3.6 プレート・断層構造研究(1) 業務の内容(a) 業務題目「プレート・断層構造研究」(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

上席技術研究員

金田 義行

研究開発センター長

小平 秀一

グループリーダー

三浦 誠一

技術研究員

仲西 理子

研究員

山下 幹也

研究員

新井 隆太

グループリーダー

石原 靖

主任研究員

高橋 努

研究員

山本 揚二朗

研究員

利根川 貴志

国立研究開発法人防災科学技術研究所

主任研究員

汐見

勝彦

地震津波防災研究部門

主任研究員

上野

友岳

主任研究員

松澤

孝紀

主任研究員

浅野

陽一

主任研究員

木村

武志

主任研究員

木村

尚紀

主任研究員

齊藤

竜彦

主任研究員

田中

佐千子

主任研究員

松原

誠

国立研究開発法人海洋研究開発機構
地震津波海域観測研究開発センター(c) 業務の目的
サブテーマ１の防災・減災対策の実効性を検証するためには、地震発生の連動の範囲や地震や津波の時空間的な広がりを見積もる必要がある。このため、稠密な地下構造調査と稠密
地震観測により、大津波の発生要因となる南海トラフのトラフ軸付近の詳細プレート構造を得るとともにすべり履歴の解明を図る。
南海トラフから、特に知見の不足する九州、南西諸島海溝までの地震発生全域における地震発生帯及び海陸境界域深部構造のイメージングを行い、地震発生帯のプレート形状及び物性の詳細、陸側プレートとの相対的な位置関係等を把握する。得られた成果は他の観測研究
成果との整合性を確認し、シミュレーション研究の項目に提供する。

244

(d) ８か年の年次実施業務の要約
基本的に前半の４年を震源モデル構築の準備と予測計算のため、基礎データを取得する。
後半の４年は国レベル、地方行政レベルの現実的な防災・減災のための予測の再計算などに資するため、不足しているデータを取得する。
平成 25 年度：
南海トラフ（高知沖）の前縁断層イメージと南西諸島海域南部（八重山付近）でのプレート構造イメージを得た。
平成 26 年度：
南海トラフの前縁断層イメージと地震発生帯の浅部・深部のプレート構造イメージを得た。
平成 27 年度：
南海トラフの前縁断層構造イメージと地震発生帯の浅部・深部の構造イメージ、南西諸島海域北部（奄美大島北方）のプレート構造イメージを得た。
平成 28 年度：
南海トラフ（日向灘）の前縁断層構造イメージ、南西諸島海域北部（奄美大島北方）のプレート構造イメージと四国西部の深部低周波微動発生域周辺の構造イメージを得た。また、四国東部の深部低周波地震発生状況を把握した。南西諸島北部（奄美大島北方）で自然地震観測を実施し、手動検測による震源決定を進めた。
平成 29 年度：
南西諸島海域中部（奄美群島付近）で構造探査を実施し、プレート構造イメージを解明するためのデータを取得した。南西諸島南部と北部の構造イメージを得た。南西諸島北部の詳細な震源決定を進めた。
また、四国東部の深部低周波地震発生状況の詳細把握を継続するとともに、四国東部のプレート構造イメージを得るためのデータベース構築を行った。
平成 30 年度：
平成 29 年度に構築したデータベースに基づき、四国東部の深部低周波地震発生域のプ
レート物性情報を得る。南西諸島海域中部（沖縄本島 北方）で自然地震観測を行い、地震活動の実態を把握する。
平成 31 年度：
南西諸島海域中部（沖縄本島北方）、四国中部～東部のプレート形状イメージを得る。
沖縄本島北方での自然地震観測記録（平成 30 年度取得）を用いて地下構造イメー
ジを得る。
平成 32 年度：
四国中部～東部で深部低周波地震発生域のプレート物性情報を得る。沖縄本島南方で自然地震観測を行い、地震活動の実態を把握し地下構造イメージを得る。
(e) 平成 29 年度業務目的
南西諸島海域中部のプレート構造イメージの解明に向け、屈折法地震探査および反射法地震探査を実施し観測記録の解析を行う。また前年度までに取得した構造探査お245

よび自然地震観測で得られた記録を用い、プレート形状や詳細な地下構造と震源分布を把握するための解析を進める。
四国東部で発生する深部低周波地震震源ならびに微小地震震源の高精度決定や陸域のプレート形状推定を目的として、引き続き四国東部を対象とした陸域稠密地震観測を実施する。平成 27 年度～28 年度に実施した稠密観測の結果を踏まえ、同地域及びその周辺域を対象とした新たな稠密観測を開始する。これらの観測点及び周辺の基盤的
地震観測網等でこれまでに収録された観測記録を収集し、四国東部における深部低周波地震活動状況や低周波地震活動とプレート形状ならびに物性の特徴との相対的位置
関係を把握するための解析の精度を向上させる。

(2)

平成 29 年度成果

①海域におけるプレート・断層構造調査(a) 業務の要約
南西諸島におけるプレート・断層構造の解明に向け、南西諸島中部の奄美群島付近
で屈折法地震探査と反射法地震探査を実施した。また前年度までに取得した反射法地
震探査および自然地震観測データの解析を進め、トカラ列島周辺の詳細な地殻構造と宮古・八重山諸島周辺の震源分布や三次元速度構造を解明し、種子島・トカラ列島付近において自然地震の詳細な震源決定を進めた。
南海トラフから南西諸島全体にわたるプレート形状モデル構築に向け、既存の構造探査データを集約・統合し、南海トラフと南西諸島の境界部付近での構造モデル接合を実現するために解決すべき課題の特定などを進めた。また南海トラフにおけるプレート境界物性の解明に向け、既存の反射法地震探査記録 をデータベース化し管理することで、プレート境界付近の物性評価に有効と期待される物理量などの抽出に向けた準備を行った。本年度はフィリピン海プレート境界面として海洋地殻上面の反射波走時および基準面となる海底面走時の読み取りを全測線において実施した。
(b) 業務の実施方法
奄美群島付近における屈折法地震探査と反射法地震探査を、海洋研究開発機構の海底広域研究船「かいめい」の KM17-08C 航海（平成 29 年８月 16 日～９月６日）で実施した（図３－６－①－１）。屈折法地震探査では海底地震計 30 台を RK03 測線上に 6km間隔で設置し、測線を往復してエアガンを発振し 100m の発振間隔での探査記録を取得した。反射法地震探査は RK03 と RK04 の２測線で実施し、エアガンおよびストリーマ
ーケーブルを曳航して 50m 間隔でエアガンを発振し記録を取得した。
屈折法地震探査で使用した海底地震計（（株）東京測振製 TOBS-24N 型）は、３成分受振器（固有周波数 4.5Hz）とハイドロフォンで構成され、サンプリングレートを 200Hz
として連続収録を行った。「かいめい」のエアガンシステムは 12 個のエアガンで１つのサブアレイ(容量 2,650 cu.in.)が構成され、３つのサブアレイ(計 7,950 cu.in.)を同時に曳航し発振した。「かいめい」のストリーマーケーブルは受信点間隔 3.125m
246

でハイドロフォンが配置され、本調査ではケーブル長を 1,500m とし 480 個のハイドロフォンで記録を収録した。エアガンとストリーマーケーブルの曳航深度はそれぞれ 10mと 21m とした。屈折法地震探査で得られた記録は、得られた波形記録中に含まれる特徴的なシグナルの特定と解釈を進め、地下構造推定に向けたデータ処理を進めた。また反射法地震探査記録はノイズ除去などのデータ編集の後、反射断面を作成した。
トカラ列島を横断する２つの測線で平成 27 年度に取得した反射法地震探査の記録に基づき、トカラ列島周辺および沖縄トラフ内の詳細な地殻構造を明らかにした 。宮古・八重山諸島周辺で平成 25 年度に取得した自然地震観測記録の解析から、震源分布や震源メカニズム、P 波・S 波の三次元速度構造を解明し、プレート形状モデルを得た。
種子島・トカラ列島周辺で平成 28 年度に実施した自然地震観測記録の解析では、自動処理で得られた震源リストのうち誤検知の可能性が低いものを中心に手動検測を進めた。この平成 28 年度の自然地震観測で種子島とトカラ列島に設置した臨時陸上地震観
測点は、長期間にわたる地震活動モニタリングのほか、「広帯域地震活動研究」の成果向上が見込めることから、平成 29 年度も種子島（西之表市・南種子町）と中之島で観測を継続した。また平成 30 年度に実施予定の奄美・沖縄周辺での自然地震観測に向けて奄美大島北部に地震観測点を設置し、観測点の地盤特性の検証や微小地震活動の記録の精査を進めた。

図３－６－①－１

平成 29 年度に実施した地殻構造探査の調査海域図。赤線と黄線がそれぞれ屈折法地震探査と反射法地震探査の測線を表し、丸印は屈折法地震探査で設置した海底地震計を表す。
(c) 業務の成果
1) 奄美群島付近における屈折法および反射法地震探査
屈折法地震探査により RK03 測線で得られた記録の一例として、琉球海溝から約 60km
247

西側の地点に設置した海底地震計（S11）の記録を図３－６－①－２に示す。プレート境界からの反射波や、沈み込むフィリピン海プレートのモホ面からの反射波などを確認することができた。プレート境界からの波群は、陸側プレートの海溝軸付近に低速度域が存在することや、また RK03 測線の約 150km 北側の調査測線におけるプレート境界（Arai et al. 2017a）に比べ、プレート形状が複雑である可能性が高いことも示唆している。
反射法地震探査により RK03 測線で得られた反射断面のうち、琉球海溝付近の結果を
図３－６－①－３に、沖縄トラフ付近の結果を図３－６－①－４に示す。プレート境
界からの反射波は、海溝軸から約 80km 西側まで明瞭に観測されている。また陸側プレートの海溝軸付近には陸側に傾斜する反射面が存在することも確認された。島嶼部から西側の沖縄トラフ内では、海底面近くに多数の断層が分布している。RK04 測線では、プレート境界からの反射波は RK03 と同様に観測されているが、陸側プレート先端部付近の陸側傾斜の反射面は明瞭には見られなかった。

図３－６－①－２

屈折法地震探査で得られた S11 観測点（図３－６－①－１参照）の記録。矢印はプレート境界からの反射波と、沈み込むフィリピン海プレートのモホ
面からの反射波(PmP)を示す。

248

図３－６－①－３

RK03 測線での反射法地震探査で得られた海溝軸付近の反射断面。

図３－６－①－４

RK03 測線での反射法地 震 探査で得られた島嶼 部 ～沖縄トラフの反射断面。
2) 南西諸島北部の島嶼部および沖縄トラフの地殻構造
トカラ列島付近で平成 28 年度に実施した反射法地震探査の記録に基づき、トカラ列
島周辺と沖縄トラフ北部の地殻構造の解釈を行った。沖縄トラフ北部では広域的に大陸地殻のリフト過程が進行しており、地殻浅部での地震活動が定常的に活発である。
沖縄トラフ南部ではトラフ軸に対して対称に正断層が発達していることが反射法地震探査により分かっている(Arai et al. 2017b)。一方、トカラ列島を横切る２つの測線のうち北側の測線(RK01)では横ずれ断層が卓越し、南側の測線(RK02)では正断層域か
ら横ずれ断層域へ急激に遷移していることが分かった（図３－６－①－５）。この結果
は既存研究で震源メカニズム解から推定された応力場（ Terakawa & Matsu’ura, 2010）249

とも整合する。

図３－６－①－５(a)RK01 測線と(b)RK02 測線で得られた沖縄トラフ内の反射断面と解釈図（Arai et al. under review）。
3) 宮古・八重山諸島周辺の三次元速度構造とプレート形状
宮古・八重山諸島周辺で平成 25 年度に実施した自然地震観測の記録を用い、平成
27 年度の成果報告書への記載内容からデータの精査などを進め、詳細な震源分布や震源メカニズム解、P 波・S 波の三次元速度構造を推定し、プレート形状モデルを構築した(Yamamoto et al. 2018)。得られた P 波速度構造とプレート形状モデルを図３－６－①－６に示す。領域東側の多良間島付近では、プレート境界が既存のプレート形状250

モデル（Hayes et al. 2012）に比べ約 10 km ほど浅いことがわかった。また西部では既存のモデルとの差異はほとんど見られなかった。

図３－６－①－６(a) 宮古・八重山諸島周辺での P 波速度構造の深さ断面と(b) 宮古・八重山諸島周辺のプレート形状モデル(Yamamoto et al. 2018)。提案したプレー
ト形状モデルを赤線、既往研究で提案された Slab 1.0 モデル(Hayes et al. 2012)を黒線で示す。赤色で示す震源メカニズム解は初動極性解析により得られた結果を表し、黒点は再決定された震源位置を表す。黒三角は使用した観測点を表す。
4) 種子島・トカラ列島周辺における自然地震活動
種子島・トカラ列島周辺で平成 28 年度に実施した自然地震観測記録を用いた震源決
定では、これまでに約 1,500 個の地震の手動検測を終えた。得られた震源分布を図３－６－①－７に示す。図中の色丸が本課題で得られた震源を表し、防災科学技術研究
所の広帯域地震観測網 F-net により決定された震源メカニズム解と既往研究 (Hayes etal. 2012)によるプレート形状モデルを合わせて示す。領域全体において沈み込むフィ
リピン海プレートでの地震活動が活発で、陸側プレート内にはクラスタ状の地震活動が活発な領域も見られる。海溝軸から 30～50km ほど西側には、地震活動が低調な帯状の領域が北東・南西方向に分布する。領域北部にはプレート境界での地震活動が低調な領域があり、浅部低周波微動と呼ばれるスロー地震現象の震央域(Yamashita et al.
2015)に対応する。浅部低周波微動はプレート境界で発生している可能性が高いことから、通常の地震と発生域が棲み分けている可能性が高いと考えられる。解析領域南部には、陸側プレートに浅部の地震活動が活発な領域が存在する（図３ －６－①－７(a)）。この地震活動域を横断する RK01 測線（図３－６－①－５）の反射法地震探査の記録では、海底面に到達する断層面を多数確認でき（図３－６－ ①－８）、この断層群が現在の地震活動と関連した構造である可能性が考えられる。
251

図３－６－①－７

種子島・トカラ列島周辺の震源分布。色丸が手動検測に基づいて推定した震源、黒点が浅部低周波微動(LFT)の震央(Yamashita et al. 2015)、灰色が防災科学技術研究所 F-net により決定されたモーメントテンソル解を表す。白四角が解析に用いた観測点を表す。

図３－６－①－８

地殻浅部での地震活動が活発な領域（図３－６－①－７ (a)）を横切る RK01 測線で得られた反射断面。明瞭な断層面を矢印で示す。
252

5) 南海トラフ～南西諸島プレート形状モデル
南海トラフ域から南西諸島域までの統一的なプレート形状モデルを構築するため、「東海・東南海・南海地震の連動性評価プロジェクト」 の調査データに基づいて構築された南海トラフ域のプレート形状モデルをはじめ、震源分布に基づいて作成された
世界中の沈み込み帯のプレート形状モデルSlab1.0(Hayes et al.,2012)や東京大学地震研究所から公開されている日本列島周辺域のプレート境界面分布（http://evrrss.eri.u-tokyo.ac.jp/database/PLATEmodel/）を参考に南海トラフから南西諸島域へのプレートモデルの連続的な拡張を試みた。さらに、南西諸島域のプ
レートモデルの構築に必要なデータとして、本プロジェクトで実施したこれまでの調査の成果（Arai et al., 2016,2017a; Yamamoto et al., 2018)に加えて、海域断層評
価プロジェクトで構築したプレートモデルと使用データ、海上保安庁で実施している
南西諸島域の調査の成果を収集した。収集したデータの一部を図３－６－①－９に示
す。

(a)

(b)

図３－６－①－９
南海トラフ域から南西諸島域までの統一的なプレート形状モデルを構築するために収集したデータの一部と「東海・東南海・南海地震の連動性評価プロジェクト」による
南海トラフ域のプレート形状モデル（南海モデル）。(a)、 (b)には Slab 1.0 モデル(Hayesetal.

