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

国立大学法人奈良教育大学教育学部

教授

和田

穣隆

公立大学法人大阪大阪市立大学大学院理学研究科

博士前期課程高橋

春菜

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、当該断層帯が活動した場合の強震動予測の高度化を目的
131

として、震源断層に近い、京都盆地南部〜京都府山城地域〜奈良盆地等の浅部・深部
地盤構造モデルを構築・高度化するため、令和元年度に実施した反射法地震探査測線
沿いで深度 260 ｍの大深度ボーリング調査等を実施した。また、当該地域の微動ア
レイ調査を継続し、深部～浅部地盤のＳ波速度構造情報収集を継続した。加えて、既存のボーリング情報を収集継続し、浅部地盤構造モデル構築を継続した。
3) 令和３年度：
奈良盆地東縁付近で盆地端部形状把握のための反射法地震探査を実施する。令和２年度に掘削した 260 m ボーリングを 300 m まで掘進し、地盤情報を収集するとともに、速度検層を実施する。過年度の調査結果に基づいて、当該断層が活動した場合に強く揺れる可能性の高い、奈良・京都盆地等の深部地盤構造モデルの改良を行うとともに、浅部地盤構造モデルの構築を行う。強い揺れの予測に不可欠な浅部地盤の動的試験を行う。サブテーマ１、２と協働し、当該断層帯の活動様式を検討し、それを踏まえて地震シナリオを作成し、強震動予測を行う。
(2) 令和２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・高度化するための調査研究を進めた。奈良盆地において、令和元年度実施の反射法地震探査測線（奈良測線）沿いで深度 260 m のボーリング掘削と地質構造の分析を実施した。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はじめ、既往の物理探査データの収集や整理を進めたともに、強震・震度観測点での地震動波形記録を分析した。ボーリング情報をもとに、奈良盆地の浅部地盤構造モデルの構築を行った。
(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(2016)、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。
132

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（若松・松岡, 2020）、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; 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る。
今年度は、過年度の調査を踏まえ、対象地域の地盤構造モデル構築・高度化のため、
１）奈良測線沿いのボーリング NB-1 調査と地質構造の分析、２）岩着ボーリング情報と既往物理探査データの収集・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、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、６）地震動波形記録の分析を行った。
1) 奈良測線沿いのボーリング NB-1 調査と地質構造の分析
a) NB-1 ボーリングの概要
令和元年度の調査において、奈良盆地北部の奈良市高畑町から奈良市宝来四丁目に至る
約７km の反射法地震探査を実施し（奈良測線）、奈良盆地基盤面深度や基盤面までの堆積層の状況の把握を行った。この反射プロファイルの理解をすすめるため、測線沿いで長尺のオールコアボーリングを実施した。図１に奈良測線とボーリング調査地点（奈良市三条本町地内）を地図に示す。ボーリング地点は、北緯 34.677400 度、東経 135.817428 度、標
高 65.4 m である。ボーリング調査の主な諸元は表１にまとめた。また、現場作業の様子を
写真１及び２に示した。

表１

ボーリング調査のおもな諸元

項目

諸

掘削深度

260 m

掘削口径

外径：φ86 mm

コア採取

堆積層（０～260 m）

コア径

φ65mm

掘削工法

通常工法

ケーシング

１段（深度 6.4 m 以浅）

133

元

134

図１

ボーリング実施位置と令和元年度実施の奈良測線。地理院地図に加筆した。

写真１

写真２

ボーリング櫓

ボーリングコア採取状況

135b) NB-1 ボーリングコアの岩相
NB-1 ボーリングで今年度掘削された 260m のボーリングコアの岩相について以下に報告する(図２及び図３)。
・深度 0.00～0.41m：最大径２～３cm 程度の角礫～亜角礫を多数含む分級の悪い中礫層。
・深度 0.41～2.66m：砂質シルト層を主とし、深度 1.18～2.18ｍに腐植土層を挟む。深度
0.41～1.18m は植物片を含み擾乱が激しく酸化を不規則に示す砂質シルト層である。
・深度 2.66～11.30m：礫径２～10 ㎝の砂質変成岩・チャート・泥質岩などの中礫～大礫を含む礫層。基質は粗粒～極粗粒砂からなる。部分的に砂質シルトの薄層を挟む。
・深度 11.30～29.45ｍ：砂質シルト層を主とし、細礫から中礫を含む厚さ 40～50cm の砂礫層を挟む互層である。砂質シルト層は部分的に植物片を含んでいる。砂礫層に含まれる礫は、粗粒変成岩やチャートの亜角礫が多く、基質は中粒～粗粒砂からなる。
・深度 29.45～96.65m：中礫を含む砂礫層や中粒～粗粒砂層を主とする礫・砂・シルトの互層である。全般的に砂礫からシルト・粘土層に上方細粒化する厚さ２～３m のサイクルが顕著に認められる。深度 42.88～43.30m には淡桃灰色～淡紫灰色（部分的に淡緑灰色）を呈するガラス質火山灰層（NB-1-43 火山灰とする）と深度 86.71～87.50m には淡桃白色～白色を呈するガラス質火山灰層（NB-1-87 火山灰層とする）を挟む。礫層は直径１cm～３cm のチャート・砂質変成岩の亜円～亜角礫を含み、基質は中粒～粗粒砂で斜交層理が認められる。砂層は分級の良い中粒～粗粒砂からなり斜交層理が認められる。
シルト・粘土層は細粒～中粒砂混じりで、植物片や小さな木片を含む。
・深度 96.65～109.00m：海域環境で形成されたとみられる淘汰の良い中粒～粗粒砂層から粘土層である。深度 99.83～108.40m は、暗青灰色～青緑灰色を呈する比較的均質な粘土層で、少量の極細粒砂の薄層をラミナ状に挟むほか、極少量の植物片を含み、部分的に生痕様の擾乱が認められる。深度 100.21m から上位に向けて細粒砂を含むシルトから淘汰の良い中粒～粗粒砂へと上方粗粒化し、 砂層中には部分的に生痕が認められる。
108.40～109.00m までは、砂質シルトからシルト質細粒砂でサンドパイプ状の生痕が認められる。
・深度 109.00～129.60m：厚さ 50～100cm の中礫層を挟む礫・砂・シルト・粘土互層である。中礫層は礫径１～２cm の砂質変成岩・チャート・泥質岩の亜円礫～円礫を含み、基質は中粒～粗粒砂で、斜交層理が認められる。砂層は厚さ数 10cm 程度で、細粒～粗粒
砂からなり、比較的分級がよく、斜交層理が認められる。シルト・粘土層は、厚さ１～２m で、下半部は極細粒砂～中粒砂を含み、部分的にラミナ状の砂の薄層を挟む。砂礫層～シルト・粘土層へ上方細粒化する厚さ１～３m のサイクルが認められる。
・深度 129.60～150.06m：シルト・粘土層優勢の砂・シルト・粘土互層である。シルト粘土
層は、全般的に植物片を多く含み、極細粒～細粒砂を不規則・ラミナ状に挟む。挟まれる砂層は、厚さ１m 程度で細粒砂あるいは中粒～粗粒砂からなり上方に細粒化する傾向が認められる。
・深度 150.06～179.70ｍ：中粒～粗粒砂層と砂質シルト層の互層である。砂層は厚さ１～２m で小礫を含むほか、部分的に斜交層理が認められる。砂質シルト層は極細粒～細粒
砂を含み、部分的に根跡が認められる。深度 154.41～158.35m には均質なシルト層を挟む。
136

