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ヵ年の年次実施計画
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２１年度業務目的(2)

平成２１年度の成果・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・14(a) 業務の要約(b) 業務の成果
1) 機動的地震観測網の保守管理
a) はじめにb) 現地メンテナンス作業c) 防水対策d) 交換地震計の波形確認試験
2) 三次元高分解能地震波トモグラフィー解析a) はじめにb) データおよび手法
c) 解析結果と議論d) まとめ3) ひずみ集中帯における断層セグメント境界a) はじめにb) データ・解析方法
c) 結果
d) 考察
4) 平成 20 年岩手・宮城内陸地震稠密アレイデータ解析
11a) はじめにb) データおよび手法c) 結果および議論
d) まとめ(c) 結論ならびに今後の課題(d) 引用文献(e) 学会等発表実績(f) 特許出願、ソフトウエア開発、仕様・標準等の策定(3)

平成２１年度業務計画案・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・26

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(1) 業務の内容(a) 業務題目

陸域における自然地震観測(b) 担当者
所属機関

氏名

メールアドレス

副部長

小原 一成

obara@bosai.go.jp

同

主任研究員

武田 哲也

ttakeda@bosai.go.jp

同

主任研究員

浅野 陽一

asano@bosai.go.jp

同

契約研究員

エネスク ボグダン

benescu@bosai.go.jp

同

主任研究員

汐見 勝彦

shiomi@bosai.go.jp

同研究員

関根 秀太郎ssekine@bosai.go.jp

同

主任研究員

松原 誠

mkmatsu@bosai.go.jp

同総括主任研究員

関口 渉次

seki@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

契約研究員

上野 友岳

ueno@bosai.go.jp

同

契約研究員

松澤 孝紀

tkmatsu@bosai.go.jp

同

契約研究員

三好 崇之

miyoshi@bosai.go.jp

独立行政法人防災科学技術
研究所

役職

地震研究部

(c) 業務の目的
東北日本の日本海側に存在するひずみ集中帯の陸域において、新潟県を中心とする地域に稠密な定常的地震観測網を構築して自然地震を観測し、このデータに基づいて高精度な震源分布を得ると共に、地下深部の断層評価や強震動予測に必要な地震波速度構造と非弾性の三次元的な分布を明らかにする。
(d) ６ヵ年の年次実施計画
1) 平成１９年度：ひずみ集中帯の陸域の観測で用いる機動的地震観測装置を整備するとともに、新潟県を中心とするひずみ集中帯の活断層及び活褶曲等の活構造の全体像を明らかにするための効果的な地震観測点配置等の検討を行った。
2) 平成２０年度：機動的地震観測装置約 300 台を用いて、新潟県を中心に観測点間隔が約 3～5km 及び約 10km 程度の稠密・広域地震観測網、秋田県周辺に広域地震観測網を構築し、オフライン型現地収録方式の定常的観測を開始するとともに、効率的データ処理フ
ローの検討を行い、回収データの一部について処理・解析を行った。
3) 平成２１年度：陸域での定常的地震観測を継続するとともに、既存の高感度地震観測網
Hi-net 等も利用して高精度震源分布、稠密観測地域のトモグラフィー初期モデルを得る。
4) 平成２２年度：陸域での定常的地震観測を継続し、ひずみ集中帯内外におけるトモグラ
フィー初期モデルを得る。
13

5) 平成２３年度：陸域での定常的地震観測を継続し、変換波解析等を用いて地下構造モデ
ルの改良を進めるとともに、新潟県内の稠密地震観測点約 100 台を移設する。
6) 平成２４年度：陸域での定常的地震観測を継続しつつ、当該年度中に機動的地震観測機器を回収する。これらのデータに基づいて観測対象領域全域における高精度三次元地下構造を明らかにし、震源断層深部形状に関するモデルを構築する。
(e) 平成２１年度業務目的
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る。
(2) 平成２１年度の成果(a) 業務の要約
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ける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ため、平成 20 年度に新潟県を中心に設置した機動的地震観測装置を維持し、適宜データを回収するとともに、回収データの整理及び高感度地震観測網 Hi-netのデータを併せた処理に基づいて高精度震源決定を行い、地震活動状況を把握した。また、これらの観測結果に基づき、稠密観測地域における地下不均質構造に関する解析を行ない、三次元トモグラフィー解析による地震波速度構造初期モデルを得た。また、平成 20 年 6
月 14 日に発生した岩手・宮城内陸地震の震源域において機動的地震観測装置を展開し、震源断層に関する調査観測を実施した。
(b) 業務の成果
1) 機動的地震観測網の保守管理
a) はじめに
平成 20 年度に、新潟を中心としたひずみ集中帯およびその周辺 300 箇所に機動的地震
観測装置を設置し、オフライン稠密地震観測網を構築した。これらはオフラインで稼動しており、定期的に、データロガーへ電源供給しているバッテリーと、データを収録しているコンパクトフラッシュ（CF）カードの交換が必要となる。また、積雪が多い地域である
ため、雪囲い・柵・GPS アンテナ等がダメージを受ける場合もあり、観測を良好な状態で継続するための修繕も必要となってくる。そこで、バッテリーや CF カードの交換のための定期的なメンテナンスを全観測点について実施したとともに、障害対応のための作業もあわせて実施した。したがってメンテナンス作業には、観測点の正常性・障害確認と障害時の復旧、データ回収、バッテリー交換、CF カード交換、観測点の移設、バッテリー充電、交換地震計の波形確認試験等が含まれる。現地でのメンテナンスは計 3 回実施した。
また、それとは別に台風 18 号通過による緊急点検を実施した。第 1 回メンテナンスの際に、より周期の長い地震動記録を取得するために、全 300 観測点のうち 90 観測点について、2Hz 地震計から 1Hz 地震計への置き換えを行った。また、第 3 回メンテナンスの際に、2Hz 地震計が設置している 200 観測点において防水対策を実施した。
14

