P-1
岩手県野田村の圃場整備工事に伴い観察された津波堆積物
吉田健一・小田島淳（岩手県）、今井健太郎・蝦名裕一・後藤和久（東北大学）、
越谷信・山本英和（岩手大学）、宍倉正展（産総研）、
高田圭太○・五十嵐厚夫・池田哲哉（復建調査設計）

Tsunami deposits observed with rice paddy development at Noda village,
Iwate Prefecture
Kenichi YOSHIDA, Atsushi ODASHIMA (Iwate prefecture),Kentaro IMAI, Yuichi EBIN
A, Kazuhisa GOTO (IRIDeS Tohoku Univ.), Shin KOSHIYA, Hidekazu YAMAMOTO (Iwate Univ.), Masanobu SHISHIKURA (AIST), Keita TAKADA○, Atsuo IGARASHI, Tetsuya IKEDA (Fukken Co.Ltd.)
はじめに
岩手県では、津波新法に基づく津波浸水想定にむけて、過去に岩手県沿岸を襲った津波の履歴や来襲状況を把握するために津波痕跡調査を実施している。
岩手県野田村において水田の圃場整備工事に伴い仮設水路が開削され、この水路壁面に複数の新期津波イベントを示唆する堆積物が連続的に観察された。県では、2014 年 7 月に、延べ約 1,600m の水路壁面の写真撮影および壁面記載とサンプリングを、8 月には代表断面のジオスライサーによる掘削(長さ約 4m×幅約 0.4m および長さ約 2m×幅約 1m)を実施したので、その概要を報告する。
調査位置
調査箇所は、
三陸鉄道北リアス線 陸中野田駅の東側、宇部川河口部の防潮堤（高さ TP+12.0m）の背後に位置する水田である（図 1a）。当地の標高は TP+2m～4m 程度であり、付近の住民の話
では、昭和初期に耕地化されるまでは沼地（湿地）であった。2011 年東北地方太平洋沖地震の際は、防潮堤を越流した津波により海岸から約 1km 内陸まで浸水している（図 1a）。
水路は現在の地割に基づき格子状に開削されており、おおむね海岸線と平行／直交方向の地層が連続断面として観察される（図 1b,写真 1）。水路はほぼ鉛直に掘られ、深さは 1m～1.5m程度である。
水路壁面の地層およびイベント堆積物
水路壁面で観察される地層は、湿地環境を反映した泥炭または有機質シルトを主体とする。
イベント堆積物は、淘汰のよい砂または砂礫からなり、少なくとも 4 層が連続的に認められた。ここでは、水路壁面で連続的に対比されるイベント堆積物を上位からイベント層①～④とする（図 2,写真 2）。
イベント堆積物は、いずれも海岸側から内陸に向けて細粒化する傾向がみられる。また、層厚は内陸側に向けて薄くなり、分布深度は浅くなるため、上位のイベント層から徐々に表
土に取り込まれて不明瞭となる。
海岸線と平行方向にみると、イベント層①～③は調査地の北（北東）側に分布するが、南（南西）側では分布が途絶え、イベント層④より下位の地層が露出している。イベント層は所々で不陸に富んだ分布を示し、イベント発生時の地形起伏を覆うように堆積したことを示
唆する（図 2）。
イベント層②の直上には、黄灰色シルト質を呈すテフラがパッチ状に認められ、対比の指標となる。このテフラは、ほとんどの場所で 1 層であるが、数箇所で 2 層に識別できる。火山ガラスの屈折率に基づくと上位のテフラが白頭山苫小牧火山灰(B-Tm：10 世紀)、下位のテフラが十和田 a 火山灰(To-a：AD915 年)に対比される（東北大学 石村氏 私信、写真 3）。このことから、イベント層②は西暦 869 年の貞観津波に、イベント層①はそれ以降の歴史津波に対応する可能性がある。今後、年代分析等を行い，貞観津波など歴史津波との対比を行う予定
である。

図1a 調査位置

図1b 調査範囲平面図

図2 イベント層の対比断面図（断面位置は図1b参照）
写真1 水路壁面(LineY1海岸線平行方向)
イベント層①

イベント層①
B-Tm

火山灰を含む泥炭層
イベント層②
イベント層③
イベント層④

写真2 Line3 測点50m付近のイベント堆積物

イベント層②To-a

写真3 イベント層②直上のテフラ（LineY1測点270m付近）

P-2
群列ハンディジオスライサー調査による古津波堆積物の追跡とその連続性:	
 岩手県山田町小谷鳥を例にして	
 °石村大輔（東北大学）・市原季彦（復建調査設計株式会社）・	
 阪田知洋（東北大学）・大畑雅彦（東北大学）・高田裕哉（東北大学）	
 Traces	 of	
 paleo-tsunami	 deposits	 and	
 their	 continuity	
 based	 on	 array	 Handy	 Geoslicer	
 survey:	
 Case	 study	 of	
 Koyadori,	
 Yamada	
 Town,	
 Iwate	 Prefecture	 Daisuke	 ISHIMURA,	
 Toshihiko	
 ICHIHARA,	
 Tomohiro	
 SAKATA,	 Masahiko	
 OHATA,	
 Yuya	 TAKADA
１．はじめに	  2011 年東北地方太平洋沖地震津波を受けて国内における津波堆積物調査の必要性が高まり，学術的にも社会的にも注目が集まっている．その一方で古津波堆積物認定に関しては，確実な認定基準は無く，複数の状況証拠をもとに議論するしかない（後藤・重野．2008；
澤井，2012）．そのような中では露頭の記載的事項（津波堆積物の連続性，構成物，堆積構
造）が非常に重要なものと考えられる．2011 年の津波のような新期かつ極表層に分布する
津波堆積物に関しては上記のような記載を連続的に実施することができるが，より古い津波堆積物に関してはボーリング調査などの掘削調査が用いられる（土地の制約上トレンチ
調査は多くの場合難しい）．その際には層相や年代値から各古津波堆積物が対比線で結ばれる．しかし，数 10〜数 100 m 離れた地点の地層を対比するにはいくつかの仮定が含まれており，厳密には地層の対比根拠が希薄な場合も少なくない．特に 1 つの古津波堆積物が 1つの津波を発生させる地震などに対応するため，その過大評価や過小評価は結果的に地震などの評価に直結する．そこで，本研究ではすでにトレンチ調査や露頭調査で津波堆積物が複数認められている岩手県山田町小谷鳥において，群列のハンディジオスライサー調査を行った．それらに基づきトレンチ調査で認められた古津波堆積物を追跡するとともに掘削間隔による古津波堆積物の連続性・対比について考察する．
２．研究地域
	  調査地点である岩手県山田町小谷鳥は溺れ谷状の地形を示す狭い沖積低地であり，2011
年の津波以外にも 1933 年昭和三陸津波，1896 年明治三陸津波が侵入している（東大地震研究所，1934；卯花・太田，1988）．また言い伝えにより 1611 年慶長三陸津波が小谷鳥に侵入したとされている（今村，1934）．小谷鳥では平成 24・25 年度文部科学省委託研究「東北地方太平洋沖で発生する地震・津波の調査観測」（受託者代表： 東京大学地震研究所）
によって実施されたトレンチ調査にて最近 4000 年間で 11 層の津波堆積物（2011 年津波堆積物含む）が認定されている（石村ほか，2014）．
３．研究方法	  すでに調査が行われたトレンチ調査地点から下流側に向かってハンディジオスライサーを用いて，2.5 m 間隔で距離 110 m 間の掘削を行った．ハンディジオスライサーでは個々

