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・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・208(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(f) 参考文献(2)

平成２３年度の成果・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・211(2-1)

六日町－直江津測線地殻構造探査・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・211(a) 業務の要約(b) 業務の実施方法及び成果
1) 調査地域の地質概要と調査測線
2) データ取得
3) データ解析
4) 地質学的解釈(c) 結論ならびに今後の課題(d) 引用文献(e) 成果の論文発表・口頭発表等(f) 特許出願，ソフトウエア開発，仕様・標準等の策定(2-2)

高田平野における高分解能反射法地震探査・・・・・・・・・・・・・・・・255(a) 業務の要約(b) 業務の実施方法(c) 業務の成果(d) 結論ならびに今後の課題(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(2-3)

鳥越断層の浅層反射法地震探査・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・261
206

(a) 業務の要約(b) 業務の実施方法及び成果(c) 結論ならびに今後の課題(d) 引用文献(e) 成果の論文発表・口頭発表等(f) 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・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・265

207

(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
国立大学法人東京大学地震研究所

役職

氏名

教授

佐藤 比呂志

同

教授

岩崎 貴哉

同

助教

石山 達也

同

助教

蔵下 英司

特任研究員
技術職員
教授
教授
グループリ
ーダー
教授
教授

加藤 直子
坂 守
今泉 俊文
吉田 武義
小平 秀一

講師
准教授

小林 健太
石川 正弘

准教授
准教授
准教授
教授
助教
研究員

工藤 健
越谷 信
戸田 茂
山田 泰広
武藤 潤
Anne D. van
Horne

同
同
国立大学法人東北大学理学研究科
同
独立行政法人海洋研究開発機構
学校法人帝京平成大学現代ライフ学部
国立大学法人新潟大学大学院自然科学研究科
国立大学法人新潟大学地質科学科
国立大学法人横浜国立大学大学院環境情報研究院
学校法人中部大学工学部理学教室
国立大学法人岩手大学工学部
国立大学法人愛知教育大学教育学部
国立大学法人京都大学工学研究科
国立大学法人東北大学理学研究科
米国ワイオミング大学地質・物理学教室

メールアドレス

伊藤 谷生
豊島 剛志

(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、更には地震発生のメカニズムを解明していく上で重要である。このためには活褶曲・活断層等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、地震発生層に至る深度までの情報を基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208

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幾つかの測線を設定し、反射法・屈折法などの地震波を利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基に、最も妥当な震源断層の三次元形状を推定する。
(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：三条-弥彦沖の 55 km 区間について、海陸統合地下構造探査を行い、特に 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した。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基に地質断面図を作成した。
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 300 km 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った。測線周辺の地質データをもとに地質断面図を作成した。佐渡島国中平野南縁の活断層については高分解能反射法地震探査を実施した。
3) 平成２２年度：東山から三島を経て日本海に至る 70 km の区間について、海陸統合地殻構造探査を実施し、周辺の地質データを基に地質断面図を作成した。また、東山丘陵西縁の活断層である悠久山断層を横切る高分解能反射法地震探査を実施した。

209

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 。 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。

4) 平成２３年度：六 日 町 - 直 江 津 沖 の 約 7 0 k m の 区 間 に つ い て 、 海 陸 統 合 地 下
構 造 探 査 を 行 い 、 深 さ 約 15 km ま で の 地 殻 構 造 を 推 定 す る と と も に 、 六 日 町
断層帯・十日町断層帯・高田平野東縁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 。高 田 平 野 東 縁 断 層 ・鳥越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。
5) 平成２４年度：長 野 県 飯 山 か ら 小 谷 の 約 6 0 k m の 区 間 に つ い て 、 地 下 構 造 探
査 を 行 い 、 深 さ 約 15 km ま で の 地 殻 構 造 を 推 定 す る と と も に 、 信 濃 川 断 層 帯
な ど の 活 断 層 と 糸 魚 川 - 静 岡 構 造 線 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。月岡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。
(e) 平成２３年度業務目的

210

六日町-直江津沖の約 70 km の区間について、海陸統合地下構造探査を行い、深さ約 15 kmまでの地殻構造を推定するとともに、六日町断層帯・十日町断層帯・高田平野東縁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。
高田平野東縁断層・鳥越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。
(f) 参考文献
1) Kisimoto, K.：Combined bathymetric and topographic mesh data: Japan 250 m grd,
GSJ Open-file Report #353.，2000．
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.
(2)
(2-1)

平成２３年度の成果
六日町-直江津沖測線地殻構造探査

佐藤比呂志・岩崎貴哉・石山達也・加藤直子（東京大学地震研究所）(a) 業務の要約
六日町から魚沼丘陵・十日町を経て、東頸城丘陵を横断し、高田平野から直江津沖に至る全長 70 km の区間について、海陸統合地殻構造探査を行い、地殻上部の速度構造、反射法地震探査断面を得た。孔井資料を含む地質情報を基に断層の形状を含む地質断面図を作成した。魚沼丘陵東縁の六日町断層は、浅部では西傾斜の高角度で、5 km 以深で低角化する。東頸城丘陵の中央部には、5 km 以深で中角度の西傾斜の逆断層が位置し、寺泊層中で低角度のデタッチメント断層となり丘陵東部の短縮変形を形成する。その東端が十日町盆
地西縁断層帯となる。海域資料等によれば、直江津沖から東頸城丘陵西部には東傾斜の衝上断層が形成されており、反射法断面ではこの断層に付随する直江津沖の西傾斜の伏在活断層が明らかになった。
(b) 業務の実施方法及び成果
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。リフト期に形成された正断層はその後の短縮変形によって逆断層として再活動し、褶曲-断層帯を形成している。この地域で震源断層モデルを構築するためには、これらの堆積層より下の構造についても明らかにする探査の必要がある。中越地域の震源断層の新潟方向と呼ばれる NNE 方向の伸びについては、これとほぼ直交する
方向の横断断層によって強い構造規制を受けていることが、これまでの探査で明らかになってきた。2007 年中越沖地震震源域の構造は、2010 年の三島-東山測線によって代表させることができる。2004 年中越地震（M6.8）の震源域については、地下の震源断層の形状は211

地震観測から明らかになっているため、南方隣接域に測線を設定した。探査においては予算的な制約から稠密発震は困難であり、浅部の詳細な構造と併せて地下深部の構造を理解するために、昭和 62 年度国内石油・天然ガス基礎調査 陸上基礎物理探鉱「頸城～田麦山
地域」 1) の測線と重ねて設定した。
平成 23 年度には、2004 年中越地震（M6.8）震源域の南方隣接地域である魚沼丘陵から
東頸城丘陵をほぼ東西に横切る長さ 70 km の測線を設定した（図 1、P232）。この地域は、地形的な特徴によって東から越後山脈、六日町盆地、魚沼丘陵、十日町盆地、東頸城丘陵、
高田平野、直江津沖の区間に区分される。
測線東方延長の越後山脈には、構造区未定のぺルム系、足尾帯のジュラ紀付加体、後期白亜紀から古第三紀に貫入した花崗岩類から構成される 2、 3) (図 2、P233)。ペルム系は泥岩を基質として多種にわたる岩塊を含む混在岩、砂岩泥岩互層からなる。足尾帯のジュラ紀付加体コンプレックスは、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・緑色岩のブロックを含む。また、これらを不整合で覆って新第三系下部の火山砕屑岩・堆積岩が分布する。測線延長に分布する魚野川以東の越後山脈には下部新第三系の場
内層群が分布する 3, 4) 。城内層群は中性～苦鉄質の火山岩・火山砕屑岩、これらを覆う礫岩などからなる。礫岩層中の泥岩からは台島型植物群を産する。構造はおおむね緩傾斜で、北西に傾斜する。層厚は 1000～2000 m 程度で、リフト期の堆積物と推定される。
六日町盆地は東の越後山脈と西の魚沼丘陵の間に形成された盆地である。盆地の西縁、魚沼丘陵との間には、六日町断層帯 5) が分布する。魚沼丘陵は NNE-SSW 走向の東翼急傾斜、
西翼緩傾斜の非対称褶曲をなす。背斜軸跡は、丘陵の西部に位置し、軸部には七谷層に対比される中部中新統（上野層）が分布し、ほぼ整合で中新統～鮮新・更新統が分布する 4) 。
鮮新・更新統の魚沼層より下位の諸層は、おおむね海成層であるが新潟堆積盆地の中央部に比べ粗粒である。椎谷階に属する一村尾層は、主として安山岩噴出物から構成されている 4) 。魚沼丘陵の東縁を規制する六日町断層 5) は、西側隆起の逆断層で、構造探査測線が横断する五日町付近では、沖積面の変位から 0.8-1.0 m/千年という平均変位速度が推定されている 6) 。
魚沼丘陵の西翼は 10～20 度の緩傾斜を示し、十日町盆地との境界部には 20 km の断層長を有する十日町盆地東縁断層帯 7) が分布する。また、十日町盆地の西縁には 33 km の断層長を有する十日町盆地西縁断層帯が位置する 7) 。これらの断層はいずれも、魚沼層の分布域に形成された断層であり、東縁断層帯の平均上下変位速度は 0.2～0.4 m/千年 7,8) 、西縁断層帯の平均上下変位速度は 1 m/千年と推定されている 9) 。
東頸城丘陵は、NNE-SSW 方向に卓越した軸跡を有する波長 5～10 km 程度の褶曲構造が卓越する（図 2、P233）。地表には椎谷階から魚沼層までの諸層が分布する。石油地質関係では新潟平野の標準層序によって対比されているが、地質調査所では地域ごとの層序区分を行っている 4, 10, 11, 12,13) 。ここでは、地下地質については、新潟の標準層序に従い、地表
地質との対比においては、新潟県（2000）2) 等の対比を参考にした。東頸城丘陵には、6 kmを越える厚い新第三系が分布することが基礎試錐 14) 等によって明らかにされている。基礎
試錐「東頸城」では、6 km の最深部で七谷層の泥岩まで掘削している。

