３．１．２

海域における自然地震観測

目

次

(1)

業務の内容・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・51(a) 業務題目(b) 担当者(c) 業務の目的(d) ６か年の年次実施計画（過去年度は，実施業務の要約）
1) 平成１９年度
2) 平成２０年度
3) 平成２１年度
4) 平成２２年度
5) 平成２３年度
6) 平成２４年度(e) 平成２４年度業務目的(2)

平成２４年度の成果・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・52(a) 業務の要約(b) 業務の実施方法及び成果
1) 機動観測型海底ケーブル・インライン式地震計の点検等
a) 海底ケーブル・インライン式海底地震観測システム浅海部ケーブル状況調査b) 陸上局舎の定期点検
c) 機動観測型海底ケーブル・インライン式地震計のセンサー3 成分方向の推定d) 1964年新潟地震震源域周辺における地震活動
2) 長期観測型海底地震計のデータを用いた上越沖における応力場の推定(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

50

(1)

業務の内容

(a) 業務題目

海域における自然地震観測(b) 担当者
所属機関

役職

国立大学法人東京大学地震研究所 教授

氏名

メールアドレス篠原 雅尚

mshino@eri.u-tokyo.ac.jp

同

准教授

塩原 肇

shio@eri.u-tokyo.ac.jp

同

准教授

望月 公廣

kimi@eri.u-tokyo.ac.jp

同

助教

山田 知朗

yamada@eri.u-tokyo.ac.jp

同

技術職員

八木 健夫

yagi@eri.u-tokyo.ac.jp

同

技術職員

阿部 英二

h-abe@eri.u-tokyo.ac.jp

同特任研究員 真保 敬

shinbo@eri.u-tokyo.ac.jp

同特任研究員 町田 祐弥

yuya@eri.u-tokyo.ac.jp

同

技術補佐員 安倍 恵子(c) 業務の目的
新潟県中越沖に代表されるひずみ集中帯とその周辺の海域において、機動観測型海底ケーブル・インライン式地震計及び自己浮上式海底地震計による海底地震観測を実施し、海域における詳細な震源分布及び地震波速度構造の三次元的分布を明らかにする。
(d) ６か年の年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
1) 平成１９年度：ひずみ集中帯の海域の観測で使用する機動観測型海底ケーブル・インラ
イン式地震計を整備するとともに、海域における効果的設置手法等の検討を行った。
2) 平成２０年度：自己浮上式海底地震計を新潟県中越沖に代表されるひずみ集中帯とその周辺の海域に設置し、地震観測を開始した。地震の発生頻度などを考慮し、比較的長期間の観測を行った。また、解析手法の開発を行った。機動観測型海底ケーブル・インライン式地震計一式の整備を行った。
3) 平成２１年度：平成２０年度に設置した自己浮上式海底地震計を回収する。得られたデータにより、高精度震源分布を求めた。
4) 平成２２年度：機動観測型海底ケーブル・インライン式地震計をひずみ集中帯の海域に設置し、地震観測を開始した。得られたデータから、高精度震源分布を求めた。
5) 平成２３年度：引き続き、機動観測型海底ケーブル・インライン式地震計を用いた海底地震観測を継続し、高精度震源分布を求めた。
6) 平成２４年度：機動観測型海底ケーブル・インライン式地震計を用いた観測を終了する。
これまでのデータから最終的な高精度震源分布を求める。
(e) 平成２４年度業務目的

51

平 成 22 年 度 に 1964 年 新 潟 地 震 の 震 源 域 に 敷 設 し た 機 動 観 測 型 海 底 ケ ー ブ ル ・
イ ン ラ イ ン 式 地 震 計 を用いた海底地震観測を実施する。 ま た 、 観 測 デ ー タ を 高 精 度に 解 析 す る た め に 必 要 な 情 報 を 収 集 す る た め 、 平 成 23 年 度 に 実 施 し た 人 工 地 震に よ る 構 造 調 査 の デ ー タ 解 析 を 行 う 。地 震 観 測 デ ー タ は 、陸 域 の 地 震 観 測 網 デ ー
タ と 併 合 し た 処 理 を 実 施 す る こ と に よ っ て 、微 小 地 震 の 震 源 分 布 な ど の 詳 細 な 地
殻 活 動 を 明 ら か に す る と と も に 、海 域 に お け る 構 造 モ デ ル を 構 築 す る 。ま た 、国内 外 の 学 会 等 に お い て 、今 ま で に 得 た 研 究 成 果 を 発 表 し 、新 た な 専 門 的 知 見 を 得 、
成果の取りまとめに反映させる。

