O-01
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Co-seismic surface rupture and slip distribution producedby the 2008 Mw7.9 Wenchuan earthquake, China
林

愛明 1·任治坤 １ ·賈東 2·呉

暁俊 2

静岡大学創造科学技術大学院
2
中国南京大学地球科学院
1
Aiming Lin , Zhikun Ren1, Dong Jia2, Xiaojun Wu2
1
Graduate School of Science and Technology, Shizuoka University
2
Department of Earth Sciences, Nanjing University,
1

The magnitude (Mw) 7.9 Wenchuan earthquake occurred on 12 May 2008 in the Longmen Shan
region, the transition zone between the Tibetan Plateau and the Sichuan Basin, China, resulting in
extensive damage throughout central and western China (Fig. 1). Official estimates of casualties
released by the Chinese Government as of 31 Aug. 2008 include 69,197 confirmed deaths, 374,176
injured, and 18,209 missing persons.
To understand the seismic faulting mechanism and surface deformation features associated withthe earthquake, including rupture length and slip distribution, our survey group traveled to theepicentral area 2 days after the earthquake and undertook 10 days of fieldwork during which primarydata related with the rupture structures and offset distributions were acquired. On the basis of thepreliminary fieldworks, we carried out more detail fieldwork on the co-seismic surface rupture during
the past three months. Here we report the main results of our field investigations and discuss the
co-seismic rupturing mechanism and its implications to seismotectonics in the eastern marginal zoneof the Tibetan Plateau.
Field investigations reveal that the Mw 7.9 Wenchuan earthquake produced a 285-km-long surface
rupture zone, with a major thrusting slip accompanying a right-lateral component in the northern
segment and left-lateral component in the southern segment along the Longmen Shan Thrust Belt upon
the eastern margin of the Tibetan Plateau. The co-seismic ruptures mainly occurred along the three
pre-existing active faults which are the main faults of the Longmen Shan Thrust Belt. The
displacements measured in the field are approximately 1-5 m in vertical, with an average left-lateralcomponent of <2 m in the 60-km-long southernmost segment and an average right-lateral componentof <1 m in the 100-km-long central-northern segment. The maximum thrusting slip amount isestimated to be ~10 m accompanying a shortening amount of 5-10 m across the rupture zone, whichcoincides with the result obtained from seismic data. The rupture length and maximum displacement
and shortening amount are the largest among the intracontinental thrust-type earthquakes reported sofar. Our results document and confirm: i) that the Wenchun earthquake occurred on the pre-existing
active faults of the Longmen Shan Thrust Belt which controls the temporal and spatial displacement
distributions and the rupture processes of the earthquake, ii) that the long rupture length and large
thrusting slip are caused by compressive stress associated with eastward extrusion of the Tibet Plateau
as it accommodates the ongoing penetration of the Indian Plate into the Eurasian Plate, and iii) that thepresent-day shortening strain upon the eastern margin of the Tibetan Plateau is mostly released byseismic slip along the thrust faults within the Longmen Shan Thrust Belt.

22

O-02
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Evidence for a great historical earthquake occurred within
the Longmen Shan Thrust Belt, China
林 愛明 任 治坤静岡大学創造科学技術大学院
Aiming Lin and Zhikun Ren
Graduate School of Science and Technology, Shizuoka University

The magnitude (Mw) 7.9 Wenchuan earthquake occurred on 12 May 2008 and produced a285-km-long surface rupture zone along the pre-existing active faults of the Longmen ShanThrust Belt, the transition zone between the Tibetan Plateau and the Sichuan Basin, China(Lin et al., 2008). The primary features of the seismogenic fault of the 2008 Wenchuan
earthquake are now understood, but details of its seismotectonic behaviors including
recurrence interval of morphologic earthquakes and maximum earthquake magnitude arealmost unknown despite their important implications regarding the seismic hazards facing
densely populated region around the Longmen Shan Belt.
The steep, high relief eastern margin of the Tibetan Plateau has undergone rapid Cenozoic
uplift and denudation accompanied by folding and thrusting, yet no large thrust earthquakes
prior to the 2008 Mw 7.9 Wenchuan earthquake have been documented. On the basis ofgeological evidence, it is estimated that recurrence interval of large-magnitude earthquakes is
2000-10000 years (Burchfiel et al., 2008). The historic record of earthquakes in this region
over the past 2000 years reveals only three identifiable earthquakes of M > 6 (M 6.5 in 1657,
M 6.2 in 1970, and M 6.2 in 1972) and documents a remarkable lack of large earthquakes of
M > 6.5 along the Longmen Shan Thrust Belt (Editorial Board, State Seismological Bureau,
1989; Editorial Board, Annals of Sichuan Province, 1998). However, some large historicalearthquakes are probably not documented in detail because the magnitude and epicenter ofearthquakes recorded before the Ming Dynasty (~1600 A.D.) in the study region are
unidentifiable due to imperfect of the historical records (Editorial Board, Annals of Sichuan
Province, 1998).
Palaeoseismic studies show that while return times of surface-faulting related earthquake
events can be placed within relatively confined recurrence intervals, and provide the mostdirect measure of the past recurrence intervals of moderate to large earthquakes on active
faults (e.g., Yeats et al., 1997). Here, we present paleoseismic evidence that a great historicalearthquake of M~8.0 occurred in the recent geological time, probably in the past 1000-2000
years, on the thrust fault within the Longmen Shan Thrust Belt that triggered the 2008 Mw 7.9
Wenchuan earthquake, China. Our study shows that the recurrence interval of the
Wenchuan-class great earthquakes (M~8.0) in the study area around the Longmen Shan isprobably less than 2000 years.

23

O-03
中国汶川大地震に伴う地表地震断層と再調査の速報
郝憲生(防災科学技術研究所 1)・司宏俊(株式会社構造計画研究所 2)・藤原広行(1)・小澤拓(1)Coseismic Faults and the Secondary Field Report on the Wenchuan Earthquake, China
Ken Xiansheng Hao1, Hongjun Si2,Hiroyuki Fujiwara1and Taku Ozawa1
１．はじめに内陸最大級の規模（Mw7.9）の中国四川省汶川(Wenchuan）地震は，2008 年 5 月

12 日 14 時 28 分に龍門山(Longmenshan)断層帯に発生し、約 285km 長さの断層が破裂し,広大な地域に地殻変動をもたらした.我々は 2008 年 6 月 4 日から 15 日と 10 月 3 日から 9 日にかけて，
断層に沿って 2 回に調査した。擂鼓(leigu)鎮において断層ずれ 4.6m に達する地表断層を確認したことをはじめ，数か所で地表に現れた断層を確認した．本稿は第 1 回目の調査を紹介し,大会に第 2 回目の調査と合わせて報告する.

図１ ALOS/PALSAR データを用いた干渉解析によって得られた 2008 年四川汶川大地震に伴う地殻変動（背景）と活断層・地表地震断層の位置図．★印は本震の震央,白線は主要断層帯（Kirby et al., 2003）を示す．地表地震断層が見つかった箇所を赤●印で,そのパラメータを表１で，他の情報を赤◎印でそれぞれ示す．龍門山断層帯は①前山断層，②主中央断層，③後山断層と表示した（郝・他,2008a,2008b）．地名の省略は以下の通りである．BC:北川（Beichuan），YX: 映秀（Yingxiu），PT: 平通（Pingtong），NB: 南埧（Nanba），SB: 石埧（Shiba）AC: 安昌（Anchang），GX: 都江堰（Dujiangyan），WC: 汶川（Wenchuan），MX: 荗県（Maoxian），QC: 青川（Qingchuan）．
なお，本解析で用いたデータは，JAXA が進める防災利用実証実験に基づいて配布されたものであり，元データの所
有権は METI 及び JAXA にある.

２．地震時地表に現れた断層

今回我々は,北川より南西側の約 140km の活断層に沿って調査を行い,確認した断層を表１に纏めた.そのうち,擂鼓鎮付近の地表には巨大な縦ずれ断層が現れ,畑が約 4.6m 隆起された(図２).また小魚洞鎮の付近には龍門山主断層帯と走行が違う北西24

方向の断層が確認され,そのずれの量は縦ずれ 1.5m,横ずれ 2.8m であった(図３).これらのカラー写真など詳細については(郝・他, 2008b)を参照されたい．
表１

地表断層

地名

縦ずれ 横ずれ

緯度

経度

走向

L

北川県擂鼓鎮 Leigu, Beichuan

4.6m

0

31.77957 104.4215 N00E

H

綿竹市漢旺鎮 Hanwang, Mianzhu

1.5m

0

31.46158 104.1655 N40E

Y什邡市蓥華鎮 Yinghua, Shifang

2.3m

0

31.31962 104.0015 N30E

X

彭州市小魚洞 Xiaoyudong, Pengzhou 1.85m

BL

彭州市白鹿鎮 Bailu, Pengzhou

3m-

31.20834 103.9165 N00E

BYD

汶川県白雲頂 Baiyunding, Wenchuan

0.5m

0

30.98752 103.4544

３．ALOS/PALSAR 干渉解析法

2.8m 31.18882 103.7624 N20W

広大な地域に対して,短期間に十分な断層調査は実施できなかった.一方,ALOS/PALSAR データを用いた干渉解析によって得られた地殻変動では,断層の全体図（図１）が見えてきた.縞模様が切れたところは, 地殻変動量が大きくなりすぎるため,検出できなくなると解析原理から推察できる.今回の調査した６つの断層の位置がいずれも, 縞模様
が切れたところであり,InSAR 解析とお互いに旨く補い合った（Hao et al., 2008）．
４．今後の課題

内陸最大級の規模の地震は,発生確率が極めて低く,2000 年以上に一回の周期で発生するため,地震学,地震工学,建築,土木などの科学と社会学に多くの課題が残された.地
表断層と現地調査は,地震そのものの基本的なデータであり,重要な役割と位置づけることができる.表１のように他機関の調査などの情報とあわせ,全ての地表断層資料をまとめたいと考えている.

図 2 北川県擂鼓鎮（L）に出現した縦ずれ断層．断層 図 3 龍門山主断層帯と走行が違う北西方向の断層が小魚洞鎮の走向は N0°E で,西側の畑が約 4.6ｍ隆起した．
（X）に現れ,縦ずれ 1.5m,横ずれ 2.8m を確認された.
参考文献：
Kirby, E., K.,X. Whipple, W. Tang, and Z. Chen (2003). Distribution of active rock uplift along the eastern margin of the Tibetan Plateau:
Inferences from bedrock channel longitudinal profiles, J. Geophys. Res., 108 (B4), 2217.
郝憲生・藤原広行・司宏俊(2008a). 中国四川大地震の現地調査速報 -地表断層及び周辺の被害調査-,防災科研ニュース 164 夏
号,12-17. http://www.bosai.go.jp/library/k_news_img/k_news164.pdf.
Hao, Ken X-S., H. Si and H. Fujiwara (2008). A preliminary investigation of the coseismic surface-ruptures for Wenchuan earthquake of 12
May 2008, Sichuan, China, Proc. of the 14th World conference on earthquake engineering, Beijing, Paper ID S31-007.
郝憲生・司宏俊・藤原広行・小澤拓(2008b). 2008 年四川汶川大地震に伴う地表地震断層,活断層研究第 29 号, 絵口 p1-4.

