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地震予知連絡会 50 年のあゆみ

第2部

この 10 年の主な地震及び地殻活動

３．長野県北部の地震（2011 年 3 月 12 日，M6.7，M5.9，M5.3）
佐藤 比呂志（東京大学地震研究所地震予知研究センター）
東側の越後山地では新第三系の堆積層は厚さ 1km 程度

１．はじめに2011 年 3 月 12 日午前 3 時 59 分に , 長野県・新潟県になる（佐藤ほか，20128））．震源域の周辺には，北方で．
県境付近で，M6.7 の地震が発生した（山田，20141））

は十日町断層帯が，南西方向には信濃川縁断層帯が分布

長野県栄村で震度 6 強，新潟県津南村，十日町市で震する（図 3）．震源域は厚い堆積物の東縁が北東から南度 6 弱を記録した（気象庁 , 2011 ）．同 12 日，午前 4西に移動し，その間ではこの境界は東西走向に変化する．

2）

時 31 分には M5.9 最大余震，5 時 42 分には M5.3 の余震が発生し，いずれも最大震度 6 弱の地震となった（気象庁 , 20113），気象庁地震予知情報課，20114））．この地震による被害は , 長野県栄村を中心として災害関連死 3
名 , 全壊 73 棟 , 半壊 427 棟に及んだ（長野県危機管理部 ,．この地震は20125）; 新潟県防災局危機対策課，20126））
2011 年東北地方太平洋沖地震の約 13 時間後に発生したもので，規模の大きな誘発地震と考えられる．日本海拡大時のリフト帯の東縁の厚い堆積物に覆われた逆断層 褶曲帯で発生した地殻内地震であり，断層は地表には現れていない．

図2 本
 州 中 央 部 の 地 殻 構 造 の 概 要（ 佐 藤，20147））と2011 年長野県北部地震．星印 : 2011 年長野県北部地震の震央．

図1 2
 011 年 長 野 県 北 部 地 震 の 震 央 分 布 図（ 気 象 庁，20113））．2011 年 3 月 12 日 03 時〜 07 時 00 分，
深さ 30km以浅，M3.0以上 .

２．震源域の地質
新潟から長野県北部にかけての地域は，2000 万から1500 万年前の日本海拡大期に大きな伸張変形を受けた地域で，大規模な堆積盆地が形成され厚い堆積物が分布している．盆地内の厚い堆積層はその後の短縮変形により褶曲帯を形成している．2011 年長野県北部地震の震源は，堆積盆地の南東端に位置する．大局的には日本海形成時の東北日本の反時計回転運動に伴って活動した，西北西 - 東南東方向の断層との交差部に相当し（図2），地質構造的には複雑な形状を示す地域である．震源域西側の堆積盆地には厚さ 6 km 程度の堆積層が分布し，

図3 震
 源域周辺の地質 . 地質図・活断層は産業技術総合研究所

地質調査総合センター「地質図 Navi」による．震源

断層のモデルとすべり量分布は気象庁（2012）9）による．
矩形の実線部分が上面．Mz:中世界・古生界，Gr.花崗岩類，N2S: 中新世堆積岩，N3S: 後期中新世〜鮮新世堆積岩，
N3V: 後期中新世〜鮮新世火山岩，N3P: 後期中新世〜鮮新世深成岩，Qs: 第四系堆積物，QV: 第四系火山岩，Td:段丘堆積物 .A と B，震源断層の北東側と南西側（防災科学研究所，201110）による）．

地震予知連絡会 50 年のあゆみ

第４章

この 10 年の主な地震（2009 年～ 2018 年）

３．地震活動と地震のメカニズム解
長野県北東部から中越地域にかけては，褶曲 - 断層帯を形成し，被害地震が多数発生している．震源域南東方
では 1848 年の善光寺地震（M7.4）の他，マグニチュー
ド 6 を越える地震が発生している．2011 年東北地方
太平洋沖地震前の震源域周辺の広域応力場は，発震機構解からは最大主圧力軸が WNW-ESE 方向の逆断層型の応力場が卓越している（Terakawa and Matsuʼura，．
201011））
2011 年長野県北部地震の本震の発震機構解は，P 波
初動解やモーメントテンソル解によって，NW-SE 方向

図5 波
 形相関データを用いた DD 法による精密震央分布（2011 3/11, 21:00-3/12,9:00）（左）稠密地震観測網の位置図 .防災科学技術研究所（2011）10）による．

から WNW-ESE 方向に主圧力軸をもつ逆断層型であることが報告されている（表 1，図 4）2,12,13）．気象庁によるこの地震の発震機構解 1）は，北西 - 南東方向に主圧力軸をもつ逆断層型である．ただし，機関ごとに得られている断層面は必ずしも一致しておらず（泰ほか，201214）），複雑な破壊が進行した可能性がある．

図6 図
 5 の A-A’断面に震源を投影した図（左は北東域，右は南西域）10）.