に長さが異なるものの長さ約 1 m 分のコア試料を採取し，写真撮影・試料採取を行い，剥ぎ取りを実施した．地表から深度 1 m までには表層の 2011 年津波堆積物と 1896 年明治三陸津波，1611 年慶長三陸津波，869 年貞観津波に対比される 3 層の古津波堆積物（石村ほか（2014）の E2-E4 堆積物）が認められ，これらをおもな追跡対象とした．
４．結果と考察
掘削の結果，上記の 3 つの古津波堆積物が高い確度で追跡可能であった．とくに 1611
年慶長三陸津波に対比される津波堆積物とその下位にある湿地性堆積物の関係は測線の大部分で確認できた．また，トレンチ付近では断片的である 1896 年明治三陸津波に対比される津波堆積物は下流側では明瞭かつ連続的に現れた．さらにその上位にも津波堆積物らしき新たなイベント堆積物が認められ，1933 年昭和三陸津波に対比される可能性がある．一方，2011 年の津波堆積物は田畑の区画に制約を受けた堆積様式（層厚変化）を示し，津波前の階段状の田畑を滑らかにするように堆積している．上記以外には，耕作土が明瞭に区別でき，田畑の整備に伴う改変の少ない部分にて上記で示した新期の 1933 年昭和三陸津波や 1896 年明治三陸津波に対比される津波堆積物が保存されていることがわかった．
	  次に，得られた 2.5 m 間隔の柱状図をもとに 5 m，10 m，20 m，50 m 間隔と掘削地点を減らして地層対比を行った．その結果 50 m 間隔でも地層の対比に大きな問題は無かった．
ただし，上記で示したような新たな津波堆積物（1933 年昭和三陸津波に対比可能）や断片的であった津波堆積物（1896 年明治三陸津波に対比可能）が現れたという議論はできない．
また，2.5 m，5 m 間隔では，津波堆積物の層厚や標高の詳細な変化（ばらつき）が読み取れるのに対して，10 m，20 m 間隔では下流側へ一様になめらかに分布標高が減じていくよ
うにみえる．したがって，古津波堆積物の詳細な層厚変化やばらつきを研究するためには 5m 間隔程度の情報が不可欠ということになる．逆にある津波堆積物の一般的な傾向を知りたい場合には 10 m 間隔よりも大きな間隔で情報を得られれば良いということになる．ただし，20 m 間隔以上では津波堆積物を十分に検出できない可能性がある．
	  このような傾向は地域毎に異なると思われるが，情報密度によりどのような情報が得られるかを議論することは重要な試みである．また同一の津波に対比される堆積物であっても必ずしも同様の層厚・構成物を示さないことがわかり，このような特徴に起因する古津
波堆積物の対比の困難さ・複雑さを認識する必要があると考えられる．
【謝辞】千葉大学の宮内崇裕氏には剥ぎ取り剤を提供していただいた．この場を借りて御礼申し上げる．
【引用文献】後藤和久・藤野滋弘（2008）地質学雑誌，114，599-617．石村大輔・宮内崇
裕・阿部恒平・早瀬亮介（2014）日本地球惑星科学連合 2014 年大会，M-IS23-11．今村明恒（1934）地震研究所彙報，別冊 1 号，1-16．岩手県（1969）チリ地震津波災害復興誌，
岩手県．澤井祐紀（2012）地質学雑誌，118，535-558．東大地震研究所（1934）東京帝国大学地震研究所彙報，別冊 1 号，38-214．卯花政孝・太田敬夫（1988）東北大学工学部津
波防災実験所研究報告，5，292-379．

P-3
陸前高田平野沖積層の発達過程から推定した完新世の地殻変動
丹羽雄一・遠田晋次(東北大災害研)・須貝俊彦(東大新領域)
Holocene vertical movement estimated from depositional process of
alluvium of the Rikuzentakata Plain, northeast Japan
Yuichi Niwa, Shinji Toda (IRIDeS, Tohoku Univ.),
and Toshihiko Sugai (KFS, Univ. of Tokyo)
1. はじめに
東北地方太平洋側に位置する三陸海岸では，験潮記録に水準測量のデータを加えた解析から，当地域では過去 100 年間において数～十 mm/yr の速い沈降が指摘されている(加藤・津村，1979；国土地理院，2010)．さらに，マグニチュード 9.0 の超巨大地震である 2011 年 3月の東北地方太平洋沖地震の際には，三陸海岸一帯で沈降が生じ，その量は最大 1 m 強であった(Ozawa et al., 2011)．一方，海成段丘の分布から，少なくとも三陸海岸北部(宮古以北)
は過去数十万年間の継続的隆起が示唆される(小池・町田編，2001)．この時間スケールによって異なる地殻変動を矛盾なく説明する上で，海岸部を隆起させる海底活断層の存在や長期的な余効変動による隆起などの仮説が提唱されている(池田ほか，2012；宮内，2012；西村，
2012)が，三陸海岸の隆起・沈降のメカニズムを解読する上で必要不可欠な信頼性の高い地
形・地質データが現時点で十分に得られているとは言い難い．特に，海成段丘の分布が断片的かつ段丘編年可能なテフラが見られない三陸海岸南部(宮古以南)における長期地殻変動は不明と考えられる(小池・町田編，2001)．
本研究では，三陸海岸南部に位置する陸前高田平野で掘削されたオールコア試料の解析と合計 25 試料の 14C 年代測定値に基づいて復元した沖積層の発達過程に基づき，完新世の地殻変動について考察した．その結果，調査地域では完新世を通じて沈降傾向にある可能性が示
唆された．
2. 調査地域概要
陸前高田平野は広田湾の湾奥に位置し，南北 2 km，東西 2.5 km の三角州平野である．平
野の大部分は海抜 5 m 以下と極めて低平である． 海岸線沿いには浜堤としての砂堆，その内陸側には潟湖としての古川沼が認められ，旧河道が平野の全域に分布している(千田ほか，
1984)．コア試料は，気仙川の左岸側，現海岸線から約 500 m 内陸側で掘削された．

