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

氏名

国立研究開発法人産業技術総合研究所活断層・火山研

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

研究員

二宮

啓

教授

飯尾

能久

技術補佐員

田中

三恵

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：
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36

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、微動アレイ等による断層帯周辺の構造調査を行う。
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)

令和元年度の成果(a) 業務の要約
奈良盆地東縁断層帯の主として上盤側に 15 点の臨時高感度地震観測網（NRKV-net）を構築し、地震データの蓄積を行った。また、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整理した。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に、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、応力変遷解析のための野外地質調査を行った。深部断層位置の推定を目的に、木津川流域の段丘面区分予察図を作成した。奈良盆地における奈良盆地東縁断層帯の上下変位量を見積もるため、断層を横断する３測線にて計 15 地点の微動アレイ探査を実施し、基盤深度を推定した。
(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）の構築
奈良盆地東縁断層帯など活断層で将来発生する地震の発生様式を評価するためには、断層面の形状に加え、地下の岩盤に作用する応力場の情報が必要である。日本列島の応力場
は、活断層・岩脈や火山の配列等の活構造、地震の発震機構、原位置応力測定結果等の情報を元に推定され（松田・他, 1978；塚原・小林, 1991）、近年では、発震機構データの充実を受けて応力場の情報が精緻化されてきた（例えば、Terakawa and Matsu'ura, 2010；
Yukutake et al., 2015）。しかし、地震活動が低調な場所については依然として応力場の情報は少ないままであり、このような地域については、臨時の地震観測を行い、応力場推定に重要な発震機構データを増加させる手法が採られてきた（例えば、Katsumata et al.,2015；今西・他, 2016）。
本事業の対象である奈良盆地東縁断層帯周辺は地震活動が低調であり、既往研究による応力情報に乏しい。そこで、応力場情報の精緻化を目的とした臨時の高感度地震観測を行う。本地域における既存の高感度地震観測網の観測点間隔は 20 km 程度であり、特に奈良
盆地東縁断層帯の上盤にあたる大和高原は観測の空白域となっている。そこで、主に断層
37

上盤側に観測点を配置することとし、観測点間隔は５km 程度を目安とした。既存地震観測点および本事業における臨時高感度地震観測網（NRKV-net）の観測点分布を図１および図２に、各観測点の緯度経度を表１に示す。
観測点の構築に際し、多くの臨時地震観測で導入実績のある高感度地震計（近計システ
ム社製速度型センサー

KVS-300、固有周波数２Hz）を 15 台導入した（図３）。これを産業技術総合研究所所有の低電力消費データロガー（計測技研社製 HKS-9550）に接続してデータを収録し、CF カード内のデータを現地回収するオフライン観測点とした。電源には密閉型鉛蓄電池を用い、ソーラーパネルで常時充電するシステムとした。データの収録仕様（ロガーの設定条件）を表２に示す。
観測点は次のように構築した（図４）。ソーラーパネルでバッテリーを充電する必要性か
ら、観測点には付近に岩盤が露頭するか地山を切土した陽当たりの良い場所を選定した。
地震計の設置にあたっては、地表面がコンクリート・アスファルト舗装の場合には、電動ドリル等で凹みを作り、強力接着剤で地震計の脚部を固定した。地表面が土壌の場合は、
地山（主にマサ土）が露出する程度（20 cm ほど）に表土を取り除き、防水用のビニール
袋及び石板を敷き、石板周囲に釘を打ち速乾セメントで固定した後、石板に地震計を強力接着剤で固定した。地震計方位はスマートフォンおよび方位磁石を用いて真北に設定した。
雨水対策として地震計は雨水枡およびビニール袋で保護した。データロガーおよびバッテリーをコンテナボックスに収納し遮光シートで覆い、ソーラーパネル付き架台をコンテナ
ボックス上部に固定した。観測装置周囲には、高さ１ｍ程度の鉄筋柵及び防御ネットを張り、野生動物（猪や鹿など）による破壊を防止した。柵の上部には野生サルやカラス等の悪戯を防ぐために鳥獣防護用糸を施し、地面には雑草防止のための防草シートを敷き、必要に応じてカラーコーンを四隅に置いた。防御ネットには観測目的や観測点名称、緊急時連絡先等を記載した看板を設置した。なお、平城宮跡にある NRKV-04（奈良文化財研究所）
観測点では、埋蔵文化財保護の要請からコンクリート舗装への穴開けは行わず、接着剤で地震計の脚を接着剤で舗装面に固定するだけに留めた。また、この観測点は唯一奈良盆地内にあることから、広帯域速度計（Nanometrics 製、Trillium compact 120s）も設置した。

