３．３

断層帯周辺における強震動予測の高度化に関する研究(1) 業務の内容(a) 業務題目

断層帯周辺における強震動予測の高度化に関する研究(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

国立大学法人京都大学防災研究所

教授

岩田

知孝

国立大学法人京都大学防災研究所

准教授

関口

春子

国立大学法人京都大学防災研究所

准教授

浅野

公之

国立大学法人京都大学防災研究所

教授

松島

信一

国立大学法人京都大学複合原子力科学研究所附属安全

准教授

上林

宏敏

主任研究員

吉見

雅行

研究員

二宮

啓

公立大学法人大阪大阪市立大学大学院理学研究科

教授

三田村宗樹

国立大学法人福井大学附属国際原子力工学研究所

准教授

大堀

道広

国立大学法人鳥取大学大学院工学研究科

助教

野口

竜也

原子力システム研究センター
国立研究開発法人産業技術総合研究所活断層・火山研
究部門
国立研究開発法人産業技術総合研究所活断層・火山研
究部門(c) 業務の目的
奈良盆地東縁断層帯に対して、サブテーマ１、２の成果に基づいて震源断層モデルを設定し、当該断層帯が活動した場合の強震動予測を実施する。その高度化を目的として、震源断層に近い、京都盆地南部～京都山城地域～奈良盆地を中心とした地域の浅部・深部地盤構造
モデルの構築・高度化を進める。
(d) ３ヵ年の年次実施業務の要約
1) 令和元年度：
当該断層帯が活動した場合の強震動予測の高度化を目的として、震源断層に近い、
京都盆地南部〜京都山城地域〜奈良盆地等の浅部・深部地盤構造モデルを構築・高度化するため、対象地域の地盤構造モデル構築に資する既往研究の整理と反射法地震探査を実施した。また、微動アレイ調査を実施し、深部～浅部地盤のＳ波速度構造情報を得た。加えて、既存のボーリング情報を収集し、浅部地盤構造モデル構築を開始した。
2) 令和２年度：
令和元年度に引き続き、当該断層帯周辺の浅部・深部地盤構造モデルを構築・高度化するため、微動アレイ調査を実施し、深部～浅部地盤のＳ波速度構造情報を得る。
奈良盆地において長尺ボーリング掘削調査を実施し、令和元年度に実施した反射法
92

地震探査断面との照査による鍵層の把握を行う。既存のボーリング情報の収集及び浅部地盤構造モデル構築を継続する。
3) 令和３年度：
深部及び浅部地盤構造モデル構築のための資試料収集を継続するともに、当該断層帯周辺の浅部・深部地盤構造モデルを構築する。サブテーマ１及び２で得られた震源断層モデルに関する知見をもとに、当該断層帯におけるシナリオ地震の強震動予測を行う。
(2) 令和元年度の成果(a) 業務の要約
当該断層帯が活動した場合の強震動予測の高度化を目的として、震源断層に近い、京都盆地南部～京都山城地域～奈良盆地等の浅部・深部地盤構造モデルを構築・高度化するため、対象地域の地盤構造モデル構築に資する既往研究の整理を行うとともに、京都盆地南部および奈良盆地北部においてＰ波反射法地震探査を実施した。深部～浅部地盤のＳ波速度構造情報を得るため、小半径～大半径の微動アレイ調査を実施した。これらの調査結果に関係する堆積層の地盤地質情報を得るため、温泉ボーリングのボーリング柱状図を取得した。加えて、既存の浅いボーリング情報を収集し、浅部地盤構造モデルの構築を開始した。
(b) 業務の成果
最終年度にはサブテーマ１、２の成果に基づいて震源断層モデルを設定し、当該断層帯が活動した場合の強震動予測を実施する。その高度化を目的として、震源断層に近い、
京都盆地南部～京都府山城地域～奈良盆地を中心とした地域の浅部・深部地盤構造モデルの構築・高度化をすすめる。地震調査研究推進本部が長年継続してきた全国地震動予測地図ではこれまで、信頼度の高い地震動予測を目的とした深部地盤モデルが作成・更新されてきた（例えば J-SHIS（藤原・他, 2009; 藤原・他, 2012））や全国一次地下構造モデル（Koketsu et al., 2008, 2012）。また、当該地域、特に京都府南部～奈良盆地の堆積盆地モデルについては、Iwata et al.(2008)、文部科学省研究開発局・京都大学防災研究所(2017)、関口・他(2019)でそれぞれ先行研究のデータ等に加えて、その後に実施された反射法地震探査や微動アレイ探査といった地球物理学的探査結果、各種ボーリング資料を踏まえた地盤構造情報を参照し、地震動記録の再現等も含みながら深部地盤モデルが提案、改良されている。
浅部地盤（概ね工学的基盤面以浅）の増幅の取り扱いは、例えば地震調査研究推進本部の全国地震動予測地図では全国を網羅した地震動予測の実施のため、微地形区分と AVS30（深さ 30 m までの平均Ｓ波速度）との経験的関係（松岡・若松, 2008; Wakamatsu andMatsuoka, 2012; 若松・松岡, 2013）、AVS30 と最大速度増分あるいは震度増分の経験的関係（藤本・翠川, 2006）を組み合わせて評価している。近年、小スパン微動アレイ観測を高密度で実施して工学的基盤面より浅部のＳ波速度構造を多点で求めて、地盤地質情報を取り入れながら浅部地盤モデルを構築する方法が提案され（例えば Senna et al., 2018;93

Wakai et al., 2019）、浅部・深部統合モデルの構築が進められている。本調査においても、こういった最近の研究成果、モデル化も検討しながら、これまで広く活用されてきている地盤地質情報と組み合わせながら、地盤モデルの高度化を進めていくことを考えている。
そのため、今年度は、対象地域の地盤構造モデル構築・高度化に資する既往研究の整理を行うとともに、１）京都盆地南部および奈良盆地北部において反射法地震探査の実施、
２）岩着ボーリング情報の収集・整理、３) 深部地盤構造把握のための大半径微動アレイ
探査、４) 浅部地盤構造把握のための極小～小半径微動アレイ探査、および５）ボーリン
グデータベースによる浅部地盤地質モデルの作成を行った。
1) 奈良盆地東縁断層帯周辺におけるＰ波反射法地震探査a) はじめに京都盆地－奈良盆地断層帯は、山科盆地から山城盆地、奈良盆地の東縁にかけて、ほぼ南北方向の走向を持つ断層帯である。活断層は京都市山科区から奈良県桜井市に多数存在する一方、中央付近の京都府宇治市から城陽市にかけては活断層が存在しないことから、この区間を境に、京都盆地−奈良盆地断層帯北部と南部に分けられ、京都盆地－奈良盆地
断層帯南部を奈良盆地東縁断層帯と呼んでいる（地震調査研究推進本部地震調査委員会,
2001）。これらの断層帯等の形状や京都盆地南部、山城盆地、奈良盆地など当該地域の盆地東縁部の地下構造を対象とした人工震源による反射法地震探査はこれまで、小泉・他(2002)の黄檗断層周辺地域、京都府地震被害想定調査の一環として行われた平成 17 年度
Ａ測線（宇治市大久保測線）、Ｂ測線（精華町測線）（ともに京都府, 2006）、大阪－鈴鹿測線（該当地域では京田辺市を横切る）（文部科学省研究開発局・他, 2005）、および奈良盆地の奈良市－天理市境界付近の測線（奥村・他, 1997）である。そこでここでは、
奈良盆地東縁断層帯（京都盆地－奈良盆地断層帯南部）等を横断することにより活断層の位置および形状の解明と断層帯周辺の地下構造を把握すること、および、京都盆地－奈良
盆地断層帯北部等と奈良盆地東縁断層帯との連続性の確認を行うことを目的と掲げ、奈良
盆地北部および京都盆地南部においてそれぞれ東西に横断する反射法地震探査を実施した。
b) 調査測線および作業仕様、作業期間
調査測線の位置は、京都府久世郡久御山町東一口から宇治市五ケ庄に至る約 5.6 km の
巨椋池測線と奈良県奈良市高畑町から奈良市宝来四丁目に至る約７km の奈良測線の２測線である。巨椋池測線の東端は、京都大学宇治キャンパス構内の西側部分を利用し、奈良測線の東端は、奈良教育大学の構内を利用させていただいた。反射法地震探査の測線位置を図１に示すとともに、表１に探査目的を示した。表２～４には主な探査仕様、使用機器
及び実施数量を記した。いくつかのパラメータについては、現地でのデータ取得状況を確認して決定した。現地作業期間は、令和元年 11 月 25 日から 12 月 21 日であった。

94

95

図１（１）

巨椋池測線位置図（調査測線および解析測線位置図）。国土地理院地図に加筆。

96

図１（２）

奈良測線位置図（調査測線および解析測線位置図）。国土地理院地図に加筆。

表１

調査測線の概要

測線名

延長

所在地

主目的

巨椋池

約 5.6 km

久世郡久御山町東一口地内

京都盆地南部の盆地基盤構～宇治市五ケ庄京都大学防造の把握、桃山断層等の南災研究所構内部延長の確認奈良市高畑町奈良教育大学

奈良盆地基盤構造の把握、構内～奈良市宝来

奈良市中心地付近における

奈良

約 7.0 km

断層構造の把握

表２
項 目
探査手法
波動種別
測線数
測線名
測線長
探査対象深度

主な探査仕様及び使用機器

内 容
Ｐ波反射法地震探査Ｐ波２
奈良測線/巨椋池測線
奈良測線：約７km
巨椋池測線：約５km
計
約 12 km
地表付近から深度 1000 m 程度まで

標準発震点間隔

10 m 以下

標準受振点間隔

20 m 以下

受振器配置
標準同時収録チャンネル数
標準最大受振距離
標準水平重合数
標準垂直重合数
収録記録長サンプリング間隔
震源
スイープ時間スイープ周波数
受振器
収録装置

備

考

最終的な探査測線は予察
調査の結果を踏まえ、発注者と協議の上、決定
家屋等が隣接し、発震により家屋等に大きな影響が生じるおそれがある箇所
では発震しない
障害物がある場合は受振器設置位置をずらし設置
する