3. 沖積層の発達過程と堆積年代
研究対象地域の沖積層は，完新世の海水準変動に対応したデルタのサクセッションが認められる．すなわち，コア試料は堆積物の特徴に基づき，下位から貝化石を含まない砂礫層を主体とする河川堆積物(ユニット 1)，細粒～粗粒砂層とシルト層の互層からなり，砂泥細互層が見られる感潮河川堆積物(ユニット 2)，砂泥細互層，生物擾乱が見られ，サビシラトリやホソウミニナなど潮間帯付近で生息する貝化石が産出する干潟～潮汐の影響する浅海堆積物(ユニット 3)，砂質シルトから極粗粒砂層へ大局的には上方粗粒化を示すプロデルタ～デルタ
フロント堆積物(ユニット 4，5)，シルト層を主体とし，淡水生珪藻が優先する陸上泥湿地堆積物(ユニット 6)にそれぞれ区分される．また，ユニット 2 からは 10,230 ~ 9,130 cal BP，
ユニット 3 からは 9,640 ~ 8,050 cal BP，ユニット 4 からは 8,310 ~ 3,330 cal BP，ユニット
5 からは 1,230 ~ 320 cal BP の AMS14C 較正年代がそれぞれ得られている．
4. 完新世を通じた地殻変動傾向
9,500 ～ 9,300 cal BP に堆積したユニット 2 は，感潮河川堆積物と解釈されることから，当時の海水準は堆積面の標高と同じか，それよりも若干高い位置に推定される．また，ユニット 3 でサビシラトリ，ホソウミニナなどの潮間帯付近で生息する貝化石が産出する層準(標高 -26.36 ~ -23.29 m；約 9,300 ~ 8,600 cal BP)の相対的海水準は堆積面の現在の標高とほぼ同じ位置に推定される．一方，地球物理モデルに基づいた同時期の理論的な相対的海水準は
標高-15 ～-12 m に推定される(Nakada et al., 1991; Okuno et al., 2014)．相対的海水準変動には，ユースタティックな海水準変動とアイソスタシーに加え，地域的な隆起沈降などのテ
クトニックな変動を含む．上記の理論値にはテクトニックな変動は含まれていないため，その理論値と観測値を比較することでテクトニックな変動を見積もることができる．すなわち，
コアデータから推定される約 9,500 ~ 8,600 cal BP の相対的海水準は，ユースタシーとハイ
ドロアイソスタシーのみで計算される同時期の相対的海水準よりも 8～14 m 低く，本地域の完新世を通じた地殻変動は，過去数十～百年間と同様に沈降傾向にあった可能性が示唆される．
謝辞：松島義章博士には貝化石の同定をして頂いた．この場を借りてお礼申し上げる。
引用文献：千田ほか(1984) 東北地理，36，232 – 239. 池田ほか(2012) 地質学雑誌，118, 294 - 312.
加藤・津村(1979) 地震研究所彙報，54，559 – 628. 小池・町田 編 (2001) 東京大学出版会，105
p．国土地理院(2010) 地震予知連会報，84，8 – 31. 宮内(2012) 科学，82, 651 - 661. Nakada etal. (1991) Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 85, 107 – 122. 西村(2012) 地質
学雑誌，118, 278-293．Okuno et al. (2014) QSR, 91, 42 - 61. Ozawa et al. (2011) Nature, 475,
373 – 377.

P-4
十日町断層帯と長野盆地西縁断層帯の境界部に発達する活断層群○

田力正好（地震予知振興会）

Active faults developed between Tokamachi and Nagano-Bonchi-Seien
active fault zones, central Japan
Masayoshi TAJIKARA (ADEP)
十日町断層帯と長野盆地西縁断層帯は、幅 15 km 程度の間隔を持って雁行配列する。両断層帯の間には、西北西－東南東走向の多数の短い断層群が併走するように発達している。これらの一部は平滝断層・伏野峠断層・野々海峠断層群（確実度Ⅱ）として既に記載されている（活断層研究会，1991）が、これらの断層の活動性やテクトニックな位置づけは明確にされてはいない。そこで本研究では、十日町断層帯と長野盆地西縁断層帯の間の地域に分布する平滝断層・伏野峠断層・野々海峠断層群を含む西北西－東南東走向の活断層群について、詳細な空中写真判読および5m-DEM による地形断面に基づいて詳細な位置形状、最近の断層変位の根拠となる変動地形、および平均変位速度を明らかにした。さらに、それらの結果から、当該断層群のテクトニックな位置づけに関する若干の考察を行った。
十日町断層帯（西部）は十日町盆地の、長野盆地西縁断層帯は長野盆地のそれぞれ西縁を限る断層で、両盆地（断層帯）の間の地域は、信濃川（千曲川）が流れるほぼ東西走向の狭長な凹地
帯をなしている。凹地帯の北側には凹地帯と同様ほぼ東西走向の狭長な高まり（関田山脈）が発達する。十日町盆地と長野盆地はともに北北東－南南西方向に発達する細長い盆地で、十日町盆地から長野盆地へと連なる凹地帯は本地域でクランク状に屈曲するような分布を示す。本地域の地質は、新第三系火山岩類・堆積岩類を主体とし、これらの走向は上記の地形の高まり・凹地帯の走向と概ね平行である。
本地域に発達する西北西－東南東の断層群は、長野県側の栄村平滝付近の断層群と新潟県側の
津南町谷内付近の断層群から構成される（図 1）。これらの断層群の間では断層の連続性は断たれているが、これは信濃川（千曲川）と密集する地すべりによる侵食によって断層変位地形が破壊されていることによる可能性があり、両者の走向や直線的な分布形態などの諸性質が似通っていることから、両者の断層群は一連のものである可能性が考えられる。
前者の長野県側の断層群については、既報の平滝断層・伏野峠断層・野々海峠断層群（活断層研究会，1991）に加えて、今回新たにいくつかの短い（5 km 程度以下）活断層が記載された。これらの断層群は、主として山地斜面中に発達する逆向きの崖として認識される。断層トレース沿
いに狭長な閉塞凹地が多数認められることから、比較的最近の地質年代の活動が示唆されるが、具体的な年代は不明である。河谷の屈曲など横ずれ変位は認められない。これらの断層群は、地形の起伏に関わらず非常に直線的な平面分布形態を持つことから、高角の正断層である可能性が高い。なお、本地域には地すべりが非常に密に発達しているが、地すべり滑落崖の正断層とは崖の分布形態（地すべりは円弧状、テクトニックな断層は直線的）から区別できる。

後者の新潟県側の津南町谷内付近の断層群は、十日町断層帯の南端付近に位置し、中津川・志久見川の段丘面（米原面）を垂直変位させており、断層の低下側には多数の閉塞凹地が形成されている（図 1）
。これらの断層沿いでも明確な横ずれ変位は認められない。長野県側の断層群と同様、非常に直線的なトレースを持つことから、これらの断層群も同様に正断層である可能性が高いと思われる。酸素同位体ステージ 8（約 25 万年前）と推定されている米原面（幡谷ほか，2006）
を 2－4 m ほど変位させていることから、平均変位速度は 0.01-0.02 mm/yr と算出できる。この変位速度は、十日町断層南端付近（1 mm/yr；信濃川ネオテクトニクス団体研究グループ，2002）や
長野盆地西縁断層北端付近（1 mm/yr 以上；宮内・武田，2004）のそれと比べて 1－2 桁小さい値である。これらの断層は米原面よりも新しい段丘面を横切っていないため、米原面以降の活動性は不明であるが、さらに最近まで活動している可能性も考えられる。
以上の西北西－東南東の断層群の成因としては、十日町断層帯と長野盆地西縁断層帯をつなぐ
地下深部の tear fault の地表表現の可能性が挙げられる。十日町断層帯と長野盆地西縁断層帯の末端位置からみて、両者をつなぐ tear fault が存在するとすれば、ほぼ東西走向の右横ずれ断層となり、その tear fault の右横ずれ変位によって厚い被覆層の浅部に西北西－東南東走向の正断層群が形成される可能性は十分に考えられる。また、地下に明確な tear fault は存在せず、十日町断層帯と長野盆地西縁断層帯の両者の活動によってその境界部に生じた二次的な応力場に対応して形成された正断層群の可能性も考えられる。今回マッピングされた断層群は、その走向が周囲の地質構造の走向と斜交すること、本地域には地質断層はほとんど記載されていないことから、地質断層の再活動ではなく、最近の応力場に対応して新たに形成された断層群の可能性が高い。