38

図１

奈良盆地東縁断層帯周辺における臨時高感度地震観測点分布（赤三角：NRKV）および周辺の高感度地震観測点（青三角）（基図は国土地理院色別標高図）

図２

臨時高感度地震観測点分布（赤三角：NRKV）と地質分布の状況。青三角は既存の高感度地震観測点（基図は 20 万分の１シームレス地質図）
39

表１

奈良盆地東縁断層帯周辺における臨時高感度地震観測点一覧（NRKV-net）

コード

観測点名称

緯度

経度

標高 m

観測開始日

NRKV-01

くつわ池自然公園

N34.86225

E135.83485

289.2

2019/11/07

NRKV-02

山城町森林公園

N34.78120

E135.84837

212.9

2019/10/31

NRKV-03

童仙房生涯学習センター

N34.8028

E135.97576

444.0

2019/11/02

NRKV-04

奈良文化財研究所

N34.693249

E135.790896

69.6

2019/12/18

NRKV-05

奈良市東部出張所

N34.71617

E135.92206

297.3

2019/10/30

NRKV-06

南山城村自然の家

N34.75398

E136.01490

164.8

2019/10/30

NRKV-07

奈良仔鹿園

N34.65613

E135.84949

135.4

2019/11/01

NRKV-08

月瀬公民館

N34.70427

E136.02208

251.0

2019/11/02

NRKV-09奈良大学野外活動センター

N34.66052

E135.98847

474.7

2019/11/01

NRKV-10民地

N34.63992

E135.90921

532.8

2019/11/06

NRKV-11宇陀市やまなみドーム

N34.60251

E136.02065

425.3

2019/11/05

NRKV-12奈良県野外活動センター

N34.57690

E135.95802

592.5

2019/11/06

NRKV-13桜井市笠地区公園

N34.56362

E135.89369

477.2

2019/11/04

NRKV-14

倉橋溜池公園N34.50013

E135.86916

149.2

2019/11/04

NRKV-15

関西大学飛鳥文化研究所

N34.45242

E135.82783

210.1

2019/10/31

図３

本事業で導入した高感度速度計（近計システム社製 KVS-300）

40

備考

舗装

舗装

表２

データ収録仕様（ロガー設定条件）

設定項目

設定内容

サンプリング周波数

200 Hz

アンプゲインx１

入力レンジ

５ Vp-p

データフォーマット

WIN

記録長

１時間

フィルター

最小位相フィルター

GPS インターバル

１時間① 設置する地震計およびデータロガー②表面の土壌を剥ぐ③ 雨水枡・敷石を挿入し真北に調整④敷石を速乾セメントで固定

図４

観測点の設置作業写真

41

⑤ 地震計を固定。ケーブル線を出す。

⑥コーキングで防水処理⑦信号線、アース線を結線⑧ソーラーパネル、機器を固定⑨鉄柵で囲う⑩防御ネット等を施し設置完了
図４（続き）

観測点の設置作業写真構築した臨時高感度地震観測網の各観測点の概要を記す。外観写真は図５～19 に示す。
・NRKV-01 観測点
くつわ池自然公園の見晴台に向かう林道脇の東屋広場に設置。人はほとんど立ち入らない。幹線道路からは 500 m 程度離れている。
・NRKV-02 観測点
山城町森林公園のキャンプ場の奥にある広場に設置。キャンプシーズンでも人の出入
42

りはほとんどない。花崗岩が露頭。
・NRKV-03 観測点
南山城村童仙房生涯学習センター（旧野殿童仙房小学校）の校舎脇に設置。地域住民の利用はあるが、奥まった集落にあるため、交通は地域住民に限られており静か。
・NRKV-04 観測点
平城宮跡内にある奈良文化財研究所の倉庫前に設置。本観測網唯一の奈良盆地内の観測点。100 m 北に国道がある。
・NRKV-05 観測点
奈良市東部出張所に隣接する旧興東中学校校舎脇に設置。県道 47 号線が近くを通る。
・NRKV-06 観測点
南山城村自然の家の管理事務所脇のアスファルト上に設置。周辺の交通量は僅か。250m 西に高山ダムの堤体がある。
・NRKV-07
奈良仔鹿園の駐車場脇に設置。天理撓曲上の孤立した高位段丘（西岡・他, 2001）。
・NRKV-08
奈良市月瀬公民館の広場の地山切土部に設置。周辺道路は細い生活道路のみ。
・NRKV-09
奈良大学野外活動センターの北縁駐車場内に設置。隣接する丘に道路トンネルがある
が交通量は僅か。
・NRKV-10
奈良市長田町の小集落奥の丘の上に設置。白亜紀変成岩（西岡・他, 2001）。
・NRKV-11
宇陀市やまなみドーム（屋内ゲートボール場）の駐車場内に設置。やまなみロードが脇を通るが交通量は少ない。
・NRKV-12
奈良県野外活動センターのふれあい展望台広場に設置。展望台は使用禁止のため、周辺への人の出入りはほとんどない。幹線道路からは 500 m 以上離れている。地質は室生
火砕流堆積物（西岡・他, 2001）。
・NRKV-13
桜井市笠地区公園の旧子供公園敷地に設置。休日は南隣の野球場で少年野球の練習が行われるが、児童公園の利用はない。花崗岩からなる丘陵の切土。
・NRKV-14
倉橋溜池遊歩道沿いの花崗岩露頭脇に設置。ダムの吐水口まで約 60 m、取水塔まで約150 m の距離にある。
・NRKV-15
関西大学飛鳥文化研究所の建物北側斜面の駐車場に設置。そばに花崗岩露頭あり。
観測点の構築後、観測点の保守とデータ回収を２回実施した。２回目のデータ回収（2020年１月 27～29 日）の際、３観測点で異常が見つかった。NRKV-10 観測点では電圧低下により１月 24 日に機器が停止、NRKV-13 観測点では GPS の感度不良により１月 17 日に機器が43

停止していた。また、NRKV-09 観測点のセンサー故障（NS 成分）が見つかった（他成分は正常）。これらの異常を受けて、日照不足が疑われる観測点のソーラーパネルを大きく（10Ｗ→20Ｗ）し、GPS アンテナを新品に交換した。センサー交換は次年度に持ち越しとした。

図５

NRKV-01

くつわ池自然公園

図６

NRKV-02

山城町森林公園

図７

NRKV-03

童仙房生涯学習センター

図８

NRKV-04

奈良文化財研究所

図９

NRKV-05

奈良市東部出張所

図 10

NRKV-06

南山城村自然の家

44

図 11

NRKV-07

奈良仔鹿園

図 12

図 13

NRKV-09奈良大学野外活動センター

図 15

NRKV-11宇陀市やまなみドーム

図 14

図 16

45

NRKV-08

NRKV-10

NRKV-12

月瀬公民館

奈良市長谷町内

奈良県野外活動センター

図 17 NRKV-13

桜井市笠地区公園

図 19

関西大学飛鳥文化研究所

NRKV-15

図 18 NRKV-14

倉橋溜池公園ⅱ) 取得波形の特徴
臨時高感度地震観測網の設置目的は、記録から微小地震データを切り出し、定常観測点のデータと合わせて発震機構を求めることである。これらの作業は次年度以降に実施するが、ここでは、本年度中に回収したデータで記録された地震記録および観測点のノイズ状
況を記述する。観測網周辺で発生した浅い地震（深さ＜20 km、2010/01/01〜2020/03/10、
M＞-1）の震央分布を図 20 に示す。観測網周辺では周囲に比べて地震活動が低調である。
これらのうちから、観測網内で発生した地震について波形例（速度、上下動成分）を図 21～23 に示す。マグニチュードは 0.5 から 1.5 の地震であっても震央周辺の多数の観測点で立ち上がりの明瞭な波形が記録されている。ノイズの状況を見るため、昼間と深夜のノイズスペクトル（上下動成分）を図 24 と図 25 にそれぞれ示す。市街地の NRKV-04 では他地点よりノイズが大きい傾向にある。また、NRKV-06 および NRKV13 では 20 Hz 付近の周波数帯域のノイズが大きい。どちらもダムの近くにあり、ダム施設がノイズ源となっている可能性もある。

