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各種地下構造情報を用いた断層長推定の試み
ー 2008 年岩手・宮城内陸地震の場合ー
井上直人・北田奈緒子（一財）地域 地盤 環境 研究所）・
隈元 崇（岡山大学）
Estimation of fault length based on various underground information
N. INOUE, N. KITADA (Geo-Research Institute) andT. KUMAMOTO (Okayama Univ.)
１．はじめに
強震動予測において，震源断層の長さや幅等の強震動予測のレシピの中で巨視的パラメー
タに区分される幾何形状の設定は地震の規模だけでなくアスペリティ領域の大きさやすべり
量に密接に関連する重要なパラメータの一つである．一般的には活断層分布など地表の変動
地形学的な情報を活用して設定される事が多い．Kumamoto et al. (2014) では，1943 年の鳥取地震の際に地表地震断層を生じた鹿野断層と吉岡断層の東方および西方延長について，
変動地形学的に精査を行って得られた活断層情報を基本として，地質情報，震源情報，重力異常など地下構造情報までを含めた複数のデータの関係から，震源断層の長さの推定を試みている．さらに，その手法を日本の原子力サイト周辺に適用して，地方で認められた変動地形から震源断層の長さを推定した．しかし，1943 年の鳥取地震の事例では，トレンチ調査によって累積変位も確認されている活断層と震源断層の関係を議論したものであるが，原子力サイト周辺に適用した事例では，例えば地表に認められた孤立した短い長さの変動地形が真に活断層であるか否かの確認は十分ではなく，そうした短い長さの変動地形と地下構造情報とを連携させた手法の検証が望まれていた．
そこで，本研究では，近年国内で発生した被害地震について，観測記録により得られた震源域周辺の各種情報を用いて，同手法の適用を行った結果を発表する．重力異常データ等，
地下構造データには逆断層タイプの方がより情報が反映されているとの観点から，逆断層タ
イプの検討を行った.
２．検討方法
本研究では，国内で発生した逆断層タイプの地震の内，2008 年岩手・宮城内陸地震震源域の以下のデータを用いて Kumamoto et al. (2014)による検討を行った．震源域近傍の活断層情報としては，中田・今泉 (2002)や活断層研究会 (1991)によれば，栗駒山頂断層と揚石山南断層がある．今回は鈴木・他 (2008)で詳細に再検討された結果も合わせて用いた．以下に用いた地下構造データやその処理を述べる．
地質断層としては産業技術総合研究所 (2009) より地質断層を抽出した．震源分布は気象庁一元化震源を用いた．比較にあたり震源の深度が 30km 以浅のデータを用いた．重力異常

は地質調査総合センター(編) (2013) より，補正密度 2.3g/cm3 のグリッドデータを用いた．さらに周波数解析による結果を参考に，バンドパスフィルターおよび上方接続フィルター等，
複数のフィルター処理後のデータで検討を行った．速度構造は Okada et al. (2012) により求められた 3 次元速度構造モデルを用いた．上記各データを GIS 上で比較・検討することで，中田・今泉 (2002)，活断層研究会 (1991)および鈴木・他 (2008)による活断層情報と対応する他の地下構造情報の長さの検討を行った．
３．結果および議論
震源域周辺の北東側には北上低地西縁断層が北北東−南南西の走向で分布している．震源域
近傍は新第三系の火山が複雑に分布しているのに対して，北上低地西縁断層帯では第四系の堆積物で構成されている．震源分布をみると，北上低地西縁断層帯に沿って明瞭な分布を示し，震源域近傍では北部に震源分布がみられるものの，南部ではあまり認められない．重力異常からは高重力異常域を横断する地質断層の分布が認められた．また，鈴木・他（2008）
により活断層が認定された付近では，同じ走向に地質断層が分布し，高重力異常域も認められる．地質断層や重力異常情報を参考に，鈴木・他 (2008)による断層長を捉え直すと 20km程度の断層が推定できた．
４．まとめ
2008 年岩手・宮城内陸地震に Kumamoto et al. (2014)の手法を適用した結果，「新編 日本の活断層」，「デジタル活断層」からは震源断層に相当する断層構造を抽出することは出来なかった．一方，鈴木・他（2008）による詳細な再判読結果を用いると，地質断層や重力異常情報から 20km 程度の断層構造を抽出する事が出来た．今後は，逆断層の事例数を増やすと共に，横ずれ断層にも適用していく予定である．
謝辞：本研究は原子力規制庁委託業務「平成 27 年度原子力施設等防災対策等委託費（地震動評価における不確かさの評価手法の高度化）事業」の成果の一部である．
文献
Kumamoto, T., Fujita, M., Goto, H., and Nakata, T. (2014) Examination of the correlation between tectonic landforms andshallow subsurface structural datasets for the estimation of seismic source faults, International Symposium on
Earthquake, Tsunami and Nuclear Risks after the accident of TEPCO’s Fukushima Daiichi Nuclear Power Stations.
Okada, T., Umino, N., and Hasegawa, A. (2012) Hypocenter distribution and heterogeneous seismic velocity structure in
and around the focal area of the 2008 Iwate-Miyagi Nairiku Earthquake, NE Japan—Possible seismological evidence
for a fluid driven compressional inversion earthquake, Earth, Planets and Space, Vol. 64, No. 9, pp. 717-728.
活断層研究会 (1991)『新編日本の活断層-分布図と資料-』,東京大学出版会,東京,pp.437. 鈴木康弘・渡辺満久・中田 高・小岩
直人・杉戸信彦・熊原康博・廣内大助・澤 祥・中村優太・丸島直史・島崎邦彦 (2008)2008 年岩手・宮城内陸地震に関わる活断層とその意義-一関市厳美町付近の調査速報-,活断層研究,2008,29,pp.25-34.
中田 高・今泉俊文 (2002)『活断層詳細デジタルマップ』,DVD-ROM2 枚・60p・付図 1 葉,東京大学出版会. 産業技術総合研究所 (2009)20 万分の 1 日本シームレス地質図,数値地質図,G-16. 地質調査総合センター(編)(2013) 日本重力データベー
ス DVD 版,数値地質図 P-2.

P-2
横須賀市野比海岸の北武断層破砕帯	
 ○蟹江康光(ジオ神奈川)・柴田健一郎	
 (横須賀市自然・人文博物館)	
 Crush zone of the Kitatake Fault at Nobi, Yokosuka City
Yasumitsu KANIE (Geo-Kanagawa) and Kenichiro SHIBATA (Yokosuka City Museum)はじめに	
 神奈川県横須賀市の野比海岸には，三浦半島を西北西－東南東方向に横断する，活動度 A級の活断層と評価される北武断層 (太田ほか, 1991; 活断層研究会, 1991; 佐藤ほか, 1997 など) の破砕帯が露出する。この破砕帯は海洋プレートの一部を構成していたと思われる火成
岩類や，細粒凝灰岩などを産出することが知られている。浅見ほか (1992) がこれらの岩石を報告して以来，破砕帯とその岩石についての詳しい検討は行われていない。発表者らは，野比海岸の上空から撮影された空中写真と現地地質調査に基づき，野比海岸の新第三系を含む
北武断層破砕帯周辺のルートマップを作成した。また，破砕帯から採集された細粒凝灰岩，
凝灰岩に発達する鉱物脈，粘土化した凝灰岩について X 線回折分析を行った。
北武断層の破砕帯	
 破砕帯には，鉱物脈が発達する無層理の暗緑色細粒凝灰岩の露頭のほか，かんらん岩，ハンレイ岩，白色石灰質チャート，変成岩，玄武岩などのブロックや転石が見られる (浅見ほか, 1992)。かんらん岩（ハルツバージャイト），ハンレイ岩，玄武岩などは，断層運動によって地下深部から上昇，あるいは付加したものと推定される。破砕帯の北東側には細粒砂岩とシルト岩の互層からなる三浦層群逗子層が，南西側には小断層が発達し，薄い凝灰質砂岩を挟むシルト岩からなる葉山層群が分布する。葉山層群は，主に南西もしくは北西に 50°以上傾斜するが，南南西方向に流れる小河川の河口付近を境に走向が大きく変化するため，小河川に沿った北北東―南南西方向の断層の存在が推定される。葉山層群のシルト岩からは生痕化
石や，Makiyama chitanii が産出する。シルト岩に含まれる炭酸塩コンクリーションからは放散虫化石が見いだされ，RN4 帯の放散虫化石年代（17.03-15.68 Ma）が得られている (鈴木,2012)。蟹江・太田（1990）は，CN4 帯（15.5-13.6 Ma）のナノフローラを報告している。
逗子層と葉山層群の破砕帯との境界は浜砂やコンクリートに覆われ，観察できない。しかし，逗子層や葉山層群，破砕帯に露出する凝灰岩の分布，野比海岸沖に露出し破砕帯を構成すると考えられる玄武岩のブロック (浅見ほか, 1992) の位置，独立行政法人国立病院機構久里浜医療センター (旧国立療養所久里浜病院) 敷地内で行われたトレンチ調査 (佐藤ほか,
1997) の位置を考慮すると，野比地区の北武断層破砕帯は 50～140 m の幅を有すると推測される。

