京 都 大 学 防 災 研 究 所 年 報

第48号B 平成17年4月

Annuals of Disas. Prev. Res. Inst., Kyoto Univ., No. 48 B, 2005

中国雲南省麗江盆地の地形-地質構造と盆地形成メカニズム矢野孝雄１）・赤松純平・李康龍 2）・西村敬一 3）・蒋

駒澤正夫 5）・中村佳重郎・盛川
1)6)

麗江県地震局

岡山理科大学総合情報学部
4)5)仁 6）・坂井公俊 6）・宇田川鎮生 6）

鳥取大学地域学部
2)3)楽群 4）・

雲南省地震局

産業技術総合研究所地質情報部門

東京工業大学大学院総合理工学研究科

要旨

雲南省北西部の大理-麗江地区は青蔵高原から雲貴高原への移行部にあたり，山間盆地が集中して分布する。それらのうち最北部に位置する麗江盆地の形成メカニズムが，地形-地質特性，活断層，および広域活構造にもとづいて解明される。麗江盆地
および周辺域には８条の活断層が認定され，南-北方向の活断層には縦ずれ変位が，北東-南西方向の断層には左横ずれ変位が，それぞれ卓越する。共存するこれらの活断層が示す応力場は，σ 3 = E-W，σ 2 /σ 1 = N-S/鉛直， [σ 3]＜[σ 2]〜[σ 1]である。
すなわち，σ 1 が鉛直方向にある期間には地溝が形成され，σ 1 が水平方向にある期間には横ずれ変形が進行して，麗江盆地および周辺域の変動地形が形成された。広域活構造の解析結果は，大理-麗江地区の山間盆地群が，北北西-南南東方向の右横ずれ
master faults（中甸および紅河-哀牢山断層系）の右 stepping に生じた大規模プルアパート盆地（幅100km，長さ75km）中に形成された地溝群であることを示す。プル
アパート盆地の形成にかかわる広域応力場としては，北北西-南南東方向のσ 1 および
東北東-西南西方向のσ 3 が想定される。麗江盆地周辺における応力方位の転換は，プ
ルアパート盆地内部への広域応力場の直達（横ずれ変形時相）と，その結果生じる
master faults の変位によるプルアパート盆地の伸長（地溝形成時相）に由来する可能性がある。
キーワード: 雲南省，麗江盆地，活断層，応力場，プルアパート盆地

1.

まえがき

江，メコン川，およびサルウィン川―が相互に 40kmの間隔まで近接して並流する「三江地帯」にあたり，雲南省北西部は，青蔵（チベット）高原から雲貴高原面が深く下刻されてできた大峡谷地帯は"地球高原への移行部にあたる（Fig. 1）。北北西に高く，の皺"ともよばれる。そのうち，大理-麗江地区（25°南南東へ低く，高原の平均高度は 4,000m から 2,000m〜27°N および 99.5°〜101°E）には多くの山間へ下る。この地域は，東アジア南部の３大河川―長盆地が集中的に分布し，いくつかの湖盆を擁する

1

Fig. 1 Distribution of intramountain basins in and around the Dali-Lijiang area, northwestern Yunnan, China. Topographic
contours from the SRTM (Shuttle Radar Topography Mission) 3" mesh data of NASA <http://www2.jpl.nasa.gov/srtm/>.

2

（Fig.1）。低平な盆地面は，集中的な土地利用がは

調査の成果と広域的活構造解析にもとづいて，麗江

かられ，大理-麗江地区は雲南省北西部の社会-経済

盆地をはじめとする山間盆地群の形成メカニズムを的要地となっている。これらの山間盆地群は活発な解明しようとするものである。

地殻変動に由来するものであり，地域の人々は，土地の集約的利用が可能であるいっぽうで，歴史的に

2.

麗江盆地および周辺域の地形-地質特性

は多くの地震被害にみまわれてきた（Fig. 2）。大理-麗江地区は 1982 年に「滇西地震預報実験場」（総面
3

麗江盆地は，大理-麗江地区の最北部（27°N 付近）

積 3 万 km ）に指定され，国際共同研究を含めた幅に位置する南北方向に伸長した山間盆地である（Fig.

広い地震予知研究が展開され，いくつかの大地震の1）。麗江盆地および周辺域の地形-地質特性は，次の長期（10 年程度），短期（3 ヶ月）あるいは直前予報

ようにまとめられる。

に成功している（劉ほか，2002）。
1996 年 2 月 3 日に発生した麗江地震（M7.0）の直

2.1

地形特性

後に，文部省科学研究費（突発災害）の援助を受け

麗江盆地および周辺域の地形は，４つの要素 ―山て日本からの調査団が組織され，国際共同調査が実岳[海抜 5,500〜3,000m]，高原[3,200〜2,500m]，山施された（Akamatsu, 1997）。この調査は，その後，

