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２４年度業務目的(2)

平成２４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撤収
a) はじめにb) 撤収作業概況c) 撤収機材受け入れ態勢d) 地震計とデータロガーのメンテナンス
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) データ及び手法c) 解析結果と議論
3）ひずみ集中帯における非弾性構造a) データ・手法b) 分解能c) 減衰構造スライス断面d) 速度構造と非弾性構造の比較
4) 2011 年 3 月 12 日長野県・新潟県県境付近の地震a) 余震概要
11b) 精密三次元震源分布c) 速度構造d) 震源断層モデル(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

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

国立大学法人筑波大学生命環境系 准教授

エネスク ボグダンbenescu@geol.tsukuba.ac.jp

独立行政法人防災科学技術研究所 主任研究員 汐見 勝彦

shiomi@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 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

同主任研究員 齊藤 竜彦

saito-ta@bosai.go.jp

同主任研究員 松澤 孝紀

tkmatsu@bosai.go.jp

同

契約研究員 川端 博文

kawabata@bosai.go.jp

同

契約専門員 幸田 知子

tkoda@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
13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 台を新設した。
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２４年度業務目的
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、成果の取りまとめに反映させる。
(2)

平成２４年度の成果(a) 業務の要約
平成 20 年度から展開している 350 観測点のオフライン地震観測装置を回収し、観測網の撤収を行った。このオフライン地震観測から得られたデータと高感度地震観測網 Hi-netのデータを併せて処理し、観測対象領域全域における高精度三次元地下構造を推定した。
得られた速度構造から厚い堆積層の下で広範囲に広がる高速度領域の存在が明らかとなり、トラフ状構造に沿って基盤構造の違いがあることがわかった。2004 年新潟県中越地震の本
震断層はこの高速度領域内で発生し、その断層南端は領域の境界によって限られており、地震発生が基盤構造に依存していることを示唆する。また 2011 年長野県・新潟県県境付近の地震を含む近年発生した新潟周辺のひずみ集中帯における被害地震は、複数のブロックが同時にもしくは短い時間差を持って破壊するという共通点がある。このことは、当初想定していたようにひずみ集中帯下には既存のブロック構造が存在し、ブロック単位で破壊を引き起こしていると考えられる。また本年度は非弾性の三次元分布を明らかにするために減衰トモグラフィー解析を行い、ひずみ集中帯下の減衰構造を明らかにした。それによると高速度領域は低減衰、新潟平野下の低速度領域は高減衰といった対応が見られた。東北地方太平洋沖地震後のひずみでは、両領域に大きな違いは見られなかったが、今後新潟
平野下では粘性効果による応力緩和によって、相対的にひずみが大きくなることが予想される。このことは、ひずみ集中帯にてひずみ速度が大きい原因解明の糸口となる。最後に、2011 年長野県・新潟県県境付近の地震の本震下には流体の存在が示唆され、火山の地震活動活性化と同様に表面波による動的トリガリングによって引き起こされた可能性がある。
つまり、海溝軸付近で巨大地震が発生すると、その表面波によってひずみ集中帯でも地震が発生することがあることを意味する。
(b) 業務の実施方法及び成果
141) 機動的地震観測網の撤収
a) はじめに
平成 20 年度より、新潟地域を中心としたひずみ集中帯及びその周辺に機動的地震観測装置を設置して、オフライン稠密地震観測網を構築した（図 1、P30）。平成 20 年度にまず300 点の設置が行われ、ひずみ集中帯を網羅するように観測点が配置された。既存の定常観測点の平均観測点密度が 20km 間隔であるのに対して、観測点間隔が 10km より稠密になるように配置され、特に中越・中越沖地震の震源域周辺では 3km 間隔の極めて高密度な観測を実現した。その後、平成 22 年度に、中越・中越沖地震の震源域に密集して設置された観測点 70 点と秋田県内にある観測点 10 点を合わせて 80 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設し、前述の震源域より南西部の稠密化を図った（図 1、P30）。平成 23 年度には、新たに 50 観測点の設置を行い、最終的に 350 点にも達する多点地震観測網を構築した（図 1、P30）。この 50 地点はひずみ集中帯の東域に取り囲むように配置して、それらの観測点で得られたデータは後述のひずみ集中帯域の深部地殻構造の解明及び非弾性構造の推定に活用された。本年度はプロジェクトの最終年度にあたり、解析に必要なデータを収集することができたため、計画通りに全 350 観測点の撤収を行った。
b) 撤収作業概況
現地の撤収作業は、平成 24 年 7 月 21 日～9 月 29 日の期間で実施された。撤収作業には、観測機器（低消費型データロガー及び地震計）を始め、GPS アンテナ、バッテリー、ケー
ブル類、観測ケース、雪囲い用コンパネ、観測点の枠組みを構成していた鉄管、進入防止
柵の杭とロープといった観測で使用されていた機材の撤去が含まれる。撤去の際には、観測点の外観確認、観測機器の動作確認、観測機材の状態確認をし、最後に用地の原状回復を行った。現地の撤収作業の期間及び障害について表 1(P29)にまとめた。全体 350 観測点の障害の結果は、地震計の異常が 13 か所（そのうち波形異常 9 か所、水準器異常 4 か所）、
データロガーの異常が 9 か所、観測ケース破損が 3 か所、GPS アンテナ異常が 27 か所、進入防止柵の杭破損が 38 か所、雪囲いの損壊が 26 か所であった（図 2、P31 に障害例の写真を掲載）。これまでの観測でも冬期の観測後に、積雪によって雪囲いの変形や杭破損等が見られることがあったが、今年度は例年にも増して散見された。これは例年よりも積雪量が多かったことに加え、雪囲いが設置後 4 年を経過してコンパネ等が老朽化したためと考えられる。平成 20 年度からほぼ 4 年間に渡り連続観測を継続してきたが、これまで観測した430 地点（移設 80 点と新設 50 点を含めて）全てにおいて、観測機材が紛失や盗難に遭う
ことは一度もなかった。
c) 撤収機材受け入れ態勢
全 350 地点の膨大な物品が短期間に一斉に返却されるために、事前に受け入れ態勢を整えておく必要があった。そのため、最初にもっともスペースを必要とする使用済コンパネ・
鉄管・バッテリーの一時保管の用地を防災科学技術研究所敷地内に確保した。また撤収機
材の嵩を見積もり、保管スペース及び搬入シミュレーションを行った。撤収した鉄管は平積みでは保管できないために、鉄管保管用のラックの製作を行った（図 3、P32）。このラ
15