表 1 モーメントテンソル解のパラメーター断層面解 1気象庁12)

防災科技 13)

断層面解 2

走向

傾斜

すべ

走向

傾斜

すべ6031110

2166178295670242

38117

り角り角

単位: 度

．北緯
図7 震
 央 分 布（ 防 災 科 学 技 術 研 究 所，201110））36.9 ゜
以北は「ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究」
によるオフライン観測点データの解析から得られた精密震央分布．2011 3/11_21:00-3/12_9:00）．北緯
図4 2
 011 年長野県北部地震の P 波初動解（左）とモーメントテンソル解（右）
（気象庁）

11）

2011 年長野県北部地震の発生時，震源域では防災科学技術研究所が「ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究」の一環として，稠密なオフライン自然地震観測が実施されていた（図 5）．このデータを用いて波形相関データを用いた DD 法により震源が決定されている．この震源は，他機関のデータに比べ最も精度が高い．本震の震源は深さ約 8 km，12 日 9:00 までに発生した余震の分布は，本震を中心として北北東‐南南西方向に約 17 km の広がりを持ち，深さ 4 ～ 10 km に集中している．防災科学技術研究所の研究グループによれば，余震域の北東側と36.9 ゜以南は Hi-net 定常処理による震央分布を示す（2011_3/15_10:40-4/12_8:30）．Hi-net および F-netの発震機構解を合わせて示す．

南西側では余震分布の特徴に違いがあり，北東側の余震域では，余震が 37 ゜程度の南東傾斜の面状に分布するが，南西側では明瞭ではない．このことから，北東側と南西側では断層面の形状が異なっている可能性が指摘されている．
3 月 12 日午前 3 時 59 分の本震に続いて，4 時 31 分には M5.9 の最大余震が , 同日 5 時 42 分には M5.3 の余震が発生した（図 1）．一ヶ月後の 2011 年 4 月 12 日 7 時26 分頃に長野県北部を震源とする M5.6（気象庁暫定値）の地震が発生し，長野県栄村と木島平村で最大震度 5183

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地震予知連絡会 50 年のあゆみ

第2部

この 10 年の主な地震及び地殻活動9）
図 8 3 月 12 日長野県北部の地震 - 近地強震波形による震源過程解析（暫定）-．気象庁（2012）
による．

弱の揺れが観測された．この地震の震央は 3 月 12 日の斜（約 37 ゜）よりやや角度が大きい．気象庁の解析では，震央から約 20 km 南に位置し，震源の深さは約 5 km で震源域全体を一つの矩形で近似している．得られた断層あった（図 7）．この地震の Hi-net および F-net の発震

面上でのすべり分布は断層の北東部で大きく，震源断層機構解はともに北北西－南南東圧縮の横ずれ断層型を面の南西部分の浅部でもすべり量の大きい解析結果が得示す．こうした本震を発生させた方向と直交する方向のられている．すべりの大きな領域は，北東部と南東部に断層は，日本海拡大時のリフト形成期に形成されたもの孤立して分布するが，この境界は防災科学技術研究所にで，4 月 12 日の余震もこうした断層が再活動したものとよって指摘されている北東部と南西部の境界（図 5）と推定される．

ほぼ一致する．

４．近地強震波形による震源過程解析

５．地殻変動

気象庁の近地強震波形による震源過程解析（図 8）で2011 年長野県北部の地震に伴う地殻変動は，GNSSは，走向 N35゜E，南東方向に 43 ゜南東傾斜の断層面観測点と合成開口レーダーの解析（宇宙航空開発機構，を設定して解析している．この断層の傾斜は，防災科学201116））から得られている．GNSS 観測点の変動は，震技術研究所の震源域北東部の余震分布から推定した傾源域の北方に位置する松之山の観測点が 23cm の隆起と

地震予知連絡会 50 年のあゆみ第４章

この 10 年の主な地震（2009 年～ 2018 年）

図 9 長野県・新潟県県境付近の地震（3 月 12 日，M6.7）に伴う地殻変動（国土地理院，201115））.