2012) と 日 本 列 島 周 辺 域 の プ レ ー ト 境 界 面 分 布（http://evrrss.eri.u-tokyo.ac.jp/database/PLATEmodel/）をそれぞれ示す。
6) 南海トラフ・プレート境界物性
南海トラフにおけるプレート間固着の不均質性を表す物性情報をプレート境界にマッピングするため、既存の反射法地震探査データからプレート境界における振幅情報の抽出を試みた。既存の反射法地震探査データは複数年度に渡って取得されており、観測仕様も大きく異なる。これらの振幅情報を一元化して物性評価を行うため、観測仕様別に測線を整理し、それぞれの仕様に沿った情報を抽出できるデータベースを整253

備した。その上で本年度はフィリピン海プレート境界として海洋地殻上面の反射波走時を既存全測線の読み取りを完了した。また基準面として海底面走時の読み取りを実施し来年度以降の振幅情報の抽出に向けた環境整備が完了した。
(d) 結論ならびに今後の課題
南西諸島中部の奄美群島付近で屈折法および反射法地震探査を実施し、地殻構造の解明やプレート形状モデルの構築に向けたデータを取得した。得られた記録から、琉球海溝付近の陸側プレートに低速度域が存在する可能性が高いことや、トカラ列島東方沖に比べてプレート形状が複雑であることが分かった。またトカラ列島を横断する
測線での反射法地震探査記録の解析に基づき、沖縄トラフ内で正断層域から横ずれ断層域へ急激に遷移していることを明らかにした。南西諸島北部における自然地震の震源決定を進め、地震活動が低調な領域が複数存在することや、日向灘では浅部低周波
微動と自然地震が棲み分けている可能性が高いことを明らかにした。
今後は、今年度取得した奄美群島付近の構造探査記録の解析を進め、速度構造 や断層分布を解明する。また自然地震観測の記録から南西諸島北部における詳細な震源分
布と三次元速度構造を解明する。
(e) 引用文献
1) Arai R., T. Takahashi, S. Kodaira, Y. Kaiho, A. Nakanishi, G. Fujie, Y. N
akamura, Y. Yamamoto, Y. Ishihara, S. Miura, Y. Kaneda, Structure of thetsunamigenic plate boundary and low-frequency earthquakes in the southern
Ryukyu Trench, Nature Communications, 7, 12255, doi:10.1038/ncomms12255,
2016.
2) Arai R., S. Kodaira, T. Yamada, T. Takahashi, S. Miura, Y. Kaneda, A. Nishizawa,
M. Oikawa, Subduction of thick oceanic plateau and high-angle normal-fault
earthquakes intersecting the slab, Geophys. Res. Lett., 44, 6109-6115,
doi:10.1002/2017GL073789, 2017a.
3) Arai R., S. Kodaira, Y. Kaiho, T. Takahashi, S. Miura, Y. Kaneda, Crustal
structure of the southern Okinawa Trough: Symmetrical rifting, submarine
volcano and potential mantle accretion in the continental back -arc basin, J.
Geophys. Res. - Solid Earth, 122, doi:10.1002/2016JB013448, 2017b.
4) Hayes G. P., D. J. Wald, R. L. Johnson, Slab1.0: A three-dimensional modelof global subduction zone geometries, J. Geophys. Res., 117, B01302,
doi:10.1029/2011JB008524, 2012.
5) Terakawa, T. and Matsu’ura, M., The 3‐D tectonic stress fields in and around
Japan inverted from centroid moment tensor data of seismic events, Tectonics,
29, TC6008, doi:10.1029/2009TC002626, 2010.
6) Yamamoto, Y., Takahashi, T., Ishihara, Y., Kaiho, Y., Arai, R., Obana, K.,
Nakanishi A., Miura S. Kodaira S., Kaneda Y., Modeling the geometry of p254

late boundary and seismic structure in the southern Ryukyu Trench subduction zone, Japan, using amphibious seismic observations. Journal of Geophy
sical Research: Solid Earth, 123. https://doi.org/10.1002/2017JB015330 , 2
018.
7) Yamashita Y., H. Yakiwara, Y. Asano, H. Shimizu, K. Uchida, S. Hirano, K.
Umakoshi, H. Miyamachi, M. Nakamoto, M. Fukui, M. Kamizono, H. Kanehara, T.
Yamada, M. Shinohara, K. Obara, Migrating tremor off southern Kyushu asevidence for slow slip of a shallow subduction interface, Science, 348,
676-679, DOI: 10.1126/science.aaa4242, 2015.

②自然地震を用いた構造解析
(a)

業務の要約

四国東部で発生する深部低周波地震震源ならびに微小地震震源の高精度決定や陸域のプレート形状推定を行うため、平成 27 年度に展開した稠密地震観測施設の一部（11点）を継続して運用するとともに、新たに７地点に地震計を設置し、当該地域の稠密
地震観測を高度化した。これらの観測点で観測された波形データに対し、気象庁一元化震源カタログに登録されている深部低周波地震をテンプレートイベントとしたMatched Filter 法を適用し、深部低周波地震活動の検出レベルの向上を図った。また、
稠密観測点及び定常観測点を対象に、プレート形状や地震波速度構造を把握するためのレシーバ関数データベース、検測値データベースの構築を進めた。
(b) 業務の成果
1) 四国東部における稠密地震観測の実施
西南日本で発生する深部低周波地震（微動）の震源分布は、南海トラフ巨大地震の想定震源域下限設定の根拠のひとつに挙げられている。四国東部地域における深部低周波微動の分布を図３－６－②－１に示す（防災科学技術研究所，2017）。四国東部における深部低周波微動活動は四国西部のように東西方向に空間的に連続しておらず、
北西－南東方向に列をなすいくつかの孤立的なクラスタからな っている。ほぼ定常的に活動が確認されているクラスタもあるが、３か月弱に１回程度の頻度で活動域が移動しながら活発化する様子も確認されている（例えば、Obara, 2010）。一方、南海ト
ラフから沈み込むフィリピン海プレートの形状について、これまでに地震活動やトモ
グラフィ解析、変換波解析などから様々なモデルが提案されているが、紀伊半島西部
から紀伊水道を経て四国東部に至る地域はモデル間の差異が大きい。特に、Ide et al .
(2010)は紀伊水道でプレートが断裂している可能性に言及しており、現在も結論が出ていない。
四国東部におけるフィリピン海プレートの位置や形状及びそのプレート境界における物性、巨大地震発生域と深部低周波地震（微動）活動との関連を調べるため、本研
究では、2015 年 10 月に四国東部の 15 地点に固有周波数１ Hz の三成分短周期地震計
255

（OYO Geospace 社製 GS-1）を設置した。2017 年２月下旬に、このうちの４地点で機材を撤収したが、残りの 11 地点による臨時稠密観測は引き続き継続して実施した。また、2017 年８月上旬には、これらの臨時観測点と定常観測点の密度が粗な地域及び観測対象地域の周辺部の計７地点に、新たに同型の地震計を設置した。本研究で設置した臨時観測点の位置を、本研究で用いた定常観測点の位置とあわせて、図３－６－②－１に示す。いずれの臨時観測点においても、観測された波形データは現地に設置したデータ収録装置でサンプリング周波数 100 Hz で離散化したのち、装置内のコンパク
トフラッシュ（CF）カードに蓄積した。平成 29 年度は、既存 11 点について８月上旬に観測点メンテナンス作業を実施し、データの回収及びバッテリー交換を行ったほか、
2018 年２月下旬には全点を対象に同様のメンテナンスを実施した。

図３－６－②－１

四国東部における深部低周波微動の空間分布。ハイブリッド法（Maeda

and Obara, 2009）及びクラスタ処理（Obara et al. , 2010）によって１時間毎に自動処理された微動分布の重心位置を水色で表す。本研究で設置した稠密地震観測点の位置を、その観測期間に応じて、赤丸、黒丸、橙丸で示す。また、周辺に位置する定常地震観測施設のうち、レシーバ関数データベース構築対象とした観測点の位置をあわせて示す。
2) 四国東部における自然地震観測データの解析
a) 深部低周波地震の検出
四国東部で実施している臨時地震観測データを利用し、同地域で発生する深部低周波地震の高精度検出を行った。検出手法には、テンプレートイベントを用いた Matched
Filter 法（以下、MF 法。例えば Shelly et al. , 2007）を用いた。エンベロープ波形
256を用いた従来の解析手法による震源位置は、位相情報が欠落するため大きなばらつきを示すが、本手法は波形そのものの相関を利用するため、より高い時空間分解能を持った震央分布が得られることが期待される。
以下で示す解析においては、四国東部における臨時稠密地震観測による観測点のうち、昨年度から同一地点に継続して設置されている 11 観測点（図３－６－②－２の三角印）に加え、同領域周辺に位置する防災科研 Hi-net 観測点 16 点（図３－６－②－２の四角印）のデータを使用した。気象庁による一元化処理震源カタログにおける低周波地震の震央位置を緯度・経度ともに 0.05 度刻みのグリッドで分け、それぞれのグリッドで一つのイベントを選ぶことにより、MF 法で使用するテンプレートイベントを定めた。用いたテンプレートイベント数は 57 個である。深部低周波地震の震源位置の推定にあたって、S 波速度は 3.2 km/s で一様と仮定し、テンプレートイベントの震央
位置を中心として緯度・経度ともに 0.1 度の範囲を探索した。深さについては、テン
プレートイベントの震源情報で固定した。相関を計算するタイムウィンドウは、S 波
到達予想時刻の２秒前から４秒後までの計６秒間とした。上下動と水平動２成分、計３成分のデータを用い、すべての点についての相関係数の平均値を計算して検出の指標とした。なお、地震波形データには２～６Hz の帯域通過フィルタを適用し、毎秒 20
サンプルとなるようにデシメーションを行ったうえで解析に用いた。
解析結果の一例として、観測対象期間中に四国東部で活発な深部低周波地震活動がみられた 2017 年８月８日から 14 日までの期間の検出結果を図３－６－②－２及び図３ － ６ － ② － ３ に 示 す 。 両 図 と も 、 MF 法 に お い て 相 関 係 数 の Median Absolute
Deviation（ MAD）の 10 倍以上を基準とした場合に検出された震央位置を赤丸で示した。
表示に際し、基準とする MAD は 2017 年８月８日０時台のデータを用いて計算した。
図３－６－②－２は１日毎の深部低周波地震の震央分布を示す。本解析によって多くのイベントが検出されている領域の付近では、気象庁カタログによってもイベントが決定されているが、MF 法で検出された数は、それぞれの日について少なくとも気象庁カタログの４倍以上となった。さらに、表示対象期間中には気象庁カタログで報告
されていない徳島県中部や香川県の活動も検出できており、深部低周波地震活動が東西両方向に拡大していく様子が見られる。これらのことから、MF 法を適用することにより、時空間的に詳細な深部低周波地震の活動状況が把握出来ていることが分かる。
図３－６－②－３は、防災科研 Hi-net 観測点のみを用いて同様の MF 法による解析を行った結果、すなわち臨時稠密地震観測を行わなかった場合に得られる深部低周波
地震の震央分布との比較を示す。臨時観測点を加えることにより、深部低周波地震の検出数は約 1.5 倍となった。また、深部低周波地震活動がクラスタ的な分布をしていることがより明瞭となったほか、図３－６－②－３中に緑矢印で示した部分では、
Hi-net のみの解析では検出出来なかったクラスタの検出に成功した。ただし、テンプ
レートイベントの選択の影響については未評価であるため、さらなる検討が必要である。今後は蓄積されているデータを追加し、複数の活動エピソード間の比較を行うことで、深部低周波地震活動の時空間的な挙動の差異を明らかにできることが期待される。
257

図３－６－②－２

2017 年８月８日～14 日に四国東部で発生した深部低周波地震の日別

震央分布。本解析の結果を赤丸、気象庁一元化処理震源カタログに基づく震央を青×印で示す。三角印及び四角印は、それぞれ解析に使用した臨時観測点と防災科研 Hi-net 観測点の位置を示す。各図上部には、本解析及び気象庁カタログによる検出数を N MF, N JMA としてそれぞれ示した。

図３－６－②－３

2017 年８月８日～14 日に四国東部で発生した深部低周波地震の震央分布。本解析における MF 法により決定された震央位置を赤丸で示す。(a) 本プロジェクトにおける臨時観測点と防災科研 Hi-net 観測点の地震波形記録を使用した結果。(b) 防災科
研 Hi-net 観測点の地震波形記録のみを使用した結果。青×印、三角印、四角印は、図３－
６－②－２と同様である。各図上部に、それぞれの検出数を示した。
258b) 陸域フィリピン海プレート形状の再検討
紀伊水道から四国東部周辺下に沈み込むフィリピン海プレートの形状は現在でも様々なモデルが提案されており、一定の結論は得られていない。本研究では、昨年度、
四国東部の防災科研 Hi-net や F-net をはじめとする定常的な地震観測点ならびに本件で設置した稠密地震観測点で観測された遠地地震波形からレシーバ関数を推定し、データベース化を行うとともに、得られたレシーバ関数と既存モデルの比較検討を行った。その結果、四国東部、とりわけ徳島県や香川県の観測点で得られるレシーバ関数の Ps 変換波の振幅が明瞭ではなく、空間的な連続性が不明確であること、既存モデルと変換波の分布の整合が取れないことを示した。観測点下に地震波速度の不連続面が存在する場合、レシーバ関数の後続波位相として検出することが可能である。深部が浅部よりも高速度である地震波速度不連続面においては、一般的に、レシーバ関数の振幅は正値を、深部の方が低速度の場合は負値をとるため、レシーバ関数の後続波位相の特徴を見ることにより、地下の不連続面の位置や形状を推察することが出来る。
今年度は、新たに蓄積された遠地地震波形データを用いてデータベースを充実させるとともに、レシーバ関数の Harmonic decomposition analysis 法（以下、HA 法。例
えば、Bianchi et al. , 2010; Park and Levin, 2016）を適用することを前提とした観測波形の精査ならびに高品質波形の抽出を行った。前述の通り、レシーバ関数を用いることにより、観測点下の地震波速度不連続面の有無やそのおおよその深さを推定することが可能であるが、レシーバ関数単独ではその不連続面が持つ意味を評価することは困難であり、他の情報との突合が必要となる。また、昨年度に確認したとおり、
四国東部域では、従来行われている動径方向（radial）成分のレシーバ関数から検出される地震波速度不連続面は複雑であり、その連続性を高い確度で示すことは困難である。HA 法は、ある観測点において様々な方位の遠地地震記録から求められたレシー
バ関数を用いて、観測点下の地震波速度不連続面の傾斜方向や異方性構造の特徴を求める解析方法であり、動径方向成分だけでなく、それに直交する transverse 成分のレシーバ関数も解析に使用する点が特徴である。各観測点で得られる複数の地震波速度
不連続面の傾斜方向を調査することにより、不連続面の空間的な連続性を考慮するひとつの根拠となることが期待される。
データベース構築対象とした観測点の位置を図３－６－②－１に示す。昨年度は対象範囲を四国東部及び岡山県内の１点に限定していたが、より広域のプレート形状を把握するため、今年度から、隣接する兵庫県、岡山県及び広島県の観測点の一部も対象に含めた。レシーバ関数データベースの構築には、これらの観測点で 2017 年 11 月
末までに観測されたマグニチュード 5.8 以上、震央距離 30～90 度の遠地地震の観測波
形記録を用いた。震源情報は、米国地質調査所（USGS）による暫定震源カタログ（PDE；
ftp://hazards.cr.usgs.gov/NEICPDE）を用いた。従来は、この観測波形を目視あるいは簡易計算により、十分な S/N を有する記録のみを抽出し、解析に用いていた。ところが、今年度回収した臨時稠密地震観測点の記録の精査の段階において、特定の成分の振幅が低下している観測点があることが判明した。観測波形の一例として、本研究259

で設置した No11 観測点の観測波形を図３－６－②－４に示す。図３－６－②－４の上段に示した図を見ると、EW 成分の波形の振幅が著しく低下しており、地震波の到来を目視で確認することができない。これは地震計装置に何らかの不具合が生じ、EW 成分の感度が低下したためと考えられる。感度変化は、装置の劣化等のために徐々 に低下する場合もあれば、断線や漏水などの物理的な不具合により突然発生し、その後、回復する場合もある。No11 観測点においては、図３－６－②－４の下段に示したように、感度特性の変化（低下）は自然回復した。図３－６－②－４の上段の波形記録のように明らかに振幅が記録されていない場合は、S/N の確認の過程で除去することが可能であるが、感度特性の変化が徐々に進行する場合、地震計特性の変化を目視や簡易なS/N 検査で検出することは難しい。現地メンテナンス時に地震計周辺の地面を軽く叩くことにより観測される振動を確認するといった簡易検査を実施しているが、そのデータで地震計のわずかな感度変化を抽出することは難しく、今後の課題とする。