図 1 調査地域周辺の活断層と地すべりの分布

P-5長野県岡谷市の北部および南部で見つかった断層露頭
井口豊（生物科学研究所）
Fault outcrops discovered in the northern and southern parts of Okaya City,
Nagano Prefecture, Japan
Yutaka Iguchi (Laboratory of Biology)
1. はじめに
長野県岡谷市は，糸魚川－静岡構造線断層帯に位置する。本研究では，井口（2013）に引き続き，市内北部と南部の土木工事現場で見つかった第四紀の断層露頭について報告する。
2. 北部 A 地点の断層露頭
A 地点は，中央自動車道の岡谷インターチェンジ北方約 500m，湯殿山工業団地の南斜面に位置する（図 1 の A）。塩嶺層の凝灰角礫岩の中に少なくとも 2 条の断層が認められ，それらの断層面の走向と傾斜は，N88°E，60°S と N50°W，60°S であった。いずれも見かけ上は 10-20cm 程度の落差で。南側（盆地側）落ちの正断層である。前者は，数 mm 程度の厚さの黄褐色断層ガウジを伴い，地表面もわずかながら変位させていた（図 2，矢印）。また，
これらに斜交する小さな断層群も見られた。田力ほか（2007）は，諏訪湖北岸断層群のひとつとして，岡谷市の横河川東方，東山田の山麓を通過する断層を認めている。この断層の西方延長上に，今回発見された断層は位置する。田力ほか（2007）は，東山田山麓の断層は横河川以西には連続しないと述べているが，実際には，それが湯殿山付近を通過し本調査地域
まで連続している可能性がある。

A

図 1. 岡谷市北部の調査地点 A．背景地図は，国土地理院の電子国土 Web システム提供．

図 2. A 地点の断層露頭．矢印方向の正断層で，地表面も，わずかながら左落ち（南落ち）の変位を見せている．

3. 南部 B および C 地点の断層露頭
B 地点（図 3 の B）は，花岡城址の北斜面にある新明国上教会の下に位置する。断層面の走向は N30°W で，傾斜は垂直であった。塩嶺層を切る落差 4～5m の正断層で，西落ち，つまり，諏訪湖側でなく山側が落ち込んでいた。横ずれ成分は不明であった。
C 地点は，花岡城址の西およそ 180m にある小丘である。ここでは，塩嶺層の上位の御岳第一 軽 石 層 Pm1 を 切 る 2 条 の 断 層 が 認 め ら れ た 。 そ れ ら の 断 層 面 の 走 向 と 傾 斜 は ，
N15°W，45°W と N25°W，70°W であった。いずれも落差 50cm の正断層であるが，B 地点の断層同様に，山側に向かって階段状に落ち込んでいた。なお， Pm1 の走向は N35E，傾斜は18°E で，地下探査によって示されている諏訪湖西岸での東傾斜の地層の傾向（池田安隆ほか，2008；文部科学省研究開発局ほか，2008）に一致する。

BC

図 3. 岡谷市南部の調査地点 B と C．背景地図は，
国土地理院の電子国土 Web システム提供．

図 4. B 地点の断層露頭．塩嶺層の凝灰角礫岩をほぼ垂直に切っている．

諏訪湖南岸断層群は，山地を東側（諏訪湖側）に階段状に低下させるという特徴を有する
が，B，C 地点の断層は，逆に，西側（山地側）を低下させている。両地点，特に B 地点は，
諏訪湖南岸の中でも極めて特徴的な分離丘となっており，山地側低下の断層運動にその原因があるのかもしれない。この地域は自然の露頭がほとんどなく，今後，トレンチ調査など詳しい地質調査が期待される。
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.
池田安隆ほか（2008）糸魚川-静岡構造線中部を横切る反射法地震探査(辰野-諏訪側線)．日
本地球惑星科学連合 2008 年大会予稿集．S141-009.
文部科学省研究開発局ほか（2008）糸魚川－静岡構造線断層帯における重点的な調査観測．
平成 19 年度，成果報告書．
田力正好ほか（2007）糸魚川－静岡構造線活断層帯中部，諏訪盆地北東縁の変動地形とその認定根拠，および変位速度分布，活断層研究，27: 147-168.

P-6
生駒断層帯の断層変位地形および古応力解析°三田村圭祐・奥平敬元（大阪市立大・院理・地球）

Fault topography and paleostress analysis in the Ikoma fault zone
°Keisuke MITAMURA and Takamoto OKUDAIRA ( Osaka City Univ. )【はじめに】	
 	
  生駒断層帯は生駒山地西麓部に位置し，北北東−南南西から南北走向に走り，現在の東西圧縮場における高角逆断層として認識されている．生駒断層帯の研究は，近畿地域のネオテクトニクスを考える上で重要な意義を持つ．さらに，大阪市街域に近い断層帯であることから本断層帯の解明は防災面に対しても重要である．生駒断層帯については，これまで数々の研究（下川ほか，1997 など）が行われてきたが，断層変位地形，破砕帯の規模や分布，断層運動の諸性質はほとんど明らかにされていない．
そこで本研究では，生駒断層帯における詳細な破砕帯マッピングに基づき，断層変位地形解析（リニアメントおよび河川屈曲），小断層解析を行い，そこから読み取れる古応力場について考察を行った．
【リニアメント】
	  生駒山地西麓部において，空中写真（縮尺約 1/10,000）の判読に基づいて生駒断層に関連した断層（リニアメント）を抽出した．北北東−南南西方向と北東−南西方向に卓越したリニアメントが発達している（第 1 図）．リニアメントに直交する地形断面においてリニアメント上には 100m 前後の高度差が生じている．
【河川屈曲】
	