間 盆 地 [3,000 〜 2,200m] ， お よ び 河 谷 [1,800 〜

国際防災十年特別事業（1994−1998）および科学研

1,300m]― で構成されている（Figs. 1 and 3）。山究費補助金（2002〜2004 年：赤松，2005）による海

岳は北西部に位置し，哈巴雪山（5,396m）と玉龍雪

外調査に引き継がれ，マイクロゾーニングを目的と山（5,596m）をいただく哈巴-玉龍山塊をつくる。山した総合的な地球物理学的研究（微小地震観測，微塊の主稜線は北方へ延び，西蔵高原南東部の沙魯里

動観測，屈折法地震探査，重力探査，GPS 地殻変動

山脈へ連なる。高原は，北東部の九子海，南西部の観測，衛星画像解析，地形-地質調査など）が行なわ

太安〜南渓，および南東部の龍山をそれぞれ中心とれた。本研究は，その一環として実施された活断層

する３つの高原からなる。高原は顕著な定高性を示し，高原面の起伏は緩やかである。山間盆地のうち主なものは，麗江，拉市および鶴慶盆地である。山間盆地と山岳・高原との境界はほとんどの場合，直線的な急崖〜急斜面になっていて，比高は数 100〜
1,500m に達する。これらの主要盆地のほか，小規模な盆地が山岳内部（文海）や高原上（九子海，南渓，龍山）に，そして断層帯中（大具，文化，白漢場）に存在する。金沙江の河谷は，麗江盆地をとりまく
周辺域を深く下刻した長大な V 字谷をつくる。西蔵高原から南南東流する金沙江は，麗江西方の石鼓で大きく転流し（天下第一弯：呉，1992），北北東流した後，東縁部を北から南へ貫流する。河谷底と高原面との比高は一般に 1,500〜2,500m であるが，金沙江が山岳部を斜断する虎跳峡では，哈巴雪山と玉龍
雪山の間に先行谷が穿たれ（Leloup et al., 1995），
山頂と谷底との比高は 3,900m に達する。
この論文の主要な研究対象である麗江盆地は，東
西 4〜5km，南北 32km の狭長な山間盆地であり，南部は S 字状に湾曲するため，東西幅が 10km まで拡がる（Fig. 3）。盆地の東西の斜面は比較的直線的な急崖〜急斜面になっていて，比高は数 100〜1,500m 以上に達する。詳細にみると，南-北方向のみならず，

Shop pillar with a residual tilt of seismic

北東-南西および北西-南東方向の斜面が複雑に組み

damage, reinforced with wedge boards on the both

合わさって，盆地周縁の斜面ができあがっている。

side, in the Old Town of Lijiang (a World Cultural

盆地の南東端は「玉龍関」とよばれる北西-南東方向

Heritage), Lijiang, northwestern Yunnan.

の基盤隆起によって，南方の鶴慶盆地から隔てられFig. 2

3

Fig. 3

3D-topograhic image in and around the Lijiang Basin. Imaging from the SRTM 3" mesh data of NASA<http://www2.jpl.nasa.gov/srtm/>, through KASHMIR <http://www.kashmir3d.com/> by Sugimoto, T.

る。いっぽう，麗江盆地の北端部は玉龍雪山から東び，比高 40〜50m の低平な丘陵地をつくる。丘陵構へ突出する基盤隆起や氷河モレーン群に遮られ，狭成層は下部更新統の蛇山層であり，同様の丘陵地が窄部の北方は「干海子」とよばれる小盆地（東西 4km，

蛇山から玉龍関まで連続している。

南北 5km）になっている。玉龍雪山から干海子へむ
かって，氷河アウトウォッシュ性の複合扇状地が発

2.2

地質特性

達する。干海子の北縁は黒白水によって解析されつ

麗江盆地および周辺域の地質は厚いシルル系〜三つあり，この小盆地の北縁には，かつて黒白水を流

畳系（浅海性石灰岩と砕屑岩：最大積算層厚

下した谷氷河の右岸側サイドモレーンが，残されて13,000m）で構成され，そのうち上部二畳系は玄武岩いる（Fig. 3）。

類（最大層厚 3,900m）からなる（雲南省地質鉱産局，

麗江盆地の盆地面は 2,900〜2,400m の海抜高度に1990）。始新統は陸成赤色岩相（紅層〜雑色層：最大あり，南へ緩く傾斜する。盆地の北部は平均勾配が層厚 2,100m）からなり，下位層を顕著な不整合で覆3°〜2°の複合扇状地帯であり，西縁にはより急勾って散在的に分布する。始新統以下の地層群，とく配の大規模扇状地群が発達する。中部では盆地面がにシルル系〜三畳系は，褶曲や断層によって複雑にしだいに緩勾配になり，東西の山麓線は明瞭で，と変形している。

くに東縁の山麓線は著しく直線的である。南部の盆これらの古期堆積岩類をほぼ水平に削剥した浸食

地面は，海抜 2,400m 前後にひろがる沖積低地になっ小起伏面が前述した高原面であり（Fig. 3），現在でていて，著しく平坦である。沖積地の地下水面はきは海抜高度 3,000m 前後まで隆起し，「雲南準平原」

わめて浅く，とくに南半部では地表面近くにある。

あるいは「雲南高原面」とよばれる（任ほか，1957）。

盆地南部の S 字状湾曲部へ向かって南から蛇山がの

高原面の形成年代は不明であるが，始新統の変形後，4

Fig. 4 Geomorphic-geologic structure in and around the Lijiang Basin. Geologic faults: Kusuda and Nakamura (1997),
altitudinal contours of gravimetric basement under intramountain basins: Komazawa et al. (in press), topographic relief
of mountain slope: imaged from SRTM through KASHIMIR.