図３－６－②－４

本研究で設置した臨時観測点 No11 における観測波形及び雑微動のパ

ワースペクトル密度の例。左列は、上から順に UD、 NS、 EW の各成分の観測波形を表す。
右列は左に示した観測波形のうち、灰色で示した雑微動の時間帯におけるパワースペクト
ル密度を表す。UD、 NS、 EW 各成分のスペクトルをそれぞれ黒、赤、青線で表す。上段は2017 年７月 21 日７時 31 分頃（JST）にギリシアで発生した Mw6.6 の地震、下段は同年 10月 31 日 20 時 50 分頃にインドネシアで発生した Mw6.1 の地震の波形。

260

本年度は、データベース用に抽出するすべての遠地地震波形に対し、 各成分の観測波形に対する直達 P 波到達前の雑微動のパワースペクトル密度と直達 P 波の粒子軌跡を確認する過程を追加した。前者については、観測点の雑微動の特徴は長期的には大きく変化することは無いとの仮定のもと、レシーバ関数解析の主 な解析対象とする
0.5～10 秒の周波数帯域における雑微動の各成分間の振幅比を確認することとした。
この比が大きく変動している記録だけでなく、一定以上の期間にわたって比が不安定となっている場合、その間のデータをデータベースから削除することとした。一例として、防災科研 Hi-net の N.SADH（徳島県・貞光）観測点の結果を図３－６－②－５に示す。この図から、2016 年２月に UD 成分と NS 成分の感度変化が始まり、青縦線で示した 2017 年３月の地震計改修まで継続していたことがわかる。したがって、データ
ベースからは、この観測点の 2016 年２月から 2017 年３月（図３－６－②－５赤線）の全データを除外した。また、観測点近傍で発生したほかの地震等、対象とした地震とは異なる原因による振動が混在した場合、直達 P 波の振動方向と震源の方位角に大きな差が生じる可能性がある。ここでは、直達 P 波による振動に対して主成分解析を適用し、方位角の差が 60 度以上となる場合はデータベースから削除するとともに、30度以上となる場合については観測記録の精査を行って採否を判断した。なお、直達 P
波以降に同様の振動が混入する場合はこの方法では除外できないた め、目視で除外することとした。新たなデータ確認の過程は解析対象とした全観測点に導入するとともに、前年度までにデータベース化したものについても再確認を実施し、一部の登録済
みデータをデータベースから除外した。

図３－６－②－５

防災科研 Hi-net の N.SADH（徳島県・貞光）観測点における各成分の雑微動のパワースペクトル密度比の変化。青縦線は地震計改修を行った時期を示す。デー
タベースからは赤線の期間のデータを除去した。
本研究で設置した No.01 観測点のレシーバ関数を図３－６－②－６に示す。臨時点
で観測期間が短いため記録が得られていない方位が多いほか、一部の方位で十分なデータがないために結果が安定しない様子が見えるが、動径方向（ radial）成分（図左261側）では、南東方向（方位：180～270 度）から到来する地震波に対して、経過時間 4.5
秒付近に顕著な後続波が見える。観測点から見て南西方向に震源が位置する場合に大きな振幅が出ているので、定性的には南西方向に傾斜する速度不連続面の特徴を表しているが、この特徴は一般的なフィリピン海プレートモデルとは整合しない。この後続波の解釈を含め、今後の検討が必要である。一方、transverse 成分を見ると、経過
時間ゼロ秒で正の振幅（赤）と負の振幅（青）が、方位角に対して約 90 度ごとに交互に現れていることがわかる。この特徴は、地震計の水平動２成分が正確に東西・南北方向に向いていない可能性が高いことを示している。このような特徴を示す点では、もともと微弱な transverse 成分の出現パターンが乱されている可能性が高いので、正しい地震計設置方位情報を推定し、必要な補正を行ったうえで解析に供する必要がある。

図３－６－②－６

本研究で設置した No01 観測点におけるレシーバ関数。横軸は直達 P

波到着からの経過時間、縦軸は地震波到来方向を表す。振幅の正負を赤あるいは青に塗色して示す。
レシーバ関数データベースを活用し、四国東部地域下に存在するフィリピン海プレートに起因する速度不連続面を高精度に検出するためには、当該地域の詳細な地震波（P 波及び S 波）速度構造が必要となる。今後、当該地域を対象とした地震波トモグ
ラフィ解析に供することを目的として、近地地震波の P 波及び S 波到着時刻に関するデータベース（検測 値 データベース）を構 築 する。昨年度までに 観 測開始から 2016年 11 月までの処理を実施済みである。今年度は、８月上旬に観測データの回収を実施
262

したため、2016 年 12 月から 2017 年７月までを今年度のデータベース構築対象期間とした。本研究で設置した臨時稠密観測点に加え、震央距離 150 km 程度以内に存在する
防災科研 Hi-net 観測点を検測対象とし、防災科研 Hi-net 震源カタログにおいて、震央位置が北緯 33.3 度から 34.8 度、東経 133.0 度から 135.0 度の範囲に含まれるマグ
ニチュード 1.6 以上の地震による波形記録の検測を行った。本作業により求められた震源の分布を図３－６－②－７に示す。一部の震源が解析対象領域外に求まっているが、これは震源再決定の結果によるものである。

図３－６－②－７

今年度の検測値データベース構築に用いた震源の分布。シンボルの大きさは地震のマグニチュード、色は震源の深さを表す。
本年度の検測情報を昨年度までに構築済みのデータベースと統合するとともに、処理状況を可視化して確認したところ、本研究で設置した地震観測点の一部で刻時情報に問題があることが明らかになった。障害があったと考えられる２観測点（ No03 及びNo08）の O-C 値（観測された地震波走時と計算から予測される地震波走時の時間差）の時間変化を図３－６－②－８に示す。これらの観測点では、P 波、S 波ともに、2016
年６月ごろから O-C 値が明らかに負値に変化しており、最大で約２秒の遅れとなった。
この時間差は 2016 年 12 月のメンテナンス時で解消していることから、何らかの理由
で GPS 信号を正常に受信出来なくなり、時刻校正に失敗を続けたものと考えられる。
この結果を踏まえ、2016 年６月から同年 12 月のメンテナンス終了までの両観測点の検測値は、今後の解析対象から除外することとした。
なお、レシーバ関数解析では、地震計各成分に記録される様々な地震波の相対的な時間差に基づく解析であるため、本障害の影響は受けない。逆に、前項で述べた地震計の感度の低下は、P 波及び S 波の到着時刻の検測には影響しないため、検測値デー
タベースに登録し、活用することは可能である。

263

図３－６－②－８

本研究で設置した臨時観測点の O-C 値の変化。上段は No03、下段

は No08 観測点の例を示す。P 波及び S 波の結果をそれぞれ赤及び青のシンボルで表す。
(c) 結論ならびに今後の課題
平成 27 年度に四国東部地域を対象に設置した稠密地震観測点 15 点のうち、平成 28
年度末に撤収した 4 点を除く 11 点の運用を継続するとともに、対象地域内の空白域の解消し、また対象地域を東西に拡大すべく、新たに 7 点の地震観測点の設置を行った。
深部低周波地震（微動）に対して、MF 法による解析を実施した結果、気象庁一元化震源カタログと比べて検出数が大幅に増加した。また、気象庁カタログには登録されていない深部低周波地震のクラスタ活動を発見するとともに、活動が東西方向に拡大していく様子がより明瞭となった。四国東部下に存在するフィリピン海プレート形状を推定するためのデータとして、稠密地震観測点及び周辺の定常観測点で収録された遠地地震波形を抽出した。これらの観測波形について、今後の高精度な解析に適用する
ため様々な視点から十分な品質確認を行い、問題ないと判断される波形記録に基づくデータベースを構築した。この際、一部の観測点において、解析対象とする １秒以上の周期帯の波動場が正確に記録されていない可能性が高いことや地震計水平成分の設
置方位が不明確であり、そのままでは解析に使用すべきではないデータがあることが明らかになった。一方、対象地域で発生したマグニチュード 1.6 以上の地震について、
P 波及び S 波の検測を実施し、今後の地震波速度構造モデル構築の基礎となるデータベースを構築した。この際、既に観測を終了した観測点で、一部の期間にデータの刻時異常が発生していたことが判明した。地震観測データは必ずしも正 しい地動を記録している訳ではなく、異常なデータが混入することにより正確な情報の抽出に支障を生じうる。オフラインでの臨時機動観測では、観測データの異常を検知するのはメン
テナンス時、あるいは回収したデータを詳細に解析する際に限られてしまうため、高264

精度な観測を実施するための機器のメンテナンス、異常を出来るだけ簡易に判断するための解析法を充実させるとともに、収録されたデータについては、解析方法に沿った精度が担保されたデータであることを事前に確認することが重要である。 四国東部
域における深部低周波地震・微動の時空間分布や沈み込むフィリピン海プレート形状を高精度に把握し、起きている現象を適確に理解するためには、引き続き稠密地震観測を実施するとともに、適切な品質管理に努める必要がある。
(d) 引用文献
1) Bianchi, I., J. Park, N. Piana Agostinetti, and V. Levin, Mapping seismic
anisotropy

using

harmonic

decompositionofreceiverfunctions:Anapplication to Northern Apennines, Italy, J. Geophys. Res., 115, B12317,
doi:10.1029/2009JB007061, 2010.
2) 防災科学技術研究所, 西南日本における深部低周波微動活動（2016 年 11 月～2017
年 4 月）, 地震予知連絡会会報, 98, 343-348, 2017.
3) Ide, S., K. Shiomi, K. Mochizuki, T. Tonegawa, and G. Kimura, Split Philippine
Sea

plate

beneathJapan,

Geophys.

Res.

Lett.,

37,

L21304,

doi:10.1029/2010GL044585, 2010.
4) Maeda, T., and K. Obara, Spatio-temporal distribution of seismic energy
radiation from low-frequency tremor in western Shikoku, Japan, J. Geophys.
Res., 114, B00A09, doi:10.1029/2008JB006043, 2009.
5) Obara, K., Phenomenology of deep slow earthquake family in southwest Japan:
Spatiotemporal characteristics and segmentation, J. Geophys. Res., 115,
B00A25, doi:10.1029/2008JB006048, 2010.
6) Obara, K., S. Tanaka, T. Maeda, and T. Matsuzawa, Depth-dependent activityof non-volcanic tremor in southwest Japan, Geophys. Res. Lett., 37, L13306,
doi:10.1029/2010GL043679, 2010.
7) Park, J. and V. Levin, Anisotropic shear zones revealed by backazimuthal
harmonics of teleseismic receiver functions, Geophys. J. Int., 207, 1216-1243,
doi:10.1093/gji/ggw323, 2016.
8) Shelly, D.R., G.C. Beroza, and S. Ide, Non-volcanic tremor and low-frequency
earthquake swarms, Nature, 446, 305-307, doi:10.1038/nature05666, 2007.

(3) 平成 30 年度業務計画案
海域におけるプレート・断層構造調査では、奄美・沖縄周辺域において海底地震計と臨時陸上観測点による自然地震観測を実施する。この観測で取得するデータの解析を進めるとともに、平成 29 年度まで取得したデータを用いて奄美群島付近で詳細な地殻構造を解明し、南西諸島北部の震源分布や P 波・S 波の三次元速度構造などを解明する。
265

四国東部で発生する深部低周波微動源ならびに微小地震震源の高精度決定や陸域のプレート形状推定を目的として、四国東部を対象に平成 27 年度及び 29 年度に設置した陸域稠密地震観測点群の運用を継続するとともに、観測空白域に新たな観測点を追加する等の高度化を図る。これらの観測点及び周辺の基盤的地震観測網等でこれまでに収録された観測記録を収集し、四国東部におけるフィリピン海プレート形状モデルのプロトタイプを構築するとともに、深部低周波微動源の位置の高精度推定を行う。

266

3.7

海陸津波履歴研究(1)業務の内容(a) 業務題目「海陸津波履歴研究」(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

国立研究開発法人産業技術

首席研究員

池原

総合研究所

主任研究員

板木拓也

研究員

杉崎彩子

客員研究員

宇佐見和子

国立研究開発法人産業技術研究グループ長

宍倉正展

総合研究所

上級主任研究員

澤井祐紀

主任研究員

行谷佑一

研究員

松本

研究員

谷川晃一朗

研究員

伊尾木圭衣

研究部門付

藤原

グループリーダー

金松敏也

教授

岩井雅夫

文学部

教授

前杢英明

国立大学法人東京大学大学

准教授

安藤亮輔

主任研究員

越後智雄

准教授

藤野滋弘

地質情報研究部門

活断層・火山研

究部門

国立研究開発法人海洋研究
開発機構

研

弾

治

地震津波海域観測研究開発センター
国立大学法人高知大学

教

育研究部
法政大学

院理学系研究科
一般財団法人地域地盤環境研究所
国立大学法人筑波大学

生

命環境系

(c) 業務の目的
海域及び陸域の地層の中から過去の地震・津波の痕跡を検出する。陸域では掘削調査などから津波浸水や地殻変動の履歴を、海域では海底調査から地震・津波の発生履歴を解明し、その年代や拡がりから南海トラフ沿いにおける津波の履歴を解明する。判明した津波履歴は適宜、シミュレーション研究(2-2-d、2-2-e)の項目に提供する。また、防災分野における地域との連携の中で、津波履歴に関する資料があれば提供を受ける。

267

(d) ８か年の年次実施業務の要約
平成 25 年度：
陸域では四国沿岸において津波浸水や地殻変動の履歴について調査を行った。海域
では四国沖海域での調査航海を実施し、地震・津波履歴の調査を行った。
平成 26 年度：
陸域では平成 25 年度に得られた試料の分析と四国～九州沿岸での掘削調査等から津波浸水や地殻変動の履歴を得た。海域では平成 25 年度に得られた試料や既存試料の分析と九州〜琉球沖の海底調査から地震・津波の発生履歴を得た。
平成 27 年度：
陸域では前年度までの四国沿岸における掘削調査試料および紀伊半島沿岸と駿河湾奥における既存の掘削試料の解析、さらに駿河湾奥での歴史記録調査と地中レーダ
ー 探 査 か ら 津 波 浸 水 や 地 殻 変 動 の 履 歴 を 、 海 域 で は 九 州 ～ 琉 球 沖 の 海 底 調 査 か ら地震・津波の発生履歴を得た。
平成 28 年度：
陸域では駿河湾奥での歴史記録調査とボーリング掘削調査から地殻変動の履歴を得た。また九州沿岸で予備調査を実施した。海域では琉球沖の海底調査から地震・津波の発生履歴を得た。また、日本海溝域で比較研究を実施した。
平成 29 年度：
陸域では九州沿岸や南西諸島での掘削調査等の実施と、東海から四国にかけて得られた試料の分析から津波浸水や地殻変動の履歴、海域では琉球沖の海底調査から地震・津波の発生履歴を得た。
平成 30 年度：
陸域では九州沿岸や南西諸島での掘削調査等の実施と、東海から四国にかけて得られた試料の分析から津波浸水や地殻変動の履歴、海域では日向灘～南九州沖の海底調査から地震・津波の発生履歴を得る。
平成 31 年度：
陸域では九州沿岸や南西諸島での掘削調査等の実施と、東海から四国にかけて得られた試料の分析から津波浸水や地殻変動の履歴、海域では日向灘〜南九州沖の海底調査から地震・津波の発生履歴を得る。
平成 32 年度：
海陸の調査結果のとりまとめと比較検討を行い、本地域全体での地震・津波の発生
履歴についてまとめる。
(e) 平成 29 年度業務目的
陸域では駿河湾北縁沿岸において、平成 28 年度実施の掘削調査で採取した試料や産総研所有の未分析の試料について年代測定や微化石分析を進め、隆起履歴と沈降履歴を復元し、シミュレーション分野と連携して南海トラフ東端の破壊挙動の解明を目標とする。また南海トラフ中部の紀伊半島から西端の宮崎平野の間および南西諸島北部
において、津波堆積物および隆起痕跡について調査を行い、本事業による平成 25～26
268

年度に四国での掘削調査で採取された地層サンプルの年代測定や微化石分析等と併せ、地域間対比から南海トラフ全体での履歴解明を目指す。
海域では、2-1-a で実施する調査航海に参加し、琉球海溝周辺海域から海底堆積物コアを採取する。また、本事業による平成 26～28 年度の調査航海で採取されたコア試料について分析を進め、琉球海溝南部域の地震・津波発生履歴を復元する。東海～四国沖の既存コアの検索を行い、地震・津波発生履歴研究に使用できそうなものを抽出し、予察的な分析を開始する。また、南海トラフや日本海溝域の堆積物記録との比較研究を実施する。これらから、堆積構造解析により地震・津波により形成された堆積層を識別し、その時空間分布を解明することを目標とする。海域の調査と採取試料の解析は、2-1-a との密接な連携のもとに共同して実施する。
(2)

