３.研究報告
３．１

活断層の活動区間を正確に把握するための詳細位置・形状等の調査及び断層活動

履歴や平均変位速度の解明のための調査観測(1) 業務の内容(a) 業務題目

活断層の活動区間を正確に把握するための詳細位置・形状等の調査及び断層活動履歴や平均変位速度の解明のための調査観測(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

国立研究開発法人産業技術総合研究所

首席研究員

岡村

行信

国立研究開発法人産業技術総合研究所

研究グループ長

阿部信太郎

国立研究開発法人産業技術総合研究所

研究グループ長

宮下

由香里

国立研究開発法人産業技術総合研究所

主任研究員

吾妻

崇

国立研究開発法人産業技術総合研究所

研究員

東郷

徹宏

国立研究開発法人産業技術総合研究所

特別研究員

白濱

吉起

国立研究開発法人産業技術総合研究所

上級主任研究員

粟田泰夫

国立研究開発法人産業技術総合研究所

主任研究員

丸山

正

(c) 業務の目的
布田川断層帯及び日奈久断層帯について、詳細位置・形状、活動履歴、平均変位速度を解明
し、活動区間を正確に把握することを目的とする。
(d) ３カ年の年次実施業務の要約
1)平成 28 年
陸域では、布田川断層帯及び日奈久断層帯全域の既存の地形・地質及び断層帯周辺の地下構造に関する情報を収集・整理した上で、平成 28 年熊本地震の地震断層について、精細 DEM、空撮画像等の解析による地表変状の把握、地表踏査、測量を行った。また、今後の活動が心配される日奈久断層帯については、その活動履歴の解明を重要課題として、地表踏査、ボーリング
調査とその試料の年代測定を実施し、その結果に基づいて活動履歴調査地点を選定し、２地点でトレンチ調査を実施した。
海域では、日奈久断層の海域延長部の活動履歴を明らかにするため、八代海における他機関を含む既存の反射探査データ及び堆積物試料の解析結果を再検討し、調査候補地点の絞り込みを行った。その上で、調査地点を決定するための高分解能な音波探査による周辺のサイトサーベイを実施し、その結果に基づいて、活動履歴を解明するための海底ボーリングを実施した。
得られた試料については、可能な範囲で記載と分析を行うが、詳細な解析と活動履歴の解明は
平成 29 年度まで継続して行う。
2）平成 29 年
布田川断層帯東方延長部の阿蘇カルデラ内、同断層帯宇土区間、及び日奈久断層帯日奈久区
5間南部で、地表踏査、ボーリング調査とその試料の年代測定、トレンチ調査等を実施する。
3）平成 30 年
布田川断層帯及び日奈久断層帯において、ボーリング調査、トレンチ調査等を実施し、それらの断層帯の変位速度、活動履歴、活動区間等を総合的に推定する。
(2) 平成 28 年度の成果(a) 業務の要約
本業務では、調査領域を陸域と海域に分けて調査を実施した。
陸域では、布田川断層帯及び日奈久断層帯全域の既存の地形・地質及び断層帯周辺の地下構造に関する情報を収集・整理した上で、平成 28 年熊本地震の地震断層について、精細 DEM、空撮画像等の解析による地表変状の把握、地表踏査、測量を行った。調査結果は、国土地理院の電子地形図 25000 を基図とする地震断層分布図として編纂した。この調査により、主要な地震
断層は、総延長約 31-33 km で幅２-３ km の断層帯を形成しており、断層帯全体での最大変位
量は右横ずれ 2.5 m 程度、南側隆起２ m 程度、水平伸長 1.5 m 程度に及ぶことが明らかになった。また、主要な地震断層の周辺 10 km 程度までの範囲では、変位量が 0.1～0.2 m 程度以下の副次的な地震断層が多数確認された。次に、今後の活動性を高精度で推定する必要に迫られている日奈久断層帯については、その活動履歴の解明を重要課題として、地表踏査、ボーリング
調査とその試料の年代測定を実施し、その結果に基づいて活動履歴調査地点を選定し、２地点でトレンチ調査を実施した。上益城郡甲佐町白旗山出（高野—白旗区間）で実施したトレンチ調
査の結果、最新活動時期は、約 800～1400 年前である可能性が見いだされた。また、約１万５千年前以降、５回の古地震イベントが生じたことが判明した。宇城市小川町南部田（日奈久区間）で実施したトレンチ調査の結果、最新活動時期は、約 1100〜1900 年前であり、約１万８千年前以降６回の古地震イベントが生じたと推定された。
海域では、八代海における他機関を含む既存の反射探査データ及び堆積物試料の解析結果を再検討し、八代海北東部で厚い完新統に断層変位が認められる領域において、高分解能音波探査による周辺のサイトサーベイと、断層の両側の２地点で海底ボーリングを実施した。その結果、両地点で約１万年前の侵食面を貫く 20 m 以上の完新統のコアを取得した。また、反射断面の解析から、その侵食面形成後４回の断層変位イベントが生じたことが明らかになった。コア
の詳細な解析と活動履歴の解明は平成 29 年度まで継続して行う。さらに、既存の反射データを再解析した結果、従来の八代海区間と日奈久区間の境界は断層が連続的に分布し、地質構造と地震活動の違いから、八代市付近を活動区間の境界とする可能性を提案した。
(b)業務の実施方法
平成 28 年（2016 年）熊本地震に伴う地震断層の分布を詳細かつ正確に把握するために、
既存の文献資料及びインターネット上の各種データを収集して比較・検討するとともに、
航空レーザ計測により作成された精細 DEM の可視化による極微地形の判読と、空中写真画
像データによる地表断裂の判読を行なった。また、これらのデータや判読によって確認 及び推定された地震断層と規模の大きな側方流動について地表踏査を実施して、現地での確認と変位量などの計測を行なった。
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陸域の日奈久断層帯の活動履歴調査では、地形判読による候補地点の絞り込み、候補地
点の地質、ボーリングデータの収集、ボーリングによる層序及び断層変位の確認を行った
上で、断層が存在する可能性が最も高い地点を選定し、２カ所でトレンチを掘削した。掘削した後は、壁面を整形し、詳しい観察に基づいた層序区分と断層変位の分布を判断した。
同時に、年代測定試料を採取し、得られた年代から活動履歴を推定した。
海域では、既存の反射探査データの再解析を行い、断層の分布だけでなく変位量と阿蘇４基底面の深度分布を明らかにした。その結果から、断層活動履歴が記録され 、解明できる可能性が高い場所を選定し、ボーリングと詳細な高分解能音波探査を実施した。ボーリ
ング試料については詳しい記載を行った後、年代測定を行った。また、八代海の活断層の構造と先新第三系の地質構造との関係を検討した。
(c) 業務の成果(1) 布田川断層帯及び日奈久断層帯に関する既往研究の整理
地震調査研究推進本部地震調査委員会による布田川断層帯と日奈久断層帯の長期評価は、2002 年に公表され、その後、2013 年に一部改訂が行われている。前者では、「布田川・日奈久断層帯」と呼称して一連の活断層帯として扱われていたが、後者では新たに追加された宇土断層、宇土半島北岸断層を含めた布田川断層帯とそれらとは走向が異なる日奈久断
層帯に区分した「布田川断層帯・日奈久断層帯」として評価が行われている。ただし、後者の評価の中には布田川断層帯の布田川区間と日奈久断層帯との連動で発生する地震を考慮しているため、これらの断層帯から発生する最大の地震規模も示されている。
ここでは地震調査研究推進本部地震調査委員会（2013）によって設定された断層帯及び活動区間ごとに、既往研究で明らかにされてきたことと、長期評価の内容を整理する。活動区間名の後には、これまでに認定されている断層活動イベントの数と活動性評価に関係する調査地点数を［イベント数／地点数］の形で表記した。なお、これまでに実施された各調査地点の位置と各地点において得られた布田川断層帯・日奈久断層帯の活動性評価に関する情報の概要を図１に整理した。
(a) 布田川断層帯・布田川区間［２イベント／２地点］

地震調査研究推進本部地震調査委員会（2013）で定義付けされている布田川断層帯・布田川区間は、北向山断層、布田川断層及び木山断層(活断層研究会編、1980、1991)で構成される北東－南西走向の活断層で、北東端は南阿蘇村立野付近、南西端は益城町木山付近とされており、長さは約 19 km である。北向山断層と布田川断層の境界は、約 10 万年前に噴出した高遊原溶岩の給源と考えられている大峰付近である。北向山断層の南側には並走する出ノ口断層や小森牧場断層(九州活構造研究会編、1989)が存在する。木山断層は木山
低地の北側に沿って益城町市街地へ向かって延びている活断層である。
断層面は、地表付近では高角、地下では北西傾斜であり、幅は地震発生層の深さと断層面の傾斜角から 11～17 km と推定されている。南東側隆起成分を伴う右横ずれ断層であり、平均変位速度は右横ずれ成分が 0.2 m/千年程度、上下成分が 0.1～0.3 m/千年程度と算出されている。
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トレンチ調査等（熊本県、1996；産業技術総合研究所、2007）に基づく過去の活動時期
は、最新活動が約 6900-2200 年前、それ以前の活動が約 28000～23000 年前と推定されているが、これらの間に別の断層活動があったどうかは不明である。また、 １回のずれ量は２m 程度、平均活動間隔は上述の２回の活動時期のデータから 8100～26000 年程度と評価されている。
1) 白川左岸露頭
布田川断層帯の北東端に近い南阿蘇村立野地区の露頭で、基盤の前阿蘇カルデラ噴出物と巨礫を含む砂礫層が高角な断層で接する。砂礫層中の腐植質シルトから約 6900～6600 年前という 14C 年代が得られており、この値は布田川区間の最新活動時期の下限 となっている。この露頭の断層面からほぼ水平な条線がみつかっており、横ずれ断層運動が主である
ことが指摘された。
2) 田中１トレンチ（熊本県）
益城町田中で 1995 年度に熊本県が実施したトレンチ調査で、断層活動時期と横ずれ変位量の検討が行われた（熊本県、1996）。トレンチでは AT 火山灰を含む砂礫層が、約 5.2m 右横ずれしていることが観察された。またトレンチ壁面での観察結果から ２回もしくは３回の断層活動があったことが想定されたため、１回のずれ量は約 2.5～1.7 m と算出された。これらの断層の最新活動時期について熊本県（1996）は、AT 火山灰降下（約 22000
年前：現在の知見では約 28000 年前）以降、K-Ah 火山灰降下（約 6300 年前：現在の知見
では約 7300 年前）以前と報告した。また、平均活動間隔については 4000～17000 年程度と見積もった。一方、地震調査研究推進本部地震調査委員会（2002）はこのトレンチの解釈
から最新活動時期を約 11000 年前以降、平均活動間隔を 11000～28000 年程度と評価した。
3) 田中２トレンチ（産業技術総合研究所）
産業技術総合研究所（2007）は、熊本県（1996）が調査した田中地点のすぐ脇でトレンチ調査を実施し、最新活動時期を約 12000～2200 年前、その前の活動時期が 28000～23000
年前にあるが、これらの間にほかの断層活動があったことは否定できないと報告した。
(b) 布田川断層・宇土区間［不明／1 地点］

宇土区間は、布田川断層帯と日奈久断層帯との合流点をほぼ東端とし、熊本平野の南縁付近に伏在する活断層であり、長さは約 20 km と推定されている。北東部の北甘木断層は、中位段丘を変位させ、溝状凹地を形成している。この区間の平均変位速度については、石坂・他（1992）がボーリング資料に基づいて、砥川溶岩、阿蘇 ３火砕流堆積物、阿蘇４火
砕流堆積物などの変位量を求めた結果から上下方向の平均変位速度を 0.2 ～0.5 m/千年と算出した。この区間の活動履歴については明らかになっていない。
産業技術総合研究所（2016）及び丸山・他（2016）は、熊本市東区から嘉島町にかかる宇土区間を横切る測線で P 波反射法地震探査を実施し、基盤岩上面と堆積層中に発達する
反射面の不連続や傾斜から、熊本平野東部においては高角度で北に傾斜する正断層成分を
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伴う断層とその北側で南に高角度で傾斜する正断層成分を伴う断層が存在することを明らかにした。また、ボーリング調査の結果に基づき、反射法地震探査で認められた北傾斜の断層により約 15 万年前に噴出した砥川溶岩上面に約 57m の高度差が生じており、この高度差が断層変位によるものとすると、宇土断層の平均変位速度の上下成分は約 0.4 m／千
年になることを報告した。
(c) 布田川断層帯・宇土半島北岸区間［不明／なし］宇土半島北岸区間は、宇土市三角町太田沖の海上音波探査でみつかっている複数の断層であり、それらの中には海底まで変位が達しているものもある。断層面は北傾斜を示しており（産業技術総合研究所、2010；杉山・他、2010）、相対的に南側が隆起する正断層であると推定される。断層の長さは約 27 km であり、断層面の傾斜を 50-70 度と仮定し、地震発生層の深さに基づくと断層面の幅は 14～17 km と推定される。この区間を構成する断層の平均変位速度や過去の断層活動に関しては不明である。
(d) 日奈久断層帯・高野-白旗区間［1 イベント／2 地点］

高野－白旗区間は、高野断層、白旗断層で構成される北北東－南南西走向の活断層であり、長さは約 16 km である。この区間は益城町木山付近から宇城市豊野町山崎付近まで延びており、右横ずれと上下変位が認められているが、上下変位の向きは場所によって異なる。
高野断層は、益城町土山付近から御船町高野付近に至る活断層であり、隆起センスが場
所によって異なり、一部では地溝状の地形を形成する。白旗断層は、御船川と緑川に挟まれた段丘面上に分布する活断層であり、東側隆起の断層崖の部分と短い地溝状の地形を形成している部分がある。日奈久断層は、緑川の南側に分布する主に西側隆起の断層崖と認められ、そのうちの宇城市豊野町山崎付近までが高野－白旗区間とされている。
断層面の傾斜は、1999 年から 2000 年にかけて発生した一連の地震活動の震源が断層と平行する向きにほぼ垂直に並ぶことと、断層の隆起側が一定でないことから、高角であると考えられている。
断層の活動性については、トレンチ調査から得られた結果に基づき、約1600～1200年前以前に最新活動があったと推定されているが、それ以前の活動についてはデータが得られていない。この区間の活動性評価に用いられた各地点の調査成果の概要を以下に記す。
1) 高木地点
高野－白旗区間の活動時期については、御船町高木において原子力発電基盤機構（ 1996）、
下川・衣笠（1999）が実施したトレンチ調査に基づき評価されている。この調査では断面観察を行なう３つのトレンチと２つのピット及び平面観察を行なうトレンチが掘削された。
この調査の結果に基づき、高木地点における最新活動時期は約 1600～1200 年前と評価されたが、それ以前の断層活動や活動間隔に関する情報は得られていない。地震時における変位量については、平面観察によって約２m と推定されている。

92) 鰐瀬地点
この区間上の熊本市南区城南町鰐瀬において、産業技術総合研究所がトレンチ調査を行ったが、完新世に堆積したと思われる河成堆積物に変位が認められただけで、活動時期の年代を検討するための具体的な情報は得られなかった（産業技術総合研究所、2007；吉岡・他、2007）。
(e) 日奈久断層帯・日奈久区間［３イベント／５地点］

日奈久区間は、日奈久断層のほか、これらの主たる活断層の東側に位置する蕨野－出春（断層）、新開－坂谷（断層）、小浦－今泉（断層）及び波田島－外平（断層）で構成される北北東－南南西走向の活断層であり、長さは約 40 km である。また、日奈久断層の一部区間は文献によっては小野断層と呼ばれている。
日奈久断層は、その北端の位置は上述のように文献によって異なるが、南端は御立岬までとされている。娑婆神峠から南では八代平野の東縁を限るようにして分布し、砂川左岸の氷川町高塚付近で数百 m の右ステップ構造がみられる。日奈久から南では断層は海岸線に沿って分布し、御立岬の北西側の海岸において断層破砕帯が観察されたとの報告がある（松本・勘米良、1964）。なお、九州活構造研究会（1989）は、娑婆神峠北方の宇城市豊野
町小畑付近から宇城市小川町の砂川右岸付近まで続く南東側隆起の活断層を小野断層と呼んでいる。千田（1991）はこの区間の下郷地点でトレンチを掘削したが、断層は認められなかった。
そのほかに日奈久断層の東側に、複数の短い活断層が認められている。蕨野－出春（断層）は、美里町白石野付近から氷川町本山付近に至る長さ約 ８ km の北東－南西走向の活断層である。確実度Ⅱで、丘陵・山地高度は南東側隆起を示す（活断層研究会編、1991）。
新開－坂谷（断層）は、八代市東陽町南付近から同市東町付近に至る長さ約 ５ km の北東－南西走向の活断層である。確実度Ⅱで谷の屈曲から右横ずれが認められる（活断層研究会編、1991）。地質学的には、臼杵－八代構造線にほぼ一致する。小浦－今泉（断層）は、八代市東陽町新里付近から同市日奈久大坪町に至る北東－南西走向で確実度 Ⅱの活断層である。長さは 16 km で、北東側隆起と右横ずれが認められている。地質学的には、種山－
猫谷構造線にほぼ一致する。波田島－外平（断層）は、日奈久区間の南西端付近に位置す
る北東－南西走向で確実度Ⅱの活断層である。長さは約３km で、谷の屈曲から右横ずれ断層と考えられている（活断層研究会編、1991）。
日奈久断層の断層面の傾斜角については、栫地点で実施されたトレンチ調査において北西傾斜の断層面が見られること、ボーリング調査により北西側が相対的に沈降していることが確認されていること（原子力発電技術機構、1998；下川・衣笠、1999；熊本県、1998；
産業技術総合研究所、2007；吉岡・他、2007）、さらに、断層の北西側に沖積平野が広がるなど断層の北西側の沈降を示唆する地形的特徴を考慮すると、地下深部において断層面は高角な北西傾斜である可能性があると評価されている。
活動時期については、栫地点の活動時期に基づき、最新活動時期は約 8400～2000 年前と推定されている。また、高塚 B 地点と栫地点で得られたデータから、１つ前の活動は約 13000～12000 年前、これよりも古い活動については約 19000～16000 年前、約 35000～30000 年
10前の可能性がある。平均活動間隔については、信頼性が高い最新活動 及びその１つ前の活動の時期に基づき、約 11000～3600 年と推定されている。１回の変位量については、栫地
点における調査に基づき、南側隆起約３m と評価されている。
これらの日奈久区間の活動性評価の根拠となった各地点における調査結果の概要は以下のとおりである。
1) 南部田地点
南部田地点では、熊本県が群列ボーリングを行った結果（熊本県、1998）を踏まえて、
産業技術総合研究所がトレンチ調査を実施した（産業技術総合研究所、 2007；吉岡・他、
2007）。トレンチ壁面では、北西側（平野側）に傾く地層とそれを傾斜不整合で覆う地層が観察された。それぞれの地層から得られた年代から、産業技術総合研究所（ 2007）はこの地点における最新活動は約 12000 年前以後、約 3900 年前以前に少なくとも１回の断層活動があったこと、約 1800 年前以降には断層活動がなかったことを明らかにした。またボーリング調査によって Aso-４火砕流堆積物に断層を挟んで 18 m の高度差があることを確認
し、上下方向の平均変位速度を 0.2 m/千年と算出した。
2) 高塚地点
トレンチ調査の結果に基づき、熊本県（1998）は 32540±400 年前以降に５回の断層活動が読み取れることを報告したが、地震調査研究推進本部地震調査委員会（ 2013）は３回の断層活動のみを認めた。それによると最新活動時期は約 13000-7300 年であり、それ以前の活動時期は約 28000～13000 年前と約 35000～30000 年前である。また、この地点では約4900 年前以降には断層活動がなかったと解釈されている。ボーリング調査の結果からは、Aso-４火砕流堆積物上面の変位量に基づき、この地点における上下方向の平均変位速度が0.151 m/千年と見積もられている（熊本県、1998）。
3) 栫地点
栫地点では山側と平野側の２か所でトレンチが掘削された（原子力発電基盤機構、1998；
下川・衣笠、1999）。
山側のトレンチでは断層を覆う地層から 1650±70 年 BP の年代が得られた。また、断層近傍における地層の変形の程度の違いから、 １回前の断層活動が認められるとし、その年代は 15770±80 年 BP 及び 15640±140 年 BP 以降であることを明らかにした。地震調査研
究推進本部地震調査委員会（2013）は、年代値に暦年較正を施し、1500～19000 年前の間に２回以上の断層活動があったと評価した。
一方、平野側のトレンチでは、最新活動が 7410±40 年 BP と 2040±50 年 BP の間にあり、トレンチ周辺で実施したボーリング調査結果に基づくとそれ以前にも 12730±70 年 BP と10410±90 年 BP の間及び 16090±140 年と 13090±70 年 BP の間に断層活動があったことを明らかにした。地震調査研究推進本部地震調査委員会（2013）は、約 8400～2000 年前、約12000～15000 年前及び約 16000-19000 年前にそれぞれ断層活動があったとしたが、最も古いイベントについては根拠に乏しく、信頼性は低いと評価した。
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(g) 日奈久断層帯・八代海区間［2 イベント／4 地点］

八代海に分布する海底活断層は、御立岬の南西沖に分布する田浦－津奈木沖断層群と、その南西側に分布する獅子島東方断層群、そしてこれらの断層群の南東側に分布する水俣沖断層群に分類される。いずれも北東-南西方向に延びる海底活断層で、長さは約 40 km である。断層面は高角で、地震発生層の深さから推定される断層面の幅は 11～12 km 程度である。平均変位速度については、千田（1979；0.4 m/千年程度）、熊本県（1998；0.317～
0.526 m/千年）、産業技術総合研究所・地域地盤環境研究所・東海大学（ 2011；0.01～0.5
m/千年）によるデータが得られているが、本区間の主たる変位が横ずれであるのに対し、これらの値は上下変位の平均変位速度なので、評価上は不明とされている。
活動時期については、八代海白神岩付近１地点、八代海白神岩付近２地点、八代海津奈
木沖地点及び八代海南西部地点の各地点から得られた資料に基づき、最新活動は約 1700～
900 年前、１つ前の活動は約 7300～2800 年前にあった可能性がある。１回のずれ量は、断層の長さに基づき、３m 程度と推定されている。活動間隔については、上述した２回の活動時期に基づき、約 1100～6400 年と見積もられている。
八代海区間の活動性評価に用いられた各地点の調査結果は以下のとおりである。
1) 八代海白神岩付近１地点
熊本県（1998）は、八代海で実施した音波探査の結果で地層の変位が認められた八代海
白神岩付近でコア採取を行い、断層変位を受けた地層から約 11000 年前の年代を、また、断層活動後に堆積した地層から約 3900～3700 年前）の年代が得られていることから、約11000～3700 年前に断層活動があったと報告した。しかし、確実に断層活動後と考えられる年代値を 1350±50 年 BP（＝約 1000～900 年前＝11 世紀～12 世紀）より前とすることが妥当であることから、本地点における最新活動は約 11000-900 年前（12 世紀）以前と評価した（地震調査研究推進本部地震調査委員会、2013）。
2) 八代海白神岩付近２地点
産業技術総合研究所・他（2011）、楮原・他（2011）及び井上・他（2011）は、八代海で音波探査とピストンコアを用いた海底堆積物調査を実施した。断面図では、断層近傍に向かって北西に引きずり下がる顕著な変形が生じていることが確認された。音波探査断面 と得られたコアの対比から、コア HG8-2 に２つの断層活動が認められた（楮原・他、2011）。
最新の活動を示す層準の下位の地層から 1680±40 年 BP（＝約 1700～1600 年前）、上位の地層から 630±40 年 BP（約 400～300 年前（＝17 世紀～18 世紀））の年代が得られていることから（井上・他、2011）、最新活動は約 1700～300 年前（＝３世紀～18 世紀の間）と推定される。１つ前の活動については、活動を示す層準の下位の地層から 9540±50 年 BP（＝約 11000 年前）、上位の地層から 2660±40 年 BP（＝約 2900～2800 年前）の年代値が得られている。HG8-2 と対比される HG7-2 のコアにおいて、活動を示す層準の下位と対比される層準より下位に K-Ah 火山灰が含まれることから（井上・他、2011）、１つ前の活動
時期は約 7300-2800 年前と推定される。
123) 津奈木沖地点
産業技術総合研究所・他（2011）、楮原・他（2011）及び井上・他（2011）は、海上音波探査とピストンコアリングを実施し、アカホヤ火山灰の層準よりも上位に 位置する反射面に２m 弱の上下変位が生じていることを明らかにした。また、断層変位を受けていない反射面よりも下位の地層から 1920±40 年 BP の年代値を得た（井上・他、2011）。地震調査研
究推進本部地震調査委員会（2013）はこれらの調査結果に基づき、約 7300 年前以降、約1900 年前以前に断層活動があったと推定した。
4) 八代海南西部地点
千田・他（1991）は八代海で実施された海上音波探査の結果から、アカホヤ火山灰層準に 2.5 m、それより上位の反射層に 0.6 m、それよりも下位の音響基盤に 6.5 m の北西落
ちの変位が認められ、日奈久断層の完新世における断層活動の累積性を示していることを報告した。そして、アカホヤ火山灰の変位量に基づき、日奈久断層の平均変位速度を 0.4
m/千年と算出した。地震調査研究推進本部地震調査委員会（2013）は、千田・他（1991）
がアカホヤ火山灰と判断した反射面について、それが本当にアカホヤ火山灰であるかどうか直接確認されていないことから、この情報の信頼度は低いと評価した。

図１

布田川断層帯・日奈久断層帯の活動性評価にかかる既往調査地点

基図には産総研「活断層データベース」の情報を「地理院地図」上に示した図を用いた。
(h) 一部改訂に伴う長期評価の相違点
布田川断層帯及び日奈久断層帯に関する長期評価については、2002 年に一度公表された
13

後、2013 年に「九州地域の活断層の地域評価」が公表されるのに併せて、一部改訂された
長期評価（地震調査研究推進本部地震調査委員会、 2013）が公表された。改訂された長期評価においては、重力異常分布などのデータに基づき、「宇土区間」と「宇土半島北岸区間」が追加され、これらに「布田川区間」を加えた新たな布田川断層帯が定義された。一方、
日奈久断層帯については、御船町高木地点における最新活動時期が他の地点と異なること
から、長さ 16km の「高野－白旗区間」が新しく設定された。この活動区間は、従来の評価における「北部」の南西端と「中部」の北東端を含んでいる。その結果、改訂後の評価では布田川断層帯の「布田川区間」と日奈久断層帯の「日奈久区間」は、それ以前の評価と比べて断層の長さが短くなった。また、活断層から発生することが想定される地震規模も断層の長さを元にして算出していたため、それぞれ小さくなった。ただし、両断層帯はお互いに接して分布しているため、布田川区間と日奈久断層帯全体との同時活動によって発生する地震（M 7.8～8.2 程度）も想定されている。
活動区間の見直しのほかにも、一部改訂においては、文部科学省による「平成 18 年度
活断層の追加・補完調査」で実施された陸域におけるトレンチ調査 及び海域における海上音波探査やコアリングといった調査の結果を中心とする新知見が取り込まれた。表 １～４に、布田川断層帯の「布田川区間」、日奈久断層帯の「高野－白旗区間」、「日奈久区間」、「八代海区間」に関する一部改訂前後の長期評価の比較をまとめておく。

