３．２(1)

断層帯周辺の地殻活動の現状把握の高度化に関する調査研究

業務の内容(a) 業務題目

断層帯周辺の地殻活動の現状把握の高度化に関する調査研究(b) 担当者
所属機関

役職

国立研究開発法人産業技術総合研究所活断層・火

氏名

主任研究員

吉見

雅行

主任研究員

大坪

誠

主任研究員

宮川

歩夢

主任研究員

内出

崇彦

研究部門付

今西

和俊

主任研究員

大上

隆史

研究員

二宮

啓

教授

飯尾

能久

技術補佐員

田中

三恵

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
国立研究開発法人産業技術総合研究所地質情報研
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
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
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
国立大学法人京都大学防災研究所附属地震予知研
究センター
国立大学法人京都大学防災研究所附属地震予知研
究センター(c) 業務の目的
奈良盆地東縁断層帯および周辺断層の地殻活動の現状把握に基づき、震源断層形
状と活動形態を推定し、地震時の構成断層の検討および強震動予測のための震源断層モデル構築に活かすことを目的とする。このため、断層帯周辺の地震活動調査、
変形構造調査、地形・地質調査を実施し、応力場、深部断層形状、断層の活動形態を推定する。
(d) ３ヵ年の年次実施業務の要約
1）令和元年度：
奈良盆地 東 縁断層帯 お よび周辺 断 層の地殻 活 動および 変 形構造に 関 する既往研
究の整理・データ収集、断層帯周辺の臨時高感度地震観測網の構築および観測、応力変遷解析のための野外地質調査、深部断層位置推定のための地形調査、微動アレ
イ探査による断層帯周辺の構造調査を行った。
2）令和２年度：
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当該断 層帯 および 周辺 断層の 地殻 活動の 現状 把握に 基づ く震源 断層 形状と 活動形態の推定を目的とし、対象地域の地殻活動および変形構造に関する既往研究の整理・データ収集を引き続き実施するとともに、断層帯周辺の臨時高感度地震観測網の保守および観測および微小地震解析、応力変遷解析のための野外地質調査、微動
アレイ探査、単点微動観測、重力探査による断層帯周辺の構造調査を行った。
3）令和３年度：
対象断層帯および周辺断層の地殻活動および変形構造に関するデータ収集、野外調査、地震観測を引き続き実施する。地震データを用いた発震機構解析により当該断層帯および周辺断層の現状の応力場推定を行うとともに、変形構造に基づ
き震源断層の地下形状を推定する。これらを統合して、周辺の活断層帯を含めた断層の活動しやすさ、断層の活動形態を推定する。

(2) 令和２年度の成果(a) 業務の要約
本重点で構築した臨時高感度地震観測網のデータを用いて、奈良盆地東縁断層帯近傍の59 個の微小地震の発震機構解を得た。「満点地震観測網」による発震機構解を用いた応力逆解析を実施し、当該断層帯に隣接する近畿地方中北部では三方－花折断層帯付近を境に応力場が変化することを明らかにした。地表踏査により、古琵琶湖層群および大阪層群を切る小断層群の中には、現在とは異なる応力状態を経験しているものがあることを見出した。奈良盆地及び平城山丘陵にて微動アレイ探査と多数の単点微動観測を実施し、奈良盆地北部と平城山丘陵の間の北西－南東走向の基盤深度の変化帯の存在、および、奈良盆地東縁における基盤の凹凸の存在を見出した。当該断層帯を横断する稠密重力探査により、
基盤上面深度の食い違いに起因する可能性のある重力異常を観測した。既往の反射法地震探査データを収集・整理し、当該断層帯周辺の変形構造を統一的に把握できるようにした。

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(b) 業務の成果
1）微小地震観測による応力場推定a) 奈良盆地東縁断層帯周辺における臨時高感度地震観測i) 臨時高感度地震観測網（NRKV-net）の観測波形を用いた発震機構解の決定
令和元年度に構築したオフラインの臨時高感度地震観測網（NRKV-net：15観測点）を維持し、データ回収を行った。また、地震センサのNS成分に不具合が判明したNRKV-09観測点については、2021年６月17日にセンサを交換した。
本事業の対象である奈良盆地東縁断層帯周辺において20 km以浅で発生した地震を図１に示す。奈良盆地東縁断層は概ね東傾斜であることから、地表断層より東側に広く対象地
域（図１内の赤枠）を設定した。観測期間内（2019年11月１日～2021年２月８日）では、
気象庁マグニチュード（Ｍ）0.4以上のものは65個しか発生しておらず、当地の地震活動が極めて低調であることがわかる。さらに、地震活動は対象地域の北東部に集中しており、それ以外の地域では微小地震もほとんど発生していないことがわかる。

図１

奈良盆地東縁断層帯周辺の地震活動と発震機構解を求める対象地域(赤枠)。気象庁

一元化震源カタログに掲載されている20 km以浅で発生した地震の震央の位置を、2002
年６月２日～2019年10月30年に発生したものは灰色の×印、2019年11月１日～2021年２月８日に発生したものはピンク色の○印でそれぞれ示した。▲印は本事業で設置した臨時高感度地震観測網（NRKV-net）の観測点の位置を示す。△印は国立研究開発法人 防災
科学技術研究所が設置しているHi-net、及び、東京大学地震研究所、京都大学防災研究所、気象庁、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の定常地震観
測網の地震観測点の位置を示す。茶色線は中田・今泉（2002）による活断層の位置を示す。黒破線は府県境を示す。
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これら65個の地震に対して今西・他（2013）に従って、Ｐ波及びＳ波の振幅とＰ波初動
極性に基づいて、発震機構解を推定した。Ｐ波初動極性は手動で読み取り、Ｐ波及びSH波の振幅は地震波形の変位スペクトルの低周波数側の水準によって決定した。地震波形デー
タは、本事業で設置した臨時高感度地震観測網（NRKV-net）によって得られたもののほか、東京大学地震研究所、京都大学防災研究所、国立研究開発法人防災科学技術研究所の高感度地震観測網（Hi-net）、気象庁の地震観測網、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の地震観測網によって得られたものを使用した。推定結果の一部を図２に示す。これらは微小な地震であるため、観測可能な範囲が狭いこともあり、定常観測点のみでは発震機構解を決定するのが困難であった。本事業で設置した臨時高感度地震観測網（NRKV-net）が発震機構解を決定するのに重要であった。

図２

解析した地震のうち２つの解析結果の概要。それぞれ上段は各観測点での極性や振幅の観測値と理論値の比較を震源球上に描いたものである。左がＰ波、右がＳ波について比較した結果である。いずれも発震機構解やその節面も描いている。下段は使用した観測点の分布を地図に示したものである。

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解析した65個の地震のうち59個について、良い品質の発震機構解が得られた。発震機構
解の分布を図３に示す。Ｐ軸は概ね東西方向を向いている。少し詳しく見ると、Ｐ軸方位がおよそ120度（東南東－西北西；図中では濃い青色で表示）のものと、およそ60度（ほぼ
東北東－西南西；図中では黄緑色で表示）のものが多く見られる。地震活動の偏りに対応して、得られた発震機構解の分布も偏っている。奈良盆地東縁断層のすぐ東側ではＭ0.4に満たないごく微小な地震が数個しか起こっていないが、今後、これらを精査して発震機構解を求める予定である。

図３(a)本研究で得られた発震機構解、(b)Ｐ軸方位の分布。

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本研究の結果を、より広域での解析結果である日本全国内陸部発震機構解カタログ（Uchide, 2020）と比較する。図４に、Uchide (2020)と本研究の結果を併せて表示した。
近畿地方中央部全体において、Ｐ軸が概ね東西方向、Ｔ軸が概ね南北方向を向いている。
奈良盆地東縁断層帯周辺もこれと同様の特徴を持っていることがわかる。

図４

近畿地方中央部における発震機構解の(a)Ｐ軸と(b)Ｔ軸の分布。本研究で得られた発震機構解に加えて、日本全国内陸部発震機構解カタログ（Uchide, 2020）に載っているものも描画した。

58ⅱ）雑微動を用いた表面波解析
臨時高感度地震観測網（NRKV-net：図５の緑丸）と定常観測点である防災科学技術研究
所の高感度地震観測網（Hi-net：図５の青丸）で得られた連続地震観測データのうち、地震を含まない期間の振動（雑微動）を用いて表面波解析を行なった。本解析では、鉛直１成分と水平２成分の計３成分を使用し、データの期間はそれぞれ、NRKV-net は 2019 年 11月９日から 2020 年 10 月 20 日、Hi-net は 2020 年１月１日から 2020 年７月 15 日である。
各観測点においてデータに欠損がある場合、欠損を含む日付のデータは使用しないものとした。
前処理として、１日分のデータを 50%ずつオーバーラップさせながら 10 分間のセグメン
トに分割し、平均値とトレンドを除去してから、セグメントの両端に 10%のテーパーをかけた。自然地震を取り除くため、各セグメントの RMS 振幅が１日の RMS 振幅の 1.5 倍以上となるセグメントを除外した。残ったセグメントデータに地震計のレスポンス補正を施した後、地震波干渉法を適用して観測点間を伝播する表面波を抽出した。
地震波干渉法は、異なる２地点の地震計が無数の震源で囲まれている場合、観測されたデータの相互相関関数を計算することで、一方を仮想的な震源、他方を受振器として観測した疑似的な地震動データを合成する方法である。地震波干渉法は、単純な波動場を仮定
しているが(例えば、Lobkis & Weaver, 2001)、さまざまな現実の地震動への適用事例により(例えば、Shapiro and Campillo, 2004)、相互相関関数から観測点間のグリーン関数が抽出可能であることが示されている。人工震源を必要とせず受動観測のみで行うことができるため、地震観測網や地震計アレイで観測されたデータを利用し、表面波の群速度や位相速度を抽出する研究が多く行われている。さらに、表面波の位相速度が周波数に応じて地下のＳ波速度に強く依存することから、逆解析によって地下のＳ波速度構造が推定されている（例えば、Shapiro et al., 2005）。

