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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

６．長野県北部の地震（2014 年 11 月 22 日，M6.7）
佐藤 比呂志（東京大学地震研究所地震予知研究センター）
造線断層帯として地震調査推進本部での長期評価が行

１．はじめに2014 年 11 月 22 日 22 時 8 分頃 , 長野県北部を震源とするマグニチュード 6.7 の地震が発生した（図 1）．このわれていた断層帯で発生した地震で，活断層に基づく評価方法を検討する上でも重要な地震となった．

地震で，長野県長野市，小谷村，小川村で震度 6 弱，長野県白馬村，信濃町で震度 5 強を観測した（気象庁 ,２．震源域の地質2014） ．この地震にともなって糸魚川 - 静岡構造線活断

糸魚川 - 静岡構造線北部は，日本海の拡大の際に大規層系・神城断層に沿って，約 9 km の区間で地表地震断模な右横ずれを伴って活動した大規模な断層であり（図．
層が出現した（廣内ほか，2015 ; 中埜ほか，2015 など）

2），その後，日本海の拡大とともに回転し，現在の北東

この地震による被害は , 白馬村・小谷村を中心として ,- 南西方向のリフトが形成された．したがって，糸静線

重軽傷者 46 名 , 全壊 77 棟 , 半壊 136 棟に及んだ（消防北部は横ずれ断層として，その後，東側低下の正断層と庁災害対策本部 , 2015 ）. この地震は，糸魚川 - 静岡構

して活動し，リフト内には厚さ数 5 km に及ぶ堆積物が

1）

2）

3）

4）充填された（佐藤ほか , 2013 5））．リフト内の下部地殻には P 波速度の顕著な高速化が認められ，リフト形成期

図1 震 央分布図（1997 年 10 月 1 日〜 2014 年 11 月 30 日，
深さ 0 〜 30 km，M ≧ 2.0）
 2014 年 11 月の地震を赤色で表示．①〜④は今回の地震．気象庁（2014）1）による．

図2 本 州 中 央 部 の 地 殻 構 造 の 概 要（ 佐 藤，20146））と2014 年長野県北部地震．星印 : 2014 年長野県北部
地震の震央．

図3 震
 源域周辺の地質概略図（Panayotoprosetal.,20167）:関東土木地質図編集委員会編集 ,19968））．赤線：神城断層青線：小谷 - 中山断層

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）の苦鉄質岩の迸入を示している．北部フォッサマグナは震分布にも現れているように，破壊が高角度の断層の鮮新世以降から短縮変形を被り，褶曲 - 逆断層帯が形成右横ずれ運動によって発生し，その後 60 度前後の南傾された．これらの短縮変形に寄与したのは，信濃川断層斜の断層面の活動につながったためと解釈されている

帯などのリフトの東縁の断層群であり，糸静線北部沿い

7）（Panayotopros et al.（2016））．の活断層は既存の構造方向と，広域的な西北西 - 東南東方向からの圧縮応力に対応して，左横ずれと逆断層運動

５．余震分布
地震活動は，気象庁 1）や防災科学技術研究所 17）や大学が進行している．などの観測機関により観測され，一元化震源として共有7）されている．Panayotopros et al.（2016）
は一元化震源に

３．地震活動震源域周辺では，1714 年（M6.3）正徳小谷地震（勝対して，DD 法による震源の再決定を行った（図 5）．求，1858 年（M5.7）の史料地震のほか（宇部ほか，2017 ）められた本震の深さは，3.5 km となり，気象庁や防災科

佐美，
2003 ; 地震本部），1918 年の大町地震（M6.5）（多学技術研究所の報告 17）より浅くなっている．再決定され田・橋本，1988 12）; 鷺谷，2003 13）），1986 年（M5.9, 佃ほた余震の震源は，地表で地震断層が出現した神城断層のか，1989 ）などの被害地震が発生している．