表１

布田川断層帯・日奈久断層帯の長期評価の比較（布田川区間）

14

表２

布田川断層帯・日奈久断層帯の長期評価の比較（高野-白旗区間）

表３

布田川断層帯・日奈久断層帯の長期評価の比較（日奈久区間）

15

表４

布田川断層帯・日奈久断層帯の長期評価の比較（八代海区間）

16(2)平成28年熊本地震に伴う地表変状情報の統合(a) 地震断層及びその他の地表変状情報の収集方法
1) 既存資料による地震断層の分布情報の収集
４月 16 日の Mj 7.3 を本震とする熊本地震の地震断層の分布に関する調査は、４月 14 日に発生した Mj 6.5 の前震の直後から多くの調査グループによって実施されており、既知の活断層（地震調査研究推進本部地震調査委員会，2013 など）である布田川断層帯の布田
川区間のほぼ全域と宇土区間の一部、及び日奈久断層帯の高野−白旗区間の一部に沿って地震断層が出現したことが報告されている。地震断層全体の概要については、熊原・他（2016）
及び Shirahama et al .（2016）によって明らかにされている。また、主要な地震断層のより詳しい分布については、布田川区間のうち出ノ口断層に沿うものについては Toda et al .
（2016）及び遠田・他（2017）、布田川断層の一部については遠田・他（2017）、宇土区間に沿うものについては Sugito et al .（2016）が報告している。
さらに、主要な地震断層の周辺では、規模の小さい副次的な地震断層が広範囲に出現したことが干渉 SAR 解析による地殻変動の不連続線の存在から推定された（Fujiwara et al .,2016）。それらのうち、阿蘇外輪山の北西部に多数検出された WNW-ESE 方向の地殻変動の不連続線群の一部においては、宇根・他（2016）及び渡辺・他（2016）が、現地において地震断層の出現を確認している。また、阿蘇カルデラ内の阿蘇谷東部に多数検出された NESW 方向の地殻変動の不連続線群の一部においては、遠田・他（2017）が地震断層の出現を確認している。さらに、熊本市街地に検出された数条の NW-SE 方向の地殻変動の不連続線群の多くについては、Goto et al .（2016）が地震断層の出現を確認している。
このほか、阿蘇谷の西部では、黒川流域の沖積低地において規模の大きな側方流動が発生した（黒木・他，2016；向山・他，2016；遠田・他，2017）。この側方流動に伴う断裂については、それらが地震断層であるとする報告（Lin et al ., 2016；渡辺・他，2016）もあったことから、本調査の対象に含めた。
2) 空撮画像データによる断裂の判読
今回の地震については、その発生直後から、インターネットを通じて災害関連情報の公開が行われている。例えば、国土地理院では、空中写真をはじめとする各種の地理空間情
報を「地理院地図」に掲載してきた（地理空間情報部災害対策班 ，2016）。本調査では、国土地理院から、「地理院地図」に掲載された空中写真（垂直写真）についてより高解像度画
像データの提供を受けて、地震断層などの判読に使用した（表５）。また、朝日航洋（株）
から提供された布田川区間～高野−白旗区間付近の空中写真の画像データ写真も判読に使用した。このほか、国際航業（株）が撮影し、インターネット上で公開されていた斜め空
中写真画像データも、同社の了解を得て判読に使用した。
判読にあたっては、断裂に伴う変位の有無とその向き、小規模な雁行断裂群の存在、断層の横ずれによって斜交する構造物に伸長及び短縮による特徴的な破損が生じること（伏島・他，2001）などに着目した。また、樹木に覆われた地域、特に植林地においては、地震断層による変位に伴って樹木が相互に移動し、あるいは幹が傾動することによって樹冠に系統的な乱れが生じることがある（中村，2016）。このような樹冠の乱れは、踏査が困難
17な山地に出現した地震断層の推定に有効であった。
表５

地震断層などの判読に使用した画像データ及び DEM

画像の区分

撮影・計測日名称

撮影

垂直空中写真2016/4/15

朝日航洋（株）

垂直空中写真2016/4/16

朝日航洋（株）

斜め空中写真2016/4/16

航空写真（斜め写真）

国際航業（株） 注1

斜め空中写真2016/4/16

南阿蘇河陽斜め写真

国土地理院

垂直空中写真2016/4/15

益城・熊本南・宇城地区垂直空中写真

国土地理院

垂直空中写真2016/4/16

熊本・西原・阿蘇・南阿蘇垂直空中写真

国土地理院

垂直空中写真2016/4/20

西原2・阿蘇2・南阿蘇2・御船地区垂直空中写真 国土地理院

垂直空中写真2016/4/29

熊本地震断層地区A・B垂直空中写真

国土地理院

垂直空中写真2016/5/30

益城・西原西原地区垂直空中写真

国土地理院

垂直空中写真2016/5/31

南阿蘇河陽地区垂直写真

国土地理院

垂直空中写真2016/7/5

阿蘇3地区垂直写真

国土地理院

垂直空中写真2016/7/5-24

熊本2地区垂直空中写真

国土地理院

空撮動画

2016/4/17-27 熊本県西原村全集落空撮映像

広島大学病院救急
集中治療医学 注2

DEM

2016/4/15

航空レーザ計測データ（DSM, 50cmメッシュ）

アジア航測（株）

DEM

2016/4/23

航空レーザ計測データ（DSM, 50cmメッシュ）

アジア航測（株）

DEM

2016/5/19

航空レーザ計測データ（DTM, 25・50cmメッシュ）（株）パスコ

注 1) http://www.kkc.co.jp/service/bousai/csr/disaster/201604_kumamoto/注 2) https://www.youtube.com/playlist?list=PLYPI-PswAao0jU4kpfRMuONsmNbGOUZ48
なお、これらの画像データの判読にあたっては、画像処理によって断裂を検出し易く加工するとともに、「地理院地図」に掲載された干渉 SAR 解析結果と、Google Earth、 Google
マップ及び同ストリートビューなどで公開された地震前後の各種画像を判読の参考に利用した。また、断裂などが地震に伴って出現したことを確認するために、地震前の画像との比較を行った。
3) 精細 DEM の可視化による極微地形の判読と計測
地震直後の航空レーザ計測データから作成された 0.25-0.5m メッシュの精細 DEM を、アジア航測（株）及び（株）パスコからの提供を受けて、地震断層に伴うと推定される極微地形の検出に利用した（表５）。これらの精細 DEM を利用した地震断層の判読は、DEM から生成した陰影図、傾斜量図、傾斜方位図、詳細等高線図、段彩図及びそれらの合成画像を用いて実施した。また、一連の地震が発生する以前あるいは前震が発生した翌日の ４月 15日に計測された DEM と、本震後に計測された DEM による可視化画像及び地形断面図を比較することにより、地震断層及び地震に伴う地表変動の検出と計測を行った。
4) 地表踏査による地震断層の確認
18

本調査では、上記の空撮画像及び精細 DEM の可視化画像などから判読できた地震断層などについて、とくに既存資料では地震断層の出現が現地で確認されていないもの、 及び断層の性状が明確にされていないものを主な対象として踏査を実施した。踏査においては、通常の踏査では見逃されることが多い地震断層と斜交する変位基準の系統的な伸長・圧縮変形（伏島・他，2001）にとくに着目した。今回の地震断層による変位は、多くの地点で伸長量をもつ水平傾斜成分を伴っていたことから、断層を横切るガードレール・縁石・コンクリート舗装路面・コンクリート塀などの線状の人工構造物にあらわれた断裂や変形が断層変位の検出と計測に有効であった。一部の地域では、長さが数百 m から１km以上の道路構造物や水路を長大な変位基準として、従来の踏査では行われたことがない広範囲に拡散した地表変動の計測も試みた。
本調査による踏査は 2017 年１-３月に実施したが、農地に出現した地震断層 及び主要道
路や構築物などの規模の大きな変位を除いては、人為的な改変あるいは風化・浸食による経時的な変化が軽微であり、十分な精度の調査が可能であった。
5) 調査結果のとりまとめ
以上の調査結果は、国土地理院による応急復旧基本図などを基図とした縮尺約 ３千分の１の詳細図に記録した後、電子地形図 25000 を基図とする地震断層の詳細分布図として編纂した。
本調査によって出現が確認できた地震断層の分布 及び変位量分布の概要を図２及び３に、詳細な分布図の索引を図４に、凡例を図５に示し、分布図は 28 枚に分けて図６に示す。地
震断層の分布については、主に Shirahama et al. （2016）による調査データに基づき、熊原・他（2016）による調査データと、Goto et al .（2016）、Toda et al .（2016）、遠田・他（2017）及び Sugito et al .（2016）の報告、及び本調査による判読と踏査結果により補完した。また、調査地点毎の変位量については、主に Shirahama et al .（2016）と本調査による踏査結果に基づいている。既存の報告のみに基づいた断層の分布、 及び変位量については本文及び図６に出典を示した。
また、現地踏査では、断層や断裂帯を挟んだ数 100 m-１km 程度の長い区間わたって伸長変動が生じている例を確認できたことから、それらの変動を図 ６に区別して表示するとともに、測線に沿った変動の積算量を図７にグラフとして示す。さらに、地震前後の DEM による地形断面の比較から、幅広い断層帯おける上下変位が検出できたことから、その結果を図８に示す。
(b) 平成 28 年熊本地震に伴う地震断層
1) 地震断層の概要
熊本地震に伴う地震断層は、概ね、既知の活断層（地震調査研究推進本部地震調査委員
会、2013）であった布田川断層帯の布田川区間と、同断層の宇土区間及び日奈久断層帯の高野−白旗区間のそれぞれ一部に沿って出現した（ Shirahama et al ., 2016）。本報告
では、布田川区間及び宇土区間の一部に沿って出現した地震断層を「布田川地震断層帯」、高野−白旗区間に沿って出現した地震断層を「高木地震断層」と呼ぶ。これらの主19

要な地震断層は、総延長約 31-33 km で幅２-３km の断層帯を形成している（図２）。このうち布田川地震断層帯は、NE-SW 走向で長さ 29 km の右横ずれ正断層帯であり、断層帯全体での最大変位は右横ずれ 2.5 m 程度、南西側隆起２m 程度、水平伸長 1.5 m 程度に及ぶ（図３及び表６）｡また、高木地震断層は、布田川地震断層帯の南西端付近から派生する地震断層であり、NNE-SSW 走向で長さ６-８km の右横ずれが卓越する地震断層である。最大変位量は右横ずれ 0.7m であった。

図２

平成 28 年（2016 年）熊本地震に伴う地震断層の分布図

４月 14 日に発生した最大の前震（ Mj 6.5）及び 16 日発生した本震（ Mj 7.3）の震央は気象庁による。背景は、国土地理院の基盤地図情報数値標高モデル（ ５m メッシュ、10 m
メッシュ）を使用して作成した。

20

表６

2016 年熊本地震に伴う主要な地震断層のパラメータ１）右ずれ成分。２）伸長成分。
注）幅広い断層帯全体の変位量を精度良く求めることは困難であり 、概略の値を示し
た．

21

図３

2016 年熊本地震に伴う地震断層の変位量分布図

灰色の太線は、断層帯全体の変位量の包絡線で、破線部は十分なデータが得られていない区間。最上段の断層分布図に、図８の DEM による地形断面測線の位置を（a）～（e）で示す。
22これらの主要な地震断層の周辺 10 km 程度までの範囲には、変位量が 0.1-0.2 m 程度以下の副次的な地震断層が多数確認された（図２）。副次的な地震断層のうち最も顕著なもの
は、詫麻原台地の南西部を限る正断層群（水前寺断層帯；Goto et al ., 2016）に沿って出現した長さ５-６km で幅３km の地震断層帯である。このほか、主要な地震断層の北側にあたる高遊原台地付近と阿蘇外輪山の西部、及び北東延長上にあたる阿蘇カルデラ内の阿蘇谷東部でも副次的な地震断層が確認できた。
これらの地震断層の多くは４月 16 日に発生した Mj 7.3 の本震に伴って出現したが、布田川地震断層帯や高木地震断層の一部では、４月 14 日に発生した最大の前震（Mj 6.5）に伴って小規模な地震断層が出現し、本震に伴って断層の出現範囲や変位量が増大した（Sugito et al ., 2016）。
なお、以下の地震断層の記載と地震断層の詳細分布図（図６）においては、断層変位の走向成分を「右横ずれ・左横ずれ」、上下成分を「南側隆起・北側隆起」などと、また水平傾斜成分を「水平伸長・水平短縮」として記載する。また、踏査においては幅が数 10 m 以
上の地震断層に伴う水平方向の伸長・短縮成分を長い測線に沿って観察できた場合には、
その伸長・短縮量と測線の方向のみを記載している。これは、局所的な断層線の向きを正確に把握することが困難であり、また、線状の変位基準が断層線と中角度で交差する場合には変位量を断層線と平行する走向成分と直交する水平傾斜成分に分けることが困難であったことによる。
2) 主要な地震断層a）布田川地震断層帯
布田川地震断層帯は、南阿蘇村河陽から西原村、益城町を経て嘉島町上六嘉に至る、一般走向が N55°E で長さ 29 km・幅２-３km の地震断層帯である。変位の成分は、右横ずれと、南側隆起の上下成分、及び伸長からなる水平傾斜成分からなる。個々の地点で計測できた最大変位量は、右横ずれ 2.2 m、南側隆起 2.9 m、水平伸長 1.5 m であった。ただし、断層帯全体で見ると、最大変位量は横ずれが 2.5 m 程度、上下成分が２m 程度である（図３）。
本断層帯は、既存の活断層である布田川断層と出ノ口断層（活断層研究会編 ，1991）に沿って出現した地震断層に区分でき、本報告では前者を布田川地震断層、後者を出ノ口地震断層と呼ぶことにする。
i) 布田川地震断層
布田川地震断層は長さ 29 km で、その中央部の 11 km 程度の区間は概ね１条の断層もし
くは幅 0.5 km 程度以内の断層帯からなる。一方、北東部の長さ約７km 程度の区間では、大きく左ステップし、あるいは末端に向かって ２条に分岐する幅 1.5-２km の断層群からなる。また、南西部の 10 km 程度の区間は、大きく２条の地震断層に分岐して南西端に向かって最大幅３km 程度の断層帯に広がっている。

23

図４

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図の索引図

本地震断層の中央部は、西原村鳥子扇ノ坂から益城町上陣に至る長さ 11 km 程度の地震断層であり、最大幅 0.5 km 程度の断層帯を形成している。このうち中央部南西側の益城町上陣では概ね１条の地震断層としてあらわれ、右横ずれ 2.2 m の変位が計測されている（図６(r)；熊原・他，2016；Shirahama et al ., 2016；遠田・他，2017 など）。西
原村布田から小森南西部にかけては、地震断層は最大比高約 100 m の既存の活断層崖に沿ってあらわれた。ここでは幅 0.2-0.3 km 程度の雁行断層帯をなし、この断層帯を挟んで右横ずれ１m 程度以上、南西側隆起１m 程度以上の変位が生じているが、正確な値を直接に計測することはできなかった。ただし、地震前後の DEM の比較によれば、この断層崖を挟んで２m 程度の上下変位が生じている（図８(b)）。中央部北東側では、大切畑付近
において幅 0.5 km で長さ 1.5 km の左ステップオーバーをなすが、ここでは顕著な上下変位は観察されず、一部では北側隆起の小規模な上下変位が認められた．（図６ (m)）。
本地震断層の北東部は、扇ノ坂付近において局所的に右屈曲して E-W 走向となるとともに左にステップオーバーし、南北 0.5 km・東西１km 程度のジョグの中では NW-SE 走向の左ずれ地震断層が発達している(図６(j，m))。ステップオーバーの北縁では、県道 28号の俵山大橋が東西方向に 2.1 m の短縮変形を被っており、橋と低角度で交差して右横24

ずれ約２m の変位を持つ地震断層が通過したと推定される。また、ステップオーバーの
１km 余り東方の阿蘇カルデラ外輪山には右ステップする雁行断裂群が空中写真判読により認められた。高見・他（2016）による地震前後の DEM の解析から、この地震断層は左ずれ成分をもつことが推定される。
さらに、地震断層の北東部は南阿蘇村立野の東側で地震断層は大きく ２条に分岐する(図６(k))。一方は、E-W 走向で長さ３km の地震断層（図３の NE-S 断層）であり、阿蘇
東急ゴルフクラブ付近では、最大右横ずれ 0.6 m と南側隆起 0.6 m とともに水平伸長を伴う幅広い断層帯があらわれ、東端に向かって変位量が減少する。ここでは、断 層帯が出現した北側に沿って深い谷が発達していることから地すべりによる断裂の可能性も考えられた。しかし、地震前後の DEM の比較によれば、この断層帯を境にして広く北側
が１m 程度低下していることがわかる（図８(a)）。もう一方の断層は、概ね NE-SW 走向で延びる長さ４km の地震断層（図３の NE-N 断層）であり、九州東海大学付近において
幅 0.5km の左ステップオーバーを形成している。黒川の国道 325 号では最大 1.3 m の右ずれがあらわれ、これより北東端に向かって変位量が減少する。
本地震断層の南西部は、上陣付近において NW-SE 走向で左横ずれを示す共役断層を挟んで２条の地震断層に分岐しており (図６(v))、それぞれ木山川低地の北西縁（図３のSW-N 断層）と南東縁（図３の SW-S 断層）に沿って延びている。

25

図５

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図の凡例

26

27

図６(a)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-a

28

図６(b)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-b

29

図６(c)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-c

30

図６(d)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-d

31

図６(e)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-e32

図６(f) 2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-f33

図６(g) 2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-g

34

図６(h)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-h35

図６(i) 2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-i

36

図６(j) 2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-j

37

図６(k)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-k

38

図６(l)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-l

39

図６(m)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-m40

図６(n) 2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-n

41

図６(o)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-o

42

図６(p)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-p

43

図６(q)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-q

44

図６(r)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-r

45

図６(s)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-s

46

図６(t)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-t

47

図６(u)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-u

48

図６(v) 2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-v

49

図６(w)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-w

50

図６(x)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-x

51

図６(y)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-y

52

図６(z)

2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-z53

図６(α) 2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-α54

図６(β) 2016 年熊本地震に伴う地震断層の詳細分布図-β分岐した断層のうち SW-N 断層は、ENE-WSW 走向で長さ６-８km の地震断層である(図６(u，v))。益城町寺迫より東の３km 区間では３箇所で左ステップオーバーもしくは二重屈曲を示し、それに伴って上下成分は北側隆起と南側隆起を繰り返す。ここでの最大変位量
は右横ずれ 1.3m であった。寺迫より西側の３km 区間では、地震断層は秋津撓曲（Goto et

al ., 2016）に沿ってさらに３km 延び、益城町木山・宮園及び安永付近と、惣領及び福富付近で開放性の右ステップオーバーもしくは右ステップの二重屈曲を形成している。この区間での断層帯の変位量は、木山付近では右横ずれ 0.6m ともに同程度の水平伸長が計測できた。福富より西側では、連続した地震断層としては追跡できなかったが、後述の水前寺地震断層群との間の３km 区間においても、２cm 以下の水平伸長を伴う断裂が断続的に認められた。これらの地震断層は、詫麻原台地の南東側斜面発達する活構造である秋津撓
曲（Goto et al ., 2016）に沿ってあらわれ、地震前後の DEM の比較によれば 0.2m 程度の上下変位が生じていることがわかる（図８(c)）。
一方、撓曲斜面と木山川低地との境界付近にも最大で 0.3m の右ずれを伴う断裂が現れている。このうち、益城町宮園から寺迫にかけての秋津川南岸には、町民グラウンド付近に規模の大きな左ステップの雁行断裂群があらわれ、そこより東北東に １km 追跡できた。
図６(v)では、これらの断裂を地震断層として示してあるが、液状化に伴う噴砂も多く観察されたことから側方流動の一部に伴う断裂である可能性もある。また、これより西南西側の１km 区間では、秋津川北岸の斜面基部付近で、斜面に直行する方向の 0.5m 程度以下の水平伸長が認められた。この地域では被圧地下水が湧き出ていることから側方流動に伴う変動である可能性がある。
分岐した断層のうち SW-S 断層は、ENE-WSW ないし NE-SW 走向で、長さ 10km の地震断層である（図６(v、w、y、z)）。益城町赤井より東側の 4km 区間では、幅 0.5km 程度の断層帯を形成するとともに、その中央部の福原付近において「逆 Z 字」状の２重屈曲を伴っている（図６(v)）。この断層帯の南側の地震断層を図３では SW-Ss 断層として示してある。赤井より西側の６km 区間では断層帯は幅 1km 前後に広がるとともに、断層線の連続性が悪くなる。この断層帯全体の変位量を正確に計測することは困難であるが、個々の断層線では
右横ずれ 0.3-0.5m が計測できた。また、明瞭な断裂があらわれていない木山川低地南部においても、地震前後の DEM の比較によれば 0.1-0.3m の上下変位が（図８(d、e)）、断層帯
を 横 切 る 道 路 の 構 造 物 な ど を 変 位 基 準 と し た 長 い 測 線 で の 計 測 に よ れ ば 水 平 伸 長 0.61.2m 程度の変動が計測された（図７(d、e)。
木山川低地を横切る長い測線での計測によれば、低地の南部では、図７ (d、e)に示すよ
うに、地震断層帯の延長上を跨いだ 1km 程度の測線において、2000 分の 1 程度の緩やかな伸長が連続する区間と、伸長変動が集中する区間とが認められた。後者は断裂を生じている地震断層の延長に位置する。一方、低地の北側では、そのような広域の伸長変動は認められず、一部では伸長と短縮が交互に繰り返す側方流動による可能性がある変動が認められた（図７(b)）。また、秋津撓曲の斜面を開析する馬水川沿の測線（図７(c)）では、その下流で側方流動によると可能性がある伸長変動が認められ、地震断層帯の延長に当たる区
間では 2000 分の１程度の緩やかな伸長変動が続いている。
ii) 出ノ口地震断層
出ノ口地震断層は、布田川地震断層の南東側に 1.5-２km 程度の距離をおいて並走する
55

図７(a)

長い測線における伸長・短縮変動の計測結果-a

阿蘇谷西部の側方流動を示す測線。測線の位置は図 ６(a)に示す。

図７(b)長い測線における伸長・短縮変動の計測結果-b

木山川低地の北部を横切る測線。測線の位置は図６(v)に示す。

図７(c)長い測線における伸長・短縮変動の計測結果-c．

布田川断層南西部（SW-N 断層）を横切る測線。測線の位置は図６(v)に示す。

56

図７(d)

長い測線における伸長・短縮変動の計測結果-d

布田川断層南西部（SW-S 断層）を横切る測線、その１。測線の位置は図６(v, z)に示
す。

図７(e)

長い測線における伸長・短縮変動の計測結果-e

布田川断層南西部（SW-S 断層）を横切る測線、その２。測線の位置は図６(v, z)に示す。

57

図８(a)

地震前後の DEM による地殻上下変動の検出-a

南阿蘇村河陽付近の断面図

赤線は 2012 年に九州地方整備局が計測した１m メッシュの DTM による地形断面。黒線：
地震後に（株）パスコが計測した 0.5 m メッシュの DTM による地形断面。距離 1900 m
より南側を不動と仮定した。測線の位置は図 ３に示す。

図８(b)

地震前後の DEM による地殻上下変動の検出-b

西原村布田付近の断面図

赤線は 2016 年 4 月 15 日、黒線は 4 月 23 日にアジア航測（株）が計測した 0.5 m メッ
シュの DSM による断面。距離 700 m より南東側を不動と仮定した。測線の位置は図３に示す。
58図８(c)

地震前後の DEM による地殻上下変動の検出-c

益城町宮園付近の断面図

赤線は 2016 年 4 月 15 日、黒線は 4 月 23 日にアジア航測（株）が計測した 0.5 m メッ
シュの DSM による断面。距離 600 m 付近を不動と仮定した。測線の位置は図３に示す。

図８(d)

地震前後の DEM による地殻上下変動の検出-d

益城町五楽付近の断面図

赤線は 2016 年 4 月 15 日、黒線は 4 月 23 日にアジア航測（株）が計測した 0.5 m メッ
シュの DSM による断面。距離 700 m より南側を不動と仮定した。測線の位置は図３に示す。
59

図８(e)

地震前後の DEM による地殻上下変動の検出 -e

熊本市東区沼山津～益城町小池付近の断面図

赤線は 2016 年４月 15 日、黒線は４月 23 日にアジア航測（株）が計測した 0.5m メッシュの DSM による断面。距離 2500m
より南側を不動と仮定した。測線の位置は図３に示す。

60

正断層群からなる長さ９km の断層であり、南東側隆起の正断層成分が卓越する（図６(m、n、r、s)）。この地震断層は、左ステップするそれぞれの長さが２km 余りの４条の断層からなり、それぞれの断層の北西側には、北西側隆起の正断層を共役性の副断層として伴うことが多い。断層の上下変位量は最大で南東側隆起 2.9 m に及び、断層の北東側で大きく、南西側に向かって小さくなる。水平伸長量は概ね上下変位量の 3 分のⅠから２分の１程度であり、走向成分は右横ずれと左横ずれが混在している。ただし、断層変位の走向成分と水平傾斜成分を合成した水平成分は全体としては N55°W 方向を示して断層の一般走向に直交することから、本断層はほぼ純粋の正断層成分をもつことになる。共役性副断層の上下成分は、近接する主断層の上下変位に比例して大きくなる（図３(a-１)）。したがって、
この地震断層で計測された大きな上下変位量は、共役性の副断層との間の地盤の局所的な陥没を含めた量であり、布田川地震断層帯の全体を代表する値ではないと考えられる。最大変位量として南東側隆起 2.9 m が計測できた付近の副断層では北東側隆起 0.7 m が計測されており、出ノ口地震断層全体では、最上下変位量は南東側隆起２m 程度と推定される。
なお、出ノ口地震断層の南東方では、俵山山頂の北側約 200 m 付近の阿蘇外輪山の稜線付近に ENE-WSW 走向で長さ 0.5 km の地震断層があらわれた（図６(m)）。断層の中央付近で計測した変位量は、上下成分が北側隆起 0.5 cm、水平伸長 0.3 m で、右横ずれ 0.3 m を伴っていた。
b）高木地震断層
高木地震断層は、布田川地震断層帯の南西端付近の益城町小池から甲佐町白旗付近もし
くは熊本市南区城南町陣内付近まで延びる、N15E 走向で右横ずれが卓越する地震断層である（図６(y、z、α、β)）。このうち白旗付近までの６km 区間では、顕著な地震断層が出現した。その最大変位量は右横ずれ 70 cm であり、変位量は北端部に向かっては急に、また南端部にむかっては緩やかに非対称に減少する。地震断層の北部では西側隆起の上下成分と水平伸長を、一方、南端部では東側隆起の上下成分を僅かに伴う。この顕著な地震断層の西側 0.5-1.3 km には、概ね 10 cm 以下の変位をもつ２条の地震断層が副次的にあらわれており、これらを含めると高木地震断層の長さは ８km となる。
3) 副次的な地震断層
Fujiwara et al .（2016）によれば、布田川地震断層帯及び高木地震断層の周辺には、干渉 SAR 解析によって小変位を伴う多くの地震断層が出現したと推定されている。これらの
地表地震断層は、地表踏査においては連続した断層線として追跡することが一般的には困難で、いずれも道路や建物などの人工構造物に生じた断裂によってのみ検出が可能であった。なお、本調査を含めて現地で確認できた地震断層は、干渉 SAR 解析によって推定された地震断層の一部にとどまっている。
a) 水前寺地震断層群
水前寺地震断層群は、布田川地震断層南西部の SW-N 断層の西方に発達し、熊本市街地において南北３km・東西６km の範囲にあらわれた幅約３km の地震断層帯を構成している。
Fujuwara et al .（2016）によれば熊本市街地には多くの小変位をもつ地震断層があらわれたと推定されており、このうち Goto et al .（2016）では３条の地震断層が、また本調査では新たに１条の地震断層（本荘−南熊本付近の断層）が現地で確認できている。個々の地震断層は NW-SE 走向であり、全体として開放性の左ステップする雁行配列を示す。
61