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。回収したデータ容量は、観測開始から約 10 テラバイトに達した。その後、データは WIN フォーマットから WIN32 フォーマットへの変換処理を経て、定常観測点データとマージした。その後イベントリストによって切り出しを行い、イベン
トトリガーデータを作成した。今年度は、このイベントトリガーデータを用いて、2,500個の地震の検測を行い、震源決定を実施した。得られた震源分布を図１(P28)に示す。検測に非常に稠密に展開された 300 点のオフライン観測点を使用したことにより、高精度な震源決定を実現できた。2004 年中越地震や 2007 年中越沖地震の震源域では、いまだに余震活動が活発であるため、広域かつ稠密に展開されたオフライン観測網で今も貴重なデータが蓄積され続けている。後述の 2)の三次元高分解能地震波トモグラフィー解析では、この地震データに基づいて、処理・解析が進められた。
b) 現地メンテナンス作業
現地メンテナンス作業は、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、観測点の移設等から構成される。各回のメンテナンスの期間および障害について表
1(P27)にまとめる。昨年度設置された観測点は、積雪による破損が心配されたが、第 1 回
メンテナンスの結果、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（図 2、P29）。また、全体の 300 観測点に対し、地震計交換を除き、各障害点数は一桁台であった。データロガーの障害は、ほとんどが GPS を受信できなくなるという問題で、原因は GPS モジュールの故障であり、これらのデータロガーは予備のデータロガーに交換した。第 1 回や第 2 回メンテナンスでは、地震計から出力される波形に異常が見られ（小振幅や無信号など）、それぞれ 11 および 9 地点で地震計を交換した。障害のあった地震計を調べたところ、ひどく泥で汚れており、内部を開けてみると、水が浸入して錆が発生していることがわかった。この原因として、埋設された地震計は雪で覆われている期間が非常に長く、地下水位が常に上昇したまま水没に近い状態にあったと推察される。設置した地震計は防水仕様であったものの、雨に濡れても支障のない程度の生活防水を想定しており、冬季の積雪によってまた水没するとなると、更なる障害が発生することが予想された。
そこで第 3 回メンテナンスの際に、全地点の 2Hz 地震計に対して防水対策を実施した。詳細については次項 c)にて記す。第 3 回メンテナンスの時期は、積雪が増えてくる時期と重なり、一部観測点では雪かきが必要となる状況に見舞われたが（図 3、P30）、今年度も特に大きな問題もなく、観測は順調に継続されている。今年の 10 月には、台風 18 号が強い勢力（最低気圧 910hPa）を保ったまま、愛知県の知多半島に上陸し、本州中央を北東に縦断して各地に被害を出した。この台風による観測点へのダメージが予想されたため、急遽、緊急点検を実施した。特に地すべり危険地域や人目の付かない山間部を重点的に 49地点を選び、6 日間かけて点検した。台風の強風によって GPS アンテナポールの倒壊や雪囲いの吹き飛び等が懸念されたが、点検の結果、観測点への被害は確認されなかった。観
測点の移設に関しては、地権者都合の理由から、3 観測点で移設を求められ、表 2(P27)の通り、移設再設置を行った。
c) 防水対策15

地震計の長期水没に対して、全 2Hz 地震計に対して防水対策を実施した。防水対策は以下の通りである（図 4 参照、P30）。
1.

O リングを交換してシリコングリースを塗る

2.

底面ネジ部をシリコンコンパウンドで塞ぐ

3.

上下蓋の継ぎ目部に防水ブチルテープを巻く

4.

ナイロンポリ袋とサランラップを巻く

この対策によって、地震計を水を満たしたバケツの中に 2 週間放置しても水の浸入は確認されなかった。
d) 交換地震計の波形確認試験
防水対策を施す前に、地震計波形の正常性を確認するために、入れ替える全ての地震計について、実稼動試験を行った。実稼動試験は、観測機器倉庫の平らなコンクリートの床の上で行い、地震計をなるべく 1 箇所に集めるように設置した（図 5、P30）。こうすることにより、全ての地震計で観測される波形の位相や振幅がよく揃うという効果がある。一度の試験で 22 台ずつ設置して、センサーケーブルをデータロガーに接続して地震波形を収録した。その後データを回収し、観測された常時微動や自然地震のペーストアップを作成し、波形の相似性を目視にて確認する。これによって、もし周囲と異なる波形が見られれば、即座に異常のある地震計を見つけることができる。試験は全数に対して行い、異常が確認されれば再試験を行い、続けて二度異常が確認されたところで、その地震計は故障修理扱いとした。実稼動試験の結果、30 台の異常が見つかり、地震計を開けてみるといずれも水の浸入痕跡が確認された。このことから原因はやはり水の浸入によるものだと考えられる。最終的にこの試験で合格したものだけを防水対策を施し、現地での再設置に使用した。
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
新潟地域は、GPS 測量によってひずみが集中していることが知られている新潟－神戸ひずみ集中帯の一部に位置する（Sagiya et al., 2000 1) ）。この地域は、中新世の日本海拡大時のリフト形成の際に正断層が発達し、その後の応力場の逆転によって現在は逆断層として再活動している（Sato, 1994 2) ）。Kato et al. (2009) 3) は、稠密余震観測データのトモグ
ラフィー解析から厚い堆積層下に存在する複雑なリフト構造を明らかにした。また、最も発達しているリフト軸に沿って速度の大きい貫入岩体が存在し、その冷却に伴って放出された流体が中越地震および中越沖地震を引き起こしたモデルを提案している。しかし、その再活性化されたリフト構造が空間的にどのような広がりを持って、これがひずみ集中帯とどのように関連するのかはまだ明らかではない。また下部地殻の構造に関しても理解は十分でない。そこで、新潟地域のサイスモテクトニクスをよりよく理解するために、平成
20 年度に展開された 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、広域かつ稠密な速度構造モデルの推定を試みた。今年度は現段階で検測されている読み取り値のデータから推定された暫定的な速度構造モデルを紹介する。

