O-1
仙台平野南部の伏在活断層と地形発達	 ○岡田真介（東北大学災害科学国際研究所）・今泉俊文（東北大学大学院
理学研究科）・寺地将史（東京海上日動）・住田達哉・牧野雅彦（産業技術総合研究所）	
 Concealed	
 active	 fault	 in	 the	
 southern	 part	 of	
 Sendai	 Plain,	
 and	
 its	
 
tectonic	
 evolution	
 Shinsuke	
 OKADA,	
 Toshifumi	 IMAIZUMI,	
 Masafumi	 TERAJI,	
 Tatsuya	
 SUMITA,	 and	
 Masahiko	
 MAKINO	 	  東北地方太平洋沖地震の発生に伴って，東北地方を中心とする地殻応力場は劇的に変化し，内陸地域でも地震が多発するようになった．地震調査研究推進本部は，午伏寺断層・阿寺断層帯・立川断層帯・三浦半島断層群と共に双葉断層の地震発生確率が高まったとして，早急な調査が必要であると評価している．また，東北日本弧は背弧側で大きな地殻短縮が生じていることが近年明らかになってきているが，前弧側にも北上低地西縁断層帯・長町-利府断層帯・双葉断層帯などが知られており，少なからず東北日本弧の短縮の一部を担っている．特に，仙台平野周辺では海域にも活断層の分布が知られており，これらの全体像を明らかにすることも東北日本弧のテクトニクスを明らかにする上で，重要な課題である．本調査の対象
地域は，双葉断層と長町-利府断層に挟まれた仙台平野南部であり，その活動は相互に密接に関わっていると考えられている（大槻ほか, 1977）．
	  本研究では，仙台平野南部における地下構造を明らかにするために，2013 年 1〜2 月にかけて浅層反射法地震探査を実施した (図)．反射法地震探査測線は，宮城県亘理郡亘理町竹ノ花から逢隈神宮寺を経て，亘理大橋西詰付近に至る東西約 5.3 km である．発震点・受信点間
隔は共に 10 m であり，震源には Enviro vib を用いた．データ解析には，（株）地球科学総合研究所製作の反射法データ処理システム Super X-C を使用して，一般的な共通反射点重合法
で解析を行った．反射法地震探査で得られた地下構造のイメージングを検証するために，
2013 年 6〜7 月には，反射法地震探査測線を含むように 200 m 間隔を標準として，相対重力測定を実施した．測定機器には，LaCoste & Romberg 社製 D 型重力計を用いた．得られた重力値から各種の補正を行い，スラブ残差ブーゲー重力異常値を算出した．反射法地震探査の結果から得られた地質構造を拘束条件として，2 次元タルワニ法 (Talwani, 1959) を使って密度構造解析を行った．
	  これらの物理探査の結果から，仙台平野南部の地下には，伏在活断層が存在し，地下では先第三系の基盤を大きく変形させている．さらにその上位に堆積する中新統から更新統の地
質も変位させていると解釈した．また，ブーゲー重力異常の密度構造解析からも反射法地震探査の結果と整合的であることが確かめられ，活断層運動によって先第三系の基盤が大きく
変位・変形していることが明らかになった．
	  また，仙台平野南部を東西に横断するように 1mDEM および 2mDEM を用いて地形断面を作成し，微地形との対応関係について考察した．その結果，大きく分けて仙台平野に縦列す22

る 3 つの浜堤列のうち，仙台湾側の 2 列の浜堤列は内陸に向かって低くなっている．最も西側の浜堤列は海側の 2 列よりも，わずかながら高く，最も西側の浜堤列を挟む 2 つの堤間湿地にも高度差を生じていることが明らかになった．これらのことから，本研究では反射法地震探査および重力探査で明らかになった伏在活断層の断層運動によって，最も西側の浜堤列がわずかに隆起させられていると考えた．
	  さらに，上記探査によって明らかになった活断層の北部延長上には，阿武隈川と名取川の間の愛島丘陵の東麓の撓曲崖が存在し，広瀬川以北の仙台平
野下に伏在断層（苦竹断層）が推定されている．上記反射法地
震探査測線付近の活構造と愛島丘陵東麓の活構造は，既存のブーゲー重力異常からは連続的である．しかし，愛島丘陵以
北，名取側の間は，測定点の分

図．対象地域周辺の活断層分布と反射法地震探査位置．

布がやや少ないためその連続性は明瞭でなかった．これらの活構造との連続性を明らかにするために 2014 年 6 月に重力探査を実施した．対象地域（岩沼市・名取市周辺）は住宅密集地を含むため，ノイズや道路状況に制約の多い反射法地震探査よりも重力探査が有利である．
重力測線は愛島丘陵南部から名取川右岸に至る地域（図）で東西方向に 6 本の測線を設定し，標準 200 m 間隔で相対重力測定を実施した．測定機器には，LaCoste & Romberg 社製 D 型
重力計および G 型重力計の 2 台を用いて合計 232 点の測定を行った．これらの結果についても報告する．
謝辞	  本調査では，阿部春建設株式会社，亘理町役場，宮城県土木事務所の方々に多くのご協力を頂きました．また東北大学大学院理学研究科の諸君にも探査に協力いただいた．産総研の高橋美江さんには重力探査における GPS 解析を行っていただいた．ここに記し感謝します．
文献
大槻ほか, 1977, 地球科学, 31, 1-14.; Talwani, M., et al., 1959, Jour. Geophys. Res., 64, 49-59.

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O-2
若狭湾周辺の活断層調査データから見えてきた断層活動の連鎖と消長－特に最近千年間の著しい活動の連鎖と未破壊断層について－
杉山雄一（産総研 活断層・火山研究部門）

Chains and changes of fault activity revealed by active-fault surveys in andaround Wakasa Bay, Fukui Prefecture; especially a remarkable chain of
faulting in the last 1,000 years, and faults having not yet ruptured
Yuichi Sugiyama (Institute of Earthquake and Volcano Geology, AIST)
若狭湾内及び周辺陸域に分布する活断層に関する既往調査データを検討して取りまとめた結果を第 1 図に示す．この取りまとめから，活断層の活動に関する幾つかの特徴が見えてきた．
一つ目は，「近接断層の連動もしくは連鎖的活動」である．これは，１）三方断層帯と野坂断層帯の約 1 万年前～5 千年前の 3 回の活動（井上ほか, 2014 受理済など）＋17 世紀頃の活動，
２）鍛冶屋断層と柳ヶ瀬断層中・南部の約 7 千年前以降の 2 回の活動（吉岡ほか, 2011 など），
３）浦底断層，ウツロギ峠北方断層等の約 7 千年前以降の 2 回の活動等で示される．
二つ目は，柳ヶ瀬断層中・北部（～甲楽城断層南端部）の完新世活動の低調化（福井県, 1998など）とその西側を並走する浦底－柳ヶ瀬山断層帯の完新世における活発な活動（日本原電,2008 など）から示唆される「活動域の移動」である．既往の活動履歴データを総合すると，後期更新世以前には柳ヶ瀬断層南部と同程度の頻度で活動していた柳ヶ瀬断層中・北部は，完新世にはこれと並走する浦底‐柳ヶ瀬山断層帯に周辺地域の歪解放の主役を取って代わられ，その活動頻度が低下した可能性が考えられる．
三つ目は，多くの活断層・活断層帯で確かめられてきた過去千年間の活動とおぼろげながら分かってきた後期更新世以降の活動間隔から感じ取れる「最近千年間の著しい活動の連鎖」である．第 1 図に示す若狭湾周辺の 6 断層帯のうち，柳ヶ瀬・関ヶ原断層帯主部，湖北山地断層帯，野坂断層帯，三方断層帯の 4 断層帯では，11～17 世紀に最新の活動を行った断層が含まれる．浦底‐柳ヶ瀬山断層帯についても，立石岬の高さ 0.5m の岩礁から採取された二枚貝の 14C
年代（701±67yBP；山本ほか, 2010）から，浦底断層は 16～17 世紀に活動した可能性がある．
また，1963 年の越前岬沖地震（M6.9）は，本震の位置と余震の分布（浜田, 1987）及び波形インバージョンによる震源過程（菊地ほか, 2001）から，大陸棚外縁断層を震源として発生したと考えられる．以上のことから，若狭湾周辺地域は，約千年前から断層の活動期に入ったとする見方ができると考える．
この千年間でまだ活動していない可能性がある断層として，柳ヶ瀬断層北部，敦賀断層北部，
白木－丹生断層，C 断層系，若狭湾南部の熊川断層と FO-A・FO-B 断層が挙げられる．これらの断層には，１）次の活動が迫っている断層，２）上記二つ目の特徴や近傍断層の活動の影響により，歪があまり蓄積されていない断層が含まれると考えられる．今後，モデリングやシミュレーションを含む様々な手法を駆使して，これら断層の実態把握を推進することが望まれる．