帯山−健軍付近の地震断層：熊本市中央区帯山 1 丁目から東区東本町に至る、長さ 3.5 kmの地震断層である（図６(o、p、t、u)）。熊本工業高校の敷地内では、最大で東上がり 11
cm の上下変位と水平伸長 12 cm が計測できた。
渡鹿−水前寺付近の地震断層：熊本市中央区渡鹿４ 丁目から水前寺５丁目に至る、長さ1.5km の地震断層である（図６(p、t))。地震断層に伴う地表変状は水平伸長１cm 以下と小
さく、断続的にしか確認できなかった。Fujiwara et al.（2016）によれば、この地震断層
は北東側隆起の上下成分を持つと推定されている。
大江−出水付近の地震断層：熊本市中央区新屋敷１丁目から出水３丁目まで、2.5 km 区
間にわたって連続して追跡できる地震断層である（図６(o、t)）。最大変位量は水平伸長６cm であり、一部で明瞭な右ステップの雁行断裂も見られることから、左横ずれを伴うと推定できる。地震断層の南東端より１km 南東方の国道 57 号江津齊藤橋の東側では、道路の陸橋区間が NE-SW 方向に６cm 伸長しており、そこにも地表変動が及んでいることが確認できた。Fujiwara et al.（2016）によれば、この地震断層は北東側隆起の上下成分を持つと推定されている。
本荘−南熊本付近の地震断層：熊本市中央区新鍛冶屋町から南熊本３ 丁目に至る、長さ約１km の地震断層であり、水平伸長１cm が計測された（図６(t)）。Fujiwara et al .（2016）によれば、この地震断層は南西側隆起の上下成分を持つと推定されている。
b) 画図町下無田付近の地震断層
熊本市東区画図町下無田（えずまちしもむた）付近では、水田地帯の農道 及び水路において、ENE-WSW 方向に連なる３地点で南北方向に最大７cm の水平伸長を伴う地表変動が確認された（図６(x、y)）。Fujiwara et al .（2016）によれば、この地震断層は南上がりの上下成分を持つと推定されている。
c) 布田川地震断層北西側近傍の地震断層群
布田川地震断層の北西側１-２km 程度の範囲では、Fujiwara et al .（2016）による干渉
SAR 解析による地殻変動の不連続線に一致して、地震断層に伴う小規模な地表変動が確認できた。
化粧塚−阿蘇くまもと空港付近の地震断層：西原村化粧塚から阿蘇くまもと空港南東部に至る NW-SE ないし WNW-ESE 走向の２km 区間において、数カ所で地震断層に伴う道路や構造物の変状が認められた（図６(l, r)）。西原村化粧塚付近では、交差する２本の道路を横切って、NW-SE 走向で、わずかの南側隆起と、左横ずれ３cm、水平伸長２cm の変位をもつ地震断層があらわれた。熊本空港の南東方においても、わずかの南側隆起と左横ずれ、 及び水平伸長８cm の変位が計測できたほか、外部からの観察と空中写真の判読によればその西側延長上にある国際線ターミナルビル東方の道路にも多くの断裂が生じていた。
岩坂付近の地震断層：菊陽町岩坂集落の南南西方約 １km では、２箇所で地震断層に伴う変動が確認できた（図６(l)）。このうち NNW-SSE に延びる道路では右横ずれと水平伸長による変動が、ENE-WSW に延びる道路では水平短縮の変動が観察された。
名ヶ迫付近の地表変状：西原村小森名ヶ迫の平地では、布田川地震断層帯の北西側に、
西南西方向に湾入した弧状の開口断裂群があらわれた（図６ (l)）。この断裂群による水平伸長は約 60cm であり、断裂帯を挟んだ地表に上下変位が認められないことから、側方流動に伴う断裂と推定される。この断裂の北西延長上の ３地点において石垣や道路に水平伸長を伴う変動が確認され、これらは NW-SE 走向の地震断層に伴う変動である可能性がある。
62d) 阿蘇カルデラ外輪山西部の地震断層群
阿蘇外輪山の西部では、Fujiwara et al .（2016）による干渉 SAR 解析による地殻変動の不連続線に一致して、地震断層に伴う小規模な地表変動などが多くの地点で確認できた。
的石端辺牧野付近の地震断層：空中写真判読では、阿蘇市的石端辺牧野付近の牧草地において E-W 走向で長さ１km の断裂（図６(b)）が判読されたが、その現地調査は行っていない。
矢護山ゴルフパーク付近の地震断層：大津町の矢護山ゴルフパーク付近では、クラブハ
ウス東側の駐車場に、南上がり約 25cm で水平伸長を伴う地震断層があらわれた（図６(f)；宇根・他、2016）。この地震断層は、ゴルフ場を横切って西方に延びており、真木集落の北
東側では矢護川西岸の道路に南上がり 10 cm、左横ずれ６cm、水平伸長９cm の地震断層があらわれた。さらにゴルフ場の西北西方１km 付近の造成工事現場付近においても、WNW-ESE
走向で長さ 0.9 km の断裂が判読できた。
真木付近の地震断層：大津町真木集落の南東側では、舗装道路を横切って右横ずれ ２cmの地震断層が認められた（図６(f)）。空中写真判読によれば道路の東西西側の農地にも雁行断裂があらわれていた。真木集落中心部の道路にも断裂が多く生じており、空中写真判
読によれば、さらに集落西側の農地にも左ステップする雁行断裂群が判読された。
二重ノ峠付近の地震断層：渡辺・他（2016）によれば、大津町二重ノ峠の西北西約 600 m
付近の道路において右横ずれ２cm の地震断層があらわれた（図６(f)）。
新小屋付近地震断層：大津町新小屋付近では、E-W ないし ENE-WSW に延びる 1.3 km 区間の３箇所で断続的に地震断層があらわれた（図６(i, j))；渡辺・他、2016）。変位量は最大で南上がり 10cm、右横ずれ５cm（渡辺・他、2016）であった。
新小屋南西方の地震断層：大津町新小屋の南方 1.3 km では、空中写真判読によって民家の敷地から畑にかけて、長さ 0.3 km の右ステップで雁行配列する断裂群（図６(I,j))が判読できたが、その現地調査は行っていない。
e) 阿蘇谷東部の地震断層
阿蘇谷の東部では、阿蘇市宮地付近において、N60°E 走向の２条の地震断層があらわれた（図６(e, h)；遠田・他，2017）。それらの地震断層は 0.7 km の間隔で並走しており、長さは約２km と 1.6 km で、ともに南側隆起の上下成分と水平伸長を伴う。また、北西側に分布する地震断層では、わずかな右横ずれも確認できた。遠田・他（2017）によれば、これらの地震断層による変位量は、最大で上下 10 cm 程度、右横ずれ５cm であった。
4) 前震に伴って出現した地震断層
以上の地震断層のほとんどは４月 16 日に発生した Mj 7.3 の本震に伴って出現したが、一部には、４月 14 日に発生した最大の前震（Mj 6.5）に伴って出現したものがある（Sugito

et al ., 2016）。布田川地震断層の SW-S 断層南西端部の約２km の区間では、前震に伴って地震断層が連続して出現している。また、その北東側の２km 区間や高木地震断層の中央部においても地震断層に伴う地表変状があらわれた。これらの地震断層の変位量は正確に計測されてないが、いずれの地点でも本震に伴って断層の出現範囲や変位量が増大している（Sugito et al ., 2016）。
空中写真判読によれば、前震の翌日の４月 15 日はすでに、益城町小池から嘉島町出寺にかけての丘陵地帯において左ステップの雁行断裂群が長さ２km・最大幅 0.7 km の地域に
63

断続的にあらわれている（図６(y)）。本震によるものを合わせたこの断層帯での変位量は、個々の地点位おいて最大で右ずれ 0.3 m、上下変位 0.3 m が計測されている。また、この断層帯全体では南北方向に 0.5 m 以上の伸長変動が生じている。このほか、小池から北東側約４km の範囲の及び布田川地震断層及び高木地震断層の一部おいて、数地点で、前震の直後にわずかな地表変状があらわれたことが確認されている（図６ (y, z)；Sugito et al .,2016）。
5) 阿蘇谷西部の側方流動
阿蘇谷西部の阿蘇市小里から内牧及び三久保を経て狩尾に至る地域、及び的石付近では、
４月 16 日の本震に伴って黒川沿いの沖積低地に大規模な裂か群が断続的に出現した（図６(a、c、d、g)；Konagai et al. ，2016）。その範囲は、北東-南西方向に約 10 km にわたる。この断裂群について、黒木・他（2016）及び向山（2016）は、地震前後の詳細 DEM による地表変動の解析と、水平変動による地表や構造物の伸長変形と短縮変形の組み合わせに着目した現地調査を実施している。それらによれば、 ３地区において１-２km 四方の範囲で局所的に北−北西方向に３-５m の水平変動が生じており、表層の地盤が側方に移動したものと考えられている（黒木・他, 2016）。 Tsuji et al .（2016）は、内牧付近において温泉井戸の取水管が深度 50 m 付近において変形を受けていることから、その深さにすべり面が発生したと推定している。
本調査では、これらの断裂群の変動の実態を明らかにするために、地溝の断面形状の簡易計測と断裂帯を挟んだ地表変動の現地での検出を試みた。
阿蘇市内牧付近（図６(a, d)）では、幅 60-70 m の地溝を挟んで約 0.6 cm の水平伸長が計測できたが、地溝両側の地表面の高度差に違いは認められなかった。また、花原川北岸の水田地帯では、空中写真判読によれば明瞭な断裂は出現しなかったものの、水田地帯を南北に伸びる道路に沿ってその北部では大きな伸長変動が計測でき、南部では短縮変動と伸長変動が繰り返していることが計測できた。北部の伸長区間では、２区間において変動が集中しており、その間にも 2000 分の１程度歪みを持つ緩やかな変動があらわれている。
また、南部の短縮変動が繰り返す区間でも、相対的に変動は小さいものの緩やかな伸長変動も生じている．Tsuji et al .（2016）によれば、花原川を跨ぐ橋付近では護岸に圧縮性の変状も認められている。
三久保から狩尾にかけての地域（図６(c, d)）では、断裂帯に伴って約１-1.5m の水平伸長が生じており、そのうち幅 30−40 m の地溝において、深さ 1.0-1.3 m の陥没と 0.71.4 m の水平伸長が計測できた。また、一部では 0.2 m の右横ずれも生じていた。しかし、地溝を挟んだ有意な上下変動は認められなかった。黒木・他（2016）は、これらの開口性の断裂群の北方において、黒川の護岸に圧縮性の変状を認め ている。
的石付近（図６(g)）では、断裂帯の中央付近に幅 20−30 m で深さ１m 程度の地溝が形成されており、地溝を挟んで 2.0 m の水平伸長が計測された。しかし、地溝を挟んだ両側で上下変位は認められなかった。一方、地溝の北東方 0.5 km の黒川を跨ぐ橋などの構造物には最大で３m（黒木・他，2016）の水平短縮の変形が生じていた。
これらの断裂群は、大きな水平伸長を伴うものの、横ずれ成分はほとんどなく、地溝を挟んだ上下変位も認められない。また、断裂面は概ね垂直である。したがって、断裂群は規模の大きな裂かであると言える。地溝の両側の断裂に限れば、それぞれの変位は水平伸64

長と上下成分からなり正断層と類似する変位成分をもつことになるが、それによって変位した範囲は地溝に挟まれた狭い部分でしかない。
図９は、側方流動に伴う地盤の水平移動と地溝の形成を模式的に示したものである。このモデルに基づけば、側方流動に伴うすべり面の深さは地表に生じた地溝の形 状と断裂の水平伸長量から見積もることができる、阿蘇谷西部に生じた地溝の計測データからは深さ
約 10-50 m に側方流動のすべり面が求められる（表７）。とくに、内牧付近に生じた地溝からは、すべり面の深さが 40-50 m と求められ、この値は Tsuji et al ．（2016）が観察した温泉井戸の破損状況とよく一致する。

図９

側方流動に伴う地溝の規模とすべり面の深さとの関係を示す模式図

表７

地溝を伴う断裂の規模の特徴

注）上下変位は、幅広い地溝帯の一部で計測した値である。

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なお、渡辺・他（2016）は、三久保の県道 175 号を横切って生じた深さ 1.5 m の地溝を地震断層として報告している。また、Lin et al .（2016）は、これらの側方流動に伴う断裂を布田川地震断層帯の北東延長部に含めている。しかし、上述のように、それらの断裂
は側方流動に伴う水平伸長のみが認められる裂かであり、地下数 10 m にすべり面を持つ
側方流動に起因すると考えられる。Lin et al .（2016）は、裂かに伴う局所的な陥没地溝を形成している断裂の一部だけを選択的に記述して「北西側沈降の地震断層」に含 めたものと考えられる。
6) 地震断層の形状と変位量分布の特徴
ここでは、長さ・変位量ともに大きな布田川地震断層帯の形状と変位量分布について考察する。
布田川地震断層は、その形状から、北東部、中央部 及び南西部に３区分される（図３、Shirahama et al ., 2016）。中央部では概ね１条の断層ないし幅狭い断層帯を構成しており、北東部及び南西部ではそれぞれ２条の断層に分岐して幅 ２-３km に広がっている。この断層に沿った変位量分布の特徴は、その走向成分によくあらわれており、中央部では ２m 程度の大きな値を持ち、両端に向かって単調に減少している（Shirahama et al ., 2016）。
上下成分も、両端部では単調に減少する特徴をもつ。布田川地震断層と並走する出の口地
震断層は正断層成分が卓越し、とくに中央部の北東端で南側隆起で最大変位量 2.9 m の大きな値を示す。しかし、既に述べたように、この地震断層の北西側には共役性の副断層が並走するほか、布田川地震断層の上下変位も小さくなり、一部では北西側隆起も示す。また、布田川地震断層の中央部では地震前後の DEM の比較から大きな上下変位量が検出されたが、ここでは並走する出ノ口地震断層の変位量は逆に小さくなっている。このように布
田川地震断層中央部と出ノ口地震断層の上下変位量は相補的であり、地震断層帯全体としては比較的に一様な上下変位を示すと言える。水平伸長成分については、少なくとも地震
断層帯の北東部では、他の２成分と同様に単調に減少している。しかし、断層帯の南西部については、分岐した２条の地震断層に挟まれた木山川低地の広い範囲に変位が分散している可能性が高く、その実態は必ずしも明らかでない。
ところで Moya et al .（2017）は、本震の前後に取得された高精度の航空レーザ計測データを使用して本震に伴う地殻変動の詳細を解析している。それによれば、布田川地震断層の中央部から南西部にかけての地殻変動は、中央部では南側隆起・南北伸長・東西伸長の３成分がいずれも２m 程度と大きく、地震断層が大きく２条に分岐する南西部においても断層帯全体として３成分ともに１m を超える大きな値を保っている。そして、地震断層帯の末端において急に変動が小さくなっている。現地調査で明らかにされた変位量は、断層帯の中央部ではその両端部において、比較的に狭い範囲に変形が集中していたことから
Moya et al .（2016）の解析結果と同程度の変位量が計測できた。しかし、既存の大きな断層崖に地震断層が現れた布田付近や、断層線が大きく２条に分散する南西部では、現地調
査では、測地学的な解析結果に比べて小さい変位量しか捕捉できていない。 ただ、木山川
低地で実施した長い変位基準による水平伸長量の計測の試みでは、測地学的な解析結果に匹敵する変動量を計測できたことに加えて、より詳細な歪みの集中箇所を検出することも
できた。

66

(3)上益城郡甲佐町白旗山出（高野—白旗区間）における活動履歴調査(a)地形地質調査及びボーリング調査に基づく活動履歴調査地の検討
甲佐町白旗山出地区は日奈久断層帯高野−白旗区間の中央部付近に位置する（図 10）。この区間おいて、断層位置は、中位段丘面上の断層崖や、沖積面と段丘面の境界として確認できる（図11）。断層崖は上田口と滝川の間では西、その北側と南側では東に面しており、隆起側が北から西、東、西と一定しない。滝川の中位段丘面上では、約500 m西側に東向きの低断層崖が並走しており、東上がりと西上がりの断層の間が地溝状に落ち込んでいる。
山出地区では、断層は中位段丘面と沖積面の境界に位置しており（図12(a)）、低断層崖は段丘崖基部から10数ｍ西側の沖積面内に見られる（図12(b、c)）。

図 10

布田川断層帯及び日奈久断層帯の位置と区間分け

地震調査推進本部地震調査委員会（2013）にトレンチ調査地点を追記した。

67

図 11

高野-白旗区間北部の地形概要

都市圏活断層図（池田・他、2001）に地名と推定される緑川の古流向（甲佐町史編纂委員
会編，2013）を追記した。

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図 12

山出地区及びトレンチ掘削箇所周辺の地形概要(a) 山出地区周辺の地形陰影図。赤破線は平成 28 年熊本地震に伴う地震断層の位置を示す。(b～c)基盤地図５ｍDEM から作成した地震断層を横切る山出Ａ地点の地形断面１(b)、
山出Ｂ地点の地形断面２(c)、（d）山出Ａ地点における地震断層の様子。平成 28 年４月 20
日、（株）ダイヤコンサルタントにより撮影。赤破線、赤矢印は地震断層の位置を示す。
69

平成 28 年熊本地震に伴う地震断層調査では、上記低断層崖に沿って、右横ずれ変位を示す地震断層が確認された（Shirahama et al., 2016）。地震断層は、布田川断層帯と日奈久断層帯の交点付近から、高野−白旗区間沿い（南南西方向）の６km 範囲に出現した。
山出地区はその南端に位置し、右横ずれ変位量が北側の滝川地区における 20～30 cm から
数 cm へと急激に減衰する位置に当たる。図 12(a)に示した山出Ａ地点では、地震断層が断層崖と見られる低崖から数 m 西側に出現し、わずかな右横ずれとともに東側が撓み上がる変状を呈していた（図 12(d)）。一方、山出Ｂ地点では、低断層崖にほぼ沿う位置にわずかな右横ずれ変位のみが確認された。上記２地点とも、地震断層の出現地点は田畑であり、トレンチの掘削が可能であると推定された。しかし、いずれの地点とも緑川が南から北に流れていた際の旧河道にあたるため、主として礫が地表付近まで堆積していることが予想され、細粒物に乏しく、トレンチ調査に適さない可能性があった。層相 及び年代測定に適した堆積物の有無、基盤上面高度の分布等を確認するため、地震断層の両側において深さ６ m のボーリングを掘削した。
山出Ａ地点でのボーリング掘削調査の詳細位置と地質断面図を図 13 に、コア柱状図を
図 14 に示す。地震断層より南東側の YMD-1 孔では、深度 0.11 m まではシルト主体の耕作
土が、深度 0.56 m までは礫・砂混じり砂質シルトからなる旧耕作土が見られる。深度 2.14m までが礫混じりシルト層、2.14 m～6.00 m はシルト混じり砂礫層が分布している。一方、
地震断層より北西側の YMD-2 孔では、深度 0.25 m までは礫・砂混じりシルトからなる耕作土が、深度 0.74 m までは礫・砂混じりシルトからなる旧耕作土が分布している。深度
2.85 m までは礫・砂混じりのシルト層、2.85 m～6.00 m までは主にシルト混じり砂礫層が分布している。
YMD-1 孔及び YMD-2 孔では、ともに上位より耕作土、旧耕作土、主に礫・砂混じりシルトからなる層、主にシルト混じり砂礫からなる層に大きく区分される。YMD-1 孔の地層は
YMD-2 孔の地層と概ね対比され、かつ高位に位置していることがわかった。東側隆起の傾
向は、山出地区周辺の変位地形と調和的であり、地震断層の示す変位とも調和的であった。

70

図 13

山出Ａ地点のボーリング孔位置図と地質断面図(a)ボーリング掘削位置。(b)ボーリングコアの観察結果から推定した地質断面図。
71

図14(a)

山出Ａ地点のYMD-1ボーリングコア写真72

図14(b)

山出Ａ地点のYMD-1ボーリングコア柱状図73

図14(c)

山出Ａ地点のYMD-2ボーリングコア写真74

図14(d)

山出Ａ地点のYMD-2ボーリングコア柱状図

75

次に、山出Ｂ地点におけるボーリング掘削調査の詳細位置と地質断面図を図 15 に、コア柱状図を図 16 に示す。地震断層より南東側の YMD-3 孔では、深度 0.19 m まではシルト主体の耕作土、深度 4.18 m までは風化した砂岩・泥岩起源の砂・礫を含むシルト～砂礫、
深度 6.00 m までは礫・砂混じりシルト～シルトが分布する。一方、地震断層より北西側の YMD-4 孔では、深度 0.26 m まではシルト主体の耕作土、深度 1.8 m までは風化した砂岩・泥岩起源の砂・礫を含むシルト、深度 6.00 m までは礫・砂混じりシルト層～砂・砂礫が分布する。
YMD-3 孔及び YMD-4 孔では、上位より耕作土、主に風化した砂岩・礫岩起源の砂・礫を含む層、褐灰～黒灰色のシルト層が認められ、含まれる礫や砂の粒度や色調が類似している。しかし、YMD-4 孔の 2.31 m 以深に分布する砂や砂礫からなる層は YMD-3 孔では認められない。また、YMD-3 孔の 2.60 m～4.18 m の崖錐堆積物と見られる淘汰の非常に悪い亜角礫主体の砂礫層は、YMD-4 孔では認められない。以上より、YMD-3 孔及び YMD-4 孔では、構成層の違いが著しく、対比可能な地層に乏しいため、断層変位を推定しにくい。また、YMD4 孔は砂礫主体であり、年代試料に乏しい。
以上をまとめると、山出Ａ地点は地層の対比が可能で、ボーリングコアから推定される地層の変位が周囲の変位地形と調和的である。一方で、山出Ｂ地点は地層の対比が難しく、年代試料に乏しい。さらに、掘削にあたっては畦道や農道を破壊する必要があり、現地住民の方の理解を得られない可能性があった。以上の理由により、山出Ａ地点を適地と判断し、トレンチ掘削調査を実施した。以降ではこのトレンチを「山出トレンチ」と呼ぶ。

76

図15

山出Ｂ地点のボーリング孔位置図と地質断面図(a)ボーリング掘削位置。(b)ボーリングコアの観察から推定した地質断面図。
77

図16(a)

山出Ｂ地点のYMD-3ボーリングコア写真78

図16(b)

山出Ｂ地点のYMD-3ボーリングコア柱状図79

図16(c)

山出Ｂ地点のYMD-4ボーリングコア写真80

図16(d)

山出Ｂ地点のYMD-4ボーリングコア柱状図

81

(b)トレンチ壁面の地層と断層
地形地質調査及びボーリング調査の結果、断層は地表地震断層から予想される通り YMD1 孔と YMD-2 孔の間を通過すると推定された。そこで、トレンチを地表地震断層に直交する方向に掘削した（図 17）。トレンチは、壁面に腐植質シルト層が複数枚露出するよう、
深さ４m 程度とした。また、上位の地層は、軟質であるため、壁面が崩壊しないよう 45°の法面勾配を確保した。トレンチの壁面写真展開図を図 18 に、スケッチ展開図を図 19 に、壁面に露出した地層の地質総括を表８に示す。

図 17

トレンチ掘削地点周辺の測量平面図

ボーリング掘削位置とトレンチ掘削位置を示す。

82

図18

トレンチ壁面写真展開図83

図 19(a)トレンチ壁面スケッチ展開図84

図 19(b)トレンチ壁面スケッチ凡例

以降のスケッチにおいても、同様の凡例を使用する。

85

表８

山出トレンチ地質総括表（その１）14

地層区分：堆積層

C年代(暦年較正値:cal
yBP;±1σ)：対象試料

地層名（色調）

層相

A-1層：耕作土

腐植混じり砂質シルト（灰黄褐色：10YR5/2）

塊状 、地表面全域に概ね水平に分布し、層厚は暗渠部を除けば概ね10～30cm、細（～粗）粒円形砂を含み、細～中礫サイズの円~亜円礫が散在し、上方へ減少する傾向を示す。水田 である為、稲の根茎が発達し、下位との境界 はやや漸 移的である。乾裂に沿って酸化鉄汚染され、その周辺は鈍い黄褐(10YR5/4)を呈する。僅かに石英・斜長石・角閃石を含む。

A-2層：埋土

礫混じり砂質シルト

暗渠埋設時の埋土。φ2～3cmの礫を含む。

A-3層：耕作土

塊状 、Ａ-1層とセットで全域に概ね水平に分布し、層厚約15～45cm、細（～粗）粒の円～亜円形砂を含み、細～中礫サイズの円～亜円礫を伴うが、基底部に集積し、上方へ減少・細粒化する傾向を砂質シルト示す。上位よりシルト分が多く、網状 に乾裂が発達，乾裂に沿って（鈍い黄橙色：10YR6/3）
酸化鉄汚染され、その周辺は鈍い黄褐（10YR6/4）色を呈し、全体に上位より酸化鉄が集積している。石英・斜長石・角閃石角粗粒をやや含む。下位との境界 は比較的明瞭である。

B-1層：旧耕作土

塊状 、層厚約20～35cm、細~中礫サイズの円（～亜円）礫を点在し、脆弱な腐り亜角礫を伴い、酸化鉄斑や縦方向に伸びた酸化鉄筋
砂混じりシルト（灰黄褐 （φ：2～3mmの根茎痕 ）が著しく発達する。上位と比較するとやや色：10YR6/2)
脱色している。石英・斜長石・角閃石角粗粒をやや含む。下位とは質
やや漸 移的である。

926-800 : 腐
植シルト

B-2層：旧耕作土

塊状 、層厚約10～20cm、やや風化した細~中礫サイズの(円～)亜円
礫を含み、上方へ減少・細粒化する傾向を示すと同時に、N7～S5よ砂礫混じりシルト～シル り西側では酸化鉄斑（φ：2～5mmの根茎痕 ）が発達し、東側では礫ト混じり砂礫が多くなりシルト混じり砂礫に側方変化する。摩耗した土器片 を点（灰褐色：7.5YR4/2）
在的に包含する。上位と比較するとやや酸化鉄が集積している。僅
かに石英・斜長石・角閃石角粗粒を含む。下位との境質
界 は明瞭である。

1269-1184 : 腐
植シルト

B-3層：旧耕作土

塊状 、層厚約20cm、中礫サイズの円～亜円礫を主体とし、最大礫径
礫混じり砂質シルト（黄 10cm、平均礫径1.5cm、含礫率5～10%。酸化鉄斑（φ：1～3mmの根灰色：2.5Y5/1）
茎痕 ）が発達し、やや石英・斜長石・角閃石角粗粒を散在。下位と質の境界 はやや明瞭である。