凝灰岩と鉱物脈の X 線回折分析	 バルク粉末試料と定方位試料を用いた細粒凝灰岩，凝灰岩の鉱物脈，粘土化した凝灰岩のX 線回折分析の結果，細粒凝灰岩と粘土化した凝灰岩を構成する一次鉱物として，石英と斜長石が同定できた。さらに二次鉱物として大量のスメクタイト，緑泥石，方沸石，その他のゼオライトが含まれる。一方，鉱物脈は主に方解石と石英からなり，スメクタイトを含むことが明らかとなった。
スメクタイトや方沸石を含む凝灰岩は，三浦半島西岸の立石周辺に分布する立石凝灰岩部層からも報告されている (江藤ほか, 1998)。この地層は普通輝石を含むが，新鮮な破断面では緑色を呈し，方解石の鉱物脈が発達するなど (江藤ほか, 1998)，野比海岸の凝灰岩と共通する特徴を持つ。蟹江 (2012) は，立石と野比海岸の凝灰岩を矢部層として地質図に示している。

スメクタイトや方沸石は埋没続成作用，熱水変質作用の産物として形成され，火山ガラスなどの火山砕屑物の変質鉱物として見いだされる。三浦半島の地層は，埋没続成作用の影響をほとんど受けていないと考えられている。従って，三浦半島の方沸石の生成には，熱水変質作用が関与したと考えられる。江藤ほか (1998) は，立石凝灰岩部層を水中火砕
流堆積物と解釈し，方沸石の形成が凝灰岩形成時のものである可能性を示した。しかし，野比の細粒凝灰岩は北武断層の破砕帯に沿って露出することから，破砕帯に沿った局所的な熱水活動があり，周辺の地層中の間隙水より高温で，Na に富む溶液によって，火山砕屑物からスメクタイトや方沸石が生成した可能性が考えられる。
文	
  献	
 
浅見茂雄・蟹江康光・有馬 眞 1992. 三浦半島東部，野比海岸で発見されたかんらん岩ブロック. 横須賀市博研報 (自然), (40): 21-23.
江藤哲人・矢崎清貫・卜部厚志・磯部一洋 1998. 横須賀地域の地質. 128 ページ. 地域地質研究報告 (5 万分の 1 地質図幅), 地質調査所.
蟹江康光 2012．三浦半島地質図. 柴田健一郎編 よこすか大地と生命の歴史―特別展示解説
書 11―, 付図 (5 万分の 1). 横須賀市自然・人文博物館.
蟹江康光・太田陽子	
  1990. 橫須賀市野比の北武断層と新第三系. 横須賀市博研報 (自然),(38): 25-27.
活断層研究会 1991. [新編] 日本の活断層―分布図と資料. 437 ページ. 東京大学出版会, 東京.
太田陽子・藤森孝俊・鹿島 薫・蟹江康光 1991. 三浦半島北武断層の完新世における活動期と変位様式に関する考察. 横浜国立大学理科紀要 Sec. II, (38): 83-95.
佐藤比呂志・蟹江康光・東郷正美・渡辺満久・小松原 琢・隈元 崇・八木浩司・馬 勝利・太田陽子・中村俊夫・梅澤俊一 1997. 横須賀市野比地区における北武断層のトレンチ調査.
活断層研究, (16): 13-18.
鈴木 進 2012. 神奈川県東部の三浦半島に分布する中新統葉山層群の放散虫化石年代. 神奈
川県博調査研報 (自然), (14): 65-74.

P-3
3 次元画像で得られた長野県岡谷市塩嶺山地における地形地質学的特長
井口豊（生物科学研究所）
Topographical and geological characteristics of Enrei mountains in Okaya,
Nagano, derived from 3D images
Yutaka Iguchi (Laboratory of Biology)
1. はじめに
近年，地形・地質学の分野でも，3 次元画像の解析が盛んに行なわれるようになってきた 。
国土地理院は，Web 上で全国の 3D 地図を見たり，そこから立体模型を作成したりできるサービスを開始している（国土地理院，2014）。しかしながら，全国の自治体が 3D 地図を積極
的に防災に活用しているとは言いがたい。長野県岡谷市の場合も，市役所のウェブサイトで，
地震・土砂災害のハザードマップを公開しているが，地形図と航空写真である（岡谷市 ，2014）。本研究では，井口（2013）が扱った塩嶺-西山山地の断層および地すべり地形のうち，大川沿いの地形地質学的特長を，国土地理院提供の 3D 地図によって調べてみた。

図 1: 画像分析した岡谷市西部，大川流域．背景地図は，国土地理院の電子国土 Web．

図 2: 図 1 の 3D 地図．高さを 3 倍に拡大してある．白線で囲まれた部分
が大川流域．

2. 3D 画像の分析
図 1 に分析対象地域を，図 2 に真上から見た 3D 画像を示す。注目したいのは，岡谷市西北部の塩尻峠から，やまびこ公園東側にかけての大川流域である。
図 2 の 3D 画像で見ると，大川流域は中流域が拡がった形，大雑把に言えば，ひし形を呈している。その中央部にあるのが，岡谷工業高校グラウンドがある小丘であり，井口（2013）が地滑り地形と報告した場所である。

図 3 は，大川流域を南側（下流側）から見た 3D 画像である。「ひし形」と述べた流域の様子が良く分かる。また，中央の小丘が，西側（左側）の山地から滑り落ちたことが明瞭に示唆される。さらに，
大川上流部の谷の東側（右側）斜面は，
垂直に近い斜面が直線上に続き，えぐり取られたかのような形状を呈する。この付近は，澤ほか（2007）が，北北西-南
南東方向の活断層群を指摘した地域でもある。小丘を形成した地滑りは，この断層の運動によって大川の谷が形成されたことに関連すると示唆される。
このように様々な地形地質情報が読み取れる 3D 画像を防災に役立てるためにも，
自治体は，もっと積極的に活用すべきであろう。

図 3: 大川流域を下流側から見た 3D 図．高さを 3倍に拡大してある。白点線内が大川流域。中央の小丘は，左の矢印方向から滑り落ちたと思われる。

引用文献
井口豊（2013）長野県岡谷市の塩嶺西山地域における断層と地すべり地形．日本活断層学会
2013 年度秋季学術大会講演予稿集: 60-61.
国土地理院（2014）地理院地図３ D． http://cyberjapandata.gsi.go.jp/3d/ （2015 年 10月 25 日アクセス）．
岡谷市（2014）岡谷市防災ガイド・ハザードマップ．
http://www.city.okaya.lg.jp/site/bousaibox/list98-436.html （2015 年 10 月 25 日アクセス）．
澤祥・谷口薫・廣内大助・松多信尚・内田主税・佐藤善輝・石黒聡士・田力正好・杉戸信
彦・安藤俊人・隈元 崇・佐野滋樹・野澤竜二郎・坂上寛之・渡辺満久・鈴木康弘（2007） 糸魚川－静岡構造線活断層帯中部，松本盆地南部・塩尻峠および諏訪湖南岸
断層群の変動地形の再検討．活断層研究 27: 169-190.
地形図および 3D 画像作成にあたって参照したウェブサイト
図 1：国土地理院電子国土 Web
http://maps.gsi.go.jp/#15/36.076696/138.028557
図 2：国土地理院 3D 地図
http://cyberjapandata.gsi.go.jp/3d/site/index.html?
did=gazo1&lat=36.091071874033915&lon=138.03900718688965&z=14&cpx=-13.404&cpy=22.978&cpz=72.279&cux=-0.149&cuy=0.464&cuz=0.874&ctx=-0.177&cty=0.062&ctz=0.042&a=3
図 3：国土地理院 3D 地図
http://cyberjapandata.gsi.go.jp/3d/site/index.html?
did=gazo1&lat=36.091071874033915&lon=138.03900718688965&z=14&cpx=43.478&cpy=73.738&cpz=35.279&cux=0.370&cuy=-0.241&cuz=0.898&ctx=-0.177&cty=0.062&ctz=0.042&a=3

P-4
2014 年長野県北部の地震に伴う地表地震断層周辺の浅部地下構造と地殻変動
○

中埜

貴元・宇根

寛（国土地理院）

Shallow structures of surface rupture and crustal deformation associatedwith the Northern Nagano Prefecture earthquake in 2014○

Takayuki Nakano, Hiroshi Une (GSI)