図５

臨時高感度地震観測点（緑丸：NRKV-net）分布および本解析で使用した高感度地震観測網（青丸：Hi-net）。
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本解析では鉛直成分（Ｚ）と水平成分を使用するため、観測点ごとに設置角度の補正を
行 な っ た 後 、 観 測 点 ペ ア ご と に NS 成 分 と EW 成 分 を 回 転 さ せ て Radial 成 分 （ Ｒ ） とTransverse 成分（Ｔ）に変換した。観測記録を周波数領域に変換したうえで、振幅成分で正規化したコヒーレンシーをとることで相互相関関数を計算した。３成分(Ｚ、Ｒ、Ｔ)の全ての組み合わせで計算を行い、最終的に９成分(ZZ、ZR、ZT、RZ、RR、RT、TZ、TR、TT)の相互相関関数を計算した。このうち、本解析ではレイリー波が支配的な ZZ 成分とラブ波が支配的な TT 成分（山中・他，2010）、ZR と RZ を用いてレイリー波を抽出した(ZR-RZ)/2成分（Takagi et al., 2014）に着目した。得られた相互相関関数にバンドパスフィルターを適用し、時間領域に再度変換した。本解析では、0.15～0.3 Hz（図６）と 0.35～0.65 Hz（図７）の２つのバンドパスフィルターを適用した。図６、７では波形を見やすくするため、得られた波形を１km 間隔にビンニングして表示している。また、NRKV-net と Hi-net
は地震計の特性が異なるため、同一観測網ペアと異なる観測網ペアに分けて表示している。
縦軸は観測点間距離、横軸は時間を表している。観測点間距離が大きくなるほど卓越している波の到達が遅れており、観測点間を波が伝播していることがわかる。

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図６

地震波干渉法によって得られた地震波形(0.15～0.3 Hz)。縦軸は観測点間距離、横軸は時間を表す。赤線は３km/s、青線は２km/sの伝播速度を示す。それぞれの波形は１km間隔でビンニングして表示している。それぞれの観測網ペアを左上、成分を右上に表示している。
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図７

地震波干渉法によって得られた地震波形（0.35～0.65 Hz）。縦軸は観測点間距離、横軸は時間を表す。赤線は３km/s、青線は３km/sの伝播速度を示す。それぞれの波形は
１km間隔でビンニングして表示している。それぞれの観測網ペアを左上、成分を右上に表示している。
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時間領域の波形から、卓越している表面波が十分に観測できていることがわかったため、ZZ 成分と(ZR-RZ)/2 成分を用いてレイリー波分散曲線、TT 成分を用いてラブ波分散曲線を推定した。解析には拡張 SPAC 法（Okada, 2003）を用いた。具体的には、周波数毎に、観測点間の異なる複数の観測点ペアの相互相関関数の実部と、それぞれの成分を表すベッセル関数の誤差が最小となる位相速度を推定した。相互相関関数の各成分は Haney et al.
(2012)の式を用いて表した。ただし、TT 成分においてレイリー波の寄与は無いものとした。
観測網全体で水平方向に均質な多層構造を仮定し、複数観測点間において二乗平方誤差（RMSE）が最も小さくなる位相速度を成分毎に推定した。推定した分散曲線を図８に示す。
ZZ 成分と(ZR-RZ)/2 成分の位相速度はほぼ同じ値を示し、TT 成分のみ他の成分よりも速い
位相速度を示した。これはそれぞれの成分がレイリー波、ラブ波の位相速度を反映していることに起因する。観測網毎に比べると NRKV-net どうしの分散曲線は他の観測網ペアよりも位相速度が速いことがわかる。これは NRKV-net が主に花崗岩や変成岩の分布する地域に設置されているためだと考えられる。地震計の特性が異なる NRKV-net と Hi-net の相互相関関数を用いて推定した分散曲線も他の地震計ペア同様に安定して分散曲線が推定できており、NRKV-net と他の地震観測網を組み合わせた解析が可能であることを示している。

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図８

観測網毎に推定した分散曲線。縦軸は位相速度、横軸は周波数を表す。背景のカラーはRMSEを示す。黒点は各周波数においてRMSEが最小となる位相速度を示す。それぞれの観測網ペアを左上、成分を右上に表示している。

64b) 満点観測網データを用いた応力逆解析
近畿地方中北部に設置されている高感度稠密臨時地震観測網、いわゆる「満点観測網」
は、2008 年 11 月に、文部科学省委託業務「ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究」により開始され、琵琶湖西岸の活断層集中域に、「満点地震計」48 点が設置された(三浦・他,
2010)。2010 年４月には、文部科学省の科学技術・学術審議会の建議に基づく「地震及び火山噴火予知のための観測研究計画」により、近畿地方において新たに 33 点が設置されるとともに、既設の 48 点の観測も継続された。2014 年４月からは「災害の軽減に貢献する
ための地震火山観測研究計画」により観測が継続されている。
図９に、解析に用いた地震の震源分布と対応する期間における高感度地震観測網の観測
点の分布を示す。この図の範囲では 13001 個のメカニズム解が決定された。

図９

近畿地方における高感度地震観測点の分布と解析に用いた地震の震源分布。◇：満点地震計、□：定常観測点(防災科学技術研究所、産業技術総合研究所、気象庁と京都大学)。花折断層に沿う方向をＹ軸としている。活断層データは今泉・他(2018)による。
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2008 年 11 月から 2018 年 1 月までに記録され、自動処理により 34.4°N ～ 35.7°N、
134.5°E ～ 135.6°E に仮震源が決まったイベントの中で、Ｐ波またはＳ波の到着時刻が読み取られている観測点が 30 点以上で、自然地震と判定され手動読み取りを行ったものについて、震源再決定とメカニズム解の決定を行った。用いたデータは、満点観測網に加えて、防災科学技術研究所、産業技術総合研究所、気象庁と京都大学の高感度定常観測
点のデータである。震源決定は、hypomh プログラム(Hirata and Matsu’ura, 1987)を一部修正して、Ｓ波速度構造をＰ波とは独立に設定可能な hypomh_ps プログラム(Kawanishi
et al., 2009) を用いて行った。満点観測網付近の 34.7°N ～ 35.6°N、135.2°E ～135.6°E に震源が決まり、観測点数 15 個以下、あるいは、震源決定における O-C(観測走
時－理論走時)が、Ｐ波到着時刻について 0.5 s、Ｓ波については 1.0 s より大きい読み取り値を含む地震を除いて、各観測点の O-C(観測走時－理論走時)の平均値を求め、観測点補正値とした。得られた観測点補正値を用いて震源を再計算した。地震波速度構造について、以前は阿武山微小地震観測網のルーチン処理に用いられていた構造を用いていたが、今回、大都市大震災軽減化特別プロジェクト(大大特)Ⅰによる構造探査結果(廣瀬・伊藤、2006)を参考にした１次元速度構造を用いることとした（表１）。震源位置の誤差
は、多くの地震において水平方向に 100 m を超えない。
次に、Maeda(1992)の方法によりメカニズム解を計算し、解の数が 20 以下のもののみを解析に用いた。用いたデータの例として、Ｐ波初動の polarity の読み取り値が 15 以上、４象限型のメカニズム解と適合している観測点の割合(スコア値)が 0.9 より大きいメカニ
ズム解のＰ軸の方位分布を図 10a)～d)に示した。
表１

地震波速度構造 (各層の層厚と上端の速度、層内は線形に増加)

Vp (km/s)

4.80

4.81

5.50

6.00

6.20

6.50

6.51

6.80

7.00

7.80

Vs (km/s)

2.77

2.78

3.18

3.47

3.58

3.76

3.77

3.93

4.05

4.51

Width(km)

0.99

0.01

3.99 10.99

0.01

9.99

0.01 10.99

0.01 600.00

近畿地方においては、横ずれ型と逆断層型の地震が混在することが知られている(例えば、Iio et al.,1996)。花折断層は X=10 付近に位置しているが、藤野・片尾(2009)等により指摘されているように、X=10 付近から東側において赤系統の色で示される逆断層型の地震が多いことがよくわかる。ただし、北部の三方断層付近では、逆断層型と横ずれ型の地震の境界はより西側に移動しているように見える。
これらのメカニズム解のデータを用いて、Iio et al.(2017)の手法により応力場を推定した。この手法は、解析領域内において応力場は一様と仮定し、メカニズム解のどちらかの面のすべり方向とその面上における最大せん断応力の方向の差(misfit)を小さくするという標準的な応力逆解析手法(例えば、Michael, 1984, Gephart and Forsyth, 1984)と同様なものである。Misfitについては二乗和を最小としている。応力逆解析手法には、これらのようにメカニズム解やモーメントテンソル解を用いる手法とHoriuchi et al.(1995)のP波初動のpolarityデータを直接用いる手法の２通りの手法があるが、Iio et al.(2017)の手法は、個々の地震に関して、複数の断層面解の候補の中からmisfitが最も小さくなる
断層面を選択することにより、断層面の選択における任意性の問題を解決している。
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図10a),b)

地震メカニズム解のＰ軸の方位とＴ軸の傾斜角の分布。Ｙ軸を花折断層の走向 と ほ ぼ 平 行 に と っ て い る 。 Ｔ 軸 の plunge(傾 斜 角 )を 〇 の 塗 り つ ぶ し の 色 で 示 し て お
り、逆断層型が赤系統の色となる。Ｐ軸は水平面に投影しており、その傾斜角もＴ軸と同じ色で示している。活断層データは今泉・他(2018)による。a)深さ０～５km、b)深さ
５～10 km。

図10c),d)地震メカニズム解のＰ軸の方位とＴ軸の傾斜角の分布。活断層データは今泉・他(2018)による。c)深さ10～15km、d)深さ15～20 km。
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図11a) ,b)

応力逆解析結果。最大圧縮応力(σ1)軸(黒色の線分)と最小圧縮応力(σ3)軸(赤色の線分)を水平面に投影。応力比((σ1-σ2)/(σ1-σ3))を〇の大きさと塗りつぶしの色で表示。a)深さ５～10 kmの結果。b)深さ10～15 kmの結果。