・深度 179.70～213.59m：細礫混じりの中粒～極粗粒砂層と砂質シルト層の互層である。
砂層は厚さ数 10cm～１m 程度で、比較的分級の良い中粒～極粗粒砂からなる。砂質シル
ト層は、暗灰色を呈し有機質で、葉理に沿って植物片を含むほか、根跡が認められる層が多い。
・深度 213.59～237.17m：暗緑灰色～暗灰色を呈するシルト・粘土層を主とする砂・シル
ト・粘土互層である。やや緑がかったシルト・粘土層は厚さ１～２m で、均質あるいは部分的に根跡が認められる。暗灰色を呈するシルト・粘土層は細粒～中粒砂を含むほか、
葉理に沿って極細粒～細粒砂の薄層を挟んだりし、葉理に沿って植物片が含まれる。砂層は厚さ 50～70cm で中粒～粗粒砂からなる。
・深度 237.17～260.00m：細礫混じりの中粒～極粗粒砂層と砂質シルト層の互層である。
深度 244.59m より上部は細礫混じりの中粒～極粗粒砂層で、深度 242.50m に材化石を含み、厚さ２～３m の上方細粒化のサイクルが３セット認められる。深度 244.59～251.22mの層準は砂質シルトから粘土層が優勢で、厚さ数 10cm 程度の砂質シルトと粘土質シル
トが互層する。深度 251.22～256.48m の層準はシルト混じりの細粒～粗粒砂層が優勢で、全体に分級が悪く、植物片を部分的に含む。深度 256.48～260.00m は、根跡が認められるシルト・粘土層を主とする。
c) 火山灰層
NB-1 ボーリングコアに認められる NB1-43 火山灰層と NB1-87 火山灰層について岩相の特
徴と火山灰分析による岩石学的特徴について、以下に示す。
火山灰分析用に採取した試料について、超音波洗浄と 60 メッシュ（250μm）・250 メッシュ（63μm）のふるいで水洗・篩別し、50℃以下で乾燥後、比重 2.8 のポリタングステン
酸ナトリウム溶液で重液分離し、鉱物組成・ガラスの形状・重鉱物組成を偏光顕微鏡下で200 個 の 粒 子 を 計 数 し 評 価 し た 。 火 山 ガ ラ ス の 屈 折 率 は 、 温 度 変 化 型 屈 折 率 測 定 装 置（MAIOT：（株）古澤地質製）を用い、１試料につき 20 粒子を測定した。
NB1-43 火山灰層（深度 42.88～43.30m）
岩相の特徴：厚さ 42cm、淡桃灰色～淡紫灰色（部分的に淡緑灰色）のシルト混じりのガ
ラス質火山灰層である（図４）。下位より順に、厚さ 2.5cm で淡桃灰色～白色の細粒火山
灰、厚さ 16.5cm で淡桃灰色～淡緑灰色の全体的にシルト質な細粒火山灰、厚さ 4.0cm で淡紫灰色の細粒～中粒火山灰、厚さ 5.0cm で淡紫灰色の細粒火山灰、厚さ 3.0cm で淡紫灰色の細粒～中粒火山灰、厚さ 2.0cm で淡灰色のシルト質な細粒～粗粒火山灰、厚さ 6.0cm で淡紫灰色の細粒～中粒火山灰、厚さ 3.0cm で暗灰色の細粒火山灰からなる
岩石学的特徴：NB1-43 火山灰層については、奈良三条 NB-1 ボーリングコアの深度 42.94～42.96m（上部）、43.08～43.11m（下部）と 43.28～43.30m（最下部）の３層準で火山灰分析を行った。図５～７に分析結果を示す。上部・下部の２層準の鉱物組成は、火山ガラスが 84～89%、石英・長石・岩片が 12～15%、重鉱物が１%未満である。最下部の層準は火山ガラスが 53%、石英・長石・岩片が 46%、重鉱物が１%であり、半数が火山ガラス、残りの半数が石英・長石・岩片であった。ガラスの形状は上部・下部の２層準で、扁平型が 40～
47%、中間型が 36～46%、多孔質型が 14～17%であり、最下部の層準では多孔質型が 51%、
中間型が 44%、扁平型が５%であった。上部・下部の２層準では扁平型が半数を占めるのに137対して、最下部の層準では多孔質型が半数を占める。また重鉱物組成は３層準で類似した傾向が確認され、斜方輝石 64～82%、単斜輝石 10～27%、角閃石７～９%の両輝石タイプの火山灰である。最下部の層準はやや斜方輝石が多い傾向を示す。
対比：層厚が 40cm で淡紫灰～淡桃灰色の細粒～中粒のガラス質火山灰層であり、火山ガ
ラス屈折率のモード値は 1.511～1.512 で、火山ガラスの形状は扁平型・中間型を同程度含み、少量の多孔質型からなる。重鉱物組成は斜方輝石や単斜輝石が同程度の割合でほとん
どを示す両輝石タイプであった NB1-43 火山灰層は、構成する火山灰の岩相や岩石学的特徴から、大阪層群の Ma3 層の下部に挟まれる層厚 30～70cm でアズキ色を呈し、火山ガラス
屈折率のモード値 1.511～1.513、斜方輝石・単斜輝石の両輝石タイプのガラス質火山灰からなるアズキ火山灰層（吉川, 1976）に対比できる。
NB1-87 火山灰層（深度 86.71～87.50m）
岩相の特徴：厚さ 79cm で淡桃白色～白色のガラス質火山灰層である（図８）。下位より順に、厚さ 1.5cm で淡桃白色の中粒火山灰、厚さ 7.0cm で淡桃白色～緑灰色の細粒火山灰、厚さ 7.0cm で灰白色～淡桃白色の粗粒火山灰、厚さ 8.5cm で淡桃白色～淡緑灰色の中粒火
山灰、厚さ 4.5cm で淡桃白色～灰色の細粒火山灰、厚さ 2.5cm で灰色～淡桃白色の粗粒火
山灰、厚さ 4.0cm で白色～淡桃白色の中粒火山灰、厚さ 2.5cm で白色～緑灰色の中粒～粗粒火山灰、厚さ 6.0cm で淡桃（淡桃白）色～緑灰色の細粒火山灰、厚さ 6.0cm で白色～緑
灰色の細粒火山灰、厚さ 15.0cm で白色～淡桃色の粗粒火山灰、厚さ 14.0cm で淡桃色の中粒火山灰からなり、全体に弱い葉理構造が確認される。
岩石学的特徴：深度 87.01m（上部）、87.40m（中部）、87.49m（最下部）の 3 層準で火山
灰分析を行った（図５～７）。鉱物組成は火山ガラスが 86～98%、石英・長石・岩片が２～14%、重鉱物が１%以下であり、ほとんどが火山ガラスで構成される。ガラスの形状は扁平型が 39～62%、中間型 27～34%、多孔質型 11～28%であり、扁平型がおよそ半数を占める。
重鉱物組成は角閃石が 98%、斜方輝石が１%、単斜輝石が１%であり、重鉱物のほとんどが角閃石からなる。
対比：NB1-87 火山灰層は、層厚 79cm で淡桃灰色～白桃色の細粒～粗粒のガラス質火山灰層であり、深度 96.65～109.00 に求められる海成層層準の約 10m 上位に挟在する。含ま
れる火山ガラスの屈折率モード値は 1.499～1.501 で、火山ガラス形状は多い順に、扁平型、中間型、多孔質型であり、角閃石が大半を占め、少量の斜方輝石を伴う。
大阪層群の Ma1 層の数 m 上位に挟まれるピンク火山灰層は、層厚 40～80cm で淡桃白色～白色を示し、火山ガラスの屈折率モード値は 1.498～1.500、火山ガラス形状が扁平型 55%、
中間型 28%、多孔質型 18%で、重鉱物は主に角閃石から構成される（吉川, 1976）。奈良盆地の丘陵地域に分布する大阪層群においても、Ma1 層の上位数～10m にピンク火山灰層が認められている（三田村,1992；河村,1993）。以上のことから、NB1-87 火山灰層は、構成する火山灰の岩相・岩石学的特徴の類似性、層位関係から、ピンク火山灰層に対比される。
さらに NB1-87 火山灰層の下位約 10m の海成層準（深度 96.65～109.00m）は Ma1 層準に対
比される。

138

139
図２

NB-1 コア写真。左の数字（ｍ）は深度を表す。

図３

図４

NB-1 ボーリングの地質柱状図。左側の標尺は深度を示す。

NB-1-43 火山灰層の粒度とコア写真。赤点部分は火山灰分析箇所を示す。

140

図５

図６

図７

NB1-43、NB1-87 火山灰層の鉱物組成

NB1-43、NB1-87 火山灰層の火山ガラス形状

NB1-43、NB1-87 火山灰層の重鉱物組成

141

図８

NB1-87 火山灰層の粒度とコア写真。赤点部分は火山灰分析箇所を示す。

d) 既存長尺ボーリングとの対比
奈良盆地の低地部で掘削調査された長尺ボーリングは、前回の奈良東縁断層系調査で実施された工業技術院地質調査所 B-1、B-2 ボーリング、川西町で行われた吐田ボーリング、
地震予知地下水等観測施設のため工業技術院地質調査所によって広陵町萱野で行われた広陵町ボーリングの４本の資料がある。ボーリング調査の地点と諸元を図９及び表２に、NB1 と各ボーリングコアとの対比を図 10 に示す。
・工業技術院地質調査所 B-1・B-2 ボーリング（奥村・他, 1997）
近畿三角地帯の主要活断層の先行調査として実施された奈良盆地東縁断層系のボーリン
グ調査である（奥村・他,1997）。帯解断層を挟む東西の２地点で掘削され、B-1 ボーリン
グは帯解断層より 800m 東側、B-2 ボーリングは約 400m 西側地点で掘削された。
B-1 ボーリングコアは、深度 0.0～9.8m は中礫～大礫からなる礫層、深度 9.8～20.7m は礫層優勢の砂礫・シルトの互層、深度 20.7～48.2m は礫・砂・シルトの互層、深度 48.2～
70.0m は礫層と海成粘土層からなる。
深度 52.45～52.80m には白桃色～白色の細粒～粗粒火山灰層が挟まれ、ピンク火山灰層に対比されている（奥村・他,1997）。この火山灰層の対比から、その下位に挟まれる深度
58.10～66.30m の海成層準(粘土相は深度 59.70～65.40ｍ)は Ma1 層に対比される。
14

C 年代として深度 2.10～2.20m の腐植土層試料は 7200±430yBP、深度 7.10～7.20m の腐植質シルト層試料は 25060±450yBP が得られており、花粉分析の結果、深度 2.20m 以上の２試料からはアカガシ亜属やコウヤマキ属の花粉が卓越することから、完新統の下限は深度 2.4m、段丘堆積層の下限は深度 10m とされる（奥村・他,1997）。
B-2 ボーリングコアは、深度 0.0～9.5m はシルトおよび細礫～中礫の互層、深度 9.5～
20.3m は中礫～大礫層、深度 20.3～62.5 は細礫～中礫と砂・シルト互層、深度 62.5～79.6m
は、細粒～粗粒砂とシルトの互層、深度 79.6～135.0m は細礫混じり砂層優勢の砂・シルト
互層からなる。
深度 129.46～129.91m には桃白色～白色の中粒～粗粒のガラス質火山灰が挟まれ、ピンク火山灰層に対比されている（奥村・他,1997）。大阪市立自然史博物館に収蔵される B-2
ボーリングコア試料を再観察した結果、深度 131.8～135.0m の中粒～極粗粒砂には生痕が142

顕著に認められ、石膏の針状結晶の析出が確認される。さらに、深度 75.5～77.3m 細粒～
中粒砂にも生痕が認められ、石膏の針状結晶の析出が確認される。これら２層準の砂層は海成層準とみなされる。深度 131.8～135.0m の海成砂層準は、その５m 上位にピンク火山
灰層が挟まれることから Ma1 層準とみられ、掘削下限よりさらに下位に粘土相の Ma1 層準が存在するとみられる。
14

