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探査

目次(1)

業務の内容・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・151(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
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２１年度業務目的(f) 引用文献(2)

平成２０年度の成果・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・154（2-1）三条－弥彦沖地殻構造探査・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・154(a) 業務の要約
1) 調査地域
2) データ取得
3) 発震記録
4) データ解析
5)解釈(b) 業務の成果(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（2-2）三条地域における浅層反射法地震探査・・・・・・・・・・・・・・・・・・211(a) 業務の要約(b) 業務の成果
1) 業務の実施方法
2) 結果(c) 結論ならびに今後の課題

149

(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（2-3）角田山東麓断層を横切る浅層反射法地震探査・・・・・・・・・・・・・・・・216(a) 業務の要約(b) 業務の成果(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（2-4）2008 年岩手・宮城内陸地震震源域磐井川沿いの反射法地震探査・・・・・・・220(a) 業務の要約(b) 業務の成果
1) 業務の実施方法
2) 結果(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・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・225

150

(1) 業務の内容(a) 業務題目

反射法・屈折法による地殻構造探査(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

東京大学地震研究所

教授

佐藤 比呂志東京大学地震研究所

教授

岩崎 貴哉

東京大学地震研究所

准教授

飯高 隆

東京大学地震研究所

助教

加藤 愛太郎東京大学地震研究所

助教

蔵下 英司

東京大学地震研究所

特任研究員

加藤 直子

東北大学理学研究科

教授

今泉 俊文

東北大学理学研究科

教授

吉田 武義

東北大学理学研究科

助教

石山 達也

海洋研究開発機構

ｸﾞﾙｰﾌﾟﾘｰﾀﾞｰ

小平 秀一

千葉大学理学研究科

教授

伊藤 谷生

千葉大学理学研究科

准教授

亀尾 浩司

新潟大学地質科学科

教授

立石 雅昭

新潟大学地質科学科

准教授

栗田 裕司

新潟大学大学院自然科学研究科

准教授

豊島 剛志

新潟大学地質科学科

講師

小林 健太

横浜国立大学大学院環境情報研究院

准教授

石川 正弘

中部大学工学部理学教室

准教授

工藤 健

信州大学理学部地学科

教授

原山 智

岩手大学工学部准教授

越谷 信

京都大学大学院理学研究科

准教授

山路 敦

京都大学大学院理学研究科

准教授

山田 泰広

建築研究所国際地震工学ｾﾝﾀｰ

主任研究員

柴崎 文一郎

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151

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（図 1・2、P153）
1) 平成２０年度：三条-弥彦沖の 63km 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する。また、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もとに地質断面図を作成する。
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う。周辺の地質データをもとに地質断面図を作成する。測線周辺の活断層については高分解能反射法地震探査を実施する。
3) 平成２２年度：東山から三島を経て日本海に至る 80km の測線と、1964 年の新潟地震の震源域を横切る村上から粟島北方の 60km 区間について、海陸統合地殻構造探査を実施する。周辺の地質データをもとに地質断面図を作成する。また、悠久山断層など測線周辺の活断層を横切る高分解能反射法地震探査を実施する。
4) 平成２３年度：六日町-直江津沖にいたる 140km、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とともに、十日町断層など測線周辺の活断層を横切る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。
5) 平成２４年度：能代-二戸測線(測線長 135km)、酒田-羽前金山測線(140km)において
海陸統合地殻構造探査を実施する。また、これらの測線周辺の活断層を横切る浅層反射法
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２０年度業務目的
三条-弥彦沖の 63km 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(M6.9)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する。測線周辺の活断層である越後平野東縁断層帯・長岡平野西縁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
質データをもとに地質断面図を作成する。2008 年岩手宮城内陸地震の震源断層と地質構造との関係を明らかにするために、震源域で反射法・屈折法地震探査を行い地質断面を作製する。
(f) 参考文献
1) Kisimoto, K.：Combined bathymetric and topographic mesh data: Japan 250 m grd.,
GSJ Open-file Report #353.，2000．

152

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.

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。会津-佐渡沖測

線 に つ い て は 、 海 洋 開 発 機 構 と 共 同 し て 実 施 す る ( 項 目 3.2.2 参 照 ) 。 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。

図 2

予定調査測線図。黄色実線: 地震研究所が実施する海陸統合地殻構造探査測線。

黄緑色実線: 海洋開発機構が実施する地殻構造探査測線(項目 3.2.2 参照)。

153

(2) 平成２０年度の成果（2-1）三条－弥彦沖地殻構造探査
佐藤比呂志・岩崎貴哉・蔵下英司・加藤直子（東京大学地震研究所）(a) 業務の要約
三条-弥彦沖の 63km 区間について、海陸統合地下構造探査を行った。この探査によって深さ 10km までの弾性波速度構造などの地下構造が明らかになった。とくに 1828 年文政越後三条地震の震源域においては、越後平野東縁断層帯に相当する東に 25 度の角度で傾斜する主要断層の形状が深さ 7km まで追跡された。また、長岡平野西縁断層帯に相当す
る二条の西傾斜の断層が 30〜40 度の傾斜角で地下 8km 程度まで追跡された。これらは震源断層の形状モデルの構築にとって基本的な情報となる。越後平野東縁断層帯・長岡平野
西縁断層帯の先端部を横切る測線において、高分解能反射法地震探査を実施し、詳細な断層先端部の地下構造を明らかにした。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、三条-弥彦沖測線についての地質断面図を作成した。
(b) 業務の成果
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中心とした堆積物が分布する。この地域は、主として鮮新世以降の短縮変形を被り、島弧と平行な褶曲・逆断層が形成されている。新潟地域で見られる地層の短縮変形は、南部東
北日本では最も大きなものであり 1) 、褶曲を作り出してきた逆断層運動は現在も進行し、近年でも 1964 年新潟地震(M7.5)、2004 年中越地震(M6.8)、2007 年中越沖地震(M6.8)と、大規模な内陸被害地震が発生している。
本調査では弥彦沖から三条市を経て、越後山脈にいたる区間を地殻構造探査測線として設定した(図 1、P181)。この地域では、日本海沿岸の弥彦山地の東縁に位置する角田-弥彦
断層群 2)が位置し、また三条市周辺では、1828 年に文政三条地震(M6.9)が発生している 3 ，4) 。この地域は地形的には日本海沿岸の弥彦山地、燕市や三条市の位置する越後平野、その東方の下田丘陵、越後山脈に区分される。これらの地域の地質については、5 万分の 1
地質図幅「三条」 2)、「長岡」 5) の他、新潟県地質図説明書 6) 、 7)に詳しい。
近年、地球物理学的手法による地下構造の知見が深まり、活断層として知られる多くの断層が、地質時代に現在とは異なるテクトニクスのもとで形成された断層が再活動していることが明らかにされてきた 8)。とくに日本列島は日本海形成期に大規模な構造運動を被り、この時期に形成された断層の形状が現在の震源断層の形状、広がりに対して大きな影響を与えている。ここでは、こうした背景から調査地域の地質と地質構造について概説する。
調査地域は層厚 6km を越える厚い新第三系の堆積層が分布し、北北東-南南西方向の軸跡を有する褶曲と平行する逆断層が分布する。先新第三系は測線東部の越後山脈に分布し、足尾帯に区分される堆積岩および主として白亜紀に貫入した花崗岩類から構成される
7) (図 2、P182)。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

154

のブロックを含む 7)。越後山脈ではこれらを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。日本海形成期のリフト内を充填して堆積した地層で、上位に向かって堆積深度が増大する。三梨・宮下(1974) 9)によればこれらの地層は、NW-SE 方向の地溝帯に堆積し、地表地質から層厚は 1000m を越えると推定されている。新潟堆積盆地の東縁は、大局的には北北東方向の新発田-小出線 10) によって境されるが、新発田-小出線は詳細に見ると直線性がところどころで崩れている。その一つが、測線を設定した五十嵐川の流域であり、先第三系の分布が三梨・宮下(1974) 9)が指摘する NW-SE 方向の構造によって
左横ずれセンスで、食い違っている(図 2、P182)。重力異常の陰影図表現からは、二条の
NW-SE 方向の線構造が読み取れ、断層を推定した。この北側の NW-SE 方向の断層は、
新潟堆積盆地内の構造にも影響を与えており、加茂市北方の加茂丘陵の南端は南側低下の
ブーゲ異常 11)の急傾斜帯によって、下田丘陵と境される(図 3、P182)。
越後山脈の西方には下田丘陵を経て、越後平野、弥彦山地が北北東方向に延びる。越後
山脈から越佐海峡を隔てて、佐渡島に至る間は中新世に形成された大規模な堆積盆地であり厚さ 6km を越える新第三系が分布する。これらの地層は下位より、津川層・七谷層・寺泊層・椎谷層・西山層・灰爪層・魚沼層に区分される 7) 。七谷層から灰爪層までの諸層は基本的には泥質岩を主体とし、火山噴出物や砂岩を挟む。とくに西山層堆積時以降は、
逆断層運動を伴った堆積環境の変化により、岩相や層厚の側方変化が著しい。
図 4 (P183)に小林ほか(2002) 2)による調査測線周辺の地質構造概略図を、図 5 (P184)に
走向線図 12) を示す。測線上で顕著な断層は、弥彦山地東縁の角田-弥彦断層群である。これは、地震調査研究推進本部によって長岡平野西縁断層帯と呼ばれている 13) 、西傾斜の逆断型の活断層である。下田丘陵では、丘陵の西縁部に吉野屋断層 14) などの活断層と西方への地形面の傾動が報告されており、丘陵西縁部に西に凸の弧状をなして分布する庄川複背斜周辺では、地層の逆転や直立などを含む顕著な短縮変形を被っている。その東方に分布する大平向斜は西翼急傾斜の非対称褶曲で、東翼に長さ 1〜2km の町屋敷断層や下原断層などの北北東走向の短い活断層が報告されている 15 ，2) 。これらは層面滑りなどによる副次的な断層と考えられている。庄川複背斜の西翼の傾動や、大平向斜などの構造は互いに関連した変形を示しており、庄川複背斜と大平向斜を横切る五十嵐川の河岸段丘の高度分布によれば、大局的には複背斜部での隆起など地質構造に調和的な変形が確認されており、庄川複背斜全体の平均変位速度は、中位段丘面の変位量から約 1mm/年ないしそれを若干上回る可能性が高いと推定されている 2) 。
本調査では、中越地域北部の主要な活断層を横切って、約 5km の海底受振測線と約 58kmの陸上受振測線の計約 63km の受振測線を設定し、地殻構造調査を行った(図 1、3、4、5、
P181-184)。とくに複雑な構造が予想された庄川複背斜部分については、浅層高分解能反射法地震探査を行った(2-2 節参照)。海底受振測線は長岡市寺泊野積地区の砂浜を基点に沖合へ N60゜W 方向約 5km の区間とした。陸上受振測線は、野積地区から寺泊丘陵を越えて燕市平野部に入り、越後平野を東南東方向に横断し、信濃川支流の五十嵐川沿いに大谷ダムにを経て、新潟-福島県境手前約 2km 地点に至る(図 1、P181)。福島県側に至る国道

155289 号線上のトンネル工事区間約 4.5km で測線は中断し、残りは福島県側の国道 289 号線
上通行可能区間始点から JR 只見線手前までの約 8km 区間に設定した。陸上受振測線の全長は約 58km となる。発震測線は、陸上および海底受振測線上の全域、さらに海域受振測
線の沖側延長 10km 区間に設定し、発震測線長は約 73km に達した。
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実施した「海陸境界域調査研究班(三条-弥彦沖測線)」による調査と共同して実施した。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。データ使用を許可いただ
いた(株)地球科学総合研究所に謝意を表す。
2) データ取得a) 調査測線
本調査の約 63km に亙る受振測線では、有線テレメトリー方式の受振システムと独立型
データ収録装置を併用した。有線テレメトリー方式については、海底受振測線から越後平野西部区間にかけての 17km 区間（投影測線上）で採用し、独立型データ収録
システムについては、越後平野西部区間の信濃川左岸河川敷内、越後平野東部以東の計46km 区間（投影測線上）で採用した。越後山脈区間については、東京大学地震研究所所
有の白山工業(株)製LS8200SD を、それ以外の区間ついては(株)地球科学総合研究所製のMS2000D を使用した。発震点番号については、原則として近接する受振点番号と同一番号とし、発震測線が受振測線に対してオフセットを持つ場合には、発震点位置を受振測線に 対 し て 投 影 し た 場 合 の 受 振 測 線 上 の 番 号 +10000’ を 発 震 点 番 号 と し て 与 え た 。 図
6-9(P185-186)に発震の様子と受振器を示す。
ⅰ) 弥彦沖海上区間
弥彦沖海上区間では、新潟県長岡市寺泊野積地区の砂浜を基点に沖合へ N60゜W 方向の直線上に海底敷設型有線テレメトリーシステムである(株)地球科学総合研究所製
GDAPS-Crocodile を 5.15km にわたって敷設した。受振点間隔は 25m、チャンネル数は207 である。ケーブル敷設作業は DGPS による小型航法システム（CHiPS）を用いて行われ、敷設後の受振点位置の直線性は良好であった。ケーブル敷設地点の水深は、海岸から約 3.5km までは単調かつ緩やかに水深を増して水深約 30m に達し、これより沖合ではやや急な傾斜で深度を増し、水深 62m となる。受振測線上の 5km 区間と測線の沖側延長10km の合計 15km 区間においてエアガンによる稠密発震記録と 3 点のエアガン集中発震を実施した。水深 8m 以浅となる 700m 地点より海岸側では、発震船が進入できず発震していない。ケーブル敷設及びエアガン発震作業には、新潟県農林水産部、新潟県漁業協同組合連合会及び寺泊漁業協同組合にご協力いただいた。また、この区間には、上記の
GDAPS-Crocodile システムに加えて、多成分海底敷設型有線テレメトリーシステムである
サーセル社製 SeaRay システムをバックアップ測線として本測線と平行に敷設した。
ⅱ) 越後平野西部区間
越後平野西部区間は全域において大型バイブロサイス 4 台による稠密反射法発震記録、