25

O-04
岩手・宮城内陸地震で発生した荒砥沢ダム上流地すべりと地表変状
黒川 将，橋本 純，大坪俊介（国土防災技術（株））
ARATOZAWA Landslide and surface deformation due to the Iwate-Miyagi Nairiku Earthquake in 2008
Masaru Kurokawa, Jyun Hashimoto, Syunsuke Ohtsubo (Japan Conservation Engineers & CO., LTD.）
1. はじめに2008 年（平成 20 年）6 月 14 日（土）午前 8 時 43 分頃に岩手県内陸南部を震源（北緯 39 度 07.7分，東経 140 度 52.8 分）とするマグニチュード 7.2 の地震が発生し岩手県奥州市，宮城県栗原市
では最大震度６強を観測した．震源は深さ約 8km と浅く，震源周辺の山地では斜面崩壊が多発し，その崩壊土砂が渓流を流下し土石流による被害が発生した．宮城県栗原市栗駒文字の荒砥沢ダム
上流では，大規模な地すべりが発生した．また，この地すべりの北東で地震断層と考えられる崖が約 1km にわたって認められた．
2. 地震断層と見られる地表変状
荒砥沢ダムの北東では，今回の地震で発生したと考えられる崖が約 1km にわたって連続する．
荒砥沢ダムの北を東西に走る市道馬場駒の湯線で右横ずれが認められ，この道路の北東側では東
北東-西南西〜東西走向で，崖の北側が上昇し，ほぼ垂直である．この崖は場所によっては数 mの落差をもっており，産業技術総合研究所活断層研究センター2008 年岩手・宮城内陸地震速報緊
急現地調査速報第４報によると上下，右ずれ量はそれぞれ最大 3〜4m と報告されている．一方，
この崖は道路の西側（荒砥沢ダム側）では南北走向と東北東-西南西〜東西走向に分岐し，あまり明瞭ではない．この崖の東西両端ではいずれも大規模な地すべり・崩壊が発生している．
3. 荒砥沢ダム上流地すべり
地震により発生したと考えられる崖の西側延長方向では大規模な地すべり（荒砥沢ダム上流地
すべり）が発生している．この地すべりは，幅：約 900m，斜面長：約 1300m の規模を有す．
滑落崖の最大落差は 150m に達し，滑落崖直下は軽石凝灰岩，溶結凝灰岩の崩壊物が堆積している．地すべりの上部斜面には広範囲に陥没帯が形成され，軽石凝灰岩のブロックがリッジ状に残る．二つのリッジは東西方向に伸びている．上流側リッジの軽石凝灰岩は地すべり移動方向に
30 度傾倒しているが，下流側リッジは滑落崖と同様にほぼ水平な堆積構造を残し，頂部には溶結凝灰岩のブロックを残している．地すべりの上部斜面では陥没帯が，末端部では擾乱体が形成されるなど大きく変形しているのに対して，地すべり中央から末端部にかけては，亀裂はあるもののまとまりのあるブロックとして変形の少ない移動体が残っている．地すべり末端付近ではスギの傾倒状況，既設道路の傾斜からすべり面形が逆傾斜していることが想定される．右側壁側には，
旧陥没帯堆積物の崩壊堆積物が分布しており，末端〜両側壁にかけては隆起地形が認められる．
4. おわりに
荒砥沢ダム上流地すべりでは，現在 末端部から調査ボーリングを実施中であり地すべり機構が徐々に明らかになりつつあり，今後の調査により地すべりの全体が明らかになる．また，地震により発生した崖（地表変状）の両端において大規模な斜面災害（地すべり・崩壊）が発生という特徴があるが，両者の因果関係については現時点では未解明であり，今後の検討を要する．

26

荒砥沢ダム500m
航空レーザー測量による荒砥沢ダム周辺の陰影図（朝日航洋㈱による）

27

O-05
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♭袱暉斃貢丱訝 并熾巵捜釡貢慎猤♭!
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珙疲⑬ 哢嶌弴嶌
派珩!
Assuming source faults of local earthquakes in Sapporo City, northern Japan♭A part of evaluation working on earthquake disaster of Sapporo City♭
Takao Oka (Geological Survey of Hokkaido), Katsuhiko Hagino磌Akira Sato (Dia Consultant
Co.) and Minoru Kasahara(Graduate school of science, Hokkaido Univ.)
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O-06
下北半島西部における更新世後期旧汀線の変形と離水ベンチ
渡辺満久・中田 高・鈴木康弘・小岩直人

Deformation of Pleistocene shorelines and Holocene emerged wave-cut benches along
the western coast of Shimokita Peninsula, Northeast Japan
Mitsuhisa WATANABE, Takashi NAKATA, Yasuhiro SUZUKI and Naoto KOIWA
1．はじめに
下北半島に海成段丘面が発達することは良く知られており，これに関する研究報告も少なくな
い（小池・町田編，2001）．段丘面高度は地殻変動によって変化するが，下北半島では長波長で小振幅の隆起運動や曲隆動が卓越すると，漠然と考えられてきた．しかしながら最近，下北半島
東部・六ケ所村周辺における隆起運動が，逆断層運動に起因するものであることが明らかにされた（渡辺ほか，2008）．したがって，下北半島全体における段丘形成様式や隆起の具体像を，再検討してゆく必要があると思われる．
下北半島においては，MIS 5e に形成された海成段丘面（S 面）がほぼ連続的に分布している．
S 面の旧汀線高度は約 20 数 m 程度以上であり，最も高いのは北西部の大間崎周辺の約 50m であるとされてきた．S 面の旧汀線高度を詳細に検討すると，大間崎から南に向かって急激に低下するように見える．これを確認するため，空中写真判読と現地調査を実施した．その結果，S 面の旧汀線高度は南北約 10km の間で 45m 近くも低下することが明らかになった．また，大間崎
周辺の海岸においては，標高数 m 程度の完新世段丘面や離水ベンチが発達することも確認できた．以上の変動地形学的知見を報告する．
2．海成段丘面区分と旧汀線高度
下北半島北西部に発達する更新世の海成段丘面は，H1 面・H2 面，M1 面・M2 面に区分できる．このうち，Toya 火山灰に直接覆われる M1 面が S 面に対比される．M1 面を覆うテフラの層厚は，どこでも約 2～3m である．H1 面・H2 面の構成層やそれを覆うテフラ層序は不明であるが，それぞれ MIS 7・MIS 9 に形成された海成段丘面に対比される可能性がある．M2 面に関しても詳細は不明であるが，MIS 5c ないしは MIS 5a に形成された可能性が高い．
M1 面は大間崎から約 10km 南方の佐井周辺まで連続的に分布しているが，その旧汀線高度は約 60m から 15m 近くまで急激に低下する．同区間における H2 面の旧汀線高度も，114m 以上から 60m 以下まで低下しており，S 面の高度変化と調和的である．H1 面は大間周辺においてのみ確認され，その旧汀線高度は 185m 以上である．M2 面も大間崎周辺にのみ確認され，その旧
汀線高度は 30m 程度である．M2 面は西ないし南西方向へ急傾斜しており，その高度は約 1kmの区間で 20m 以上も低下する．
3．完新世段丘面と離水ベンチ
大間崎周辺においては，海抜 5m 以下に幅広い完新世段丘面も発達している．堆積物の層厚は数 10cm 程度しかなく，大間崎の南東約 5km 地点では海抜 2～3m に幅広い波蝕面を形成しており，この面は風間浦村周辺まで連続する．
同様の波蝕地形は，大間崎の北方の沖合 500m にある弁天島においても認められる．弁天島の30

ほぼ中央部には，灯台が設置された小高い岩山（標高約 12m で，段丘面の可能性もある）がある．この岩山を取り囲むように，離水ベンチが広く発達している．ベンチは 2 面に区分することが可能であり，高位・低位のベンチ基部の高度（ノッチの高度）はそれぞれ約 6.5m・2.6～2.9m
である．
また，大間より南の西海岸では，佐井の南から脇野沢村まで，ほぼ連続的に離水ベンチが発達している．とくに，景勝地仏ヶ浦や牛滝周辺においては，典型的な離水ノッチとそれに対応するベンチが認められ，その高度は 2～3m である．ここでは，ベンチが細分される可能性があるが，詳細は不明である．仏ヶ浦周辺には，海面付近から数 10m 以上切り立った海蝕崖が続いているが，崖からの転石は離水ベンチの上にのみ認めることができる．
4．考察
下北半島西部は火山（恐山）地域であり，非弾性の緩慢な変動が卓越するという考えが成り立たないこともない．しかしながら，本地域の S 面高度は北西端の大間崎で最も高く，周辺（南方）に向かって急激に高度を減じている．すなわち，火山は半島中央部にあるにも関わらず，それとは無関係に短波長の変動が進んでいる．このような短波長の地殻変動の原因として，半島周辺の海域に存在する活断層の活動を想定する必要がある．
H2 面の旧汀線高度は S 面のそれと調和的な変化を示し，
変動量はほぼ 2 倍である．
すなわち，
S 面に見られる地殻変動が累積していることは明らかである．H1 面の高度は，S 面の高度の約 3倍に相当する．また， M2 面の南西方向への傾斜も，同様の地殻変動による可能性がある．
現在の海岸に沿って認められる完新世の離水ノッチ・ベンチの存在は，変動帯の海岸部においては広く認められる地震性地殻変動によって，この地域でも間欠的な隆起が起こったことを示している．弁天島では 2 段の離水ベンチが確認され，1 回の隆起量は 3m 程度であったと考えられる．仏ヶ浦周辺では，2～3m の地震性隆起が少なくとも 1 回発生したことになる．
以上述べたように，下北半島西部においては，断層運動による隆起運動が継続してきたことは確実である．いわゆる曲隆運動のような，広範囲が一様に隆起するような非地震性の地殻変動が続いているわけではない．今後は，地震性隆起をもたらしてきた活断層を特定してゆくことが必要である．現在のところ，下北半島の西岸を 2～3m 隆起させる海底活断層と，大間崎周辺を集中的に傾動隆起させる海底活断層の 2 つを想定している．完新世における活動回数は，前者が少なくとも１回，後者は２回であると推定されが，これらの詳細を明らかにするためには，今後のさらなる調査が必要である．
[文献]
小池一之・町田 洋編，2001，「日本の海成段丘アトラス」，東京大学出版会．
渡辺満久・中田 高・鈴木康弘，2008，活断層研究（印刷中）
．

31

O-07
東北日本弧背弧域における 2 つの地殻変形様式と水平短縮量：マルチチ
ャンネル海域反射法地震探査を用いて
岡田真介・池田安隆（東京大学大学院理学系研究科）・井川猛（(株)ジオシス）・
石山達也（東北大学大学院理学研究科）

