伊豆東方線沿いの活断層帯
金幸隆＊・吉田明夫＊・小林昭夫＊2

Proposal of Active Fault Zone along the Izu-Toho Tectonic Lineby＊

Haeng Yoong KIM , Akio YOSHIDA＊ and Akio KOBAYASHI＊2
Abstract
Having scrutinized topography of the seabed in the region of southeast-off Izu Peninsula, we found out that inclines submarine
reverse faults to the west along the Izu-Toho Tectonic Line（ITTL）. The ITTL proposed by Okayama（1968）, is the boundarythat divides the colliding Izu crustal block from the subducting seabed of Sagami Bay. This indicates that the ITTL is an active
tectonic line. In this research we used the bathymetric data with 500m mesh and 10m or 100m contours published by Hydrographic
and Oceanographic Department. We suggest that shortening of the distance between the southern tip of the Izu Peninsula andShikine-jima and Nii-jima after the 2011 Tohoku-oki earthquake may be related to the existence of the submarine faults.
1.

ほぼ中央部を南北に延びる長さ約 35 km の丹那断層に沿はじめにフィリピン海プレート北東縁では、同プレートに乗るって、最大約 2.2 m の左横ずれ地震断層が出現した。地

伊豆弧の前弧域の地殻および背弧域の地殻が、それぞれ

震観測によっても、また地殻変動観測によっても、丹那

伊豆半島東側の相模湾と、西側の駿河湾から、陸のプレ断層が震源断層であったことは確実である。丹那断層はートの下に沈み込んでいる（図 1）。また伊豆半島の北トレンチ調査によって、発生周期や活動度が明らかにさの外縁では、伊豆弧の地殻が陸のプレートに衝突してれている。

いると考えられている（杉村，1972）。これらのプレー

しかしながら、伊豆半島沖地震の震源断層の情報は十トの収束速度は、おおよそ 3 cm/ 年と見積もられ（Seno,

分でない。気象庁震源は半島南端の石廊崎沖南南東のと1977）、また伊豆半島や周辺の海域は火山フロントの直ころに決められているが、石廊崎から北西方向へ延びる上にあることから、地震活動や火山活動が活発である。

長さ約 5.5km の石廊崎断層に沿って地震断層が出現した

とくに相模トラフ沿いと駿河トラフ沿いのプレート境（図 1）。震源断層とこの地震断層との関係については未界では、M8 クラスの巨大地震の発生が繰り返されてき解明であり、地震を起こした活断層の周期や位置は特定た。相模トラフでは、1703 年の元禄型関東地震と 1923

できていない。

年の大正型関東地震の巨大地震が知られており、地震で伊豆半島沖地震以後、伊豆半島とその東側海域で地隆起したとみられる主に海岸段丘面の年代から、元禄

震活動が活発になり、1976 年河津の地震（M5.4）、1978型地震の周期は約 2300 年、大正型地震の周期は 200 ～年伊豆大島近海の地震（M7.0）が発生したほか、伊豆400 年と推定されている（地震調査委員会，2004）。ま半島東方沖では 1970 年代末から生じていた群発的な地た想定東海地震の発生が危惧されている駿河トラフから震活動の中で 1980 年に M6.7 の地震、1998 年に M5.5 のその西方の熊野灘の南海トラフでは、歴史地震の記録か

地震、また、2006 年にも M5.8 の地震が発生している。

ら東南海地震、南海地震が約 90 ～ 150 年の間隔で発生

歴史記録によれば、1293 年に鎌倉で約 2 万人の犠牲してきたことが知られている（中央防災会議，2001）。

者を伴う災害が記録されている。このほかに相模湾沿岸

伊豆半島では、活断層を震源として 1974 年に伊豆半の津波災害として、鎌倉時代以後、元禄地震までに 6 回島 沖 地 震（M6.9）、 ま た 1930 年 に 北 伊 豆 地 震（M7.3）（1241 年、1257 年、1408 年、1433 年、1498 年、1605 年）が発生している。北伊豆地震の際には、伊豆半島北部の認められる。江戸時代には、また M6.5 ～ 7 クラスの、* 神奈川県温泉地学研究所〒 250-0031*2 気象研究所

茨城県つくば市長峰 1-1〒 305-0052

神奈川県小田原市入生田 586

論文 , 神奈川県温泉地学研究所報告 , 第 44 巻 , 9-16, 2012－9－

1987；大河内，1990；東海沖活断層研究会，1999）。現
在、海上保安庁・JAMSTEC による長年の調査観測によって詳細な水深データ（J-EEG500、J-BIRD、沿岸の海の基本図及び海図を作製する際の基礎データ）が蓄積され、海上保安庁海洋情報部からは 500 m メッシュの水深データが公表されている。また日本水路協会からは、海底地形図が入手できる。本研究では、これらの水深データを用いた海底地形の判読から、伊豆下田沖および南伊豆沖の海底に、海底活断層が存在することが推定できたので報告する。

2.