平成 29 年度成果

①海域での津波履歴調査(a) 業務の要約
琉球海溝沿いで発生する地震・津波に伴って形成されるイベント堆積物を海底堆積物中から認定し、その堆積間隔から過去の地震発生履歴を推定するために沖縄八重山〜沖
縄島沖海域で平成 26〜28 年度に採取された海底堆積物試料の分析と追加の海底堆積物の採取と解析を行った。平成 26〜28 年度に宮古島〜西表島南方前弧域から採取したピス トン コ ア 試 料に つ い て 年代 測 定 か ら前 弧 域 へ の石 灰 質 生 物源 粒 子 か らな る タ ー ビ ダ
イトの堆積間隔は石垣島南方沖の海底戦場地上で最も短く、およそ 400〜1000 年間隔であることがわかった。これは石垣島の津波堆積物の堆積間隔にほぼ一致し、八重山諸島
域の地震・津波の再来間隔を示している可能性がある。さらにこの結果を確認するため、八重山沖海域で海洋研究開発機構の調査船「みらい」による MR18-01C 航海で宮古島〜
西表島南方前弧域で堆積物試料の採取と海底地形調査並びに表層地層探査を行った。その結果、この海域においてもタービダイトの挟在が確認された。堆積物の色調変化を基にするとタービダイトの挟在頻度は石垣島南方海域よりも低い可能性が示唆された。
(b) 業務の実施方法
琉球海溝域における地震・津波イベント堆積物の認定とこれに基づく過去の地震・津波発生履歴の解明のため、平成 26〜28 年度に実施された沖縄宮古島〜西表島南方沖海域において採取された海底表層堆積物試料の年代分析を行った。また、これらに挟在するイベント堆積物の起源を特定するため、いくつかの試料について底生有孔虫分析と非破壊蛍光 X 線コアスキャナーによる化学分析を実施した。さらに、八重山沖海域の全域
でのタービダイトの時空間分布を把握するため同機構の調査船「みらい」の MR18-01C航海を実施し、これまでの航海で調査が実施されていない宮古島〜西表島南方沖海域において海底地形、表層地層構造探査とピストンコア試料の採取を行った。調査航海では、
コ ア採 取 が さ れて い な か った 石 垣 島 南方 の 海 底 谷沿 い で ５ 本の ピ ス ト ンコ ア と ３ 本の表層堆積物試料を採取した。また、1771 年明和津波の起源として海底地すべりの可能
性 が示 さ れ て いる 斜 面 域 にお い て 海 底地 形 及 び 表層 地 層 構 造探 査 と 斜 面の 先 の 海 盆底269において１本のピストンコア試料の採取を行った。採取された堆積物コアは、船上でマルチセンサーコアロガーによる物性測定の後、半割され、マルチセンサーコアロガーのイメージセンサーによるコア表面の可視画像撮影、肉眼観察・記載と各種分析用試料の分取を行った。また、熊野〜四国沖の既存コアから本研究に使用可能なコアの選定を行い、可能性のあるコアの観察と分析用試料の分取を行なったほか、タービダイトを用いた地震・津波履歴の解明手法の高度化を目指して、琉球海溝と堆積学的な設定が異なる
日 本海 溝 並 び にそ の 陸 側 斜面 に お い て採 取 さ れ たコ ア 試 料 の堆 積 構 造 やタ ー ビ ダ イトの堆積間隔、堆積過程の比較検討を実施した。
(c) 業務の成果
海溝型地震の震源の多くは海底下にある。このため、もっとも大きな地震動とそれに伴う変動は海底で起こると考えられる。海底での大きな震動は海底堆積物粒子の再配列を引き起こし、粒子間の間隙を埋める水（間隙水）の圧力を上昇させ、粒子を間隙水中に浮かすことで堆積物を不安定にし、海底地すべりを発生しやすくする。また、浅海に侵入した津波は海底の傾斜変換点でエネルギーを集中させ、海底表層堆積物を巻き上げる可能性がある（Arai et al.、2013；Ikehara et al.、2014）。さらに震源近傍の海底では震動によって表層堆積物をまき上げたり（Sakaguchi et al.、2011）、変形させたり（Ikehara et al.、2014）するプロセスの存在も示されている。このような地震や津波に伴う海底での土砂の輸送／再配置は、海底地すべりや堆積物の巻き上げ起源の堆積物粒子を含んだ周囲の海水よりも密度の大きい水塊として、重力の効果により海底斜面を流れ下る密度流である混濁流によると考えられる。混濁流からの粒子の堆積は平常時に堆積する泥と異なる粒度組成や堆積構造をもつことが知られている（Bouma、1962；
Stow and Shanmugam、1980 など）ので、海底堆積物中から混濁流起源の堆積層であるタービダイトを認定し、その堆積年代を決めることで過去の地震の発生時期を特定できる可能性がある（Adams、1990；池原、2001；Goldfinger et al.、2003 など）。本課題では、沖縄八重山沖前弧域を中心とした海域を対象に、海底堆積物中の地震・津波起源のタービダイトからこの海域における地震・津波の発生間隔の解明と、1771 年明和津波発生における海底地すべりの影響の評価を目的とする。

270

図３−７−①−１

平成 26〜28 年度の「よこすか」YK15-01、「かいれい」KR15-18、KR16-E06

航海で作成した八重山前弧域の海底地形とコア採取地点（青：YK15-01、紫：KR15-18、
ピンク：KR16-E06）
昨年度までの研究によって、平成 26 年度に「よこすか」の YK15-01 航海で沖縄石垣
島南西沖前弧域の海底扇状地上から採取された２本のピストンコア試料（YK15-01 PC01、PC08：採取地点は図３−７−①−１、柱状図は図３−７−①−２）には多数の砂質堆積物の挟在が確認され、下面が明瞭かつ侵食的で、上方へ細粒化する構造などから、混濁流から形成されたタービダイトと解釈された。そしてコア深度方向へのタービダイトの挟在状
況の異なるこの２本のコア試料について、タービダイト間の通常時の堆積物（半遠洋性泥）中に含まれる浮遊性有孔虫を用いた放射性炭素年代測定を実施した（PC01 について
10 層準、PC08 について 15 層準）結果、およそ 400〜1000 年というタービダイトの堆積間隔が得られた。さらに、同じ地点で採取された不擾乱表層堆積物試料（YK15-01 MC01、
MC02：採取地点は図３−７−①−１、柱状図は図３−７−①−３）の年代測定結果から最上位のタービダイトは３〜４世紀以降に堆積したこと、タービダイトの堆積間隔は 1000 年
弱（約 3500 年間に４枚）であることがわかっている。これら表層堆積物試料の示すター ビ ダ イ ト の 堆 積 間 隔 は ピ ス ト ン コ ア 試 料 の そ れ と 調 和 的 で あ る が 、 Araoka et al.
（2013）による八重山地方の沿岸に分布する多数の津波石の放射性炭素年代測定に基づく、八重山地方における津波の再来間隔である 150〜400 年よりも長い。しかし、石垣島などの津波堆積物の堆積間隔である 500〜1000 年（河名・中田、1994）や、石垣島の津波堆積物での 1771 年明和津波のほかに約 800 年前、約 2000 年前の津波堆積物（Andoet al.、2018）とタービダイトの堆積間隔は整合的に見える。一方、この２本のコアが採 取さ れ た 海 底扇 状 地 以 外の 場 所 で のタ ー ビ ダ イト の 堆 積 間隔 は 数 千 年以 上 と 計 算 さ
271

れ、すべての地震・津波記録が残されていない可能性が高い。今後、年代測定結果をまとめて、タービダイトのコア間対比の可能性を検討し、より低頻度でも広域にわたるイ
ベントの有無を検討する必要がある。

図３−７−①−２「よこすか」YK15-01 航海で八重山前弧域の海底扇状地上から採取された２本のコア（YK15-01 PC01 と PC08）の岩相と年代測定結果

図３−７−①−３ 「よこすか」YK15-01 航海で採取された不擾乱表層堆積物試料（YK15-01
MC01 と MC02）の岩相と年代測定結果
272

一方 YK15-01 航海と KR16-E06 航海の調査海域の間にも明瞭な海底谷が存在し、この海底谷は石垣島側から伸びてきていることが既存の海底地形図から推定され、1771 年明
和 津波 に 関 連 した イ ベ ン ト堆 積 物 が この 海 底 谷 沿い に 形 成 され て い る 可能 性 も 考 え られた。このため平成 29 年度は海洋研究開発機構の「みらい」の MR18-01C 航海においてこの海底谷沿いから５本のピストンコアを採取した（図３−７−①−４と表３−７−①−１）。
得られたコア試料の岩相は図３−７−①−５にまとめた。

図３−７−①−４「みらい」MR18-01C 航海のピストンコア採取地点と表層地層探査測線

表３−７−①−１「みらい」MR18-01C 航海での堆積物試料採取地点の位置と水深273

図３−７−①−５

MR18-01C 航海で採取されたピストンコア試料

コア試料の採取位置は、図３−７−①−４、表３−７−①−１を参照。PC01 はコア試料が採取できなかった。

図３－７－①－６

MR18-01C 航海で採取されたパイロットコア（PL）及びマルチプル

コア（MC）試料
コアの採取位置は図３－７－①－４、表３－７－①－１を参照。
石垣島南方に谷頭をもつ海底谷沿いから採取された４本のコアは斜面中部の２つの海底谷が合流する平坦面（MR18-01C PC02、PC03）からと海底谷が開いた斜面基部の小海盆（MR18-01C PC04、PC05）から採取された。前者では１ないし２枚の薄いタービダ
イトとその下に 1m 以上の厚さを持つマッドクラストを含むカオティックな層相の水中274土石流起源の堆積物が認められる（図３−７−①−５）。通常時の堆積物の色調変化（黄色っぽい色調から灰色っぽい色調への変化）を同時間面と仮定すると２本のコアの水中土
石流堆積物は互いに対比されると考えられる。小海盆からの２本のコアには数枚の薄いタービダイトの挟在が認められる（図３−７―①−５）。同様に通常時の堆積物の色調変化に基づけば、上流側の PC05 の方がタービダイトの挟在頻度はやや大きいと思われるが、両者にそれほど顕著な違いはない。表層地層探査記録ではこの小海盆は平行に成層し、斜面にアバットする堆積層で埋積されているので、側方から供給されるタービダイ
トと通常時の半遠洋性堆積物からなるコアの結果と整合的である。また、色調変化に基づけば、昨年度にこの東側の海盆底から採取されたコア KR16-E06 PC03 のタービダイトの挟在状況は今回採取されたコア MR18-01C PC05 のそれと類似しており、石垣島南方〜
南東方の海底谷沿いのタービダイトの挟在パターンは同じである可能性がある。今後、年代測定によってそれを確認する必要がある。

図３－７－①－７

前弧斜面〜海盆底を横切る測線での表層地層探査記録

275

一方、この海底谷と地形的高まりを隔てて存在する明瞭な前弧海盆の西端近くから採取されたコア MR18-01C PC06 は生物擾乱を受けたシルト中に薄い砂層あるいはパッチ状の砂を挟む層相からなる。ピストンコア本体（MR18-01C PC06）ならびにそのパイロットコア（MR18-01C PL06）の表層に粗粒堆積物はない（図３－７－①－６）。この前弧海盆西端部の前弧斜面では 1771 年明和津波の波源となりうる海底地すべりの存在の可能性が指摘されていた（Miyazawa et al.、2012）が、その斜面基部で採取されたコアの表層にそれに相当するイベントを示す堆積物はない。また、MR18-01C 航海で取得された表層地層探査記録（図３－７－①－７）でも前弧斜面に海底地すべり様の構造は認められない。さらに、Miyazawa et al. (2012)が示した海底地すべり域には昨年度及び今年度に調査を行なった斜面を削り込む海底谷が存在しており、Miyazawa et al. (2012)
が示した全域に新しい地すべりがあるとは思えない。これら新たに得られた海底地形、
表層地層探査、海底堆積物の記録から前弧斜面域での海底地すべりが 1771 年明和津波の波源である可能性は低いと考えられる。なお、図の測線 17.5-18 に見られる西向き斜面では大きな双曲線状の反射パターンが見られ、斜面崩壊に関連するものである可能性
が あ る 。し か し 、 その 斜 面 基 底の 海 盆 底 は密 に 清 掃 した 堆 積 物 で覆 わ れ て おり 、 コ ア
MR18-01C PC06 や YK14-の結果を踏まえれば、斜面崩壊があったとしても最近のものではないと考えられる。
琉球海溝前弧域と琉球海溝底のタービダイトの給源と堆積過程を検討するため、蛍
光 X 線コアスキャナーによる化学分析と底生有孔虫分析を行なった。琉球海溝底のタービダイトでは粒度指標である Rb/Zr 比と陸源粒子の指標である Ca/比にタービダイト相
当部での明瞭な異常が検出された（図３－７－①－８）。蛍光 X 線コアスキャナーによる分析は高解像度で迅速に行えるので、今後のタービダイト層の検出に有効である可能性が示された。今後さらに様々な場所からのコアに適用し、場所や組成による違いの有無を検討していく予定である。また、一昨年度に採取された２本のコアについて底生有孔虫分析を行った。西表島南西の前弧海盆から採取されたコア KR15-18 PC05 ではコア
上部に石灰質の細粒〜中粒砂からなるタービダイトが、下部に石灰質の粗粒〜極粗粒砂からなる水中土石流堆積物が通常時のシルト中に認められる。通常時のシルト中に含まれ る 底 生有 孔 虫 は 黒潮 域 の 深 層水 域 の 群 集で あ る の に対 し て 細 粒〜 中 粒 砂 のそ れ は 中
層水域の群集に表層水域の群集が混じっており、粗粒砂のそれは珊瑚礁域の群集と表層水域の群集が混じっていて、いずれも海盆よりも浅いところから供給されたものである
ことを示した。また沖縄島南方から採取されたコア KR15-18 PC06 でも細粒砂からなる
タービダイトに含まれる底生有孔虫は表層水域の群集を含み、浅海域から供給されたことを示している。タービダイトを堆積させる混濁流は、混濁流の中の粒子を堆積させると と も に海 底 堆 積 物か ら 粒 子 を取 り 込 む ので タ ー ビ ダイ ト 中 の 粒子 組 成 が その ま ま 給
源を示すわけではないが、今回の底生有孔虫分析の結果は前弧海盆のタービダイトが珊瑚礁域から前弧斜面中部付近から供給されたことを示しており、琉球列島側から流下した混濁流によるものであることがわかった。

276

図３－７－①－８

琉球海溝底コア KR15-18 PC04、PL04 の蛍光 X 線コアスキャナーによる分析結果（Hsiung et al.投稿準備中）
琉球海溝前弧域と異なり、小さな海盆の連なる日本海溝では細粒タービダイトの累重が確認されており、細粒の深海底タービダイトを用いた地震発生履歴の研究が進められており（例えば、Ikehara et al.、2016）、タービダイト古地震学遂行の適地の一つと考えられている（Ikehara et al.、2018）。今年度の比較研究の結果では、斜面下部の平 坦面 上 か ら 採取 さ れ た コア 中 に 挟 在す る タ ー ビダ イ ト の 正確 な 堆 積 年代 の 決 定 か ら
陸上の津波堆積物との詳細な対比が検討された。さらに、発生パターンの地域差や時間変化も捉えられた（Usami et al.、in press）。このような詳細な議論は詳細な堆積年
代決定（この場合は地磁気永年変動曲線を用いた年代モデルの構築；Kanamatsu et al.、2017）に支えられている。琉球海溝域でも陸上の津波石（Araoka et al.、2013）や津
波堆積物（Ando et al.、2018）の記録と本研究で得られつつあるタービダイト記録の比較を今後進めねばならない。
277