C 年代として深度 2.1～2.2m、4.6～4.7m の腐植質試料はそれぞれ 2130±90yBP、8050±350yBP を示し、深度 2.1～2.2m、4.5～4.6m の花粉分析結果ではアカガシ亜属やコウヤ
マキ属の花粉が卓越することから、完新統の下限は深度 6.48m とされる。また、深度 6.9～7.0m、13.3～13.4m の腐植質シルトと腐植質砂の 14 C 年代は、それぞれ 12420±750yBP、17600±620yBP を示し、礫質層でその下限の深度 20m に下方浸食を伴う境界があることから、段丘堆積層の下限は深度 20.26m とされる。
・吐田ボーリング（松岡, 1983）
近畿農政局によって実施されたボーリング調査で、その岩相記載と対比については、松岡(1983)に示されている。吐田ボーリングコアは、深度 0.0～10.0m は粗粒砂とシルト・粘土、深度 10.0～188.0m は砂・シルト・粘土の互層からなり、深度 25.0～28.3m、42.3～
45.2m、75.0～80.5m に海成粘土層をはさむ。
深度 75.0～80.5m の海成粘土層は、渦鞭毛藻( Polysphaeridium zoharyi (R OSSIGNOL )優占、 Hystrichokolpoma rigaudiae D EFLANDRE & C OOKSON 随伴)と花粉群集（ Ulmus - Zelkova 多産、Fagus・Quercus を伴い、Liquidambar・Lagerstroemia 随伴）の特徴から Ma1 層準に対比される（松岡,1983）。また、深度 5.0～28.3m の海成粘土層にはアズキ火山灰層を挟むことから Ma3 層準に対比される（近畿農政局,1977）。深度 42.3～45.2m の海成粘土層は上記の対比から Ma2 層準とみなされている。深度 6.6～6.7m の砂質粘土の花粉組成は Abies 、Pinus 、Ulmus - Zelkova、Celtis-Aphananthe を優占し、大和郡山市周辺の完新統（斑鳩層：
松岡・西田,1980）の花粉組成と類似することから、この層準より上位は完新統とされる。
・広陵町ボーリング（松本・他, 2018）
工業技術院地質調査所で地震予知観測研究のために、地震・地下水観測のために北葛城郡広陵町第二浄化センター内で掘削されたボーリング（深度 30m 以深をオールコアボーリ
ング）で、その概要は、KG-NET・関西圏地盤研究会・関西地質調査業協会(2018)に示されている。本ボーリングコアは大阪市立自然史博物館に収蔵され、図 10 には、その再観察を行った結果を示した。
深度 30.0～61.8m は細粒～粗粒砂とシルト・粘土の互層、深度 61.8～101.5m は砂層優勢の中粒～粗粒砂と砂質シルトの互層、深度 101.5～141.0m は細礫混じりの中粒～粗粒砂とシルト・粘土の互層、深度 141.0～247.5m は細礫～中礫混じりの砂礫層優勢の礫・砂・シ
ルトの互層、深度 247.5～277.3m は砂質シルト層優勢の砂・シルトの互層である。深度
277.3m 以深は領家花崗岩類の基盤岩からなる。
ボーリングコアの再観察の結果、深度 42.1～45.4m、53.2～54.7m は、灰色～暗青灰色のシルト～粘土層で、石膏の針状結晶が析出しており、海成層である。深度 40.6～41.1m には白色～淡桃灰色の中粒のガラス質火山灰層が挟まれる。この火山灰層は、扁平型の火山
ガラスを５割程度含み、３割程度の中間型ガラスを含む、重鉱物は８割程度が角閃石で、少量の斜方輝石と極わずかの単斜輝石を含む。火山ガラスの屈折率は 1.499～1.501(モー143ド値 1.501)であった。このような岩相と岩石学的特徴、海成粘土層の上位に挟まれることから、ピンク火山灰層に対比できる。また、その下位の深度 42.1～45.4m の海成層層準はMa1 層準であるとみられる。
表２ 奈良盆地における既存の長尺ボーリングの諸元
名称

調査地名

地点緯度（北地点経度（東

地点標

掘削⻑

緯）

経）

⾼

（ｍ）

引⽤⽂献

（ｍ）
B-1 ボー

天理市蔵野

リング

之庄町

B-2 ボー

⼤和郡⼭市

リング

井⼾野町

吐⽥ボー

磯城郡川⻄

リング

町

広陵町ボ

北葛城郡広

ーリング

陵町

34°38′05.8″

135°49′51.4″

71

70

奥村・他
(1997)

34°38′09.7″

135°48′59.8″

57

135

奥村・他
(1997)

34°35′43.1″

135°46′47.4″

45

188

松岡
(1983)

34°34′30.9″

135°44′52.6″

45

602

松本・他
(2018)

図９ 奈良盆地における既存の長尺ボーリングの位置図。ボーリング地点を都市圏活 断
層図に加筆。

144

図 10

NB-1 ボーリングコアと既存長尺ボーリングコアとの対比

e) NB-1 ボーリングコアと反射法地震探査断面との対比
NB-1 ボーリングコアにおいて、明確な鍵層として Ma1 層、ピンク火山灰層、アズキ火山
灰層が確認される。昨年度調査で得られた反射法地震探査の奈良測線の深度断面の CMP520の位置に NB-1 ボーリングの地質柱状図を合わせた(図 11)。Ma1 層基底面に相当する反射面は、標高-50m 前後に側方へよく連続する明瞭な反射面が認められ、これが、該当層準を145

示すものとして対比でできる。Ma1 層からアズキ火山灰層までの層準は、比較的側方連続の良い反射面が密に捉えられるという特徴のある反射パターンを示す。Ma1 層より下位の層準では、上位に比べて反射面の側方連続性はやや悪くなる傾向がある。CMP520 地点で標高-270m 前後に側方連続性の良い明瞭な反射面が存在する。これに対応する地層については不明であるが、大阪層群中の顕著な岩相変化や層厚のある火山灰層準である可能性があるとみられる。
図 11 に地質調査所が行った奈良東縁断層系調査の帯解断層をまたぐ反射法地震探査の断面(奥村・他,1997)との比較を示す。前述したように、B-1 ボーリングでは深度 59.70～
65.40m に Ma1 層の粘土相層準が確認でき、B-2 ボーリングでは、深度 131.8～135.0m の Ma1
層上部の海成砂層準が確認できることから、B-1 地点の標高 0～+10m 付近、B-2 地点の標高-90m 前後に認められる側方連続性の良い反射面が Ma1 層基底に相当するとみられる。このMa1 層基底に対比される反射面を合わせて反射断面の比較を行うと、帯解断層の東西両側と奈良測線の NB-1 付近の反射パターンは良い類似を示し、Ma1 層基底の 200m 余り下位に認められる側方連続性の良い明瞭な反射面も一致する。

図 11

NB-1 ボーリングと反射法地震探査奈良測線と P-3 測線(奥村・他, 1997)との対比

146f) Ma1 層の分布からみた地下構造評価
反射法地震探査の奈良測線の深度断面の NB-1 ボーリング地点（CMP520）での対比から、
この地点の標高-50m の側方連続性の良い明瞭な反射面が Ma1 層基底に相当する反射面であることが判る。この Ma1 層準に対比される反射面は、断面図の西方へ向けて緩やかに傾
斜し、CMP720～970 の区間では標高-100m 前後にまで深くなり、それより西方で一旦、標高-60m 前後まで浅くなるが、CMP1180～1220 付近に認められる緩やかな撓曲によって、標高-90m 付近まで深くなり、その西方へ緩やかに浅くなり、反射断面の西端では標高-50m 付近に分布するようになる。
奈良測線に沿う Ma1 層の分布標高に対して、その北方に位置する平城山丘陵（佐保丘陵、
佐紀丘陵）に分布する Ma1 層は、西から秋篠撓曲、曽根山撓曲、佐保田撓曲などの西急傾
斜の撓曲群によって、丘陵部に露出する標高は 100m～60m であり、奈良測線との間の標高差は 100m 以上に達する。平城山丘陵と奈良盆地沖積低地との間に、この標高差もたらす地質構造を考慮する必要がある（図 12）。

図 12奈良盆地沖積低地と丘陵部の Ma1 層の分布と地質構造の特徴。三田村(2018)をもと

に加筆。
147

平城山丘陵に認められる３条の撓曲はいずれもその北部は南北方向の伸びを示すが、その南部は徐々に北西－南東方向にその伸を転じる。平城山丘陵と奈良盆地沖積低地との間には、段丘面を伴いながらも、北西－南東方向の境界を示す。西ノ京丘陵(西奈良丘陵)には、東へ急傾斜を示すあやめ池撓曲が存在し、その南部は北東－南西方向の伸びを示すが、北部は北西－南東方向に伸びを転じる。あやめ池撓曲北部と秋篠撓曲南部に挟まれ、地溝状に落ち込む領域には、秋篠川に沿う沖積低地が伸びる。このように、平城山南縁部の地形配置は、北西－南東方向に伸びる北東側隆起の地下構造を示唆しているものとみられる。
この北西－南東方向の地質構造としては、奈良盆地東方の基盤山地内に岩井川断層（岩淵推定断層、粉川,1954；奈良県,1982）が認められている。この断層は、高円山の南方を東西に流れる岩井川にあるとされる断層で、1953 年の奈良市南部溜池計画の地盤調査で北西－南東方向の逆断層が花崗岩中に認められていて、この断層の北西延長部では南北系の断層が不連続となるとされる(粉川,1954；嶋倉・他,1971)。しかし、都市圏活断層図「奈良」(八木・他, 1998)・「桜井」（相馬・他, 1998)では、この断層北西延長部での段丘面の上下変位、撓みや不連続を示す断層変位地形は示されない。
以上をふまえると、岩井川断層のような北西－南東方向の古い断層構造が弱線となって、
大阪層群の Ma1 層堆積以降から段丘の形成までのいずれかの期間に平城山丘陵側を隆起させる運動に寄与した可能性が高い。また、北西－南東方向の古い断層は、南北方向を主の伸びを示す活断層としての奈良東縁断層系のセグメント境界の一つとなりえる可能性がある。
2) 岩着ボーリング情報と既往物理探査データの収集・整理a) 岩着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。純粋な地下構造調査や地質調査を目的とした大深度ボーリング調査では詳細な知見が得られるものの、堆積盆地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。令和元年度には、奈良盆地や京都盆地周辺地域を対象に、温泉のゆう出を目的とした掘削工事の際に作成された地質柱状図資料を収集した。温泉井の掘削では、コアの分析や速度検層など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、堆積層の地盤モデル作成のために参照することができる。
奈良盆地東縁断層帯での震源モデルの設定によっては、滋賀県の琵琶湖南湖周辺の近江盆地においても強震動が生じる可能性が考えられることから、滋賀県での温泉ボーリング
資料を追加収集した。温泉の掘削等に係る行政を所管する滋賀県健康医療福祉部生活衛生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。ただし、奈良県や京都府とは事情が異なり、滋賀県では滋賀県情報公開条例第６条第２項の規定により、法人や個人が掘削した温泉に関しては地質柱状図の開示を受けることができなかった。最終的に、市町が掘削した計５温泉の資料を開示いただくことができた（表３の滋賀１～滋賀５）。既往文献（国土庁, 1975、
山崎・他, 1994、中野・他, 2018）に記載のある民間等の計３温泉についても整理した（表３の滋賀６～８）。このほかに、この地域での大深度の学術ボーリングとしては、琵琶湖
148

1400 m ボーリング（竹村・横山, 1989）や烏丸ボーリング（林・他, 1999）が存在し、琵
琶湖 1400 m ボーリングでは 911.4 m で、烏丸ボーリングでは深度 904 m で丹波帯の頁岩・砂岩などの堆積岩からなる基盤岩に着岩したと報告されている。今年度に資料を収集した
温泉ボーリングについては、山間部に立地しているものもあったが、近江盆地周辺の地質構造に関係する資料もいくつか得ることができた。取得したボーリング資料は、最終年度に実施する深部地盤構造モデルの作成にも利用する予定である。
表３