Two Deformation Models and Horizontal Shortening in the Back Arc
Region of NE-Japan, with using Offshore Multi-Cannel Seismic
Reflection Profiling
Shinsuke Okada, Yasutaka Ikeda (Graduate School of Science, The University ofTokyo), Takeshi Ikawa (Geosys, Inc.), Tatsuya Ishiyama (Graduate School of
Science, Tohoku University)
プレートの沈み込みに伴う島弧および陸弧の短縮変形プロセスにおいて，前弧側（沈み込み側）の変形が重要な要素の一つなのは言うまでもないが，背弧側における大きな水平短縮を伴う地殻変形も非常に重要な要素である．背弧側の短縮テクトニクスには，大きく 2 つの変形様式に分けることが出来る．thin-skined tectonics と thick-skined tectonics である(例
えば Kley et al., 1999 など)．この 2 つの変形様式の大きな違いは，それらが担う水平短縮量の違いである．東北日本弧背弧域では，この 2 つの変形様式は明瞭に区分することが出来る．
thin-skined tectonics の領域は，北部フォッサマグナから羽越褶曲帯 (一部海域を含む)に対応し， thick-skined tectonics の領域は，主として日本海東縁の海域に対応している．しかし，これまでの研究ではこれら 2 つの tectonics の違いは日本海東縁において，あまり議論されてこなかった．
そこで本研究では，thin-skined tectonics と，tick-skined tectonics のそれぞれに対応する構造を，主としてマルチチャンネル海域反射法地震探査から得られた結果を基にして明示する．海域反射法地震探査データは，石油公団（現: JOGMEC）によって 1987 年に取得されたデータに再解析を施したものである．秋田県由利本荘沖の測線東部では，非常に顕著な
fault-bend fold が確認でき，海域のみの背斜構造で約 5 km ほどの大きな水平短縮を伴っている．この fault-bend fold とそれが担う大きな短縮量は thin-skined tectonics の重要な証拠である．また，粟島周辺の測線東部では，西に大きく傾斜した音響基盤とその上位には回転に伴って生じる堆積構造が確認でき，これは日本海拡大時の正断層運動による構造であると解釈できる．この構造は，音響基盤の回転の曲率から，低角なデタッチメント断層に収斂するリストリック正断層による回転運動であると解釈できる．これに対して，佐渡島北北東の佐渡海嶺では，tectonic inversion を伴った地殻変形が確認できるが，短縮量は大きくなく (断層の走行に直行方向に最大 0.5 km 程度)，thick-skined tectonics に対応している．
このように本発表では，主としてマルチチャンネル海域反射法地震探査によって得られた
結果 か ら， 東 北日 本 弧 背弧 域 にお け る 2 つ の 地殻 変 形様 式 (thin-skined tectonics とthick-skined tectonics) をその構造と水平短縮量から違いを明確に区別し明示する．

32

O-08
粟島周辺海域の断層関連褶曲構造から推定した断層モデルと1964 年新潟地震の震源断層との関係について
木村治夫（産業技術総合研究所活断層研究センター）
岡村行信（産業技術総合研究所活断層研究センター）

Fault geometry obtained from fault-related folds on balanced cross-sectionsof the vicinity of Awashima Island in the eastern margin of the Japan Sea:a consideration of source fault of the Niigata Earthquake on June 16, 1964
Haruo Kimura (AIST, Geological Survey of Japan)
Yukinobu Okamura (AIST, Geological Survey of Japan)

日本海東縁の断層褶曲帯において発生した 1964 年新潟地震 (Ms=7.5) は新潟県粟島周辺を震源域とし，陸上部でも粟島及びその対岸の新潟県村上市周辺に多くの地殻変動をもたらした（例えば，中村・他, 1964; 茂木, 1964 など）．とくに粟島については，地震時に離水した汀線付近に生息する生物遺骸の高度測定から，西北西方に傾動隆起したことが報告されている（中村・他, 1964）．さらに，太田・他(1988) は粟島の海成段丘について，最も連続性がよく広く分布する中位段丘面の牧平１面を最終間氷期最盛期の形成とみなし，牧平１面の旧汀線高度から新潟地震時と同じ向きの傾動が累積していることを指摘した．そのうえで，地震時の傾動量との比較から平均再来間隔を約 1900 年と見積もっている．新潟地震の震源断層
モデルについては，地球物理学的データからこれまで多くの研究が行われているが，現在に至るまで一致した結論は得られていない．たとえば，Aki (1966a, 1966b), Abe (1975) などは
西傾斜の逆断層を推定しているが，その傾斜角は約 50～70°と一致していない．また，Satakeand Abe (1984) などでは東傾斜の低角逆断層が推定されている．震源域を含む粟島周辺海域においては，旧地質調査所が数多くのシングルチャネル海上音波探査を行っている．それによると，本地域には北北東－南南西走向の断層及び褶曲が分布している．その褶曲構造は粟島及びその南北延長を軸とする北北東－南南西走向の背斜の他に，その東方にも同じ走向の小規模な背斜が存在し，粟島隆起帯と呼ばれる複背斜構造をなす（岡村・他, 1996）．この複背斜構造は全体の長さが 80 km に達し，それぞれの背斜の長さは 10～30 km である（岡村・他, 1994）．それぞれの背斜構造はほぼ対称的な断面を持つものもあるが，東翼が急傾斜し西翼が緩傾斜の非対称な断面を持つものが多く，東翼に断層を伴うか，あるいは地下深部で西傾斜の逆断層が伏在していると考えられる（岡村・他, 1996）．
このような褶曲構造が断層関連褶曲（例えば，Suppe, 1983; Shaw and Suppe, 1994 など）であると仮定し，地下の断層形状を推定した．断層モデルの推定には，褶曲の断面形状や断33層分布から，粟島周辺に分布する背斜構造は西傾斜の１条の逆断層によって形成されるものであると仮定した．また，断層下端深度の仮定には既存の余震分布データを用いた．
バランス断面作成ソフトについては Midland Valley 社の 2D Move を使用した．また，旧
地質調査所の音波探査結果の時間断面から深度変換断面を作成するために，旧石油公団の基礎物理探査西津軽～新潟沖で得られている地震波速度構造データを用いた．
このようにして本地域の背斜構造を形成する西傾斜の断層モデルを推定した．この断層モ
デルは過去 200-300 万年間に形成された地質構造を説明するものであり，この断層が 1964
年新潟地震の震源断層と一致するかどうかについて，既存研究や余震分布，或いは高分解能
音波探査記録を用いて検討する．

引用文献
Abe, K., 1975, Re-examination of the fault model for the Niigata Earthquake of 1964, J. Phys. Earth, 23, 349-366.
Aki, K., 1966a, Generation and propagation of G waves from the Niigata Earthquake of June 16, 1964, Bull. Earthq, Res,
Inst., 44, 23-72.
Aki, K., 1966b, Generation and propagation of G waves from the Niigata Earthquake of June 16, 1964. Part 2. Estimationof earthquake moment, released energy, and stress-strain drop from the G wave spectrum, Bull. Earthq, Res, Inst., 44,
73-88.
茂木清夫, 1964, 新潟地震調査報告－村上-加茂沿岸の地変, 東京大学地震研究所研究速報, 8, 46-51.
中村一明・笠原慶一・松田時彦, 1964, 新潟地震による粟島の地変, 東京大学地震研究所研究速報, 8, 73-94.
岡村行信・佐藤幹夫・宮崎純一, 1994, 新潟沖大陸棚の活構造－特に新潟地震との関係について－, 地震第２輯, 46, 413-423.
岡村行信・森尻理恵・土谷信之・佐藤幹夫, 1996, 粟島周辺海底地質図及び同説明書, 海洋地質図, no. 48, 地質調査所, 34pp.
太田陽子・柏木修一・桜井一賀・池田潤, 1988, 新潟県粟島の海成段丘からみた地震隆起の累積に関する検討, 地学雑誌, 97,

25-38.
Satake, K. and Abe, K., 1983, A fault model for the Niigata, Japan, Earthquake of June 16, 1964, J. Phys. Earth, 31,
217-223.
Shaw, J. H. and Suppe, J., 1994, Active faulting and growth folding in the eastern Santa Barbara Channel, California, Geol.
Soc. Am. Bull., 106, 607-626.
Suppe, J., 1983, Geometry and kinematics of fault-bend folding, Am. J. Sci., 283, 684-721.

34

O-09

東京山手台地中央部付近の推定伏在断層について
豊蔵

勇（ダイヤコンサルタント），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（大成基礎設計），島崎邦彦（東京大学地震研究所），山崎晴雄（首都大学東京），
中山俊雄（東京都土木技術センター）

Concealed Faults Inferred in the Central Part of Yamanote Upland in Tokyo
Isamu Toyokura (Dia Consultants), Sumio Aoto (Kawasaki Geological Engineering), Akio
Kawada(Daiwa Exploration ＆ Consulting ), Hiroshi Sudo (OYO Corporation), Kenzo Fukui(Kiso-Jiban Consultants), Tatsuji Matsuzaki (Suncoh Consultant), Heitaro Watanabe (Taisei Kiso
Sekkei) ，

Kunihiko Shimazaki (Earthquake Research Institute, Tokyo University), Haruo

Yamazaki (Tokyo Metropolitan University), Toshio Nakayama(Civil Engineering Center, Tokyo
Metropolitan Government)
はじめに
東京都区部山手台地は古くから開発が進んでおり多くの建築物や土木構造物が造られている。そのため，地形の人工改変が顕著であるが，他方それらの建設のために多くのボーリング調査が実施されてきている。そして，それらの地質・地盤資料に基づき東京都総合
地盤図等が作成され，柱状図とともに公表されている（東京都土木研究所，1977，1990，
1996 など）。これら地盤図等によると台地部は，基盤としての下部～中部更新統の上総層群と，その上位の中部更新統の東京層群，その上の上部更新統の武蔵野礫層や本郷層などの新期段丘堆積層，ならびにそれらの上にのる上部更新統のローム層などからなる。河川沿いの低地部は沖積層からなる。なお，断層についてはこれらの図中や記載でも表されていない。また，これらとは別に都市圏活断層図などでは原地形が不明瞭であることから地形解析が困難なため，活断層の有無は不明とされている。
他方，東京都区部下町低地部については中山ほか（2006），豊蔵ほか（2007a，2007b，2008)
は，中央区から台東区にかけて伏在第四紀断層が 4 本推定されるとし，その延長が約 1.5～6.5km で，最大ずれ量が約 4.5～13m（変位基準：東京層群最下部礫層）であるとしている。
(社)全国地質調査業協会連合会では「大都市直下の伏在活断層調査合同研究調査」ワー
キンググループを作り，また上記の三先生方に顧問として参加していただき研究会を開始した。その目的は，山手台地を対象として公開ボーリング資料の活用を図り，詳細地形図・既往文献等も参考に地形面区分の見直し，地層・層序区分，断層の有無等を検討し，それらの性状に応じて地盤工学的あるいは防災上の対応を提案することにある。途中経過ではあるが本研究の概要を紹介する。
１．調査方法35

研究対象の山手台地中央部東側地区について，地形に関しては数
値地図 5m メッシュから詳細地形図を作成し，地質断面図を参考に
地形面区分の検討を行った。地質・地質構造に関しては東京都地
盤地質図中やその他の地質柱状図を 対象 と し て ，東 西 ・ 南 北 500m
間隔の格子で測線をとり，そこに
片幅 100m 以内にある柱状図を投影し地質断面図を作成した。なお，
一部の箇所では連続性についてより詳細に検討するため 250m 間隔の断面図とした。まず，断層の抽