  得られたリニアメント上およびその延長部において 12 本の河川の屈曲が認められた（第 2 図）．河川の屈曲量（D）と屈曲点から上流の河川の長さ（L）との関係式 D=aL（松田，1975）から，河川屈
曲率（a）を求めた（第 3 図）．その結果，河川屈曲率 a=0.12~0.70 となり，これは阿寺断層と同程度となっている．松田（1975）の経験則 S=10a（S：平均変位速度）にあてはめると，横ずれの平均変位速度はおよそ 1 ~ 7mm/yr. と算定された．
【小断層解析】
	  野外で観察される本調査地域の破砕帯には面構造と線構造が確認できるものがあり，断層ガウジに含まれるフラグメントの定向配列から推定されるずれの方向は破砕面上に発達したスリッケンライン
およびスリッケンステップから推定されるずれの方向と調和的であった．よって粗滑法則によって断層のずれ方向の推定が可能であると判断した．野外において破砕面上の条線観察を行い，運動センスが決定された 18 の破砕帯について，小断層解析ソフト（Yamaji et al.，2006）を用いて古応力場の検討を行った．解析の結果，最大主応力軸が北東方向に約 45°傾斜し，南方向にほぼ水平な最小主応力軸をもつ応力場が得られ，横ずれの変位をもつ正断層運動を示すものである（第 4 図）．これは，現在観測される微小地震の発震機構から得られる近畿地域の広域応力場とは異なるものである．

N

第 1 図	
  リニアメント方位第 2 図	
  リニアメント上における河川屈曲の例

N

河川の屈曲量：D	
  (m)

1000

100

σ1
σ2

70
0 . 40=a 0. 2a= 0.1
a=

10

σ3

1
10

100
1000
上流長：L	
  (m)

10000

第 3 図	
  河川の屈曲量（D）と上流長（L）との関係

第 4 図	
  小断層解析から得られた最適応力解【引用文献】
松田時彦，1975，活断層としての石廊崎断層系の評価．1974 年伊豆半島沖地震災害調査研究報告，121−125p.
下川浩一・苅谷愛彦・宮地良典・寒川	  旭，1997，生駒断層系の活動性調査．地質調査所，平成８年
度活断層研究調査概要報告書，37−49p.
Yamaji A., Otsubo M., Sato K., 2006, Paleostress analysis using the Hough transform forseparating stresses from heterogeneous fault-slip data. Journal of Structual Geology, 28,
980-990p.

P-7
西山断層帯嘉麻峠区間の第四紀後期の活動性°堤	
  浩之（京都大）・吉岡敏和（産総研）・向井理史・村田和則・
堀川滋雄（サンコーコンサルタント(株)）Late Quaternary faulting on the Kamatoge segment of the Nishiyama fault,
northern Kyushu°Hiroyuki Tsutsumi (Kyoto Univ.), Toshikazu Yoshioka (Geological Survey ofJapan, AIST), Masashi Mukai, Kazunori Murata and Shigeo Horikawa(Sancoh Consultants Co., Ltd.)
調査の背景	 	  	  西山断層帯は，福岡県宗像市沖ノ島の南方の玄界灘から朝倉郡東峰村および朝倉市に至る断層帯である．地震調査研究推進本部地震調査委員会（2013）によれば，同断層帯は全体として長さ約 110km で，北西−南東方向に延びる左横ずれ主体の断層帯であるとされている．西山断層帯は，その分布形態などから，沖ノ島の南方の海域から宗像大島の北岸付近に至る長さ約 38km の大島沖区間，宗像大島の北岸付近から飯塚市西部に至る長さ約43km の西山区間，嘉穂郡桂川町から朝倉郡東峰村付近と朝倉市杷木町付近に至る長さ約29km の嘉麻峠区間に区分されている（地震調査研究推進本部地震調査委員会，2013）．
	  西山断層帯嘉麻峠区間は，桂川町九郎丸付近から東峰村大行司にかけて北西−南東方向に延びる左ずれの嘉麻峠−小石原断層と，東峰村小石原鼓付近から朝倉市杷木町古賀付近にかけて分布する北東−南西走向の右ずれの杷木断層から構成される（堤ほか，2008；地震調査
研究推進本部地震調査委員会，2013）．この区間は，堤ほか（2008）により初めてその存在が実証的に指摘されたが，まだほとんど調査が進んでおらず，第四紀後期の活動性や変位速度などは不明である．
	
  （独）産業技術総合研究所は，文部科学省の委託により，地域評価のための活断層調査（九州地域）の一環として，西山断層帯嘉麻峠区間の調査を平成 25〜26 年度に行っている．
本発表では，断層の分布や形状・変位速度・活動履歴等に関する平成 25 年度の調査成果を中心に報告する．
調査内容	 	
  平成 25 年度は，西山断層帯嘉麻峠区間の全域について，空中写真判読による活断層図を作成し，それを基に一部の地域の地表踏査を行い，断層や破砕帯露頭を確認した．また断層の活動履歴を明らかにするために，東峰村小石原南原谷川地区と朝倉市杷木町池ノ迫地区でピット掘削調査を実施した．また断層の通過位置を特定し，基準となる地層の食い違い量を明らかにするために，嘉麻市神有地区でボーリング調査を，朝倉市杷木町池田・古賀地区で高分解能 S 波反射法地震探査を行った．
調査結果	
 
	
  地表踏査により，多くの地点で断層や破砕帯露頭を確認した．東峰村小石原の南原谷川
では段丘礫層を切る断層露頭が確認された．基盤の泥質片岩と段丘礫層が N43°W・82°SW（右岸），N47°W・82°SW（左岸）の断層面を介して接しており，断層に沿って礫が再配列する．断層面上には，南東に 20°プランジする条線が認められる．剪断面は上方の礫層中にも追跡できる．南原谷川両岸に露出する段丘礫層からは，年代測定用試料を見出すことができなかった．ただし，これらの堆積物は未固結で，開析の進んでいない段丘面を作ることから，第四紀後期の堆積物であることはほぼ確実である．よって今回見いだされた露頭
は，嘉麻峠−小石原断層が活断層であることを示す重要な地質学的証拠となる．
	  杷木町池田・古賀で行った S 波反射法地震探査では，地表で確認される逆向き低崖と調和的に，基盤岩上面に 2〜4m の段差があることが明らかとなった．杷木町池田の測線の近傍では，低崖を挟んで 2 本のボーリングコアが採取されている（宮下ほか，2013）．筑後川の本流性段丘礫層の上位に厚さ数 m の腐植質シルトが堆積しており，その基底付近から採取された 2 つの試料の 14C 年代が約 5000yBP であることが判明した．すなわち，低崖が発達している段丘面は約 5000yBP までに離水し，その後湿地性の環境にあったと考えられる．
その地形面が変位しているので，杷木断層の最新活動時期は約 5000yBP 以降であると考えられる．
	  南原谷川地区と池ノ迫地区で行ったピット掘削調査では，露出した堆積物が非常に新し
く，断層の第四紀後期の活動の有無や履歴を明らかにすることができなかった．
	  平成 26 年度は，嘉麻峠区間の第四紀後期の活動履歴を明らかにするためのトレンチ掘削
調査を数ヶ所で行う予定である．また杷木町池田で群列ボーリング調査を行う．さらに，調査地域全域の地表踏査を進めて，大縮尺活断層図を作成する予定である．
	
 
文献	
 
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2013）西山断層帯の評価（一部改訂），32p．
宮下由香里・堤	  浩之・二階堂	  学・亀高正男・下釜幸太・山岡	  博・新谷友彦・光井	  久・岡崎和彦（2013）福岡県西山断層帯の地形地質調査：活動履歴調査地選定のための調査及び福津市西東トレンチ調査結果，
活断層・古地震研究報告，No. 13，233-271．
堤	
  浩之・中田	
  高・渡辺満久（2008）西山断層帯の南北延長部における断層変位地形の再検討，地球惑星科学連合 2008 年大会，S141-P025．

