静岡県水窪町における浅部地下構造探査−電磁気学的観測フィールドの地下速度構造−
馬 塲 久 紀・佐 柳 敬 造・今 枝 儀 人・長 尾 年 恭

Exploration of subsurface structures in the Misakubo area, Shizuoka prefecture :Velocity structures beneath the observation ﬁeld for seismic electromagnetic phenomena
Hisatoshi Baba, Keizo Sayanagi, Yoshihito Imaeda and Toshiyasu Nagao

東海大学海洋研究所研究報告第 29 号（2008），1 − 8 頁別刷
Reprinted from Bull. Inst. Oceanic Res. & Develop.,
Tokai Univ.（2008）, 29, 1−8

東海大学海洋研究所研究報告第 29 号（2008）1 − 8 頁

Bull. Inst. Oceanic Res. & Develop., Tokai Univ.（2008）, 29, 1 − 8

静岡県水窪町における浅部地下構造探査−電磁気学的観測フィールドの地下速度構造−
馬 塲 久 紀 1）・佐 柳 敬 造 1）・今 枝 儀 人 2）・長 尾 年 恭 1）

Exploration of subsurface structures in the Misakubo area, Shizuoka prefecture :Velocity structures beneath the observation ﬁeld for seismic electromagnetic phenomena
Hisatoshi Baba1）, Keizo Sayanagi1）, Yoshihito Imaeda2）and Toshiyasu Nagao1）

Abstract
As a part of geophysical site survey, we carried out the seismic refraction experiments on 25 Novmenber2006 in the Misakubo area, Shizuoka prefecture, Japan.
deployed in this area.

Two survey lines with three shot points each werePractically ABC proﬁle with 92.0 m long and DBE proﬁle with 69.0 m long intersectwith each other at SP. B in the central part of survey area.
The results hitherto obtained are summarized as followes;
1）three layer structure is identiﬁed tentatively in this area.

DBEproﬁle shows nearly ﬂat boundaries, while

ABC proﬁle is complicated, that is, two-layer structure in the southern part.
2）average seismic wave velocities in each layer are recognized as 0.38 km/sec（1st layer）, 1.00 km/sec（2ndlayer）, and 1.85 km/sec（3rd layer）, respectively.
3）the thicknesses of ﬁrst and second layer are estimated as 16−22 m and 0−27 m, respectively.
4）from geological consideration, the ﬁrst layer is composed of sand or surface soil, and second layer probably
corresponds to alternation strata of sandstone or conglomerate, while third layer may be discriminatedwith tuffaceous rocks.

緒

生の切迫性が指摘されている．静岡市清水区にある

言

東海大学海洋研究所地震予知研究センターでは，「短静岡県では，1976 年に東海地震発生モデル（石橋，期・直前地震予知」に関する地震予知研究を推進する

1977）が提唱されて以来，駿河湾域で大規模な地震発一環として，東海地震の想定震源域（Fig. 1（a）；中央

1） 東海大学海洋研究所〒 424-8610 静岡市清水区折戸 3-20-1

Institute of Oceanic Research and Development, TOKAI University, 3-20-1 Orido, Shimizu-ku, Shizuoka 424-8610,
Japan2） 東海大学大学院海洋学研究科海洋科学専攻〒 424-8610 静岡市清水区折戸 3-20-1

Graduate School of Marine Science and Tecnology, TOKAI University, 3-20-1 Orido, Shimizu-ku, Shizuoka 424-8610,
Japan（2007 年 12 月 3 日受付／ 2008 年 1 月 3 日受理）