図11c)

応力逆解析結果。最大圧縮応力(σ1)軸(黒色の線分)と最小圧縮応力(σ3)軸(赤色の線分)を水平面に投影。応力比((σ1-σ2)/(σ1-σ3))を〇の大きさと塗りつぶしの色で表示。c)深さ15～20 kmの結果。
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本研究では、x,y,z 方向に 5km×5km×5km の解析領域を設定した。ただし、領域内の地
震数が 50 個を超えた場合は、それ以下になるように、x 方向の解析領域の長さを短くしている。応力逆解析に用いるメカニズム解の選択の条件は、P 波初動の polarity の数が 15以上、マグニチュードが 0.0 以上、メカニズム解の誤差が Kagan 角(Kagan, 1991)で 60°
以下、スコアが 0.9 以上であり、解析領域内に上記を満たす地震が 10 個以上ある場合に応力場を推定した。グリッドサーチにおいては、計算資源の制約のために、主応力の角度は５度おき、R については 0.1 おきのサーチとしている。
図 11a)～c)に結果を示す。深さ０～５km については、応力場が推定された解析領域が４
つと少なかったこと、および、図９において深さ０km 付近に震源の決まっている地震など、砕石発破のデータを完全に取り除けていない可能性があるため、図としては示していない。
花折断層は X=10 付近に位置しているが、Ｔ軸の傾斜角の分布から推定されたように、その付近から東側において逆断層型の応力場が卓越していることがよくわかる。北部の三方断層付近では、逆断層型と横ずれ型の地震の境界はより西側に移動しているように見える。
図 11b)に、逆断層型と横ずれ型の地震の境界と思われる位置を点線で示した。
図 12 に、応力逆解析結果を花折断層に直交する断面に投影しものを示す。図 10 の灰色の四角内の応力場が北から南へと表示されている。各解析領域は、隣接するものと半グリッド分重なって設定されているため、見かけ上 2.5km の空間分解能となっている。一番上のパネルの矢印が花折断層のおおよその位置を示している。各断面において、右側、つまり東の方で最小圧縮応力軸が鉛直に近い、逆断層的な応力場となっていることがよくわかる。Y=55,50,30 の断面では、逆断層型と横ずれ型の応力場が、点線の位置を境にきれいに分かれているように見える。また、逆断層型と横ずれ型の応力場の深さ変化は見えておらず、点線の位置では、浅部から深部まで、鉛直の点線を境に応力場が変わっているように見える。
図 13 に応力比を花折断層に直交する断面に投影したものを示す。各断面において、東の方で応力比が小さく、西の方で大きいような傾向が見られる。応力比が大きいということ
は、最小圧縮応力と中間主応力の大きさが近いということである。その場合、逆断層と横ずれ断層のどちらでも起こりやすくなると考えられ、図 10b)、c)において、西の方で両方のタイプの地震が混在していることと調和的である。Y=55,50,30 の断面において、図 11と同じく、逆断層型と横ずれ型の応力場の境を点線で示したが、その位置を境にした応力比の空間変化はよくは分からない。
近畿地方中北部における高感度地震観測網からの地震データを活用した応力逆解析により、三方－花折断層帯付近を境に、西から東に向かって、横ずれ型から逆断層型へと応力場が空間変化していることが確認された。空間変化は、地表から深部まで同じ水平位置で起こっているように見える。この位置を境に、地震発生域において媒質特性が急変していることが示唆される。満点観測網のデータを用いた地震波トモグラフィー解析により、
花折断層付近を境に、東側において、Ｐ波およびＳ波の低速度異常が見られることも報告されている(海谷,2014)。図９の花折断層に鉛直な断面を見ると、X=10 付近を境に、地震分布の下限の深さに段差があるようにも見える。花折断層は、この媒質特性の境界に位置
するほぼ鉛直の断層である可能性が示唆される。

69

図12

応力逆解析結果。最大圧縮応力(σ1)軸(黒色の線分)と最小圧縮応力(σ3)軸(赤色の線分)を花折断層に直交する断面に投影。図10の灰色の四角内の応力場を表示。断面の位置は各図の左上に、その位置をy方向における中心とする解析領域のデータのみを表示している。各解析領域は、隣接するものと半グリッド分重なって設定されているため、
見かけ上2.5 kmの空間分解能となっている。一番上のパネルの矢印が花折断層のおおよ
その位置を示す。

70

図13

応力逆解析結果。応力比((σ1-σ2)/(σ1-σ3))を〇の大きさと塗りつぶしの色で表示し、花折断層に直交する断面に投影。断面の位置は各図の左上に、その位置をy方向における中心とする解析領域のデータのみを表示している。各解析領域は、隣接するものと半グリッド分重なって設定されているため、見かけ上2.5 kmの空間分解能となっている。一番上のパネルの矢印が花折断層のおおよその位置を示す。

71

2) 地質調査に基づく応力場の推定a) 近畿地域の応力場変遷に関する既往文献の整理
ここでは、長期的な応力変遷の背景の理解のために、近畿地域を含む西南日本弧の現在の主要なテクトニック・セッティングを紹介し、特にそれらの開始時期について整理する。西南日本弧では、南海トラフにてフィリピン海プレートがユーラシアプレートの下に沈み込んでいる（Seno et al., 1993）。フィリピン海プレートは現在北西～西北西方向に沈み込んでおり、この沈み込み方向は３～１Ma 頃に北方向から現在の方向に変化した
ことが指摘されている（Nakamura et al., 1987; Yamazaki and Okamura, 1989; Yamaji,
2000; DeMets et al., 2010）。この沈み込み方向は四国から紀伊半島にかけては南海ト
ラフに斜交しており、この斜め沈み込みによって中央構造線を北側の境とする前弧スリバ
ーの西方向へのブロック運動と中央構造線の右横ずれ運動が指摘されている（Kimura,1996）。紀伊半島と四国ではその右横ずれ断層運動の開始時期に差があり、紀伊半島では3 Ma から（杉山, 1991）、四国では１Ma から（寒川, 1986）と報告されている。
Fukahata（2019）は西南日本孤の下に沈み込むフィリピン海プレート（スラブ）の湾曲開始の時期を検討し、300 万年前より以前に、北方向から現在の方向に変化したことを言及している。これは、沈み込む方向が北方向から現在の方向に変化することで沈み込んだフィリピン海プレートが東西方向で湾曲したと考えると、フィリピン海プレートの 300 万年
前より以前に沈み込んだ分で湾曲が大きいことを明らかにした（図 14）。

図14

西南日本孤に沈み込むフィリピン海プレート（スラブ）の等深線（Fukahata, 2019）。

青色、緑色、赤色、紫色の線は、現在のフィリピン海プレートの沈み込み速度を踏まえた、南海トラフ（灰色）からの300万、400万、500万、600万年間分のフィリピン海プレートの沈み込む量。

b) 大阪層群および古琵琶湖層群を対象とした地表踏査
本研究では、奈良盆地東縁断層帯を含む地域の応力変遷解析のための野外地質調査を実施し、大阪層群および古琵琶湖層群を切る小断層等を用いた逆解析による応力変遷史の72

復元を試みた。ここでは、近畿地域の応力場の水平最大圧縮軸が、大阪層群および古琵琶湖層群が堆積した以降、つまり、数十万年前以降に北西－南東から東西に変化した可能性を確認するものとする。ここでは、これらの地層を対象に陸上の地質調査を行う際は、小断層のみにこだわらず、地質図規模の中規模断層も調査対象とし、小断層の方位データ等を収集した。
小断層とは、露頭で変位が視認できる規模（変位量が数 cm～数 10 m）の断層である。
小断層群の方位は、それらが形成された当時の応力状態を推定する手掛かりとなる。応力状態を求めるために必要なデータは、断層面の方位と変位方向である。変位方向は、断層面上の条線（擦痕）によって示される。断層方位データの解析には、令和元年度に引き続き、Sato (2006）の応力逆解析法を用いた。この手法は、断層の滑り方向が剪断応力と平行であるとの仮定に基づき、観測されたデータを説明できる応力状態を列挙する。この手法の利点は、条線が見られないデータや、地層の対比ができず剪断センス（正断層、逆断層、左横ずれ断層、右横ずれ断層の区別）が不明なデータも解析できることである。
i) 大阪層群を対象とした地表踏査結果
奈良盆地北東域の奈良県奈良市、京都府木津川市、和束町、笠置町（図 15）において、既往文献と野外踏査により、計９条の中規模断層群の断層方位データを収集した。収集した断層は、北から、城陽断層、綺田断層、和束谷断層、木津川断層、観音寺断層、山田断層、田原断層、水間断層、の９条である（図 15）。応力逆解析には、地表踏査で得た方位のみならず、既往文献（尾崎・他，2000 など）に記載されている断層方位データも使用した。それらの断層の多くが北東－南西走向～東西走向の逆断層である（尾崎・他，2000）。図 16 では、その１つである木津川断層における京都府笠置町下有町での露頭写真を示す。この露頭では、領家帯の花崗岩の岩体中に最大３cm の断層コアを伴う東
北東－西南西走向で北傾斜の断層面が認められ、変位は右斜めすべり逆断層センス（上盤側が南東へ移動）を示す。この断層コアは花崗岩由来の柔らかいガウジを主体とする。

図 15

奈良盆地北東地域の中新統〜更新統下部に発達する断層群（尾崎・他，2000）。
73

(a)

(b)

(c)

図 16

木津川断層で断層方位データを収集した露頭（京都府笠置町下有町）の（a）位置

図（黄色丸、尾崎・他（2000）に加筆）、（b）露頭写真および（c）断層コア近影。

74

応力逆解析の結果、北北西－南南東方向に水平最大圧縮軸を持つ逆断層型応力および
東北東－西南西方向に水平最大圧縮軸を持つ逆断層型応力が検出された（図 17）。このことは、北西－南東方向に水平最大圧縮軸を持つ逆断層型応力が大阪層群堆積以降まで継続していた可能性を示唆するものである。

