O-1
ネパール西部 Dang Dun 北縁における主境界断層帯の断層地形の特徴°熊原康博（広島大学）
・小山拓志（大分大学）・
Deepak Chamlagain (Tribhuvan Univ.）
Characteristics of tectonic landform of Main Boundary
Thrust along the north rim of the Dang Dun, Western Nepal
Yasuhiro KUMAHARA (Hiroshima Univ.), Takushi KOYAMA(Oita Univ.) and Deepak Chamlagain (Tribhuvan Univ.)
従来の研究と本研究の目的

ネパールにおける活断層は，現在のインド＝ユーラシアプレー

ト境界の先端とされるヒマラヤ前縁帯スラスト（Himalayan Frontal Thrust: HFT）や過去のプレート境界である主境界スラスト（Main Boundary Thrust: MBT）と主中央スラスト（Main Central Thrust: MCT）沿い，また MBT と MCT の間にあたる低ヒマラヤ（Lower
Himalaya）内で集中的に発達することが知られている（Nakata, 1982）。そのうち，HFT は，
現在のプレート境界であることから最も活動的であると考えられており，活断層の変動地形，
スリップレートの推定，古地震履歴に関する多くの研究が行われてきた。一方，MBT 沿いの活断層に関する研究は，近年まで Nakata et al. (1984）に限られていた。Nakata et al. (1984）は，西ネパールの Dang Dun（Dun とは縦谷性盆地の意）から Surket の約 120km 区間のMBT に沿った活断層地形を記載し，この区間ではプレッシャーリッジとその北側に沿って細長い凹地，両者の間に北落ちの断層崖のセットが一般的であることを示し，ヒマラヤの隆起とは逆のセンスを示すことを指摘した。これに対して，最近の研究では，同じく西ネパールの Bheri 川において，Hossler et al.（2016）が河成段丘の変位から，断層近傍では北落ちの断層崖が形成されるものの MBT をまたぐ段丘変位からは北側隆起であること，リッジ下の露頭から低角な北傾斜の断層が認められることが示された。ただし，この研究は 1 地点の報

図１

ネパールの活断層分布と調査地域

告であり，このような変形が一般的であるのか，また北落ちの断層崖と低角な逆断層がどのような関係なのかについては検討されていない。本研究では， Dang Dun 北縁の約 50km の区間（図１）を対象に断層変位地形と断層露頭の記載を行い，MBT に沿った活断層の分布や変位様式，模式的な断層構造について議論することを目的とする。
研究の結果

地表踏査の結果，明らかになったことは以下の通りである。

１）Dang Dun 北縁には，MBT に沿ってプレッシャーリッジが連続的に発達する。一部の地域では，プレッシャーリッジとリッジ北側の細長い凹地のセットが認められる（図２）。
２）プレッシャーリッジの両翼は約 50 度以上の傾斜を持ち，山地斜面，河成段丘，谷底平野など地形を選ばず形成され，構成層はその地形を構成する地層（低ヒマラヤの弱変成岩や段丘堆積層）からなる。シワリク堆積物と弱変成岩の境界であることが多く，地質的にはプレッシャーリッジが MBT といえる。プレッシャーリッジのトレースは直線部分もあるが，多くは湾曲し，中にはほぼ直角に屈曲する地点もあり，低角な逆断層のトレースの形状に近い。
３）プレッシャーリッジを横切る段丘面の断面測量を行った結果，何れの地点でも，同一の段丘面においてプレッシャーリッジの北側がその南側よりも高くなっており，全体的にはMBT を境に北側が隆起していると見なせる（図２）。
４）プレッシャーリッジの基部で，北傾斜の 20 度以下の低角な断層面が認められる。
５）MBT のトレースから約 500m〜2km 南に，北傾斜の 20 度以下の低角な逆断層が連続的に認められる。段丘面や段丘堆積物も断層変位を受けており，活断層と見なせる。
まとめ