１．はじめに2014 年 11 月 22 日に長野県北部を震源として発生した Mj 6.7（Mw 6.2）の地震（以下，「2014 年長野県北部の地震」という）では，北城盆地及び神城盆地の東縁部において，神城断層（澤ほか，1999；東郷ほか，1999）に沿って地表地震断層が出現した（廣内ほか，2014；
勝部ほか，2014；岡田ほか，2014 など）．筆者らは，地下浅部の地表地震断層の傾斜角を把握するため，白馬村の複数地点において地中レーダ（Ground-penetrating radar：GPR）探査を実施するとともに，国土地理院の SAR 干渉画像における地殻変動分布を判読し，地表地震断層の浅部地下構造との関係を考察した．
２．調査の概要
GPR 探査は，2014 年長野県北部の地震において明瞭な地表地震断層が確認された白馬村北部（塩島地区，大出地区）の 4 地点と，地表地震断層の分布・形態から低角の逆断層の存在が推定されている白馬村南部（飯田地区，堀之内地区）の 5 地点で，2015 年 5 月 13～14 日に実施した．使用した装置は，名古屋大学所有の Sensors & Software 社製 Noggin スマートカー
トシステムで，中心周波数 250 MHz のアンテナを用いた．SAR 干渉画像の判読は，国土地理院の解析による 5 つの SAR 干渉画像を用いて実施した．
３．調査結果と考察
代表的な GPR 探査結果を第 1 図に示す．この探査測線は，白馬村北部塩島地区の耕作地内に現れた地表地震断層と直交する方向で，耕作地内の畦道に沿って設定した測線である．地
表地震断層による変形が地表に生じていた範囲（水平距離 3.5～7 m 地点）において，少なくとも反射が得られている地下 2 m までは，地表の変形と同様に相対的東上がりの層構造の変形が見られ，併せて連続性のある反射面のずれ（第 1 図下段図中の黒太点線及び黒点線）が確認できる．特に，黒太点線で示した部分は明瞭で，今回の地表地震断層やそれ以前の活断層部分を捉えている可能性があり，その傾斜角は 40～60 度である．このような結果が他の測線でも得られ，白馬村北部の大出地区でも地表地震断層の傾斜角は約 25～40 度と推定された．一方，白馬村南部の飯田地区や堀之内地区周辺で実施した探査では，明瞭な断層構造を捉えることはできなかったが，飯田地区では地震に伴う幅広い撓曲が生じたことが確認されていることから地表地震断層が低角であることが明らかであり，白馬村周辺での地表地震断層（神城断層）は，北部は高角，南部は低角という特徴を持っていると言える．
SAR 干渉画像の判読では，2014 年 10 月 2 日と 2014 年 11 月 27 日の地震前後のペアによる干渉画像に注目すると，北部では東側の干渉縞パターンが地表地震断層の位置で断ち切られているように見えるのに対して，南部の飯森駅付近から堀之内付近には東側の干渉縞パター
ンの西に幅 200m 程度の南北走向の干渉縞が付加しているように見える．この縞は 3 本（3 周期分）観察され，約 36cm の東側隆起または西向きの変動があったと解釈できる．地表で撓曲が認められる位置とほぼ一致していることから，この範囲に低角の地表地震断層が存在する
ことを示していると考える．一方で，この干渉縞パターンは，堀之内地区付近を境にそれより南側では，堀之内地区から離れるにつれて干渉縞の間隔が広くなり，比較的緩やかな隆起
または西向きの変動（水平距離約 500 m で 1 周期分（電波照射方向に約 12 cm）の変動）を示している．このような特徴は，地殻変動の様式が堀之内地区付近で急激に変化していることを示しており，地下の断層運動も堀之内地区の南北で変化していると考えられる．
４．被害との関係
この地震では，堀之内地区とその周辺において多数の家屋の倒壊や地表変形が生じた一方で，1 m 弱の上下変位を伴う地表地震断層が出現した白馬村塩島地区周辺では，その上盤の断層直近にある家屋や小屋はほとんど倒壊していない．堀之内地区に被害が集中した要因に関しては多くの議論があり（例えば，国土技術政策総合研究所・建築研究所，2014；原山ほか，
2015 など），様々な要素が絡み合っている可能性があるが，地表地震断層を生じさせた神城断層が，この付近の地下浅部
では低角逆断層であり，堀之内地区がその上盤末端部付近にあったことが要因のひとつと考えられる．また，地下の断層運動の様式の境界にひずみが集中し，堀之内地区の被害拡大に寄与した可能性
もある．

第1図

白馬村北部塩島地区の探査断面図（上）とその解釈図（下）．横軸が始点からの水平距離，左縦軸がレーダ波の往復走時，右縦軸が深度を示す．縦横比は 1：1．

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糸魚川—静岡構造線活断層系神城断層（2014 年地震断層）のトレンチ調査（速報）°遠田晋次・（東北大学）・石村大輔（東北大学）・奥村晃史（広島大学）・丹羽雄一（東北大学）・森 良樹（パスコ）・郡谷順英（パスコ）・小俣雅志（パスコ）
Trench excavation survey across the 2014 rupture zone along Kamishiro fault,
Itoigawa-Shizuoka Tectonic Line fault system: A preliminary report
Shinji Toda (Tohoku Univ.), Daisuke Ishimura (Tohoku Univ.), Koji Okumura(Hiroshima Univ.), Yuichi Niwa (Tohoku Univ.), Yoshiki Mori (Pasco Corp.),
Yorihide Kohriya (Pasco Corp.), and Masashi Omata (Pasco Corp.)
2014 年 11 月 22 日長野県北部の地震（Mjma 6.7, Mw 6.2）では，長野市，小谷村，小川村で震度６弱を観測し，白馬村堀之内地区などの一部の集落で甚大な住宅被害が発生した．この地震にともなって，糸魚川−静岡断層系神城断層の中央部約 9 km の区間で最大80cm の上下変位が生じた．この地震は，地震調査研究推進本部（地震本部）が評価してきた主要活断層ではじめて発生した大地震であり，発生前に地震規模や発生確率，シナリオ
地震が検討されていた点で，活断層調査や地震長期評価の妥当性を評価する上できわめて重要である．
著者らは，文部科学省委託業務「糸魚川—静岡構造線断層帯における重点的な調査観測（追加調査）」の一環で，2015 年 10 月より長野県北部地震に伴う地震断層沿いの３か所でトレンチおよび群列ボーリング調査を開始した．調査の目的は，神城断層の活動履歴と平均変位速度を明らかにし，2014 年地震が各種想定よりも小規模であった理由を探ることにある．また，近傍の未破壊区間との活動履歴・様式の相違も検討することで，今後のセグ
メンテーション評価にも資する．
本要旨投稿時には，まず神城地区飯田地点でトレンチを掘削し，2014 年地震に先行する
複数回の断層運動の証拠を確認した．飯田地点は，2014 年地震断層帯南部の現行の姫川右岸の最低位面に位置し，神城盆地東縁が大きく東に湾入する部分にあたる（図１，JR 神城
駅の東北東約 700m の地点）．ここでは地震断層は南に向かって２条に分岐し，走向は北西−南東に急変する．特に北側のトレースは，ほぼ東西走向を示し，北側隆起の 30 cm の上下変位だけではなく，同等程度の左横ずれを伴う．また，左横ずれセンスと整合するように，
変形帯隆起側頂部にはミ型雁行クラックが発達する．これらのことから，北側のトレースは，２つの逆断層をつなぐトランスフォーム断層とも解釈される．
人工改変と姫川の浸食で累積的な変位地形が失われているという懸念もあったが，今回の調査では北側のトレースを横切るように２条のトレンチを掘削した（図１）．B トレンチ
壁面に露出した地層は，最上位の耕作土・埋め戻し土を除くと，１）倒木を含む旧耕作土・

旧表土，２）砂礫混じり腐植土，３）大きく変形した古神城湖起源の湖成堆積物に大別される（図２）．旧耕作土までは，2014 年地震と同等程度の変位が確認されるが，以深の砂礫混じり腐植土には 2014 年だけでは説明できない変形が認められる．また，不整合を挟んで最下位の湖成堆積物は見かけ上 45 度以上の傾斜や顕著な撓曲変形が認められ，複数回の断層運動による変形と解釈される．発表時には，これらの詳細な観察結果と一部の年代測
定値，他地点のトレンチ・群列ボーリング調査結果も速報する．

