地震探査

図１ 調査範囲と測線．実線，破線，S３は調査測線，水深，１９６
４年新潟地震の地震断層の位置（Migiet al．
，１９６４）をそれぞれ示す．
Fig．
１ Location map of survey area. Solid lines, brokenlines, and S３indicate survey lines, isobath inmeter, and the epicenter of the１
９６４Niigata
earthquake, respectively.

は放電式音波探査機（AAE 社製スパーカー CSP
６０００，エネルギー：１，０００J，発信間隔：１秒）及システムの酒田局を使用して船位を決定した．

び 表 層 探 査 装 置（チ ャ ー プ!，発 信 間 隔：０．
５

調査期間は２００４年（平成１６年）４月２２日〜５秒）を使用して行った．チャープ!の発振する音

月１８日であり，総調査距離は９７５海里であった．

波は高周波数（約１〜１０kHz）であるため地層の表層部分を精度良く調査するのに向いており，そ３

調査結果

れに対してスパーカーは周波数が低い（約５０〜３．１ 海底地形

３００Hz）ためやや深い部分の大構造をとらえるの

本調査によって得られた海底地形を図１に示に適している．スパーカーは，音波発信部（スす．ただし，主たる調査項目が反射法地震探査でパ ー ク ア レ イ）を 船 尾 か ら 約２０m，シ ン グ ルあったため，海底面を１００％ カバーした海底地形チャンネルの音波受信部（ハイドロフォン）を船調査は行われていない．本海域における等水深線

尾 か ら 約４０m 繰 り 出 し て 曳 航 し た．ま た，は海岸線にほぼ並行しており沖に向かってなだらチャープ!は左舷シークレーンを使用し約２０mかに深くなっていくような単調な地形であるが，繰り出して曳航した．調査時の速力は約５ノット

海域の北西部には新潟沖隆起帯の一部である尾根とし，水深測量と同時に行った．測位は DGPS状の高まりが見られる．ほとんどが１２０m より− 26 −

Report of the seismic reflection survey for the submarine active fault off Niigata!Murakami, Japan

図２ 調査海域における代表的な音響断面．２列の粟島隆起帯及びそれを切る断層が見られる．断層の記号のケバは相対的に沈降した側を示す．
（a）チャープ!による音響断面．Ni１U と Ni１L を区別することができる．
（b）スパーカーによる音響断面．Ni１U と Ni１L を区分することができない．測線の位置は図３に示す．
Fig．
２ Typical seismic profile in this survey area. Two uplifts are cut by faults. The hachures on the faults show therelatively downthrown side.（a）CHIRP II seismic profile.（b）Sparker seismic profile. Transparent Ni１layerin（b）is dividable into Ni１U and Ni１L layers in（a）. For location, see Fig．
３.

浅い大陸棚であり，最終氷期の最大海退期にはほNi１U 層は，調査海域の表層を最北部を除きほぼぼ全域が陸化していたと考えられる．最深部は全域にわたって覆う現世の堆積物であり，沿岸部１３０m である．

から沖合に向かって層厚は薄くなっていく．最も厚いのは調査海域南部の沿岸部であり，層厚は約３．
２層序４０m に達する．Ni１L 層は主に粟島隆起帯より西

本海域の地質層序は，チャープ!及びスパー側の海域に堆積している．粟島隆起帯が地形に明カーによる反射法地震探査によって得られた音響瞭に表れている海域最北部にはほとんど堆積して断面から層相や反射面の不整合関係を読み取っていないが，北部から南部にかけ最大約１０m の厚区分した．その結果，本海域の層序は Ni１層，さで堆積する．

Ni２層，Ni３層の３層に区分 さ れ た．代 表 的 なNi２層はチャープ!の音響断面中ではほぼ透音響断面を図２に示す．なお，本来音響断面の縦明な層相であるが，スパーカーの音響断面では，方向の軸は時間軸であるが，水中及び地中の音速最上部に数枚の強い反射面を持つ．Ni３層の見を１，５００m/sec と仮定して深度に変換している．

える北部海域を除いた中〜南部海域において音響最上位の Ni１層は，チャープ!の音響断面上的な基盤を成す．北部海域では，最大約５０m のでは音響的に透明な層準であるが，強い反射面に層厚を持つ．

よって上部層と下部層に細分される．スパーカー

Ni３層は北部海域及び岩船沖の沿岸部におけの音響断面上でもほとんど透明であり上部層と下るスパーカーの音響断面中にのみ見られ，北部海部層の境界の反射面は見られないが，下部層には域の新潟沖隆起帯においては海底面に直接露出し弱い反射面が見られることがある．ここでは，上ている．最上部には数枚の明瞭な反射面を持つも部層を Ni１U 層，下部層を Ni１L 層と呼称する．のの，断層によって切られ連続性に乏しい（図− 27 −

Koji ITO, Noriaki IZUMI, Manabu NARITA, Takashi TOZAKI, Shoji KATO, Izumi HOSOGAYA５）．
３．
３