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第 1 図．若狭湾周辺の後期更新世後葉以降の断層活動史．
文献・データ(抜粋)；鍛冶屋断層：吉岡他(2011)，柳ヶ瀬断層中部：吉岡他(1998)，同北部：福井県(1998), 日
本原電(2008)，甲楽城断層, 和布－干飯崎沖断層：山本他(2010)，浦底－柳ヶ瀬山断層帯, B 断層系, 大陸棚外縁断層：日本原電(2008)，野坂断層（海域）：杉山他(2014 受理済)，白木－丹生断層：原子力研究開発機構(2008)，
C 断層系, 熊川断層, FO-A・FO-B 断層帯：関西電力(2008)，三方断層：小松原他(1999), 石村他(2010), 岡田他(2010), Katoh et al. (2013), 日向断層：小松原他(2000), 金田他(2000)，A 断層系：井上他(2014 受理済).

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O-3
湖北地域の八田部・在原盆地における伏在活断層の反射法地震探査ﾟ岡田篤正(京都大名誉教授)・加藤茂弘(人と自然博)・石村大輔(東北大)・山田浩二・末廣匡基・柳田 誠(阪神ｺﾝｻﾙﾀﾝﾂ)
Seismic reflection surveys on the active faults at the Hatabe and Arihara
basins in the north area of Lake Biwa, central Japan
Atsumasa Okada ・ Shigehiro Katoh ・ Daisuke Ishimira ・ Koji
Yamada・Masaki Suehiro・Makoto Yanagida
１．湖北地域の袋状埋積谷と活断層
滋賀県の琵琶湖北方地域(湖北山地)には，多くの袋状埋積谷が分布しているが，これらの地形形
成には活断層運動が関与している．この地域では，空中写真の判読や既往資料の検討から，都市圏
活断層図「敦賀」(岡田ほか，2005)，「熊川」(堤ほか，2005)，「長浜」(東郷ほか，2005)等が作成され，活断層の存在が詳しく検討されてきた．これら埋積谷のうち，八田部盆地(長浜市西浅井町)や在原盆地(高島市マキノ町)が典型例であり，反射法地震探査が可能と考えて，調査を行ってきた．両盆地の地下構造や活断層との関係を解明するために，P 波による反射法地震探査を実施し，さらにボーリング調査も行った．
２．八田部盆地における反射法地震探査と伏在活断層
八田部盆地は円形に近い平面形状を呈し，低地の標高が約 90m，内径が約 1km である．周囲の山地は主として丹波帯(ジュラ紀)の堆積岩からなり，山麓部には崖錐や扇状地が発達する．盆地中央部
は沖積低地となり，自然状態では排水不良の湿地であったが，圃場整備で水田耕作が可能となった．
盆地の出口は幅約 100m の峡谷状の地形となっている．この盆地の北東の鞍部から，南西の鞍部へと連なる岩熊断層が推定される(岡田・東郷編，2000)が，変位地形はさほど明瞭では無い．北東部の「敦賀」(岡田ほか，2005)では活断層と認定しなかったが，南西部の「長浜」(東郷ほか，2005)では位置のやや不明瞭な活断層として図示されていた．
当盆地の中央部をほぼ東西方向に CMP 1(東端)から 1100(西端)までの長さ 1km 強で P 波反射法
地震探査を実施した．この探査の結果によると，地下構造は大きく以下の３つのブロックに分けられる．
すなわち，１)CMP1～550(東側)では何層かの明瞭な反射面がみられる．２)CMP550～800(中央部)では反射面がやや不明瞭．３)CMP800～1100(西側)では１枚の反射面しか確認されない．
測線西側では強い反射面が１枚であり，この反射面は基盤との境界と推定される．一般に気泡を多く含 んだ地 盤の場 合には， P 波の伝播 速 度 は極端 に遅くなる．屈 折波 トモグラフィ結 果からは，
CMP450～800 付近の表層付近に極端に P 波速度の遅い分布がやや厚く(15m 以上)存在する．この位置に対応するように，測線中部ではあまり反射法探査結果は明瞭ではない．この区間の反射面は不明
瞭であるが，CMP650 付近および CMP750 付近において，反射面の連続性がやや良くない箇所がみられる．なお，測線東側は複数の反射面をもつ．P 波速度は約 2.2km/s と推定されており，P 波速度の値
としては堆積層としてあり得る値であるが，西側の解釈における堆積物の P 波速度との対応から，１枚目の反射面を基盤境界と解釈し，その下の P 波速度が 2.2km/s 程度の値を示す部分は風化基盤と考えた．以上述べた解釈から，高角度で西傾斜の伏在活断層が盆地中央部に存在すると認定される．
これを挟む東側(CMP550 付近)と西側(CMP900 付近)でオールコアボーリング調査を実施し，地下地
質試料を採取した．２本のボーリングは下半部が玉石混じりの砂礫であり，この部分は採取が困難であ26

ったが，上半部は細粒な堆積物を含む．コアの層相観察と記載，色指数や帯磁率の測定，テフラ分
析，C-14 年代測定等に基づいて，コア間の地層対比と堆積物の編年を行うために，現在作業を継続中である．予察的な観察によれば，AT 火山灰層は東側で低下しているようである．
岩熊断層は北東－南西方向に延び，南東側の低下を伴うとみなされる．この長さは陸上部で少なくとも 4km 以上である．南西方向の西浅井町大浦付近を経て，海津大崎の半島部東側の琵琶湖湖底へ延びる可能性があり，その場合には長さ約 9km 以上に達することになる．琵琶湖北西部における湖岸から湖底の活構造調査が要請され，その詳細な性質解明が重要である．