東側に沿って南北方向に分布する．余震が分布する領域

9）

10）

11）

12）

本震発生の 4 日前には，南北方向に広がるほぼ中央は北北東 - 南南西方向に長さ約 27 km，深さ 10 km とな

部で前震（M2.9）が発生している（Panayotopros et al.,る．余震は面状に集中し，概ね 4 km 以浅では傾斜 30-45．発震機構解は本震とほぼ同様であった．
2016 ）
7）

本震の発震機構解は，気象庁 15）や防災科学技術研究所 16）などによって報告されている（表 1，図 4）．

° となり，これ以深の領域では，50-65 ゜となる．浅層部での傾斜の地表延長は，神城断層に，深部の傾斜の地表延長は，小谷 - 中山断層となる．こうした震源断層の形
状は，地質学的あるいは反射法地震探査による推定と調．余震はグループ 1:和的である（佐藤・平田，199818））

表 1 モーメントテンソル解のパラメーター
断層面解 1WNW-ESE 方向の主圧力軸をもつ横ずれ成分を伴う逆断層面解 2

走向傾斜

すべ走向傾斜すべ

断層とグループ 2: WNW-ESE 方向の主圧力軸をもつ横気象庁 15)

251

33161

35880129

防災科技 16)

241

47

117

255065推定される震源断層から離れた領域に分布する傾向があり角

り角

単位: 度

ずれ断層である．横ずれの発震機構を有する断層群は，る（図 5）．発震機構解による二つの地震のグループは発生時期によっても傾向があり，前震と本震から 24 時間以内では，グループ 1 の逆断層タイプの地震が多く，それ以降はグループ 2 の横ずれ主体の地震が卓越する．また，横ずれ型の地震は，（Panayotopros et al., 2016 7））
領域 IV（図 5）の神城断層の下盤側で多く発生している．
この領域は大局的には南北方向の地質構造上の糸魚川 静岡構造線の通過位置に近く，南北方向の既存の弱面の影響を受けている可能性がある．
６．地殻変動

図4 2
 014 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，201415））

2014 年長野県北部地震に伴う地殻変動は，周辺のGNSS 観測点によって観測された（図 6，国土地理院，． ま た，ALOS 衛 星
2014a 19）, Kobayashi et al., 2018 20））

４．地震のメカニズムに搭載された PULSAR を用いて干渉画像が作成され本震の発震機構解は，P 波初動解やモーメントテン詳細な地殻変動が明らかになった（図 7, 国土地理院，

ソル解によって，NW-SE 方向に主圧力軸をもち左横ず． 干 渉 SAR と MAI2014b19）, Kobayashi et al., 201820））

れを伴う逆断層型であることが報告されている（図 4）．

（Multiple Aperture Interferometry）の両方のデータから

P 波初動解とモーメントテンソル解はやや異なる．P 波

推測された三次元地殻変動図（図 7）によれば，断層の初動解はより左横ずれ成分が卓越し，節面も高角とな

南部ではより西部でのすべり量が大きく，北西方向に移る．これに対し，モーメントテンソル解はより逆断層動している．これに対して北部では断層の東側で，北方成分にとみ，節面の角度もより小さい．これらは，余から北北東方向への運動が卓越している．Kobayashi et

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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

図5 一
 元化震源に対して DD 法により再決定した震源分布（Panayotopros et al.（20167）による）．
白丸 :一元化震源，赤丸 :再決定後の震源．黄色 :本震，シアン :余震 MN4，発震機構解は下半球投影．断面 C-G は図 A の領域 I – V に相当．発震機構解は壁面投影．水色波線は推定した震源断層．赤三角 :神城断層（地表地震断層），青三角 :小谷 - 中山断層の位置，赤 :グルー
プ I の地震，緑 :グループ II の地震．

図６ 神
 城 断 層 周 辺 の 地 殻 変 動（Kobayashi et al.,201820）） 赤星印 : 気象庁による本震の震央，白7）
星印 :Panayotopoulosetal.
（2016）
による震央，

白四角 : GEONET の観測地点名．矢印は水平方向の変位ベクトル，黒は観測値，白は理論値．柱状は垂直変位，黒は観測値，白は理論値．赤は断層トレース．赤紫の矩形は震源断層モデル．