ックにより 5,000 本にも及ぶ鉄管の収納が可能になった。このような態勢準備を整えることにより、撤収した機材の受け入れが滞りなく進められた。
d) 地震計とデータロガーのメンテナンス
撤収した観測機器（低消費型データロガー及び地震計）は、購入時からすでに 4 年以上が経過しているため、経年劣化により動作異常が確認されるようになった。機器の動作異常は、取得されたデータの品質に直結するため、撤収後に機器の状態を確認する必要がある。そのため、全観測機器のメンテナンスを行い、機器のスペックシートの作成を行った。
このスペックシートによって、解析時にデータに立ち戻り検討することが可能になった。
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によって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複雑なリフト構造が存在していることが確認された。堆積層下には，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。近年発生した被害地震の震央は、トラフ状構造の側面部に位置し、トラフの中心部では基盤が大きく落ち込んでいるために、地震発生層の厚さが薄いと考えられる。解析の際に稍深発地震データを追加したことにより、中・下部地殻以深（15 km 以深）の構造の解像度が向上した。それにより地震発生層の P 波速度を統計的に推定することができ、P 波速度下限（地震発生層の上端における速度）が 5.4km/sec になることを示した。
今年度は前年度に展開した 50 点のオフライン地震観測点のデータを追加してトモグラ
フィー解析を行い、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。特に中部・下部地殻の構造に注目し、2004 年新潟県中越地震の余震域と構造との関係を議論する。
b) データ及び手法
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、本研究実施前の 2004 年 1 月～2012 年 6 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 2,265 個（M>=1）になった。
続 い て 、 前 年 度 ま で 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(P33)に示す。解析に使用した読み取り数は、P 波 196,272
個、S 波 197,140 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16

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、座標軸を北から東に 30 度回転させた方向に向け、水平方向は 5～35 km 間隔とし 、 5km 間 隔 の グ リ ッ ド は デ ー タ の 多 い 中 越 地 震 余 震 域 を 中 心 に 配 置 し て い る (以 下 、Model_5KM)。また、垂直方向には深さ 15km までは 2 km 間隔で配置し、それより深いとこ
ろでは 5～10km 間隔とした。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いた（図 5、P33）。後述のチェッカーボードテストにて触れるが、Model_5KM は深部地殻構造（15km 以深）において 5km の解像度を十分に有していない。そのため、この構造モデルと は 別 に 、 深 部 地 殻 構 造 を 対 象 と し た 最 小 水 平 グ リ ッ ド 間 隔 を 10km に し た 構 造 モ デ ル(Model_10KM)を用意し、同じデータセットでトモグラフィー解析を行った。但し、初期速度構造モデルには先程の Model_5KM のトモグラフィー解析後の結果を用いた。
c) 解析結果と議論
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。テストに向けて、先程の２つの構造モデル（Model_5KM と Model_10KM）のトモグラフィー解析後に得られた速度構造モデルのグリッドに±5 ％の速度偏差を与え、それぞれのチェッカー
ボードモデルを作成した。続けて、それを基に理論走時を計算し、テスト用のデータセッ
トを作成し、それをデータセットとしたチェッカーボードテストを行った。まず、Model_5KMの場合の P 波速度構造チェッカーボードテストの結果を図 6(P34)に示す。深さ 11 km まで
は、2004 年中越地震余震域を中心としてよいパターン復元が見られ、5km の解像度を有する。一方、深さ 13km 以深では徐々にパターン復元の領域が限定的となり、深さ 20km では
中越地震余震域の南方域などの限られた領域を除いて 5km の解像度は担保されない。また、S 波 速 度 構 造 チ ェ ッ カ ー ボ ー ド テ ス ト で も 同 様 の 傾 向 を 示 す （ 図 7 、 P34 ）。 続 い て 、Model_10KM の場合の P 波速度構造チェッカーボードテストの結果を図 8(P35)に示す。こちらは解析対象領域の広範にわたり、パターンの回復がよい。深さ 9～15km においては、解析領域南東部の山間部ではパターン回復が不十分であるものの、それ以外では 10km の解像度を有し、深さ 20 km では、ほぼ全域に渡りパターン回復が確認できる。深さ 30km 以深ではパターン回復が次第に解析領域南東部に限られるようになっている。したがって、深さ13km までの構造は Model_5KM の構造モデルを中心に議論をし、深さ 15km から深さ 30km は、Model_10KM の構造モデルで議論する。また両構造モデルとも観測点が存在しない海域では、ほとんど解像度が得られていないため、今後の議論では海域は除くことにする。
図 9(P36)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)のスライス断面を示す。前述のとおり、深さ 13km までは Model_5KMの構造モデルによる結果について、深さ 15km 以深は Model_10KM の構造モデルによる結果について述べる。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。浅い方から順番に見ると、深さ 13km までは前年度までの結果とほぼ同様の結果が得られている。
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 9、P36）。Model_10KM の結果からは、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確認できる（図 10、P37）。一方、深さ 9km
で 5 km/sec を下回る場所は、新潟平野や中越地震余震域の南方域などに限られる。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17線で示された活断層によって限られている。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 11 km～15 km では、帯状となった低速度域はほぼ確認できない。一方、中越地震余震域を中心として高速度領域の広がりが現れ（図 10、P37）、その領域は図中の破線で示した範囲まで広がる（図 10、P37）。高速度域は、中越地震余震域だけにとどまらず浅部で見られたトラフ状構造の下まで連続する。
高速度域は新潟平野の西縁に沿って続くが、新潟平野の中央部では見られない。
トモグラフィー解析から得られた速度構造を使用して過去の震源（2001 年 1 月から 2009年 11 月までの 41,735 個）を再決定し、その震源を重ねたスライス断面を図 11(P38)に示す。全体的に 4.5km/sec を下回る速度（赤色から橙色）では、地震は発生していない。前年度の研究から、地震が発生している P 波速度はおおむね 5.4km/sec から 6.5km/sec の範囲に収まるが、速度の大きいところで発生している地震の多くは、中越地震の余震が占め、中越地震の余震域は先ほどの高速度域内にほぼ収まる。但し、余震域の南西端付近は相対的に低速度である領域に位置している。
図 12(P39)と図 13(P39)に深度断面図を示す。また先ほどの再決定震源を重ねて表示する。
先程のスライス断面で確認されたように、中越地震余震域下は速度が大きく、深さ 15km
ですでに 6.5km/sec を超える。再決定震源は、その高速度領域内にも多く存在している（図12、P39）。一方、余震域の南端域では、地震が発生する場所での速度が小さくなる傾向を示す（図 13、P39）。地震発生は深さ 15km 以浅に限られ、地震が発生する場所での速度は6.0km/sec が中心である。さらに南方では、2011 年新潟県・長野県県境付近の地震の余震域の北側では速度が小さく、南側では大きくなる傾向を示す（2011 年新潟県・長野県県境付近の地震については、4）項にて詳しく説明する）。つまり、トラフ状構造下の地震が発生する基盤構造において、場所によって地震が発生する速度に違いがあることを示している。特に中越地震の余震は高速度領域で多く発生している。図 14(P40)に Kato et al. (2006)
5)の余震分布を速度構造に重ねたものを示す。Kato et al. (2006) 5) は震源分布の面集合