滋賀県内で収集した温泉ボーリング資料の概要

令和元年度に引き続いて、新たに収集した温泉ボーリング資料や既往の文献・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の整理を継続した（表４）。図 13 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。近江盆地においては、守山市今浜町の温泉ボーリング（滋賀149４）で着岩深度が 1,085 m であるほか、琵琶湖南岸の草津市と大津市に位置する計４地点の温泉や学術ボーリングで約 800 m 以上である。これまでに把握することのできたボーリ
ング資料のうちでは、京都盆地は、久世郡久御山町の KD-0 ボーリングでの 694.5 m が最も深く、奈良盆地で知られている深層ボーリングでは、奈良市法華寺町の 646 m が最も深い。主として古琵琶湖層群からなる近江盆地では、かなり広い範囲で、京都盆地や奈良盆地よりも厚い堆積層を有している。
表４

既存ボーリング資料の一覧

文献名
近畿圏地下水（深井戸）資料台帳
全国地下水（深井戸）資料台帳 近畿編
土地分類基本調査「京都西南部」
土地分類基本調査「京都西北部」
土地分類基本調査「大阪東北部・奈良・上野」
土地分類基本調査「京都東北部・京都東南部・水口」
土地分類基本調査「桜井」土地分類基本調査「奈良・大阪東北部・大阪東南部」
土地分類基本調査「吉野山」
土地分類基本調査「五條・高野山」
土地条件調査報告書（大阪地区）
土地条件調査報告書（琵琶湖地区）
京都市内ボーリングデーター集

生駒市域水理地質図説明書（１万分の１）
12 万５千分の１大阪とその周辺地域の第四紀地質図
地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）奈良地域の地質
地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）桜井地域の地質
平成 11 年度京都盆地の地下構造に関する調査
平成 12 年度京都盆地の地下構造に関する調査
平成 14 年度京都盆地の地下構造に関する調査
農業用地下水調査開発調査相楽地区調査報告書
橿原市史 本編 下巻
琶琵湖 1400m 掘削試料の層相からみた堆積環境
長岡京市史 資料編一
琵琶湖西岸, 古琵琶湖層群基底部コアの層序
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
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
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
黄檗断層の地下構造調査
平成 17 年度京都府地震被害想定基礎調査業務報告書
京都盆地の温泉
新斎苑整備事業物理探査等業務委託報告書
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３）報告書
琵琶湖南湖岸・雄琴花こう岩深層ボーリング試料の記載岩石
学
防災科研 K-NET, KiK-net

150

編著者
国土庁
国土庁
経済企画庁
京都府
京都府
滋賀県・京都府
奈良県
奈良県
奈良県
奈良県
建設省国土地理院
建設省国土地理院
京都市住宅局建築指導部
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作成委員会
市原 実・他
尾崎正紀・他
西岡芳晴・他
京都市
京都市
京都市
近畿農政局
改訂橿原市史編纂委員会
竹村恵二・横山卓雄
長岡京市史編さん委員会
山崎博史・他
林 隆夫・他
工業技術院地質調査所

出版年
1975
1982
1972
1981
1983
1984
1982
1984
1985
1995
1983
1985
1986

赤松純平・盛川2000

岩田知孝・他
小泉尚嗣・他
京都府
西村 進・桂
奈良市
松本則夫

仁

京造

1989
1991
2000
2001
2000
2001
2003
1976
1987
1989
1991
1994
1999
1999

2001
2002
2006
2009
2016
2018

中野聰志・他

2018

国立研究開発法人防災科
学技術研究所

2019

図 13

ボーリング資料による基盤岩の深度（☆：本業務で収集した温泉ボーリング資料、○：表４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。

151b) 反射法地震探査データの収集・判読
京都盆地及び奈良盆地周辺地域で行われた既往の反射法地震探査結果がサブテーマ２において収集・整理された。このデータセットを利用し、深部地盤構造モデルの作成に必要となる基盤面や代表的な鍵層を判読し、CMP 位置及び基盤面・鍵層標高のデジタルデータ
を各測線ごとに作成した。鍵層あるいは基盤面の判読を行った反射法地震探査測線を図 14に示す。
京都盆地においては京都市が「京都盆地の地下構造に関する調査」として実施した大深度の地質調査ボーリング（京都市, 2000, 2001, 2003）によって大阪層群海成粘土層の Ma3、
Ma4、Ma5、Ma6、Ma9 相当層準の粘土層が確認されている。平成 10 年度に京都市によって実施された反射法地震探査（堀川－巨椋池測線）はこれらのボーリングにごく近接しており、これらの海成粘土層を鍵層として追跡を行った。また、京都盆地における反射法地震探査の多くは、平成 10 年度の堀川－巨椋池測線と交差する、あるいは隣接するような形で行われている。探査測線の交点あるいは隣接する位置付近での反射面の対比を行って各反射法探査結果における鍵層分布を追跡した。鍵層及び基盤岩の判読を行った測線は、堀川－巨椋池測線（京都市, 1999）、久世橋測線（京都市, 2000）、丸太町測線、五条測線（京都市, 2001）、五条第２測線、山科測線、外環状測線、久御山－八幡測線（京都市, 2002）、
京都府 H17A 測線（京都府, 2006）、枚方測線（大阪府, 2003）の一部、八幡第１測線、八幡第２測線、木津川測線（横倉・他, 2005）及び令和元年度に実施した巨椋池測線である。
このほか、京都府 H17B1 測線および H17B2 測線（京都府, 2006）はこれらの反射法地震探
査測線とは離れた位置で行われている。しかし H17B1 測線では、地質図から Ma1 および福田火山灰が露頭する地点と交差することが見られている。H17B1 および H17B2 測線では、これらが露頭する位置付近を始点として追跡できる反射面をもとに Ma1 および福田火山灰の分布を推定した。山科盆地の L1、L2 測線（京都市，1998）、八幡測線、桂川測線、淀測線、桃山南測線、小栗栖－石田測線（京都市, 2002）、大阪－鈴鹿測線（文部科学省研究開発局・他, 2005）の一部、城陽Ａ～Ｃ測線（岡田・他, 2019）については基盤岩深度のみを判読した。
奈良盆地においては、平成８年度に工業技術院地質調査所が天理市で実施したボーリング（奥村・他, 1997）及び令和２年度に本重点調査観測で実施したボーリング（NB-1）でピンク火山灰が確認されている。また、NB-1 ボーリングによりピンク火山灰の 13 m 下に層厚８m の大阪層群 Ma1 が存在することが分かった。令和元年度に実施した反射法地震探査（奈良測線）と令和２年度ボーリング地点における地層の対比から、反射法地震探査結果の標高-50m から-100m に見られる反射強度が強く連続性の高い反射面が Ma1 に相当すると考えられる。同様の反射面は平成８年に工業技術院地質調査所が奈良盆地東縁断層帯周辺で実施した反射法地震探査結果（奥村・他, 1997）にも見られている。この反射面を Ma1として連続する反射面を追跡して測線内における深度分布を推定した。なお、奈良盆地における反射法地震探査では、Ma1 反射面の約 220 m 下にこれと同様な強い反射面が存在している。この反射面と中新統の藤原層群と考えられる反射面も合わせて判読した。このほか、佐竹・他(1997)による金剛断層での P1 測線と P2 測線での基盤岩深度も判読した。
収集・整理した情報は、令和３年度に行う地盤モデル作成に使用される。

152

H17A Line

H17B1 Line

図 14

H17B2 Line

鍵層判読を行った測線位置。破線は基盤岩のみを対象として上面深度を読み取った。

基図は国土地理院数値地図 50 m メッシュ（標高）を用いて作図した。

153

図 15

既往反射法地震探査結果の鍵層判読の例（測線位置は図 14 を参照）

154c) 奈良盆地における既往の PS 検層、動的変形試験データの収集
浅部地盤モデル作成の基礎となるボーリングデータは、主に各深度の土質とＮ値からなる情報である。地震動計算に必要となるＳ波速度情報を得るためには、対象地域での土質、Ｎ値、Ｓ波速度の関係を整理する必要がある。また、強震時の浅部地盤の非線形応答を計算するためには、各土質の動的変形特性（G-γ関係、h-γ関係）が必要である。奈良盆地においては、これまで公開されている PS 検層データや動的変形特性資料が少なかったた
め、サブテーマ４の地域勉強会などを通して培った関係機関との繋がりを活用し、PS 検層
データ及び動的変形試験データの提供を依頼した。その結果、国土交通省近畿地方整備局
奈良国道事務所、奈良市、大和高田市、大和郡山市、橿原市、桜井市から、道路整備や市庁舎整備等に関連して実施されたボーリングでの PS 検層及び動的変形試験のデータを提供いただくことができた。新たに収集したデータは、PS 検層が 30 地点、動的変形試験が６地点である。収集した PS 検層データは、令和３年度に最終的な浅部地盤モデルを作成する際に、Ｎ値とＳ波速度の関係の検討資料として活用する。動的変形試験特性について
は、令和３年度に実施する強震動予測で浅部地盤応答を計算する際のパラメータ設定のために参照するための貴重な資料を得ることができた。
d) 重力情報に基づく重力基盤面データの作成
奈良盆地及び京都盆地を対象に、既存の重力探査データベースを解析し、重力基盤面をモデル化し、重力基盤面深度のデジタルデータとして作成した。使用した重力データベー
スは Yamamoto et al. (2011) と産業技術総合研究所地質調査総合センター(2013)である。
対象地域周辺の基盤岩は京都盆地の北側では丹波帯であるが、その他の大半の地域では花崗岩であると考えられることから、仮定密度 2.67 g/cm 3 のブーゲー異常値を用いた。基盤岩密度の厳密な推定には堆積層部分における密度値が必要となるが、対象地域における堆積層は大阪層群であり、密度変化が大きくないものとして単純な２層モデルとして評価を行っている。以下に解析手順をまとめた。
① ブーゲー異常データを整理し、適当な方法で補間してメッシュデータとする。補間にはGeneric Mapping Tool の surface コマンドを用いた。なお、メッシュ間隔を 100 m に統一するために、重力測定点の座標を平面直角座標系の第６系に変換している。このため、推定されている基盤岩深度情報は、そのまま平面直角座標系における深度データとなっている。
② 既往の岩着ボーリングによる基盤岩深度、反射法地震探査や微動アレイ探査等の各種探査による推定基盤岩深度、および基盤岩露出地点をコントロールポイントとして、最小二乗法により面的な深度情報を推定した。
既存資料などによる基盤岩深度の分布状況と面的なブーゲー異常分布を図 16 に、推定された基盤岩深度分布図を図 17 に示す。基盤岩深度分布の作成範囲は平面直角座標系第６系の-175000≦X≦-100000、-32000≦Y≦-10000 の範囲である。なお、作成範囲には琵琶湖の一部がかかっている。滋賀県草津市で行われた烏丸ボーリングでの岩着深度が 904 mとかなり深いことが分かっている（林・他, 1999）が、この付近で基盤岩深度が明らかに155