次に述べる山間盆地周辺に分布する鮮新統の堆積以を形成する（雲南省地質局，1977）。これらは，山間前であることは確実である。

盆地を埋積する堆積層の一部が盆地縁辺部に露出し麗江盆地や隣接する拉市・鶴慶盆地の周縁の一部たものであり，山間盆地の発生がすくなくとも鮮新には，鮮新統の三営層（層厚＞230m）と下部更新統

世のある時期まで遡ることを示す。麗江盆地を広くの蛇山層（層厚 190m）が分布し，ほぼ水平な堆積層覆っている中部更新統〜完新統は，河川性〜氷河ア

5ウトウォッシュ堆積物からなる。山岳部には氷河堆

3.

麗江盆地および周辺域の活断層

積物や氷河地形が残され（任ほか，1957），玉龍雪山と哈巴雪山には今日でも山岳氷河が懸り，北半球最南の氷河として著名である。

麗江盆地および周辺域には多くの地質断層やリニアメントが存在し，いくつかの活断層が認定される

主要な構造方向は南-北，北西-南東および北東-（Fig. 4）。地質断層は麗江-寧浪地域地質図（Kusuda

南西方向であり，一部に東-西方向の構造要素もみらand Nakamura, 1997）に従い， リニアメントの認定れる。これらの構造方向は，始新統以下の古期堆積は衛星画像（ASTER 地形補正画像[レベル 3A01]）の岩類を変形させる褶曲軸, 地質断層, リニアメント

立体視に拠った。活断層の認定には，現地での地形-のほか，直線的な急崖や急斜面，活断層などのネオ地質調査ならびに既存文献資料を併用した。断層のテクトニクス期の構造要素にも表現されている。

確実度は，活断層研究会編（1980,1991）にしたがって３段階（Ⅰ，ⅡおよびⅢ）に区分した。ちなみに，
この区分方法の場合，平地と山地との境をなす大きな断層でも，確実な証拠がない限り，両側の地形面が異なるために確実度はⅡとなる場合が多い。また，
山地内部では，適当な基準地形に乏しいために確実度Ⅰとは認定できない場合が多い（活断層研究会編，
1991），という。
以下では，麗江盆地および周辺域における活断層を，南-北，北東-南西および北西-南東方向の３つの断裂系にわけて記述する。

3.1

南-北断裂系

麗江盆地および周辺域には，南-北方向の地質断層やリニアメントが多数存在する。それらのうち活断層として認定されたのは，次の５条である。

(1)

玉龍雪山東麓断層 [確実度Ⅰ]

玉龍雪山東麓断層は「玉龍山東側有巨大的断層」（任ほか，1957）と記述されたものであり，雲南省地質局 （ 1977 ） の F14 ， 呉 （ 1992 ） と 雲 南 省 地 震 局 ・滇西地震予報実験場（1998）の玉龍山東麓断裂，
Fig. 5 Fault on East Piedmont of Yulongxueshan.
A: Fault escarpment (a northwesterly view from
Xiayuhu at the northwestern corner of the Lijiang
Basin), the fault trace running between the upper
cliff scarp (upper Paleozoic carbonates) and thelower vegetated slope (upper Permian basalts andlower to middle Triassic carbonates).
B: Fault surface (southwesterly from the Ganhubai
stream through the moraine hills to the north of the
LijiangBasin),

boundingthe

Carboniferous

carbonates on the right and the upper Permianbasalts with vegetation in the middle.
C: Fault displacement of moraine deposits at Chaluge on
the east piedmont of the Yulongxueshan (Yunnan
Geological Bureau, 1977).

6

Fig. 6 ASTER image showing geomorphic structure around the northern margin of the Lijiang Basin. From ortho data
Level-3A01 produced by ASTER GDS <http://www.science.aster.ersdac.or.jp/index.html>.

および，周ほか（1997）の「山前断裂西支断裂」のとしての変位は，大理氷期（後期更新世）のモレー

一部に相当する。断層跡は，大具から玉龍雪山東麓

ン堆積物の正断層変位によって確認され，鉛直落差

を南北方向に 50km にわたってのび（雲南省地質局，

は 70m 以上に達する（雲南省地質局，1977：Fig. 5C）。

1977），南端部は南南西方向へ湾曲する。断層崖は新ちなみに，周ほか（1997）は，1996 年麗江地震の震鮮で，比高は 1,500m に達する（任ほか，1957：Fig.