によって分類し、本震断層面や余震による断層面を色分けして表示している。本震断層面
は先程の高速度領域に収まっている。一方、その本震断層面の南端は、高速度領域の南端と一致する。また、相対的に低速度な領域で発生していた余震域南西端の地震は、本震断層とは異なる断層面で発生していることがわかる（図 14、P40）。Kato et al. (2010) 6)
においても、本震断層面には高速度領域があり、そこでは、大きく滑りかつ応力降下量が大きかったと結論付けている。本解析結果により広範囲に広がる高速度領域の存在が明らかとなり、中越地震の本震震源断層はこの高速度領域内で発生しており、その南端は領域の境界によって限られていることがわかった。
続いてこの高速度領域について考察する。航空磁気異常図（国土地理院、2001 7) ）と速度構造を比較する。中越地震余震域周辺の高速度領域は正の磁気異常とおおむね一致する（図 15、P40）。正の磁気異常は、岩石の磁化が強いことを示し、帯磁しやすい酸化鉄を多く含んだ塩基性火山岩の存在、つまり玄武岩が広く分布していることを示す。また速度が大きいことも玄武岩の存在を支持する。中新世の日本海拡大時には、リフト軸部で玄武岩質マグマの供給があったと考えられるが、広範な玄武岩の存在は、リフト軸が速い拡大速度を持つことによって、大量の玄武岩質マグマが供給されたことを示唆する。一方、高速度域の北方（新潟平野の中央部）や南方（中越地震余震域南方域）では相対的に低速度を18示している。ここではリフト軸の拡大速度が大きくなかったか、そもそもリフト軸が陸域に存在していないのかもしれない（リフト軸が海域にあるかもしれないが、海域の解像度は十分でない）。いずれにせよ、新潟におけるひずみ集中帯ではトラフ状構造が北東－南西方向に連続するものの、その下の基盤構造には速度や岩石組成に違いがあり、基盤構造の成因が異なっている可能性がある。この基盤構造の違いが、中越地震の本震断層のように断層を限る境界となると考えられる。
本プロジェクトの当初に想定していたひずみ集中帯下の基盤構造の模式図を図 16(P40)に示す。ひずみ集中帯の下では、日本海拡大時に引張場のもとで形成された正断層が、鮮新世以降の圧縮応力場への変化に伴って逆断層として再活動し、多くのブロック状構造が存在していると考えていた。実際、トモグラフィー解析からトラフ状構造の存在が明らかとなり、またサブテーマ３－１の制御震源を用いた地殻構造探査によって、厚い堆積層下に伏在した多くの断層構造もみつかった。また、今年度の解析によって、断層端を限る境界の候補として基盤構造の違いが挙げられる。近年ひずみ集中帯で発生した被害地震の余
震分布の解析から、複数のブロックが同時に、もしくは短い時間差を持って破壊する例が確認されている。例えば、2004 年新潟県中越地震では本震発生後、M5 級の余震が頻発し、その断層面は立体的に複雑な構成を示している（Kato et al.,2006

5)）。また 2007 年新潟

県中越沖地震でも異なる傾斜角や傾斜方向を持つ少なくとも３つ以上の複数の断層面が活動したことが判明している（Yukutake et al.,2008 8) ）。後述する 2011 年長野県・新潟県県境付近の地震でも同様である。これらの事実から、新潟県周辺のひずみ集中帯ではすでにブロック構造が存在しており、地震発生の際にはこれらのブロック構造単位で破壊を引き起こしていると考えられ、特に岩石組成が大きく異なる境界は、ブロック境界となり、断層の破壊を制約している可能性がある。
3）ひずみ集中帯における非弾性構造
本プロジェクトでは、これまで主としてひずみ集中帯域の弾性波速度構造を中心に調査が行われてきた。これまでの成果から、ひずみ集中帯域では広域にわたり厚い堆積層で覆われていることが判明している。この厚い堆積層は、P 波速度にして 5.4km/sec を超える
ような固い基盤岩ではないために、非弾性的な振る舞いをする。活褶曲はそうした非弾性的な振る舞いの一つである。他にもマグマのような粘性流体や熱的作用によって岩石強度が低下した状態にある場合にも非弾性的効果を考慮する必要がある。
非弾性的に振る舞う媒質の存在は、空間的なひずみ速度の変化や応力緩和を引き起こす。
そのため、ひずみ集中帯域の非弾性構造を把握することは、ひずみが集中する場所の特定やそのメカニズムの手掛かりとなる。そこで、ひずみ集中帯における非弾性構造の推定を試みた。非弾性媒質は、弾性体ではないために地震波が通過する際に内部減衰を伴う。そのため、稠密オフライン地震データの検測値（特に振幅情報）を基にして、三次元減衰構造を求めることによって、非弾性構造の推定を試みた。
a) データ・手法
観測された波形データから、角周波数における最大振幅を解析データとした。速度振幅
スペクトルは、震源スペクトル・観測点応答・放射特性の積から計算される。さらに、震19