３．在原盆地における反射法地震探査と伏在活断層
在原盆地は高島市マキノ町北東部の湖北山地内に位置し，標高約 350m で，幅 400m 前後，長さ約2km の細長い山間盆地である．西方へ流下する河谷は盆地以西で峡谷となる．周囲の山地は丹波帯(ジュラ紀)の堆積岩からなり，中・東側の谷底は沖積扇状地が発達するが，西側の谷底は沖積低地となっている．この低地の北縁沿いを在原断層が走ると推定される(活断層図「敦賀」：岡田ほか，2005)．
この盆地西部の谷底部を斜断するように，CMP1 から 515 に及ぶほぼ東西測線(長さ約 515m)で反射
法地震探査を実施した．都市圏活断層図「敦賀」(岡田ほか，2005)によれば CMP300 付近の地下に断層が存在すると推定した．
探査結果では測線内の標高 320～340m 付近の反射面が強く，この境界が基盤岩と盆地堆積物の境界と推定される．反射法地震探査による推定速度は，屈折波トモグラフィによる速度分布と概ね一致しており，基盤境界より深い方で見られる反射面(例えば CMP110 付近の標高 280m など)は基盤岩の風化による反射面と推定された．
反射法探査結果からは断層の存在が推定されていた CMP300 付近には，鉛直方向の明瞭な変位はみられず，断層の存在を支持する結果は得られていない．ただし，屈折波トモグラフィによる速度分
布では，深い部分の速度情報は無いが，CMP300 付近における基盤岩部の P 波速度がやや遅くなる傾向がみられており，破砕帯が存在する可能性は指摘できる．
在原盆地の第四紀堆積物は薄く，厚さは数 10m 程度と推定される．在原断層の走向は東北東－西
南西方向で，直線状に連なり，長さは 5km 程度と比較的短い．右横ずれで南東側低下の動きが推定されるが，活断層が存在するとしても B 級下位から C 級程度の活動度とみなされる．
４．湖北山地内に新たに検出された活断層（岩熊断層と在原断層）の性質
今回の探査で初めて検出された八田部盆地を斜断する岩熊断層は低地内では伏在の活断層であり，変位地形は不明瞭である．北東－南西方向の走向から，右横ずれを伴う可能性はあるが，横ずれの地形は検出されていない．南東側の低下を伴うが，盆地内の堆積作用により断層の両側共に第四紀堆積物で埋積されていることから，上下変位量や変位速度はさほど大きくないと推定される．在原断層も変位量や変位速度が相対的に小さい活断層と認定される．
岩熊断層や在原断層は比較的近年に刊行された縮尺 5 万分の 1 地質図(「敦賀」(栗本ほか，1999)
や「竹生島」(中江ほか，1999)でも図示されていない．同様の活断層が敦賀市街地東方の池見断層(南北走向で，長さ約 3.2km の逆断層)や近江塩津駅東方の塩津断層(北北西走向で，長さ約2km の逆断層)でも認められる．これらも「敦賀」図幅の地質図で示されておらず，地域の地質構造を支配するほど規模の大きな活断層ではない．第四紀後期になって誕生した新しい活断層 であり，破砕帯幅は狭い可能性が大きく，変位量の累積性も比較的少ない断層とみなされる．
文献 「近畿の活断層」(岡田・東郷編，2000)，都市圏活断層図「敦賀」(岡田ほか，2005)，「長浜」(東郷ほか，2005)，「熊川」(堤ほか，2005)，土地条件図「竹生島」(国土地理院，1984)，縮尺 5 万分 1 地質図「敦賀」(栗本ほか，1999)，縮尺 5 万分 1 地質図「竹生島」(中江ほか，1999)

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O-4
伊豆‐小笠原海溝周辺の海底活断層と地震（予報）中田	  高〇・後藤秀昭（広島大学），渡辺満久（東洋大学），鈴木康弘（名古屋大学）
泉	
  紀明・及川光弘・西澤あずさ（海上保安庁），木戸ゆかり（海洋研究開発機構）	
 	
 Submarine active faults around Izu-Ogasawara trench
Takashi NAKATA・Hideaki GOTO (Hiroshima Univ.), Mitsuhisa WATANABE(Toyo Univ.),
Noriaki IZUMI・Mitsuhiro OIKAWA・Azusa NISHIZAWA (Japan Coast Guard) and Yukari KIDO (JAMSTEC)
目的	  伊豆・小笠原海溝の海域において、海上保安庁海洋情報部と JAMSTEC の統合測深データと 250ｍグリッド地形（岸本，2001）を統合したした 150ｍDEM をもとに，詳細な海底アナグリフ画像を作成し，変動地形学的視点から海底活断層について予察を行う．	
 使用データと画像作成
	  海上保安庁海洋情報部と JAMSTEC の統合測深データと 250ｍグリッド地形（岸本，2001）を重ね合わせ作成したグ
リッドデータを使用した．これもとに，DEM 画像処理ソフト（Simple	
 DEM	
 Viewer)を利用して海底地形を立体視できる	 アナグリフ画像を作成し，陸域の地形判読と同じ要領で活断層認定を行い，海底活断層図を作成した．	
 	
 

海底活断層の位置・形状	
 	
  海溝軸の東の太平洋プレートの西縁部には，正断層が顕著な発達を見せる．北緯 28 度 30 分以南の小笠原海台周辺では多くの既存研究で指摘されるとおり幾つかの系統的な方向を示すが，海溝陸側斜面基部でも正断層の走向は斜面基部の走向と必ずしも調和的ではない．	
 	  加藤ほか（1990）は海溝陸側斜面を４つのタイプを提示しているが，そのうちのステップ型と地すべり型が北緯 31度を境にそれぞれ南北に発達している．ステップの基部には加藤ほか（1990）が図示するように逆断層型の活断層が存在する可能性が高い．一方，南部でも北緯 27 度 30 分から 29 度 30 分の間には，地すべりによって修飾された幅数㎞以
下のステップが海溝軸に平行に複数発達しており，逆断層の存在を示唆する．	
 	
  北緯 31 度以北の海溝陸側斜面は，それより南に比較して丸みを帯びた斜面から構成されており，幅 20 ㎞を超える大きなステップが認められ，その断面は背後に低まりを持つバルジ状を呈する．また，ステップの西側の深さ 7500ｍから
3000ｍの間に発達する斜面も丸みを帯び，斜面頂部にはバルジ状の高まりが認められるところもある．	
 	
  緩やかに東に傾く小笠原海嶺の西縁は，断層によって断ち切られ，幅約 70 ㎞の小笠原舟状海盆平坦な深海底を挟んで，西には活火山からなる七曜海嶺が海溝軸にほぼ平行して発達する．この海嶺を構成する海底火山の多くは，北北西‐南南東走向の多数の正断層によって変位を受けている（徳山ほか，2001）．	
 海底活断層と地震	 	  伊豆・小笠原海溝沿いでは，1972 年に八丈島東方で東方の深さ 50‐70 ㎞で発生した２つ地震(M7.0 と M7.2)と，2010
年に父島近海のアウターライズで正断層地震(Mw7.4)が発生してるが，歴史時代にＭ８クラスの巨大地震は記録されていない．最近，石橋・原田（2014）は，1605 年慶長地震が伊豆・小笠原海溝に沿ったプレート境界地震の可能性があるとの作業仮説を提出した．伊豆・小笠原海溝の茂木海山と上田海嶺との間の海溝陸側斜面は，高まりを伴う大規模な
複数の撓曲崖で構成され，それぞれの基部に長さ数百㎞の逆断層が発達していると推定される．海溝陸側斜面基部は海底地すべりなどで断層変位地形は明瞭ではないが，断層変位の累積性を示唆する高さ 1000ｍを超える断層崖が長さ約600 ㎞に亘って連続的に発達しており，
この断層が一括して活動しＭ９クラスが地震を発生する可能性は否定できない．
	 	 	  本発表は，平成 23 ‐	
 26 年度科学研究費補助金（基盤研究（Ａ））研究代表者：中田	  高）の成果の一部である．

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O-5
房総半島九十九里浜平野南部における前浜堆積物の高度分布と年代からみた完新世地殻変動
宍倉正展○1)・藤原 治 1)・田村 亨 2)・行谷佑一 1)
1) 産業技術総合研究所 活断層・火山研究部門，2) 産業技術総合研究所 地質情報研究部門

Holocene crustal movement in the southern part of the
Kujukurihama Plain, the Boso Peninsula, deduced from the height
distribution and ages of foreshore deposit
Masanobu Shishikura○1) , Osamu Fujiwara1), Toru Tamura2), Yuichi Namegaya1)
1) IEVG, AIST, Geological Survey of Japan, 2) IGG, AIST, Geological Survey of Japan【はじめに】
	