Dang Dun 北縁の MBT に沿う活断層は，いずれの地点でも，北傾斜の低角な逆断層と北側隆起が認められることから，本断層帯の活動自体は，ヒマラヤの隆起に貢献していると見なせる。
低角な断層のため，地質学的な MBT の位置よりもかなり南で逆断層が出現することにもつながった。プレッシャーリッジの成因については，地下の MBT の断層面の傾斜が高角で，滑りやすい断層面であること，地表近傍で断層角が低角に変化したことが要因とみられる。

本 研 究 は JSPS 科 研 費 18KK0027 ，
18H00766，19H01368 の助成を受けたも
のです。

図２

Tarule 地区（N28.180987 , E 82.339973 ）の断層を横切る断面測量

O-2
ウランバートル断層の発見とその意義
鈴木康弘（名古屋大）
・中田 高（広島大）渡辺満久（東洋大）
・
BATTULGA, S (Natʼl Univ. Mongolia), ENKHTAIVAN、D., DEMBEREL、S.,ODONBAATAR、C. (Mongolian Science Academy), BAYASGALAN、A. (Leader
Exploration LLC), BADRAL、T. (National Emergency Management Agency)

Discovery of the Ulaanbaatar Fault in Mongolia and its SignificanceYasuhiro SUZUKI (Nagoya Univ.), Takashi NAKATA (Hiroshima Univ.), Mitsuhisa
WATANABE (Toyo Univ.), Sukhee BATTULGA (Nat’l Univ. Mongolia), Dangaa
ENKHTAIVAN, Sodnomsambuu DEMBEREL, Chimed ODONBAATAR(Mongolian Science Academy), Amgalan BAYASGALAN (Leader Exploration LLC),
Tuvshin BADRAL (National Emergency Management Agency, Mongolia)

Ⅰ 研究目的および手法
モンゴルは国際的な防災政策の実施にならい、全土で地震防災対策を急速に推進している。主に 20 世紀前半に M8 クラスの内陸地震が続発し、地震発生の可能性が危惧されるが、地震発生
ポテンシャルの評価は必ずしも十分な精度を有しているとは言いがたい。近年、歴史地震を起こした地震断層のみでなく、活動歴が不明の活断層の存在も指摘されてきたが、活断層認定において衛星画像や航空写真の実体視はほとんど行われておらず、活断層認定の信頼性にも疑問がある。
本研究は首都ウランバートル周辺の活断層認定について見直すことを目的とした。
モンゴルはユーラシアプレートの内陸部に位置し、地殻変動の影響による地震活動も比較的活発である。主にモンゴルの西半分で地震活動が多く、1905 年ブルネイ地震（M8.4）や 1957 年
Gobi-Altay 地震（M8.1）が長大な活断層の活動によるものであったことは世界的にも知られている。1967 年にはモンゴル中央部で Mogod 地震（M7.1）が起き、その他、アルタイ山脈に沿う地域でも頻繁に地震が起きている。モンゴルにおける今後の地震活動を予測し、これに備えるた
めには将来活動する可能性のある断層として活断層を正確に認定することが重要である。
本研究においては、①JAXA による ALOS 衛星レーザスキャンによる標高データを用いた 3D
地形判読、②CORONA 衛星画像の実体視判読を行い、変動地形学的な活断層認定を行った。さ
らに変位地形が明瞭に認められる地点において③トレンチ掘削調査を実施した。トレンチ調査においては堆積物中から C-14 年代測定試料を採取し、断層の古地震活動を議論した。
Ⅱ 結果
2018 年にウランバートル市を横切る活断層（ウランバートル断層）が新たに発見された。この断層は、市街地北西のナラン地区から南東のボンバットに至り、総延長 50km に及ぶ。JAXA の人工衛星が観測した標高データによれば、明瞭な断層地形が確認され、大局的には左横ずれの可能性が指摘できる。
ボンバット地区においては、周氷河作用の影響も受けて形成されたと推定される扇状地上に非比高 1～2m（ただし地形面の変位量としては 5m）の逆向き低断層崖が見出される。この地点で2018 年 10 月にトレンチ調査を実施した。トレンチ壁面には 2～3 万年に地形面を覆っていたと考えられる腐植層が直立する状況が現れたため、確実に活断層であることが証明された。断層構
造から、こ断層は最近 3 万年間に 4 回以上活動していることが判明した。
北西部のナラン地区においては、横ずれ変位地形が見出され、最終氷期以降に形成されたと推定される扇状地面上に逆向き（南上がり）の低断層崖が見出された。断層中央部は市街地にあたり、明瞭な変位地形は確認されないが、南東部（ボンバット）と北西部（ナラン）の断層の走行は同一であり、不連続部の距離は現時点では 10km 程度である。全体の総延長は 50km に及ぶため、断層の長さから推定される地震の規模は最大 M7 になり得る。
なお、従来からウランバートル市周辺（数十キロ圏）に、６本の活断層が存在するとされてきた。トレンチ調査が行われアセスメントが行われているが、今回明らかになったウランバートル
断層の活動性に比べるといずれも低かった。また、周氷河作用との区別がつきにくいなど、断層活動の認定にも疑問のあるものも多い。
Ⅲ 発見の意義・反響・その後の経緯
モンゴルは地震防災対策を 2010 年以降に急速に進め、2017 年には防災法を改正して防災戦略と推進体制を確立した。都市部の建物の耐震確認や防災教育には JICA が協力し、日本の貢献も大きい。本来、地震の震源となる確実な活断層認定は早期に実施する必要があった。今回の発見は 2018 年夏の検討から始まり、2018 年 9 月に現地調査が実施された。変動地形学的には確実と判断されたため、直後にモンゴル非常事態庁長官と情報共有した。非常事態庁は科学アカデミー
とも意見交換し、2018 年 10 月にトレンチ調査が実施された。調査候補地点は特別自然保護区域内にあったため、非常事態庁は環境省とも協議して特別な掘削許可を得た。2018 年 10 月のトレンチ現場には関係者が集まり、活断層認定の事実を共有して、地震防災計画にどのように組み込むかの検討が始まった。2019 年からはモンゴル政府も科学アカデミーへ調査予算を措置した。