図１

A-A’（飯田橋付近を通る）地質断面図

出のため，地層の類似性・連続性を追跡し，地層の高度不連続箇所等の抽出を行った。
２．地質・構造解析
図１に A-A’地質断面を代表例として示した。東京層群が上総層群（厚い砂層と薄い泥層からなる）を不整合に覆って連続的に分布する。同層群は一つの堆積シークエンスをなすとみられる最下部礫層（従来東京礫層としている），泥層（上部貝殻混じり），砂層卓越層（一部貝殻混じり）からなる。最下部礫層，泥層および砂層卓越層は膨縮しやや不規則な分布をするものの，約 0.5～1km 間は大局的にはほぼ水平に分布し，それらの区間の境界部ではいずれも相対的に東側が約2～6m 低くなる高度不連続が認められる。同様の高度不連続を各断面について抽出し，それが直線的に配列する場合を不連続帯と称し
図２に示した。高度不連続帯は少なくとも 4 本認められ，飯田橋から 市 ヶ 谷 付 近 を N-S ～ NNE-SSWの走向を示して延びており，その長さは約 1.3～2.7km である。なお，
各不連続帯の示す不連続量は，2～10m でやや変化する（図２）。
３．今後の進め方
今後の進め方としては，地質・図2

山手台地中央部周辺の高度不連続帯分布図

層序・地形面区分の見直しを行い，①高度不連続箇所・不連続帯の成因，②断層の場合変位の及んでいる最新層準，また③地形面・面区分との関係などを検討し，別途④高度不連
続帯について工事の際の情報などを収集し，総合的な検討を行いたいと考えている。

36

O-10
関ヶ原周辺の活断層の活動性と段丘面の編年
石村大輔・堤 浩之（京都大学）
Fault activities and chronology of fluvial terraces around Sekigahara region, central Japan
Daisuke Ishimura and Hiroyuki Tsutsumi (Kyoto Univ.)
本研究で対象とした地域は，近畿三角帯（Huzita, 1962）の北東縁のほぼ中央に位置している．本地域は，南北をそれぞれ逆断層系の養老‐桑名‐四日市断層帯・鈴鹿東縁断層帯と横ずれ断層系の柳ヶ瀬断層帯などの性質の異なる断層帯に挟まれた部分である．このため本地域には，横ずれ断層と逆断層が混在し，比較的小規模の活断層が複雑に分布している．研究対象とする活断層は，西から鍛冶屋断層，醍醐断層，大清水断層，関ヶ原断層，門前断層，宮代断層，垂井断層，池田山である．これ
らの活断層は，２つに分けることができ，NW-SE 走向のものは左横ずれ断層であり，N-S 走向のもの
は逆断層である．
本地域における古地震調査では，池田山断層のみで活動履歴が得られているが（岐阜県活断層調査委員会，1998），その他の断層では，データは得られていない．岡田・東郷編（2000）では，地形学的に本地域の活断層のほとんどが活動度 B 級と推定されている．しかし，変位速度に関する定量的な議論は，東郷（1980），岐阜県活断層調査委員会（1998）が池田山断層，杉戸ほか（2002）が宮代断
層と垂井断層について行っただけで，その他の活断層については行われていない．また，地形面の編年も，本地域がテフラ稀産地域であることと，地形面の発達が悪いため進んでいない．以上のように，個々の活断層の変位量の記載・変位基準面の年代など，活断層の活動を知る上で必要な情報が十分に得られていない．そこで，本研究では断層変位地形の記載と段丘面の編年を目的とした．
本研究では，全域で 1/20000 及び 1/10000 の空中写真を用いて地形面区分を行い，また現地踏査や火山灰分析を行い地形面の対比や編年を行った．これに加えて，EDM を用いた断面測量やパーカッシ
ョン採土器を用いた段丘面上の風成層のコアリングを行った．特に火山灰分析は，①露頭試料やコア
リング試料を 5cm 間隔でサンプリング，②乾燥，秤量の後，超音波洗浄器で洗浄，③メッシュを用いて粒径をそろえ（63-125μm），スライドに封入，④偏光顕微鏡下で火山ガラス，重鉱物などをカウン
ト，⑤RIMS（温度変化型屈折率測定装置）を用いて火山ガラス，重鉱物の屈折率測定を行いテフラの同定を行った．これにより本地域の段丘構成層と上にのる風成層から K-Ah（7.3 ka），AT（26-29 ka），
K-Tz（95 ka）（町田・新井，2003）などのテフラを検出し，いくつかの段丘について編年を行った．
そして，断面測量や地形図の読み取りより変位量を明らかにし，段丘面の年代値を用いて変位速度を算出した．
現段階では予察的な値ではあるが，各活断層の上下変位速度は，醍醐断層では 0.08-0.12m/kyr 以上，大清水断層では 0.07-0.42m/kyr，関ヶ原断層（西部）では水平成分 1.10-1.47m/kyr 以下，上下
成分 0.13-0.17m/kyr，門前断層では 0.03m/kyr 以上，宮代断層では 0.30-0.40m/kyr，垂井断層では0.12-0.25m/kyr，池田山断層では最大 1.30-1.73m/kyr 以上という値が得られている．しかし，それぞれの元データの確度が異なるため，本発表においてその部分も含め詳しく述べる．

37

【文献】
岐阜県活断層調査委員会（1998）池田山断層に関する調査成果報告書，岐阜県，97p.
Huzita（1962）J. Geosci., Osaka City Univ., 6, 103-144.
町田・新井（2003）「新編火山灰アトラス[日本列島とその周辺]」，東京大学出版会，336p.
岡田・東郷編（2000）「近畿の活断層」，東京大学出版会，408p.
杉戸ほか（2002）活断層研究，21，51-57.
東郷（1980）法政大学教養部紀要，35，39-51.

【謝辞】
本発表にいたる中で，京都大学理学研究科の竹村恵二教授，立命館大学の岡田篤正教授には現地でご指導頂いた．測量・掘削調査は京都大学理学研究科の末岡茂氏，垣内佑哉氏，瀧口正治氏に手伝っていただいた．火山灰
分析に関しては，（株）京都フィッショントラックの方々にお世話になった．また，本研究の一部に文部科学省
科学研究費補助金基盤研究 B（研究代表者：岡田篤正）を使用させていただいた．

38

O-11
神戸市周辺の活断層と地震リスク
苦瓜泰秀・宮田隆夫（神戸大学大学院理学研究科地球惑星科学科）

Earthquake risk and active faults around Kobe city
Y. Nigauri and T. Miyata
1.

はじめに
神戸市とその周辺には，六甲・淡路断層帯，大阪湾断層帯，有馬-高槻断層帯が分布することが知られている．地震調査研究推進本部（推本）はこれらの断層帯について，将来の地震の規模，断層のずれの量，発生確率を提示している．そのなかで，1995 年兵庫県南部地震は淡路島西岸区間の固有規模の活動と評価され，六甲山地南縁区間では地表に明瞭な地震断層が現れなかったため，固有規模よりひとまわり小さい地震としている．しかし，阪神地域の震災の大きさを鑑みて，ひとまわり小さい地震の評価の重要性は，推本も認めるところであり，本論ではそれらを含めた神戸市周辺の地震リスクについて考察を行う．
2.

神戸市近傍に分布する断層セグメントと想定地震規模
断層の長さと想定マグニチュードには相関があり，松田の経験式【 log L = 0.6 M -2.9, L :断層の長さ（km）, M : マグニチュード 】は推本の報告書にも採用されている．神戸の中心部から半径 10 km 以内に分布する断層セグメントを挙げると，須磨断層，横尾山断層，元町
撓曲，諏訪山断層，五助橋断層，岡本断層，和田岬断層，摩耶断層，六甲アイランド断層などある．このなかで最も長い五助橋断層は延長 14 km であり，松田の式を適用すると，M 6.7が導かれる．
3.

地震波の距離減衰と地震被害
計測震度が採用された 1996 年 10 月以降の震度と住家（校舎を含む）の被害状況をまとめると，震度 6 弱を超えると，全壊が認められる事例が急増する．計測震度と加速度の関係は
地震波の周期により異なるが，木造住宅に強く影響する 1〜1.5 秒の周期をみると，震度 6 弱は 200 gal 以上が目安となる．地震波は断層からの距離が遠くなると減衰する．福島・田中の式【 log A = 0.51 Mj – log (R + 0.006 * 100.051Mj) – 0.0033 R + 0.59, A：最大加速度（gal），

Mj：気象庁マグニチュード，R：断層からの距離（km）】を適用すると，M 6.7 の場合，断層から 25 km 以上離れなければ最大加速度が 200 gal を下回らない．また 1995 年兵庫県南部地震以降に震度 6 強以上を観測した観測点と震源からの距離を整理すると，観測点は【 D =20 Mj - 100 , D : 震源から観測点までの距離（km） 】の範囲に概ね入っていることが分かる．M 6.7 では D = 34 km となる．このように，断層セグメントの単独活動でも，近傍で発生した場合には地震被害が大きくなることが予想できる．
4.

歴史地震からみた六甲・淡路断層帯の活動
神戸海洋気象台のホームページには兵庫県の主な被害地震がまとめられている．地震数は1800 年代 11，1900 年代 16 に対し，1700 年代 1，1600 年代 1，1500 年代 2，1300 年代 1，

39

800 年代 2 となっており，1700 年代以前は小さな地震が記載されていないことが分かる．六甲・淡路断層帯の活動に関する地震を取り出すと，1596 年，1869 年，1916 年，1995 年となる．
1596 年は慶長伏見地震で有馬-高槻断層帯から六甲・淡路島断層帯まで総延長約 100 km
地表地震断層が生じたとされている．松田の式を適用すると M 8.2 となるが実際は M 7 1/2±1/4 であり，同時代に発生した未知の地震による断層の動きが含まれている可能性がある．
1869 年の地震（M 不明）の震央は六甲で六甲山東手に地割れが生じたとされている．六甲山東縁の断層セグメントである芦屋断層や甲陽断層の活動の可能性がある．1916 年の地震
（M 6.1）は野島断層の北端を震源としている．1995 年兵庫県南部地震（M 7.3）は野島地表
地震断層を生じ，六甲断層帯に沿って余震分布が認められた．
地表地震断層を生じない地震活動を含めると，断層の活動間隔は，一般に認識されている
1000〜2000 年よりかなり短いものとなる．最近の活動間隔は，野島断層では 79 年，六甲断層帯では 126 年と計算できる．
5.