16b) データおよび手法
解析に使用した地震と観測点の配置を図 6(P31)に示す。解析には 2 つのデータセットを用意し、それらをマージしたものを使用した。そのうち 1 つは 2009 年 1 月～6 月の期間中に発生した 861 個(M≧1)の地震のデータセットである。このデータセットには、本業務で設置したオフライン稠密地震観測網に加え、高感度地震観測網（Hi-net）等の定常観測
点 86 点を使用した。もう 1 つは、本プロジェクト以前の 2001 年 1 月～2004 年 10 月の期間中に発生した 816 個（M≧2）の地震のデータセットである。この 2 つのデータセット
をマージした結果、解析に使用できる読み取り値の総数は、P 波 85,450 個、S 波 75,386個となった。初期速度モデルとして、気象庁一元化震源で用いられている一次元速度構造を使用した（図 7、P31）。
三次元トモグラフィー解析には、LOTOS（Koulakov, 2009 4) ）プログラムを採用した。
この手法の特徴は、最初に前段処理として先程の初期速度モデルを用いて初期震源位置を
グリッドサーチによって求めることである。それと合わせてこの段階に一次元速度構造モデルも推定している。続くトモグラフィー解析処理の主要部では、次のステップ処理が反復的に実行される。一回目のステップ処理だけは、前段処理で得られた一次元速度モデルを用いた震源決定が実行されるが、二回目のステップ処理以降は、三次元速度モデルが用いられる。震源決定がされると続けて三次元速度構造が推定され、速度モデルが更新される。このステップ処理をループさせて反復的に実行させることによって、最終的な速度構造モデルが得られる。また、LOTOS プログラムのもう 1 つの特徴であるパラメータ化プ
ロセスでは、波線密度を考慮に入れて、グリッド配置がもっとも効果的になるように、グ
リッド間隔が自動的に最適化される。なお、P 波及び S 波速度と震源パラメータの行列イ
ンバージョンは LSQR 法（Paige and Saunders, 1982 5) ）を使用し、走時計算には、独自に開発された波線追跡法（Bending 法）を採用している。
c) 解析結果と議論
図 8(P32)に推定された深さ 7, 10, 15, 20 km の P 波速度偏差（%）を示す。解析で用いられたインバージョン開始時の水平グリッド間隔は 5 km x 5 km で、鉛直方向の間隔は 2km である。解析によって、これまでの研究では得られない非常に細かいスケールの構造
不均質を捉えることに成功した。解析結果の特徴の一つは、深さ 7km と 10km の図で確認できる解析領域西部に広がる顕著な低速度異常域である。この領域は広域的に見ると北東－南西方向に広がっている。この帯は幅が 20~30km あり、蛇行している。図中には活断層を灰色の実線で示しており、低速度帯の東縁には活断層が存在している（図中 A）。また低速度帯は長岡平野の厚い堆積層と対応が良い。また図中 B で示すところでは高速度域
が北西にせり出している確認できる（深さ 15km で顕著である）。この構造は岡田他（2005）
6) でも確認されている。低速度帯の北限に関しては、新潟平野で途切れているが、低速度帯を限る高速度域がより北まで延びていることから、少なくとも低速度帯は海域に向かって延びているか、もしくは、海岸線に近いところで著しく幅が狭くなって存在していると考えられる。一方、より深いところ（深さ 15km および 20km）では、速度偏差のパターンが変化し、負の速度異常が目立たなくなっている。また深さ 20km では、これまでの低速度異常と変わり高速度の異常を示している（図中 C）。
17このように、本業務で高密度に展開している観測網によって、領域の範囲や形状の正確なマッピングが実現しており、それはチェッカーボードテストによっても確認できる。図9(P33)に 10km x 10km のチェッカーパターンを用いたチェッカーボードテストの結果を示す。注目すべきは、高密度に観測網が展開されている領域では特にパターンの回復がよいことである。今回確認された低速度帯においても、十分な解像度があることがわかった。
一方、佐渡島を含む海域ではほとんど解像度がないことがわかる。また新潟平野も同様である。
図 10(P34)では、図 8(P32)と同じ水平断面図上に震央分布を重ねている。震源データは2001 年 1 月から 2009 年 11 月までの期間中の Hi-net の震源を、波形相関データと DD 法
（Waldhauser and Ellsworth，2000 7) ）によって再決定されたものである。地震の個数は
38,950 個である。重ねた震央データは、それぞれの水平面の深さの±0.5km 以内に入るもののみを使用している。主たる地震活動は、2004 年中越地震と 2007 年中越沖地震の余震である。いずれも低速度の帯の両端付近で発生しており、低速度から高速度に移るところに位置している。
Kato et al. (2009) 7) は、2004 年中越地震と 2007 年中越沖地震の両余震域で実施した稠
密観測データを用いてトモグラフィー解析を行っており、両余震域の中央に Deep Central
Trough (DCT)が存在することを明らかにした。我々はその結果と本結果の比較を行った。
全体的に構造異常の位置やその形状に類似性を確認できる。我々も深さ 15km の水平断面
図で DCT を確認することができた（図 8 の D、P32）。但し、この DCT の北部や南部への広がりは必ずしも追跡できない。なぜなら、DCT のくぼみが明瞭でなく広がりを持つことによる。また、DCT 下にて高速度域が見られるが、Kato et al., (2009)は、中新世にリ
フト軸下に貫入したマグマが固結して火成岩へ変化していると解釈した。我々の結果でも高速度域領域を確認することができる。但し、その範囲は図 8(P32)の C に限定されている。
よって、このような構造が他のひずみ集中帯でも一般的なものなのかは今後の成果が待たれる。
以上の結果は、まだ暫定であり、これらの詳細は今後の地震データの追加処理によってより具体的に調べることが可能になるだろう。さらに、解析に使用した初期速度構造モデ
ルが、一次元構造モデルなので、今後は適切な初期速度構造モデルを使用する必要がある。
d) まとめ300 箇所に設置された機動的地震観測装置で記録されたデータを用いて、三次元高分解
能地震波トモグラフィー解析を行った。これまでに蓄積・回収されたデータに基づき、期間としては約 1 年間程度とあまり十分とは言えないが、高解像度で地殻の不均質構造を捉えることができた。ひずみ集中帯には、特徴的な低速度域の帯が北東－南西方向に広がり、その東縁には既知の活断層が沿っている。また、この低速度帯の中央部には DCT が存在し、両端には中越・中越沖地震の余震が分布する。このようにこの低速度帯は、ひずみ集中帯の地震発生に重要な関連があると考えられ、今後のデータセットの充実によって、その構造が明らかになることが期待される。
3) ひずみ集中帯における断層セグメント境界18a) はじめに日本海東縁のひずみ集中帯では、これまで M7 前後の大地震がたびたび発生しており、最近では 2004 年中越地震（Mj6.8)と 2007 年中越沖地震（Mj6.8）が相次いで発生している。この 2 つの地震の余震域は NE-SW 方向に広がるが、いずれも余震域の北東端で NW-SE
方向に延びるひとつの境界によって制限されているようにみえ、NW-SE 方向に卓越した構造境界の存在が予想される。震源断層の走向方向の広がりを規定する要因を明らかにすることは、強震動予測や被害推定の観点から重要である。そこで、NW-SE 方向の構造に着目し、精密な震源分布とメカニズム解から断層セグメントを規定する境界について調べた。
b) データ・解析方法
テクトニクスを反映するような 有意な震源分布があっても 、大地震発生後の余震域周辺では 埋もれてしまうため、震源データは、2001 年から中越地震発生前までの期間を用いた。

