３．２．２

マルチチャネル等による海域地殻構造調査

目

次

(1)

業務の内容・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・268(a) 業務題目(b) 担当者(c) 業務の目的(d) ５か年の年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
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２３年度業務目的(2)

平成２３年度の成果・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・269(a) 業務の要約(b) 業務の実施方法(c) 業務の成果
1) マルチチャンネル反射法地震探査による海域地殻構造探査
2) 海底地震計による屈折法・広角反射法地震探査(d) 結論ならびに今後の課題
1) マルチチャンネル反射法地震探査による海域地殻構造探査
2) 海底地震計による屈折法・広角反射法地震探査(e) 引用文献(f) 成果の論文発表・口頭発表等(g) 特許出願，ソフトウエア開発，仕様・標準等の策定(3)

平成２４年度業務計画案・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・278

267

(1)

業務の内容

(a) 業務題目

マルチチャネル等による海域地殻構造調査(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

メールアドレス

独立行政法人海洋研究開発機構

プロジェクトリー 金田 義行 kaneday@jamstec.go.jp

地震津波・防災研究プロジェクト

ダー

同

データ解析グループ

グループリーダー 小平 秀一 kodaira@jamstec.go.jp

同システム運用・データ グループリーダー 高橋 成実 narumi@jamstec.go.jp
管理グループ

同

データ解析グループ
同

同

研究企画グループ

技術研究副主任佐藤 壮

tsato@jamstec.go.jp

技術研究副主任

野 徹雄

not@jamstec.go.jp

サブリーダー

柏瀬 憲彦 kashiwasek@jamstec.go.jp(c) 業務の目的
ストリーマーケーブル、海底地震計等を用いた反射法・屈折法による海底地殻構造調査を行う。地殻構造調査は海域と陸域を統合して実施し、ひずみ集中帯の活構造、断層のイ
メージング、地震波速度の絶対値等を明らかにする。
(d) ５か年の年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
1) 平成２０年度：能登半島沖から津軽半島沖までの地殻変形構造の特徴を抽出するために、
既存反射法地震探査データを収集し、再処理し、ソフトウエアを用いてデータベース化した。堆積構造から推定される構造発達と断層・褶曲の形成について検討するために、褶曲
構造・断層分布の把握や掘削データから代表的な反射面を解釈し、変形構造の特徴の概略を把握した。
2) 平成２１年度：能登半島沖から佐渡沖の海域で深海調査研究船「かいれい」によるマルチチャンネル反射法地震探査を 8 測線で行った。また、海洋調査船「かいよう」により海底地震計 30 台を 5 km 間隔で設置し、屈折法・広角反射法地震探査を行った。なお、屈折法・広角反射法地震探査測線は、東京大学地震研究所との共同研究として実施した会津佐渡沖海陸統合測線の一部である。佐渡沖から富山トラフ、能登半島沖、大和海盆にいたる海域で地殻構造イメージングを行い、断層・褶曲等の地殻変形構造の抽出を行った。
3) 平成２２年度：佐渡沖から新潟沖の海域で「かいれい」による広域反射法探査を行った。
新潟地震震源域の測線では海底地震計 30 台を 5 km 間隔で設置し屈折法地震探査データの取得も行った。1964 年新潟地震震源域付近から最上トラフ、佐渡海嶺、大和海盆に至る海域で地殻構造イメージングを行い、断層・褶曲等の地殻変形構造の抽出を行った。
4) 平成２３年度：庄内沖から秋田沖の海域でマルチチャンネル反射法地震探査と海底地震計による屈折法・広角反射法地震探査を行う。
5) 平成２４年度：秋田沖から西津軽沖の海域でマルチチャンネル反射法地震探査と海底地268

震計による屈折法・広角反射法地震探査を行う。
(e) 平成２３年度業務目的
庄内沖から秋田沖までの海域において、マルチチャンネル反射法地震探査と海底地震計による地震探査を実施し、地殻構造イメージングを行い、断層・褶曲等の地殻変形構造を
抽出する。
(2)