212

東頸城丘陵の米山は、約 3 Ma の安山岩質の海底火山から構成され、その周辺では NNE
方向の軸跡を示す背斜を成し、軸部には椎谷階の小萱層が分布する。測線上では黒石背斜に連続するが、新潟堆積盆地内では構造的な高まりを成す。この複背斜は半波長 12 km 程
度の高まりを成すが、その東部には波長 5～7 km 程度の NNE-SSW 方向の褶曲を形成する。
褶曲には魚沼層も参加し、向斜軸部には魚沼層が分布する。特に石黒背斜の東翼は急傾斜を成し、東側に隣接する桐山背斜は 40 度から 80 度までの両翼急傾斜の形状を示す。
東頸城丘陵の西方には、高田平野が広がる。基礎試錐「高田平野」 15) によれば、椎谷層は深さ 300 m から存在し、魚沼層は僅か 260 m の層厚となっている。海岸線付近は、背斜構造を成し、頸城油田として開発されてきた。この西方には、難波山背斜の延長部である
背斜が位置し、その東翼には直江津沖北方の断層が位置する 16, 17) 。
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等を目的として、石油資源開発(株)の協力を得て実施した「海陸境界域調査研究班(六日町-直江津測線)」による実験データ取得と共同して実施されたものである。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。また、石油資源開発(株)は長年に亘る探鉱・生産活動を通じて本調査地域周辺について未公表の坑井データを含む豊富なデータと知見を有している。
本調査の地質構造解釈に当たっては、同社の協力を得て一部作業を共同して行った。データ使用を許可頂いた石油資源開発(株)及び(株)地球科学総合研究所に謝意を表す。また、データ取得に当たっては、新潟県防災局防災企画課、同農林水産部水産課、新潟県漁連、上越市及び南魚沼市等の他、沿線住民の皆さまのご協力を得た。記して謝意を表す。なお
石油資源開発（株）のご厚意により同社が関係する共同作業に関して国際石油開発帝石（株）
からの協力も得られることとなった。本件に関し両社への謝意を表す。

2) データ取得a) 調査測線
本調査測線は、新潟県南部の海域と陸域に跨る西微北-東微南方向の全長 74 km（受振測
線長 64 km、発震測線長 74 km）であり、下記の海域測線 19km および陸域測線 55 km から構成される。（図 1、P232）。
ⅰ) 海域区間
新潟県上越市大潟区上小船津浜の海岸を基点とする N80°W 方向約 19 km の直線区間。この内、海岸から約 9 km 区間について海底敷設型受振ケーブルを設置し、ケーブル敷設区間
及び延長線上でエアガン発震作業を行った。
ⅱ) 陸域区間
新潟県上越市大潟区上小船津浜の海岸を基点として、上越市旧大潟町及び同市旧吉川町
を経て高田平野北部を横断し、上越市旧吉川町、同市旧大島村、柏崎市旧高柳町を経て東頸城丘陵を横断して十日町市に至り、信濃川を越えて十日町盆地を横断し、魚沼丘陵を越えて南魚沼市鰕島の魚野川西岸に至る西微北-東微南方向の約 55 km 区間、陸域の全区間に213

ついて、独立型受振システムによる受振測線を設置し、バイブロサイス及び大薬量発破による発震作業を行った。尚、陸域測線のうち、海岸付近から十日町市中条丁付近までの約48km 区間については、本調査測線とほぼ同じ位置で石油公団（現：独立行政法人石油天然
ガス・金属鉱物資源機構）による反射法地震探査（昭和 62 年度国内石油・天然ガス基礎調
査 陸上基礎物理探鉱「頸城～田麦山地域」） 1) が実施されている。本調査では、後述する
ように、同調査の既存記録を利用することを前提として測線設定及び調査仕様設定を行った。
上記各区間の受振展開仕様を以下に一覧で示す。
表1
展開区間
測線長 *
受振器

受振器/点
探鉱機
受振点間隔
受振点数

受振展開仕様一覧

海上区間
8.75 km
ハイドロフォン
SH001(3 Hz)
三成分加速度計DSU428Single Sensor（四成分）
海底敷設ケーブル
SeaRay (Sercel Inc.)
25 m
350

陸上区間
55 km
ジオフォン
SM7 / SM24(10 Hz)

3 個組または 9 個組
独立型受振システム
MS2000D (㈱ 地 球 科 学 総 合 研 究 所 )
50 m
1123

*)陸上の測線長は投影測線上の距離を表す

b) 調査概要
現地調査は平成 23 年 8 月 15 から同年 9 月 3 日にかけて実施した。なお、測量作業はこれより先行して同年 8 月 8 日から 8 月 30 日にかけて実施した。
ⅰ) 受振器設置
陸上受振区間では、主として路肩、河川敷及び堤防道路に沿って受振点を設定した（図3、P234）。各レコーダにつき 6 ch 分の受振点を割り当て、レコーダ設置予定点を中心とす
る測線方向 250 m 区間内に 50 m 間隔で打設した木杭の位置に受振器を設置した。合計 191
台の独立型レコーダを使用し、投影測線上 55 km 区間に対して 1123 点の受振点を設置した。
海底敷設ケーブル（Ocean Bottom Cable、以下 OBC）は、新潟県上越市大潟区上小船津浜の海岸を基点とする N80°W 方向の 8.75km 区間に亘って敷設した（図 4、P234）。設置作業は、小型航法システムを備えたケーブル敷設作業船（第 18 海工丸、174 t）を使用した。
予め設定された測線位置に作業船を誘導してケーブルを投下し、予定測線に沿って直線状に敷設した。ただし、海岸から約 500 m までの区間については、小型漁船を用いて敷設した。
ⅱ) バイブレータ発震（図 5、P235）
陸域測線の全域においてバイブレータによる反射法発震作業を実施した。発震点間隔に214

ついては、既存調査（石油公団「頚城-田麦山測線」）の記録を利用することを前提として、
既存データが利用可能な区間については、深部地殻構造探査の標準的な発震間隔である
150 m に対してやや広げて 250 m 間隔とし、既存データが利用できない区間については 150
m 間隔を標準とした。これらの結果、陸域投影測線上約 55 km 区間に対して計 223 点の反射法発震記録が取得された。また、計 7 点について、1 点につき 100 スィープを標準とす
る集中発震を実施し、屈折法及び広角反射法データを取得した。作業時間は、集中発震については夜間とし、稠密反射法発震については原則として日中作業とした。
各発震作業で使用した受振展開は以下の通りである。
反射法発震…………… 原則として片側展開長 15 km 以上
集中発震……………… 全受振点による固定展開（OBC を含む）
スィープ周波数は、対象が深度 6000 m 以上の深部に及ぶことを考慮し、低周波数帯の発震エネルギーを確保する観点から、6～40 Hz（反射法発震）及び 6～30 Hz（集中発震）とした。
ⅲ) エアガン発震
OBC 敷設測線上 9 km 区間及び延長線上 10 km の計 19 km 区間においてエアガン発震作業を実施した（図 6、P235）。エアガン発震に対する受振展開は、全ての陸上受振点及び OBC
による固定展開とした。エアガン震源は、相互干渉型エアガン(総容量 3020cu.in.,圧力2000 psi)であり、総トン数 1292 t の海洋調査船「かいゆう」に航測システムと共に艤装した。
反射法発震作業では、発震深度は 8 m とし、全長約 19 km の海上測線の内、水深の浅い
海岸から約 1.3 km（水深約 14 m）の区間を除く 17.9km 区間について 25 m 間隔で発震を実施（50 m 間隔の発震を 2 回実施）した。さらに、海岸から 1.3 km 区間の発震欠落部分を補うため、海岸から約 900 m のライン（水深約 13 m）に沿って海岸と平行に追加発震測線を設定し、1.5 km 区間について 50 m 間隔で発震を行った。これらの結果、海域投影測線
上約 19 km 区間に対して計 747 点の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、OBC 敷設測線上及び延長線上において発震点間隔を 5km として計 4 点について実施した。それぞれの予定発震点を中心とする測線直交方向の 1
km 区間を発震測線として設定し、同測線を発震船が複数回航行して多数の発震を行い、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 40 Hz 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 16.0 m とした。
ⅳ) 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記録は、以下の計 2 点で取得した（図 7、P235）。
SP-6D…新潟県上越市吉川区山方字柿ノ切 1337 番地
発震薬量：100 kg、坑底深度：35.15 m、薬頭深度：25.20 m
発震時刻：平成 23 年 8 月 25 日午前 00 時 02 分 10.603 秒

215

SP-11D…新潟県十日町市坪山 912 番 1
発震薬量：100 kg、坑底深度：35.10 m、薬頭深度：25.20 m
発震時刻：平成 23 年 8 月 24 日午前 03 時 32 分 10.735 秒
発震制御は、発震側及びレコーディング側の双方に高精度 GPS 刻時装置を用いた時刻発破方式とし、受振展開は全受振展開による固定展開とした。
c) 調査仕様ⅰ) 反射法調査仕様
表2

反射法データ取得仕様一覧

発震区間
発震区間長
受振区間

海上発震区間19 km
海底敷設ケーブル及び陸上展開全
域

受振区間長
震源

64 km（投影測線上）
大型エアガン
BOLT 1500LL + 1900LLX
3020 cu.in./2000 psi

陸上発震区間55 km（投影測線上）
海底敷設ケーブル及び陸上展開
ただし、原則として片側展開長 15 ㎞
以上
64 km（投影測線上）
大型バイブレータ 4 台
IVI Y2400, HEMI
-

8 m
25 m
747 点
1473
4 ms
12 s （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ）連続観測 （ 独 立 型 受 振 シ ス テ ム ）0-12 dB 可変 （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ）31 dB （ 陸 上 独 立 型 受 振 シ ス テ ム ）Linear Phase

20s
6～40 Hz
12 回（標準）
150～250 m
223 点
1473
4 ms
32 s （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ） (*)相 互 相 関 前
連続観測 （ 独 立 型 受 振 シ ス テ ム ）12 dB （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ）31 dB （ 陸 上 独 立 型 受 振 シ ス テ ム ）Linear Phase-

Correlation After Stack
W=4.0 sec, alpha=3.0

エアガン容量及び圧力
エアガン発震深度
スィープ長スィープ周波数
スィープ回数
発震点間隔
総発震点数
最大チャンネル数
サンプルレート
記録長
プリアンプゲイン
デシメーション
フィルタ
相互相関
Diversity Edit
パラメータⅱ) 屈折法及び広角反射法調査仕様
表3
発震区間
震源
受振区間
受振区間長
エアガン容量及び圧力
発震深度

屈折法及び広角反射法データ取得仕様一覧

海上発震区間大型エアガン
BOLT 1500LL + 1900LLX
・海底敷設ケーブル・陸上展開（全域）64 km（投影測線上）
3020 cu.in./2000 psi

陸上発震区間大型バイブレータ 4 台
IVI Y2400, HEMI
・海底敷設ケーブル・陸上展開（全域）64 km（投影測線上）-

ダイナマイト
薬量 100kg
・海底敷設ケーブル・陸上展開（全域）64 km（投影測線上）
-

16 m

-

35 m(坑底)、25 m(薬頭)216スィープ長スィープ周波数
スタック回数
発震点間隔
発震点数
チャンネル数
サンプルレート

70 回
5 km
4点
1473
4 ms
20 s （ 海 底 敷 設 ケ ー ブル）/連続観測（陸上独
立型受振システム）

記録長

プリアンプゲイン

デシメーション
フィルタ
相互相関
Diversity Edit
パラメータ

0～12 dB 可変（海底敷設ケーブル）/ 31 dB（陸上独立型受振システム）
Linear Phase-

24 s
6～30 Hz
50 回～300 回
5 km
7点
1473
4 ms
44 s（海底敷設ケーブル、
相互相関前） / 連続観測
（陸上独立型受振システ
ム）
12 dB （ 海 底 敷 設 ケ ー ブル ） / 31dB（ 陸 上 独 立 型
受振システム）