(2)

平成２４年度の成果(a) 業務の要約
本年度は、平成 22 年度に 1964 年新潟地震震源域に敷設した機動観測型海底ケーブル・
インライン式地震計の海底地震観測を継続して実施した。また、粟島ケーブル式海底地震
計観測システムのケーブル陸揚げ地点において、ダイバーによる海岸から水深 20 m までの浅海部ケーブル敷設状況の調査を行うとともに、陸上局舎の局舎定期点検を行った。平成
23 年度に行われた人工地震による構造調査のデータを解析することにより、海底ケーブ
ル・インライン式地震計のセンサー3 成分の方向の推定を行った。一方、平成 20 年度に上越沖で実施した長期観測型海底地震計を用いた海底地震観測のデータから、微小地震の震源分布などの詳細な地殻活動を明らかにする解析を行った。また、これまでの成果普及と関連分野の最新の知見の収集のために、国内の学会で研究発表を行った。
(b) 業務の実施方法及び成果
1) 機動観測型海底ケーブル・インライン式地震計の点検等
a) 海底ケーブル・インライン式海底地震観測システム浅海部ケーブル状況調査
平成22年度に敷設した海底ケーブル・インライン式海底地震計は、沖合では地震観測ケーブルが海底下に埋設してあるが、浅海部においては埋設されていない。さらに海岸から水深25mまでは、海底に大小の玉石が広く存在しているため、敷設作業後にダイバーによるケーブル保護埋設等の作業を実施した。平成24年10月9日から11日にかけて、海岸線から水深20mまでのケーブル敷設区間においてダイバーによる潜航調査を実施し、ケーブル保護管の外れといった異常が生じていないかを調べた。
ダイバーによる調査では、目視によるケーブル及び保護管の状況を確認した（写真1、2、P61）。また、目視調査時に合わせて、無線式のDGPS（写真3、4、P62）を使用し、ケーブルの位置を確認した。調査の結果、ケーブルの位置は概ね敷設された時と同じ場所にあることが確認された。また建設時にケーブルを固定するために設置したU字ボルトなどに異常は見られなかった（写真2、P61）。
b) 陸上局舎の定期点検
52

ケーブル陸揚げ地点となる釜谷漁港に隣接する公園・多目的広場の一画に、陸上局舎として平成22年に粟島海底地震観測室を設営した（写真5、P63）。この観測室には海底ケーブ
ルが引き込まれ、海底ケーブル・インライン式地震観測システムからのリアルタイム地震
データが送られてくる。平成24年10月11日、陸上局舎を建設したメーカー（株式会社 北村製作所）による局舎定期点検を行った。検査の結果、局舎とその周囲に異常がないことが確認された。
c) 機動観測型海底ケーブル・インライン式地震計のセンサー3成分方向の推定
平成 23 年度に観測データの高精度解析を目的として、海底ケーブル・インライン式地震計（Ocean Bottom Cabled Seismometers、以下 OBCS）の周辺海域において、人工震源による構造調査を行った。平成 24 年度には、観測点の加速度センサーにより得られている重力値及び構造調査で得られたデータを用いて、OBCS 内のセンサー3 成分方向の推定を行った。
OBCS にはセンサーとして 3 成分の加速度センサーが取り付けられている。この中の 1 成
分（Z 成分）はケーブル敷設方向と同じ方向に取り付けられているが、残りの 2 成分（X、Y）はケーブル敷設方向と直交方向に取り付けられている。しかしながら地震計センサーにはジンバル機構がないことや、ケーブルの敷設方法などから、X、Y 成分の正確な方向を直接知ることはできない。加速度センサーはセンサーにかかる重力を計測しており、各成分の加速度からセンサー方向を見積もることができる。また、平成 23 年に行った構造調査によるエアガンからの直接波を用いて、振動方向を調べることにより、センサー方向の推定を行うこともできる。ここでは、この 2 つの方法により、センサー方向を求めて、比較した。Z 成分はケーブル敷設方向に取り付けられているため、Z 成分の方位はケーブル敷設方向と同じ（表 1、P64）とし、北方向からの時計回りを正方向として Z 成分の方位を求めた（図 2、P67）。残りの X 成分、Y 成分はケーブル敷設方向とは直交方向に取り付けられている（図 2a、P67）。X、Y 成分の方向は、Z 成分と鉛直な平面内で、右手系の座標において水平面となす角と定義する（図 2b、P67）。
OBCS に取り付けられているセンサーは加速度センサーであるため、重力加速度を検出することができる。そこで、この加速度センサーの性質を利用してセンサー3 成分の方向を推定した。重力加速度の推定にはエアガンの発震が行われていない時間の 1 時間データを用いた。まず各 OBCS について X、Y、Z 成分についてそれぞれの重力加速度（）

