Ｐ波による反射法地震探査のうち深谷Ｐ波測線は明瞭な撓曲崖とほぼ直交する測線であり、図２−３−１に示すように、撓曲崖直下における深度５５０ｍ付近までの断面形状が明らかにされた。

これより、深谷断層は北側に傾斜する逆断層帯を形成し、深度１００ｍ付近以深の反射面は不連続であるが、深度１００〜７０ｍ以浅では連続して地層は撓曲していると推定される。また、断層の下盤側では断層方向に緩やかに傾斜する反射面が明瞭であるが、上盤側の深度１００ｍ付近以深では北側に急傾斜する。表層部の撓曲した地層は、断層の下盤側では深部よりほぼ整合して堆積しているが、上盤側の標高０ｍ付近には明瞭な傾斜不整合が見られ、不整合面より上位の地層はほぼ水平と推定される。

反射波の類似性にもとづいて、反射記録の対比を行うと図中に示した同じ番号がそれぞれの反射波に対応する可能性が大きいと推定され、それより地層の鉛直変位は深部ほど大きい傾向があり、断層変位の累積性が認められる。

表層部における変形地点を反射記録や屈折トモグラフィ解析によるＰ波速度分布と併せて推定すると、図２−３−１に示すＡ、Ｂの２地点が挙げられる。これらのうち、Ｂ地点にあたるＣＭＰ２３０付近は、松田博幸ほか（１９７７）によって報告された、深谷断層の位置にほぼ対応する地点であり、上述の逆断層帯の延長上に位置する。

一方、本庄Ｐ波測線における反射断面が図２−３−２である。図に示すように、反射面は北東側に傾斜して屈曲する傾向が明瞭であり、断面形状は深谷Ｐ波測線の結果とほぼ同じ傾向を示す。また、断層の上盤側における傾斜不整合も深谷測線と同様に明瞭である。しかし、本庄測線では深谷測線に見られたような地層の不連続は認められず、深谷断層は堆積層の傾斜変化として把握され、地層は撓曲を形成していると考えられる。

これらの撓曲構造は、深度１ｋｍを超える深部構造の把握を目的とした山口ほか（１９９６，１９９７）によって、図２−１−２に示した他の反射法探査結果においても同様の解釈がされている。このため、数１００ｍ深度における比較的浅い部分の堆積構造を直接に比較することは困難である。しかし、今後、各反射記録の統一的な解析を実施し、それぞれの断面形状の地域による違いを明確にすることにより、断層活動の地域差が把握できる可能性がある。

図２−３−１　Ｐ波による反射深度断面図[深谷Ｐ波測線]

図２−３−２　Ｐ波による反射深度断面図[本庄Ｐ波測線]