37cm の北東への移動を示している（図 9）．松之山観測大きい領域の地表延長部に相当することになり（図 2），点の北西に位置する安塚では周辺の観測点に比べて隆地殻変動の観測結果とも調和的である．

起成分が小さい．L バンド合成開口レーダの SAR 干渉
画像（図 10）では，松之山を中心として隆起パターン

６．地表地震断層が観測されている．松之山観測点は，松之山背斜の北東震源付近には，活断層として東北東－西南西走向の宮側に位置する．松之山背斜は軸跡が北東 - 南西方向で軸野原断層が認定されている（池田ら，200219）．地表地震．
長 6 km，ドーム状の背斜である（竹ノ内ほか，200017））

20）
断層については，松多ほか（2011）
・廣内ほか（2012）

余震分布からは南東傾斜の逆断層が推定されており，そ21）の浅部の地表部が松之山背斜周辺に相当することにな

野原断層周辺を含め，明確な地表地震断層を確認するにる．この領域は，近地強震記録から推定されたすべりのは至っていない．

・中埜ほか，201218）などによって調査されている．宮

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地震予知連絡会 50 年のあゆみ

第2部

この 10 年の主な地震及び地殻活動

線ではこうした楔型の断層が判別され，深部の断層の傾斜と堆積層を変位させる断層が逆の傾斜になっている．
1847 年の善光寺地震は震源断層が南東傾斜であったと推定され，今回の 2011 年長野県北部地震と類似の構造形態をとるものと考えられる．こうした震源断層の形状はその直上での栄村や津南村に大きな被害をもたらしたものと推定される．
東頸城山地では厚い堆積物が褶曲 - 断層帯を構成するが，松之山背斜などに代表されるように軸長が短い褶曲
をなし，リフト内では顕著な隆起帯が形成されていない．
塑性変形が卓越し，とくに新第三系下部の泥岩が流動変形している可能性が高い．こうした物性を反映して，東頸城山地の中では泥火山が形成されている（加藤ほか，
図 10 S AR 干 渉 画 像 16）と 主 な 被 害 分 布（ 中 埜 ほ か，201218））．星印は本震と最大余震の震央，A と B は，それぞれ本震および最大余震に伴う地殻変動．白波
線は，中埜ほか（201218））による震源断層の地表投
影位置．背景は電子国土基本図を使用．

．したがって，堆積層中での断層は複雑な形状・200924））連結性を示し，こうした地質構造が明瞭な地表地震断層の出現を困難にしている可能性が高い（図 11）．
８．誘発地震としての 2011 年長野県北部地震
本地震が発生したのは 2011 年東北地方太平洋地震発
生の 13 時間後であり，M9 の超巨大地震とは密接な関係を有していることは想像に難くない．東北太平洋沖地
震に，上盤プレート内の応力状態が大きく変化したことが知られている．この地震は逆断層型の地震であり，地震前に比べ圧縮成分が減少した応力状態で発生したこと
25）
は，その余震も含は矛盾する．Terakawa et al.（2013）

めて，発震機構解をモール円にプロットした上で，水の図 11 震
 源域を北西 - 南東方向に横切る構造断面概念図．測関与について論じている．

線位置は，図 5 の A-A’による．円 : 震源（防災科学技術研究所，201110）による）．

９．まとめ
2011 年長野県北部地震は，新潟 - 北部フォッサマグ
ナ東縁の断層が WNW-ESE 方向の横ずれ断層と交差する，複雑な地質構造が推定される箇所で発生した．防災科学技術研究所の稠密な地震観測網で決定された震源

7. 地殻構造と震源断層
震源域を通過する制御震源による地殻構造探査は実施されていないが，近傍を横切るものとしては，六日町．
- 直江津測線，飯山 - 小谷測線がある（佐藤，2014 ）22）

新潟 - 北部フォッサマグナ地域は，日本海拡大時のリフト帯であり，厚い堆積物が堆積している（図 1）．二つの測線の速度構造からは，Vp が 5.3km/s より早い層は，震源域のリフト内では深さ 6 km ほどに位置し，リフト内は約 5 km ほどの堆積物が充填していると推定される．
自然地震トモグラフィではリフト構造は下部地殻の高速度領域として抽出できる（佐藤，2014 ; Matsubara et7）al., 201723））．このようなリフト帯の縁では苦鉄質岩の迸入により，リフト軸から離れる方向に傾斜した岩質境界が形成され，そのシステムが短縮変形を受けるとリフト軸の外側に傾斜した逆断層が形成される．飯山 - 小谷測断層は南東方向の傾斜を示す．断層の走向はリフト軸と平行し傾斜の方向はリフト軸の外側に傾斜し，本震は日
本海拡大時のリフト縁の断層の再活動であるが高い．この震源断層は厚い堆積層の下で伏在断層となり，このため地表地震断層は出現していない．東北地方太平洋沖地震によって誘発された地震であるが，この巨大地震によって上盤プレート内で生じた応力変化はむしろ地震の発生を抑制する．巨大地震によって発生した応力状態の変化によって，間隙水圧が増大し，これによって誘発さ
25）．ブレーれた可能性が大きい（Terakawa et al., 2013）

ト境界での巨大地震後には，誘発地震が発生する可能性は極めて高い．こうした誘発地震を理解する上で，また日本海東縁の褶曲 - 断層帯の伏在断層による地震を理解する上で重要な地震であった．

地震予知連絡会 50 年のあゆみ

参考文献

第４章

この 10 年の主な地震（2009 年～ 2018 年）

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