46図 20

NRKV-net 周辺における浅い地震の震央分布。気象庁一元化震源を使用。深さ 20 km

以浅、マグニチュード-１以上。

図 21 2019 年 11 月 21 日 04:23 の地震（N34.690、E136.039、深さ 9.9 km、M1.2：NRKV-08
付近）
47

図 22

2019 年 12 月 14 日 04:19 の地震（N34.748、E135.936、深さ 10.6 km、M0.5：NRKV-

05 付近）

図 232020 年１月３日 04:01 の地震（N34.441、E135.838、深さ 9.4 km、M1.3：NRKV-15

付近）
48

図 24

NRKV-net のノイズスペクトル（2020 年１月５日 11 時）

図 25

NRKV-net のノイズスペクトル（2020 年１月５日 23 時）

49ⅲ) 雑微動を用いた地震波干渉法解析
連続地震観測データのうち地震の発生していない期間を用いて表面波解析を行った。各観測点で得られたデータのうち 2019 年 11 月９日から 2019 年 12 月 16 日と 2019 年 12 月
21 日から 2020 年１月 17 日の計 66 日間のデータを用いた。ただし、観測点 NRKV-04 は観測開始日以降のデータ（2019 年 12 月 21 日から 2020 年１月 17 日の計 28 日間）を使用した。
前処理として、観測データ（上下動成分）に地震計のレスポンス補正を施した後、１日分のデータを 50％ずつオーバーラップさせながら 30 分間のセグメントに分割した。各セグメントの RMS 振幅が１日の RMS 振幅の 1.4 倍以上となるセグメントはノイズを含むもの
として除外した。残ったセグメントデータに地震波干渉法を適用して観測ペア間を伝播する表面波を抽出し、拡張 SPAC 法を用いて位相速度を推定した。
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され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。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盛んであり、地下のＳ波速度構造が推定されている（例えば、Shapiro et al., 2005）。
本解析においては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。さらに、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た。図 26 に結果を示す。縦軸は観測点間距離、横軸は時間である。観測点間距離が大きくなるほど波形が遅れて到達する、すなわち、観測点間を伝播する波形が得られている。

図 26

地震波干渉法によって得られた相互相関関数。左から 0.2～0.6 Hz、0.6～1.2 Hz、

1.0～1.8 Hz のバンドパスフィルターを適用した結果を表す。縦軸は観測点間距離、横軸は時間を表す。赤の波線は 1.5 km/s、青の波線は 3.0 km/s の伝播速度を示す。

50

次に、相互相関関数を用いて地下の速度構造を推定する。本年度構築した臨時地震観測
網は、主に花崗岩や変成岩が分布する地域に置かれている。こうした地域では堆積盆地内とは異なり、地下構造の空間的不均質は大きくないと考えられる。今年度はテストとして、
臨時地震観測網全体の平均的な速度構造を推定する。解析には拡張 SPAC 法（Okada, 2003）
を用いる。具体的には、周波数毎に、観測点間隔の異なる複数の観測点ペアのクロススペ
クトルの実部とベッセル関数の誤差が最小となる位相速度を推定した。観測網全体で水平方向に均質な多層構造を仮定し、複数の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推定した。推定した分散曲線を図 27 に示す。縦軸は位相速度、横軸は周波数、背景のカラーは RMSE を示す。周波数ごとに RMSE が最小となる位相速度を黒点で示す。0.2～1.0 Hz の周波数帯域で分散曲線を安定して求めることができた。位相速度は 2.5
km/s 以上であり、臨時地震観測網が花崗岩や変成岩の分布する微小地震観測に良好な地域であることを示している。

図 27

拡張 SPAC 法によって推定した分散曲線。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。

51b) 満点観測網データを用いた発震機構解析
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た。2018 年 6 月 18 日の大阪府北部の地震の発生後、余震域とその周辺に、「0.1 満点地震計」(松本・他, 2018)による余震観
測網が京大・九大・東大地震研・関大合同地震観測班により設置されたが、2018 年 12 月
頃に 28 点が満点地震計に置き換えられ、2019 年４月に開始された「災害の軽減に貢献するための地震火山観測研究計画(第２次)」等により観測が継続されている。
図 28 に、以下で解析を行った期間に対応する 2017 年における高感度地震観測網の観測
点分布を示す。

図 28

近畿地方における高感度地震観測網の観測点分布と観測点の写真。満点観測網、および、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 2017 年における分布を示した。

52

2008 年 11 月から 2017 年 12 月までに記録され、34.4°N～35.7°N、134.5°E～135.6°
E に仮震源が決まったマグニチュード０以上の地震のうち、手動読み取りを行った約１万７千個の地震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。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。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た。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 より大きく、複数の解の存在範囲が Kagan 角<60°のデータ、約 7000 個を以下の解析に使用した。
図 29 に、地震メカニズム解のＴ軸の傾斜角(plunge)の分布を示した(小さな地震についてはＰ軸の方位も参考として示している)。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が(例えば、Iio, 1996)、この図においても、赤系統の色で示される逆断層型と青系統の色で示される横ずれ型の地震の両方が起こっていることがよくわかる。
図 30a)～l)には、図 29 に黒線で示した南北方向の幅 10 km の長方形の領域毎に、東西断面に投影した地震メカニズム解のＰ軸の方位とＴ軸の傾斜角(plunge)の分布を示す。三方・花折断層帯と京都盆地－奈良盆地東縁断層帯の位置を黒矢印と灰色矢印で示している。
図 30c)において、三方・花折断層帯付近で逆断層的な地震が集中しているように見える。
また、図 30e)、f)においては、三方・花折断層帯付近を境に、東側では地震の分布が深くなるとともに、逆断層的な地震が卓越していることが分かった。琵琶湖西岸において逆断
層的な地震が多いことは、藤野・片尾（2009）などにより以前から指摘されているが、今後さらにデータを増やすことにより、活断層の深部構造との関係が明らかになると期待される。図 30d)、f)では、三方・花折断層帯付近を境に、10 km 以浅の浅い地震が少なくなる傾向が見られるが、図 30g)～i)に示された京都盆地の南部付近においては、この傾向がより顕著であり、東の方では、地震は、分布の下限付近に集中していることが分かった。
浅部の地震活動の意味するものはよく分かっていないが、図 30h)から活断層との関係も示唆される。図 30j)～l)に示した奈良盆地東縁断層帯付近では、地震活動は非常に低い。

53

図 29

近畿地方における地震メカニズム解のＴ軸の傾斜角の分布。黒線で示した南北方向の幅 10 km の長方形の領域内のデータを図 30a)～l)に東西断面に投影した。活断層デー
タは今泉・他(2018)による。

54

図 30a)～c)

近畿地方における地震メカニズム解のＰ軸の方位(黒線)とＴ軸の傾斜角の分布。図 29 の a)～c)の領域のデータを東西断面に投影した。三方・花折断層帯の位置を黒矢印で示している。

55

図 30d)～f)

近畿地方における地震メカニズム解のＰ軸の方位(黒線)とＴ軸の傾斜角の分布。図 29 の e)～f)の領域のデータを東西断面に投影した。三方・花折断層帯の位置を黒矢印と灰色矢印で示している。

56

図 30g)～i)

近畿地方における地震メカニズム解のＰ軸の方位(黒線)とＴ軸の傾斜角の分布。図 29 の g)～i)の領域のデータを東西断面に投影した。三方・花折断層帯と京都盆地－奈良盆地東縁断層帯の位置を黒矢印と灰色矢印で示している。