2点
1473
4 ms
64 s（ 海 底 敷 設 ケ ー ブル）/ 連続観測（陸上
独立型受振システム）

Linear Phase

Linear Phase

Correlation After Stack
W=4.0 sec, alpha=3.0-

12 dB（海底敷設ケーブル）/ 31 dB（陸上独立型受振システム）ⅲ) 反射法調査仕様
表4
発震区間
発震区間長
受振区間
受振区間長
震源

エアガン容量及び圧力
エアガン発震深度
スィープ長スィープ周波数
スィープ回数
発震点間隔
総発震点数
最大チャンネル数
サンプルレート
記録長

稠密反射法データ取得仕様一覧

海上発震区間15 km
・海底敷設ケーブル・陸上展開（全域）61 km（投影測線上）
大型エアガン(BOLT 1500LL + 1900LLX)
小型エアガン(BOLT 600B)
大 型 ： 3020 cu.in./2000
psi
小型：60 cu.in./2000 psi
大型：8m, 16m
小型：2m-

陸上稠密発震区間
30 km（投影測線上）・海底敷設ケーブル・陸上展開（全域）61 km（投影測線上）
大型バイブレータ 4 台（IVI Y2400）

陸上低重合発震区間
25 km（投影測線上）
・陸上展開（信濃川以
東）30～40 km（投影測線上）
大型バイブレータ 4 台（IVI Y2400）

-

-

-

-

20 s
6～40 Hz20 s
6～40 Hz

25 m
955 点
2017

8～12 回
100～150 m
209 点
2017

8～12 回
250 m
97 点
804

4 ms

4 ms

4 ms

16 s （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ）12 s （ 陸 上 有 線 テ レ メ ト リ ）連続観測（ 独 立 型 受 振 シ ス テ

32 s （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ）連続観測(*)相 互 相 関 前（独立型受振システム）ム）

12 s （ 陸 上 有 線 テ レ メ ト リ ）連続観測（ 独 立 型 受 振 シ ス テ
ム）

プリアンプゲイン

0-12 dB 可変

12 dB （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ）31 dB （ 独 立 型 受 振 シ ス テ（海底敷設ケーブル）
30 dB （ 陸 上 有 線 テ レ メ ト リ ） ム ）30 dB （ 陸 上 有 線 テ レ メ ト リ ） 31 dB （ 独 立 型 受 振 シ ス テ ム ）217デシメーション
フィルタ
相互相関 ＊
Diversity
Edit
パラメータ

31 dB （ 独 立 型 受 振 シ ス テ ム ）Linear Phase
Linear Phase

Linear Phase-

CAS
W=4.0 sec, alpha=3.0

CAS
W=4.0 sec, alpha=3.0＊*)海底敷設ケーブル及び独立型受振システムについては、フィールド記録を Raw データとして取得し、Diversity Edit 及び相互相関処理はデータ取得作業後に実施した。

ⅳ) 屈折法及び広角反射法調査仕様
表5
発震区間
震源
受振区間
受振区間長
エアガン容量及び
圧力
発震深度
スィープ長
スィープ周波数
スタック回数
発震点間隔
発震点数
チャンネル数
サンプルレート
記録長

屈折法及び広角反射法データ取得仕様一覧

海上発震区間大型エアガン
BOLT 1500LL + 1900LLX
・海底敷設ケーブル・陸上展開（全域）61 km（投影測線上）
3020 cu.in./2000 psi

陸上発震区間大型バイブレータ 4 台
Y2400・海底敷設ケーブル・陸上展開（全域）61 km（投影測線上）-

16 m
56 回～60 回
5 km
3点
2017
4 ms
20 s （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ）20 s （ 陸 上 有 線 テ レ メ ト

24s
6-30Hz
100 回～125 回
5 km
5点
2017
4 ms
20 s （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ）リ）

20 s（ 陸 上 有 線 テ レ メ ト リ ） リ ）
連続観測
連続観測

連続観測
プリアンプゲイン(*)相 互 相 関 前

ダイナマイト
薬量 100 kg
・海底敷設ケーブル・陸上展開（全域）61 km（投影測線上）
35 m(坑底)、25 m(薬頭)
10 km
4点
2017
4 ms
64 s （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ）64 s （ 陸 上 有 線 テ レ メ ト（独立型受振システム）（独立型受振システム）

0～12 dB 可変

12 dB （ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ） 12 dB（ 海 底 敷 設 ケ ー ブ ル ）30 dB （ 陸 上 有 線 テ レ メ ト 30 dB （ 陸 上 有 線 テ レ メ ト（海底敷設ケーブル）
30 dB （ 陸 上 有 線 テ レ メ ト
リ）
31dB （ 独 立 型 受 振 シ ス テ
ム）（独立型受振システム）リ）リ）

31 dB （ 独 立 型 受 振 シ ス テ

31 dB （ 独 立 型 受 振 シ ス テム）ム）

デシメーション
Linear Phase
Linear Phase
Linear Phase
フィルタ
相互相関 ＊CAS
Diversity Edit
W=4.0 sec, alpha=3.0
パラメータ ＊*)海底敷設ケーブル及び独立型受振システムについては、フィールド記録を Raw データとして取得し、Diversity Edit 及び相互相関処理はデータ取得作業後に実施した。

d) 発震記録
図 8（P236）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。海底受振区間及び東頸城丘陵の静穏な区間と、高田平野内の市街地区間、信濃川周辺及び魚沼丘陵以東の国道区間との間には比較的顕著なノイズレベルの差が認められる218

ものの、全体的には良好なノイズ環境を示す。ただし、海底受振区間の沖側では発生源は不明であるが定常的な人工ノイズが認められ、ノイズレベルがやや高い。また、日中と夜間のノイズレベルを比較すると、陸域においては平均約 16 dB の差が認められる一方、海域では殆ど差が無い。図 9（P236）にはダイナマイト屈折初動振幅の距離減衰を示した。
ⅰ) 屈折法及び広角反射法記録
計 2 点のダイナマイト発震記録の屈折初動は、いずれも受振測線全域で極めて明瞭に捉えられている（図 10 及び図 11、P237）。いずれの発震記録においても、受振測線東端付近に六日町断層に伴う西傾斜構造を反映した屈折初動の折れ曲がりが認められる。高田平野
東縁部の SP6D では、展開西側の往復走時約 12.5 秒に地殻深部からの反射波の可能性のあるイベントが、展開東側のオフセット約 10～25 km の範囲の往復走時 10 秒付近に地殻中部からと思われる反射波群が認められる。東頸城丘陵東部の SP11D では、展開西側のオフセ
ット約 6～20 km の範囲の往復走時約 9 秒に地殻中部からと思われる反射波群が認められる。
展開東側ではオフセット約 6～16 km の範囲の往復走時約 8 秒に西傾斜を示す反射波群が認められる。
計 4 点のエアガン集中発震記録は、いずれの発震記録においても測線全域で明瞭な初動が認められる。OBC 受振展開端部の SP3A（図 12、P238）では、オフセット約 18～33 km の
往復走時約 13 秒に地殻深部からの反射波と思われるイベントが認められる。
計 7 点で実施されたバイブレータ集中発震は、東頸城丘陵及びこれより東側の発震（SP8V～SP12V）のいずれの発震点についても受振測線全域で屈折初動の追跡が可能である。一方、
高田平野及び平野東縁部の SP5V～SP7V では、東頸城丘陵東縁部やや西側を境に屈折初動を追跡することができない。深部反射波については、ダイナマイト発震記録と同様に往復走
時 8 秒から 10 秒にかけて断片的に反射波と思われるイベントが認められるが明瞭ではない。
図 13（P238）に示した SP8V では、展開西側のオフセット 3～10 km の往復走時約 6 秒に反射イベントが認められ、屈折初動走時から想定される基盤上面より深い位置にあり、地殻中部の何らかの構造を反映したものと推定される。
ⅱ) 反射法記録
エアガン反射法発震記録では、OBC 展開の全域で屈折初動が、往復走時約 3 秒までほぼ水平な反射イベントが認められる。陸上受振区間の屈折初動は、いずれの発震点においてもオフセット距離 30 km 程度あるいはそれ以上まで容易に追跡できる（図 14、P239）。海陸境界域の深部反射イベントは発震記録上では必ずしも明瞭ではないが、後の重合処理の過程で往復走時約 5 秒まで明瞭な反射波が含まれることが確認されている。
バイブレータ反射法発震では全般的に良好な記録が取得されている。日中の発震作業にも関らず、多くの発震記録でオフセット 15 km 程度まで屈折初動が容易に追跡でき、図 15、16（P239, 240）に示した例ではオフセット 20 km 以上まで屈折初動が確認できる。本調査
測線が全般的に低ノイズ環境であったことに加え、発震側の表層地質条件が良好であったためと考えられる。尚、発震区間の表層地質の大半は魚沼層、西山層に属する砂岩、泥岩、及び砂岩泥岩互層である。反射波については、全般的に往復走時 3 秒程度まで明瞭な反射219

イベントが認められる。これより深い部分については、図 14（P239）に示した高田平野内の発震記録では東頸城丘陵側のオフセット 15 km 付近の往復走時約 5 秒に反射波と思われるイベントが認められ、図 16（P240）に示した十日町盆地内の発震では、展開東端の往復
走時 4 秒付近に六日町断層に伴うものと推定される西傾斜の反射波が認められる。
3) データ解析a) 反射法データ解析
本データ解析では、陸域及び海陸境界域で取得された全ての反射法データを用いて一括して解析を行った。図 17 (P241)に示した CMP 毎の重合数及びオフセット距離分布に見られるように、これらの海陸に跨る大量のデータを一括して扱うことにより深部地殻構造を抽出可能な高密度長大展開記録を構成することができる。反射法データ処理フローは図18(P242)に示す通りであり、標準的な反射法データ処理フローに従った。データ処理パラ
メータは表 6 に示した。これらの結果、重合時間断面（図 19、P243）、重合後時間マイグ
レーション断面（図 20、P244）、重合後時間マイグレーション断面に対する深度変換断面（図 21、P245）を得た。さらに、本データ解析では、石油公団による反射法地震探査（陸上基礎物理探鉱「頸城～田麦山地域」）の既存記録を統合して処理を行った。両データはCMP 重合前の段階で統合し、一括して重合処理を行った。統合処理の結果得られた重合後
時間マイグレーション断面に対する深度変換断面を図 22(P246)に示した。また、高エネル
ギーショットを用いた広角反射法断面を図 23(P247)に示した。
表 6 反射法データ解析パラメータ一覧
パラメータ
反射法データ解析 項目
ジオメトリー設定
屈折初動解析