写真 ウランバートル断層のトレンチ調査（左：調査メンバーの一部、右：調査地点の空撮）

O-3
2018 年北海道胆振東部地震のような深い内陸地震の過去における発生についての考察
岡 孝雄（株式会社北海道技術コンサルタント）
Consideration of the past occurrence of deep inland earthquake like 2018 Hokkaido
Eastern Iburi earthquake
Takao Oka (Hokkaido Gijyutsu Consultant Co., Ltd.)2018 年北海道胆振東部地震の特異性
2018 年 9 月 6 日未明に発生した北海道胆振東部地震はポスター発表で示すように厚真町を中心に周辺の安平・むかわ・平取町の一部（山地～丘陵地）において，多発した斜面堆積物（降下火山灰主体）の崩壊・地すべり，新第三系堆積岩類の岩盤崩落，大規模岩盤すべり（日高幌内川）など，顕著な地盤変動・災害をもたらした．さらに，震央から 60km 弱離れた札幌付近の谷埋め盛土地などでも液状化被害が発生し，地震規模（M6.7）の割には地表に大きな変動がもたらされ，特異なものとなった．震源が 30km 付近より深く地殻深部で発生し，断層モデルとしては上端深さ約 16km・下端約 31km、走向ほぼ南北の東上がりの高角度逆断層（すべり量 1.3m）が国土地理院より提示されている．通常の内陸直下型地震は浅発であり，震源は 10km 前後の深さで，一定規模以上になると活断層として地表に姿を現すことが多い．今回の地震による地盤変動・災害エリアの中心に位置する厚真川の中～上流域でも，過去の直下型地震によると思われる活断層露頭はいくつか存在している．しかし，今回の地震では活断層としての地表での変状は確認されていない．
厚真川中～上流域の過去６万年史の中に直下型地震の活動をさぐる
厚真川中流域を含めて段丘堆積物（T1～T5 面），現河川氾濫原堆積物（沖積層）および斜面
堆積物の解析から過去 6 万年間の層序（地史）をまとめた結果（岡，2018；岡ほか，2018；2019），過去の顕著な地変については樽前火山 Ta-d 降灰後の斜面・河川変動（8,800 年前頃；
縄文時代早期），活断層の活動？（5,000 年前頃；縄文時代前期）が指摘できる．地震動に関連する証拠と言っても，厚幌１遺跡の地すべり移動体など数例に過ぎない．その他，年代は不明であるが，厚幌ダム湖周辺には数箇所，古い地すべり地形が存在する程度である．今回のような地震による瞬時に崩壊・地すべりが多発したとすれば，斜面の崩壊跡や，沢・低地へ流出した舌状の地すべり体が無数に存在すると思われるが，その証拠は今のところ認められていない．ただし，厚真川沿いの沖積層が比較的厚く存在する所ではそのような地すべり
体は地下に隠されている可能性も否定はできない．さらに，いわゆる沖積錐と呼ばれる小扇状地形の中に，今回のような Ta-d 火山灰などを主体とした攪乱状の堆積物が存在しないかの吟味も必要である．このように，まだ不確かな点，調査すべき点はあるが，現時点の判断としては少なくとも，過去約１万年間には今回の地震のような崩壊・地すべりの多発現象は検出されていない．