源スペクトルは、コーナー周波数と地震モーメントから計算される。地震モーメントとモーメントマ グニチュ ー ドは Kanamori (1977) 9) を用いて 、震源 スペク トルは Boatwright(1978) 10) の関係を用いた。コーナー周波数は Aki and Richards (1980) 11) の関係を用いた。
Geller (1976) 12) により、断層の破壊伝播速度は S 波速度の 0.72 倍とした。また、円形ク
ラックモデルを採用し、コーナー周波数を算出する定数は Sato and Hirasawa (1973) 13)による値を用いた。応力降下量は内陸地震の 10MPa を用いる。地震波速度構造は、Matsubara
and Obara (2011) 14) による三次元構造を用いた。解析に用いる地震は発震機構解が求められている地震を用いて、三次元破線追跡法(Koketsu and Sekine, 1998 15) )で計算した波線を用いて射出角を計算し、振幅の放射特性を考慮した。インバージョンでは、減衰に関わる項と観測点補正値を解く。振幅の計算には、波線の長さに反比例する幾何減衰も考慮した。観測点補正値は、それぞれの観測点におけるすべての地震の振幅の対数値の残差の平均値とした。
Zhao et al. (1992) 16) の地震波速度トモグラフィー法にスムージングと観測点補正値などを導入した手法(Matsubara et al., 2004 17) , 2005 18) , 2008 19) , Matsubara and Obara,
2011 14) )を減衰トモグラフィーへ変換した。
解析範囲は北緯 36～39°・東経 137.5～140.5°である。減衰構造は周波数による変化が存在するため、観測された波形について、1-3, 3-7, 7-15 Hz のバンドパスフィルターを作用させ、それぞれ 2, 5, 10 Hz における波形として最大振幅値を抽出した。マグニチュ
ードは 0.5 毎に区切り、M2.0～M2.4、M2.5～M2.9 の地震について水平・鉛直方向に 1 kmのブロックにおける観測データ数が最大の地震を選択して、最大振幅値を抽出した。実体
波の減衰構造を推定するため、P 波や S 波の到達時刻から 2 秒以内に最大振幅が観測された場合に減衰構造を推定するデータとして用いた。解析には、M2.0～M2.4 で 1911 個の地震(図 17、P41)からの 99,754 個の P 波の、65,437 個の S 波の最大振幅データ、M2.5～M2.9
では 1,344 個の地震(図 18、P41)からの 76,685 個の P 波の、42,360 個の S 波の最大振幅データを使用した。初期減衰構造は P 波及び S 波とも 500 とした。
b) 分解能減衰構造の分解能の確認のため、チェッカーボードテストを実施した。0.4°毎に Q 値が333 と 1000 の値の市松模様のモデルを作成し、その減衰モデルに基づいて理論的振幅を計算した。そのデータを用いて Q 値が 500 の初期減衰構造からインバージョンを実施した。
さらに細かい構造の推定の可否を確かめるため、0.2°毎に異なる Q 値を仮定し、チェッカ
ーボードテストを実施した。0.4°間隔のチェッカーボードテストでは、深さ 20km まで解析領域の広い範囲で分解能があることが分かる(図 19、P42)。深さ 30km 以深では、解析領域の中心域は分解能が十分でなく、南東域では分解能が得られている。0.2°間隔のチェッカーボードテストでも、深さ 20km 程度まで、新潟県中部から福島県西部・栃木県・群馬県の範囲で分解能があることが確かめられた(図 19、P42)。以上のことから、減衰構造に関しては深さ 20km 以浅について議論を行う。
減衰構造についての各観測点における観測点補正値を図 20（P43）に示す。平野部や活断層の近傍で非常に大きな観測点補正値が求められている。一方、山間部では、補正値が0 に近い値を示している。
20c) 減衰構造スライス断面
深さ 5，10, 20km の P 波減衰構造を図 21（P43）に示す（2Hz における波形の最大振幅値を使用した場合）。速度構造解析からは、深さ 5km においては越後平野・高田平野・十日町盆地にて低速度が顕著であり、それらより東では高速度域が広がっている（図 9、P36と図 10、P37）。減衰構造では、平野・盆地の領域では高減衰(低 Q)領域である。その高減衰(低 Q)領域はさらに南東の栃木県北部から群馬県東部の火山フロント付近まで広がっている。東経 138.7°以西では低減衰(高 Q)領域が存在する。深さ 10km では、新潟平野、新潟県中越沖地震の余震域北西方域、新潟県中越地震余震域南部に高減衰(低 Q)領域が存在する。一方、新潟・長野県境から長野県北部にかけての活断層の北西側では低減衰(高 Q)領域となっている。内陸では、低減衰(高 Q)領域が多くなるが、火山の下では高減衰(低 Q)
領域が存在することが分かる。深さ 20km では、越後平野と高田平野の下や火山の下で高減衰(低 Q)領域が存在する。
d) 速度構造と非弾性構造の比較
図 22（P44）にトモグラフィー解析から得られた P 波速度構造と減衰構造との比較図を示す。深さ 5km の速度構造では、新潟・長野県境付近の活断層を境に高速度領域と低速度領域が明瞭であるが、減衰構造では断層を境にした構造は不明瞭である。深さ 10km では、
新潟平野や新潟県中越地震余震域南部の低速度域と調和的な高減衰(低 Q)領域が存在する
一方、新潟県中越地震余震域の周辺では、高速度領域と低減衰(高 Q)領域との対応がよい。
また、新潟・長野県境から長野県北部にかけての活断層の北西側の低速度域は低減衰(高Q)領域となっている。深さ 20km では、高速度領域の広がりと同様に低減衰(高 Q)領域も広がりを見せる。新潟平野では深さ 10km と同様に低速度域と調和的な高減衰(低 Q)領域が存在する。
以上のことから次のことが考えられる。新潟平野の深部（深さ 10km～20km）は低速度かつ高減衰（低 Q）を示しており、減衰の影響が全て内部減衰だとすると、この領域は、粘弾性的な振る舞いをすると言える。一方、中越地震余震域周辺の高速度域は、低減衰(高Q)を示しており、こちらは反対に粘性の効果は小さいと考えられる。新潟地域のひずみ集
中帯は、Ohzono et al. (2012) 20) が示しているように、東北地方太平洋沖地震後にモデル計算から想定されるひずみよりも全体的に大きな値を示している（+15%以上、図 23 右、P44）。
この領域はトモグラフィーで得られた浅部速度構造における低速度の帯と対応がよく（図23、P44）、基盤深度が深くなっていることから実効的な上部地殻の厚さが薄くなっていると考えられる。これにより周囲より弾性定数が小さくなるために、上部地殻の弾性定数の違いで太平洋沖地震後にひずみ集中帯にてひずみが大きい理由を説明することが可能である。しかしながら、先ほどの結果から同じひずみ集中帯内でも減衰構造が異なっており、新潟平野の下では高減衰であるため、今後は粘性の効果による応力緩和によってさらにひずみが大きくなることが予想される。一方、低減衰の中越地震余震域ではひずみ変化が相対的に小さいと予想される。この粘性の影響は、ひずみ集中帯においてなぜひずみ速度が大きいのかという議論に直接的な解答を与えるものであるため、今後の GPS 観測等のモニ
タリングによって、今回得られた地下の粘弾性構造を検証することが可能である。
21