神戸市周辺の地震リスク
住宅の耐用年数に相当する今後 30 年の地震リスクを考える場合，1995 年兵庫県南部地震

で活動した断層以外はすべて検討対象にすべきであるといえる．神戸市周辺では，大阪湾断層帯，六甲山東縁の断層帯，有馬-高槻断層帯の危険度が高いといえる．大阪湾断層帯は海底にあり，音波探査記録とボーリングコアの年代測定から最新活動は 9 世紀以後とされている．
六甲山東縁の断層帯（芦屋断層，甲陽断層，西宮撓曲，伊丹断層，野畑断層など）は兵庫県南部地震の余震分布から外れており，1995 年の地震では地下でも動かなかったと判断される．
有馬-高槻断層帯は 1596 年の慶長伏見地震以降の活動が知られていない．
有馬-高槻断層帯は慶長伏見地震のように六甲山東縁の断層帯と連動する可能性がある．大阪湾断層帯は六甲・淡路断層帯に平行して大阪湾盆地の北東縁に延びており，北部は和田岬
断層，摩耶断層，六甲アイランド断層が主断層から分岐して，六甲断層帯に収斂するように分布している．これらの断層は，反射法地震探査，地中レーダ探査，ボーリング調査の結果を総合すると六甲山東縁の断層と連続している可能性がある（Miyata and Nigauri, 2008）．
従って地震リスク評価には，現状の断層帯の区分にとらわれない地震の設定が必要である．
例えば，大阪湾断層と六甲山東縁の断層を一体として考えた場合，総延長は約 60km で兵庫
県南部地震（余震分布長約 50km）より大規模な地震の想定が可能である．
6.

文献

神戸海洋気象台，兵庫県の主な被害地震
http://www.kobe-jma.go.jp/shiryou/higaijishin/higaijishin.htm
Miyata, T., Nigauri, Y., 2008, Assessment of an urban active fault using GPR, Eastern
Kobe, Japan. AOGS2008, SE84-D5-PM2-102-012, CD-Rom.
地震調査研究推進本部地震調査委員会，2001，有馬-高槻断層帯の長期評価について
地震調査研究推進本部地震調査委員会，2005，大阪湾断層帯の長期評価について
地震調査研究推進本部地震調査委員会，2005，六甲・淡路島断層帯の長期評価について

40

O-12
幾何形状から推定される岩国断層帯の地震
中田高（広島工業大学）
・後藤秀昭（広島大学）

Geometry of Iwakuni Fault Zone and Earthquake
Takashi NAKATA, Hideaki GOTO,

1．はじめに岩国断層帯では，これまでに変位地形や活断層の分布に関する研究（藤田・寒川：1978，東元
ほか：1983，橋森：2004MS）や活動履歴を明らかにする研究（佃：1985，1997，地質調査所：1998））が行われてきた．このたび，国土地理院「都市圏活断層図」作成の一環として，岩国断層帯の空中写真判読を行い，断層帯を構成する活断層の位置・形状について検討した結果，岩国断層帯西部の活断層に関して新たな知見を得た．この結果をもとに，本断層帯から発生すると考えられる
地震の特性について考察した．

２．岩国断層帯を構成する活断層の概要
岩国断層帯とその周辺には，北より大竹断層，岩国断層，廿木峠断層，小畑断層（以上４つの断層を北東部とする），熊毛断層，大河内断層，栄谷断層と河内断層（以上４つの断層を南西部とする）が発達する．（今回の調査により，栄谷断層と河内断層を新たに認め，名前を付けた．
）な
お，大竹断層は活断層研究会編（1991）の小方―小瀬断層に当たるが，近年では大竹断層とするのが一般的になっている。これらの活断層うち，大河内断層は推定活断層とし，それ以外は地形的な特徴から活断層と認定した．岩国断層帯の活断層は北東−南西から東北東−西南西走向であり，地形的特徴からほとんどが右横ずれ断層と考えられる。一方，河内断層をはじめ，西北西－東南
東走向の短い断層は左ずれ断層である．断層帯の南西部には北東―南西走向の何条かの推定活断層が認められるが，いずれも短く断層変位地形も明瞭さを欠くため推定活断層とした．

３．断層帯を構成する活断層の活動度と幾何形状
岩国断層帯の北東部に位置する大竹断層（長さ約 25km）や岩国断層，小畑断層は，南東部に位置する熊毛断層（長さ約 16km）に比較して屈曲谷や閉塞丘などの断層変位地形が明瞭であり，相対的に活動度が高いと考えられる．北東部の活断層と南西部の活断層は小畑断層と熊毛断層の境界付近を境に，それぞれ北東と南西方向に分岐する配列を示す．しかしながら，それぞれの断層については，明瞭な分岐形状は認められない．また，断層に沿っては，北～北東側に山地が発達しており，横ずれ断層に特有の縦ずれ変位量分布の特徴（中田・後藤，1998）は顕著ではない．
南部の河内断層は，谷屈曲や閉塞丘の発達が顕著であり，短い断層ながら活動度は比較的高いと推定される．

４．岩国断層帯から発生する地震特性の予測
岩国断層帯の北東－南西方向の活断層は，その分岐形状から小畑断層と熊毛断層の境界付近から破壊を開始し，それぞれ北東方向と南西方向に破壊が進行すると予測される．地震調査研究推進本部(2004)は，この断層帯全体が一つの活動区間とした場合，発生する地震の規模は M7.6 程度

41と評価している．しかしながら，断層変位地形から判断して，大竹断層や岩国断層の活動度と熊毛断層のそれとには顕著な違いがあると推定されることから，この断層帯は常に一括して活動するものではなく，北東部の活断層が単独で活動することもあると考えられる．その一方で，熊毛
断層は南西に分岐しており，瀬戸内海海底の未知の活断層と連続することも考えられ，この断層から発生する地震規模はさらに大きくなる可能性もある．
河内断層は 5km の短い断層として認められるが，活動も断層変位の累積も顕著である．熊毛断層や大河内断層の末端付近にある共役な断層であり，破壊の終点付近を暗示しているのかもしれないが，このような活断層が地下でどのような形状と規模を持つものかについては，慎重に検討する必要がある．一方，栄谷断層は長さ 6km に過ぎないが，周防灘に発達する海底活断層（海上保安庁：2002）の北東に位置しており，その活動については留意する必要がある．
なお，「岩国断層帯活断層図」は，千田昇・廣内大助・岡田篤正・平川一臣・池田安隆・石山

達也・熊原康博・杉戸信彦の各氏のクロスチェックを得て作成されたものである．

図

岩国断層帯を構成する活断層

太線は活断層，細線は推定活断層．断層を横切る短い線は，屈曲した河谷．

42

O-13
Assessment and seismic hazard map of two parallel-running
active faults in Baku City, Azerbaijan
T. Miyata1, Y. Kuwata2, Y. , T. Harada3 and F. Aliyev4
1 Department. of Earth and Planetary Sciences, Graduate School of Science, Kobe University, Kobe City, Japan
2 Department of Civil Engineering , Graduate School of Engineering,, Kobe University, Kobe City, Japan
3 Research Center for Urban Safety and Security, Kobe University, Kobe City, Japan
4 International Ecoenagy Academy, Baku, Azerbaijan
Introduction: The Caspian Sea region is one of an active zone associated with many earthquakes in the world.
On Nov. 25, 2000, two earthquakes (Mw6.2 and Mw6.1) occurred in the Caspian Sea, 25 km to the SSE of Baku,
Azerbaijan. By strong shaking of the degree of VI-VII, many buildings in Baku were damaged. After theearthquakes, a concealed active fault was assumed in the western area of central Baku. However, information
about the accurate location and activity of the active fault is a few. Accordingly, we investigated the active fault
in the west Baku, using the Ground-Penetrating Radar (GPR), under a cooperative research project on between
Azerbaijan and Japan.
Tectonic setting: More recently, active structures and focal mechanisms in the South Caspian Basin have been
discussed (e.g., Ritz et al. 2006). According to Ritz et al. (2006), the South Caspian Basin has been moving NWwith respect to the Eurasia since the Pleistocene. The maximum northern component of the movement is 5-6
mm/yr. GPS data indicate that the western margin of the South Caspian Basin has the present-day horizontal
motion vectors toward NNE (Guliyev et al. 2002). The western margin of the South Caspian Basin has aright-lateral movement due to NNE-directional vector.
The geology of Baku City is composed mainly of the Neogene strata and the Quaternary deposits. The
Neogene strata are composed mainly by the thick-bedded sandstones interbedded with mudstones. The strata in
the western part of Baku have generally the strike and dip of N10oW, 10oE. They form a basin-like structure. The
Quaternary deposits consist mainly of the gravels, sands, silts and limestones. Surrounding Baku, there is an
outward-dipping circular escarpment. Mud volcanoes are developed in the western margin of the South Caspian
Basin (e.g., Etipe et al., 2004).
Field observation and Carbon dating: We found newly two outcrops (Sites SB1 and SB4) of the
NNW-striking fault (S1), showing its younger activity. At these sites, the Neogene strata are in contact with thesand beds by the fault. A dip of the fault plane is almost vertical, while a striation on the fault plane is nearlyhorizontal. Too many fractures, having almost vertical dips, are also developed in the sand bed. Along the fault,
two 14C ages of 34,930±430 and 6,680±60 yBP were obtained from the organic material in the sand beds. Alongthe fault strand, many fault saddles and small fault valleys are formed, and systematic offset streams and offset
ridges are found. Judging from these topographical features, it is thought to be a right-lateral strike-slip fault.
GPR surveys: We used a GPR SIR-2 system (GSSI) with 100 MHz antenna for investigation of the subsurface
structures of the two faults (S1 and S2) in west Baku. The range of the two-way travel time was used 150 ns,
additionally 250 ns for the 100 MHz antenna. The obtained GPR data were processed to accentuate geologic
features by high pass filtering, low pass filtering and migration. The time profile changed to a depth profile by
the wide-angle measurement. The GPR surveys were conducted at eleven sites (SB1-SB4 and BK1-BK7), inwest Baku and its vicinity. The length of each survey line is 50 to 300 m.
Assessment of the two parallel-running faults: Nine GPR profiles acquired provide the high-resolution imagesof the fracture zone as the detected anomalies. The reflector-break mode on the GPR profile can be interpreted
generally as a fault. Judging from the GPR results and field observations (Miyata, 2006), it is thought that there
43are the two parallel-running faults, having a strike of the northwest; one is a strike-slip fault (S1), having theright-lateral offsets of streams and ridges. Judging from the obtained ages, an activity of this fault is considered
to be younger than BC 5630-5480 cal.y. The other is en échelon hidden fault (S2) in the western urban area of
Baku. This fault S2 was also supported by the result of the shallow reflection survey (Takada et al., 2005).
According to the ISC seismological data, the aftershocks of the Nov. 25, 2000 earthquakes sets in array
toward the northwest-southeast. The distribution of aftershocks is almost consistent with that of the twoparallel-running faults (S1 and S2) in west Baku. On the other hand, the focal mechanisms of the twoearthquakes indicate the NW-striking, high-angle nodal plane. This is in harmony with the strikes of the twoparallel-running faults. Consequently, these earthquakes are thought to have been caused by faultings along thesoutheast extensions (segments) of the two parallel-running faults. Kuwata et al. (2006) determined the fault
parameters on scenario earthquake, based on the assessment of the two parallel-running faults.
Seismic hazard map: On the basis of a numerical simulation of ground motion along the two faults, the groundmotion with the peak ground acceleration (PGA) of 1200 gal occurs and it expected to cause severe damage tobuilding and infrastructure in Baku City, when the both faults at the same time. If either the fault S1 or thehidden fault S2 moves, the PGA on basement 300 to 800 gal occurs along the fault. In Baku City, the PGA with
100 to 600 gal is expected. Therefore it is necessary to pay attention to information about the accurate location
and activity of the active faults, and about the seismic hazard map obtained from deterministic approach, for
mitigation of seismic risk.
Summary:(1) The following two NNW-striking active faults were found in Baku City, based on the GPR surveys andtopographical and geological observations: one is a right-lateral strike-slip fault (S1) in the
Shabandag-Badamdar Mountains, 3-5 km west of Baku, and the other is a hidden fault (S2) in the westernurban area of Baku.
(2) The 14C ages of 34,930±430 yBP and 6,680±60 yBP were obtained from the organic materials in the sandbeds along the fault S1 (Sites SB1 and SB4). Judging from that the sand beds were cut by the fault, it isconsidered that the latest activity of the fault S1 is younger than BC 5630-5480 cal.y.
(3) Judging from the northwest-directional distribution of aftershocks of the Nov. 25, 2000 earthquakes, thefaults S1 and S2 are assumed to extend to the seismic area of the earthquakes on the southeast.
(4) We provided the seismic hazard map of two parallel-running faults in Baku City from the deterministic
approach.
References:
Etiope, G., Feyzullayev, A., Baciu, C.L. and Milkov, A.V., 2004. Methane emission from mud volcanoes ineastern Azerbaijian. Geology 32, 465-468..
Guliyev, I.S., Kadirov, F.V., Reilinger, R.E., Gasanov, R.I., Mamedov, A.R., 2002. Active tectonics in Azerbaijan
based on geodetic, gravimetric, and seismic data. Transactions of the Russian Academy of Sciences, Earth
Science Section 383, 174-177.
Kuwata, Y., Takada, S. and Shintani, M., 2006. Seismic hazard analysis in Baku, Azerbaijan form probabilisticand deterministic approches. Seismic Risk Study in Baku City, Azerbaijan, 11-18.
Miyata, T., 2006. High-resolution radar profiles across two faults in west Baku, Azerbaijan. Seismic Risk Study in
Baku City, Azerbaijan, 1-10.
Ritz, J.-F., Nazari, H., Ghasseni, A., Salamati, R., Shafei, A., Solaymani, S. and Vernat, P., 2006. Active
transtension inside central Alborz: A new insight into northern Iran-southern Caspian geodynamics. Geology
34, 477-480.
Takada, S., Shintani, M. and Kuwata, Y., 2005. Surface wave survey and seismic hazard analysis in Baku,
Azerbaijan. 24th Annual meeting of Japan Society for Natural Disaster Science, 17-18. (in Japanese)

