ISSN 1348- 0545

九州大学大学院理学研究院

研

究

報

地球惑星科学第 23 巻第 1 号

平 成 24 年 2 月
九州大学大学院理学研究院

告

目

次

島原半島地域における微動H/Vスペクトル比を用いた地盤構造推定
糸谷夏実・松島

健

1〜12

二宮

崇

13〜21

西南日本，長崎県対馬に分布する新第三系対州層群からのメタン湧水性石灰岩の発見とその意義

編集委員会
委員長 高橋 孝三
委員
竹中 博士
委員
下山 正一

九大理研報（地球惑星），23 巻 1 号，1 － 12 頁，2012 年 2 月

島原半島地域における微動H/Vスペクトル比を用いた地盤構造推定
糸谷夏実*・松島健**

Estimation of subsurface structure in the Shimabara Peninsula using microtremor H/V spectral ratio
Natsumi Itoya* and Takeshi Matsushima**
Abstract
In recent times, the estimation of long-period strong ground motions has become more important in theconstruction of large-scale buildings. From the contour map of peak period for long-period groundmotions in Japan (the Central Disaster Prevention Council, 2008), it has been estimated that long-period
ground motions are amplified not only in sedimentary basins like the Kanto Plain in the central Japan, butalso in volcanic areas such as the Shimabara Peninsula in Kyushu, Japan. In particular, in the Yadakeregion of the Shimabara Peninsula, the long-period ground motions are amplified to the same extent as in
the Kanto Plain. In order to estimate the ground structure in the Shimabara Peninsula using microtremor
H/V spectra (horizontal-to-vertical spectral ratio), we carried out microtremor observations at 60 sites
throughout the Shimabara Peninsula.
Using data derived from these observation sites, we traced a contour map of primary natural peak
period (the longest peak period that ranges from 1 to 10 s). Peak periods of 5–6 s in the H/V spectra wereobserved at many of the observation sites to the east of the Shimabara Peninsula, where thick volcanic
sediments are distributed. It is thought that the thick volcanic sediment layer is the cause of such long peak
periods in the H/V spectra.
In the central western area of the Shimabara Peninsula, there are no remarkable peaks in the observed
H/V spectra. According to explosion seismic research (Explosion seismic research group of Unzen
Volcano, 1995), this area corresponds to a rock layer having Vp = 3.5 km/s; this is a solid lava layer that
extends to the ground surface. This structure is reflected in the shape of the H/V spectra; in this region, thevalue of H/V spectral ratio remains nearly constant in the frequency of microtremors.
We also estimated subsurface structures in the peninsula using the observed H/V spectra. Using P-wave
velocity obtained from the explosion seismic research, S-wave velocity and density were calculated
according to Ludwig et al. (1970). Using a trial-and-error estimation process, S-wave velocity, P-wave
velocity, and density were fixed, and the thickness of the sedimentary layers was adjusted to find areasonable fit between the primary natural peak period of the calculated H/V spectra and the observed H/Vspectra in order to determine the ground structure. The depth to the Vs = 600 m/s layer is estimated as 1.2
km at boring Site USDP2 which lies to the east of the Shimabara Peninsula. Our result is consistent withborehole sample data.
The horizontal component of long-period microtremors in the Yadake area commonly exceeds that in
the central part of the Shimabara Peninsula. If the ground structure is determined using the same
parameters as the surrounding sites, the depth to the basement at Site Yadake should be approximately
1000 m. However, local tectonic maps and the results of explosion seismic research do not indicate such asteep basin structure under Site Yadake. Therefore, we varied the S-wave velocity of the shallow part of
the underground structure and found that a very low-velocity layer exists beneath the area surrounding Site
平成23年12月7日受付，平成23年12月14日受理* 九州大学大学院理学研究院附属地震火山観測研究センター
現所属：本郷中学校・高等学校〒170-0003 東京都豊島区駒込4丁目11-1** 九州大学大学院理学研究院附属地震火山観測研究センター〒855-0843 長崎県島原市新山2丁目5643-29; takeshi_matsushima@kyudai.jp* Institute of Seismology and Volcanology, Faculty of Sciences, Kyushu University
Present address：Hongo Junior & Senior High School
Komagome 4-11-1, Toshima-ku, Tokyo, 170-0003, Japan** Institute of Seismology and Volcanology, Faculty of Sciences, Kyushu University
Shinyama 2-5643-29, Shimabara City, Nagasaki 855-0843, Japan2

糸谷夏実・松島健

Yadake. It is thought that this low-velocity layer is related to the existence of numerous hot-spring sourcesin and around Site Yadake and causes an increase in long-period strong ground motions.
Key words: microtremor, H/V, subsurface structure, long-period ground motions, Shimabara Peninsula

1．はじめに
一般に，地震動の大きさは震源，伝達経路、地盤条件の相互作用によって決定される． 特に地震時の揺れの大きさは地盤の影響を受けている． 例えば東京東部のいわゆる下町地域では軟弱な沖積層が厚く堆積しているため， 関東地震（ 1923, M7.9） において大きな地震動が発生し被害が集中している（たとえば，大崎, 1983）．さらに，兵庫県南部地震（ 1995
年, M J7. 3）において大被害が生じたいわゆる「震災の帯」では，神戸市直下の深い地盤構造の強い影響が指摘されている（たとえば，Pitarka et al., 1996）．
さらに近年の構造物の長大化に伴い， 長周期地震動の被害予測が重要になっている． 長周期地震動とは， 周期が2秒以上のゆっくりとした揺れを示す．
この周期では木造家屋への影響は小さいが，2～10秒の揺れは高層ビル，体育館，橋のような大型建造
物に大きな被害を与える． 大型建造物では震源から100 km以上離れた震度が小さい地域でも共振現象が発生して被害が増大することがある．たとえば2003
年十勝沖地震において北海道苫小牧市で石油タンク
がスロッシングにより破損し火災を起こしたこと，2004年新潟県中越地震において震度3だった東京で高層ビルのエレベーターのワイヤが切れたことなどが挙げられる．堆積層の厚い平野部には，高層建築
物や長大構造物が多数存在し， 長周期地震動による被害が懸念されている．
そこで，中央防災会議（ 2008）は長周期地震動で揺れやすい場所をまとめ， 全国の長周期地震動の卓越周期分布図を作成した．この報告によると，関東
平野や濃尾平野などの第四紀層が厚い堆積盆地のほか， 長崎県島原半島地域でも長周期地震動が増幅されることが推定されている． 特に島原半島中央部にある雲仙地域では， 関東平野と同程度に長周期地震動が増幅するという結果が得られている． 島原半島
は関東平野のような沖積層によ る堆積盆地構造をなしておらず， この長周期地震動の増幅の原因解明が必要である．
長周期地震動には， 深い地盤構造， 特にS波速度構造が強く影響を及ぼしているため，1000 mオーダーの深いS波速度構造を把握が重要である． このような深いS波速度構造は， 人工震源を用いた反射法
や屈折法探査， ボーリング掘削孔で行われる速度検層法（ PS検層）などで推定される．しかし，これらにはコスト面や安全面に問題点があり， 都市部で調査を行うのは困難である． これらの問題点を解決させるS波速度構造探査法として， 微動を用いる方法がある．この方法には，調査を行う設備が簡単である，地盤の掘削も不要である，いつでも比較的簡単に調査を行うことができるという利点がある． 本研
究では， 地盤構造の評価法として微動H/Vスペクトル比（水平動／上下動スペクトル比）に着目し，島
原半島内60地点で単点微動観測を行い， 半島内の詳細な地盤構造の推定を試みる．

2. 微動 H/V スペクトル比
2.1. 微動の概念
自動車や工場、風や波浪などで地盤は絶えず微小な振幅で振動している．このような恒常的に地表面に存在する微小振動を微動と呼んでいる．微動は，振動源（発生源）の違いによって，“常時微動”と“脈動”とに分類される．常時微動は，交通振動や機械振動など主として人間活動に起因する短周期（周期0.1～1秒程度）の微動である．一方、脈動は長周期（周期約1秒以上）の微動で，風，波浪など自然現象に起因している．
2.2. 微動探査
微動を用いた地下構造探査法は， 反射地震探査などと違い大規模な振動源は不必要で， いつでもどこでも比較的簡便に調査が可能である．
微動探査には， 複数の地震計で構成された地震計アレイで得られた微動記録からS波速度構造を推定する方法と，1台の地震計で観測された微動のH/Vス
ペクトル比（水平動／上下動のパワ・スペクトル比）
からS波速度構造を推定する2つの方法がある．
Matsushima and Okada（ 1990）は，微動アレイ観
測によって長周期微動の到来方向が主に海岸方向であり，発生源は海洋波浪であること，さらに，位相速度に分散性があることを確認し， 微動は表面波の集まりであることを示した．
微動のH/Vスペクトル比による地盤の評価手法は，
中村（ 1988）により提案された．この方法では，基盤と地表間のS波の伝達関数は， 地表で観測された微動の上下動成分に対する水平動成分の比から求められているとしている． 基盤では上下動と水平動の微動振幅はほぼ同じで， 上下動はP波として， 水平動はS波として地盤を伝わると仮定されているが，弾性波の波動伝播の物理的現象として合理的な説明は難しい．
時松ほか（ 1994）は，短周期微動に含まれる表面
波特性の抽出を検討するために， アレイ観測を行った． その結果， 短周期微動は表面波が優勢であり，