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馬塲久紀・佐柳敬造・今枝儀人・長尾年恭

防災会議，2001）内に観測網を展開している．この観測網は，地震の前兆現象（地殻内応力集中によって生ずる破壊現象）を捉えるための電磁気学的手法（例えば，長尾他，2006；Uyeda et al., 2000）に関する観測を行うもので，観測点の一つである水窪観測点（Fig.
1（a）；図中☆）では，地電流（地電位差）観測（例えば，
Varotsos, 2005；Varotsos and Alexopoulos，1984）
・ULF 帯地磁気観測（Hattori，2004）
・GPS による地殻変動観測（内海他，2005）が常時行なわれている．
東海地震の想定震源域において，水窪観測点は静岡県内では道路・電話線・商用電源が供給されている場所としてほぼ最北端の位置にあたる．また周辺には観測に影響を及ぼすような活動的な人工物やノイズ源が無く，地電流（地電位差）観測や ULF 帯地磁気観測などの常時観測に最適である．したがって水窪観測点は，東海地震想定震源域の深部固着域のほぼ真上に位置し，またこの地域における地震前兆現象観測の標準点としての役割を果たしうる有用な位置にあると言える．現在，複合的な観測が継続的に実施され順調にデータが蓄積されつつある．
地電流（地電位差）観測や ULF 帯地磁気観測などを実施する場合，センサー設置点の地表地質や地下の様子を知ることは重要である．特に水窪観測点は，急な山岳地帯を切り開いた場所にあり，現在水窪自然クラブセンター跡地とその駐車広場となっている．センサーを設置している地表面は，2 〜 3 cm 大のコンクリート砕石がかなり厚く敷き詰められていて（Photo 1（a）），もともとの地形がほとんどわからない．以上のような状況を考慮して，観測点の環境や地下の様子を詳しく把握するために屈折法地震探査を実施した．屈
折法地震探査は，表層から比較的深部にわたり連続的かつ広範囲に地下速度構造が探査できるという利点がある．
本論では，今回実施した屈折法地震探査の概要と結果を報告し，詳しい地下速度構造について議論する．

観 測 方 法Fig. 1 （a）Location map of the study area. Star
mark shows Misakubo station in Shizuoka
prefecture. Focal region of the expectedTokai Earthquake is drawn by a red circle（Central Disaster Prevertion Couneil, 2001）.
（b）Map showing two lines（ABC and DBEproﬁles）for the seismic refraction surveys
SP. A-E（red star marks）indicate ﬁve shotpoints.

2006 年 10 月 25 日，静岡県浜松市水窪町地頭方（水窪自然クラブセンター跡地，およびその駐車広場）に電源と電話線が引かれているが，地電流（地電位差）・おいて屈折法地震探査を実施した．Fig. 1 に調査域のULF 帯地磁気・GPS による地殻変動等の観測にのみ位置と測線図を示す．水窪自然クラブセンター跡地に使用されている．

は，水泳用プールとテニスコート，そして家屋が残っ

屈折法地震探査には，応用地質（株）製の地震探査ているが現在はいずれも使用されていない．家屋には装置（McSEIS-SX）を使用し，また振源には同社が提3

静岡県水窪町における浅部地下構造探査

（a）

（b）

Photo 1 Along-distance view of Line ABC proﬁle with geophone array（a）, and the seismic shot pipe ofshooting system at SP. D（b）.
供しているサイスミックショットパイプを用いた．

る．南西側は，険しい崖が迫っているためこれ以上測McSEIS-SX は，24 成分の受振器を接続することが可線長を得るのは難しい状況であった．測線距離 46.0 ｍ

能で，分解能 18 ビット，周波数帯域 4.5 〜 4600Hz のの地点（SP.B）
で DBE 測線とほぼ直交する．

記録を得ることができる．コンパクトな装置で大がかDBE 測線は，測線長 69.0 m で，受振器は 1.5 m 間隔，りな輸送手段を必要とせず，今回はワゴンタイプの自24 成分を２回展開し，計 47 地点からデータを取得し家用車 1 台で観測者 4 名および必要機材すべてを容易た．発破点は測線の南東端から SP. D（0 m），SP. B（34.5に現場に運送することができた．また，サイスミックm），SP. E（69.0 m）の 3 カ所に設けた . 測線の中央（測ショットパイプは，先端部に 12 口径の空砲を装填し，線距離 34.5 ｍ）で ABC 測線とほぼ直交する．つまり地中に挿入して発火する装置で，今回のような中・小SP. B は，ABC 測線，DBE 測線共通の中間発破点で規模の地震探査に有効である．Photo 1（b）に，SP. Dある．

におけるサイスミックショットパイプの発破直前のオMcSEIS-SX は，サンプリングレート 2 kHz で 24 成ペレーション風景を示す．地質条件にもよるが，従来分の受振器それぞれについて 2046 サンプルのデータの経験で容易に 100 m 以上の初動到達距離が期待できを収録した．収録のタイミングは，ショットパイプのるので，この種の観測には適している．また，このサコントローラー信号により開始され，約 50 サンプル