地質構造の特徴

得られた音響断面から背斜・向斜や断層等の地質構造を読み取り，図３に示した．断層は，明瞭に反射面を切っているものの他，撓曲についてもその下に断層が伏在しているものと考え，断層として扱った．本海域における地質構造は，概ね北東−南西方向に延びた背斜・向斜群とそれに伴う断層によって特徴付けられる．断層は，主に背斜軸の周辺に位置することから，褶曲の成長に伴って形成されたものであると考えられる．主な向斜構造は調査海域の北西部から中央部にかけて３列存在し，北西部の１列とその東側の２列は，それぞれ岡村・他（１９９４）の新潟沖隆起帯及び粟島隆起帯に相当する．新潟沖隆起帯は，特に本海域の北部では地形にはっきりと現れているが，粟島隆起帯は現世の堆積物に覆われており，明瞭な地形を形成していない．
本海域に分布する断層は，それが切っている層
準によっ て，１．Ni１U 層 の 上 面（海 底 面）ま でを変位させている断層，２．Ni１L 層の上面までを変位させている断層，３．Ni２層の上面までを変位させている断層の３つに区分した．本海域において最も大規模な断層は，粟島隆起帯の中の南東側隆起帯に沿って分布している．その大部分は海底面まで変位させる断層であり，途中で２の海底面に変位を及ぼさない断層に移行しているところ

図３ 断層及び向・背斜の分布．北東―南西方向に伸びる背斜軸に沿って断層が分布している．図中には１９６
４年新潟地震の震源（宇佐美，１９８７）とS２及び S３断層（Mogi et al．
，
１９６４）の位置を記入してある．
Fig．
３ Distribution map of faults, synclines, and anticlines. Most faults are distributed along theAwashima Uplift Zone extending NE−SW. The
epicenter of the １
９６４ Niigata Earthquake（Usami,１９８７）and the S２and S３faults（Mogiet al.,１９６４）are shpwn in the figure.

や断層のギャップがあるものの，調査海域内では約２０km に渡って伸び，調査海域の北に延伸す

ぞれ約２m，約１０m，約１２m の変位が見られ，るように見える．Mogi et al．
（１９６４）の報告した断層運動による変位が累積しているといえる（図S３断層はこれに含まれる．この断層の北半部は４）．

背斜の東翼に位置しており，その背斜との位置関記録中に断片的にしかとらえられておらず正確

係や，東翼が急傾斜で西翼が緩傾斜であるというな分布が分からないため図３には示していない

背 斜 の 形 状 は，岡 村・他（１９９６，第６図）や 岡が，Ni３層 の 上 面 を 切 っ て い る 断 層 も 見 ら れ村・他（１９９８，第２図）によって報告された非対る．調査海域最北部では，スパーカーの音響断面称的な背斜構造と相似形をなす（図２）．一方，に背斜構造を示す Ni３層が見えており，そのう断層の南半部は背斜軸付近に位置し，背斜の形状

ち粟島隆起帯の下部に位置する背斜構造の上面はも対称的である．S３断層では，海底面に表れる断層によっていくつかのブロックに断ち切られて断層崖，Ni１U 層および Ni１L 層の基底面にそれいる（図５）．これらの断層は，逆断層に特徴的− 28 −

Report of the seismic reflection survey for the submarine active fault off Niigata!Murakami, Japan

図４ チャープ"の記録中に見られる Ni１U 層，Ni１L 層，Ni２層上面の変位．Ni１U 層の基底面は１８，０００年前以降に形成されているため，ここから計算された平均変位速度は約０．
５６m／千年以上と見積もられる．
図の位置は図３に示す．
Fig．
４ Vertical displacement in the surface of Ni１U, Ni１L, and Ni２in the CHIRP II seismic profile. The averageslip rate is evaluated to be over０．
５６m/ka, from the formation age of Ni１U basement，１８ka. For location,see Fig．
３.

な上盤側の撓みがほとんど見られないため，東傾３．
４

活動時期

斜の正断層であると考えられる．Ni３層は調査

本調査では堆積物の採取等，地層の堆積年代に海域内では最北部の新潟沖隆起帯でのみ海底面についての調査を行っていないため，これらの断層表れるという分布の特徴から，中期中新世から鮮の活動年代を知ることはできない．しかし，Ni１U