島原半島地域における微動H/Vスペクトル比を用いた地盤構造推定

その短周期微動の観測H/Vスペクトル比は既知の地下構造を基に計算されたレイリー波基本モードの理論H/Vスペクトル比と一致することが示された．
Yamanaka et al.（1994）は，関東平野北西部で微動観測を行い， 長周期微動のH/Vスペクトル比を用いた地盤構造の推定を試みた． 地震動のS波coda部分のH/Vスペクトル比と微動H/Vスペクトル比は一致する．さらに，既知の地下構造を基に計算されたレ
イリー波基本モードの理論H/Vスペクトル比と観測
H/V スペクトル比は一致することが示された．
したがって，微動は表面波で構成されており，さらにH/Vスペクトル比は， 直下の地下構造をよく反映したものと言える．

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上下成分の比を計算しているが， 水平成分にはレイ
リー波とラブ波が含まれているため， ラブ波の寄与が大きい場合H/Vスペクトル比の値は大きくなる．
H/V スペクトル比の卓越周波数は大きく変わることはないが，H/Vスペクトル比の値は時間によって変動してしまう．
先行研究（ Yamanaka et al. 1994）から，基盤と堆積層のS波速度コントラストの明瞭な地盤では， レ
イリー波の卓越周波数が， 地盤の固有周波数とよく対応することが示されている．本研究では，微動中に含まれるラブ波の寄与を少なくするため，H/Vス
ペクトル比の卓越周波数のみに着目して島原半島における地盤構造の推定を試みた．

2.3. 微動H/Vスペクトル比H/Vスペクトル比によるS波速度構造探査は，微動に含まれる表面波（レイリー波）の水平・上下振幅比が極小・ 極大となる周波数を用いて地下構造の推定を行う．
レイリー波は， 楕円軌跡を描きながら媒質中を伝わる．Fig. 1は，H/Vスペクトル比に対応する周波数ごとのレイリー波楕円軌跡の変化を模式的に表したものである． レイリー波の楕円軌跡が円形になるとH/Vスペクトル比の値は1になる．
一方，楕円軌跡が横長（平たい形状）になるとH/Vスペクトル比は無限大に発散する．同様に，楕円軌跡が縦長になるとH/Vスペクトル比は無限小に発散するということを示している．このように，レイリー波の分散特性により周波数ごとのレイリー波の楕
円軌跡は変化する． この楕円軌跡の変化によりH/V
スペクトル比の値も周波数ごとに変化してくる． レ
イリー波の楕円率は，地下のS波速度、P波速度、密度，
層厚によって決まる．よって，H/Vスペクトル比は，直下の地下構造をよく反映している．
H/Vスペクトル比の問題点として， 微動の中に含まれるラブ波の存在が挙げられる． 微動はレイリー波で主に構成されているが， 厳密にはラブ波も含まれており， その時々によって微動中に含まれるラブ波の割合が変化している．この手法は，水平成分と3.1. 島原半島の地質的特徴
九州の地殻応力場は南北方向の張力が卓越している．このため，九州中部では東西方向の正断層群が発達し，これらの断層群により，別府湾から九重・阿蘇を経て島原半島に至る「別府－島原地溝帯」 が形成されている．Fig. 2に星住ほか（2002）による島
原半島の地質構造を示す． 別府－島原地溝帯の西端に位置する島原半島には，北縁の千々石断層，南縁の布津－金浜断層によって切断された幅約8 kmに及ぶ雲仙地溝が東西に走っている．このため，中心部
ほど深く沈降していると考えられている． そして，
雲仙火山は雲仙地溝内に形成された活火山であり，普賢岳をはじめ国見岳， 妙見岳などからなる複合火山である． 島原半島の7割は， 古期および新期の雲仙火山噴出物に覆われている． 溶岩の噴出と平行して地溝の沈降が続いた結果， 噴出物の厚さは地溝の外側では0～500 m程度，地溝の内側では1000 m以上に達する．雲仙火山の噴出率は，古期で大きく，新期で小さい． 古期雲仙火山噴出物が半島全域に広がるのに対して， 新期雲仙火山噴出物は中央部から東部の地溝の軸部で古期雲仙火山噴出物を覆っている．

Fig. 1 Variation in the elliptical locus of the Rayleigh wavethat corresponds to the H/V spectral ratio of eachfrequency. This is a double-logarithmic plot.

3.2. 微動観測点
微動H/Vスペクトル比は時間的に安定しているかどうかを確認するために，池原観測点（Fig. 3）で期間7ヶ月間の連続観測を行った． また島原半島中央部において長周期地震動が最も増幅していることが示されている（中央防災会議，2008）．この結果は，地震動のS波coda部分のH/Vスペクトル比で推定されており， 雲仙温泉街の南にある気象庁の矢岳観測点（ Fig. 3）のデータを使用している．本研究では，微動H/Vスペクトル比でも地震動H/Vスペクトル比と同じ結果が得られるどうかを確認するために， 実際に矢岳観測点で微動観測を行った．
さらに， 島原半島全体の振動特性や地下構造を推定するため2010年3～5月と9～12月に合計60地点に

3. 微動観測と解析方法

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糸谷夏実・松島健

Table 1. List of observation sites with their geographical coordinatesand observation periods.

Fig. 2 (a) Surface geology of the Shimabara Peninsula, after
Uto et al. (2002). (b) North–south profile in the easternpart of the Unzen Volcano, after Hoshizumi et al. (2002).

おいて移動微動観測を行った． 観測地点の一覧表をTable 1に示す．

Fig. 3 Locations of microtremor observation sites.

3.3. 微動観測機器と微動観測方法
Fig. 4の写真では微動観測機器と微動観測風景を示している． 微動3成分の測定は， 固有周期120秒の3成分広帯域地震計（ナノメトリクス社製，Trilliumシ
リーズ Compact） を用いた． 広帯域地震計を温度変化のないように土に埋め， 地震計を埋める際に，三角台を装着した杭を土に埋め込み， 地震計の水平を取った． 地震計と台が接触している部分を石膏で固定した．
データ収録装置は，白山工業製LS7000XTを用い，100 Hzサンプリングで記録した．電源は，カーバッ
テリーを用いた． 移動微動観測では1地点ごとに2～3日間の微動測定した．

島原半島地域における微動H/Vスペクトル比を用いた地盤構造推定

5Fig. 5 Examples of microtremor records from Site Ikenohara
at AM5:00 September 2, 2009.
Fig. 4 Photographs of the observation instruments.

3.4. 解析方法
解析は以下の手順で実施した．
1）100 Hzサンプリングの記録から163.84秒間のデータを取り出し，FPAC（大崎，1994） を用いて水平動（NS・EW）・上下動（UD）のパワ・
スペクトルを算出する．
2）成分ごとに，30回のアンサンブル平均を行う．
3）水平動スペクトルの合成を，NS成分のパワ・
スペクトルとEW成分のパワ・スペクトルの相乗平均から求める．
4）H/Vスペクトル比を，水平動スペクトルと上下動パワ・スペクトルの比で導出する．

4. 微動 H/V スペクトル比の適用性
4.1. 微動H/Vスペクトル比の時間的変化
まず， 微動データを使って地盤構造の解釈をする
前に，微動の時間的な安定性を確かめた．池原観測
点での連続観測データを用いて， 微動の時間的変化を調査した．
Fig. 5に2009年9月2日5時の微動波形例を示す．3成分共通して言えることは，1秒以上の長周期微動成
分が多く含まれていることである．
Fig. 6は，池原観測点における2009年9月2～11日の4:00～5:30の90分間データから，各3成分パワ・スペ
クトルとH/Vスペクトル比を求め， それぞれプロッ
トしたものである．本研究は，研究対象である周波数0.1～1 Hzの領域に着目する．Fig.6で示すように，
0.1～1 Hzの長周期微動のパワが強くなっている．前述のとおり0.1～1 Hz領域の長周期微動は，島原半島
における深部地盤構造の推定を行うのに非常に適している．次に，各3成分パワ・スペクトルとH/Vスペ
クトル比を比較する．パワ・スペクトルは，微動の振動源が日々変化するため， 卓越周波数が不安定であり， 日によって異なってくる． 一方，H/Vスペク
トル比をとることで時間的に変化がなく， 安定している．

Fig. 6 Power spectra of three components (UD, NS, EW) andthe H/V spectral ratio at Site Ikenohara.