グルーピング
100 チャンネル以上
各発震点に対する標準受(震源の前 60、後 40 チャンネルを確保) 振点数1000 m 以上
25
現地テストに基づくもの
５回以上
とする
３秒以上
相関後
２msec 以下
道路幅員等の条件により、中型バイブレーター
油圧インパクターを使用する場合もある
現地テストに基づくもの
16sec
とする
現地テストに基づくもの
10～100Hzとする
速度型地震計（固有周波数：10～15Hz）
24 ビットデジタルレコーディングシ
ステム
97

表３
種類

形式

製品名

使用機器一覧
製造

主な仕様
実用周波数範囲：８～200 Hz
最大ストローク：6.99 cm
ホールドダウン重量：約 7.5 トン

震源

中型バイブ
レーター

EnviroVibe

IVI

リアクションマス重量：約 0.8 トン
ベースプレート設置面積：約 1.1m 2
総重量：8.4 トン
寸法：(L)6.1×(H)2.4×(W)1.9m

受振器

ジオフォン

OMNI-2400

Oyo
Geospace

速度型地震計（１成分）
固有周波数：15 Hz
グルーピング：３個
A/D 分解能：24 ビット
サンプリング間隔：

探鉱機

独立型レコ

GSR

Oyo

ーダー

（GSX）

Geospace

0.25、0.5、1.0、2.0、4.0 msec
保存データ形式：SEG-D,SEG-2
周波数特性：３～1.6 kHz
プリアンプゲイン:
０、６、12、18、24、36 dB

98

表４
項

実施数量及び主な探査仕様

目

内

容

備

探査手法

Ｐ波反射法地震探査

波動種別

Ｐ波

測線名

巨椋池測線

奈良測線

測線延長

5750 m6980 m(測点範囲)(２～577)(２～700)解析測線長5360 m

6815 m(CMP 範囲)(１～1073)(１～1364)

目標探査深度1000 m 以上

標準発震点間隔

10 m

発震点数

516 点

測点の区間長５m の CMP 間隔の累計

643 点

標準受振点間隔
受振点数

考

障害物がある場合は受振器

20 m

設置位置をずらして設置

287 点

350 点

標準収録チャン
ネル数及び基本

100 チャンネル以上、振り分け

展開法
垂直重合数

５～10 回

収録記録長

3.0 秒

サンプリング
収録様式
スイープ周波数
スイープ長

同一地点におけるスタック
数
相互相関後

１msec

間隔
震源

５～10 回SEG-D
中型バイブレーター
10～100Hz

１台

EnviroVibe（IVI 社製）

12～100Hz
16 秒

両端に 300msec のテーパ

速度型地震計
受振器（固有周波数：15Hz、

OMNI-2400(Geospace 社製)

３個グルーピング/地点）
収録装置

独立型レコーダー(A/D 分解能：24 ﾋﾞｯﾄ)

99

GSX(Geospace 社製)

c) 探査結果
観測測線、CMP 重合点は図１に示したとおりである。測点の座標は、GPS 測量、トータ
ルステーション等を用いて世界測地系平面直角座標系第Ⅵ系で求めた。データ処理及び解析は、図２にデータ処理のフローを示した。標準的な処理フローに従っている。各処理で採用した主なパラメータを表５に示す。
静補正を行うために初動読み取りから屈折波トモグラフィ解析を行った。図３に巨椋池測線と奈良測線の表層部分の屈折Ｐ波トモグラフィ結果を示す。どちらの測線も縦に５倍拡大して示している。巨椋池測線（約 5.4 km）と奈良測線（約 6.8 km）で測線長が異なるため、縦軸は両者では比較できない。
巨椋池測線では、測線位置によってＰ波速度（V P ）の遅い層厚が変化しているが、測線を通じて概ね似たような速度構造分布をしていることがわかる。これは、測線を通して標高の変化も小さいことと関係しているかもしれない。一方、奈良測線に関しては、測線の東部分、CMP 番号で 120～300 のあたりで周辺と明らかに様子が異なり、深度 100 m くらいまで V P が 1.5 km/s 程度という遅い速度が分布している結果が得られた。そこで、この範
囲だけ、より深い位置での速度を求めるため、S/N 比の良いデータに限り最大オフセット
を 2,500 m とする初動を読み取り、トモグラフィを実施したところ、深さ 100 m 程度を超えると V P が２km/s 程度であることがわかった。深度で 80 m 以上、標高で０m 程度の深さ
まで水のＰ波速度以下の層が分布している結果となった。地表直下の堆積層内の空隙が多いことにより局所的に水位が低いことで地表近くで遅いＰ波速度値となっている可能性はあるが、この測線の他区間で明瞭に見えている基盤面反射が見えないことから、この約１km の範囲に亘り地表近くでこのような速度値を示すことは何らかの原因があると考えている。しかし、現時点ではその特定には至っていない。なお、ここでの屈折波トモグラフ
ィでは、深さ方向に速度が増加する（逆転層を許さない）仮定をおいているため、今後検討する必要がある。奈良測線では、屈折波トモグラフィの結果を利用した静補正は行わずにこの後の解析を進めた。
速度解析を実施して CMP 重合した２測線の時間断面図を図４に示した。巨椋池測線は測線全体に亘り盆地基盤面までの堆積層構造が明瞭に反射面としてとらえられていることがわかる一方、奈良測線も盆地基盤面までの堆積層構造が明らかになっているが、CMP120～300 のところでは残念ながら盆地基盤面や堆積層内での反射相はうまくとらえられなかった。
マイグレーション処理ののち、深度断面にしたものを図５に示した。巨椋池測線では盆地基盤面深度は、測線西では約 800 m 程度で、凹凸がみられるものの、測線の中ほどまではその程度の深度が続く。測線半ばから東側は、基盤面深度がだんだんと浅くなっており、測線の東端の京都大学宇治キャンパス構内では約 350 m 程度の深度になっている。この間、
水平距離約 2.5 km の間で 0.5 km 程度浅くなっていることになる。堆積層内に見られる明瞭な反射面は連続していて、基盤面深度の変化が小さいところではほぼ水平にイベントが並んでいるが、測線半ばから東のほうは、基盤面深度の変化に伴い、堆積層の反射面も傾いていることがわかる。また、CMP910 あたりの堆積層内の反射面には不連続があって、深さ方向には東に下がる方向に不連続がつながっている。
一方、奈良測線は、盆地基盤面は測線内で最深が CMP750 あたりで 0.7 km 程度（測線の100標高は奈良盆地の中央部では 50 m 程度で、測線の東端１km くらいの標高がやや高くなり、
0.1 km を超えている。標高深度で最深部は 0.6～0.7 km であることから）であり、それよ
り西側、東側で緩やかに浅くなっている。測線の西端では基盤面深度は 0.5 km 程度であり、測線の東端でもその程度と考えられる。堆積層内には明瞭な反射面が連続してみることができて、緩やかにたわんでいる部分が見られることがわかった。
それぞれの測線の深度断面に関して、周辺情報も含め、得られたデータの確認と特徴について述べる。巨椋池測線に関しては、この探査測線の周辺で平成 10 年度と 13 年度に京都市が反射法地震探査を行っており、今年度実施した巨椋池測線はこれらと近接している。巨椋池測線の CMP76 で平成 10 年度の反射法地震探査測線（堀川－巨椋池測線）のCMP222 で交わっていること、加えて、平成 14 年度に京都市によって行われた岩着（京都盆地基盤に達する）ボーリング（KD-0 孔）とは CMP20 付近が近接点となる。また小泉・他(2002)は京都大学宇治キャンパスより東にある黄檗断層の構造解明のための反射法探査を実施し、その測線の西端は京都大学構内であった。図６に巨椋池測線に加えて、既存の探査測線と KD-0 の位置を示した。図７に KD-0 におけるボーリング柱状図と各種検層結果（京都市, 2003）を示す。
図８に巨椋池測線と平成 10 年京都市堀川－巨椋池測線との交差位置で時間断面を比較した。それぞれの断面図における反射面（反射相）は一致し、対比が取れていることがわかる。図７に掲載している KD-0 孔の地質柱状図より、柱状図に示されている鍵層深度と反射法探査の深度断面図を対応させることにより測線内における鍵層分布を読み取ることが出来る。鍵層として、堀川・巨椋池測線の読み取りと同じ、大阪層群の海成粘土層である Ma3、Ma4、Ma5、Ma6、Ma9 の５層とした。図９に解釈図を示す。基盤岩は測線西側でやや起伏に富む。CMP500 付近が桃山断層の南方延長上にあたり基盤岩がやや不明瞭であるという特徴が得られたが、その上の堆積層に関しては変形が見られておらず、過去に断層運動があったとしても大阪層群堆積時における活動はごく僅かであると考えられる。
次に、小泉・他(2002)の探査結果とつなぐことで、より幅広の断面を作成した。小泉・
他（2002）の西端と巨椋池測線の東端は両者とも京都大学宇治キャンパス内であるが、南北に約 100 m 離れた位置での測定を行った。またそれぞれの測線間を繋ぐようなデータもないため、それぞれの測線両端に近い部分を求め、時間断面上で次第に漸近させるように接合させた後、マイグレーション及び深度変換を行った。マイグレーション及び深度変換に与えた速度は、それぞれの測線において与えた速度をそのまま用いている。図 10 に接合した重合測線位置を、図 11 に接合した深度断面図を示す。CMP1040 付近の反射面がやや弱く、反射面が僅かにずれるように見受けられるが、この付近は２測線を接合させる中間付近にあることと、それぞれの測線での重合数が少ないことが影響していると考えられる。両測線間は南北に 100 m 程度しか離れていないが、反射面の傾向がやや異なるのはこの付近では南北で緩やかに傾斜している可能性が考えられる。
図 10 は国土地理院の活断層図の京都西南部第２版と京都東南部に重ね書いている。図９のところでも記載したが、探査測線の北には、ほぼ南北走向の桃山断層が存在し、そのまま南に延長すると、測線では CMP400～500 のあたりになるが、基盤面の反射強度が周辺より弱くなっている特徴がある一方、堆積層内の層構造には段差構造は見られない。一方、
ここから東側は盆地基盤面が東に向かって浅くなっている。また、木幡の活撓曲の南延長
101