を求めた。3 成分は直交しており、加速度センサーの各成分の傾きはで求めることができる。各観測点において、ほぼ 2 週間おきの 10 区間の 1 時間データについて解析し、それらの結果を平均した値を各加速度センサーの方向とした。10 区間から求められたセンサー方向のばらつきから推定される誤差は、0.001 度以下となり、偶然誤差の小さい結果となった。表 2(P64)に結果を示す。
構造調査は、作業船「第 28 豊山丸」（82 トン）により、2011 年 8 月 22、23 日に実施
53

した。人工震源として水中エアガン（米国 BOLT Technology 社 BOLT 2800LL Cluster-Gun：）を使用した。4 基同時に発震し、その起震エネルギーは合計 480 立方インチ（約 7.9 リットル）、発震点間隔は 50 m、曳航速度は約 3 ノットで行った。発震測線の全長は 45.9 km（縦測線 20.9 km、横測線 25 km：図 1(P66)、 表 3(64)）である。この構造調査では、各OBCS に対してケーブル敷設方向とは直交方向にもエアガンによる発震を行った（測線 1-4）。
解析にはこの方向でのエアガン発震によるデータを用いた。エアガンの発震により生じる
水中音波は縦波であり、さらに観測点近傍であれば、水中直達波として地震計にその波形が記録されるため、エアガンの発震によるセンサーの振動方向から X、Y 成分の方向を推定した。
各 OBCS について、観測点の近傍 6 点で発震された記録を用いて解析を行った。はじめに、エアガン発震による X、 Y 成分の波形記録に対して、16～32 Hz のバンドパスフィル
ターをかけ（図 3a、P67）、初動が到達してから数 10 ms 程度の短時間の波形を用いて粒子軌跡を描いた（図 3b、P67）。この粒子軌跡を最小二乗法により直線で近似し、各ショット
位置に対してのエアガン発震による振動方向を推定した（図 3b、P67）。次に、各観測点から見たエアガンの発震位置を求め（図 3c、P67）、エアガンによる振動方向の初動極性を用いて、各 OBCS の X、Y 成分の方向を推定した。個々の発震から求めたセンサー方向から求められる標準偏差（σ）から、誤差（±2σ）を求めた。表 4(P65)にエアガンの発震によるセンサーの振動方向から求めた各 OBCS のセンサー3 成分の方向と誤差を示す。
加速度センサーにより計測された重力加速度から求められたセンサー方向の誤差は非常に小さい。一方、エアガン発震による直接波の粒子軌跡により求められた値は、各発震毎に求められたセンサー方向のばらつきが大きく、誤差が大きい。これは、観測点近傍の海底地形の影響を受けている可能性がある。しかしながら、すべてのセンサーについて、エ
アガン発震により求められたセンサー方向は、誤差の範囲で重力値によるセンサー方向と一致する。これは、本研究で求めたセンサー方向が確からしいことを示している。
d) 1964年新潟地震震源域周辺における地震活動
1964年新潟地震震源域である新潟県粟島沖に設置したOBCSのデータは、インターネット
を通じ、現在データを収集中である。収集されているデータは、気象庁一元化震源リスト
を基に、地震波形観測支援プログラムWINシステム(卜部・束田, 1992 1) )を用いて目視による検測作業を行っている。2012年11月30日までに発生した地震の検測作業が終了している。平成23年度には、OBCSによる観測海域下においてエアガンによる構造調査を行い、各観測点直下の速度構造を推定した。さらに、その結果を反映させて各OBCSとその近傍にある粟島観測点における堆積層の走時の遅れを考慮したP波、S波の補正値を求めた。
本研究では、この速度構造と各観測点の補正値を用いて震源決定を行った。観測を開始
した 2010 年 8 月 29 日から 2012 年 11 月 30 日までに発生した地震 106 個のうち、P 波が 3点以上、S 波が 1 点以上読み取られている地震 46 個を解析対象とした（図 4、P68）。その際、震源決定には一次元速度構造と絶対震源を用いる震源決定プログラム hypomh (Hirata
and Matsu’ura, 1987 2) )を用い、平成 23 年度に行われた観測海域で行われた構造調査の結果に基づく一次元の速度構造を仮定し（図 5、P68）、それに伴う各観測点補正値（図 6、54