源位置・宏観的震央・地質構造などを総合して，こ5A）。

の地震の起震断層が玉龍雪山東麓断層であるとした。

玉龍雪山東麓断層は，地質断層 F14（雲南省地質局,
1977）が再活動したものである。F14 は，断層面が東へ 60°〜70°傾斜する正断層で，下盤の上部デボン(2) (3) 下玉湖断層 a [確実度Ⅰ]および下玉湖
断層 b [確実度Ⅲ]系〜下部二畳系炭酸塩岩と上盤の上部二畳系玄武岩

麗江盆地と北方の干海子は，基盤隆起部とモレー

類〜中部三畳系石灰岩を境する（Fig. 5B）。活断層

ン群によって隔てられている（Fig. 4）。この基盤隆

7Fig. 7 Xiayuhu Faults. A: Geomorphologic structure around the Lake Xiayuhu at the northwestern corner of the Lijiang
Basin. See Fig. 6 for location. B: Geomorphic profiles traversing the Xiayuhu Fault a, through differential GPS withAshtechProMark2. See Fig. 7A for location. C: Back-facing scarplet and fan displacement along the trace of the
Xiayuhu Fault a, a view from the north. D: Back-facing scarplet along the northern trace of the Xiayuhu Fault a at theGanhubaikuo Pond. See Fig. 6 for the location of the pond. E: Xiayuhu Graben, a northward view from the northern endof the Lijiang Basin.
下玉湖活断層 a 全長 8km の断層で，その南部は麗起部には，玉龍雪山東麓断層に平行して，北北東-南南江盆地内部へ達する（Fig. 6）。そこには，麗江盆地北西方向の２条のリニアメントが認められる（Fig. 6）。

西隅を扇頂とする扇状地が発達し，下玉湖とよばれる

これらのリニアメントは, 筆者らの調査によって活断

沼沢の東側で隆起扇状地化する（Fig. 7A）。詳細にみ層と認定され，東側のものを下玉湖断層 a，西側のもると，隆起扇状地は３段の段丘群で構成されている。

のを下玉湖断層 b とよぶ。

それらは，現扇状地面との比高にもとづいて，高位の8

Fig. 8 Xiachangshui Fault. A: Geomorphic structure of the west margin of the southern Lijiang Basin. Imaging the SRTM 3"
mesh data of NASA <http://www2.jpl.nasa.gov/srtm/>. B: Fault-scarp of the Xiachangshui Fault (a northwesterly view
from the southern margin of the Lijiang Basin).

ものから H 面，M 面および L 面に区分され，高位のる G 面，すなわち段丘化した礫原（Schotterflur：

ものほど段丘面（隆起扇状地面）の勾配が大きい。

谷氷河のアウトウォッシュプレーンとして形成され各 段 丘 面 の 上 流 端 は 急 傾 斜 し た 低 崖 に な っていてた扇状地）を変位させ，西側ブロックを相対的に沈（Fig. 7B），低崖の高さは高位の段丘面ほど大きい。

下させている（Fig. 7A）。さらに北方の基盤岩地帯

これらの低崖は，いずれも N20°E 方向に直線状に配へも，西側が相対的に沈下する変位地形が連続し，列し，衛星画像にみられる東側リニアメントの南南

東傾斜の山地斜面に逆向き断層崖が形成されている。

西延長にあたる。これらの事実は，Fig.6 にみられ麗江盆地の北縁をなす基盤隆起の北部には，断層崖る東側のリニアメントが，東側ブロックを相対的に下に干河埧口水塘が形成されている（Fig. 7D）。

隆起させる累積変位をもたらした活断層であり，上下玉湖断層 b

全長約 5km の断層で，下玉湖活断

流側へ急傾斜する低崖は逆向き低断層崖であること

層にほぼ平行するが，麗江盆地内への連続は確認でを示す（Fig. 7C）。

きない。下玉湖断層 b を境に，いずれにおいても東下玉湖活断層 a は，さらに，扇状地北方に分布す側が地形的低所になっていて，西側斜面には三角末

9Fig. 9Wenbi Resevoir Fault. A: Geomorphic structure of the marginal slope of the southwestern Lijiang Basin. Imaging

the SRTM 3" mesh data of NASA <http://www2.jpl.nasa.gov/srtm/>. B: Scarp surface of the Wenbi Fault (a northward
view from a pass west of Wutaishan). C: Fault-scarp of the Wenbi Fault (a southward view from the Lijiang Basin).

端面がみられる（Fig. 7A）。下玉湖活断層 a および(4)

下長水断層 [確実度Ⅲ]

b を全体としてみると，それらの間の狭長なブロッ

麗江盆地南部の西縁は，南-北方向にのびる直線的

ク（幅 200〜400m）が相対的に沈下した地溝状の構な急崖となっていて（Fig. 8A），明瞭なリニアメン

造をつくっている（Fig. 7E）。この小規模な地溝構

トをつくる。盆地西縁の山地は，中部三畳系石灰岩

造を，下玉湖地溝とよぶ。

の岩峰（海抜 3,065m）をいただく西緩東急の非対称
山稜を形成し。とくに下長水付近では，岩峰の東斜

10Fig. 10

Linear scarp continuous along the Gantangzi Fracture in the northeast part of the Lijiang-Jianchuan Fracture Zone(a southwesterly view from Wenhua).