1395-1335 : 腐
植シルト

B-4層：旧耕作土

塊状 、淘汰 不良、層厚約15cm以下、中礫サイズの（円～）亜円礫を腐植・シルト混じり礫質主体とし、最大礫径10cm、平均礫径3cm、含礫率20～25%で、剥片中（～粗）粒砂(フリント)・摩耗した土器片 を稀に包含する。僅かに石英・+D9斜（灰褐色：7.5YR4/2）
長石・角閃石角粗粒を含む。下位との境界 は明瞭である。

C-1層：氾濫原堆積物

塊状 、層厚約10cm以下、亜角～亜円形の腐り礫（φ：1-5mm）を多
砂礫混じり砂混じり～砂く含み、稀に堅硬な中礫サイズの円礫を伴う。酸化鉄斑（2～5mmの質シルト
根茎痕 ）が散在し、僅かに石英・斜長石・角閃石角粗粒を含む。下（灰色：10Y6/1）
位との境界 はやや明瞭である。北側法面のみに認められる。

C-2層：氾濫原堆積物

シルト質砂礫（灰黄褐色：10YR4/2）

塊状 、層厚約10～45cm、（細）～中礫サイズの円（～亜円）礫を主体とし、最大礫径5cm、平均礫径1.5cm、含礫率 35～40%で、剥片（フリント）・摩耗した土器片 を点在的に包含する。酸化鉄斑や縦方向に伸びた酸化鉄筋（φ：2～3mmの根茎痕）が上部に発達する。
上位と比較するとやや脱色している。石英・斜長石・角閃石角粗粒をやや含む。下位との境界は不規則・不明瞭である。

C-3層：氾濫原堆積物

塊状 、淘汰 不良、最大層厚約60cm、中～大礫サイズの円～亜円礫を点在し、北側法面では最大礫径16cm、平均礫径5cm、含礫率 5%、南
礫混じりシルト質細～中側法面では最大礫径7cm、平均礫径1cm、含礫率 15～20%で、脆弱な粒砂
腐り緑色岩亜円～亜角礫を伴い、摩耗した土器片 を稀に包含する。
（灰色：10Y5/1-4/1）
酸化鉄斑（1～3mmの根茎痕）が散在し、下位との境界 は明瞭である。

2457-2131：堆積物
2703-2383：堆積物
2725-2185：堆積物
1336-983：堆積物
2307-2152：堆積物
4525-4420：堆積物
4431-4297：堆積物
5454-5084：堆積物
7246-7030：炭化物

塊状 、団子状 をなす角～亜角形の火山ガラス粒子（K-Ah）を含み、シルト・礫混じり極細粒
C-4層：氾濫原堆積物
腐り亜角～亜円礫を混入し、やや酸化鉄汚染され、酸化鉄斑(根茎砂痕)があり、中空なものも認められる。概ね幅約10～20cmの幅でN10（再移動した火山灰）（浅黄色：5Y7/3）
及びS9より西側に分布している。

5580-5328：堆積物

C-5層：氾濫原堆積物

塊状 、淘汰 不良、不均質、層厚約45～100cm、中礫サイズの亜円～亜角礫を点在し、最大礫径10cm、平均礫径0.5～1.0cm、含礫率 10～15%で、脆弱な腐り亜円～亜角礫を多く含み、堅硬な礫はレンズ状
礫混じりシルト質（細に集積している。上部では酸化鉄斑(φ2～3cmの根茎痕 )が発達し、～）中粒砂
下部では灰オリーブ（5Y6/2）色を呈し、酸化鉄斑が不明瞭になる（灰色：10Y5/1-5Ｙ5/1）
と共に腐り礫が主体となる。下位との境界 は明瞭である。割れ目に沿って湧水が多く認められる。なお、南側では酸化鉄斑の発達がやや弱い。

4529-4431：堆積物
6740-6540：堆積物
7168-6940：堆積物
8595-8407：堆積物
8020-7880：堆積物
8644-8327：堆積物
8413-8218：堆積物
9626-9536：堆積物
9742-9530：堆積物
2348-2208：炭化木片
2301-2126：炭化木片
2349-2311：炭化木片

C-6層：氾濫原堆積物

礫混じり砂質シルト（暗灰黄色：2.5Y5/24/2）

塊状 、不均質、層厚約15～85cm、中礫サイズの亜円～亜角礫を点在する。不鮮明な酸化鉄斑が認められ、堅硬な礫と腐り礫が混在しているが後者の方が多い。

2326-2164：炭化木片
2353-2312：炭化木片
2322-2159：炭化木片

C-7層：氾濫原堆積物

シルト混じり砂礫（暗灰黄色：2.5Y5/24/2）

比較的淘汰 の良い砂礫からなる。上方へ砂分が増加し、上部では細～中礫サイズの円～亜円礫からなる砂礫がレンズ状に発達しする。
最大礫径5cm、平均礫径0.5cm、含礫率 40～55%である。下位との境界は明瞭である。

86

表８

山出トレンチ地質総括表（その２）14

地層区分：堆積層

地層名（色調）

層相

C年代(暦年較正値:cal
yBP;±1σ)：対象試料

腐植質シルト
分布は東面全域と、北面のN2より東側、及び南面のS7より東側に限D-1層：扇状 地堆積物
（褐灰色：7.5YR5/1～灰 られ、層厚は約5cmと薄いが連続性はよい。中粒～細粒砂を含み、またはチャネル堆積物
褐色：7.5YR5/2）
下位との境界 はやや不明瞭である。
砂質シルト～礫混じり砂
均質な砂質シルトからなる。基底部0.1～0.2mには不連続ながら細D-2層：扇状 地堆積物 質シルト
～中礫サイズの円～亜円礫からなる砂礫がレンズ状に発達し、最大またはチャネル堆積物 （暗灰黄色：2.5Y5/2礫径5cm、平均礫径0.5cm、含礫率 40～55%である。
4/2）
塊状 、淘汰 不良、層厚約10～25cm、礫は細～中礫サイズの堅硬な円礫混じりシルト質中～粗D-3層：扇状 地堆積物
～亜円礫と腐り亜角～亜円礫が混在し、後者が卓越している。全体
粒砂またはチャネル堆積物に不均質に酸化鉄汚染を受けており、特 に最上部では褐
（灰黄褐色：10YR4/2）（10YR4/6）色を示す。下位との境界 は不規則・やや明瞭である。
塊状 、最大層厚約25cm、細～中礫サイズの亜角～亜円礫を主体と腐植混じり砂礫質シルト し、側方変化により東側では礫が多くなり、最大礫径3cm、平均礫D-4層：扇状 地堆積物(～シルト質砂礫)
径0.5～0.6cm、含礫率 25～30%になる。僅かに酸化鉄斑や縦方向にまたはチャネル堆積物（灰褐色：7.5YR4/2）
伸びた酸化鉄筋(φ：5～20mmの根茎痕 )が点在。下位との境界 はやや不明瞭である。

11972-11813：腐植質シルト
11760-11502：腐植質シルト

D-5層：扇状 地堆積物 腐植混じりシルト
層厚約15cm、酸化鉄斑や縦方向に伸びた酸化鉄筋（φ：1～6mmの根またはチャネル堆積物 （褐灰色：5YR6/1-6/2） 茎痕 ）が点在。下位とはやや漸 移的である。
腐植混じりシルト・シル 層厚約10～50cm、不規則・不連続で、上部は後者主体、下部は前者D-6層：扇状 地堆積物 ト混じり細～中粒砂互層 を2～3層（d：3～5cm）挟む。酸化鉄斑や縦方向に伸びた酸化鉄筋
またはチャネル堆積物 （明褐灰色：5YR7/1）（φ：1～7mmの根茎痕 ）が上部では点在、下部では散在している。
（鈍い黄橙色：10YR6/3） 下位との境界 は不規則・やや明瞭である。
砂礫・シルト質砂礫互層 前者はを呈し、葉理 が認められ、後者（d：1～6cm)はを呈し、ややD-7層：扇状 地堆積物
（灰オリーブ色：5Y6/2） 腐植を含むことがある。層厚約40～55cm、下位との境界 は明瞭であまたはチャネル堆積物（灰黄褐色：10YR6/2） る。
礫・砂混じり腐植質シル
D-8層：扇状 地堆積物 ト層
またはチャネル堆積物 （灰褐色：5YR5/2～灰黄
色：7.5YR5/2）

主に腐植質シルトからなり、下位ほど砂分が増加する。礫は硬い細～中礫サイズの円～亜円礫及び中礫サイズの腐り亜角～亜円礫から 14366-14129：腐植質シルトなり、最大礫径7cm、平均礫径は0.5cm程度である。礫率 5～30%で、 13164-13083：腐植質シルト
東方ほど高い傾向がある。酸化鉄斑や縦方向に伸びた酸化鉄筋
13063-12965：腐植質シルト（φ：1～5mmの根茎痕 ）が発達している。下位との境界 は不明瞭で 14050-13860：腐植質シルトある。

腐り亜角～亜円細～中礫（φ<1cm）及び硬い円～亜円礫が混在し、後者は塊状 ・レンズ状 を成して不均質に集積し鈍い黄橙（10YR5/3）色を示す。全体としては最大礫径6cm、平均礫径
D-9層：扇状 地堆積物 シルト混じり砂礫
0.5cm、含礫率35～40%であり、層厚約40～60cm、酸化鉄汚染され、またはチャネル堆積物 （鈍い黄橙色：10YR6/3） 酸化鉄斑（1～10mm）が発達する。また、層状 ・レンズ状の鈍い黄橙（10YR7/2）色砂質シルトを不規則に挟在し、軽微な酸化鉄縞が認められる。S4～S5間には下部に砂質シルトが発達し、下位との境
界には根茎痕 を伴う酸化鉄縞が存在する。
砂質～砂混じりシルト
全体に酸化鉄汚染され、酸化鉄斑（φ<1cm）が点在するが、最上部D-10層：扇状 地堆積物
（鈍い黄橙色：10YR7/2- の汚染が最も強い。層厚約5～35cm、砂質部は上・下部、砂混じり
またはチャネル堆積物
7/3）
部は中部に挟まれている。下位とはやや漸 移的である。
上方へ砂分が増加し、上部にはシルト・円礫混じり（粗～）極粗粒
腐植混じり砂礫質シルト
砂を塊状・レンズ状 に伴う（砂粒は腐り砂を主体とする）。酸化鉄
D-11層：扇状 地堆積物 (～シルト質砂礫)斑が認められ、最上部の汚染が最も強く、不連続で短い酸化鉄縞
またはチャネル堆積物 （鈍い黄橙色：10YR7/3(植物遺骸痕 ？)が点在する。層厚約5～15cm、下位との境界 はやや6/3）明瞭である。
砂混じり腐植質シルト
層厚約10～30cm、腐り極粗粒砂を点在し、酸化鉄斑（φ：1～3mm）
D-12層：扇状 地堆積物
（褐灰色：7.5YR5/1～灰 を散在。最上部と下部では灰褐色を示し、腐植分がやや減少してい 15277-15145：腐植質シルト
またはチャネル堆積物
褐色：7.5YR5/2）
る。下位との境界は不規則、やや明瞭である。
細礫混じり砂質シルトを 葉理 に沿って砂質シルト（2～20cm）を挟む。層厚約55～80cm、礫D-13層：扇状 地堆積物
伴うシルト混じり砂礫
は腐り礫が少なく円～亜円礫を主体とし、礫密集部では最大礫径
またはチャネル堆積物（鈍い黄橙色：10YR7/3） 2cm、平均礫径0.5cm、含礫率 40～60%。下位とは漸 移的である。
全体に酸化鉄汚染されており、層厚50～55cm以上である。基質はシD-14層：扇状 地堆積物 シルト混じり砂礫
ルト混じり細～中粒砂からなる。礫は硬い円(～亜円)礫からなり、またはチャネル堆積物 （鈍い褐色：7.5YR5/4）
最大礫径7cm、平均礫径0.7～1.0cm、含礫率 65～70%である。
D-15層：扇状 地堆積物 礫・シルト混じり中粒砂 比較的淘汰 の良い中粒砂からなる。礫径2～4mmの円～亜円礫が点在
またはチャネル堆積物 （鈍い褐色：7.5YR5/4） する。

87

山出トレンチの壁面には、上位より耕作土、旧耕作度、砂礫まじりシルト 及び砂礫とシルトの互層からなる河川成堆積物が分布する。断層はトレンチの中部から東部にかけて、
５～７条出現した。壁面の地層は、断層に切られつつ、おおむね東から西側に向かってた
わみ下がる分布を示す。最前面（最も西側の）断層のさらに西側では、地層は N9 を下底とする緩やかな凹地状に分布する。トレンチ壁面に現れた地層を、層相及び堆積環境の差異、地層の分布や連続性に基づいて、上位より耕作土（Ａ層）、旧耕作土（Ｂ層）、氾濫原堆積物（Ｃ層）、扇状地堆積物（Ｄ層）に区分した。各層内の地層は、より詳細な層相の差異に基づいて細分した。北、南及び東壁面の写真とスケッチを、それぞれ図 20～25 に示す。
南北両壁面で観察される地層は、側方への連続性がよく、複数条の断層を挟んでも連続性を容易に確認できる。地層は全体として東から西に撓み下がり、断層部分で上下変位を伴いつつ西側に向かって階段状に低下する。断層から西側では地層は全体的にはほぼ水平に堆積していると推定されるものの、最前面の断層の西側で緩やかな凹地状を呈する。また、Ｄ層は腐植層—シルト層-砂礫層というユニットの繰り返しで構成されており、上下変位量の計測が容易である。
トレンチ北壁面では、N5～N9 区間のトレンチ底面付近に 5 条の断層が認められた。これ
らの断層をトレンチ東側より、F-N1～F-N5 と呼ぶ。断層には、上方に向かって分岐するものが認められ、この部分については、F-N2a 等、枝番をつけて表記することとする。N7～
N8.5 区間では、C-5 層途中より下位を明瞭に切断する東傾斜の高角逆断層群が存在する。
いずれも相対的な東上がりを示す高角な見かけ逆断層である。最も変位量が大きい F-N2 断層下部では、幅 10 cm 程度にわたって複数条の断層が存在するとともに、これらが複雑に
分岐・収斂を繰り返す断層帯を形成している。断層帯は、大局的にはＰ面とＹ面から構成
され、壁面上で右横ずれ変位センスを示す。F-N2 断層は地表面までを明瞭に切断・変位させてはいないものの、C-5 層の途中より上部に延長すると、2016 年熊本地震に伴う地震断層の出現位置に相当するように見える。なお、2016 年熊本地震に伴う地表面の撓曲変形量
は、８cm 程度である。
断層の中では、中央に位置する F-N2 断層による変位が最も大きく、断層沿いにおける上下変位量は下位の層準ほど大きく、変位の累積性が認められた。以下では、 北壁面における各地層の変形と F-N2 断層の関係についてそれぞれ記述する。Ａ層は 2016 年熊本地震の際の変形を受けて、東側が緩やかに撓み上がる。Ｂ層もまた同様に東側が撓み上がっており、かつその程度は地表面やＡ層より大きい。C-1 層、C-2 層、C-3 層、C-4 層は隆起側まで連続せず、低下側にのみ分布するため、変形を受けているかどうかは定かではない。これらの堆積構造はほぼ水平で、東に向かって層厚が漸減する。C-5 層中では断層によって地層が食い違う様子が確認できる。C-5 層と C-6 層が接している部分までは断層が確認できるものの、それより上位では C-5 層の層相が類似しているため、断層を追うことが難しい。しかし、明らかに C-5 層は断層帯を境に東側が上に凸に大きく撓み上がる。C-5 層中で断層が殲滅することから C-5 層上部では地層が塑性的な変形をしている可能性がある。
C-6 層、C-7 層もまた、C-5 層同様に東側が上に凸に撓み上がる。それぞれの変位量は地層境界が不明瞭であるためはっきりとはわからないが、仮に C-5 層上面が大きく削られていないとすると、C-5 層、C-6 層及び C-7 層をあわせた地層の厚さは低下側で約 50cm 厚くなる。D-4 層、D-5 層、D-6 層もまた同様に東側が上に凸に変形しており、その地層の厚さは隆起側ではほぼ均一であるが、低下側で特に D-6 層及び D-7 層といった砂礫層が厚くなる。
88

低下側ではやや下に凸に撓み下がり、N11 か N10 付近で最も厚くなるものと見られる。D-7
層は D-8 層を削り込んで堆積した様子が認められる。低下側の堆積構造には斜交層理が発達し、粒径が側方に向かって著しく変化する。こうした構造はほぼトレンチの長軸に直交する方向に河川が流れていたことを示唆する。D-8 層は D-4 層と同様の変形を示すが、断層沿いのずれ量や低下側の撓み下がりが大きい。しかし、低下側で D-7 層に削られている
ため、どこまで低下しているかは正確には不明である。 D-10 層、D-11 層、D-12 層は F-N2
断層によって切断されているが、F-N4 断層より西側ではトレンチ壁面より下部に埋没しているとみられるため、追跡できない。F-N2 断層沿いの変形は上位の層準と比較して大きく、F-N2 断層の下端１m 付近で大きな引きずり構造を呈する。D-13 層、D-14 層、D-15 層は西側に向かって傾動し、F-N1 断層によって切られる。それぞれの地層は F-N1 断層を境に西側が低下しているものの、その変形は下層に向かって大きくなる。
トレンチ南壁面の全体的な構造はトレンチ北壁面とほぼ同様である。ただし、S5 から S9までの間に北壁面より多い７条の断層が分布しており、上位に向かって北壁面より多くの断層に分岐発散する。すべての断層は相対的な東上がりを示す高角な見かけ逆断層で、その傾斜は 70～80°である。一つの断層に変位が集中する北壁面に対し、南壁面では変位がそれぞれの断層に分散する。F-S1 断層、F-S2 断層、F-S4 断層が最も上位の C-6 層まで切断しており、それらの断層沿いにおける地層の上下変位量には累積性が確認できる。 南壁
面では、Ａ層及びＢ層は東から西に向かって緩やかに撓み下がる。その撓み下がり量は 下
位層準ほど大きい。C-2 層、C-3 層、C-5 層も同様に撓み下がるがその程度はＢ層より大きい。C-5 層下面には S8 付近に大きな上下変位が見られるが、これは断層による変位ではな
く、堆積時に C-6 層を削り込んだ結果と推定される。C-5 層には斜交層理がやや不明瞭ではあるが発達しており、凸部に礫の濃集や湧水が多数生じていることから、トレンチの長軸に直交する河川による浸食と堆積が生じていたものと推定される。これは断層運動によって生じた撓曲崖に沿って河川が流れていた可能性を示唆する。 C-6 層は下部が断層によって切られるとともに大きな撓み変形を伴う。ただし、 C-6 層内部の僅かな変位を伴う断層は認定が難しいため、スケッチに提示したよりも断層が延びる可能性は否定できない。
しかし、C-6 層の下部にレンズ状に分布する礫層（C-7 層）で F-S7、F-S2a、F-S1a 断層は明らかに止まっていることが確認できる。北壁面と同様、D−4 層と D-8 層の間の砂礫層（D6 層及び D-7 層）は低下側に向かって厚みを増し、S9～S11 付近で下に凸の撓み下がる形状を示す。D-8 層は撓み下がる部分で浸食されているとみられる。F-S4b 断層、F-S5b 断層
及び F-S6 断層は D-8 層を切るが D-5 層を切っていない。D-8 層より下位は隆起側でのみ確認できるがその層厚は均一で、側方への変化に乏しい。F-S2d 断層及び F-S3 断層は D-9 層
途中までを切る様子が確認できるが、北壁面で見られたような D-13 層を切り D-12 層に覆われる断層は南壁面では認められない。
東壁面ではすべての地層が南に緩く傾斜する。地層の連続性が極めてよいため、南壁面と北壁面の地層の対比は容易である。
本トレンチで観察される堆積物と周囲の地形から堆積環境は次のように推定される。低下側に分布する扇状地堆積物の古流向はトレンチに直交する方位を示しており、これは地形から判読される古流向と一致する（図 11）。したがって、最終氷期の海水準が低下していた時期、山出Ａ地点には緑川の扇状地あるいは網状河川が発達していたと推定される。
その後、海水準の上昇に伴って、後背湿地環境へと漸移し、主に河川の氾濫によって堆積89

物が供給される環境へと変化したものと推定される。本地域では江戸時代頃まで緑川がた
びたび氾濫していた記録が残されており、上記の堆積環境はこれと矛盾しない（甲佐町史編纂委員会編、2013）。
トレンチにおいて、断層沿いのずれ量はもとより、地層全体の撓曲にともなう上下変位
量にも累積性が見られることから、本断層が動く際には必ず東上がりの上下変位成分が伴われることが推定される。また、本トレンチは地層の連続性がよく、断層を挟んだ地層の対比が容易である。日奈久断層は右横ずれ断層であるため、古い地層ほど大きく側方に移動していることが予想されるが、トレンチ下部において地層の対比が容易であることは、
トレンチ掘削箇所の周辺において同時代の地層が広く均質に堆積していたことを示唆する。

90

91

図 20

北壁面拡大写真と年代試料採取位置

92

北壁面拡大スケッチと年代測定結果

年代測定値は暦年較正値（cal yBP）の範囲（誤差１σ）を示す。

図 21

93

図 22

南壁面拡大写真

94

図 23

南壁面拡大スケッチ

95

図 24

東壁面拡大写真

96

図 25

東壁面拡大写真(c)地層の年代についての検討
トレンチ壁面から得られた放射性炭素年代を表 9 に示す。放射性炭素年代測定は東京大学大気海洋研究所（Atmosphere and Ocean Reasearch Institute：以下 AORI と表記）の横山研究室及び（株）地球科学研究所（Geo Scinece Laboratory：以下 GSL と表記）を通して ベ ー タ ア ナ リ テ ィ ッ ク 社 に 依 頼 し た 。 得 ら れ た 年 代 値 は 、 OxCal 4.3(Bronk Ramsey,2009)を使用し、較正曲線に INTCAL13（Reimer et al., 2013）を参照して、暦年較正を行った。以下では、暦年較正値（±1σ 以下の範囲）を基本表記とし、括弧内に較正前の年代値（Conventional Radiocarbon Age）を併記する。
堆積物の年代測定の結果、B-1 層からは 926～800 cal yBP（960±30 yBP）、B-2 層からは 1269～1184 cal yBP（1280±30 yBP）、B-3 層からは 1395～1335 cal yBP（1480±30 yBP）の年代値が得られた。
C-3 層の炭質物からは 7246～7030 cal yBP（6230±30 yBP）、堆積物 8 試料からは 1336
～983 cal yBP（1274±178 yBP）から、5454～5084 cal yBP（4602±54 yBP）にわたる年
代値が得られた。
C-4 層の堆積物からは 5580～5328 cal yBP（4724±55 yBP）の年代値が得られた。
C-5 層中の炭化木片からは、GSL による測定で 2348～2208 cal yBP（2280±30 yBP）、
AORI による測定で 2301～2126 cal yBP（2171±30 yBP）及び 2349～2311 cal yBP（2292±28
yBP）の年代値が得られた。堆積物 9 試料からは 4529～4431 cal yBP（4028±40 yBP）から 9742～9530 cal yBP（8653±93 yBP）にわたる年代値が得られた。
C-6 層中の炭化木片からは、GSL による測定で 2326～2164 cal yBP（2240±30 yBP）、
AORI による測定で 2353～2312 cal yBP（2303±34 yBP）及び 2322～2159 cal yBP（2232±40
yBP）の年代値が得られた。
D-4 層の堆積物 2 試料からは 11972～11813 cal yBP（10190±30 yBP）及び 11760～11502
cal yBP（10080±30 yBP）の年代値が得られた。
D-8 層の堆積物 4 試料からは 13063～12965 cal yBP（11110±30 yBP）から 14366～14129
cal yBP（12320±40 yBP）にわたる年代値が得られた。
D-12 層からは 15277～15145 cal yBP（12770±40 yBP）の年代値が得られた。
また、ボーリング YMD-2 地点のボーリングコア深度 4.6 m から採取した腐植質シルトからは 16955～16655 cal yBP（13870±40 yBP）の年代が得られた。
トレンチ北壁面スケッチに試料採取位置と年代測定値をプロットしたものを図 21 に、
N11.3 に沿った深度 10 cm 毎の連続サンプリングにより得られた、試料の採取深度と年代値の関係を図 26 にそれぞれ示す。

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表９

山出トレンチにおける放射性炭素年代測定結果

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図 26

年代測定結果から推定した堆積曲線

縦軸に試料採取位置（深度）、横軸は放射性炭素年代（暦年較正値）を示す。縦軸の地層は、Ａ層から D-4 層に相当する。各層準の深度は連続サンプリングを行った N11.2 における深度を基準とした（図 21）。年代測定結果は 2 シグマの誤差範囲をつけてプロットした。赤破線は年代の逆転が生じている地点において古い年代を基準にした時の堆積曲線を示す。
青破線は新しい年代を基準としたときの堆積曲線を示す。

99

上記の年代測定結果から、各層準の堆積年代は次のように推定される。まず、 B-1 層、B-2 層、B-3 層、D-4 層、D-8 層、D-12 層については下層ほど古い年代を示しており、層序関係と年代測定値が矛盾しない。したがって、B-3 層から B-1 層までは 1400 年前から 800
年前頃、D-12 層から D-4 層までは 15000 年前から 11000 年前頃にかけて連続的に堆積したと推定される。しかし、C-3 層、C-4 層、及び C-5 層については炭化木片の示す年代と C-4層の K-Ah 火山灰が示唆する降灰時期（7300 年前；町田・新井、2003）とが矛盾する。C-4層に含まれる火山灰は、検鏡の結果、多量の新鮮なバブルウォール型ガラスが含まれることや、灰褐色を呈することから K-Ah 火山灰と推測された。また、C-4 層直上の C-3 層下部から採取した炭質物は約 7100 年前の年代を示し、K-Ah の降灰時期 7300 年前と調和的である。C-5 層と C-6 層から採取した炭化木片は、ほぼ同じ約 2300～2200 年前の放射性炭素年代を示した。炭化木片の年代値は、GSL による測定と AORI による測定結果が一致していることから、コンタミや測定環境の影響ではないこと が示唆される。
これらの矛盾する結果を受け、C-3 層、C-4 層、C-5 層にまたがって深度 10 cm 毎に連続的に採取した試料について放射性炭素年代測定を実施し、堆積年代の検証を行った。その結果、おおまかには下位層ほど古い年代を示し、C-5 層下部から C-3 層上部まで、すなわ
ち 9600 年前頃から 2000 年前頃にかけて定常的な堆積が生じていたことが推定された（図26）。これはＣ層を挟むＢ層やＤ層の堆積年代と調和的であり、地層の逆転が生じていない
ことは明らかである。ここで、炭化木片（木材）の年代について考える。異なる 層準から得られた木材の年代はほぼ一致しており、これは定常的な堆積が生じていたことと明らかに矛盾する。木材の全体像と断面の様子を図 27 に示した。木材は壁面に対してほぼ垂直、
つまり、地面や堆積面に対しては斜めに埋没しており、堆積構造と調和しない。また、断面には放射状の構造は見られるものの、年輪は認められなかった。こうした特徴は C-5 層、C-6 層中の木材が幹ではなく、根であることを示す。おそらく、約 2200 年前にトレンチ近傍で生育した木の根が C-5 層、C-6 層まで貫入し、そのまま残されたものと考えられる。
堆積物中の有機物によって測定された年代をもとに地層の堆積年代を推定する上で注意すべき点は、これらの年代は堆積物中に含まれるあらゆる有機物を対象とした平均値を示している点である。古い時代の有機物が混入した層準は実際より古い年代を示し、新しい時代の有機物が混入すると実際より新しい年代を示す。したがって、全体の傾向は変わらないものの、年代の絶対値を推定する上では基準となる年代値が必要である。図 26 に推定される堆積曲線を青及び赤の破線で示した。
青破線で示した堆積曲線は年代の逆転が古い有機物の混入によるものと考えた場合で 、年代の逆転が生じている箇所において新しい年代を基準として繋いだ。一方、赤破線はその逆で古い年代を基準として繋ぎ、かつ K-Ah を降灰層準とみなした時の曲線である。青破線を詳細に観察すると、＃６～＃10 の区間で K-Ah の降灰時期と矛盾が生じる。この場合、K-Ah 層が二次堆積であると解釈すれば説明可能である。これは Ｃ層が淘汰の悪い礫を含む
氾濫原堆積物であることと矛盾しない。一方、赤破線の場合、多くの試料が若返りを示していると解釈され、常にある深度まで生物撹乱が地下に及んでいたとすれば説明可能である。これは C-5 層や C-6 層中から植物根が出土した事実と矛盾しない。以上のように、現時点では厳密に両者を区別できないことから、以下の議論では、両者の堆積曲線に挟まれる年代範囲を各層の堆積年代とみなし議論を進める。
100