156

さらに 3 点のバイブロサイス集中発震記録（SP-4V、SP-5V、SP-6V）を取得した。この区間では(株)地球科学総合研究所製有線テレメトリーシステム G-DAPS4 を展開し、藤四郎川河口左岸側において GDAPS-Crocodile の海底敷設ケーブルと接続した。ただし、信
濃川左岸（北岸）河川敷内の受振点については、独立型受振システム MS2000D を使用した。受振点間隔は 25m であり、チャンネル数は 654（GDAPS4=651ch., MS2000D=3ch.）である。屈曲を伴う受振測線沿いに 25m 間隔で設置されるため、投影測線上における受振
測線長約 12.5km に対して、受振測線に沿った実測線長は 16.35km となる。越後平野では、受振測線の農道は、稲刈り作業に伴うノイズが非常に顕著であった。また、燕市横田地区の信濃川左岸堤防では護岸工事によるノイズが観測された。尚、この区間における発震の一部は、夜間測定を実施し S/N 比の点で極めて良好な記録が得られた。
ⅲ) 越後平野東部区間
越後平野東部区間は全域において大型バイブロサイス 4 台による稠密反射法発震記録、さらに 1 点のバイブロサイス集中発震記録（SP-7V）を取得した。ただし、一部区間の稠
密反射法発震点については、周辺環境の制約のため中型バイブレータ（2 台）を使用した。
信濃川右岸（南岸）堤防外縁から同市月岡地区の槻の森運動公園に至る越後平野東部区
間では、全域に独立型受振システム MS2000D を展開した。受振点間隔は越後平野西部区
間の 25m に対して 50m 間隔とした。チャンネル数は 147 であり、MS2000D のユニット
数は 49 台である。受振測線に沿った実測線長は 7.35km であり、投影測線長は約 6.3kmとなる。
ⅳ) 下田丘陵区間
下田丘陵区間の受振測線上の三条市荒沢地区より西側については大型バイブロサイス 4台による稠密反射法発震記録、同地区より東側については大型バイブロサイス 4 台による
低重合反射法発震記録、さらに 3 点のバイブロサイス集中発震記録（SP-8V、SP-9V、SP-10V）を取得した。三条市月岡から同市笠堀に至る下田丘陵区間では、西側約 12.2km
区間（投影測線上）には独立型受振システム MS2000D が、東側約 7.2km 区間（投影測線上 ） に は LS8200SD の 展 開 を 行 っ た 。 受 振 点 間 隔 は MS2000D に よ る 区 間 を 50m、LS8200SD による区間を 100m（N48゜W 方向の投影測線上）とした。チャンネル数は 360（MS2000D：288、LS8200SD：72）であり、MS2000D のユニット数は 96 台である。
受振測線に沿った実測線長は、MS2000D による区間では 14.35km、LS8200SD による区間では 9.56km である。N55゜W 方向の投影測線長では合計 19.4km となる。
ⅴ) 越後山脈横断区間
新潟-福島県境を横断する越後山脈区間の受振測線は、国道 289 号線の通行が不可能なため、県境前後の約 4.5km 区間のギャップを境に新潟県側区間と福島県側区間に分かれる。
新潟県側区間は国道 289 号線上を大谷ダムから県境手前約 2.0km 地点に至る 12.12km 区間である。福島県側区間は、県境から約 2.5km 地点より南東側の国道 289 号線の国道 252号線と交差する地点に至るまでの 10.74km 区間である。上記受振測線区間のうち、新潟県側の大谷ダム東側に位置する木の根橋付近より西側の約 2.8km 区間上で低重合反射法発震記録が取得した。さらに 1 点のバイブロサイス集中発震記録（SP-12V）および 2 点の157

大薬量ダイナマイト発震記録（SP-11D、SP-13D）を取得した。低重合発震区間より東側の区間については、上記集中発震点（SP-12V）を除いてバイブロサイスによる発震は実施していない。
三条市大谷地区に位置する大谷ダム北側約 1km から南東方向に福島県南会津群只見町に至る越後山脈横断横断区間には、独立型受振システム LS8200SD を展開した。受振点位置
は N48゜W 方向の投影測線に対して約 100m 間隔とした。投影測線長は全体で約 20km となる。新潟県側では投影測線長約 7.5km に対して 85 点、福島県側では同約 8km に対して
78 点の受振点を設置した。以上に加えて、福島県側のダイナマイト発震点 SP13D 近傍に5 点の受振点を設置した。これは、同発震点が受振測線から投影測線直交方向に約 4km と大きく離れているため、屈折法解析で必要となる逆走時を確認するために設置した。受振器展開作業には国土交通省長岡国道工事事務所三条国道出張所、特定工事共同企業体（JV）、工事施工業者の協力を得た。
b) 調査概要ⅰ) データ取得内容[1] 受振器設置
・有線テレメトリーG-DAPS4 システム設置
有線テレメトリーシステムによる受振区間では、主として路肩、河川敷及び堤防道路に沿って設置した。受振器、データ伝送装置(RSU)、バッテリーユニット及び本線ケーブル
は、調査測線に沿って 25m 間隔で設置した木杭を目印にして敷設した。各受振点では原則として 9 個の受振器（ジオフォン）を受振器間隔 2.8m の直線アレイを構成して設置した。ただし、測線区間の多くを占める農道上では周辺環境を考慮して、バンチング設置またはアレイ長を短縮した設置点が大半を占めた。本調査は、越後平野下の深度 6000ｍ以上におよぶ深部構造のイメージングが重要な探査対象であった。このため、展開機材について維持可能な許容範囲内において、全展開を使用する固定展開によってデータを取得した。
・有線テレメトリーG-DAPS-Crocodile システム設置
有線テレメトリーG-DAPS-Crocodile システムの弥彦沖海底への敷設は、長岡平野西縁
断層帯深部延長面に対する直線性の高い測線ジオメトリーの確保のみならず、低ノイズ環
境における稠密展開データ取得の観点から、高品質のデータ取得に大きく寄与した。
・独立型受振システム設置
本調査で、独立型受振システムの設置区間の測線長は全体の約 72%を占めた。独立型
受振システムの採用は越後平野東部区間における国道横断や住宅密集地における受振点ギャップの設定、下田丘陵区間における低ノイズ測線の選択的設定、及び越後山脈区間の山
岳地域における受振測線の設定には、独立型受振システムの柔軟性が大きく寄与した。
MS2000D 設置区間については 1 点あたり 3 個の受振器（ジオフォン、固有周期 10Hz、
直列配列）がバンチング設置され、LS8200SD 設置区間では 1 点あたり 1 個の受振器（ジオフォン、固有周期 4.5Hz）が設置された。
[2] エアガン発震

158

エアガン発震作業における受振点展開は、屈折法及び広角反射法集中発震に対しては、全受振点による固定展開とし、稠密反射法発震については、海底受振ケーブルと越後平野
西部区間の陸上受振点展開を用いた。稠密反射法における受振展開については、有線テレ
メトリーにおけるデータ伝送時間がエアガン発震時間間隔を超過することを回避するため、フィールドモニター記録上の信号到達距離を考慮した上で、陸域受振展開を 440 チャンネルとした。また、稠密反射法発震の記録長については、同様の理由により当初 16 秒の予定を 12 秒に短縮した。
エアガン震源は、相互干渉型エアガン(ガン容量 1500cu.in.,発震圧力 2000psi)であり、総トン数 268t の海洋調査船「第八阿蘇丸」に航測システムと共に艤装された（図 10、P187)。
稠密反射法発震における発震深度は、8.0m を標準とし、水深の浅い区間では 4.0m とした。発震実施区間については、水深が 8m 以深となる 700m 地点より沖側の区間とした。
稠密反射法の発震点間隔は海底受振ケーブルが敷設された岸から 5km 区間については
25m、これより沖側の 10km 区間については 50m とした。ただし、海底受振ケーブル敷設
区間 5km については、予定発震点の中点を埋める発震を追加で実施し、結果として 12.5m
間隔の発震記録を取得した。合計 574 点の稠密反射法発震記録が取得された。
屈折法及び広角反射法集中発震は 3 点で実施した。予定発震点を中心とする測線直交方
向の約 500m 区間を、発震作業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 40Hz
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 16.0m とした。
[3] 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データは、以下に示す様に計 2 点で取得された。
SP-11D…発震薬量: 100kg、坑底深度: 35.13m、薬頭深度: 25.28m
発震時刻: 平成 20 年 9 月 9 日午前 00 時 02 分 11.621 秒
SP-13D…発震薬量: 200kg、坑底深度: 45.17m、薬頭深度: 26.15m
発震時刻: 平成 20 年 9 月 9 日午前 00 時 42 分 10.959 秒
尚、本調査期間中、国道 289 号線八十里越トンネル工事区間では発破を伴う掘削工事が24 時間体制で実施されており、本調査のダイナマイト発震作業時には、国土交通省長岡国道事務所三条国道出張所及び特定工事企業体の協力を得て発破時間の調整をおこない、工事発破との干渉を回避した。また、佐渡西方海域では独立行政法人石油天然ガス・金属鉱物資源機構による 3 次元反射法地震探査に伴うエアガン発震がおこなわれており、これについても同機構の協力を得て、同機構のエアガン発震作業中断時間中に本調査のダイナマ
イト発震作業を完了した。

［4］バイブレータ発震・稠密及び低重合反射法バイブレータ発震
夜間発震作業は屈折法集中発震の実施に合わせ、主に集中発震点周辺の夜間発震が可能な区間について実施した。夜間発震は、作業全体の効率化と農作業車両離合に伴う作業効率低下の回避を意図して実施したが、日中の発震記録が稲刈り作業や車両通行ノイズにより記録品質の低下を被った中で、良好な記録を確保することに大きく貢献した。

159

この間の受振器展開は、夜間発震作業期間については屈折法集中発震と同じく、全受振点による固定展開によりデータを収録した。日中の発震作業については、原則片側 10km
以上の展開長を確保し、順次展開を縮小しながら受振機撤収作業と並行して発震作業をおこなった。
発震パラメータについては、対象が深度 6000ｍ以上の深部を含むことを考慮してスィー
プ周波数を 6-40Hz とした。ただし、中型バイブレータによる発震の場合は、同バイブレータの出力特性を考慮して 8-40Hz のスィープ周波数とした。スィープ長は稠密発震で 20秒、低重合発震では 24 秒とした。記録長は日中発震作業では 12 秒、低重合発震について
は全て 16 秒とした。
測線上の発震作業環境については、いくつかの区間で標準の発震仕様を確保できなかった。特に、農道区間において路面状況により発震出力を下げざるを得ない区間が目立ち、
越後平野区間東部三条市内の槻の森運動公園西側の農道区間では、約 1.3km に亘って連続して発震出力を減じた。また、三条市内の国道 8 号線を横断する前後約 1km 区間は発震
点間隔、発震出力ともに標準を連続して下回った。
以上の発震作業の結果、316 点の稠密反射法発震記録（うち中型バイブレータ 22 点）、
21 点の低重合反射法発震記録が得られた。
・屈折法及び広角反射法集中発震
バイブレータ集中発震点は、越後平野区間の 4 点、下田丘陵区間の 3 点及び越後山脈区
間 1 点の計 8 点である。屈折法発震においては、反射法発震よりもさらに 30Hz 以下の低周波数帯域におけるエネルギー確保を目的として、スウィープ周波数 6-30Hz 及びスウィープ長 24 秒が採用された。受振展開は全て全受振点による固定展開とした。以下に、全集中発震点の概要を記述する。尚、発震作業はすべて夜間に実施した。
c) 調査仕様ⅰ) バイブレータ稠密反射法データ取得[1] 発震系仕様（大型バイブロサイス）
・震源：大型バイブロサイス車 4 台(HEMI)または中型バイブレータ車 2 台(EnviroVIB)
・発震点間隔： 標準 150m、・スイープ長： 20 sec、・スイープ周波数：6～40Hz（大型）8～40Hz（中型）(Linear-up スウィープ、’Taper’300msec)、・スイープ回数：標
準 12 回、・総発震点数： 316 点（内、中型バイブレータ 22 点）[2] 受振系仕様
・受振器(ジオフォン) ： SM-7(10 Hz)、SM-24(10Hz)、GS-11D（4.5Hz）(ハイドロフォン)：P44A(10Hz)

・受振器

・受振器数/受振点：有線テレメトリー区間 9 個(SM-7..3S×3P)、独立型システム MS2000D 区間 3 個(Sm-24..3S)、海底受振ケーブル
区間 1 個(P44A)、独立型システム LS8200SD 区間 1 個(GS-11D) 、・受振アレイ長：直線アレイ 25m(有線テレメトリー区間)、バンチング設置(上記以外)受振点間隔 ：25m(有線テレメトリー区間)、50m（独立型システム MS2000D 区間）、25m（海底受振ケーブ
ル区間）、100m（投影測線上）（独立型システム LS8200SD 区間）、
・展開長：63km（原160則片側 10km 以上）、・展開パターン：固定展開、・総受振点数：1536 点[3] 記録系仕様
・探鉱機：MS2000D(独立型受振システム、連続観測)、GDAPS-4A 及びGDAPS-Crocodile(有線テレメトリー方式)、(線型位相型 A/D Decimation フィルター)、
LS8200SD(独立型受振システム、連続観測)、(最小位相型 A/D Decimation フィルター)・サンプル間隔 ：4 msec（GDAPS４A、GDAPS-Crocodile、MS2000D）、8 msec
（LS8200SD）、・記録長：12sec. (相互相関後)、・チャネル数：673-1536（大型バイブ
ロサイス発震）、300-1264（中型バイブレータ発震）、・ノイズエディット：ウィンドー
長=4.0 秒、 冪乗係数=3.0ⅱ) バイブレータ低重合反射法データ取得[1] 発震系仕様
・震源：大型バイブロサイス車 4 台(HEMI)、・発震点間隔：標準 500m、スイープ長：
24 sec、・スイープ周波数：6～40Hz(Linear-up スウィープ、’Taper’300msec)