図１．神城断層飯田地点のトレンチ調査位置図（左）図２．飯田地点 B トレンチ壁面写真（平成 27 年 10 月 15 日時点）

P-6
むしゅう

山田断層の第四紀後期における活動履歴－但東町 虫生 地点の露頭調査－○

岩森暁如１・佐々木俊法２・杉森辰次３・相山光太郎２・後藤憲央４

柳田 誠４・重光泰宗１・田中 裕１１
関西電力 ２電中研 ３ダイヤコンサルタント ４阪神コンサルタンツ
Late Quaternary paleoseismic history on the Yamada fault zone
in the Tango area, Central Japan
Akiyuki IWAMORI, Toshinori SASAKI, Tatsuji SUGIMORI, Kotaro AIYAMA,
Norihisa GOTO, Makoto YANAGIDA, Yasumune SHIGEMITSU, Yutaka
TANAKA
１．はじめに山田断層は，山田断層帯主部のうち，京都府宮津市難波野から兵庫県豊岡市但東町坂野までの長さ約 21km，ほぼ北東－南西方向の活断層であり（地震調査研究推進本部，2004），
北西側隆起を伴う右横ずれ断層とされている（植村，1985 など）．産業総合技術研究所（以下，産総研）（2011）により，山田断層南西部の坂野地点においてトレンチ調査がおこなわれ，最新活動が約 12400 年前以後，約 11200 年前以前とされているが，平均活動間隔など，その他の活動性については明らかになっていない．今回，同じく山田断層南西部の虫生地
点（北緯 35 度 31 分 1.25 秒，東経 135 度 0 分 28.3 秒）の露頭において，露頭観察，14C 年
代測定，火山灰分析などをおこない，約 20 万年前以降の活動について新知見が得られたので報告する．
２．断層変位地形と露頭状況
山田断層南西部は，空中写真判読の結果，尾根・河谷の系統的な右屈曲からなる変位地形が認められるほか，鞍部や傾斜変換などの地形要素が連続的に分布する．断層露頭は太田川右岸の支川沿いに位置し，周辺には明瞭な尾根および河谷の屈曲がみられる．本地点
は近接する２つの露頭からなり，河床沿いの露頭（以下，虫生 a 露頭）と，その上方に層厚約 7m の堆積物に変位を与える断層が分布する露頭（以下，虫生 b 露頭）がみられる．
３．露頭観察結果による地質層序と構造
虫生 a 露頭は，基盤地質が宮津花崗岩（上村ほか，1974）の粗粒角閃石黒雲母花崗岩からなり，花崗岩中の断層ガウジを伴う明瞭な 1 条の断層が腐植層と斜面堆積物に覆われる．
この断層は，断層ガウジを伴うなどの理由から，下記の虫生 b 露頭における FN 断層に連続すると考えられる．本露頭の断層岩に関する詳細は相山ほか（2014）で報告済みである．
虫生 b 露頭は，主要な 2 条の断層（FN 断層，FS 断層）によって第四系の堆積物が花崗岩中にくさび状に落ち込んでいる（第 1 図）．FN 断層は ENE 走向高角度北傾斜を示し，直線的で幅数 cm の断層ガウジを伴い，堆積物中に 13 条の逆断層センスの派生断層が分布す
る． FS 断層は，FN 断層と同様に ENE 走向高角度北傾斜を示す．断層ガウジは認められず，堆積物の引きずり構造から正断層センスの変位・変形が認められる．堆積物は主に土
石流堆積物や崖錐堆積物からなり，層厚 1m 程度の赤黄褐色の風成堆積物がこれらを覆い，地表付近には層厚 10cm 程度の表土がみられる．堆積物は上位から 1～7 層に区分され，さらに層相や各分析結果から 25 層に細分された（第 1 表）．

４．断層の活動履歴
・最新活動時期：主断層である FN 断層が，露頭最上部で 2b 層に変位を与え，2a 層に覆われることから，最新活動時期は約 2,000y.B.P.以降，約 900y.B.P.以前と考えられる．ただし，2a層が古い有機物を混入しうる崖錐堆積物であることから，虫生 a 露頭で断層を覆う腐食層の年代を採用すると，最新活動時期は，約 2,000 y.B.P.以降，約 200 y.B.P.以前となる．
・平均活動間隔：FN 断層による地層の変位・変形，被覆関係から，7c 層（hpm1；約 23 万年前を含む）堆積以降，2a 層堆積までに 6 回の活動イベントを読み取ることができた（第 2表）．これらのうち 4 回のイベントは K-Tz（約 9.5 万年前）を含む 4c 層堆積より前であり，最新活動を含む残りの 2 回のイベントは 4c 層堆積以降である．以上より，
平均活動間隔は，
約 23 万年前から約 9.5 万年前までの間が約 4.5 万年～約 3.4 万年，約 9.5 万年前以降が約9.5 万年～約 4.8 万年となる．この平均活動間隔の違いは，4b 層堆積以降，K-Ah（約 7300
年前）を含む 2b 層までの間に活動イベントが認められないことによる．ただし，FN 断層の上盤側（北側）には 2b 層を含むそれより上位の地層しか分布しておらず（第 1 図），その間の活動イベントを記録した層準が侵食により失われている可能性がある．
引用文献：地震調査研究推進本部(2004) 山田断層帯の長期評価について，28p．植村(1985) 活断層研究，1，81-92．
産総研(2011)「活断層の追加・補完調査」成果報告書，No.H22-4．上村ほか(1974) 20 万分の 1 地質図「鳥取」．相山ほか(2014) 日本応用地質学会研究発表会講演論文集，平成 26 年度, 187-188．
第１表
層序区分
1層
1
2a
2b
2層
2b'
2c
3a
3b
3層

3c
3d

4a
4b
4c
5a
5層
5b
5c
6a
6b
6c
6層
6d
6e
6f
6g
7a
7層
7b
7c
Gr(c)
宮津花崗岩 Gr(p)
Gr

FN 断層

4層

第２表
イベント

グリッドは 1m

第1図

虫生 b 露頭スケッチ

虫生 b 露頭の層序区分

14C年代測定結果
火山灰分析結果
110.1±0.3 pMC－
920±30 y.B.P－
2,040±30 y.B.P－
4,060±30 y.B.P
11,640±40 y.B.P K-Ah，AT，K-Tz起源の粒子を含む
阪手テフラ，AT起源の粒子を含む
4,430±30 y.B.P
6,000±30 y.B.P 阪手テフラ，AT起源の粒子を含む
5,010±30 y.B.P
阪手テフラ，AT起源の粒子を含む
7,450±30 y.B.P
8,730±30 y.B.P 阪手テフラ，AT起源の粒子を含む
6,430±30 y.B.P－
K-Tz起源の粒子を含む
K-Tz起源の粒子を含む－－－
hpm1起源の粒子を含む
hpm1，hpm2起源の粒子を含む
－
－
－
－
－
－
－
hpm1起源の粒子を含む－－－

虫生 b 露頭の活動イベント一覧
イベント認定根拠

活動時期

イベント１

f1断層とf13断層が2b層（2,040±30 y.B.P.）に変位を与え 約2,000年前以降
2a層（920±30 y.B.P.）に覆われる．
約900年前以前