平成２３年度の成果(a) 業務の要約
平成 23 年度は、庄内沖から秋田沖にかけての海域において、独立行政法人海洋研究開発機構の深海調査研究船「かいれい」を用いて、マルチチャンネル反射法地震（MCS）探査と海底地震計（OBS）による屈折法・広角反射法地震探査を実施した。調査海域北側では、日本海沿岸部に大きな被害を与えた 1983 年に日本海中部地震（M J 7.8）が発生しており、調査海域南側では近年大地震の発生の報告がない地震空白域に当たる 1) 2) 。さらに、2011
年 3 月 11 日に発生した東北地方太平洋沖地震（M W 9.0）発生後に、3 月 12 日に秋田沖にて M J 6.4 の地震が発生し、地震活動が活発化している 3) 。また、調査海域の西側は、大和海盆から日本海盆へ遷移する領域に位置し、日本海の形成や大和海盆及び日本海盆と日本海東縁で発生している地震発生との関係を検討する上で重要なフィールドである。
暫定的な解析結果の段階ではあるが、本研究の結果、男鹿半島沖では大陸地殻的な構造となっており、堆積層が厚く、堆積層・上・中部地殻は変形し、背斜や逆断層が多く生じていることが分かった。1983 年日本海中部地震震源域付近は、海洋性と大陸性の遷移地殻内に位置しており、震源域の西端付近には東傾斜の逆断層を伴った背斜の形成が認められる。日本海盆は、測線西端では地殻の厚さが約 9 km 程度で海洋性地殻的な構造となっており、その部分では堆積層・上部地殻は圧縮変形していないが、モホ面が深くなり始める海
洋性と大陸性の遷移地殻となる部分から堆積層・上部地殻の変形が生じている。以上の特徴は、これまで 2 か年実施してきた佐渡沖から庄内沖にかけての地殻構造の特徴と異なっており、この地殻構造の違いが日本海東縁で発生している地震活動と変形構造の発達に関係している可能性を示唆する。
(b) 業務の実施方法
調査は、2011 年 8 月 5 日～8 月 27 日までの期間、11 測線（EMJS1101, EMJS1102, EMJS1103,
EMJS1104, EMJS1105, EMJS1106, EMJS1107, EMJS1108, EMJS1109, EMJS1110, EMJS11B）で
MCS 探査を実施し、その内 1983 年日本海中部地震震源域を横切る 1 測線（EMJS1110）で OBS55
台による屈折法・広角反射法地震探査を行った（図 1、P279）。OBS55 台は地震探査終了後全て回収した。調査期間中、調査海域周辺の漁業活動による影響などがあったが、データの品質はおおむね良好であった。
デー タ取 得 にお いて 、 震源 は Bolt Annular Port Airgun 32 基 か ら構 成さ れ た tuned
airgun array（総容量 7800 cu.in.）を用いた（図 2、P279）。震源に関する主な仕様は、

269

Gun controller に ION DigiSHOT Ver.3.1 を用い、発震間隔が 50 m（MCS 探査）・200 m（OBS探査）、エアガンアレイの曳航深度が 10 m、エアガン動作圧力が 2000 psi（約 13.8 MPa）である。MCS 探査用の受振ケーブルは、Sentinel Digital Streamer System（Sercel Inc.）のストリーマーケーブル 1 式を用いた（図 2、P279）。受振部に関わる主な仕様は、チャンネル間隔が 12.5 m、チャンネル数が 444 である。ストリーマーケーブルの曳航深度は深度調整装置（ION DigiCOURSE streamer depth controllers）を用いて海面下 12 m で制御した。探鉱機は Sercel Seal System Ver.5.2（Sercel Inc.）を用い、データは 3590E テー
プへサンプリング間隔 2 ms、記録長 16 s、データフォーマット SEG-D 8058 Rev.1 で収録した。測位には DGPS（Differential Global Positioning System）を使用し、メインシス
テムとして StarFire システム(NAVCOM 社の DGPS サービス)、バックアップシステムとして
SkyFix システム（Fugro 社の DGPS サービス）を用いた。測位制御システムは Concept 社のSEPECTRA を用いて、探査時の位置情報は UKOOA P1/90・UKOOA P2/91 フォーマットでアス
キーデータとして出力し、探査終了後 FGPS 社の SeisPos を用いてデータ処理を実施した。
一方、屈折法・広角反射法地震探査では、固有周波数 4.5 Hz、鉛直動 1 成分、水平動 2
成分、ハイドロフォン 1 成分を装備したジンバル機構付き速度型の OBS 4)5)6) （図 2、P279）を用い、エアガン発振を 5 ms（OBS1～50）、と 4 ms（OBS51～55）のサンプリング間隔で収録した。また、本探査で用いられたエアガンは前述の MCS 探査で用いられたものと同一である。
(c) 業務の成果
1) マルチチャンネル反射法地震探査による海域地殻構造探査
調査測線の探査終了後、地震探査データ処理ソフトウエア ProMAX2D と FOCUS を用いて二次元地震探査データ処理を実施した。主な処理は、フォーマット変換、トレースヘッダ
ーエディット、F-K フィルタ、バンドパスフィルタ、振幅回復、トレースエディット、CMP
編集、最小位相変換フィルタ、プレディクティブデコンボリューション、DMO 処理、多重反射抑制処理、速度解析、NMO 補正、ミュート、CMP 重合、F-X デコンボリューション、キルヒホッフ時間マイグレーションなどである。
データ処理結果による全体的なイメージの一例として、日本海盆～1983 年日本海中部地
震震源域～男鹿半島沖にかけての測線 EMJS1110 の時間マイグレーション断面を図 3(P280)に記す。図 3(P280)のような結果を基に、本研究の調査海域における特徴について、「男鹿半島沖・飛島沖」、「1983 年日本海中部地震震源域～酒田沖地震空白域」、「日本海盆」の 3海域に分けて、まとめる。
男鹿半島沖から飛島沖にかけては、男鹿半島北方沖及び南方沖において大陸棚が広がっているが、半島西方沖においては大陸棚が狭く、大陸棚斜面から急激に水深が 1000 m 近
くまで深くなる。男鹿半島南方沖から飛島沖にかけては、大陸棚の西側に飛島海盆や男鹿海盆といった小さい海盆を形成し、その更に西側には最上トラフが位置する。これらの海域では、男鹿半島周辺を中心に 1810 年文化男鹿の地震や 1939 年男鹿地震など過去 M7 クラスの地震が発生している 7) 。反射法地震探査によるイメージングの結果の一例を図 4 と5(P281)に示す。図 4(P281)は男鹿半島沖北方沖におけるイメージングの一例である。堆積270