したところに、測線において、堆積層の層構造に段差がみられると指摘した部分（CMP910あたり）が対応しているようにも見える。今回の探査および小泉・他(2002)の探査結果とのマージを行った深度断面において観察される盆地基盤および堆積層の傾斜と、活断層図に見られる、測線北側に分布する桃山断層や黄檗断層の上盤側の活褶曲や測線の南側に現れる宇治の段丘面（宇治傾動帯、脇田・他, 2013）との対応については今後議論していく必要がある。
奈良測線については、CMP120～300 付近を除き、盆地基盤面深度分布と堆積層構造を十分に把握することができる断面が得られた。測線周辺には地層と対比できる基準ボーリン
グが存在しないため、反射断面図からの解釈を以下に示す。なお、2)で収集された温泉ボーリング掘削に伴うボーリング柱状図情報が測線近くにもあるため、今後対比を試みる。
測線位置を国土地理院の活断層図に重ねると図 12 となる。測線の北側の丘陵部において、地表におけるいくつかの、ほぼ南北走向を持つ推定活断層が存在していることから、これらの南方延長が測線と交差している可能性が考えられる。また、測線とは CMP450 と
CMP50 あたりで活撓曲が、CMP300 付近で縦ずれ断層がマップされている。これらの位置に注意して探査断面を見てみる。
堆積層および盆地基盤面に関しては、CMP310 付近から測線西端の CMP1360 付近まで連続性は極めて良いことが見て取れる。このうち CMP600 付近および CMP1200 付近では堆積層部分に緩やかな変形が見られていることがわかる。この部分に活動性があるか否かの検討を行うため、複数の基準反射面を設定し、それぞれの部分を挟んで深度分布を比較すると、いずれも僅かに活動性があるように確認された。該当する CMP 番号位置の北部延長方向に、それに相当するような構造は見られており、この断面に見られた撓曲に連続する可能性はある。CMP450 と CMP50 あたりの活撓曲に関係する地下の層構造の変化はあまり見られない。一方、CMP300 付近の構造については、深部は不明瞭ではあるもの、ごく浅部
では西に急傾斜する反射面を確認することができる。
測線東端の CMP1～120 では CMP300 より西側に見られる比較的強い反射面は同じ程度の標高位置には見られないことから、CMP300 付近の上下変動の可能性を含む、なんらかの構造の違いが予想される。また、測線東端の浅部では反射面はほぼ平坦であるが、深部になるに従って西に傾き下がる反射面の傾斜がみられることから、地震探査測線の更に東側に断層が存在することを示唆する。図 13 にこれらの解釈を入れた奈良測線の深度断面図
を示す。

102

観測ノート

測量データ

生波形データトレース編集解析測線の決定
ジオメトリの設定
CMPソートプレフィルタ
位相補償
振幅回復
前処理後データ
デコンボリューション
ﾃﾞｺﾝﾎﾞﾘｭｰｼｮﾝ
処理後データ
静補正
速度フィルタ（τ-P）
速度フィルタ
処理後データ
速度解析
速度モデル
NMO補正

残差静補正

CMP重合
時間断面
マイグレーション
マイグレーション後
時間断面
深度変換
マイグレーション後
深度断面

図２

反射法地震探査標準データ処理フロー
103

104

1000 msec
100 msec
３%
１×１m

タイプ

自己相関演算用ゲート長

フィルタ長

ホワイトノイズ

メッシュサイズデコンボリューシ

ョン

振幅補償

速度フィルタ

静補正

ホワイトニング

AGC ウィンドウ幅

振幅調整

12～100 Hz

奈良測線

共通発震点及び受振点ギャザーに適用時間に応じて低減速度を変化

ャザーに適用共通発震点及び受振点ギため静補正を行わず

部区間で表層速度が遅い

奈良測線に関しては、一から設定

最大速度は速度走時曲線

備考

1250 m/s 以下の速度を抑制

30 msec のウィンドウ幅で振幅補償ウィンドウ幅tau-p フィルタ

オフセット区間を 15 に分割

オフセット距離及び1600 m/s

600 m/s 以下の速度を抑制

1550 m/s

標高補正用速度使用せず

f-k フィルタ

1550 m/s

1000 m
250～2600 m/s

速度逆転層許さず

250～2200 m/s

600 m

深度と共に単調増加

１×１m

３%

80 msec

800 msec

ホワイトニング

200 msec

インパルスに変換するオペレータを設計し適用

置換速度

トモグラフィ付加条件

再構成速度範囲

最大オフセット距離

初期速度モデル

200 msec－

位相補正10～100 Hz

バンドパスフィルタ帯域

プレフィルタ

巨椋池測線

パラメータ等

処理名

表５ データ処理に使用した主なパラメータ

105

速度モデル

速度モデル

深度変換

繰り返し算出回数（１回当たり）

最大許容時間シフト量

パラメータ等

マイグレーションィルタ

イムバリアントフ

残差静補正

処理名

：10～60 Hz：10～60 Hz

450 msec～：10～80 Hz：10～50 Hz

500 msec～

重合速度を平滑化：10～80 Hz

０～350 msec：12～100 Hz

CMP310～400 msec～

０～400 msec：10～80 Hz

CMP110～310

400 msec～

０～400 msec：12～100 Hz

重合速度を平滑化：10～60 Hz

350～450 msec：10～80 Hz

０～350 msec：10～100 Hz

CMP800～550 msec～

400～550 msec：10～80 Hz

０～400 msec：10～100 Hz

CMP400～800

600 msec～

400～600 msec：10～80 Hz

奈良測線

CMP1～110

５回

８msec

０～400 msec：10～100 Hz

CMP1～400

巨椋池測線

表５ データ処理に使用した主なパラメータ（続き）

補正量自動算出

備考

106

図３（１）

巨椋池測線の表層Ｐ波トモグラフィ結果。鉛直方向を５倍に拡大。

107

奈良測線の表層Ｐ波トモグラフィ結果。最大オフセット 2500m の初動まで読み取り、やや深部までマッピングした。鉛直方向を５倍に拡大。

図３（２）

108
図４（１）

巨椋池測線時間断面図。縦に２倍拡大。

109
図４（２）奈良測線時間断面図。縦に２倍拡大。

110

図５（１）巨椋池測線マイグレーション後の深度断面図。縦に２倍拡大。

111

図５（２）奈良測線マイグレーション後の深度断面図。縦に２倍拡大。

112

図６

巨椋池測線近傍の既存測線の位置とボーリング（KD-0）の位置図。国土地理院地図に加筆。

図７

KD-0 におけるボーリング柱状図と各種検層結果（京都市，2003）

113

図８

巨椋池測線と平成 10 年京都市堀川測線との交差位置で時間断面を比較した図。

114

115
図９

巨椋池測線の解釈図

図 10

巨椋池測線と小泉・他(2002)の測線を接続した測線を国土地理院活断層図に加筆。

赤字で巨椋池測線＋小泉・他(2002)の測線を組み合わせた CMP 位置を記載。赤実線は活断層、赤破線は位置がやや不明確な活断層。白破線は地下の推定活断層を表す。

116

117

図 11

巨椋池測線と小泉・他(2002)の反射断面を接続した深度断面図。CMP 位置は図 10 に示している。

118

奈良測線を国土地理院活断層図に加筆。奈良測線の CMP 位置を赤字で記載。赤実線は活断層、赤破線は位置がやや不明確な活断層。

黒破線は位置がやや不明確な推定活断層を表す。

図 12

119
図 13

奈良測線の解釈図

2) 岩着ボーリング情報の収集・整理a) 温泉ボーリング資料の収集
基盤岩の深度や盆地を埋積する堆積層の構造を直接的に把握するためには、基盤岩まで到達する大深度のボーリング掘削調査が有用である。例えば、京都盆地では、文部科学省
地震関係基礎調査交付金による「京都盆地の地下構造に関する調査」（京都市, 2000, 2001,
2003）や文部科学省「大都市大震災軽減化特別プロジェクト」（文部科学省研究開発局・
他, 2005）による大深度ボーリング調査が過去に行われている。奈良盆地では、通商産業
省工業技術院地質調査所(当時)による地下水等観測施設建設のための掘削が、奈良盆地南部の北葛城郡広陵町及び五條市で行われている。これらの調査ではオールコアのボーリング掘削及び速度検層などが実施されている。しかしながら、盆地内の地下構造を面的に把握するには、必ずしも十分な数のボーリング資料が揃っているとはいえない。近年、奈良盆地や京都盆地でも民間事業者や自治体等による温泉開発が進んでおり、これらの温泉井の掘削では、速度検層などの物理探査は行われないものの、掘削時の地質情報の記載から
基盤岩や堆積層の層相に関する情報を得ることができると期待される。そこで、温泉の掘削等に係る行政を所管する奈良県文化・教育・くらし創造部消費・生活安全課及び京都府
健康福祉部薬務課に公文書公開請求を行い、事業者等が温泉のゆう出を目的とした掘削工事の完了届とともに添付している地質柱状図を収集した。
奈良県からは奈良県全域の計 22 温泉のボーリング資料を開示いただくことができた（表６）。京都府からは京都市、山城北、山城南各保健所管内の計 29 温泉のボーリング資料を開示いただくことができた（表７）。資料を収集した温泉の一部は、山間部に立地しているものであったが、京都盆地及び奈良盆地に関係する資料も多数得ることができた。ただし、一部の温泉井では基盤岩に到達する前の大阪層群中で温泉が湧出しており、基盤（丹波帯、領家帯）に到達していないものもある。取得したボーリング資料は、本重点的調査
観測で実施する反射法地震探査や微動アレイ探査の結果の解釈検討などにも利用される。
b) ボーリング資料による基盤岩深度分布
本年度収集した温泉ボーリング資料に加え、既往の文献や資料集等に記載されている地質柱状図から、基盤岩に到達しているボーリング資料を整理した（表８）。これらのデー
タの一部は関口・他(2019)でも使用された。図 14 は資料から読み取った着岩深度を地図上にプロットしたものである。基図は 20 万分の１日本シームレス地質図 V2（産業技術総合研究所地質調査総合センター, 2019）を元に編集したものである。既存の資料集や文献では基盤深度や大阪層群の層厚に関する情報が得られていなかった地点で、温泉ボーリング
資料を収集したことにより新たな情報を得ることができた。奈良盆地北部の奈良市や天理市周辺で基盤岩の深度が約 500～650 m であるのに対し、奈良盆地南部では 300 m 未満であった。「奈良 22」の温泉ボーリングでは、深度 557 m から凝灰岩質の堆積物が確認されており、奈良地域の地質図（尾崎・他, 2000）で奈良盆地東端部に見られる中新世の地獄谷累層に相当する地層である可能性がある。また、色調が詳細に記載されているボーリン
グ資料については、段丘堆積物と大阪層群を区分することができる可能性もある。
奈良盆地の三次元深部地盤構造モデル（関口・他, 2019）の基盤深度とボーリング資料の基盤深度を比較した（図 15）。奈良盆地の北～中部ではモデルの基盤深度と温泉ボ
120