以上より，H/Vスペクトル比は， 振動源の影響が除去され，時間に依存しないので，地盤特性を的確に表すことができる．さらに，一般に微動を用いた研究では人工ノイズの影響を避けるために， 社会活
動がほとんど停止した深夜のデータを使うべきとされていたが，H/Vスペクトル比は振動源に依存しないので， 昼夜問わずデータを使うことができることがわかった．
4.2. 微 動H/Vスペクトル比と地震動H/Vスペクトル比の比較
Fig. 7は，地震動H/Vスペクトル比の解析で使用した上下動の速度波形を示す．S波coda部の地震動H/V
スペクトル比は，2005年福岡県西方沖地震の本震か
ら約3分後のデータ（ Fig. 7の四角で囲んだ部分）を使用して求められた．81.92秒間のデータを用いて，各3成分パワ・ スペクトルを算出した．0.1Hzのバン
ド幅のParzenスペクトルウィンドウを用いて平滑化を行った．
Fig. 8では島原半島において最も長周期地震動が増幅する矢岳観測点で求められた微動H/Vスペクトル比と地震動H/Vスペクトル比を比較した． ここで，0.1～1.0 Hzの領域で存在する最も低い周波数を1次6

糸谷夏実・松島健

周期分布が異なっていることも特徴的である．
このように， 島原半島の各観測点において観測されるH/Vスペクトル比の卓越周期は， 半島の地盤構造を強く反映して様々であることがわかる．

Fig. 7 Example of ground motion records (UD) at Site Yadake
during Fukuoka Earthquake on March 20, 2005.

Fig. 8 Comparison between H/V spectral ratios of microtremors
and ground motions at Site Yadake.

5.2. 微 動H/Vスペクトル比の卓越周期分布図と地質図の比較
Fig. 2（ a）の地質図とFig. 9の微動H/Vスペクトル比の卓越周期分布図を比較する．まず，島原半島東部に着目する．島原半島東部の雲仙地溝内では，新期雲仙火山噴出物が厚く堆積している． 雲仙火山の形成史（星住ほか，2002）によると，新期雲仙火山
は野岳， 妙見岳， 普賢岳の3火山からなり，15万年前以降， 火山体の中央より東側にいくつかの噴出中
心をもつ小規模な火山体の集合として，溶岩ドーム，
ドーム崩壊型火砕流および溶岩流を伴う活動を繰り返した．さらに，雲仙地溝の活動は，より内側へと限定されるようになり， 陥没地形が顕著になった．
そのため， 雲仙火山の西側には新期雲仙火山噴出物がほとんど供給されず，東側のみに供給された．H/V
スペクトル比の卓越周期分布図でも， 東部5～6秒のピークが見られ， 水平動の長周期成分が卓越している．特に，科学掘削が行われたUSDP2地点（ No.33,
Fig. 9）では，新期雲仙火山噴出物が約380 mの厚さで分布しており， 古期雲仙火山噴出物も含めると約

卓越固有周波数と定義する． 地震動H/Vスペクトル比と微動H/Vスペクトル比は， 高周波数側の卓越周波数もよく一致しているが， 最も注目したいのは1次卓越固有周波数の一致である． 両者のH/Vスペク
トル比は， 双方とも約0.16 Hz（周期約6秒） 付近にピークがある．
以上より， 微動を計測することで地震時（表面波が地面に入射したとき） の地盤震動特性も把握することが可能であることがわかった．

5. 島原半島における微動 H/V スペクトル比の卓越周期分布5.1. 微動H/Vスペクトル比の卓越周期分布図
島原半島内の60地点で得られたデータから， 各点
H/Vスペクトル比の1次卓越固有周波数を周期換算
し，等周期図（ Fig. 9）を作成した．Fig. 9のカラー
バーの通り，H/Vの卓越周期を2～7秒の範囲で色分けして示している． さらに，1次卓越固有周波数が明瞭に現れなかった地域を水色で示した．Fig. 10は，等周期図の作成に使用したH/Vスペクトル比の例であり， 卓越周期2～3秒，3～4秒，4～5秒，5～6秒，6～7秒の代表的なH/Vスペクトル比を示す．
Fig. 9を見ると島原半島東部や中央部において，長周期微動が卓越していることが分かる． また島原半
島中央部から南北両側に向かって， 卓越周期が短くなる傾向がある．さらに，普賢岳を境に東西で卓越

Fig. 9 Contour map of the observed H/V peak period.

島原半島地域における微動H/Vスペクトル比を用いた地盤構造推定7色部分）に相当している． 普賢岳西部域の微動H/V
スペクトル比は， 地下の構造を反映してH/Vスペク
トル比に明瞭なピークが現れず，H/Vスペクトル比の値はほぼ一定となっている．
微動を主に構成しているレイリー波は， 水平多層構造の場合において分散性があるが， 均質な半無限媒質構造においては分散性がないため， 楕円軌跡は周波数ごとに変わらず，H/Vスペクトル比にはピー
クが生じない． つまり， 普賢岳西部域下の構造は，均質な半無限媒質構造をなしていると考えられる．
Fig. 10 Examples of H/V spectral ratios.

6. S 波速度構造の推定

Fig. 11 P-wave structure of the Unzen volcano derived fromthe explosion experiment after Explosion Seismic
Research Group of Unzen Volcano (1997).

1.2 kmにもわたり厚く堆積していることがわかっている． この厚い雲仙火山噴出物が島原半島東部における長周期成分卓越の原因だと考えられる．
島原半島南部は， 先雲仙火山岩類が地表に広く分布している．H/Vスペクトル比の卓越周期分布図では，2～3秒のピークが見られ， 短周期微動が卓越している．この短周期成分卓越の原因として，硬い先
雲仙火山岩類が地表に露頭していることが考えられる． このように半島中央部以外は， 微動H/Vスペク
トル比の卓越周期分布図と地質図はよく対応している．
しかし， 島原半島中央部の矢岳付近における局所的な長周期微動の卓越地域は， 付近の地質図と良い対応が見られない． この地域は半島東部のように新期雲仙火山噴出物が厚く堆積しているわけではないので，他の原因が考えられる．
5.3. 微 動H/Vスペクトル比の卓越周期分布図と人工
地震探査結果の比較
島原半島内の人工地震探査の報告（ Fig. 11，雲仙
火山人工地震探査グループ，1997）によると，普賢
岳西部域ではVp＝3.5 km/sの速度を持つ高速度層が地表近くまで迫っている． これは古期雲仙火山の厚い溶岩層に相当すると考えられる．Fig. 9とFig. 11を比較すると， この領域はH/Vスペクトル比卓越周期
分布図の0.1～1.0Hz範囲でピークが現れない領域（水6.1. S波速度構造の推定方法
長周期微動のH/Vスペクトル比は安定しており，地下構造の情報を引き出すのに有効なパラメーターであることがこれまでに示された．
次に長周期微動の観測H/Vスペクトル比とレイリー波から計算された理論H/Vスペクトル比を比較することで，深さ1000 ｍオーダーの地盤構造を推定する．
H/Vスペクトル比は，地下が水平多層構造であると仮定すると，各層の厚さおよびS波速度，P波速度，密度を与えると理論的に計算することができる． このうち
レイリー波の場合，各層の厚さとS波速度の寄与が最も大きいことが知られており（たとえば，Matsushima andOkada, 1990），H/Vスペクトル比から逆問題を解くこ
とにより， 層厚とS波速度を精度良く求めることができる．
そこで本研究では推定するパラメーターを減らす
目的で，Ludwig et al.（1970）が経験的に求めた岩石の密度とP波速度・S波速度の関係をもとに，島原半島内の人工地震探査で求められているP波速度からS
波速度や密度を算出した． 本研究では3層構造を仮定し，各層第1層からP波速度1.6, 2.0, 3.9 km/s，S波
速度0.17，0.63，2.1 km/s，密度1.7, 1.9, 2.4 g/cm3と設定した． そして， 観測H/Vスペクトル比と理論H/V
スペクトル比の1次卓越固有周波数が一致するように層厚を調整し， トライアンドエラーで地下構造を決めることとした．

Fig. 12 (a) Fitting of observed H/V (red line) and theoretical
H/V (green line) that were calculated using Rayleighwaves. (b) Required S-wave velocity structure at Site
Kunimi (No. 3).