層層厚は東側へ向かって厚くなり、最大 2 秒程度に達する。堆積層中には約 5 km 間隔で非対称な背斜が形成されており、基盤の変形とも対応している。背斜の上位は堆積物が不整合で覆い、背斜の頂部は浸食されている。褶曲・断層による堆積層中の変形は、大陸棚斜面においても生じており、背斜に沿って、地形が変化している。これらの背斜の多くは、大陸棚に形成されている背斜と同様で西傾斜の逆断層を伴って発達していて、基盤も背斜の形成に応じて変形している。ただし、西へ向かうほど圧縮変形した構造の発達は弱くなっていく。図 5(P281)は男鹿半島南方沖におけるイメージングの結果の一例であるが、飛島海盆において、往復走時 5 秒に達する非常に厚い堆積層が形成されていることが大きな特徴である。この海盆の中央部は褶曲や断層による変形は受けていないが、飛島海盆の縁に沿って、逆断層とそれに伴った非対称な背斜の発達が認められる。特に、飛島海盆の西縁は、東傾斜の逆断層を伴って形成された背斜の発達が認められ、海底地形にも凸状の構造として現れている。背斜より西側では非常に明瞭な基盤がイメージングされているが、背斜が形成されている領域から飛島海盆の海盆底までにかけて基盤のイメージが不鮮明となる。この背斜による地形の高まりについて、調査海域付近の海底地質図 8) では男鹿半島沖大陸棚から秋田平野にかけて発達している飛島―船川隆起帯と解釈されている。一方、飛島海盆の東縁の背斜も大陸棚へとつながっていくが、西縁と比較すると変形の発達は強くなく、飛島―船川隆起帯のように海底地形では明瞭に現れてはいない。飛島―船川隆起
帯をはさんで飛島海盆の西側には男鹿海盆が形成されているが、この海盆は飛島―船川隆
起帯と接している部分のみ厚く（約 1.5 s）、西へ向かうほど堆積層は層厚 1 s 以下で相対的に薄い。堆積層中は弱い圧縮変形を受け、基盤も変形しており、所々syn-rift または
pre-rift 時の反射面も認められるが、インバージョンテクトニクスが作用しているようには見えない。
1983 年日本海中部地震震源域は、男鹿半島沖から西津軽沖にかけて約 140 km にわたっており、本調査で実施した領域は震源域南側に位置する。本震は南側の震源域の中で決定されており、気象庁が決定した震源は測線 EMJS1109 下に位置する 9) 。図 6(P282)に日本海
中部地震震源域付近のイメージング結果の一例を示す。この結果を見ると、男鹿半島沖周辺で見られた強い圧縮変形を伴った構造は多く認められないものの、特徴的な変形構造として震源域の西端に位置する部分において東傾斜の逆断層を伴った非対称な背斜の発達が認められる（図 6 中の青矢印、P282）。日本海中部地震における余震の解析結果 10) 11) や
震源メカニズムの解析結果 12) は東傾斜の逆断層によって地震が引き起こされた結果を得ているが、図 6(P282)のイメージングと比較すると、震源域西端に位置する背斜の発達が日本海中部地震の主断層と関係している可能性がある。また、この背斜は NNW-SSE 方向に
走 向 を 持 つ 地 形 上 の 高 ま り と し て も 現 れ て お り 、 こ の 高 ま り は 図 6(P282) に 示 し た
EMJS1110 から昨年度実施した測線 EMJS1009 まで続いている。推定している余震分布 10) 11)
は北緯 40 度付近より北で殆ど発生しているが（図 6 の下左図、P282）、2000 年以降の気象庁一元化震源の結果をプロットすると、日本海中部地震の余震と思われる震源分布がきれ
いにこの背斜の地形に沿っている（図 6 の下右図、P282）。したがって、この高まりは日本海中部地震の震源域南側での運動とリンクしている可能性がある。一方、この背斜より東側の震源域の中においては、弱い圧縮変形した背斜の形成が認められるが、基盤の凹凸