イベント２

f14断層が2c層（K-Ah降灰以降）に変位を与え2b層（2,040±30 y.B.P.）に覆われる．

K-Ah降灰（約7.3ka）以降
約2,000年前以前

イベント３ f8断層が5a層に変位を与え4b層に覆われる．

hpm1降灰（約230ka）以降
K-Tz降灰（約95ka）以前

イベント４ f11断層が6c層に変位を与え6b層に覆われる．

hpm1降灰（約230ka）以降
K-Tz降灰（約95ka）以前

イベント５

f3断層とf5断層およびf6断層が6e層に変位を与え6d層に hpm1降灰（約230ka）以降覆われる．
K-Tz降灰（約95ka）以前

イベント６

f2断層が7層に変位を与え6g層に覆われる．
6g層が7層を傾斜不整合で覆う．

hpm1降灰（約230ka）以降
K-Tz降灰（約95ka）以前

P-7
中国地方西部，冠山山地付近に発達する活断層群の分布と断層変位地形○

田力正好（地震予知振興会），中田 高（広島大学名誉教授），堤 浩之（京都大学），
後藤秀昭（広島大学），松田時彦，水本匡起（地震予知振興会）

Distribution of active faults and tectonic landforms around the
Kanmuriyama Mountains, western Chugoku region, Japan
Masayoshi TAJIKARA (ADEP), Takashi NAKATA (Hiroshima Univ.),
Hiroyuki TSUTSUMI (Kyoto Univ.), Hideaki GOTO (Hiroshima Univ.),
Tokihiko MATSUDA, Tadaki MIZUMOTO (ADEP)
中国地方西部（山口県東部，広島県西部，島根県西部）の冠山山地付近には北東－南西走向の地質断層が多数分布するが，活断層の分布は希薄な地域と従来考えられてきた（活断層研究会編，1991 など）．ところが近年，
大縮尺空中写真の判読により，地質断層が再活動したと考えられる活断層が新たに多数発見されてきている（中田・今泉編，2002；高田ほか，2003；後藤・中田，2008；山内・白石，2010；2012 など）．筆者らは，平成 22 年
度より，主として 70 年代国土地理院撮影 1/1 万カラー写真を用いて，中国地方全域の活断層判読作業を行っている．その結果，既報に示された活断層以外にもさらに多数の活断層が認定され，当該地域は日本国内でも有数の活断層が密に分布する地域であることが分かってきた（図 1）．その結果の一部（菊川断層帯，弥栄断層帯，
大原湖断層帯，筒賀断層帯）については既に報告しているが（田力ほか，2011；2012；2013；2015），本発表では山口県東部に分布する地福断層（森岡ほか，2007；佐川ほか，2008）および広島県西部に分布する水内川断層帯（仮称）の分布と断層変位地形の特徴について報告する．さらに，本地域全体の活断層の分布と変位地形の特徴，およびテクトニックな意義について，若干の考察を試みる．
地福断層は山口市北東部に位置する活断層で，北東－南西走向，全体の長さは 27 km 程度，5-15 km 程度の数条の断層から構成される（図 1）．これらの断層は，森岡ほか（2007）および佐川ほか（2008）により断層変位地形が報告され活断層であることが示されたが，本研究で記載された活断層の位置形状は既報のものとは一部異なっている．本断層の主な断層変位地形は小規模な河谷の右屈曲で，その他，段丘面上の低断層崖，分離丘，
截頭谷，閉塞凹地が認められた．縦ずれを示す変位地形が少ないこと，縦ずれの向きが一定しないことから，本断層は主として右横ずれ変位をしていると考えられる．本断層の北東延長には弥栄断層が分布するが，その間に発達する徳佐の小盆地と青野火山群付近で明瞭な断層変位地形が認められないことから、地福断層は弥栄断層とは別な活断層であると考えられる．また，地福断層の南西端の延長部にも明瞭なリニアメントが連続しているが、この区間では断層変位地形が認められなかったため、本研究では活断層とはしていない。
水内川断層（仮称）は，広島市西部・廿日市市北部・安芸太田町東部・北広島町南部にかけて分布する活断層
で，北東－南西走向，全体の長さは 55 km 程度である．本断層は雁行または平行に配列する 5-30 km 程度の比較的短い断層群から構成される。断層変位地形は主として河谷・尾根の右屈曲で，その他，段丘面の低断層崖，
分離丘，截頭谷，閉塞凹地等の変位地形も認められる。ただし，それらの変位地形はいずれも不明瞭なものであるため，本断層には確実な活断層の区間は存在せず，全て推定活断層である．地福断層と同様，縦ずれを示す変位地形が少ないこと，区間によって縦ずれ変位の向きが変わることから，本断層は右横ずれ変位を主としていると考えられる．
冠山山地付近に分布する活断層群の特徴は以下のようにまとめられる．
①分布：断層群を構成する個々の断層は，長さ数 km～20 km 程度のものが多く，それぞれの断層が雁行あるいは平行に配列する．平行に分布する断層トレースの間隔は数 km～10 km 程度である．中には非常に長く（100km 程度）連なる断層もある（筒賀～宇佐郷，大原湖～小郡）が，分布が断続的であること，中央付近で走向が変化することから，一連の起震断層として活動する可能性は低いと考えられる。
②活動様式・活動性：河谷の屈曲等の右横ずれを示す断層変位地形が卓越することから，右横ずれ変位を主体とすると考えられる．右屈曲する河谷の屈曲量が数 10 m～200 m 程度で，ほとんどが 100 m であることから，
右横ずれの総変位量は小さいと考えられる．また，大きな河谷よりもむしろ小規模な河谷で変位が明瞭に認められるのは，断層の変位速度が小さく（C 級程度？），大規模な河谷ほど変位地形が侵食で失われやすいためと考えられる．ただし，具体的な証拠に基づく変位速度は得られていない．
③地質学的背景：活断層の位置形状は，既に知られている地質断層（西村ほか，1995 等）に一致しているものが多い．これらの地質断層は白亜紀の南北圧縮場に対応して形成された左横ずれ断層を起源とするが，これらの断層が現在の東西圧縮場に対応して右横ずれ変位をしていると考えられる（Kanaori, 1990 等）．活断層は冠山
山地付近で密に分布し，東方の吉備高原と北方・西方の岩見・周防高原での分布は疎である．この分布の特徴も地質断層の分布の特徴と調和的である．
④テクトニックな意義：狭い間隔で断層群が平行して分布していることから，個々の断層が固有的な活動するのではなく，平行する活断層群が全体として歪みを解消している可能性が考えられる．そのため，個別の断層では活動時期の規則性はなく，断層群全体としてある一定の歪み速度（活動間隔）で活動していると考えられる．このような活動様式と中国地方の歪み速度が小さいことを考慮すると，本地域の個々の活断層の活動性は非常に低いと予想される．

図 1 調査地域周辺の活断層P-8
空中写真判読によって見出された大森－三子山リニアメントおよびその周辺の断層変位地形
吾妻 崇（産業技術総合研究所）・谷口 薫（株式会社パスコ）
Tectonic landform along and around Oomori-Mitsugoyama lineament
indentified by topographic analysis by using aero-photographs
Takashi AZUMA and Kaoru TANIGUCHI
１．はじめに
中国地方の日本海側の地域は地震活動が比較的活発であり，過去にも 1872 年浜田地震（M
7.1±0.2），1943 年鳥取地震（M7.2），2000 年鳥取県西部地震（M7.2)といった大地震が発生しているが，この地域では明瞭な活断層はあまり認められていない．その理由としては，
M7 クラスでも明瞭な地表地震断層を伴わない地震が発生していることや，断層運動による
地表でのずれの指標となる地形があまり発達していないことなどが考えられる．以上のように，中国地方の日本海側は，活断層の認定が困難な地域ではあるが，水系・尾根の系統的な屈曲や鞍部の連続などの地形を抽出するなど丁寧な地形判読を行なって調査の基図となる活断層図を作成することは重要である．本発表では，島根県中部に位置する大森－三子山リニ
アメント（活断層研究会編，1991）とその周辺について，空中写真判読に基づいて作成した
活断層図を紹介するとともに，断層変位地形の分布と地質構造や地震活動との関係を示す．
２．大森-三子山リニアメントに沿った断層変位地形
大森－三子山リニアメントは，島根県中部の大田市から江津市にかけて位置しており，北東－南西走向で長さが 14 km である．同文献によると，このリニアメントに沿って谷が 750m 右横ずれしているが，どの川に右横ずれが認められるのかについての記載はない．このリニアメントの北東端は太田市久利町戸蔵付近であり，そこから南西に向かって延び，石見銀山を通って，江津市温泉津町鷲峰寺付近が南東端となっている．
今回，このリニアメントに沿った地域について，空中写真を用いた地形判読を行なった．
地形判読に用いた空中写真は，1964 年に撮影された 2 万分の 1 と 1976 年に撮影された 1 万分の 1 の写真である．地形判読の結果，大森-三子山リニアメントに沿って河川・谷・尾根の右屈曲や鞍部の連続が認められた．戸蔵川，亀谷川，湯谷川といった河川は，500 m 以上右
横ずれしている可能性がある．亀谷付近では，鞍部の連続が認められる．リニアメントの北
東端は少なくとも活断層研究会編（1991）が示した位置よりも約 2 km 北東側の忍原川左岸まで延びると思われ，さらにその北東側の大仙山の北東側から約 5 km 北東に延びるリニア
メントが認められる．一方，南東端については活断層研究会編（1991）が示した位置から約2 km 南西側の大田市温泉津町井田付近まで谷の右横ずれが認められる．
周辺の地質構造について，20 万分の 1 地質図には平行する数条の断層がこのリニアメントの北東側に引かれているが，5 万分の 1 地質図にはこれらの断層は示されていない．この周辺で発生する微小地震の分布は，このリニアメントの走向と同じく北東-南西方向に延びているが，その中心はこのリニアメントよりも南東側に位置している．
３．周辺に認められる断層変位地形(1) 大田市久手町刺鹿
大森-三子山リニアメント北東端の北方を流れる大原川支流の江谷川の左岸には，北東-南
西方向に延びる無能河川が認められる．この北東-南西方向に延びる谷は，かつての江谷川が右横ずれを受けた後に河川が争奪されて残された地形と考えられる．その延長部には，鞍部や直線谷が約 5 km の区間にわたって分布する．
(2) 大田市栄町付近
大森-三子山リニアメントの北端部付近の静間川の右岸において，水系の右横ずれや鞍部が北東-南西方向に連続して分布する．長さは約 3 km である．

(3) 大田市河合町忍原～水上町福原
大森-三子山リニアメントの約 2 km 南側に，これと平行する長さ約 6 km のリニアメントが認められる．大田市水上町荻原付近では忍原川の南東側の水系に系統的な右屈曲が認められる．この付近の地質構造について，20 万分の 1 地質図では系統的な水系の屈曲が顕著な荻原付近に断層が示されているが，5 万分の 1 地質図にはその断層は示されていない．また，
微小地震の分布との関係については，大森-三子山リニアメントよりもむしろこのリニアメン
トの方が微小地震の分布の中心に近い．
(4) 大田市宅野町～大屋町
大森-三子山リニアメントの北西側に，西北西-東南東方向に延びるリニアメントが認められ，それに沿って系統的な水系の左屈曲が認められる．このリニアメントに斜交する東北東西南西方向に延びるリニアメントが左横ずれしているようにも見える．
(5) 江津市温泉津町付近
大森-三子山リニアメント南端部の約 2.5 km 北西側に，北東-南西走向のリニアメントが存在し，湯里川右岸では水系の右屈曲が認められる．
(6) 江津市上都治～戸谷
大森-三子山リニアメントの南西側に，江津市上都治から戸谷にかけて北西-南東方向に延びる約 5 km の区間において系統的な水系の左横ずれと鞍部の連続が認められる．また，このリニアメントの北西部の約 1.5 km 西側において，系統的な水系の右屈曲と鞍部の連続が約
2 km の区間にわたって認められる．このリニアメントは地質構造境界をなす断層にほぼ沿って分布し，地質構造境界はリニアメントが認められる範囲よりもさらに南東まで延びている．
４．まとめ
中国地方日本海側に位置する大森-三子山リニアメントに沿って河川の右横ずれや鞍部といった活断層の存在を示唆する地形が連続して認められ，その長さは大仙山の北東側の区間も含めると約 34 km に及ぶ可能性がある．また，このリニアメント以外にも，長さは短いが系統的な水系の屈曲等によって示される活断層の存在を示す地形が見出された．これらの一部は，微小地震の分布や地質断層に沿っており，今後現地調査を実施して断層との関連性やその活動性を明らかにしたい．なお，本発表の内容は，独立行政法人産業技術総合研究所（当時）が独立行政法人原子力基盤機構（当時）から受託した「平成 22 年度 活断層の地震規模
お及び活動性評価の精度向上に関する研究」の中で実施した「孤立した短い活断層の評価」の一部を抜粋し，考察を加えたものである．