(d) 結論ならびに今後の課題
以上のように、平成 26〜28 年度までに加え、平成 29 年度に「みらい」MR18-01C 航
海で沖縄石垣島南方沖前弧海域から新たに採取された海底堆積物コアを踏まえると、この 海域 に お い て地 震 性 と 考え ら れ る ター ビ ダ イ トの 最 も 短 い堆 積 間 隔 は石 垣 島 南 西 沖の海底扇状地における 400〜1000 年程度であることがわかった。この間隔は石垣島などの 沿 岸 に 存 在 す る 津 波 石 の 形 成年 代 か ら 見積 も ら れ てい る 津 波 の再 来 間 隔 （150〜 400
年：Araoka et al.、2013）よりも有意に長いが、陸上の遡上型津波堆積物の堆積間隔である 500〜1000 年程度（河名・中田、1994；Ando et al.、2018）とは整合的である。
一方、石垣島南方の海底谷沿いでは頻度は少ないものの昨年度の「かいれい」の KR16-E06
航海で隣接する海盆から採取されたコア中のタービダイト記録と類似しており、頻度は小さいがより広くタービダイトを堆積されるイベントの存在の可能性を示唆した。今後、年代測定を行うことでタービダイトの同時性の確認することが重要である。また、今年度新たに得られた表層地層探査記録と海底堆積物コアから 1771 年明和津波に対応する
前弧斜面域での海底地すべりは認められず、明和津波に対する前弧斜面域の海底地すべりの寄与はなかったものと考えられた。また、琉球海溝底コアについて行った蛍光 X 線
コアスキャナーによる化学分析結果はタービダイト層準で明瞭な組成変化を示し、迅速なタービダイトの識別にこの手法が有効であることを示した。今後、迅速なタービダイ
ト識別方法の一つとなることが期待される。
(e) 引用文献
Adams, J., Paleoseismicity of the Cascade subduction zone: evidence fromturbidites off the Oregon-Washington margin, Tectonics, 9, 569-583, 1990.
Ando, M., A. Kitamura, Y. Tu, Y. Ohashi, T. Imai, M. Nakamura, R. Ikuta, Y. Miyairi,
Y. Yokoyama and M. Shishikura, Source of high tsunamis along the southernmost
Ryukyu trench inferred from tsuami stratigraphy, Tectonopysics, 722, 265-276,
2018.
Arai, K., H. Naruse, R. Miura, K. Kawamura, R. Hino, Y. Ito, D. Inazu, M. Yokokawa,N. Izumi, M. Murayama and T. Kasaya, Tsunami-generated turbidity current of
the 2011 Tohoku-Oki earthquake, Geology, 41, 1195-1198, 2013.
Araoka, D., Y. Yokoyama, A. Suzuki, K. Goto, K. Miyagi, K. Miyazawa, H. Matsuzaki
and H. Kawahata, Tsunami recurrence revealed by Porites coral boulders in thesouthern Ryukyu Islands, Japan, Geology, 41, 919-922, 2013.
Bouma, A.H., Sedimentology of some flysch deposits, Elsevier, Amsterdam, 168p,
1962.
Goldfinger, C., C.H. Nelson, J.E. Johnson and the Shipboard Scientific Party,
Holocene earthquake records from the Cascadia subduction zone and northern
San Andreas Fault based on precise dating of offshore turbidites, Annual Rev.
Earth Planet. Sci., 555-577, 2003.
278

池原

研，深海底タービダイトを用いた南海トラフ東部における地震発生間隔の推定，

地学雑，110，471−478，2001．
Ikehara, K., T. Irino, K. Usami, R. Jenkins, A. Omura and J. Ashi, Possible
submarine tsunami deposits on the outer shelf of Sendai Bay, Japan resulting
from the 2011 earthquake and tsunami off the Pacific coast of Tohoku, Marine
Geol., 358, 120-127, 2014.
Ikehara, K., T. Kanamatsu, Y. Nagahashi, M. Strasser, F. Hiske, K. Usami, T. Irino
and G. Wefer, Documenting large earthquakes similar to the 2011 Tohoku-oki
earthquake from sediments deposited in the Japan Trench over the past 1500 years,
Earth Planet. Sci. Lett., 445, 48-56, 2016.
Ikehara, K., K. Usami, T. Kanamatsu, K. Arai, A. Yamaguchi and R. Fukuchi, Spatial
variability in sediment lithology and sedimentary processes along the Japan
Trench: Use of deep-sea turbidite records to reconstruct past large earthquakes,
Geological Society Special Publication, No. 456, 75-89, 2018.
Kanamatsu, T., K. Usami, C.M.G. McHugh and K. Ikehara, High-resolution chronology of
sediment below CCD based on Holocene paleomagnetic secular variations in the
Tohoku-oki earthquake repture zone. Geochem. Geophys. Geosys., 18, 2900-3002.
河名俊男・中田高，サンゴ質津波堆積物の年代からみた琉球列島南部周辺海域における後期完新世の津波発生時期、地学雑，103，352-376，1994．
Miyazawa, K., K. Goto and F. Imamura, Re-evaluation of the 1771 Meiwa tsunami source
model, southern Ryukyu islands, Japan, Y. Yamada et al. (eds.) Submarine Mass
Movements and Their Consequences, Springer, Dordrecht, 497-506, 2012.

Sakaguchi, A., G. Kimura, M. Strasser, E.J. Screaton, D. Curewitz and M. Murayama,
Episodic seafloor mud brecciation due to great subduction zone earthquakes,
Geology, 39, 919-922, 2011.
Stow, D.A.V. and G. Shanmugam, Sequence of structures in fine-grained turbidites:
Comparison of recent deep-sea and ancient flysch sediments, Sed. Geol., 25,
23-42, 1980.
Usami, K., K. Ikehara, T. Kanamatsu and C.M. McHugh, Supercycle in great earthquake
recurrence along the Japan Trench over the last 4000 years, Geosci. Lett.,
in press.

②陸域での津波履歴調査実施とサンプルデータ解析（九州沿岸）
(a)

業務の要約

陸域津波履歴調査では宮崎県日向市南部の海岸低地において掘削調査を実施した。本
調査では、表層からおよそ１m 程度の範囲の地層の層相をハンドコアラーおよびハンディジオスライサーを用いて確認した。また得られた試料に対し放射性炭素年代測定を実施し、最も古い堆積年代として地表面からの深さ約 60 cm のところで AD1492～1602 が279

得られた。このことから少なくともこの年代以降の堆積物を観察したことになるが、津波と明確に呼べるイベント砂層は現時点では見つかっていない。
(b) 業務の実施方法
宮崎県太平洋沿岸は日向灘や南海トラフで発生する大規模な地震に伴って発生する
津波に襲われていたことが知られている（たとえば、地震調査研究推進本部地震調査委
員会，2004）。また、内閣府による南海トラフ巨大地震の被害想定（内閣府，2012）では、宮崎県沿岸部が最大 10m 以上の津波に襲われる可能性があることを指摘している。
しかし、これまで宮崎県において地層中から津波堆積物を検出した研究例は生田ほか（2014）や市原ほか（2015）などごく限られており、過去の地震・津波の実態については十分に解明されていない。そこで、本研究では宮崎県における津波の履歴・規模を解明することを目的として地質調査を計画した。
平成 29 年度には地層中から津波堆積物を検出する調査に最も適した場所として宮崎
県日向市の海岸低地を選定した。この海岸低地は幅広の海岸砂丘（お倉ヶ浜）の背後に分布する小規模な低地であり、河川などの流水の影響が比較的小さくイベント堆積物の検出に適していると考えられる。この海岸低地に位置する田畑において、堆積物の層相確認とイベント堆積物の検出を目的として、ハンドコアラーおよびハンディジオスライ
サーを用いた掘削調査を実施した（図３−７−②−１）。さらに採取した堆積物試料の層相の観察および放射性炭素年代測定を実施した。堆積物の堆積年代の推定には、泥質堆積層から抽出した種や葉などの植物化石の年代を用いた。

図３−７−②−１

宮崎県日向市の調査地域の地図。国土地理院地図を使用。左図内の黒四角の範囲を拡大したものを右図に示す。
(c) 業務の成果
平成 29 年度は宮崎県日向市の海岸低地においてハンドコアラーによる掘削を 48 地点、
ハン デ ィジ オス ラ イサ ーに よ る掘 削を ２ 地点 で実 施 した 。そ れ ぞれ 地表 面 から 約１ mまで掘削を行い、層相を確認した。この海岸低地の堆積物の層相は、ほとんどの地点で280

表層付近の耕作土を除き深さ約１ m まで主に淘汰のよい細粒砂で構成されている。ただし、ハンディジオスライサーによる調査地点付近では深さ０～60cm 程度までやや有機質な泥が分布し、その中に層厚 10～20cm の細粒砂層がみられた（図３−７−②−２）。深さ60cm 以深は他地点と同じく淘汰のよい細粒砂で構成されている。周囲の層相が砂勝ちであることから、現時点でこの泥層中の細粒砂層がどの程度の範囲まで分布するか十分に把握できていない。
また、この泥層中の細粒砂層の堆積年代を明らかにするため、地層中に含まれる果実や葉などの植物化石に対し放射性炭素年代測定を実施した。放射性炭素年代測定の結果、
この泥層中の細粒砂層は、AD1485 年から現在までの間に形成されたことが明らかになった。

図３−７−②−２

G1、G2 の柱状図、コア写真および放射性炭素年代。
281

(d) 結論ならびに今後の課題
宮崎県日向市の海岸低地において津波堆積物調査を実施した。調査の結果、海岸低地には表層から１m までの範囲に広く淘汰の良い細粒砂が分布することが明らかになった。
また、一部の地点では表層付近に泥層が確認され、その中に層厚 10～20cm の細粒砂層
が み ら れ た 。 放 射 性 炭 素 年 代 測 定 を 実 施 し た 結 果 、 こ の 泥 層 中 の 細 粒 砂 層 は 、 AD1485
年から現在までの間に形成されたことが明らかになった。
今後は、この泥層中の細粒砂層が津波堆積物であるか判断を行うために、この砂層の分布範囲を把握するための追加調査の必要性を検討するとともに、砂層に含まれている
珪藻や有孔虫などの微化石分析の必要性についても検討する。また、こことは別の調査
地域を新たに選定し掘削調査を実施することの必要性も併せて検討したい。
(e) 引用文献
1) 地震調査研究推進本部地震調査委員会，日向灘および南西諸島海溝周辺の地震活動の長期評価について，<http://www.jishin.go.jp/main/chousa/04feb_hyuganada/s
01.pdf>（2017 年 12 月 13 日閲覧），2004．
2) 内閣府，南海トラフの巨大地震による津波高・浸水域等（第二次報告）及び 被害想定（第一次報告）について，< http://www.bousai.go.jp/jishin/nankai/taisaku_
wg/pdf/shiryo.pdf>（2017 年 12 月 13 日閲覧），2012．
3) 生田正文，丹羽正和，高取亮一，鎌滝孝信，黒澤英樹，宮崎平野における完新世堆
積物の分析データ，JAEA-data/code 2014-2，日本原子力研究開発機構，2014．
4) 市原季彦，黒木昌，伊集院弘尚，宮崎平野における津波イベント堆積物について，日本地質学会第 122 年学術開会講演要旨，2015．
③陸域での津波履歴調査実施とサンプルデータ解析（南西諸島）(a) 業務の要約
南西諸島北部奄美群島の喜界島において、地震履歴の解明と長期的な地殻変動を評価するため、現成および離水サンゴ・マイクロアトールの調査を実施した。また一部で試料を採取し、 14 C 年代測定を行った。その結果、島の北部、東部、南部の３地点でそれぞれ現成マイクロアトール、北部で離水マイクロアトールを発見し、過去 155 年程度はおおよそ地殻が安定していること、また 14〜17 世紀の間でも少なくとも 270 年間はおおよそ地殻が安定していたことが明らかになった。また 16〜17 世紀にネットで 25cm 程
度の急激な相対的海面低下があった可能性がある。
(b) 業務の実施方法
南海トラフの南西延長にあたる琉球海溝沿いは、島嶼地域であるため、陸域で津波堆積物調査に適した場所は少ない。一方、喜界島は間欠的な地震性隆起によって形成されたと考えられる完新世海岸段丘が発達しており、古くから地震履歴に関する研究が行われてきた（中田ほか，1978 など）。しかし完新世海岸段丘の成因について、地震性の隆282

起よりむしろ定常的な隆起が主な要因とするシミュレーション結果もある（Shikakura，
2014）。そこで亜熱帯〜熱帯地域において過去の地殻変動の復元に有効なサンゴ・マイ
ク ロア ト ー ル を用 い て 、 喜界 島 の 長 期的 な 地 殻 変動 と 地 震 履歴 の 解 明 を試 み た 。 サ ン
ゴ・マイクロアトールは、ハマサンゴ属がつくる円筒形状のサンゴ群体で、その頂面が低潮位を示す。年間１cm 程度ずつ成長して径を拡大していくが、その過程において海面の変動に敏感に反応してレベルを変化させるため、年単位の地殻変動を復元することができる（Meltzner and Woodroffe，2015; 図３−７−③-１）。
今年度はまず喜界島沿岸の踏査を行い、現成および離水サンゴ・マイクロアトールの分布を確認した。発見したサンゴ・マイクロアトールは、頂面の形状観察および直径の計測を行った。離水サンゴ・マイクロアトールについては高度の計測と、一部試料の採取を行い、試料は 14 C 年代測定を行った。

図３−７−③-１ サンゴ・マイクロアトールの成長プロセス。
ハマサンゴ属（Porites）は球形（①）に年間１cm 程度ずつ成長するが、頂面が低潮位に達すると水平方向に成長してマイクロアトールを形成する（②）。海面の上下変動に応じて形状を変化させ（③、④）、地震時の急激な変動だけでなく、定常時の変動も復元できる非常に優れた旧汀線指標である。
(c) 業務の成果
喜界島沿岸の踏査の結果、北部の小野津地区、東部の嘉鈍地区、南部の上嘉鉄地区の３地点でそれぞれ複数個体の現成サンゴ・マイクロアトールを発見した（図３−７−③２）。さらに北部・小野津地区では離水サンゴ・マイクロアトールを 1 個体発見した。

283

図３−７−③-２

喜界島の位置と調査地点の位置。Google Earth 使用。

現成サンゴ・マイクロアトールについては、北部・小野津地区で５個体確認した。いずれの個体もその頂面の形状はほぼ水平で、目立った勾配もない。これらの長径と短径を計測したところ、最も大きいものは長径 160cm（半径 80cm）であった。東部・嘉鈍地
区では 15 個体確認した。頂面の形状は基本的にはほぼ水平で、長径が最大 310cm（半径 155cm）あった。また最大の個体の中心付近から採取した試料からは、AD1680-1880の 14 C 年代を得た（図３−７−③-３）。南部・上嘉鉄地区では、他地域と同様に頂面がほぼ水平な現成サンゴ・マイクロアトールを 2 個体確認した。最大のものは長径が 160cm（半径 80cm）であった。
北部・小野津地区で発見した離水サンゴ・マイクロアトールは、頂面がほぼ水平で、現成サンゴ・マイクロアトールに対して 20〜25cm 高く、長径は 540cm（半径 270cm）であ っ た 。 中 心 付 近 か ら 採 取 し た 試 料 は AD1305-1425、 縁 辺 部 付 近 か ら 採 取 し た 試 料 はAD1490-1650 の 14 C 年代をそれぞれ得た（図３−７−③-４）。

図３−７−③-３ 最大の現成サンゴ・マイクロアトールと中心付近の 14 C 年代284

図３−７−③-４ 離水サンゴ・マイクロアトールと中心および縁辺付近の 14 C 年代(d) 結論ならびに今後の課題発見された現成サンゴ・マイクロアトールが、いずれの地点とも頂面の形状がほぼ水平であったことは、喜界島のほぼ全域において、最近の地殻変動がほぼ安定していることを示す。地球温暖化による海面上昇の影響も考慮しなければならないが、少なくともそれを上回るような定常的な隆起は認められない。その傾向は、東部・嘉鈍地区で見つかった最大の個体が半径 155cm であったことや、中心付近の 14 C 年代が AD1680-1880 であったことから、少なくとも過去約 155 年間は継続していたと考えられる。
離水サンゴ・マイクロアトールについても、半径が 270cm であったことや、中心付近と縁辺部の 14 C 年代がそれぞれ AD1305-1425、AD1490-1650 であったことから、14 世紀から 17 世紀にかけての間の少なくとも 270 年程度は、地殻変動がほぼ安定していたことを示す。また離水イベントは 16〜17 世紀に起こっており、ネットで 20〜25cm の相対的海水準低下を生じている。
今のところサンゴ・マイクロアトールの形状と 14 C 年代値で地殻変動を評価しているため、誤差の幅が大きいが、今後は、サンゴ・マイクロアトールのスライス断面を解析し、年単位のより詳細な地殻変動の履歴を解明していく必要がある。
(e) 引用文献
1)

Meltzner A. J. and Woodroffe C. D., Coral microatolls, (Shennan, I., Long A.
J., & Horton B. P., Ed.), Handbook of Sea‐Level Research, 125-145, 2015.