面が比高 600m の急崖をなす（Fig. 8B）。急崖の麓に江よりも北東側では，干塘子および文化断裂がそれは，巨大な崩落石灰岩塊が累積した崖錐扇状地

らにあたる（国家地震局地質研究所・雲南省地震局，（talus cone）が発達し，斜面勾配は 17°〜20°に

1990）。両断裂のうち，活断層と認定される部分をそ達する。さらに，この崖錐斜面の中腹に南北方向にれぞれ干塘子断層および文化断層とよぶことにする

のびる小地溝（幅約 20m，深さ 10〜15m）が連続し，（Fig. 4）。

変動地形であることが示唆される 。

(6)
(5)

文筆水庫断層 [確実度Ⅲ]

干塘子断層 [確実度ⅠまたはⅡ]

周ほか（1997）は，麗江に近い蓮花村〜干塘子に，

文筆水庫断層は，麗江盆地南西隅の文筆水庫から

かつては系統的変位を示す左横ずれ尾根が存在して南へ向かって直線的にのびる鮮明なリニアメントでいたことを報告した（Fig. 11）。干塘子断裂のうち，（Fig. 9A），Allen et al. (1984)によって活断層と

このような活断層変位を示す部分を干塘子断層とよ認定された。三畳紀石灰岩からなる麗江盆地の南縁ぶことにする。この変位地形は人為的改変によって斜面に，比高 100〜150m，水平隔離 800〜900m の急消失し，今日では観察できない。このため，干塘子

崖が連続し，急崖斜面はきわめて平滑で，鮮明であ断層の活動度を，暫定的にⅠまたはⅡと評価した。

る（Figs. 9B and 9C）。文筆水庫断層は，地質断層

周ほか（1997）には干塘子断層の変位量が記述され

F31（雲南省地質局，1977）と位置および変位センスていないが，Fig. 11 に描かれた急崖の比高（300〜ともに一致する。

400m）と比較すると，この変位地形が示す左横ずれ
変位量は 100m 以下であると推測される。

3.2

北東-南西断裂系

麗江盆地および周辺域に発達する北東-南西方向の断裂系のうち，もっとも顕著なものは，麗江盆地
南部を斜断する麗江-剣川断裂帯（国家地震局地質研究所・雲南省地震局，1990）である（Figs. 3 and 4）。
この断裂系は文化から，麗江，文筆水庫および南渓を経て，さらに南西方の剣川（Fig. 1）まで連続し，多くの平行断裂によって構成される。麗江-剣川断裂
帯は明瞭なリニアメントをつくり，とくに，北東部の文化〜麗江では連続的急崖を形成する（Fig. 10）。

Fig. 11 Gantangzi Fault. Left-lateral offset spurs along

麗江-剣川断裂帯は２条の平行断層―地質断層 F24

the Gantangzi Fault at Lianhuacun (Zhou et al.,および F23（雲南省地質局，1977）―に代表され，麗1997).

11

Fig. 12 Wenhua Fault. A: ASTER image showing the left-lateral displacement of the Wenhua Fault to the southwest of
Wenhua. From ortho data Level-3A01 produced by ASTER GDS <http://www.science.aster.ersdac.or.jp/index.
html>. B: Systematic left-lateral bend of spurs and streams on the northwest wall of the Wenhua Fault.

(7) 文化断層 [確実度Ⅱ]量について，雲南省地質局（1977）は ，麗江盆地南干塘子断裂の南東側を並走する文化断裂のうち，部の S 字状湾曲（Figs. 3 and 4）が麗江-剣川断裂

断 層 変 位 地 形 が 認 め ら れ る の は ， 文 化 南 東方の約帯の左横ずれ変位の結果であるとして, 7km と見積

2km の区間である（Fig. 4）。衛星画像上では，断層もった。いっぽう国家地震局地質研究所・雲南省地線の北西側で 6〜7 条の谷と尾根の系統的屈曲が認

震局（1990）は，このような大きな変位を示す確か

められ，左横ずれ変位を示す（Fig. 12A）。現地調査

な証拠はみいだされない，との見解を示した。議論においても, 左横ずれ屈曲が確認された（Fig. 12B）。

の決着には，確実な変位基準の発見が待たれる。

画像解像度の限界や地形測量がおこなわれていないために，現在のところ，確実度はⅡに区分した。詳細な左横ずれ変位量は不明であるが，衛星画像から
は最大 200〜300m であると推測される。
ちなみに麗江-剣川断裂帯全体としての水平変位

3.3

北西-南東断裂系

北西-南東方向の断裂系のなかでは，麗江盆地と鶴慶盆地を隔てる玉龍関に活断層の存在が知られている。

12

Fig. 13 Scarp of the Yulongguan Fault bounding the Lijiang (right) and Heqing (left) Basins.