大森-三子山リニアメントおよびその周辺で認められた活断層トレース
括弧付きの数字は本文中に出てくるその他のリニアメントに対応している．

P-9
航空レーザー測量と写真測量を併用した四国中・西部における中央構造線断層帯の断層形態の検討
大西耕造○・西坂直樹（四国電力）
・池田倫治（四国総合研究所）
柳田 誠・後藤憲央（阪神コンサルタンツ）

Tectonic Landform of the Median Tectonic Line in Middle and Western
Shikoku, analyzed by Airborne Laser Survey and Photogrammetry
Kozo Onishi, Naoki Nishizaka(Shikoku Electric Power Co., Inc.), Michiharu
Ikeda(Shikoku Research Inst., Inc.), Makoto Yanagida, Goto Norihisa(Hanshin
Consultants Co., Inc.)
１．はじめに活断層の位置，長さ，形状等は精度の高い地震動評価など防災計画を策定する上で，欠かせない情報であり，評価結果に大きな影響を与える．近年，コンピュータの進歩によって大容量のデータの取り扱いが容易になったことから，詳細な数値標高モデル(DEM)を用いた変動
地形学的な研究が広く進められている（例えば，中田ほか，2008）．航空レーザー測量によって植生に隠されていた微地形の判読が可能になり，断層の詳細な位置・形状の認定や変位量の計測を効率的に行うことができるようになった．また，空中写真とは異なる特性をもった
地形情報による判読手法として，航空レーザー測量等による DEM から作成したステレオペア
画像を用いた PC のディスプレイ上での判読手法が提案されている（後藤・中田，2011）．そこで，本研究では，四国中・西部における中央構造線断層帯西部を対象に実施した航空レーザー測量による DEM を用いた実体視判読および断層形態の検討結果について報告する．
２．航空レーザーと空中写真測量による詳細な DEM の作成
航空レーザー測量は，航空機から地上に向けて多数のレーザーを発射し，そのレーザーが地表で反射して戻ってくるまでに要する時間を計測する測量手法である．今回，2 mDEM を作成することを目的として，四国西部と中部において，中央構造線断層帯を構成する伊予断層から岡村断層までの約 85 km 区間を対象に航空レーザー測量を実施した．
一方で，中央構造線断層帯に沿って高速道路やゴルフ場などの大規模構造物が建設され，もとの地形が大きく改変されていることから，航空レーザー測量では，これらの地域の改変
前の地形のデータを取得することができない．そこで，地形改変前の空中写真を用いた写真
測量を行い，図化した等高線データと地形変換線から 1 mDEM を作成し，地形改変前のデータと航空レーザー測量結果を統合した 2 mDEM を作成した．
３．DEM を用いた実体視判読
2 mDEM からステレオペアの鳥瞰図を作成し，実体視による断層地形判読を行った．DEM を用いた実体視判読は，空中写真判読と比較すると以下の利点がある．①植生を取り除いた地形が確認できる，②任意の地点の地形断面図を作成できる，③判読の縮尺を任意に変更できる．一方，④空中写真よりも分解能が低い，⑤土地利用状況などの情報を確認できず，人工の崖と変位地形との判別が難しい，⑥急傾斜面などデータの取得密度が低い箇所において補間処理時に精度が下がる，等の欠点が挙げられている（例えば，柳田，2012）．本研究では，
上記の点に留意し，空中写真を併用しつつ，中田(2000)，中田・今泉編(2002)などの既存の文献も参考に DEM による判読を行った．
ここでは一例として，岡村断層分布域（伊予西条駅～中萩駅周辺）の判読結果を述べる．
岡村断層分布域における DEM から作成した陰影図を図－１に示す．西の川原地域において，
ENE-WSW 走向で山麓の扇状地や段丘を横切る低断層崖が認められる．その東方の西原地域では，明瞭に沖積面・段丘が切られており，変位に累積性が認められる．さらに東方の萩生地
域では，直線的な崖が続き，各時代の段丘の北縁をなす．また，大永山地域では，岡村断層の南側に並走する石鎚断層に沿って，明瞭な三角末端面や鞍部が連なっている様子が認められる．
引用文献
後藤秀昭・中田 高，2000，四国の中央構造線活断層系―詳細断層線分布と資料―，広島大
学総合地誌研究資料センター研究叢書，35．
後藤秀昭・中田 高，2011，デジタル化ステレオペア画像を用いたディスプレイでの地形判
読，活断層研究，34，31～36．
中田 高・隈元 崇・奥村晃史・後藤秀昭・熊原康博・野原 壮・里 優・岩永昇二，2008，
空中レーザー計測による活断層変位地形の把握と変位量復元の試み，活断層研究，29，1-13．
中田 高・今泉俊文編，2002，活断層詳細デジタルマップ，東京大学出版会．
柳田 誠，2012，活断層調査における最近の地形計測技術の適用，日本応用地質学会特別講演およびシンポジウム予稿集，54-63．

図－１ 岡村断層分布域において DEM から作成した陰影図

P-10
愛媛県西条市加茂川左岸の中央構造線断層帯岡村断層の断層分布と最新活動時期
池田倫治゜・辻 智大（㈱四国総研）・堤 浩之（京都大学）・後藤秀昭（広島大学）・
柳田 誠（㈱阪神コンサルタンツ）・大西耕造・西坂直樹（四国電力㈱）Fault distribution and the time of the latest seismic event of the Okamura fault of
the MTL fault zone at the left bank of the Kamo river in Saijo City, Ehime PrefectureMichiharu Ikeda, Tomohiro Tsuji (Shikoku Research Inst. Inc.)，Hiroyuki Tsutsumi(Kyoto Univ.), Hideaki Goto (Hiroshima Univ.), Makoto Yanagida (Hanshin
Consultants Co. Inc.), Kozo Onishi, Naoki Nishizaka (Shikoku Electric Power Co. Inc.)	
 １．はじめに
全長 300	 km 以上にわたる長大断層である中央構造線断層帯は，領域ごとに特徴的な断層分布を呈する．例えば四国地域では，西条市より西部では引張性右ステップ構造が多数発達するが，東部ではほぼ直線的な断層分布を示す．さらに，中央構造線断層帯の走向は西条市付近を境に N50°～60°E（西部）から N70°～80°E（東部）に大きく変化する．このような断層分布形状は繰り返し生じた
断層破壊の特徴を反映していると考えられる．それゆえ，この四国中央部で認められる断層分布の特徴的な変化は，中央構造線断層帯の断層破壊過程の空間的な変化を反映している可能性が高い．そのため，西条市付近に分布する岡村断層および川上断層の詳細な断層分布，活動時期および変位量（あるいは変位速度）情報の取得は，このような不連続部を考慮した断層破壊プロセスを考える上で重要な課題である．このような目的のもと，我々は近年川上断層および岡村断層に注目して調査を継続して行っている．	
 	 ２．西条市洲之内地域の岡村断層および調査概要
中央構造線断層帯の構成断層セグメントのひとつである岡村断層は，西条平野南縁から関川丘陵南縁に至る長さ約 30	
 km で走向 N70°E の直線的な活断層である．今回の調査地域である西条市洲之内
地域は岡村断層の西端部付近に位置する．調査地域には加茂川の扇状地性の低位～沖積段丘面および沖積面が発達する．岡村断層は新居浜市付近では直線的な分布を示すが，本地域では数条の並走する断層として観察される．また，これまでの岡村断層の活動性調査は主として加茂川より東部で行われており（堤ほか，1992；Tsutsumi	
 et	
 al.,1991;	
 岡田，1998 など），加茂川より西部では活動履歴情報が得られていない．	
 我々は空中写真判読，詳細 DEM 分析および現地踏査から，岡村断層の西端部付近の西条市洲之内に
おいて，これまで記載されていなかった断層崖と推定される崖地形を認定した．崖地形は段丘面と沖積面を北落ち約 1.5	
 m の高度差で境する．また，崖地形は山地と平野境界の岡村断層から約 100	
 m 程
度北側に位置し，岡村断層とほぼ並行に約 500	
 m にわたり連続する．	
 ３．調査および調査結果概要
地形的に認められた崖地形（断層崖）を地質的に確認するとともに，活動時期あるいは変位量（あるいは変位速度）情報の取得を目指して平成 23 年度および平成 25 年度にボーリング調査（計 7 本）および平成 26 年度にトレンチ調査（1 ヶ所）を実施した．平成 23 年度のボーリング調査（計 4 本）の結果，同一層準の上下変位が認められ，崖地形が断層崖であることが確認された．その後平成
25 年に，より詳細な断層分布の確認およびトレンチ調査地点の選定のため追加のボーリング調査（計 3 本）を行った．その追加ボーリング調査結果を基に平成 26 年度にトレンチ調査を実施し，断層の実在性と活動時期情報の取得を目指した．また同時に，ボーリングコアの詳細分析から断層の鉛直変位情報についても検討を加えた．	
 ①ボーリング調査結果	
 