P69）を適応させた。その結果、解が収束し、水平、深さ方向の誤差がそれぞれ 1km、2km以内となる地震は 23 個となった。気象庁によって求められた震源と、OBCS 観測網と粟島観測点によって求められた震源の比較を行い、気象庁によって求められた震源は、観測域下において 5～10km 程度震源が浅くなる結果となった（図 7、P70）。OBCS で決定された震源は、約 34 度の西下がりの面状の分布を示す。また、図 7(P70)では、粟島周辺で発生した過去の震源分布も示した。1964 年新潟地震が発生した 1964 年 6 月 16 日から 9 月 30 日までの震源分布（図 7(c)、P70）を見ると、高角の西傾斜になっている。1964 年新潟地震の発震機構解によると、西下がりの節面の傾斜角は 70°である(Aki, 1966 3) )。また、発震機構解、水準測量などから得られた 1964 年新潟地震の断層モデルによると、長さ 80km、幅 30km、傾斜方向 N81°W、その傾斜角 56°と推定された(Abe, 1975 4) )。OBCS で決定された震源が形成する面は、それらよりも低角である。これらの結果から、得られた粟島周辺の微小地震が、1964 年新潟地震の震源断層面上で発生しているとは考えにくい。現在の粟島周辺の地震活動と 1964 年新潟地震の断層面との関係を明らかにするためには、今後さらなるデータの蓄積が期待される。また、粟島周辺域の気象庁一元化震源導入前後の震源分布（図 7(d)と図 7(e)、P70）を比較すると、一元化震源導入前は深さ 0～40km の範囲に分布しているのに対し、一元化震源導入後は深さ 5～25km の範囲に多く分布している。OBCSで決定された震源は、その中でも浅い 5～20km の範囲に分布する結果となった。
2) 長期観測型海底地震計のデータを用いた上越沖における応力場の推定
東北日本の日本海側、及び日本海東縁部に位置するひずみ集中帯では、東西方向ないし
北西-南東方向の圧縮場が卓越している領域(Sagiya et al., 2000 5) )であり、2004 年新潟
県中越地震、2007 年新潟県中越沖地震などで代表される被害地震が多数発生してきた。特に新潟県中越沖地震では、その震源域が海域に分布しており、精密な地震活動及び震源断層の実態を把握するためには海域における観測が必要となる。さらに海域における長期的な地震観測は、この周辺における地震発生の場を明らかにするだけでなく、同様な他の地域における地震発生の理解にも重要となる。
平成 20 年 12 月から平成 21 年 10 月にかけて、新潟県上越沖におけるひずみ集中帯とその周辺の海域において長期観測型海底地震計 10 台を用いた自然地震観測を行った（図 8、P71）。回収された長期観測型海底地震計のデータに対して時刻補正などの処理を行った｡
その後、海底地震計で得られたデータから、地震波形観測支援プログラム WIN システム(卜部・束田, 1992 1) )を用いて気象庁一元化震源リストを基にした検測作業行った。P 波の読
み取りが 3 個以上、S 波の読み取りが 1 個以上読み取ることができた地震は 1039 個であった。次に、この 1039 個の地震について、陸域観測点のデータから WIN システムを用いて目視による初動の検測作業を行った。本研究では、これらの読み取り値を用いて海底地震計と陸上観測点のデータを用いた併合処理による震源決定を行った。その際、震源決定には
一次元速度構造と絶対震源を用いる震源決定プログラム hypomh(Hirata and Matsu’ura,
1987 2) )を用いた。速度構造には、2007 年に本観測網を縦断するように行われた海陸統合
地殻構造探査の結果(Nakahigashi et al., 2012 6) )に基づく一次元速度構造モデルを用いた（図 9、P72）。震源決定の対象とした地域は速度構造の強い不均質性が推定されており、
55