(8)

玉龍関断層 [確実度Ⅱ]照的である。

玉龍関をつくる基盤隆起の南縁は，北西-南東方向

麗江盆地および周辺域で認定された８条の活断層の断崖（比高 220m）になっていて，三畳紀石灰岩がのうち，南北方向のものには縦ずれ変位が，北東-露出する（Fig. 13）。この直線的な断崖は，麗江お南西方向のものには左横ずれ変位がそれぞれ卓越す

よび鶴慶盆地の鮮新統三営層および下部更新統蛇山る（Fig. 4）。これら２系統の活断層の共存は，σ 3層の分布高度を変化させていることから，活断層でがほぼ東-西方向，σ ２ とσ １ がそれぞれ南-北もしくあると推論されていて（任ほか，1957；雲南省地質は鉛直方向という応力場を示唆する。すなわち，σ 1

局，1977），ここでは玉龍関断層とよぶことにする。

が鉛直，σ 2 が南-北の場合には縦ずれ変位が，逆に雲南省地質局（1977）の地質断層 F14 に相当するが，σ １ が南-北，σ ２ が鉛直方向の場合には横ずれ変位

活断層としての変位基準となりうる地形面や線構造

が，それぞれ発生する。いいかえると，σ 1 とσ 2 のの変位が確認されているわけではないので，確実度絶対値が比較的近似していて，相互にいれかわりう

はⅡに区分される。

る状態にあり，東-西方向のσ ３ の絶対値がσ 1 やσ 2のそれよりも有意に小さいことが，麗江盆地および4.

麗江盆地の形成メカニズム

周辺域における応力場の基本的特徴になっている。
数式化すると，σ 3 = E-W，σ 2 /σ 1 = N-S / 鉛直，

上述した麗江盆地および周辺域の地形-地質特性[σ 3]＜[σ 2]〜[σ 1] となる。

と活断層，ならびに，雲南省北西部の広域的地形-

このような造構場における麗江盆地の形成メカニ

地質構造にもとづいて，以下では麗江盆地の形成メ

ズムは，Fig. 14 に模式的に示される。このモデル

カニズムを考察する。

は，σ 1 が鉛直方向にある時相には地溝が発生・成長4.1

麗江盆地および周辺域の地形-地質構造からみた盆地形成メカニズムする，というものである。これら 2 つの時相が交互

前述のとおり麗江盆地の山麓線（平地と斜面の境

辺域の地質構造（Fig. 4）が形成されたと考えられ

し，σ 1 が水平方向にある時相には横ずれ変位が進行界をなす傾斜変換線）は直線的で，リニアメントとにくりかえされることによって，麗江盆地および周る。

して識別されるものも少なくない（Fig. 4）。南-北，せからなる山麓線は，麗江盆地が構造盆地であるこ

大理-麗江地区および周辺の地形-地質構
造からみた麗江盆地の形成メカニズムとを示し，浸食凹地を埋積した小盆地（龍山，文化，

雲南省北西部のなかで大理-麗江地区には，麗江盆地

九子海など）の複雑に湾曲した山麓線とは著しく対をはじめ多くの山間盆地が集中的に分布し北東-南西あるいは北西-南東方向の線分の組み合わ

4.2

13

Fig. 14 Structural model showing graben genesis and lateral displacement in a stress state [σ3] < [σ2]〜[σ1].

（Fig.1），一定方向に並ぶ傾向があるために"串珠盆地ることが予想される。Michel and Michel (1985)が紹"（国家地震局地質研究所・雲南省地震局，1990）とも介した Liu による数値シミュレーションにもとづくと，よばれる。これらの山間盆地群の形成メカニズムにつ

σ3 は，盆地内部へ向かっては, master fault に平行いては，
右横ずれプルアパート（Tapponier and Molnar,

な方向へ回転する傾向を示す。詳細は別にしても，プ

1977; Armijo and Tapponnier, 1989），左横ずれ優勢

ルアパート盆地内ではほぼ東-西方向の引張場が支配

プルアパート（Ma and Wu, 1987），共役断層運動にと的 で あ る と 考 え ら れ ， 山 間 盆 地 の 多 く は ， master

もなう地溝陥没（国家地震局地質研究所・雲南省地震

faults や oblique faults に規制されつつも，全体と局 ， 1990 ）， 右 横 ず れ 断 層 に と も な う bookshelf

しては南-北方向に伸長した概形を示す（Figs. 1 andfaulting（Leloup et al., 1995），右横ずれ断層の末

15）。このような滇西北プルアパート盆地の形成過程で，端屈曲および分岐による地溝形成（虢ほか，2001：

麗江盆地および周辺域ではσ1 とσ2 が相互にいれかわ

Woodcock and Fischer, 1986 の leading extensional

ることによって，麗江盆地や鶴慶盆地をはじめとする

imbricate fan に類似）など，さまざまなモデルが提南-北方向の地溝群と北東-南西および北西-南東方向

案されている。これらのモデルは，いずれも，横ずれの共役横ずれ断層系が形成された（Fig. 14）。このよ

変形場を想定するという点で共通している。

うな応力場の転換の要因は不明であるが，１つの可能

筆者らは，麗江盆地の形成メカニズムを考察するた性として，次のようなメカニズムが考えられる。すな

めに，広域的地形-地質構造解析（広域的地形-地質踏

わち，滇西北プルアパート盆地内部への広域応力場の査，衛星画像判読，DEM 画像判読，文献資料収集，な

直達（横ずれ変形時相）と，その結果生じる master

ど）を行ない，その結果を大理-麗江地区および周辺域

faults の変位によるプルアパート盆地の伸長（地溝形の活構造図にまとめた（Fig. 15）。全体としてみると，

成時相）の反復に由来する，というものである。

大理-麗江地区の山間盆地群は，北北西-南南東方向の

ち な み に ， 滇 西 北 プ ル ア パ ー ト 盆 地 の 南 西 側の

右ずれ master faults（中甸および紅河-哀牢山断層系）

master fault である紅河-哀牢山断層系には，明瞭なの右 stepping に形成された巨大プルアパート盆地（幅

右横ずれ変位地形が 300km にわたって連続すること100km，長さ 75km）中に発生した地溝群であると考えが知られ，水平変位量は 5〜6km（Allen et al., 1984），