その震源分布からは、NW-SE 方向を持ついくつかの線状分布を確認することができる（図11 の A, B, C、P35）。このうち A、B は 1828 年三条地震の推定震央（宇佐美，1996 8) ）の近くに、また C は中越地震余震域の北部に位置する。これらの分布を空間的により詳細に調べるために DD 法（Waldhauser and Ellsworth，2000 7) ）による再震源決定を行い、Frohlich(1992) 9) の基準に基づきメカニズム解を断層型に分類して、それと合わせて検討
を行った。
c) 結果
A では震源分布が 1 つのクラスターに集中し、NW-SE 方向に 3km、深さ方向に 3km、ほぼ垂直（SW dip = 80°）に広がり、メカニズム解は E-W 圧縮の横ずれ型を示す（図 12、P35）。また、B でも震源が集中する傾向が見られ、深さ方向に 2.5km、NW-SE 方向に 5kmの広がりを持ち、メカニズム解は A と同様に E-W 圧縮の横ずれ型を示す。これらのことから、A と B は NW-SE 方向に走向を持つ左横ずれ断層上の活動と考えられる。この地域のデジタル地質図（産業技術総合研究所地質調査総合センター，2010 10) ）に震源分布を重ねてみると、A は下田丘陵と新津背斜の境界部に位置し、B は下田丘陵中央部の背斜軸のオフセットがみられるとことと一致する（図 13、P36）。佐藤（2009） 11) は、下田丘陵と新津背斜の境には NW-SE 方向のラテラルランプが存在し、三条地震の北限境界になっていると主張している。つまり、A にセグメント境界があることを示唆している。B でも背斜軸のオフセットが見られることから、何らかのセグメント境界である可能性がある。
一方 C では、震源分布が主に東西 2 つのクラスターに収斂した（図 14、P36）。そのう
ち、地震数の多い東側のクラスターの震源分布は NW-SE 方向に 4km、深さ方向に 5kmの広がりを持つ。メカニズム解には、NW-SE 圧縮の逆断層型、及び N-S 圧縮の横ずれ型を有する地震が含まれるため、さらに小さなクラスターに分けられる可能性がある。もう1 つの西側のクラスターではメカニズム解は横ずれ型を示しているが、震源分布の走向は
NW-SE 方向ではなかった。これらのことから、C では必ずしも明瞭ではないが、N-S 圧
縮の横ずれ型の地震が確認されており、NW-SE 走向の横ずれ断層の存在に関して矛盾はない。
19