271

と比べると堆積層内の圧縮変形は少ない。さらに、所々で syn-rift または pre-rift 時の構造も認められるが、インバージョンテクトニクスが作用している部分は昨年度実施した
い佐渡海嶺と比較すると非常に少ない。一方、日本海中部地震の震源域より南側は酒田沖
地震空白域 1) 2) があり、そのイメージング結果の例として図 7(P283)を示す。この領域においては、上述の日本海中部地震震源域の西端の背斜の地形付近では圧縮変形の発達が認められ、測線東端に位置する飛島―船川隆起帯では背斜と逆断層の発達が認められるが、その間においては堆積層中の圧縮変形の発達は弱く、インバージョンテクトニクスの作用も認められない。
日本海盆におけるイメージング結果の例を図 8(P284)に示す。海底地形は、西側へ進むほど深くなっていくが、堆積層の層厚も西側へ向かって厚くなっていく(最大往復走時約
1.5 s)。また、図 8 中(P284)の CMP23000～27000 付近（図 8 の青矢印、P284）では波長の長い背斜の発達が認められるが、この背斜より西側では圧縮変形を示唆するイメージは認められない。モホ面は往復走時 9 s 前後に明瞭にイメージされ、図の西側の方がより強い反射面として確認できる（図 8 の白矢印、P284）。さらに、海底地形や堆積層のイメージと比べると、非常に波長の長い波状にイメージされている。図 10(P286)に示されている
EMJS1110 の OBS による暫定的な P 波速度構造イメージを見ると、日本海盆において空間方向での速度構造の変化は顕著でないので、今後十分な検討が必要であるが、実際モホ面が波状のイメージとなっている可能性がある。また、このモホ面は、とても明瞭な反射面として同定できるが、昨年度・一昨年度実施した大和海盆では図 8(P284)ほど明瞭な反射面としてモホ面を同定することはできなかった。
以上の反射法地震探査の結果と後述する海底地震計による地殻構造イメージングの結果を比較すると、本調査海域で最も圧縮変形が多く発達している男鹿半島沖は上・中部地殻が相対的に厚い領域に位置し、その上･中部地殻は日本海中部地震震源域付近へ向かって薄くなっていく。そして、日本海中部地震震源域西縁で確認された背斜の近辺は海洋性
地殻と大陸性地殻の遷移域に位置する。また、日本海盆の中に発達している背斜は日本海盆のモホ面が陸へ向かって深くなり始める場所に位置し、モホ面が明瞭に確認できる領域
は海洋性地殻の構造となっている。
2) 海底地震計による屈折法・広角反射法地震探査
海底地震計（OBS）による屈折法・広角反射法地震探査は日本海盆南縁部から男鹿半島北方沖の大陸棚部に至る測線で実施した（図 1：測線 EMJS1110、P279）。この探査測線は1983 年日本海中部地震の震源域を横切り、測線長は約 283 km であり、MCS 探査測線と同一測線である。エアガン発振を記録した OBS データは、OBS 回収後に SEG-Y フォーマットに変換、編集し、測位データを追加した。得られた OBS データの例を図 8(P284)に示す。
OBS で得られたエアガン発震の記録では、堆積層や上・中部地殻、下部地殻、最上部マントルを通過した屈折波だけでなく、地殻内の反射面、地殻とマントルの境界面であるモホ面からの反射波も確認できる（図 9、P285）。日本海盆南縁部に設置した OBS10 の記録では、OBS の東南東側において初動が約 100 km まで確認できる。OBS の東南東側、西北西側
ともに、震央距離約 40 km から見かけ速度約 8.2 km/s の最上部マントルを通過した屈折波

272

（Pn）、震央距離約 30 km からモホ面からの反射波（PmP）が確認できる（図 9 上、P285）。
1983 年日本海中部地震震源域付近に設置した OBS40 の記録では、初動が西北西側で震央距
離約 80 km まで確認することができ、震央距離約 70 km から最上部マントルを通過した屈折波（Pn）、震央距離約 40 km からモホ面からの反射波（PmP）が確認できる（図 9 下、P285）。
一方東南東側では、初動は変化に富んでいる（図 9 下、P285）。
探 査測 線 上 の 日本 海 盆 南 縁部 か ら 男 鹿半 島 北 方 沖の 大 陸 棚 部に か け て の地 震 波 速 度 構造イメージを求めるために、OBS で記録された初動走時と反射波走時を読み取り、読み取
った初動走時を用いたトモグラフィックインバージョン 13)14) と 読み取った反射波走時を用いた走時マッピング法 15) を実施した。求められた暫定的な速度構造イメージ結果を図10(P286)に示す。本インバージョン実施時の初期モデルは、過去に秋田沖日本海東縁部で行われた屈折法・広角反射法地震探査で得られた地震波速度構造 16)17) を参考にし、堆積層構造のみ、前述の測線 EMJS1110 で実施した MCS 探査の結果を組み込んで作成した。トモグ
ラフィックインバージョンと走時マッピング法実施時の速度モデルのグリット間隔は水平方向、鉛直方向共に 200m である。
得られた速度構造イメージ結果から、日本海盆南縁部の地殻の厚さは約 9 km であり、この厚さは標準的な海洋性地殻 18) に類似し、2009、2010 年度の探査で得られた佐渡島北西沖、粟島沖の大和海盆の地殻の厚さよりも十分に薄くなっている（図 11、P287）。この日
本海盆南縁部の地殻は、水深 3,500 m 付近を境に厚くなり始める。地殻が厚くなり始める
部分は、先行研究 19) で指摘されている奥尻海嶺から松前海台の西縁にかけて南西方向に分布している活構造帯や MCS 探査の結果で示されている背斜部に対応している。この部分から陸域にいくにしたがって地殻は徐々に厚くなり、1983 年日本海中部地震の震源域付近では、地殻の厚さは約 19 km、モホ面は深さ約 21 km に位置している。さらに、この地震の震源域付近では、上・中部地殻、下部地殻共に P 波速度は周りと異なっている。震源域より陸側の大陸棚部では、先行研究 19) と MCS 探査の結果で示されている活構造帯に対応していると考えられる不均質な速度構造が存在し、一部は深さ約 10 km まで分布している。
2009 年度に実施した佐渡島北西沖の大和海盆から西会津地域に至る領域での海陸統合
地震探査、2010 年度の粟島沖の大和海盆から 1964 年新潟地震震源域にかけて実施した屈折法・広角反射法地震探査と 2011 年度に実施した本探査の 3 測線の結果の比較を行う。2009年度に実施した佐渡島北西沖の大和海盆から西会津地域に至る領域での海陸統合地震探査の結果では、佐渡島北西沖の大和海盆から白山瀬、北部富山トラフにかけての領域の地殻の厚さは、東北日本弧の地殻 20) よりも薄いが、標準的な海洋性地殻 18) よりは厚くなっている（図 11、P287）。これらの領域の MCS 探査の結果 21) では、上・中部地殻内に正断層が卓越し、またこれらの正断層は堆積層には到達していない。これらのことより、この領域では、約 3 Ma から現在の圧縮場による短縮変形を受けておらずに日本海拡大によってリフトした構造である海洋性地殻と大陸性地殻の遷移地殻が残存していると考えられる。一方、
北部富山トラフ東縁から佐渡海盆から越後平野、西会津地域にかけての領域では、逆断層を示すと考えられる地殻内の P 波速度の不均質を示す構造が上・中部地殻内で顕著になっている。陸上の探査結果 22) 23) では、逆断層が多く分布していることから、この領域では
約 3Ma から現在にかけての圧縮場による短縮変形によって、日本海拡大によって形成した