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糸谷夏実・松島健

Fig. 13 Contour map of the residuals between observed andtheoretical H/V spectral ratios of microtremors as afunction of S-wave velocity and thickness of the firstlayer.

Fig. 15 (a) Fitting of observed H/V (red line) and theoretical
H/V (green line) that were calculated using Rayleighwaves. (b) Required S-wave velocity structure at borehole
Site USDP2.
Fig. 14 Contour map of the residuals between observed andtheoretical H/V spectral ratios of microtremors. Thicknessof the first and second layer is the only variable in thisfigure; the S-wave velocity of each layer is fixed.

Fig. 12（a）は雲仙市国見町の観測値と理論H/Vピー
クが一致するように層厚を調整して重ね合わせたもの，Fig. 12（ b）は求められた雲仙市国見町のS波速度構造を示す． ここの地点では第一層の層厚が110m，第2層が150 mと推定された．
次に層厚とS波速度を変えることで，理論H/Vピー
クが観測値からどのくらいずれるかを調べてみる．
第1層のみのS波速度と層厚を変えて，H/V卓越周波数における理論値と観測値との残差を計算した．
Fig. 13に0.01 Hz間隔の残差分布図を示す．残差が小さくなるピークは，図の中央に帯状に連なっており，
S波速度と層厚には強いトレードオフ関係がある．
したがって， 本手法で両者を同時に正確に推定することは難しいことが分かる． 次に第1層と第2層のS
波速度を固定し， 第1層と第2層の層厚のみ変えて，
H/V卓越周波数における理論値と観測値との残差を計算した．Fig. 14に0.01 Hz間隔の残差分布図を示す．
S波速度が決まっていれば， 第1層の層厚±3 m， 第2層は±50 mの精度で構造を決めることができる．

6.2. 島原半島における地盤構造の推定
本研究で設定しているパラメーター（S 波速度，P
波速度，密度）が妥当であるかを確認するため，科学掘削が行われている USDP2 地点で S 波速度構造を求めた．1 層目及び 2 層目の層厚のみを調整し構造を求めると，基盤境界と考えられる第 2 層の下面の深さが約 1.2 kg となり，科学掘削によって得られた雲仙火山噴出物の厚さとよく一致している（Fig.
15）．よって，本研究で設定したパラメーター（S 波
速度，P 波速度，密度）は妥当であり，他の地点の構造を決める際にも利用できる．各地点で測定された微動 H/V の一次卓越周期とそれから求められた地
下構造（各層の S 波速度，P 波速度，密度，層厚）
を Table 2 に示す．
雲仙地溝を縦断する測線Ａの 5 点（北から No.3,，53）を用いて，S 波速
5, 17（USDP1），33（USDP2）度断面図を作成した（Fig. 16)）． S 波速度 2.1 km/sの層を基盤岩と仮定すると，USDP2 地点で最も深くなっている．S 波速度断面図は，Fig. 2（b）の地質
構造図ともよく対応し，雲仙地溝の特徴を良く表している．
千 々 石 断 層 を 縦 断 す る 測 線 Ｂ の 4 点（ 北 か ら
No.4,8,15,21）を用いて，S 波速度断面図を作成した（Fig. 17）．S 波速度 2.1 km/s の層を基盤岩と仮定す島原半島地域における微動H/Vスペクトル比を用いた地盤構造推定

Table 2. Parameters for determination of the S-wave velocity structural model at all observation sites.

Fig. 16 S-wave velocity structure along the section A-Aʼ.

910

糸谷夏実・松島

ると，深さが千々石断層に近い No.15 で最も深くなり，南北に向かって基盤深度は浅くなっている．千々
石断層は南落ちの正断層であり，本来ならば断層を境に南側の基盤深度が深くなるはずである．しかし，Fig. 17 では南に向かって構造が浅くなっている．これは 5.3 節で述べたように千々石断層の南側の地溝帯内に古期・中期の溶岩が存在しているので，基盤深度が浅くなる傾向になると考えられる．
6.3. 島 原半島中央部における局所的な長周期微動の卓越の要因
島原半島中央部は，半島内で最も長周期地震動が局 所 的 に 増 幅 す る 場 所 で あ る（ 中 央 防 災 会 議，2008）
．本研究でも，Fig. 9 より，島原半島中央部の矢岳観測点を中心とした約 4 km の範囲において，局所的に水平動長周期成分が卓越しているという結果が得られた．周囲の観測点（高岩山）と同じ速度パラメーターを使用して構造を決めた場合この地域の基盤の深さは局所的に 1000 m におよぶことになっ健てしまう．しかし，付近の地質構造図や人工地震探査の結果ではこのような局所的な凹地は見られない．
そこで，基盤深度を大きく変えずに第 1 層，第 2 層の S 波速度を約 50％小さくして構造を決めた．
Fig. 18 はこの 2 つのモデルを模式的に表している．
Fig. 19 は矢岳観測点と高岩山における観測および推定された構造から計算された H/V スペクトル比と，求められた S 波速度構造を示す．低層度層の存在を仮定することにより，基盤の深さは 500 m 足らずであると推定された．
矢岳観測点付近の周辺には豊富な温泉源があり，実際多くの温泉ボーリングの掘削がなされていることから，この高温の温泉滞留層が低速度層を形成していると考えられる．気象庁は人工震動が大きい温泉街をさけて，矢岳に雲仙 A 点を設置して火山地震観測を始めたが，この地域は奇しくも長周期地震動の異常振動領域であることが分かった．中央防災会
議（2008）では，この雲仙 A 点の地震動データを島
原半島領域の代表データあるとして解析したため，Fig. 17 S-wave velocity structure along the section B-Bʼ.

Fig. 18 Model of subsurface structure at Site Yadake.

島原半島地域における微動H/Vスペクトル比を用いた地盤構造推定

11Fig. 19 Comparison of the S-wave velocity structure at Yadake and Takaiwayama.

島原半島全体が長周期地震動で非常に揺れやすい地域であると誤った結論に導いてしまったと考えることができる．

7. まとめ島原半島内60地点で微動観測を行い， 地盤構造の評価法として微動H/Vスペクトル比（水平動／上下動スペクトル比）を用いて，半島内の地盤構造の推定を試みた．
微動H/Vスペクトル比が時間的な安定性を見るために，連続観測点における10日間のデータを用いて，3成分パワ・スペクトルとH/Vスペクトル比を比較した．パワ・スペクトルは，振動源の影響を受け卓越
周波数が不安定であるが， 微動H/Vスペクトル比は時間的に安定していることがわかった．さらに，微動と地震動のデータを用いてH/Vスペクトル比の形状を比較した． 両者のH/Vスペクトル比における卓越周期はほぼ一致し， 特に第一次固有周期が一致している． 観測された微動のH/Vスペクトル比から地震時の地盤震動特性を把握することが可能であることがわかった．
島原半島地域における60地点での測定結果より，各観測点でH/Vスペクトル比の卓越周期が異なり，
詳細なH/Vスペクトル比の卓越周期分布図が得られた． 微動H/Vスペクトル比の卓越周期分布は， 島原
半島の地盤構造を強く反映していると推定できる．
H/Vスペクトル比の卓越周期分布図より， 島原半
島東部ではH/Vスペクトル比の卓越周期が5～6秒となり， 長周期地震動の増幅の要因として雲仙地溝内に厚く堆積した火山堆積物の存在が考えられる． さらに, H/Vスペクトル比のピークが現れない領域である雲仙地溝西側では， 緻密な溶岩流で満たされているため，長周期地震動は増幅されないと考えられる．
半島中央部の矢岳観測点付近を中心とした約4 kmの範囲では局所的に長周期地震動が増幅されており，微動でも水平動長周期成分が卓越している.しかし， 付近の地質構造図や人工地震探査の結果では局所的な基盤の沈降は見られないことから， この領域
では地下に低速度層が存在し， それが長周期地震動の増幅の要因となっていると考えられる．
最終的に求められた地下構造から， 基盤と想定さFig. 20 Contour map of the depth to the basement (third)
layer.