イスミックショットパイプも比較的小型・軽量である分のデータについてプリトリガを設けている．各発破ため，移動が簡単である．火薬は申請と入手に若干時についてスタッキング等の処理は行わず，１発に対し間を要すが，火薬自体はダイナマイトなどに比較してて 24 成分のデータを各々観測する方法を取った．

安全に取り扱うことが可能である．
測線は２測線（ABC 測線・DBE 測線）を展開した．

観 測 結 果観測時の天候は晴れ，風もなく良好なコンディショ

各測線で発破点ごとに得られた波形記録（Recordンの中で実施することができた．測線の詳細な位置をSection）を Fig. 2 に示す．振幅のスケールは，発破のFig. 1（b）に示す．地表面は２測線とも大きな凹凸が初動が明瞭になるようトレースごとに調整されていほとんど無く，平らな地表面とみなすことができる．

る．横軸には観測走時を，縦軸には測線距離が示されABC 測線は測線長 92.0 m（Photo 1（a）），受振器は 2.0ている．得られたすべての波形記録は，ノイズが少なm 間隔に設置し，24 成分の受振器を２回にわたってく比較的良好な記録であると言える．

展開し，計 47 地点でデータを取得した．発破点は測ABC 測線の Record Section（Fig. 2（a）・（b）・（c））の線南西端から SP. A（0 m），SP.B（46.0 m），SP. C（92.0 m）

特徴について述べる．まず，表層を伝搬する直達波のの３カ所に設けた．測線北端の北東側はすぐ道路とな

初動振幅は極めて小さい．これは，上述したように地4馬塲久紀・佐柳敬造・今枝儀人・長尾年恭Fig. 2 Record sections on ABC proﬁle,（a）: for SP. A,（b）: for SP. B and（c）: for SP. C, and record sections on
DBE proﬁle,（d）: for SP. D,（e）: for SP. B and（f）: for SP. E, respectively.

表面が 2 〜 3 cm 大のコンクリート砕石で敷き詰めらく，初動走時の傾きの変化が小さいことが大きな特徴れているためと考えられる．次に，直達波の折れ曲りである．これは ABC 測線とは異なり，DBE 測線は点以降における屈折波の初動は明瞭ではあるが，初動単純な地下構造であることを示している．

走時の傾きの変化が大きい．このことから地下構造が以上のように，得られた Record Section から初動複雑であることが推察される．測線長が 92.0 m とその走時を読み取り，各測線の走時曲線を Fig. 3 にまとれほど長くないのにもかかわらず，各測線終端付近のめた．この図で横軸は距離，縦軸は走時を示している．

初動の減衰が大きいことも判る．

まず，走時の変化の小さい DBE 測線の走時曲線

DBE 測線の Record Section（Fig. 2（d）・（e）・（f））も（Fig. 3（b））について考える．明確に読み取れる折れ同様，表層を伝搬する直達波の初動振幅が小さい．し曲り点から，３層構造であると判断した．直達波となかし屈折波の走時は，ABC 測線のように複雑ではなる表層（第１層）の速度は各発破点付近の走時をすべて

静岡県水窪町における浅部地下構造探査

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平均すると 0.38 km/sec となった．この表層（直達波）層と同じ速度の層が存在すると考えるのが妥当であろの走時は，最初の屈折波の臨界距離が 25 〜 30 m と長う．中央の発破点 SP. B では，測線距離が短いので，く，かなり厚い層であることが推定される．第２層目第３層目の初動走時を得ることができなかった．両端の屈折波の走時からみて，境界面の傾斜は小さく，速の SP. D および SP. E で得られた第３層目の走時とイ度は 1.00 km/sec とした．同様に第３層目についてもンターセプトタイムから，速度は 1.85 km/sec，境界1.85 km/sec と推定した．表層と第２層の境界面の深面の深さは 28 m と推定される．以上のことから DBEさをはぎとり法で求めたところ，地表面から深さ 16測線は，Fig. 5（b）のように単調な水平３層の速度構m と厚く求まった．しかしコンクリート砕石層の厚造モデルが得られる．

さ 16 m は大き過ぎるので，砕石層の下部には，砕石ABC 測線の走時曲線（Fig. 3（a））は，DBE 測線とFig. 3 （a）Travel time graphs, for ABC proﬁle, and（b）travel time graphs, for DBE proﬁle.