深さ 5km の速度構造において、必ずしも低速度構造と高減衰構造が一致していなかった（特に東経 138.7°以西）。この理由として、導入した観測点補正値が浅層部の減衰構造による影響を吸収してしまっている可能性がある。実際、堆積層部では大きな観測点補正値を示しており（図 20、P43）、観測点ごく直下の影響だけでなく、浅いところの影響も補正しているかもしれない。この影響を検討するのは今後の課題である。
4) 2011 年 3 月 12 日長野県・新潟県県境付近の地震
2011 年 3 月 11 日 14 時 46 分に東北地方太平洋沖地震（Mw9.0）が発生し、各地で余震や誘発地震が頻発する中、それから約 13 時間後の 3 月 12 日 3 時 59 分にひずみ集中帯内において長野県・新潟県県境付近の地震が発生した（図 24、P45）。気象庁によるマグニチュー
ドは M JMA 6.7 であり、長野県栄村では最大震度 6 強の揺れが観測された。Hi-net 及び 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 24、P45）。東北地方
太平洋沖地震によって、コサイスミック及びポストサイスミックともに東北日本では広域にわたって地殻変動が生じたことが判明している（例えば Ozawa et al., 2011 21) ）。それに伴って応力場が変化している中で、近年ひずみ集中帯内で発生してきた地震（例えば、2004 年新潟県中越地震や 2007 年新潟県中越沖地震）とほぼ同じメカニズム解を示す地震が発生したことは興味深い。そのため、前年度に引き続きこの地震について解析をすすめた。
a) 余震概要
3 月 12 日 3 時 59 分に本震が発生した後に、4 時 31 分頃に M JMA 5.9 の余震が、また 5 時
42 分頃に 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 時 31 分の地震の Hi-net 及び F-net による発震機構解はともに本震とほぼ同じく北北西－南南東圧縮の逆断層型を示す。5 時 42 分の地震の Hi-net 及び F-net による発震機構解は北西－南東圧縮の横ずれ断層型を示す。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
及び 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、また東北東－西南西方向に線状に分布している。発震機構解と合わせて判断すると、3 月 12 日の地震とは全く別の断層で発生し、東北東－西南西方向の走向を持っていると考えられる。以下は、3月 12 日の地震とその余震分布について解析を進めた。
b) 精密三次元震源分布
3 月 12 日の地震についての詳細震源分布を調べた。解析に使用した地震は 2011 年 3 月
11 日 14:46～3 月 13 日 01:53 までの 410 個である。周辺にある本プロジェクトのオフライ
ン観測点のデータ及び Hi-net データをマージし、精密震源決定を行った。まず、Hi-net
で採用されている一次元速度構造（鵜川ほか、1984 22) ）を使用して震源決定を行った（図25 左、P45）。その次に精密三次元速度構造（エネスク他、2012 23) ）を使用して震源再決定を行い、続けて波形相関データを追加して精密相対震源決定法（DD 法; Waldhauser andEllsworth, 2000 24) ）を適用し、最終的な震源分布を得た（図 25 右、P45）。
22