・スイープ回数：標準 24 回、・総発震点数：21 点[2] 受振系仕様
・受振器(ジオフォン) ：SM-7(10 Hz)、SM-24(10Hz)、GS-11D（4.5Hz）、・受振器(ハイドロフォン)：P44A(10Hz)、
・受振器数/受振点：9 個(SM-7: 3S×3P)/有線テレメトリ
ー区間、3 個(Sm-24: 3S)/独立型システム MS2000D 区間、1 個(P44A)/海底受振ケーブ
ル区間、1 個(GS-11D)/独立型システム LS8200SD 区間、・受振点間隔：25m/有線テレ
メトリー区間、50m/独立型システム MS2000D 区間、25m/海底受振ケーブル区間、100m（投影測線上）/独立型システム LS8200SD 区間、・展開長：63km（原則片側 10km 以上）、・展開パターン：固定展開、・総受振点数：1536 点[3] 記録系仕様
・探鉱機：MS2000D(独立型受振システム、連続観測)、GDAPS-4A 及びGDAPS-Crocodile(有線テレメトリー方式)(線型位相型 A/D Decimation フィルター)、
LS8200SD(独立型受振システム、連続観測)(最小位相型 A/D Decimation フィルター)・サンプル間隔：4 msec（GDAPS４A、GDAPS-Crocodile、MS2000D）、8 msec
（LS8200SD）、・記録長：16 sec. (相互相関後)、・チャネル数：673-1536
・ノイズエディット：ウィンドー長=4.0 秒, 冪乗係数=3.0ⅲ) エアガン反射法データ取得[1] 発震系仕様
・震源：‘TRI-GUN’ Cluster[Bolt Long-Life Air-gun 1500LLX]、
・調査船舶：発震船(第八阿蘇丸 268t)、・発震点間隔：12.5m（海底受振ケーブル展開区間）、50m（展開区間外）、・発震深度：8.0m [SP3400-3952]、4.0m [SP3951.5-3972]、・エアガン容量：
1500cu.in、・エアガン圧力：2000psi、・総発震点数：574 点（重複 18 点を含む）[2] 受振系仕様
・受振器(ジオフォン) ：SM-7(10 Hz)、SM-24(10Hz)、GS-11D（4.5Hz）
・受振器(ハイドロフォン)：P44A(10Hz)、・受振器数/受振点：9 個(SM-7..3S×3P)/有161

線テレメトリー区間、1 個(P44A)/海底受振ケーブル区間、・受振点間隔：25m 有線テレ
メトリー区間、25m 海底受振ケーブル区間、・展開長：16.15km-18.65km、・展開パターン：固定展開、・総受振点数：647-747 点[3] 記録系仕様
・探鉱機：MS2000D(独立型受振システム、連続観測)、GDAPS-4A 及びGDAPS-Crocodile(有線テレメトリー方式)、LS8200SD(独立型受振システム、連続観測)(最小位相型 A/D Decimation フィルター)、
・サンプル間隔 ：4 msec（GDAPS４A、
GDAPS-Crocodile、MS2000D）、8 msec（LS8200SD）、・記録長：12 sec.、・チャネル
数：647-747
ⅳ) 屈折法及び広角反射法データ取得[1] 発震系仕様(バイブレータ発震)・震源：大型バイブロサイス車 4 台(HEMI)、・スイープ長：24 sec、・スイープ周波数：
6～30Hz(Linear-up スウィープ, ‘Taper’300msec)、
・発震点数：5 点(SP-4V, 5V, 6V, 7V,
8V, 9V, 10V, 12V)、・発震パターン：固定発震[2] 発震系仕様(エアガン発震)・震源：‘TRI-GUN’ Cluster[Bolt Long-Life Air-gun 1500LLX]、・発震深度：16.0m
・エアガン圧力：2000psi、・発震点数：3 点(SP-1A, 2A, 3A)
・エアガン容量：1500cu.in、[3] 発震系仕様(ダイナマイト発震)・発震薬量：100kg-200kg(海底発破用)、・発破孔深度：35-45m(坑底深度)、・発破点数：
2 点(SP-11D, 13D)
[4] 受振系仕様
・受振器(ジオフォン) ：SM-7(10 Hz)、SM-24(10Hz)、GS-11D（4.5Hz）、・受振器(ハイドロフォン)

P44A(10Hz)、
・受振器数/受振点：9 個(SM-7..3S×3P)/有線テレメトリ

ー区間、3 個(Sm-24..3S)/独立型システム MS2000D 区間、1 個(P44A)/海底受振ケーブ
ル区間、1 個(GS-11D)/独立型システム LS8200SD 区間、・受振点間隔：25m 有線テレ
メトリー区間、50m 独立型システム MS2000D 区間、25m 海底受振ケーブル区間、100m（投影測線上）独立型システム LS8200SD 区間、・展開長：63km、・展開パターン：固定展開、・総受振点数：1536 点[5] 記録系仕様
・探鉱機：MS2000D(独立型受振システム、連続観測)、GDAPS-4A 及びGDAPS-Crocodile(有線テレメトリー方式)(線型位相型 A/D Decimation フィルター:バイブレータ発震)(最小位相型 A/D Decimation フィルター: エアガン発震)、
LS8200SD(独立型受振システム、連続観測)(最小位相型 A/D Decimation フィルター)・サンプル間隔 ：4 msec（GDAPS４A、GDAPS-Crocodile、MS2000D）、8 msec
（LS8200SD）、
・記録長：64sec(ダイナマイト発震)、20sec(バイブレータ及びエアガン
発震)、・チャネル数：1536、・ノイズエディット：バイブレータ発震/ウィンドー長=4.0秒, 冪乗係数=3.0、エアガン発震/ウィンドー長=20.0 秒, 冪乗係数=3.0d) 測量作業162

ⅰ) 陸上測量作業
・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 4 点の新設基準点を設置した。
・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。
・ 測 線 測 量 : 計 画 測 線 に 基 づ い て 実 作 業 路 線 上 に 25m(GDAPS) 、 50m(MS2000) 、
100-200m(LS8200)間隔で受振点､発震点の位置を追打ち法により木杭、ﾏｰｷﾝｸﾞﾁｮｰｸでﾞ標示した。
・細部測量: GDAPS 及び MS2000 区間の受振点､発震点の位置測量はﾄｰﾀﾙｽﾃｰｼｮﾝ観測の放射法並びに RTK-GPS(VRS 方式)の放射法で平面直角座標と標高を決定した。LS8200 区間(山間部)の位置測量は携帯 GPS での測定を実施、標高値に関しては 1:25,000 地形図の図
上読み取りで決定した。
ⅱ) 弥彦沖海上区間測量作業
・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、予め調査
船 GPS アンテナから震源位置までのオフセット距離(29.9m)を算出し、この値を小型航法システム CHiPS2 に設定して観測作業を行った。また、計画予定測線の水深を測定することによって、定置網及びブイ等の障害物の詳細な位置を事前に把握し、発震船及びケーブ
ル敷設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、受振測線位置を決定した。
・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。具体的には海上保安庁運用の DGPS
基準局から送信される DGPS 補正信号をビーコン受信機で受信し、この補正データを GPS受信機に送り正確な位置を決定した。また、発震時刻も併せて収録した。
・発震船の誘導: エアガン発震における船舶位置の誘導は、小型航法システム CHiPS2 によって行われた。このシステムには、GPS 受信機から出力される緯度・経度・高度、並びに時刻・衛星情報等(NMEA における GGA フォーマット)と共に、調査船において測定されるジャイロコンパスからの方位、測深器からの水深データが集約され、編集後に出力された。
・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。最終的な受振点位置はケーブル敷設後の音響測位により確定した。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。
・観測作業: 観測作業では、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。DGPS の利用に際しては、以下の測位基準を考慮した。
利用する衛星数: 5 個以上、HDOP 及び VDOP（観測位置データの誤差）: 4 以下

163

3) 発震記録
図 11(P187)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約 40dB に達するの差異が認められる。同様に越後山脈区間と越後平野内の農地及び市街地区間との間では約 20dB 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、測線全体の平均では約 20ｄB の差が認められ、越後平野西側の最も差異の大きいところでは約 30dB に達する。また、図 12(P188)にはダイナマイト屈折初動
振幅の二次元測線に沿った距離減衰を示した。
図 13-16(P188-190)に屈折法及び広角反射法発震記録例、図 17(P190)にエアガン発震記
録例、図 18 – 22 (P191-193) 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測線ⅰ) 屈折法及び広角反射法ダイナマイト記録
下田丘陵と越後山脈との境界近くに位置する SP-11D（図 13、P188）では、薬量 100kg
によるダイナマイト発震記録を取得した。屈折初動は、越後平野内の所々で不明瞭な部分があるものの、測線全域で明瞭に捉えられている。初動走時曲線は、越後平野の厚い堆積層と平野の東西を画する長岡平野西縁断層帯と越後平野東縁断層帯が形成する複雑な地下構造を反映して大きな起伏を伴っており、みかけ速度の分布から直ちに速度構造を類推することは難しい。平野中央部から西側にかけての初動走時の直線性が良い区間については
約 5100m/s を示しており、この地域の先新第三系基盤上面あるいは中新世最下部の緑色凝灰岩層を捉えたものと推定される。反射イベントについてみると、福島県側受振展開のオ
フセット約 13km から約 20km にかけての往復走時約 7 秒にやや長い継続時間を伴う波群が確認され、地殻中部の反射波を捉えた可能性がある。一方、越後平野側の展開区間については、震源近傍で励起された S 波に覆われて判別は難しいが、オフセット約 6km から15km にかけての往復走時約 6 秒に反射波と推定されるイベントが見出される。
ⅱ) 屈折法及び広角反射法エアガン記録
前述の様に、エアガン集中発震点は藤四郎川河口沖合 5km 地点（SP-3A: 図 14、P189）、10km 地点（SP-2A）及び 15km 地点（SP-1A）に設定され、発震深度 16.0m、垂直重合
回数はそれぞれ 99 回、134 回、140 回のデータを取得した。3 点の発震点の屈折初動はい
ずれも福島県側の測線東端まで明瞭に捉えられている。沖側の SP-1A 及び SP-2A については、寺泊丘陵と燕市平野部との境界より東側の受振区間において初動時刻が東側に向かって大きく遅れる様子が観測され、長岡平野西縁断層帯を境に東側に大きく落ち込む構造を反映したものと推定される。これらの越後平野内の屈折初動振幅とバックグラウンドノ
イズとの差は僅かであるが、稠密受振点の効果により、ノイズレベルに対して極めて微弱な初動走時を受振点間相互の位相の相関として認識することが可能である。尚、既に述べたようにエアガンによる集中発震作業は日中に実施されており、特に平野部区間のノイズ
環境については、ダイナマイト発震や後述のバイブロサイス集中発震と比較して極めて不利な条件にある。例えば、SP-1A と平野中心部までのオフセット距離が約 30km とほぼ同164

等な SP-12V では、平野部を含めた受振測線全域で初動が明瞭に捉えられている。深部の反射イベントについては、海底ケーブル敷設区間上で実施された SP-3A（図 14、Ｐ189）
では、ゼロオフセット往復走時約 5.5 秒に西傾斜の反射イベントが明瞭に捉えられている。
この反射イベントのアペックスは寺泊丘陵の中央部付近約 4 秒に認められ、長岡平野西縁断層帯に関連する反射イベントと推定される。
ⅲ)

屈折法及び広角反射法バイブレータ記録

前述の様に、バイブロサイスによる集中発震記録は、野積地区の海岸を含む越後平野内
で 4 点、下田丘陵内で 3 点、越後山脈内で 1 点の計 8 点で取得された。垂直重合数はそれ
ぞれ 100 回～151 回である。SP-10V について越後平野西部区間の初動走時の確認が困難であるほかは、全ての発震について受振測線全域で明瞭な屈折初動が捉えられている。特に、野積地区の海岸付近で実施した SP-4V については、オフセット約 58km に至る初動到達が確認され、バイブロサイスによる発震記録としては極めて良好なものである。反射イ
ベントについて見ると、SP-4V から SP-7V(図 15、P189)にかけては、オフセット距離 15km程度までの範囲において、往復走時約 4 秒から約 6 秒の間に断続的に反射イベントが確認される。SP-8V から SP-10V(図 16、P190)にかけては、発震点より東側の展開区間について、オフセット距離 10km 前後の比較的広角の領域において往復走時約 6 秒から約 7 秒の間に反射波群が認められる。
b) 反射法エアガン測線
稠密反射法エアガン発震作業においては、藤四郎川河口沖 700m 地点から同 1200m 地点までを発震深度 4.0m、同 1200m 地点より沖側を発震深度 8.0m でデータ取得した。海底受振ケーブル敷設区間上の発震記録(図 17、P190)について見ると、岸側の水深が浅い区間の発震では、みかけ速度 90m/s～340m/s を示す分散性の波が顕著である。これらは海底に沈殿する気泡を含む低速度の泥層を介して励起される表面波の一種と考えられる。海底受振区間上の最も沖側の発震記録（水深 62m）には同様の波は認められない。また、海底受振ケーブル敷設区間外の発震記録も含め、全域の発震記録において直達音波の振幅が卓越している。反射イベントについては、中央の発震及び岸側の発震では往復走時約 0.5秒までの浅部に多数の散乱イベントが認められ、反射イベントの視認が難しい。これに対して沖側の発震記録では、成層構造を成す反射イベントが往復走時約 0.7 秒まで容易に視認可能である。これより深部については、いずれの発震記録にも往復走時約 1.5 秒から同2.2 にかけて西傾斜の反射イベントが認められる。陸域の受振について見ると、初動の到達が明瞭に確認できるのは、エアガン発震位置によらずいずれの発震点においても燕市平
野部と寺泊丘陵との境界付近までである。これは、丘陵縁辺部と平野部との間に存在する
高速度層から低速度層への速度境界において屈折初動振幅が急激に減衰することに加えて、主に農作業及び車両交通に起因する平野内でのノイズレベルが丘陵内の区間に比べて非常に高いことが原因と考えられる。
c) 反射法バイブレータ測線