	
 

P-8
台湾・台東縦谷断層における東竹付近のクリープ運動
松多信尚（岡山大）
・村瀬雅之（日大）・西川由香・陳 文山（台湾大）・ 林 正洪（中研院）
Large aseismic creep detected by precise leveling survey at the Dongzhu area along theLongitudinal valley fault, Taiwan

Nobuhisa, MATSUTA (Okayama Univ.)・Masayuki MURASE (Nihon Univ.)・Yuka
NISHIKAWA・Wen-Shan CHEN (NTU)・Cheng-Horng Lin (Academia Sinica)
台東縦谷断層はフィリピン海プレートとユーラシアプレートの地質的な境界に位置する活断層で、1951 年にはマグニチュード７以上の地震を陸域で２つ海域で３つ発生させ、地震断層が出現している。この断層は歪みを蓄積しながら間欠的に地震断層を伴う地震を発生させる一方で、変位の一部はクリープ運動をして歪みをためずに変形していることが指摘されている。特に南部の池上ではクリープメータが設置されてクリープが測られている。我々はクリープが起きている範囲を確定するため、富里、東竹、玉里、赤科山、瑞穂で水準測量を行い。玉里以南ではほぼ定常的なクリープが見られること、それ以北では年変化があるクリープ運動が見られることを明らかにしたが、未だ完全にクリープしていないエリアは見つかっていない。本発表は、変動地形の保存が良い東竹地域において 2011 年より 2014 年まで４回にわたって行った水準測量の結果と、本年新たに発見したクリープ断層の露頭、およびレーザースキャナーによる地形測量結果について報告する。東竹地域の変動地形：この地域はプレッシャーリッジ状の丘が断層に沿って北北東―
南南西方向に分布している。丘と丘の間には谷が入り、段丘地形がみられる。これらの丘は背斜状の地形をなしており、その東側には位置不明瞭だが逆向きの活断層が見られる。丘の西側にも活断層があると思われるが、人工改変と平行に流れる秀姑巒渓による侵食があるため、丘の基部には段丘を切る明瞭な崖を見いだすことは出来ない。水準の測線北側の丘には背斜状の軸部より東側に地形を切る西落ちの直線上の崖があり、断層崖と思われる。東竹地域の水準測量方法：水準測量の測線東端は東興の集落の東縁で、西端は秀姑巒渓の堤防である。隆起する丘の区間
は丘の間を流れる秀姑巒渓支流の段丘上に整備された道路である。測線の距離は 1.9km で高低差は 27m である。測点数は 27 点で断層と直行する場所ではその間隔は約 50m と短くしてある。
その理由は、クリープ断層近傍の詳細な変形パターンを測量する目的と、仮に観測点が失われても致命的な影響を受けないための予防である。東竹地域の水準測量結果：測線内の上下変位量は最大 17-20 mm/yr であり、堤防の近傍の 300 メートルばかりの間で 6mm/yr 以上の変位が認められる。この変位に対応すると思われる、今回、堤防を変位さす逆断層の亀裂を発見した。この急変地点から東に、現在の地形と同じように西に増傾斜する変形が見られる。しかし、最も隆起している場所は丘の背斜の軸部とは一致しないようにみえること、明瞭な逆断層がみられる地点では、東に向かって変位量が徐々に小さくなるだけで、急変域は見られないことが明らかになった。以上から、この地域の変形は地震間の変形と地震時の変形があり、逆向き断層はクリープではなく、地震時に地震断層として現れる可能性が高いと思われる。

P-9
DEM から作成する詳細地形判読のための立体等高線図	 粟田泰夫（産業技術総合研究所	
 活断層・火山研究部門）	
 Stereoscopic contour map generated from DEM
for detailed geomorphic interpretation
Yasuo Awata	  近年，航空レーザ測量などによって得られた精細 DEM が広範囲かつ低コストで利用できるようになり，DEM から作成された各種地形図は背景図や教育・普及活動の素材にとどまらず，
変動地形をはじめとする詳細な地形判読にも広く活用されるようになってきた．DEM が持つ位置と高さの地形情報を可視化する手法としては，古典的な等高線図のほか，標高段彩図・陰影図・傾斜量図・開度図などの平面図が一般的であり，さらにソフトウェアの進歩に伴い，それら地形図のステレオ画像を作成して実体視する試みも行われている．しかし，ステレオ
画像のテクスチャーマップとして使用される地形図は，DEM から作成されたものとしては陰影図や傾斜量図あるいは開度図などのグラデーション図がほとんどであり，DEM が持つ精細な情報を十分に活用できていない．	
 	  以下では，DEM がもつ地形情報を最大限に生かすために，等高線図を基本として標高段彩・傾斜量などのグラデーションを重ね合わせた詳細な地形図をテクスチャーマップとする，ア
ナグリフ立体等高線図の作成手法を提示する．	
 	
  立体等高線図の作成手順として，まず，単独でも十分に使用可能な精細地形図をテクスチャーマップとして作成することが重要である．次いで，判読する地形の特徴にあわせてテク
スチャーマップに最適の過高感を与える必要がある．ここで使用する GIS ソフトは，フリーウェアの SimpleDEMViewer	
 v5（成作者：片柳由明，2014；http://www.jizoh.jp/）である．
以下に具体的な作成手順を示す．	
 １）詳細地形図（テクスチャーマップ）の作成	
 ・	
  DEM の読み込み：緯度・経度区切りのメッシュからなる標高データを読み込む．	
 ・	
  標高段彩の描画：色相関に基づくグラデーションに加えて，濃淡の縞模様による区分を重ねることにより微地形を強調することがきる．	
 ・	  等高線の描画：DEM の高さ精度に対して 1〜2 倍の間隔からなる詳細な等高線が実用的に描画することが可能である．	
 ・	
  傾斜量図の描画：等高線で表現しきれない詳細な地形凹凸を描画するとともに，段彩色をアナグリフ画像に適した淡い色調にマスクするために，グレイスケールの傾斜量図を透過させて重ねる．	
 ・	
  地形図の保存：以上で作成した地形図を画像として保存する．その際に，等高線間隔に応じ間隔が詰まらないように，また等高線が補足成りすぎないように，DEM のメッシュ間隔
に対する画像のスケールを適切に指定する必要がある．また，保存する地形図の座標情報を格納したワールドファイルを作成しておく．	
 ２）アナグリフ立体地形図の作成	
 ・	
  テクスチャーマップの設定：保存した地形図の画像ファイルを読み込んで，標高データの上にテクスチャーマップとして設定する．画像の位置決めはワールドファイルによって自動的に行われる．	
 ・	  アナグリフ画像の作成：テクスチャーマップを適用してアナグリフ画像を作成する．この際の画像のスケールは，１）で地形図を保存した際のスケールの 1.5 倍程度が適当である．
また，右目用の画像を正射投影図に指定するとともに，GIS ソフト上で立体画像を利用するためにワールドファイルを作成しておくことを推奨する．	
 	