初動ミュート
振幅補償
デコンボリューション

浮動基準面に関する静補正

速度解析

残差静補正
CMP 重合座標系： BESSEL 楕円体/UTM54 系
CMP 間隔： 25 m
陸上発震受振区間
インバージョン対象オフセット範囲： 最大 40 0m
空間ブロックサイズ： 1000 m
ミュート開始位置： 解析対象反射波走時手前 20 msec
テーパー長： 100 msec
自動振幅調整 ゲート長： 1000 msec
波形位相処理： 最小位相変換（バイブレータ及びエアガン）
アルゴリズム： 時間領域トレース単位デコンボリューション
予測距離： 4 msec
オペレータ長： 250 msec
設計ゲート：
解析対象反射波走時手前 20msec を始点とする 2500 msec 区間
プリホワイトニングファクター： 5 %補正内容： 表層補正及び標高補正
浮動基準面の定義
陸上区間： 平滑化した受振点標高
海上区間： 平均海水面
解析内容： 重合速度
解析点間隔： 1 km
解析速度数： 50 (1450 m/s – 6000 m/s)
時間シフトの最大許容値： 16msec
時間ウィンドウ： 500 msec – 1500 msec / 500 msec – 2500 msec
NMO ストレッチファクター： 99
NMO 後ミュート： アウトサイド/インサイド、CMP 毎に設計
重合前振幅調整： AGC 300 msec

220

帯域通過フィルター
周波数-空間領域フィルター

時間変化フィルター

時間マイグレーション

標準重合数： 1044
オフセット範囲： 0 –50 km
オペレータ長： 400 msec
通過帯域： 3 – 40 Hz
空間オペレータ長： 5 CMPs
空間ウィンドウ長： 50 CMPs
時間ウィンドウ長： 750 msec
4 –35 Hz ( 0 - 1000 msec )4 - 30 Hz ( 1000 - 2000 msec )4 - 25 Hz ( 2000 - 5000 msec )3 - 25 Hz ( 5000 - 12000 msec )アルゴリズム： キルヒホフ型時間マイグレーション
アパーチャ距離： 15 km
最大地層傾斜角： 15 - 45 度（空間および時間方向に変化）

本データ解析について特記すべき事項は以下に記す通りである。
[1] 海域における浮動基準面の設定と静補正量の定義
本調査は受振発震ともに海陸に跨るデータが取得されている。浮動基準面の設定及び静補正量の算出に当たっては、全てのデータに対して陸上反射法における枠組みを準用した。
即ち、各受振点発震点における静補正量は標高補正量及び表層補正量の和とし、浮動基準面に対する静補正を実施する。
発震点の表層補正は陸上発震点についてのみ発震点タイムターム値を基に算出し、海上
発震ではゼロと見なす。同様に受振点についても、陸上受振についてのみ受振点タイムタ
ーム値を基に算出し、海底受振点についてはゼロと見なす。
標高補正は全てのデータについて適用する。ただし、海上発震、海底受振に関しては海
水の音波速度が実際上既知と見なせることから、予め海水面を基準とするデータとなるよ
うに時間補正を適用した上で標高補正量を算出する。ただしここでは、解析対象とする反射波の波線は海水中においては鉛直であると仮定し、海水音波速度は 1500 m/s を用いる。
基準面は平均海水面とし、浮動基準面即ち CMP 標高は、海上を通過する区間については平
均海水面とし、陸上区間については平滑化した受振点標高とした。この結果、受振発震のいずれも海上或いは海底の場合、標高補正は適用されず、受振発震のいずれか一方が陸上の場合に標高補正が適用される。
b) 屈折法データ解析
本調査で取得された全ての記録（屈折法及び広角反射法記録、反射法記録）を用いて、
図 24(P248)の屈折法処理フローに従って、屈折トモグラフィー解析を行う。本解析では、想定される構造傾斜方向とデータ取得ジオメトリ（測線の屈曲、オフセット長）を考慮して、図 25(P248)の青線で示す投影測線を設定して Turning-ray を仮定した初動走時トモグ
ラフィーにより速度構造の推定を行なう。
ⅰ) Turning-ray を仮定したトモグラフィー解析手法[1] 速度モデルに対する屈折波線及び走時計算

221

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。
[2] 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 Iterative
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。したがって、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 T S , i ⎤= S ⋅ Δ S = S ⋅ ∑ ⎢⎜⎟ ⋅⎥i =1 ⎣⎢⎝ R ⎠ TC ,i ⎦⎥
N

k

k

⎛w−R⎞
⎜
⎟
∑
R ⎠
i =1 ⎝N

2

ここに、S k は(k-1)回の反復修正を経たスローネス分布、Δ S はスローネスの修正係数、
w 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、T S ,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。
[3] 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結果の信頼性を評価す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おこなう。図 26(P249)にその概念図を示す。ある条件下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、全ての結果を平均化した速度分布及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。
これら二つの情報は、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される。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示すための有効な手段である。
[4] 平均化速度モデルを初期モデルとするトモグラフィー再計算の実施
初期モデルランダム化による速度モデル及び信頼度の推定では、多数の初期モデルについてトモグラフィー解析を行い、全ての結果の平均化により統計的最尤な速度モデル(平均速度モデル)と確からしさの空間分布(標準偏差分布)が提供される。一方で、速度構造が急変するような場所では初期モデルへの依存性が大きく、初期値毎に推定される速度構造がバラつきを持つことがある。その結果、平均化により速度構造は平滑化されて境界が不明
222

瞭となり、同時にその周辺では標準偏差値が高くなると考えられる。そこで本解析では、
初期モデルランダム化により得られた平均速度モデルを尤もらしい初期モデルとして使用
し、再度トモグラフィー解析を実施することで速度構造を再決定することとした。図27(P249)に今回採用した二段階のトモグラフィー解析の手順を示す。
ⅱ) 本解析における特記事項[1] 海上発震データの編集
屈折法トモグラフィー解析を行うに当たり、重複する発震点と受振点の組合せに対する波線計算の無駄を省くこと、陸上発震記録と発震密度を同等にすること、初動読取の効率化と高精度化、を目的として海上エアガン発震データの再構成を行なった。エアガンによる全 747 点の発震記録より 92 点の発震記録を抽出し、発震点位置が沖から陸に向けて 200
m 間隔で順番に並ぶように並び替えて、エアガン発震記録の再構成を行なった。これにより、陸上バイブレータ発震記録、屈折法データ（エアガン集中発震記録、ダイナマイト発
震記録、バイブレータ集中発震記録）、海上エアガン発震記録を合わせた 328 点の発震記録について解析を行った。
[2] 平均速度モデルを初期値とするトモグラフィー解析と最終速度モデル
初期モデルランダム化により標準偏差分布による信頼度評価とともに得られた平均速度
モデルは、波線密度が十分ありトモグラフィー解析による速度推定が可能な部分であっても、例えば断層によるずれの大きな場所や堆積層と基盤の境界のように速度構造が急変するところでは他の部分に比べて初期モデル依存性を大きくうける可能性が高い。そのため、初期値毎に推定される速度構造がバラつきを持ち、それらを平均化処理すると速度構造は平滑化されて境界が不明瞭になり、同時にその周辺では標準偏差値が高くなると考えられる。
図 28(P250)（(ⅲ)解析および結果の項参照）においては、平均速度モデルと対応する標準偏差分布、最終速度モデルと二つの速度モデルの差の絶対値の比較、異なる初期モデルに対するトモグラフィー解析結果を示す。推定される速度構造に初期モデル依存性、平均化による速度構造の平滑化を確認できる。また、標準偏差値の高い場所と再決定により速度値が変化した場所は良い対応を示す。本解析では、平均速度モデルを尤もらしい初期モデルとして使用し再度トモグラフィー解析を行うことにより、平均化により平滑化されて曖昧となった速度境界が復元されることが期待されるので、この解析で得られた速度構造モデルを最終速度モデルとして採用することとした。
ⅲ) 解析及び結果
解析パラメータは以下のものを使用した（表 7）。解析結果のうち、平均速度モデルを尤もらしい初期モデルとして再度トモグラフィー解析を行い得られた最終速度モデルを図29(P251)に示す。
表7

屈折トモグラフィー解析パラメータ一覧

解析区間長
解析対象データ

74 km
陸上発震記録（バイブレータ集中発震含む）

223

陸 上 発 震 230 点
陸 上 受 振 1484 点 （ OBC350 点 含 む ）海上発震記録（データ再構成後）
陸 上 発 震 92 点
陸 上 受 振 1484 点 （ OBC350 点 含 む ）集中発震（エアガン集中発震、ダイナマイト発震）
海上発震 4 点
ダイナマイト発震 2 点
陸 上 受 振 1484 点 （ OBC350 点 含 む ）インバージョンパラメータ

初期モデル数（浅部解析）
初期モデルランダム化における速度選択範囲（浅部解析）(*)モ デ ル 生 成 過 程 に お い て は 、鉛 直
方向単調増加を条件とする

平均速度モデルを初期モデルとする再解析におけるインバージョン
パラメータ

格子間隔
水平方向：100 m
鉛直方向：100 m
格子数
水平方向：741
鉛直方向：250
格子上の走時評価間隔
水平方向：10 m
鉛直方向：10 m
通過する格子点からの反復修正有効範囲：100 m
速度分布の反復修正回数：15 回
反復修正時の修正係数許容範囲：±30 %
100 個
深度
速度
0 m
1500 m/s – 4000 m/s
4000 m3000 m/s – 6000 m/s
10000 m
5000 m/s – 7500 m/s
15000 m6000 m/s – 8000 m/s
上記のインバージョンパラメータと同じ

4) 地質学的解釈
a) 層準区分
地質断面図を作成するにあたり、地表地質については地質調査所の 5 万分の 1 地質図幅
3,4,10, 11, 12,13)、新潟県(2000) 1) などを参考にした。地質断面図に表記する地層の区分について記述する。最も下位のユニットは先新第三系の堆積岩や花崗岩を主体とするユニットである。新第三系については、最も下位のユニットは越後山脈の城内層群がある。城内層群
は中性～苦鉄質の火山岩・火山砕屑岩、これらを覆う礫岩などからなる。主としてリフト期に陸上で堆積した堆積物である。これより上位は、新潟標準層序での七谷層以上の諸層であるが、測線近傍の地域では露出しない。孔井資料では、七谷層相当の玄武岩などが分布しているが、ここでは、城内層群相当と七谷層相当の火山噴出岩を、速度構造や反射面のパターンから区別することが困難であり、グリーンタフとして一括した。また、孔井資
料によって、七谷層相当の泥岩が明記され、連続的に追跡できる場合には、七谷層をグリーンタフ層準から分離して表記した。尚、このユニット中の泥岩の年代は、浮遊性有孔虫
化石帯、Blow の N8～N10 帯を含む。魚沼丘陵の上野層が相当する。その上位に重なる寺泊層から構成されるユニットについては、寺泊階として独立して扱った。約 13～6 Ma の年代の堆積層である。魚沼丘陵の大沢層・東頸城丘陵の松之山層・樽田層・須川層の下部が相当する。その上位では、椎谷階としてユニットを区分した、魚沼丘陵の葎沢層、東頸城丘
陵の須川層の上部・田麦川層の下部などが相当する。放射年代としては、6～3.5 Ma とな