273

リフト構造が逆断層として再活動し、その結果、上・中部地殻内の逆断層の分布を示す P
波速度構造の不均質が顕著になったと考えられる。
2010 年度に実施した粟島沖の大和海盆から 1964 年新潟地震震源域にかけて実施した屈折法・広角反射法地震探査の結果では、粟島沖の大和海盆の地殻の厚さは佐渡島北西沖の
大和海盆と同様な厚さを持ち、P 波速度に関しても、粟島沖の大和海盆の下部地殻下部の P
波速度が速いことを除き、粟島沖と佐渡島北西沖の大和海盆の P 波速度分布は類似している（図 11、P287）。これらのことより、粟島沖の大和海盆の地殻構造は、佐渡島北西沖の
大和海盆と同様に海洋性地殻と大陸性地殻の遷移地殻が分布していると考えられる。また、MCS 探査の結果では、大和海盆上では正断層のみが発達していることから、この粟島沖の大和海盆においても日本海拡大によってリフトした構造が残存していると考えられる。また前述したように、粟島沖の海盆中央部では下部地殻下部の P 波速度は周りに比べ速くなっている特徴が示されており、マントル物質の付加の影響があることが推測される。一方、
佐渡海嶺から大陸棚部にかけての領域では、地殻は陸域にいくにしたがい厚くなり、大陸的な地殻構造に近づいている。大和海盆に比べ、上・中部地殻内の P 波速度の不均質が顕著になっている。MCS 探査の結果 24) では逆断層が卓越していることから、この不均質は短縮変形の影響を受けた構造を示していると考えられる。また 1964 年新潟地震震源域付近である粟島南方では、地殻構造はほぼ大陸的な構造になっており、上・中部地殻内の P 波速度の不均質は大きく、佐渡島から西会津地域にかけての変化と類似した特徴を持っていると推測される。
2011 年度に実施した屈折法・広角反射法地震探査の結果では、日本海盆南縁部の地殻は粟島沖、佐渡島北西沖の大和海盆の地殻よりも十分に薄く、海洋性地殻 18) に類似した構造を示している。この南縁部の地殻は水深 3,500 m 付近から地殻が厚くなり始めることから、
この水深から浅い水深部分では、大和海盆と同様な海洋性と大陸性の遷移地殻が分布していると考えられる。また、1983 年日本海中部地震の震源域は海洋性と大陸性の遷移地殻と大陸的な地殻構造の境界部に位置しており、日本海中部地震の震源域の構造は 1964 年新潟地震の震源域である粟島付近の構造の特徴と異なっている（図 11、P287）。
(d) 結論ならびに今後の課題
1) マルチチャンネル反射法地震探査による海域地殻構造探査
・1983 年日本海中部地震震源域から酒田沖地震空白域の領域を中心に、秋田沖大陸棚から日本海盆に至る海域において、深海調査研究船「かいれい」を用いてマルチチャンネル反射法地震探査を 11 測線実施した。
・男鹿半島沖・飛島沖では、大陸棚や飛島海盆において厚い堆積層を形成しており、特に飛島海盆においては往復走時約 5 s に達する。男鹿半島北方沖は、西傾斜の逆断層を伴った背斜の形成が大陸棚から大陸棚斜面において形成され、男鹿半島南方沖から飛島沖においては、飛島－船川隆起帯に対応する東傾斜の逆断層を伴った背斜が認められる。
・1983 年日本海中部地震震源域付近は、男鹿半島沖と比較すると圧縮変形した構造発達はそれほど顕著ではないが、震源域西縁においては東傾斜の逆断層を伴った背斜の発達が認
め ら れ る 。 こ の 構 造 は 、 海 底 地 形 に も 現 れ て お り 、 測 線 EMJS1110 か ら 昨 年 度 実 施 し た