ーリング等による着岩深度の対応は比較的良いが、奈良盆地南部や生駒市周辺では地盤構造モデルとボーリング資料のずれが見られ、地盤構造モデルの改良が必要である。京都府
内でも、現行の地盤構造モデルとボーリング資料の着岩深度が一致していない地点が、京都盆地周辺の丘陵（宇治丘陵、田辺丘陵など）などで確認された。

表６

奈良県内で収集した温泉ボーリング資料の概要

121

表７

京都府内で収集した温泉ボーリング資料の概要

122

表７

京都府内で収集した温泉ボーリング資料の概要（続き）

123

表８

既存ボーリング資料の一覧

文献名

編著者

出版年

近畿圏地下水（深井戸）資料台帳

国土庁

1975

土地分類基本調査「京都西南部」

経済企画庁

1972

土地分類基本調査「京都西北部」

京都府

1981

土地分類基本調査「大阪東北部・奈良・上野」

京都府

1983

土地分類基本調査「京都東北部・京都東南部・水口」

滋賀県・京都府

1984

土地分類基本調査「桜井」

奈良県

1982

土地分類基本調査「奈良・大阪東北部・大阪東南部」

奈良県

1984

土地分類基本調査「吉野山」

奈良県

1985

土地分類基本調査「五條・高野山」

奈良県

1995

京都市内ボーリングデーター集

京都市住宅局建築指導部

1986

審査課監修・建築行政協会京都市支部編
生駒市域水理地質図説明書（１万分の１）

生駒市域水理地質図作成

1989

委員会
12 万５千分の１大阪とその周辺地域の第四紀地質図

市原

実・他

1991

地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）奈良地域の地質

尾崎正紀・他

2000

地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）桜井地域の地質

西岡芳晴・他

2001

平成 11 年度京都盆地の地下構造に関する調査

京都市

2000

平成 12 年度京都盆地の地下構造に関する調査

京都市

2001

平成 14 年度京都盆地の地下構造に関する調査

京都市

2003

琶琵湖 1400m 掘削試料の層相からみた堆積環境

竹村恵二・横山卓雄

1989

琵琶湖西岸, 古琵琶湖層群基底部コアの層序

山崎博史・他

1994

琵琶湖東岸・草津市烏丸地区深層ボーリングコアの岩相層序

林

1999

活断層モニタリング施設整備工事（中央構造線五條地区）報工業技術院地質調査所

1999

赤松純平・盛川

2000

隆夫・他

告書
鉛直アレー地震観測記録から推定された奈良盆地北部・平城

仁宮跡地の地盤のＳ波の速度とＱ値
京都盆地東南部における小スパン３次元アレイ地震観測

岩田知孝・他

2001

黄檗断層の地下構造調査

小泉尚嗣・他

2002

京都盆地の温泉西村

新斎苑整備事業物理探査等業務委託報告書

奈良市

2016

平成７年度地震予知地下水等観測施設及び設備工事（その

松本則夫

2018

防災科学技術研究所

2019

進・桂

京造

2009

３）報告書
防災科研 K-NET, KiK-net

124

図 14

ボーリング資料による基盤岩の深度（☆：本年度収集した温泉ボーリング資料、○：

表８記載の既存資料）。基図は 20 万分の 1 日本シームレス地質図 V2（産業技術総合研究所地質調査総合センター, 2019）を元に編集した地質図。紫線は既存のＰ波反射法地震探査測線。濃青線は本調査観測で実施したＰ波反射法地震探査測線。
125

図 15

ボーリング資料による基盤岩の深度（☆：本年度収集した温泉ボーリング資料、○：その他の資料・文献）。背景のカラーコンターは関口・他(2019)の深部地盤モデルの
基盤深度。

126

3) 深部地盤構造把握のための大半径微動アレイ探査a) 京都府南部における微動アレイ観測及び位相速度の推定
堆積盆地の S 波速度構造を推定する物理探査手法として微動アレイ観測が広く適用されている。巨椋池以北の京都盆地では、文部科学省地震関係基礎調査交付金「京都盆地の地下構造に関する調査」（京都市, 2001）によって、京都市内 15 地点で微動アレイ探査が実施されている。しかし、京都府南部（山城地域）では、微動アレイ探査等、堆積層の S 波
速度構造に関する調査研究はほとんど行われていなかった。奈良盆地東縁断層帯の活動による京都府南部での強震動予測に必要な地盤構造モデル高度化のため、地表から地震基盤までの深部地盤構造の把握を目的とした微動アレイ探査を実施した。京都府南部の木津川沿いに分布する平野部の６地点において、最小半径 0.6 m から最大半径 500～600 m までの微動アレイ観測を行った。現地での観測は令和２年３月５～７日の日中に実施した。表９に観測地点毎の座標、アレイ半径、観測日時の情報を整理した。図 16 の地図上に微動ア
レイ観測地点を示した。
微動観測システムは、半径 0.6 m のアレイを除き、東京測振製速度計 SE-321（ 5 V/(cm/s)）
及び白山工業製収録装置 DATAMARK LS-8800（形式分解能 24 bit）を用いた。LS-8800 の内
蔵アンプの倍率は８倍とした。半径 0.6 m のアレイでは、白山工業製のポータブル微動観測装置 JU410（2 V/G、G は重力加速度）を用いた。JU410 の内蔵アンプの倍率は 100 倍とした。微動アレイ観測はいずれも正三角形アレイによる４点同時観測とした。各アレイの観測日時は表９に記載の通りである。図 17～22 に各地点でのアレイ配置図を例示する。収録時のサンプリング周波数はすべて 200 Hz とした。半径 200 m 以上の大アレイでは１時間以上の連続観測を行った。半径 20～150 m の中アレイでは 30 分以上、半径 10 m 以下の小アレイでは 20 分以上の連続観測を行った。地震計設置場所の座標をハンディ GPS で測量し、すべての地震計設置場所で観測実施状況の写真を撮影した。写真１は現地での微動観測実施状況の一例である。
取得した連続微動記録のうち上下動成分を用い、空間自己相関（SPAC）法（Aki, 1957）にて各半径、各周波数の SPAC 係数を求めた。解析対象とするアレイ半径を増やすため、中心点と正三角形の頂点（半径𝑟）に対する解析に加え、正三角形の辺を使った解析（半径√3𝑟に相当）も行った。各アレイに対して、通過交通などの非定常ノイズの影響がなく、同一アレイ内のパワースペクトルが類似している区間を 50 区間以上抽出し、10 区間ずつ１セットにしてパワースペクトルやクロススペクトルのアンサンブル平均を計算した。それぞれのスペクトルは Konno and Ohmachi (1998)の方法を用いて平滑化した（平滑化の幅を規定する b の値は 30 に設定）。最後に、各半径で得られた SPAC 係数を用い、拡張 SPAC 法（凌・岡田, 1993）により位相速度の分散曲線を得た。
また、アレイ中心点の H/V スペクトル比も計算した。H/V スペクトル比の推定では、a)の解析と同様、連続記録からノイズの含まれていない 20.48 秒の区間を可能な限り抽出し（最小でも５区間以上）、各成分のフーリエスペクトルを求め、Konno and Ohmachi (1998)の方法によりスペクトルの平滑化を行った（平滑化の幅を規定する b の値は 40 に設定）。
各区間の H/V スペクトル比をアンサンブル平均したものを最終的な H/V スペクトル比とした。
図 23 に全地点の位相速度分散曲線をプロットした。多数の半径のアレイ観測を実施し127たことで、沖積層に相当する低速度の層から深部地盤構造までに対応する広い周波数帯域
で、位相速度を良好に推定することができた。ただし、KZ04 地点については、観測実施時の天候がよくなかった（強風）こともあり、半径 100 m 以上のアレイでは、地震計間のコ
ヒーレンスが十分ではないデータもあり、位相速度分散曲線の連続性が十分ではない。次年度に追加観測を行うことでデータを補強する予定である。

表９
アレイ
KZ01
八幡市
内里

KZ02
久世郡
久御山町
佐山
KZ03
京田辺市
東東神屋

KZ04
相楽郡
精華町
大字菱田
KZ05
相楽郡
精華町
大字祝園
KZ06
木津川市
木津

半径
(m)
590
300
150
50
20
6
0.6
505
200
100
30
10
0.6
600
200
100
30
10
0.6
500
240
100
30
10
0.6
500
200
100
30
10
0.6
500
200
100
30
10
0.6

中心点緯度
（北緯）
34.85662
34.85514
34.85516
34.85515
34.85451
34.85451
34.85451
34.86955
34.86961
34.87004
34.86972
34.86963
34.86951
34.82029
34.82250
34.82092
34.82098
34.82098
34.82092
34.78824
34.78768
34.78663
34.78663
34.78661
34.78665
34.76466
34.76369
34.76375
34.76377
34.76378
34.76379
34.72537
34.72475
34.72517
34.72549
34.72559
34.72562

大半径微動アレイ観測一覧
中心点経度
（東経）
135.72478
135.72343
135.72429
135.72485
135.72000
135.72507
135.72505
135.75626
135.75621
135.75514
135.75514
135.75513
135.75522
135.78267
135.78360
135.78294
135.78333
135.78346
135.78309
135.79129
135.79426
135.79454
135.79492
135.79515
135.79514
135.79767
135.79493
135.79428
135.79470
135.79478
135.79492
135.81139
135.81496
135.81493
135.81498
135.81501
135.81499