なっている情報がごく少ないため、重力情報に基づく基盤面データの作成は行っていない。
以上により作成したデータは、反射法や微動など他の探査データとともに深部地盤モデルの作成に主に活用する。

図 16 （左）基盤岩深度推定に用いた既存情報の分布、（右）ブーゲー異常分布（仮定密度2.67 g/cm 3 ）。

156

図 17

基盤岩深度情報などを基に作成した面的な推定基盤岩深度分布

157

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（木津川低地帯周辺）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。本調査観測では、
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、令和元年度に京都府南部の木津川沿いに分布する低地部の６地点において、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、Ｓ波速度構造を推定した。このうち、KZ04 では、現地での微動アレイ観測実施時の天候（強風）や周辺環境がよくなかったこともあってか、深部地盤構造の把握に重要となる半径 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という課題があった。そこで、KZ04 において、アレイ配置を再検討した上で、再度の現地調査を実施した。また、木津川低地帯の地盤構造との違いを把握するため、平城山丘陵の奈良市佐保台（SHD 地点）において、新たな微動アレイ探査を実施した。現地での観測は令和２年７月 15 日の日中に実施した。天候は晴天であった。
表５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 18 の地図上に微動アレイ観測地点を示した。同地図には、半径 100 m 以上の大アレイについて配置図を示している。中～小アレイについては、KZ04 では半径 240 m のアレイの中心点付近、SHD では
半径 300 m のアレイの中心点付近で実施した。
微動観測システムは、半径 100 m 以上の大きなアレイでは、東京測振製速度計 SE-321（５V/(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 30 m 以下の小さなアレイでは、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。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５に記載の通りである。図 19～20 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 100 m
以上の大アレイでは 80 分以上の連続観測を行った。半径 26～30 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 15 分以上の連続観測を行った。大アレイについては、
地震計設置場所の座標をハンディ GPS で測量し、中～小アレイでは巻尺によって測量した。
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３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 25 区間以上抽出し、５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
158

図 18

京都府南部における大半径微動アレイ観測地点（令和元～２年度）。桃線は既存のＰ波反射法地震探査測線。基図は 国土地理院数値地図（国土基本情報）をもとに作図した。

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、連続記録からノイズの含まれていない 81.92 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 21 に両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159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。異なるアレイ半径間での位相速度の分散曲線の連続性についても問題なかった。得られた位相速度は、１Hz では KZ04 で 1.2 km/s、
SHD で 1.0 km/s であった。10 Hz 以上の高周波数域では、沖積層の KZ04 で約 0.14 km/s、
大阪層群からなる丘陵地である SHD で約 0.18～0.20 m/s であった。

表５
アレイ
KZ04 再
京田辺市
宮津
SHD
奈良市
佐保台

半径
(m)
240
100
30
10
2
300
100
26
10
2

大半径微動アレイ観測一覧

中心点緯度
（北緯）
34.79252
34.7926534.79236

中心点経度
（東経）
135.79126
135.79125
135.79124

34.70863
34.70792
34.70871

135.81508
135.81682
135.81482

写真３

実施日

開始時刻

終了時刻

2020/7/15〃〃〃〃
2020/7/15
〃
〃
〃
〃

10:40
10:35
10:56
11:35
11:56
14:25
14:25
15:22
16:00
16:19

12:15
12:15
11:31
11:52
12:13
15:45
16:00
15:52
16:15
16:34

微動アレイ観測の実施状況（SHD 地点）
160

図 19

KZ04 での大半径微動アレイ観測の配置図。▲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）。国土地理院数値地図（国土基本情報）をもとに作図した。

図 20

SHD での大半径微動アレイ観測の配置図。基図と凡例は図 19 に同じ。
161

図 21

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。

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６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 22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確認できる。速度構造モデル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 23～24 に両地点での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162

も説明性の高い推定結果が得られたと考えている。速度構造モデル推定には直接用いていない H/V スペクトル比の再現性も高い。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、木津川低地の KZ04 で 279 m、平城山丘陵の SHD で 420 m と推定された。第１層については、KZ04 で V S = 125 m/s の層が層厚５m、SHD で V S = 178 m/sの層が層厚４m と推定された。既存の J-SHIS V2 モデルに比べ、V S = 2.7 km/s の層の上面
深度が、KZ04 では約 50 m 浅く、SHD では約 130 m 深くなった。堆積層中の速度構造については、両地点とも J-SHIS V2 よりも全体的に S 波速度が小さめになった。
図 25 に令和元年度の調査地点も含め、木津川低地周辺の７地点で推定した S 波速度構造モデルをまとめた。大半径微動アレイ観測を実施した７地点の比較では、盆地の基盤面
標高は KZ04 で最も浅い。京都盆地南部の KZ01 や KZ02 の基盤面標高が 630 m 前後であり、KZ04 に向かって浅くなる傾向が見らえる。KZ05 以南では再び深くなり、基盤面標高は-400m 前後である。木津川低地南端付近の KZ06 と平城山丘陵の SHD の基盤面標高は大きくは変わらない。地表の地形は異なっているものの、低地部と丘陵部での深部の地盤構造の違い
は大きくないものと推察される。また、KZ05 では S 波速度が比較的大きな堆積層（Vs =0.8 km/s）の占める割合が大きい。近傍の反射法探査（京都府 H17B 測線、京都府, 2006）
で、Ma1 の深度が浅いことが報告されており、大阪層群の上部の地層が薄いことと関係し
ている。

表６

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

層

Ｐ波速度

Ｓ波速度

密度

層厚

No.

（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

０～600

10

5,000

2,700

2,500

０～2,000

11

5,500

3,100

2,600

J-SHIS V2 による

12

5,700

3,300

2,700

J-SHIS V2 による

13

6,000

3,400

2,750

JIVSM による

14

6,400

3,800

2,800

JIVSM による

15

7,500

4,500

3,200

JIVSM による

16

8,000

4,700

3,200

半無限層

163

図 22

図 23

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

KZ04 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）。
164

図 24

図 25

SHD でのＳ波速度構造モデル推定結果。凡例は図 23 に同じ。

木津川低地沿いでの微動アレイ探査によるＳ波速度構造モデル推定結果

165

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木津川沿いの地域を中心に 61 点で実施した。令和２年度
は、奈良県内の奈良盆地 83 地点及び山科盆地 10 地点の計 93 地点で実施した。令和元年
度の調査地点とあわせると、合計 154 地点となった。微動アレイ探査実施地点の選定にあたっては、調査対象地域の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 26）。観測地点の多くは沖積層分布域であるが、平城山丘陵、矢田丘陵の大阪層群分布域、奈良盆地縁辺部の段丘面上の一部にも観測点を選んでいる。令和３年度も調査データをより充実させるため、現地調査を継続する予定である。
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

図 26

極小～小半径微動アレイ観測点（○印、左：奈良県、右：京都府）。基図は国土地理院数値地図（国土基本情報）をもとに作図した。実線は市町村界を表す。○印の色は H/Vスペクトル比の卓越周波数に対応する。
166

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かった場
合は、半径２m の小半径アレイ観測を追加実施した。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。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７に記載の通りである。写真４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 25 区間以上抽出し、５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。

写真４

小半径微動アレイ観測の実施状況（田原本町内）

167

表７

極小～小半径微動アレイ観測一覧

168

表７（続き）169

表７（続き）170

表７（続き）171

図 27 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。段丘や大阪層群からなる丘陵の観測点では、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 28 に示した。奈良盆地での大局的な傾向として、盆地北部よりも南部での AVS30 推定値が小さくなる傾向にある。大和川以南の地域では、馬見丘陵などに近い地点などを除き、210～280 m/s であった。これに対し、奈良市から天理市にかけては、250～340 m/s であった。山科盆地では、昨年度調査した京都盆地南部に比べ、全体的に AVS30 推定値が大きい傾向にあることに加え、空間的な違いも顕著であり、今回調査した 10 地点では、290～520 m/s の範囲で分布している。
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。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。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。H/V スペクトル比から、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った。図 26 の地図上に読み取った卓越周波数をプロットした。奈良盆地の H/V スペクトル比の卓越周波数は、南部に比べて北部で大きい。奈良盆地北部の奈良市街地では約 0.3～0.4 Hz であった。天理市北部や大和郡山市東部では約 0.5 Hz、天理市南部では 0.4～0.5 Hz であった。磯城郡田原本町では0.4～0.9 Hz で南に行くほど高くなる傾向にある。奈良盆地南部の桜井市や橿原市では、
１Hz 以上であった。大和高田市や葛城市では 0.6～1.3 Hz の範囲で分布している。山科盆地では、0.4～1.2 Hz 位の範囲で空間的に変化している。
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。ここでは、堆積層を構成する速度層の物性値はJ-SHIS V2 モデル（藤原・他, 2012）のものと同じにしている。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、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 etal., 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。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,
172

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 27 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 29 は奈良市内を東西に横断する測線である。工学的基盤面以浅（V S < 350 m/s）の層厚は、西ノ京丘陵東麓に近い N076 では 26 m（ただし V S < 300 m/s は７m）、中部の N077と N066 で 14～17 m、N069 で 12 m であり（ただし V S < 300 m/s は４m）、東側の低位段丘
上の N068 では３m と薄いという推定結果となった。大局的には地形に対応した分布といえる。N069 の約 130 m 北西に位置する公共施設（奈良市三条本町）で実施されたボーリング調査では、沖積層の基底が約 3.5 m、段丘堆積層と大阪層群の境界は約 14 m と認定されていることから、この周辺では V S ≦200 m/s の層は沖積層、V S = 300 m/s の層は段丘堆積層に対応していると考えている。
図 30 は北葛城郡広陵町から天理市にかけて奈良盆地中部をほぼ東西に横断する測線である。工学的基盤面以浅（V S < 350 m/s）の層厚は、大和川や飛鳥川の流域である磯城郡
田原本町の N111 や N108 で深く、24～28 m と推定された。また、天理市の N148 でも 27 mと比較的深く推定されている。V S < 200 m/s の特に低速度な層については、広陵町の N132
や田原本町の N111 では３m と薄いが、田原本町の N131 と N108 で 11 m、天理市内の N111と N148 では６～７m と再び層厚が小さくなる傾向が見られた。
図 31 は奈良市から橿原市にかけて奈良盆地をほぼ南北に縦断する測線である。工学的
基盤面以浅（V S < 350 m/s）の層厚は、奈良市北部（N070、N069、N071）で 10 m 前後であるのに対し、奈良市南部から橿原市にかけては層厚を増し、特に奈良市南部（N072）や大和郡山市北部（N079）の佐保川周辺では層厚 23～34 m と推定された。また、N100 から約600 m 南西で行われた近畿農政局の吐田ボーリング（松岡, 1983）では上部約 10 m が沖積層（完新統）と考えられており、N100 での V S < 350 m/s の層厚が 12m（このうち 11 m が200 m/s 以下）であることと対応している。大和川支流の寺川周辺の磯城郡田原本町から橿原市北部にかけても層厚が 20 m 前後と比較的厚い。V S < 200 m/s の特に低速度な層については、奈良市北部では０～１m と極めて薄く、段丘堆積層の上面深度が浅いと考えられる。これに対し、田原本町から橿原市北部にかけての奈良盆地南部では、これの層厚が10 m を超えている。このことから、新期の低速度層は奈良盆地南部で相対的に厚く分布しているのではないかと考えられる。