図 27

YMD-T-C26、YMD-T-C25 の写真(a～b)山出トレンチ北壁面 C-5 層中から採取された YMD-T-C26 の(a)断面と(b)全体形状の写真。(c～d) C-6 層中から採取された YMD-T-C25 の(c)断面と(d)全体形状の写真。

101

(d)ボーリングコアとの対比とその変位量トレンチは YMD-1 地点と YMD-2 地点を結ぶ直線上で掘削された（図 17）。YMD-1 地点は東面の E5 地点近傍で、YMD-2 地点はトレンチ東端から約 15 m 北西に位置する。ボーリン
グとトレンチ壁面との対比を図 28 に示す。YMD-2 孔の各地層の深度とトレンチ N14 や S14付近の対比される地層の深度はほぼ等しく、低下側の地層は、広く均一に堆積していることが推定される。一方、上盤側は緩やかに撓み上がる様子が認められる。上盤側において
撓み上がりは YMD-1 孔に継続していくことから、変形帯は、本トレンチとボーリングによって推定される地質断面図の範囲外に広がるものと推測される。したがって、以下の議論
で示す値は上下変位量の最小値となる。まず、上位層から対比可能な地層境界は、 B-2 層
上面、C-5 層上面、D-4 層上面、D-8 層上面、D-12 層上面である。これらのうち、C-5 層上面は耕作により表層が削剥されている可能性があるため、以下で示す上下変位量は最小値を示す。また、YMD-1 コア内の D-12 層相当層の認定が難しく、より下位の層準に対比される可能性がある。その場合、以下で示す値より小さい変位量が見積もられる。南壁面と北壁面それぞれの対比により、断層を挟んだ上下変位量は B-2 層上面で約 0.4～0.5 m、C-5
層上面で約 1.2 m、D-4 層上面で約 1.6～1.8 m、D-8 層上面で約 2.3 m、D-12 層上面で約2.5 m と見積もられる。地表のおおよその上下変位量は約 0.1 m であったことから、熊本
地震前及び B-2 層堆積に約 0.3～0.4 m、B-2 層堆積前及び C-5 層堆積後に約 0.7～0.8 m 以
上、C-5 層堆積前及び D-4 層堆積後に約 0.4～0.6 m、D-4 層堆積前及び D-8 層堆積後に約0.5～0.7 m、D-8 層堆積前及び D-12 層堆積後に約 0.2 m 以上の上下変位が生じていたとみ
られる。

102

103

ボーリングコアとトレンチから推定される地質断面図(a)は北壁面、(b)は南壁面スケッチを投影

図 28

(e)断層活動イベント層準の認定とその時期
山出トレンチにおいて確認されたイベントを図 29 にまとめた。最も新しい変形は 2016
年熊本地震による変形である。布田川断層帯布田川区間の活動に伴い、日奈久断層帯高野-白旗区間の北端から６km の範囲において地表地震断層が生じた。本地点は地表地震断層の南端付近に相当し、明瞭な地震断層は確認できないものの、断層を境に東側が約８ cm 撓
み上がる変形が見られた。過去において、布田川区間が活動した際には、今回同様の変形は当然生じていたものと推定される。しかし、この活動による変形量は極めて小さいため、
トレンチ壁面で認定することは困難である。本トレンチ壁面で認定される変形量は少なくとも上下変位量が 20 cm 以上あり、2016 年熊本地震による変形量と比較して明らかに大きい。したがって、イベント層準の変形量の中には布田川区間の活動に付随する変形が含まれているものと考えられるが、その割合は小さく、大部分の変形は日奈久断層帯固有の地震によって生じたものと考えられる。
本トレンチで認定される日奈久断層帯固有の最新イベントはＢ層中の変形によって認定され、これをイベント１と呼ぶ。B-1 層、B-2 層あるいは B-4 層直下の C-5 層上面には、酸化バンドが形成されている。北壁面では、F-N2a 断層の上方延長相当箇所を境に、B-4 層が上下に約 0.3～0.4 m 食い違っている様子が確認される。これは地表面の変位量約 0.1
m より明らかに大きい。また、北壁面において、B-4 層上位の B-3 層も同程度に撓んでいる。B-4 層変形後、これを埋積する堆積構造である可能性があるものの、さらに上位の B2 層も同様に撓んでいるように見える。B-1 層は、これらの変形を覆うように堆積している。B-2 層は北壁面では分布が限られるとともに、変位量が小さく、堆積構造との区別が難しい。したがって、イベント１は、B-4 層、B-3 層堆積以降、B-1 層堆積前とみなすこととし、この場合年代は B-3 層から得られた 1395～1335 cal yBP 以降、B-1 層から得られた
926～800 cal yBP 以前（約 1400～800 年前）となる。しかし、これらの層準を明確に切断する断層面は認められない。そのため、C-5 層上面の酸化バンドの食い違いが、C-5 層の変
位を C-3 層が埋積しきらなかったことによる見かけの落差によるものであり、 その落差を不等厚に B 層が覆っているとみなすと、こうした構造はすべて堆積構造として説明できる 。
この可能性を明確に否定する証拠はないため、イベント１の確実度は低い。
次のイベントは C-5 層の変形をもたらしたイベントである。C-5 層上面は最低でも約 1.2
m 上下に食い違っており、南北両壁面において断層付近で大きく東から西へたわみ下がる
分布を示す。また、C-5 層下部は F-N2a 断層及び F-N4a 断層によって明瞭に切断される。
上位の C-3 層は、南壁面で見ると、C-5 層より変形の程度が小さい。C-4 層は分布が限られるため、C-5 層と C-3 層のどちらと分布及び変位形態が似ているのか厳密には判断できな
いが、C-4 層延長部の C-3 層下部には、シルト主体の層が連続する。以上より、C-5 層堆積後、C-3 層堆積前にイベント層準を認定した。このイベントをイベント２と呼ぶ 。イベン
ト発生時期であるが、C-1 層、C-2 層、C-3 層は C-5 層の変形によって生じた落差を埋積していると考えられる。したがって、イベント２は C-5 層堆積後 C-3 層堆積前（C-4 層堆積前に限定される可能性あり）と推定される。C-3 層の堆積開始年代は＃7 が示す 4431-4297
cal yBP と C24 が示す 7246～7030 cal yBP により、7246～4297 cal yBP となる。一方、C-5 層の堆積終了年代は＃10 が示す 4529～4431 cal yBP と＃13 が示す 8595～8407 cal
yBP により、8595～4431 cal yBP となる。この場合、イベント２の年代は、8595～4297 calyBP（約 8600～4300 年前）となる。C-5 層の隆起側は耕作不整合によりＢ層に覆われる。
104

したがって、壁面で確認できるより大きい変位が生じていた可能性がある 。また、C-4 層
から C-1 層は隆起側へと連続しないことからその間に変形が生じていたとしても確認できない。したがって、C-5 層堆積後、B-4 層堆積前にイベントが生じている可能性は否定できないが、証拠に乏しく信頼性が低いため、ここでは認定しない。
イベント３以前は地層と断層の切断／被覆関係と地層全体の上下変位量により認定される。D-4 層の上面は上下に約 1.6～1.8 m 変位している。南壁面において、F-S1a 断層、FS2a 断層および F-S7 断層は、C-7 層直下の D-1 層及び D-3 層を切るが、C-7 層に覆われる。
また、F-S5a 断層は D-4 層を確実に切り、その上部で不明瞭となるものの、C-7 層に変位を与えない。C-7 層は C-6 層下部もしくは C-6 層中にレンズ上に含まれる礫層であるため、D-1 層が分布する範囲では D-1 層堆積後、D-1 層及び D-2 層が分布しない範囲では D-3 層
堆積後、C-7 層堆積以前、すなわち C-6 層下部の堆積中にイベント層準が認定される。このイベントをイベント３と呼ぶ。イベント３の年代は、D-4 層２試料から得られた 11972～
11502 cal yBP 以降、C-5 層最下部から採取された＃18 の年代から 9742～9530 cal yBP 以
前（約 12000～9500 年前）となる。
北壁面の F-N2a 及び F-N4a 断層、南壁面の F-S2a、F-S2b、F-S4a 断層において、D-4 層と D-8 層の断層沿いの変位量には累積性が認められる。 地質断面スケールで見たとき（図28）、トレンチ低下側での D-8 層の分布深度が明らかでないため不確実性を伴うが、D-4 層
全体の上下変位量と D-8 層全体の上下変位量には累積性が認められる可能性がある。 F-N5
断層、F-S4b 断層および F-S5b 断層は D-7 層途中までを確実に切る。これらの断層は、上部で不明瞭となるが、変形は D-6 層には及んでいない。F-S6 断層は D-6 層下部を切るが、D-5 層には変位を与えていない。これらの断層の上端部は 、D-7 層ないし D-6 層中で不明瞭となるため、厳密な切断／被覆関係は認定できない。また、 D-7 層の層厚は東に向かって増し、断層帯低下側における下に凸の堆積構造の湾曲の程度が、 D-4 層のそれよりも大き
いとみることも可能である。以上の観察事実より、D-8 層ないし D-7 層堆積後、D-4 層の堆積前にイベント層準を認定した。このイベントをイベント４と呼ぶが、信頼度は劣る。イ
ベント４の発生時期は、 D-8 層の４試料のうち、最も若い 13063～12965 cal yBP 以降、D-4 層の２試料のうち、古い方の 11972～11502 cal yBP と約 13000～12000 年前）と推定される。
北壁面の F-N2 断層沿いでは、D-8 層と D-12 層、南壁面の F-S1 断層及び F-S2 断層沿い
では、D-8 層と D-10 層の変位量に累積性が認められる。また、北壁面において、D-10 層下底、D-11 層および D-12 層は、F-N2b 断層及び F-N2a 断層近傍で、D-9 層より上位では見られないひきずり構造を呈している。F-N3 断層、F-S2d 断層、F-S3 断層は D-9 層、F-N2b 断
層は D-10 層中で不明瞭となり、その変形は上位に続かない。断層沿いの地層の変位量の累積性に基づくと、D-10 層と D-8 層の間に、断層の切断／被覆関係に基づくと、D-9 層中部
堆積後にイベント層準が認定される。このイベントをイベント５とする。イベント発生時
期は、D-12 層から採取された２試料のうち、若い方の 15277～15145 cal yBP 以降、D-8 層から採取された４試料のうち、最も古い 14366～12965 cal yBP 以前（約 15000～13000 年前）となる。
本トレンチで認められる最後のイベントは、北壁面において、F-N1 断層が D-13 層以下を明瞭に切り、D-12 層に覆われることによって認定され、これをイベント６と呼ぶ。F-N1
断層沿いのずれ量は D-13 層上部へ向かって漸減し、D-13 層上部では層理面のたわみによ105

って確認される。D-12 層以上の層準はこの断層によってまったく変形していないが、D-12層の層厚が F-N1 断層より西側で増すことを、イベント６によって形成された崖を埋積した結果と解釈することも可能である。イベント６の時期は、D-12 層から採取された C22 が示す 15277～15145 cal yBP（約 15000 年前）より以前と推定される。

106

107

図29 山出トレンチにおけるイベントのまとめと他地点との比較
地震調査推進本部地震調査委員会（2013）に山出トレンチの調査結果を追記した。

(f）活動履歴調査結果のまとめ
1）日奈久断層帯高野−白旗区間における断層の位置及び形態a）断層帯を構成する断層
日奈久断層帯高野－白旗区間は明瞭な変動地形によって益城町木山付近から宇城市豊野町山崎付近まで延びる直線的な断層として判読されている（池田ほか、2001）。熊本地震に伴って出現した地表地震断層もほぼそれに沿って出現した 。また、中位段丘面上では、主断層の西側 500 m に並走する断層が存在するが、それに沿う地表地震断層も確認された。
とくに地震後に取得された InSAR 画像によりそれらの連続性が明瞭に示された（Fujiwara
et al., 2016）。その変形パターンからは、山出地区周辺において主断層より西側が地溝状に落ち込む変形が生じていたことが示唆される。したがって、高野-白旗区間には右横ずれ
断層を主段層として、並走する正断層が存在するとみられる。
b）断層面の位置・形状
平成 28 年熊本地震直後や 2009 年の地震に伴う余震の震源分布は日奈久断層帯がやや西に傾斜した高角な断層であることを示している（Uchide et al., 2016）。これは東傾斜の高角（70°～90°）な見かけ逆断層という壁面での観察結果とやや矛盾する。 しかし、高野−白旗区間においては隆起方向が高木付近では西側 、山出地区を含む白旗付近で東側、上田口より南では東側と変化する。これは、高野−白旗区間が主としてほぼ垂直な右横ずれ断層であるために、局所的なトレースの屈曲に敏感となり、断層の走向によって隆起方向が変化していると解釈することが可能である。山出付近で見られる逆断層は、広域的な断層傾斜を反映しているものではなく局所的な構造で、地下では西傾斜の断層に連続しているものと考えられる。
c）変位の向き
断層の走向は北壁面で N30°～45°、南壁面で N40°～60°と、ほぼ地表地震断層の走向に平行する。地表地震断層は東側のたわみ上がりと近傍の畦道上に杉型雁行したわずかな
開口亀裂として確認された。図 12(d)に示したたわみ上がりの様子を注意深く観察すると、喫水線が杉型を描いている様子が確認できる。これはたわみが右横ずれ成分を有する上下
変位によって形成されたことを示唆する。また、トレンチ平面図から断層の分布を観察す
ると、正確な断層の連続性は不明であるが、北側の２本の断層で賄っていた変位量が南側
で複数本の断層に分散している。その断層の平面形状は Ｓ字型を呈しており、北壁面は断層が収斂している部分を見ており、南側は断層がステップする部分を見ている可能性がある。こうした特徴は本断層が右横ずれ成分を含むことを強く示唆する。F-N1 断層面上で観察された断層条線のレイク角は北に約 20°傾斜しており、右横ずれが主であり、それに上下変位が付随することを示している。このとき、横ずれ量は縦ずれ量の約 2.7 倍と見積もられる。
2）日奈久断層帯高野−白旗区間における過去の活動
a）平均変位速度
断層を挟んだ上下変位量は B-42 層上面で約 0.4～0.5 ｍ、C-5 層上面で約 1.2 ｍ、D-4
層上面で約 1.6～1.8 ｍ、D-8 層上面で約 2.3 ｍ、D-12 層上面で約 2.5 ｍと見積もられた。放射性炭素年代により B-2 層は 1269～1184 cal yBP、C-5 層上面は 4431～8595 cal
yBP、D-4 層は 11972～11502 cal yBP、D-8 層は 14366～12965 cal yBP、D-12 層は 15277～
108

15145 cal yBP の年代がそれぞれ得られた。したがって、上下変位速度は各層準の堆積以
降、それぞれ 0.42～0.32 m/千年、0.27～0.14 m/千年、0.16～0.13 m/千年、0.18～0.16
m/千年、0.17～0.16 m/千年と計算される。Ｂ層を除く地層の平均変位速度は約 0.15～0.19
m/千年を示し、Ｂ層のみが大きい値を示す。これは、イベント１が生じた後十分な時間が経過していないためと考えられる。
b）活動時期
断層の活動時期は新しいイベントから順に 1395～800 cal yBP（約 1400～800 年前）、
8595～4297 cal yBP（約 8600～4300 年前）、11972～9530 cal yBP（約 12000～9500 年前）、
14366～11502 cal yBP（約 14000～12000 年前）、15277～12965 cal yBP（約 15000～13000
年前）、15145 cal yBP（約 15000 年前）以前である。以上より、15000 年前以降に、５回のイベントが生じていた。
c）一回の変位量
各イベント層準の全体の上下変位量の差異は 0.2～0.7 m で、平均 0.5 m である。このとき、横ずれ量は 0.5～1.9 m、平均 1.4 m と見積もられる。
d）平均活動間隔
15277～12965 cal yBP 以降に５回のイベントが生じていたとすると 、平均活動間隔は約3800～2600 年と見積もられる。また、各イベントの間隔は、イベント１と２の間が約 7800
～2900 年、イベント２と３の間が約 7700～940 年、イベント３と４の間が約 4800 年以下、
イベント４と５の間が約 3800 年以下と見積もられ、発生間隔にばらつきが大きい。これはイベント３～５の期間に比較的活発に活動していた可能性を示唆する。
e）活動区間本トレンチにおいて最新イベントが約 1400～800 年前と見積もられた。これは高木トレンチで認められた約 1600～1200 年前というイベント時期（地震調査推進研究本部、2013）と約 1400～1200 年前の範囲で重複する。また、過去の活動時期が南部田地点や栫 2 地点で
推 定 さ れ た 時 期 と も ほ ぼ 一 致 す る 。 さ ら に 、 今 回 南 部 田 地 点 で 掘 削 さ れ た ト レ ン チ でも2000 年以降の最新活動が指摘されている。つまり、少なくとも最新活動については高野―
白旗区間と日奈久区間の一部が同時に活動した可能性がある 。さらに、過去の活動時期についても、重複する時期が存在する。

109

(4)宇城市小川町南部田（日奈久区間）における活動履歴調査(a)活動履歴調査地の検討
2016年熊本地震に伴うクーロン破壊応力変化検討の結果、日奈久断層帯は地震活動が活発化する領域に含まれることが指摘された（遠田、2016）。実際に、日奈久区間周辺において、４月19日に最大M 5.5の地震が発生するなど、地震活動が活発化している。日奈久区間の地震切迫度を含む将来の地震発生確率を高精度で推定するためのパラメータを取得することを目的として、ボーリング及びトレンチ掘削調査を行った。
調査候補地は、既存データの検討と空中写真判読及び現地調査結果に基づき、複数地点を選定した。その上で、限られた調査期間での調査の安全性と効率性を勘案した結果、南部田地点（図 30）でトレンチ調査を実施することとした。同地点では過去にトレンチ調査が行われているが（吉岡・他、2007）、トレンチ壁面において断層構造が確認されていない。
南部田周辺では、熊本県（1998）および原子力発電技術機構（1998）が実施したボーリ
ング調査により、地形判読によって推定される活断層トレースよりも平野側に、Aso-4 火
砕流堆積物の上面高度を大きく変位させる断層が存在すると推定された（熊本県、1998）。
吉岡・他（2007）は、この結果を踏まえ、群列ボーリングによって断層の位置を限定した上でトレンチ掘削調査を実施した。ボーリング調査では、Aso-4 火砕流堆積物の上面に約20 m の西側低下の高度差が確認された。また、トレンチ壁面の観察と放射性炭素年代測定結果から、約 11000 年前以後、約 3900 年前以前に少なくとも１回の断層活動があったことが指摘されている。さらに、約 1800 年前に堆積したチャネル堆積物の上面がほぼ水平であることから、約 1800 年前以後には断層活動はなかったと推定された（吉岡・他、2007）。
しかし、トレンチ壁面に明瞭な断層は現れず、また、壁面に分布する地層の年代に大きな堆積間隙があったため、この地点における断層活動の年代は大きな幅を持った値 となっていた。
そこで、本調査では、吉岡・他（2007）で報告されたトレンチの南側に隣接した地点において、平野側（西側）に掘削範囲を拡張させるとともに、掘削深度を増してトレンチ を掘削した。掘削方向は、断層走向に直交するよう配慮した。トレンチの掘削長は、長軸（断層直交方向）18 m、短軸（断層走向方向）12 mである（図31）。掘削深度は、吉岡・他（2007）のボーリング結果を参照し、鍵層として有効と考えられる腐植質シルト層が分布する深さ５mを目安とした。また、地盤が軟弱であることが予想されたため、法面の傾斜を45°として、観察作業中の安全を図った。
また、今回のトレンチ壁面に現れた地層や既存のボーリング・トレンチ調査結果との対比を目的として、ボーリング調査を行った。ボーリングは鉛直掘りオールコアボーリングとし、トレンチの西側に鉛直掘り２孔（MBT-1孔:15.0 m、MBT-2孔：9.0 m）を配置した（図
31）。

110

図 30

宇城市小川町周辺における日奈久断層帯の分布と 南部田地点の位置

都市圏活断層図（中田・他、2001）に地名等を追記した。

111

図 31

南部田地点の測量平面図

本調査で掘削したトレンチを赤線で、埋蔵文化財の試掘 ピットを緑線で、2006 年度に産業技術総合研究所が掘削したトレンチ（吉岡・他、2007）を青線で示した。また、本調査で掘削したボーリング孔を赤丸で、2006 年度に産業技術総合研究所が掘削したボーリング孔（吉岡・他、2007）を青丸で示した。MBT-2 孔は、赤白丸の北 30 m で掘削を行った。

112

(b)埋蔵文化財試掘調査
南部田周辺は、古代から中世にかけて存在した耕作地の地割り跡である「南部田条理跡」
として埋蔵文化財包蔵地の指定を受けているため、トレンチ調査に先立ち、熊本県教育庁による試掘調査が行われた。試掘位置を図31に示す。試掘調査は、重機を用いて表層から土層を削り取り、地層や埋蔵物を記載しながら掘削を進め、バックホウのバケットが届かなくなる深度（3.1 m）まで掘削を行った。試掘調査の結果、地表から深さ 1.7ｍの暗灰色
粘土層中から、須恵器大甕片とコネ鉢（すり鉢）破片が出土した（図32）。現場での観察により、前者は弥生時代後期頃のもので、後者は中世以降のコネ鉢であり考古学的に非常に若いものであるとのコメントを得た。すなわち、異なる時代の土器片が同層準から出土したことから、これらの土器片は上流から移動して再堆積した可能性が高く、地層の年代決定には用いることができないものの、少なくとも中世以降の若い地層が深さ 1.7mに分布していることが明らかとなった。また、試掘ピット壁面に分布する地層を観察したところ、
深さ3.1 mまでの地層はほぼ水平に堆積していることが明らかになった。この観察結果は、2006年 度 の ト レ ン チ 壁 面 観 察 に お い て 、 吉 岡 ・ 他 （ 2007） が 指 摘 し た 「 深 さ 約 2.5 mで11070±60 yBPより古い地層が断層によって変形を受け、西に向かって傾斜している」という観察結果とは異なっている。したがって、試掘調査のピットと 2006年度のトレンチの間に地層の不連続が存在することが強く示唆された。

図 32

埋蔵文化財試掘調査の結果(a)試掘調査で掘削した深さ 3.1 m までの地質柱状図。層相記載のあとに書いてある英数
字は土層の色調を表すマンセル値。（b）試掘ピットの壁面写真。北を向いて撮影。（c）深さ約 1.7 m より出土した須恵器小片。（d）(c)の須恵器と同層準から出土したコネ鉢小片。
113

(c)トレンチ壁面の地質と断層
埋蔵文化財試掘調査の結果を踏まえ、南部田地点におけるトレンチ調査が許可された。
トレンチ掘削位置を図31に示す。トレンチの大きさは、先に述べたとおり、長さ 18 m、幅12 m、深さ５mである。トレンチ壁面の展開写真を図33に、スケッチ展開図を図34に示す。
トレンチ壁面には第四系堆積物とそれらを明瞭に切断する断層が露出した。トレンチ壁面に分布する堆積物を、層相の差違や分布及び連続性に基づいて、A層からD層に区分し、さらに細分化を行った（図34）。A層は旧トレンチの埋め戻し土や盛土、表土など、ごく最近の人工改変に伴う堆積物であり、その成因や層相に基づいて５層（A-1～A-5）に細分した。B層は近年の耕作土と氾濫原堆積物の互層であり、土器片などを含む。層相に基づき２層（B-1、B-2）に細分した。C層は古期耕作土や氾濫原堆積物、チャネル堆積物から構成さ
れ、最上部を除くと人工改変の影響を受けていない堆積物であると推定される。分布範囲と層相に基づき、11層（C-1a～b、C-2a～b、C-3、C-4a～b、C-5a～b、C-6、C-7）に細分した。D層は扇状地性の砂礫とその後背湿地に堆積したと思われる腐植質シルトから構成されている。後述する断層の上盤側では変形が著しく，対比が困難な部分もあるが、層相と分布に基づいて16層（D-1a～e、D-2a～h、D-3、D-4a～b）に細分した。各地層の層相の特徴を、表10に記載する。表10の「層相」の項目中、各層の色調について括弧書きで書いた
記号は、標準土色帖のマンセル値を示す。
トレンチ壁面に分布する堆積物は、上位に分布する人工改変層を除くと、ほぼすべてが河成堆積物と考えられる。これらの地層は、大局的には東から西に傾斜して分布する。トレンチ南北両壁面の中央部には、中角〜低角度で東傾斜を示す明瞭な断層（ F-N1断層及びF-S1断層）が露出した。河成堆積物は、この断層で明瞭に変位・変形させられており、見かけ逆断層的な変位形状を示す。
トレンチ壁面に露出した断層のうち、主要なものについて、北壁面では西から順に、FN1、F-N2、F-N3断層、東壁面では北から順に、F-E1、F-E2断層、南壁面でF-S1断層と呼ぶ。
各断層の対応関係については、F-N1断層とF-S1断層、F-N2断層とF-E2断層、F-N3とF-E1断層が連続する断層であり（図34）、全体としては３つの断層帯に区分できる。以下の記載では、各断層について「上盤」「下盤」という表現を用いるが、日奈久区間において日奈久断
層は北西傾斜であると考えられているため（地震調査研究推進本部地震調査委員会、2013）、
一般的に想定される日奈久断層の上盤・下盤は方向が異なることに注意されたい。本トレンチ内での「上盤」は地層の隆起側（東側）、「下盤」は地層の低下側（西側）を指す。以下にそれぞれの断層についての記載を示す。
北壁面において、F-N1断層は最も明瞭な断層である。N5.5付近のトレンチ基底部からN10、
H3.5間に分布する。東傾斜で、下部で30°〜40°程度、上方に向かって低角化し、20°程度となる。N7付近で断層面が湾曲し、湾曲の内側（上盤側）では、複数条の分岐断層やFN1断層に切られるもしくは収斂する断層が認められる。F-N1断層はC-3層/C-4a層境界を確
実に変位させるが、C-3層中で不明瞭となる。F-N1断層の両側に分布するD-1a層の上面は比較的シャープに切られている。これに対し、D-1a層の下底面以下の地層は、ほぼ鉛直から
一部オーバーターンするほどにF-N1断層による引きずり変形を被っている。
F-N2断層は、N5付近のトレンチ基底部から高角度で上方に延び、H5から低角化すると同時に分岐し（F-N2a断層、F-N2b断層と呼ぶ）、分岐した断層は、それぞれN8及びN7付近まで連続する。F-N2a断層はD-1a層上面以下を確実に変位させる。F-N2b断層はD-1b層最上部の114