厚さ 6km の堆積層が分布する場所も存在する(Kato et al., 2009 7) )。正確な震源分布を得るためには、このことを考慮して速度構造を設定する必要がある。本研究では、震源決定に用いた観測点を、海底地震計（図 8(P71)の青の逆三角）、観測点直下の堆積層が厚い
陸域観測点（図 8(P71)の赤四角）、観測点直下の堆積層が薄い陸域観測点（図 8(P71)の緑四角）の 3 グループに分け、それぞれ異なった一次元の速度構造を用いた。図 9(P72)には、海底地震計用の速度構造（青線）、堆積層が厚い陸域観測点用の速度構造（赤線）、堆積層が薄い陸域観測点用の速度構造（緑線）に分けて示した。また、観測点直下の堆積層の不均質により、そこを伝播する P 波と S 波の走時が、震源決定に用いる一次元構造から期待される走時と異なる。従って、高い精度で震源を決定するためには、この差の補正を、観測点毎にできるだけ正確に行う必要がある。まず、各海底地震計下における堆積層による走時の遅れを考慮した P 波、S 波の補正値を求めた。P 波到着時刻の補正のための初期値は、解析領域下で発生した深さ 200km 以上の気象庁により震源決定された深発地震の P 波初動
到着時刻を用いて、以下の手順によって求めた。まず、気象庁によって求められた地震の震源位置から、震源決定に用いた速度構造モデルを基に、各観測点での P 波理論走時を求めた。この理論到達時刻と、初動読み取り値との差の平均値を各観測点で求めた。速度モデルの基となった構造探査測線に最も近い観測点 NH08（図 8、P71）の P 波到着時を基準として、それ以外の観測点の相対的な時刻差を求め、初期値とした。観測が実施された上越沖では堆積層が非常に厚く分布している(Nakahigashi et al., 2012 6) )。この堆積層の下部を S 波が通過するとき、直達 S 波と、P 波に変換する SP 波が生じる。本解析では、SP
変換波が堆積層と速度が速い基盤層の境界で生じたものとし、この SP 変換波の到達時刻とS 波の到達時刻の差を用いることで、各観測点下の S 波の補正の初期値を求めた。この初期値を用いて、以下の手順により、海底地震計及び陸上観測点それぞれの補正値を見積もっ た 。 ま ず 陸 域 観 測 点 の 補 正 値 を 与 え ず 、 一 次 元 速 度 構 造 を 用 い て 海 底 地 震 計 も 含 めて
hypomh による震源決定を行い、解が収束し、かつ水平方向、及び深さ方向の誤差が 1km、2km 以内に求まった地震を用いて、各観測点での理論走時と観測走時の平均値を求めた。
これを観測点補正値に加えてさらに震源決定を行った。この手順を 3 回繰り返し、各観測点の補正値とした（図 10、P72）。この時、海底地震計の補正値も陸域観測点と同様に、観測点補正値を修正した。その結果、解が収束し、深さと水平方向の誤差がそれぞれ 2km、1km 以内の地震は 594 個となった。また、初期補正値を用いた震源計算における P 波の O-C
時間の平均値は 0.214 秒、S 波のそれは 0.659 秒であったが、最終の補正値を用いた震源計算における P 波の O-C 時間の平均値は 0.116 秒、S 波のそれは 0.255 秒となり、O-C 時間が減少した。図 11(P73)には、海底地震計と陸域観測点を用いて決定された震源の分布を示す。これらの地震の多くは深さ 5～20km に分布し、この深さは上部地殻から下部地殻上層部に相当する。2007 年中越沖地震の余震分布(Nakahigashi et al., 2012 6) ) でも、上部地殻だけでなく下部地殻でも地震活動が活発であったことと調和的である。
この震源決定の結果を用いて、P 波初動極性を用いて発震機構解を決定した（図 12、P74）。
発震機構解の決定には、Reasenberg and Oppenheimer (1985) 8) の手法を用い、1 つの地震に対し 10 点以上の P 波初動極性が読み取られているものを解析対象とした。決定された発震機構解（155 個）は Flohlich (1992) 9) の定義に従い、発震機構解を逆断層型（86 個）、
56

横ずれ型（4 個）、正断層型（11 個）、その他（54 個）の 4 タイプに分類した。その結果、逆断層型の地震が半数以上を占め、この地域が圧縮場であると推定されていること(Sagiya
et al., 2000 5) )と調和的である。2007 年中越沖地震の震源域においても、多くの逆断層型の発震機構解が分布し、Imanishi and Kuwahara (2009) 10) の結果を支持する。
これらの発震機構解を用いて、応力テンソルインバージョン（Hardebeck and Michael,2006 11) ）により、この地域の応力場を推定した。応力テンソルインバージョンの解析は、
本研究の対象域を、図13(P75)のように水平方向に20km x 20kmの領域に分け、1つの領域に、発震機構解が5個以上ある領域を解析対象とした。解析対象とした地震は、地殻内（深さ5～20km）で発生しており、深さ方向に応力場が変化しないという仮定で行った。その結果（図13、P75）、最大主応力軸（ σ 1 ）は北西-南東方向ないし東西方向を向く。また、最小主応力軸（ σ 3 ）はほぼ鉛直方向を向く。この応力場は、北西-南東圧縮ないし東西圧縮の