  作成する立体地形図は等高線図が基本となっていることから，主として緩傾斜の堆積地形からなる平地と急傾斜の浸食地形からなる山地の両方を 1 枚の画像で効果的に表現することは困難であることが多い．このため，同一地域について，等高線間隔と画像スケールおよび高さの強調を違えた複数の画像を作成する必要もある（表 1）．国土地理院が提供する基盤地
図情報の 5m メッシュ数値標高モデルからは，等高線間隔 1〜2	
 m の立体等高線図が実用的に描画でき，これらは縮尺約 1 万分の 1 程度の地形図に相当する解像度を有する．それらのアナグリフ画像をディスプレイ上で実体視することにより，変動地形の抽出のみならず，氾濫
平野の微地形・段丘面・地すべり地形の区分が効率的に行える．とくに，詳細な等高線図を実体視することにより，平野部の微地形区分と幅広い撓曲・褶曲地形の抽出，山地斜面の変動微地形の抽出などが，従来の立体グラデーション図の判読に比べて容易に行える．ただし，
立体等高線図による地形判読の限界は DEM の精細度に依存しており，一般に，高さ方向に比べて水平方向の解像度は相対的に低い．	
 	
  ここで提案する立体等高線図は，あらゆる種類の DEM から作成が可能である．国内外において精細 DEM の整備が急速に進み，SfM 技術等により DEM の作成自体が身近になりつつある
今日，変動地形研究の基本資料となる詳細な地形分類図の作成に立体等高線図の活用が期待
できる．	
 
	
 
表 1：SimpleDEMViewer により DEM から作成する立体等高線図の仕様例	
 19#0! $<>
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P-10
衛星 3D 画像と近赤外空撮による中部日本の断層地形の検討〇
木下紀正 1・木下行子 2・坂本昌弥 3・戸越浩嗣 4・冨岡乃夫也 51

鹿児島大学教育学部教育実践総合センター・2 元近畿大学第二工学部・3 鹿児島県立博物館・4

曽於市立高岡小学校・5 長島町立本浦小学校

Fault topographies in Central Japan observed by satellite 3D images
and near-infrared photography〇

Kisei Kinoshita1, Yukiko Kinoshita2, Masaya Sakamoto3, Hirotsugu Togoshi4 and Nobuya Tomioka5
1

CERD, Fac. Education, Kagoshima Univ. 2 Second Dept. Engineering, Kinki Univ., ret.,3

Kagoshima Prefec. Museum, 4 Takaoka Prímary Schòol, 5 Motoura Prímary Schòol

各種の地球観測衛星画像とその 3D 表示は，断層地形の全体的構造や相互関係をつかむのに有効である．特に近赤外(以下 NIR) グレースケール画像は，日射の陰影が可視画像よりも鮮明なた
め地形の特徴が分かり易い．また，川や湖沼・海域が黒く表わされ，裸地などは森林・草地より暗くなる．このような，NIR 反射率による土地被覆状態の情報が自動的に含まれることは，DEM
データだけによる地形の陰影図と異なり，場所の把握を容易にする．同じスケールの可視画像と併せて地形と土地被覆状態の相関を検討できるのは，衛星画像データの利点である．ここでは，Landsat-TM データに国土地理院の DEM 50m メッシュをマップしたデータセットを用いた
SiPSE システム (戸越ほか，1999；木下ほか，2005) によって，近畿三角帯から糸静線にかけての本州中央部の断層地形を検討する．また，定期便からの近赤外空撮とも比較する．デジタルカ
メラによる.近赤外空撮では，非常に鮮明で立体感のある写真を手軽に得ることが出来る．
TM データ 7 バンドのうち，TM1-3 の BGR 表示による可視画像と TM4 のグレースケール表示
による NIR 画像を，平面図や 3D 表示(鳥瞰図)として出力する．28.5m/pixel の分解能で 1024(または 512)pixel を一辺とする矩形を基本とし，広域は間引き率 2～5 倍の切り出しを行う．TM データ(走査巾東西約 185km)の異なるシーンにわたる断層地形や，さらに大きなスケールの地形構造を掴むためには，異なる観測日の隣接シーンの輝度調整を行った接続が必要である．実際には，
季節による太陽高度・方位と大気混濁状態の違いで不完全なモザイクとなるが，可視画像よりも
NIR 画像の方が良い結果が得られる．取りあえず西表島から択捉島まで接続した広域データを作成し，火山・カルデラや断層地形などの検討に用いようとしている(木下他，2014, 木下・坂本 2014)．
ポスターの大図(図 1 とする)は，100m/pixel で作成した近畿地方から中部地方にかけての NIR画像である．原データは 108～110 の 3 軌道にわたり雲と積雪の少ないシーンを選別した 1987～
2000 年の地球観測事業団受信データと，佐渡-長野-静岡(2001-09-23，108 軌道)の USGS データ(30m/pixel)である．高山盆地に底霧が見られるのは残念である．西寄りと中央(110,109)の接続は特に困難で，近畿中央部に直線状の濃度段差がある．この解消には異なる観測日のデータか非線形な濃度変換が必要と思われる．この点に留意して図 1 を見れば，活断層も既に安定した断層崖も併せて，断層分布と地形の大局的関係を観ることが出来る．
それぞれの断層やその集合は，TM 原データの 1 シーン又は接続して得た広域データから適当なサイズで切り出し，可視・NIR の平面画像と 3D 動画で見ることが出来る．動画は Windows98,
ME 時代に滑らかに動いたが，最近の Windows7,8 では大幅減速が必要である．3D では垂直倍率1.5 を default とする倍率可変で，広域では更に強調することが出来る．南からの俯瞰を標準とし，対象に応じて幾つかの俯角方位角での静止画を得て，閲覧的検討に用いる．
図 2 に，有峰湖から西南西に走る跡津川断層が，高原川をクランク型に右横ずれさせた所を，間引き率 1 の南から俯瞰した 3D で示す．GoogleEarth でも似たものが得られるが，NIR-3D では地形の特徴が遥かに鮮明である．3D 用可視画像もメリハリの効いたものを用意できる．他方，
GoogleEarth は場所によっては空間分解能をさらに挙げられる利点がある．さて，図 2 の左下に見られる戸市川断層の数河セグメントは跡津川断層と平行で断層崖のサイズは後者の東部と同様である．これは，高原川がクランクの前後で中部地方の主要な断層帯と平行して流れる断層起源とすると，かって直線的であった数河-跡津川断層を"高原川断層"が左横ずれさせた大クランク地形とも推測される．確認には，現地調査との総合的検討が必要である．

図２．跡津川断層と高原川

その他，近畿三角帯から糸静線にかけての特徴的な数例をポスターに示す．これらの結果を含め，地震調査研究推進本部がリストした近畿・中部地方の断層などの画像をサイト
http://wwwkav.ddo.jp/jpview/fault/chubuf.htm