白色シルト層以下を確実に変位させる。
F-N3断層は２条の断層からなり（F-N3a断層、F-N3b断層と呼ぶ）、N3.5付近のトレンチ基
底部から高角度で上方に延び、最上部で若干低角化し、西傾斜となる。F-N3a断層はD-1d層
上部以下の地層を確実に切り、D-1c層中で不明瞭となる。また、D-2c層中には複数条の分岐断層が認められるとともに、D-2c層中のラミナには引きずられたような変形構造が認められる。F-N3b断層は、明瞭なD-2d層/D-2a層境界となっているが、上位のD-2a層中では不明瞭となる。
F-N1断層とF-N3断層の間の地層の対比については、不確実性が大きい部分が存在する。
F-N1断層とF-N2a断層に挟まれた部分の地層について、D-4a層上部からD-1a層下部までの間の各層の傾斜は、ほぼ垂直となっている。F-N1断層直近では、上述したように一部逆転しており、断層活動による引きずり構造と考えられる。また、F-N2a断層に近い部分で、各層の内部構造のわずかなずれや、連続性は悪いが明瞭な剪断面が観察される。明瞭な連続する断層面としては認識できないが、F-N2a断層より東側にも、分岐・並走する小断層ないし変形帯が存在する可能性がある。
F-N2a断層とF-N2b断層に挟まれた部分の地層について、D-1a層最上部の腐植質シルト層とD-4a層の腐植質シルト層は、それぞれ、F-N2a断層より西側、F-N2b断層より東側に分布するD-1a層最上部の腐植質シルト層、D-4a層の腐植質シルト層に対比される。しかし、 FN2a断層とF-N2b断層に挟まれた部分の砂礫層（D-2b層とD-1b層）については、両断層外側に分布する地層との厳密な対比が困難である。
F-N2b断層とF-N3断層の間に分布する地層について、F-N3断層側の各層については内部構造が保持され、連続性が良い。しかし、F-N2b断層に近づくにつれ、堆積構造が乱され、地層の連続性が追跡できなくなる。明瞭な連続する断層面としては認識できないが、F-N2b
断層より東側にも、分岐・並走する断層ないし変形帯が存在する可能性がある。
東壁面において観察されるF-E1断層は、北壁面のF-N3断層から連続している.F-E1断層
は,E4付近のトレンチ基底部から見かけ中角度で上方に延び、E5、H3.5付近で２条に分岐する。これらを、F-E1a断層、F-E1b断層と呼ぶ。F-E1a断層は、北壁面から連続するD-4a層及びD-2d層とD-2a層との境界をなす。C-1a層には確実に覆われる。F-E1b断層は、D-2a層内部のラミナを見かけ北側を隆起させるセンスで引きずっている。F-E1b断層は、D-2a層上部では不明瞭となる。
F-E2断層は、東壁面のE7.5からE9.5間に分布する。断層下部の連続性については、東壁面下部が崩落したため不明であるが、トレンチ掘削途中の写真及び地層の分布状況から、北壁面のF-N2断層の連続であると推定した。F-N2断層の走向と東壁面の方向とが近いため、断層の分布形状は、実際には図34に示したように直線的ではない可能性もある。F-E2断層沿いの砂礫層中の礫には、弱い長径の配列が認められるが、断層両側の地層において、顕著な上下方向のずれは認められない。断層両側の地層は、そのまま対比されるように見えるが、層相的に対比の決め手となる特徴が認められないことから、別の地層名を付した。
F-E2断層はD-1c層以下の地層を切り、D-1a層には覆われる。断層の南側、D-1a層直下に分布するD-1e層の分布については、下位のD-2e層を削り込んでいるのではないことから、 FE2断層の活動に伴い、断層沿いに落ち込んだと解釈した。
南壁面において、F-S1断層は最も明瞭な断層であり、北壁面のF-N1断層と連続する。FS1断層はS5付近のトレンチ基底部からS8.3、H3.6間に分布する。東傾斜で、下部で30°〜115

40°程度、上方に向かって低角化し、ほぼ水平となる 。F-S1断層はC-3層/C-4a層境界を確
実に変位させるが、C-3層中で不明瞭となる。また、北壁面と同様に、F-S1断層の両側に分布するD-1a層の上面は比較的シャープに切られている。これに対し、D-1a層の下底面以下の地層は、ほぼ鉛直から一部オーバーターンするほどに F-S1断層による引きずり変形を被
っている。

116

図 33

南部田トレンチ壁面の展開写真

写真は鉛直面に投影して表示している。
117

図 34

南部田トレンチスケッチの展開図118

図 34(続き)

トレンチスケッチの凡例

119

表 10

南部田トレンチで観察された地層の区分と層相及び年代測定結果120

表 10（続き）

南部田トレンチで観察された地層の区分と層相及び年代測定結果

121

表 10（続き）

南部田トレンチで観察された地層の区分と層相及び年代測定結果122

表 10（続き）

南部田トレンチで観察された地層の区分と層相及び年代測定結果123

表 10（続き）

南部田トレンチで観察された地層の区分と層相及び年代測定結果

124

(d)地層の年代に関する検討
トレンチ壁面から炭素を含む試料を採取し、放射性炭素年代値（以下14C年代値と呼称）
から地層の堆積年代の推定を行った。分析試料の採取位置を図35に、分析結果を表11に示す。全ての14C年代値は株式会社地球科学研究所を通じて、米国Beta Analytic社が測定を行った。試料は酸－アルカリ－酸洗浄、または酸洗浄を行った後に、加速器質量分析計（ AMS）
で測定を行った。また、得られた年代値は、OxCal 4.3.2 （Bronk Ramsey, 2009)を使用
し、IntCal 13（Reimer et al., 2013）を参照することで、暦年較正を行った。以下では、暦年較正値を１σの誤差範囲で表記する。
北面のF-N3断層上盤のD-4a層からは20250～20055 cal yBP（16710±50yBP）、F-N3断層とF-N2b断層間に分布するD-1c層からは17230～17031 cal yBP（14090±40yBP）、F-N2b断層とF-N1断層間に分布するD-2c層からは7155～6959 cal yBP（6140±30ｙBP）の年代が得られた。F-N1断層の下盤では、下位から順に、D-1d層から13710～13560 cal yBP（ 11790±30yBP）、
D-1a層から11753～11414 cal yBP（10070±30yBP）、C-5b中の木炭から10660～10523 calyBP（9370±40yBP）の年代が得られた。D-1a層とC-5b層の間では、腐植質シルトから砂層へと層相の変化が観察されるが、年代値を見る限りでは、ほぼ連続的に堆積している。さらに上位を見ると、C-3層からは1948～1882 cal yBP（1970±30yBP）、C-2b層からは1927～
1865 cal yBP（1940±30yBP）、C-2a層からは1176～1078 cal yBP（1200±30yBP）、C-1a層
下 部 か ら 1228 ～ 1074 cal yBP （ 1220±40yBP ）、 C-1a 層 上 部 か ら 926 ～ 800 cal yBP（960±30yBP）、B-2層からはModern(0.4pMC)の値が得られた。これらの年代値のうち、D2c層から得られた7155～6959 cal yBP（6140±30ｙBP）は、周辺の層序と著しく矛盾し、解釈が困難であるため、議論から除外する。
東壁面では、D-4a層から18416～18192 cal yBP（15060±70yBP）、D-2a層から1861～1737
cal yBP（1860±30yBP）、D-2e層から15165～14969 cal yBP（12650±40yBP）、D-1a層から12565～12492 cal yBP（10540±30yBP）の年代値が得られた。これらの年代値のうち、D2a層から得られた1861～1737 cal yBP（1860±30yBP）は、周囲の層序を考えると著しく若い値であることから、上位から混入した試料と解釈した。
南壁面では、D-4a層から20072～19879 cal yBP（16550±50yBP）、D-2e層からは15746～
15526 cal yBP（13040±40yBP）の年代値が得られた。南壁面では、C-3層以下の地層はFS1断層による変形を受けているものの、成層構造をよく保っており、地層の側方への追跡や上下関係の認定が容易である。また、南壁面では14C年代値は数が少ないものの、北壁面において対比される地層と矛盾のない年代値が得られている。

125

図 35

南部田トレンチの展開図と年代測定値

126

表 11

南部田トレンチで採取された試料の年代測定結果

年代測定は、株式会社地球科学研究所を通じて、米国 Beta Analytic 社に依頼した。測定
結果を OxCal 4.3.2 （Bronk Ramsey, 2009）を使用し、IntCal 13（Reimer et al., 2013）を参照して、暦年較正を行った。

トレンチ下位に分布するD-4b層からD-1a層では、腐植質シルト層と砂層ないし砂礫層が繰り返されることから、湿地などの静穏で還元的な堆積環境中に、洪水や土石流などの礫を含む堆積物が流れ込む環境だったと考えられる。C-7層からC-4a層では、砂層や礫層を主体とする地層が堆積しており、湿地性の静穏で還元的な堆積環境から、砂層が堆積する氾濫原堆積場等へ環境が変化したと考えられる。さらに上位のC-3層からC-1a層は、約2000年前から約800年前の歴史時代に堆積した地層であると考えられる。特にC-2a層からは土器片が出土し、炭化した草本を多く含むことから、同層は1176～1078 cal yBPの耕作土と考えられる。さらに上位では、C-1b層からB-1層にかけて砂礫層と旧耕作土と考えられる細粒なシルト層が交互に繰り返すことから、耕作地内に洪水による氾濫原堆積物が流入し、再度耕作地を復旧するという事を繰り返したと考えられる。トレンチからおよそ150 m東南東に位置する守山八幡宮の中にある天保年間（西暦 1830～1844年）に建立された石碑中に「南小野村流川屈曲不利灌漑往生決溢壊田木流」と の記述からは、本地点が近世においても「耕作土と氾濫原堆積物が繰り返す」環境にあったことが示唆される。B-2層からはModern（現在）の値が得られており、本層以上の地層は、人工改変を受けた地層であると考えら
れる。

127

(e)イベント層準の認定とその時期
トレンチ北壁面において、F-N1断層はC-4a層とC-3層の境界を明瞭に切っているが、C-3層とC-2b層の境界には変形は認められない。しかし、F-N1断層はC-3層中で上方に向かい不明瞭となっていくため、C-2b層に確実に覆われるとも断定できない。上位には砂質シルト層であるC-2a層が分布するが、F-N1断層はC-2a層には確実に覆われる。南壁面において、F-S1断層はC-4a層とC-3層の境界を明瞭に切っており、北壁面と同様にC-3層中で低角化するとともに不明瞭となる。大局的にはC-2b層に覆われるように見えるが、F-S1断層の延長部にあたる箇所で、C-2b層の層厚が変化するとともに、下底に若干の凹凸が認められることから、北壁面と同様にC-2b層に確実に覆われるとは断定できない。上位には砂質シルト層であるC-2a層が分布するが、F-S1断層はC-2a層には確実に覆われる。以上の観察事実か
ら、最新活動はC-3層堆積後、C-2b層堆積前と考えられるが、C-2b層下底を変位させている可能性を考慮して、ここではC-3層とC-2a層の間をイベント層準と見なす。このイベントを
イベント１とする。C-3層からは1948～1882 cal yBP、C-2b層からは1927～1865 cal yBP、
C-2a層からは1176～1078 cal yBPの14C年代値が得られている。以上より、最新活動時期は1948～1078 cal yBPの間（約1900年前以降、約1100年前以前）と考える。なお、C-2b層が断層活動による変形を受けていないとした場合には、イベント層準は C-3層堆積後、C-2b層堆積前となり、最新活動年代は1948～1865 cal yBPの間（約1900年前）に限定される可能性がある。
南北両壁面において、F-N1断層及びF-S1断層に沿ったC-4a層上面のずれ量（約40 cm）とC-4a層下底面のずれ量（約90 cm）には有意な差が認められる。このずれ量の差を変位の累積と見なすと、C-4a層堆積中に断層活動があったと推定される。この断層活動をイベント２とする。イベント２の断層活動時期については、C-4a層下位のC-5b層の14C年代（10660〜10523 cal yBP）と上位のC-3層の14C年代（1948～1882 cal yBP）に基づき、10660〜1882
cal yBPの間（約11000年前以降、約1900年前以前）と求められる。ここで、F-N1断層及びF-S1断層がいずれも上方に向かって低角化し、不明瞭となっていく観察事実を、断層沿いの上方に向かう変位量の減衰の結果、と解釈することも可能である。この解釈に立った場
合、断層面沿いのC-4a層上面及び下底面の変位量の差は、累積的とは言えない。この可能性が排除できないことから、イベント２の確実度は相対的に低い。
南北両壁面でD-1a層上面を追っていくと、F-N1断層およびF-S1断層による変位以外にも
撓曲変形を受けており、同層はトレンチ西端においても西に向かって傾斜している。北壁面において, F-N1断層下盤側のN11.5付近において、C-6層はD-1a層をほぼ水平に覆う。南
壁面においても、F-S1断層下盤側のS8.5付近において、C-6層はD-1a層をほぼ水平に覆う。
D-1a層は上面が削剥された痕跡が見られないことから、河川の氾濫原堆積物である C-6層が撓曲崖の低下側に堆積したものと推定される。すなわち D-1a層とC-6層の間に傾斜不整合が認められる。以上の観察事実より、D-1a層堆積後、C-6層堆積前をイベント層準と認定
し、このイベントをイベント３と呼ぶ。イベント３の断層活動時期は、D-1a層上部から得られた11753～11414 cal yBP以降、C-5b層から得られた10660〜10523 cal yBPの間（約12000年前以降、約11000年前以前）となる。
「(c)トレンチ壁面の地質と断層」の項で記述したように、北壁面において、D-1a層上面
はF-N1断層によってシャープに切られている。しかし、 F-N1断層直近上盤側及び下盤側のD-1a層中部以下では、F-N1断層に向かって、ほぼ鉛直となるほどに地層が引きずられてい128

る。D-1a層より下位の、D-1c層、D-2d層、D-4a層上部についてみても、F-N1断層の直近上盤側においてD-1a層中部と同程度の引きずり構造を示す。また、F-N2b断層は、D-1a層下部
以下を明瞭に切るが、D-1a層上部には変位を与えていない。以上の観察事実より、D-1a層
堆積中に断層活動が生じた可能性がある。この断層活動をイベント４とする。イベント４の断層活動時期は、D-1d層から得られた13710～13560 cal yBP以降、D-1a層上部から得られた11753〜11414 cal yBPの間（約14000年前以降、約11000年前以前）となる。
北壁面に分布するF-N2a断層は, D-1a層とC-7層の境界を明瞭に切っているが、C-7層中で不明瞭となり、上位のどの地層まで変形が及んでいるのかは認定できない。この断層活
動イベントは、D-1a層堆積以降となるが、上述したイベント１，２，３のどれに相当するのか、あるいは、別の独立したイベントであるのかは判断できない。東壁面に分布する EF2断層は、「(c)トレンチ壁面の地質と断層」の項で記述したように、トレンチ掘削中の底盤の観察結果から、北壁面のF-N2断層の延長と考えられる。F-E2断層は、断層を挟んだ両側の地層の分布形態や、断層沿いに認められる微弱な礫の長径の配列から、 D-1c層以下を変形させていると考えられる。とくに、D-1e層は、層相の類似性からD-1d層起源と考えられるが、E-F2断層に向かって落ち込んだような分布形状を示す。 F-E2断層は、D-1a層には覆われるように見えるが、確実にD-1a層に覆われるのか、あるいはより上位まで変形が及んでいるのかは断定できない。この断層活動イベントは、D-1c層堆積以降となるが、上述したイベント３ないし４に相当するのか、別の独立したイベントであるのかは判断できない。
トレンチの北壁面では、F-N3a断層が、D-1c層以下の地層を変位、変形させている,同断層は、C-1b層には覆われているように見える。以上の観察事実より、D-1c層堆積後、C-1b
層堆積前をイベント層準と認定し、このイベントをイベント５と呼ぶ。イベント５の断層
活動時期は、D-1c層から得られた17230～17031 cal yBP以降、C-1a層から得られた1228〜
1074 cal yBPの間（約17000年前以降、約1100年前以前）となる。しかし、表11に示したよ
うに、D-1c層から得られた17230～17031 cal yBPは、下位であるD-2e層から得られた２試料の15165〜14969 cal yBP及び15746〜15526 cal yBPと比して明らかに古いことから、古い堆積物の混入による見かけの年代値であると推定される。したがって、ここでは、 D-2e
層の新しい方の年代値を採用し、イベント５の年代を、 15165〜14969 cal yBP以降、1228〜1074 cal yBP以前（約15000年前以降、約1100年前以前）とする。イベント５は、これまで述べてきたイベント１〜４のすべてを包括することから、これらのどれに対応するのか、あるいは別の独立したイベントであるのかは認定できない。なお、表11において、D-1c層より下位に相当するD-1d層からもより若い年代値が得られている。しかし、 D-1d層はF-N1
断層の下盤側で採取されており、F-N1断層両側でのD-1d層の対比には不確実性が残るため、ここでは採用しない。
北壁面において、D-2b層及びD-2c層は、F-N3a断層の西側のみに分布する。また、F-N3a
断層をはさんで、D-2d層上面は見かけ1.2 m程度の鉛直変位を示すのに対して、D-2a層は緩やかな撓曲構造を示すものの明瞭なずれを示さない。以上のことから、D-2d層とD-2a層の間にイベント層準が認定される。このイベントをイベント６と呼ぶ。D-2d層からは年代値が得られていない。下位のD-4a層から得られた年代値のうち、最も新しいもの は18416～
18192 cal yBPを示す。また、D-2a層に対比されると考えられるD-2e層から得られた２試料のうち、古い年代値は15746～15526 cal yBPである。以上より、イベント６の年代は、18416
129

～18192 cal yBP以降、15746～15526 cal yBP以前（約18000年前以降、約16000年前以前）となる。
F-N3b断層はD-2d層と D-4a層の境界をなしている。F-N3a断層とF-N3b断層に挟まれた部
分のD-4a層は、見かけ下位から絞り出されたような分布形状を示すことから認定が容易である。このD-4a層が断層運動によって絞り出されたイベントをイベント７とする。イベン
ト層準は、D-4a層とD-2d層の間となる。なお、F-N3b断層の上方延長部はD-2a層中で不明瞭となる。D-4a層から得られた３試料のうち、最も新しい年代値は、18416〜18192 cal yBPである。D-2d層から年代値は得られていないので、上位のD-2e層から得られた２試料のうち、古い方の15746〜15526 cal yBPを採用すると、イベント７の年代は、18416〜18192 cal
yBP以降、15746〜15526 cal yBP（約18000年前以降、約16000年前以前）となり、年代上はイベント６と重複する。
なお、トレンチ全体でみたときのD-1a層の鉛直変位量は、F-N1断層・F-S1断層による鉛直変位よりも大きいため、この地層は断層変位のほかに撓曲変形を受けていることが考えられる。しかしながら、撓曲変形を形成する断層活動イベントと、F-N1断層・F-S1断層等の断層面で変位を解消する断層活動イベントが、別個のものであるのか、あるいは同じイベントで両方を形成するのかについては不明である。
(f)ボーリング調査結果
南部田地点において、トレンチ壁面に現れた地層や既存のボーリング・トレンチ調査結果との対比を目的として、ボーリング調査を行った。ボーリングは鉛直掘りオールコアボ
ーリングとし、トレンチの西側に鉛直掘り２孔（MBT-1孔、MBT-2孔）を配置した。各孔の掘削深度は15.0 mと9.0 mである。MTB-1孔のコア写真と柱状図を図36～38に、MTB-2孔のコ
ア写真と柱状図を図39, 40に示す。以下では、MBT-1孔の層相とトレンチや吉岡・他（2007）のボーリングで観察された地層との対比を上位から順に記載する。
MBT-1孔の標高7.04 m～5.12 mには、表土及び盛土（旧耕作土）が分布する。このうち、7.04 m～6.24 mは造成された盛土であり、トレンチのA-2～A-5層に対比される。また、6.24
m～5.12 mは、旧耕作土であり、トレンチのB-1～B-2層、吉岡・他（2007）のB-B孔の標高
6.17 m～5.36 mに対比される。
MBT-1孔の標高5.12 m～1.28 mはシルト及び砂層を主体とし、細礫混じり粗粒砂から砂や細礫混じり（腐植質）シルトの順に概ね上方細粒化の傾向を示す。トレンチの C-1～C-6
層は細粒～粗粒砂及びシルト層を主体とし、一部砂礫層 を挟み、全体として概ね上方細粒化している点が類似する。また、B-B孔の5.36 m～1.69 mは、上位から、弱腐植質シルト層、
砂礫質砂層、腐植質シルト層、粘土質砂と砂の互層であり、両層は対比可能と考えられる。
この区間の各層の対比の詳細について、MBT-1孔の標高5.12 m～4.39 mの砂混じりシルト
層中に狭在する一部赤褐色のシルト（古期耕作土）が、層相及び深度からトレンチの C-1a層（砂混じりシルト）に対比できる。また、MBT-1孔の標高3.44 m～3.04 mの腐植質シルト
は、少量の粗粒砂が混じり、木片を含むという点において、トレンチのC-2a層（砂混じり～砂質シルト）とB-B孔の4.32 m～4.01 mの腐植質シルト層と類似する。
MBT-1孔の標高1.28 m～-2.34 mは腐植質シルトを主体とし、砂礫層及びシルト質砂礫層を互層状に挟む。B-B孔の1.69 m～-0.85 mは上位から、腐植質シルト、粘土質砂礫層、腐植質シルト層、腐植質シルトを挟む砂層、腐植質シルト層からなり、層相は類似する。一130

方、トレンチのD-1～D-4層は上位から腐植質シルト層、砂質シルト層、礫質細粒～粗粒砂層、腐植質シルト層となり、これらはMBT-1孔の標高1.28 m～-2.34 mの上部に対比される可能性がある。
MBT-1孔の標高-2.34 m～-3.96 mはシルト質砂礫層を主体とし、弱腐植質シルト層を挟む。B-B孔の標高-0.85 m～-3.93 mは上位から、粘土質砂礫層、礫層、砂質及び弱腐植質粘土層、砂質シルト層、礫混じり砂層、礫層からなり、シルト質砂礫及び礫層を主体とし、腐植質シルト層及び粘土層を挟むという点で類似する。
MBT-1孔の標高-3.96 m～-7.96 mは腐植質シルトと粗粒～極粗粒砂及び砂礫、シルト質
砂礫の互層からなる。B-B孔の標高-3.93 m～-8.25 mは上位から、腐植質粘土、砂層、腐植質粘土、礫混じり砂質シルト、腐植質砂層、シルト質砂及び砂層、腐植質粘土からなる。
両者の層相は腐植質シルトと砂礫層及び砂層を互層状に挟むという点で類似する。
これらのボーリングコアの層相観察結果 とトレンチ壁面の地層、及び吉岡・他（2007）のB-B孔の層相を対比させた結果を、地形地質断面図として図41にまとめた。断面図は図31
中のA-A’沿いに投影した。図41において、断層の上盤と下盤において、約１万２千年前の年代値を示すD-1a層（腐植質シルト層）に最大５m程度、約２万５千年前の年代値を示す腐
植質シルト層に９m程度の高度差が認められる。

131

図 36

MBT-1 孔の 0～5 m のコア写真と柱状図

132

図 37

MBT-1 孔の 5～12 m の写真と柱状図

133

図 38

MBT-1 孔の 12～15 m のコア写真と柱状図

134

図 39

MBT-2 孔の 0～5 m のコア写真と柱状図

135

図 40

MBT-2 孔の 5～9 m のコア写真と柱状図

136

137

図 41

本研究と吉岡・他（2007）に基づく、南部田地点の地形地質断面図

(g)変位の縦横比に関する検討
日奈久断層は、相対的に南東側隆起成分を持つ右横ずれ主体の活断層とされるが、南部
田トレンチ壁面で観察された主断層面は、低角東傾斜の見かけ逆断層であった。この断層面の運動方向を明らかにすることを目的として、トレンチ壁面から断層付近のブロック試料を採取し、条線の観察を行った。
F-S1 断層で断層の変位方向を観察するため、断層面上についた条線の確認を行った。観
察時の写真を図 42 として示す。条線の観察を行ったのは、南壁面の S6.1、H4.5 付近の B02
ブロックサンプルの位置である。図 42a 中で水色の四角で示した場所において試料を採取し、断層面に沿って試料を分割し、条線の観察を行った。図 42b は上盤側の条線を下から見た写真である。試料を採取した地点は砂礫混じり腐植質シルト層である D-1e 層と、腐植質シルト層の D-1a 層との境界であるが、拡大をして観察すると黄色の細粒な断層ガウジと砂が断層面上に付着しているのが分かる（図 42c）。断層ガウジ上では、明瞭な条線が認められ、断層の走向傾斜は N26°E30°E で、レイクは 25°北落ちであった。断層の運動方向は不明であるものの、逆断層面を伴う右横ずれの方向と整合的である。また、条線の方向が断層運動方向と一致していると仮定すると、本トレンチ内で主要な断層である F-S1 断層および F-N1 断層の縦ずれ－横ずれ比率は、レイク角 25°から cot25°=2.14 となり、横ずれ卓越の断層であるといえる。
すなわち、断層のネットスリップ量は、トレンチ壁面で観察された鉛直成分よりも、 ２倍程度大きくなる可能性があり、横ずれ量の高精度な見積もりが今後の課題として挙げら
れる。

138

図 42

南部田トレンチ南壁面から採取した試料の条線観察(a)条線測定用試料の採取地点
南壁面の定方位試料 B02 地点で採取。
(b)F-S1 断層の slickenside
B02 地点で断層面に沿って上盤と下盤を分割した様子。
(c)下盤側断層面の拡大写真
写真手前方向が北側。断層面は N26°E 30°E で、条線のレイクは 25°北落ち。
(d)上盤側断層面の拡大写真
母岩は砂礫を含む腐植質シルト層であるが、断層面上には礫が含まれず、条線が付いた
断層ガウジが薄く分布している。