2)

中田高，高橋達郎，木庭元晴，琉球列島の完新世離水サンゴ礁地形と海水準変動，
地理学評論，51-2，87-108，1978．

3)

Shikakura, Y., Marine terraces caused by fast steady uplift and small coseismic
uplift and the time-predictable model: Case of Kikai Island, Ryukyu Islands,
Japan, Earth and Planetary Science Letters, 404, 232–237, 2014.

285

④陸域での津波履歴調査によるサンプルデータ解析（駿河湾奥浮島ヶ原）(a) 業務の要約
静岡県富士市の低地では、採取された既存の柱状堆積物試料について、過去に発生した地殻変動を検出するために化石群集の分析および放射性炭素年代測定を行った。昨年
度までに行った珪藻化石分析では、長さ８m のボーリングコア中に少なくとも５回の沈水イベントを記録していることが明らかになっている。大型植物化石の群集変化からは、さ らに ２ 回 あ るい は ３ 回 の沈 水 イ ベ ント が 認 定 され た 。 放 射性 炭 素 年 代測 定 の 結 果 、HTG-2 コアで認められた沈水イベントについて、上位２回が歴史地震に対応している可能性があることが明らかになった。
(b) 業務の実施方法
静岡県富士川市の浮島ヶ原の湿原堆積物を記載した Fujiwara et al. (2016)によれば、
南海トラフ東端（駿河トラフ）に面した同地域の堆積物には、過去の東海地震に関連した地殻変動の繰り返しが沈水イベントというかたちで記録されている。このイベントは
主に層相の変化から読み取られているが、歴史地震との対比は必ずしもうまくいっていない。この問題を解決するため、浮島が原で採取された既存のボーリングコア試料（図３−７−④−１）の化石群集の解析を行った。昨年度は、光学顕微鏡レベルの大きさである珪藻化石の分析を行った。本年度は、珪藻化石の分析結果を補完するため大型植物化石の分析を行った。具体的には、① 2010 年度に産業技術総合研究所によって採取されたボーリングコアを２cm 間隔で分割し、② 分割した試料を 0.5 mm および 0.25 mm メッ
シュの篩いで水洗し、③ 水洗した残渣を実態顕微鏡下で拾い出した。拾い出した大型植物化石は、同定した後に放射性炭素年代測定用試料とした。

図３−７−④−１

2010 年度～2012 年度にボーリング調査が行われた場所（藤原・澤井

2014 を改変）（静岡県富士市。国土地理院発行 1:25000 地形図「吉原」「沼津」を使用）。

286

(c) 業務の成果
昨年度までの分析結果から、過去 3000 年間に少なくとも５回の沈水イベントが記録されている。珪藻化石によって認められた最も古い沈水イベントより下位の層準では、
１ 回あ る い は ２回 の 沈 水 イベ ン ト が 大型 植 物 化 石に よ っ て 認め ら れ た 。こ れ ら の う ち
一つは、抽水植物である Bolboschoenus fluviatilis や Elecoharis 属の消長によって判断された（図３−７−④−２におけるイベント７）。また、 Potamogedon 属が増加している層準も沈水イベントを表している可能性がある（図３−７−④−２におけるイベント６）。これらの珪藻化石や大型植物化石が急激な変化は、周囲の水位が上昇して湿地化することにより、最適な環境が失われたからだと考えられる。放射性炭素年代測定の結果、珪藻および大型植物化石から明らかになった沈水イベントは、過去 3500 年間に発生
し てい た こ と が明 ら か に なっ た 。 ま た、 地 層 の 上下 関 係 か ら判 断 し て 明ら か に 不 自 然
な年代を除いた場合、HTG-2 コアの堆積速度はほぼ一定であると判断される。仮に、この沈水現象が、すべて過去の地震性地殻変動に関係しているのであれば、過去 3500 年間に少なくとも６回の巨大地震が発生していたことを示している。

図３−７−④−２

地点 HTG-2 における放射性炭素年代測定結果（左）、珪藻化石群集の変化（中央）、および大型植物化石の変化（右）。
(d) 結論ならびに今後の課題
静 岡 県 富士 市 の 低 地に お い て 採取 さ れ た 既存 の 柱 状 堆積 物 試 料 につ い て 大 型植 物 化
石および珪藻化石の分析を行った結果、過去 3500 年間に少なくとも６回の沈水イベン
トが明らかになった。この沈水が地殻変動を表しているとすれば、沈水イベントの年代を推定することで過去の巨大地震が発生時期を復元することができる。今後はさらに年代測定値を増やし、より信頼性の高いイベント年代の決定を目指す。

287

(e) 引用文献
1)

藤原治，澤井祐紀，静岡県沿岸の古地震・津波堆積物調査，巨大地震による複合的地質災害に関する調査・研究報告（地質分野研究企画室編）独立行政法人産業技術総合研究所地質調査総合センター，39-48，2014
2)

Fujiwara, O., Fujino, S., Komatsubara, J., Morita, Y., Namegaya, Y.,
Paleoecological evidence for coastal subsidence during five great earthquakes
in the past 1500 years along the northern onshore continuation of the Nankai
subduction zone, Quaternary International, 397, 532-540, 2016.

⑤陸域での津波履歴調査によるサンプルデータ解析（四国沿岸・徳島）(a) 業務の要約
徳島県海部郡牟岐町と美波町の低地では、過去に発生した巨大津波による浸水の履歴を明らかにするため、柱状堆積物試料の放射性炭素年代測定を行った。牟岐町においては新規に堆積物試料を採取したが、美波町については筑波大学が保有している既存の試料を用いた。掘削調査の結果、牟岐町における連続柱状堆積物試料には７枚の砂層および２枚の礫層が認められた。これらのイベント層の直上と直下において大型植物化石を拾い出し、放射性炭素年代測定用と試料とした。この結果、同地域では 1500 年前～5500
年前の環境変化および津波の浸水履歴を記録している可能性があることがわかった。美
波町では、700 年前～6000 年前の地質学的イベント（津波、高潮、洪水など）を記録していることが明らかになった。
(b) 業務の実施方法
徳島県海部郡牟岐町では、シンウォールサンプラーおよびロシアンサンプラーを用いて深さ 450cm までの連続柱状堆積物試料を採取した。採取の際は、コアの継ぎ目における試料の欠損を防ぐため、別孔において 10cm～15cm 程度オーバーラップさせて試料を採取した。採取した試料は、肉眼に加えて高知大学 海洋コア総合研究センターの CT ス
キャナーを用いて詳細な観察を行った。イベント層である砂層の直上と直下では、大型植 物化 石 を 洗 い出 し 、 放 射性 炭 素 年 代測 定 用 試 料と し た 。 美波 町 の 試 料に つ い て は 、Fujino et al. (2014)および Fujino (2014)においてその詳細が報告されている。本研
究では、このコアを１cm 毎に分割した後に篩で洗浄し、大型植物化石を拾い出して放射性炭素年代測定用の試料とした。大型植物化石の洗い出し方法は、静岡県富士市において採用したものと同様である。

288

図３−７−⑤−１

2017 年度に掘削調査を行った場所（徳島県海部郡牟岐町。国土地理院

発行 1:25000 地形図「牟岐」「 山河内 」を使用）。
(c) 業務の成果
徳島県牟岐町において深さ 450cm までの掘削調査を行い、得られた堆積物の CT スキ
ャン画像を観察した結果、有機質シルト堆積物中に複数のイベント層（７枚の砂層、２枚の礫層）が認められた。砂質のイベント層は粗粒砂～細粒砂から構成され、礫質のイベント層は淘汰不良の角礫（細礫–中礫）で構成されていた。CT 画像からは、下位２枚の砂層について明瞭で侵食的な基底面を持つことが確認され、イベント砂層が急激に運搬されたものであることが推定された。放射性炭素年代測定の結果（図３−７−⑤−２）、
これらのイベント層が 1500 年前～5500 年前に堆積したものであると考えられた。
徳島県美波町では、既存の堆積物コアについて放射性炭素年代測定を行った。その結果、本地域の堆積物は 700 年前～6000 年前の地質学的イベント（津波、高潮、洪水など）を記録していることが明らかになった（図３−７−⑤−３）。

289

図３−７−⑤−２

徳島県海部郡牟岐町における放射性炭素年代測定の結果。

図３−７−⑤−３

徳島県海部郡美波町における放射性炭素年代測定の結果。

290

(d) 結論ならびに今後の課題
徳島県海部郡牟岐町では、新規および既存の柱状堆積物試料の年代測定を行った結果、1500 年前～5500 年前の間に９枚のイベント堆積物が認められた。また、海部郡美波町
では、既存のコア試料の年代測定を行った結果、700 年前～6000 年前の地質学的イベン
ト（津波、高潮、洪水など）を記録していることが明らかになった。今後はさらに年代測定を行うとともに、珪藻化石分析などによって津波堆積物の認定や地殻変動の検出が可能となるかもしれない。また、牟岐町や美波町を含めた各地域の地域間対比を行うことによって、四国東部における津波浸水履歴を明らかにできる可能性がある。
(e) 引用文献
1)

Fujino, S., Kobori, E., Chiba, T., Shinozaki, T., Yamada, M., Stratigraphic
records of tsunamis in the past 5,600 years in Tokushima, western Japan, AOGS
11th Annual Meeting, 2014.

2)

Fujino, S., Recurrence intervals of tsunamis associated with earthquakes at
the Nankai Trough may vary over time and place, Geological Society of Japan
and Geological Society of London Joint Symposium, Tsunami hazards and risks:
using the geological record in 2014 annual meeting of The Geological Societyof Japan, 2014.

⑥陸域での津波履歴調査によるサンプルデータ解析（四国沿岸・高知）(a) 業務の要約
陸域津波履歴調査では高知県黒潮町において平成 26 年度に採取したボーリング試料の層相の観察および放射性炭素年代測定を行った。その結果、西暦 700 年以降に突発的な水流によって堆積したイベント砂層を２層検出した。
(b) 業務の実施方法
高知県黒潮町（図３−７−⑥−１）では、入野地区で平成 26 年度に行ったボーリング調
査により採取した堆積物試料の層相の観察、剥取り標本の作製を行った。剥取り標本は、堆積物試料の表面に親水性樹脂 SAC-100 を塗布し、それを固化させて作成した。砂礫などの間隙の大きい粗粒堆積物には、泥質の細粒堆積物に比べ樹脂が染み込みやすく、剥取り標本は堆積物の粒度を反映して粗粒堆積物で厚くなる。そのため、剥取り標本は粒度の違いや堆積構造を読み取るのに有用である。また、放射性炭素年代測定を実施し、イベント堆積物の堆積年代を推定した。年代測定の試料には、イベント堆積物の直上および直下の堆積物から、実体顕微鏡下で種や葉などの植物化石を抽出して用いた。これ
らの植物化石は堆積物そのものや木片、炭化物に比べ真の堆積年代を示す可能性が高く、イベント年代の推定に適した測定試料である。

291

高知県

黒潮町

図３−７−⑥−１

陸域津波履歴調査地域。地理院地図を使用。

(c) 業務の成果
黒潮町では平成 26 年度に海岸から約 500m 内陸（入野地区）の低地でボーリング５地
点と約 1.8km 内陸（下田の口地区）の低地でボーリングを２地点、ジオスライサーを１地点で実施した（図３−７−⑥−２）。本年度は入野地区で採取したボーリング試料の観察
および年代測定を行った。
入野地区の掘削地点は東西を浜堤に挟まれ、海岸線と平行に分布する細長い堤間湿地で、その多くが水田として利用されている。掘削地点の標高は約２～3.5m で中央部が最も高く南北に向かって低くなる。掘削は最大で深さ３m まで行った。

292

図３−７−⑥−２

黒潮町入野（青丸）と下田の口（赤丸）の掘削地点。2 万 5 千分の 1 地形図「土佐佐賀、蕨岡」を使用。
以下に各地点の層序を記述する（図３−７−⑥−３）。
・KS-１：深さ 35cm まで耕作土、深さ 35～54cm は中粒の砂層からなり、この砂層下限の地層境界は明瞭である（図３−７−⑥−４）。深さ 54～90cm はシルト層、深さ 90～300cm
までは中粒の砂層となり、砂層中には粘土がパッチあるいはレンズ状に挟在する。
・KS-１’：深さ 36cm まで耕作土、深さ 36～61cm は中粒の砂層からなる。この砂層は下位にマッドクラストを含み、下限の地層境界は明瞭である。深さ 61～97cm はシルト、
深さ 97～200cm は中粒の砂層で構成され、砂層中にはパッチ状の粘土が挟在する。
・KS-２：深さ 25cm まで耕作土、深さ 25～41cm は砂質シルト層からなる。深さ 42～200cm
は中粒の砂層となり、深さ 175cm 以下はシルト質である。
・KS-３：深さ 20cm まで耕作土、深さ 20～29cm は砂質シルト層からなる。深さ 29～47cm
は中粒の砂層、深さ 47～80cm は有機質の粘土層からなる。この砂層の上下の地層境界は非常に明瞭であるが、砂層中には有機質粘土が、下位の有機質粘土層中には中粒砂がそれぞれパッチ～斑状に含まれており、ボーリングコアのみからそれらの層位関係を判断することは難しい。深さ 80～99cm は中粒の砂層で、上下に明瞭な地層境界をもち、マッドクラストを含む。深さ 99～218cm は木片が点在する砂質シルト層、深さ 218～
300cm は中粒～粗粒の砂層となる。
・KS-４：深さ 19cm まで耕作土、深さ 19～45cm は砂質シルト層からなり、砂質シルト
293

層中の深さ 35～37cm には中粒砂層が挟在する。深さ 45～78cm は中粒砂層で、深さ 74cm
以下にマッドクラストを含み上下の地層境界は明瞭である（図３−７−⑥−４）。深さ 78～143cm は植物片を多く含む有機質のシルト層、深さ 143～300cm は中粒の砂層からなる。
・KS-５：深さ 35cm まで耕作土、深さ 35～38cm は砂質シルト層、深さ 38～59cm は上下に明瞭な地層境界をもつシルト質砂層からなる。深さ 59～63cm は砂質シルト層、深さ63～118cm は上下に明瞭な地層境界をもつ砂層、深さ 118～125cm はシルト層で構成される。深さ 125～300cm は中粒砂層で、深さ 125～157cm はパッチ状に砂質シルトが挟在する。

図３−７−⑥−３

黒潮町入野地区の地質断面図。掘削地点は図３−７−⑥−２を参照のこと。

図３−７−⑥−４

KS-１と KS-４の深さ０～100cm の剥取り標本294

以上のように、入野低地の地質は、標高約１m（深さ１～２m）まで主に砂層、シルト
層、砂質シルト層で構成され、標高１～-１m では砂層が主体となる（図３−７−⑥−３）。
下位の砂層は掘削地点の海側の浜堤に連続するとみられる。この砂層の直上から得られた年代は、掘削測線の中央の KS-３で AD 170～380 と古く、河川の河口に近い測線の両側（KS-１、KS-５など）でより新しい年代を示す。この違いは河川や海流よる粗粒な堆積物の供給を反映すると考えられ、それらの影響の小さい KS-３と KS-４では植物片や木片などの有機物に富むシルトおよび砂質シルト層が比較的厚く堆積している。
KS-２以外の４地点では、これらのシルト層中やシルト層と表層の耕作土の間にそれぞれ１～２層の砂層が挟在している。これらの砂層の下限の地層境界は明瞭でマッドク
ラストを包含するものもあり、突発的な水流により堆積したイベント砂層と考えられる。
現時点で得られている植物化石の放射性炭素年代および層序から判断すると、イベント
砂層は KS-４および KS-５で見られる Sand１と、KS-２以外の全てのコアに見られる Sand２の２つに分けられる可能性が高い。Sand１と Sand２の堆積年代はそれぞれ、西暦約700～1550 年と西暦約 1500 年以降と考えられる。
(d) 結論ならびに今後の課題
高知県黒潮町の海岸低地において採取したボーリングコアを観察し、低地地下に分布するシルトおよび粘土層中からイベント堆積物を少なくとも２層検出した。これらのイベント堆積物は下限に明瞭な地層境界を有する中粒砂層で、複数の地点で見られる。放射性炭素年代測定により、２つのイベント砂層の堆積年代は西暦約 700～1550 年、西暦
約 1500 年以降と推定される。今後は珪藻分析を実施しイベント砂層の成因を考察するとともに、年代測定を引き続き行って、より詳細にイベント砂層の年代を明らかにする。
また、現在までの成果を踏まえ新たな調査地点でも掘削調査を実施し、より多くのイベント堆積物を検出して、広域でのイベント堆積物の広がりを検証したい。
⑦富士川河口域における 1854 年安政東海地震の地殻変動と断層位置の推定(a) 業務の要約
富士川河口域西部の蒲原低地において、平成 28 年度に実施したボーリング掘削調査で得られた試料について、 14 C 年代測定および珪藻分析を行った。その結果、蒲原低地内に推定されている富士川河口断層帯入山瀬断層は、従来考えられているよりも活動度が低く、平均変位速度は１〜２m/千年程度と見積もられる。また蒲原低地は 1854 年安
政東海地震で隆起したと考えられているが、長期的にみるとネットでは沈降している可能性がある。
(b) 業務の実施方法
平成 28 年度に実施したボーリング掘削地点（KNB）は、富士川河口右岸から約 1.7 km
西の入山瀬断層の隆起側に位置し、標高約 6.5 m である（図３−７−⑦−１）。得られた深度 100m までのコア試料について、層相観察を行い、おもに粘土〜シルト層を中心に分析用の試料抽出を行った。得られた分析用試料のうち、深度 11.9m（３試料）、22.7m、
295