173

図 27

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）。

174

図 27

続き

175

図 27

続き

176

図 27

続き

177

図 27

続き

178

図 27

続き

179

図 27

続き

180

図 27

続き

181

図 28

紺野・片岡 (2000)の方法で推定した AVS30 の分布（左：奈良県、右：京都府）。○

印の色が AVS30 を表す。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。

図 29

奈良市を東西に横断する測線でのＳ波速度構造の断面図。色がＳ波速度を表す。

182

図 30

北葛城郡広陵町から天理市にかけて東西に横断する測線でのＳ波速度構造の断面図。色がＳ波速度を表す。

図 31

奈良市から橿原市にかけてのＳ波速度構造の断面図。色がＳ波速度を表す。

183

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) 地盤情報の収集と沖積相当層の判読
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、本年度は奈良盆地を対象に、地質データに基づく浅部地盤モデルを試作した。まず、作業に用いる地盤情報として、微地形情報とボーリング情報を収集した。
微地形情報については、若松・松岡(2020)が日本全国を対象に作成した地形・地盤分類
250 m メッシュマップ（2020 年更新版）のデータベースを使用した。このデータベースは、
日本全国の地形・地盤条件を 24 種類の微地形区分として統一的に分類し、４分の１地域メ
ッシュの GIS データとして整備されたものである。このデータベースから、奈良県を含む地域の微地形情報を取得した。奈良県全体では、約 64,000 メッシュあり、そのうち約８割が山地・山麓地・丘陵地である。本業務では、沖積相当層が広く分布する奈良盆地周辺地域を地盤モデル作成対象とした。図 32 に奈良盆地周辺の微地形区分、図 33 に奈良盆地周辺の陰影図を示す（国土地理院による 50 m メッシュ DEM を使用して作図したもの）。表８に微地形分類毎のメッシュ数と構成比を示す。陰影図には微地形区分による山地・山麓地・丘陵を「□印」で示した。図 33 の「□印」で示した山地・山麓地・丘陵地を除く、奈良盆地の 4,958 メッシュに対して沖積相当層の地盤モデルを作成した。
表８

奈良地域における微地形の割合
奈良盆地

微地形

メッシュ数

01 山地

構成比（%）

2,704

27.4

64

0.6

03 丘陵

2,128

21.6

08 砂礫質台地

1,027

10.4

10 谷底低地

439

4.5

11 扇状地

1,789

18.2

12 自然堤防155

1.6

13 後背湿地

1,543

15.7

5

0.0

9,854

100.0

02 山麓地14 旧河道・旧池沼
合計

ボーリング情報については、関西圏地盤情報データベース（KG-NET・関西圏地盤情報協
議会）、大和郡山市、天理市、磯城郡田原本町、木津川市から収集した。図 34 に奈良盆地におけるボーリング位置を示す。図 33 中に「□印」で示したメッシュ以外の位置にあるボーリングを掘進長で色分けして図示した。また、図 35 には図 34 に示したボーリングの掘進長をヒストグラムに整理した。掘進長の平面分布から奈良盆地の南側において掘進長が長いボーリングが見られる。また、ボーリング掘進長は、30m より短いボーリングの割合が約９割であった。
184

図 32

若松・松岡(2020)のデータベースによる奈良盆地周辺の微地形

185

図 33

奈良盆地周辺の地形陰影図（国土地理院 50 m 数値標高モデルによる）

186

図 34

奈良盆地周辺地域において使用したボーリング位置及びその掘進長

187

図 35

奈良盆地におけるボーリングの掘進長のヒストグラム

関西圏地盤情報データベースに、PS 検層結果や密度試験の結果が登録されているボーリ
ングについては、それらの情報も収集した。PS 検層結果はかなり少ないので、国立研究開
発法人防災科学技術研究所の K-NET NAR002 及び NAR003 強震観測点での PS 検層結果も利用した。
まず、奈良盆地におけるボーリング資料の特徴について述べる。図 36 に奈良盆地の南北断面（KG-NET・他, 2018）を示す。奈良盆地全体としては、盆地中央部付近における標高が最も低く標高 45 m 程度である。この地域では、河川が蛇行して流れていることや河川勾配が緩くなることなどから、礫層、砂層および粘土層が互層状に繰返して堆積し、地層の側方への対比が難しい地域である。奈良盆地のほぼ中央部を流れる大和川を境とし、奈良盆地の北部と南部では次のような特徴がある。
奈良盆地北部：盆地内には沖積層（完新統）の地層や大阪層群を含む更新統の地層が堆積していると考えられる。大阪層群が風化して土砂となった粘土層や砂層が表層部に見られ、全体的に粘性土の堆積が優勢的である。沖積層の基底をなす礫層の分布が明瞭ではな
く、沖積層基底を判読することは難しい。
奈良盆地南部：南部域には多数の小河川がながれている。この地域は砂主体の堆積物が多くみられる。表層部は粘性土の堆積が見られ、その粘性土には有機質土が挟在している。
北部と同様、沖積層の基底をなす礫層の分布が明瞭ではない。
このように奈良盆地内では、ボーリングデータベースから見た沖積層の基底をなす礫層の分布は明瞭ではなく、沖積相当層の境界を明確に判断することは難しい。そこで、沖積相当層の境界を判断するあたり、ボーリング１本ごとに標準貫入試験から得られるＮ値が188

ほぼ 50 を示す深度を沖積相当層の下端境界の目安とし、地層の同定作業を行った。ボーリ
ング地点によっては、表層から礫層もはさむもののＮ値の緩い堆積層の層厚が約 30 m 程
度続くようなところもあった。このようにして、ボーリング柱状図を確認しながらボーリ
ング１本ごとに沖積相当層の境界を判読した。ボーリング資料による沖積相当層の下端標
高の平面分布を示したものが図 37 である。また、図 38 には沖積相当層の層厚平面分布を示す。両図中「□印」で示した地域は、微地形区分による山地・山麓地・丘陵である。沖
積相当層の分布から以下のことが読み取れる。
・盆地の縁辺部では沖積相当層の下端標高は標高 70 m 以上であり、盆地の内部から縁部に向かうに従い下面標高は高くなっている。その層厚は５m 未満である。
・奈良盆地北部では、沖積相当層の下端標高は標高 35～50 m 程度である。奈良盆地の北の方へ向かう行くに従い下面標高は高くなっている。その層厚は５～15m 程度である。
・奈良盆地中央部では、沖積相当層の下端標高は標高 40 m より低い。その層厚は 15～20m 程度である。
・奈良盆地南部では、沖積相当層の下端標高は標高 40～45m 程度である。その層厚は 25 m以上となっている。

図 36

関西圏地盤情報データベースによる奈良盆地の南北断面（KG-NET・他, 2018 に加

筆）

189

図 37

奈良盆地内のボーリング資料から判読した沖積相当層の下端標高

190

図 38

奈良盆地内のボーリング資料から判読した沖積相当層の層厚

191b) 浅部地盤地質モデルの作成の手順
次に、収集した地盤情報を用いて、奈良盆地の沖積相当層の地盤モデルを深度１m 刻みで作成した。沖積相当層の下限は、おおむねＮ値が 50 を示す深度を目安とした。図 34 の掘削深度分布図で示したように、この地域のボーリングの掘進長は 30 m よりも短いものが多く、沖積相当層の下限まで達していないボーリング資料が多く存在した。したがって、メッシュによってはメッシュ内にボーリングは存在するが、メッシュ内のボーリングの掘進長が沖積相当層の下限（この地盤モデル化で想定している工学的基盤面）まで達していないボーリングのみが存在するメッシュもある。そこで今回の地盤モデルの作成においては、以下の３段階で実施した。各段階の対象メッシュは図 39 に示す。
① 第１段階（作成メッシュ）：
ボーリング１本ごとに沖積相当層の境界として目安としたＮ値が 50 を示す深度を判読し、それらのボーリングを用いて地盤モデルを作成した。地盤モデルの作成方法は、全国
電子地盤図（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）による作成方法に準じた。
② 第２段階（補間メッシュ１）：
沖積相当層の境界として目安としたＮ値が 50 を示す深度まで達していないボーリングのみが存在するメッシュで地盤モデルを作成した。このようなメッシュでは、掘進長までは第１段階と同様に地盤モデルを作成し、それより下位の部分は、当該メッシュと同じ微地形をもつ作成メッシュのデータにより補間した。
③ 第３段階（補間メッシュ２）：
全くボーリング資料がない空白メッシュで地盤モデルを作成した。当該メッシュと同様の微地形をもつ上記の２種類のメッシュのデータから補間した。

図 39

各段階での地盤モデル作成対象メッシュの位置（左：第１段階、中：第２段階、右：

第３段階）

192

c) 沖積相当層下限に達するボーリング資料のあるメッシュでの作成（第１段階）
まず、ボーリング資料１本毎に、沖積相当層の境界を判読して入力した。品質の劣るデータについてはこの時点で削除した。次に、250 m メッシュ毎に、地層を１m 層厚に細分し、代表土質（粘土、砂、礫等）と平均Ｎ値を設定した。この手順は全国電子地盤図で採用された手順と同様である。この作業は、モデルの空間的な整合性を確認しながら行った。
図 40 に地盤モデルの作成例を示す。具体的には、メッシュ内に含まれるボーリングを表層から深度１m ごとに細分し、その１m 区間の地層を判読した。同深度で地層ごとに層厚を求め、最も厚い層厚をもつ地層を代表土質とする。その代表土質と同様の各ボーリングにおける地層のＮ値の平均値を求めた。
第１段階の地盤モデル作成に利用したボーリング本数は約 8,300 本である。250 m メッ
シュ内に沖積相当層を貫通するボーリングが１本でも含まれていれば、沖積相当層を貫通していないボーリングも含めて地盤モデル作成に利用した。この際、沖積層を貫通していないボーリングは掘進長までの地層データを利用した。地盤モデルを作成したメッシュ数
は、1,750 メッシュである（図 39 左）。
１m 毎の細分層に対してＮ値を求める際、地盤モデルに用いたボーリングにおいてＮ値が調査されてない場合もある。その場合、基本的には一つ上の地盤モデルが同じ土質であれば、その地盤モデルのＮ値を採用した。それ以外の場合、Ｎ値は土質毎に仮定の値を設定し、砂層は５、礫層は 15、粘土層は３とした。またＮ値の上限は 50 とした。