図 15(P37)に今回推定された C の震源分布を Kato et al. (2005) 12) による中越地震の余
震分布の上に重ねて示す。C の震源分布が、Kato et al. (2005)によって分類された余震
A1(M5.9)と余震 A5(M5.5)の境界の北西延長部に位置していることは興味深い。これは M5クラスの余震にもセグメントが存在して、中越地震のような本震断層のサイズよりも小さなセグメント単位で数多く存在しているかもしれない。
d) 考察
以上の結果は、これらの地域で NW-SE 走向の横ずれ断層、すなわち構造境界が存在する可能性を示している。そこで一つの概念モデルを提案する（図 16、P37）。地質学的には、現在の地震活動は中新世の日本海拡大時に形成されたリフト構造が応力場の反転によりその構造境界を使って再活動していると考えられる(Sato, 1994 13) )。その場合、地震活
動の構造単元は、このリフト構造に支配されている可能性が高い。リフトが発達する時には、海嶺軸におけるトランスフォーム断層のように横ずれ断層が形成される。その断層が、それぞれの地殻ブロックを区切る境界となり、応力場の反転後も構造単元は失われず、それぞれが独立して動いているため、再びブロックの境界にある横ずれ断層が活性化される。
したがって、地震のメカニズム解からその構造単元は主として NW-SE 走向のトランスフ
ァー断層によって限られていることが予想される。
今回紹介した震源分布以外にも NW-SE 方向に線状分布を持つ震源分布が存在しており、これらを多面的に解析することによって、断層サイズを規定する境界の存在を把握できる可能性がある。
4) 平成 20 年岩手・宮城内陸地震稠密アレイデータ解析a) はじめに2008 年 6 月 14 日に岩手・宮城内陸地震（Mj7.2）が発生した。本震のメカニズムは西
北西－東南東方向に圧縮軸を持つ逆断層型であり、発生した場所は Miura et al. (2004) 14)
が GPS 観測データ解析から指摘する短縮ひずみが卓越している帯（奥羽脊梁山地ひずみ集中帯）の中に位置しており、2004 年中越地震や 2007 年中越沖地震との共通項は多い。
今回の起震断層と地表で確認されている既知の活断層とがどのように関連するのかを調べることは、ひずみ集中帯での地震発生域を知る上で重要な情報となる。そこで、起震断層の位置を速度構造と地震活動から明らかにする目的で、本震断層の走向に直行し、余震域を東西に横切るように稠密アレイ地震観測を実施した。観測点の標準的間隔は 300m であり、本震発生後の 2008 年 7 月 8 日から 2008 年 11 月 24 日まで設置して観測した。
b) データおよび手法
解析に使用したトモグラフィー解析プログラムは、2)と同様に LOTOS パッケージである。解析に使用したデータは、アレイ観測点 90 点と岩手・宮城内陸地震合同余震観測グ
ループの稠密観測点 60 点と Hi-net を含む定常観測点 35 点で観測した余震データを用いた（図 17、P38）。データ期間は 2008 年 7 月 8 日から 2008 年 11 月 24 日までであり、本震発生後の地震 290 個の検測値を用い、その合計は P 波で 23,324 個、S 波で 20,793 個である。これらのデータを基に速度構造を推定した。
20

さらに、我々は、アレイ観測点に近いところで発生した微小地震のメカニズム解を P 波
初動の押し引きデータを用いて、グリッドサーチによって最適解を推定した。
c) 結果および議論
速度インバージョン解析は三次元で行っており、図 18（P）(P39)には稠密アレイに沿った二次元断面図を示す。速度は基準値からの速度差（%）を示しており、基準となる速度
構造は気象庁による一次元速度構造モデルである（図 7、P31）。断面図には、断面から 2km以内に位置する再決定震源（汐見他, 2010） 15) をプロットしている。注目すべき特徴の一つとして、表層近くにおける顕著な 2 つの低速度域の存在である。一つは、測線のほぼ東半分を覆うように存在し、東に向かって深さが大きくなっている。もう一つは、測線の中央より西側に幅 3~4km をもって存在している。また、もう一つの特徴として、測線中央部に先程の 2 つの低速度域を区切るように存在する高速度域である。これはほぼ真下から連続しており、少なくとも深さ 4km までは周囲よりも高速度である。また、地表での西側の低速度域と高速度域との境界付近（図中矢印）で、地表変状（遠田他，2009 16) ）を確認することができる。
これらの構造は表層地質（地質調査所，1988 17) ）とよい一致を示している。高速度域
は貫入した白亜系の花崗岩体の場所と重なり、これは花崗岩体を捉えていると考えられる。
また、東に向って厚くなる低速度体は、新第三系と一致しており、さらに H20 年度の本プ
ロジェクトでアレイ測線とほぼ同じ測線で実施された反射法探査（東京大学地震研究所・
東北大学大学院理学研究科・岩手大学工学部，2008 18) ）においても、その傾向を確認することができる。
続いて、速度構造と余震分布の比較を行う。投影した余震分布は、深さ 2km から 9kmまでの範囲で分布し、全体的に測線の西端から測線中央部に向かって深くなっている。地震が発生しているところは、周囲に比べて高速度を示していることがわかる。この分布か
ら本震の起震断層を確認することは難しいが、これはすでに西傾斜の断層として指摘していた地質学的および地震テクトニクス的な情報（Sato et al.，2008 19) ）とは異なる。
得られた速度構造モデルの解像度を確かめるために、図 19(a)(P39)に示すようなシンセ
ティックモデルを用意した。まず、シンセティックモデルから観測点－地震の組み合わせ
毎に走時を計算して、そのデータセットを基に速度インバージョン解析を行った。図19(b)(P39)にその結果を示す。深さ 6km までシンセティックモデルのパターンを再現することができている。但し、低速度と高速度のコントラストが大きい場所は、遷移的に速度が変化する場として表現されており、深さ方向に 2km ほど染み出しが見られる。また非常に浅い(<1km)ところでは、高速度や低速度の人工的なピークが出現している。以上を考慮に入れても、東側の低速度域は、西側のものよりも深くまで広がっていることは有意だと言える。
図 20(P40)に P 波初動の極性から推定した余震のメカニズム解を示す。表示している全ての解は、スコアが 0.85 を超えたものだけを採用している。スコアは、得られたメカニズ
ム解の極性と観測値との適合率（0～1）を示している。またメカニズム解は、先程の想定
断層面の走向に対して、走向が 10 度以内であれば緑に、それ以上であれば赤に色付けられている。アレイ測線付近の地震に注目してみると、本震と同じタイプのメカニズム解以21