伊豆半島の地形と伊豆東方線の概要
伊豆半島南東の相模湾西部には、伊豆半島地塊の東

図1

伊豆弧―本州弧の衝突・沈み込み帯の地形概観と側境界にあたる伊豆東方線が推定されている（図 1：

伊豆東方線の位置。海域の陰影図は、日本海洋デA-A’）（岡山，1962；1968）。以下に、伊豆半島の地形とータセンターの 500 m メッシュの数値水深モデル

伊豆東方線について概要を記す。

（MGD77）を使用。陸域の陰影図は、産業技術総合

伊豆半島は、箱根火山の外輪山南麓から南側に約 55

研究所の数値地質図を使用。プレート境界線の位

km 突き出し、東方の相模湾と西方の駿河湾を分けてい

置は、杉村（1972）に基づく。伊豆東方線は、岡る（図 1）。東西の幅は最大約 35 km、山地が大部分を占山（1962；1968）による。丹那断層と石廊崎断層

め、伊豆中部の天城山では標高が 1,405 m ある。一方、

は、活断層研究会（1980；1991）。西相模湾断裂（西相模湾の水深は初島の沖から大島の沖の相模トラフで相模湾断層）の位置は、石橋（1977）による。

約 1,000 ～ 1,500 m、また駿河湾の水深は南伊豆沖で約Fig. 1. Map view of the collision and subduction

2,000 m あるので、伊豆半島と海底との間の起伏量は約

the northern Izu-Bonin arc

2,400 ～ 3,400 m にも及ぶ。伊豆半島中・北部の東海岸

where is shown the location of the Izu-

では、岩壁が海岸に迫り、相模灘に面して急崖となって

Toho Tectonic Line （ITTL）. Shade map isいる。

zone aroundbased on the digital bathymetric model with

西相模湾の海底に目を向けると、初島沖から南に東落

500 m mesh ‘MGD77’ from Japan Oceanographic

ちの海底崖が、途中の伊豆大島西方海域を除いて、南伊Data Center. Plate boundary and the ITTL

豆沖の伊豆海脚まで連なっているように見える（図 1：

are taken from Sugimura （1972） and OkayamaA-A’）。海底地形図（500 m メッシュ水深データ）に基（1962; 1968）, respectively. Tanna fault and

づくと、総延長は約 115 km あり、海底崖の落差量は大Irozaki fault are two major faults in the

きなところで約 1,100 ～ 1,800 m と計測される。伊豆半Izu Peninsula. West Sagami Bay Fault is by

島と相模湾の地形はこの急崖によって画されることか

Ishibashi（1977）.

ら、岡山（1962；1968）は、ここに伊豆半島の形成に関わった伊豆東方線を推定した。

いわゆる小田原地震が 3 回（1633 年、1782 年、1853 年）

伊豆東方線は、伊豆半島北部における伊豆弧の衝突発生している。これらの津波災害の中には南海トラフを（杉村，1972）と関係したフィリピン海プレート内の断震源とする地震によるものも含まれている可能性はある層として、地震、活構造・地形形成・地質構造、地殻進

が、
伊豆半島沖の相模湾の海底活断層を詳しく調査して、化などの分野から、そのテクトニクス上の意義に関して

歴史地震の震源を特定していくことは、海底地震による様々な議論がなされてきた。石橋（1977）は、1923 年

災害の軽減を図る上でも極めて重要である。

大正関東地震の際に伊豆半島の北東部の海岸や初島が隆

相模湾・駿河湾ではこれまで主に音響反射法地震探査

起を示したことから、伊豆東方線北部が逆断層として活の断面図の解釈と縮尺 10 万分の 1 の海底地形図の判読動した可能性があると考え、そこに西相模湾断層を推定に基づいて、海底活断層図が示されてきた（活断層研究した。その後、石橋（1988）は、スラスト的な西相模湾会，1980；1991、Yonekura，1983； 米 倉，1984；Kato，