224

る 。 こ の 上 位 で は 、 西 山 階 ・ 魚 沼 層 の 基 底 を 断 面 図 上 に 表 記 し た 。 西 山 階 の 下 底 は 、 G3
inflata zone 18) の下限とした。東山丘陵においては、孔井資料ではこの化石帯が見いだされ対比の基準とされているが、地表における層準の位置は必ずしも明確ではない。田麦川
層の上部が西山階に相当するが、その地表での層準の位置については、ほぼ中部の層準とした。ボーリングデータや、地表地質で相当する火山灰層が記載されている場合には、断面上でもこれを表記した。地質学的な解釈は、既存測線記録を統合した重合後時間マイン
グレーション断面に対する深度変換断面図（図 22、P246）を基にした。また、速度構造については図 29(P251)に示した屈折トモグラフィー解析結果を使用した。
b) 地質構造
断面の地質学的な解釈に先立って、やや広域的な地質構造を検討する。新潟堆積盆地の
地質構造の重要な特性は、新潟方向とよばれる NNE-SSW 方向の褶曲軸の伸びや、断層の方に斜交若しくは直交する横断方向の断層によって、構造形態が変化することである。本測線は、石油公団「頸城～田麦山地域」 1) の発震記録を利用して解析を行うという判断によって、横断方向の構造を横断する測線設定となった。
図 30(P252)に示した地質図で明らかなように、測線周辺ではほぼ上越市の大潟から十日町市の松代に WNW-ESE 方向の伸びる構造の不連続線が推定される。この線上では、褶曲軸が連続せず、褶曲の形態も異なっている。5 万分の 1 地質図で、断層としてマッピングされているのは、岡野町図幅の一部に過ぎないが、褶曲軸などの不連続は少なくとも 40 kmに渡る。この不連続は、重力異常にもよく現れている（図 31、P252） 19) 。重力異常図と重ね合わせると、この不連続は大局的には米山山塊の高重力域の南端を規制し、高田平野沖の頸城油田周辺の高重力異常の北東端を横切る。長さ 40 km にわたる不連続は少なくとも上部地殻を断ち切る断層の存在を示唆しており、反射法地震探査断面から地殻構造を推定する際には注意を要する課題となる。ここでは、この不連続をなす横断方向の推定断層と構造探査断面との交線で断面を二つに分け、それぞれについて地質構造を推定した。
c) 六日町盆地-魚沼丘陵-十日町盆地東部区間（図 32、P253）
測線沿いの六日町盆地区間では、ほぼ水平な反射面が卓越する。地表の六日町断層のトレースが位置する CMP12900 の西側では西に傾斜した反射面群が卓越し、断層の存在と調和的である。断層の下盤側の速度構造は、六日町盆地下では地下 500 m で 4.5 km/s 以上の速度を示すが、断層の隆起側では同様の弾性波速度が現れるのは地下 3 km 程度となる。本断層は基本的には西側低下の正断層として形成されものであり、このことは断層の上盤側がより低速度の層が厚いことから推定される。六日町盆地下では、P 波速度 5.4 km/s の領域
が深さ 1 km 程度にあることから、先新第三系の上面深度が 1 km 程度と推定される。断層の位置は、東側の高速度領域と西側の低い速度領域の境界部として推定した。
魚沼丘陵下には寺泊階以上の諸層が、丘陵の東端で薄くなる傾向を示している。魚沼層の基底は、十日町盆地下で 2 km の深度となる。魚沼層の多くは河川性の堆積物であり、厚い潟ないし河川性の堆積相は、魚沼層堆積時に大きな沈降を示したことを示している。広域的なテクトニクスから判断すると、魚沼層堆積時には水平圧縮テクトニクスが卓越する時期に相当しており、六日町断層の正断層運動に伴う沈降を想定することは困難である。
225

したがって、断層上盤側の沈降は、この時期には六日町断層は殆ど活動しておらず、沈降はより波長の長い地殻変動に起因すると推定される。断層の深部形状については、深さ 5 km程度までは中角度、それ以深ではやや低角度になる形状を推定した。深部の形状にについては、物理探査的な資料に基づくものではなく、逆断層運動の際に増傾斜する形状として推定した。十日町盆地の東縁は、丘陵西翼の 15 度前後の西傾斜の地層と十日町盆地内のほぼ水平な地層との間のヒンジを形成している。十日町盆地東縁断層帯はこの部分に形成されている。反射法地震探査断面ではこの断層に沿った大きな累積変位は確認できない。平
均変位速度も、六日町断層の 1 割程度と推定され、六日町断層の副次的な断層と推定される。
CMP12600-12300 の 3～4 km の深さに 4～4.6 km/s の周辺よりも P 波速度が大きな領域が分布する。やや扁平な形状を示すこと、相当する椎谷階・西山階には火山噴出物を伴うことから貫入・噴出岩の可能性が高いと判断した。
屈折トモグラフィーによる速度構造から、魚沼丘陵から十日町盆地下で Vp 5.4 km/s の等速度線がステップ状に西側に低下する構造が検出された。ここでは、これらのステップ状の構造が、堆積盆地形成期の正断層運動によって形成されたものと判断し、西側低下の正断層を推定した。
d) 十日町盆地西部-東頸城丘陵東部（図 32、P253）
十日町盆地の西方には、片貝-真人背斜（CMP12200）が形成されている。この背斜は反射
断面では、両翼にキンク状の急傾斜部が形成されていることが分かる。この背斜軸部下の3 km 以深では、ほぼ水平な反射面が卓越し、デタッチメントが形成されている。このデタッチメントが形成されている層準は、寺泊階に相当する。片貝-真人背斜の西方に位置する
両翼急傾斜の桐山背斜下（CMP11950）でも同様の傾向が見られ、背斜下 4 km 以深ではほぼ
水平な反射面が卓越する。東頸城丘陵で最も下位の地層が露出するのは、東頸城丘陵西部の CMP11250-11400 の 区 間 で あ る 。 こ の 黒 岩 背 斜 軸 部 で は 、 寺 泊 階 測 の 地 層 が 分 布 し 、CMP11680 の石黒背斜までの区間では椎谷階の地層が分布し、構造的な高所を形成している。
ブーゲ異常でも米山山塊は高重力異常域を構成し、構造的な高まりを成している。この隆起構造の存在は、隆起部の翼部にランプが位置していることと調和的であり、隆起部の東縁から中角度で西に傾斜する断層を推定した。このランプの浅部延長には七谷層・寺泊層の泥岩が分布し、逆断層は泥岩部で低角度の断層となり、大局的には隆起部東方の褶曲群をつくるデタッチメントに連続する。隆起部の東縁をなす石黒背斜の東翼部では、西山階の基底部は約 2 km の垂直隔離を示す。ここでは、ランプの浅部延長のスラストの他に、楔状の断層を推定した。楔の先端部の深さは反射断面から 3 km 程度と推定される。桐山背斜
背斜は両翼急傾斜のタイトな形状を示すのに対して、片貝-真人背斜は箱形の形状を示し、翼部にキンク状の急傾斜部をもつ相対的に削剥量が少ない構造を示す。このような西側で大きな削剥量を説明するために西に傾斜したより深いデタッチメント断層を推定した。十
日町西縁断層は、片貝-真人背斜の東翼部に形成されているもので、西に緩傾斜のデタッチ
メントを経て、東頸城丘陵中央部下のランプに至る断層システムを形成しているものと推
定される。

226

e) 東頸城丘陵西部-高田平野-直江津沖区間（図 33、P254）
測線の海域延長部の構造については、岡村ほか（1994） 16) による海底地質図の他、外山（1985） 20) ・村本（2007） 21) 等に、地震探査から推定した地下構造についての情報が紹介されている。基礎試錐「直江津沖北」を通過する北西-南東方向の断面では、西山層上面に
約 1.5 km の北西側低下の変位を与えている逆断層が報告されている 21) 。この東側にも北北東走向の西側急傾斜の非対称褶曲が形成されており、複数の東傾斜の断層群の存在が示唆される。陸に近いものでは、難波山背斜から連続する背斜の東翼に西傾斜の逆断層があり、活断層とされている（佐渡沖北方の断層）。この断層は、東傾斜の逆断層帯の背後に形成されたバックスラストである。一連の東傾斜の断層群の存在は、本測線の構造探査結果からも示唆され、測線西端の海域受信区間の深さ 10～15km にかけて、一群の東傾斜の反射面群が認められる（図 23、P247）。
高田平野から直江津沖にかけては、椎谷階の基底が 1 km 程度の深さに分布し、地質的には高まりを成している。高田平野から海岸線付近では、緩やかなドーム状の隆起構造が存在する。高田平野の北東部から沿岸にかけては高重力域が広がり、平野南東方向の丘陵地よりも高重力異常を示している（図 31、P252）。このドーム状隆起帯の東側に西傾斜の逆断層を推定した。この断層の深部延長は、沖合の東傾斜の逆断層と接合する。
CMP10950 付近では、西山層の基底の高度から、測線西部区間の陸域では最も構造的に低い位置にある。この東側では、東傾斜のスラストによって、構造的な高まりをなしている。
CMP11000 付近には東翼急傾斜の背斜が構成されているが、西山層の基底部の高度は、この背斜の西翼で低い。このような構造上の特徴から、東傾斜のスラストが先端部でウェッジ
スラストとなる形状を推定した。また、黒岩背斜下の深さ 5 km 以深では東傾斜の反射面群があり、これらの反射面と平行に断層を推定した。寺泊層が露出する黒岩背斜周辺を隆起させるためには、ここに中角度、東傾斜の断層を推定することは妥当である。しかしながら、この深部延長については横断断層によって断たれるため、充分に拘束できる資料が得られていない。
f) 測線周辺の地質構造
上越地域の地質構造は、中越地域に比べて東北東-西南西方向の褶曲構造が現れるようになり、より複雑である。また、難波山層・寺泊層・椎谷層などに相当する泥岩が極めて厚く、これらの間に形成されるデタッチメントにより、褶曲構造と基盤岩中の震源断層との関係が複雑化している。これらのデタッチメントの形成には、泥岩中の高い間隙水圧が重要な影響を及ぼしていると考えられており、東頸城丘陵の測線近傍の十日町市松代には、
蒲生泥火山や室生泥火山などがあり、噴出物は七谷層に起源を有すると報告されている（新谷・田中，2009） 22) 。このようなデタッチメントの存在は、浅部の褶曲断層構造と深部の震源断層との関係を複雑にするが、上越地域はこの複雑さの度合いが中越地域に比べ著しい。
(c) 結論ならびに今後の課題
六日町-直江津沖にいたる 70 km の区間について、海陸統合地殻構造探査を行い、地殻上部の速度構造、反射法地震探査断面を得た。孔井資料を含む地質情報を基に地質断面図を227