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 断
 層面のすべり分布（Kobayashietal.,201820））．星印は断22）
層面に投影された本震の震源．
赤星:気象庁（2014b）
白星 :7）
Panayotopoulos et al（2016）．断層面の位置は，図 6参照．エラー楕円は 68％の信頼レベルを示す．
図7 ⼲
 渉 SAR と MAI（multiple Aperture Interferometry））のデータから求められた地殻変動図（Kobayashietal.,201820））．背景色は垂直方向の変位を示す．ベクトルは，0.02 ° の間隔で描かれた水平方向の変位．赤矢印は，GNSS による地震時変位．

図 10 断 層モデルと地殻変動および地表地質 - 地形との相関図（Panayotoprosetal.,20167））．赤線：神城断層．青線：．
図8 断
 層面の形状と震源との関係（Kobayashietal.,201818））
WNW–ESE 方 向 断 面． 黒 星 : Panayotopoulos et al.6）1）（2016）
による震源．黒星 :気象庁（2014）
による震源．

深部定常すべりの概念図は，F2 断層の下方延長に図示．

小谷中山断層．A）震源のクラスタリングにより導出された 3 次元断層モデル．推定された震源断層モデルから± 1 km 以内の余震のみを表示．シアンの斜線部分は，主要な地震活動のギャップを表す．星印：本震．黒いポ
リゴン：震源断層．水色：主要なすべり領域．青いポリ
ゴン：小谷 – 中山断層の浅い部分（0–4km）B）神城断層に沿った表面地質と地形の 3D マップ．北端の表面表
現セグメント IV と V の震源断層は，おそらく第四紀の火山噴出物によって覆われている．C: 国土地理院による InSAR イメージ 21）．

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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23）
図 11 2014 年長野県北部の地震 - 近地強震波形による震源過程解析（暫定）-.気象庁（2015）による．

図 12 地 表地震断層の分布と変位（Okada et al., 201527））（a）神城断層に沿った 2014 年の地表地震断層のストリップマップ．基図は国土地理院 1：25,000 の地形図を使用．b1，b2，および b3: 西側隆起のバック
スラスト．神城断層に沿った地表地震断層の（b）垂直変位量（c）断層法線方向の短縮量．

地震予知連絡会 50 年のあゆみ

20）
は，浅部の断層傾斜を 30 ﾟ，深さ 1 km 以深al.（2018）

第４章

この 10 年の主な地震（2009 年～ 2018 年）

直変位量は 80 cm 程度で，地表地震断層出現域の北部にの傾斜を 50 ﾟとして断層モデルを用いて断層面上のすべ位置し，短縮量は南部で 60 cm 程度と南ほど大きい傾向

り分布を求めた．求められた変位ベクトルは，地表地震がある（図 12）．

断層が出現した断層南部において，浅部のすべり量が大29）
Ishimura et al.（2019）は，航空レーザー計測を行いきく，変位ベクトルは断層面に直交する逆断層成分が卓地表地震断層周辺の数値地形モデルを作成した．このモ越する．これに対して，北部ではより深部での大きくなっデルと，地震発生前に同様の航空レーザー計測によってている．また，余震の少ない領域（図 5B）については得られていたモデルと差分をとることにより，地震時の地震時のすべり量が大きい領域として，マッピングされ詳細な地殻変動を抽出している．今後，合成開口レーダーており，整合的な解析結果となっている．Kobayashi etの干渉解析よりも，より詳細な地形変化を捉えることに

al.（2018） は，中角度の傾斜を示す深部の断層が左横繋がる手法である．

20）

ずれの変位が卓越し，浅部の低角度逆断層では逆断層

地表地震断層についてトレンチ調査も実施されてい成分が卓越することから，スリップパーティショニング

30）によれば，今回の地震以前る．Katsube et al.（2017）が生じていたと述べている．に 2 回の古地震イベントが認められ，新期のイベントは1714 年の正徳小谷地震に対応する．この地震の被害域の広がりなどから想定して，同様の規模の地震が約 300