崩壊・地すべり多発地帯の北部と主部で異なる崩壊・地すべりの斜面堆積物
ポスター発表で示すように胆振東部地震による斜面の崩壊・地すべりについては，第一義的には Ta-d 以上の厚さ 3m 前後の表層堆積物（斜面堆積物）の崩壊に主に起因するものである．ただし，これは崩壊・地すべり多発地帯の主部（Ⅱ区およびⅣ区の南部）においてである．北部（Ⅰ区）では En-a 以上の堆積物が山腹斜面・尾根などの表層堆積物（すなわち，恵庭火山 En-a 降灰前の約 2 万年前以降温存）が崩壊している．一方，崩壊多発地帯の主部（Ⅱ区）では，段丘面（高位の T2、T4）などを除き，山腹斜面・尾根などの表層堆積物に En-a が含まれることは一般的にはない．このような両区での崩壊物の表層堆積物としての年代差はいかに生じたのであろうか．主部（Ⅱ区）では，En-a の厚さは演者らの露頭調査やまとめられている等層厚線図によれば 100cm 前後にあることになっているが，山腹斜面・尾根などの表層堆積物にはそれは欠如している．その原因としては，最終氷期末の寒冷気候下でのソリ
フラクションなどの変動，降水による浸食・流動などもあるが，それに加えて今回のような地震による一斉多発崩壊の可能性が考えられる．
2018 年北海道胆振東部地震のような深い内陸地震の過去における発生についてもし，そのような地震による一斉多発崩壊が生じていたとすれば，主部（Ⅱ区）について
は，En-a 降灰と Ta-d（8,800 年前頃）降灰の間の 1.7～1 万年前頃に一度今回のような地震（震源が深い地震）を経験したことになる．前述したように今回の地震での崩壊・地すべり多発地帯では過去約１万年間（完新世）にはこのような崩壊・地すべりの多発現象は検出されていない．すなわち，中規模以上の深い地震は生じていないことも一つの裏付けの証拠と考えられる．同一の地震断層の再活動とした場合には周期は 1.5 万年前後ということになるであろう．いずれにしても，このような考えは現時点では仮説的なものである．
おわりに
En-a などより古い時期の降下火山灰が山腹斜面・尾根部に存在しているかどうか，その見極めには地形面区分が鍵を握っている．大きな高度差がある崩壊地の場合には，尾根・山腹
斜面部は Ta-d 以上の斜面堆積物が崩壊しているが，崩壊斜面中～下段では T5 面や T4 面を通過し，そのような箇所で支笏火山 Spfa や En-a などの古い降下火山灰（水平～緩傾斜で堆積）を巻き込んで崩壊している事例が多々あり，崩壊物の調査には立体的な視点が不可欠である．
初期の調査では，写真撮影のみの，概略的調査であったが，その後は，要所要所で，立体的観
察と崩壊物を正確に見極める柱状図の作成も心がけるようにしている．
参考文献
岡孝雄（2018）：厚真町教育委員会編集・発行「厚幌ダム建設事業に伴う埋蔵文化財発掘調査報告書 17」厚真町ショロマ１遺跡(2)，283-304．
岡 孝雄ほか（2018）：名古屋大学年代測定研究，2，18-23．
岡 孝雄ほか（2019）：名古屋大学年代測定研究，3，11-22