新 世 に か け て 堆 積 し た 平 瀬 層 群（岡 村・他，層，Ni１L 層，Ni２層はその層相や堆積の様子か

１９９５；岡村・他，１９９６）に対比される．日本海東ら，岡村・他（１９９４）の Unit"，Unit!，基盤に縁地域は，鮮新世後期には圧縮場であり，日本海相当すると考えられる．Unit"，Unit!，基盤は拡大時に形成された正断層が逆断層として活動しそれぞれ１８，０００年前以降の後期更新世から完新隆起帯を形成する インバージョン期が始まり世にかけての堆積物，８０，０００年前〜１８，０００年前つつあった（Okamura et al., １９９５）．Ni３層の上の更新世の堆積物，８０，０００年前以前の堆積物で面を切る正断層は，隆起帯が逆断層の運動によっあると推定されており，それにしたがうと，図３て全体的に西に向かって傾動しつつ，その頂部がに示した断層は全て Ni１L 層の上面を変位させて引張応力場になることによって形成されたものでいるため，第四紀後期に活動したことのある活断ある可能性がある．なお，新潟沖隆起帯において層であるといえる．図４において，海底面の変位も Ni３層は見られるものの，その上面を切るよ（約２m）よりも大きい約１０m の変位を確認できうな断層は見られない．

る層準は Ni１U 層の基底面であるので，その平均変位速度は約０．
５６m／千年以上と見積もられ，− 29 −

Koji ITO, Noriaki IZUMI, Manabu NARITA, Takashi TOZAKI, Shoji KATO, Izumi HOSOGAYA

図５ 粟島隆起帯下部のスパーカー記録中に見られる Ni３層の上面を切る正断層群．ケバは相対的に沈降した側を示す．図の位置は図３に示す．
Fig．
５ Normal faults cutting the upper part of Ni３under the Awashima Uplift Zone in the sparker seismic profile.
The hachures on the faults show the relatively downthrown side. For location, see Fig．
３.

同 じ S３断 層 で 亀 村・他（１９９２）が 見 積 も っ た断層であり，それ以外の断層も第四紀に活動した

０．
３m／千年や S２断層で岡村・他（１９９４）が 推断層である．また，上位層との関係は不明である

測した０．
７m／千年と似た値を示す．

が，粟島隆起帯頂部に正断層が形成されているこ

一方，Ni３層に対比される平瀬層群は中期中とも明らかになった．

新世から鮮新世にかけての堆積物であるため，粟今回は堆積物の年代に関する調査を行わなかっ

島隆起帯下部で背斜構造を示す Ni３層の上面をたので，断層の活動年代を明らかにすることがで切っている正断層は，遅くとも第四紀以降に活動きなかった．亀村・他（１９９２）は S３断層においしたことになる．Nakamura et al．
（１９６４）は１９６４て堆積物の採取を行いその活動年代を推定してい年新潟地震時に粟島が西方へ傾動したことを報告るが，本断層は全体が一度に活動するのではなしており，傾動自体は現在も続いているようであく，いくつかの活動区間に別れる可能性が高いのるが，Ni２層が音響的に透明であるためこれらで，断層全体において活動年代を明らかにする必Ni３層の上面を切る正断層が上位の層準を切っ要がある．また，本断層帯は海底面に変位を与えているかどうかはよく分からず，最近これらの正ているため，断層の正確な分布を押さえる上でマ断層が活動しているかどうかについては定かでは

ルチビーム測深機による詳細な海底地形調査が極ない．

めて有用であるが，今回の調査では水深が浅く，また測線間の距離が大きかったため海底をフルカ

４まとめバーしたデータが得られなかった．詳細な断層の１
９６
４年新潟地震の震源を含む海域において反射法地震探査を行い，断層の詳細な分布を明らか分布を知るためには，今後隙間無い完全な海底地形データを取得する必要がある．にすることができた．多くの断層は海域中央部を北東―南西に走る粟島隆起帯の活動に伴う断層で５

謝辞あり，約３０km 以上にわたって存在する．中心

長島久之船長を始めとする天洋乗組員の皆様並

部は現世の堆積物からなる海底面を変位させる活びに陸上でバックアップしていただいた本庁及び− 30 −

Report of the seismic reflection survey for the submarine active fault off Niigata!Murakami, Japan

第九管区海上保安本部の皆様には調査に際して大変お世話になりました．また，匿名の査読者及び田辺海上保安部の岩渕洋部長には本稿を改善する上で大変有益な意見を頂きました．合わせてここに感謝いたします．
引用文献
亀村貴子・岡村眞・島崎邦彦・中田高・千田昇・中村俊夫（１９９２），新潟地震断層（ 粟島沖断層 ）の完新世活動履歴，日本地質学会学術大会講演要旨，９９，３７４．
Mogi, A., B. Kawamura, and Y. Iwabuchi（１９６４）,
Submarine crustal movement due to the Niigata Earthquake in１
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Nakamura, K., K. Kasahara, and T. Matsuda（１９６４）, Tilting and uplift of an island,Awashima, near the epicentre of the Niigata
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９６４, J. Geod. Soc. Japan,
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２‐１７９．
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Okamura, Y., M. Watanabe, R. Morijiri, and M. Satoh（１９９５）, Rifting and basin inversion in theeastern margin of the Japan Sea, The Island
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岡村行信・倉本真一・佐藤幹夫（１９９８），日本海東縁海域の活構造およびその地震との関係，
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宇佐美龍夫（１９８７），新編日本被害地震総覧，４３
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東京大学出版会，東京．