6馬塲久紀・佐柳敬造・今枝儀人・長尾年恭比較するとかなり複雑であることが判る．まず，SP.

推測される．

A，SP. B，SP. C のそれぞれの走時に対し，第２層の以上のことから ABC 測線では，はぎとり法の適屈折波のインターセプトタイムが，それぞれ大きく異用は難しいため，DBE 測線で求めた構造を用いて，なっている．これは境界面の傾斜が複雑に変化してABC 測線との交点の位置の各層の速度と層厚を固定いるものと推定される．次に，SP. A と SP. B の終端し，波線追跡法を用いて試行錯誤的に地下構造を構築

走時が合わない．この原因は，構造が複雑であるたした．その際，走時のオフセット（初動の跳び）がない

め SP. B による第３層の初動振幅が小さく初動としてことから，基本的に傾斜構造を初期モデルとして採用読めない，または，複雑な構造のため第３層の往路走した．

時と復路走時の経路が異なることが考えられる．ただし，断層や階段構造などの走時曲線に見られる走時の解 析 結 果オフセット（初動の跳び）は，見られない．したがって，

波線追跡法（Ray-tracing Method）は，屈折・広角

前者の原因により，終端走時が一致しなかったものと反射法地震探査において走時データから速度構造を試

Fig. 4 Two dimensional ray paths based on the model（a）, for SP. A and SP. C along ABC proﬁle, and（b）for
SP. D and SP. E along DBE proﬁle.

Fig. 5 Two-dimensional velocity models for ABC proﬁle（a）and for DBE proﬁle（b）.

静岡県水窪町における浅部地下構造探査

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行錯誤的に求める有効な手段である．本研究では，岩ら求めた速度構造モデルを用いて，波線追跡プログ崎（1988）によって作られた波線追跡プログラムを使ラムで計算を行うと，Fig. 4 の波線図の他に理論走時用した．このプログラムは， Two-point Ray-tracing曲線が得られる．観測走時（Observed Travel Time）（Cerveny and Psencik, 1983）のように指定された点と理論走時（Calculated Travel Time）の差（O-C）が可に到達する波線を反復計算によって数値的に求める方能な限り小さくなるように試行錯誤的に速度構造モ法に比べて，発破点位置から波線の射出角をあらかじ

デルの構築を繰り返し，最終的に求められた ABC 測め設定し，かつ，位置する層境界を指定することによ

線の速度構造モデルを Fig. 5（a）に示す．ABC 測線のり，反復計算時間の効率化が図られている．また現在モデルは，DBE 測線で求められた第２層を挟み層とでは，パーソナルコンピュータの性能が飛躍的に発展し，SP. A 側で２層構造，SP. C 側で３層構造とした．

して，Windows XP クラスの PC で容易に計算が可能

また，SP. B 直下の各層境界面の深さは ABC 測線・となった．

DBE 測線共に一致する．

波線追跡法によって求められた波線図（Ray pass）のFig. 6 は，各測線の観測走時に求められた理論走時例を Fig. 4 に示す．Fig. 4 では，各測線の両端発破にを重ね合わせた走時曲線である．図中○は，計算されついての波線を示し，中央（SP. B）の発破については，た理論走時を示す．この結果，求められた速度構造モ波線が密集してしまうため割愛してある．観測走時かデルでは，O-C が 5 msec 以内の誤差範囲で収まってFig. 6 Comparison between calculated travel times（open circle）and observed travel times（small dot）for
ABC proﬁle（a）and for DBE proﬁle（b）.

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馬塲久紀・佐柳敬造・今枝儀人・長尾年恭いる．なお，ABC 測線で SP. A と SP. B の終端走時

謝が合わなかった点について，理論走時では SP. B の第辞

３層からの終端走時の初動が速くなり，その結果 SP.