44

O-14
市民による

三浦半島活断層調査会 活動の展開と課題
栗原利久

Prospect and Assignment of
Peninsula

三浦半島活断層調査会

Research Group for Active Faults in the Miura

Activity under a grass-roots movement

KURIHARA Toshihisa. (Research Group for Active Faults in the Miura Peninsula)
13 年間の歩み：1995 年 1 月 17 日未明に発生した阪神・淡路大震災は尊い命と財産を奪った。その地震は活断層に起因することが明らかとなった。当時、三浦半島にも活断層の存在が一部の研究者の調査で知られていたが，市民の殆どはその存在を知らなかった。
地震発生後に多くの市民が横須賀市自然人文博物館に来館し，学芸員はその対応に追われていた。開催された講演会に参加した市民からの「もっと活断層について知りたい」という要望で，市民団体としての「三浦半島活断層調査会」が 1995 年 7 月に設立された。
1995〜1996 年 「活断層とは」，「三浦半島の活断層」，「阪神・淡路大震災に学ぶ」
，
「地震に
強い住宅」
，「室内の安全対策」，「液状化」，「地震に対する備え」，「地震災害に備えるライフライン」などの講演会や地震防災シンポジウムを顧問，地震防災研究部，専門家，ライフラ
イン関係，行政の方々の協力を得て開催した。また，三浦半島活断層帯の観察会やトレンチ
現場の公開観察会，地震防災部の会員による住宅の無料耐震診断を希望者全員に行った。総数 50 件の耐震補強も，構造力学の専門家の会員の指導により実施したが，実施率は費用の関係もあり低く，補助金制度の必要性を感じた。
1996〜1997 年

三浦市より踏査による活断層調査委託を受け，顧問を中心にプロジェクトチームを編成し調査結果の報告書を提出した。この報告書は三浦市から神奈川県への南下浦断層･引橋断層調査促進する要望書に添付された。
1997〜1998 年

行政による三浦半島活断層群の調査も進んで地震発生の危険度も高いことが分かったため，調査に当った専門家による公開講座を開催した。また，「阪神大震災に学ぶ」
地震防災部による具体的な減災対策を市民に提起してきた。
1999〜2000 年 「阪神大震災に学ぶ」を開催してきたが，参加者の減少に危機を感じ、講演
会から出前講座に方針を変えた。
『地震！そのとき生き延びるために』我が家の安全対策の具
体的な情報を発信してきた。特に地域の地質環境資料の提示を行なってきた。横須賀市域は会の地質環境部･地盤調査部で調査した資料を用い，より具体的な情報を提供することができた。他の市･町には古地図，空中写真，防災計画書などからの資料を提供した。
2001〜2002 年

これまでの活動は会費･賛助会費・寄付金で行なってきたが活動資金が減少

し，啓発活動が財源的にきびしくなってきた。幸いに 2001 年に安藤為次教育記念賞を受賞，2002 年横須賀市市民協働補助金制度ができたので，応募して 3 年間の助成金を受け，講演･出前講座に必要な機器類，活動経費を得ることができた。しかし，助成金は半額補助である。

1
45

2002 年以降

減災対策に焦点をあてた講演会・出前講座・

地震災害を軽減するための取り組み

ポスター展示・他団体への出前講座・横須賀市自然人文博物館

ー地震!!そのとき生き延びるためにーとの協力と共催での活断層展示会。こども防災教室などを行っ

横須賀市・市民団体との協働
地震防災に関するモデル事業『講演会と展示会』 『出前講座』てきた。横須賀市消防局北消防署主催のこども防災大学では『活断層を知る』の講座を担当してきた。平成 20 年度防災功労者内閣総理大臣賞を 9 月 2 日に受賞した。

横須賀市市民生活課
協力・建築指導課
・市民安全課・傾斜地保全課
・横須賀市消防局
・横須賀市博物館

モデル事業実行委員三団体•三浦半島活断層調査会•NPO 体験学習支援センター•横須賀災害ボランティアネット
ワーク

1

2006 年には企画提案型の横須賀市市民協働モデル事業に参
三浦半島の活断層と最近の地震活動加し『地震災害の軽減するための取り組み』を行っている。
2008 年はその最終年度である。この事業は横須賀市市民生活課（三浦半島活断層調査会）

モデル
講演会

と三浦半島活断層調査会・NPO 法人体験学習支援センター・横新潟県中越地震の復旧活動におけるボランティアの活動（横須賀災害ボランティアネットワーク）
新潟県中越地震における自衛隊の活動と被害局限の方法（NPO法人 体験支援学習センター）

須賀災害ボランティアネットワークの 3 団体で実行委員会を構

20年9月7日
21年1月１８日成している。（図 1）
モデル事業講演会は 9 月，1 月の 2 回を各 1 日，3 団体によ（三浦半島活断層調査会）

横須賀市の木造住宅の耐震工事
補助金制度について（横須賀市建築指導課）

モデル
出前講座

耐震診断から工事完了までの概要（神奈川県建築士事務所協会横須賀支部）

強の必要性と実施要綱について市の建築指導課･建築士事務所
協会の講演，新潟県中越地震のボランティア活動の報告をセッ
トにして横須賀市地区コミュニティセンター3 会場で実施して2

横須賀市域に被害を及ぼす地震る講演と，パネル展示，実験、耐震補強相談会を開催。（図 2）
モデル事業出前講座では三浦半島活断層の切迫性や，耐震補

ヴェルクよこすか
ヴェルクよこすか

新潟県中越地震
災害ボランティアからの報告（横須賀災害ボランティアネットワーク）
10月12日（日） 横須賀市追浜コミュニティセンター
11月30日（日） 横須賀市衣笠コミュニティセンター
2月22日（日） 横須賀市久里浜コミュニティセンター

いる。（図 3）3・都市防災研究会 南下浦断層観察会
２００８年５月６日（火）・市博協力 城ヶ島地質観察会

会独自の出前講座･観察会を開催している。2007 年に開設した逗子支部では、地域会員による減災への取り組みを行っている。（図 4）

２００８年５月１０日(土）

・浦賀生協 南下浦断層見学会
出前・
公開講
座

・葉山地域

２００８年６月１９日（木）

地層観察と講座

２００８年６月２０日（金）・公開講座 逗子海岸断層観察と講座
２００８年６月２１日（土）・三浦市区長会研修 断層観察と講座
２００８年８月２９日（金）課題『地震防災に関する事業』は今後継続していくことが必要であり、今後の対策について横須賀市・実行委員会と協議し、・ピースフェスティバル
10月19日・逗子防災 パネル・模型展示10月25日
・障害者の防災を考える会談話10月23日
・湘南山手シニア会 講座
11月6日

4

対策を立てたい。
調査活動は地質環境部の三浦半島環境地質図作成で毎週木曜日に実施してきた。本年は特に鎌倉逗子市域を重点的に行なっている。調査の特徴は，専門チームの協力を得て行うγ線による断層線の調査である。海岸線や市街地を探査し，地域の地質環境の資料を得ることができた。海域まで延びる断層線の探査は NPO 法人 PPG 平塚の協力を得て空撮資料を活用した。
（詳細はポスターセッションで解説）環境地質図完成後の発表，活用方法について課題が残るが博物館関係機関と折衝していきたい。
地盤調査部では横須賀市域，約 7,000 本のボーリングデータをデーターベース化し，市街地の地下構造を解析中である。今後の活用方法も地質図と合わせて検討したい。
会の活動には会員の研修が絶対条件と考えられる。開設以来多くの研究者，大学，博物館
関係団体の方々に支えられ，ご指導をいただいたことに感謝申し上げる。

2
46

O-15
断層変位に対するダムの安全性評価のための三次元解析法○有賀 義明（弘前大学），柏柳 正之（電源開発）
3-D Analytical Method for Safety Evaluation of Dams against Surface Fault Displacement
Y. Ariga (Hirosaki University) , M. Kashiwayanagi (Jpower)

1. まえがき内のコントラクション・ジョイント，ダム底面に1906 サンフランシスコ地震(M8.3)では，サンア
沿うペリフェラル・ジョイントの分布は，図-2 のンドレアス断層沿いに建設されていた複数の既設ように設定し,これらを接触面要素３）を用いてモデダムが断層変位によって被害を受けた１）．1999 台ル化した．断層変位に対する挙動を評価するために基礎岩盤の側方境界は鉛直面内ローラー支持又
湾集集地震(M7.6)では，石岡ダムが断層変位によ
２）は自由端を設定した．境界条件の影響を緩和するって決壊し ，地表の断層変位による地震被害のするために，図-1 では，ダム軸方向 1335m，上下流重要性が再認識された．本研究では，断層変位に対する長大構造物の安全性評価法の確立を目的に， 方向 1094.4m，鉛直方向 162m の範囲をモデル化した．接触面要素の構成と力学的特性は，図-3 に示
接触面要素を活用した，三次元解析モデルの境界
すとおりである．
条件や地震入力の入力方法を工夫することによって，地表の断層変位に対する構造物の非連続的な挙動を評価するための三次元解析法を開発した．
表-1 断層変位よる既設ダムの地震被害事例
名称
Upper
CrystalSprings
Lower
HowellUpper
HowellOld
San
Andreas石岡
Shih-kang