139

(h) 活動履歴調査結果のまとめ
1) 日奈久断層帯日奈久区間における断層の位置及び形態a）断層帯を構成する断層
日奈久断層帯日奈久区間は、宇城市豊野町山崎付近から南南西に向かって芦北町田浦の御立岬付近まで延びる直線的な活断層である。北端の位置、すなわち、高野－白旗区間との境界の設定の根拠は不明である。山崎付近から娑婆神峠にかけては丘陵と盆地との境界の東向き斜面に沿って、東側隆起および右横ずれの運動センスを持つことが断層変位地形によって示唆される。娑婆神峠から日奈久までの区間では、丘陵・山地と八代平野との境界に沿って直線的に延び、東側隆起の運動センスを示す。途中、宇城市小川町付近で活断層トレースが 500 m 程度右雁行する。今回の調査を実施した南部田地区はこの区間に含まれるが、この地区では地形判読によって認められる活断層トレースよりも平野側に活断層が位置することがトレンチ調査で確認された。日奈久から御立岬までの区間では、海陸境界に沿って断層が走っており、やはり東側隆起の運動センスを示すと推定される。
上述した一連のトレースのほか、これよりも東側の丘陵内に、蕨野－出春（断層）、新開－坂谷（断層）、小浦－今泉（断層）および波田島－外平（断層）と呼ばれる確実度がやや低い活断層が存在する。これらの活断層は、地質断層とほぼ一致する。
b）断層面の位置・形状
日奈久断層帯日奈久区間付近で発生した平成 28 年熊本地震の余震の震央は、活断層ト
レースよりも北西側に分布している。このことは、この活動区間の断層面が北西に向かって傾斜していることを示している。日奈久区間北端付近における 2016 年熊本地震の余震
分布は、西へ高角度（70°前後）で傾斜した断層面を示している（Uchide et al., 2016）。
南部田トレンチ壁面で観察された主要な３条の断層の傾斜角は、F-N1 断層・F-S1 断層が東傾斜約 30°〜40°（トレンチ基底部）からほぼ水平、F-N2 断層・F-E2 断層は鉛直から（トレンチ基底部）東傾斜約 20°〜40°,F-N3 断層・F-E1 断層はほぼ鉛直（トレンチ基底部）から上部で分岐・低角化を示す。また断層面の走向は、F-N1 断層・F-S1 断層が N30°E～N40°E 程度であり、日奈久区間の一般走向とほぼ一致する。一方、西側の断層帯になるほど走向が西に振れ、F-N3 断層・F-E1 断層では N10°E 程度となる。
震源分布に基づくと、日奈久区間の断層面は深部では北西に高角度（70°前後）で傾斜する。ボーリング及びトレンチ調査から推定される 地表付近においては、南東側隆起成分
を含む、ほぼ鉛直な断層と、前面に分岐・低角化した見かけ逆断層的な断層とのセットからなる。
2)日奈久断層帯日奈久区間における過去の活動
a）平均変位速度
ボーリング及びトレンチ調査から推定される範囲において、 断層の両側で分布する地層が限られていることと、断層近傍では撓曲変形を伴っていることから、正確な鉛直変位の検討は難しいが、D-1a 層は鉛直方向に約５m 変位していると推定される（図 41）。D-1a 層
からは 11753～11414 cal yBP および 12565～12429 cal yBP の 14C 年代が得られている（表 11）。これらのデータに基づくと約 12600 年前以降における鉛直成分の平均変位速度は、0.4 m/千年程度と算出される。また、図 41 において、約２万５千年前の腐植質シルト
140

層の上下方向のずれ量は９ｍ程度である。以上より、約２万５千年前以降の 平均変位速度は、0.36 m/千年と算出される。
横ずれ成分の平均変位速度について、条線の観察から走向方向のずれは傾斜方向のずれの約２倍であることが確認されている。したがって、右横ずれ成分の平均変位速度は 0.8
m/千年程度と推定される。
b）活動時期
南部田トレンチで認められた断層活動イベントを以下に整理する。
イベント名：イベント層準：時期
イベント１：C-3 層/C-2b 層：約 1900 年前以降、約 1100 年前以前
イベント２：C-4a 層堆積中：約 11000 年前以降、約 1900 年前以前
イベント３：D-1a 層/C-6 層：約 12000 年前以降、約 11000 年前以前
イベント４：D-1a 層堆積中：約 14000 年前以降、約 11000 年前以前
未区分イベント：D-1a 層堆積以降〜不明：イベント１〜３と分離できない
未区分イベント：D-1c 層堆積以降〜不明：イベント３、４と分離できない
イベント５：D-1c 層/C-1b 層：約 15000 年前以降、約 1100 年前以前：イベント１〜４と分離できないイベント６：D-2d 層/D-2a 層：約 18000 年前以降、約 16000 年前以前
イベント７：D-4a 層/D-2d 層：約 18000 年前以降、約 16000 年前以前
ふたつの未区分イベント及びイベント５は、イベント１〜４のいずれかに対応する可能性がある。各々が独立したイベントである可能性は否定できないが、ここでは独立したイ
ベントである根拠に乏しいため、別のイベントを想定しない。以上をまとめると、南部田
トレンチで認められた断層活動イベントは、６回（以上）となる。
イベント１の年代に関しては、信頼できる 14C 年代値が得られればより限定される可能性がある。
c）変位の縦横比
断層面上の条線の観察結果から、横ずれ量は縦ずれ量の２倍以上であると推定されたため、右横ずれ成分の一回の変位量は縦ずれ成分の２倍以上であると考えられる。
d）平均活動間隔
約１万８千年前以降、６回のイベントを想定すると、平均活動間隔は約３千年となる。
D-1a 層（約１万２千年）堆積以降に２ないし３回とすると、平均活動間隔は約１万１千年〜４千年となる。イベント３と４の間は、約３千〜１千年、イベント６と７については、
約２千年〜１千年の可能性がある。
e）活動区間
今回の調査によって南部田トレンチにおける最新活動時期は約 1900～1100 年前と見積もられた。これは栫１トレンチの活動時期（約 19000 年前以降、約 1500 年前以前の間に複数回）および栫２地点の最新活動時期（約 8400 年前以降、約 2000 年前以前）と重なる可能性がある。なお、今回の調査結果に基づく南部田における活動時期は「約 1900 年前」に限定される可能性があるが、その場合でも上述の関係は変わらない。一方、南部田地点と栫地点の間の屈曲部に位置する高塚 B 地点ではこの時期には断層活動はなかったと解釈されている。これらのことから、１）南部田地点と栫地点の最新活動時期は同じ（仮説１；
図 43a）、２）南部田地点と高塚 B 地点以南では最新活動時期が異なる（仮説２；図 43b）、
141

という２つの可能性が考えられる。
隣接する活動区間における最新活動時期との関係については、高野－白旗区間では、高木地点と山出地点（本報告書）の最新活動時期が約 1400～1200 年前の範囲で重複しており、この年代は南部田トレンチの結果と約 1400～1200 年前の範囲で重複している。一方、八代海区間では約 1200～900 年前に最新活動があり、この年代とは約 1200-1100 年前の範囲で重複している。
以上より、上述の仮説１を採用すると、日奈久区間の最新活動時期は「約 1900 年前以降、約 1500 年前以前」となり、高野－白旗区間あるいは八代海区間との同時活動の可能性はないことになる。一方、仮説２を採用すると、日奈久区間内での活動時期が異なるとともに、高野－白旗区間と最新活動時期が「約 1400～1200 年前」の範囲で一致することか
ら、セグメント区分の見直しが必要となる。以上を確認するためには、高塚 B 地点以南の最新活動時期を含む活動履歴の精度を上げるためのさらなる調査が必須である。

142

143

図 43

(a)南部田地点と栫地点の同時活動を優先した場合（仮説１ ）今回の調査を踏まえた布田川区間から八代海区間までの時空間ダイアグラム

144

図 43

(b)南部田地点と高野－白旗区間の同時活動を優先した場合（仮説２）

今回の調査を踏まえた布田川区間から八代海区間までの時空間ダイアグラム

(5) 八代海における（八代海区間）活動履歴の解明(a)既往資料に基づく海上ボーリング地点の選定および工法の検討
海上ボーリング地点の選定のため、楮原・他（2011）で取得されたすべての音波探査断面を再検討し、完新世において高い時間分解能で断層活動を記録していることが期待される沖積層が厚く分布している領域の中で熊本県葦北郡津奈木町沖の範囲（以下、津名木沖）を選定した。この範囲の音波探査記録としては GSY-５測線（図 44）が該当しており、記録
断面上において複数条の断層が認められている（楮原・他，2011）。
本研究においては、この GSY－５測線の音波探査データに対して高度な再処理を施し、可能な限り分解能の高い重合反射断面を得ることにより評価対象断層の絞り込みを行った。
再処理においては、海水面補正およびケーブル深度補正を丹念に実施することにより重合
断面の S/N 比向上をはかった（図 45）。また、重合後に施したデコンボリューション処理
により、海底面直下から沖積層基底に至る沖積層内の分解能が向上し、断層変位に対する信頼性の高い再解釈が可能になった（図 46）。この再解釈の結果、既存文献に示された多数の断層に変位の累積を確認し、かつ表層までを変位させる断層をより高解像度で抽出 することができた。
海上ボーリングの工法としては、専用の掘削船を用いる場合と専用の掘削船を用いず足場を用いる場合に大別される。ただし、日本国内においては専用の掘削船は台数が少なく、それも年単位で計画運用されているため、本調査のように突発的かつ緊急性を有する場合にチャーターすることは事実上困難である。したがって本調査においては専用の掘削船を用いない工法を採用することとした。専用の掘削船を用いない場合の海上ボーリング工法
は、固定式足場と移動式足場の２つに大別される（一般社団法人全国地質調査業協会連合
会、2013）。前者には鋼管や H 鋼材を用いた打込式足場と一般的なボーリング調査と同様の単管を用いた組立式足場がある。後者には海中に足場パイプによる櫓や鋼製櫓を設置する
櫓式足場、スパット台船を用いたスパット式足場、台船等の浮体の上にボーリング機材を設置する浮体式足場がある（図 47）。
これらの海上ボーリング工法について、調査海域の水深、地盤、地形、潮流、波高、風速の観点から最も適切な工法を検討した。調査海域として選定した津名木沖の水深は 20～30m である。最大水深を 30m と仮定した場合、足場の仮設可能深度を考慮すると適用可能な工法は、櫓式足場の鋼製櫓および円筒式足場の傾動自在型である。地盤は比較的軟弱な堆積物と考えられる。この場合、櫓式足場では、その自重により沈下や傾斜が予想される。
海底地形は緩やかな傾斜と予想されるが、断層近傍では局地的な変形がみられる可能性もある。その場合、櫓式足場は海底接合部が不安定となり安全性に欠ける。潮汐は平常時、流速 0.1～0.4 ノット、風速は秋～冬季にかけて暴風(10m/sec)はほとんどなく、両者ともに比較的穏やかなとされているが、海上ボーリングは天候、海況により危険度が変化する作業である。円筒式足場の傾動自在型は、天候、海況が急に悪化した場合、円筒式足場のみを海上に残し、機材や作業員の速やかな避難が可能である。
以上のような諸条件を考慮し、本調査における海上ボーリングの工法は、円筒式足場の傾動自在型工法を採用した（図 48）。
楮原・他（2011）で取得されたデータの再解析および各種海上ボーリング工法の検討により、楮原・他（2011）に示された断層のうち、GSY-５上東端に認められたもの（図 46）を評価対象断層とした。
145

(b) 海域調査
1) 高分解能音波探査
高分解能音波探査は、平成 29 年２月５日～平成 29 年２月９日にかけて実施し、津奈木沖に選定した海上ボーリング孔周辺の２キロ平方メートルの範囲において、20 測線（総測線長 40km、各測線長２km）のデータを取得した（図 49）。測線は評価対象断層の走向とほぼ直交すると推定される北西―南東方向に設定した。前節において再処理を実施した GSY５測線（楮原ほか,2011）と同一測線においても、音響層序を対比するためにデータを取得した。各探査機器の仕様を表 12、データ取得時の仕様を表 13、使用船舶の仕様を表 14、
音波探査機器の配置を図 50 にそれぞれ示す。
音源は発振エネルギー300J のブーマーを用いた。ACS（Autonomous Cable System）ケー
ブル４本を 10m 間隔で平行に曳航して同時にデータを取得した。 １ケーブル当たりのチャ
ンネル数は 16 チャンネルで総チャンネル数は 64 チャンネルである。１測線（測線長２km）の航行で、同時に４測線分のデータを取得した。本調査の総測線長は 40km と計画されており、取得されたデータのうち最も S/N 比が良好であった 33 チャンネル～48 チャンネルで構成されるケーブルのデータ 20 測線分をデータ処理に採用した。
船位測定には DGPS(Differential GPS)を使用した。航測システムと連携し、測線上を 5m
進む毎にシグナルを出力し発振を行い、その位置と時刻を記録した。発振時の音源位置およびケーブル上の各受振器の位置は、音源およびケーブル最後尾のブイに取り付けられた
RGPS(Relative GPS)システムによって求められたデータを航測システムによって処理し、測線ごとに発振点・受振点の座標として記録した。
2）海上ボーリング調査
海上ボーリング調査は、前述の検討に基づき平成 29 年１月５日～平成 29 年１月 23 日
にかけて実施した。津奈木沖において断層を挟む２本のコア（GS-TNK-１、２）を採取し、総掘削長 45m の地質試料を得た(表 15(a,b))。
調査地域周辺には海上ボーリングの実績はなく、事前に海底下の地質構成の予想が困難であった。そのため既存の音波探査断面で地質構成を推定し掘削作業に臨んだ。オールコ
アボーリングとして高い採取率を得るためにコア採取方法として１）打ち込みサンプラー、
２）一重管サンプラー、３）スリーブ内蔵三重管サンプラーを実施し、地質に合った採取方法を検討しながら、より採取率の良い採取方法を採用した。コア採取状況表を表 15(a,b)に示す。採取率は GS-TNK-１では粘性土が 93.8%、砂質土が 100％、全体で 94.5％であった。GS-TNK-２では粘性土が 99.5%、砂質土が 95.8%、礫質土は 100％、全体で 98.64％であ
った。

146

図 44

既存の音波探査測線と認められた断層の位置（楮原・他，2011 に加筆）

147

図 45

反射法データ処理の解析フロー

148

149

GSY-5 測線の再処理結果

図中の赤矢印は累積を伴って表層まで変位を及ぼしている断層の位置。

図 46

図 47

海上ボーリング工法の分類（中央開発株式会社 HP: http://www．ckcnet．co．

jp/technology/survey/keidoujizai/）

図 48

傾動自在型工法の作業状況(左：全体の状況写真、右：台船を離した状態写真 )。

150

図 49

調査測線位置図（海上保安庁「W174 八代海」に加筆）

151

表 12

探査機器の仕様

名 称
送

型

式

規

格 ・ 性

能

方式：電磁誘導方式
送振出力：50、100、150、200、300、信

350 ジュール

部
送 信 機

AAE

高圧直流電圧：2.5～3.9kV

CSP-P

コンデンサー容量：48 デンサ高圧開閉回路：
SCR
使用電源：AC200～240V、45～65Hz
消費電源：平均 2.0kVA

送 波 器

AAE

方式：圧電磁誘導モノパルス方式

AA300

送振出力：最大 300 ジュール受チャンネル数：64（このうち No.33～48 の信

16 チャンネルを使用）

部

ACS ケーブル

チャンネル間隔：４m
素子数：１素子（High Tech,Inc.,HTI-90-u）
感度： 50.1 V/Bar

ミニストリーマー
ケーブル[モニター用]チャンネル数：24
Teledyne

チャンネル間隔：3.125m

Technologies

素子数：４素子

デジ
タ デジタル
ル 変換機
記
録部
デジタル収録装置 DAQlinkIII[モニター用](Seismic Source)

量子化：24bit
入力チャンネル：８ch/１台
サンプリング周波数：10KHz
プリアンプゲイン：+12dB
量子化： 24bit
入力チャンネル：24ch
サンプリング周波数：62.5～16KHz

152

表 13

データ取得時の仕様

数量

基本情報
Line数

20

本

ケーブル数

4

本

ケーブル間隔10m

サンプリング間隔

0.1

ms

平均船速

3

knot

shot間隔5m

SP数/Line

400

点

図 50

音波探査機器の配置

表 14

音波探査時の使用船舶

使用船舶

排水量

全長

第十英祥丸

188t

37.5m

153

表 15(a)GS-TNK-１採取表154

表 15(b)GS-TNK-２採取表

155

(c) 高分解能音波探査
初期的なデータ処理が終了した測線（図 51）とその記録断面（図 52）を示す。示した記
録断面の測線間隔は約 100m である。図 52 においては測線間の相対的な位置関係を CDP No.
を基準に合わせた。
各記録断面には評価対象とした断層周辺の地質構造が明瞭にとらえられている。各断面でとらえられた断層の変位は累積性を有しており、一部には海底面にも軽微な撓みがおよんでいるのが認識される。評価対象断層の連続性については、一本の断層トレースとして連続するのか、雁行状にステップしながら地質構造として連続するのか等、現時点においては測線間隔が粗いため判断できない。
今後、データ処理、解析を進め、評価対象断層の性状を明らかにする。

図 51

初期的なデータ処理が終了した測線位置図

156

図 52

初期的なデータ処理が終了した音波探査断面157

(d)海上ボーリング
海上ボーリング調査の結果、GS-TNK-１では約 20m（標高：GL-28.68～-48.68m）、GS-TNK２では約 25m（標高：GL-30.19～-55.19m）の堆積物コア試料が採取された。堆積物コアの岩相は、上部は主に貝殻混じりのシルトを主体とする海成層、下部は凝灰質粘土および砂質層から構成されている。全体的に均質な岩相を呈している。また、既存の音波探査記録
断面上で明瞭な反射面が確認された海底下深度 11.0m～13.0m 付近では、軽石密集層や火山灰層が認められた。以下に各孔の地質と記載事項を示し、図 53 に GS-TNK-１のコア写真、
図 54 に GS-TNK-２のコア写真および図 55 に両コアの模式柱状図をそれぞれ示す。
1）GS-TNK-１
深度 0.00～10.48m

砂混じりシルト～シルト質粘土。砂は黒色の極細粒砂と白色の細粒～
中粒砂を含む。白色の砂は貝殻起源を呈す。含水が多く軟質である。
粘性は中位である。堆積構造は不明瞭。φ２～15mm の貝殻片およびウ
ニ殻片が混入する。
深度 0.00～0.70m はヘドロ状。φ５～10mm ウニ殻片が混入。
深度 1.70～1.74m は不均質な砂質シルト。貝殻細片が混入。
深度 1.86～1.95m は不均質な砂質シルト。貝殻細片が混入。
深度 2.00m まで木片が微量点在する。
深度 2.66m まで極細粒砂混じりのシルト主体。
深度 2.66～2.71m は不均質な砂質シルト。貝殻細片が混入。
深度 0.70～2.80m は φ５～20mm の貝殻片が混入する。
深度 2.80～4.00m は貝殻細片が少量混入する。
深度 4.00～8.60m は φ５～20mm の貝殻片、ウニ殻片が混入。
深度 3.50～9.15m に炭化物が微量点在する。
深度 9.19m に木炭が混入。
深度 9.00～10.00m は全体的にやや有機質。φ４～20mm 貝殻片が点在。
深度 9.80～10.00m、所々、シルトをシーム状に挟む。
深度 10.00m 以深は、貝殻片が減少。
深度 10.18～10.38m はシルト～細粒砂が挟在する。
深度 10.38～10.48m はシルト質粘土と火山灰が混在。

深度 10.48～10.91m

凝灰質シルト。水平～やや傾斜した堆積構造あり。全体的に火山ガラスが混入する。

深度 10.91～12.04m

凝灰質シルト。含水が比較的低く硬質である。粘性はやや強い。
全体的にガラス質物質が混入する。
深度 10.91～11.71m は、堆積構造は不明瞭。
深度 11.71～11.76m は極細粒砂主体。
深度 11.76～11.92m は軽石（φ１～８mm）主体。
深度 11.71～12.05m は、水平の堆積構造あり。
基底部に軽石（φ２～30mm）が密集。

深度 12.04～12.62m

凝灰質砂、軽石混じり砂、砂質シルト、砂混じりシルトの混合層。
158

φ２～15mm の軽石が混入する（最大径 φ 軽石が混）。
深度 12.05～12.29m は軽石混じりの不均質な砂質シルト。
深度 12.29～12.62m は軽石混じり砂と砂質シルトの混合層。
深度 12.62～17.00m

凝灰質粘土 。均質で堆積構造は不明瞭。含水は比較的低く硬質である。粘性は強い。貝殻片は含まない。炭化物片がまれに混入する。

深度 17.00～20.00m

シルト混じり粘土。均質で堆積構造は不明瞭。含水は比較的低く硬質である。粘性が強い。
深度 17.00～17.70m は層状に貝殻細片を狭在する。
深度 17.70～19.00m は貝殻片が少量点在する。
貝殻片は φ１～３mm を主体とし、もろく容易に崩れる。
深度 19.00～20.00m は貝殻片をほとんど含まない。
深度 18.00～18.30m に炭化物細片が少量点在する。

2）GS-GS-TNK-２
深度 0.00～2.30m

シルト質粘土～シルト。
均質で堆積構造は不明瞭。
含水が多く非常に軟質である。粘性は中位。
φ２～15mm の貝殻片、ウニ殻片が混入。
深度 0.00～0.50m はヘドロ状。

深度 2.30～4.00m

シルト質細粒砂～砂質シルト。
砂分は極細粒砂。堆積構造は不明瞭。
含水は多く軟質である。
φ２～15mm の貝殻片、ウニ殻片が混入。（最大 φ50mm）
炭化物片がまれに混入する。
深度 3.18m に未分解の木片が混入（φ25mm）。
砂は白色の細粒～中粒砂を含む。
白色の砂は貝殻起源を呈す。

深度 4.00～11.79m

シルト～粘土質シルト。
均質で堆積構造は不明瞭。
含水が中位で軟質である。粘性はやや弱い。
φ２～15mm の貝殻片、ウニ殻片が混入。
炭化物片がまれに混入する。
深度 9.7m 以深、貝殻片の混入が少ない。
深度 10m 以深、わずかに暗色を帯びる。
深度 11m 以深、貝殻片の混入なし。
深度 11.06～11.75m にパッチ状の細粒砂が点在。

深度 11.79～13.32m

凝灰質砂・泥層混合層。
不均質な撹乱状の堆積層。堆積構造は不明瞭。
深度 11.79～12.50m は泥層を主体とし有機分が混入。
深度 12.50～13.32m は火山灰質の砂質シルトを主体とし、下部ほ
ど粗粒となる。
159

深度 12.80～13.32ｍでほぼ水平の堆積構造を確認。
深度 13.32～15.22m

凝灰質粘土 。均質で堆積構造は不明瞭。
含水は比較的少なく、比較的硬質。粘性中位～やや強い。
深度 13.32～13.67m は有機分が混入。（旧表土の可能性）
深度 14.58～14.72m に凝灰質細粒砂と凝灰質シルトの混合層を挟む。下端境界面は撹乱状を呈する。
深度 14.95～15.00m で５°傾斜した堆積構造を持つ。
深度 15.22m に貝殻片が混入（φ５mm）。

深度 15.22～16.25m

細粒砂。比較的均質な細粒砂。
層上部の境界面は撹乱状を呈する。
ほぼ水平～10°の葉理が認められる。
深度 15.51m、深度 15.61m に中砂の薄層を挟む。

深度 16.25～16.52m

礫混じり

細粒砂～粗粒砂が不均質に混合する。

礫は φ２～５mm の亜円礫～亜角礫。（最大 φ40mm）
深度 16.47m にくされ軽石が混入。
深度 16.52～18.00m

細粒砂・中粒砂・粗粒砂互層
全体にほぼ水平の葉理が認められる。
深度 16.68～16.75m は礫混じり砂。礫は φ２～５mm の亜円礫～亜角礫。
深度 17.52～17.69m は礫混じり砂。礫は φ２～４mm の亜角礫～角礫。

深度 18.00～20.84m

細粒砂～中粒砂。堆積構造は不明瞭。
φ10～20mm の礫分が点在。
深度 18.00～18.32m に砂質シルトがパッチ状に点在。
深度 18.64～18.72m は中粒砂～粗粒砂を挟む。
深度 18.77～18.93m、火山灰混じり砂を互層状に挟む。
深度 19.00～19.13m に砂質シルトがパッチ状に点在。
深度 19.61～19.90m、粗粒砂が混入する。

深度 20.84～21.12m

細砂。ほぼ水平の葉理構造を持つ。
深度 20.92～21.00m、シルト質砂薄層と細粒砂薄層が互層。
深度 21.00m 以深、下部ほど粒子が粗い。

深度 21.12～21.32m

シルト質細粒砂。礫分やシルト分が不均質に混合。
深度 21.12～21.19m は撹乱状。

深度 21.32～22.55m

軽石・粘土互層。
深度 21.32～21.35m にほぼ水平な葉理を確認。
深度 21.56m、21.93m に炭化物片（φ５～10mm）混入。
深度 21.32～21.51m は凝灰質粘土。
深度 21.51～22.15m は軽石礫（φ１～65mm）主体。
深度 22.15～22.33m は粘土。１mm 以下の気泡が点在。
深度 22.33～22.55m は粗粒砂サイズの軽石が点在する火山灰質砂。

深度 22.55～25.00m

凝灰質粘土 。均質で堆積構造は不明瞭
160

含水は少なく硬質である。粘性はやや強い。
深度 22.55～22.73m は有機分が混入。（旧表土の可能性）

図 53

GS-TNK-１（掘進長 20.0m、孔口標高-28.68m）
161

図 54

GS-TNK-２（掘進長 25.0m、孔口標高-30.19m）
162

図 55

海上ボーリングにより採取された堆積物の柱状図

163

(e) 音波探査断面とボーリングコアとの対比
音波探査断面と今回掘削したボーリングコア（GS-TNK-１、GS-TNK-２）の対比図（投影図）を図 56 に示す。
1) GS-TNK-１と音波探査反射面の対比
音波探査断面上での深度(以下、“断面深度”) 0.0～10.5m では、数十㎝間隔程度に水
平方向に連続する比較的明瞭な反射面が数多く認められる。それに対して、対応するボー
リングコアでは貝殻混じりの均質な泥層（砂混じりシルト、シルト質粘土）が連続して堆積しており、層相に明瞭な差異は認められない。この深度では音波探査断面から期待される岩相の違いなどはボーリングコア観察からは得られず、内部層理との対比は困難である。
断面深度 10.5m～12.5m では、連続性のよいかなり明瞭な反射面が認められ る。一方、ボーリングコア掘削深度(以下、“コア深度”)10.48～12.04m に凝灰質粘土（最下部に軽石質の火山灰を挟む）が、コア深度 12.04～12.62m に火山灰～軽石混じり砂のやや粒度の粗い層準が認められ、これらが音波探査の反射面として反映していると考えられ、ボーリン
グコアと音波探査の反射面が対応している。
断面深度 12.5m～20.0m では、やや不明瞭な反射面が認められる。一方、ボーリングコア
においても均質な泥層（凝灰質粘土、シルト混じり粘土）が広く分布している。この深度では、ボーリングコアと音波探査の反射面が不明瞭ながら対応している。
2) GS-TNK-２と音波探査反射面の対比
断面深度 0.0～11.5m では、数十㎝程度間隔に水平方向に連続する明瞭な反射面が数多く認められるが、コア深度 0.00ｍ～11.79m では貝殻混じりの均質なシルト、シルト質粘土が分布しており層相に明瞭な差異は認められない。この深度では音波探査断面から期待される岩相の違いなどはボーリングコア観察からは得られず、内部層理との対比は困難である。
断面深度 11.5～13.5m では、連続性良好でかなり明瞭な反射面が認められる。一方、ボーリングコアにおいては凝灰質砂と泥層の混合層が分布している。この深度では、凝灰質砂層が音波探査の反射面として反映していると考えられ、ボーリングコアと音波探査の反射面が良く対応している。
断面深度 13.5～21.0m では、やや不明瞭な反射面が認められる。一方、コア深度 13.32～15.22m には凝灰質粘土が、コア深度 15.22～21.32m には淘汰が比較的良好な中粒砂～細粒砂が連続して分布している。それぞれの地層中では層相に明瞭な差がなく、全体的にはボーリングコアと音波探査の反射面がともに不明瞭であり、対比 は困難である。
断面深度 21.0～23.0m では、やや明瞭な反射面が認められる。一方、コア深度 21.32～
22.55m に火山灰や軽石が密集する凝灰質粘土が分布し、ボーリングコアと反射面が対応しているといえる。
断面深度 23.0～25.0m では、反射面が不明瞭である。一方ボーリングコアでは均質な凝灰質粘土が認められ岩相変化に乏しい。この深度ではボーリングコアと反射面の対応は不明。
3）GS-TNK-１、 GS-TNK-２と音波探査反射面の対比
164