O-4
安政江戸地震の下町低地と一部谷地の震度分布，沖積地盤・埋没地形，
伏在断層との関連性について
豊蔵

勇（ジオ・とよくら技術士事務所）

Relationships among Intensity distribution on the Shitamachi lowland of the Ansei Edo
Earthquake, alluvial ground, buried geomorphology and concealed faults
Isamu TOYOKURA (Geo-TOYOKURA Professional Engineer’s Office)
１． まえがき
安政江戸地震は，江戸時代の末期の安政二年十月二日（1855 年 11 月 11 日）に発生したマグ
ニチュード 6.9 の，いわゆる都市直下の地震で、当時の政治経済の中心部を襲ったものである（宇佐美，1996 など）．この地震では，江戸城下の多くの大名屋敷を始め，武家屋敷，社寺，町方の住居の倒壊等の建物被害，大火災，ならびに７千人を超える死者が出たとされている．被害について
は，幕府等の公式記録，個人の日記，かわら版など多くの史料が残されているため，様々な研究が行われている．また，さらに広域の震度分布や揺れの体感に基づき震源の推定も行われている．
本発表では，被害状況から震度分布を推定した研究結果が複数あるが，ここでは東京都総務局（1973；佐山）と中村・松浦（2011，2013）の震度分布を用いて，下町低地と一部の谷地の震度分布と沖積地盤や埋没地形，伏在断層との関連性について検討し，山の手台地内の段丘面上の震度分布から認められた「震災の帯」（豊蔵，2018）との関連についても述べる．
２． 既往の震度分布研究と本研究法について
東京都総務局（1973）による震度分布図は，その震度区分を，様々な震動状況に基づき決定されている気象庁の旧震度階級（Ⅰ～Ⅶ）に改正メルカリ法（MMI）による震度階級（12 区分）を割り振って決めているが，様々な対象を用いているので震度推定個所数が多い特徴がある．他方，中村・松浦（2011，2013）による震度分布図は，気象庁の震度階級（気象庁，1978）に沿うように定義された「地震の震度階（解説表）」を作成して，大名・武家屋敷・寺社の被害に限定して震度を推定
しているため，対象建物の耐震的な強さがかなりの程度そろっていると考えられるので，推定震度の信頼性が高いが，他方，震度推定の個所数が少ないという特徴がある．なお，両方の震度分布
図は推定対象個所に震度をプロットした図となっているので，ここでは下町低地部と山の手台地内の主要な谷地内の震度の広がりを把握するため震度コンター図を作成し，その上で両震度コンタ
ー図と沖積地盤や埋没地形，伏在断層との関連性について検討した．
３．低地部の震度分布について
３．１ 両震度コンター図のそれぞれの特徴
東京都と中村・松浦の震度分布は，隅田川の左岸（東側）の幅 2～3km の広い範囲で，それぞれ MMI≧9～MMI＜11 と震度 5.5～6.5 を示し，右岸（西側）の幅 1～2km の範囲で，それぞれMMI≧7～MMI＜12 と震度 5.0～6.0 を示し，右岸側の北端付近を除き，左岸側に比較し，前者と後者の震度階でそれぞれおもに 2～3 と 0.5～1.0 の差があり，明らかに低いという点で，震度分布