12

糸谷夏実・松島れる第2層の下面の深さの等深度図をFig. 20に示す．
最深部は普賢岳東方の約1200 mであり，千々石断層および深江布津断層挟まれた雲仙地溝帯内の深度が大きい． しかし， 普賢岳の西側の雲仙地溝部では，基盤はほぼ地表に達しており， 普賢岳の緻密な溶岩流が雲仙地溝を満たしているためと推定される．

8. 謝

辞

本研究を進めるにあたっては， 九州大学大学院理学研究院附属地震火山観測研究センターの清水洋教
授,松本聡准教授，植平賢司博士から観測サポートや適切な助言を頂いた． 査読者の竹中博士准教授のコメントは本論文を改稿する上で非常に有益であった．島原半島内の小学校や自治体等には，観測測定に御協力頂いた．矢岳観測点における地震データは，
気象庁福岡管区気象台から提供して頂いた
ここに記して厚くお礼申し上げる．

9. 参考文献
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星住英夫・ 宇都浩三・ 松本哲一・ 徐 勝・ 栗原新・
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健

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鹿島出版会，pp. 299.
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時松孝次・ 仲條優二・ 田村修次（ 1994） 短周期微動の水平鉛直振幅比と地盤特性の関係， 日本建築学
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雲仙火山人工地震探査グループ（ 1997）1995年人工地震探査による雲仙火山の地下構造，マグマ探査－
現状と展望－, 京都大学防災研究所論文集，9-15.
宇都浩三・Nguyen Hoang・小栗和清・星住英夫・内海茂（ 2002） 島原半島における火山発達史とマグ
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(1994) Characteristics of Long-Period Microtremors andTheir Applicability in Exploration of Deep Sedimentary
Layers, Bull. Seism. Soc. Am., 84, 1831-1841.

九大理研報（地球惑星），23 巻 1 号，13 － 21 頁，2012 年 2 月

西南日本，長崎県対馬に分布する新第三系対州層群からのメタン湧水性石灰岩の発見とその意義
二宮崇

Seep limestone and chemosynthetic fossil assemblages dependent on the seep from the Neogene Taishu
Group, Tsushima Island, Nagasaki Prefecture, the southwest Japan
Takashi Ninomiya
Abstract
Bivalve limestone and non bivalve limestone, occurs in the lower part of the Middle Formation of the
Neogene Taishu Group, Tsushima Island, Nagasaki Prefecture, southwest Japan. The fossil fauna of thelimestone and surroundings of the limestone are considered to be composed of chemosynthetic fossil
ecosystem. This limestone is autochthonous originated from a methane seep, based on the occurrence,
their very low carbon isotope ratios (δ13C; per mil PDB, respectively) and sulfur isotope ratios (δ34S; permil PDB, respectively) of sulfide sulfur contained the limestone, and it is highly possible that thechemosynthetic ecosystem was maintained by hydrogen sulfide occurred anaerobic methane oxidation
and/or originated from magma. The limestone indicates the existence of a large methane supply, possibly
from methane hydrate. The fossil flora and molluscan fauna indicate the Taishu Group was deposited in a
warm-temperate zone (mid-latitude), warmer than the climate of the present-day Tsushima district. The
lower part of the Middle Formation was deposited in a deep-sea environment at water depths greater than
500 m, as indicated by the habitat depth of the molluscan fauna, the absence of photosynthesizing faunas,
and the stabile condition of methane in mid-latitude regions.
Rapid subsidence is considered to have occurred over a wide area during the maximum opening stageof the Japan Sea in the middle Miocene. However, in previous studies information concerning the middle
Miocene strata indicating such deep-sea environmental conditions in the southwestern part of the Japan
Sea is meager. The present findings from the Taishu Group such as limestone originated from a methane
seep and of a fossil chemosynthetic ecosystem indicate the existence of a deep-sea environment over awide area in the Japan Sea during the middle Miocene. These results suggest the early stage of the opening
Japan Sea formed in a very deep and narrow ocean.
Key words: Taishu Group, authigenic limestone, methane seep, the southwestern Japan Sea, deep-sea
environment

1．はじめに日本海は，18-20 Maには浅海として存在し，16Ma前後には，日本海拡大最盛期を迎え，海底火山活動を伴う堆積盆の沈降により深海環境が初めて成立したと考えられている（ Otofuji and Matsuda, 1983,．その後，
1987; Iijima and Tada, 1990; 多田・玉木, 1992）
15 Ma前後には， 拡大が終了し日本列島が誕生したと考えられている（Iijima and Tada, 1990)．
Iijima and Tada（ 1990）によれば16 Ma前後に日本海域にはじめて形成された深海海盆は， 北陸-山陰沖堆
積盆と定義されており， 活発な海底火山活動を伴っ平成23年12月20日受付，平成24年1月20日受理
九州大学大学院理学府地球惑星科学専攻〒812-8581 福岡市東区箱崎6-10-1ていた． この時期に堆積した地層は日本海沿岸に広く分布している（早川・ 竹村, 1987; Iijima and Tada,
1990; 藤井ほか, 1992; 高安ほか, 1992; Kano et al., 2002など）
．この深海堆積盆の一部では，合弁のAdulomyaやAcharaxなどの二枚貝化石や低い炭素同位体比をもつ自生石灰岩が報告されている（ Amano et al., 2001,2010）．これらは，メタン湧水に依存した化学合成生態系の存在を示すものである．
一方で，九州北西部には，古第三紀に堆積した石炭を含む陸成層および浅海に堆積した海成層が広く分布する（酒井, 1993; 岩田・亀尾, 2001）．Kano et al.
（ 2007） によれば， 九州北西部や日本海沿岸の古第Department of Earth and Planetary Sciences, Graduate School of Sciences, Kyushu University
6-10-1, Hakozaki, Higashi-ku, Fukuoka 812-8581 ; E-mail: t.ninomy@geo.kyushu-u.ac.jp

14

二宮

三系は， 始新世から漸新世の約36 Maごろから日本
海拡大が始まっていたことを示唆している． これらの古第三系の中でも， 対馬に分布する対州層群は，前期始新世から前期中新世までの整合的な海成層と考えられており， 日本海拡大期の地質学的情報を記録していることが期待され， 対州層群は日本海や日本列島形成を考える上で重要である．しかし，対馬に分布する対州層群の堆積環境に関する情報は断片的で， 形成年代にも見解の相違があった（岡田・ 藤
山, 1970; N a k a j o a n d M a e j i m a , 1998; S a k a i a n d
Yuasa,1998; Nakajo et al., 2006; 山口・於保, 2007）．
対州層群は大型動物化石に乏しく， 保存も悪く，
詳しく記載されているものについては浅海生化石群集が主であった（ Kanʼno, 1955; Masuda, 1970；松本,．しかし，近年，対州層群
1969; 高橋・西田, 1974）の中部から小規模な石灰岩や化石群集が相次いで発見された（青木・西田, 1999；Ninomiya et al., 2008）．
さらに，中部層下部から新たに石灰岩が発見された．
本論文では，この石灰岩を鹿ノ浦石灰岩と呼ぶ．著者は，鹿ノ浦石灰岩の起源を知るために，産状，岩相，
安定同位体比の測定， 群集組成について検討をおこない，対州層群中部の堆積環境を明らかにした．

2. 地質概要
対馬は九州北西沖の日本海に位置する南北約120kmの島である（図1）． 図2に対馬の地質図を示す．

崇

対馬に分布する対州層群は，全層厚5400 m以上の海成層で， 岩相の特徴やT3と呼ばれる水平方向に40km以上も追跡可能な水中火砕岩との層序に基づき，下部層，中部層，上部層に区分されている（通産省,1972, 1973, 1974）． さらに， 対州層群には， 多くの
スランプ堆積物を伴い， 浅海成堆積物からなる巨大地滑りブロックも報告されている（古家ほか, 1988;
通産省, 1972，1973，1974; 山口・於保, 2007）．また
対馬南部では，対州層群に花崗岩が貫入し，周囲の対州層群をホルンフェルス化させている． 他にも，流紋岩，石英斑岩，斜長斑岩，ドレライトの貫入岩がみられる．構造的には，北東-南西方向の軸をもつ
複背斜・ 複向斜構造が発達している（通産省, 1972，
1973，1974）．
対州層群は， 前期始新世から前期中新世に堆積したと考えられてきた（茨木, 1994; 中条・舟川, 1996;
Sakai and Yuasa, 1998）．しかし，最近著者らは，中部層基底部と上部層に発達する水中火砕岩のU-Pb年
代測定をおこない， 対州層群のうち中部層と上部層が16 Ma前後の中期中新世の日本海拡大期に火成活動を伴いながら堆積したことを明らかにした（ Ninomiya, 2011）．しかし，前期始新世の放散虫が報告された下部層最下部（中条・舟川, 1996）は，九州北西部の古第三系と対比される可能性が残されている．
これまで，対州層群から見出された石灰岩は，吹崎， 鹿ノ浦， 田の浜（通産省, 1972）， 仁田（青木・
西田, 1999），
井口浜（岡田ほか, 1971）および海老島（石図1．本研究対象とした対馬の位置．
図2．対州層群中の石灰岩の産地と産出層準．柱状図は通産省(1972, 1973, 1974)に基づく．○は石灰岩と化石群集の産出位置．