128

実施日

開始時刻

終了時刻

2020/3/6
〃
〃
〃
〃
〃
〃
2020/3/6〃〃〃〃〃
2020/3/5〃〃〃〃〃
2020/3/5〃〃〃〃〃
2020/3/7〃〃〃〃〃
2020/3/7
〃
〃
〃
〃
〃

13:20
13:24
15:03
14:55
15:55
15:55
16:00
9:43
9:44
11:30
11:20
12:15
12:15
10:14
10:02
11:55
11:45
16:40
12:01
13:38
13:35
15:15
15:04
15:48
15:14
10:03
10:07
11:42
11:42
12:26
11:46
13:24
13:40
15:10
15:02
15:41
15:15

14:30
14:30
15:40
15:40
16:26
16:26
16:25
11:00
11:00
12:30
12:07
12:36
12:36
11:20
11:20
12:32
12:32
17:00
12:30
14:40
14:40
16:10
15:40
16:10
16:00
11:14
11:10
12:45
12:20
12:49
12:27
14:40
14:40
16:00
15:35
16:06
16:00

図 16

京都府南部における大半径微動アレイ観測地点。紫線は既存のＰ波反射法地震探査測線。濃青線は本調査観測で実施したＰ波反射法地震探査測線。基図は 国土地理院基盤地図情報数値標高モデル（10 m メッシュ）をもとに作図した。

129

図 17

KZ01 における大半径微動アレイ観測の配置図。三角印は地震計を設置した位置（色はアレイ半径の違いに対応する）。国土地理院国土基本情報をもとに作図した。

図 18

KZ02 における大半径微動アレイ観測の配置図。凡例は図 17 に同じ。
130

図 19

KZ03 における大半径微動アレイ観測の配置図。凡例は図 17 に同じ。

図 20

KZ04 における大半径微動アレイ観測の配置図。凡例は図 17 に同じ。

131

図 21

KZ05 における大半径微動アレイ観測の配置図。凡例は図 17 に同じ。

図 22

KZ06 における大半径微動アレイ観測の配置図。凡例は図 17 に同じ。

132

写真１

図 23

微動アレイ観測の実施状況（KZ02 地点）

微動アレイ解析結果。それぞれ上段が位相速度、下段が SPAC 係数。プロットの色の違いはアレイ半径に対応する。黒実線が拡張 SPAC 法で得られた位相速度分散曲線。
133b) Ｓ波速度構造の推定
微動アレイ解析によって得られた位相速度分散曲線を用いて、その地点のＳ波速度（V S ）構造を推定した。ここでは、SPAC 法により得られた位相速度分散曲線を Rayleigh 波の基
本モードで説明できると仮定した。浅部地盤から上部マントルまでを水平成層構造でモデル化し、浅部地盤から基盤（V S = 2.7 km/s）までの各層の層厚を未知パラメータとして、
観測位相速度を説明できるように推定した。第１層（V S < 0.2 km/s）だけは、V S と層厚の両方を未知パラメータとした。上部地殻の構造は J-SHIS V2（藤原・他, 2012）、上部地
殻／下部地殻の境界から上部マントルまでの構造は地震本部全国１次地下構造モデル（JIVSM、Koketsu et al., 2012）から中心点直下の構造を一次元モデルとして取り出したモデルをそのまま与えた。表 10 に各層のパラメータ及び探索範囲をまとめた。未知パラメ
ー タ の 推 定 は マ ル コ フ 連 鎖 モ ン テ カ ル ロ 法 （ MCMC 法 ） で 行 い 、 サ ン プ リ ン グ 手 法 はMetropolis-Hastings アルゴリズム（Metropolis et al., 1953; Hastings, 1970）を用いた。全部で 50,000 回の試行を実施し、最初の 5,000 サンプルを burn-in 期間として棄却
した後、残る 45,000 サンプルの中央値を最終的なモデル推定結果として採用した。図 24に MCMC 法でサンプリングされた各パラメータの分布をヒストグラムで示している。堆積
層各層の層厚や第１層のＳ波速度は適切に推定されている様子が分かる。速度構造モデル

表 10仮定した一次元構造モデル及び未知パラメータ探索範囲

Ｐ波速度

Ｓ波速度

密度

層厚

（m/s）

（m/s）

（kg/m 3 ）

（m）

１

1,500

100～200

1,700

１～100

２

1,500

200

1,800

０～100

３

1,550

250

1,800

０～100

４

1,600

300

1,800

０～100

５

1,600

350

1,850

０～200

６

1,600

400

1,850

０～200

７

1,800

550

1,900

０～400

８

2,000

600

1,900

０～400

９

2,200

800

2,000

10

2,400

900

2,050

11

5,000

2,700

2,500

０～2,000

12

5,500

3,100

2,600

J-SHIS V2 による

13

5,700

3,300

2,700

J-SHIS V2 による

14

6,000

3,400

2,750

JIVSM による

15

6,400

3,800

2,800

JIVSM による

16

7,500

4,500

3,200

JIVSM による

17

8,000

4,700

3,200

半無限層

134

０

（KZ01～KZ03）

０～600（KZ04～KZ06）

０～600（KZ01～KZ03）

０（KZ04～KZ06）

の推定には位相速度のみを使用しているが、確認のため、H/V スペクトル比の比較も行った。理論 H/V スペクトル比は基本モードから４次モードまでの R/V 比をを合成することにより得た。なお、Rayleigh 波の理論位相速度分散曲線、ミディアムレスポンス、H/V スペ
クトル比の計算には工学院大学久田嘉章教授が公開しているプログラムを使用した。
図 25～30 に各地点でのＳ波速度構造モデルの推定結果を示す。同図には、既往の JSHISV2 及び JIVSM との比較も載せている。いずれの地点でも、既往の速度構造モデルよりも説明性の高い推定結果が得られたと考えている。堆積層（大阪層群）と盆地基盤の境界に相当する V S = 2.7 km/s 上面の深度は、京都盆地内の KZ01 で 649 m、KZ02 で 639 m と推定されたのに対し、木津川沿いの KZ03 から KZ06 の４地点では 371～436 m と推定された。
KZ01 は八幡測線（横倉・他, 2002）、KZ02 は京都府 H17A 測線、KZ05 は京都府 H17B2 測線（京都府, 2006）にそれぞれ近い位置にあるが、推定された基盤深度は既往の反射法地震探査結果とも大きく矛盾することはなかった。第１層は、いずれの地点も V S = 100～125
m/s の層が層厚３～６m で推定された。KZ05 を除き、V S が 0.3～0.4 km/s の範囲の層厚は薄い。このことは約５～10 Hz での位相速度分散曲線の特徴の違いとしても現れている。
また、精華町周辺の KZ04 と KZ05 では、Vs が 0.8～0.9 km/s の層が堆積層全体に占める割合（79～80%）が、他の４地点（59～66%）に比べて大きい。この２地点付近では、大阪層群のうち最下部層が占める割合が相対的に大きいのではないかと推測される。

図 24

MCMC 法によりサンプリングされたパラメータのヒストグラムの例

135

図 25

KZ01 でのＳ波速度構造モデル推定結果。(上段左)位相速度分散曲線。青丸：観測、

赤：推定モデル、茶：J-SHIS V2、緑：JIVSM（いずれも Rayleigh 波基本モード）。（上段中及び右）Ｓ波速度構造モデル（赤：推定モデル、茶：J-SHIS V2、緑：JIVSM）。
右端の数値は上面深度とＳ波速度。(下段)H/V スペクトル比（青：観測、赤：理論）。