作成した。魚沼丘陵東縁の六日町断層は、浅部では西傾斜の高角度で、5 km 以深で低角化する。十日町西縁断層帯はフラット-ランプ構造を示し、寺泊-七谷層中の泥岩中に発達する長いフラットと、米山山塊の東翼下に位置するランプから構成される。海域資料などによれば、直江津沖から東頸城丘陵西部には東傾斜の衝上断層が形成されており、反射法断面ではこの断層に付随する直江津沖の西傾斜の伏在活断層が明らかになった。
平成 22 年度に実施した東山-三島測線から、23 年度の六日町-直江津測線は北北東方向に 30 km ほどの隔たりがあり、その間の震源断層群の位置・形状については、本プロジェ
クトの最終的なとりまとめの課題としても、地下地質データを含め検討していく必要がある。
(d) 引用文献
1) 石油公団：昭和62年度 国内石油天然ガス基礎調査 陸上基礎物理探査「頚城～田麦山地域」調査報告書，45p., 1988.
2) 新潟県：新潟県地質図および同説明書（2000年版），200p. 2000．
3) 茅原一也・小松正幸: 八海山地域の地質．地域地質研究報告（5万分の1地質図幅），
地質調査所，107p., 1992 ．
4) 柳沢幸夫・茅原一也・鈴木尉元・植村武・小玉喜三郎・加藤碩一: 十日町地域の地質．
地域地質研究報告（5万分の1図幅），地質調査所， 104p., 1985.
5) 地震調査委員会: 六日町断層帯の長期評価について，地震調査推進本部，44p., 2009.
6) 金 幸隆：六日町盆地北西縁の活断層．第四紀研究，40，161-168，2001.
7) 地震調査委員会: 十日町断層帯の評価．地震調査推進本部，22p., 2005.
8) 田中真弓：信濃川中流域，十日町盆地における河成段丘の変位からみた活褶曲と活断層の関係．第四紀研究，39，411-426, 2000.
9) 信濃川ネオテクトニクス団体研究グループ：信濃川津南地域における第四紀後期の段丘形成と構造運動．第四紀研究，41，199-212, 2002.
10) 小林巌雄・立石雅昭・黒川勝己・吉村尚久・加藤碩一: 岡野町地域の地質．地域地質
研究報告（5万分の1地質図幅），地質調査所，112p., 1989.
11) 竹内圭史・吉川敏之・釡井俊孝: 松之山温泉地域の地質．地域地質研究報告（5万分の1地質図幅），地質調査所，76p., 2000.
12) 竹内圭史・加藤碩一: 高田東部地域の地質． 地域地質研究報告（ 5万分の1 地質図幅），
地質調査所，67p, 1994.
13) 竹内圭史・吉村尚久・加藤碩一, 柿崎地域の地質．地域地質研究報告（5万分の1地質図幅），地質調査所，48p, 1996.
14) 石油公団:平成元年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐「東頸城」調査報告書,
112p., 1989.
15) 石油公団:昭和61年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐「高田平野」調査報告書,
145p., 1986.
16) 岡村行信・竹内圭史・上嶋正人・佐藤幹夫：佐渡島南方海底地質図，地質調査所，25p.,
1994.

228

17) 地震調査委員会: 高田平野断層帯の長期評価について，地震調査推進本部，31p.,
2009.
18) 改訂版「日本の石油・天然ガス資源」編集委員会:

改訂版「日本の石油・天然ガス資源」，天然ガス鉱業界・大陸棚石油開発協会，520p., 1992.
19) 駒澤正夫: 新潟沿岸域20万分の1重力図（ブーゲー異常），海陸シームレス地質情報，
新潟沿岸域，数値地質図S-2. 5p., 2007.
20) 外山哲英: 基礎試錐「直江津沖北」，石油技術協会誌， 50，1，34-42, 1985．
21) 村本宏司・大澤正博・木田昌宏・有坂春彦: 佐渡南西沖の日本海大水深域における石油システムについて-基礎物理探査「佐渡沖南西」と基礎試錐「佐渡沖南西」の結果を踏まえて-, 石油技術協会誌，72，76-88, 2007．
22) 新谷俊一・田中和広: 新潟県十日町市における泥火山噴出物の起源，地学雑誌，118,3,
340-349, 2009.
(e) 成果の論文発表・口頭発表等
著者
Hiroshi Sato, Susumu
Abe, Nobuo Kawai, Naoko
Kato, Hideo Saito,
Kazuya Shiraishi,
Tatsuya Ishiyama, Takaya
Iwasaki, Eiji Kurashimo,
and Mitsuru Inaba
Naoko Kato, Hiroshi
Sato, Susumu Abe,
Tatsuya Ishiyama, andShin Koshiya

Shin Koshiya, Hiroshi
Sato, Naoko Kato, Fumiko
Watahiki,
Eiji
Kurashimo, Susumu Abe,
Kazuya Shiraishi, andMotonori Higashinaka
佐藤比呂志, 阿部進, 河合展夫, 斉藤秀雄, 加藤
直子, 石山達也, 岩崎貴哉, 白石和也, 稲葉充
阿部 進, 佐藤比呂志, 斉
藤秀雄, 白石和也, 岩崎
貴哉, 加藤直子, 石山達也

題名Imaging of theseismogenic source
fault in thefold-and-thrust belt,
Niigata back-arc
basin, central Japan（口頭）
Development of active
folding in the
back-arc thrust belt,
eastern part of the
Niigata Basin,
central Japan（ポスター）Inversion structure
constraining the
focal area of the
Iwate-Miyagi Nairiku
Earthquake in 2008,
northeast Honshu,
Japan（ポスター）
ひずみ集中帯地殻構造
探査:2010 年東山-三島測線（口頭）マルチスケール・マル
チモード型反射法地震探査データにおける深部地殻構造イメージン
グの高精度化（口頭）

229

発表先
EuropeanGeosciences Union
General Assembly
2011, （Austria
center, Vienna,
Austria）

発表年月日
平成 23 年 4月

EuropeanGeosciences Union
General Assembly
2011, （Austria
center, Vienna,
Austria）

平成 23 年 4月

EuropeanGeosciences Union
General Assembly
2011, （Austria
center, Vienna,
Austria）

平成 23 年 4月

日本地球惑星科学連合大会2011年大会(幕張メッセ国際会
議場)
日本地球惑星科学連合 大 会 2011 年 大 会(幕 張 メ ッ セ 国 際 会
議場)

平成 23 年 5月

平成 23 年 5月

石山達也, 廣内大助, 堤浩之, 鈴木毅彦, 丸島直史, 越後智雄, 今泉俊文,
佐藤比呂志, 加藤直子
加藤直子, 佐藤比呂志,
石山達也, 阿部進, 越谷信, 戸田茂, 蔵下英司,
石川達也, 森岡麻衣, 黒崎紗永香, 高松直史, 小池太郎, 斉藤秀雄
石山達也, 加藤直子, 佐藤比呂志, 森健彦, 加藤一, 戸田茂, 今泉俊文,
小池太郎, 石川達也, 中西裕, 北村重浩, 中山貴隆, 丸島直史
石川達也, 戸田茂, 石山
達也, 佐藤比呂志, 加藤
直子, 森岡麻衣, 越谷信,
今泉俊文, 東中基倫
Hiroshi Sato, Susumu
Abe, Nobuo Kawai, Naoko
Kato, Takaya Iwasaki, etal.

東北日本南部の活構造（口頭）

新潟平野東縁悠久山地域における反射法地震探査（口頭）

日本地球惑星科学連合 大 会 2011 年 大 会(幕 張 メ ッ セ 国 際 会
議場)
日本地球惑星科学連合 大 会 2011 年 大 会(幕 張 メ ッ セ 国 際 会
議場)

平成 23 年 5月

平成 23 年 5月

高精度反射法地震探査による会津盆地西縁断層帯の浅部地下構造（ポスター）

日本地球惑星科学連合 大 会 2011 年 大 会(幕 張 メ ッ セ 国 際 会
議場)

平成 23 年 5月

新潟平野・長岡市東方における重力測定に基づく地下密度構造の推定（ポスター）
Evolution of thefold-and-thrust belt,
Niigata backarc
basin, central Japan（口頭）平成 23 年 5月

Naoko Kato, Hiroshi Satoand Tatsuya Ishiyama

Style of Shortening
Deformation Along theEastern Margin of
Niigata Basin,
Central Japan（ポスター）佐藤比呂志, 阿部 進,
斉藤秀雄, 白石和也, 加
藤直子, 石山達也, 岩崎貴哉, 河合展夫, 稲葉充
加藤直子, 佐藤比呂志,
石山達也, 阿部 進, 斉
藤秀雄, 越谷 信, 戸田茂, 稲葉 充加藤直子, 佐藤比呂志,
石山達也, 斉藤秀雄, 阿部 進, 越谷 信, 戸田茂, 稲葉 充新潟中越地域2010年東山－三島測線地殻構造探査の成果（口頭）

日本地球惑星科学連合 大 会 2011 年 大 会(幕 張 メ ッ セ 国 際 会
議場)
International
Union of Geodesy
and Geophysics(IUGG) 2011 XXVGeneral Assemby,（Melbourne
Convention &Exhibition Centre,
Australia）
International
Union of Geodesy
and Geophysics(IUGG) 2011 XXVGeneral Assemby,（Melbourne
Convention &Exhibition Centre,
Australia）
日 本 地 質 学 会 第 117
年学術大会 (茨城大学)

反射法地震探査による
新潟平野東縁悠久山地域の地質構造（口頭）

日 本 地 質 学 会 第 117
年学術大会 (茨城大学)

平成 23 年 9月

新潟中越地域東部の地質構造と震源断層の形状（ポスター）

日本地震学会秋季大会 (静岡県コンベン
ションアーツセンター・グランシップ)

平 成 23 年
10 月

230

平成 23 年 7月

平成 23 年 7月

平成 23 年 9月

Inversion tectonics
of a back arc riftbasin: A case study in
Niigata, central
Japan（口頭）AGU(American
Geophysical Union)
Fall
Meeting(Moscone
Convention center,
San Francisco, USA)平 成 23 年
12 月

AGU(American
Geophysical Union)
Fall
Meeting(Moscone
Convention center,
San Francisco, USA)平 成 23 年
12 月

佐藤比呂志

Seismic imaging ofactive fault systems
from shallow to deepin the eastern part of
Niigata basin,
central JapanJapan（ ポスター）
地殻構造探査新潟日報（新聞）佐藤比呂志

地殻構造探査毎日新聞（新聞）

平成 23 年 8月
平成 23 年 8月

Hiroshi Sato, Susumu
Abe, Nobuo Kawai, Hideo
Saito, Naoko Kato,
Tatsuya Ishiyama,
Takaya Iwasaki, Eiji
Kurashimo, Mitsuru
Inaba, Van Horne A.
Naoko Kato, Hiroshi
Sato, Tatsuya Ishiyama,
Susumu Abe, Hidep Saito(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