図 17

奈良盆地北東域の断層の断層方位データからの逆解析結果。下半球等積投影。逆解

析には Sato (2006)の手法を使用した。丸の色は応力比（= (σ 2 -σ 3 )/(σ 1 -σ 3 )）。ただし、σ 2 は中間主応力を意味する。

ⅱ) 古琵琶湖層群を対象とした地表踏査結果
滋賀県湖南市野洲川沿いにおいて、古琵琶湖層群を切る小断層を確認し、31 条の断層
方位データを収集した（図 18）。

500 m

図 18

滋賀県湖南市野洲川沿いの古琵琶湖層群を切る小断層の露頭位置（黄色四角）。露

頭位置を国土地理院地形図に加筆。
75

野洲川沿いでは古琵琶湖層群の砂岩泥岩互層が分布する。この砂岩泥岩互層を切る 31条の断層はどちらも泥層のずれから大部分が逆断層と判断できる（数 cm～10 cm 程度の垂直隔離）。これらの断層の断層面上の条線から傾斜すべり成分のものと横ずれすべり成分の強いものが認められた（図 19）。

図 19

滋賀県湖南市野洲川沿いの古琵琶湖層群を切る 31 条の小断層の姿勢およびすべり

方向（下半球等積投影）。大円は断層の走向傾斜を示し、赤色線は逆断層、青色線は正断層をそれぞれ示す。大円に付属の矢印は断層の運動方向を示す。

応力逆解析の結果、北北西－南南東方向に水平最大圧縮軸を持つ逆断層型応力および
東北東－西南西方向に水平最大圧縮軸を持つ逆断層型応力が検出された（図 20）。このことは、北北西－南南東方向に水平最大圧縮軸を持つ逆断層型応力が古琵琶湖層群堆積以降まで継続していた可能性を示唆するものである（図 20）。

図 20

滋賀県湖南市野洲川沿いの古琵琶湖層群を切る小断層の断層方位データからの逆解析結果。下半球等積投影。逆解析には Sato (2006) の手法を使用した。丸の色は応力比（= (σ 2 -σ 3 )/(σ 1 -σ 3 )）。ただし、σ 2 は中間主応力を意味する。
76ここで、予察的に木津川断層の運動像と木津川沿い発達する段丘面高度との関係を検討する。木津川沿いに発達する段丘面（M 面）の高度が木津川断層の認められている西端
付近で変化することが令和元年度の成果で明らかとなっており、この西端付近から下流側
でＭ面の高度が低下する。これは木津川断層の南東向きへの運動（斜めずれ逆断層）がＭ面の高度を変化させた可能性がある。応力逆解析の結果を踏まえると、北北西－南南東方
向に水平最大圧縮軸を持つ逆断層型応力のもとで木津川断層が動きやすいことから、北西－南南東方向に水平最大圧縮軸を持つ逆断層型応力はＭ形成後まで継続していた可能性がある。すなわち、応力場の水平最大圧縮軸の方向が北西－南東方向から東西方向へ変化したのはＭ面形成後の可能性があり、奈良盆地周辺が現在の東西方向の圧縮場にさらされたのが 10 万年間程度の可能性がある（図 21）。

図 21

令和２年度の調査結果を踏まえた近畿地域の応力場変遷。緑の矢印は 15 Ma を境に

NNW-SSE 方向の引張場が NNW-SSE 方向の圧縮場になったことを示す（山元，1991）。赤の矢印は第二瀬戸内統堆積時に、σ 1 軸が NNW-SSE から WNW-ESE 方向に変化したことを示す（藤田，1968）。

773）奈良盆地東縁断層帯近傍の基盤深度分布の推定a) 単点３成分微動観測および微動アレイ観測による基盤深度推定i) 微動アレイ探査
奈良盆地東縁断層帯周辺の基盤構造を把握するため、今年度も引き続き奈良盆地および平城山丘陵で微動アレイ探査を実施した。今年度は、令和元年度に実施した範囲の北に３測線（NRY、NRN、NRF）、天理測線（NRT）と桜井測線（NRS）の間に１測線（NRC）の計
４測線を追加した。各観測アレイは、都市圏活断層図（「奈良」「桜井」：八木・他，
1998、相馬・他，1998）に図示される活断層線と大和高原西麓の間を東端とし、断層線をなるべく跨がないように配置した。観測アレイの分布を令和元年度実施分と合わせて図22 に示す。各観測アレイについて、７点もしくは８点の観測点からなる最大半径 300～
400 m 程度の大アレイと、半径４m～90 m の小半径４点正三角形アレイを設定し、浅部から深部までの速度構造および基盤岩上面深度を推定するデータが得られるようにした。
微動アレイ観測においては、微動源はアレイの外側にあることが要求される。小半径のアレイではこの条件は比較的容易に達成されるが、大半径のアレイにおいては交通振動を避け難い場合がある。本観測においては、大半径のアレイ観測は基本的に夜間に実施
し、交通振動の低減を図った。観測時間長は、大アレイは２時間、小アレイは 30 分間から１時間を基本とした（観測日および観測時間は表２を参照）。
観測には、固有周期 10 秒の速度型三成分微動計（東京測振製 SE-321、５V/kine）と小型低消費電力データロガー（白山工業製 LS-8800、GPS 時刻校正、24bit

AD 変換）を使用した。これらをリン酸鉄リチウムイオンバッテリーで駆動し、サンプリング周波数 200
Hz、最小位相フィルター、８倍アンプをかけて微動データを収録した。なお、微動計の X
方向を磁北に合わせ水平を取った。長時間の観測にあたっては、プラスチックバケツで覆い風雨等の影響を避けた。観測の様子を図 23 に示す。

78

図 22

微動アレイ観測点（大アレイの観測位置を表示。色は微動 H/V ピーク周期を表す。）

79

表２
観測アレ

微動アレイ観測地点と観測時間一覧

観測半径[m]イ名

アレイ中心点座標

観測日、観測時間

北緯東経160, 320 m

34.66209

135.80611

2020/11/9 13:35-15:35

4, 15, 45, 90 m

34.66230

135.80623

2020/11/9 30 min, 1 hour

NRY-2100, 300 m

34.40863

135.81508

2020/7/15 14:22–15:49(SHD)

2,10,26 m (JU410)

34.70877

135.81486

2020/7/15 15 min,30 min

NRY-3200, 400 m

34.71972

135.79877

2020/11/10 21:05–23:05

4, 15, 45, 90 m

34.71912

135.79802

2020/11/10 30 min, 1 hour

200, 400 m

34.72073

135.78464

2020/11/11

NRY-1

NRY-4

22:35-11/12

0:35
NRY-5
NRN-2
NRN-3
NRF-2
NRF-3
NRF-4
NRC-1
NRC-2
NRC-3

4, 15, 45, 90 m

34.71997

135.78552

2020/11/11 30 min, 1 hour

200, 400 m

34.72350

135.75830

2020/11/13 0:00–1:51

4, 15, 45, 90 m

34.72384

135.75755

2020/11/12 30 min, 1 hour

200, 400 m

34.69098

135.82765

2020/11/16 0:52–2:52

4, 15, 45, 90 m

34.69138

135.82761

2020/11/15 30 min, 1 hour

200, 400 m

34.69191

135.80826

2020/11/15 0:00–2:00

4, 15, 45, 90 m

34.69284

135.80846

2020/11/14 30 min, 1 hour

200, 400 m

34.66265135.83366

2020/11/18 0:00–2:00

4, 15, 45, 90 m

34.66273

135.83435

2020/11/17 30 min, 1 hour

200, 400 m

34.66334

135.82407

2020/11/18 21:30–23:30

4, 15, 45, 90 m

34.66357

135.82549

2020/11/18 30 min, 1 hour

200, 400 m

34.66198

135.80594

2020/11/29 0:00–2:00

4, 15, 45, 90 m

34.66230

135.80623

2020/11/8 30 min, 1 hour

200, 400 m

34.60406

135.84163

2020/11/20 20:18–22:40

4, 15, 45, 90 m

34.60447

135.84171

2020/11/20 30 min, 1 hour

200, 400 m

34.60388

135.82626

2020/11/21 21:45–23:45

4, 15, 45, 90 m

34.60357

135.82629

2020/11/21 40 min, 1 hour

200, 400 m

34.60542

135.80923

2020/11/22 9:00–11:00

4, 15, 45, 90 m

34.60353

135.80902

2020/11/22 30 min, 1 hour

80

図 23

観測の様子（上：機材写真、下：NRC-1 における小半径アレイ観測（４、15 m））

ⅱ) 微動アレイ観測記録の解析
微動アレイ観測で得られた速度時刻歴データについて、正三角形の頂点と重心からなる
４点のアレイ観測データ毎に、微動アレイ解析ツール「BIDO2.0」ソフトウェア（Tada etal., 2010，http://staff.aist.go.jp/ikuo-chou からダウンロード）を用いて SPAC 法（例えば、Aki, 1957、Okada, 2003）で解析した。解析には上下動成分のみを使用し、観測データからのトレンド成分や交通ノイズ等の除去はソフトウェアのデフォルト機能にて行った。大アレイ（半径 100m 以上）のデータは 20.48 秒（データ数 4096）を小アレイのデー
タは 10.24 秒（データ数 2048）を基本区間長として波形を切り出し解析した。
また、上記４点アレイ毎の解析に加え、同時観測された全点（７点もしくは８点）の統合解析も実施した。この解析においては、すべての観測点ペアについてクロススペクトルのアンサンブル平均からいわゆる２点 SPAC 係数を求め、同一距離毎（５％の揺らぎを許す）に平均したものを SPAC 係数とした。なお、ここでの観測点距離は GPS 座標に基づいた
ため、４点アレイ解析で同一半径として扱ったペアであっても異なる観測点距離として扱われることもある。観測データは 10.24 秒区間に分割した。交通ノイズ等を除去するため、全観測記録のうち分散が最小となる区間を基準に、同時観測の全点での分散が 25 倍以内
81に収まる時間区間のデータだけを抽出して解析に用いた。
図 24～図 30 に、観測アレイ毎に、各観測半径に対する位相速度の解析値および空間自己相関（SPAC）係数（アレイ半径毎に色分けして表示、２点 SPAC は紫色）、および全観測データから抽出した観測位相速度値（白抜き△）を示す。２点 SPAC を追加したことから令和元年度の観測データも再掲する。小半径から大半径までの位相速度の解析値が２点 SPAC
も含めてほぼ全てのアレイで連続的に推移している。昨年度の観測アレイと比較すると、
1.5～３Hz 付近の位相速度の連続性に改善が見られるが、これは小半径のアレイ構成を４、15、30、60m から４、15、45、90m に見直したことによる。
観測位相速度の抽出は次のように行った。１Hz 以下の低周波数帯域においては、ESPAC法（Okada, 2003）：複数半径（観測点間距離）の SPAC 係数を説明する位相速度を周波数毎に求める方法、による位相速度を観測位相速度とした。それ以外の周波数帯域および
ESPAC 法による推定値が安定しない場合においては、特定半径の位相速度の解析値のうち、対応する SPAC 係数の極小点よりも低周波側でかつ SPAC 係数が 0.9 から-0.3 程度の周波数範囲の値を抽出した。なお、観測半径により値がばらつく場合には、大きい半径もしくは観測点距離の観測値を優先して選択した。これにより、概ね 0.5 Hz から 20 Hz の周波数範囲で、およそ 0.2 km/s から２km/s の範囲の観測位相速度が抽出された。