断層に代わって、関東下に沈みこむスラブと衝突する伊－ 10 －

図2

伊豆下田沖の海底地形と海底活断層。
（a）海底の地形図は、日本水路協会の M7001 Ver.2.2（2012） 関東南部。
等深線間隔は 10 m。
（b）推定される下田沖断層帯の位置。ケバの向きは断層崖の向きを表わし、矢印は撓曲崖の撓みの方向を示す。破線は、推定される活断層のトレース。網掛け部は、大陸棚斜面を表わす。A ～ D は、複数段の海底扇状地面の分類を示す。E と F は、高度の不連続が現れた尾根の位置。本図の範囲は、図 1 を参照。

Fig. 2. Topographic map of the off Izu-Shimoda sea and location of estimated marine active faults. （a）
Data of the seabed topography is from the shape file of bathymetric chart contained in M7001 Ver. 2.2South Kanto （2012） by Japan Hydrographic Association. Contour interval is 10 m. （b） Surface traceof the estimated active faults on the seabed. Fluffs added to the black line show orientation of thefault scarp and arrows show direction of the deflection of the flexure scarp. Broken line is the traceof the inferred active fault. Shade zone indicates the continental slope. A to D shows classificationof a flight of submarine fan surfaces. E and F show location of the ridge where height discontinuity
is observed. Area of this map is shown in Fig. 1.

豆地塊を高角度で切り裂く西相模湾断裂が初島東沖からしていることが明らかになった。ここでは、伊豆下田東

北北西方向に延びているという仮説を提唱した。
しかし、方沖の海底扇状地および大陸棚に推定された北北東 ―この西相模湾断裂は海上保安庁水路部が実施したマルチ

南南西走向の活断層を下田沖断層帯と呼び、伊豆海脚東チャンネル音波探査では見つかっていない（加藤・ほか，

縁と南伊豆南方沖および南伊豆南東沖にそれぞれ推定さ

1983；本座，1984；Kato，1987；大河内，1990、岩淵，れた活断層とともに、合せて南伊豆沖断層帯と呼ぶこと

1991）。ただし、この調査は、大河内（1990）が指摘すにする。以下に、これらの活断層帯の地形的特徴についるように、解像度に課題があって、そのために海底活断て記載する。

層が見逃されている可能性もある。活断層研究会（1980；
1991）は、こうした音波探査記録と縮尺 10 万分の 1 の

3.1.

伊豆下田沖

海底地形図を用いた海底地形の判読から、伊豆東方線の伊豆下田沖の水深約 200 ～ 400 m の海底には、扇状

北部の初島沖から伊東沖にかけてと、南部の伊豆海脚の地性の地形面が分布する（図 2）。海底のこの扇状地は、東縁に縦ずれ断層を図示している。

海岸から約 2 ～ 10 km 沖合の大陸棚斜面の脚部に発達し、南東に向かって広がっている。 扇状地は侵食されて地

3.

形的に複数段に分かれているので、それらを北から A、

伊豆東方線沿いの活断層
伊豆下田沖から南伊豆沖の海底地形図（等深線間隔

B、C、D の 4 面に区分した。

10 m）と地形画像（500 m メッシュ）を用いた海底地形

これらの扇状地には、北東 ― 南西走向の西側上がりの分析から、伊豆東方線に沿って西傾斜の逆断層が分布の撓曲崖が認められ、隆起側の扇状地は南東に向かって－ 11 －

撓んでいる（図 2）。このことから西傾斜の逆断層の存

海脚が大陸棚斜面から南南西に約 40 km 張り出している在が推定され、本研究ではこの逆断層を下田沖断層と呼（図 3）。東西の幅は最大約 22 km であり、水深は 500 ～ぶ。撓曲崖の総延長は約 26 km である。ただし北端部は1800 m である。海脚は台地状の地形を呈し、東縁は東伊豆東方の単成火山群地帯になり、海底地形図では断層

落ちの急崖となっている。活断層研究会（1980；1991）の位置を追跡するのが難しい。また南端部には、南向きと米倉（1984）は、この急崖に東落ちの縦ずれ断層を活の大陸棚斜面の尾根（E、F）に高度の不連続が認められ、断層図に図示しており、本研究ではこの活断層を伊豆海