７．近地地震による破壊過程
気象庁（2015） は近地地震波形を用いて，断層面上年間で繰り返したものと判断される．古地震イベントかのすべり分布を求めている（図 11）．このモデルでは，ら推定される平均変位速度は，より長期の平均変位速断層を一枚の矩形断層として近似している．震源断層の度（松多ほか，2006 31））より小さく，将来，今回および南部の浅部ですべり量が大きく，北部では深部が大きい

1714 年の正徳小谷地震より大規模な地震の発生が予想という測地から求めた結果と共通の特徴を示してする．

される 30）．

23）

但し，変位ベクトルについては，とくに浅部で横ずれ成20）とは異分が卓越している点で Kobayashi et al.（2018）

９．地殻構造震源域の北西に近接した飯山から小谷に WNW-ESEなる．

方向に北部フォッサマグナを横断する地殻構造探査が．図 13 に反射断面実施されている（佐藤ほか，2013 5））８．地表地震断層とトレンチ調査
地震に伴って震源域南部の約 9 km の区間に渡って地の解釈と屈折速度構造断面を示す．この測線では小谷表地震断層が出現した．これら地表地震断層は，概ね活- 中山断層と糸静線北部を横切る．北部フォッサマグナ断層として知られていた神城断層（東郷ほか，199924）に堆積盆地の形成に大きく関与している断層は，小谷 - 中沿っている（松多ほか，2018 ）．地表地震断層については，山断層で糸静線ではない．糸静線はより高角で日本海初

廣内大助ほか（2015） , 勝部亜矢ほか（2017）, Okada

期の右横ずれ変位に寄与して以降，大きな変位を示し，Lin et al.（2015） ，Ishimura et al.
et al.（2015）（図12）ていない．トモグラフィーの速度構造から推定される小（2019） 等によって調査・研究が行われている．最大垂谷 - 中山断層の傾斜は，今回の地震の震源の配列から推25）

26）

27）

9）

28）

29）

定される形状と調和的である．本震の深さは 3.5 km と推定されているが，震源域の北部フォッサマグナ堆積盆地では 5km ほどのリフト充填堆積物が存在している（Panayotopros et al., 2016 7））．したがって，本震は新第三系と先新第三系の境界部で発生したものであり，異常に浅い本震の発生深さについては未解決の問題を提起している．
１０．まとめ2014 年長野県北部の地震は，陸域の活断層として大きな平均変位速度を示す糸魚川 - 静岡構造線活断層系の北端部が活動したものであるが，発生した地震は地震調
図 13 小 谷 - 飯 山 測 線 地 殻 構 造 探 査 断 面（ 佐 藤 ほ か，20135））．
（上）反射方地震探査断面と地質学的解釈，（下）屈折トモグラフィ法による P 波速度構造．

査推進本部の長期予測（地震調査研究推進本部地震調査委員会，2015 32））より一回り規模の小さなものであっ．この地震に伴って震源域の南た（鈴木ほか，2015 33））

199

200

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部に地表地震断層が出現した．地表地震断層や地殻変動の詳細については，多くの研究が行われている．50

Nagano earthquake. Tectonophys, 679, 15–28,
doi:10.1016/j.tecto.2016.04.019.

〜 60 ° 程度傾斜した震源断層が左横ずれを伴う逆断層運

8）関東地方土木地質図編纂委員会，1996. 関東地方土動することにより地震が発生し，より低角度の神城断層

木地質図および説明書 . 国土開発技術研究センター ,沿いに逆断層として地表に現れた．地殻変動のインバー

768 p.

ジョンからは，高角度の断層（小谷 - 中山断層）は横ず

9）勝 部 亜 矢・ 近 藤 久 雄・谷 口 薫・ 加 瀬 祐 子，2017.

れ成分が主体で，浅い断層は逆断層が卓越するというス2014 年長野県北部の地震（Mw6.2）に伴う地表地震

リップパーティショニングが発生している．長期の平均

断層の分布と変位量．地質学雑誌，123，1-21.