165本調査では、越後平野区間の全域及び下田丘陵区間の西側約 12km 区間の 316 点で稠密
反射法発震記録を取得し、さらに下田丘陵区間の東側 7km 区間及び越後山脈区間の西側
2.5km 区間では 21 点の低重合反射法発震記録を取得した。海底受振ケーブルを含む西側の展開では全域で明瞭な初動が認められのに対して、東側の展開では丘陵と燕市平野部との境界部を境にして平野部側での初動確認が困難である。これは、前述の反射法エアガン
発震記録でみられたものと同様であるが、このように丘陵境界と近接した発震点（オフセット距離約 2km）においても、初動確認が困難な程に急激な振幅減衰が発生しており、この間に極めて大きな速度コントラストが存在することがわかる。ただしこれには、既に述べたように、越後平野内の非常に高いバックグラウンドノイズレベルによる影響も含まれている。図 18(P191)及び図 19(P191)には、越後平野区間西端付近の近接した 2 点において、夜間および日中に取得したショット記録を示した。両者を比較すると、特に東側の展開区間において記録質の差が顕著であり、日中発震では初動走時の到達が 3km 程度までであるのに対して、夜間発震では 15km 程度までの到達が確認できる。ただし、いずれの発震においても、’Near Vertical’領域においては距離往復走時約 2.1 秒までの反射波を捉えており、また西側の寺泊丘陵区間および海底受振区間の低ノイズ環境では往復走時約 4秒の深部反射波を捉えており、反射法発震記録として十分使用に耐えるものである。図 20(P192)には、三条市内の農道上で実施した発震記録例を示す。初動の到達距離は東側の比較的静かな区間でも 2.5km 程度に止まっており、また屈折多重反射波の影響で反射波の同定も難しい。図 21(P192)には下田丘陵区間内のオフセット発震記録を示す。東側の初動は20km 以上、西側についても約 7km まで初動走時を確認することが出来る。反射波については東側の展開では往復走時約 1.9 秒まで明瞭に認められる一方、西側の展開には明瞭な反射波が認め難い。これは発震点の西側に位置する越後平野東縁断層帯近傍では地層傾斜が大きく浅部構造が複雑なためと考えられる。図 22(P193)には低重合反射法発震記録として取得した下田丘陵東側の夜間発震記録を示す。屈折初動は東側については測線端部まで、西側についても信濃川の東側 2km 程度（オフセット距離約 20km）まで確認できる。深部反射イベントについては、往復走時約 3 秒にオフセット距離約 8km までの範囲で比較的水平なイベントが認められる。
4) データ解析
本データ解析では、複数の異なる速度解析手法を用いて統合的に構造解析をおこない(図23、P193)、最終成果を得ている。各データ解析作業は相互に連関しており、このため以下の記述では各データ解析項目間で順序が前後する部分がある。
a) 反射法及び低重合反射法データ解析(図 24、P194)[1] フォーマット変換及びデータ編集( Format Conversion and Trace Edit )フ ィ ー ル ド デ ー タ に 記 録 さ れ た 原 記 録 (GDSPS-4 SEGY Format)に つ い て 、 SuperX(JGI Internal Format)フォーマットへ変換を行った。また、バイブレータ発震記録は発震
測線上に関して下記の発震記録を発震点番号の昇順に従って抽出した。
反射法エアガン測線 標準発震点 SP.3008.0 － 3215.0( 574 点 )166

反射法バイブレータ測線 標準発震点 VP.4000.0 － 5435.0 ( 316 点 )反射法バイブレータ測線 低重合発震点 VP.6001.0 － 6103.0 ( 21 点 )広角反射法測線 エアガン集中発震点 SP1A － SP 3A(3 点 )広角反射法測線 バイブレータ集中発震点 SP4V – SP10V, SP12V (8 点 )広角反射法測線 ダイナマイト発震点 SP11D, SP13D (2 点 )さらに、S/N 比が著しく低く, 初動が判別できないトレースを処理対象から除外した。
[2] トレースヘッダーへの測線情報の入力( Geometry Application )SuperX トレースヘッダーに関して、発震点、受振点及び各 CMP のインデックス、座標、
標高値、オフセット距離、基準面標高値等の測線情報を入力した。データ解析における基準標高面は平均海水面位置に設定した。また、CMP 重合測線は下記の基準によって決定した。
CMP 間隔………………25.0m、重合測線からの最大偏倚制限….

制限無し

重合測線の決定基準….受振測線の屈曲度及び測線上主要活断層走向に関する直交性
図 25(P194)には、CMP 重合数分布を示した。
[3] 屈折波初動解析( Refraction Analysis )改良型タイムターム法による屈折初動解析を行い、受振点及び発震点タイムターム値と表層基底層速度を算出した。この改良型タイムターム法解析には、以下のパラメータを採用した。
初動読み取り位相………………………………………………………….正のピーク位置…………1250-5000m(‘Space-variant’)

表層基底速度を求める際のブロック区分

屈折波インバージョンに用いるオフセット距離……………………………300-1500m
改良型タイムターム法解析の結果を用いて、表層基底深度を求めた。表層速度として受振点側及び発震点側共に 1100m/sec を採用した。この値は表層速度を変化させた重合スキャ
ンによって確定した。図 26(P195)に、改良型タイムターム法による解析結果を示す。
[4] 最小位相変換（Minimum Phase Conversion）
バイブレータ発震記録については、零位相であるバイブレータ震源のスウィープ波 形( 探鉱機’A/D Decimation Filter(DCF)’及び相互相関処理実施後のスウィープ波形 )について、最小位相変換処理を適用した。エアガン発震記録については、本観測に対応するエ
アガン震源波形観測記録（同一エアガン構成及び同一エアガン発震深度仕様で深海域において測定した既存震源波形記録）を利用して最小位相変換処理を適用した。
[5] 初動ミュート( First-break Mute ) テーパー長: 100msec (屈折初動近傍)[6] 振幅補償( Gain Recovery )Instantaneous AGC [ウィンドー長 1000msec ][7] コヒーレントノイズ抑制処理( Suppression of Coherent Noise )エアガン発震記録においては、海底受振ケーブルにおける記録について音波が卓越し、また、極浅海域のエアガン発震の際に海底面で発生する表面波が卓越している。これらの除去を目的に、まず、海底面表面波除去には空間-周波数領域におけるトレースエディット
を、そして音波除去のために速度フィルターを適用した。また、この際、トレース間隔が25m であるために生じる空間エリアジングを避けるため、共通発震ギャザー内においてト167

レース間隔が 2 倍となるトレース内挿を実施した後にフィルター適用を行った。
(トレース内挿のパラメータ)

予測フィルターのオペレータ長：2 traces、予測フィルターのゲート長：12 traces、 予測フィルターの時間ゲート長：400 msec、時間ゲートのオーバーラップ
長：100 msec (海底面表面波除去のパラメータ) 空間ゲート長： 51 traces、時間ウインド
ー長：500 msec、処理周波数帯域： 0-25 Hz (音波除去のための速度フィルターのオペレ
ータ)

抑止帯域（対称）：1400 m/sec～1600m/sec

今回取得されたデータのうち陸上発震記録についても、分散性の顕著なレイリー波及び比較的継続時間の長い屈折波多重反射波が一部で確認された。従って、こうしたコヒーレ
ントノイズを抑制するために、陸上発震記録についても速度フィルター適用に関する重合テストを実施した。重合処理結果におけるコヒーレントノイズの影響が軽微であること、
速度フィルター適用に伴う反射面の連続性低下が顕著であることを考慮し、本処理での適用は見送った。尚、この周波数-空間領域における速度フィルターは、NMO 補正及び屈折
波静補正後の共通発震点アンサンブルで適用された。
[8] デコンボリューション( Deconvolution )’Surface-consistent’型デコンボリューション処理を含めた比較重合テストを通じて、以下のパラメータを採用した。
予測距離： 4.0msec、零オフセット位置における設計ゲート： 500～5000msec [Non-TV]
オペレータ長： 250msec、プリホワイトニングファクター： 5.0%
アルゴリズム：Trace-by-Trace Deconvolution[9] 共通反射点編集( Common Midpoint Sorting )[10] 浮動基準面に対する静補正( Static Corrections to FDP )表層補正値は、前述[3]の屈折波初動解析による結果を用いて計算された。本調査の基準
面( Datum )は平均海水面位置に設定されたが、絶対値の大きい標高補正値の適用を回避するため、CDP に近接する受振点標高を基に長波長成分を抽出して CMP アンサンブル上において平均標高を定義し、これを浮動基準面( FDP:’Floating Datum Plane’)とした。
なお、本調査では発震点および受振点が陸上と海上(海底)の両方に存在するため、表層補正適用に関して、陸上発震点についてのみ発震点側のタイムターム値を適用し、海上発
震には表層補正は適用しない。同様に受振点についても、陸上受振についてのみ受振点側のタイムターム値を適用し、海底受振については表層補正を適用しない。
[11] 重合速度解析( Stacking Velocity Analysis )
以下に示す定速度重合法による速度解析を実施した。尚、残差静補正後に再解析がなされている。図 27、28 (P196、197)に重合速度解析例を示す。また、図 29 (P198)に重合速
度プロファイルを示す。
解析点間隔： 1000m(稠密発震区間)、解析速度数： 71( 1400 - 6500 m/sec )[12] NMO 補正( Normal Moveout Corrections )速度解析によって求められた重合速度-時間の関数を時間-空間方向に内挿し、その速度
テーブルに従って NMO 補正を適用した。同時に、下記のストレッチミュートを実施した。
ストレッチミュートファクター： 2.1

168

[13] 共通反射点上の垂直重合( Vertical Stack on CMP Ensembles )エアガン発震は、標準の発震間隔が 25m、海底受振ケーブル敷設区間では 12.5m と高密度発震を行い、高分解能探査可能な仕様でデータが取得されている。しかしながら、陸上におけるバイブレータ発震間隔および受振器間隔から、CMP 間隔は 25m に設定された。これらのことから、
特に海陸接合部における重合数に大きな偏りがあるため共通反射点重合後の振幅バランスの違いによる偽像が生じる。そこで、エアガン発震記録に対して、NMO 補正後に同一の共通反射点に該当するオフセット距離の差が 50m 以内のトレースを垂直重合することにより、重合オフセットの偏りを抑制するとともに S/N 比の向上を図った。
[14] 海陸境界域データ統合における異種震源受振位相補正（Wavelet Compensation for
Different Source-Receiver Data）
本調査では、陸上のバイブレータ発震と海上のエアガン発震を行い、受振器については
陸上のジオフォンと海上(海底敷設ケーブル)のハイドロフォンを用いた。そのため、発震と受振の違いにより、以下の 4 組のデータセットが存在する。
(I)

陸上発震（バイブレータ）－

陸上受振（ジオフォン）(II)

陸上発震（バイブレータ）－

海上受振（ジオフォン）(III) 海上発震（エアガン）－

陸上受振（ハイドロフォン）(IV) 海上発震（エアガン）－

海上受振（ハイドロフォン）

そ れ ぞ れ の 組 み 合 わ せ に 対 し て 、 CMP 重 合 時 の 位 相 補 正 を 実 施 し た 。 そ の 概 念 図 を図30(P198)に示す。上述の最小位相変換およびデコンボリューション処理を経て、震源に関する影響を除去した。さらに、発震点と受振点の表層補正適用の有無に起因する位相差、震源特性の違いに起因する位相補正残差を解消して重合効果を高めるために、時間シフトによる位相補正を適用した。各組の重合断面上において共通して出現する反射イベントを含む空間および時間ウィンドウを設定し相互相関係数が最大となる位相差を算出し、陸上
発震×陸上受振を基準とするトータルの位相差を求め、それぞれのショット記録に対して適用した。
[15] ミュート( Outside Mute )NMO 補正に伴う波形の伸長及び’Far’オフセット側に残留する屈折波初動部分を抑制する目的で、ミュート処理を全 CMP アンサンブルについて設計して、適用した。
[16] 残差静補正( Residual Static Corrections )NMO 補正後の CMP アンサンブルを入力として、基準トレースとの相互相関関数から
得 ら れ る 最 大 ラ グ 値 を 用 い て ’Surface-consistent’ な 発 震 点 、 受 振 点 残 差 静 補 正 量 を
LTI(Linear Travel- time Inversion)によって統計的に計算し、これを適用した。
時間シフトの最大許容値： 20msec、時間ウィンドー：300 － 2000msec[17] 共通反射点重合処理(CMP Stacking)
NMO 補正および残差静補正適用後の共通反射点アンサンブルに関して、以下の有効オフセ
ット距離について水平重合処理を実施した。重合オフセット距離範囲：

0 － 30km[18] 周波数―空間領域予測フィルター( F-X Prediction Filter )オペレータ長： 5 CDPs、空間ウィンドー長： 50 CDPs、時間ウィンドー長： 1000 msec