図 40

ボーリングデータベースを用いた地盤モデルの作成作業例

193d) 沖積相当層下限に達しないボーリング資料のみのメッシュでの作成（第２段階）
第２段階では、当該メッシュにおいて沖積相当層の境界の目安としたＮ値が 50 を示す
深度まで達していないボーリングのみが存在するメッシュで、地盤モデルを作成した。沖
積相当層の境界まで達してはいないが、そこまでの地盤情報は貴重であるので、その情報を活かしながら、以下の手順で沖積相当層の下部を補間した。
① 沖積相当層の境界まで達していないボーリングの最下端深度（掘進長）まで、第１段階と同じ手法で地盤モデルを作成した。この段階で沖積相当層境界まで達していない地盤モ
デルメッシュ（以下、未境界モデル）が作成される。
② 沖積相当層の境界までの地盤モデルを補間するため、当該メッシュにボーリングが存在しないものと仮定し、当該メッシュ中心より同心円を描き、第１段階で地盤モデルを作成したメッシュ（作成メッシュ）から、当該メッシュと同様の微地形をもつメッシュを抽出し、地盤モデルを補間する。この作業において、１つの当該メッシュにおいて複数の作
成メッシュを抽出した場合、次の作業を実施した。
・メッシュ層厚は、選択したメッシュの平均とした。
・同深度で複数の土層が選択された場合、層厚が一番厚い土層を代表土質とした。
・Ｎ値は、上記の土層のＮ値の平均とした。
この同心円を描く作業については、作成メッシュを抽出するまで距離を広げながら繰り返した。この段階で沖積相当層境界まで達している地盤モデルメッシュ（以下、境界モデル）が作成される。
③ ①及び②の作業で、当該メッシュには、①の未境界モデルと②の境界モデルが作成される。未境界モデルの最下端深度に対応する境界モデルの深度からその境界モデルの最下端深度までを未境界モデルの下部に追加する。
沖積相当層の境界として目安としたＮ値が 50 を示す深度まで達していないボーリングの本数は約 2,420 本であった。図 39(中)にこのボーリングが位置する 250 m メッシュ（補間メッシュ１）の分布を示す。該当するメッシュは 778 メッシュである。
e) ボーリング資料のないメッシュでの補間（第３段階）
250 m メッシュの内部にボーリング資料が１本もないメッシュについて、補間によりモデルを作成した。補間方法は、第２段階の手順②と同じである。該当するメッシュは 2,430
メッシュであり、図 39(右)にこのメッシュ（補間メッシュ２）の分布を示す。
f) 試作した浅部地盤モデルの概要
図 41 に今年度に試作した浅部地盤地質モデルの層厚分布を示す。図 38 に示すボーリン
グ資料による沖積相当層の層厚分布に対応するように北部域で層厚が薄く、中部から南部にかけて層厚が厚いモデルとなっている。図 42 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 25 m まで示す。
Ｓ波速度は、PS 検層によるＳ波速度とＮ値の関係から推定した。Ｓ波速度を測定した深度の地層を礫質土、砂質土、粘性土に区分し、これらの土質に対してＳ波速度の推定式を作成した。推定式は、Ｎ値と有効土被り圧 p e をパラメータとした。推定式で用いる有効土被り圧においても、密度試験の結果より整理した礫、砂、粘土の密度を用いた。有機質土194に対しては、既往の PS 検層の情報がなかったため、粘土に対する推定式を用いた。なお、
有効土被り圧を算定するために必要な地下水位については、ボーリング資料に記載されている孔内水位を微地形ごとに整理してその中央値を用いた。作成したＳ波速度推定式を表９に、微地形ごとの地下水位は図 43、土質毎のＮ値とＳ波速度のデータの散布図を図 44にまとめた。重回帰相関係数が 0.7～0.8 程度であり精度の目安としてやや高い傾向にあることなどから、Ｎ値と有効土被り圧との良好な関係が表されていると考える。
表９

Ｎ値と有効土被り圧をパラメータとした各土質のＳ波速度推定式
S 波速度推定式

重回帰相関係数

礫質土

v s = 0.202×(N+1) 0.104 ×p e 0.291

0.71

砂質土

v s = 0.210×(N+1) 0.082 ×p e 0.352

0.84

粘性土

v s = 0.119×(N+1) 0.318 ×p e 0.148

0.79

密度は、関西圏地盤情報データベースより室内土質試験として実施された密度試験結果
から密度を抽出した。そして、この密度試験が実施された地層を礫質土、砂質土、粘性土、有機質土の４種の土質に区分し、それぞれの平均値、中央値および標準偏差を求めた(表10)。各土質の密度とも盆地の中央部から盆地の縁部にいくに従って若干大きくなる傾向は見られたが、地域による明確な傾向は見られなかった。
表 10
データ数

奈良盆地の各土質の密度
平均値

中央値

3

g/cm 3

g/cm

標準偏差

礫質土

80

2.10

2.11

0.15

砂質土

90

1.95

1.95

0.16

粘性土

318

1.78

1.81

0.20

有機質土

23

1.26

1.22

0.15

今年度に作成した地盤モデルには以下の特徴がある。奈良盆地北部においては、沖積相
当層の層厚は約 10 m 程度であり、全体的に薄く分布している。奈良盆地の中央部から南部にかけては、層厚が約 20 m を超えるメッシュが分布している。河川と比較すると、奈良県－大阪府境付近の大和川や高田川など河川が屈曲している場所等では、沖積相当層が厚く堆積しているようである。奈良盆地では、過去にも網状に河川が流れていたと考えられ、これらの周囲に生じた水たまりのような場所で土砂が堆積したものと思われる。
表層から深度４m 程度までは、奈良盆地の全域でＮ値が 10 以下の緩い地層が堆積している。それ以深では、奈良盆地縁辺部でＮ値が大きい。また、深度 10 m より深くなると、奈良盆地北部ではＮ値が 20 以上を示すところもある。奈良盆地南部では、深度 12 m より深くなるとＮ値は 20 以上の値を示すようになる。Ｓ波速度は、深度４m より以浅においては全体的に 200 m/sec 以下と推定された。それ以深では深度が深くなるに従って、Ｓ波速度は漸増していく。

195

図 41

試作した浅部地盤地質モデルによる沖積相当層の層厚分布。

196

(1) 深度０～１m(2) 深度１～２m(3) 深度２～３m
図 42

各深度での代表土質(左)、 N 値(中)、Ｓ波速度(右)197

(4) 深度３～４m(5) 深度４～５m(6) 深度５～６m
図 42

続き

198

(7) 深度６～７m(8) 深度７～８m(9) 深度８～９m
図 42

続き

199

(10) 深度９～10m(11) 深度 10～11m(12) 深度 11～12m
図 42

続き

200

(13) 深度 12～13m(14) 深度 13～14m(15) 深度 14～15m
図 42

続き

201

(16) 深度 15～16m(17) 深度 16～17m(18) 深度 17～18m
図 42

続き

202

(19) 深度 18～19m(20) 深度 19～20m(21) 深度 20～21m
図 42

続き

203

(22) 深度 21～22m(23) 深度 22～23m(24) 深度 23～24m
図 42

続き

204

(25) 深度 24～25m
図 42

図 43

続き

孔内水位データによる微地形区分毎の地下水位

205

図 44

土質毎の換算Ｎ値とＳ波速度の関係。換算Ｎ値は実測Ｎ値を打撃長 30 cm に対する値に補正したものである。Ｓ波速度の実測値（＋：関西圏地盤情報データベース、×：
K-NET）と推定値（●：関西圏地盤情報データベース、■：K-NET）。

206

g) 微動アレイで得られた位相速度による浅部地盤モデルの検証
令和元年度に作成した京都府南部及び今年度作成した奈良盆地の浅部地盤モデルについて、極小～小半径微動アレイ観測で得られた位相速度による検証を行った。これまでに作成した浅部地盤モデルでは、１ｍ毎に代表土質、Ｎ値、Ｓ波速度、密度の情報が 250 m メ
ッシュの情報として与えられている。令和元～２年度に極小～小アレイ観測の現地調査を実施した 154 地点のうち、観測地点が位置する 250 m メッシュで沖積相当層がモデル化されている 148 地点を対象とした。当該メッシュの浅部地盤モデルから、Rayliegh 波基本モードの位相速度を計算した。位相速度の計算にはＰ波速度も必要となるが、ここでは全ての層で 1.6 km/s と与えた。浅部地盤モデルは、この地域の工学的基盤として想定している
Ｓ波速度が約 350 m/s よりも小さい速度層のみをモデル化しているが、観測位相速度には工学的基盤以深の情報も含まれている。このため、理論位相速度の比較も約 350 m/s 以の範囲で行う必要がある。令和３年度に完成する浅部と深部を統合した地盤モデルでは、Ｓ
波速度が約 350 m/s 以下に深部地盤モデルが接続される予定である。
図 45 に京都府南部、図 46 に奈良盆地について、代表的な地点を選び、理論位相速度と観測位相速度の比較例を示した。例えば、図 45 の N018 のように理論位相速度と観測位相

図 45

令和元年度に作成した浅部地盤モデルによる Rayleigh 波基本モード位相理論速度（赤）と極小～小半径微動アレイ観測による観測位相速度（青）の比較例（京都府南部）。
各地点の左図が位相速度の比較、右図が浅部地盤モデルによるＳ波速度構造である。
207