外にも南北圧縮の逆断層タイプの地震を確認することができる。
続いて図 21(P41)は、断面から 3km 以内のメカニズム解を図 18(P39)の速度構造図の上にプロットしている。これを見ると、緑色のメカニズム解と赤色のメカニズム解が棲み分けていることがわかる。東に向かって深くなっていた地震分布は、ほとんどが南北圧縮の逆断層を示している。このことから、東傾斜の断層面が存在する可能性は低い。一方、緑のメカニズム解の分布は西に向かって深くなる傾向を示す。緑色の破線を、断層の地表変状が報告された（遠田他，2009 16) ）地点から防災科研 F-net メカニズム解の dip 角（42°）の方向に引くと、緑色のメカニズム解分布の中を通ることがわかる。このことから、本震の断層面は西に傾斜しており、緑色のメカニズム解の分布が本震断層面を示していると思われる。このように、メカニズム解のタイプは断層面の検出に貢献することができる。今
回、下盤側の基盤内で南北圧縮の逆断層タイプの地震が多数見られ、このことは地域応力場（東西圧縮）とは異なる南北圧縮の応力場の存在が示唆され、本震の発生後に、起震断層面のカップリングが弱くなっていると言える。
d) まとめ岩手・宮城内陸地震発生後に実施したアレイ観測データを用いて、トモグラフィー解析を行った。その結果、表層近くに 2 つの低速度体の存在が明らかになり、その 2 つの低速
度体を区切るように高速度体が存在している。アレイ測線下の余震分布は複雑な分布を示したものの、速度構造とメカニズム解とを合わせて用いることによって、震源断層を同定することに成功した。断層面は、低速度と高速度の境界に位置し、西に向かって傾斜していることがわかった。
謝辞：東北大学の伊藤喜宏博士には、グリッドサーチアルゴリズムに基づいた最適なメカニズム解解析プログラムを提供して頂きました。また、解析には岩手・宮城内陸地震合同余震観測グループの観測データを使用させて頂きました。ここに合わせて感謝申し上げます。
(c) 結論ならびに今後の課題
平成 20 年度に展開した 300 点のオフライン稠密地震観測網を維持するための定期的な保守を行い、収録されたデータを回収した。その地震データを基に 2,500 個の地震の検測作業を行い、解析に使用するデータセットを作成した。このデータセットを用いて三次元
トモグラフィー解析を行い、暫定的な速度構造を得た。300 点の稠密観測網は非常に効果的であり、期間としてはまだ十分とは言えないデータセットでも、ある程度高解像度の地
殻の不均質構造を明らかにした。その結果、ひずみ集中帯の中央部に顕著な低速度域の帯が広域に渡って広がっていることがわかった。今後はこの地殻構造とひずみ集中帯の地震発生機構との関連を明らかにしていく必要がある。また、ひずみ集中帯における震源分布から NW-SE 走向の線状配列を見つけ、その精密震源分布とメカニズム解から横ずれ断層の存在を明らかにした。そのような断層の存在は、日本海拡大時に形成されたブロック構
造がそれを活動単元として現在も活動していることを示唆し、このような横ずれのトラン
スファー断層がセグメント境界を形成していると考えられる。また、2008 年岩手・宮城内
22

陸地震発生直後に設置した、アレイ観測点のデータ解析を実施した。その結果、速度構造・
震源分布・メカニズム解の複合解析によって、西傾斜の震源断層の存在が明らかになった。
平成 22 年度は、継続して 300 観測点の定期的メンテナンスを行い、観測を維持するとともに、これから回収されるデータを追加してデータセットを充実させ、ひずみ集中帯内外におけるトモグラフィー初期モデルを得て、その構造に基づいて過去に発生した地震の再評価を行う。
(d) 引用文献
1) Sagiya, T., S. Miyazaki, and T. Tada, Continuous GPS Array and Present-day
Crustal Deformation of Japan, Pure Appl. Geophys., 157, 2303-2322, 2000.
2）Sato, H., The relationship between late Cenozoic tectonic events and stress field andbasin development in northeast Japan, J. Geophys. Res., 99, 22261-22274, 1994.
3) Kato, A., Kurashimo, E., Igarashi, T., Sakai, S., Iidaka, T., Shinohara, M.,
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for testing tomographic algorithms, Bull. Seismol. Soc. Am., 99(1), 194-214, doi:
10.1785/0120080013, 2009.
5) Paige, C. C., and M. A. Saunders, LSQR: An algorithm for sparse linear equations
and sparse least squares, Trans. Math. Software, 8, 43-71, doi:10.1145/355984.355989,
1982.
6) 岡 田 知 己 , 海 野 徳 仁 , 松 澤 暢 , 中 島 淳 一 , 内 田 直 希 , 中 山 貴 史 , 平 原 聡 , 佐 藤 俊 也,
堀修一郎,河野俊夫,柳沼直,長谷川昭,浅野陽一,H. Zhang,C. H. Thurber，稠密余震観測
データを用いたダブル・ディファレンス・トモグラフィー法による 2004 年新潟県中越地
震の震源断層のイメージング，地震 2, 58, 283-295, 2005
7) 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.
8) 宇佐美龍夫，新編日本地震被害総覧増補改訂版，東京大学出版会，493p，1996．
9) Frohlich, C., Triangle diagrams: ternary graphs to display similarity and diversityof earthquake focal mechanism, Phys. Earth Planet. Interiors, 75, 193-198, 1992.
10) 産業技術総合研究所地質調査総合センター (編) 20 万分の 1 日本シームレス地質図データベース 2010 年 2 月 1 日版．産業技術総合研究所研究情報公開データベース DB084，
産業技術総合研究所地質調査総合センター，2010.
11) 佐藤比呂志，ひずみ集中帯プロジェクトにおける地殻構造探査，日本地球惑星科学連合 2009 年大会予稿集，J245-002，200912) A. Kato, E. Kurashimo, N. Hirata, S. Sakai, T. Iwasaki, and T. Kanazawa, Imaging
the source region of the 2004 mid‐Niigata prefecture earthquake and the evolution ofaseismogenic

thrust ‐ related

fold,
23

Geophys.