の大局的な傾向は似ている．
他方，両者の最大震度の分布範囲に着目すると明瞭に異なっている．最大震度は，東京都では JR 南千住駅の南側の MMI12 の範囲で，中村・松浦では隅田川左岸の両国や深川付近，並びに右岸側で日比谷公園から水道橋にかけての震度 6.5 の範囲である．
３．２ 低地部の震度分布と沖積層基底深度分布等との関係
ここでは沖積層基底面を土地条件調査報告書「東京地区」より引用し，これと震度コンター図と比較した．隅田川の左右岸での震度分布に，東京都による MMI 震度階で 3 程度，中村・松浦の震度階で 0.5～1 程度の差が認められたが，この隅田川の両岸の沖積層基底面深度は，左岸で深度 20～35m，右岸では主に深度 5ｍ以下で，両者で大きな差が認められた．なお，地形・地質的な観点で見ると，右岸の深度 5m 以下の分布域は埋没波食台である．これまで沖積平野を構成す
る低地部における地震の震度は，その浅層地盤の性状に大きく影響を受けること，特に沖積層の軟弱層の厚さに比例して震度が大きくなることが知られているが，この場合にも適用できる．さて，
中村・松浦では，日比谷公園から水道橋にかけて，すなわち日比谷の入り江からそこに注ぐ旧平川の下流部の沖積層基底面深度 20～10ｍを示す沖積埋没谷上では，震度 6.5 の最大震度の帯状分布が出現している点で大きな特徴があるが，このような震度分布状況は，震源を推定するのに有効な情報なのかどうかは，さらなる詳細な検討が必要と考えられる．
３．３ 低地部の震度分布と伏在第四紀断層との関係
下町低地部では沖積層下の中部更新統の東京礫層などをずらしている推定伏在第四紀断層が東西方向に数百メートルの間隔で，NNE-SSW 方向に複数分布することが明らかとなっている（豊蔵ほか，2007，2008）．しかし，低地部の両震度コンター図の最大震度部と伏在断層の分布位置とに明瞭な関連性は認められない．この点は，台地部の推定市ヶ谷断層から推定飯田橋断層沿いに震災の帯（東京都の MMI で 1～2，中村・松浦の震度階で 0.5～1.5，周囲の震度より高い）が認められたのとは異なっているし，また，同震災の帯と旧平川沿いの高震度帯との関連性について
は，目下のところ不明
である．
図 安政江戸地震に於ける下町低地・谷地部の震度コンター図（左：東京都（1973；佐山）による震度分布図に基づく．右：中村・松浦（2011，2013）による大名・武家屋敷の被害状
況から作成された震度分
布図に基づく）O-5
三浦半島南部，城ヶ島の大正関東地震による海岸隆起と断層
倉持卓司（葉山しおさい博物館）・○蟹江康光 (ジオ神奈川)
Uplifts and faults by the 1923 Kanto Earthquake of
the Jogashima Island, south-central Japan
KURAMOCHI Takashi (Hayama Shiosai Museum) and KANIE Yasumitsu (Geo-Kanagawa)
1923（大正12）年9月1日に発生した，相模湾および関東西部を震源域とする大正関東地震は，東京・横浜などの大都市に未曾有の被害を与えたことが知られている．しかし，都市圏から離れた三浦半島
各地の詳細な被害はほとんど記録されていない．また，この地震により三浦半島は全域で隆起したことが知られているが，その詳細は明らかにされていない．演者らは，大正関東地震に伴う被害の実態を明らかにすることを目的として，罹災者からの聞き取り･伝聞調査や被災地域に残る文献資料をもとに検討した．また，三浦半島相模湾沿岸域の潮間帯に棲息する付着生物であるカンザシゴカイ科多毛類の棲管の付着高度を用いて，大正関東地震による隆起量の推定を行った（倉持ほか，2015）．
三浦半島最南端の三崎町（現 三浦市）では，地盤隆起により城ヶ島と三崎町を隔てる三崎瀬戸が震災後の数日間，徒歩で行き来ができた（武村ほか，2016，68頁），海水面が震災直後に 6.0 ｍ引き下がった（小沢，1975，130頁）とされる逸話が記録されている．この逸話が事実ならば，現在の水深が平均4.0 mである三崎瀬戸は，一時的に6.0 m以上も隆起したことになる.
カンザシゴカイ科多毛類の棲管の付着高度から推定された大正関東地震による隆起量は，三浦半島の南部の城ヶ島で約1.3 m, 北部の逗子で約0.2 mの隆起が記録され，三浦半島の南部から北部へ向かい隆起量が減少する傾向が認められた（倉持ほか，2015）．また，城ヶ島からは，宍倉・越後 (2002)は，
元禄関東地震と大正関東地震の年代を示すカンザシゴカイ科多毛類の棲管化石を報告している．演者
らは，現地での断層の観察と放散虫による微化石年代の分析結果をもとに，地質図を作成するに際し，
NWW-SEE系の三浦半島南部断層群とNEE-SWW系の2系統の断層群を認めた．大正関東地震により形成されたカンザシゴカイ科多毛類の棲管化石を用いて城ヶ島島内の地域ごとの隆起量を比較した結果
から，南東部で1.8 ｍ，南西部では0.9 m，北東部では1.5 m, 北西部では 1.3 mとなり島内の各地域で隆起量の差が見いだされた（倉持，2017）．