σ2 −σ3  は、0.4～0.6の領域が多く、等 σ1 − σ 3 

逆断層型の応力場を示している。また、応力比 

方的な応力場（ σ 2 が σ 1 と σ 3 のほぼ中間の値）である。この結果は、2004年中越地震の余
震 観 測 デ ー タ を 用 い た 2004年 中 越 地 震 震 源 域 付 近 の 応 力 場 の 解 析 の 結 果 (Kato et al.,2006 12) )と調和的である。本研究では、解析を行った領域が20km x 20kmと比較的広いた
めに、2007年中越沖地震震源域においても、北西-南東圧縮逆断層型の応力場を示す結果となった。
(c) 結論ならびに今後の課題
新潟県粟島沖に設置した海底ケーブル・インライン式地震計を用いた1964年新潟地震震源域におけるリアルタイム地震観測を継続して実施した。平成24年10月には海底インライ
ン・ケーブル式海底地震観測システムのケーブル陸揚げ地点において、海岸線から水深20mまでのケーブル敷設区間においてダイバーによるケーブル埋設状況の確認を行い、異常がないことが確認された。平成23年に実施したエアガンによる構造調査によるデータを解析し、海底ケーブル式海底地震計の3成分センサーの方向を推定した。これは重力加速度により求めた3成分センサーの方向と概ね一致する結果となった。また、海底ケーブル・インラ
イン式地震計を用いて決定された震源分布は西傾斜となり、その傾斜角は34度である。これは、発震機構解などから推定されている1964年新潟地震の断層面の傾斜角よりも低角である。
新潟県上越沖において長期観測型海底地震計と周辺の陸域観測点のデータを用いて推定された応力場は、北西-南東圧縮ないしは東西圧縮の逆断層型のものとなった。2004年中越地震震源域及び2007年中越沖地震の震源域においては、北西-南東圧縮の逆断層型の応力場が求められた。
(d) 引用文献57

1) 卜部卓・束田進也、win

微小地震観測網波形検測支援のためのワークステーション・

プログラム（強化版）、地震学会講演予稿集、1、C22-P18、1992.
2) Hirata, N. and M. Matsu’ura, Maximum-likelihood estimation of hypocenter withorigin time eliminated using nonlinear inversion technique, Phys. Earth Plane. Inter.,
47, 50-61, 1987.
3) Aki, K., Generation and Propagation of G Waves from the Niigata Earthquake of June
16, 1964. Part1. A statistical analysis, Bull. Earthq. Res. Inst., Tokyo Univ., 44,
23-72, 1966.
4) Abe, K., RE-EXAMINATION OF THE FAULT MODEL FOR THE NIIGATA EARTHQUAKE OF 1964,
J. Phys. Earth, 23, 349-366, 1975.
5) Sagiya, T., S. Miyazaki, and T. Tada, Continuous GPS Array and Present-day Crustal
Deformation of Japan, Pure appl. Geophys., 157, 2303-2322, 2000.
6) Nakahigashi, K., M. Shinohara, E. Kurashimo, T. Yamada, A. Kato, T. Takanami, K.
Uehira, Y. Ito, T. Iidaka, T. Igarashi, T. Iwasaki, and T. Kanazawa, Seismic structureof the source region of the 2007 Chuetsu-oki earthquake revealed by offshore-onshore
seismic survey: Asperity zone of intraplate earthquake delimited by crustal
inhomogeneity, Tectonophsics, 562-563, 34-47, 2012.
7) Kato, A., E. Kurashimo, T. Igarashi, S. Sakai, T. Iidaka, M. Shinohara, T. Kanazawa,T. Yamada, N. Hirata, and T. Iwasaki, Reactivation of ancient rift systems triggers
devastating

intraplate

earthquakes,

Geophys.

Res.

Lett.,

36,

L05301,

doi:10.1029/2008GL036450, 2009.
8) Reasenberg and Oppenheimer, PFIT, FPPLOT and FPPAGE: Fortran computer programs forcalculating and displaying earthquake fault-plane solutions, Open-File Report No. 85-739,
U.S. Geological Survey, 1985.
9) Flohlich, C., Triangle diagram: ternary graphs to display similarity and diversity ofearthquake focal mechanism, Phys, Earth, Planet, Inter., 75, 193-198, 1992.
10) Imanishi, K. and Y. Kuwahara, Stress field in the source region after the 2007
Mw6.6 Niigata Chuetsu-oki earthquake deduced from aftershock focal mechanism:
Impilication for a pre-mainshock stress field, Earth Planets Space, 61, 1053-1065,
2009.
11) Hardebeck, J. and A. Michael, Damped regional-scale stress inversions:
Methodology and examples for southern California and the Coalinga aftershock sequence,
J. Geophys. Res., 111, B11310, doi:10.1029/2005JB004144, 2006.
12) Kato, A., S. Sakai, N. Hirata, E. Kurashimo, T. Iidaka, T. Iwasaki, and T. Kanazawa,
Imaging seismic structure and stress field in the source region of the 2004
mid-Niigata prefecture earthquake: Structural zones of weakness and seismogenic
stress concentration by ductile flow, J. Geophys. Res., 111, B08308,
doi:10.1029/2005JB004016, 2006.