図 24

平城山測線（NRY）の位相速度解析結果（上段：位相速度、下段：SPAC 係数）。観

測半径毎に色分け表示（紫色は２点 SPAC）。△は抽出した観測位相速度。
82

図 25

奈良北測線（NRN）の位相速度解析結果（上段：位相速度、下段：SPAC 係数）

図 26

古市測線（NRF）の位相速度解析結果（上段：位相速度、下段：SPAC 係数）

図 27

天理中央測線（NRC）の位相速度解析結果（上段：位相速度、下段：SPAC 係数）

83

図 28

帯解測線（NRO）の位相速度解析結果（上段：位相速度、下段：SPAC 係数）

84

図 29

天理測線（NRT）の位相速度解析結果（上段：位相速度、下段：SPAC 係数）

85

図 30

桜井測線（NRS）の位相速度解析結果（上段：位相速度、下段：SPAC 係数）ⅲ) 観測位相速度に基づく基盤深度の推定と既往速度構造モデルとの比較
各観測アレイにおける基盤深度を、次のように推定した。観測位相速度が Rayleigh 波の基本モードであると仮定し、観測位相速度との残差が小さい位相速度を持つ 1 次元Ｓ波
速度構造モデルを、山中・石田（1995）の遺伝的アルゴリズムを用いて探索した。Ｓ速度
構造の探索範囲を表３に示す。奈良盆地では大阪層群下部および最下部の比較的硬い堆積
層が厚く分布することを考慮して、Vs=0.6 km/s 以上の層が厚いようなＳ波速度を設定した。Vs=0.3 km/s 以下の１～３層目については、観測位相速度の特徴に応じて適宜統合して探索した。
各観測アレイにおける１次元Ｓ波速度構造モデルの推定結果を図 31～図 37 に、測線毎に柱状図として並べたものを図 38 に示す。図 31～図 37 には、速度構造に加えて、理論位
相速度と観測位相速度の比較、アレイ中心点における微動水平・上下スペクトル比（微動H/V スペクトル）と Rayleigh 波の楕円率に基づく水平・上下振幅比の比較も示した。さらに、奈良盆地の既往速度構造モデル（防災科学技術研究所で公開されている地震本部の速度構造モデル（藤原・他，2012）：J-SHIS V2 モデル（青線）、全国一次速度構造モデル
86

（Koketsu et al., 2008）：JVM モデル（緑破線）、中央構造線断層帯重点による速度構
造モデル（関口・他，2019）：MTL モデル（茶鎖線））との比較も併せて示した。
表３

Ｓ波速度（Vs）の探索範囲

Vs の探索範囲[km/s]

層厚の探索範囲[m]10.08 – 0.2

0 – 202

0.2 (固定)

0 – 503

0.3（固定）0 – 504

0.4（固定）0 – 1005

0.6（固定）0 – 200

6

0.7 – 0.8

0 – 4007

0.9（固定）0 – 4008

2.7（固定）0 – 2,00093.1（固定）0 – 2,000103.3（固定）-推定したＳ波速度構造の理論位相速度は、観測位相速度をよく説明している。また、探索に用いなかった微動 H/V スペクトルについても、推定Ｓ波速度構造の Rayleigh 波楕円率 H/V 比のピーク周期は、観測 H/V スペクトルの低周波数側のピーク周期を概ね説明する。
このことから、推定したＳ波速度構造の信頼性は高いものと考えられる。ただし、NRT-1、
NRS-1 については、微動 H/V スペクトル（アレイ中心点であることに注意）の説明性は悪い。これらの地点ではアレイを構成する観測点の微動 H/V ピーク周期にばらつきがある（図22）ことから、アレイ内の地下構造が一定ではないと考えられる。アレイの平均的な速度構造が、必ずしもアレイ中心点の速度構造の代表値となっていないと考えることができる。
既往速度構造モデルの理論位相速度と各アレイの観測位相速度の比較に着目する（図 31～図 37）。３つの既往速度構造モデルの中では、MTL モデル（関口・他，2019）がほぼ全てのアレイについて観測位相速度をよく説明している。MTL モデルの作成にあたっては微動アレイによる位相速度情報は考慮されておらず、重力異常、反射法探査、微動 H/V ピー
ク周期による基盤深度分布および大阪層群の堆積年代モデルおよび速度の経験式が使用されている。奈良盆地及び平城山丘陵では、微動 H/V ピーク周期が基盤深度をよく説明する
ことが確かめられたとも言える。
Ｓ波速度の柱状図の比較（図 38）において、Vs=２km/s を超える深度を基盤深度と見れ
ば、基盤深度は平城山地域（NRY）では 0.2～0.5 km、奈良盆地内では 0.2～0.7 km の範囲内にある。各測線において、盆地東縁から東経 135.8 度付近までの範囲（図 22 参照）では、西側ほど概ね基盤深度が大きくなる傾向がみられる。

87

図 31

平城山測線（NRY）の１次元Ｓ波速度構造モデルの推定結果（左上：位相速度、左下：H/V スペクトル、右：Ｓ波速度構造）。赤：推定速度構造、青：J-SHIS-v2 モデル、
緑：JVM モデル、茶：MTL モデル、黒丸：観測位相速度。

図 32

奈良北測線（NRN）の１次元Ｓ波速度構造モデルの推定結果

図 33

古市測線（NRF）の１次元Ｓ波速度構造モデルの推定結果

88

図 34

図 35

帯解測線（NRO）の１次元Ｓ波速度構造モデルの推定結果

天理中央測線（NRC）の１次元Ｓ波速度構造モデルの推定結果

89

図 36

天理測線（NRT）の１次元Ｓ波速度構造モデルの推定結果

図 37

桜井測線（NRS）の１次元Ｓ波速度構造モデルの推定結果

90

(a)NRY 測線(b)NRN 測線（１，４，５は欠番）(c)NRF 測線（１，５は欠番）(d)NRO 測線(e)NRC 測線（４，５は欠番）(g)NRS 測線
図 38

Ｓ波速度構造モデルの柱状図

91(f)NRT 測線

ⅳ) 単点３成分微動観測
平城山丘陵および奈良盆地において単点３成分微動観測を実施した。観測装置は微動ア
レイ観測と同一であり、１観測点あたりの観測時間長は 30 分間以上とした。
奈良盆地では明瞭なピークを持つ微動H/Vスペクトルが得られることが知られている（例
えば、盛川・他，1998）。図 39、図 40 にそれぞれ奈良盆地内および奈良盆地東縁断層帯
上盤側における微動アレイ観測のアレイ構成地点における微動H/Vスペクトルの例を示す（観測点位置は図 22 を参照）。奈良盆地内の観測点では、１Hz以下の低周波数帯の微動
H/Vスペクトルの形状にばらつきは少なく、0.5 Hz以下にH/V比が５を超える顕著なピークがみられる（図 39）。一方、断層帯上盤側の観測点では微動H/Vスペクトルの形状は概ね似た形状をしているものの、低周波数帯域のピーク周期や振幅はばらついている。
ここで、微動 H/V スペクトルは、観測データを、50％ずつ重なりを持つ 16,384 サンプル（81.92 秒）の区間に分割して Hamming ウィンドウ（0.54-0.46Cos（2πi/N））を施した後にフーリエスペクトルを取り、紺野・大町フィルター（紺野・大町，1995；Konno
and Ohmachi, 1998）で平滑化し、水平２成分の相乗平均を鉛直動成分で除して求めた。
これらの微動 H/V スペクトルのうち、時刻歴データの RMS 振幅分散が全観測データの最小分散値（10 秒区間に分割して評価）の 10 倍以内である区間に対応するものを平均して、最終的な微動 H/V スペクトルとした。
微動 H/V ピーク周期は、0.2～３Hz 帯域（0.33～５秒帯域）において最も振幅が大きい
H/V ピークに対応する周期とした。なお、同様な振幅を持つピークが複数ある場合、振幅の変化により H/V ピーク周期が入れ替わる恐れがある（例：図 40 の NRT-1）。