で示す．

また，主に九州-東京定期便からの近赤外空撮で見える断層地形もこのサイトにリンクしてある．
文献
木下・坂本・冨岡・戸越，2014, 近赤外 3D 衛星画像による火山・断層地形の検討，第 16 回 CEReS
環境リモートセンシングシンポジウム資料集, 千葉大学，52．
木下・坂本，2014：近赤外 3D 衛星画像による西南日本の断層地形の検討，日本地質学会第 121
年学術大会講演要旨，286.
木下・冨岡・戸越，2005：SiPSE による 3D 衛星画像の作り方と読み方． 古今書院， 126pp．
戸越・冨岡・木下，1999：数値標高モデルとリモートセンシングデータを用いた教育用 3D 画像
表示提供システムの開発．日本リモートセンシング学会第 27 回学術講演会論文集，273-274．

P-11
日本列島と周辺海域を統合した DEM から作成した
詳細地形アナグリフの作成とその意義
後藤秀昭（広島大学）
Detailed Topographic Anaglyph Images in and around Japan Island
Produced from Digital Elevation Model
Hideaki GOTO (Hiroshima University)
はじめに
変動地形学的研究では，ステレオペアの空中写真を実体視して地形を判読し，地形発達史を理解するなかで変位地形などの異常な地形を見いだすことが研究の発端となることが多い。
活断層に関する研究では，空中写真の縮尺を変えたり，様々な撮影年代の写真を用いること
で，沖積面を変位させる数 m の低断層崖まで認識されるようになった（中田・今泉編，2002；
池田ほか編，2002；後藤・中田，2000 など）。近年では，DEM から作成されるステレオ画
像が空中写真とは異なる特性を持った新たな素材として注目され，その有効性が示されつつある（後藤・佐藤，2003；岩橋ほか，2011；後藤・杉戸，2012；Lin et al.，2013 など）。
これを受け，日本列島の陸上地形を新しい視点で判読するために，国土地理院により広く整備された陸上の主に 10ｍ間隔の DEM を用いて日本列島の地形アナグリフが提示された（後藤，2012）。また，後藤（2013）では，日本列島の沿岸海域で網羅的に整備されている
最も詳細な地形データから DEM（約 1 秒間隔：約 30m 間隔）を新たに生成し，それに基づいて海底地形アナグリフを作成・提示した。その後，2013 年 11 月になって国土地理院から5m 間隔の DEM が一度に広範囲に整備，公開された。
本稿では，国土地理院整備の 5ｍ間隔および 10ｍ間隔の DEM と後藤（2013）で作成した
海底の DEM（約 1 秒間隔：約 30m 間隔；ここでは，M7000 DEM と呼ぶ）を用いて，日本
列島と周辺海域を統合した詳細地形アナグリフ画像を提示する。この画像は，現在，公開されている地形データを使った最も詳細な地形アナグリフ画像となる。また，詳細地形アナグ
リフと既存の活断層図とを重ねあわせた表現についても検討を行い，活断層地形判読における詳細地形アナグリフの有用性について検証した。
画像の作成方法と概要
本稿で用いた陸上の DEM は，国土地理院整備の 5ｍ間隔の DEM すべてと，その不足地域
のみ，10ｍ間隔の DEM を用いた。5ｍ間隔の DEM は国土の約 45％にあたり，平野部のほとんどを含んでいる。一方，海域の DEM は，後藤（2013）の作成した M7000 DEM とした。
これらの地形データをフリーウエアの Simple DEM Viewer に読み込み，アナグリフ画像を作成した。地形表現には 60％を傾斜角でモノクロに表現し，陰影を補助的に加えたものとした。微細な地形を読み解けるよう傾斜角 5 度以上は黒色になるように設定した。20 万分の
１地勢図の 4 図郭を基本として作成し，範囲を重複させて，地形や断層の連続性を捉えやすくした。縦横 30,000 ピクセル程度の画像ファイルを 65 枚作成した。中田・今泉編（2002）の断層線図をラスタ化し，テクスチャマップとして読み込んで重ねて表示した。

活断層地形判読結果の例と画像作成の意義
作成された図からは，低断層崖や撓曲崖，河谷の屈曲など，これまでに空中写真を用いて研究され，確認されてきた変位地形の多くが明瞭に読み取れる。また，その延長部や周辺部のほかに，全く断層の知られていない地域にも，変動地形を見出すことができた。例えば，
関東平野周辺では，深谷断層から分岐して山崎山に向かう東西走向の北落ちの撓曲崖，岩殿丘陵から鶴ヶ島に向かう北西̶南東走向の南西落ちの撓曲崖，飯能市東縁付近から高麗川駅
西そばを通り，武州唐沢駅方向に延びる西側低下の撓曲崖，日光市の市街地を南北に横切る
東落ちの撓曲崖などがある。また，海底の活断層との連続で考えれば，函館平野の西縁や大佐渡の南縁に逆断層によって形成されたと考えられる撓曲崖が認められ，房総半島南部の鴨川低地帯南断層は左横ずれを示し，南東延長の海底リニアメントに連続する。
このように，本稿で作成した詳細地形アナグリフによりこれまで見落とされてきた変位地
形が，平野部を中心に新たに見出された。いずれの変動地形も空中写真を用いてもアナグリ
フの判読と同様に認識が可能であるが，地形の垂直倍率を強調できること（過高感があること）やスケールを変えて変動地形の連続性を検討できる地形アナグリフの特性（後藤，2012）
によるところが大きいと考える。今後，この画像を用いて判読作業を続けることで，これらの特性が有効に働き，断層地形が新たに見出される可能性は小さくない。判読結果の実証的な検討も必要であるが，新たな素材を得た局面として地形判読を系統的に行い，断層分布の再検討が必要と考える。
なお，後藤（2012，2013）で提示したとおり，浅海底についても，海岸地形を考慮して地形判読を行うことでこれまで十分知られていない変動地形が見出されつつある。これらの報告については別に譲りたい。また，作成した画像は web を通した配信を行う予定である。
謝 辞 本研究を進めるにあたり，Simple DEM Viewer の作成者である片柳由明氏にはソフトの改訂等でお世話になった。本稿で使用した M7000 シリーズの一部のデータは（財）日本水路協会から貸与を受けた。本研究は 2013〜2014
年度研究費補助金基盤研究（C）課題番号：25350428（研究代表者：後藤秀昭）および，2011〜2014 年度研究費補助金基盤研究（A）課題番号：23240121（研究代表者：中田高）の一部を使用した。これらの研究を進めるメンバーの方々から励ましや助言をいただいた。記して御礼申し上げる。
文 献
池田安隆・今泉俊文・東郷正美・平川一臣・宮内崇裕・佐藤比呂志編 2002『第四紀逆断層アトラス』東京大学出版会．
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後藤秀昭 2012. 数値標高モデルから作成した日本列島の地形アナグリフ：解説と地図．広島大学大学院文学研究科論集 特輯号 72: 69p. http://ir.lib.hiroshima-u.ac.jp/00034345
後藤秀昭 2013. 等深線データから作成した日本列島周辺の海底地形アナグリフ─解説と地図─．広島大学大学院文学研究科論集 特輯号 72: 69p. http://ir.lib.hiroshima-u.ac.jp/00035603
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