  首都直下地震の想定（内閣府，2013）や相模トラフの地震活動の長期評価（地震調査研究推進本部地震調査委員会，2014）では，M8 クラスのいわゆる関東地震に関しては，当面の発生の可能性は低いとみられている．一方で，これらの想定や評価の中では，房総半島東〜南部の沖合を震源とする地震発生の可能性についても言及されている．しかし実態はまだ不明で，その存否も含めて検証する必要がある．そこで産業技術総合研究所では，房総半島南部から東部の沿岸において，過去の津波や地殻変動の痕跡を検出し，その履歴を解明して地震像を復元していくことを目的に，地形・地質学的な調査を進めている．本報告ではそれらのうち，九十九里浜平野南部での完新世地殻変動に関する調査結果について紹介する．
【調査方法】
	  過去の地殻変動を評価するには，海面付近で形成される地形，地層や生物遺骸などを旧汀
線指標にして，その高度分布を調べる方法が一般的である．九十九里浜平野の場合，砂浜海
岸が過去約 6000 年間に，徐々に前進して平野を形成してきた浜堤列平野であるため，潮間帯で堆積した前浜堆積物を旧汀線指標とした．前浜堆積物は，一般に海側へ緩く傾斜した平行葉理をなすことが特徴で，生痕化石 Macaronichnus segregatis を伴うことなどから識別される．そこでまず海岸線から直交する方向で測線を設定し，地形断面を実測するとともに，地中レーダ（GPR）を用いて浅部地下構造をイメージングした．そして前浜堆積物がイメージできた範囲を中心にボーリング掘削を実施し，採取したコアの層相観察と年代測定を行った．
	  測線は，千葉県長生村で 1 測線（CHO 測線），千葉県一宮町で 3 測線（ICH-N，M，S 測線）において GPR と地形測量を実施し，これらのうち CHO 測線と ICH-N 測線でボーリング掘削を実施した．以下に CHO 測線と ICH-N 測線について調査結果を説明する．
【地形断面と前浜堆積物の分布・年代】［CHO 測線］
CHO 測線は全長約 4.9 km で，地形断面は全体として緩く海側へ傾くものの，高度の急変す

30

る区間が 2 箇所（C1, 2）で確認され，3 つのレベルの地形面が確認される（図 1）．GPR の断面では，地表面からおおよそ深度 1.5〜3.5 m に前浜堆積物の特徴を示す海側へ傾いた構造が見られ，測線上の 10 地点で採取したボーリングコアの層相観察からも確認される．3 つのレベルの地形面に対応する前浜堆積物の高度は，陸側から標高 2〜4 m，0.5〜1.5 m，-2.5〜-0.5 m である．年代測定の結果から，高度の急変は C1 で 3350〜1950 cal yBP の間の期間，C2 で 700〜450 cal yBP (AD 1250〜1500)の間の期間でそれぞれ生じていると推定される．
［ICH-N 測線］
ICH-N 測線は全長約 2 km で，地形断面からは CHO 測線よりも明確な高度の急変が少な
くとも 3 箇所（I1〜3）で高度の急変が認められ，4 つのレベルの地形面が認められる（図 1）．
GPR の断面では，地表面からおおよそ深度 2〜4 m に前浜堆積物の特徴を示す海側へ傾いた構造が見られ，CHO 測線と同様にボーリングコアの層相観察からも確認された．4 つのレベ
ルの地形面に対応する前浜堆積物の高度は，陸側から標高 1.5〜3.8 m，0.2〜2.5 m，-1.3〜
1.4 m，下端不明〜0.3 m である．年代測定の結果に基づけば，高度の急変は，I1 が 1700〜
1400 cal yBP (AD 250〜550)の間の期間，I2 が 850〜700 cal yBP (AD 1100〜1250)の間の期間，I3 が 650〜450 cal yBP (AD 1300〜1500)の間の期間にそれぞれ生じていると推定される．I3 は CHO 測線の C2 と対比される可能性が高い．
【完新世地殻変動】	  以上で説明した地形的な高度の急変は，前浜堆積物との対応から，相対的に海面が低下す
るイベントを示していると考えられる．イベントは今のところ 4 回分認められ，1 回あたり
0.6〜2.5 m 程度である．これらはテクトニックな変動を示している可能性が高いが，今のところ地震性の変動かどうかは不明である．また年代からみて，増田ほか（2001）によって報告されている九十九里浜平野中部の隆起イベントと一部（2400 yBP，1650 yBP のイベントと C1，I1）が対比できる可能性がある．

図 1	
  測線の位置（左）と各側線の地形断面および GPR に基づいた前浜堆積物の分布（右）

31

O-6

定常的隆起と地震時の小規模な隆起による海岸段丘と時間予測モデル：喜界島のケース
鹿倉洋介（名古屋大学大学院環境学研究科）
Marine terraces caused by steady uplift and small coseismic uplift
and time-predictable model: Case of Kikai Island
Yosuke Shikakura (Nagoya Univ.)
はじめに
琉球諸島の喜界島は隆起サンゴ礁の海岸段丘に囲まれている。喜界島には完新世以降
1.8mm/yr という、日本で最も速い地殻隆起が観測されている海岸段丘があるため、詳
細な地質調査が行われてきた。完新世以降の段丘を調べた地質学的研究 (e.g., Sugihara
et al., 2003) は、6.3ka 以降の段丘は 4 回の地震時の隆起により形成されたと結論づけている。なぜなら、海岸段丘の年代調査からは 4 回の海面停滞と離水期があると判断されるが、このような海水面変動はこの地域では他に観測されていないためである。このように地震時の隆起を地殻変動の原因であるという考え方のもと、特に 2011 年東北地方
太平洋沖地震以降、西南日本や琉球諸島などで海岸段丘の調査が行われている。
一方で、近年の GPS 観測によれば、喜界島は数 mm/yr 程度で定常的に隆起している
ことが明らかになっており (e.g., Nishimura et al., 2004)、定常的な隆起と地震時の小規模な隆起により海岸段丘が形成されたというモデルも考えられる。その場合、１）海食・砕屑物堆積・サンゴ生成により、平らな海食台が形成、２）少量の地震時隆起により初期の段丘崖が形成され、海水準の位置は海食台より低くなる、３）定常的な隆起、海食・堆積・サンゴ生成により、過去の海食台より低い位置に新たな海食台が形成される、というシナリオが考えられる。
数値モデル
このような地質学的研究と GPS 観測から示唆される海岸段丘形成モデルの不一致について調べるため、汀線付近の過程をモデル化した。汀線付近では、波食・砕屑物堆積・
サンゴ生成といった過程が進行しているが、前者二つを Storms et al. (2002) のモデル、サンゴ生成を Nakamura & Nakamori (2007) のモデルにより数値シミュレーションモデ
ルを組み立てた。
海岸段丘の形成を以下二つの条件でシミュレーションした。１）地震時に大きく隆起し、定常的隆起は起きない、２）定常的に隆起し地震時はあまり隆起しない。また、高緯度地方の海岸段丘でも同様な現象が起きるかどうかを検討するため、サンゴが生成されない場合の数値計算も行った。
結果
数値計算の結果、両者において海岸段丘の離水時期は同時であり、段丘崖の高度は大32

地震の時間予測発生モデルと調和的だった（図１）。これは、定常的な隆起が起きる場
合、段丘崖の高度は定常的な隆起速度と次の地震が発生するまでの時間間隔の積により求められるためである。また、サンゴが生成されない場合も同様の結果となった。この結果は、プレートの定常沈み込みから予測される、島弧・陸弧域での定常的隆起の重要性を示唆する。また、特に段丘面形成年代と段丘崖の高度分布が大地震発生間隔の時間予測モデルと調和的である場合に、過去の地震時隆起が過大評価される可能性を示唆する。

図１計算された海岸段丘の発達 (a)地震時のみに隆起する場合(b)主に定常的な隆起により隆起する場合

33

O-7

近畿地方周辺の内陸地震発生と南海トラフ地震の時空間的関係
鹿倉洋介（名大環境）・深畑幸俊（京大防災研）
・平原和朗（京大理）Spatiotemporal relation of inland earthquakes in southwesern Japan
to interplate earthquakes along the Nankai trough○Yosuke Shikakura (Nagoya Univ.), Yukitoshi Fukahata, Kazuro
Hirahara (Kyoto Univ.)○