図 39

奈良盆地内における微動 H/V スペクトルの例（NRF-3、NRC-1、NRO-5 アレイ観測点）

図 40

奈良盆地東縁断層帯の上盤側における微動 H/V スペクトルの例（NRY-1、NRT-1、

NRS-1 アレイ観測点）
92

図 41

単点微動観測による微動 H/V ピーク周期分布（左：本研究、右：既往データとの比較）
図 41（左）に、平城山丘陵から奈良盆地にかけての本研究の単点微動観測点分布（微動アレイ観測点も含む）および微動 H/V ピーク周期を示す。奈良盆地中央部から北部にかけて、微動 H/V ピーク周期が３秒以上となる領域が見られ、その周辺部ではピーク周期が低下する。奈良盆地南部（北緯 35.57 度以南）では南側ほどピーク周期が低くなる。活断層
線の東西で微動 H/V ピーク周期に違いが見られる地点が多い。ここで、図 41（右）に、既
往研究による H/V ピーク周期も加えたものを示す。本研究の微動 H/V ピーク周期のカラープロットと既往研究の微動 H/V ピーク周期のカラープロットが溶け込んでおり、両者が整合的であることが示されている。
奈良盆地における微動 H/V ピーク周期（Tp[s]）と基盤深度（Depth[m]）の関係について、
岩田・他（2007）は、着岩ボーリング近傍点での観測記録から、Depth=192.15 Tp の回帰式を提案した。この回帰式を用いて微動 H/V ピーク周期を基盤深度に換算する。図 42 お
よび図 43 に、奈良測線（岩田・他，2020）および帯解測線（奥村・他，1997）の反射法深度断面および MTL モデル（関口・他，2019）の基盤深度分布と、微動 H/V ピーク周期から換算した基盤深度の比較を示す。換算基盤深度は反射法深度断面および MTL モデルの基盤
93

図 42

反射法深度断面（帯解測線：奥村・他（1997）に加筆）と換算基盤深度の比較（上：観測点分布、下：深度投影図）。点線は MTL モデル（関口・他，2019）の基盤深度。

図 43

反射法深度断面（奈良測線：岩田・他（2020））と換算基盤深度の比較（上：観測点分布、下：深度投影図）。点線は MTL モデル（関口・他，2019）の基盤深度。

94

深度と概ね整合している。したがって、回帰式が概ね妥当であり、微動 H/V ピーク周期が基盤深度の良い指標であるといえる。換算基盤深度分布に基づくと、例えば反射法奈良測線の東部分にみえる基盤の高まりは、測線の南側では消滅して基盤深度が増大している可能性が示唆される（図 43）。
本研究による微動 H/V ピーク周期を岩田・他（2007）の回帰式で換算した基盤深度の分
布を図 44 に、矩形領域を切り出して深度断面投影し MTL モデル（関口・他，2019）の基盤深度と比較したものを図 45 に示す。換算基盤深度からは、複数の基盤の高まりや落ち込みの存在を認識することができる。特に、奈良盆地北部と平城山丘陵の間の北西－南東走向の基盤深度の変化帯、および奈良盆地東縁の北緯 34.62 度から 34.65 度にかけての基盤の盛り上がりの存在が顕著である。これら基盤構造の実態は、反射法地震探査や重力探査を総合して検討する必要がある。

図 44

微動 H/V ピーク周期からの換算基盤深度分布（矩形枠は図 45 の断面位置）
95

(a)NRY

図 45(b)NRN(c)nara-reflec(d)NRF(e)obitoke-reflec(f)NRC(g)NRT(h)NRS

換算基盤深度と MTL モデル基盤深度の比較（各パネルの位置は図 44 参照、点線はMTL モデル（関口・他，2019）の基盤深度）。

b）重力観測による基盤構造の推定
ⅰ) 奈良盆地東縁部における重力観測
重力探査は、重力計により地表で観測される重力異常をもとに、地下の地質構造を推定する手法である。例えば、地下を構成する地質はその種類によって密度が異なり、地下に大きな密度の地質が存在すれば、その地域は重力異常が大きくなるのに対して、地下に小さな密度の地質が存在すると、その地域は重力異常が小さくなる。反射法地震探査やボーリング調査に比べて、構造推定の精度は劣るものの、小規模な観測機器で広範囲の調査が実施可能という特徴から、広域的に地下構造の調査する上で有効な手法である。
奈良盆地東縁断層帯の位置する奈良盆地東部は、東に露出する基盤岩が奈良盆地東縁断層を境に西では堆積層に覆われる。この地域で観測される重力異常の一部は、この基盤岩
96

と堆積層の密度差に起因するものと考えられるため、今回実施した重力探査では、奈良盆地で堆積層下に伏在する基盤岩の表面形状を推定可能であると考えられる。
奈良盆地における重力探査およびそれに基づく基盤岩の表面形状の推定は過去にも試みられている（関口・他，2019）。関口・他（2019）では、ボーリングや微動探査、反射法地震探査により明らかになった盆地下の基盤岩深度に、重力探査の結果明らかになった
重力異常を加えて、奈良盆地下の基盤上面形状を明らかにした。しかし、これらの解析は、盆地全体の構造を明らかにすることを目的としていたため、地下に伏在する断層に起因す
る局所的な基盤上面形状については十分検討できていない。
そこで、本調査は奈良盆地東縁断層帯に起因する局所的な基盤上面形状を明らかにすることを目的に、奈良盆地北部から南部にいたる奈良盆地東縁断層帯にほぼ直交する東西に７測線を設定し、稠密な重力探査を実施した。観測は 2020 年 11 月４日から 11 月 13 日と2021 年１月 18 日から１月 21 日の２期間に実施した。各測線および観測地点を図 46 に示す。奈良測線は本プロジェクトで実施している反射法地震探査結果と対比可能なように、反射法地震探査測線に沿って配置した。また、帯解測線も既存の反射法地震探査結果と対比可能なように反射法地震探査測線に沿って配置した。
重力探査には、シントレックス社の SG-5 可搬型相対重力計および Trimble 社の R10 GNSS
受信機を用いた。重力観測では JR 奈良駅近傍に奈良調査重力基準点を設定し、この基準点を基点に、毎日調査開始時と終了時に同一基点で重力測定を実施する閉塞測定を行った（図47）。奈良調査重力基準点の絶対重力値は、一等重力点 950334A（電子基準点（付））への接続により求めた（図 48、表４）。100m 間隔での観測を基本とし、伏在断層が疑われる箇所では空間分解能を上げるために 25～50 m 間隔の詳細な探査を実施するとともに、断層から十分離れていると思われる測線端部では 100 m を超える間隔での観測を実施した（図49）。測点位置は仮想基準点方式（VRS）により決定した（図 50）。合計計測点数は 306 点である。観測精度および観測値の再現性を確認するため、いくつかの観測点を対象に日をまたいで複数回の観測を実施したところ、概ね 0.02 mgal 以下、最大でも 0.028 mgal の差であったことから、本調査における重力値の観測誤差は 0.03 mgal 以下と考えられる。

97

図 46

奈良盆地東縁断層帯周辺で実施した重力観測点（赤点）および測線名。地形図に使用したデータは、AW3D30（宇宙航空研究開発機構）より提供を受けた。

98

図 47

奈良調査重力基準点における重力観測の様子。重力計三脚の設置箇所にマーキングすることで、毎回同じ場所で観測を実施。

図 48

一等重力点 950334A（電子基準点（付））における重力観測の様子

表４
測

一等重力点 950334A と奈良調査重力基準点の絶対重力値
定日

接続一等重力点2020 年 11 月 4 日
一等重力点 950334A（電子基準点（付））979720.76 mgal (JGSN2016)

奈良調査重力基準点

979710.10

99

mgal

図 49

重力観測の様子。装置正面から（上図）と装置側面から（下図）。

100

図 50

観測点における測位の様子。観測点では GNSS 測位（VRS 方式）による測位を実施（上図）。GNSS 測位地点（マーキング）にて重力観測を実施（下図）。

ⅱ）重力観測結果の解析
重力観測で得られた測定されたデータに対して、地形補正を除く各種の重力補正の方法
は地質調査所重力補正手順 SPECG1988（地質調査所重力探査グループ，1989）に基づいている。地形補正には、最新の地形データを使用して補正を行うため、村田・他（2018）と同様に 30 m メッシュ標高データを使用した。このデータは、基盤地図情報（数値標高モデ
ル５m）（GSI）、陸域観測技術衛星「だいち」標高データ・セット（30 m メッシュ版）（宇宙航空研究開発機構）、数値地図 50 m メッシュ（標高）（GSI）、海底地形デジタルデー
タ M7000（日本水路協会）、500 m メッシュ水深データ（日本海洋データセンター）、日本
101

近海 30 秒グリッド水深データ（日本水路協会）から得られたものである。地形補正量の計
算には、地球の球殻を考慮して測点の周囲 60 km まで実施した。
本調査で得られた重力データと既存の重力データ（本多・他，2012; 産業技術総合研究
所地質調査総合センター（編），2013；Yamamoto et al., 2011）をあわせて、奈良盆地および周辺のブーゲー異常図を作成した（図 51）。この地域では基盤岩が笠置山地など高い地形を作っていることから、代表的な花崗岩の密度としてブーゲー密度を 2.67 g/cm3 と設定した。この地域は大局的に南東でブーゲー異常が高く、北西に向かってブーゲー異常が低下していく。笠置山地周辺では 50 mgal を超えるブーゲー異常が観測され、京都盆地にかけて 10 mgal 程度のブーゲー異常が観測される。

図 51

奈良盆地東縁断層帯周辺のブーゲー異常図。赤点は本調査の重力観測点、青点は既存の重力観測点の分布を示す。ブーゲー密度は 2.67 g/cm3。
さらに、広域的な重力異常の傾向面を除去し、地域的な重力異常を強調するため、Miyakawa et al. (2020)と同様の処理を行い、この地域の基盤岩上面深度に起因する重力異常を抽出した。Miyakawa et al. (2020)の手法では、観測されたブーゲー異常と、盆地の地下における基盤上面深度および基盤岩の露出する地点から、盆地を埋める堆積物に最102

適な密度および盆地堆積物に起因する重力異常のみを抽出できる広域的な傾向面を推定する。本調査では、ボーリングにより基盤深度の既知な点および地質図から基盤岩が地表に露出する点（図 52）を拘束条件とし、Miyakawa et al. (2020)の手法により堆積盆を埋める堆積層の密度として 2.26 g/cm3 および広域傾向面（図 53）を推定した。推定された堆積層の密度は一般的な堆積層の密度と整合的である。また、得られたブーゲー異常の広域傾向面も南東ほどブーゲー異常が高く、北に向かって低下していく様子は、元のブーゲー
異常図から読み取れる傾向とも整合的である。元のブーゲー異常図（図 51）から推定された広域的なブーゲー異常傾向面（図 53）を差し引くことで、主にこの地域の盆地を埋める
堆積層に起因するブーゲー異常図（残差ブーゲー異常図）を作成することができる（図 54）。