図 26

KZ02 でのＳ波速度構造モデル推定結果。凡例は図 25 に同じ。
136

図 27

KZ03 でのＳ波速度構造モデル推定結果。凡例は図 25 に同じ。

図 28

KZ04 でのＳ波速度構造モデル推定結果。凡例は図 25 に同じ。

137

図 29

KZ05 でのＳ波速度構造モデル推定結果。凡例は図 25 に同じ。

図 30

KZ06 でのＳ波速度構造モデル推定結果。凡例は図 25 に同じ。

1384) 浅部地盤構造把握のための極小～小半径微動アレイ探査a) 極小～小半径微動アレイ観測及び解析
地表から工学的基盤付近までの地盤構造に関する情報を取得するため、極小半径（半径0.6 m）～小半径（半径数 m～10 m）の微動アレイ観測を面的に多数実施した。令和元年度
は、京都府南部の宇治川沿いから京都府－奈良県境付近にかけての 61 点で実施した。浅部
地盤構造を詳細に把握するため、表層地質分布も考慮しつつ、概ね２km 間隔で微動アレイ
観測点を選点した（図 31）。観測地点の多くは沖積層分布域であるが、宇治丘陵、田辺丘
陵、平城山丘陵の大阪層群分布域、木津川及び宇治川周辺の段丘面上にも観測点を選んでいる。令和２年度は奈良県内を中心に同様の調査を実施する予定である。
微動観測システムは、三成分加速度センサーと収録装置、GPS アンテナ、リチウム電池等が一体となっている白山工業製のポータブル微動観測装置 JU410（２V/G、G は重力加速度）を用いた。JU410 の内蔵アンプの倍率は 100 倍としたため、記録のセンサー感度は 200
V/G である。各観測地点では、半径 0.6 m の極小アレイ観測と半径６～８m の小半径アレ
イ観測の２セットの観測を実施することを基本とした。その地点での微動特性等の状況により、極小半径と小半径アレイ観測による位相速度分散曲線の連続性が十分でない場合は、
半径２m の小半径アレイ観測を追加実施した。ただし、観測実施場所の制約により、半径0.6 m の極小アレイ観測のみ実施した地点もある。微動アレイ観測はいずれも正三角形ア
レイによる４点同時観測とした。収録時のサンプリング周波数はすべて 200 Hz とした。各
アレイ観測では、微動を 15 分以上連続収録した。観測地点の座標をハンディ GPS で測量し、観測実施状況の写真をすべて撮影した。各アレイの位置情報、観測実施半径、観測日時、地表地質は表 11 に記載の通りである。写真２は現地での小半径微動アレイ観測実施状
況の一例である。
取得した連続微動記録のうち上下動成分を用い、空間自己相関（SPAC）法（Aki, 1957）にて各半径、各周波数の SPAC 係数を求めた。解析対象とするアレイ半径を増やすため、中心点と正三角形の頂点（半径𝑟）に対する解析に加え、正三角形の辺を使った解析（半径√3𝑟に相当）も行った。各アレイに対して、通過交通などの非定常ノイズの影響がなく、同一アレイ内のパワースペクトルが類似している区間を 50 区間以上抽出し、10 区間ずつ１セットにしてパワースペクトルやクロススペクトルのアンサンブル平均を計算した。それぞれのスペクトルは Konno and Ohmachi (1998)の方法を用いて平滑化した（平滑化の幅を規定する b の値は 30 に設定）。最後に、各半径で得られた SPAC 係数を用い、拡張 SPAC 法（凌・岡田, 1993）により位相速度の分散曲線を得た。
図 32 に全地点の位相速度分散曲線を青線でプロットした。ほぼすべての観測点で、位相速度が 400 m/s を超えるところまで得られており、工学的基盤（V S = 350 m/s）より浅い地盤構造を拘束するために必要な情報を得ることができたと考えている。沖積層上の観測点の多くでは、高周波数（> 10 Hz）での位相速度は 200 m/s 未満である。沖積層上の観測点でも、木津川市から精華町南部にかけての N016、N018、N020、N043 では位相速度が大きめであり、これらの地点では沖積層が薄いと推測される。段丘や大阪層群上の観測点では、
10 Hz での位相速度が 300 m/s を超えるような地点も多く見られた。参考までに、紺野・片岡 (2000)の方法で、位相速度分散曲線から AVS30（地表から深さ 30 m までの平均Ｓ波速度）を推定した結果を図 33 に示した。三川合流地域から巨椋池干拓地周辺にかけての沖139

積層が分布する地域の多くでは、AVS30 推定値は 215～290 m/s であった。宇治丘陵（N030、
N046、N047、N048、N050、N051）では、330～360 m/s と前述の沖積層分布地域に比べ、AVS30
推定値が大きい。また、宇治市の宇治川沿い（N001、N032）や巨椋池干拓地の東部（N031、N058）でも AVS30 推定値が大きめである。加茂盆地（N043、N044）では 360～380 m/s であった。精華町や木津川市の木津川沿いから平城山丘陵にかけては、空間変化が大きいようにみえる。
微動アレイ解析によって得られた位相速度分散曲線を用いて、その地点のＳ波速度（V S ）構造を推定した。ここでは、SPAC 法により得られた位相速度分散曲線を Rayleigh 波の基
本モードで説明できると仮定した。浅部地盤から上部マントルまでを水平成層構造でモデル化し、浅部地盤から深部地盤の上部付近までの各層の層厚を未知パラメータとして、観測位相速度を説明できるように推定した。未知パラメータとして層厚をフリーにする最大のＳ波速度は、微動アレイ観測で得られた位相速度分散曲線を考慮して各地点でそれぞれ設定した。また、第１層（V S < 0.2 km/s）のみ、V S と層厚の両方を未知パラメータとした。
深部地盤～上部地殻の構造は J-SHIS V2（藤原・他, 2012）、上部地殻／下部地殻の境界から上部マントルまでの構造は地震本部全国１次地下構造モデル（JIVSM、Koketsu et al.,2012）から中心点直下の構造を一次元モデルとして取り出したモデルをそのまま与えた。
表 10 に各層のパラメータ及び探索範囲をまとめた。未知パラメータの推定はマルコフ連
鎖モンテカルロ法（MCMC 法）で行い、サンプリング手法は Metropolis-Hastings アルゴリ
ズム（Metropolis et al., 1953; Hastings, 1970）を用いた。全部で 50,000 回の試行を実施し、最初の 5,000 サンプルを burn-in 期間として棄却した後、残る 45,000 サンプルの中央値を最終的なモデル推定結果として採用した。大半径微動アレイの解析と同様、Rayleigh 波の理論位相速度分散曲線等の計算には工学院大学久田嘉章教授が公開しているプログラムを使用した。
図 32 に各地点でのＳ波速度構造モデルの推定結果及びそれによる理論分散曲線（基本モード）をそれぞれ赤線で示す。一部の観測点では観測分散曲線の形状がやや複雑ではあるものの、いずれの観測点においても観測分散曲線の特徴を説明できる浅部のＳ波速度構造モデルを得ることができた。推定された浅部Ｓ波速度構造モデルの特徴を概観するため、いくつかの代表的な測線について地盤モデルの断面図を作成した。
図 34 は八幡丘陵から京都盆地南部の巨椋池に向かって、ほぼ南北に縦断する測線である。巨椋池付近（N056、N003、N004）での沖積層相当層（V S < 350 m/s）の層厚は 14～22m 前後と推定された。測線沿いでの V S = 600 m/s の上面深度は N003 で最も深く（63 m）、段丘堆積層の層厚が増していることを示唆している。N003 の１km 北の久世郡久御山町森
で京都市消防局が深層ボーリング KD-0 を掘削している。京都市(2003)によると、KD-0 地
点での沖積層基底深度は約 13 m、大阪層群上面（段丘堆積層の基底）は約 73 m と報告（図７）されており、微動アレイ探査による結果と類似の特徴である。
図 35 は、平城山丘陵から木津川市山城町上狛にかけて、南西～北東に縦断する測線である。N038 のみ曽根山撓曲の上盤側の丘陵部に位置する。沖積平野内では、V S = 550 m/s の上面標高は北東に向かって浅くなる傾向が見られた。沖積層相当層（V S < 350 m/s）の層
厚は、木津周辺の他の観測点も含め７～15 m と推定された。
図 36 は木津川市南加茂台（ながもだい）から木津川右岸の恭仁宮跡にかけて、加茂盆地
140を南北に縦断する測線である。南加茂台（N042）は大阪層群最下部の登美ヶ丘累層からなる地盤に造成された土地であるが、造成地のすぐ南は領家花崗岩からなる山地である（尾崎・他, 2000）。このためか、基盤岩が浅く、堆積層全体が薄い。沖積平野に位置する N043
では、沖積層相当層（V S < 350 m/s）の層厚は 10 m と推定された。N044 は中位段丘であり、沖積層は存在しないことが推定された速度構造モデルからも確認できる。N043 と N044
での V S = 550 m/s の上面標高はほぼ同じであった。

図 31

極小～小半径微動アレイ観測点。基図は 20 万分の 1 日本シームレス地質図 V2（産業技術総合研究所地質調査総合センター, 2019）を元に編集した地質図。

141

表 11

極小～小半径微動アレイ観測一覧142

表 11（続き）

143

表 11（続き）

写真２

微動アレイ観測の実施状況（木津川市内）
144

図 32

極小～小半径微動アレイ探査による観測位相速度（青線）と推定Ｓ波速度構造モデ

ルによる Rayleigh 波基本モードの理論位相速度（赤線）。
145

図 32

続き

146

図 32

続き

147

図 32

続き

148

図 32

続き

149

図 32

図 33

続き

紺野・片岡 (2000)の方法で推定した AVS30 の分布。○印の色が AVS30 を表す。基図は国土地理院基盤地図情報数値標高モデル（10 m メッシュ）をもとに作図した。

150

図 34

八幡丘陵から巨椋池にかけてのＳ波速度構造の断面図（色がＳ波速度を表す）。

図 35

平城山丘陵から上狛にかけてのＳ波速度構造の断面図（色がＳ波速度を表す）。

151

図 36

加茂盆地でのＳ波速度構造の断面図（色がＳ波速度を表す）。

b) H/V スペクトル比卓越周波数の空間分布
極小～小半径微動アレイ観測は浅部地盤を対象とした調査であるが、観測で得られた３成分の微動波形記録を用いて得られた H/V スペクトル比の卓越周波数から深部地盤（盆地の基盤までの厚さ）に関する情報も得ることができる。そこで、極小～小半径アレイ観測で得られたデータを使って、H/V スペクトル比を計算した。H/V スペクトル比の計算は、3)での解析と同様、連続記録からノイズの含まれていない 20.48 秒の区間を可能な限り抽出し（最小でも５区間以上）、各成分のフーリエスペクトルを求め、Konno and Ohmachi (1998)の方法によりスペクトルの平滑化を行った（平滑化の幅を規定する b の値は 40 に設定）。
そして、各区間の H/V スペクトル比をアンサンブル平均したものを最終的な H/V スペクトル比とした。
極小～小半径微動アレイ観測 61 地点及び大半径微動アレイ観測６地点について、H/V ス
ペクトル比の卓越周波数を調べた。H/V スペクトル比から卓越周波数を読み取る際は、深部の構造（盆地の基盤深度）に関係する低周波数側のピークを読み取るようにした。図 34の地図上に読み取った卓越周波数をプロットした。京都盆地で基盤が最も深い巨椋池周辺
での卓越周波数は約 0.3～0.4 Hz であった。京都盆地と奈良盆地の地質学的な境界で、基盤が浅くなっていると考えられている京田辺市周辺では約１Hz であった。綴喜郡井手町以
南の木津川右岸では約２Hz であった。平城山丘陵では、大阪層群が丘陵に厚く堆積していることを反映して、0.4～0.5 Hz と、巨椋池周辺よりは高めであるものの比較的低い卓越
周波数をもっている。今後、これらの情報も地盤モデル作成に活用する予定である。

152

図 37

京都府南部における微動アレイ観測点（大半径及び極小～小半径、○印）におけるH/V スペクトル比の卓越周波数。○印の色が卓越周波数を表す。基図は国土地理院基盤
地図情報数値標高モデル（10 m メッシュ）をもとに作図した。

153

5) ボーリングデータベースによる浅部地盤地質モデルの作成
a) 地盤モデルの収集
工学的基盤（ここでは V S = 0.35 km/s）より上の浅部地盤速度構造モデルの作成に資するため、本年度は京都府南部及び大津市を対象に、地質データに基づく浅部地盤モデルを試作した。まず、地盤モデル試作に有用と考えられる既存の地盤モデルを収集した（表 12）。
表 12
地盤モデル