32.5m、36.7m、55.1m、63.0m、74.3m、88.7m、93.7m の計 11 試料について、堆積年代を解明するため、おもに植物遺体の 14 C 年代測定を実施した。また堆積時の古環境について復元するため、深度 11.9〜55.8 m の間で 65 試料について珪藻分析を実施した。
また富士川河口域の沿岸では、これまで産業技術総合研究所が地下水調査のため、深度 160m と 350m の２本のボーリング掘削を実施しており、これらは入山瀬断層の沈降側に位置する。そこで断層活動を評価するため、それらの既存の資料と本分析で得られた結果と層相、年代の対比を行った。

図３−７−⑦−１ 富士川河口周辺におけるボーリング掘削地点の位置と活断層の分布。
活断層の位置は尾崎ほか（2016）に基づく。基図は地理院地図（電子国土 Web）を使用。
(c) 業務の成果
層相観察の結果、深度 97m 以深が基盤の火成岩である。それより上位は基本的に砂礫からなるが、層厚１〜５m 程度の腐植物混じりのシルト-粘土層がサイクリックに 10 層
以上挟まっている。 14 C 年代測定の結果、深度 11.9m（標高-5.4m）で 470-310 cal yBP（AD1480-1640）、深度 22.7m（ 標高-16.2m）で 5895-5660 cal yBP、深度 32.5m（ 標高-24.0m）
で 8340-8180 cal yBP、深度 36.7m（標高-30.2m）で 9255-9080 cal yBP、深度 55.1m（標高-48.6m）で 10,515-10,290 cal yBP、深度 63.0m（標高-56.5m）で 11,065-10,695 cal
yBP、深度 74.3m（標高-67.8m）で 12,005-11,760 cal yBP、深度 88.7m（標高-82.2m）
で 13,550-13,415 cal yBP、深度 93.7m（標高-87.2m）で 13,990-13,760 cal yBP であった（図３−７−⑦−２）。また珪藻分析の結果、湾奥浅海域から干潟、潟湖の環境を示す
海水〜汽水環境の珪藻群集が深度 36m 以下の層準から得られた。しかしそれより上位の層準からは淡水生の珪藻がわずかに含まれるのみであり、海成の証拠は得られなかった。
296

図３−７−⑦−２

蒲原低地で得られたボーリング試料（KNB）の地質柱状図と 14 C 年代に基づく堆積変化曲線および珪藻分析を行った層準と検出した群集の特徴。
(d) 結論ならびに今後の課題
分析の結果から、標高-30〜-32m 付近のシルト層は 9000 年前頃に海面付近で堆積したと考えられる。これをユースタティックな海水準（9000 年前頃で標高-20〜-30m 付近；
遠藤，2015 など）と比べると、ほぼ同じかやや低いレベルにある。また縄文海進頂期頃の年代を示すシルト層（陸成の可能性）は標高-14〜-18m に分布し、現在の海面よりもかなり低い位置にある。これらの証拠は、この地点が活発な隆起をしておらず、むしろ沈降傾向にある可能性があることを示唆する。しかし本地域では安政東海地震で隆起した記録もあり、状況は複雑である。
既存のボーリング資料との対比を試みたところ、5000-6000 年前のシルト〜粘土層は、
入山瀬断層を挟んで 12〜14m 程度西側（隆起側）が高く、また 11,000〜12,000 年前頃のシルト〜粘土層は、同様に 14〜20 m 程度西側（隆起側）が高かった（図３−７−⑦−３）。
現段階では不確定要素も大きいが、仮に両者が堆積時に同レベルにあったとすると、平
均１〜２m/千年程度の速度で上下変位し、かつ累積している可能性を指摘できる。この
結果は地震調査研究推進本部（2010）等による従来の推定値よりもかなり低い。一方、
蒲原低地より西の由比川沿いでは、完新世を通じた隆起を示唆する段丘地形も存在する
ことから、より活発な断層が今回のボーリング地点よりも西側に存在する可能性もある。
今後はその位置の特定のため、沿岸の地形・地質調査を進めていく予定である。

297

図３−７−⑦−３

産業技術総合研究所（2016）による既存のボーリング資料（SKB-1 および FKB-1）との対比。地質柱状図横の数値は 14 C 年代（cal yBP）。
(e) 引用文献
1)

遠藤邦彦，日本の沖積層，冨山房インターナショナル， 415p，2015．

2)

地震調査研究推進本部，富士川河口断層帯の長期評価，54p，2010．

3)

尾崎正紀，水野清秀，佐藤智之，5 万分の 1 富士川河口断層帯及び周辺地域地質編
纂図説明書，海陸シームレス地質情報集，駿河湾北部沿岸域，海陸シームレス地質
図 S-5，57p，2016．

4)

産業技術総合研究所，平成 27 年度「海域地質環境調査確証技術開発」成果報告書，374p，2016．

(3) 平成 30 年度業務計画案
陸域では喜界島など南西諸島北部での生物遺骸を用いた隆起痕跡の調査を行う。また四国沿岸で津波堆積物や隆起痕跡の補完調査を行うとともに、本事業で H29 年度までに得られた地層サンプルについて、年代測定や微化石分析などを進め、南海トラフ西部から琉球
海溝北部の地震・津波履歴情報を収集する。駿河湾沿岸地域についてもこれまでに得られた試料の分析を進めるとともに、隆起痕跡に関する補完調査を行い、2-2 シミュレーショ
ン分野と連携して南海トラフ東端の破壊挙動の解明を目指す。
海域では海洋研究開発機構で実施する日向灘〜南九州沖の海底調査航海を行い、海底堆
積物コアを採取する。また、本事業による平成 26～29 年度の調査航海で採取されたコア
298

試料について分析を進め、琉球海溝南部域の地震・津波発生履歴を復元する。東海～四国
沖の既存コアの検索を行い、地震・津波発生履歴研究に使用できそうなものを抽出し、その分析を実施する。また、日本海溝域などの堆積物記録との比較研究を実施する。これらから、堆積構造解析により地震・津波により形成された堆積層を識別し、その時空間分布を解明することを目標とする。海域の調査と採取試料の解析は、海洋研究開発機構との密接な連携のもとに共同して実施する。

299

3.8 広帯域地震活動研究(1) 業務の内容(a) 業務題目「広帯域地震活動研究」(b) 担当者
所属機関

役職

国立大学法人東京大学地震研究所

氏名

教授

篠原

雅尚

教授

小原

一成

教授

塩原

肇

准教授

酒井

慎一

准教授

望月

公廣

助教

山田

知朗

助教

一瀬

建日

助教

前田

拓人

技術専門職員

八木

健夫

技術職員

阿部

英二

技術職員

西本

太郎

技術職員

池澤

賢志

国立大学法人京都大学防災研究所

准教授

伊藤

喜宏

国立大学法人東京海洋大学

准教授

中東

和夫

国立大学法人九州大学

准教授

松島

健

国立大学法人京都大学防災研究所

助教

山下

裕亮

国立大学法人東北大学災害科学国際研究所

教授

木戸

元之

国立大学法人東北大学大学院理学研究科

教授

日野

亮太

准教授

太田

雄策

技術職員

鈴木

秀市

分野長

末次

大輔

グループリーダー

高橋

成実

主任研究員

高橋

努

技術研究員

伊藤

亜妃

技術研究員

今井

健太郎

研究員

利根川

貴志

技術スタッフ中島

国立研究開発法人海洋研究開発機構

倫也(c) 業務の目的
南海トラフから南西諸島海溝にかけて、広帯域海底地震観測により、トラフ付近の低周波イベントの解明と地震活動の詳細な把握を行う。プレート境界のすべり特性の解明、さらには巨大地震発生域の高精度推定に寄与する。
南海トラフ陸側斜面域で発生する、ゆっくりすべりイベント、超低周波地震、津300

波の励起と伝播といった多様な現象を捉えるため、地震動だけでなく海底における水圧を広帯域・高ダイナミックレンジで連続して取得するためのシステムを開発し、トラフ付近の低周波イベントや、津波発生を伴うような地殻変動を含めた地震の活動実態の把握を行い、巨大地震発生域の事前推定の高度化に寄与する。さらに、観測成果を地殻活動モニタリング情報として、シミュレーション研究に提供する。
(d) ８ヵ年の年次実施業務の要約
平成 25 年度：
南海トラフ西部の領域において、長期観測型海底地震（水圧）計を計 10 台設置し、長期海底地震観測を開始した。また、南海トラフ中部の陸側斜面域である熊野灘において、ブイシステムを用いた海底水圧の試験観測に着手した。海底の水圧変動から、ゆっく
りすべりイベント、超低周波地震、津波の励起と伝播といった多様な現象を捉えるため、広帯域・高ダイナミックレンジで連続して海底水圧データを取得するためのシステム開発に必要な基礎データを実海域で取得した。
平成 26 年度：
南海トラフ西部の領域において、長期観測型海底地震（水圧）計を回収し、同じ海域に設置した。また、南海トラフ中部の陸側斜面域である熊野灘において、ブイシステ
ムを用いた海底水圧の試験観測を継続して実施した。海底の水圧変動から、ゆっくりすべりイベント、超低周波地震、津波の励起と伝播といった多様な現象を捉えるため、広帯域・高ダイナミックレンジで連続して海底水圧データを取得するためのシステム開発に必要な基礎データの取得を継続して実施した。
平成 27 年度：
南海トラフ西部の領域において、長期観測型海底地震（水圧）計を回収し、日 向灘に設置した。また、熊野灘におけるブイシステムを用いた海底水圧の試験観測を継続した。システムの実用化にむけた基礎データの取得を継続するほか、試験観測で得られた海底の水圧変動の特性の解析を進め、ゆっくりすべりイベント、超低周波地震、津波の励起と伝播といった多様な現象を捉えるためのデータ処理・解析手法の検討を進めた。
平成 28 年度：
南海トラフ西部の領域（日向灘）において、長期観測型海底地震（水圧）計を回収し、同じ海域に半径 3.5km の円状アレイを２セット作成し、計８台を設置した。
また、熊野灘におけるブイシステムを用いた海底水圧の試験観測を継続した。システムの実用化にむけた基礎データの取得を継続するほか、試験観測で得られた海底の水圧変動の特性の解析を進め、ゆっくりすべりイベント、超低周波地震、津波の励起と伝播といった多様な現象を捉えるためのデータ処理・解析手法の検討を進めた。
平成 29 年度：
南海トラフ西部の領域に設置されていた海底地震圧力計を回収した。また、長期観測型海底地震（圧力）計 10 台を南西諸島海溝域に設置した。また、熊野灘におけるブイシステムを用いた海底水圧試験観測の解析を継続した。システムの実用化にむけた基礎データの取得を継続するほか、試験観測で得られた海底の水圧変動の特性の解析から、
301

ゆっくりすべりイベント、超低周波地震、津波の励起と伝播に関連する現象による変動を抽出し、これら現象のモデル化の検討を進めた。
平成 30 年度：
南西諸島海溝域において、海底地震(圧力)計 10 台程度の回収･再設置を実施する。
また、熊野灘におけるブイシステムを用いた海底水圧試験観測の解析を継続する。システ
ムの実用化にむけた基礎データの取得を継続するほか、試験観測で得られた海底の水圧変動の特性の解析から、ゆっくりすべりイベント、超低周波地震、津波の励起と伝播に関連する現象による変動を抽出し、これら現象のモデル化を行う。
平成 31 年度：
南西諸島海溝域において、海底地震圧力計 10 台程度の回収･再設置を実施する。
また、熊野灘におけるブイシステムを用いた海底水圧試験観測の解析を継続する。システ
ムの実用化にむけた基礎データの取得を継続するほか、試験観測で得られた海底の水圧変動の特性の解析から、ゆっくりすべりイベント、超低周波地震、津波の励起と伝播に関連する現象による変動を抽出し、これら現象のモデル化を行うとともに、処理解析の準リア
ルタイム化を実現する。
平成 32 年度：
南西諸島海溝域に設置されている海底地震圧力計 10 台程度を回収する。また、観測データに基づき、成果をとりまとめる。また、熊野灘におけるブイシステムを用いた
海底水圧試験観測の解析を完了する。本年度中の試験観測で得られる海底の水圧変動に対して、前年度までに開発した準リアルタイム処理解析の手法を適用し、本業務で開発した
広帯域・高ダイナミックレンジで連続して海底水圧データを取得するためのシステムの性
能の実証を行う。
(e) 平成 29 年度業務目的
南海トラフから南西諸島海溝の領域において、長期観測型海底地震計を用いた長期海底地震観測を実施する。また、海底地震（水圧）計のデータ解析を実施する。これまでに、南海トラフ中部において、平成 25～28 年度の熊野灘におけるブイシステムを用いた海底水圧の試験観測により得られたデータの解析を実施する。
(2)

平成 29 年度成果

①南海トラフ西部の領域における広帯域自然地震観測
(a)

業務の要約

豊後水道において約６年に１回の頻度で発生するスロースリップイベントに同期して浅部低周波地震が発生することが知られている日向灘では、低周波微動がより頻繁に発生することが明らかになってきた。そこで、浅部長低周波地震や低周波微動発生
域直上で長期海底地震観測を実施し、浅部超低周波地震・低周波微動活動とスロース
リップイベントの関係を明らかにする。本年度は、日向灘より南の南西諸島海溝域における活動の連続性等を検証するため、前年度日向灘に設置した長期観測型海底地震計６台と広帯域型海底地震計２台を回収し、南西諸島海溝・種子島東方沖に新たに長302

期観測型海底地震計６台、圧力計付き広帯域型海底地震計４台を設置した。回収された海底地震計から、良好な波形データを取得できた。観測期間中の 2017 年３月には、
浅部低周波微動と超低周波地震活動が観測点近傍で発生した。長期観測型海底地震計
２台には、圧力計が取り付けられていたが、2017 年３月のスロー地震活動において、圧力計の記録からはスロースリップに伴うと考えられる明瞭な地殻変動は検出できなかった。
(b) 業務の実施方法
豊後水道周辺域では、スロースリップイベントが約６年に１回の頻度で発生していることが知られている（Hirose et al., 2010）。このスロースリップイベントに関連
して、海溝軸よりの領域で、浅部超低周波地震活動が発生していることが明らかになっている（Hirose et al., 2010; Asano et al., 2015）。一方、近年、浅部超低周波
地震活動域直上での広帯域海底地震計を用いた海底観測が行われ、活動の詳細が推定されている（Sugioka et al., 2012）。足摺沖から日向灘にかけての海溝近傍における短周期海底地震計アレイによる地震観測により、このような浅部超低周波地震活動と同期する形で、この領域において浅部低周波微動が発生することが明らかになった（Yamashita et al., 2015）。この微動活動は時間変化とともに発生領域の移動がみられ、スロースリップイベントの発生との関係が示唆される結果が得られている。そこで、南海トラフ西方に位置する浅部低周波微動活動域に計８点の長期観測型海底地震計、広帯域型海底地震計、海底圧力計を前年度に設置し、低周波微動・超低周波地震
活動の時空間分布を明らかにするとともに、これらの活動の背景にあると考えられる
スロースリップに伴う地殻変動を観測することを目的とした広帯域地震・測地観測ネットワークを形成する。
今年度は、前年度に設置した海底地震計を回収し、取得したデータの解析を開始する。また、日向灘より南の南西諸島海溝域においても日向灘と同様の活動の発生が指摘されており、これらの活動の連続性や、日向灘との違いなどを明らかにするため、南西諸島海溝域の種子島東方沖において、浅部低周波微動活動域の直上に長期観測型
海底地震計と広帯域型海底地震計による観測網を構築し、観測を継続する。
(c) 業務の成果
南海トラフから南西諸島海溝にかけて、トラフ付近の低周波イベントの解明と地震活動の詳細な把握を行い、プレート境界のすべり特性の解明、さらには巨大地震発生
域の高精度推定に寄与することを目的として、日向灘にかけての領域に前年度に設置した長期観測型海底地震計を回収した（図３－８－①－１、図３－８－①－５、図３－８－①－６、表３－８－①－１）。また、本年度以降は日向灘でこれまで実施してきた観測網をさらに南の南西諸島海溝域に広げるため、種子島東方沖において観測を継続した（図３－８－①－２、図３－８－①－３ 、図３－８－①－４、表３－８－①－２）。本回収・設置作業には海洋研究開発機構所属の「よこすか」YK17-16C 航海（2017年７月 24 日神戸港出港、同年同月 28 日那覇新港帰港）を利用した。回収された海底303