274

EMJS1009 まで認められ、地形上にも現れている。酒田沖地震空白域においては、日本海中部地震震源域西縁に発達する背斜や測線東縁に位置する飛島海盆付近では圧縮変形した構造発達が認められるが、その間では圧縮変形の発達は顕著でない。
・日本海盆は、日本海盆東縁で波長の長い背斜が全体的には圧縮応力場による変形の発達が認められるが、測線の西端部では圧縮変形を示唆するイメージは認められない。モホ面
は往復走時 9s 前後で明瞭にイメージされ、測線西側の方でより強振幅の反射面として確認できる。
2) 海底地震計による屈折法・広角反射法地震探査
・日本海盆南縁部から 1983 年日本海中部地震震源域を横断し、男鹿半島北方沖の大陸棚部において海底地震計 55 台を用いた屈折法・広角反射法地震探査を実施し、地震波速度構造
イメージを求めた。
・暫定的であるが、地殻の厚さは日本海盆南縁部では約 9 km、地殻は水深約 3,500 m 付近
から徐々に厚くなり始める。1983 年日本海中部地震震源域付近では、地殻の厚さは約 19 km、モホ面は深さ約 21 km に位置している。更に震源域下の P 波速度は震源域の周りと比べて異なっている。陸側の大陸棚部では地質構造と対応して、一部では深さ約 10 km まで速度
構造が大きく変化している。
・佐渡島北西沖及び粟島沖の大和海盆の地殻は、日本海拡大による大陸リフティングによって形成した海洋性地殻と大陸性地殻の遷移地殻が分布し、この領域では短縮変形は確認できていない。佐渡島及び佐渡海嶺から陸域にかけての日本海東縁沿岸部を含む領域では、地殻は大陸的な構造となり、堆積層を含めた上・中部地殻内では短縮変形の影響と考えられる不均質構造が顕著である。1964 年新潟地震は、地殻構造が大陸的で、上・中部地殻が大きく変形している領域で発生している。一方、秋田沖では、遷移地殻と大陸的な構造の境界部で変形が発達し、この境界部で 1983 年日本海中部地震が発生している．
・今後は、この日本海盆南縁部から 1983 年日本海中部地震震源域を横断し、男鹿半島北方沖にかけての暫定的な結果を基に初期モデルを再度構築し、初動走時を用いたトモグラフ
ィックインバージョン、反射波走時を用いた走時マッピング法を行い、より詳細な速度構
造分布（特に下部地殻）を求める。
・来年度の取得予定の西津軽沖の屈折法・広角反射法地震探査データより速度構造を求め、2009 年から 2011 年まで実施した探査データから得られた速度構造を併せて、日本海拡大から現在にかけての変形を受けている日本海東縁の P 波速度構造の特徴をまとめ、ひずみ集中帯との関係を議論する。
(e) 引用文献
1) Ohtake, M., A seismic gap in the eastern margin of the Japan Sea as inferred fromthe time-space distribution of past seismicity, The Island Arc, 4, 156-165, 1995.
2) 大竹政和・平朝彦・太田陽子（編），日本海東縁の活断層と地震テクトニクス，東京大学出版会，201pp.，2002.
3) Hirose, F., K. Miyaoka, N. Hayashimoto, T. Yamazaki, and M. Nakamura, Outline of
the 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake (Mw 9.0) —Seismicity: foreshocks,