測地
系

既存の地盤モデルの概要

対象

深度刻み

モデルパラメータ

メッシュ
総数

京都府

新

表層～
30m

１m（０～20m）
５m（20～30m）

土質， N 値，密度，Vs3692

全国電子地盤図

旧

沖積層

１m

土質， N 値

1358

大津市

旧

沖積層

２m

土質， N 値，密度，Vs605

京都府モデルは平成 17 年度京都府地震被害想定基礎調査（京都府, 2006）により作成されたモデルであり、京都市、綴喜郡宇治田原町、相楽郡笠置町、南山城村を除く京都府南部の市町を対象に、地表から深さ 30 m までの地盤がモデル化されている。対象領域内の約4000 本のボーリングデータ（主として京都府及び市町村所有のデータ）を用いて、各ボー
リングについて、深度毎の各細分層の土質（粘土、砂、礫、岩）と N 値がモデル化され、逆距離加重法を用いた空間補間により、メッシュの地盤モデルが作成されている。Ｓ波速度（単位：m/s）は、土質毎に、N 値と深度（単位：m）に対する経験式で与えられている。
〔粘土〕Vs = 105.5 × N 0.163 × D 0.190〔砂〕

Vs = 111.0 × N 0.123 × D 0.223〔礫〕

Vs = 110.0 × N 0.218 × D 0.171

ただし、この経験式は京都市地震被害想定（京都市, 2004）の際に、京都市内の PS 検層データを元に作成されたものであり、それが京都府南部全域に適用可能かどうかはチェックする必要がある。密度はＳ波速度（V S ）に応じて与えられている(表 13)。
表 13

京都市(2004)による密度の設定

Vs (m/s)

密度（g/cm 3 ）

～130

1.6

130～200

1.7

200～300

1.8

300～400

1.95

400～

2.05

全国電子地盤図は、公益社団法人地盤工学会が全国の主要都市を対象に作成・公開しているデータベースで、京都市の一部がモデル化されている（地盤工学会全国電子地盤図の作成と利用に関する研究委員会, 2014）。全国電子地盤図、大津市モデルともに、工学的154

基盤以浅（沖積相当層）の地盤モデルを作成している。対象地域におけるボーリングデー
タ１本毎に、沖積相当層の上端、下端面の設定を行った後、メッシュ内または周辺のボーリングデータを用いて、地層を１m 毎に細分し、土質と N 値を平均化している。また、大津市モデルでは、Ｓ波速度（単位：m/s）が、土質毎の N 値に対する経験式により与えられている。
〔粘土〕Vs = 110 × ( N + 1) 0.32
〔砂〕

Vs = 110 × ( N + 1) 0.24

〔礫〕

Vs = 130 × ( N + 1) 0.24

この経験式は滋賀県内の PS 検層データを元に作成されたものである（滋賀県, 2005）。密度は土質に応じて与えられている（砂及び礫：2.0 g/cm 3 、粘土：1.7 g/cm 3 ）。
上記３つのモデルはいずれも４分の１メッシュ（約 250 m 四方）でモデル化されているが、全国電子地盤図と大津市モデルは旧日本測地系でモデル化されているため、世界測地系（JGD2000）のメッシュに対応させた。それぞれの地盤モデルでモデル化されているメッ
シュを図 38 の地図に示す。このうち、京都府モデルと全国電子地盤図で重複しているメッシュが 295 メッシュあるが、モデルを比較検討し、全国電子地盤図のものを採用した。
b) 浅部地盤地質モデルの作成
まず、既存モデルでモデル化されていないメッシュを対象に、「関西圏地盤情報データベース」のボーリングデータを用い、深度１m 刻みの地盤モデルを作成した。作成手法は基本的に全国電子地盤図及び大津市の手法と同様である。対象地域を４分の１地域メッシュ（メッシュサイズ：約 250 m メッシュ）に区分し、工学的基盤より以浅（沖積相当層）の地盤モデルを作成した。地層構成モデルは、土質条件の深度変化を考慮した細分層モデルとし、深度方向に土質と N 値を求めた。地盤モデルは以下の手順で作成した。
① 層判読（沖積相当層の地層部分の判読）・関西圏地盤情報データベース上のボーリングデータ１本毎に、工学的に軟弱な地層部分（沖積相当層）の境界を判読して入力・品質の劣るデータをこの時点で削除② 地盤モデル作成
・250 m メッシュ毎に、①で判読したボーリングデータから、メッシュ内・周辺のデータを抽出し、地層を１m 層厚に細分し、代表土質（粘土、砂、礫）と平均 N 値を設定
・地盤モデルを作成
以上の作業は、モデルの空間的な整合性を確認しながら、使用できるボーリングデータ数の不足や分布の偏りがある場合には、メッシュ周辺のボーリングデータを加えて補正を行っている。図 39 に地盤モデルの作成作業の例を示す。また、メッシュ内のボーリング本数
により、モデル作成に用いるボーリングの基本的な選定方法を表 14 のように設定した。
図 38 に新規に作成した地盤モデルの位置を示す。メッシュ内にボーリングが１本以上あるメッシュが 530 メッシュ、ボーリングが０本のメッシュが 380 メッシュであり、計 910
155

図 38

既存地盤モデル及び新規作成対象のメッシュ分布。基図は国土地理院数値地図

25000 をもとに編集した。

156

メッシュの地盤モデルを新たに作成した。ボーリングが０本のメッシュについては、補間による作成方法の詳細を d)に記す。なお、細分層毎に N 値を求める際、用いるボーリング
データに N 値データがない場合は、土質名に応じて N 値の値を設定した。この N 値を求めることのできない層は主に表層部の細分層であり、 N 値は土質毎に砂層は５、礫層 15、粘土層は３とした。また、盛土層などで N 値が 50 を超える層がある場合があるが、N 値の上
限は 50 とした。

表 14
メッシュ内のボーリング本数

ボーリングデータの選定方法
ボーリングの選定方法

３本以上

メッシュ内のボーリングデータを使用

１～２本

メッシュ内のボーリングデータおよび周辺のボーリングデータを使用

０本

図 39

メッシュ周辺のボーリングデータを使用

関西圏地盤情報データベースを用いた地盤モデルの作成作業例

157c) 既存地盤モデルの整理と修正
京都府の地盤モデルは、対象メッシュにおいて表層から深度 30m まで一律に作成されており、沖積相当層の境界が明らかとなっていない。そこで、京都府モデルのＳ波速度のデータを表層から確認していき、350 m/s 以上となる地層を工学的基盤面として、表層から
工学的基盤面までの地盤モデルを抽出した。その結果を図 40 に示す。図中には関西圏地盤
情報データベースのボーリングデータによる沖積相当層の層厚分布も併せて示している。
また，図 41 には対象領域における微地形区分（若松・松岡, 2013）を示す。木津川周辺の後背湿地を中心とした低平地ではボーリングデータによる沖積相当層の層厚と京都府モデ
ルのＳ波速度より求めた推定層厚がほぼ一致している。一方、山地部においてはボーリン
グデータが少ないため比較が難しいが、推定層厚がボーリングデータから読み取った層厚よりも厚くなっている傾向が見られる。
山地部を中心に京都府モデルとボーリングデータによる層厚との差が大きくなっている原因として、 山地部におけるボーリングデータの不足していること、宇治丘陵や田辺丘
陵、平城山丘陵など大規模な盛土による土地造成が行われている地域が多いこと、などが考えられる。もともとボーリングデータが少ない中で、盛土地盤などで N 値の小さな地層が厚いデータが存在した場合に、逆距離加重法による空間補間で地盤モデルを作成すると、それが広範囲に影響する可能性がある。
そこで、丘陵部については、沖積相当層の層厚の修正を試みた。まず、一般的に標高が高い山地部では沖積相当層は薄く堆積していると考えられるため、標高に応じて層厚の調整を行った。図 42 にメッシュ内の平均標高分布を示す。この平均標高値はメッシュ内に含まれる 10 m DEM 標高値（国土交通省国土数値情報による）を平均したものである。ここでのモデル修正は、微地形区分が「山地・山麓地・丘陵」、「砂礫質台地」、「谷底低地・扇状地」となっているメッシュを対象とした。ボーリングデータによる沖積相当層層厚データから、250 m メッシュ内の平均層厚を求め、標高との関係を整理した結果を図 43 に示す。
「山地・山麓地・丘陵」におけるボーリングデータは、既に造成が行われた地域のものが主で、表層に盛土層が堆積しているために層厚が大きめになっていると考え、データの下限値から層厚２m とした。また、「砂礫質台地」、「谷底低地・扇状地」の層厚はデータ数の多い標高 60 m 以下については、ボーリングデータによるメッシュ内平均層厚の中央値を、
標高 60 m 以上はデータが少ないため、データの下限値を与えた。それぞれの値は四捨五入
し、整数値とした。表 15 に修正した層厚の設定値を示す。この仮定の妥当性については、
今後微動アレイ探査結果との比較が可能な地点で検証する必要がある。なお、Ｓ波速度による地盤モデルの推定層厚が表 15 の値より小さい場合は、修正は行っていない。
表 15
標高