図 52

解析に用いたボーリングにより基盤上面深度の既知な点（赤星）と、地質図から読み取れる基盤岩の露出する地点（青星）。基図は 20 万分の１地質図幅「京都及大阪」（河田・他、1986）および「和歌山」（栗本・他、1998）。
103

図 53

解析により推定された、この地域における広域的なブーゲー異常傾向面

104

図 54

ブーゲー異常図（図 51）からブーゲー異常の広域的な傾向面を差し引いた残差重力

図105ⅲ) 測線ごとの重力観測結果の解析
次に、空間的に補間した残差ブーゲー異常図（図 54）と、同様の処理を経て得られた空間補間をしていない各観測点での残差ブーゲー異常値を測線ごとに比較する。これにより、断層のような急激に基盤上面形状が変化する地下の地質構造があった場合、空間補間をした残差重力では滑らかなブーゲー異常を示すのに対し、各観測点での残差ブーゲー異常値
は不連続あるいは急激に変化をする。そのため、補間した残差ブーゲー異常と、各観測点でのブーゲー異常値が大きくずれる地点で、伏在断層のような地下構造が示唆される。
ア）奈良測線
奈良測線では、1,500 m 付近で残差ブーゲー異常図からの値と観測点での値に差がみられる（図 55 下図）。ただし、測線配置が完全な東西方向ではなく、東西プロファイルからのズレも大きいため、南北方向の構造変化も反映し得ることに注意が必要である（図 55 上
図）。

図 55

奈良測線における観測点配置（上図）と、残差ブーゲー異常（下図）。観測点配置

図（上図）において、観測点位置を青星で、残差ブーゲー異常値を投影するプロファイ
ルを赤線で示す。残差ブーゲー異常図（下図）において、残差ブーゲー異常図からの値を青線、本調査で観測された観測点の値を赤星で示す。

106イ）帯解測線
帯解測線では、4,000 m より西側で残差ブーゲー異常図からの値と観測点での値に差がみられる（図 56 下図）。また、4,000 m 前後で東側に向けて急激にブーゲー異常が立ち上がることから、この付近に基盤岩の食い違いをつくる断層が存在することが示唆される。

図 56

帯解測線における観測点配置（上図）と、残差ブーゲー異常（下図）。観測点配置

図（上図）において、観測点位置を青星で、残差ブーゲー異常値を投影するプロファイ
ルを赤線で示す。残差ブーゲー異常図（下図）において、残差ブーゲー異常図からの値を青線、本調査で観測された観測点の値を赤星で示す。

107ウ）天理測線
天理測線では、2,500 m 前後で東側に向けて急激にブーゲー異常が立ち上がることから、この付近に基盤岩の食い違いをつくる断層が存在することが示唆される（図 57 下図）。

図 57

天理測線における観測点配置（上図）と、残差ブーゲー異常（下図）。観測点配置

図（上図）において、観測点位置を青星で、残差ブーゲー異常値を投影するプロファイ
ルを赤線で示す。残差ブーゲー異常図（下図）において、残差ブーゲー異常図からの値を青線、本調査で観測された観測点の値を赤星で示す。

108エ）柳本北測線
柳本北測線では、2,400 m より西側で残差ブーゲー異常図の値に比べて観測点での値が低く、逆に 2,400 m より東側では西側で残差ブーゲー異常図の値に比べて観測点での値が高くなる傾向がみられる（図 58 下図）。このような食い違いのパターンは 2,400 m 付近に断層が存在することを示唆する。

図 58

柳本北測線における観測点配置（上図）と、残差ブーゲー異常（下図）。観測点配

置図（上図）において、観測点位置を青星で、残差ブーゲー異常値を投影するプロファ
イルを赤線で示す。残差ブーゲー異常図（下図）において、残差ブーゲー異常図からの値を青線、本調査で観測された観測点の値を赤星で示す。

109オ）柳本測線
柳本測線では、1,400 m より西側で残差ブーゲー異常図の値に比べて観測点での値が低く、逆に 1,400 m より東側では西側で残差ブーゲー異常図の値に比べて観測点での値が高くなる傾向がみられる（図 59 下図）。このような食い違いのパターンは 1,400 m 付近に断層が存在することを示唆する。

図 59

柳本測線における観測点配置（上図）と、残差ブーゲー異常（下図）。観測点配置

図（上図）において、観測点位置を青星で、残差ブーゲー異常値を投影するプロファイ
ルを赤線で示す。残差ブーゲー異常図（下図）において、残差ブーゲー異常図からの値を青線、本調査で観測された観測点の値を赤星で示す。

110オ）巻向測線
巻向測線では、2,300 m より西側で残差ブーゲー異常図の値に比べて観測点での値が低く、ここの付近に断層が存在することを示唆する（図 60 下図）。

図 60

巻向測線における観測点配置（上図）と、残差ブーゲー異常（下図）。観測点配置

図（上図）において、観測点位置を青星で、残差ブーゲー異常値を投影するプロファイ
ルを赤線で示す。残差ブーゲー異常図（下図）において、残差ブーゲー異常図からの値を青線、本調査で観測された観測点の値を赤星で示す。

111カ）三輪測線
三輪測線では、2,700 m より西側で残差ブーゲー異常図の値に比べて観測点での値が低く、逆に 2,700 m より東側では西側で残差ブーゲー異常図の値に比べて観測点での値が高くなる傾向がみられる（図 61 下図）。このような食い違いのパターンは 2,700 m 付近に断層が存在することを示唆する。また、０から 1,000 m にかけて全体的に残差ブーゲー異常
図の値に比べて観測点での値が高くなる傾向がみられるが、局所的な基盤岩上面形状の変化なども含めてこの原因については今後検討が必要である。

図 61

三輪測線における観測点配置（上図）と、残差ブーゲー異常（下図）。観測点配置

図（上図）において、観測点位置を青星で、残差ブーゲー異常値を投影するプロファイ
ルを赤線で示す。残差ブーゲー異常図（下図）において、残差ブーゲー異常図からの値を青線、本調査で観測された観測点の値を赤星で示す。

112c) 反射法地震探査データの整理
奈良盆地東縁断層帯周辺の地下構造および変形構造を解明する目的で、自治体、大学、研究機関等が実施した反射法地震探査記録の収集・整理を行った。反射法地震探査記録はSEGY 形式のデジタルデータに変換して、時間断面データ、マイグレーション後断面データ、
深度断面データを収集した（表５、６）。
収集した測線数は奈良盆地側において 14 測線（うち、S 波探査６測線）、京都盆地側において 37 測線（うち、S 波探査２測線）である。収集した反射法地震探査記録の概略位置を図 62 に示す。

表５

収集対象の反射法地震探査データ（奈良盆地）

113

表６

収集対象の反射法地震探査データ（京都盆地）

114

115

図 62

本プロジェクトで収集した探査測線の概略位置図。基図には国土地理院基盤地図

情報の数値標高モデル（５ｍおよび 10ｍ）を使用。赤実線は主要な活断層のトレース
を、黒実線は探査測線を示す。

116

収集した反射法地震探査記録については、探査の実施時期や探査実施者によって、異なる座標系で扱われている場合がある。そのため、すべての探査記録を統合的に扱えるよ
うにするため、以下のように位置情報の編集を行った。なお、緯度経度と直交座標との変換プログラムには GDAL/OGR（GDAL/OGR Contributors, 2021）を、SEGY ヘッダーの編集には Seismic Un*x（Version 44R19, Cohen and Stockwell, 2020）を使用した。
各測線における CMP の位置情報については、測地成果 2011（JDG2011，EPSG:6668）の緯度経度に変換した上で、SEGP フォーマットで記録した。GIS 上での取り扱いを容易にする
目的で、緯度経度から平面投影座標（UTM53N，EPSG:6690）に変換し、これを SEGY ヘッダ
ー（Easting：73-76 バイト、Northing：77-80 バイト）に収録した。なお、平成８年度「京都西山断層群に関する調査（松尾測線、樫原測線、灰方測線）」（京都市，1997）、平成
９年度「京都盆地－奈良盆地断層帯に関する調査（L1、L2 測線）」（京都市，1998）、平成 10 年度「三方－花折断層帯（桃山断層）に関する調査（東福寺・鳥羽街道駅測線）」（京都市，1999b）、平成 12・13 年度「宇治川断層に関する調査（八幡測線、桂川測線、三栖
測線、淀測線、観月橋測線、桃山南測線、小栗栖－石田測線）」（京都市，2001b；京都市，
2002b）については、位置に関する詳細なデータを入手できていないため、公開されている測線位置図から読み取って CMP の緯度経度を設定した。よって、これらの測線における緯度経度情報の精度は相対的に低い。
また、深度断面データにおける深度情報については、測線毎に適当な基準標高を設定し、その基準標高値からの相対的な深度とした。すなわち、反射イベントの標高値は、基準標高値から反射イベントの相対的な深度を減じた値として求めることができる。基準標高値については SEGY ヘッダーの 53−56 バイトに収録するとともに、後述する地震探査記録解析ソフトウェア（IHS 社製 Kingdom）においては、深度断面データを取り扱う際に、深度方向を正とした値をＺ軸として用いる。そのため、基準深度（基準標高値にマイナス１を乗じた値）を SEGY ヘッダーの 105−106 バイトに収録した。すなわち、反射イベントの深度
は、基準深度と相対的な深度の和として求めることができる。
位置情報の編集後、地震探査記録解析ソフトウェア（IHS 社製 Kingdom，Version 2020）
上に反射法地震探査記録を収録し、データベース化した。データは直交座標系で管理し、Ｘ軸およびＹ軸については、前述の通り測地成果 2011 にもとづく平面投影座標系（UTM53N，
EPSG:6690）における Easting（m）および Northing（m）とした。Ｚ軸については、標高０m を基準とした深度（ｍ）とした。地震探査記録の深度断面をインポートする際には、SEGY
ヘッダーに収録した基準標高値（53−56 バイト）に対応する基準深度（105−106 バイト）を読み込ませて深度を合わせた。
地震探査記録解析ソフトウェア上における奈良測線（令和元年度に本プロジェクトで実施）の表示例を図 63 に示す。本ソフトウェア上に構築したデータベース上によって、反射法地震探査記録の地図投影、時間断面、深度断面を相互に参照しながら表示し、反射面を面的に追跡できる。