西南日本，長崎県対馬に分布する新第三系対州層群からのメタン湧水性石灰岩の発見とその意義

島, 1951; 礒見・長浜, 1965）の6地点である．海老島に分布する海老島石灰岩は， 第四紀後期の沿岸砂丘堆
積物が陸水性続成作用により固結したもので， 含まれる化石はいずれも異地性である（二宮ほか, 2010）．
井口浜石灰岩は， カキ殻からなる石灰岩である（岡田ほか, 1971）．これらを除いた鹿ノ浦・田の浜・仁田・
吹崎石灰岩の産出地点は， いずれも対州層群中部にあたる． 本研究ではこれらの石灰岩について詳しく研究した．

3. 鹿ノ浦石灰岩について
3.1. 鹿ノ浦石灰岩周囲の岩相鹿ノ浦には対州層群中部層下部に相当する泥質岩が分布しており，頻繁に細粒な砂岩薄層を挟在する．
石灰岩露頭は柱状図の最下位から約290 mの泥岩中にみとめられる（図3）．鹿ノ浦では，スランプ堆積物が多く認められる層準があり， 生痕化石を伴う潮汐堆積物からなる移動ブロックがみられる．これは，浅海域から堆積物が供給されていたことを示している． 石灰岩周辺の黒灰色泥岩中にはしばしば長径数mm程度のペレット（糞粒） がみられる． 石灰岩直上及び下位の砂岩層の底面には楕円状で直径約4 cmのウニの生痕がみられ，黒灰色泥岩からAcharax属の二枚貝が産出した（Ninomiya, 2011）．

3.2. 鹿ノ浦石灰岩の岩相
鹿ノ浦石灰岩は黒灰色泥岩中に挟在する幅10 m以
上， 厚さ2 mほどのレンズ状の岩体で， 現在の海面から数mの海崖に露出している． 石灰岩露頭直下には径2 m以上に及ぶ石灰岩の転石が散在している砂岩の薄層は，石灰岩に向かって尖滅しており，石灰岩と砂岩薄層は同時異相と考えられる（第4図A）．
石灰岩直下の石灰質泥岩には， 二枚貝の破片や幅数十cmのノジュール状の二枚貝石灰岩が多数みられる（図4B）． 石灰岩は， 直下の石灰質泥岩， 主部の二枚貝石灰岩と非貝殻質石灰岩および最上部の泥質石灰岩から構成される． 非貝殻質石灰岩と二枚貝石灰岩の境界は複雑に入り組んでいる．石灰質泥岩は，石灰岩に漸移し， 最上部の泥質石灰岩は上位の泥岩との境界も複雑に入り組んでいる． このような産状から，鹿ノ浦石灰岩は自生と判断される．
二枚貝石灰岩は， 合弁の二枚貝の貝殻が密集しており， この貝殻の隙間にチューブ状構造がみられる（図4C； 図5A, B）． チューブ状構造はカルサイトからなり， 貝殻と共に周囲は基質であるミクライトで充填されている（図6A, B）．ミクライトには，底生有孔虫のほか，まれに属種不明の0.8 mmほどの小型巻貝がみられる（図6C, D）．塊状石灰岩は，二枚貝
石灰岩中に部分的に存在し， 二枚貝をほとんど含まない．
転石では，黒色非貝殻質石灰岩が観察される．切断研磨面では， 葉理状の縞状組織が観察できる（図5C, D）．黒色非貝殻質石灰岩は，下限では，二枚貝
石灰岩とは不規則に入り組んでいるが， 上限では二枚貝石灰岩と明瞭な境界で接する．
黒色非貝殻質石灰岩は， ハンマーで砕くと腐卵臭がする特徴をもち，カルサイトと黒色基質からなり，． 塊状石灰岩はミ
砕屑粒子を全く含まない（図6E）
クライト，無色及び褐色のカルサイトからなり，直図4．鹿ノ浦石灰岩のスケッチと露頭写真．
図3．鹿ノ浦の岩相柱状図．

15

16

二宮

崇

図5．A, B:二枚貝石灰岩の垂直断面とスケッチ．C, D: 黒色塊状石灰岩の断面．

図7． 鹿ノ浦石灰岩および周辺の泥岩から産出した二枚貝化石．スケールバーは全て1 cm．
表1．対州層群から産出する化学合成二枚貝．

図6．鹿ノ浦石灰岩の薄片写真．A-D: 二枚貝石灰岩の薄片写真．A, B: 二枚貝化石の靱帯．C: 小型巻貝．D:
底生有孔虫．E: 黒色塊状石灰岩の薄片. F: 塊状石灰岩の薄片写真．Mc: micrite, Ct: calcite tube, Cal:
calcite, Bm: black matrix, Pe: pellet.

径0.3 mmほどのペレットが含まれる（図6F）． 最上部の泥質石灰岩中の二枚貝はほとんどが離弁かつ破片状である．二枚貝石灰岩と同様に有孔虫，まれに属種不明の小型巻貝がみられる．
3.3. 鹿ノ浦石灰岩中の動物化石
第7図に鹿ノ浦石灰岩やその周辺から産出した二枚貝化石の写真を示す． 表1に， 対州層群から産出した化学合成二枚貝化石を示す． これらの貝化石の多くは新種である可能性が高く， 今後更に分類学的検討が必要である．
石灰岩下位の泥岩からは， 鯨骨生物群集の構成生物としてとして出現するAdipicola sp.をはじめ，還元的堆積物近傍に出現し硫黄酸化細菌を共生させる
Acharax sp., および小型のCalyptogena spp.が産出した（Ninomiya, 2011）．石灰岩からも，小型のCalyptogena
spp. が産出した（Ninomiya, 2011）．
鹿ノ浦石灰岩には属種不明の小型巻貝が観察された． 現世および過去の湧水成堆積物からは小型巻貝，こが報告されており（ Sasaki et al., 2005, 2010など）
れらの巻貝の生態を明らかにするには， 同位体比の測定などが必要であると指摘されている（Sasaki et al.,
2010）
．Fujikura et al.（2009）は，同位体比分析に基づき，相模湾の湧水域では，エゾバイ科のPhymorhynchus
buccinoidesがBathymodiolus platifronsを餌にしていたことを示唆している． それゆえ， この小型巻貝は，化学合成生態系に依存した生物を餌にしていた可能性があり， 小型巻貝も化学合成生態系に依存していたと考えられる． このように対州層群中部の石灰岩周辺からは， 光合成生態系に属する動物化石は産出しなかった．

西南日本，長崎県対馬に分布する新第三系対州層群からのメタン湧水性石灰岩の発見とその意義

4. 分析方法
石灰岩を構成する炭酸塩鉱物のδ13Cは， 炭酸塩岩
形成にメタンが関係したかどうかの指標になる（ Campbell et al., 1993）．堆積岩の硫黄同位体比は，硫黄化合物の起源や堆積環境について重要な情報を提供する（ Hoefs, 2004）．自生炭酸塩岩のδ18Oは，主に間隙水の組成，沈殿時の温度，炭酸塩の鉱物種を反映する（ Stakes et al., 1999）．それゆえ，鹿ノ浦石
灰岩の起源を知るために，炭酸塩の炭素-酸素同位体比，全有機炭素（ TOC）の炭素同位体比，石灰岩中の硫化物態硫黄（黄鉄鉱） の硫黄同位体比の測定を行った．測定には石灰岩を粉砕・均質化した粉末試料を用いた．
炭素および酸素同位体比（定法に則りδ1 3C値，δ1 8O値
で示し，いずれも国際標準物質であるP D Bに対する値）は，真空中で試料を濃リン酸と反応させ，精製した二酸化炭素のδ1 3C値とδ1 8O値を測定した．熊本大
学のDeltaPlus型質量分析計（ Finnigan MAT社製）を用いた．
TOCの炭素同位体比は，まず粉末試料に塩酸を加え炭酸塩を除去した後，真空中で乾燥させた．炭素
同位体比を測定する前に， 元素分析計NA1500（ CE
Instrument社製）でTOCおよび全窒素量（ TN）を定量化した．その後，TOCの含有量に基づき，熊本県立大学の質量分析計（ Thermo Electon社製 NA2500）を用いて炭素同位体比（δ13C値）を測定した．
硫化物態硫黄の硫黄同位体比は， 以下の方法で求めた．まず粉末試料を過酸化水素で酸化し，生じた硫酸を塩化バリウムの添加により硫酸バリウム沈殿として回収した．全硫黄量（ TS）を，回収した硫酸バリウムから求めた．その後，この硫酸バリウムを10倍量のSiO2＋V2O5混合酸化剤を混合し，混合試料を950°Cに真空中で加熱し，二酸化硫黄を精製した．
この二酸化硫黄の硫黄同位体比（国際標準物質CDTに対するδ34S値として示す） を， 岡山大学理学部のIsoPrime EA（ Micromass社製）を用いて測定した．
いずれの測定においても測定誤差は，±0.1‰である．