所在地
建設年
米国
ｶﾘﾌｫﾙﾆｱ1878
米国
ｶﾘﾌｫﾙﾆｱ1877
米国
ｶﾘﾌｫﾙﾆｱ1878
米国
ｶﾘﾌｫﾙﾆｱ
1875
台湾
1977

形式
堤高
ｱｰｽﾌｨﾙ23m
ｱｰｽﾌｨﾙ12m
ｱｰｽﾌｨﾙ11m
ｱｰｽﾌｨﾙ8.5m
ｺﾝｸﾘｰﾄ重力式25m

断層変位(実測値)と地震被害概要1906 San Francisco 地震
San Andreas 断層
水平変位 2.4m
1906 San Francisco 地震
San Andreas 断層
放水管φ25cm の破壊
1906 San Francisco 地震
San Andreas 断層
基礎と堤体にｸﾗｯｸ
1906 San Francisco 地震
San Andreas 断層
水平変位 2.1m
1999 台湾集集地震
鉛直相対変位 7m
堤体の決壊

基礎岩盤の幅1335.0m、奥行き1094.4m、高さ162.0m

図-1 三次元解析モデル（全体モデル）
ジョイント要素３：堤体のコントラクション・ジョイント

ジョイント要素２：中央のコントラクション・ジョイント

ジョイント要素４：
ペリフェラル・ジョイント

2. 断層変位に対するダムの変位挙動の解析法
2.1 提案法の基本的考え方
ダム底面の直下に断層が分布すると仮定して，断層を挟んで，断層の片側半分の下方基盤から基盤加速度を入力し，残りの片側半分が自由に挙動できるような境界条件を設定して，断層変位に対する構造物の挙動を模擬する三次元解析法を考案
した．提案法は三次元動的解析法３）を基本にしており，断層は接触面要素を用いてモデル化している．
2.2 三次元解析モデル
ダム直下に断層が分布していると想定して作成した，ダム－基礎岩盤－断層連成系の三次元解析
モデルを図-1 に示す．ダム直下の断層，ダム堤体

ジョイント要素１：
ダム直下に分布する断層

図-2 ダム直下の断層と堤体ジョイントの分布の仮定

2.3 境界条件と基盤加速度の入力法
断層変位を模擬するための工夫として，図-4 に示したように，断層を挟んで解析モデルの右側半分の下方境界は自由境界とし，解析モデルの左側
半分の下方基盤のみから加速度を入力する方法を工夫した．加速度入力については，断層面で大きな変位が発生するようにするためには，大きな加速度を一方向に作用させることがひとつの方法で47

あると考え，ここでは図-5 に示したような曲線で表現できる基盤加速度波形を仮定した．

直流方向，基礎岩盤の側方境界を基盤自由側の左端部の境界面を鉛直面内ローラー支持に設定した際の解析
結果の一例を図-6 に示す．この場合,ダム中央のジョイント面での最大相対変位は約 2.4m であった．

nη

表-3 断層およびジョイントの動的物性値
ξ

ジョイント
の分類

接触面要素の構成σ
σ 0 + κσtτ
Mohr-Coulomb
式による強度Kn

2 ダム中央Kruu
K0:初期剛性Kr:残留剛性

C

φ Kr

N/mm2

度

0
0
0
4.5

45
45
45
45

C’ φ’ Ｈj σt
度

1.0
1.0
1.0
1.0

0
0
0
0

45
45
45
45

%
5
5
5
5

N/mm2

0.01
0.01
0.01
3.00

【備考】Kn：ジョイント面の法線方向の剛性(N/mm2)，Ko：ジョイン
ト面の接線方向のせん断剛性(N/mm2)，C： ジョイントのせん断強度(N/mm2)，φ：ジョイントの摩擦角(度)，Kr：開口・滑動した後のせん断剛性(N/mm2)，C’：開口・滑動した後の残留せん断強度(N/mm2)，
φ’：開口・滑動した後の残留摩擦角(度)，hj：ジョイント要素の減衰定数，σt：ジョイント要素の初期引張強度(N/mm2)(2) 滑動特性

図-3 接触面要素の構成と力学的特性
基礎岩盤

Ko
N/mm2

243000 93000
264000 110000
3 ダム堤体 264000 110000
4 ダム底面 243000 93000
1 断層

K0

応力開放

(1) 開口(剥離)特性

Kn
N/mm2

慣性による基盤
自由側の挙動

ダム

加振側
左端部

断層
自由側
左端部

基盤加振側

自由側
右端部

基盤自由側

基盤加速度を入力する左側基盤（断層の左側半分の入力基
盤のみに加速度を加振）自由境界を設定した右側基盤（断層の右側半分は自由に挙動可能な状態を設定）

図-6 断層変位に伴うダムの挙動解析結果例
3. あとがき
コンクリートダムを対象に事例解析を行った結果，提案法を用いることにより，断層とダムの非連続的な連成挙動を模擬することが可能であるとの基礎的な結論を得ることができた．基盤加速度を水平上下流方向に入力した場合は水平方向の変位が卓越する横ずれ断層を想定した解析に適しており，鉛直方向に入力した
場合は鉛直方向の変位が卓越する正断層や逆断層を想定した解析に適していると考察される．
参考文献
1) Leps T. M. : The influence of possible fault offsets on dam
design, Water power & dam construction, pp.36-43, April,
19892) Lee J. C., H.T. Chu, J. Angelier, Y. C. Chan, J. C. Hu, C. Y.
Lu and R. J. Rau : Geometry and structure of northern surface
ruptures of the 1999 Mw=7.6 Chi-Chi Taiwan earthquake:
influence from inherited fold belt structures, Journal of
Structural Geology 24, pp.173-192, 2002
3)有賀義明，曹増延，渡邉啓行：強震時のジョイントの非連続的挙動を考慮したアーチダムの三次元動的解析に関する研究，土木学会論文集 No.759/I-67，
pp.53-67，2004
4)有賀義明：断層変位に対するコンクリートダムの挙動の解析法に関する基礎的研究，土木学会地震工学論文集 Vol.29, 11-8, pp.690-697，2007

加速度（G)

図-4 境界条件と基盤加速度の入力法
上下流方向加振の入力加速度
1.0
0.9
0.8
0.7
0.6
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0.0
0

0.5

1

1.5

2

2.5

3

時間(秒）

図-5 下方基盤から入力した加速度波形
表-2 ダムおよび基礎岩盤の動的物性値
密 度

項 目(t/m3)

動的せん断剛性(N/mm2)
動ポアソン比減衰定数(％)

せん断波速度

(m/s)

ダ

ム

2.4
11000
0.20
5
2140

基礎岩盤

2.6
9300
0.30
5
2060

2.4 解析用物性値解析に用いた，ダムと基礎岩盤の動的物性値を表-2に，断層，コントラクション・ジョイントおよびペリ
フェラル・ジョイントの動的物性値を表-3 に示す.
2.5 解析結果
解析結果の一例として，加速度入力の加振方向を鉛

48

O-16
伏在断層の地震地質学
奥村晃史（広島大学大学院文学研究科）

Earthquake Geology of Blind Faulting
Koji Okumura (Graduate School of Letters, Hiroshima University)

A blind fault in its original sense
should mean a fault plane with its upper
termination under the surface of theearth. Such blind faults may accompany
distributed deformation, the width andamplitude of which are controlled by
the depth of the termination as well as
the amount of the slip on the blind fault
plane. On the other hand, there are many
buried or erased faults that have once
displaced the surface. These two types
faulting namely blind faulting and surface
faulting differ significantly on groundshaking and surface deformation in casethe upper termination of the blind fault
is significantly (a couple of kilometers)
deep. As the blind fault reaches closer
to the ground surface, the difference tothe surface fault decreases. During the
1995 Kobe earthquake, southern portionof the source fault ruptured the surface
on Awaji Island along the Nojima fault.
The northern portion did not rupture thesurface and the coseismic slip stopped at
a depth of a few kilometers. However,the severest damage took place above thisblind fault. Rupture directivity (towardKobe) and interference of seismic waves inthe edge of young sediments are regarded
as the cause of the intensive damage ina narrow zone. At the same time, strong
motion seismologists modeled groundshaking is stronger by blind faulting thanby surface faulting. In Kobe in 1995,
the blind faulting occurred either on adown-dip portion of a previously known
surface fault or on an adjacent blindfault plane. Blind faulting often induces
intense damage owing to unexpected
strong shaking. We need to explore thepossibility of uncharacteristic (or lessthan-the-largest) faulting on known fault

plane as well as the possibility of faulting
on unknown faults.
Long-term forecast of large earthquakes and their modeling for blindfaults are very important issues in hazard reduction and safety of such criticalfacilities as nuclear power plants,
especially after 1995 Hyogoken-Nambu,
2004 Chuetsu, and 2007 Chuetsu-Oki
earthquakes. The realization of long-term
forecast based on geologic information in
1990s was a substantial progress for active
fault research. The progress, howeverraised issues on geologically unexpectedlarge earthquakes, wrong forecasts, andunknowable earthquakes. These issues
are usually related to blind faults andblind faulting events.
Geologic forecasts of large earthquakes
are basically for the largest earthquakes
from a seismogenic fault segment. Whenthe segment is recognized by fault traceson the surface, the largest earthquakes aresupposed to rupture the entire segmentto the surface with the largest slip. Blindfaulting, partial rupture, or smaller
offset that generate less-than-the-largest
earthquakes has not been considered in
the forecast model. Floating earthquakes
taken into the model were much smaller
than the actually occurred less-than-thelargest earthquakes. We have learned thestrong motion and significant damages
from these smaller earthquakes only inpast a few decades.
The 2004 Chuetsu and probably
the 2007 Chuetsu-oki earthquakes wereblind faulting events. These earthquakes
occurred under or within several kilometers thick Neogene sedimentary packages that form distinctive fold zones.
Until 1980s, the relationship between
49