231

図1

調査測線概略図232

図2

調査測線周辺地質図（新潟県（2000） 26) に加筆）

233

図3

陸上受振点及び受振機材（左：上越市大潟区里鵜島新田、右：南魚沼市一之江）

図4海底敷設ケーブル（左：ケーブル敷設作業船、右：上陸地点）

234

図5

バイブレータ発震作業（左：上越市上小船津浜[夜間発震]、右：十日町市山新田）

図6

図7

エアガン発震作業（左：エアガン発震船、右：エアガン発震直後の様子）

ダイナマイト発震点（左：SP6D 上越市吉川区山方、右：SP11D 十日町市坪山）
235

図8

バックグラウンドノイズの時間及び空間変化

図9

ダイナマイト屈折初動振幅の距離減衰

236

図 10

屈折法及び広角反射法ダイナマイト発震記録例

SP6D

図 11

屈折法及び広角反射法ダイナマイト発震記録例

SP11D

237

図 12

図 13

屈折法及び広角反射法エアガン集中発震記録例

屈折法及び広角反射法バイブレータ集中発震記録例

238

SP3A

SP8V

図 14

図 15

反射法エアガン発震記録例 SP710

反射法バイブレータ発震記録例 VP1108

239

図 16

反射法バイブレータ発震記録例 VP1820

240

図 17

CMP に対する重合数及びオフセット距離分布（上段：重合数、下段：オフセット分布）

241

FIELD DATAFIELD DATA
[MS2000D][MS2000D][ SeaRay][ SeaRay]

Final Results
Final Results[1] Reflection Profile[1] Reflection Profile[2] Velocity Structure estimated from Refraction Tomography[2] Velocity Structure estimated from Refraction Tomography

NAVIGATIONNAVIGATION
DATA
DATA

FORMAT CONVERSIONFORMAT CONVERSION[ SEGY/SEGD->SuperX ][ SEGY/SEGD->SuperX ]COMPILATION of FIELD DATA / TRACE EDITCOMPILATION of FIELD DATA / TRACE EDIT
GEOMETRY APPLICATION to TRACE HEADERGEOMETRY APPLICATION to TRACE HEADER
DEFINITION of CMP STACKING LINE
DEFINITION of CMP STACKING LINECMP SORTING / 100% RECORD SECTION
CMP SORTING / 100% RECORD SECTIONFRELIMINARY STACK for PARAMETER TESTFRELIMINARY STACK for PARAMETER TESTTEST of STATISTICALTEST of STATISTICALWAVELET PROCESSINGWAVELET PROCESSING

FIRST-BREAK PICKINGFIRST-BREAK PICKINGPREPROCESSING on SHOT RECORDSPREPROCESSING on SHOT RECORDS・FB MUTE・FB MUTE
・F-X VELOCITY FILTER with NMO CORRECTIONS・F-X VELOCITY FILTER with NMO CORRECTIONS
in COMMON-SHOT DOMAIN
in COMMON-SHOT DOMAIN・MINIMUM-PHASE CONVERSION・MINIMUM-PHASE CONVERSION
・TRACE SCALING by AGC
・TRACE SCALING by AGC
・WHITENING DECONVOLUTION
・WHITENING DECONVOLUTION
・PHASE-EQUALIZATION for TRANSITION-ZONE DATA
・PHASE-EQUALIZATION for TRANSITION-ZONE DATAPREPROCESSING on CMP ENSEMBLESPREPROCESSING
on CMP ENSEMBLES・CMPSORTING
・CMP SORTING
・WEATHERING and ELEVATION CORRECTIONS to FDP・WEATHERING and ELEVATION CORRECTIONS to FDP・NMO CORRECTIONS・NMO CORRECTIONS・REFLECTION STATIC CORRECTIONS・REFLECTION STATIC CORRECTIONS・CMP STACK
・CMP STACK・OUTSIDE/INSIDE
MUTE
・OUTSIDE/INSIDE MUTE

図 18

GENERATION of GEOMETRY
GENERATION of GEOMETRYINFORMATION TABLESINFORMATION TABLESREFRACTION ANALYSISREFRACTION ANALYSIS
byby
EXTENDED TIME-TERM METHODEXTENDED TIME-TERM METHOD
andand
REFRACTION TOMOGRAPHYREFRACTION TOMOGRAPHYSTACKING
STACKING
VELOCITY ANALYSISVELOCITY ANALYSIS[ 1.0km INTERVAL ][ 1.0km INTERVAL ]CMP STACKCMP STACKF-X PREDICTION FILTER
F-X PREDICTION FILTERDATUM CORRECTIONSDATUM CORRECTIONSGEOMETRY-ORIENTED KIRCHHOFF TIME MIGRATIONGEOMETRY-ORIENTED KIRCHHOFF TIME MIGRATION
TV FILTER and TRACE SCALINGTV FILTER and TRACE SCALINGDEPTH CONVERSION
DEPTH CONVERSION

反射法データ解析フロー

242

図 19

重合時間断面図

243

図 20

重合後時間マイグレーション断面図

244

図 21

重合後時間マイグレーション断面に対する深度変換断面図

245

図 22

既存測線記録を統合した重合後時間マイグレーション断面に対する深度変換断面図

246

図 23

広角反射法重合後マイグレーション深度断面図

247

FIELD DATAFIELD DATA
[MS2000D][MS2000D][ SeaRay][ SeaRay]

NAVIGATIONNAVIGATION
DATA
DATA

FORMAT CONVERSIONFORMAT CONVERSION[ SEGY/SEGD->SuperX ][ SEGY/SEGD->SuperX ]GENERATION of GEOMETRY
GENERATION of GEOMETRYINFORMATION TABLESINFORMATION TABLESCOMPILATION of FIELD DATA / TRACE EDITCOMPILATION of FIELD DATA / TRACE EDIT
GEOMETRY APPLICATION to TRACE HEADERGEOMETRY APPLICATION to TRACE HEADERFIRST-BREAK PICKINGFIRST-BREAK PICKINGREFRACTION TOMOGRAPHYREFRACTION TOMOGRAPHY
with MONTE-CARLO UNCERTAINTY ANALYSIS
with MONTE-CARLO UNCERTAINTY ANALYSIS
by RANDOMIZATION of INITIAL MODEL
by RANDOMIZATION of INITIAL MODEL

CORRECTION for TRAVELTIMECORRECTION for TRAVELTIME
by PROJECTION of SHOTS and RECEIVERS to STRAIGHT LINEby PROJECTION of SHOTS and RECEIVERS to STRAIGHT LINE

VELOCITY MODEL and PERTURBATIONVELOCITY MODEL and PERTURBATIONCHECKERBBORD RESOLUTION TESTCHECKERBBORD RESOLUTION TESTREFRACTION TOMOGRAPHYREFRACTION TOMOGRAPHY
using AVERAGED VELOCITY MODEL
using AVERAGED VELOCITY MODEL
as INITIAL MODEL
as INITIAL MODEL

FINAL VELOCITY MODEL
FINAL VELOCITY MODEL

図 24

図 25

屈折法データ解析フロー

屈折法投影ライン及びトモグラフィ解析初期モデル例

248

図 26

初期モデルランダム化による解の信頼度評価（処理フローおよび概念図）

図 27

トモグラフィ解析による速度モデル決定の手順

249

図 28

屈折トモグラフィ解析結果（平均速度モデル）

上段：平均速度モデル

中段：標準偏差分布

250

下段：波線密度分布

図 29

屈折トモグラフィ解析結果（最終速度モデル）
251

図 30

図 31

測線近傍の地質図 1) と測線を横切る構造上の不連続の位置（●で示す）。

測線周辺のブーゲ異常図（白線:活断層，黒線:断層，赤線:背斜軸，青線:向斜軸，黄色線:探査測線，●:構造の不連続）ブーゲ異常図は、駒澤ほか(2007)による 19) 。

252

図 32

測線東部断面の地質学的解釈（PN:先第三系，Bs:先第三系若しくは新第三系苦鉄質火山・深成岩，Gt:中～下部中新統火山岩及び火山砕屑岩，Nt:七谷層，Td:寺泊階，Sy:椎谷階，Ny:西山階，Um:魚沼層、二重線の破線は、横断断層）
253

図 33

測線西部断面の地質学的解釈（PN:先第三系，Bs:先第三系若しくは新第三系苦鉄質火山・深成岩，Nt:七谷層及び火山
岩及び火山砕屑岩，Td:寺泊階，Sy:椎谷階，Ny:西山階，Um:魚沼層、二重線の破線は、横
断断層）

254

(2-2)

高田平野における高分解能反射法地震探査

加藤直子・石山達也・佐藤比呂志・蔵下英司（東京大学地震研究所）・越谷
学社会環境工学科）・戸田信（岩手大

茂（愛知教育大学教育学部）・豊島剛志（新潟大学理学部）(a) 業務の要約
高田平野東縁の活構造を横切る約 7 km の区間で高分解能反射法地震探査を実施し、地表近傍の活構造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、非対称な背斜構造を示し、基本的には伏在衝上断層に起因した構造である。
(b) 業務の実施方法
最近の変動地形学的な研究から、高田平野の東縁部には東頸城丘陵を隆起させる東傾斜の逆断層が存在することが分かってきた（池田ほか、2002 1) ; 渡辺ほか、2002 2) ; 産業技術総合研究所、2006 3) ）。高田平野北東部については、活断層の記載はないものの、東頸城丘陵の東麓部に最終間氷期の海成段丘が分布することから（廣内ほか、2011 4) ; 小池・
町田編、2001 5) ）、同様に東側を隆起させるような構造運動が必要であると考えられる。
このような観点から、廣内ほか（2012） 6) は平野北東縁部において群列ボーリング調査を行い、最終間氷期以降約 0.4～0.5 mm/yr の東側隆起・西側低下の構造運動が生じていることを明らかにした。このような第四紀後期の構造運動を震源断層モデルに反映させるためには、現状ではどのような断層がこれに寄与しているのかについての具体的なデータが不足しており、改めて当該地域の地下地質構造を明らかにする必要がある。平成 24 年度地殻構造探査「六日町-直江津測線」において震源断層のイメージングを目的として実施されたが、この探査は、上部地殻全体の大まかな構造のイメージングに焦点を当てているため浅層部の地質構造に対しては分解能が低い。このため深部地殻構造探査の測線上で高田平野東縁において活構造が分布する区間を横切って、浅層部の詳細な地質構造を明らかにするために、高分解能反射法・屈折法地震探査を行った。
測線は上越市大潟区岩野から同市吉川区下町に至るおよそ 7 km 区間である（図 1、P258）。
高分解能反射法データは 2011 年 8 月下旬から 9 月初旬に取得した。受振点間隔は 12.5 m
で計 539 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 LS8200 と JGI MS2000を用いた。測線東側の約 5 km 区間では 50 m 毎に展開された MS2000 の間に LS8200 を展開した。震源は中型バイブロサイス車 2 台で、発震点間隔は 12.5 m、スィープ周波数は 8～
80 Hz、標準スィ－プ回数は 2 回である。レコーディングのサンプリング間隔は 4 msec で記録長は 5 sec 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拠った。
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:600 msec
・デコンボリューション（Deconvolution）、Operator length:240 msec、Gate length:2000 msec、White noise:5 ％、Prediction length:24 msec
・静補正（Static Correction）:各ショット記録の初動を読み取り、受振点及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
255