南向きの大陸棚斜面は後述する南伊豆断層帯の断層境界

脚東縁断層と呼ぶ（図 3d）。

になっている可能性がある。火山群地帯と尾根の高度不伊豆海脚東縁の断層崖は、前述した岡山（1968）に連続部を含めると、断層長は上述した長さよりも少し長よって示された伊豆東方線の南部を構成する（図 1：

くなる。

A-A’）。崖の高さは、北部で約 100 m、南部では約 1,500

扇状地 A、B、C、D は、それぞれ系統的に縦ずれ変m に達し、北に向かって低くなっている。また海脚の脚位を受けており、隆起側の A に対応する低下側の扇状部（水深 800 ～ 3,500 m）には海底谷が認められ、崖麓

地は A’ で、崖の高さはおおよそ 20 m である。また B、C、には崖垂性の扇状地が形成されている（図 3c）。地形がD に対応する低下側の扇状地面は、B’、C’、D’ であり、崩れており、活断層が崖のどこを通過するのか、断層の侵食や別の小断層によって切られている可能性がある。

位置を特定することは容易ではない。

とくに D’ では、地形が開析されており、変位の向きとしかしながら、伊豆海脚の変形は明瞭であり、崖の背量を正確に見積もるためには、本研究で用いた地形デー

面の勾配は駿河トラフに向かって 6％～ 12％あり、背面

タよりも詳細なものが必要とされる。

は西に向かって急傾斜している（図 3d）。伊豆海脚の上

下田沖断層は極めて明瞭であるが、この断層トレースを東西に横断するマルチチャンネル音波探査記録［80-B］

からさらに東方の扇状地面 A’、C’、D’ でも、ほぼ同じ（Kato，1987）によれば、非対称な形状の背斜構造が現れ、変動様式の撓曲崖が見える。また下田南方沖の大陸棚に

伊豆海脚東縁の急崖付近では反射面が東に向かって急傾も、撓曲崖やバルジ状の褶曲が認められる。このことか

斜、崖の背面では西に向かって相対的に緩傾斜している。

ら下田沖断層帯は複数の海底活断層から構成されている以上のことから、伊豆海脚東縁断層は西傾斜の逆断層でことが示唆される。

あり、伊豆海脚は断層関連褶曲に伴って傾動を受けたと推察される。

3.2.

南伊豆沖

南伊豆南方沖断層：

等水深線の間隔 100 m の地形図と 500 m メッシュの

南伊豆の大陸棚斜面の脚部から銭洲海嶺にかけて、北b、c、陰影図に基づき、
南伊豆沖の地形を判読した（図 3a、

北東 ― 南南西走向に約 40 km 以上、西傾斜の逆断層がd）。その結果、伊豆半島南部の南伊豆南方・南東沖の海海底斜面を切っている（図 3d）。

底には、三つの走向の活断層が認められた。それらは、

伊豆海脚と銭洲海嶺の間（幅約 40 km）の海底（水深①伊豆海脚の東縁に沿って北東 ― 南西走向に分布する

約 400 m ～ 3,500 m）は、駿河トラフに向かって南西に

西傾斜の逆断層、②伊豆半島南部から銭洲海嶺まで北北

向かって傾斜する海底斜面が広がる（図 3a、b）。水系

東 ― 南南西方向に延びる西傾斜の逆断層、および③利

図に目を向けると、新島・式根島の西方沖の海底斜面に島から伊豆海脚にかけて、新島、式根島、神津島の西方

は複数の浅い谷が西南方向に伸びている（図 3c）。これ

沖を北東 ― 南西方向に分布する褶曲性の逆断層である。

らの浅い谷の向きは海底斜面の傾斜の向きのトレンド

本研究ではこれらを①伊豆海脚東縁断層、②南伊豆南方に調和しているが、途中で谷は海底斜面を横切る北北東

沖断層、③南伊豆南東沖断層と呼び、合わせて南伊豆沖― 南南西方向の谷によって絶たれている。海底斜面の断層帯と称する（図 3d）。なお音波探査と海底地形図の

浅い谷は、この横谷に集まり、谷線の中央付近（地点 C）

分析から、伊豆海脚の東縁では西側隆起の活断層が活断から一筋の谷となって駿河トラフに向かって流出してい層図に示されている（活断層研究会，1980；1991、米倉，る（図 3c）。