169

[19] 帯域通過フィルター( Bandpass Filter )反射波の有効周波数帯域が周波数成分解析によって決定され、以下の零位相帯域通過フィルターが採用された。オペレータ長: 400 msec
往復走時 [ms]通過帯域 [Hz]0 – 1000
6 – 351000 – 2000
6 – 302000 – 12000
6 – 25[20] 信号強調処理( Signal Enhancement )深部の反射波強調と線形ノイズ抑制を目的に、時間変化するトレースミキシングを適用した。
往復走時 [ms]重み係数
0{0,1,0}1000{0,1,0}3000{1,2,1}12000{1,2,1}[21] 基準面補正( Datum Corrections )浮動基準面から基準面への時間補正を適用し、図 31 (P199)CMP 重合断面図を得た。
[22] 時間マイグレーション( Time Migration )時間断面上の反射点位置を実際の位置に移動させ、回折波を回折点に復元することを目的として、時間マイグレーションを適用した。ここでは、差分マイグレーション( F-D Time
Migration )を用いた。
下方接続ステップ幅： 4msec、最大傾斜角度： 45 度
マイグレーション速度には時間及び空間方向に平滑化した重合速度を用いた。ただし、
速度スケーリングテストを経て、以下に示すように時間方向の可変スケーリングを適用した。図 32 (P200)にマイグレーション処理適用結果を示した。
往復走時 [ms]スケールファクタ（％）
0
100
2000
90
4000
80
12000
75
[23] 深度変換(Depth Conversion)
図 29(P198)に示した重合速度プロファイルから、時間及び空間方向に平滑化した平均速度分布を用いて、’Vertical Stretch’法による深度変換を実施した。図 31(P199)の CMP 重
合処理断面図、図 32(P200)の時間マイグレーション断面図を用いて深度変換を実施した結果を、図 33(P201)及び図 34(P202)に示した。
b) 屈折法データ解析

本節では、反射法地震探査記録を用いた屈折法解析について記述する。最大オフセ
ット距離約 70km の屈折法地震探査記録を含む 2 次元深部反射法地震探査記録が取得されている。これらの反射法地震探査記録の屈折初動走時を用いて、図 35 (P203)の屈
折法処理フローに従って、屈折トモグラフィー解析およびレイトレーシングを用いた
フォワードモデリングによる速度構造モデル構築を行う。

170

[1] フォーマット変換 ( Format Conversion )フ ィ ー ル ド デ ー タ に 記 録 さ れ た 原 記 録 (GDSPS-4 SEGY Format)に つ い て 、 SuperX(JGI Internal Format)フォーマットへ変換を行った。
[2] トレースヘッダーへの測線情報の入力( Geometry Application )SuperX トレースヘッダーに関して、発震点及び受振点のインデックス、座標、オフセ
ット距離等の測線情報を入力した。
[3] 屈折初動の読み取り(First Break Picking)
屈折波初動の読み取りは、会話型システム(地球科学総合研究所ソフトウェア’iRAS’)によって行った。初動読み取り位相は最初のピーク位置とした。読み取った屈折波について、
その走時曲線を図 36(P203)に示す。
[4] トモグラフィー解析( Turning-Ray Tomography )屈折法データおよび反射法データのすべての記録を利用して、屈折トモグラフィー解析を実施した。但し、後述する投影測線からの乖離および受振点展開のギャップの影響を考慮して、解析に使用するデータは反射法測線の全発震とエアガン集中発震点
SP1A からバイブレータ集中発震点 SP12V までの発震点 924 点、福島県側の受振点を除外した受振点 1453 点とした。改良型 Time-Term 法あるいは’GRM’法等では、各屈折面に関して速度の側方変化は考慮されるが鉛直勾配については対応できない。一般に、速度構造は鉛直勾配を伴うと共に屈折波は’Turning-ray’として存在するため、このトモグラフィー解析は、最も精度の高い速度構造の推定に寄与するものと考えられる。以下に、この屈折法解析の解析内容に関して記述する。
[4-1] 屈折初動走時のピッキング及び初期モデルの構築
タイムターム法では解析対象とする屈折面の走時をピッキングすることで解析に必要な要件は満たされるが、‘Turning-ray’トモグラフィー法において速度の鉛直分布を把握するには全オフセットに関して初動走時をピッキングしておくことが必要である。本解析では
低 S/N のトレースを除外して、全トレースに関する初動ピッキングを試みた。また、初期モデルとして緩やかな線形速度勾配を伴う水平成層構造を設定した。
[4-2] 速度モデルに対する屈折波線及び走時計算
本解析では、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。
[4-3] 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 Iterative171

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。

S

k +1

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

k

k

⎛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
離, TS ,i は i 番目の波線に関する観測走時及び TC ,i 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。
[4-4] 屈折法インバージョンの実施
一般に屈折波 Tomography 法では 2 次元の鉛直面が解析対象であり、不規則発震点及び受振点分布に関しては投影面への投影が必要である。調査測線と解析に利用した投影ライン、さらに初期速度モデルの例を図 37(P204)に示す。本解析では発震点-受振点アジマス
が小さいことを前提として、図 38(P204)投影面上のオフセット距離と実際の発震点-受振
点オフセット距離の比を用いて観測走時に関する線型修正を実施した。以下に、今回の屈折波 Tomography 解析で使用したパラメータを示す。
格子間隔………………………………水平方向

100.0ｍ

鉛直方向 100.0m

格子数…………...……………………水平方向

737cells 鉛直方向 150cells

格子上における走時評価間隔………水平方向

0.5 m

鉛直方向 0.5m

通過する格子点からの反復修正有効範囲……………………….

50.0m

速度分布の反復修正回数……………………………………….….

15 回

速度分布の反復修正時に於ける修正係数の許容範囲………..…

±30.0%

屈折波 Tomography 解析では、発震点間隔が不規則分布を伴う場合には波線が一部の格子に集中し易く、集中した格子において速度の増加傾向がある。従って、インバージョン
実施後の修正速度モデルに対して水平及び鉛直方向に平滑化を実施した。さらに波線が存在しない測線両端部では、波線の存在する領域から水平方向に速度分布を外挿した。
[4-5] 初期モデルランダム化によるトモグラフィー解析結果の信頼性評価
屈折トモグラフィー解析の結果に対する信頼性の評価を与え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実施した。図 39(P205)にその概念図を示す。ある
条件化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ー解析を実施し、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。それら二つ情報は、トモグラフィー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できる。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、トモグラフィー解析結果に対する解の信頼度および安定度を172示すための有効な手段である。
本解析では、初期モデルとして 50 個の速度モデルを用意した。深度 0m の地表面と深度 5000m においてそれぞれ速度範囲を 1500~2500m/sec および 3500~6000m/sec と設定
し、一様乱数によってそれぞれの深度での速度値を決定し、線形な勾配を持つ一次元速度モデルをランダムに生成した。図 40(P205)に初期速度モデルとそれぞれのモデルに対する
走時残差の収束の様子、図 41(P206)にはある初期モデルの結果と全解析結果から求められた速度モデル及び標準偏差分布を示す。なお、同図における速度分布表示は、トモグラフ
ィー解析投影測線から反射法 CMP 測線に再投影したものであり、波線の存在する部分にのみ色をつけて表示した。
[4-6]利用するオフセット距離の制限
本調査測線は、新潟平野区間及び下田丘陵区間の西端から中央部付近にかけてはおおよ
そ N60W 方向と見做すことができるが、これより東側で漸次南側に屈曲し、越後山地区間
では N48W 方向となる。この結果、オフセット距離の大きな走時データは調査測線の南西側の構造変化の影響を受けやすい。図 42(P206)では、最大オフセットを 50km 以上とした場合について CMP3400 付近の深度 4km 前後でレンズ状の高速度異常を示しているが、これはオフセット距離の大きな走時が、測線直交方向南西側の影響を受けた結果、測線直下と比較して遅い速度を検出した可能性が高い。従って、本データ解析では最大オフセット
距離 40km（図 43、P207）としたものを最終成果として採用した。
[5]速度モデル構築と波線追跡フォワードモデリング
屈折トモグラフィー解析より求められた速度構造および反射法地震探査断面の解釈を基に、速度構造モデルを構築し、広角反射法測線のエアガン集中発震(SP1A～SP3A)・バ
イブレータ集中発震(SP4V~SP10V、SP12V)・ダイナマイト発震(SP11D、SP13D)について波線追跡法によるフォワードモデリングを実施し、理論走時と観測走時の比較を行った。
今回の速度モデル構築にあたっては、反射法地震探査断面を基にした地質学的解釈とあわせて、屈折トモグラフィー解析で求められた速度情報を利用した。屈折トモグラフィー
解析で推定された速度構造では明瞭な速度境界を想定することが難しい。しかしながら、速度勾配がほぼ変わらない深度区間とその変曲する深度は、反射法地震探査断面の解釈とほぼ対応することから、今後注意深く検討を加える必要がある。ただし、本データ解析では、原則として速度の値は屈折トモグラフィー解析結果を用い、解釈ホライズン前後での速度ギャップは設けなかった。
例としてショット記録 SP6V についての解析結果を示す(図 44、P208)。速度モデルから計算される理論走時は、計 13 点の屈折発震点について広範囲に亘って観測走時を矛盾無く説明している。各断層の深部延長と地殻内境界面との関係については本屈折法解析か
ら断定的な結論は導けないものの、観測走時と理論走時との良好な相関は、最終速度モデ
ル構築の基礎となったトモグラフィー解析結果における空間的な速度分布の妥当性を示すものと考えられる。
5) 解釈

173

a) 地質構造との対比
越後平野の上部新生界については、微化石などにもとづいて標準時階区分が行われている 7) 。下位より七谷階・寺泊階・椎谷階・西山階・灰爪階である。また、岩相区分としては堆積盆地の西部の標準層序によって、堆積盆地周辺の地層についても表現される場合が多い。しかしながら、基本的には盆地中央部の岩相は縁辺域ではより粗粒・より浅い環境に変化するのは一般的であり、同様の岩相境界と年代とは大きく斜交する。とくに今回の三条-弥彦沖測線は、堆積盆地を横断する方向の断面であり、断面内での地層の対比は単に岩相対比を行うと、年代と大きく食い違う結果となる。このため、地質構造の解釈に当たっては、基本的には産出化石に基づく標準時階区分にしたがった。
地表地質については、5 万分の 1 地質図「三条」 2) 、5 万分の 1 表層地質図「加茂」 16)、新潟県(1989 6) , 2000 7) )、片平(1974) 17) 、三梨・宮下(1974) 9) な、柳沢・須藤(2002) 18) などを参考にした。地下地質については、上記文献の他、津田(1992) 19) や加藤ほか(2007) 20)のボーリング資料も参考にした。使用した反射法地震探査断面は、マイグレーション後の深度変換断面とし、屈折トモグラフィー法による速度構造断面を併せて使用した。本調査では長大な展開による受振によって、深部までの詳細な速度構造が解明された。とくに従来の資源探査では短い展開によって取得された、ほぼ垂直な反射波によってイメージングが行われていたため、反射面に乏しい七谷層以下の諸層、とくにグリ-ンタフと呼ばれるリフト期初期に噴出した火山岩類と、先第三系との境界についてはボーリングなどによる極めて限られた知見しか得られていなかった。ここでは、東北日本を横断して実施された東
北日本の速度構造 21)や、北上山地 22) 、北部フォッサマグナ 23) などで得られた速度構造か
ら、浅部を除き P 波速度が 5.4km/s より大きいものを先新第三系とした。それより小さい
P 波速度、とくに 4km/s の速度を有する部分はグリーンタフなどの火山岩・火山砕屑岩から構成されるものと判断した。
反射法地震探査断面と屈折トモグラフィーによる速度構造断面についての地質学的解釈を図 45(P209)に示した。日本海の海岸沿いに位置する弥彦山地は東翼急傾斜、西翼緩傾斜の非対称褶曲をなし、背斜軸部には寺泊層が分布する。この背斜の東翼、CMP 番号 1250付近では、東傾斜の反射面とほぼ水平な反射面の領域の境界として、西傾斜の断層が判読される。これは小林ほか(2002) 2) の角田-弥彦断層(仲川，1985) 24) と一致する。また、この断層の東方 CMP1350 番付近には、より深い部分で速度が低下する速度の逆転や、反射面の傾斜から西傾斜の断層が推定される。この断層は、小林ほか(2002) 2) の断面図に表現されている角田-弥彦断層の東方の断層と同一である。角田-弥彦断層の傾斜については、深さ 5-8km において断層の深部延長部で西傾斜の中角度の反射面が分布することから、これらと平行な形状を示すものと判断した。傾斜角度は、4km 以深で 50 度、これ以浅で約40 度である。この東側の断層については、反射面のパターンの他、深さ 3-6 km の区間での逆転した速度構造境界の形状から傾斜角を推定した。この断層の低下側である
CMP1420 番付近には基礎試錐「吉田」(例えば小林ほか，2002 2) )が位置しており、堀止
5006m の寺泊層までの層序が判明している。基礎試錐の層準の深度、弥彦山地の地表地質から各層準の深度を推定した。椎谷層の基底部をマーカーとして弥彦山地東翼に分布する