Res.

Lett.,

32,

L07307,

doi:10.1029/2005GL022366, 2005.
13) Sato, H., The relationship between late Cenozoic tectonic events and stress field
and basin development in northeast Japan, J. Geophys. Res., 99, 22261-22274, 1994.
14) Miura, S., Sato, T., Hasegawa, A., Suwa, Y., Tachibana, K., and S. Yui, Strain
concentration zone along the volcanic front derived by GPS observations in NE Japanarc., Earth Planets Space, 56,1347-1355, 2004.
15) 汐見勝彦・関根秀太郎・針生義勝・小原一成・武田哲也・浅野陽一, 2008 年岩手・宮城内陸地震時における震源域直上観測点の震源決定への貢献, 防災科学技術研究所研究報
告, 76, 11-20，2010.
16) 遠田晋次・丸山正・吉見雅行・小俣雅志・郡谷順英・山崎誠，2008 年岩手・宮城内陸地震の地震断層と地質境界断層との関係—岩手県一関市厳美町産女 川沿いの断層露頭—，活断層研究，30, 47-53, 2009．
17) 地質調査所，1/200,000 地質図「新庄及び酒田」，1988.
18) 東京大学地震研究所・東北大学大学院理学研究科・岩手大学工学部，2008 年岩手宮城内陸地震磐井川沿いの反射方地震探査結果 200819) Sato, H., Kato, N., Abe, S., Imaizumi, T., Ishiyama, T., Koshiya, S., Iwasaki, T,
Hirata, N., Saito, H., and T. Kawanaka, Geologic structure of the source area of
Iwate-Miyagi Nairiku earthquake: insight from seismic profiling, in: ASC 2008,
Tsukuba, Japan, A22-08, 2008.
(e) 学会等発表実績
学会等における口頭・ポスター発表
発表成果(発表題目、口

発表場所

発表者氏名

頭・ポスター発表の別)(学会等名)

発表時期

ひずみ集中帯の重点的

小原一成・金沢敏彦・ 千 葉 市 ( 日 本2009 年 5調査観測・研究」の概平田直・飯尾能久・茂

地球惑星科

月

要(口頭)

木透・松澤暢・山中佳

学 連 合 2009

子・松本聡・・小川康

年大会)

国際・国
内の別
国内

雄・佐藤比呂志・小平秀一・鷺谷威・今泉俊
文・岡村行信・藤原広行・岩田知孝・纐纈一起・佐竹健治・松浦律子
Enescu,千葉市(日本2009 年 5

aftershocks of the 2008

Tetsuya Takeda, Yohei

地球惑星科

月

Iwate-Miyagi

Yukutake, Kazushige

学 連 合 2009

Obara, Youichi Asano,

年大会)

How

deep

are

the

Nairikusequence? (ポスター)

BogdanMatsuzawa

Toru,

24

国内

Groupfortheaftershockobservations

of

the

Iwate-Miyagi Nairiku
Earthquake in 2008

ひずみ集中帯における武田哲也・佐藤比呂

京都市(日本2009

断層セグメント境界の志 ・ 小 原 一 成 ・

地震学会 )

10 月

検出の可能性 (口頭)

B.,Enescu

The

B.,Enescu, T.Takeda

京都市(日本2009

and

地震学会 )

10 月

2008

Iwate-Miyagi

inlandearthquake:
Aftershock

K.Asano,Suzuki,location,

S.

W.

年

国内

年

国内

年

国際

年

国際

Sekine,Y.Yukutake, K.Obara

crustal structure andfocal

mechanism

solutions (口頭)The 2008 Iwate-Miyagi

Enescu, B, Takeda, T,

米国サンフ

2009

InlandEarthquake

Obara, K, Asano, Y,

ランシスコ

12 月

The

Sekine, S, Suzuki, W,

市 (American

Yukutake, Y

Geophysical(Mw6.9):Distribution and Focal
Mechanism Solution ofUnion)

Aftershocks in relation
totheCrustal

Structure(口頭)
NW-SE

Trending

Fault-Segmentation

Takeda, T, Sato, H,

米国サンフ

2009

Obara, K, Enescu, B

ランシスコ

12 月

the

市 (American

High-Strain-Rate Zone

Geophysicalof Japan(ポスター)

Union)

Boundaries

in

学会誌・雑誌等における論文掲載なし
マスコミ等における報道・掲載
なし(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

25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２２年度業務計画案
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 、回 収
デ ー タ の 整 理 及 び 高 感 度 地 震 観 測 網 H i -n e t の デ ー タ を 併 せ た 処 理 に 基 づ い て 高
精度 震源 決定 を行 い、地震 活動 状況 を把 握す る。また 、こ れら の観 測結 果 に 基 づ
き 、ひ ず み 集 中 帯 内 外 に お け る 三 次 元 速 度 構 造 の 初 期 構 造 モ デ ル を 得 て 、過 去 の地震活動の再評価を行う。