1984）。活断層の判読においては、10 m 間隔の等水深線

この横谷の西岸には、海底斜面に逆向きで東落ちの崖と海上保安庁による 150 m メッシュの陰影図も参考にしが分布する（図 3d）。海底斜面を横切る谷の谷壁は、水た。

流の影響を受けているが、伊豆半島の南伊豆沖から銭洲

伊豆海脚東縁断層：

海嶺の北斜面まで比較的リニアに延びている。崖の隆起

南伊豆の南方沖合約 10 km の大陸棚の縁辺では、伊豆側には、北北東 ― 南南西に延びる背斜状の高まりが認－ 12 －

図3

南伊豆沖の地形と推定される海底活断層。
（a）海底地形図。M7001 Ver.2.2 関東南部（2012）を使用。等水深線の間隔は 100 m。
（b）陰影図。海洋情報センターによる 500 m メッシュの水深データを使用。（c）伊豆海脚と銭州海嶺の間に推定される水系。
（d）南伊豆沖断層帯（伊豆海脚東縁断層、南伊豆南方沖断層、南伊豆南東方沖断層）の推定位置。断層の凡例については、図 2 のキャプションを参照。

Fig. 3. Topographic map of the off Minami-Izu sea and distribution of active faults inferred fromdeformation of the seabed. （a） Seabed topographic map from ‘M7001 Ver. 2.2 South Kanto （2012）’ byJapan Hydrographic Association. Interval of the bathymetric contour is 100 m. （b） Shade map basedon the digital bathymetric model with 500 m mesh ‘MGD77’ by Japan Oceanographic Data Center. （c）
Drainage system in the area between Izu spur and Zenisu ridge inferred from the maps of（a）and（b）.（d）
Location of inferred marine active faults. Area of the maps is shown in Fig. 1.

められ、活断層研究会（1980；1991）と米倉（1984）は非対称な背斜を呈している。

地点 B と C の間と C と D の間にそれぞれ背斜軸を図示

谷の流出口付近（地点 C）の谷底では、新期の海底段している。図 3 の海底地形図に基づくと、崖の高さは地丘面が形成されており、その海底段丘面には海底斜面に

点 B と C の間と C と D の間で、それぞれ 100 m 以上お対して逆向きの低崖が形成されている（図 3d）。谷底によび 300m 以上あり、褶曲帯の幅は最大約 8 km と推定形成された海底段丘面は、東方に向かって撓み下がってされる。背斜構造の西翼の幅は東翼よりも広く、海底地いる。以上のことから、南伊豆沖南断層は西傾斜の逆断形は東に向かって急傾斜および西に向かって緩傾斜した層であると推定する。上述した浅い谷の流路は、逆断層－ 13 －

運動に伴う東落ちの断層崖の形成によって、閉塞された

え、変化量の比は基線の長さの比よりも大きい。

ものと推察される。なお活断層研究会（1980：1991）は、2011 年東北地方太平洋沖地震後の余効的な地殻変動

上述した横谷の東岸に西落ちの縦ずれ断層を図示していでは、伊豆半島を含めて、中部から西日本の地殻が東かるが、本研究では横谷の西岸に背斜状の変形が認められら東北東へ変位している。その変位量は中部地方で高緯ることから、横谷の形成に関わる主断層は西傾斜の逆断度ほど大きい傾向が見えているが、一方で、経度が大き層（東落ちの縦ずれ断層）であることを提起する。

いほど（東ほど）変位も大きいので、上述の南伊豆と式

南伊豆南東沖断層：

根島、新島、神津島を結ぶ基線長に見られる短縮は、東南伊豆と新島、式根島、神津島を乗せている銭洲海嶺

北地方太平洋沖地震の影響のみによるものとは、直ぐにの間の海底斜面には、北東 - 南西走向に背斜状の海嶺のは言えないように思われる。

高まりが認められる（図 3d）。背斜山稜の高さは、最大

とくに、三宅島と新島、三宅島と式根島の間ではほと

約 400 m と推定される。背斜は、利島の南西沖から南西んど短縮が見えていないことに注意したい。著者らはに向かって分布し、南端は南伊豆南方沖断層まで認めら

GNSS 観測による南伊豆と新島、式根島、神津島の最近れる。E と F には、背斜山稜を先行的に横切る海底谷がの短縮変動が、直ちに前節で述べた南伊豆沖の活断層に認められ（図 3c、d）、10 m 等深線図をみると、その谷関係しているとは言えないものの、少なくとも、逆断層