ここでは GS-TNK-１、GS-TNK-２のボーリングコアを音波探査反射面の連続性を考慮して対比する。
GS-TNK-１のコア深度 0.00～10.48m に分布している砂混じりシルト～シルト質粘土層は、
GS-TNK-２のコア深度 0.00～11.79m に分布しているシルト質粘土～シルト層）は非常に類似しており対比できる。一方、GS-TNK-１、GS-TNK-２の浅部に認められる多数の反射面がボーリングコアの岩相に反映されていない。
GS-TNK-１地点の断面深度 10.5～12.5m（凝灰質シルト～軽石混じり砂質シルトが比較的成層状に堆積）の層準と、GS-TNK-２地点の断面深度 11.50～13.50m（凝灰質粘土が撹乱状に堆積）の反射面は一見連続するように見えるが、層相は必ずしも一致していない。
GS-TNK-１地点のコア深度 10.48～12.62m の層準と GS-TNK-２地点のコア深度 11.79～
13.32m の層準は、D 層基底面に対応する事と凝灰質堆積物である事から対比できる可能性はある。しかしながら、岩相、粒度、色調などに相違がみられることから単純な対比は難しい。
GS-TNK-２の深度 15.22～21.12m に分布する淘汰良好な凝灰質粘土及び、深度 21.12～
22.55m に分布する軽石礫濃集層に相当する岩相は、 GS-TNK-１では確認されていない。
GS-TNK-２ の深度 22.55～25.00m に 分布 する凝 灰質粘 土は 、 GS-TNK-１ の深度 12.62～
17.00m に分布する凝灰質粘土と同様の層相を示す。また、GS-TNK-１の深度 10.91～12.04mの凝灰質シルトにも類似している。

図 56

音波探査断面とボーリング柱状図との対比
165

(f) ボーリング試料の層序と年代
ボーリングコア試料において沖積層と解釈していた海成泥層を、音波探査断面上で音響パターンの類似性を根拠に上から A 層、B 層、C 層、D 層の４層に区分した（図 57）。その結果、いずれの地層においても断層を隔てて沖側の層厚が岸側と比較して厚く堆積していることから、断層変位の繰り返しによる累積性があると解釈された。
そこで海成シルト粘土層の堆積速度の算出と下部が沖積層基底である事の確認を目的として年代分析を行った。試料については、全て海成の炭酸カルシウム(貝殻、ウニ殻)を選別した。年代測定試料分析は各層準から少なくとも１試料の抽出を行った。
但し、B 層については断層の両側で音響パターンの類似度が低く同一層準であるかの確信が得られていなかった。そのため詳細な情報を得るため本層準からは複数個の試料を採取して分析に供した。
そ の 結 果 、 各 コ ア の 最 深 試 料 の 年 代 は そ れ ぞ れ 、 10,170yBP(GS-TNK- １ 、 9.26m) 、
10,240yBP(GS-TNK-２、9.43m)の年代が得られ（表 16）、海成シルト粘土層の最下部が沖積層基底との解釈を支持している（図 57）。
各層準の年代対比をみると、A 層、C 層、D 層は整合が取れている。しかし B 層の沖側
(GS-TNK-２地点)が岸側と比較して有意に古い年代値を示している。試料採取深度および年代分析値の誤差を考慮に入れても、明らかな差異が認められ同時代と対比することは困難である。
各試料の深度-年代値の関係については、今後年代試料を充実させて検討を行っていく必要はあるが、現地点において年代値の逆転などは認められず、順次整合的な堆積しているように見えることから、異地性の再堆積物である積極的な証拠も見当たらない。また、コア試料の肉眼観察結果からも大きな岩相変化、不整合などの不連続を示す兆候は確認できていない。本層準の年代解釈については今後の重要な検討課題の一つである。

166

表 16

14

C 年代測定結果

Laboratory CodeBeta-460379
Beta-460380
Beta-460381
Beta-460382
Beta-460383
Beta-460384
Beta-460385
Beta-460386
Beta-460387
Beta-460388
Beta-460389

図 57

Conventional

SampleType

Sample Name

shell
shell
shell
shell
shell
shell
shell
shell
shell
shell
shell

TNK-1_1.35m
TNK-1_2.47m
TNK-1_4.04m
TNK-1_6.49m
TNK-1_9.26m
TNK-2_0.56m
TNK-2_2.52m
TNK-2_3.91m
TNK-2_4.05m
TNK-2_6.22m
TNK-2_9.43m

14

C Age
[yrBP]

error

Calendar Age[cal BP](median probability)

2,760 ±30
4,120 ±30
5,500 ±308,600 ±30
9,320 ±30
640 ±30
6,700 ±30
8,100 ±30
8,160 ±308,490 ±120
9,410 ±30

2,480
4,180
5,890
9,260
10,170
290
7,230
8,560
8,630
9,110
10,240

年代測定結果（年代値は貝化石をターゲットに AMS 法により測定

暦年較正曲線は Marine13（Reimer et al., 2013）を使用（ただし Δ を使用））

167

(g) 音波探査断面に基づく評価対象断層の活動性
海上ボーリング実施付近の音波探査断面を図 58 に示す。この音波探査断面は、楮原ほか（2011）による音波探査データを再処理した結果である。記録断面上においては SE（ 南東）側が岸側、NW（北西）側が沖側にあたる。本記録断面の A 層、B 層、C 層、D 層について（図59）、上下変位量に基づく断層活動履歴判読を行うため、断層を挟んだ両側における各反射面のフラットニングを行った。以下の 1)～4)にその結果を示す。
1) A 層上面（海底面）のフラットニング（図 60）
断層の沖側の層厚は、岸側と比較して層厚が厚い。特に断層のごく近傍で層厚の変化が顕著に認められる。これは断層運動により沖側が下がりその空間を堆積物が埋積したと解釈できる。また、最上位層で内部層理は幅広く明瞭ではないが、海底面に整合的 に連続している。断層を挟んで同様のパターンが連続している。
2) B 層上面（緑ホライゾン）のフラットニング（図 61）
B 層は層厚の変化が大きく、徐々に層厚を増減して分布している。そのため、一見して層厚比較が容易でないが、本層下面(橙ホライゾン)が断層を挟んで岸側に対して沖側で下がっていることから断層活動が見て取れる。音響パターンを見ると岸側と沖側で大きく異なり、断層を境に内部層理が連続的であるとは言い難い。同一の層準であるかも不明。
3) C 層上面（橙ホライゾン）のフラットニング（図 62）
C 層沖側の層厚は、岸側と比較して全体的に層厚が厚いと言える。これは断層運動により沖側が下がりその空間を堆積物が埋積したと解釈できる。内部層理は振幅が強く明瞭だが、連続性は乏しい。上面境界におおよそ整合的な分布を示している。断層を挟んで沖側と岸側で同様のパターンが連続している。
4) D 層上面（桃ホライゾン）のフラットニング（図 63）
D 層沖側の層厚は、岸側と比較して全体的に厚いと言える。特に断層の極近傍で層厚の違いが認められる。これは断層運動により沖側が下がりその空間を堆積物が埋積したと解釈できる。内部層理は不明瞭で連続性に乏しい。上面境界の近傍で僅かに連続成層のパターンが見受けられる。下位層とはパターンの違いが明らかに異なり、区分は容易である。
この断面でも沖積層基底の侵食面に沖側低下の段差が残ることから、侵食面形成後、 D 層
堆積中に断層変位が生じたと解釈できる。
以上の結果、４層準のいずれにおいても断層を挟んだ沖側 GS-TNK-２（断層西側地点）
が GS-TNK-１（断層東側地点）と比較して、層厚分布が厚くなる傾向が認められた。これは地層変位の累積性を示すものであり、断層活動により沖積層基底から最上位層準の堆 積
時に至るまで、沖側が継続的に沈降していることを示している。したがって、評価対象断層は過去約一万年間に最低でも４回活動していたことが明らかになった。

168

図 58

海上ボーリング実施付近の音波探査記録断面

図 59

記録断面および音響層序区分
169

図 60

A 層上面（海底面）のフラットニング

図 61

B 層上面（緑ホライゾン）のフラットニング
170

図 62

C 層上面（橙ホライゾン）のフラットニング

図 63

D 層上面（桃ホライゾン）のフラットニング
171(6) 日奈久断層帯八代海区間の構造と活動区間(a) 八代海の活断層に関する既存研究
日奈久断層帯は八代の南側で八代海の海岸線に沿って南西に延び、御立岬から八代海中に没してさらに南西に連続する（図64(a)）。八代海の主要な活断層については、国土地理院（1982,
1984）によって分布が明らかにされ、斎藤ほか（2010）は九州電力などの調査結果も合わせて、海底活断層の分布を示した（図64(b)）。また、熊本県（1998）は海域活断層近傍でピストンコアを用いた堆積物採取を行い、活動時期を推定した。海域活断層調査が本格的に始まった2008年以降には、楮原ほか（2011）がさらに詳細な断層形状を明らかにし（図64(c)）、井上ほか（2011）及び八木ほか（2016）は、ピストンコアによって得た堆積物の年代から、活動履歴を推定した。

図 64．a: 九州南西部の地質と活断層（地質図 Navi（https://gbank.gsj.jp/geonavi/）より作成）。日奈久断層帯の区分は地震本部（2013）に基づく。b: 斎藤ほか（2010）による八代海の活断層。20 万分の 1 地質図『八代および野母崎』より一部を引用。 c: 楮原
172ほか（2011）による八代海の活断層図。
国土地理院（1982, 1984）は高分解能音波探査データの解析に基づいて、最終氷期の侵食
面以上を3つの層に、それ以下の後期更新統を2つの層に区分している。楮原ほか（2011）もほぼ同様に層序区分しており、上位から、完新統のA1およびA2, 後期更新世のB1, B2, B3,
D1および D2、音響基盤のE層に区分した（図65）。B2層上面の侵食面を最終氷期の侵食面とし、広範囲に追跡可能で内部反射が弱いB3層を阿蘇4の火砕流堆積物に対比した。B3層と同様の特徴を持つ地層は有明海でも知られており、八女粘土層と呼ばれる風化した軽石層および阿蘇4火砕流堆積物に対比されている（有明海研究グループ，1965）。

図 65

楮原ほか（2011）の層序区分

国土地理院（1982,1984）によると、陸域の御立岬から西南西方向に地溝を伴う活断層が発達し、獅子島の東方で南西に走向を変え、断続的に八代海の南西部まで連続する。その南東側にも北東—南西から東西方向の断層が断続的に複数発達する。楮原ほか（2011）も同様の断層に加えて、規模の小さい断層の分布も明らかにした（図64(c)）。そして、御立岬沖南西沖の断層群とその南東側に分布する断層群を長さ約20kmの田浦—津奈木沖断層群、その南西延長
を長さ約18kmの獅子島東方沖断層群と呼んだ。また、八代海東部の変位量が小さい断層からなる長さ約18kmの水俣沖断層群とその南側の東北東方向の断層からなる出水沖断層群に区分した。そのなかで、田浦—津奈木沖断層群は明瞭な垂直変位を伴い、フラワー構造をもつことが多いことを明らかにした。しかしながら、田浦—津奈木沖断層群と御立岬の間約4kmには音波散乱層が発達し、陸域部との連続性は確認できていない。
173

活動履歴については、熊本県（1988）、井上ほか（2011）、楮原ほか（2011）、八木ほか（2016）
によって報告されている。それらの調査はいずれも断層変位量が大きく、完新統が厚い八代海の北東縁付近で実施されている（図66, 67）。熊本県は、音波探査断面で活断層の変異が認められた地点でピストンコアを採取し、10,000yBP以降、3,800yBP前に断層活動があったとした。井上ほか（2011）は、楮原ほか（2011）および坂本ほか（2011）の反射探査データを基に、断層変位の大きい３つの海域で7本のピストンコアを採取し、堆積物の年代を明らかにした。その結果から、最も北東部の調査地点では、9,540±40yBP以降～2,660±40yBP以前と、
1,680±40yBP以降～530±40yBP以前の２回のイベントを推定した。この地点は熊本県の調査地点近傍に当たる。その南西側の断層(FA5)の変位をはさんでピストンコアを取得し、7.3ka
以降～1,920±40yBP以前に変位が生じたと推定した。その南東側でもピストンコアを採取したが、断層変位の年代は特定できていない。

図 66

楮原ほか（2011）が取得した反射断面を再解析して作成した八代海の構造図

北東部では断層変位量が大きく、断層に沿って沈降帯が発達する。
八木ほか（2016）も日奈久断層帯北東部で詳しい音波探査を行った後、５本のピストンコ
アを採取した。その年代値および井上ほか（2011）の堆積物の年代と、新たに取得した高分解能の反射断面の解析から、イベント1（20,000 yBP以降～13,000 yBP以前）、イベント２174

（12,920 yBP 以降～10,690 yBP以前）、イベント３（8,990 yBP以降～2,740 yBP以前）、イベ
ント４（330yBP以降）を認定した。

図 67

八代海北東部の FA1 断層を横断する反射断面（GSY-18a）

熊本県（1998）および井上ほか（2011）によるピストンコアはほぼこの断面上の断層（矢印）の両側で採取された。
以上の活動履歴調査が行われた海域北東部では、断層に沿って地層が撓みながら落ち込む構造を持ち、その中に厚い地層が不整合を伴いつつ堆積しており、活動イベントが構造から識別しやすいことが特徴である。一方で、約１万年前から数千年間にわたる無堆積或いは浸食期間があり、堆積物が欠落している。このため、断層活動を見落としている可能性もある。
(b) 八代海の既存データの再解析
楮原ほか（2011）は詳しい解析を行い、多くの断層の分布を明らかにしたが、変位速度が非常に小さい断層や活動時期がやや古い断層まで同じように図示されているため、重要な断層とそうでない断層の区別がわかりにくい。そこで、断層変位量が比較的大きく、累積性が明瞭な断層を抽出した。また、明瞭で連続的な反射面が発達する B3 層（阿蘇４火砕流
堆積物）基底を広域的に追跡してその深度マップを作成し、その面での断層の垂直変位量を測定した。
そのようにして得られた地質構造図を図66に示す。示されている断層は楮原ほか（2011）の断層図より少ないが、重要な断層は見やすくなった。最も顕著な断層は、御立岬の南西延
長上の八代海の北西縁に沿って断続的に発達する（図67）。これらは楮原ほか（2011）の田浦—津奈木沖断層群の北西部の断層（FA4, FA5, FA11）と獅子島東方沖断層群の北西部の断層（FA12, FA13, FA14）に相当し、主断層帯と呼ぶ。前者は東北東—西南西走向で、全体に垂直変位量が大きいが、その中でも北東に向かって変位量が大きくなる傾向がある。後者は北東175

—南西走向で、垂直変位量も小さい。田浦—津奈木沖断層群の南東部には北東—南西、東西および南北走向の断層が分布する。ただし、これらの断層は走向変化が大きく、それぞれの連続性についてはさらに検討が必要である。
B3層基底で0.02秒（約15m）以上の変位量を持つ断層は田浦—津奈木沖断層群に分布し、南西部の獅子島東方沖断層群などでは断層の数が少なく、0.01秒以上の変位量を持つ断層は存在しない。田浦—津奈木沖断層群主断層帯の北東端では断層の北西側が低下するが、それ以外の主断層帯では南東側が低下し、幅5km程度の沈降帯を伴う。この沈降帯の内部と東縁に北西側が沈降する断層群が分布する。一方、獅子島東方沖断層群周辺では断層に沿って明瞭な沈降帯は認められず、B3層基底深度も北東部に比べると浅い。
図66に示した活断層は、楮原ほか（2011）の活断層図（図64(c)）とも概ね整合的であるが、いくつか一致しない点がある。楮原ほか（2011）は調査海域の北東端で北北東—南南西方向の
FA1断層を認定し、変位量の大きな田浦—津奈木断層群を切るような解釈を示した。しかし、
FA1断層が認定されたGSY-1およびGSY-2測線の反射断面には上記の基準を持つような明瞭な断層は認められなかった（図68）。従って、田浦—津奈木沖断層群はそこで切れずに御立岬沖に発達する音波散乱層内に連続し、陸域と接続する可能性が高い。また、楮原ほか（ 2011）は田浦—津奈木沖断層群の南東側でFA2及び FA7～10断層が弧状に連続すると解釈したが、今回の解析では必ずしも弧状に連続するとは判断できなかった。ただし測線間隔が不十分なので断層の走向や変位の方向が変化を正確に明らかにできていない可能性は残されている。

図 68

楮原ほか（2011）の FA1 断層（矢印）と解釈された GSY-1 断面

右半分は音波散乱層。

(c) 日奈久断層帯八代海区間と日奈久区間の境界について
日奈久断層帯の日奈久区間と八代海区間の境界は御立岬の南西沖に設定されている。そこ
では、音波散乱層によって断層が見えないが、楮原ほか（2011）のFA1断層が田浦—津奈木断176

層群全体を切って北北東に伸びているように見えることが根拠になっている。しかしながら、既に述べたように、FA1断層が存在しない可能性が高く、存在するとしてもきわめて変位量が小さく、田浦—津奈木沖断層群の連続性を規制できる断層とは考えにくい。従って、主断層は
音波散乱層内に連続し、御立岬までつながっている可能性が高く、そこを断層区間の境界とする理由は明確ではない。
一方、日奈久断層帯の走向は、八代市付近を境として北側では北北東—南南西走向であるのが、南側では北東—南西から東北東—西南西に変化し、八代海の南西部で再び北北東—南南西に変化する（図64(a)）。このような走向の変化を持つ断層に沿って右ずれ運動が生じると、北東—南西から東北東—西南西走向の区間で、断層に沿って伸長成分を生じ、プルアパートベー
スンが形成されることが期待される。田浦—津奈木沖断層群に沿った沈降帯は、このようなプ
ルアパートベースンと解釈できる。一方、北東—南西走向を持つ八代と御立岬の区間は、断層の北西側が海域となっている。この海域の地質構造は明らかにはなっていないが、海域の主断層の北端では北西側低下の構造が認められ、八代付近の重力異常図（村田ほか、2004）には断層の北西側に沿って低異常が形成されているように見えることから（図69）、盆地が形成されている可能性がある。このことから、八代付近から田浦—津奈木断層群の主断層はプルア
パートベーズンを伴った、断層であることが推定される。

図 69

八代海周辺のブーゲ—異常図（村田ほか、2003）と日奈久断層帯（青線）

八代市以南の日奈久断層帯の走向は、古生代から中生代の付加体からなる秩父帯および四万十帯の構造に平行であることから（図64(a)）、先新第三系の地質構造に規制されている可能性が高い。断層の走向が変化する八代市の東方では、臼杵—八代構造線に日奈久断層帯に合流している。また、2016年熊本地震後の日奈久断層帯沿いの活発な余震活動はこの付近合流点より北側で活発であるのに、南側で急減する。このことから、臼杵—八代構造線と日奈久断層帯の合流地点で、断層の構造が変化すると同時に、地震活動に違いが生じており、この地点を日奈久区間と八代海区間とするほうが適切であると考えられる（図70）。
177

また、八代以南の日奈久断層帯の断層形状も上記の地質構造から、以下のように推定される。八代—御立岬間は断層の北西側が沈降していると考えられることから、北西傾斜の断層面
が、その南西側の田浦—津奈木断層群では主断層の南東側が沈降することから、南東傾斜の断層面が推定される。一方、獅子島東方沖断層群では主断層に沿った垂直変位量が小さくなり、
その両側の傾動もほとんど認められないことから、断層面は垂直に近い高角である可能性が高い。田浦—津奈木沖断層群では逆方向に傾斜する断層が分布するが、地下では断層面が近づく配置を持ち、全体の幅も６km以内であることから、地下では両者はつながっている可能性
が高い。

図 70

日奈久断層帯の現在の区間分け（黄色）と新たな区間分けの提案(赤)178

(d)結論ならびに今後の課題(1) 布田川断層帯及び日奈久断層帯に関する既往研究の整理
布田川断層帯・布田川区間の平均変位速度は右横ずれ成分が 0.2 m/千年程度、上下成分が 0.1-0.3 m/千年程度と推定され、２地点の活動履歴調査に基づいて、過去約 23000～
28000 年前以降に２回のイベントが認定されている。布田川断層帯宇土区間では上下方向の平均変位速度を 0.2 ～0.5 m/千年と推定されているが，活動履歴は明らかになっ てい
ない。日奈久断層帯・高野-白旗区間では２地点の調査によって、最新活動時期は約1600-1200 年前と推定されているが、それ以前の活動履歴は明らかになっていない。日奈久断層帯・日奈久区間では、５地点のトレンチ調査に基づき３回のイベントが認められており、最新活動時期は 8400-2000 年前、活動間隔は 11000-3600 年と推定されている。日
奈久断層帯・八代海区間では４地点のボーリングから、過去約 7300 年間に２回のイベントが推定されている。また、平均上下変位速度は最大で 0.5 m に達すると推定されている。
これらの活動履歴調査結果は、活動間隔や最新活動時期の年代に誤差が大きいことから、信頼性の高い活動履歴を明らかにすることが必要である。
(2) 平成 28 年熊本地震に伴う地表変状情報の統合
2016 年熊本地震に伴う地震断層について、既存資料の収集、精細 DEM および空中写真
画像データによる断裂の判読と補完的な地表踏査を実施することにより、主要な地震断層
は、総延長約 31-33 km で幅２-３ km の断層帯を形成し、断層帯全体での最大変位量は右
横ずれ 2.5 m 程度、南側隆起２ m 程度、水平伸長 1.5 m 程度で、それらは断層帯の両端部で単調に減少することが明らかになった。また、主要な地震断層の周辺 10 km 程度までの範囲では、変位量が 0.1-0.2 m 程度以下の副次的な地震断層が多数確認された。さらに、阿蘇谷西部の黒川沿いの低地に出現した幅狭い地溝を伴う断裂群は大規模な側方流動に伴うものと確認できた。
最新の測地学的手法による成果を活用することにより、センチメートル単位の変位量を持つ副次的な断層を含めて効率的に調査できることが確認できた。その結果、断層末端部
でのより複雑な変形様式が明らかになった。例えば、木山川 低地付近位に位置する布田川
地震断層帯と高木地震断層の境界付近については、微小な地表変動が広範囲に拡散している可能性が高い。このような断層の境界地域の実態を明らかにすることによって、活断層の区分および規模の評価精度を向上させることが期待できる。
(3) 上益城郡甲佐町白旗山出（高野—白旗区間）で実施したトレンチ調査
山出地区におけるトレンチ調査により、これまで活動履歴がよくわかっていなかった日
奈久断層帯高野−白旗区間において、15000 年前以降５回の断層活動イベントが生じていたことが明らかとなった。また、最新活動時期が 1400～800 年前、平均活動間隔が約3800～2600 年と推定された。本プロジェクトで実施された隣接する日奈久区間及び八代
海区間の活動履歴調査結果（本報告書）を踏まえ、今後は、日奈久断層帯の区間分けの再検討や連動性の評価が必要である。日奈久断層帯日奈久区間においては、区間南側において古地震調査が実施されていないため、正確な区間分けが不明である。未調査区間におけ
179

る古地震調査を実施し、日奈久断層帯の区間分けをより詳細に検討する必要があるだろう。
また、本トレンチは断層に直交するトレンチのため、横ずれ変位量を正確に見積もることができていない。今後は横ずれ量を見積もる事が可能な適切な場所・形状のトレンチを掘削し、より正確に横ずれ変位量や変位速度を見積もることも必須である。
(4)宇城市小川町南部田（日奈久区間）における活動履歴調査
南部田トレンチにおける最新活動時期は約 1900～1100 年前と見積もられた。これは栫
1 トレンチの活動時期（約 19000 年前以降、約 1500 年前以前の間に複数回）および栫 2地点の最新活動時期（約 8400 年前以降、約 2000 年前以前）と重なる可能性があるが、高塚 B 地点ではこの時期には断層活動はなかったと解釈されている。
高野－白旗区間では、高木地点と山出地点の最新活動時期が約 1400～1200 年前の範囲で重複しているが、この年代は本トレンチの結果と約 1400～1200 年前の範囲で重複している。また、八代海区間では約 1200-900 年前に最新活動があり、この活動時期とは約1200-1100 年前の範囲で重複している。
今回の調査に基づく南部田地区の結果と同区間内の栫地点との同時活動を優先すると、最新活動に関しては高野－白旗区間あるいは八代海区間との同時活動の可能性はないことになる。ただし、最新活動以前の断層活動イベントにおける活動区間同士の同時活動の有無については現状のデータだけでは判断できず、それを確認するためには、さらなる調査が必要である。
(5) 八代海（八代海区間）における活動履歴の解明
八代海の北東部で高分解能な音波探査記録およびボーリングを実施し、断層変位が明瞭な断層の両側で、約１万年前の侵食面を覆う厚さ 20m 以上の堆積物を取得した。断層を挟んだ反射面の上下変位の累積性、およびボーリングコア試料の年代分析結果に基づくと、ボーリング調査を行った断層は過去約一万年間に最低でも４回活動していたことが明らかになった。それぞれの活動時期については、年代測定データを増やして、精度を向上させる必要がある。ただし、この断層は日奈久断層帯の主断層からやや離れた位置にあることから、断層の形状や変位量については３次元的な検討が必要である。また、この断層は海底変位を伴わないが、既存音波探査データの再処理を実施した断面上には海底変位を伴った断層も認められることから、それらの断層との最新活動時期や活動履歴の比較について
も、堆積速度や地質構造などを総合的に考慮した検討が必要である。
(6) 日奈久断層帯八代海区間の構造と活動区間
八代海とその周辺の地質構造データを再解析した結果、八代海区間の北端とされている
御立岬沖では、断層が連続的に発達している可能性が高いことが明らかになった。また、
八代海の北東部では断層の走向が、日奈久断層帯の全体走向より時計回りにやや回転しており、その領域に沿ってプルアパートベースンが形成されていることが明らかになった。
さらに八代付近の南西側でも断層走向が時計回りに回転しており、断層の北西側に沈降帯を伴っている可能性がある。このような断層の走向の変化は、西南日本外帯の先新第三系の地質構造である臼杵—八代構造線と日奈久断層の合流点で起きており、また、 2016 年熊180本地震の余震活動がその付近を境に北側で活発で、南側では低下する。このような地質構
造と地震活動の関連性から、八代市付近が日奈久断層帯の活動区間の境界である可能性が考えられる。
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