その結果、余震分布の広がりは抑えられ、本震を中心として長さ約 20 km、幅 13km の北
北東‐南南西方向の矩形内に収まる。
図 26（P46）に余震域の断面図を示す。断面の方向は、本震の F-net の発震機構解の走向と直交する N60°W を向く。震源分布は、おおむね深さ 2～11 km に分布し、本震は深さ5.2km に位置する。余震域の北東側（図 26 左下、P46）と南西側（図 26 右下、P46）では、余震分布の特徴に大きな違いがある。北東側では、震源は深さ 3～11km に分布し、その中に南東に傾斜する分布を持つ集合が見られる。本震はおおむねその集合内に位置し、その分布の傾斜角は約 40°である。また、その南東傾斜の集合から離れたところに、いくつかの集合が見られる。南西側では、北東側で見られたような南東に傾斜する明らかな分布は見られない。震源は深さ 2～8km に分布し、北東側よりも浅い傾向を示す。分布はいくつかの集合に分かれているように見えるものの、面を形成するような明瞭な分布は見られない。
この地震では、小澤（2011）25) によって合成開口レーダ（SAR）干渉解析が行われている（図 27 左、P46）。その結果によると、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ている。また、その南側には西に向かって傾斜する別の断層の存在を示している。この SAR 干渉解析結果と先程の震源分布を重ねた図を図 27 右（P46）に示す。前述の通り、震源域の北東側では、南東傾斜の震源分布を示していたが、SAR 干
渉結果では震源断層が南東傾斜を示しており、この点調和的である。また震央分布の位置とスラントレンジ短縮の SAR 干渉縞が非常によい一致を示す。このことから、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。震源域の南西側では、南東傾斜を持つような分布は見られなかったが、SAR 干渉結果の干渉縞は本震の位置より南西側にはあまり広がっておらず、明瞭な南東傾斜を持つ震源の分布がない事実と整合的である。一方、SAR
干渉結果では、南西側に西へ向かって傾斜する別の断層が示唆されている。干渉縞の広がりから、その断層長は約 6km と見積もられる。この断層の候補として、4 時 31 分に発生した最大余震を挙げる。この地震は M JMA 5.9 と規模が大きく、発震機構解は北北西－南南東圧
縮の逆断層型を示す。これを検証するために、震源分布の時間発展を調べた。本震から 4時 31 分の地震までを図 28 左（P47）に、4 時 31 分の地震から 5 時 42 分の地震までを図 28
右（P47）に示す。左図を見ると 4 時 31 分の地震が発生するまで、断層面の候補となりそうな地震や震源分布は見られない。続いて右図を見ると、4 時 31 分の地震発生後に、北西傾斜の分布が形成されている。この地震の深さは 3.1km と浅く、この北西傾斜分布の地表部への延長は、干渉縞の東端付近に位置している。他に候補となる地震や観測事実が見当たらないため、この南に位置する断層は、4 時 31 分の地震によって形成されたと考えるのが有力である。ちなみに 5 時 42 分に発生した M JMA 5.3 の地震は、この干渉縞近くで発生しているが、4 時 31 分の地震よりも規模が小さく、また発震機構解が横ずれ断層型を示しているため、候補に挙げていない。
以上のことより、本震は南東方向に傾斜した断層面が活動したと考えられ、その後の最大余震によって、本震震源断層面とは別に、本震震源断層より南に位置する北西傾斜の断層が活動したと考えられる。
c) 速度構造23

続いて、この震源分布と本研究で得られた詳細三次元速度構造との比較を行う。比較に用いた速度構造は、前述の解析によって得られたものである。P 波速度構造を見ると、震源域の北西側と北東側の浅層部に非常に厚い低速度域が存在する（図 29、P47）。また北西側と北東側に向かって低速度域は厚くなり、4.5km/sec より遅い層厚は最大 5km を超える。
ほとんどの地震が、この低速度域では発生しておらず、5km/sec よりも速い領域で発生して い る 。 北 東 側 と 南 西 側 と で 分 け て 注 目 す る と 、 地 震 発 生 の 速 度 の 上 限 が 、 北 東 側 では
5.8km/sec と相対的に低速度なのに対して、南西側では 6.2km/sec と相対的に高速度である。次に S 波速度構造を見ると、P 波速度構造の場合と同じく、地震発生層の速度の上限
が、北東側より南東側が相対的に高速度である（図 30、P48）。また、本震周辺に注目すると、P 波速度構造では見られなかった周囲より速度が低下している領域が存在する。そこ
で Vp/Vs 比をみると、この領域は Vp/Vs 比が周囲と比べても大きく、1.9 近くを示す（図31、P48）。
d) 震源断層モデル
これまで得られた精密三次元震源分布と速度構造から、震源断層モデル模式図を提示する（図 32、P49）。余震域は、2 つの基盤岩のブロックから構成され、北東側と南西側とに分かれる。本震は北東側ブロックの南西端付近に位置し、本震の震源断層は北東側ブロックの中に、南東傾斜の断層面を持って存在する。一方、南西側ブロックは、北東側ブロッ
クよりも上端が浅く、下端も浅い。ブロック内には最大余震を引き起こした震源断層が存在し、その傾斜は本震断層とは異なり、北西方向を示している。北東側ブロックと南西側
ブロックは基盤岩の速度構造が異なっており、南西側の方が北東側より相対的に速度が速い。この速度の違いは、前述の議論のように、岩石の組成の違い、さらにはブロックの形
成過程の違いから生じていると考えられる。ひずみ集中帯下には、厚い堆積層に埋もれた
このようなブロック構造が存在し、今回の地震では、近接する 2 つのブロックが活動したと考えられる。本震発生時は、北東側ブロックの南西端付近で破壊が起こり、その後北東側に破壊が進行した。そして、30 分後に南西側のブロックでも破壊が生じたと考えられる。
このような複数のブロックが同時に、もしくは短い時間差を持って破壊する例は、前述のように、2004 年新潟県中越地震や 2007 年新潟県中越沖地震でも確認されている。つまり、今回の地震も、近年発生した新潟県周辺のひずみ集中帯における地震と同様の特徴を示しており、地震による破壊が、既存のブロックによって制約されていると考えられる。
最後に本震の下に位置する高 Vp/Vs 領域について述べる。この領域は、高 Vp/Vs かつ低
Vs の領域であり、そこには流体の存在が示唆される。長野県・新潟県県境付近の地震は、
東北地方太平洋沖地震の震源域よりも西に約 400km も離れており、ひずみ変化は 5μstrain
以下と小さい（例えば、Ohzono et al., 2012 20) ）。この原因を考える上で、東北地方太平洋沖地震後に地震活動が増加した日本列島の火山が参考となる。東北地方太平洋沖後に活発化した日本の火山は 20 個を数え、北は丸山、南は諏訪之瀬島まで及ぶ（気象庁、2013 26) ）。
その中には九州の火山も含まれていることから、単に静的な応力場の変化によって活発化したとは考えづらい。最も考えられる原因は、表面波の通過によるトリガリングである。
そのトリガリングの原因には大きく２つが考えられる。一つに、表面波の通過の際に生じた応力集中によって微小地震が発生する考えである。火山の下にはマグマだまりが存在し24