はじめに
近畿地方周辺には多くの内陸活断層が存在する。これらの断層の地震発生は、オホー
ツク (OKH) ・アムール (AMR) 両プレートの相対運動による新潟・神戸歪集中帯(NKTZ) での東西圧縮によると考えられる(Sagiya, 2004)。しかし同時に、南海トラフ巨大地震の発生前 50 年から後 10 年に西南日本で内陸地震活動が増す (Utsu, 1974; Hori &Oike, 1996) ことから、南海トラフ巨大地震も内陸地震発生に影響を与えていると推測される。Pollitz & Sacks (1997) や Hyodo & Hirahara (2004) は、フィリピン海 (PHS) プ
レート沈み込みでの固着と巨大地震による粘弾性応答による、クーロン破壊応力の時間
変化 (ΔCFF) を、数箇所の断層に対し評価している。我々は、変形源として内陸地震発
生を加え、近畿地方周辺の多数の活断層上での ΔCFF をモデル化し、南海トラフ巨大地
震発生サイクル中のどの期間にどの内陸活断層が活動しやすいかを見積もった。
研究方法
弾性・粘弾性水平成層構造中でのプレート沈み込み形状 (Hashimoto et al. ,2004) を仮定し、 Fukahata & Matsu'ura (2006) のコードで粘弾性すべり応答関数を求めた。南海トラフ巨大地震発生は歴史記録に基づき、すべり量は時間予測および規模予測モデル(Shimazaki & Nakata, 1980)から得た。東西圧縮は活断層分布から N100E 方向 0.3×10-7(yr-1) とした。プレート収束速度は Heki & Miyazaki (2001) により、断層の位置・形状
は地震調査研究推進本部の値を用いた。
結果
東西圧縮により、この地域の活断層の応力蓄積が説明され、ΔCFF の実効的摩擦係数
は 0.2 以下という低い値を示唆する結果となった。南海トラフ巨大地震による弾性的な
ΔCFF は、逆断層では低下し、震源域の北にある横ずれ断層では上昇した。これは、南海トラフ巨大地震の震源域の北にある断層は、南海トラフ巨大地震により南南東に引っ張られる結果、東西圧縮が形成する南北走向の逆断層では滑り方向と逆方向に引かれ、東西圧縮が形成する北東－南西走向の右横ずれ断層や北西－南東走向の左横ずれ断層
では滑り方向と順方向に引かれるためである。次に、最近 500 年に発生した起震断層の同定されている 9 つの内陸地震の起震断層上で ΔCFF を計算した結果、断層上のΔCFFが最大値となる時に内陸地震が発生しており、ΔCFF と歴史地震記録は調和的であった。
近畿地方周辺の 73 の活断層上の ΔCFF を計算した結果、南海トラフ巨大地震の発生前
50 年から後 10 年に西南日本で内陸地震活動が増えるという歴史記録と調和的な結果と34なった。以上の結果から、南海トラフ巨大地震の発生前に逆断層型地震が多く起こり、発生後に横ずれ型地震が多くなることが予測される。プレート境界地震発生を境に、内陸地震のメカニズム解が逆断層型から横ずれ型に変化するという現象は、2011 年東北
地方太平洋沖地震前後の北東北での内陸地震発生で観測されている(Yoshida et al., 2012)。
考察
内陸地震のメカニズム解と内陸断層のメカニズムは、両者が共にローカルな応力場を反映することから大まかに一致することが示されており、近畿地方とその周辺においてもその関係は成立する(Townend & Zoback, 2006; Terakawa & Matsu'ura, 2010)。すなわち、断層の分布に対応して、近畿地方中部・中部地方南西部で逆断層型地震が多く、近畿地
方北西部・中部地方西部では横ずれ型地震が多い。逆に言うと、地震の発生した場所が分かれば、地震のメカニズム解を大まかに推定することができると考えられる。先の予測と組み合わせると、逆断層の多い地域では南海トラフ地震の発生前に内陸地震が多く、横ずれ断層が多い地域では南海トラフ地震の発生後に内陸地震が多くなることが予想される。
以上の考えから、南海トラフ地震に対する相対年別に近畿地方周辺の歴史地震の空間分布をプロットした（図１）。すると、逆断層の多い地域では南海トラフ地震の発生前に内陸地震が多く発生しており、予想と調和的であった。一方、横ずれ断層の多い地域
では、中部地方西部では南海トラフ地震後に内陸地震の発生率が増え、予想と調和的な結果になったが、近畿地方北西部では南海トラフ地震前のほうが多いという結果になった。これは、横ずれ断層では比較的どの期間にも地震発生が起きることが ΔCFF から示されること、この地域での南海トラフ地震による応力変化が小さいことから正当化されると考えられる。全体として、歴史地震の時空間分布は、本研究で得られた予測（南海トラフ地震発生前に逆断層型地震が多く、南海トラフ地震発生後に横ずれ型地震が多くなる）を支持していた。

図１. 9 世紀以降の 8 回の東南海領域の地震に対する内陸地震の発生年

35

O-8
差分干渉 SAR 解析による中規模地震の地表地震断層の長さと変位量○

青柳恭平（電力中央研究所）・奥 智也・大沼 巧（株式会社ジオシス）

Surface rupture of the recent moderate earthquakes detected by DInSAR
Yasuhira Aoyagi (CRIEPI), Tomoya Oku and Takumi Onuma (GEOSYS, Inc.)
１． はじめに
地表地震断層の長さと変位量は，地震規模と正の相関があることが経験的に知られている（たとえば，松田,1975 地震）。したがって，断層長を正確に計測できれば，地震時の変位量も予測できる可能性がある。たとえば，Wells & Coppersmith(1994BSSA)の式では，断層長に対する最大変位量は，100km(Mw7.4 相当)で 4.57m，10km（同 Mw6.24）で 44cm，1km(同 Mw5.08)で 4.2cm と算出される。
ただし，M7 未満の地震の場合には，地表地震断層は必ずしも出現しないし，出現したとしても変位量が 20～30cm 程度では，山間部においてその長さや変位量を正しく計測するのは困難である。そのため，断層長と変位量との相関がどの程度小さな地震まで成り立つのかは解明されていない。
一方，近年では地震前後に取得された SAR（合成開口レーダ）画像の差分干渉処理によって，断層運動に伴う地殻変動を面的に捉えることが可能となった。この技術によって，M6 前後の地震についても，数 10cm オーダーの地殻変動がしばしば捉えられている。したがって，地表踏査で見落とされるような小規模の地表地震断層についても，定量的に評価できる可能性が高い。本研究では，
1996 年から 2013 年までに国内で発生した M6 前後の地殻内地震（表 1）について，差分干渉 SAR
解析によって地表地震断層の検出を試みた上で，その長さと変位量の関係について検討した。
表１．検討対象地震の一覧。L と DLOS は，推定された地表地震断層長と LOS 最大変位量。
No.

地震名

発生日

宮城県北部地震（鬼首）1996/8/112鹿児島県北西部地震

1997/3/26

3鹿児島県北西部地震

1997/5/13

4山口県北部地震

1997/6/25

5.8

-

5

岩手県内陸北部地震

1998/9/3

5.9

6.1

43

JERS-1 SAR

6

宮城県北部地震

2003/7/26

6.1

13.2

18

ENVISAT ASAR

7北海道留萌支庁南部地震

2004/12/14

5.7

-

8

福岡県西方沖地震の最大余震

2005/4/20

5.4

-

9

岩手・宮城内陸地震

2008/6/14

6.9

43.7

10

福島県中通りの地震

2010/9/29

5.5

11長野県北部地震

2011/3/12

6.2

12静岡県東部地震

2011/3/15

5.913

茨城県北部地震

2011/3/19

5.8

14長野県中部地震（松本付近）

2011/6/30

5.0

9.8

9

15

和歌山県北部地震

2011/7/5

5.0

-

16

茨城県北部地震2012/3/10

5.2

9.5

17

栃木県北部地震2013/2/25

5.8

-

1

36

Mw

L(km)