地震計は良好なデータを取得できており、このうち 2017 年３月には２箇所のアレイの
うち B アレイの近傍において、浅部低周波微動と超低周波地震活動が記録されていることを確認できた。
昨年度回収した第３期観測のデータの解析を進めた結果、2016 年熊本地震後に観測網近傍で発生した浅部低周波微動活動について特徴が明らかとなった。第３期観測期
間中の活動は 2016 年熊本地震後の２週間断続的に発生した活動のみで、そのほかの期間に活動は見られなかった。活動開始のタイミングから、この活動は 2016 年熊本地震に誘発された低周波微動活動であると考えられる。低周波微動は熊本地震の余震と重なっているイベントが多く、かつ海底地震観測点数が第１期・第２期に比べると少なかったため、従来の半自動的な震源決定が非常に困難であった。そのため、目視によるイベント選別を行い、震源決定が可能なイベントについてエンベロープ相関法に振幅値を組み合わせたハイブリッド手法（Maeda and Obara, 2009）による震源決定を行った（図３－８－①－７）。その結果、誘発微動活動はこれまで観測されている自発的な微動活動と震源分布そのものは大きく変わらないものの、これまで微動が多く発生している領域で特に発生しているように見える。このことは、日向灘における微動活
動が活発な領域は比較的微動パッチが多く存在しているが、その強度が弱く、わずかな応力変化で誘発されやすい可能性を示唆している。今後、弾性波速度の解析やプレート形状の解析などから得られている情報と比較し、特徴的な構造が見られないか検討を行う必要がある。波形記録からは、これまでの自発的な微動活動と同様に、低周波微動と同期して超低周波地震が発生していることが確認された（図３－８－①－８）。
一方で、2013 年や 2015 年の活動で見られた顕著なマイグレーションは確認できていない。活動規模の違いもあるが、誘発微動活動と自発的な微動活動で活動様式が異なる可能性が考えられるため、より詳細な活動特性の理解と事例の積み重ねが必要である。
また、低周波微動に加えて浅部超低周波地震の活動特性も把握するため、それらの自動震央決定に関する手法開発も行った。浅部長低周波地震の活動時には、海底の観測ではそれらの活動によって励起されたレーリー波が顕著に見られる。そのため、まずは第３期観測のノイズ記録に地震波干渉法を適用してレーリー波の抽出を行い、それらの伝播速度を測定することで、観測領域内の平均的な群速度の分散曲線を推定した。その結果、0.09–0.15 Hz の帯域では群速度は 0.7 km/s ほどで一定であり、その一方で、0.09 Hz よりも低周波側では深部構造の影響を受け群速度は急激に上昇した。
そのため、浅部長低周波地震の震央を自動で決定する際には、観測された連続記録に
0.09–0.15 Hz のバンドパスフィルターを適用し、そのエンベロープ波形を用いてエンベロープ相関法（Maeda and Obara, 2009）を行った。第３期観測の記録に適用した結果、低周波微動（図３－８－①－７）の震源分布とほぼ同じ場所に浅部超低周波地震の震央が推定された（図３－８－①－９）。しかし、その一方で、観測範囲の南西側では低周波微動の活動は活発だが、浅部超低周波地震の活動は顕著ではないといった違
いも確認できた。今後、低周波微動との空間的な対応／未対応の事例の積み重ねに加えて、浅部超低周波地震の活動に関しても、周囲の特徴的な構造との比較を検討して304

いく必要がある。

図３－８－①－１

海底地震観測点（2017 年２月設置）

2016 年度に設置を行った長期観測型海底地震計、圧力計付き長期観測型海底地震計、
広帯域海底地震計の位置。

図３－８－①－２

海底地震観測点（2017 年７月設置）

本年度設置を行った長期観測型海底地震計、圧力計付き広帯域型海底地震計の位置。
305

図３－８－①－３

図３－８－①－４

本年度設置した海底地震計（予備機材を含む）

本年度設置した圧力計付き広帯域型海底地震計。本体右の白い筒の部

分が圧力計。

306

図３－８－①－５

海底地震計の回収の様子

図３－８－①－６

回収された海底地震計

307

■海底地震計(第３期観測)

Days from 14 April 2017

図３－８－①－７

震源決定された低周波微動の分布（Watanabe et al., 2017）。コンタ

ーは、1968 年と 1996 年の地震の滑り量分布（八木・他，1998、Yagi et al., 1999)。

図３－８－①－８低周波微動帯域（2-4Hz）と超低周波地震帯域（0.025-0.1Hz）における広帯域海底地震計（NK1606 と NK1611）の波形記録例。赤の陰をつけた部分は、低周波微動と超低周波地震が同期して確認できる時間帯を示し、「地震」は 2016 年熊本地震の余震
を示す。
308

図３－８－①－９推定された浅部超低周波地震の震央位置（●）と第３期観測の観測点

配置（■）。点線丸は低周波微動が活発で浅部超低周波地震の活動が低調な領域を示す（利根川・他、2017）。
表３－８－①－１
観測点名

2015 年に設置した海底地震計の設置位置
緯度

Tr コー

経度

水深

ド

度

分

度

分

m

NK17A1402

3102.930132

06.0082,115

NK17A2728

3105.617132

06.1791,850

NK17A3401

3105.561132

09.313

2,238

NK17A4765

3102.859132

09.162

2,573

NK17B1762

31

22.636132

26.023

2,304

NK17B2403

31

25.313132

26.7112,500

NK17B3738

31

24.685132

29.683

2,511

NK17B4404

31

22.09913229.0022,337* 斜字は広帯域海底地震計** 太字は圧力計搭載型長期観測型海底地震計309

表３－８－①－２
観測点名

本年度に設置した海底地震計投入点位置と設置日時
緯度

Tr コ

経度

水深

設置日時

ード

度

分

度

分

m

年月日

時分秒

B00

725

30

51.516132

22.0252,844

2017/07/26

00:29:30

B01

766

30

50.23313154.743

1,730

2017/07/26

03:27:25

B02

812

30

41.461132

12.1002,592

2017/07/25

09:09:54

B03

809

30

34.463132

26.805

3,227

2017/07/25

11:30:18

B04

768

30

36.190131

47.0391,930

2017/07/26

05:57:36

B05

816

30

30.58513201.0382,837

2017/07/26

10:18:49

B06

804

30

24.371132

20.975

3,951

2017/07/26

12:55:54

B07

724

30

22.95913139.271

2,277

2017/07/26

21:00:44

B08

779

30

15.221131

57.7772,825

2017/07/26

18:42:06

B09

767

30

03.83213205.556

3,677

2017/07/27

00:53:00* 斜字は広帯域海底地震計(d) 結論ならびに今後の課題
日向灘海域において、圧力計搭載型の２台を含む長期観測型海底地震計８台の回収を行った。また、今年度は日向灘に隣接する南西諸島海溝での観測を実施するため、種子島東方沖に 10 台の長期観測型海底地震計および広帯域型海底地震計を設置し、観測を開始した。
今年度回収した海底地震計では、良好な波形データを取得することができており、平成 29 年３月に観測点周辺で発生したと考えられる浅部低周波微動と超低周波地震活動が記録されていることを確認できた。
本観測はオフラインシステムのため、データ取得は次年度の回収作業が必須である。
そこで得られたデータをもとに、プレート境界のすべり現象についての解析を実施する。
また、スロースリップイベントの検知や微動活動の推移把握のためには、継続的な観測ならびにスロースリップイベント帯域に適した観測が重要であり、次年度以降も観測を継続する。
(e) 引用文献
Hirose, H., Y. Asano, K. Obara, T. Kimura, T. Matsuzawa, S. Tanaka, and T. Maeda,
Slow Earthquakes Linked Along Dip in the Nankai Subduction Zone, Science,
330(6010), 1502, doi: 10.1126/science.1197102, 2010.
Asano, Y., K. Obara, T. Matsuzawa, H. Hirose, and Y. Ito, Possible shallow slow slip
events in Hyuga-nada, Nankai subduction zone, inferred from migration of very low
frequency

earthquakes,

Geophys.

Res.

Letts.,

42,

331–338,

doi:10.1002/2014GL062165, 2015.
Sugioka, H., T. Okamoto, T. Nakamura, Y. Ishihara, A. Ito, K. Obana, M. Kinoshita,
K. Nakahigashi, M. Shinohara, and Y. Fukao, Tsunamigenic potential of the shallow
310

subduction plate boundary inferred from slow seismic slip, Nature Geoscience, 5,414-418, doi:10.1038/NGEO1466, 2012.
利根川貴志・山下裕亮・高橋努・篠原雅尚・石原靖・小平秀一・金田義行，海底観測記録を用いた日向灘の浅部超低周波地震の震央位置決定，日本地震学会 2017 年秋季大会，
鹿児島，2017.
八木勇治・菊地正幸・吉田真吾・山中佳子, 1968 年 4 月 1 日，日向灘地震（M7.5）の震源過程とその後の地震活動, 地震 2, 51, 139-148, 1998.
Yagi, Y., M. Kikuchi, S. Yoshida, & T. Sagiya: Comparison of the coseismic rupture
with the aftershock distribution in the Hyuga-nada Earthquakes of 1996, Geophys.
Res. Lett., 26, 3161–3164, 1999
Yamashita, Y., H. Yakiwara, Y. Asano, H. Shimizu, K. Uchida, S. Hirao, K. Umakoshi,
H. Miyamachi, M. Nakamoto, M. Fukui, M. Kamizono, H. Kanehara, T. Yamada, M.
Shinohara, and K. Obara, Migrating tremor off southern Kyushu as evidence for slow
slip

of

a

shallow

subduction

interface,

Science,348(6235),

676-679,

doi:10.1126/science.aaa4242, 2015.
Maeda, T., and K. Obara, Spatiotemporal distribution of seismic energy radiationfrom low-frequency tremor in western Shikoku, Japan, Journal of GeophysicalResearch, 114, B00A09, doi:10.1029/2008JB006043, 2009.
Watanabe, S., Y. Yamashita, T. Yamada, and M. Shinohara, Shallow Tremor Activity
in the Hyuga-nada region after the 2016 Kumamoto Earthquake Revealed by Ocean
Bottom Seismological Observation, American Geophysical Union, Fall Meeting 2017,
S41C-0794, 2017
②広帯域観測 ブイシステムによる水圧観測(a) 業務の要約
平成 26 年度から 27 年度（2015.12.9 から 2016.12.20）にかけて実施した熊野灘沖におけるブイシステムによる水圧観測では 15 秒サンプリングの音響伝送に合わせて、
0.023Hz のローバスフィルターを通してデータを出力して海底局に保存していた。今年は、この海底局の水圧データにおいて、フィルター処理を行い、どのようなイベントが記録されているのか、約１年間のデータの検証を行った。各周期帯における海底水圧変動の時系列とその特徴について、大気圧データとの比較検討を行った。
(b) 業務の成果
平成 26 年度から 27 年度（2015.12.9 から 2016.12.20）にかけて熊野灘沖においてブイシステムによる水圧観測データを取得した。このシステムは、水圧センサーを登載した海底局、気象センサーや GNSS アンテナを登載した表面ブイ等から構成される。
本業務では、海底局における水圧観測データにおいて、周期帯の異なるバンドパス
フィルター処理を行い、各周期帯における水圧変動の傾向について検討を行った。
観測データについて、海底局では 0.023Hz のローバスのプレフィルター通して水圧311

値と水温を 15 秒間隔で観測した。表面ブイにおいては、気象・海象データ（潮流の流向と流速、気温、気圧、湿度）を 10 分間隔で観測した。バンドパスフィルター処理は、水圧値のみに施した。本業務では水圧値と気圧の比較を行った。
図３－８－②－１に観測データの時系列を示す。図中の bp01 は２～４分、bp02 は４～８分、bp03 は８～16 分、bp04 は 16～32 分、bp05 は 32～64 分、bp06 は 64～128
分、bp07 は 128～256 分のバンドパス周期に対応する。なお、bp00 はフィルター処理を施 して い ない 観測 デ ータ を示 す 。図 ３－ ８ －② －１ (a)は、 観 測 開始 の 2015.12.9から 2015.12.31 までの観測データを示す。図中の灰色区間が投入前の船上での大気中の値であるため、実質的な海底観測開始日は 12 月 10 日である。図から、水圧値の長周期成分の方が短周期成分に比べて常時振幅は大きく、bp01 は±0.1 hPa 程度である
が、bp07 においては±0.5 hPa 程度かそれ以上であることがわかる。 気圧低下が生じている時には、各周期帯の水圧値に擾乱が生じており、特に bp01 や bp02 でその振幅が大きく、ノイズレベルが増加する傾向にある。一方、気圧変動がそれほど生じていない場合でも、水圧値にパルス的な変動が生じている場合もある（図３－８－②－１(a)中の矢印）。これらの信号は数分から 30 分程度、数分から１時間程度、数分から２時間程度の周波数成分を持つケースがある。いわゆるスロースリップよりも低い周波数帯の信号を含み、10 分以上の継続時間を持つ。図３－８－②－１(b)は 2016 年 11月１日から同 30 日までの水圧計データであるが、ノイズレベルの変化と気圧との相関、パルス的な変動を示すデータの特性は数分から２時間程度の周波数成分を持つケースと、１－２時間程度の周波数成分を持つが数分程度の周波数帯にはあまり成分を持たないケースも観測された。これら様々な周波数帯成分を持つ変動があることが明らかになった。
これらの信号の地殻活的な意味については、より定量的な検討を行う必要がある。
この水圧計が設置された紀伊半島南東沖ではスロースリップの活動があまり活発でないとされているが、より低い周波数帯での活動がある可能性を今回示した。これらの地球科学的な意味を理解するためには、DONET のあらゆるセンサーとの比較を行い、設置海域の地震活動との対比を行いながら、注意深く検討を進めていく必要がある。

312

図３－８－②－１(a) 2015 年 12 月９日から同 31 日の水圧計データ。上から大気圧、水圧
計元データ、以下、２～４分、４～８分、８～16 分、16～32 分、32～64 分、64～128 分、128～256 分のバンドパスフィルターをかけた水圧データである。矢印はパルス状の信号。
313

図３－８－②－１(b)2016 年 11 月１日から同 30 日の水圧計データ。上から大気圧、水圧
計元データ、以下、２～４分、４～８分、８～16 分、16～32 分、32～64 分、64～128 分、128～256 分のバンドパスフィルターをかけた水圧データである。矢印はパルス状の信号。
314

(c) 結論ならびに今後の課題
今回のデータ検証を通じて、スロースリップよりも低い周波数帯の成分を持つ信号が確認された。数分から 30 分程度、数分から１時間程度、数分から２時間程度の周波数成分を持つケース、１～２時間程度の周波数成分を持つが数分程度の周波数帯にはあまり成分を持たないケースも観測された。また、数分程度の成分の記録のノイズレ
ベルは気圧の変化と相関があることもわかった。ここで使用している水圧計は DONET
で使用している水圧計と同等のスペックを持ち、製造メーカーも共通している。これ
らの水圧計は、ドリフト成分は残るものの、地殻変動と同等の低い周波数帯から観測できる特 性 を持って い る。これ ら の低い周 波 数帯の成 分 を持つ信 号 の意味を 、 DONETで観測された地殻活動と対比しながら探る必要がある。
(d) 引用文献なし(3) 平成 30 年度業務計画案
南海トラフから南西諸島海溝の領域において、長期観測型海底地震計を用いた長期海底
地震観測を実施する。また、海底地震（水圧）計のデータ解析を実施する。ブイシステムを用いた海底水圧試験観測により、これまでに得られているデータの解析を継続する。

315