57

図 30j)～l)

近畿地方における地震メカニズム解のＰ軸の方位(黒線)とＴ軸の傾斜角の分布。図 29 の j)～l)の領域のデータを東西断面に投影した。京都盆地－奈良盆地東縁断層帯の位置を黒矢印と灰色矢印で示している。

58

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
日本列島が現在の位置に定置したと考えられる中新世以降の応力場を対象として、近畿地域の応力場変遷に関する既往研究の整理・データ収集を行った。中新世以降の応力場を対象とした理由は、日本列島は鮮新世～中新世にかけてユーラシア大陸の東端から分離し、1500 万年前頃（以下、100 万年前を時間の単位である Ma と表記する。つまり、1500 万年
前は 15 Ma と表記される）に日本海拡大に伴う大規模な回転を起こした後に、ほぼ現在の位置に定置したと考えられるためである（例えば、Yamaji and Yoshida, 1998; 竹下, 2010;
Hosoi et al., 2015）。

図 31

山元（1991）によって推定された岩脈群の卓越する平均的な方位。N1b、N1b、N2a、

N2b はそれぞれ 22～18、18～15、15～12、12～７Ma の期間を示す。
過去の応力場は、成層火山の側火口分布、岩脈群・鉱脈群の卓越方位、短小山地と盆地の構造発達などから推定される。山元（1991）は、1991 年以前に公表された後期新生代の岩脈群の卓越方位と放射年代値を整理し、日本列島の構造応力場の変遷について考察を行った。藤田（1968）は、短小山地と盆地の構造発達から、鮮新世から第四紀にかけての応力分布を推定した。以下に、山元（1991）と藤田（1968）で考察された（ⅰ）22～15 Ma、（ⅱ）15～7 Ma、（ⅲ）鮮新世前期～最新世初期および（ⅳ）最新世初期から現在にかけての近畿地方の応力場について簡潔に記載する。
（ⅰ）22～15 Ma に形成された岩脈群の卓越方位は島弧に平行であった（図 31 右）。また、
22～15 Ma において、西南日本では中・大規模の正断層が卓越していたとされるため、この期間の応力場は水平最大圧縮軸（σ Hmax ）の方向が島弧に平行な正断層型の応力場であったと考えられる。
（ⅱ）15～７Ma に西南日本で形成された岩脈群の卓越方位は島弧に直交する N-S から NNWSSE であった（図 31 左）。また、この時期に島弧方向の軸を持つ褶曲運動（台湾-宍道褶曲帯）が始まっている。そのため、これらの岩脈群の卓越方位は島弧に直交する短縮応力場の反映であり、この時期のσ Hmax の方向は N-S から NNW-SSE であったと考えられる。
59

（ⅲ）第二瀬戸内統（藤田（1968）において、第二瀬戸内統は大阪層群相当層であり、鮮新世前期～最新世前期の地層である）下部の堆積盆地の分布（図 32 の３）から推定される
最大主応力軸（σ １ ）の分布を図 32 の４に示す。この堆積盆地の分布から、第二瀬戸内統下部の堆積した鮮新世前期～最新世初期の近畿地方のσ １ は NNW-SSE 方向であったと考えられる。
（ⅳ）第二瀬戸内統上部の堆積盆地の分布（図 32 の５）から推定されるσ １ の分布を図 32の６に示す。この堆積盆地の分布から、第二瀬戸内統上部の堆積した最新世初期から１Maの近畿地方のσ １ は WNW-ESE 方向であったと考えられる。また、１Ma 以降、短小山地と盆地の分布に大きな変動がないため、最新世初期から現在にかけて近畿地方のσ １ は WNW-ESE
方向であったと考えられる。

図 32

１：第一瀬戸内統の堆積盆地から推定した沈降帯分布。２：西南日本の基盤岩の区分。３：第二瀬戸内統下部の堆積盆地の分布。４：第二瀬戸内統下部の堆積盆地の分布から推定される最大主応力軸の分布（細破線）。５：第二瀬戸内統上部の分布および地形から描き出された構造軸。６：第二瀬戸内統上部の分布および地形から描き出された構造軸から推定される最大主応力軸の分布（細破線）（藤田，1968）。

60

現在の近畿地方の応力場は、Terakawa and Matsu’ura（2010）によって地震のメカニズ
ム解を用いて推定されている。彼女らの結果では、現在の近畿地方の応力場は E-W から WNWESE 方向に圧縮軸を持つ逆断層型もしくは横ずれ断層型であると推定されている。この結果は藤田（1968）において、地質学的データから推定された応力場と調和的である。
上記の既往研究を整理した結果を図 33 にまとめる。中新世以降の日本列島の応力場は、
15 Ma と更新世初期にかけて大きく変化している。しかしながら、近年、日本列島の応力場の変遷に関して、既往研究の手法が多種多様であるために分野間での整合性の検討が必要であること、また、データ精度の向上やデータ数増加により過去の研究の見直しが必要であることが指摘されている（例えば、細井・天野，2013; Haji et al., 2019）。そのため、本節でまとめた応力場の変遷が今後変更される可能性が高いことにも留意すべきであ
る。

図 33

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、σ1軸が NNW-SSE から WNW-ESE 方向に変化したことを示す（藤田，1968）。

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61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、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。

図 34

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）。

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，京都府木津川市および和束町（図 34）において、既往文献と野外踏査により、計８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８条である（図 34）。応力逆解析には、地表踏査で得た方位のみならず、既往文献から尾崎・他（2000）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-南西走向の逆断層である（尾崎・他，2000）。図 35 では、その１つである和束谷断層における京都府和束町別所での露頭写真を示す。この露頭では、美濃丹
波帯のチャート主体の岩体が大阪層群の礫および砂主体の岩体にのし上がっている様子が認められ、変位方向はほぼ傾斜すべり（上盤側が南東へ移動）を示す。
62

(a)

2 km

(b)

20 cm

図 35

和束谷断層で断層方位データを収集した露頭（京都府和束町別所）の（a）位置図（黄色丸、尾崎・他（2000）に加筆）および（b）露頭写真。

応力逆解析の結果、北西-南東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 36）。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。
63

図 36

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)を使用した。丸の色は応力比（= (σ 2 -σ 3 )/(σ 1 -σ 3 )）。ただし、σ2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、２条の断層方位データを収集した（図 37）。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２条の断層はどちらも泥層のずれから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 38）。このことは、古琵琶湖層群堆積以降に、
南北方向、および、東西方向に水平最大圧縮軸を持つ応力場の存在を示唆するものである（図 38）。

500 m

図 37

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。

64

(a)

(b)