6.0

5

DLOS(cm)30

衛星・センサ

6.1-

17

JERS-1 SAR

6.0

-

9

ERS-2 AMI

JERS-1 SAR

JERS-1 SAR

ENVISAT ASARENVISAT ASAR
140

ALOS PALSAR

419

ALOS PALSAR-

45

ALOS PALSAR-

14

ALOS PALSAR

13.9

55

ALOS PALSARENVISAT ASARENVISAT ASAR

4ENVISAT ASAR
RADARSAT-2 SAR

２． データと解析使用した衛星データを表１右列に示す。検討対象の震源域において取得された地震前後のSAR
データの中から，基線長の短いペア，観測間隔が短いペアあるいはコヒーレンスが大きく干渉性の良好なペアを選択した。いずれの画像もシグナルデータとして入手し，複素画像化処理を施して差分干渉処理を行った。例外として，地震No.17についてのみ，RADARSAT-2の複素画像データを入手し，差分干渉処理を行った。差分干渉処理では地形（比高差）により生じる干渉縞を除去して変動分の干渉縞を得るために，国土地理院の基盤地図情報を用いてESRI ジャパン株式会社が作成・配布する10m メッシュ数値標高モデルを用いた。さらに，位相のアンラップ処理を行い，衛星の視線（LOS）方向での相対的な変位量分布に変換し，地表地震断層の長さと最大変位量を計測した。
３． 解析結果
結果を表１右から２列目と３列目に示す。１７地震のうち，１２地震については断層運動に対応する
地殻変動が検出された。そのうち，８地震については，干渉縞に線状の不連続部が認められるため，
地表地震断層が出現した可能性が高い。例えば，検討対象の中で最小規模の横ずれ型の地震（No.14）では，斜交する２条の不連続部が明瞭に認められた。これらの不連続部の分布は，余震分
布ともよく一致している。より長い北西-南東方向の不連続部は長さ約 10km に及び，これを境に最大9cm の食い違いが計測された。同様に全８個の地震の不連続部を地表地震断層として評価し，その長さと最大変位量を図１にプロットした。この図から，検討に用いた M6 前後の地震についても，地表
地震断層の長さと最大変位量の間に正の相関が認められる。ただし，計測された変位量は，実際の地表変位量の LOS 方向の成分であるため，実際の地表変位量はこれよりも大きくなる点に留意が必要である。たとえば，今回の衛星データ（入射角 20～40°）で鉛直変位を捉えた場合には，実際の変位量は計測値の約 1.15 倍になる。
４． まとめと今後の課題
差分干渉 SAR 解析は，条件が揃えば
長さ数 km，変位量数 cm 程度の小規模な断層変位でも検出しうることが明らかになった。本研究の成果は，このような小規模の断層でも，長さから地震時の変位量を予測できる可能性を示している。今後は，地震の特性（メカニズム解，深さなど）や地質条
件が地表変位にもたらす影響を明らかにする必要がある。また，主断層だけでなく，副次的な断層についても同様の相関があるのかを検討し，断層長から変位量を予測するための適用条件を明確にしたい。

図 1. 地表地震断層の長さと最大変位量の関係

37

O-9
津軽平野東縁中部の変動地形
渡辺満久○（東洋大）
・上峯篤史（同志社大）
・松藤和人（同志社大）
Tectonic landforms in the central part of the eastern fringeof Tsugaru plain, north Japan
Mitsuhisa WATANABE○ (Toyo Univ.), Atsushi UEMINE (Doshisha Univ.)
and Kasuto MATSTFUJI (Doshisha Univ.)
Ⅰ はじめに
津軽平野東縁（津軽山地西縁）中部の金木周辺において、地形・地質調査を実施した。その結果、調査地域周辺の変動地形に関して若干の新知見を得ることができたので、以下に報告する。
現地調査では、精度 0.01 m 程度のレーザー計測装置を用いた測量を行った。なお、本研究は、同志社大学理工学研究所部門研究費を使用して実施した。
Ⅱ 段丘面の区分と編年
1．河成段丘面
調査地域内には、亜角礫～亜円礫層から成り、東から西へ高度を現ずる複数の河成段丘面が分布している。これらを上位より、H1f 面～H2f 面、Lf 面群に区分した。
H1f 面は風化の進んだ灰色～褐色の亜円礫～亜角礫層から成る扇状地性の河成段丘面である。
H1f 面は、色調が 5YR 4/4 程度の赤色風化殻に覆われる。H1f 面の分布高度は、150～80 m であり、西に急傾斜している（約 8 % = 4～5 度）。H2f 面も同様の礫層から構成される扇状地性の河成段丘面であるが、顕著な赤色風化殻は形成されてはいない。段丘礫層を覆う風成ローム層は、7.5YR 4/4 程度の色調を呈する。H2f 面の分布高度は、扇頂部では 90～100 m 程度であり、西へ高度を下げ、下位の Mm 面との境界部での高度は 30 m 程度となる。扇頂部における H2f 面の傾斜も大きく、6 %以上の傾斜を有する。金木川沿いでは、下位の L 面群との間に、少なくとも
2 つの段丘面を認定できるが、分布は限られている。
Lf 面群は少なくとも 3 面（L1f～L3f 面）に区分できる。最上位の L1f 面は喜良市の集落が立地する段丘面であり、下流側（標高 12～15 m）では沖積面下に没している。L2f 面・L3f 面は金木
川沿いに認められるが、分布は狭小である。
2．海成段丘面
上述の H2f 面の平野側には、金木の集落が立地する、高度 10～20 m 程度の平坦な段丘面が分布している。現地調査の結果、本面は海成の砂層～砂礫層から構成されていることが確認できた。
この段丘面を Mm 面と呼ぶ。その旧汀線アングルの位置は、H2f 面の撓曲崖（津軽山地西縁断層）と重なっていることが多いが、H2f 面を切り込んで分布することもある。Mm 面の構成層（海成層）は、褐色の風成ローム層（7.5YR 4/4）に覆われているが、この風成ローム層の最下部ないしは、海成層と風成ロームとの漸移帯には、パミス型ガラスを主体とする、黄色～褐色の細粒火
山灰が確認できる。現在、この火山ガラスの分析を進めているが、吾妻（1995）によって、この火山灰は Toya 火山灰（112～115 ka）に対比されている。

38

3．編年
Toya 火山灰に対比可能な火山灰との層序関係から、Mm 面は MIS 5e に形成された海成段丘面に対比できる。Mm 面は H2f 面を削りこんで形成されており、褐色の海成砂層が、灰色～褐色のH2f 面構成層を不整合に覆う状況も確認できた。したがって、H2f 面は、MIS 5e より古い河成段丘面である。H2f 面より古い H1f 面には明瞭な赤色風化殻が形成されており、H1f 面と H2f の形成時代には比較的大きな開きがあり、H1f 面を MIS 8、H2f 面を MIS 6 に形成されたと考えることも可能である。また、いずれも MIS 6 の河成段丘面である可能性も否定できない。本地域における赤色風化殻の形成年代に関しては不明の点が多いので、現状では、これらの河成段丘面の形成年代を限定することはできない。
L1f 面は、金木川に沿って分布するが、金木集落の南東で沖積面下に没している。このような分布の特徴から、L1f 面は MIS 2 に形成された河成段丘面であると推定できる。L2f 面～L3f 面は
完新世の河成段丘面の可能性がある。L 面群の形成時代に関しては、今後の調査結果をまって詳しく検討する必要がある。
Ⅲ 津軽平野西縁断層（中部）の活動度
すでに吾妻（1995）が報告しているように、Mm 面との境界部付近において、H2f 面にはバルジ状の変形が認められ、活断層（津軽平野西縁断層）を認定できる。また、後述するように、Mm
面への変位も確認できた。金木周辺においては、撓曲崖の隆起側は H2f 面、低下側は Mm 面である。金木集落周辺で測量したところ、西傾斜 3 度弱～6 度弱の撓曲崖が形成されていることがわかった。H2f 面と Mm 面との比高（撓曲崖の比高）は、10 m 程度である。また、バルジ東翼
では、ほとんど水平か逆傾斜（1 m 程度の落差）している。
Mm 面構成層は H2f 面の撓曲崖にアバットするように堆積し、撓曲崖沿いに Mm 面の旧汀線がある。Mm 面の汀線アングル付近は、津軽平野西縁断層の活動によって捲り上げられるように変形している。このため、旧汀線アングルの測定が困難であることが多い。しかし、金木集落～
その北方の大沢内溜池付近において、津軽平野西縁断層トレースを横断して Mm 面（ないしはそれより若い段丘面の可能性もあり）が分布している地点を確認し、Mm 面の鉛直変位量や旧汀線
高度を測定することができた。ここでの測量によれば、津軽平野西縁断層による Mm 面の鉛直変位量は 4.5 m であり、隆起側の旧汀線高度は 25～28 m 程度である。
これらの数値から、津軽山地西縁断層（中部）の鉛直平均変位速度は、0.035 m/kyr 程度であると算出される。吾妻（1995）による算出数値より小さめの値となった。Mm 面の分布は H2f 面の撓曲崖に規定されていることから、Mm 面形成前にすでに撓曲崖が存在していたことは確実である。しかし、H2f 面に見られる撓曲崖の低下側に分布するのが Mm 面であるため、H2f 面の鉛直変位量を計測することができない。H2f 面と Mm 面の比高は約 10 m であるが、この数値とMm 面の鉛直変位量（4.5 m）との詳細な比較検討は困難である。
Ⅳ まとめ
津軽山地西縁断層（中部）は H2f 面を撓曲させており、その低下側に MIS 5e の海成段丘面（Mm面）が分布している。Mm 面の鉛直変位量は 4.5 m（0.035 m/kyr 程度の平均鉛直変位速度）であり、撓曲崖隆起側の Mm 面の旧汀線高度は 25～28 m である。Mm 面は、活断層の低下側にも分布しており、津軽山地西縁断層の活動だけではこれらの特徴を説明できないと考えられる。
【文献】 吾妻 崇（1995）第四紀研究、34，75-89．