275mainshock, aftershocks, and induced activity—, Earth Planets Space, 63, 513–518,
2011.
4) 篠原雅尚・末広潔・松田滋夫・小沢和夫，DAT レコーダーを用いたディジタル大容量海底地震計, 海洋調査技術, 5, 21-31, 1993.
5) 金沢敏彦・塩原肇, 多点・高密度観測に適した海底地震計の開発，地球惑星科学関連学会 1994 年合同大会予稿集，2, 240, I11-282，1994.
6) 林田政和・浜本文隆・田中喜年・松本正純, 大東海嶺群における精密地殻構造調査，海洋情報部技報，23, 240, 33-45，2005.
7) 地震予知総合研究振興会, 近世以降の地震活動に関する観測記録等の収集と解析, ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究（平成 22 年度）成果報告書，文部科学省研究開発局・
独立行政法人防災科学技術研究所, 365-374, 2011.
8) 岡村行信・森尻理恵・佐藤幹夫，海洋地質図 48 秋田西方海底地質図説明書，地質調査所，36pp.，1996.
9) 気象庁，昭和 58 年(1983 年)日本海中部地震の概要，気象庁技術報告, 106, 6-45, 1984.
10) Urabe, T., K. Suyehiro, T. Iwasaki, N. Hirata, T. Kanazawa, A. Nishizawa, and
H. Shimamura, After distribution of the 1983 Japan Sea Earthquake as determined fromhelicopter-dispatched OBS observation, J. Phys. Earth, 33, 133-147, 1985.
11) 海野徳仁・長谷川昭・小原一成・松沢暢・清水洋・高木章雄・田中和夫・小菅正裕, 1983
年日本海中部地震の前震と余震の震源分布, 地震２, 38, 399-410, 1985.
12) Satake, K, The mechanism of the 1983 Japan Sea earthquake as inferred fromlong-period surface waves and tsunamis, Phys. Earth Planet. Inter., 37, 249-260,
1985.
13) Zhang, J., and M. N. Toksöz, Nonlinear refraction traveltime tomography,
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14) Zhang, J., U. S. t. Brink, and M. N. Toksöz, Nonlinear refraction and reflection
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15) Fujie, G., A. Ito, S. Kodaira, N. Takahashi, and Y. Kaneda, Confirming sharpbending of the Pacific plate in the northern Japan trench subduction zone by applying
a traveltime mapping method, Phys. Earth Planet. Inter., 157, 72-85, 2006.
16) Nishizawa, A., and A. Asada, Deep crustal structure off Akita, eastern marginof the Japan Sea, deduced from ocean bottom seismographic measurements, Tectonophys.,306, 199-216, 1999.
17) 西坂弘正・篠原雅尚・佐藤利典・日野亮太・望月公廣・笠原順三，海底地震計と制御震源を用いた北部大和海盆,秋田沖日本海東縁部海陸境界域の地震波速度構造, 地震2, 54,
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18) White, R.S., D. McKenzie, and R.K. O'Nions, Oceanic crustal thickness fromseismic measurements and rare earth element inversions, J. Geophys. Res., 97,
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19) 岡村行信・倉本真一・佐藤幹夫, 日本海東縁海域の活構造及びその地震との関係, 地276

質調査所月報, 49, 1-18, 1998.
20) Iwasaki, T., W. Kato, T. Moriya, A. Hasemi, N. Umino, T. Okada, K. Miyashita,
T. Mizogami, T. Takeda, S. Sekine, T. Matsushima, K. Tashiro, and H. Miyamachi,
Extensional

structureinnorthern

Hoshu

Arc

as

inferredfromseismic

refraction/wide-angle reflection profiling, Geophys. Res. Lett., 28, 2329-2332,
2001.
21) 野徹雄・佐藤壮・高橋成実・小平秀一・金田義行, 反射法地震探査から見る富山トラ
フ～大和海盆の地殻構造, 日本地球惑星科学連合 2010 年大会予稿集, SCG062-05, 2010.
22) 佐 藤 比 呂 志 ・ 岩 崎 貴 哉 ・ 蔵 下 英 司 ・ 加 藤 直 子 , 反 射 法 ・ 屈 折 法 に よ る 地 殻 構 造 調 査（2-1）会津－佐渡測線地殻構造探査, ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究（平成 21 年度）成果報告書，文部科学省研究開発局・独立行政法人防災科学技術研究所, 181-227, 2010.
23) 石山達也・佐藤比呂志・加藤直子・豊島剛志・戸田茂, 反射法・屈折法による地殻構
造調査(2-3)佐渡島・国中南断層帯の浅層反射法地震探査, ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究（平成 21 年度）成果報告書，文部科学省研究開発局・独立行政法人防災科学技術研究所, 231-235, 2010.
24) 野徹雄・佐藤壮・高橋成実・小平秀一・金田義行, 反射法地震探査による 1964 年新潟地震震源域付近～大和海盆における地殻構造, 日本地球惑星科学連合 2011 年大会予稿集,
SCG088-01, 2011.
25) 気象庁，地震年報（The Annual Seismological Bulletin of Japan for 2009），21，
2011.
26) 岡村行信，日本海東縁の地質構造と震源断層との関係，地質学雑誌, 116, 11, 582-591，
2010.
(f) 成果の論文発表・口頭発表等
著者