図 38

滋賀県湖南市野洲川沿いの古琵琶湖層群を切る小断層。(a)傾斜すべりの逆断層、および(b)横ずれすべり成分の大きい逆断層。それぞれの写真の左下に、地表踏査で得た
断層方位データを発震機構解（円内の白の領域が圧縮の領域で、灰色の領域が引張の領域）で示す。写真中の岩石ハンマーはスケール。

c) 活断層の姿勢および運動センスに基づく応力逆解析の再検討
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・データ収集の一環として、既往研究における第四紀以降の応力変遷に対する解析手法について再検討した。日本に分布する活断層は第四紀以降に活動した断層であることから、それらの姿勢および運動センスに基づく応力逆解析を実施することで、その活断層を含む地域の第四紀以降の応力場を推定することが期待できる。Tsutsumi et al. (2012) は、近畿地方から中部地方にかけて分布する活断層の姿勢および運動センスに対して（図 39）、Sato (2006) の応力逆解法
を適用することで、東南東―西北西方向に最大圧縮軸を持つ応力場を推定した。推定された 応 力 場 が 、 測 地 学 あ る い は 地 震 学 的 に 観 測 さ れ る 応 力 場 （ Mazzotti et al., 2001;
Townend and Zoback, 2006; Terakawa and Matsu’ura, 2010）と整合的であることから、
過去数十万年に亘り同様の応力場が継続したと考えられている（Tsutsumi et al., 2012）。
ただし、上記解析においては、下記に記すように解析に用いた応力逆解法および入力データ（活断層データ）について注意する必要がある。上記解析の特徴として、Sato (2006)の応力逆解法が、従来の応力逆解法と異なり、断層の滑り方向（完全データ）だけでなく、断層の運動センス（センスオンリーデータ）を扱えることが挙げられる。断層の滑り方向とは、断層面に沿って、どの方向に断層が滑ったかを示すものであるのに対し、断層の運動センス（センスオンリーデータ）は、その断層が「逆断層」や「右横ずれ断層」といったどのような断層タイプであるかを示すものである（図 40）。これらの運動センスは、活断層において一般的に得られているデータである。そのため、Tsutsumi et al.(2012)では
応力逆解析を多くの活断層に対して実施することができた。一方、運動センス（センスオ
ンリーデータ）は、より厳密な滑り方向（完全データ）に対して自由度が高く、応力逆解
析で得られる結果も拘束が弱い解として得られる。多くの活断層では運動センス（センスオンリーデータ）は得られているが、より厳密な滑り方向（完全データ）は得られていな
65

いことが多い。そのため、Tsutsumi et al.(2012)でも、厳密な滑り方向（完全データ）を持つ入力データは 10%以下で、その他は運動センス（センスオンリーデータ）として入力されているため、得られた解も拘束が弱い解として得られていることに注意が必要である。

図 39

近畿地方から中部地方にかけての活断層の分布と代表的な地震の発震機構解（Tsutsumi et al., 2012）。活断層の分布（赤線）は、中田・今泉（2002）による。

図 40

断層の滑りデータの種類（Tsutusmi et al. (2002）を改変）。(a) 断層の滑りデータ（完全データ）。断層の滑り方向が断層面の条線（slicken line）として観察され、ベクトルで表す事ができる。(b)と(c)断層の運動センスデータ（センスオンリーデータ）。
断層の滑り方向は不明だが、断層の運動センスが地形的な食い違い方向などから読み取られたデータ。運動センスは、滑りセンスが取りうる範囲として扇形で表される。(d) 下半球等角投影における断層の滑りデータ（完全データ）の表現。(e, f) 下半球等角投影における断層の運動センスデータ（不完全データ）の表現。
66

そこで、今年度は Tsutsumi et al. (2012)と同様の活断層データに対して、Sato (2006)の応力逆解法に断層の滑りやすさ（fault instability）（Vavrycuk, 2014）を加えること
で、従来の手法より拘束の強い条件下での応力逆解法による解析を試みた。断層の滑りやすさ（fault instability）は、ある応力条件における断層面へのせん断応力（断層を動か
そ う と す る 力 ） と 、 法 線 応 力 （ 断 層 を 押 さ え る 力 ） の バ ラ ン ス と し て 計 算 さ れ 、 fault
instability が高いほどその応力条件において断層が動きやすいことを示す。断層の滑り
方向のみに基づく応力逆解法に断層の滑りやすさ（fault instability）を導入すること
で、断層の滑り方向による拘束に加え、滑りやすさによる拘束を加えることができるようになる。これにより、センスオンリーデータの多い活断層データについても、これまでより強い拘束をかけた解析が期待できる。本研究では Tsutsumi et al. (2012)で用いた活断層データ（169 データ、内完全データ 11、センスオンリーデータ 158）を、応力逆解析法（Sato, 2006）を用いて再解析した（図 41）。このとき，内部摩擦角を 30°と仮定し、目
的 関 数 （ 剪 断 応 力 の 方 向 と 断 層 滑 り 方 向 の 一 致 度 ） に 断 層 の 滑 り 易 さ の 指 標 fault
instability を乗ずることで重み付けを施した。解析の結果、これまでの解析では１つの種類の応力しか得られなかったのに対して、本研究では２つの種類の応力を求める事ができた（図 42）。これは、従来の拘束条件下では分離されなかった応力が、断層の滑りやすさの拘束条件を加えることで分離されたものと考えられる。

図 41

近畿地方から中部地方にかけての活断層データの下半球等積投影（Tsutsumi et al.,2012）。完全データとセンスオンリーデータの下半球等角投影については、図 40 のキャ
プションを参照。

67

図 42

近畿地方から中部地方にかけての活断層データから推定された応力状態。いずれも、左側が最大圧縮主応力（σ 1 ）の軸、右側が最小圧縮主応力（σ 3 ）の軸の 90％信頼区間で求められる解を丸で示し、下半球等積投影したもの。丸の色は応力比（Φ= (σ 2 -σ 3 )/(σ1

-σ 3 )）。ただし、σ 2 は中間主応力を意味する。(a) Sato (2006) の応力逆解法のみを用いた場合に得られる応力場（Tsutsumi et al., 2012）。最適な応力解が星で表さられている。(b) Sato (2006) の応力逆解法に断層の滑り易さの指標 fault instability を乗ずることで重み付けを施すことで得られた応力場。逆断層型の応力場（△）と、横ずれ断層型の応力場（□）の二つの種類の応力場が読み取れる。