られ，広域応力場としては，北北西-南南東方向のσ110.5〜30km(虢ほか，2001)，20〜50km（Leloup et al.,および東北東-西南西方向のσ3 が想定される。この巨

1995）と見積られている。北東側の master fault は中大プルアパート盆地を，滇西北プルアパート盆地（「滇」

甸断層系（国家地震局地質研究所・雲南省地震局，は雲南省の略称）と呼ぶことにする。プルアパート盆

1990；Leloup et al., 1995）とよばれ，断層跡は中甸，

地の長さを規定している oblique faults は，南-北〜

大具を経て大東に達する。地質断層 F34・F33（雲南省地北北東-南南西走向の剣川および程海断層系である。

質局，1977）としても存在が確認されているが，活断滇西北プルアパート盆地内部における応力場は，さ層変位量の詳細については未解明である。

まざまな不均一性のために時空的にきわめて複雑であ

14

Fig. 15

Active structures in and around the Dali-Lijiang area, northwestern Yunnan. Topographic relief: imaging from the

SRTM 3" mesh data of NASA <http://www2.jpl.nasa.gov/srtm/> through KASHMIR.

5.

まとめと今後の課題にまとめられる。
① 麗江盆地および周辺域の地形は山岳・高原・山間この論文では，麗江盆地および周辺域の地形-地質

盆地および河谷から構成される。地質は，シルル系

特性と活断層ならびに大理-麗江地区の広域活構造〜三畳系および始新統で構成され，これらの変形層を記述し，それらにもとづいて麗江盆地の形成メカを削剥する浸食小起伏面が海抜 3,000m 前後に隆起

ニズムについて考察した。おもな結論は，次のようし（雲南平原面），山間盆地周辺には鮮新統三営層お15

よび下部更新統蛇山層が分布する。

ラフィによると，滇西北プルアパート盆地下の深度② 麗江盆地は南-北方向に伸張した山間盆地で，南25〜40km に低速度層が存在し，そのひろがりは盆地

部は S 字状に湾曲する。盆地の周縁の斜面は，南-の外形に調和的である。また，南-北方向に狭長な麗

北，北東-南西および北西-南東方向の急崖〜急斜面

江盆地および鶴慶盆地の盆地面はともに南方へ緩傾（比高：数 100〜1,500m+）の組み合わせからなり，

斜し，北部では隆起扇状地や段丘地形が発達するが，麗江盆地が構造盆地であることを示す（Fig. 3）。

中〜南部には沖積低地がひろがり，チベット高原〜③ 麗江盆地および周辺域には，南-北，北東-南西お雲貴高原の広域的傾動隆起運動に調和的である。同

よび北西-南東方向に延びる８条の活断層が認定さ

様な地形配置は，滇西北プルアパート盆地の山間盆れる。南北方向の活断層には縦ずれ変位が，北東-地群にも共通し（国家地震局地質研究所・雲南省地南西方向の断層には左横ずれ変位が，それぞれ卓越

震局，1990；呉，1992），山間盆地の内部構造にも，する（Fig. 4）。

チベット高原東部〜雲貴高原における広域的な傾動④ 共存するこれら２つの活断層系（N-S 走向=縦ず隆起運動が反映されていることを示唆する。いずれ

れ，NE-SW 走向=左横ずれ）が示す応力場は，σ 3 = E-W，にしても，麗江盆地をはじめチベット高原南東域の

σ 2 /σ 2 = N-S/鉛直，[σ 3 ]＜[σ 2 ]〜[σ 1 ]である。

ネオテクトニクスの全容とその起源を理解するには，

地溝形成時相（σ 1 = 鉛直）と横ずれ変形時相(σ 1 =地球科学データのいっそうの蓄積とより統合的な機N-S）の反復が，麗江盆地および周辺域の変動地形を構解明が必要である。