174

二条の断層を合わせた層位的鉛直隔離を求めると、約 4.5km となる。両断層とも隆起側の弥彦山地では、5〜4.2km/s の速度を示すグリーンタフに相当する岩体が、弥彦山地の背斜部で 2.5km と最も厚く、西方に向かって薄化する。また、CMP1200 付近の断層の低下側
では、グリーンタフに相当する速度を示す厚さが 2km と薄い。隆起側で低速度の物質が厚く分布するという特徴は、正断層の逆断層としての反転運動の際によく見られる事象であり、これら両断層が中新世初期のリフト形成期に活動した正断層であったことを示唆している。
CMP800-1600 の深度 8〜6km の区間には、緩傾斜の反射面が基盤の形状と調和的な形状を示して分布している。速度としては、先新第三系基盤岩よりはやや上位となる。これ
らの反射面はシート状の貫入岩体を表している可能性があり、先新第三系上面からの反射とは解釈していない。
P 波 速 度 5.4km/s 以 上 の 先 新 第 三 系 の 上 面 の 形 状 は 、 越 後 平 野 か ら 下 田 丘 陵 で あ る
CMP1300〜3100 までの区間では、緩い凹凸をなす。CMP2000 付近に高まりをもつ凸型の部分は、西側が相対的に急傾斜で、東側が緩傾斜の直線で近似できる形状を示している。
越後平野の中央部である CMP1200 から 2000 にかけての区間では、基盤上面に調和的な傾斜を示す反射面がある。こうした西側急傾斜のドミノブロック的な形状は、CMP2000
から 3200 の区間でも見られ、CMP2800 から 3100 の区間では先新第三系の境界は西側に急傾斜した形状を示す。とくに CMP2000 付近で顕著であるが、基盤の高まりの部分ではグリーンタフ下部に相当する速度を示す層が薄い。これらのことから、この測線に沿った地域では、基盤は基本的にはリフト期の西傾斜の正断層に規制されたドミノブロックを構成しているものと推定し、ブロック境界部にリフト期の正断層を推定した。ただし、新潟
堆積盆地の中央部については日本海形成期に地殻の開裂・大規模な玄武岩の併入などの現象についても想定する必要があり、基盤の凹凸を含めた考察については、自然地震観測から求められる S 波の構造などと組み合わせて、組成について検討する必要がある。
グリーンタフの上位に重なる堆積層は全体として東方に向かって薄化する。地下地質については、南三条 SK2D というグリーンタフまで掘り抜いた 3093m のボーリングによって明らかにされている 2) 。反射のパターン・速度構造も従来ボーリングなどから推定されていた地下構造と調和的である。燕市や三条市の位置する越後平野中央部では、基本的には西傾斜で地層の厚さが西方に向かって単調に増大するというパターンが、寺泊層以上の諸層で共通して認められる。CMP2100 付近では、傾斜の緩い背斜をなし、この構造に魚沼層の中部までは参加している。この背斜状の構造は、後述する越後平野東縁断層との関連で説明することは難しい。むしろ、古い正断層と解釈した盆地中央部の西傾斜の断層の反転運動によって形成された可能性もある。この背斜構造の評価は今後の課題である。しかしながら、越後平野両縁の活断層と比べこの背斜による変位量は極めて小さい。
下田丘陵の西縁については、とくに庄川複背斜(CMP2600)については急立した地層が分布し、発震点・受振点間隔に比べ地質構造が複雑である。庄川複背斜の東に位置する
CMP2900 付近に軸跡をもつ大平向斜は反射法断面でも地下 4km 程度まで、明瞭な反射面によって向斜構造が識別できる。下田丘陵から越後山脈にいたる地域の地下地質の対比に175

ついては、とくに柳沢・須藤(2002) 18) を参考にした。大平向斜の東翼には、向斜軸部から下位に皆川層・平層・重倉層・南百川層・七谷層などが分布する。珪藻化石によって平層中上部が椎谷階に当たること、また皆川層の基底部が西山階に相当することが明らかにされている 18) 。したがって、地表地質とこれらの地質年代をもとに、それぞれ椎谷階の基底部・西山階の基底部の層準を解釈断面上に記載した(図 45,P209)。庄川複背斜と大平向斜を横切る五十嵐川沿いの河岸段丘は地質構造と調和的な変形が認められる 2)。複背斜の西翼は吉野屋断層などが分布し、池田ほか編(2002) 24)は活断層として越後平野東縁断層帯と名付けた。速度構造の上からは庄川複背斜の部分で、凸型に高速度領域が盛り上がり、その背斜部の東方の CMP2600 から 2900 の区間、2〜5km の深度で東に約 30〜40゜傾斜した境界面を境に速度構造の逆転が認められる。この速度構造の境界として推定される東傾
斜の面の周辺では同方向で約 40゜の角度を示す反射面が分布している。これらの断面上の特徴から下田丘陵下に伏在する東傾斜約 40゜の逆断層を推定した。
庄川複背斜は本来、その東方の大平複背斜と対をなす構造であるが、短縮変形による複雑な地質構造をなしている。庄川複背斜の西翼については、浅層反射法地震探査でより高分解能でデータを取得しているため、詳細な構造については(2-3)で述べる。基本的にこの
庄川複背斜と大平向斜の地質構造の差異は、東傾斜の逆断層による変位と密接な関係を有している。すなわち、スラストの先端部に位置する柔らかい上盤側のブロックは先端部で薄くなる。このために変形がスラスト前縁部にひずみが集中したものと推定される(図 46、P210)。また、下田丘陵の地質構造は、丘陵の西端部で水平短縮が卓越する変形を示しているのに対して、上盤側での隆起量が少ない。このことは低角度の断層の存在と調和的である。こうしたウェッジ状の逆断層ブロック先端部での変形の集中という観点で、周辺の地質構造を検討すると、庄川複背斜に対応する変形領域が下田丘陵全体としては弓形に西に凸の形状で張り出しており(図 5、P184)、地下では同一の断層運動が関与しているものと推定される。重力・地質構造の観点から、越後平野東縁断層帯の主断層面は加茂丘陵までは延長されない。ここでは、むしろ西傾斜の断層群が卓越している 25)。また、北北東方向に延びる高重力異常で特徴づけられる加茂丘陵は、南部でこの重力のパターンがなくなる(図 3、P182)。これらは、1)節で記述したように、NW-SE 方向にのびる津川層の堆積盆地を規制した越後山脈の断層の北西方向への延長と推定される。
b) 1828 年三条地震の震源断層について
本探査の目的の一つに、1828 年越後三条地震の震源断層についての資料を集めることを挙げた。宇佐見（1996）26) の震央は、越後平野の東部に推定されているが、前述したように越後平野下には対応する明瞭な活断層を見いだすことができない。この地震については、
すでに（財）地震予知総合研究振興会の松浦律子氏を中心とした研究グループによって、検討が行われている 28) 。この結果明らかになっている重要な点は、推定されたマグニチュ
ードが 7.2〜7.3 と大きくなったこと、また栃尾周辺など下田丘陵の南部で震度 5 以上の領域がマッピングされたことである。この研究によって丘陵部でも震度 5 以上の領域が明らかにされたことから、震源断層としては越後平野東縁断層帯が最も有力な候補となる。

176

震源断層として越後平野東縁断層帯を想定する場合、前述したように断面での傾斜は30゜から 40゜程度になる。断層交跡が西方に弓なりに張り出す形状から判断して逆断層の滑りの方向は N60°W であり、測線の走行とほぼ平行である。したがって、断面で計測した断層傾斜角はほぼ断層面の真の傾斜と考えて差し支えない。断層の北端は前述した地質
構造上の特徴から加茂丘陵の南端部分に置く。2004 年中越地震震源域の北方、東山丘陵での基本的な断層は、東傾斜と推定されている 27)。したがって、東傾斜という大まかな特徴
から判断した場合は、越後平野東縁断層帯の南端は、中越地震の震源域の北方隣接地域までとなる。これは最大規模の推定となり、断層面の北北東方向への広がりは、長さ約 30kmとなる。この場合は、松田式によればマグニチュードで 7.3 程度となり、宇佐見（1996）
26) の推定よりは大きく、松浦ほか（2007） 28) の推定とほぼ等しい値となる。

東山丘陵では丘陵西縁部と中央部に 2 列の急傾斜帯が形成されており、二つの断層面が推定されるが、地下構造の詳細は判明しておらず、平成 22 年度の三島-東山測線として地殻構造探査を予定している。
(c) 結論ならびに今後の課題
弥彦沖から三条を経て越後山脈にいたる 63km の区間で海陸統合地殻構造探査を実施した。その結果、測線中央部で深さ 10km を越える範囲の詳細な速度構造が明らかになった。
反射法地震探査と屈折トモグラフィーの組み合わせにより、弥彦山地の東麓に位置する角田-弥彦断層群（長岡平野西縁断層帯）は、40°〜50°で西に傾斜した逆断層であり、その鉛直隔離は 4.5km に及ぶこと、リフト期の正断層が逆断層として反転したことが明らかになった。また、下田丘陵西縁に位置する越後平野西縁断層帯が約 40°東に傾斜した断面形を示すこと、堆積岩から構成される上盤の楔状部分の先端部での短縮変形の集中が顕著に見られることが明らかになった。地質構造から走向方向への断層面の広がりは最大30km 程度であり、1828 年文政越後三条地震の震源断層であった可能性が大きい。
深部反射法の解析・屈折法解析はまだ完全には終了しておらず、最終的な地質断面の作
製までには至っていない。今後、最終断面に基づいて層準対比を行い、バランス断面法による地質断面の作製を行う。今後、平面的な地質構造の解析を踏まえて、三次元的な震源
断層の形状についての検討を重ねて行く必要がある。
(d) 引用文献
1) 佐 藤 比 呂 志 ： 東 北 本 州 弧 に お け る 後 期 新 生 界 の 変 形 度 に つ い て ， 地 質 学 論 集 ， 32，
257-268，1989．
2) 小林巌雄，立石雅昭，小松原琢：三条地域の地質，地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）．産業技術総合研究所地質調査総合センター，98p．2002．
3) 宇佐見龍夫：新編日本地震被害総覧増補改訂版，東京大学出版会，493p.，1996．
4) 大木靖衛，徐輝竜，河内一男，鈴木好治，渡辺直喜，佐藤修：新潟県の歴史被害地

震と伏在活断層について，財団法人産業地質研究所年報，9，21-39，1998．
5) 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．

1776) 新潟県：新潟県地質図および同説明書（改訂版），128p.，1989．
7) 新潟県：新潟県地質図および同説明書（2000 年版），200p.，2000
8) 佐藤比呂志:内陸地震の震源断層をいかに捉えるか．科学，79，199-205，2009．
9) 三梨昂，宮下美智夫：七谷・大谷川流域地区の層序および構造，地質調査所報告，250-1，25-50，1974．
10) 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．
11) 広島俊男，駒沢正夫，中塚

正：新潟地域重力図（ブーゲー異常）． 1：200,000．重力図 4，地質調査所．1993．
12) 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．
13) 地 震 調 査 研 究 推 進 本 部 (2003) ， 長 岡 平 野 西 縁 断 層 帯 の 長 期 評 価 に つ い て ，
http://www.jishin.go.jp/main/chousa/04oct_nagaoka/index.htm
14) 活断層研究会編：新編日本の活断層， 437p．，東京大学出版会，1991．
15) 鈴木郁雄：新潟県下田村，下原断層の断層路頭および断層変位地形，第四紀研究，32，
61-74，1993．
16) 津田禾粒，白井健裕，長谷川美行，新川公：土地分類調査「加茂」表層地質の部，

新潟県，43p.，1984．
17) 片平忠実：新潟堆積盆地のグリンタフ中に胚胎する炭化水素鉱床－新潟県中越・下越
地方の石油地質学的研究（そのⅡ）－，石油技術協会誌，39，6，1-29，1974．
18) 柳沢幸夫，須藤

斎：新潟県中部下田地域の上部中新統－鮮新統の珪藻化石層序と年代層序，石油技術協会誌，67，2002．
19) 津田宗茂：新潟-長野地域，改訂版「日本の石油，天然ガス資源」．天然ガス鉱業会，
大陸棚石油開発協会，pp. 81-127．1992．
20) 加藤進 ， 檀原

徹 ， 松井良一 ， 小田浩 ：新潟地域の地下に分布するグリ－ンタフのフィッション・トラック年代，地質調査研究報告, 58, 11/12, 371 - 388, 2007．
21) Iwasaki，T．，Kato，W．，Moriya，T．，Hasemi，A．，Umino，N．，Okada，T．，
Miyashita， K．，Mizogami，T．，Takeda，T．，Sekine， S．，Matsushima，T．，Tashiro，K．，Miyauchi，H．Extensional structure in northern Honshu Arc as inferred fromseismic refraction/wide-angle reflection profiling．Geophys．Res．Lett．，28，2329-2332．
2001．
22) Iwasaki，T．，Yoshii，T．，Moriya，T．，Kobayashi，A．，Nishiwaki，M．，Tsutsui，T．，Iidaka，T．，Ikami，A．，Masuda，T．， Precise P and S wave velocity structuresin the Kitakami Massif， northern Honshu， Japan， from a seismic refraction
experiment， Journal of Geophysical Research， 99，．22，187-22，204， 1994．
23) Sato， H．， Iwasaki， T．， Kawasaki， S．， Ikeda， Y．， Matsuta， N．， Takeda，T．， Hirata， N． and Kawanaka，T．， Formation and Shortening Deformation of a
Back-arc Rift Basin revealed by Deep Seismic Profiling ，Central Japan ．

Tectonophysics， 388， 47-58．， 2004．
24) 仲川隆夫：新潟平野の上部更新統・完新統－とくに沈降現象との関係について－，地178

質学雑誌，91，10-16，1985．
25) 池田安隆，今泉俊文，東郷正美，平川一臣，宮内崇裕，佐藤比呂志編：第四紀逆断層
アトラス，東京大学出版会，254p．，2002．
26) 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．
27) Sato，H. and N. Kato：Relationship between the geologic structure and source faultof the 2004 Mid-Niigata prefecture earthquake，central Japan．Earth Planet Space，
57，453-457. 2005．
28) 松浦律子，中村操，茅野一郎，唐鎌郁夫：江戸時代の歴史地震の震源域・規模の再検討作業-7 年間の成果中間報告-，歴史地震，21，255-256，2006.
29) 地質調査所編：日本地質アトラス（第 2 版），朝倉書店，1992．
30) 新潟県：新潟県地質図（20 万分の 1）および説明書，新潟県，128p．1989．
(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)

Recent progress on the

HiroshiSeoul

imaging of seismogenic

Sato

佐藤比呂志

National

発表時期
2008

国際・国
内の別

年

国際

University. Invited

12 月

新 潟 県 長 岡 市 (日 本 地

2009 年 3

国内質学会構造地質部会

月

source fault in Japan,
International
Symposiumon

Earthquakes

andCrustal structures(口頭)新潟平野の地下構造と直
下型地震

講演会)
On-going deep seismic

Sato,profiling

projects

inJapanese

IslandsforEarthquake

hazardmitigation(ポスター)

H.,

3th International

2008 年 6

Hirata, N.,

Symposium on Deep月

Iwasaki,Seismic Profiling ofT. , Obara,

the Continents andK.,their Margins

Kodaira,(Seismix2008),

S., Iidaka,

サーリセルカ、T.