変位速度とトレンチ調査や今回の地表地震断層の変位量10）宇佐美龍夫 , 2003.『日本被害地震総覧』. 東京大学を考慮すると，小規模な地震が短い間隔で繰り返しており，また平均変位速度から，より規模の大きな地震発生

出版会 , 605p.
11）地 震 調 査 推 進 本 部，長 野 県 の 地 震 活 動 の 特 徴 .

も予測されている．この地震を引き起こした断層は，成https://www.jishin.go.jp/regional_seismicity/rs_熟度の高い断層であり，小さい摩擦係数を反映して地震chubu/p20_nagano/の発生様式が多様であることが明瞭になった．未解決の

12）多田堯・橋本学，1988. 1918 年（大正 7 年）大問題が残されているものの，今後の内陸地震の長期予測

町地震の断層モデルとその地学的意義 . 地震に対して，重要な知見が得られた地震であった．

輯 , 41, 259-262.
13）鷺谷

第2威，2003. 1918 年大町地震の震源断層モデル

参考文献―水準測量データの再検討と関連データの総合的解

1）気 象 庁 , 2014. 平 成 26 年 11 月 22 日 22 時 08 分 頃釈に基づく新たなモデル―. 地震 第 2 輯 , 56, 199-の長野県北部の地震について . 報道発表資料 平成
26 年 11 月 23 日 00 時 00 分 , https://www.jma.go.jp/
jma/press/1411/23a/kaisetsu201411230000.pdf
2）廣内大助・松多信尚・杉戸信彦・熊原康博・石黒聡士・

211.
14）佃為成・酒井要・小林勝・橋本信一・羽田敏夫，1989．広義の前震・余震活動を伴った 1986 年長野
県北西部大町付近の地震（M5.9）の震源過程と地震

金田平太郎・後藤秀昭・楮原京子・中田 高・鈴木

テクトニクス．地震研究所彙報，64, 433-456．

康弘・渡辺満久・澤 祥・宮内崇裕，2014 年神城断15）気象庁，主な地震の発震機構解 . https://www.data.

層地震変動地形調査グループ , 2015. 糸魚川－静岡

jma.go.jp/svd/eqev/data/mech/index.html

構造線北部に出現した 2014 年長野県北部の地震（神16）防災科学技術研究所，F-net 地震のメカニズム情報

城断層地震）の地表地震断層 , 活断層研究 ,43, 149-

（詳細）．http://www.fnet.bosai.go.jp/event/joho.php?t162.

m=201411&LANG=ja&VIEW=300000&TSORT=desc

3）中埜貴元・飛田幹男・中島秀敏・神谷 泉 , 2015. 干渉 SAR で捉えた 2014 年 11 月 22 日長野県北部を震源とする地震に伴う地表変位．活断層研究 , 43, 6982.
4）消防庁災害対策本部 , 2015．長野県北部を震源とする地震（第 21 報）．https://www.fdma.go.jp/disaster/
info/assets/post763.pdf
5）佐藤比呂志・岩崎貴哉・石山達也・蔵下英司・加藤直子 ,2013. 飯山 - 小谷測線地殻構造探査 , ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究（平成 24 年度）成果報告書 ,228-268.
6）佐藤比呂志 , 2014. 日本列島の生い立ちと長期地殻応力・歪の起源 . 予知連会報 , 92, 431-433．
7）Panayotopoulos, Y., N. Hirata, A. Hashima, T.

17）防災科学技術研究所，2014. 2014 年 11 月 22 日長野
県北部の地震，Hi-net 高感度地震観測網．		http://www.hinet.bosai.go.jp/topics/n-nagano141122/?LANG=ja&m=dd18）佐藤比呂志・平田直 , 1998. 活断層の深部構造と日本列島の成立．科学，68，63-71．
19）国土地理院，2014a，長野県北部の地震（11 月 22 日
M6.7（暫定値）前後の観測データ（1）．http://www.
gsi.go.jp/common/000097756.pdf20）Kobayashi. T., Y. Morishita, H. Yarai, 2018. SARrevealed slip partitioning on a bending fault plane forthe 2014 Northern Nagano earthquake at the northern
Itoigawa–Shizuoka tectonic line. Tectonophysics, 733,
85–99.