folds and seismogenic faults underneath
was not well understood and modeled.
The idea of active on-going folding might
have been regarded as aseimic plastic
deformation. The model of fault-relatedfold and balanced cross-section method
evidenced coseismic growth of folds insedeimentary basins. The 2004 and 2007
earthquakes further confirmed the model.
However, we still do not know how
large slip at the deeper part of the fault
plane is transmitted to the surface orlost at depth because these earthquakes
did not accompany significant surface
deformation. What we learned from theseearthquakes are lack of seismicity withinsedmients and likely existence of aseismic,
low-angle, and detachment like fault in
deeper part of sediments. Main shocks
and large aftershocks occurred only in thebasement and there was no large eventwith a solution of flat lying fault plane.
The basal detachment and faults in thesediments are presumably aseismic whileslips are transmitted up to the surface.
For example, the West Nagaoka Plain
faults, the most significant active structurein Niigata-Nagaoka area, shows repetitionof a-few-meter surface offset at surface
in Holocene, above several kilometers of
Neogene sediments.
HERP (2007) assessment of theSarobetsu fault zone, another active
Neogene fold and fault zone in thenorthernmost Japan brought perspectives
on such blind faulting within t hicksedimentary packages and surface
deformation. Sarobetsu plain is on 7
to 8 km thick Cretacesous--Quaternay
continuous sedimentary sequence. The
plain is surrounded by NS trending
anticlinal hills of Pliocene-Pleistocene
series. The hill slopes show steep tilt
of MIS 5 and 7 marine terrace surfaces
concordant with the fold, but there is no
significant strand of active fault anywherein and around the plain. The deformation
has long been assumed to represent theactivities of blind faults.
The deep seismic profile in HERP
(2007) and Ishiyama (2006) revealed thegeologic structures controlling the surface

deformation. The profiles in common
show detachments at depth of 7 to 8 km in
Cretaceous sediments. The west-vergencethrust faults rise up from the flat withupper termination above ramps. Whenthe fault reaches 2 to 3 km, it accompanies
distinctive late Quaternary tilted terrace
surfaces conformable to the fold structure
beneath. When the termination is morethan 6 km deep above a small ramp, thefold above is more open and the surface
show rather uniform uplift without clear
anticline.
Clear tilts and folds are unequivocal
indicators of blind faulting. At
Wakkasakanai, Holocene coseismic
uplift of coastal lowland is evidenced
from borehole and geoslicer survey. The
Wakkasakanai anticline clearly shows
cumulative deformation by repeated slips.
Within the resolution of the profile, theblind fault have ruptured the same ramp
repeatedly in Quaternary. Deformation
is not diffused in Pliocene and Pleistocene
sediments but concentrated on the single
fault plane and the anticline above. If
there is only shallow 1 to 2 km deep
seismic profile, we will see a gentle
monocline only, but with post MIS 5 or
7 tilt on the surface, the blind fault is
unmistakably inferred.
These Sarobetsu profiles also give us
an important insights on seismogenic fault
and aseismic slip. During 2007 and 2004
earthquakes, aftershocks and presumably
seismogenic slip occurred only in PreNeogene basement rocks. There was noseismogenic rupturing in the sediments,
but small amount of coseismic slip might
have reached to the surface. In case ofpast large earthquakes on Oibro fault andWest Nagaoka faults did ruptured surface
by meters. In Sarobetsu, seismogenic
portion of the fault is inferred to lie under
the detachment in the east. Though thedetachment and the ramps above are notseismogenic but slips have came up to theshallower part of the sediment taking thesame fault plane. These observations are
crucial to reasonably model earthquakes
from blind faults.

50

O-17
断層破壊様式が地震動分布に及ぼす影響
香川敬生（鳥取大学大学院工学研究科）
Effects of Fault Rupture Types on Ground Motion Distribution
Takao KAGAWA (Tottori Univ. Graduate School of Engineering)
１．はじめに震源近傍の地震動分布は横ずれ断層と逆断層でも大きく異なり，アスペリティおよび破壊開始点の配置が大きく影響する。被害を及ぼすような地震では，これらの影響によって特定領域に生じた大きな地震動が生じていることが多い。しかし，簡便法による地震動評価ではこれらの影響は考慮されない場合が多く，断層からの距離に応じて地震動が減衰する。ここでは，断層破壊進行によるディレクティビティ・パルスおよび2007年新潟県中越沖地震で示唆されたフォーカッシング効果に着目し，その影響について数値計算による実験をおこなう。
２．計算方法およびモデル
地震動の計算には統計的グリーン関数法［香川, 2004］を用いる。その際，震源近傍の地
震動をより合理的に評価するため，近地項・中間項の影響を簡便法によって補正をしている［野津, 2006；佐藤, 2007］。を 20km×20km の正方形断層を想定し，上端深さを２km とした。
強震動予測レシピ［Irikura et al., 2004］に沿って巨視的断層モデルを設定すると，地震モーメントは 7.6×1018Nm（MW6.5）となる。アスペリティの面積比を 0.16 と仮定し，面積８km×８km，応力降下量 14.4MPa の矩形アスペリティを設定した。地震発生層のＳ波速度を3.5km/s，破壊伝播速度を 2.52km/s と仮定した。アスペリティ幅を破壊が伝播する速度の４分の１が破壊継続時間に相当するとし，0.79 秒を設定した。
以上の前提条件で，横ずれ（傾斜 90 度）および逆断層（傾斜 45 度）の２種の断層について，図－１，３に示す５通りのアスペリティ（濃い網掛け）および破壊開始点（星印）を設定し，同心円状の破壊進行を想定した。これらの断層を中心とした 50km×50km の範囲を１kmメッシュに分割し３成分の地震動波形を計算し，計測震度など特性値の分布を評価した。
３．計算結果横ずれ断層による各ケースで計算された計
測震度の分布を図－２に示す。図中の細線および太線が断層面およびアスペリティの地表投
影を，星印が震央（破壊開始点の地表投影）を示している。STR1 と STR2を比較すると，いずれもアスペリティの破壊進
行側で大きな地震動を生じていることが分かる。その影響は STR1 の方が大きく（丸印），斜め上に向かうディレク
ティビティ・パルスが地

2km

2km
dip=90ﾟ

20km

20km

★

20km

2km

2km
dip=90ﾟ

20km

20km

★

20km

図－１ 横ずれ断層の設定（上：STR1，下：STR2）51

図－２ 横ずれ断層による震度分布（上：STR1，下：STR2）

表面に当たるためと思われる。STR2 ではアスペリティを通る破壊はほぼ水平に伝播するため，
地表方向へ影響するよりも，より遠方へディレクティビティ・パルスの影響が伸びる傾向を示している（丸印）。複数のアスペリティを設定する場合は，ここのアスペリティのディレク
ティビティ・パルスが斜め上に向かうように，マルチ・ハイポセンターを考慮した方が地表
面地震動は大きくなるものと考えられる。
図－４に逆断層モデルによる結果を示す。図には，断層面およびアスペリティの地表投影と震央に加えて，アスペリティおよび破壊開始点を断層面に垂直に地表まで伸ばした投影面を付記している。REV1 は STR2 で遠方に伸びていたディレクティビティ・パルスが地表を襲ったことに相当し，断層面を地表に延長した部分（丸印）で地震動が特に大きくなっている。
REV2 は STR1 に対応しており，断層面の地表延長方向への影響が小さくなる反面で，断層面に垂直な方向へのＳ波 Radiation が影響し始め，アスペリティの垂直投影面でディレクティ
ビティが効く領域（丸印）で地震動が大きくなっている。REV3 は REV2 の破壊開始点をアス
ペリティ中央とした場合であるが，フォーカッシング効果により破壊開始点の垂直投影位置
で地震動が大きくなっている。また，断層面の地表延長方向（丸印）へもアスペリティの破壊による位相が揃うため，REV2 よりも影響が大きくなっている。
４．おわりにアスペリティおよび破壊開始点の位置によって地震動が大きくなる領域は，横ずれ断層の場合はディレクティビティ・パルスの影響に配慮すれば良いものの，逆断層の場合にはフォーカッシング効果など
2km
2km
種々の要因が影響して
dip=45ﾟ
複雑な様相を示す。このように，非一様破壊
20km
20km
が地震動の分布形状に及ぼす影響は，断層のすべり方向によっても★
大きく異なるため，活20km
断層調査における傾斜角およびすべり方向の2km
2km
想定は地震動予測結果
dip=45ﾟ
を左右する重要な情報
となる。
20km
20km
参考文献
Irikura, K. et al.
(2004) Proc. 13WCEE,1371.
香川敬生 (2004) 日本
地震工学会論文集，4，21-32, 2004.
野津厚 (2006) 第12回
日本地震工学シンポジ ウ ム ， 190-193,
2006．
佐藤智美 (2007) 日本
地震学会2007年秋季
大会，B32-05, 2007.

★
20km

2km

2km
dip=45ﾟ

20km

20km

★
20km

図－３ 逆断層の設定（上から REV1，REV2，REV3）52

図－４ 逆断層による計測震度分布（上から REV1，REV2，REV3）

O-18
横ずれ型地震断層の破壊伝播を止めるジョグの規模に関する予察粟田泰夫（産総研・活断層研究センター）

Dimension of Jog at the Terminus of Strike-slip Surface Ruptures- a preliminary study Yasuo Awata (Geological Survey of Japan, AIST)

断層の不連続構造は，地震の発生場所や規模を決定づける震源断層の破壊伝播過程において重要な役割を果たしている．地震の震源過程および地質構造と地震発生の比較研究からは，断層の屈曲やステップオーバーなどのジョグが断層破壊の開始と停止に関連することが指摘され，とくにキロメートル規模のジョグが破壊の停止に重要な役割を果たすことが注目されてきた．ここでは，地震断層のジョグの規模と破壊伝播の停止条件について，Lettis et al.
（2002）が解析に用いた既存のデータセットに基づいて予察した．
予察には， Lettis et al.（2002）が用いた横ずれ型地震断層のデータをもとに，1931 年
Fuyun, 1944 年 Bolu-Gerede, 1995 年兵庫県南部，1999 年 Izmit・Duzce 地震に関するデータを改訂・追加した 31 例の地震断層中の 72 例のジョグのデータを用いた．横ずれ型地震断層
における破壊の伝播と停止の条件については，Lettis et al. (2002)が検討したジョグの幅に加えて，長さおよび面積と，断層の変位量および破壊伝播との関係を解析した（図 1，図 2）．
断層破壊の伝播と停止は，ジョグの幅・長さ・面積と密接な関係をもち，おおむね幅 4km
以上，
長さ 10km 以上および面積 50m2 以上の場合に，破壊が停止したことが認められた（図 1）．
また，Lettis et al.（2002）が指摘するように，地震断層の変位量が 3m 程度以下の地震断層においては，変位量に比例して破壊を停止できるジョグの幅が広くなるように見える．さらに，変位量に比例して破壊が伝播できるジョグの長さが大きくなる傾向も認められた．破壊が伝播できたジョグの幅と長さの比はおおむね１：３であり，一方，破壊が停止したジョ
グでは相対的に幅が広いことが注目される．
図 2 は、ジョグの規模と，破壊がジョグを越えて伝播した割合を示したものであり，ジョグの規模が大きくなるに連れて，破壊が伝播できる割合が小さくなっている．ジョグの長さが 2km 未満の場合には約９割，長さが 5km 程度の場合にはおよそ半分の事例で破壊が伝播している．また，ジョグの幅が 4km 以上では破壊が伝播した事例は少ない．
予察結果は，セグメントの不連続構造の規模が断層破壊の伝播と停止を強く規定していることを示す．しかし，このような経験則を活断層から発生する地震の評価に適用する場合には，ジョグの定義とともに，地震断層の変位量あるいは断層の長期的な平均変位速度が急に減少するジョグ部での断層線の認知度の違いについて，定量的な検討を加える必要がある．

53