26

表1

H21 年度メンテナンスにおける障害表
第１回

第２回

台風 18 号通過に

第３回

メンテナンス

メンテナンス

よる緊急点検メンテナンス

実施期間

5/28～7/31

8/26～10/14

10/11～10/16

11/10～2/4

対象観測点数

300

300

49

300

地震計交換

11

9

なし

200 *

データロガー交換

6

3

1

2

地震計ケーブル損傷

なし

なし

なし

3

GPS アンテナ交換

2

なし

なし

5

グリーンシート交換

2

なし

なし

なし

柵の杭交換

9

なし

なし

5

表2

移設した観測点に関する情報
観測点番号
097
244
130

実施日

実施状況

平成 21 年

地権者都合により 301 観測点を撤収して、観6 月 24 日

測点を新設。約 26km 移動

平成 21 年

観測地点が新潟県の砂防工事敷地となるため

10 月 14 日

約 8m 移動平成 21 年

観測地点が特別養護老人ホームの駐車場とな

12 月 21 日

るため約 40m 移動

27

図1

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高精度震源決定された震源分布図。期間は 2008 年 12 月から 2009 年 9 月まで。丸は震央を、黒い四角はオフライン観測点を示す。

28

1

2

O リングを交換してシリコングリースを塗る

底面ネジ部をシリコンコンパウンドで塞ぐ

34

上下蓋の継ぎ目部に防水ブチルテープを巻く
図2

ナイロンポリ袋とサランラップを巻く

2Hz 地震計の防水対策加工の様子

29

杭が 3 本折れていた状況
図3

杭取替え補修後

H21 年度メンテナンスの際の現地の様子①

積雪が 2m ある観測点の積雪状況
図4

人力での除雪状況

H21 年度メンテナンスの際の現地の様子②

図5

観測倉庫での波形確認作業の様子
30

図 6

ひずみ集中帯における地震波トモグラフィー解析に使用した地震と観測点の分布図。

震央は丸で示し、その大きさと色はそれぞれマグニチュードと深さを示す。機動観測点および定常観測点はそれぞれ青い三角と青い四角で示す。

図 7

地震波トモグラフィー解析に用いた初期速度構造モデル。気象庁一元化震源において使用されている速度構造と同じものである。
31

a)

b)

B

B

A

A

c)

d)

C

D

図8

dv p

P 波の速度偏差（％）。a)～d)は、それぞれ、深さ 7km、10km、15km、20km の水平断面図を示す。インバージョン解析に用いられた観測点は青い三角で示す。灰色の線は活断層を、赤い三角は火山を示す。

32

a)

b)

c)

dv p
e)

d)

図 9

チ ェ ッ カ ー ボ ー ド テ ス ト 。 a)は 与 え た チ ェ ッ カ ー ボ ー ド モ デ ル を 示 し 、 大 き さ が10km のセルに±7%の速度偏差を交互に与えて作成した。b)～e)は、それぞれ深さ 7km、10km、15km、20km のテスト結果を示す。

33

a)

b)

dv p

c)

図 10

d)

図 8(P32)の速度偏差の図に重ねられた震源分布。a)～d)は、それぞれ、深さ 7km、10km、15km、20km の水平断面図を示す。それぞれの深さの±0.5km 以内に入る震源のみを表示している。インバージョン解析に用いられた観測点は青い三角で示す。灰色の線
は活断層を、赤い三角は火山を示す。

34

図 11

新潟ひずみ集中帯における地震活動（2001～2009 年）。地震データは防災科学技術

研究所 Hi-net による。黒丸は 2004 年中越地震より前の地震を、灰色の丸はそれ以降の地震を示す。青い矢印は NW-SE 方向に並ぶ線状配列を示す。

図 12線状配列 A および B の震源分布拡大図。（左）精密震源決定前、（右）精密震源決定後。メカニズム解を重ねて示し、Frohlich(1992)の基準に基づき、赤色は逆断層、緑色
は横ずれ断層を示す。

35

B

Estimated epicenterof the 1828 Sanjo Eq.
Usami (1996)

図 13

nti
cli
ne
iits
eN
Th

A

ua

Sato (2009) suggests thenorthern boundary ofsource fault causing the1828 Sanjo Eq.

e
Th

da
ita
h
S

ll
hi

図 12(P35)の精密震源決定後の震央分布と地質図との比較。地質図は、産業技術総合研究所地質調査総合センター（2010）による。

図 14

線状配列 C の震源分布拡大図。（左）精密震源決定前、（右）精密震源決定後。メ

カニズム解を重ねて示し、Frohlich(1992)の基準に基づき、赤色は逆断層、緑色は横ずれ
断層、青色は正断層、灰色はその他を示す。

36

図 15

図 14(P36)の精密震源決定後の震央分布（黒丸）と Kato et al. (2005)の 2004 年中

越地震の余震分布との比較。青い矢印は、線状配列 C を示す。

図 16

断層セグメント境界形成の概念図

37

図 17

稠密アレイ観測点の配置図。青い白抜き三角と黒点は、それぞれ地震波トモグラフ

ィー解析に用いた観測点と地震を示す。黄色の星は、本震（Mj7.2）の震央を黄色の星で示す。緑の矢印は、地表変状（遠田他、in press）が確認された位置を示す。

38

図 18

稠密アレイ測線に沿う P 波速度の深度断面図（図 16 の A-A’断面、P37）。背景の色は速度偏差（％）を示し、灰色の点は余震分布を示す。

(b)

(a)

図 19

シンセティックテスト。(a)シンセティックテストに用いた速度構造、(b)速度イン

バージョンによって求められた速度構造。

39

図 20

稠密アレイ測線周辺の震源メカニズム解。緑のメカニズム解は、節面が本震と同じ走向（±10°）を持つものを示し、赤のメカニズム解はそれ以外を示す。

40

図 21

2008 年岩手・宮城内陸地震における余震の震源メカニズム解を示す。緑のメカニ

ズム解は、節面が本震と同じ走向（±10°）を持つものを示し、赤のメカニズム解はそれ以外を示す。矢印は、遠田他（2009）による地表変状が確認された場所を示す。緑の破線は、地表変状地点から、防災科学技術研究所 F-net メカニズム解の dip 角（42°）の方向に引いた線を示す。

41