5. 分析結果
表2にTOC，TN，TSの定量結果を示す．石灰岩に含まれるTOC量は，0.07 ～ 0.15 wt. %に対し，TN量は0.07
wt. % 以下であった．TS量は，0.04 ～ 0.29 wt. %であり，泥質石灰岩中で他の試料に比べて高い値が得られた．
表2． 石灰岩のTOC，TN，TSの含有量測定結果． ‒は未測定，ndはサンプル量が限られていたため未測定．

17

表3．石灰岩の同位体比測定結果．δ13C，
δ18O値は対PDB値，
δ34Sは対CDT値．‒は未測定，ndはサンプル量が限られていたため未測定．

炭素，酸素，および硫黄の同位体比測定結果を表3に示す．石灰岩の炭酸塩鉱物のδ13C値はノジュール状
石灰岩で‒33.1‰，二枚貝石灰岩で‒38.3‰，非貝殻質
石灰岩で‒36.4‰， 黒色非貝殻質石灰岩で最も軽い‒39.7‰であった．TOCのδ13 C値は二枚貝石灰岩で‒40.9‰，非貝殻質石灰岩で‒40.5‰，黒色非貝殻質石
灰岩で‒43.5‰，最上部の泥質石灰岩で最も重い‒37.0‰であった．δ18O値は，ノジュール状石灰岩で‒12.8‰，二枚貝石灰岩で‒14.5‰， 非貝殻質石灰岩で‒13.9‰，
黒色非貝殻質石灰岩で最も重い，‒8.1‰であった．
石灰岩中の硫化物態硫黄のδ34S値は，ノジュール状石
灰岩で，+5.8‰，+6.1‰，二枚貝石灰岩で，+9.6 ～ +14.8‰，
塊状石灰岩で+12.9‰，+13.0‰で， 下位から上位に向かって重くなる傾向が認められた．

6. 鹿ノ浦石灰岩の起源
δ13C 値，δ18O 値，δ34S 値，産状に基づいて鹿ノ浦
石灰岩の起源について考察を行った．石灰岩から得られた多くの δ13C 値や δ18O 値は，通常の海成炭酸塩に比べて著しく軽い値であった．‒33.1 ～ ‒39.7‰‰と軽い石灰岩の δ13C 値は，現世や地層中の湧水性石灰岩の値に一致し（Campbell et al., 1993, 2002; Peckmann
et al., 2004; Takeuchi et al., 2007; Wallmann et al., 1997 など），石灰岩の形成にメタンが関与したことを示唆す
る．
石灰岩から得られた δ18O 値は，‒8.1 ～ ‒14.5‰で，古生代の湧水性石灰岩の値に一致するが，このような値は続成作用によるものと考えられている（Campbell, 2006）．対州層群には，多くの水中火砕岩が知られているほか（通産省，1972，1973，1974），
堆積後に日本海拡大時の熱による強い続成作用をうけたと考えられている（於保ほか , 2007）．したがって，石灰岩の低い酸素同位体比は，酸素が続成作用による影響か，
マグマや火成岩である可能性がある．
湧水系の炭酸塩であることを強く裏付けるために，石灰岩中に共存する TOC の δ13C 値の考察を行った．
もし，光合成起源の有機物（δ 13C =‒10 から‒35‰；
OʼLeary, 1988）に比べて軽い値が得られれば，TOCの δ13C 値はメタン湧水を指示する証拠となり得る．
TOC の δ13C 値は，‒37.0 ～ ‒43.5‰‰で光合成起源の有機物（δ13C =‒10 ～ ‒35‰；OʼLeary, 1988）に比べて軽い値が得られた．この値は鹿ノ浦石灰岩が湧水性石灰岩であることを強く示唆している．

18

二宮

メタンの酸化や分解は現世の湧水系炭酸塩生成場でメタンを利用する微生物による硫酸還元とリンクしておこっていることが示されている（e.g., Masuzawa et al.,
1992; Takeuchi et al., 2007）．石灰岩中の硫化物の硫黄同位体比は，+5.8 ～ +14.8 ‰で海水硫酸よりも明瞭に低い．この値は，沖縄トラフなどの現在の海底熱水系や中期中新世に形成された黒鉱鉱床の硫化物の硫
黄同位体比（Marumo and Hattori, 1999; 中嶋・佐々木 ,1985; 酒井 , 1974）にほぼ一致するほか，硫酸還元細菌起源の同位体比とも重なる．鹿ノ浦石灰岩やその周辺には，大量の硫化物や硫酸塩鉱物，熱水変質帯などの地質学的痕跡は観察されていない．このことは，石灰岩中の硫黄が微生物起源であることを示唆している．通常の硫酸還元では，‒20‰を超える大きな硫黄同位体分別がおこる（Kaplan and Rittenberg,
1964; Jørgensen, 1990）．その結果，海水硫酸（δ34S =+21‰ ; Rees et al., 1978）よりも低い値の硫黄が形成される．石灰岩中の硫化物の硫黄同位体比は通常の海底でおこる硫酸還元に比べて重く，活発な硫酸還元を示唆しているかもしれない．これらの同位体組
成，石灰岩の産状，石灰岩に含まれる貝化石から，
鹿ノ浦石灰岩はメタン湧水域で形成された自生石灰岩と考えられる．また，硫酸還元細菌によるメタン
酸化により生じる硫化水素によって化学合成生態系が維持されていた可能性が高い．

7. 対州層群中部の古水深とその意議
メタン湧水域で自生的に形成された鹿ノ浦石灰岩
中のCalyptogena spp.やその周辺の泥岩から産出した貝化石は， 化学合成生態系に属していたと考えられ
る．泥岩と石灰岩では，化石の保存状態に大きな差がみとめられた．泥岩から産出した二枚貝化石，例
えば，Acharaxは，殻は保存されておらず殻皮のみとなっており石灰質の貝殻は保存不良であった（図7
（3）
（ 6）
，
）．一方，石灰岩中の二枚貝は，合弁な上に，石灰質の貝殻は保存され， 靱帯すら保存されていた（図6C, D）．つまり，鹿ノ浦石灰岩分布域に含まれる化石は母岩の泥岩中では化石が溶解し， 石灰岩中では保存された．これは，炭酸塩が溶解しやすい環境，
強酸性あるいは炭酸塩補償深度よりも深い環境を暗示する．このような状況にも関わらず，メタン湧水
起源の自生石灰岩が保存された．このことは，局所的な大量のメタン供給場の存在が考えられる． 対州層群堆積時には火山活動が活発であったことから大量のメタンは， 大量の陸源有機物が急速に埋没し，形成されたと考えられる． それゆえメタンは熱分解起源が主で， 微生物起源ものも含まれていると考えられる． このような過程で形成された大量のメタンがメタンハイドレートを形成していた可能性がある．
現世のメタン湧水域やメタンハイドレート分布域には， しばしば自生炭酸塩岩や化学合成生態系に属崇する生物群集が知られている（Masuzawa, et al., 1992;
Stakes et al., 1999; Naehr et al., 2007など）．現世の日
本列島周辺では，シロウリガイ類の多くは水深500m以深に生息し（奥谷, 2000, 2008），シロウリガイ類を伴う湧水石灰岩の多くも， 水深500 m以深で見出されている（芦ほか，2004; 服部ほか, 1996; Takeuchi etal., 2007; Greinert et al., 2002など）．このような貝類の生息深度や現世の湧水炭酸塩岩の分布深度から，
鹿ノ浦石灰岩の形成深度は水深500m以深と推定できる．ただし，この推論は，メタンハイドレートの安定条件が中緯度と仮定したもので， 対州層群の堆積が寒帯もしくは高緯度であったならば， メタンハイ
ドレートの安定領域が上昇し， 浅海域にも化学合成
生態系が成立可能である．それゆえ，海底地滑りによって流入したと考えられる浅海成堆積物に基づき
対州層群堆積時の古緯度を推定した．
対州層群には， 海底地滑りによって流入したと考えられる浅海成堆積物がしばしばみられ， まれに貝化石が含まれている． 貝化石は，Mizuhopecten cf.
kimurai murayamai，Glycymeris cisshuensis, Turitella
inflarilata などが報告されている（ Kanʼno, 1955;
Masuda, 1970; 高橋・西田, 1974）．これらの動物化
石は光合成生態系に属し温帯～亜熱帯の浅海生群集と考えられる． さらに下部層から中部層下部で産出した植物化石から推定される陸域の古気候は暖温帯と推定されている（松尾，1970; Matsuo, 1971）．それゆえ，対州層群は，現在よりもやや温暖な暖温帯（中緯度）の環境で形成されたと考えられる．
以上のことから鹿ノ浦石灰岩を含む対州層群中部
は， メタン湧水に依存した化学合成群集が卓越する
水深500 m以深の環境であったと考えられる．