底に海底段丘面が見てとれる。これらの段丘面には、北の変動様式の傾向と調和していることを、ここで指摘し西側隆起の撓曲崖が形成されており、海底は南東に向かておきたいと思う。いずれにしても、活断層の長期的なって撓み下がっている。また G 地点では、東翼斜面に変動様式と GNSS 観測による短期的な変動を比較するに

東に撓む段丘面が認められる。以上のことから、西傾斜

は、三宅島や神津島などの火山の影響も含めて、より詳の逆断層が北東 ― 南西走向に分布し、この活断層の活細な解析とデータの蓄積が必要である。今後の地殻変動動の累積によって南伊豆沖に背斜山稜が形成されたもの

を活断層の存在を念頭において注意深く見ていきたい。

と判断される。
5.
4.

最近の伊豆諸島付近の地殻変動

伊豆東方線活断層帯の意義
伊豆半島とその周辺は、伊豆弧の衝突・沈み込み帯の2011 年東北地方太平洋沖地震は、日本列島全域にわ中心に位置することから、そのテクトニクスに関して、たって顕著な地殻変動を引き起こし、箱根や伊豆半島東

これまで様々な議論がなされてきた。その中で、岡山

方沖では、それに伴って群発的な地震活動が誘発された。

（1968）の提唱した伊豆東方線は、沈み込みと衝突の境

ここでは、上述の伊豆東方線沿いの活断層帯を挟んだ伊界問題を解明する上で重要な鍵をになうものであるが、豆半島南端と伊豆七島を結ぶ海域の最近の地殻変動につ

その実態に関する議論はあまりなされておらず、変動様

いて判読する。

式の情報も少ない。

図 4 は、国土地理院による GNSS 観測データを使用

石橋（1988）は、伊豆北部の相模湾の西部に南北性の「西して、伊豆半島南端の南伊豆 2 と銭洲海嶺の新島、式根

相模湾断裂」が存在するという仮説を提示し、初島付近

島、神津島 1 を結ぶ基線、これらの島と東方の三宅島 4から北方に向かって伊豆弧のスラブが断裂し、西側の地を結ぶ基線、それに南伊豆 2 と三宅島 4 を結ぶ基線の基塊が隆起している可能性を示唆した。しかし西相模湾断線長の変化を示したものである。これらの基線長の変化

裂の地学的証拠は十分に解明されていない。小山
（1995）

は、すべて長期的に短縮変動を示しており、伊豆半島をは西相模湾断裂を受け、伊豆弧の北部について、「真鶴乗せる地塊と伊豆七島との間の海域に構造線の存在が示

マイクロプレート」説を考えた。真鶴マイクロプレート

唆されていた（例えば、小林・吉田 , 2007）。ここでは、

説では、伊豆弧の中で西相模湾断裂と丹那断層および伊2011 年東北地方太平洋沖地震後の変動に注目する。

豆東方単成火山群で囲まれた領域がマイクロプレートと伊豆東方線の下田沖断層帯と南伊豆沖断層帯は、南伊なっており、伊豆東方単成火山群で地殻が南北に開くこ豆と式根島、新島、神津島を結ぶ基線の中間に分布してとによるこのマイクロプレートの運きに伴って丹那断層いる。注目されるのは、南伊豆とこれらの島の間の地震

は左横ずれトランスフォーム断層として活動していると時及びその後の基線長の短縮変動が、これらの島と東方するものである。吉田・他（2011）は、丹那断層と相模の三宅島を結ぶ基線長の短縮に比べて、明瞭であること

トラフの間で「真鶴ブロック」が浮揚性沈み込みをしてである（図 4）。南伊豆とこれらの島の間の基線長はこいると考えている。以上のように、伊豆半島北部では様々

れらの島と三宅島の間の基線長に比べて若干長いとはいな変動様式が考えられている。

－ 14 －

図4

GNSS 基線長の距離の変化（2007 年～ 2012 年）。国土地理院による。

Fig. 4. Change in base line lengths between Minami-Izu andNiizima, Shikinezima and Kozushima, andthat between Miyakezima and these islands as well as Minami-Izu and Miyakejima, observed by Global
Navigation Satellite Systems（GNSS）.
また Taira et al.（1998）は、伊豆・丹沢の衝突史を考をしていることが明らかにされている（Sagiya，1999）。