39

O-10
日本における明治以降の地震断層の保存と活用：現状と課題
加藤茂弘（人と自然の博物館）・古谷 裕（兵庫県立大）・○

川東丈純（兵庫県立図書館）
Preservation and utility of the earthquake faults appeared in Japan since the
Meiji period: their present conditions and problems
Shigehiro KATOH, Hiroshi FURUTANI and Takezumi KAWAHIGASHI
1. はじめに1891 年濃尾地震以降，1995 年兵庫県南部地震までの内陸大地震で出現した地震断層は，震源断層が地表に達したとされる例を含めて日本列島で 16 例が知られている（中田・岡田編，1999）．
とりわけ，これらの中で国や県，市町村の天然記念物として保存・公開されている地震断層は，震災の証人であるとともに地震エネルギーの脅威を伝える文化財でもある．本研究は，これらの地震断層とその保存施設を，震災に備えるための防災教育や，地域の地形・地質を学ぶための地
学教育の拠点として活用する手法を模索し，提案することを主な目的として進めている．
本研究ではまず，明治以降の内陸大地震で出現した地震断層の中で国指定天然記念物として保存が図られた千屋断層，丹那断層，根尾谷断層，郷村断層，野島断層の保存・活用の現状と課題を調査した．これらのうち丹那断層，根尾谷断層，野島断層では地震断層の地下断面が屋内で保存・公開され，郷村断層と野島断層では地震断層やそれを横切る構造物が屋内で保存・公開されている．さらに根尾谷断層と野島断層では，地震や活断層等について学習できる施設（根尾谷断層地下観察館と野島断層保存館）が造られている．次に野島断層を対象として，地震断層とその保存・活用施設を活かした防災教育・地学教育プログラムを企画・実践し，その効果と課題を抽出した．今回の報告では，主に地震断層の保存と活用の現状と課題について述べる．
２．方 法
2012 年～2013 年に，千屋断層，丹那断層，根尾谷断層，郷村断層，野島断層の保存状況の現地調査を行った．天然記念物指定地を中心に保存状態を観察し，保存方法の問題点を検討した．保
存・公開された地震断層と関連施設の活用状況は，それぞれ，美郷町教育委員会（秋田県），函南町教育委員会（静岡県），根尾谷断層地下観察館（岐阜県），京丹後市教育委員会（京都府）
・山陰
海岸ジオパーク推進協議会（兵庫県），淡路市教育委員会（兵庫県）などで聞き取り調査を行った．
現状観察と聞き取り調査の結果を整理し，課題を抽出した．地学教育プログラムの実践は，野島
断層親子体験教室として 2013 年 1 月と 2014 年 8 月に淡路市教育委員会と協働して行った．2013
年 1 月の実施プログラムは，アンモナイト化石の簡単レプリカづくり，動く断層ペーパークラフ
トをつくろう，断層ドミノ倒し，野島断層保存館見学ツアーの 4 つであった．
３．結 果
千屋断層では保存管理計画（千畑町教育委員会，2004）が作られているが，崩落したトレンチ
部分は土のうで埋め立てられたまま残され，観察できない状態が続いている．壁面からの地下水
流出と凍上による崩壊を防ぐ方法が保存に必須であるが，小規模な自治体では予算的に不可能であり，秋田県や国の補助が待たれる．丹那断層では丹那断層公園が整備され，地震断層を掘り下40

1845 年以降に日本列島の内陸で出現した地震
断層とそのときの地震（M は地震のマグニチュード）
明治以降では震源断層が地表に達したとされる
地震断層は 1995 年兵庫県
南部地震まで 11 例に及ぶ．□で囲んだ地震が 5
つの地震断層の調査対象である．

げたトレンチ展示や説明パネルがある．トレンチ展示は屋根を設けたのみの屋内保存であり，完成後に凍上による壁面崩落が続いている．冬季に氷点下となる地域の地震断層では，地下断面の保存に際して地下水流出に加えて凍上への対応が大きな課題となっている．根尾谷断層では屋外
指定地はとくに手を加えない現状保存であるが，野島断層では屋内の地震断層の保存・修復作業が毎年行われている．郷村断層では世界ジオパーク加盟後に，保存施設や案内看板等の再整備が進んだ．このように地震断層の保存活動には濃淡があるものの，いずれも地震断層を後世に残すという最低限の役割は果たされている．
一方で，これらの地震断層が防災教育や地学教育の一環として利用される機会は少なかった．
野島断層，根尾谷断層や丹那断層では近隣の小学 3～6 年生が環境学習や総合学習で利用するのみ
で，市町村や県での活用例はない．千屋断層では，地元の小・中学校での活用に加えて，自主防
災や歴史・文化の教材として美郷町社会教育課により見学会の訪問地として利用されている．郷村断層では教員の観察会や勉強会を行うことで，生徒の学習機会を増やす試みを進めている．丹那断層はジオパークガイド養成講座のほか，静岡大の地学研究会などが地学教育の場に利用している．このようにジオパークでは，地震断層が防災教育や地学教育に活用されつつある．これに対して根尾谷断層地下観察館や野島断層保存館などの施設は開館後に来場者が減少を続けており，
教育機会の減少の直接的要因となっている．後者では「語り部」事業が震災記憶継承のため行われているが，ともに防災教育・地学教育に関わるソフト事業がほとんど無く，他の自然・文化遺産との連携を図って来場者を増やす工夫も無かった．地震断層を防災教育や地学教育に活用する
ためには，地域が一体となって取り組むことと，ソフト事業の展開が重要であることが再認識された．
2013 年 1 月の野島断層親子体験教室では，ドミノ倒しで地震の規模と起震断層の大きさの関係を直感的に学ぶなど，遊びを通して地学に親しむ工夫を凝らした．参加者の評判は良かったが，複数プログラムを同日に行うと時間が長くなり，参加者が近隣地域に限られた．このため，プロ
グラム数を絞って開催時間を短縮し，開催場所を明治以前の地震断層の分布地に広げて地元の図書館と協働で実施するなどの対応を行っている．
文 献 中田 高・岡田篤正編（1999），野島断層【写真と解説】．千畑町教育委員会（2004），千屋断層緊急調査委員会報告書．