117

図 63

地震探査記録解析ソフトウェア上における表示例。奈良測線（文部科学省研究開発局・京都大学防災研究所，2020）の深度断面（手前）と測線図（背後）を同時表示させた画面。深度断面は垂直方向２倍に誇張。基図には国土地理院都市圏活断層図を
使用。

118

さらに、収集・整理した反射法地震探査記録と既存の地形・地質データを三次元モデルに読み込んだ。三次元モデルの作成には、産業技術総合研究所が所有する地質構造解析ソ
フトウェア（Petroleum Exports 社製，MOVE Version 2020.1.0）を使用した。以下の図64、65、66、67 に三次元モデルから作成した代表的なイメージを示した。
京都盆地南部から奈良盆地北部の範囲を対象に作成した三次元モデルを図 64 に示した。
標高モデルには国土地理院の基盤地図情報数値標高モデル（５ｍおよび 10 ｍ）を、基図には国土地理院の地理院活断層図を使用し、範囲内に含まれる代表的な反射法地震探査データ（深度断面）を表示させた。こうして作成した三次元モデルによって、地表の起伏と地下構造を可視化し、それらの対応関係を様々な角度から検討することができる。

図 64

京都盆地南部－奈良盆地北部の三次元モデル。南南東から北北西を臨む鳥瞰図。

垂直方向に２倍誇張して表示。図の範囲は図 63 に青実線の矩形で示した領域。

119

奈良盆地北部（奈良県天理市～奈良市）を対象とした三次元モデルを図 65 に示した（図の範囲は図 64 にＡで示した領域）。図 65 は奈良 P3 測線（奥村・他，1997）に沿う
カットアウェイモデルとして作成した。奈良盆地の東部を構成する大阪層群の地下構造、
大阪層群から地表面までを変形させる天理撓曲および帯解撓曲の構造が明瞭に捉えられている。
京都盆地南端付近（京都府木津川市付近）を対象とした三次元モデルを図 66 に示した（図の範囲は図 64 にＢで示した領域）。図 66 は H17B 測線（京都府・阪神コンサルタン
ツ，2006）に沿うカットアウェイモデルとして作成した。京都盆地を構成する大阪層群が変形を受けており、地表付近では木津川が大阪層群を侵食して幅広い沖積低地を形成している。大阪層群に認められる撓曲構造は、木津川の堤外地および左岸側の氾濫原に分布している。
京都盆地中央部（大阪府枚方市～京都府久世郡～京都府宇治市）を対象とした三次元モ
デルを図 67 に示した（図の範囲は図 64 にＣで示した領域）。図 67 は枚方測線（大阪府，2003）、久御山－八幡測線（京都市，2002）、巨椋池測線（本プロジェクト．文部科学省
研究開発局・京都大学防災研究所，2020）に沿ったカットアウェイモデルとして示した。
このモデルは大阪平野および京都盆地を構成する大阪層群の構造を連続して追跡できる。
主要な構造としては、枚方撓曲に伴う非対称褶曲、男山丘陵の両側における変形、および京都盆地東縁付近の緩やかな撓曲変形が確認できる。

120

121

良 P3 測線（奥村・他，1997）の深度断面を手前に、奈良測線（文部科学省研究開発局・京都大学防災研究所，2020）を背後に表示。

図 65 奈良盆地北部の三次元カットアウェイモデル。南から北を臨む鳥瞰図（図 64 にＡと示した矩形の領域）。垂直方向に２倍誇張して表示。奈221

示。H17B 測線（京都府・阪神コンサルタンツ，2006）の深度断面を表示。

図 66 京都盆地南端付近の三次元カットアウェイモデル。南から北を臨む鳥瞰図（図 64 にＢと示した矩形の領域）。垂直方向に２倍誇張して表123

所，2020）の深度断面を表示。

示。左から右の順に枚方測線（大阪府，2003）、久御山－八幡測線（京都市，2002）、巨椋池測線（文部科学省研究開発局・京都大学防災研究

図 67 京都盆地中央部の三次元カットアウェイモデル。南東から北西を臨む鳥瞰図（図 64 にＣと示した矩形の領域）。垂直方向に２倍誇張して表(c) 結論ならびに今後の課題
サブテーマ２では、令和２年度は、奈良盆地東縁断層帯および周辺断層帯を含む領域の
地震活動調査、地形・地質調査による過去の応力場情報の収集、断層帯周辺の各種探査による地殻構造・変形構造調査ならびにデータ収集を実施した。
令和元年度に構築した臨時高感度地震観測網（NRKV-net）を維持し、連続波形データを回収した。本観測網データと周辺観測点データと合わせた微小地震解析により、当該断層帯周辺の微小地震の発震機構解はほぼ東西方向にＰ軸を持ち、周辺地域と同様の特徴を持つことが分かった。令和３年度には、地震活動が低調な場所においてはマグニチュード０程度の極めて微小な地震を解析するようにして、当該地域全体の応力場の特徴がつかめるようにすること、微小地震の震源位置と発震機構解の特徴から地下における断層形状を調べることを予定している。
当該断層帯に隣接する琵琶湖西岸断層帯や花折断層帯の応力状態を把握するため、近畿地方中北部に設置されている高感度稠密臨時地震観測網「満点地震観測網」による発震機
構解析結果を用いて、応力逆解析を実施した結果、三方－花折断層帯付近を境に、西から東に向かって横ずれ型から逆断層型へと応力場が空間変化していることが示された。令和３年度には、発震機構データをさらに増やすとともに、推定結果の誤差評価を行い、三方－花折断層帯付近における応力場の空間変化を明らかにすること、さらに、得られた結果と既存の知見を総合して花折断層や琵琶湖西岸断層帯の深部構造の推定を試みることを課
題に取り組む予定である。
NRKV-netとHi-netで得られた連続地震観測データに地震波干渉法を適用し、観測点間を伝播する表面波を抽出した。その結果、ZZ成分と(ZR-RZ)/2成分においてレイリー波、TT成分においてラブ波を観測した。さらに拡張SPAC法を適用してそれぞれの分散曲線を推定した。その結果、ZZ成分と(ZR-RZ)/2成分ではほぼ同じ値の分散曲線が得られ、レイリー波の分散曲線を推定できた。TT成分ではレイリー波よりも速いラブ波の分散曲線が得られた。
さらに、NRKV-netとHi-netの地震計を組み合わせた場合にも安定した分散曲線を推定することができた。令和３年度は、本年度推定した分散曲線を基準として、観測点ペアの分散曲線を推定し、表面波トモグラフィー解析によって当該断層帯周辺の基盤のＳ波速度構造を構築する予定である。
地殻活動および変形構造に関する既往研究の整理・データ収集に関しては、フィリピン海
プレートの沈み込み方向が300万年前頃に北方向から北西方向に変化したことが整理された。
令和２年度の地表踏査では、古琵琶湖層群および大阪層群を切る小断層群等の調査によって、近畿地域の現在の応力状態とは異なる過去の応力状態を経験している小断層の存在が明らかになりつつある。奈良盆地周辺において、応力場の水平最大圧縮軸が北北西－南南東方向から東西方向へ変化したのは古琵琶湖層群および大阪層群堆積以降、かつ、Ｍ面の段丘面の形
成後の可能性がある。令和３年度は、応力逆解析による応力推定に必要なデータ数を確保するため、調査を継続する予定である。また、これまで推定した応力場と深部断層形状をもとに、周辺の活断層帯を含めて、Slip Tendency法による断層の活動のしやすさを求め、さらに、周辺の断層帯（花折断層帯、琵琶湖西岸断層帯の断層面）の活動性も検討することが課題である。
地殻構造調査については、今年度は、微動観測、重力探査、データ収集を実施した。微動124

観測では、奈良盆地及び平城山丘陵にて微動アレイ探査（28地点）と多数の単点微動観測を実施し、表面波位相速度および微動H/Vピーク周期を基に面的な基盤深度分布を推定した。奈良盆地北部と平城山丘陵の間に北西－南東走向の基盤深度の変化帯の存在が推定され、また、奈良盆地における基盤深度分布は、奈良盆地東縁断層帯を境に西側（盆地）が一様に低下するという単純な形態ではなく、南北方向にも基盤の凹凸が存在する可能性があることが判明した。令和３年度には、調査対象域を奈良盆地東縁断層帯の北部（木津川沿い～宇治など）にも広げ、各種探査データを合わせ検討し、当該断層帯全域の基盤構造を明らかにする予定である。
重力探査では、奈良盆地東縁断層帯に起因する基盤上面形状を明らかにすることを目的として、稠密な重力観測を実施した。その結果、奈良盆地東縁断層による基盤上面の食い違いが原因と思われる重力異常が観測された。令和３年度は、反射法探査や微動探査など
既存の観測情報とあわせて、これらの重力異常を解析する予定である。これにより、奈良
盆地東縁断層帯による基盤上面の食い違い位置およびその食い違い量を推定することが課題である。
京都盆地および奈良盆地で自治体や企業等により実施された反射法地震探査データを収集・整理し、奈良盆地東縁断層帯およびその周辺の地下構造に関する資料を三次元的に集約した。令和３年度は、これらのデータを用いて活断層帯による三次元的な変形構造を検討する予定である。
本サブテーマ全体では、現在・過去の応力場情報、地殻活動、変形構造情報を統合して、
奈良盆地東縁断層帯の深部断層形状ならびに活動形態の推定を行うこと、ならびに、周辺の活断層帯を含めた断層の活動しやすさ、断層の活動形態の推定が課題であり、令和３年
度にはこれらの課題に取り組む予定である。
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