形成した（Fig. 14）。

謝⑤ 雲南省北西部の大理-麗江地区に集中的に分布す

辞る山間盆地群は，北北西-南南東方向の右横ずれ
master faults（中甸および紅河-哀牢山断層系）のこの調査研究に対して，雲南省地震局, 麗江県,

右 stepping に形成された滇西北プルアパート盆地

ならびに麗江県地震局の諸氏には貴重なご助言・（幅 100km，長さ 75km）中に発生した地溝群である。

ご議論をいただいた。雲南省〜四川省南南西部に広域応力場としては，北北西-南南東方向のσ 1 およ

おける広域的地形-地質調査は，孫び東北東-西南西方向のσ 3 が想定される（Fig. 15）。

柏林・呉

⑥ 麗江盆地および周辺域における主応力方位の転

地質与地球物理学研究所の三江褶曲帯研究グルー

換は，滇西北プルアパート盆地内部への広域応力場

プとの共同研究によって実施されたものである。

の直達（横ずれ変形時相）と，その結果生じる master

衛星画像解析については，[独立行政法人]石油天

faults の変位によるプルアパート盆地の長さ方向

然ガス・金属鉱物資源機構の大岡への伸長（地溝形成時相）に由来する可能性がある。

示をいただいた。調査・研究をすすめるにあたり

雲南省北西部における広域的右横ずれ変位は，一多大なご援助をいただいた以上の方々に，厚く御般に，インド-ユーラシア大陸衝突に起因するチベッ

枢・(故)从

根耀の諸氏をはじめとする中国科学院

隆氏からご教礼申し上げる。

ト高原の南東 extrusion に由来すると考えられてい参考文献

る（Tapponier and Molnar, 1977; Tapponier et al.,2001）。南東 extrusion については，チベット高原南東部における地球表層部の重力滑動に由来するとの赤松純平[編著]マイクロゾーニングを目的とした中見解もあり（馬，1989），地殻下部〜上部マントルに国雲南省麗江盆地の共役断層と基盤構造の調査研は 低 速 度 層 や 高 電 気 伝 導 層 の 存 在 も 知 ら れている

究, 平成 14〜16 年度科学研究費補助金(基盤研究（Tan, 1987；国家地震局地質研究所・雲南省地震局，

B(1))研究成果報告書(No.14404020), (印刷中).

1990；Huang et al., 2002）。麗江盆地を含む滇西北

雲南省地質鉱産局（1990）雲南省区域地質誌．中国

プルアパート盆地は，チベット高原〜雲貴高原の傾

人民共和国地質鉱産部地質報，一 区域地質，no.21,

動 的 隆 起 運 動 と ほ ぼ 同 期 し て 発 生 し た も のである
（国家地震局地質研究所・雲南省地震局，1990）。したがって，滇西北プルアパート盆地の発生位置や複728p., 地質出版社，北京．
雲南省地質局（1977）区域地質調査報告（麗江幅），
1：20 万．

雑な構造特性は，チベット高原の南東 extrusion に

雲南省地質局・滇西地震予報実験場（1998）一九九

ともなう水平運動のみならず，広域的な隆起運動や

六年麗江地震，雲南省地震局・滇西地震予報実験

地殻下部〜上部マントルの地域性にもかかわりをも場，192p.，地震出版社，北京．

っている可能性がある。
たとえば，Huang et al. （2002）の地震モトグ

虢順民・計風桔・向宏発・董興権・産富華・張双林・李新元・張晩霞（2001）紅河活動断裂帯．172p.，

16

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17

Geomorphic-geologic structure and formative mechanism of the Lijiang Basin, Yunnan Province, China
YANO Takao1), AKAMATSU Junpei, LI Kanglong2), NISHIMURA Keiichi3),
JIANG Lequn4), KOMAZAWA Masao5), NAKAMURA Kajuro, MORIKAWA Hitoshi6),
SAKAI Kimitoshi6), and UDAGAWA Shizuo6)
1)

Faculty of Regional Sciences, Tottori University
2)
Seismological Bureau of Lijiang Prefecture
3)
Faculty of Informatics, Okayama University of Science
4)
Earthquake Administration of Yunnan Province
5)
Geological Survey of Japan, AIST
6)
Interdisciplinary Graduate School of Science and Engineering, Tokyo Institute of Technology
Synopsis
Many intramountain basins are concentrative in the Dali-Lijiang area, northwestern Yunnan. Formative
process of the Lijiang Basin northernmost in the area is investigated on the basis of basin features and active
faults and of regional active structure. Among eight active faults in and around the Lijiang Basin, those in N-S
trend are of dip- and those in NE-SW are of left lateral-slip. Their coexistence indicates that, the direction ofσ3
is E-W, that of σ2 N-S or vertical, and that of σ1 vertical or N-S, with [σ3] < [σ1] 〜 [σ2]. Repeatedexchanges of σ1 and σ2 have produced the tectonic landform in and around the Lijiang Basin, characterizedwith grabens and lateral displacements. Regional active structure indicates that the intramountain basinsconcentrative in the Dali-Lijiang area are a group of grabens formed in a large pull-apart basin (100 km wide
and 75 km long) at the right stepping of two master faults in NNW-SSE trend. The regional stress field for thegenesis of the pull-apart basin appears to be of theσ1 of NNW-SSE trend and theσ3 of ENE-WSW. The
exchanging mechanism of principal stress directions in and around the Lijiang Basin could be the repetition
between the penetration of regional stress field into the pull-apart basin and the consequent extension of thepull-apart basin due to master fault displacement.
Keywords: Yunnan Province, Lijiang Basin, active fault, stress field, pull-apart basin.

18