Iwasaki, S. Sakai and H. Sato, 2016. Seismological21）国土地理院，2014b，長野県北部を震源とする地震

evidence of an active footwall shortcut thrust in theに関する情報，だいち 2 号干渉 SAR による変動のNorthern Itoigawa-Shizuoka Tectonic Line derived by

検 出 に つ い て．http://www.gsi.go.jp/BOUSAI/h26-the aftershock sequence of the 2014 M 6.7 Northern

nagano-earthquake-index.html

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）

22）気 象 庁，2014b. 2014 年 11 月 22 日 長 野 県 北 部 の28）Lin, A., M. Sano, B. Yan, M. Wang, 2015. Co-seismic

地震の評価 11 月 22 日長野県北部の地震（Double

surface ruptures produced by the 2014 Mw 6.2 Nagano

Difference 法による震源）地震調査研究推進本部．

earthquake, along the Itoigawa–Shizuoka tectonic line,

http://jishin.go.jp/main/chousa/14dec_nagano/p25.

central Japan. Tectonophysics, 656, 142-153.

htm，29）Ishimura, D., T. Shinji, S. Mukoyama, S. Homma,23）気象庁，2015. 2014 年 11 月 22 日 長野県北部の地震

K. Yamaguchi, and N. Takahashi, 2019. 3D Surface- 近地強震波形による震源過程解析（暫定）- ．

Displacement and Surface Ruptures Associated		h t t p : / / w w w. d a t a . j m a . g o . j p / s v d / e q e v / d a t a /with the 2014 Mw 6.2 Nagano Earthquake Using

sourceprocess/event/20141122near.pdf
24）東郷正美・池田安隆・今泉俊文・澤 祥・松多信尚，1999，都市圏活断層図「大町」，国土地理院技術資料 D・1-No.368.

Differential Lidar. Bull. Seismol. Soc. America, 109,780–796, doi: 10.1785/0120180020
30）Katsube, A., H. Kondo, and H. Kurosawa, 2017.
Surface rupturing earthquakes repeated in the25）松多信尚・石村大輔・楮原京子・後藤秀昭・廣内大助 ,300 years along the ISTL active fault system,

2018. 都市圏活断層図「白馬岳（改訂版）」, 国土地

central Japan. Geophys. Res. Lett., 44, 6057–6064,

理院技術資料 D1-No.884.

doi:10.1002/2017GL073746.

26）廣内大助・松多信尚・杉戸信彦・熊原康博・石黒聡士・

31）松多信尚・澤 祥・安藤俊人・廣内大助・田力正好・

金田平太郎・後藤秀昭・楮原京子・中田 高・鈴木康弘・

谷口薫・佐藤善輝・石黒聡士・内田主税・佐野滋樹・渡辺満久・澤 祥・宮内崇裕・2014 年神城断層地震

野澤竜二郎・坂上寛之・隈元崇・渡辺満久・鈴木康弘，

変動地形調査グループ , 2015. 糸魚川－静岡構造線北2006，写真測量技術を導入した糸魚川－静岡構造線部に出現した 2014 年長野県北部の地震（神城断層地断層帯北部（栂池－木崎湖）の詳細変位地形・鉛直震）の地表地震断層 . 活断層研究 , 43, 149-162.

平均変位速度解析．活断層研究，41，105-120.

27）Okada, S., D. Ishimura, Y. Niwa, and S. Toda, 2015.

32）地震調査研究推進本部，2015. 糸魚川 - 静岡構造線

The First Surface-Rupturing Earthquake in 20 Years

断層帯の長期評価（第二版）．60 p.

on a HERP Active Fault is Not Characteristic: The33）鈴木康弘・渡辺満久・廣内大助 , 2015. 長野県神城2014 Mw 6.2 Nagano Event along the Northern

断層地震が提起する活断層評価の問題 . 科学，85，

Itoigawa–Shizuoka Tectonic Line. Seismol. Res. Lett.,

175-171.

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201