波速度を 400 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）:4 msec
・バンドパスフィルター（Band-pass Filter） パスバンド: 10/20～70/80 Hz
・ F-X プ レ デ ィ ク シ ョ ン フ ィ ル タ ー （ F-X Prediction Filter）Gate length:30traces、Operator length:5traces、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(P259)に重合断面と重合後マイグレーション断面、図 4（P260）に深度変換断面を示した。
(c) 業務の成果
解析の結果、往復走時 1.2 sec、深度約 1.5 km までのイメージが得られた。CMP100-300の区間はノイズが大きく、他の区間と比較してイメージングが劣化している。上記の区間
以外では反射波が卓越し、全体的には穏やかな非対称の背斜構造が示された。地表地質・
深部反射結果を参考にして、解釈を行った。解釈の結果を図 4(P260)に示す。非対称の背斜を説明するために、ヒンジラインの分布により深度 1.5～2 km に伏在する低角の西傾斜の断層の存在が考えられる。大深度探査の結果を合わせて考えると、主断層はさらに深部において東傾斜で伏在しており、高分解能探査で考えられる断層とは楔状になっている。
この楔状の断層の活動に対応する丘陵の成長は、最終間氷期の海成段丘の分布（廣内ほか、
2011 4) ; 小池・町田編、2001 5) ）や、東側隆起・西側低下の構造運動（廣内ほか、2012）6)

調和的である。

(d) 結論ならびに今後の課題
長岡平野東縁の活構造を横切る約 7 km 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・大深度構造探査の結果を合わせて解釈することによって、
高田平野東縁北部での背斜構造と楔状断層が明らかになった。これらの構造は深度およそ
1.5～3 km に伏在する断層に伴って形成されたと判断される。今後、明らかになった地質構造を基に、地表近傍の変形をもとに伏在する主断層の平均変位速度などを明らかにしていく必要がある。
(e) 引用文献
1) 渡辺満久・堤浩之・宮内崇裕・金幸隆・藤本大介、1:25000 都市圏活断層図「高田」，国土地理院技術資料 D･1-No.396，2002．
2) 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．
3) 産業技術総合研究所、高田平野断層帯の活動性および活動履歴調査「基盤的調査
観測対象断層帯の追加・補完調査」成果報告書 No．H17-2， 31p.，2006．
2564) 廣内大助・石山達也・鈴木毅彦・今泉俊文、高田平野周辺の活断層についての変動地形調査、ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究プロジェクト・平成 22 年度報告書, 284-289,
2011.
5) 小池一之・町田

洋編、日本の海成段丘アトラス、東京大学出版会、112p., 2001.

6) 廣内大助・石山達也・鈴木毅彦・今泉俊文、高田平野東縁活断層の群列ボーリング調査、
ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究プロジェクト・平成 23 年度報告書,印刷中, 2012.
7) 新潟県、土地分類基本調査 5 万分の 1「柿崎」、61p., 1979.
8) 竹内圭史・吉村尚久・加藤碵一、柿崎地域の地質、地域地質研究報告（5 万分の 1 地質
図福）、地質調査所、48p., 1996.
(f) 成果の論文発表・口頭発表等なし(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

257

図1

高分解能反射法地震探査測線（赤実線）・重合測線（黒実線）と CMP 番号（国土地理院発行 1/25000 地形図(潟町、原之町）に加筆、向斜位置・名称は新潟県(1979)
7)

による）

258

図2

図3

高分解能反射解析結果（重合断面）

高分解能反射解析結果（マイグレーション断面）

259

図4

図5

高分解能反射解析結果（深度変換断面）

解釈図。緑破線はヒンジラインを示す。表層の地層の傾斜は新潟県(1979) 7) 、竹内他(1996) 8) による。

260

(2-3)

鳥越断層の浅層反射法地震探査

石山達也・加藤直子・佐藤比呂志（東京大学地震研究所）・越谷
豊島剛志・小林健太（新潟大学大学院自然科学研究科）
・戸田信（岩手大学工学部）・

茂（愛知教育大学教育学部）(a) 業務の要約
鳥越断層を横切る 6.1 km 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。
(b) 業務の実施方法及び成果
1) 業務の実施方法
新潟堆積盆地に発達する褶曲・衝上断層帯のうち、東頸城丘陵北部（いわゆる西山中央
油帯）は、北北西走向の軸跡を有する非常に複雑な複背斜構造を呈している。2010 年に行われた深部構造探査・三島-東山測線とその地質学的な解釈から、この構造が地下深部に存在する東傾斜の低角な衝上断層とそこから分岐する西傾斜の比較的高角な逆断層群の上盤側に形成された複背斜構造であること、過剰間隙水圧下にある寺泊層の延性変形によってデタッチメント褶曲が形成されており、浅部の構造をより複雑にしていることなどが明らかになった（佐藤ほか、2011） 1) 。鳥越断層は東頸城丘陵北部と越後平野の地形・地質境界に位置し、第四紀後期の地形面を累積的に変形させることから地形・地質の構造的な落差に寄与した主要な活断層である。三島-東山測線の結果によれば、西傾斜の逆断層である
鳥越断層は地下約 10 km で東傾斜の衝上断層に収斂する。一方でその先端部は非常に複雑な分岐構造を呈しており、浅部の複雑な構造や変動地形と深部構造を結びつけて論じるた
めには地下浅部の高解像度イメージングを行う必要がある。そこで、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、鳥越断層を横断する測線において浅部の高解像度反射法地震探査を実施した（図 1、P263）。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）及び小型バイブレーター震源 T-15000（IVI 社製）を用いた。測線は長岡市高瀬町から同鳥越の約 6.1 km 区間である。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：10 m、展開チャネル数：200 ch、スイープ長：24 sec、スイープ周波数：10～100 Hz、地震計固有周波数：10 Hz、記録長：3 sec、サンプリング間隔：2 msec、平均
垂直重合数：5～7、平均水平重合数：110。

測線周辺のノイズレベルは非常に低く、その結果ほぼ全てのショット記録において
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 通常の共通反射点重合法による解析を行い、反射断面を作成した。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。以下には初期的な重合断面図を作成する際に使用した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:100 msec
・デコンボリューション（Deconvolution）、Operator length:200 msec、Gate length:2000 msec、White noise:5 ％、Prediction length:8 msec
・バンドパスフィルター

10/20～80/100 Hz

・NMO 補正（Normal Move-out Correction）と速度解析（Velocity Analysis）
261

速度解析は CMP200 毎に行った。
2) 結果
データ解析を行った結果、鳥越断層及びその下盤側について、往復走時 1.5 秒までのイメージが取得できた（図 2、P263）。それによれば、鳥越断層上盤側の複背斜構造が下盤側の地層に衝上する様子が確認出来る。衝上断層の上方延長は変動地形学的に認められる中位段丘面の撓曲崖基部にほぼ一致する。さらに、断層下盤側の地層は緩やかな背斜・向斜構造を呈しており、これらは南北に分布する活褶曲が沈下して測線付近でオーバーラップ
していることを示唆する（図 3、P264）。このような伏在する褶曲構造の存在は、石山ほか（2012, 本報告）によるボーリング調査でも示唆されている。
(c) 結論並びに今後の課題
今年度実施した鳥越断層を横断する浅層高分解能反射法地震探査とそのデータ解析及び解釈によって、鳥越断層とともに複数条の伏在断層とこれに伴う伏在背斜がイメージングされた。今後は、反射法の解析を更に進めて深度断面図を作成し、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、鳥越断層の浅部地質構造について詳細な解析を進める予定である。また、深部構造探査の結果を考慮に入れて、鳥越断層と伏在断層の地質構造発達及び震源断層モデルを考察する予定である。
(d) 引用文献
1) 佐藤比呂志・岩崎貴哉・石山達也・加藤直子、東山-三島測線地殻構造探査、ひずみ集
中帯の重点的調査観測・研究プロジェクト・平成 22 年度報告書, 182-227, 2011.
2) 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，2002，「第四紀逆断層アトラス」. 東京大学出版会，254p, 2002.
(e) 成果の論文発表・口頭発表等なし(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

262

図 1

浅層反射測線。赤線は活断層の位置（池田ほか、2002） 1) ，青線は受振・発震測線、

紫線と数字は解析測線及び CDP 番号を示す。

図2

浅層反射解析結果・重合断面図。右側が南東方向を示す。
263

図3

重合断面の暫定的な解釈。

緑色・赤茶色の破線はそれぞれ向斜軸及び背斜軸を示す。
264

(3)

平成２４年度業務計画案

東北日本の顕著な短縮変形の集中域である新潟地域は、日本海拡大時に形成されたリフト帯であり、この堆積盆地は南東方向に北部フォッサマグナへと連なる。北部フォッサマ
グナも褶曲帯であり、その西縁は糸魚川-静岡構造線として平均変位速度の大きな活断層が分布する。新潟から北部フォッサマグナの地殻構造や変形のスタイルを理解することは、
この地域の震源断層を推定する上で重要である。
ひずみ集中帯として、新潟地域を中心とし調査を行ってきたが、北部フォッサマグナまで一連の構造として理解するために、最終年度には北部フォッサマグナを横断する飯山小谷測線で地殻構造探査を実施する。この測線は、長野県下高井郡カヤノ平から飯山市を経て、長野盆地西縁断層帯、北部フォッサマグナを横断し小谷にいたる 60 km の区間である。北部フォッサマグナには新第三系の堆積岩が褶曲帯を構成して、西端には糸魚川-静岡構造線が位置する。測線全域に固定展開で受振器を設置し、ダイナマイト・バイブロサイ
スの集中発震を行い、屈折法・広角反射法のデータも併せて取得する。実施時期は 9 月を予定している。

図1

平成 24 年度ひずみ集中帯地殻構造探査「飯山-小谷測線」測線案。活断層位置は池田他編(2002)による。

265

月岡断層を横断する区間で高分解能反射法地震探査を実施し、断層の地下形状を明らかにする。
平成 24 年度は、本プロジェクトの最終年度である。探査測線で作成した震源断層モデル
を地下地質・変動地形などのデータを総合的に検討し、中越から上越地域までの震源断層モデルを構築する。新潟地域で短縮変形が卓越する要因について、制御震源や変形様式の知見の他、地震波トモグラフィの成果も含め、岩石学的な検討を行う。

266