683) 深部断層位置推定のための木津川沿いの段丘面調査
奈良盆地東縁断層帯は東傾斜する活断層とされる。逆断層の深部における断層位置を推定するためには、堆積盆地内の活断層や撓曲位置だけでなく、断層周辺の地殻変動を調べることが望ましい。本断層帯の北部にある京都盆地南部では、盆地―山地境界の活断層帯（桃山断層や黄檗断層）の南部に変形幅が東西約５km にも及ぶ宇治傾動帯が報告されている（小松原・他, 2013）。宇治傾動帯は宇治川沿いの段丘区分によって見出されたものである。宇治傾動帯の原因は明らかにされてはいないが、深部の断層位置を拘束する情報である可能性がある。
このような変形構造が奈良盆地東縁断層帯に存在する可能性を検討するため、本年度は奈良盆地東縁断層帯を横断して流れる木津川に着目し、段丘面区分を行った。空中写真判読（国土地理院、米軍写真を使用）により段丘面区分の空中写真判読予察図を作成した上で、５万分の１地質図幅「奈良」（尾崎・他, 2000）に示された中位段丘面（主に tm 面）の露
頭状況を現地確認し、段丘面区分の予察図を作成した（図 43）。露頭の現況は８箇所にて確認し、そのうち５箇所について柱状図を作成した（位置は図 43、柱状図は図 44）。
現状では、段丘の本流性と支流性の区分、段丘の形成年代の検討は実施できていない。今後は、木津川沿いの本流性の中位段丘および高位段丘を区分し、現河床勾配との比較を行
い、変動の有無を確認する予定である。

69

図 43

木津川周辺における段丘面区分予察図および露頭柱状図作成地点

70

図 44

木津川周辺の中位段丘堆積物の露頭柱状図（位置は図 43）。縦軸は深度（m）。

714) 微動アレイ探査による奈良盆地東縁断層帯近傍の基盤深度分布の推定a) 微動アレイ観測
微動アレイ探査は、表面波の位相速度に見られる分散性を利用して、主に地盤のＳ波速度構造を推定する手法である（Aki, 1957、Okada, 2003 など）。地表に多数の地震計を配置して常時微動（地面の微かな揺れ）を同時に観測（微動アレイ観測）し、主にレイリー波の位相速度を多くの周波数に対して推定し、地盤のＳ波速度構造を逆解析等で求める。
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、大がかりな機材が不要で、簡易に堆積盆地の深部までのＳ波速度構造を推定できることから多くの堆積盆
地の地下構造調査に適用が進んでいる。
奈良盆地は生駒断層や奈良盆地東縁断層帯など周辺の断層活動で形成された構造盆地である。奈良盆地東縁断層帯の天理撓曲で実施されたＰ波反射法地震探査の帯解測線（奥村・他, 1997）では、奈良盆地に伏在する帯解断層と天理撓曲によって鮮新―更新統に対応する反射面がほぼ一定の上下変位を被っていることが明らかにされた（図 45）。これら
反射面に認められる上下変位量は、基盤岩もしくは中新統上面の高度差とほぼ同じである。
したがって、基盤岩もしくは中新統上面の高度差から、奈良盆地東縁断層帯の奈良盆地内における断層累積変位が推定可能であると考えられる。
奈良盆地の地下構造は、帯解測線の反射法地震探査で示されるように、基盤岩を大阪層群が直接覆うか、あるいは基盤岩を中新統が覆い、その上に大阪層群が載る構造であると推定されている。奈良盆地では単点３成分微動観測により得られた水平・上下のスペクトル比（H/V 比）の卓越周期と基盤深度との回帰式を基に基盤深度が推定されている（岩田・他, 2007）が、基盤以浅の速度構造に地域差がある場合には H/V 卓越周期から推定した基盤深度は必ずしも正確なものとはならないと考えられる。微動アレイ探査により基盤以浅の速度構造を拘束することで、より正確な深度分布を把握できると期待される。
そこで、奈良盆地東縁断層帯による基盤岩の上下変位の推定を目的として、断層を横断する３測線（帯解測線：NRO、天理測線：NRT、桜井測線：NRS）を設定し、微動アレイ観測を実施した。観測は 2020 年 1 月 20 日から２月５日にかけて実施した。各測線は５つの観測アレイからなり、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観測アレイの東端とし、断層線をなるべく跨がないように奈良盆地内にかけて観測アレイを配置した。観測アレイの分布を図 46 に、各観測アレイの観測半径毎の中心座標を表３に示す。帯解測線（NRO）はＰ波反射法地震探査
結果との対比が可能なように反射法地震探査測線およびその延長に沿って配置した。天理
測線（NRT）と桜井測線（NRS）はそれぞれ断層区間の中部および南部に設定した。
奈良盆地における既往反射法探査や温泉ボーリング等に基づくと、奈良盆地の基盤深度は最大でも１km 程度に収まると考えられることから、深度１km 程度の速度構造が推定できる探査仕様とした。各観測アレイについて、７点の観測点からなる大アレイ（重心を同一とする外接円半径 200 m、400 m の正三角形アレイ。ただし、NRS-1 アレイでは半径 150m および 300 m）と、半径４m〜60 m の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。
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）を小型
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）に接続し72

て使用した。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、４倍アンプをかけて微動データを収録した。なお、微動計
は 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。機材写真を図 47、観測の様子を図 48 に示す。
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。そのため、アレイ内部に振動源がない静かな場所を観測対象とすることが望ましい。半径の小さいアレイでは、田畑や大きな広場を観測地点に選定したり、人間活動の少ない時間に観測したりすることで振動源をアレイ内から比較的容易に除去できる。一方、大半径のアレイ観測においては、道路や住家を含まないようなアレイ配置を設定することは難しい。本観測においては、幹線道路をなるべく含まないようにアレイ観測点を選定することとしたが、奈良盆地東縁断層帯付近の段丘上を南北に貫く国道 169 号線や、東西方向の県道の全てを避けることはできなかった。そこで、交通ノイズを低減するために、大半径のアレイ観測は夜間に実施した。大アレイでは、観測機器を夕方までに設置し、翌朝に機器を回収した（ただし、NRO-4 アレイでは観測を昼間に実施）。観測点の確保にあたっては、自治体、区長、地権者に連絡し許可を取った。小アレイ観測（半径 60 m 以下）は大アレイ領域内の静かなサイトを選定し、観測は昼間に実施した。小アレイ観測の観測時間は 30 分間とした（観測日および観測時間は表３を参照）。