フィンランド

国際

学会誌・雑誌等における論文掲載
掲載論文(論文題目)

発表場所

発表者氏名

(雑誌等名)

179

発表時期

国際・国
内の別

内陸地震の震源断層を佐藤比呂志

2009 年 2

科学,79,199-205．

いかに捉えるか

国内

月

日本海側での最近の内平田

陸大地震とその発生評

佐 藤 比 呂価について－2004年新志・加藤愛

潟 県 中 越 地 震 ,2007 年

太郎

直・

月 刊 地 球 ,

30,

10,

471-476.

2008 年 12

国内月

能 登 半 島 地 震 ,2007 年
新潟県中越沖地震－
Introduction

to

the

Hiroshi

Earth

Sato

60, iii–iv

月

震源断層のイメージン

佐 藤 比 呂物 理 探 査 学 会 創 立 60 周2008 年 10グの現状と地震被害想志 ・ 平 田年記念事業実行委員会編

月

定へのインパクト

直 ・ 阿 部

「最新の物理探査適用事

進

例 集 」 , 381-386, 418,

special section on the2007

Planets

Space,

2008 年 11

国際

Chuetsu-Oki,

Niigata,

Japan,

Earthquake
国内

社団法人物理探査学会
マスコミ等における報道・掲載
報道・掲載された成果(記事タイトル)
地殻構造探査(震源断層

対応者氏名
佐藤比呂志

報道・掲載機関(新聞名・ＴＶ名)
読売新聞

探る調査、三条で）(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

180

発表時期
2008年9月

国際・国
内の別
国内

[図表]

図1

調査測線概略図

国土地理院発行 1:200,000 地勢図「長岡」、「新潟」に加筆。

181

図 2

越後山脈周辺の地質構造図。地層の分布と先第三系の構造方向は地質調査所編(1992) 28) による。

図3

広域ブーゲ異常図と測線図。ブーゲ異常図は、広島ほか(1993) 11) による。

182

図4

中越地域の地質構造図と測線図。地質構造図は小林ほか(2002) 2) による。

183

図5

中越地域の走向線図と調査測線

184

影山・金子（1992） 12) に加筆。

図6

図7

弥彦沖でのエアガン発震(上)バイブロサイスによる発震(下田丘陵)

185

図8

海域受振機材：GDAPS-Crocodile RSU およびバッテリ

図9

陸域受振機材：MS2000D

186

図 10

バイブレータ及びエアガン発震ダイアグラム

図 11

バックグラウンドノイズの時間及び空間変化

187

図 12

図 13

ダイナマイト屈折発震初動振幅の距離減衰

広角反射法及び屈折法発震記録 SP-11D(ダイナマイト発震)
188

図 14

図 15

広角反射法及び屈折法発震記録 SP-3A(エアガン集中発震)

広角反射法及び屈折法発震記録 SP-6V(バイブロサイス集中発震)
189

図 16

広角反射法及び屈折法発震記録 SP-9V(バイブロサイス集中発震)

図 17

エアガンによる

典型的震記録例 SP3972

190

図 18

バイブレータによる典型的発震記録例(夜間) VP4320

図 19

バイブレータによる典型的発震記録例(昼間)191

VP4328

図 20

バイブレータによる典型的発震記録例 VP5092

図 21

バイブレータによる典型的発震記録例 VP15255

192

図 22

バイブレータによる典型的発震記録例 VP6036

図 23

反射法屈折法統合速度解析ワークフロー

193

図 24

反射法データ処理フロー

図 25

CMP 重合数

194

図 26

タイムターム法によって推定された陸域表層構造図

195

図 27

速度解析結果例

CDP720(上) 、CDP1440(下)

196

図 28

速度解析結果例

CDP2000(上)、CDP2800(下)

197

図 29

速度プロファイル

図 30

異種震源受振位相補正処理概念図

198

CMP 重合速度

図 31

CMP 重合時間断面図。地質図は新潟県(1989) 29) による。

199

図 32

重合時間マイグレーション断面図

200

図 33

深度断面図（CMP 重合記録）

201

図 34

深度断面図（CMP 重合+重合後時間マイグレーション記録）

202

図 35

屈折法解析フロー

図 36

屈折初動読み取り図
203

図 37

屈折法解析

図 38

投影ラインおよびトモグラフィ解析初期モデル例

屈折初動走時に関する直線投影と走時補正の概念図

204

図 39

トモグラフィ解析と初期モデルランダム化による解の信頼度評価[1]処理フローおよび概念図

図 40

トモグラフィ解析と初期モデルランダム化による解の信頼度評価[2](左)初期モデルの定義、(右)走時残差の収束

205

図 41

トモグラフィ解析と初期モデルランダム化による解の信頼度評価(上)ある初期モデルに対する解析結果、(中)全初期モデルの解析結果を平均化した速度モデル、(下)標準偏差分布

図 42

トモグラフィ解析結果 オフセット制限:50km(上)速度モデル(中)標準偏差分布206(下)速度モデルと標準偏差(コンター)

図 43

トモグラフィ解析結果(上)速度モデル(中)標準偏差分布

207

オフセット制限:40km(下)速度モデルと標準偏差(コンター)

図 44 波線追跡解析結果 ショット記録 SP6V (上) 観測走時(黒)と理論走時(赤)、(中)波線、(下)計算に使用した速度構造モデル

208

図 45

三条-弥彦沖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

209

図 46

越後平野東縁断層帯の形成過程概念図

210

（2-2）三条地域における浅層反射法地震探査
加藤直子・佐藤比呂志（東京大学地震研究所）・石山達也（東北大学理学研究科）・戸田茂（愛知教育大学教育学部）(a) 業務の要約
越後平野東縁断層帯を横切る 5.6km 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断層関連褶曲であり、堆積岩からなる楔状の上盤ブロック先端の変形集中の実態に対して新しい知見が得られた。
(b) 業務の成果
1) 業務の実施方法
越後平野東縁には下田丘陵の西縁に活断層が報告されている（活断層研究会、1980）1) 。
この断層は庄川複背斜の西翼に位置し、直立ないし逆転層を含む複雑な地質構造を呈している。五十嵐川の河岸段丘はこの複背斜の軸部において第四紀後期の顕著な隆起運動を示しており、こうした情報を震源断層モデルに反映させるためには、庄川複背斜の地質構造を明らかにする必要がある。平成 20 年度地殻構造探査・弥彦－三条測線が設定されているが、大深度の構造解明を目的としているため、浅層部の複雑な構造は捉えられない。このため五十嵐川沿いに、庄川複背斜の西翼を横切る 5.6km の区間で高分解能反射法地震探査を行った(図 1、P214)。
反射法地震探査データは 2008 年 10 月下旬に取得した。測定仕様を表 1 に示す。データ収録および震源は東京大学地震研究所所有のマルチチャネル陸上反射法地震探査システム
GDaps-4（（株）地球科学総合研究所製）ならびに小型バイブレーター震源 T-15000（IVI社製）を用いた。本探査では 240 チャンネルの受振展開で発震点の移動につれて受振点を移動させるロールアロング方式で記録を取得した。受振点間隔及び発震点間隔は共に 10mである。発震の重合数は標準 7 回とした。受振器は固有周波数 10Hz のものを使用した。
レコーディングのサンプリング間隔は 2msec、記録長は 3sec 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。以下に主な処理に用いたパラメータを示す。
・自動振幅調整（Automatic Gain Control; AGC）、AGC operator length: 300 msec
・デコンボリューション（Deconvolution）、Operator length: 180 msec、Gate length: 2000
msec、White noise:

5 %、Prediction length: 12 msec

・静補正（Static Correction）:各ショット記録の初動を読み取り、受振点および発震点のタイムターム値と表層構造モデルをインバージョンによって求めた。表層低速度層の P 波
速度を 600 m/sec とした。この解析には（株）地球科学総合研究所製のソフトウェア iRASを用いた。この解析により得られた値を SuperX-C に入力し、静補正を行った。
・NMO 補正（Normal Move-out Correction）と速度解析（Velocity Analysis）
速度解析は CMP50 毎に行った。
・残差静補正（Residual Static Correction）
・バンドパスフィルター（Band-pass Filter） パスバンド: 15/30 – 100/120 Hz
211

・ F-X プ レ デ ィ ク シ ョ ン フ ィ ル タ ー （ F-X Prediction Filter） Gate length: 30 traces,
Operator length: 5 traces, Window length: 1000 ms
・マイグレーション（Post stack Time Migration）重合時の速度構造を 80 %とした速度を用いた。
図 2，3(P215)に重合断面と重合後マイグレーション断面、図 4（P215）に深度変換断面
を示した。
2) 結果
測線近傍の新第三系の地下地質を理解するためにはボーリング資料が重要である。この周辺のボーリング資料については、片平(1974a,b) 2) ， 3) によって公表されているものが最も豊富な情報を含んでいる。片平(1974a,b) 2) ， 3) や新潟県(1977) 4) は、西山層・灰爪層といった新潟堆積盆地の主として西部での層序を堆積盆地東部にも拡張している。その後、詳細な微化石やテフラの検討によって、新しい地質図では盆地東部でのローカルな地層名を用いて層序が組み上げられている。しかしながら、地下地質については新しい層序区分に対する記載が行われていない。こうした状況であるので、ここでは片平(1974a) 2) による新潟堆積盆地の標準層序による区分を用い、また走向傾斜などについては、できるだけ新しい資料も含め解釈した。
暫定的な解釈を図 4（P215）に示す。最も明瞭な構造は、断面西側付近の庄川背斜である。背斜軸部には砂岩泥岩互層からなる椎谷層が分布するが、この部分は反射面が豊富なユニットとして識別できる。椎谷層以深の層準については測線の南方 1km に位置する大浦
SK-1 のデータ 3) を基に推定した。庄川背斜の西翼は急立した地層が分布し、複雑な構造形態を示す。しかしながら、本城寺 SK1 や東三条 SK1 での西山層から寺泊層の分布深度は、ほぼ類似しており、ほぼ水平な構造が推定される。こうした特徴は寺泊層分布層準近傍に低角度のデタッチメントの存在を示唆している。深さ 1.2km 程度に低角度の衝上断層を推定し、上盤側にもボーリングによる層準や反射法地震探査断面の反射面の形状を考慮して、二条の東傾斜逆断層を推定した。また魚沼層は下部層準から断層運動に伴う成長層が形成されている(断面東側)。また、下田丘陵の西端付近に、反射面の不連続から西傾斜の逆断層を推定した。基本的には深さ 1.2km ほどのデタッチメント断層の先端で逆傾斜のウェッ
ジ状の断層が派生し、この抵抗によって上盤側の西に薄化する上盤ブロックの先端部が短縮変形を受けたと解釈される。したがって、これらの変形は一連の短縮変形過程で形成されたもので、基本的には主要な東傾斜の断層運動に起因している。庄川複背斜の第四紀後期の隆起運動は、河岸段丘の高度分布から年 1mm を越える速度が推定されている 4) 。
(c) 結論ならびに今後の課題
下田丘陵西縁の活断層群を横切る 5.6km の区間で、高分解能反射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、丘陵下 1.2km に伏在する東傾斜の断層が推定される。この伏在する低角衝上断層運動によって、楔形逆断層を含む副断層を伴って上盤側の堆積層が一連の短縮変形によって形成されたと判断される。今後、より詳細な地質情報の収集、解析によって、より合理的な地質断面を作製する必要がある。また、下田丘陵に保存されている河岸段丘による地殻変動情報と合わせ、より高い精度で東傾斜の主要断層のスリップレートを求めていくことが重要な課題となる。

212

(d) 引用文献
1) 活断層研究会編：日本の活断層−分布と資料．東京大学出版会，363p．1980．

2) 片平忠実：新潟県中部・北部地域の含油新第三系の層序－新潟県中越・下越地方の石油
地質学的研究（そのⅠ）－，石油技術協会誌，39，3，31-42，1974．
3) 片平忠実：新潟堆積盆地のグリンタフ中に胚胎する炭化水素鉱床－新潟県中越・下越地
方の石油地質学的研究（そのⅡ）－，石油技術協会誌，39，6，1-29，1974．
4) 小林巌雄，立石雅昭，小松原琢：三条地域の地質，地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）．産業技術総合研究所地質調査総合センター，98p．2002．
5) 池田安隆，今泉俊文，東郷正美，平川一臣，宮内崇裕，佐藤比呂志編：第四紀逆断層ア
トラス，東京大学出版会，254p．，2002．
(e) 学会等発表実績
なし(f) 特許出願、ソフトウエア開発、仕様・標準等の策定
なし