題名

発表先

発表年月日

佐藤壮，野徹雄，高橋

屈折法・広角反射法探査による新日本地球惑星平成 23 年 5

成実，小平秀一，金田

潟県粟島沖・1964 年新潟地震震源

科 学 連 合 2011 月 27 日

義行

域の地震波速度構造年大会

野徹雄，佐藤壮，高橋

反射法地震探査による 1964 年新日本地球惑星成実，小平秀一，金田潟地震震源域付近～大和海盆に科 学 連 合 2011 月 27 日

義行

おける地殻構造年大会

野徹雄

今夏の JAMSTEC による日本海東縁

本州中部の地

平成 23 年 8

ひずみ集中帯の地震探査航海速殻構造と震源月 30 日報

断層モデル

佐藤壮，野徹雄，高橋

地震探査による日本海東縁部能2011 年 日 本 地

平成 23 年 10

成実，小平秀一，金田

登半島沖～酒田沖の地殻構造変

震学会秋季大月 13 日

義行

化

会

277

平成 23 年 5Tetsuo No, Takeshi

Seismic imaging of a plate

Sato, Narumi

boundary in the eastern margin Meeting 2011

Takahashi, Shuichi

of the Japan Sea

AGU

Fall 平成 23 年 12月9日

Kodaira, Yoshiyuki
Kaneda,野徹雄，佐藤壮，高橋「ひずみ集中帯の重点的調査観

成実，小平秀一，金田

測・研究」による 1983 年日本海義行

中部地震震源域付近～酒田沖地

Blue Earth '12 平成 24 年 2月 23 日震空白域における地殻構造探査
佐藤壮，野徹雄，高橋

屈折法・広角反射法地震探査によ成実，小平秀一，金田

る日本海盆～日本海東縁部・秋田義行

県北部沖の地震波速度構造

野徹雄，佐藤壮，高橋

JAMSTEC による「ひずみ集中帯のひずみ集中帯平成 24 年 3

成実，小平秀一，金田

重点的調査観測研究」における海地殻構造委員

月 22 日義行

域地殻構造探査研究会

Blue Earth '12 平成 24 年 2月 23 日g) 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(3)

平成２４年度業務計画案

平成 24 年度は、西津軽沖を中心とした海域で深海調査研究船「かいれい」を用いて、マルチチャンネル反射法地震探査と海底地震計による屈折法・広角反射法地震探査を行う
予定である（図 12、P288）。取得されたデータを処理・解析作業を行い、庄内沖～秋田沖の海域における反射法イメージングと速度構造を把握する。
調査予定海域においては、予定海域南側では 1983 年日本海中部地震（M J 7.7）が発生し、予定海域北側では 1993 年北海道南西沖地震（M J 7.8）が発生し、日本海において過去 100
年間で最も大きい地震が発生している海域での調査となる。また、これらの巨大地震の間は地震空白域となっているという指摘もある 2) 。
来年度得られた調査結果とこれまで 3 か年で得られた調査結果、更に過去に同じ調査海域で実施された他機関の先行調査研究の結果を加え、日本海東縁全体の地殻構造と変形構造の発達を統合的に理解し、ひずみ集中帯の形成との関係についてまとめる。

278

図1

[右図]本研究の調査海域図。赤線がマルチチャンネル反射法地震探査測線、青線がOBS 探査測線、○印が海底地震計設置点。TB が飛島海盆、OB が男鹿海盆、TF が飛島－船川隆起帯。[左図] 気象庁一元化震源と地震年報 25) による日本海東縁の震源分布図（●印、
深さ：0～50 km、期間：1923～2011 年、マグニチュード：M J ＞3）と日本海東縁ひずみ集中帯の分布 26) （灰色）。

図2

本研究で用いた海洋研究開発機構深海調査研究船「かいれい」のマルチチャンネル

反射法地震探査システムと本研究における主なデータ取得仕様。

279

図 3 本研究で得られた測線 EMJS1003 における時間マイグレーション断面。

280

図4

測線 EMJS1110 における男鹿半島北方沖における時間マイグレーション断面。

図5

測線 EMJS1105 における男鹿半島南方沖における時間マイグレーション断面。

281

図6

（上図）測線 EMJS1110 における 1983 年日本海中部地震震震源域付近の時間マイグ

レーション断面。青矢印は震源域西縁に発達している背斜。（下左図）調査測線図と海野・他（1985）による 1983 年日本海中部地震の余震分布 11) の関係。橙線が上図の範囲。（下右図）調査測線図と気象庁一元化震源及び地震年報 23) に収録されているデータによる震源分布図（深さ：0～50 km、期間：2000～2011 年、マグニチュード：M J ＞1）の関係。

282

図 7 測線 EMJS1004 における酒田沖地震空白域付近の時間マイグレーション断面。

283

図 8 測線 EMJS1110 における日本海盆の時間マイグレーション断面。

284

図9

OBS10（上）と 40（下）の観測記録。横軸は震央距離、縦軸は 8 km/s で補正した走

時を示す。

285

図 10 日本海盆南縁部～男鹿半島北方沖の大陸棚部（測線 EMJS1110）の暫定的な P 波速度構造イメージ。

286

図 11

日本海盆南縁部～男鹿半島北方沖の暫定的な P 波速度構造イメージ（上）、粟島沖の大和海盆～粟島南方沖大陸棚部（中）と佐渡島北西沖の大和海盆～佐渡島～西会津地域の P 波速度構造イメージ（下）。黒線は正断層、白線は逆断層と推測できるものを示す。

287

図 12

平成 24 年度に実施予定の地震探査予定測線図。黒太線が反射法地震探査予定測線、○が海底地震計設置予定点、細線が本プロジェクトにおいてこれまで実施した地震探査実
施測線、●が平成 21～22 年度に海底地震計を設置した地点。●が 気象庁一元化震源及び地震年報 25) に収録されているデータによる日本海東縁の震源分布図（深さ：0～50 km、期間：2000～2011 年、マグニチュード：M J ＞1）、★が 1983 年日本海中部地震の本震、★が1993 年北海道南西沖地震の本震。

288