58

(e) 成果の論文発表・口頭発表等
著者

題名

発表先

発表年月日

町田祐弥，真保敬，篠原1964 年新潟地震震源域にお日本地区惑星科学

平成 24 年 5

雅尚，山田知朗，望月公

ける浅部速度構造

連合 2012 年大会

月

真保敬，町田祐弥，篠原

海陸地震観測網から推定さ日本地球惑星科学

平成 24 年 5

雅尚，山田知朗，望月公

れる新潟県周辺における応連合 2012 年大会

月廣，金沢敏彦

力場の空間分布

町田祐弥，真保敬，篠原1964 年新潟地震震源域に設日本地震学会

平成 24 年

雅尚，山田知朗，望月公

置された海底ケーブル式海2012 年度秋季大10 月

廣，金沢敏彦底地震計の方位会

真保敬，町田祐弥，篠原

海底ケーブル・インライン式

日本地震学会

平成 24 年

雅尚，山田知朗，望月公

地震計を用いた 1964 年新潟

2012 年度秋季大10 月

廣，金沢敏彦地震震源域で発生する地震会

廣，金沢敏彦の震源分布
町田祐弥，真保敬，篠原

ケーブル式海底地震計シス

海洋調査技術学会

平成 24 年

雅尚，山田知朗，望月公テムによるデータをより高第 24 回研究成果

11 月廣，金沢敏彦

精度に解析するための手法

発表会

真保敬，町田祐弥，篠原

海底ケーブル・インライン式

海洋調査技術学会

平成 24 年

雅尚，山田知朗，望月公

地震計を用いた 1964 年新潟

第 24 回研究成果

11 月廣，金沢敏彦地震震源域の地震活動

発表会

Machida, Y., T. Shinbo,

Precise hypocentral

2011 AGU Fall

平成 24 年

M. Shinohara, T.

distribution in the source

Meeting

12 月

Yamada, K. Mochizuki,

area of the 1964

T. Kanazawa

earthquake based on an

Niigataactual crustal modelrecorded by Ocean Bottom
Cabled Seismometers in theJapan Sea
Shinbo, T., Y. Machida,

Spatial variation of2011 AGU Fall

平成 24 年

M. Shinohara, T.

stress field in the eastern

Meeting

12 月

Yamada, K. Mochizuki,

margin of the Japan Sea

T. Kanazawa

inferred from a marine andland seismic network(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
59

なし
3) 仕様・標準等の策定
なし

60

写真 1

粟島ケーブル式海底地震観測システム、ケーブル敷設状況写真。海岸線から 360m

付近。

U 字ボルト固定状況

写真 2

粟島ケーブル式海底地震観測システム、ケーブル敷設状況写真。海岸線から 100m付近。U ボルトによりケーブル保護管が固定されている。

61

無線式 DGPS 受信機

データ収録装置

写真 3

作業船及び観測機材。

DGPS 受信機

写真 4

ダイバーによる地震ケーブル埋設状況の潜航調査作業状況及び観測機材。

62

写真 5

粟島海底地震観測室の外観。

63

表1

Z 成分の方位。ケーブルが敷設されている方向と同一であり、水平である。
Z (degree)

表2

OBCS1

10.4

OBCS2

294.5

OBCS3

13.4

OBCS4

61.3

重力加速度により推定したセンサーの水平面からの角度。Z 成分センサーの方向に直交する平面上に X,Y 成分センサーがある。
X(degree)Y(degree)

OBCS1

212.5

302.5

OBCS2

9.0

99.0

OBCS3

142.5

232.5

OBCS4

225.7

315.7
Y=X+90表3

測線の位置情報

測線名

A

測線長

緯度

経度

（km）

(ddmm.mmmm)(dddmm.mmmm)