崖地形を挟んだボーリング間で沖積層がスムーズに連続せず，約 18000 年前頃の層準に 15	
 m 程
度の北落ちの高度差が存在することが明らかとなった．また，約 8000 年前の層準に 10	
 m 程度の北落ちの高度差が確認された．これらのボーリングデータに基づくと，上下方向の平均変位速度は0.83～1.2	
 mm/yr と推定される．	
 ②トレンチ調査結果，	 	  	  トレンチ調査の結果，東西両壁面に 1 条の断層を確認した．断層は最下層の A 層（礫層）を切断し，上位の B 層（砂～砂礫層）および C 層（シルト層）に覆われている．トレンチ壁面で観察された断層の走向は N84°W であり，崖地形の走向とほぼ一致する．また，断層の傾斜は 54～57°N で
ある．	
 
	
  	
  壁面の地層から得られた土器片試料に基づくと，最新活動時期は弥生時代（紀元前 3 世紀中頃～
紀元後 3 世紀中頃）以降，中世（12～13 世紀）以前，と推定される．また，14C 年代測定結果に基づくと，AD260～AD1475 間（AD640～AD1155 間に限定される可能性もある）と推定される．既往の岡村断層の最新活動時期としては 1596 年慶長地震との対応が議論されているが（後藤ほか，2001；
岡田，2006），本調査から得られた最新活動時期は 1596 年慶長地震と対応しない．	
 ４．まとめと今後の課題	  西条市洲之内地域において，これまでに記載されていなかった断層が分布することを明らかにした．
本断層の最新活動時期は AD260～AD1475 間（AD640～AD1155 間に制限される可能性もある）であり，
1596 年慶長地震時には本断層は活動していない可能性が高い．本断層の上下方向の平均変位速度は0.83～1.2mm/yr である．	
 今後，今回得られた情報を隣接する川上断層の情報と比較することで，引張性オーバーステップを構成する両断層の連動性あるいはオーバーステップ部の盆地状構造の形成に関する検討を進めたいと考えている．	
 P-11
アナグリフ画像によるフィリピン・ビサヤス諸島の活断層判読（予報）	
 Active	 Fault	 Mapping	 of	
 Visayas	
 Islands,	
 Philippines	 base	 on	
 Anaglyph	 Images	
 
	
 
中 田 	
  高 ・ 後 藤 秀 昭 （ 広 島 大 学 ） 堤 	  浩 之 （ 京 都 大 学 ） 	
 フィリピン火山地震研究所地震関連地形マッピングチーム	
 	
 Takashi	
 NAKATA	 Hideaki	
 GOTO	 (Hiroshima	
 Univ.)・Hiroyuki	
 TSUTSUMI	
 (Kyoto	 Univ.)	
 	
 PHIVOLCS	 Earthquake-related	
 Landforms	
 Mapping	 Team	 	 キ ー ワ ー ド ： 活 断 層 ， ビ サ ヤ ス ， ア ナ グ リ フ ， DTM	 Keywords： active	
 fault,	 Visayas,	
 anaglyph,	
 DTM	
 
	
 
	
  筆者らは，フィリピンの地震発生予測精度の向上の基礎資料として，IfSAR(干渉合成開口レーダー)より新たに得られた 5ｍグリッドの数値地形モデル（DTM:	
 Digital	
 Terrain	 Model）
をもとに立体視可能な地形画像を作成し，これを判読することによって，活断層，海成段丘，
地すべり地形などの過去の大地震に関連する地形の詳細な分布をフィリピン全土にわたって
同一基準・高精度で包括的に解明する研究に着手した．本 発 表 で は ， そ の 成 果 の 一部としてビサヤス諸島の新たな活断層図予察図を提示する．	
 
	
  	
 
ビ サ ヤ ス 諸 島 の 活 断 層 	 	  ビサヤス群島は，フィリピン・ルソン島とミンダナオ島の間にある海域に分布する島々よ
りなり，東からサマール(Samar)，レイテ(Leyte)，ボホール(Bohol),	
 セブ(Cebu)，ネグロス(Negros)，パナイ(Panay)などの島々からなる．このうち，レイテ島を北北西−南南東に縦断するフィリピン断層系の活断層につては，Tsutsumi	
 and	
 Perez	 (2013)によって位置・形状が検討されている．他の島々については，フィリピン火山地震研究所(PHIVOLCS（2015）)の活断層図が刊行されているが，古い衛星画像や地質構造をもとに作成されたものでその精度や信頼性は必ずしも高くない．本研究によって明らかになったそれぞれの島の活断層の分布は下記の通りである．	
 	 Panay 島	 	  PHIVOLCS(2015)は，島の西部を南北方向に横切る西パナイ断層を，活断層として認定している．今回の判読においても，この断層の北部には河谷の系統的な右屈曲が認められ，活断層であることが確認できた．しかし，この断層の南半部には新期の活動を示す明確な断層変位地形は認められなかった．これに対して，島の中央部には右横ずれを示す短い活断層を，また，北西部には左横ずれを示す短い活断層が分布することが明らかになった．	
 	
 Negros 島	 	
  PHIVOLCS(2015)は，ネグロス中央断層と南ネグロス断層系を位置不明確な活断層として記載している．しかし，いずれの断層にそっても新期の活動を示す地形的な証拠は認められなかった．一方，火山体を変位させる短い正断層が多数散在することが明らかになった．2012
年には島の南部で M6.9 の地震が発生したが，これに関連する活断層は地表では認められず，
伏在断層が活動したものと考えられる．	
 	 Cebu 島	 	  PHIVOLCS(2015)は，本島の中央部に北東—南西にセブ断層系を認定し，それぞれがほぼ平行する断層線から構成される中央セグメントと南セグメントに区分している．しかしながら，これらの断層では、南セグメントの西側の一部のトレースに沿ってシャープなリニアメントが認められるに過ぎない．これに対して，島の北端部には，低位段丘面を北西−南東に横切る
短い推定活断層が新たに認定された．	
 	
 Bohol 島	 	  PHIVOLCS(2015)の活断層図には，北ボホール断層と東ボホール断層が既知の活断層として記載されている．前者の北端部では，2013 年ボホール地震(Mw	 7.1)の際に長さ約５km の北西低下を示す地震断層が出現した．丘陵を横切って出現した地震断層に沿って、地震後に詳細な空中写真判読を行ったが、活断層は認められなかった。また、地震断層の南方延長部の北
ボホール地震に沿って活断層の存在を指示する変位地形は認められない．これに対して，島の南西部には，南東側が低下する北東−南西走向の逆断層性の推定活断層が認められ，ボホール地震の震源断層との関連が推定される．また，中西部には横ずれ変位を伴う推定活断層が散見される．東ボホール断層に沿っても一部に推定活断層が認められるが，活断層とするに足る明瞭な地形学的証拠は認められない．	
 	
 Leyte 島	 	  この島のフィリピン断層沿いの活断層に沿っては，Tsutsumi	
 and	
 Perez（2013）の空中写
真判読による詳しい活断層分布図があり，今回の判読結果も細かな違いを除けば，ほぼこれに一致する．フィリピン断層に沿っては，主断層から枝分かれや平行する未記載の推定活断層が数多く発達する．これらの殆どは左横ずれ断層である．また，島の北東部にも北西—南東
走向の活断層が新たに発見された．	
 	 Samar 島	 	  PHIVOLCS(2015)の活断層図でも，何本かのリニアメントが認定されているのみであるが，今回の判読作業によっても活断層は認定できなかった．	
 
	
  	
 
	
  上記の判読結果をもとに，空中写真判読や現地調査などによってさらに活断層の分布とその特徴について，今後さらに詳細に検討する予定である．	
 	
  本発表は，フィリピン火山地震研究所の協力のもとで実施している平成 25〜28	
 年度科学研究費補助金（基盤研究（B））：研究代表者：中田	  高）の成果の一部である．	
 P-12
史料に記された死傷者率から内陸地殻内地震の震央位置を求める試み
小松原琢 ( 産業技術総合研究所地質情報研究部門 )Trials on estimation for location of epicenter of of inland crustal earthquakes by
ratio of dead and injured persons described in the historical documents
Taku KOMATSUBARA (Geological Survey of Japan, AIST)
1. はじめに