ており、周囲の媒質と物性が大きく異なる。そのため、表面波が通過する際に、その差異によってマグマだまりの境界部に変形の差が生じ、応力集中が生じる。それにより微小地震が発生するという考えである。もう一つが、表面波の通過によるマグマの減圧効果である。表面波が通過する際に加圧と減圧が生じる。そのうち減圧によってマグマ内の揮発成分が発泡し、マグマを押し上げる原動力となる。そのマグマが移動することによって微小地震が引き起こされるという考えである。このどちらが主原因であるにせよ、表面波がトリガーとなりえる。トモグラフィーの結果から、今回の地震の本震下に流体が存在している可能性が高い。流体の存在は、東北地方太平洋沖地震による大振幅の表面波の通過によって、大きな影響を受けるであろう。よって、この高 Vp/Vs 比領域が本震の下に存在していることは大変興味深い。ただし、現在のところ表面波の通過によって地震活動が変化した証拠はみつかっていない。しかし、観測史上例のない頻度の東北地方太平洋沖地震の余震によって、通常の処理ではその変化が見逃されている可能性がある。この表面波のトリ
ガリングに関しては、異なるアプローチ処理が必要であろう。
(c) 結論ならびに今後の課題
平成 20 年度から展開している 350 観測点のオフライン地震観測装置を回収し、観測網の撤収を行った。このオフライン地震観測から得られたデータと高感度地震観測網 Hi-netのデータを併せて処理し、観測対象領域全域における高精度三次元地下構造を推定した。
得られた速度構造から厚い堆積層の下で広範囲に広がる高速度領域の存在が明らかとなり、トラフ状構造に沿って基盤構造の違いがあることがわかった。2004 年新潟県中越地震の本
震断層はこの高速度領域内で発生し、その断層南端は領域の境界によって限られており、地震発生が基盤構造に依存していることを示唆する。また 2011 年長野県・新潟県県境付近の地震を含む近年発生した新潟周辺のひずみ集中帯における被害地震は、複数のブロックが同時にもしくは短い時間差を持って破壊するという共通点がある。このことは、当初想定していたようにひずみ集中帯下には既存のブロック構造が存在し、ブロック単位で破壊を引き起こしていると考えられる。また本年度は非弾性の三次元分布を明らかにするために減衰トモグラフィー解析を行い、ひずみ集中帯下の減衰構造を明らかにした。それによると高速度領域は低減衰、新潟平野下の低速度領域は高減衰といった対応が見られた。東北地方太平洋沖地震後のひずみでは、両領域に大きな違いは見られなかったが、今後新潟
平野下では粘性効果による応力緩和によって、相対的にひずみが大きくなることが予想される。このことは、ひずみが集中する原因解明の糸口となる。最後に、2011 年長野県・新潟県県境付近の地震の本震下には流体の存在が示唆され、火山の地震活動活性化と同様に表面波による動的トリガリングによって引き起こされた可能性がある。つまり、海溝軸付
近で巨大地震が発生すると、その表面波によってひずみ集中帯でも地震が発生することがあることを意味する。
本プロジェクト中に、予想もしなかった東北地方太平洋沖地震が発生した。この地震で大きな被害がもたらされたのと同時に、新たな知見が得られる結果となった。一つに巨大地震による瞬間的な地殻変動によって広域にわたる地殻のインパルス応答が明らかとなり、それと減衰構造を比較することができるようになった。もう一つに海溝軸付近で巨大地震が発生するとそれが引き金となってひずみ集中帯でも地震を引き起こす可能性があること
25

が判明した。今回のプロジェクトでは時間切れとなったが、今後の GPS による地殻変動モ
ニタリングによって、地殻変動の推移が明らかとなっていき、今回推定された速度構造及び減衰構造との比較によって、実際にひずみが集中していく過程が明らかになると思われる。
(d) 引用文献
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23) エネスク

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第 122 回火山噴火予知連絡会資料、2012.
(e) 成果の論文発表・口頭発表等
著者

題名

発表先

発表年月日

汐見勝彦 , 武田 哲也,

ひずみ集中帯稠密直線ア

日本地球惑星科学連合

平 成 24 年 5

関口渉次

レイのレシーバ関数解析大会（千葉 幕張）

月～序報
Tetsuya Takeda, andVelocity changes in the

The third Workshop of

平 成 24 年

Enescu Bogdan

sourcethethe NAMAZU Project (国11 月

inland

際緊急共同研究・調査

area

of

inducedearthquake(M6.7)

on

12/03/2011

支 援 プ ロ グ ラ ム（

J-RAPID）)(Grenoble, France)
K.Shiomi, T. Takeda

Anisotropic

featureand S. Sekiguchi

inferred from receiver

MeetingfunctionsFrancisco, USA)andS-wavethesplitting in and around
the

high

strainratezone, central Japan(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

28

AGU

2012

Fall

平 成 24 年

(San

12 月

表１

平成 24 年度撤収における観測機材障害表
備考

撤去

実施期間

H24 7/21～9/29

対象観測点数

350 か所

地震計回収

350 個

地震計動作異常13 か所

データロガー回収

350 個

データロガー動作異常

9 か所

観測ケース破損

3 か所

GPS アンテナ損傷

27 か所

全観測点での機器紛失はなし
振幅が小さい 9 か所、水準器故障 4 か所

ケーブル傷 15 か所、ケーブル切断 9 か所、延長ケーブル接続部損傷 2 箇所、アンテナ部破損 1 か所、アンテナ部切断

進入防止柵の杭破損

38 か所

雪囲い破損

26 か所

杭 99 本破損

29

■ 平成 20 年度観測開始時の観測点配置（1Hz 計）■ 平成 20 年度観測開始時の観測点配置（2Hz 計）■ 平成 22 年度に移設された観測点配置（80 地点）■ 平成 23 年度に新設された観測点配置（50 地点）△ 定常地震観測点
図1