図 45

天理撓曲で実施されたＰ波反射法地震探査深度断面図（奥村・他, 1997 に加筆）

73

図 46

観測アレイ配置図（北から南に、帯解測線、天理測線、桜井測線の各観測アレイ位

置。大半径アレイの観測位置を▲で示す）。地理院地図を使用し、都市圏活断層図、傾斜
量図、陰影起伏図を透過率 50％で重ね合わせて基図とした。

74

表３
観測

観測半径

アレイ

微動アレイ観測地点と観測時間一覧
アレイ中心点座標

観測日、観測時間

北緯

東経200, 400 m

34.63020

135.84225

2020/1/24 18:00 - 1/25 7:00

4, 15, 30, 60 m

34.62991

135.84229

2020/1/22 30 min

200, 400 m

34.63022

135.83113

2020/1/23 21:00 – 1/24 7:00

4, 15, 30, 60 m

34.62897

135.82964

2020/1/24 30 min

200, 400 m

34.63120135.82216

2020/1/22 22:00 – 1/23 7:00

4, 15, 30, 60 m

34.62812

135.82030

2020/1/22 30 min

200, 400 m

34.62778

135.79938

2020/1/21 12:05-16:00

4, 15, 30, 60 m

34.62538

135.79707

2020/1/21 30 min

200, 400 m

34.63723

135.77597

2020/1/20

名
NRO-1
NRO-2
NRO-3
NRO-4
NRO-5

17:00

–

1/21/

6:00
NRT-1
NRT-2
NRT-3
NRT-4
NRT-5
NRS-1
NRS-2
NRS-3
NRS-4
NRS-5

4, 15, 30, 60 m

34.63742

135.77617

2020/1/20 30 min

200, 400 m

34.57901

135.85011

2020/1/27 18:00 – 1/28 7:00

4, 15, 30, 60 m

34.57834

135.84830

2020/1/28 30 min

200, 400 m

34.57869

135.83929

2020/1/28 18:00 – 1/29 5:00

4, 15, 30, 60 m

34.58133135.84254

2020/2/3 30 min

200, 400 m

34.58316

135.83029

2020/1/29 18:00 – 1/30 7:00

4, 15, 30, 60 m

34.58397

135.83151

2020/1/30 30 min

200, 400 m

34.58194135.81239

2020/1/30 18:00 – 1/31 7:00

4, 15, 30, 60 m

34.58183

135.81236

2020/1/31 30 min

200, 400 m

34.57586

135.79385

2020/1/31 19:00 – 2/1 7:00

4, 15, 30, 60 m

34.57683

135.79291

2020/2/01 30 min

150, 300 m

34.54853

135.84990

2020/1/26 18:00 – 1/27 7:00

4, 15, 30, 60 m

34.54775

135.84782

2020/1/24 30 min

200, 400 m

34.54882

135.84225

2020/1/25 21:00 – 1/26 7:00

4, 15, 30, 60 m

34.54960

135.84442

2020/1/24 30 min

200, 400 m

34.54898

135.83855

2020/2/4 18:00 – 2/5 7:00

4, 15, 30, 60 m

34.55068

135.83908

2020/1/25 30 min

200, 400 m

34.54855

135.82358

2020/2/3 18:00 – 2/4 7:00

4, 15, 30, 60 m

34.55047

135.82356

2020/1/26 30 min

200, 400 m

34.54950

135.80653

2020/2/2 18:00 – 2/3 7:00

4, 15, 30, 60 m

34.55148

135.80552

2020/1/26 30 min

75

図 47

図 48

観測に使用した機器（東京測振製 SE-321 速度計）

観測の様子（左：大アレイ観測、右：小半径アレイ観測（４、15 m ））。大アレイ

観測では微動計をバケツで覆い風雨の影響を低減。

76

b)

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、微動アレイ解析ツール「BIDO2.0」
ソフトウェア（Tada et al., 2010、http://staff.aist.go.jp/ikuo-chou からダウンロード）を用いて解析した。ここでは、Rayleigh 波を対象とし、観測記録のうち上下動成分のみを解析に用いた。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 150m 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、SPAC 法にて解析した。
SPAC 法においては、位相速度が推定可能な表面波の波長はアレイ半径の２〜10 倍程度（例えば、宮腰・他，1996）である。今回の観測では、深さ１km 程度までの基盤深度の探索を目的としており、そのためには地下浅部から深さ１km 程度までの速度構造を推定する必要がある。表面波の波長にすると数〜10m オーダーから３〜５km 程度となる。これらの背景から、表３に示したように、同一地点で半径の異なるアレイ観測を行った。同一地点における様々な半径のアレイ観測データから解析した位相速度値が連続的に推移すれば、アレイ観測を行った地域内の速度構造は急変を伴わないこと、および、観測・解析の妥当性がある程度担保できる。
図 49〜図 51 に、帯解測線、天理測線および桜井測線の微動アレイ観測データについて、
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）、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。
小半径から大半径までの位相速度の解析値がほぼ全てのアレイで連続的に推移している（NRS-1 は連続性が悪い）。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て観測位相速度とした。観測半径により値がばらつく場合には、大きい半径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、0.2 km/s から２km/s の観測位相速度が抽出された。図 52 に、各測線における観測位相速度の比較を示す。断層線の東に位置する観測アレイ（NRO-1、NRT-1、NRS-1）の位相速度は他点よりも大きい。深い地下構造を反映する低周波数側（概ね２Hz 以下）の位相速度は、断層から離れるほど（番号が大きいほど）小さくなる傾向がある。ただし、奈良盆地の中央部から西側に位置する観測アレイ（NRO-5、NRT-5、NRS-5）ではその東側の観測アレイに比べて位相速度が大きくなる傾向がある。なお、NRS-1 の大半径アレイの位相速度はばらつきが大きく、観測位相速度は良く求まっていない。今後データを精査して位相速度推定を再検討する予定である。

77

図 49

帯解測線（NRO）における位相速度解析結果（上段：位相速度、下段：SPAC 係数）。

観測半径毎に色分けして表示。位相速度パネル内の△は抽出した観測位相速度。

78

図 50

天理測線（NRT）における位相速度解析結果（上段：位相速度、下段：SPAC 係数）。

観測半径毎に色分けして表示。位相速度パネル内の△は抽出した観測位相速度。

79

図 51

桜井測線（NRS）における位相速度解析結果（上段：位相速度、下段：SPAC 係数）。

観測半径毎に色分けして表示。位相速度パネル内の△は抽出した観測位相速度。

80

図 52

各アレイ観測測線における観測位相速度の比較。

c) 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推定するため、観測位相速度を説明する速度構造を探索する。速度構造の探索には山中・石田（1995）の遺伝的アルゴリズムを用い、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探索した。ここでは観測位相速度が Rayleigh 波の基本モードであると仮定した。
探索する速度構造の設定においては次のことを考慮した。前掲の奥村・他（1997）による反射法地震探査（図 45）においては、約 100 万年前のピンク火山灰層は断層低下側で深度約 130m に認められており、深度断面に示される大阪層群相当層の大部分は大阪層群下部および最下部である。また、奈良盆地西部（北葛城郡広陵町）における深井戸（松本編、2018）では、領家花崗岩類の基盤岩（上面深度 276 m）の上に大阪層群が載っており、深度約 50m 以深の大阪層群（大阪層群下部および最下部に対応）のＰ波速度は約２km/s でほぼ一定である。これらのことから、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がわかる。そこで、堆積層の深部にあたる Vs=600 m/s 以上の層が厚いようなＳ波速度構造想定し、表４に示す探索範囲を設定した。なお、大阪層群の下位に分布が想定される中新統相当層については、今回は考慮していない。
81