微地形区分と標高による沖積相当層層厚の設定（単位：m）
微地形区分
山地・山麓地・丘陵

砂礫質台地

谷底低地・扇状地

40 m 未満２５８40～60 m

２

５

６

60 m 以上

２

４

３

158

「山地・山麓地・丘陵」、「砂礫質台地」、「谷底低地・扇状地」以外の微地形に対応する
メッシュについては、ボーリングデータによる層厚との比較により修正を行った。ボーリ
ングデータによる沖積相当層の層厚分布（図 40）より、250 m メッシュ内の平均層厚を求め、Ｓ波速度により求めた地盤モデルの推定層厚と比較した結果を図 44 に示す。両者の差（地盤モデル－ボーリングデータ）が５m 以上と差が大きなメッシュに関して、ボーリン
グデータによるメッシュ内平均層厚を与えることで、モデルを修正した。
以上により修正した層厚分布を図 45 に示す。全国電子地盤図とデータが重複している
メッシュについては、全国電子地盤図の層厚を用いたため、図中には表示していない。修正した層厚分布はボーリングデータによる層厚分布と比較し、概ね同様の分布となっている。なお、山地部でボーリングデータの層厚が大きなところがあるが、これらは造成等により表層に埋土層が局所的に堆積しているデータであると考えられる。
大津市の地盤モデルは層厚２m 刻み、全国電子地盤図の最下部層は層厚１m 以上となっている。これらの細分層に関しては層を分割し、地盤モデルの層厚が１m 以下となるようにした。 N 値、Ｓ波速度、密度の値は、分割した層で同じ値を用いた。
d) ボーリングデータのないメッシュでの補間
250 m メッシュの内部にボーリングデータが１本もないメッシュがあったため、そのよ
うなメッシュについては、メッシュ周辺のボーリングデータを用いることで、地盤モデルを作成した。手法としては、メッシュ内ではなくメッシュ外のデータを用いることを除けば、b)の手法（図 39）と同様である。ボーリングデータのないメッシュ周辺にあるボーリ
ングデータを数点選定し、ボーリングデータを深度１m 刻みに細分し、細分層毎に代表土質及び平均 N 値を求めた。ボーリングデータを選ぶ際、周辺の地盤の特徴を適切に反映するため、モデル作成対象メッシュと同じ微地形のボーリングデータより選定するようにした。メッシュ内の地形が複雑で複数の微地形が存在する場合は、最も面積割合の大きな微地形区分で代表させた。実際に補間により新規に地盤モデルを作成したメッシュは、図 38に図示した 380 メッシュであり、主として京都市内に分布している。なお、ボーリングデ
ータ空白メッシュの地盤モデル作成に利用したボーリングの位置は、対象メッシュの中心から最大で約 1.5 km 離れている。
図 46 は、京都盆地南部の巨椋池周辺での地盤モデル作成例として、データベース上での作業画面を示したものである。図の上段の地図中に、緑色の矩形で囲った領域が、モデル作成対象のメッシュを示す。その周囲に分布する緑色の丸印が、対象メッシュの地盤モデル作成に利用したボーリング位置（８本）である。下段に、個別のボーリングデータ及び作成した地盤モデルを示した。図 47 は、周辺のメッシュを含む東西方向の測線での地盤モ
デル断面図である。図中の No.6 が図 46 で示したメッシュに該当する。図中に示した実際のボーリングデータと同様、西から東に向かって沖積層の基底（礫層の上面）が浅くなっている様子を表現することができている。

159

図 40

京都府モデルから抽出した沖積相当層の層厚分布とボーリングデータによる沖積相当層の層厚の比較。基図は国土地理院数値地図 25000 をもとに編集した。
160

図 41

微地形区分（若松・松岡, 2013）と地盤モデルのメッシュ分布

161

図 42

国土数値情報によるメッシュ平均標高分布

162

図 43

標高と沖積層相当層層厚の関係
163

図 44

京都府モデルとボーリングデータによる沖積相当層層厚の比較

164

図 45

修正後の沖積相当層層厚分布とボーリングデータによる沖積相当層の層厚の比較。

基図は国土地理院数値地図 25000 をもとに編集した。
165

図 46

ボーリングデータが存在しないメッシュでの地盤モデル作成作業例。（上）地図上の緑色矩形が作業対象メッシュ、緑色丸印が利用したボーリングデータの位置。
（下）左は利用したボーリングデータ、右は新規に作成した地盤モデル（深さ１m 毎の代表土質と N値）。土質の凡例は図 36 に同じ（緑：粘土、青：シルト、黄：砂、赤：礫）。

166

図 47

ボーリングデータと地盤モデル断面図の比較。（１）断面図を示した測線位置。数

字は下段のモデル番号に対応。（２）測線沿いのボーリングデータ。（３）測線沿いの地盤
モデル断面図。
167e) 試作した浅部地盤モデルの概要と今後の課題
既存の地盤モデル（沖積相当層層厚の修正を反映後のもの）と新規に作成した地盤モデルを統合して作成した浅部地盤モデルについて説明する。京都府内(京都市内を含む)のＳ
波速度は、京都市(2004)による関係式を用いて与えた。滋賀県内のＳ波速度は滋賀県(2005)
による関係式を用いて与えた（前述）。密度は京都市(2004)に従い、Ｓ波速度に応じて与えた(表 13)。
試作した浅部地盤モデルの沖積相当層の層厚分布を図 48、ボーリングデータによる沖積相当層層厚分布を図 49 に示す。作成した浅部地盤モデルの沖積相当層層厚はボーリング
データと同様の傾向となっている。京都盆地では、桂川、宇治川、木津川周辺の低平地では沖積相当層が 10 m 以上と厚く分布し、特に三川合流部周辺では層厚が厚くなっている。
大津市では、琵琶湖湖岸沿いで沖積相当層が 10 m 以上となっており、特に北部で層厚が厚い。
図 50 に、深度１m 刻みの代表土質、 N 値、Ｓ波速度の空間分布を深度 20m まで示す。京都盆地の北部では、沖積相当層は礫層が主体となっており、表層部より N 値が 20 以上と高く、それに伴いＳ波速度の値も南部に比べて大きい傾向が見られる。北部は全国電子地盤図および新規に作成したメッシュが主であり、深部では一部にＳ波速度が 350 m/s を超えるメッシュも存在する。三川合流部付近では砂層と粘土層が主に堆積しているのが特徴的である。京都府南部では、表層より５m 付近までは砂層と粘土層が主に堆積しているが、それ以深では礫層が主体となっている。琵琶湖沿岸の大津市(近江盆地)では、北部は粘土層、中部は砂層、南部では礫層が比較的卓越する傾向が見られる。大津市のＳ波速度は京
都盆地とは異なる式を用いているため、砂層および礫層では同じ N 値に対してＳ波速度の値は小さめとなっている。
今年度試作した浅部地盤モデルは、ボーリングデータで得られた地質情報（土質、N 値）に基づいて作成したものである。実際に地震動予測計算に用いるには、モデル化されたＳ
波速度構造が適切かどうかを検証する必要がある。そのためには、今年度より実施している極小～小半径微動アレイ探査の結果を活用して、次年度以降も浅部地盤モデルの検証、改良を継続していく必要がある。また、令和２年度は、奈良盆地を中心とする地域を対象に浅部地盤構造のモデル化に着手する予定である。奈良盆地は京都盆地に比べ、利用可能なボーリングデータの総量、密度が少ない。このため、ボーリングデータの多寡に応じて適切に空間的なモデル化を進めていく必要がある。

168

図 48

試作した浅部地盤モデルによる沖積相当層の層厚分布。基図は国土地理院数値地図

25000 をもとに編集した。
169

図 49

ボーリングデータによる沖積相当層の層厚と微地形区分（若松・松岡, 2013）170

(1) 深度０～１m(2) 深度１～２m(3) 深度２～３m
図 50

各深度での代表土質(左)、 N 値(中)、Ｓ波速度(右)171(4) 深度３～４m(5) 深度４～５m(6) 深度５～６m
図 50

続き

172

(7) 深度６～７m(8) 深度７～８m(9) 深度８～９m
図 50

続き

173

(10) 深度９～10m(11) 深度 10～11m(12) 深度 11～12m
図 50

続き

174

(13) 深度 12～13m(14) 深度 13～14m(15) 深度 14～15m
図 50

続き

175

(16) 深度 15～16m(17) 深度 16～17m(18) 深度 17～18m
図 50

続き

176

(19) 深度 18～19m(20) 深度 19～20m
図 50

続き

(c) 結論ならびに今後の課題
このサブテーマでは当該断層帯が活動した場合の強震動予測を実施する。その高度化を目的として、震源断層に近い、京都盆地南部～京都山城地域～奈良盆地を中心とした地域の浅部・深部地盤構造モデルの構築・高度化を進めている。今年度は、１）京都盆地南部および奈良盆地北部において反射法地震探査の実施、２）岩着ボーリング情報の収集・整理、３) 深部地盤構造把握のための大半径微動アレイ探査、４) 浅部地盤構造把握のための極小～小半
径微動アレイ探査、および５）ボーリングデータベースによる浅部地盤地質モデルの作成を行った。
１）においては、巨椋池測線と奈良測線を実施し、盆地基盤面までの堆積層構造断面を得た。奈良測線で一部の範囲で地下のなんらかの事由により明瞭な反射断面が得られなかった177

が、それを除くと地下構造情報を得ることができた。周辺の活構造情報との比較を行って、深度断面の解釈を実施した。２）においては京都府および奈良県に対して温泉ボーリングによるボーリング地質柱状図の提供をいただいたことと、既存の深いボーリング資料を収集整理し、基盤岩深度情報を得た。３）では京都府南部の盆地部分において、６カ所の大半径微動アレイ調査を実施し、盆地基盤面までのＳ波速度構造情報を得た。４）では、同じく京都
府南部盆地部分において、61 カ所の極小～小半径微動アレイ探査を実施し、工学的基盤面相
当までのＳ波速度構造情報を得た。５）では、京都府（京都盆地、山科盆地以南）、大津市（琵琶湖岸）のボーリングデータベースを利用し、概ね工学的基盤面相当以浅の地盤地質モ
デルを構築した。
これら取得されたデータは、次年度以降の当該地域の浅部・深部地盤構造モデルの高度化のために活用するとともに、各サブテーマで結果を共有して、各サブテーマで必要な解析に活用する。
反射法地震探査の実施に関しては、奈良教育大学、奈良市、宇治市、巨椋池土地改良区事務所、近畿地方整備局京都国道事務所、京都大学宇治地区事務部、京都大学宇治キャンパスにご協力いただきました。温泉ボーリングの収集に関しては、京都府健康福祉部薬務課及び奈良県文化・教育・くらし創造部消費・生活安全課にご協力いただきました。大半径微動ア
レイ観測にあたっては、久御山町佐山土地改良区、八幡市内里区実行組合および地域の方々のご協力を賜りました。極小～小半径微動アレイ観測でも、地域の多くの方々のご理解とご協力を得ました。記して感謝いたします。
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