察し、伊豆弧衝突のブロック境界として、伊豆東方線にしかし、その地塊の東側の境界がどこにあり、そこでど

スラスト断層を想定している。Seno（2005）は、伊豆半のような動きをしているかについては、いまなお、ほ島の上部地殻と下部地殻は剥がれて、伊豆半島・銭州海

とんど解明が進んでいない（例えば、Nishimura, 2011）。

嶺の下にほぼ水平な逆断層が存在しているとする「デタ本短報で提示した伊豆東方線活断層帯（下田沖断層帯とッチメント仮説」を唱えているが、伊豆東方線について

南伊豆沖断層帯）は、その境界の有力な候補とみることは触れていない。

ができる。

本短報では、伊豆半島南東方の海底地形の変動様式か

伊豆半島南東方の海底に、海底活断層が存在している

ら、伊豆東方線沿いに西傾斜の逆断層が分布することをという事実は、相模湾で発生する被害地震の想定におい示し、それらが新期の地形を切る伊豆東方線活断層帯でても極めて重要な意義を持つと考えられる。

あることを提示した（図 2、図 3）。伊豆下田の沖積層の調査によって、完新世に海岸が隆起していると見なされ

6.

結論（例えば、太田・他，1984）、また第四紀に海底が隆起して、伊豆半島の沖合に、伊豆半島と相模湾の海底を分ける

伊豆半島が形成されたことが地質構造の調査からも推定

伊豆東方線が存在していることが推定されていた。しかされている（例えば、Taira et al.，1998；青池，1999）。

しながら、その構造線の実態についての情報は少なかっ

本研究で提唱した伊豆東方線活断層帯は、伊豆半島の形た。本研究では、海底地形データを詳細に判読し、伊豆成に関わっていると推察される。

下田と南伊豆の沖合の海底に、北北東 ― 南南西方向に

GNSS 観測によって伊豆半島を乗せる地塊が、フィリ延びる西傾斜の海底逆断層帯（下田沖断層帯と南伊豆沖

ピン海プレートの主体とは別の、時計回りの回転運動

断層帯）が分布していることを明らかにした。これらの－ 15 －

逆断層は、新期の海底扇状地や海底谷を切っている可能

Nishimura, T.（2011）Back-arc spreading of the northern Izu-性があり、活断層であると推察された。本研究は、こOgasawara（Bonin）Islands are clarified by GPS data,

れらの活断層を伊豆東方線活断層帯と称する。GNSS 観

Tectonophysics, 512, 60-67.

測データでは、南伊豆と新島・式根島・神津島の間で、岡山俊雄（1962）日本の地形構造と地質構造の関係，地2011 年東北地方太平洋沖地震後に短縮変動が見られ、理学論文集 ― 辻村太郎先生古稀記念，50-69．

それは南伊豆沖の海域に推定した伊豆東方線活断層帯の岡山俊雄（1968）フォサマグナに関連した地形，日本地質学会第 75 年秋季学術大会総会討論会資料 ― フォ

変動様式と調和的である。

ッサマグナー，243-252．
謝辞

大河内直彦（1990）相模湾の活構造とテクトニクス，地

匿名査読者（二名）のご指摘により、本稿の内容が大きく改善された。温泉地学研究所の萬年一剛氏、原田昌

学雑誌，99，458-467．
太田陽子・石橋克彦・松島 義章・松田時彦・三好眞澄・武氏、小田原 啓氏、行竹洋平氏、および神奈川県立生

鹿島

命の星・地球博物館の平田大二氏から有益な助言を頂い

豆半島南部における完新世相対的海水準変化，第四た。

紀研究，25，203-223．

薫・松原彰子（1984）掘削調査にもとづく伊Sagiya, T.（1999）Interplate coupling in the Tokai District,
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青池

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新（1972）日本付近におけるプレート境界，科学，

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石橋克彦（1988）“ 神奈川県西部地震 ” と地震予知Ⅱ，

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忠・進林一彦
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伊豆諸島間の距離変化とそのテクトニックな意義，の 長 期 評 価 に つ い て，http://www.jishin.go.jp/main/

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