8. 対州層群からのメタン湧水起源の自生石灰岩の意義
日本海南西部に分布する16 Ma前後に形成された地層は， 淡水環境やデルタ環境で堆積した地層が主体であったが（ Hwang et al., 1995; 小松原ほか, 2003;
安永ほか, 2007），秋元ほか（ 1999）は有孔虫群集に基づき， 深海環境が成立していたことを推定した．
本研究では， 日本海南西部にあたる16 Ma前後に堆積した対州層群中部からメタン湧水起源の自生石灰岩やメタンに依存した化学合成群集が見出され， 対州層群中部が500 m以深の深海海盆で堆積したことを示した． 対州層群中部には，T3凝灰岩（ =対馬火山礫凝灰岩;酒井・ 川原, 1998） のほか多くの水中火砕岩が知られており（通産省, 1973），海底火山活動が活発であったと考えられる．
以上のことから， 対州層群中部は，16 Ma前後に
日本海南西部で形成された海底火山活動を伴う深海海盆で堆積したと考えられる． この結果は，16 Ma
前後に日本海南西部における深海環境の形成を示し， 日本列島が大陸から分裂していく時の具体的な状況を表したものである．

西南日本，長崎県対馬に分布する新第三系対州層群からのメタン湧水性石灰岩の発見とその意義

9. まとめ本研究で明らかになった点は以下のとおりである．
1. 鹿ノ浦石灰岩は， 貝殻が密集する二枚貝石灰岩と葉理状組織がみられる塊状石灰岩， 最上部の泥質石灰岩からなる．
2. 鹿ノ浦石灰岩のδ13C値は，‒33.1 ～ ‒43.5‰，δ34S
値は+5.8 ～ +14.8‰で， これらの値とその産状か
ら鹿ノ浦石灰岩はメタン湧水起源の自生石灰岩である．
3. 石灰岩および周辺から産出する化石群集は， 化学
合成化石群集である．
4. 対州層群中部層下部は， 化学合成生態系が成立した大量のメタン供給場が存在した水深500m以深の環境であった．
5. 日本海形成初期の16Ma前後に日本海南西部で海底火山活動を伴う深海堆積盆が形成し， メタンの湧出とそれに伴う化学合成群集が発見された．

10. 謝

辞

本論文は著者の修士論文，博士論文の一部である．
高橋孝三教授には本論を執筆する機会をいただき有益なご助言をいただいた． 清川昌一博士からは重要なご意見をいただき本稿を改善された．
本研究を行うにあたり， 下山正一博士には終始にわたり懇切丁寧なご指導をいただいた． 宮田雄一郞
教授（山口大学） には山口大学在籍中に懇切丁寧なご指導をいただいた． 松田博貴教授（熊本大学），
山中寿朗博士（岡山大学） には同位体比の測定をおこなっていただき， その解釈に関してご助言をいた
だいた．西田民雄名誉教授（佐賀大学）には本研究に関してご助言をいただいた． 青木隆弘氏（株式会社親和テクノ）には化石の一部をお貸しいただいた．
本研究は経費の一部に松本達郎名誉教授のご寄付による平成20年度高千穂奨学金をいただいた．
以上の方々のご支援に厚くお礼を申し上げる．

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Science Reports of the Faculty of Sciene, Kyushu Imperial University. Geology
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九州大学理学部研究報告 地質学之部
Science Reports of the Faculty of Science, Kyushu University. Geology
Vol.2 No.1（Oct., 1947）, No.2（Sept.,1950）.
Vol.3 No.1（Sept., 1949）, No.2（Mar., 1951）.
Vol.4 No.1（Dec., 1952）, No.2（Feb., 1953）.
Vol.5 No.1（Mar., 1960）, No.2（Feb., 1961）,No.3（Mar., 1961）,No.4（Nov., 1961）.
Vol.6 No.1（Mar., 1962）, No.2（Jan., 1963）,No.3（Mar., 1964）.
Vol.7 No.1（Mar., 1964）, No.2（Aug., 1966）.
Vol.8 No.1（Jan., 1965）, No.2（Nov., 1965）,No.3（Feb., 1967）,No.4（Mar., 1968）.
Vol.9 No.1（Mar., 1969）.
Vol.9 Special Issue, No.1（Nov., 1967）, No.2（Feb., 1969）.
九州大学理学部研究報告 地質学
Science Reports, Department of Geology, Kyushu University
Vol.10 No.1（Feb., 1969）, No.2（Nov., 1969）,No.3（Jan., 1971）.
Vol.11 No.1（Oct., 1971）, No.2（Dec., 1973）.
Vol.12 No.1（Oct., 1974）, No.2（Nov., 1975）,No.3（Feb., 1977）.
Vol.13 No.1（Nov.,1978）, No.2（Feb., 1980）.
Vol.14 No.1（Jan., 1981）, No.2（Dec., 1981）,No.3（Jan., 1985）, No.4（Jan., 1986）.
Vol.15 No.1（Mar.,1987）.
Vol.16 No.1（Jan., 1989）, No.2（Jan., 1990）.
九州大学理学部研究報告 地球惑星科学
Science Reports, Department of Earth and Planetary Sciences, Kyushu University
Vol.17 No.1（Jan., 1991）, No.2（Jan., 1992）,No.3（Dec., 1992）.
Vol.18 No.1（Dec., 1993）, No.2（Dec., 1994）.
Vol.19 No.1（Dec., 1995）, No.2（Dec., 1996）.
Vol.20 No.1（Jan., 1998）, No.2（Dec., 1998）.No.3（Dec., 1999）.
九州大学大学院理学研究院研究報告 地球惑星科学
Science Reports, Department of Earth and Planetary Sciences, Kyushu University
Vol.21 No.1（Dec., 2000）, No.2（Feb., 2002）.
Vol.22 No.1（Feb., 2005）, No.2（Feb., 2007）,No.3（Mar., 2009））,No.4（Mar., 2011）.
Vol.23 No.1（Feb., 2012）.
訂正（Corrigenda of Vols. 17-21)
正（Read）ISSN 1348-0545
誤（For）ISSN 0916-7315
この出版物は不定期に発行される．
（This publication is published irregularly.）
九州大学大学院理学研究院研究報告 地球惑星科学
第 23 巻第1号

平成24年 ２ 月28日

発行

編集者兼
発 行 者

九州大学大学院理学研究院編

株 式 会 社 ミ ド リ 印 刷集

Published byFaculty of Sciences, Kyushu University
Hakozaki 6-10-1, Higashi-ku
Fukuoka 812-8581, JapanSCIENCE REPORTS
DEPARTMENT OF EARTH AND PLANETARY SCIENCESKYUSHU UNIVERSITY
Vol. 23, No. 1

CONTENTS
Estimation of subsurface structure in the Shimabara Peninsula using
microtremor H/V spectral ratio
Natsumi ITOYA and Takeshi MATSUSHIIMA

1−12

Seep limestone and chemosynthetic fossil assemblages dependent
on the seep from the Neogene Taishu Group, Tsushima Island,
Nagasaki Prefecture, the southwest Japan
Takashi NINOMIYA

13−21

FUKUOKA, JAPAN
February, 2012