3827.255933

13909.624250

3825.168032

13909.138402

3822.896864

13912.189492

3820.385939

13911.428596

3818.813654

13907.766373

3825.682479

13911.003467

3826.170716

13907.623938

3825.729244

13913.382531

3821.803333

13908.660999

3820.952906

13913.364122

3821.580700

13910.025632

3818.273979

13910.093211

3820.647125

13908.451146

20.89

1

5.00

2

10.00

3

5.00

4

5.00

64

表4

エアガンの発震によるセンサー振動方向により推定したセンサーの水平面からの角度。誤差は、個々の発震から求めた値から計算される標準偏差（σ）を用いて、±2σとしている。
X (degree)

Y (degree)

Error

OBCS1

206.8

296.8

±14.3

OBCS2

0.3

90.3

±9.2

OBCS3

148.3

238.3

±6.8

OBCS4

218.3

308.3

±10.5
Y=X+9065

図1

発震測線図。測線 A は埋設されている 4 基の海底地震計の埋設方向を通る測線（縦測線）、測線 1～4 はそれに直交する測線（横測線）である。

66

図2

(a)Z 軸方位。北からの方位（時計回りを正）を Z 軸の方位とする。(b)Y 成分が鉛直

上向きを正とするときの X 成分からの回転角度。

図3（a）OBCS1、X、Y 成分のエアガン波形。16～32Hz のバンドパスフィルターがかけられている。
（b）エアガンの発震による X、Y 軸成分のセンサー振動方向。破線は振動方向を示す。（c）観測点から見たエアガンの発震方向。OBCS1 の X、Y 軸方向が示されている。

67

図4

読み取りを行った地震の震源分布（気象庁による）。OBCS4 点（赤三角）と粟島観測点（赤四角）の計 5 点を用いて震源決定を行った。

図5

OBCS と粟島観測点による震源決定に用いた速度構造。
68

図6

OBCS と粟島観測点の観測点補正値。左が P 波到達時刻の補正値、右が S 波到達時刻の補正値を示す。

69図7(a)OBCS と粟島観測点を用いて決定された震源の震央分布（緑丸）。それらと気象庁によって決定された同じ震源（青丸）は線で結ばれている。矩形は、(b)～(e)に示す断面図の範囲。(b) OBCS と粟島観測点を用いて決定された震源の断面図。(c)1964 年新潟地震の余震分布（気象庁による）。期間は 1964 年 6 月 16 日から 1964 年 9 月 30 日まで。(d)気象庁一元化震源導入以前の震源分布（期間：1960 年 1 月～1997 年 9 月）。(e) 気象庁一元化震源導入後の震源分布（期間：1997 年 10 月～2012 年 8 月）。緑丸は OBCS で決定された
震源。

70

図 8

設置した海底地震計の位置と解析に用いた陸上観測点。観測期間と同じ期間に気象庁が決定した地震も同時に示した。青の逆三角は海底地震計、緑四角は走時計算時に堆積層の薄い速度構造を仮定した陸上観測点、赤四角は走時計算時に堆積層の厚い速度構造を仮定した陸上観測点を示す。黄色と橙の星は、2004 年中越地震と 2007 年中越沖地震の震央の位置（気象庁による）を示す。

71

図 9

長期観測型海底地震計と陸域観測点を用いて震源決定を行った時に用いた P 波速度構造。青線、緑線、赤線は、それぞれ海底地震計用の速度構造、堆積層の薄い陸上観測点用の速度構造、堆積層の厚い陸上観測点用の速度構造を示す。

図 10

長期観測型地震計と周辺の陸域観測点の補正値。左が P 波到達時刻の補正値、右がS 波到達時刻の補正値を示す。

72

図 11

長期観測型海底地震計データ及び陸上観測点でのデータによる震源決定結果。

73

図 12

求められた P 波初動発震機構解。Flohlich (1992) の定義に従い、発震機構解を逆断層型 86 個（赤）、横ずれ型 4 個（緑）、正断層型 11 個（青）、その他 54 個（黒）の 4 タ
イプに分類した。下半球投影。

74

図 13

応力テンソルインバージョンにより求められた主応力分布。対象域を 20kmx20km の領域（灰色の線）に分け、1 つの領域内に発震機構解が 5 個以上存在する領域の応力を求めた。赤線、緑線、青線はそれぞれ最大主応力軸（ σ 1 ）、中間主応力軸（ σ 2 ）、最小主応
力軸（ σ 3 ）を、下半球投影で示す。また、線の長さは水平面からの傾斜角を、丸の色は応σ2 −σ3  をそれぞれ示す。
σ
σ
−
3 
 1

力比 

75