表４

Ｓ波速度の探索範囲

Vs の探索範囲[m/s]

層厚の探索範囲[m]180 – 200

0 – 202200 (固定)

0 – 503300（固定）0 – 504400（固定）0 – 100

5600（固定）0 – 200

6

700 – 800

0 – 4007

900（固定）0 – 4008

2,700（固定）

0 – 2,000

93,100（固定）

0 – 2,000

10

3,300（固定）-

１次元Ｓ波速度構造モデルの推定結果を図 52〜図 54 に示す。探索により得られた１次
元Ｓ波速度構造モデルおよび理論位相速度と観測位相速度の比較、およびアレイ中心点における水平・上下スペクトル比（H/V 比）と Rayleigh 波の楕円率に基づく水平・上下振幅比を比較した。参考のため、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（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））も同様に示す。なお、速度構造の探索においては H/V 比は使用していない。
帯解測線（NRO）に対しては、５地点全ての地点に対し観測位相速度をよく再現するＳ波
速度構造が推定された。推定Ｓ波速度構造モデルは MTL モデルと良い一致を示す。H/V 比の低周波側のピーク周波数もよく再現している。天理測線（NRT）に対しては、断層東側の観測アレイ（NRT-1）では１〜２Hz 帯域の観測位相速度がうまく再現できていない。H/V 比の低周波数側のピーク周波数も再現されていないが、他の既往速度構造モデルよりは近づいている。NRT-1 以外の地点については観測位相速度をよく説明するＳ波速度構造が推定された。ここでも推定Ｓ波速度構造モデルは MTL モデルと良く対応している。桜井測線（NRS）
に対しては、概ね全ての地点で観測位相速度を再現するＳ波速度構造が推定された。H/V 比の低周波数側のピーク周波数もよく再現している。
推定された１次元Ｓ波速度構造を測線毎に柱状図として並べたものを図 55 に示す。帯
解測線では NRO-1 から NRO-3 にかけて基盤深度（黄緑と青・水色の境界）が低下する様子がみられ、図 45 の反射法探査深度断面の基盤岩深度とも概ね対応する。NRO-5 は奈良盆地西部の地点であり、奈良盆地東縁断層とは異なる断層の影響で基盤深度が浅くなっているものと考えられる。天理測線では基盤深度に大きな違いはみられない（NRT-1 の速度構造
モデルは観測位相速度を再現していないことに注意）。桜井測線では、NRS-4 の基盤深度が大きい。
今後はデータを精査し、速度構造の探索条件も変えた検討を行うことが課題である。

82

図 52

帯解測線（NRO）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 比、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：観測結果。

83

図 53

天理測線（NRT）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 比、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：観測結果。

84

図 54

桜井測線（NRS）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 比、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：観測結果。

85

図 55

各測線における推定Ｓ波速度構造（暫定）の比較（上：帯解測線、中：天理測線、

下：桜井測線）

86

(c) 結論ならびに今後の課題
奈良盆地東縁断層帯の応力場情報の精緻化を目的に、主に断層上盤に 15 点の臨時高感度地震観測網（NRKV-net）を構築した。３地点で不具合が出たものの、適宜対応して地震
データの蓄積を行った。当地域の地震活動は低調であるため微小地震（マグニチュード１程度またはそれ以下）の発震機構解を求めることが重要である。観測網近傍で発生した微小地震の波形は概ね良好に記録されており、今後地震記録の蓄積を待って微小地震の発震機構解析を実施することが課題である。ただし、ダム近傍の観測点ではノイズレベルが高
いため、発震機構解析への影響をみて観測点の移設の必要性を検討する必要がある。なお、
本年度は、ノイズデータに地震波干渉法を適用し、本観測網の地盤が極めて良好であることを確認した。今後は周辺観測点（Hi-net 等）のノイズデータも使用した広域解析が課題である。
奈良盆地東縁断層帯の北に隣接する地域に展開されている満点観測網および定常観測点
データを用い、震源再決定とメカニズム解決定を行った。地域毎に地震メカニズムを整理し、活断層と地震発生機構、震源深さの関係を考察した。
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、中新世以降の応力場を対象とした検討を行った。検討の結果、中新世以降の日本列島の応力場は、15
Ma と更新世初期にかけて大きく変化していることが整理された。令和元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西-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の可能性がある。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必要があり、引き続き調査を継続する。また、対象地域の応力変遷に対する既往研究における解析手法の再検討の結果、断層力学理論の改善を進めつ
つ、応力状態の不均質の可能性の検討を進める必要がある。本研究により従来１つの種類の応力が推定されていた活断層データから、２つの種類の応力場を推定することができた。
この結果から、近畿地方から中部地方にかけて一様な応力場ではない応力場の空間不均質性、あるいは最近数十万年のなかで一様な応力場ではなかった応力場の時間変化が予想される。次年度以降は、これらの応力場の空間不均質性および時間変化について検討するとともに、本研究で採用した応力逆解法の適用性について検討する必要がある。
奈良盆地東縁断層帯を横断する木津川流域の段丘面区分を予察的に行った。本流性の中位段丘および高位段丘を区分し、現河床勾配との比較を行い、変動の有無を確認することが課題である。
奈良盆地東縁断層帯による基盤岩の上下変位の推定を目的として、断層を横断する３測線にて微動アレイ探査を実施し基盤深度を推定した。観測位相速度の再現が十分でない地点もあるため、今後はデータを精査し、基盤深度および速度構造の推定を行う必要がある。
本年度実施の探査結果だけでは基盤深度の断層走向方向の変化をみることはできないため、観測測線を増やすことも課題である。また、既往研究では単点微動観測による基盤深度推定が行われていることから、断層近傍の３成分データを用いた解析も課題としたい。
臨時高感度地震観測網の構築にあたっては、郷之口生産森林組合、木津川市高麗財産区、
山城町森林公園、独立行政法人国立文化財機構奈良文化財研究所、奈良市東部出張所、社87

会福祉法人宝山寺福祉事業団、障害児福祉センター奈良仔鹿園、学校法人奈良大学、桜井
市笠区、奈良市月ヶ瀬月瀬区、桜井市倉橋土地改良区、学校法人関西大学、奈良県野外活動センター、奈良市長谷町の植田様、および、宇治田原町、木津川市、南山城村、奈良市、南山城村、宇陀市のご協力を賜った。また、微動アレイ観測にあたっては、天理市、大和
郡山市、桜井市、田原本町および地域の方々のご協力を賜った。記して謝意を示す。
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