従来より , 史料地震学的研究では多くの場合 , 家屋倒壊率の最も高い地域ないしは等震度地域の中央に震央を求めてきた . この手法は , 客観的かつ多くの地震に適用できることから , 汎用性が高い . しかし ,家屋倒壊率は地盤条件を反映するため , 必ずしも家屋倒壊率が高い ( 震度が高い )＝震央 , とは言えない( たとえば矢田・卜部、2011).
そこで , 長大な活断層を起震断層とする場合には , 震央近傍と震央から離れた場所では , 初期微動の継続時間が異なること = 言い換えると避難行動をとる時間的余裕が震央からの距離に比例して長くなること= を利用して , 人的被害率から震央を求める手法を提案する . この手法は , 特に夜間の地震では有効と考えられるものの , 農村部の昼間の地震には適用できないことや , 人的被害率の母数となる人口が正確に記載されている例の少ない 1920 年の第 1 回国勢調査以前については適用できる地震が少ないことなど , 汎
用性に問題があるものの , より厳密に歴史地震の震央を求められる可能性をもつ .
2. 適用事例
江戸時代の地震の事例を 2 例あげる . 都司 (2010)

× 山崩れによる家屋倒壊
0 ~ ≦10%は家一軒当たりの死者数の分布から ,1828 年の文政
いる . この震央は越後平野の東縁を画する三条傾動帯

〜

≦20％

＜20％

〜

≦30％

＜30％

〜

≦40％

＜40％

~

≦50％

＜50％

〜

≦60％

＜60％

〜

≦70％

＜70％

〜

≦80％

＜80％

〜

≦90％

＜90％

〜

≦100％

庄川

宮川

庄川
断層

越後地震の震央を越後平野東部・見附市東方に求めて＜10％

茂住-祐延断層

小鳥川
跡津川断層( 工藤ほか ,2011) の南部に位置し , 長さ約 12km の

高原川

同傾動帯が活動したとすれば , 地震の規模や被害状況を適切に説明できる . また小松原 (2015) は ,1858 年の安政飛越地震について死傷者率が 5％を超える跡津

庄川

川断層の西部を震央とすることが適切と述べているが ,されたアスペリテイーの位置と一致する ( 右図 ).

死傷者率
× 山崩れによる死者発生
00＜ 〜 5％≦5％＜

3. 今後に向けて
今後 ,1930 年北伊豆地震など近代の夜間の地震を対象に同様な調査を行い , 震央の位置確定や震源

伊藤ほか(2003)による震源深度分布

過程の推定に役立てていきたいと考えている .
矢田・卜部 (2014) 資料学研究、8、1-23.
都司 (2010) 地質ニュース 676、16-20.
工藤ほか (2011)1/5 万地質図「加茂」小松原 (2015) 歴史地震研究会要旨集、21p.
Kato et al.(2007)Geophys. Res. Letters, 34, L09318.

Kato et al. (2007)によるP波速度分布

庄川
断層

その結果は弾性波速度分布 (Kato et al., 2007) から推定

宮川

茂住-祐延断層

小鳥川
跡津川断層

高原川

MEMO

P-13
確率論的地震ハザード解析におけるロジックツリーの分岐項目の設定に関する検討－内陸の活断層を対象として－°儘田豊・内田淳一・藤田雅俊（原子力規制庁技術基盤グループ）
Study to establish individual branches in logic tree for probabilistic
seismic hazard analysis –focusing on inland crustal earthquake
Yutaka MAMADA, Jun’ichi UCHIDA and Masatoshi FUJITA
１．はじめに原子力発電所等での事故等の発生頻度とその影響を定量評価する手法として、確率論的リ
スク評価が挙げられる。事故等の起因事象は様々あるが、このうち、地震に関しては将来見
舞われる地震動強さを把握するため、確率論的地震ハザード解析(PSHA)が用いられる。PSHAとは、対象地点に対して、地震動として影響を及ぼし得る様々な震源を考慮し、着目期間内に、ある地震動強さを超える確率（超過確率）を算出し、地震の発生確率と地震動強さを定量評価するものである。PSHAでは、適用する震源モデル、各パラメータ等に関する不確かさを考慮して、地震ハザード曲線として表現される。不確かさには、偶然的不確かさ(ランダムな性質によるもの)と認識論的不確かさ(データや知識の欠如によるもの)に大別され、特に、後者を考慮する手段の１つとしてロジックツリーが活用される。不確実さのレベルに応じて、専門家の議論やアンケート結果等に基づき、地震ハザードに影響を及ぼす様々な要因をロジックツリーの分岐項目として設定し、各分岐に対して重みづけを行う(日本原子力学会、2007)。
しかし、この分岐項目は、震源毎に地質調査や物理探査等に関する質と量が異なるため、
必ずしも統一的に設定されている訳ではない。このため、設定する分岐項目と分岐の重みづけ次第で結果が大きく左右される。したがって、結果の信頼性を確保する上で、分岐項目として設定すべき必須な条件を地震環境に応じて整理することが課題である。
そこで、必須な分岐項目の抽出を行うとともに、分岐項目を除外できる条件を抽出し、客観的かつ標準的なロジックツリーの分岐項目の設定法を検討する。PSHA上では、ロジックツ
リーの分岐項目は、震源モデルと地震動伝播モデルに大別して設定されるが、本研究では震源モデルのうち地震ハザードに大きく影響する活断層帯での連動を含めた活動シナリオとその発生頻度に焦点を絞り、それらの分岐項目の設定について検討する。
２．ロジックツリーの分岐項目の設定に関する検討フローの作成
上記の課題を踏まえ、ロジックツリーの分岐項目の設定に関する検討フローを作成した（図1）。
まず、文献調査等によりPSHAに影響の大きい不確かさを伴うパラメータをすべて抽出し、それらのパラメータが地震ハザード評価における分岐項目の中でどのように扱われているかについて整理する。また、分岐として扱う場合及び扱わない場合の地震ハザード解析結果への影響について調査する。最後に、これらを基礎データ
として、専門家への意見聴取・整理を行うことにより、ロジックツリーの分岐に用いる必須項目の抽出・選定条
件を整理し、標準的なロジックツリーの分岐項目の設定法について整備する。
次項では山崎断層帯主部を例に、ロジックツリーの分
図 1．ロジックツリーの分岐項
岐項目の１つとなり得る活断層の連動性と地震の平均目の設定に関する検討フロー
活動間隔を考慮したPSHAを実施し、分岐項目の設定の重要さについて示す。

３．活断層の活動シナリオが地震ハザードへ与える影響
地震調査研究推進本部（以下、推本と記す。）の長期評価では山崎断層帯主部は過去の活動
区間から、北西部（大原断層、土万断層、安富断層及び暮坂峠断層の４つの断層セグメント）と南東部（琵琶甲断層、三木断層の２つの断層セグメント）の二区間に分かれるとされている。ここでは山崎断層主部北西部(図2(a)参照)の活動シナリオを認識論的不確かさと捉え、ロジックツリーの分岐として扱い(図2(b)参照)、各パスのPSHAを行い、結果を比較した。推本の長期評価から暮坂峠断層を除いた、大原断層、土万断層及び安富断層の３断層が一括して連動するケース(Case1)、大原断層、土万断層及び安富断層の３断層が個別に活動するケース(Case2)、並びに大原断層及び土万断層が連動し、安富断層が個別で活動するケース(Case3)を考えた。ここで、各ケースの地震の平均活動間隔は推本(2005)に従い、断層長と活動度を用いて計算した。図3にPSHAの結果を示す（解析結果は50年間の地震動の最大加速度の超過確率を計算）。Case1は３つのセグメントの連動を考慮しており、最大加速度は 2000gal以上となり最も大きい。一方、３つのセグメントが個別に活動するCase2では、最大加速度は最大でも2000galを超えずCase1に比べ小さいが、1500gal程度以下の最大加速度が発生する超過確率は大きくなる。Case3も同様に、Case1に比べ最大加速度は小さいが、1500gal 程度以下の超
(a)

(b)

図 2．(a)山崎断層帯主部北西部の断層と PSHA の解析地点、(b)PSHA に用いた３つの震源モデル。最新活動時期は不明として、地震発生確率はポアソン過程、断層モデルは推本の示すモデルを用い、地震動は司・翠川(1999)の距離減衰式で計算した。
過確率は大きくなる。これは、断層長の短い活断層は、長い活断層に比べ、発生させる地震動は小さくなる一方で、平均活動間隔が短くなることに起因する。すなわち、地震動が最大になるセグメントの連動ケースよりも、むしろ、個別に活動するケースのほうが、中程度の地震動レベルの超過確率に大きく寄与する場合があり、分岐項目のうち活動シナリオの設定がPSHAの結果を評価する上で、重要であることがわかる。
引用文献：(1)日本原子力学会、原子力発電所の地震を起因とした確率論的安全評価実施
基準、2007(2)地震調査研究推進本部、山崎断層帯の長期評価（一部改訂）について、2013(3) 司・翠川、断層タイプ及び地盤条件を考慮した最大加速度・最大速度の距
離減衰式、日本建築学会構造系論文集、第523号、63-70、1999(4)地震調査研究推進本部、確率論的地震動予測地図の説明、2005

1500gal 程度を境に超過確率の逆転が生じる

図 3. 地震ハザード解析結果