41

O-11
阪口 豊博士によって東京大学構内で推定された第四紀断層の連続性〇

豊蔵 勇（ジオ・とよくら技術士事務所）,青砥澄夫（川崎地質）,川田明夫（大和探査）,須藤 宏（応用地質）,福井謙三（基礎地盤コンサルタンツ）,松崎達二（サンコー
コンサルタント）,渡辺平太郎（アサノ大成基礎エンジニアリング）,山崎晴雄（首都大学東京）,中山俊雄（東京都土木技術支援・人材育成センター）

The distribution of the concealed Quaternary ｆault found inside of thecompound of the University of Tokyo by Dr. Y. Sakaguchi
Isamu Toyokura(Geo-Toyokura P.E. Office), Sumio Aoto(Kawasaki Geological Eng.
Co.,Ltd. ), Akio Kawada(Daiwa Exploration & Con. Co., Ltd.), Hiroshi Sudo(OYO
Corporation), Kenzo Fukui(Kiso-Jiban Con. Co., Ltd.), Tatsuji Matsuzaki(Suncoh Con.
Co., Ltd.), Heitaro Watanabe(Asano Taiseikiso Eng. Co., Ltd. ), Haruo
Yamazaki(Tokyo Metropolitan University), Toshio Nakayama(Civil Engineering Center,
Tokyo Metropolitan Government)
１．はじめに発表者らは，これまで東京山手台地中央部付近において既往の地盤調査用ボーリング柱状図を用いて伏在第四紀断層の存在を調べてきた（豊蔵ほか，2008，2009 など）．その結果，比較的安定的に広い分布を示す東京層最下部礫層とその上位の泥層からなる「ペア層」
を変位基準にするとズレ量が数ｍ～10 数ｍを示す第四紀断層が推定された．そのうちの主なものは，NNE-SSW～N-S 方向に伸びる市ヶ谷，飯田橋，および九段断層と呼んだ もので，その延長確認された範囲で約 2～5ｋｍであった．これらの伏在断層を推定する場合，
通常南北測線では間隔 500ｍ，東西測線では 250ｍ間隔の地質断面図で解析を行ってきた．
本講演では，元東京大学教授阪口豊（1990）によって東京大学構内において推定されていた断層（ここで推定第四紀断層とみなす）について，その連続性について述べる．
２．東京大学本郷キャンパス構内における伏在推定第四紀断層
同構内には多くの建築物があるため多数の建築用の地盤調査ボーリングが，それに加えてより深い深度まで行われている深井戸用ボーリングが 少なからず実施されていることから，これらの資料を用いて阪口（1990）によって予察的な地質・断層解析が行われている．
これによると同構内は地形的に本郷面と新たに命名した本富士面とに区分され，両者は比高 5～7m の急斜面で境されていること（図-1），また地質的には両面を構成する砂礫層の基底面高度には数ｍの差があることを明らかにしている （図-2 参照）．次に掘削深度で 30～40m 付近に出現する顕著な砂礫層（東京礫層）を挟み上位を上部東京層，また深度 70～90m 前後にある連続性の良い厚さ 5～10m の砂礫層を新たに弥生礫層と呼び，その上位で東京礫層までを中部東京層，その下位を下部東京層としている（図-2）．
阪口は，地盤調査と深井戸ボーリング資料を用いて，それぞれ 5 ヶ所でほぼ東西方向の地質断面図を作成し，例えば心字池付近を通る後者の断面図（図-2 参照）で矢印の位置で
東京礫層および弥生礫層の分布高度にそれぞれ 3m および 7m 程度の東側が低い高度差があることを示し，そのずれ量に累積性のある断層を推定している．ここで仮にこの推定断42

図-2 深井戸資料による地質断面図（図 1 のｂ－ｂ‘・ｃ－ｃ’測線）

図-1 東京大学構内の坂口（1990）による伏在本郷推定第四紀断層とその連続性検討図

層を本郷断層と称する．また，前者の地質断面図（A，B，および C 断面図）でも同様に断層を推定しているが，どの地質断面図においても本富士層には変位が及んでいないとしている．なお，図-1 のずれ量は，図読による．
３．本郷推定第四紀断層の連続性の検討
発表者らは，これまでに山手台地で伏在第四紀断層を推定してきたが，その結果との連続性ならびに新たな断面での延長性を検討した．その結果，本郷断層の北方および南方延長上の 250ｍ間隔の東西測線において，すな
わち北側では X-33.000 と X-32.750 断面（図-3）
で，また南側では X-33.750，X34.000 断面など

図-3 第四紀断層（本郷断層）の北方約500ｍ延長部 X-32.750 断面図におけるにおける断層（高度差約 6.0ｍ）

で，相対的に東側沈降を示す高度不連続部（高度不連続量：3～6ｍ程度）が認められた．このことは，これらの箇所がその延長部であると考えられるが，その連続性や性状について検討した結果について述べる．
文献： 阪口豊 ,1990,東 京大学 史紀 要 ,8,1～ 34； 豊蔵ほ か ,2008,日 本活断 層学会 秋季 学術 大会

講演予稿集 O-09；豊蔵ほか,2009,日本活断層学会秋季学術大会講演予稿集 O-04

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O-12
仙台で開かれる国連防災世界会議の意義と活断層研究の役割	 宇根	
  寛（国土地理院）	
 Significance of the UN World Conference on Disaster Risk Reduction in Sendai and Rolesof Active Fault Studies
UNE, Hiroshi (Geospatial Information Authority of Japan)
1. 国連防災世界会議とは	
 第 3 回国連防災世界会議を 2015 年 3 月 14 日〜18 日に仙台市で開催するための準備が進められている。
国連防災世界会議は国際的な防災戦略を策定するための国連主催の会議で，第 1 回は 1994
年に横浜市で，第 2 回は 2005 年に神戸市で開催された。第 2 回会議で採択された「兵庫行動枠組」は防災に関する国際的な取り組みの最も権威ある指針として重要な役割を果たしてきたが，2015 年にその目標時期を迎える。このため，「兵庫行動枠組」の後継枠組みを決定するための第 3 回会議の開催が必要となっていた。仙台市では，東日本大震災の経験と教訓を国内外で共有し，復興の歩みを世界に伝えるため，この会議の開催を誘致した結果，2013
年 12 月の国連総会で第 3 回会議の仙台開催が正式に決定された。
会議の意義は，直接的には「兵庫行動枠組」の後継枠組みを策定することであるが，防災に関する日本の知識，ノウハウと技術を世界に発信するとともに，震災からの復興の現状を伝え，被災地の振興に貢献することが期待されている。
会議は，新たな防災戦略を議論するための国連の政府間会合である本体会議と，シンポジ
ウムや一般公開事業，被災地視察などの関連事業から構成され，本体会議は国連が，関連事
業は仙台市を中心とする東北各県が企画・調整を行っている。
参加者は各国首脳，閣僚，国際機関代表，NGO など 5 千人，さらに関連事業を含めると 4万人が見込まれている。
2．国連防災世界会議における活断層研究の役割	
 	
  活断層の調査研究は，地域レベルの地震発生リスクの評価や地表のずれによる災害の軽減など，地震防災に直接的，間接的に大きく寄与することができるが，残念ながらこのような認識が世界の防災関係者に浸透しているとは言えない。
「兵庫行動枠組」では，リスクの特定・評価・観測，防災教育の促進，科学的調査研究の推進，土地利用政策の活用などの優先課題を掲げているが，活断層研究に関する記述はない。
	  日本では兵庫県南部地震以降，活断層研究が大きく進展し，詳細な活断層のマッピングも進んで，確率論的地震動予測地図などの成果が蓄積されてきた。さらに地理空間情報技術の発展もあいまって，活断層研究の成果が地域防災に結実しつつある。
	  仙台での国連防災世界会議はこのような日本の活断層研究の成果を世界の防災関係者に発信する重要な機会であり，本学会員，関係者の積極的な参加を訴えたい。

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