オフライン地震観測点配置図30曲がった観測点機材（449）

曲がった GPS アンテナポール（260）

変形した観測ケース（449）

切断していた GPS アンテナケーブル（257）破損した進入防止柵（147）
図2

切断していた進入防止柵杭（147）

観測点撤収時の障害例の写真。括弧内の数字は観測点番号を示す。

31

図 3（上）鉄管保管用に製作されたラックの例その１（中）ラックの例その２（下）製作
されたラックに鉄管が保管されている様子。

32

図4

トモグラフィー解析で使用した速度グリッド配置（Model_5KM）。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

Model_5KM の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) 3) の解析結果（青）も合わせて示す。
33

図6

P 波速度構造チェッカーボードテスト（Model_5KM）。深さ 3, 5, 7, 9, 11, 13, 15,

20 km のテスト結果を示す。

図7

S 波速度構造チェッカーボードテスト（Model_5KM）。深さ 3, 5, 7, 9, 11, 13, 15,

20 km のテスト結果を示す。

34

図8

P 波速度構造チェッカーボードテスト（Model_10KM）。深さ 3, 5, 7, 9, 11, 13, 15,

20 km のテスト結果を示す。

35

図9

Model_5KM のトモグラフィー解析から推定された P 波速度構造（上三段）と P 波速度偏差（下三段）。深さ 3, 5, 7,

9, 11, 13, 15, 20 km の結果をそれぞれ示す。2004

年以降発生したマグニチュード 6 より大きい地震を（星印）で示す。それぞれの右下に観測点配置を示す。深さ 11km～15km に広域に存在する高速度領域を青破線で囲む。

36

図 10

Model_10KM のトモグラフィー解析から推定された P 波速度構造（上三段）と P 波速度偏差（下三段）。深さ 3, 5, 7,

9, 11, 13, 15, 20 km の結果をそれぞれ示す。2004

年以降発生したマグニチュード 6 より大きい地震を（星印）で示す。それぞれの右下に観測点配置を示す。深さ 11km～15km に広域に存在する高速度領域を青破線で囲む。

37

図 11

Model_5KM のトモグラフィー解析から推定された P 波速度構造（上三段）と P 波速度偏差（下三段）に再決定震源を重ねる。Hi-net によって 2001 年 1 月から 2009 年 11 月までの期間に観測された 41,735 個の震源データとトモグラフィー解析から得られた速度
構造（図 9）を使用して震源再決定された。深さ 11km～15km に広域に存在する高速度領域
を青破線で囲む。
38図 12

Model_10KM の P 波速度深度断面図（その１）。断面図に再決定震源（黒点）を重ねて表示する。青星印は、マグニチュード 6 より大きい地震を示す。

図 13

Model_10KM の P 波速度深度断面図（その２）。断面図に再決定震源（黒点）を重ねて表示する。青星印は、マグニチュード 6 より大きい地震を示す。
39

図 14

Kato et al. (2006) 5) の余震分布と速度構造との比較。Kato et al. (2006) 5) によって推定された本震断層面の余震分布を赤線で囲む。深さ 11km～15km に広域に存在する高速度領域を青破線で囲む。星印は、マグニチュード 6 より大きい地震を示す。

図 15

航空磁気異常図（国土地理院、2001）7) と速度構造との比較。深さ 11km～15km に広域に存在する高速度領域を青破線で囲む。星印は、マグニチュード 6 より大きい地震を示
す。

図 16

ひずみ集中帯における基盤構造の模式図

40

図 17

M2.0～M2.4 の解析に用いた地震の震源分布

図 18M2.5～M2.9 の解析に用いた地震の震源分布

41

図 19

減衰構造チェッカーボードテスト（Qp）の結果。チェッカー間隔が 20km（上二段）と 40km（下二段）の場合。
42

図 20

各観測点における観測点補正値

図 21 P 波減衰構造のスライス断面図（2Hz における波形の最大振幅値を使用した場合）。グリッド間隔が 20km（上段）と 40km（下段）の場合。

43

図 22

トモグラフィー解析から得られた P 波速度構造（上段）と減衰構造（下段）との比較図。深さ 5km, 11km は MODEL_5KM の、深さ 20km は MODEL_10KM の P 波速度構造を示す。
青枠は、上段の速度構造の表示範囲を示す。高速度領域と低速度領域をそれぞれ青破線と赤破線で囲む。

図 23

トモグラフィー解析から得られた P 波速度構造（左）と、Ohzono et al. (2012)のモデル計算によるひずみ残差（中央）とひずみ残差比（右）。青枠はいずれの図でも同じ範
囲を示す。

44

図 24

Hi-net による震央分布（2011/3/11 – 7/31）。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。

図 25（左）本プロジェクトによる稠密オフライン観測点データと Hi-net ルーチン用一次元速度構造を使用して得られた震源分布（2011/3/11 15:55 - 3/13 1:53）。（右）波形相
関データを追加し、精密三次元速度構造（エネスク他、2012）を使用して再決定された震
源分布。

45

図 26

（左上）領域図。赤四角は、本プロジェクトで設置されて解析に使用されたオフラ

イン観測点を示す。（右上）再決定された震源分布（2011/3/11 15:55 - 3/13 23:59）。（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。

図 27 （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 26 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。
46

図 28

2011 年新潟県・長野県県境付近の地震後の余震分布の発展。左は本震発生後から約30 分間に決定された震源分布。右は最大余震発生後から約 70 分間に発生した震源分布。

図 292011 年新潟県・長野県県境付近の地震の震源域周辺の P 波速度構造（深さ 13km までは Model_5KM の、深さ 15km から 20km は Model_10KM の解析結果を示す）。本震の位置を星印で示す。再決定震源（2011/3/11 15:55 - 3/13 23:59）を黒点で示す。
47

図 30

2011 年新潟県・長野県県境付近の地震の震源域を通る深度断面図（Vp）。本震の位置を星印で示す。再決定震源（2011/3/11 15:55 - 3/13 23:59）を黒点で示す。

図 312011 年新潟県・長野県県境付近の地震の震源域を通る深度断面図（Vp/Vs）。本震の位置を星印で示す。再決定震源（2011/3/11 15:55 - 3/13 23:59）を黒点で示す。
48

図 32

2011 年新潟県・長野県県境付近の地震の震源断層モデル模式図49