査読者には，詳細にわたり有益な助言とご指摘をいA の終端走時と一致する結果となった．このことか

ただいた．観測を実施するにあたり，静岡県浜松市水ら，終端走時の不一致は初動振幅が小さく，第３層窪総合事務所 横澤幸雄 氏をはじめ，役場の方々にはからの初動走時を読み誤ったことが原因であることが多大なご協力を頂いた．今回の観測調査には，東海大解った．

学海洋学部海洋資源学科 吉野祐貴 君（当時４年生）が議論とまとめ参加した．ここに記してこれらの方々に感謝する．

引 用 文 献求められた速度構造モデルは，南西から北東方向に向かって下り傾斜構造（ABC 測線：Fig. 5（a））を示しており，1.00 km/sec 層が挟み層となっていて複雑な構造を示している．それに直交する南東から北西方向
では，単純な水平構造（DBE 測線：Fig. 5（b））を呈していることが解った．
各層の速度分布は次の通りである．

Cerveny, V. and I. Psencik（1983）Program Packate
SEIS83. Charles University, Prague.
地質調査所（1991） 日本地質大系

中部地方．朝倉書店，34-35 ．
中央防災会議（2001） 中央防災会議東海地震に関する専門調査会（第 7 回）
図表集．中央防災会議事務局，16pp．

第１層

速度 V1=0.38 km/sec
厚さ 16-22 m

associated with large earthquakes. Terr. Atmos.

第２層

速度 V2=1.00 km/sec（0.80-1.20 km/sec）

Ocean Sci., 15, 329-360.

第３層

速度 V3=1.85 km/sec（1.50-2.20 km/sec）

厚さ 0-27 m（挟み層）
第１層（表層）は得られた直達波の速度から，砂質

Hattori, K. （2004） ULF geomagnetic changes

石橋克彦（1977） 東海地方に予想される大地震の再検
討−駿河湾地震の可能性−．地震予知連絡会会報，
17，126-132 ．

ないしは砂混じりの泥土層等と推定され，上部にはコ

岩崎貴哉（1988） 海底地震観測に基づく地下速度構ンクリート砕石が敷かれている．第２層と第３層は大造研究のための波線追跡プログラム．地震 2，41，

きな速度差はないが，折れ曲り点は明瞭である．例え263-266 ．

ば第２層は礫層，第３層は凝灰岩などが速度的に良く

長尾年恭・鴨川 仁・服部克巳（2006） 電磁気学的手一致するが，確定的なことは言えない．水窪観測点周法による短期的地震前兆の観測的研究の現状．地震

辺域は，地学的には観測点のすぐ西側に光明断層が2，59，69-85 ．

南北に走っている．観測点付近の地質図（地質調査所，

内海さや香・清水寧子・長尾邦弘・福谷一孝・原田 靖・1991）によると，四万十帯，寸又川層群「泥岩がち砂岩

里村幹夫・加藤照之・熊元淳美・島田誠一・木俣文昭・泥岩互層・泥岩」が分布している．したがって，各速松島 健・長尾年恭・佐柳敬造・楠本成寿（2005）

度層の地質は大局的にみて礫層や凝灰岩層などに相当

東海地域の稠密 GPS 観測網の構築．地球惑星科学するものと推定される．

関連学会 2005 年合同大会，D008-003 ．

以上，本研究では３層からなる詳細な速度構造モデ

Uyeda, S., T. Nagao, Y. Orihara, T. Yamaguchi andルを得ることができた．しかし，地表面から 50 m 程I. Takahashi（2000）Geoelectric potential changes :度の地下構造しか把握することができなかった．さら

Possible precursors to earthquakes. Proc. Nat.に詳細な深部構造を議論するためには，さらに測線を延ばすこと，震源エネルギーを大きくすること，などが必要である．また地下深部の地層地質を具体的に決Acad. Sci., 97, 4561-4566.
Varotsos, P.（2005）The physics of seismic electricsignals. Terra Pub, Tokyo, 338 pp.

定するには，ボーリング等の地質資料が不可欠である．

Varotsos, P. and K. Alexopoulos（1984）Physical

今後の課題としては，さらに重力探査や電気探査等

properties of the variations of the electricの物理探査を行なって，今回得られた各層の詳細な物

ﬁ eld of the earth preceding earthquakes, I.

理的な性質を明らかにしていくことが重要である．

Tectonophysics, 110, 73-98.