速度の対応がよい地点では、これまでに作成した浅部地盤モデルが適切であると判断できる。反対に、N019 では理論位相速度と観測位相速度の間にずれが生じており、浅部地盤モ
デルの沖積相当層の層厚やＳ波速度に改善の余地がある。京都府南部（図 45）では、木川左岸側の丘陵地周辺や山科盆地縁辺部などで改善が必要な地点が見られているが、木津川や宇治川周辺で沖積層が厚く分布している地域では、良好な地点が多い。奈良盆地（図 46）
では、奈良市北部～東部では比較的良好であるのに対し、奈良市西部（例えば、N146）では、理論位相速度と観測位相速度のズレが目立つ。現時点の浅部地盤モデルでは、奈良盆地全体で、土質毎に各１つの経験式でＮ値とＳ波速度の関係をモデル化している。今後、地域を区分してモデル化するなどにより改善を試みたい。奈良盆地中部から南部の天理市、大和郡山市、桜井市などでも位相速度の再現性は比較的良好である。なお、浅部地盤モデ
ルは 250 m メッシュの範囲を代表させたモデルであり、現実の地盤は約 250 m 四方の空間
内でも変化していることは十分あり得るので、微動アレイの結果と 250 m メッシュのモデルが厳密に一致するとは限らないことにも注意が必要である。
令和３年度は、令和元～２年度にそれぞれ実施したボーリングデータベースの解析による浅部地盤地質モデルと微動アレイ観測から得られた情報を統合し、最終的な浅部地盤モ
デルを完成させる計画である。

図 46

令和２年度に作成した浅部地盤モデルによる Rayleigh 波基本モード位相理論速度（赤）と極小～小半径微動アレイ観測による観測位相速度（青）の比較例（奈良盆地）。
各地点の左図が位相速度の比較、右図が浅部地盤モデルによるＳ波速度構造である。
208

6) 地震動波形記録の分析
令和３年度に完成させる深部地盤モデルの作成に必要な知見を得るため、京都盆地や山科盆地を含む京都府南部と奈良県の奈良盆地及びその周辺地域を対象に、強震観測点や震度観測点で観測された地震動波形記録を解析し、堆積層厚に関係する情報の１つとして、R/V スペクトル比の卓越周波数を調べた。強震計や震度計の波形記録を解析することの利点は、対象地域の各市区町村に少なくとも１地点以上分布しているために、市街地の発達している奈良盆地や京都盆地をカバーし、面的に情報を得ることができることにある。解析の対象とした観測点は、奈良県震度情報ネットワークシステム 32 地点、京都府震度情報
ネットワークシステム 18 地点、京都市震度情報ネットワークシステム 17 地点、気象庁計
測震度計５地点、国立研究開発法人防災科学技術研究所 K-NET７地点、KiK-net２地点、関西地震観測研究協議会３地点、京都大学防災研究所８地点の計 92 地点である。このうち、京都府の２地点と気象庁の１点については、波形記録の解析対象としていた期間内に庁舎の移転や改修の関係で観測点の移設が行われている（城陽市役所と木津川市山城支所が各１回、奈良地方気象台が２回の移設）。移設が行われた観測点については、移設の前後でそれぞれ別の地点として取り扱ったため、最終的な解析対象地点は 96 地点となった。
まず、震源距離 300 km 未満の観測点で１つ以上の記録があること、気象庁マグニチュー
ドが 5.0 以上であることの２つの条件を課し、イベント記録を選定した。各観測点の観測
波形記録の水平動成分は、気象庁による震源情報をもとに座標回転を行い、Radial 成分を得た。次に、各観測点の記録のＳ波到着時刻を目視で読み取り、Ｓ波初動部から 20 秒以降の 81.92 秒間の波形を解析区間として抽出した。なお、記録長が短く、解析区間内において後続動波形を 20 秒以上とることのできない記録や、目視で確認した波形記録が不適切と 判 断 し た 記 録 は 除 外 し た 。 抽 出 し た 解 析 区 間 の 前 後 10%に コ サ イ ン テ ー パ を 適 用 し 、Radial と上下動の各成分の Fourier スペクトルを計算した。抽出した解析区間が 81.92 秒に満たない場合は、後続の０を付加し、データ長を 81.92 秒に統一した。ウィンドウ幅 0.1
Hz の Parzen ウィンドウを用いて、Fourier 振幅スペクトルを平滑化した。そして、Radial
成分と上下動成分の Fourier 振幅スペクトル比を計算し、R/V スペクトル比とした。観測
点毎に全イベント記録の R/V スペクトル比をスタックし、対数平均と対数標準偏差を求めた。解析に用いた地震数は 212 地震、観測記録数（地震－観測点ペア）は 2174 記録である。図 47 に解析に使用した記録の震源位置を示す。利用可能なデータの期間は観測点毎に異なっているが、全体では 1996 年２月～2020 年９月である。
図 48 に R/V スペクトル比の例を示す。観測点によってイベント数に違いはあるが、概ね安定した R/V スペクトル比を得ることができている。奈良盆地や京都盆地の内部に位置する観測点では、１Hz よりも低い周波数に顕著なピークを見ることができる。各観測点で得られた R/V スペクトル比について、堆積盆地の基盤深度に関係すると考えられるピーク
を読み取り、その周波数を図 49 の地図上にプロットした。
奈良県内では、奈良市内が最もピーク周波数が低く、NRS、NRO、NARP01 で 0.29～0.33 Hzであり、盆地北東縁に近い NAR002、EC4a、EC4b、EC4c でやや高く、0.35～0.45 Hz であった。NARP04（天理市）、大和郡山市の NARP03（大和郡山市）、NARP18（川西町）、NARP19（三宅町）で 0.36～0.44 Hz、NARP33（広陵町）や NARP20（田原本町）では 0.48～0.50 Hz、
NARP02（大和高田市）で 0.57 Hz、NARP06（桜井市）で 1.0 Hz、NARP05（橿原市）で 2.0
209Hz と、南へ向かうにつれて徐々に卓越周波数が高くなる傾向があった。馬見丘陵から盆地西縁にかけての地域では 0.70～0.90 Hz である。生駒山地や矢田丘陵周辺では、1.0 Hz の地点もあれば、2.0 Hz 前後の地点や３Hz を超える地点もあり、場所による違いがあるものの、概ね西の生駒山地に近い地点ほど卓越周波数は高くなる傾向にある。五條市内のNAR005 と NARP07 では、1.9～2.1 Hz であった。
京都府内では、巨椋池周辺の観測点の卓越周波数が最も低く、KYTH07 や OGR、KYTP32 で0.28～0.31 Hz である。京都盆地では北に向かうほど卓越周波数が徐々に高くなる傾向があり、これらは既往の地下構造調査で調べられている基盤面深度の特徴と対応している。
山科盆地内の KYTC21 では 0.76 Hz であった。京都府南部の木津川沿いの低地や丘陵では、
図 49 に見られるように観測点毎の違いが比較的大きい。小規模な盆地構造をなしている
KYTP34（宇治田原町）では 1.2 Hz、KYTP29（木津川市加茂町）では 1.3 Hz、KYTP36（和束町）では 2.5 Hz であった。

図 47

地震動 R/V スペクトル比の計算に用いた地震の震源分布

210奈良市二条大路南

大和高田市大中

大和郡山市北郡山町

天理市川原城町

橿原市八木町

桜井市粟殿

生駒市東新町

安堵町東安堵

田原本町役場

宇陀市榛原区下井足

葛城市柿本

河合町池部

京都市伏見区久我

京都市山科区西野

京田辺市田辺木津川市木津

宇治田原町荒木京都市中京区西ノ京

京都市南区吉祥院

宇治市槙島町西鴨巣

図 48

地震動 R/V スペクトル比の例

211

図 49

地震動 R/V スペクトル比の卓越周波数分布（左：奈良県、右：京都府）。基図は国

土地理院数値地図（国土基本情報）をもとに作図した。

(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）奈良測線沿いのボーリング NB-1 調査と地質構造の分析、２）岩着ボーリング情報と既往物理探査データの収集・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の追加調査、４) 奈良盆地と山科盆地における浅部地盤構造把握のための極小～小半径微動アレイ探査、５）奈良盆地の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とその検証、６）京都及び奈良盆地周辺での地震動波形記録の分析を行った。
１）に関しては、令和元年度実施した反射法測線沿いの奈良市三条本町において深度260ｍまでの NB-1 オールコアボーリングを行い、岩相記載・火山灰分析から、大阪層群の鍵層である火山灰層と Ma1 層準を確認し、奈良測線の反射面との対比が行えたほか、既存
長尺ボーリングとの関係が明らかになった。奈良東縁断層系の活動度評価のために、NB-1
コアについては 14 C 年代測定や花粉分析によって段丘堆積層や沖積層に関わる年代評価を
令和３年度に実施する。また、このボーリング孔を用いて堆積層の地震波速度を直接測定する VSP 調査を令和３年度に実施する。
２）に関しては、昨年度収集した奈良県と京都府に加え、滋賀県から温泉ボーリングの地
質柱状図資料の提供をいただいたことと、奈良盆地、京都盆地、近江盆地南部周辺での既存の深いボーリング資料の収集整理を継続し、基盤岩深度に関する情報を得た。また、奈良盆
地と京都盆地で行われた既往の反射法地震探査データから基盤岩深度や鍵層深度を判読する212

とともに、重力データベースより重力基盤データを作成し、対象地域の地質構造を解釈し、深部地盤モデルを作成するためのさまざまな基礎資料を得た。また、既存の情報に乏しかった奈良盆地の PS 検層や動的変形試験結果についても、国や自治体関係機関から収集することができた。
３）に関しては、令和元年度に京都府南部の木津川低地帯で実施した大半径微動アレイ探査のデータを補強するため、２カ所で新規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、奈良盆地 83 カ所及び山科盆地 10 カ所において、極小～小半径微動アレイ探査を実施し、盆地内での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、奈良盆地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。また、令和元年度に浅部地盤地質モデルを作成した京都府内についても、微動アレイで得られた位相速度情報を用いた検証を行った。今後、４）と５）の情報を適切に統合し、強震動予測に必要な浅部地盤モデルを令和３年度に完成させる。
６）については、奈良県、京都府、京都市の整備している震度計の記録を含む多数の観測点で取得された地震動波形記録の R/V スペクトル比を解析し、その卓越周期分布を調べることで、奈良盆地と京都盆地周辺の地震動特性に関し、浅部や深部地盤構造のモデル化を行う
ための参考になる情報を面的に得ることができた。
これら取得されたデータは、令和３年度に行う当該地域の浅部・深部地盤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。大深度ボーリング調査の実施に関しては、奈良市と西日本旅客鉄道株式会社にご協力いただきました。ボーリング資料の収集に関しては、滋賀県、国土交通省近畿地方整備局奈良国道事務所、奈良市、大和高田市、大和郡山市、橿原市、桜井市にご協力いただきました。既往の反射法地震探査データの利用に関しては、京都府、京都市、大阪府、国立研究開発法人産業技術総合研究所地質調査総合センター、西日本高速道路株式会社、東京大学地震研究所のご協力を得ました。微動アレイ観測にあたっては、地域の多くの方々のご理解とご協力のおかげで実施することができました。記して感謝いたします。
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