213

［図表］

図1

三条浅層反射測線

国土地理院 1:25,000 地形図「三条」「加茂」「見附」「森町」に加筆。活構造は池田ほか編(2002) 5) による。

214

図2

三条浅層反射解析結果

重合断面図

図3

三条浅層反射解析結果

マイグレーション断面図

図4

三条浅層反射解析結果

深度変換断面及び解釈

215

表1

三条浅層反射探査仕様（2-3）角田山東麓断層を横切る浅層反射法地震探査
石山達也（東北大学理学研究科）・佐藤比呂志（東京大学地震研究所）・戸田茂（愛知教育大学教育学部）・今泉俊文（東北大学理学研究科）(a) 業務の要約
ひずみ集中帯の陸域活構造を構成する主要断層帯である長岡平野西縁断層帯・角田山東縁断層において、測線長約 4.0km の高精度浅層反射法地震探査を実施し、データ解析を実施した。その結果、角田山東縁断層による地下 1km までの下部～上部更新統の変形構造のイメージが取得できた。今後は変動地形・表層地質・ボーリング層序・既存の反射断面などを併用して、角田山東縁断層帯の浅層地質構造について詳細な解析を進める。
(b) 業務の成果
1) 業務の実施方法
東頸城丘陵縁辺に分布する長岡平野西縁断層帯は、日本海東縁部から東北日本背弧域に分布する地質学・測地学的な高速変形帯を構成する主要な陸域活構造である（図 1、P219）。
全長 80 km 強にわたる長岡平野西縁断層帯の北部を構成する角田山東縁断層（推本，2003）
1) は、地表地質・石油探鉱などから下部更新統の上下変位量が 3000 m におよび、最大級の内陸活断層であるとされる。しかし、断層のすべり速度を推定するために必要な、後期更新世-完新世における上下平均変位速度や浅層地下地質構造等の基本的情報が未だ不明である。このような諸点を解明するべく、筆者らは文部科学省「ひずみ集中帯の重点的調査
観測・研究」の一環として、角田山東縁断層において高精度浅層反射法地震探査を行った。
以下ではその結果について概要を報告する。
データ取得は 2008 年 10 月 9 日から同 19 日の 11 日間で実施した。本実験では、東京大学地震研究所所有のマルチチャネル陸上反射法地震探査システム GDaps-4（（株）地球科学総合研究所製）および小型バイブレーター震源 T-15000（IVI 社製）を用いた。測線
216

は上記の傾動する浜堤列と沖積低地の地形境界から推定される断層の地表における概略位
置を横断するように、新潟市西蒲区下山地内～同角田浜地内までの約 4.0km 区間で設定した。主なデータ取得パラメータは以下の通りである：受振・発振点間隔：5m，スイープ長：24sec，スイープ周波数：10-80Hz，地震計固有周波数：10Hz，チャネル数：240，記録長：
3sec，サンプリング間隔：2msec，平均垂直重合数：5-7，平均水平重合数：120。本探査では発震点の移動につれて受振点を移動させるロールアロングで記録を取得した観測にあたり、水平重合数を上げるために稠密発振・受振を採用した。走時記録では、断層下盤側では表層近傍の低速度層に起因する信号の急速な減衰が認められたが、測線の西側に移動するにつれて、S/N 比の高い良好な記録が得られた。
この観測記録を用いて、反射法データ処理システム Super-XC（（株）地球科学総合研究所製）を使用した共通反射点重合法に基づくデータ解析を行った。以下に主な処理に用いたパラメータを示す：
・自動振幅調整（Automatic Gain Control; AGC）
・デコンボリューション（Deconvolution）
200msec、White noise:

3 %、・静補正（Static Correction）

AGC operator length: 500msec

Operator length: 25msec、Gate length:

Prediction length: 2msec
各ショット記録の初動を読み取り、受振点および発震点のタイムターム値と表層構造モデルをインバージョンによって求めた。表層低速度層の P
波速度を 300m/sec とした。この解析には（株）地球科学総合研究所製のソフトウェア iRASを用いた。この解析により得られた値を SuperX-C に入力し、静補正を行った。
・NMO 補正（Normal Move-out Correction）と速度解析（Velocity Analysis）速度解析
は CMP100 毎に行った。
・バンドパスフィルター（Band-pass Filter）パスバンド: 5/10 – 70/100Hz
2) 結果
以上の解析結果、得られた図 2(P219)に重合断面を示す。解析の結果、角田山東縁断層による地下 1km までの下部～上部更新統の変形構造のイメージが取得できた。図 3(P220)に初期的な解釈断面図を示す。断層上盤側では角田山を構成する新第三系火山岩類の上面に対比される東傾斜の強い反射波群が連続的に分布しており、褶曲構造の東翼部をなす。
これに西山層以下に対比される鮮新・更新統がオンラップし、変形を受けて東に傾斜する
様子がわかる。東傾斜する鮮新・更新統は重合測線の中間点あたりで水平な反射面群と交差しており、この付近に向斜軸を有する単斜構造を呈するものとみられる。
(c) 結論ならびに今後の課題
伏在する角田山東縁断層の詳細な地下構造を明らかにする目的で、新潟市西蒲区下山地
内～同角田浜地内までの約 4.0km 区間にて稠密発振・受震（5m 間隔）のマルチチャネル
高精度浅層反射法地震探査を行った。その結果、角田山東縁断層帯の鮮新世以降の活動により形成された成長構造が明らかとなった。今後は変動地形・表層地質・ボーリング層序・既存の反射断面などを併用して、角田山東縁断層帯の浅層地質構造について詳細な解析を
進める。
217

(d) 引用文献
1) 地震調査研究推進本部，長岡平野西縁断層帯の長期評価について，2003.
(e) 学会等発表実績
なし(f) 特許出願、ソフトウエア開発、仕様・標準等の策定
なし

218

［図表］

図1

角田山東縁断層の概略位置と高精度反射法地震探査の測線位置（オレンジ色）。赤色のボックスが伏在する角田山東縁断層の概略位置を示す。地形図は 2.5 万分の 1「内野」「角田山」「巻」「越後吉田」を使用。

図2

重合断面図。縦軸は往復走時（秒）。

219

図3

重合断面の予察的な解釈図。縦軸は往復走時（秒）。

（2-4）2008 年岩手・宮城内陸地震震源域磐井川沿いの反射法地震探査
加藤直子・佐藤比呂志・蔵下英司（東京大学地震研究所）・今泉俊文・石山達也（東北大学理学研究科）・戸田茂（愛知教育大学教育学部）・越谷信（岩手大学工学部）(a) 業務の要約
2008 年岩手・宮城内陸地震に伴う地表地震断層と地質構造との関連を明らかにするために、震源域中部の一関市磐井川沿い 11.5km の区間で、反射法地震探査を行った(図 1、2、P223-224)。震源は中型のバイブロサイス 2 台(ほぼ大型バイブロサイス 1 台に相当)を使用し、受発震間隔は東部 10m 西部 20m の固定展開(計 882ch)でデータを取得した。反射法地震探査断面では、花崗岩体の西縁(餅転-細倉構造線)の他、奥羽山脈東麓の山地・丘陵
境界部に伏在する断層(山地境界断層)が読み取れる。2008 年岩手・宮城内陸地震では山地
境界断層と、地表地震断層が各機関から報告された花崗岩体の周辺の断層である。したがって、地震に伴って両方の断層が活動したものと推定される。
(b) 業務の成果
1) 業務の実施方法
2008 年 6 月 14 日、岩手県南部を震源とするマグニチュード（Mj）7.2 の内陸地震が発生した。本震を含む震源域中央部区域では、既存の活断層は記載されていないが、地質構造としては片山・梅沢(1958) 1) による「餅転(もちころばし)-細倉構造帯」が分布する。この区域での地表地震断層については、東北大学（石山ほか、2008） 2) ・岩手大学（土井ほか、2008 3) ; 土井・斎藤、 2008 4) ）のグループや産業技術総合研究所（遠田ほか、 20085) ;金田ほか、 2008 6) など）によって報告されており、これらの地表トレースは、概ね餅転細倉構造帯北部と一致する。さらに土井ほか（2008） 3) 、土井・斎藤（2008） 4) ではよ
り西側の地表変位も報告されている。気象庁による一元化震源による余震分布は、中央部では全体として西傾斜の配列を示し、地表変位が認められた位置が震源域の東端に位置する。この区域での地質構造を地表地震断層との関係を明らかにするために 2008 年 9 月に
一関市磐井川沿いの 11．5km の区間で、反射法地震探査を行った。
220

震源は中型のバイブロサイス 2 台を使用した。受振点間隔は、本寺橋周辺 3km の区間
は 10m、それ以外は 20m で、計 882 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 10m 区間をデジタルテレメトリーシステム JGI GDAPS-4、20m 区間を JGIMS2000 を用いた。反射法地震探査の発震点間隔は東部 10m 西部 20m で、スィープ周波数は 8-80Hz、標準スィ－プ回数は 5 回である。得られたデータに関して共通反射点重合
処理法により解析を行った。
2) 結果
反射法地震探査断面では、深さ約 0.8km までの結果が得られ（図 3、P224）、花崗岩体の西側の断層(餅転-細倉構造帯北部)の他、岩体の東側の断層、奥羽山脈東縁に中新世に形成された正断層が存在する。この他、奥羽山脈の東麓の山地と丘陵の境界部には西傾斜の逆断層(山地境界断層)が読み取れる。この境界断層は測線沿いでは火山噴出物の下に伏在するが、この北方延長では地震に伴った地変が報告されている 4) 。また、花崗岩体の西側の断層(餅転-細倉構造帯北部)に沿っては西側隆起の地震に伴った地変が報告されており 6) 、古い正断層の再活動と理解される。
(c) 結論ならびに今後の課題
震源域中部で実施した反射法探査によって、山地境界部に存在する西傾斜の逆断層が明らかになった。また、震源域中部で報告されている地表変位は、山地境界断層から餅転細倉構造帯北部におよぶ幅の広い範囲に分散しており、今回の地震探査で明らかになった
断層も分散している。
(c) 引用文献
1) 片山信夫，梅沢邦臣：7 万 5 千分の 1 地質図幅「鬼首」および同説明書，27p.，1958．
2) 石山達也，今泉俊文，越谷信，杉戸信彦，堤浩之，廣内大助，丸島直史：2008 年

岩手・宮城内陸地震の地震断層調査（第 2 報），
http://www.dges.tohoku.ac.jp/~geomorph/08iwatemiyagijisin/jishinsokuhou2dan.html
3) 土井宣夫，斎藤徳美，野田 賢：2008 年 6 月 14 日岩手・宮城内陸地震の地表地震断層
調査報告（速報），岩手大学，
http://www.cande.iwate-u.ac.jp/gpl/080614earthquake_fault_080619.pdf
4) 土井宣夫，斎藤徳美：2008 年 6 月 14 日岩手・宮城内陸地震の地表地震断層調査報告（第 2 報），岩手大学，
http://www.cande.iwate-u.ac.jp/gpl/080614earthquake_fault_080728.pdf5) 遠田晋次，丸山 正，吉見雅行：2008 年岩手・宮城内陸地震速報，緊急現地調査速報（第1 報：2008.6.15），産業技術総合研究所，
http://unit.aist.go.jp/actfault/katsudo/jishin/iwate_miyagi/report/080615/index.html
6) 金田平太郎，粟田泰夫，安藤亮輔：2008 年岩手・宮城内陸地震速報，緊急現地調査速報（第 6 報：2008.6.23），産業技術総合研究所，
http://unit.aist.go.jp/actfault/katsudo/jishin/iwate_miyagi/report/080623/index.html

221

(d) 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、口発表者氏名

頭・ポスター発表の別)

発表場所(学会等名)

発表時期

Geologic structure of

H.Sato, S. Abe , N.

茨城県つくば2008

the source area ofKato , T. Imaizumi, T.

市

(ASC:

11 月

Iwate-Miyagi Nairiku

Ishiyama, S. Koshiya,

Generalearthquake : insight

T. Iwasaki, N. Hirata,

Assembly

from seismic

H. Saito, T.

Asianprofiling(口頭)Kawanaka

Seismological

国際・国
内の別

年

国際

年

国内

年

国内

年

国内

of

Commission）
2008年岩手・宮城内陸

蔵下英司，佐藤比呂志， 東 京 大 学 地 震2008

地震震源域北部の稠密

阿部 進，岩崎貴哉，飯研究所（地震研

12 月

余震アレイ観測による

高 隆，加藤直子，坂究所談話会）

余震分布と地殻構造

守，越谷 信，野田 賢，(口頭)芹澤正人，佐藤史祥，
綿引 芙美子，茂木太郎，花田 類，川中 卓，
酒井慎一，加藤愛太郎，
金澤敏彦，平田 直

2008年岩手・宮城内陸

加藤直子，佐藤比呂志,

東京大学地震2008

地震震源域磐井川沿い

今泉俊文，石山達也，研究所（地震研

12 月の反射法地震探査（口戸田究所談話会）

頭）

田 賢，綿引 芙美子，茂，越谷 信，野茂木太郎，小池太郎，
阿部2008年岩手・宮城内陸進，平田 直東京大学地震2008

地震についての構造地研究所（地震研

12 月

質学的考察（口頭）究所談話会）

佐藤比呂志(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

222

［図表］

図1

気象庁一元化震源による 2008 年岩手・宮城内陸地震の本震・余震分布と反射法地

震探査測線（緑の四角の範囲を図 2 に示す）

223

図2

反射法地震探査測線位置図と展開機材分布。国土地理院発行 1:25,000 地形図「本寺」「栗駒山」に加筆。

図3

深度変換断面と解釈224

(3) 平成２１年度業務計画案
会 津 -佐 渡 の 約 140km の 区 間 に つ い て 、海 陸 統 合 地 下 構 造 探 査 を 行 い 、深 さ 約30km 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 ・ 月 岡 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。また（２－２）の海域地殻構造調査の結果も活用して、佐渡西方海域まで に い た る 地 殻 の 地 震 波 速 度 構 造 を 明 ら か に す る 。佐 渡 島 国 中 平 野 周 辺 の 活 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。

図1

会津-佐渡沖測線の統合地殻構造探査概念図。

佐渡沖区間については、海洋研究開発機構が主として実施し、東京大学地震研究所が陸上で観測にあたる。

225