考 察
地震隆起

須田（1923）による現地での聞き取り調査では，震災直後の三崎瀬戸は 7.6 m（25尺）と大きく隆起したが，3日後に水深1.4 ｍほどの水深になったとされている．しかし，震災以前の複数の海図から読み取った三崎瀬戸の最深部の平均水深は4.0 ｍ以下と推測され，震災直後にこの瀬戸を徒歩で往来できたとする武村ほか（2016）や小沢（1975）に記述されている6.0 m 以上の隆起は誇張と思われる．田中館（1926）により記録されている，隆起量は3.0 m（10尺）以上，地震25日後には1.2 m（4尺）まで低下したとする地形の時系列的な変化が実態と考えられる．城ヶ島は，南側に分布する三崎層の分布域に比べ，東部側の初声層の分布域の隆起量が有意に大きい結果が得られている．このため海洋

側が傾動的に隆起して三崎層が広く分布するのに対して，陸域側の地塊の隆起量は小さくなっている．
このような隆起現象は，北西23 kmに位置する江の島に於いての概査で認められる．
断層群

NWW-SEE系断層（以下，東西系断層）とNEE-SWW系断層（以下，南北系断層）の断層群が城ヶ島に分布するのは，三浦半島陸域でも共通して認められる．この東西系逆断層群は三浦半島活断層群と呼ばれている．一方，南北系の正断層群は活断層と認定されていないが，複数の東西系逆断層群を切断する関係となっているように見える．これらの断層群が，大正関東地震で活動したとする可能性は，各ブロック地塊にある地盤隆起量が，各ブロックで異なることから，南北系の複数の活断層が存在することを示唆している．

文献倉持卓司・倉持敦子・蟹江康光, 2015. 化石カンザシゴカイ科群集からみた大正関東地震における三浦半島
西岸域の海岸隆起量．横須賀市博物館研究報告（自然科学），(62), 1-5.
倉持卓司，2017．化石カンザシゴカイ科群集からみた1923年大正関東地震における城ヶ島および周辺沿岸域の隆起変化．潮騒だより，(26)，7-12 . 葉山しおさい博物館．葉山町.
小沢久四郎，1975．三崎警察署風土記 三崎警察署50周年記念特集．291pp., 三崎警察署．三浦市,
宍倉正展・越後智雄，2002．1703年元禄地震に伴う三浦半島南部の近く上下変動—離水波食棚・生物遺骸の高度分布から見た検討—．歴史地震，(17)，32-38．
須田晥次，1923 実地踏査より見たる相模灘地震（二）．海と空 Sea and Sky， 3(11), 154-161．神戸海洋気象臺，神戸時習會．
田中館秀三，1926．関東大震災と海岸の昇降運動 (其三)．地学雑誌，38, 324-324．
武村雅之・都築充雄・虎谷健司，2016．神奈川県における関東大震災の慰霊碑・記念碑・遺構（その3東部編）．210pp.，名古屋大学減災連携センター．

1923 年大正関東地震による城ヶ島の隆起量● 地震隆起量(cm)．カンザシゴカイ科多毛類棲管付着による 1923 年当時の汀線高度．背景地質図 蟹江(2017MS)．

県

O-6
GNSS 観測による伊豆半島北東部の剪断変形
道家涼介（神奈川県温泉地学研究所）
Shear deformation of the northeastern part of Izu Peninsula, Japan,
inferred from GNSS observations
Ryosuke Doke (Hot Springs Research Institute of Kanagawa Prefecture)
1. はじめに
フィリピン海プレートの最北端部に位置する伊豆半島およびその周辺部は、伊豆半島が本州に向かって衝突する一方で、その両側に位置する相模トラフと駿河トラフではフィリピン
海プレートが本州下へ沈み込むという、複雑な構造を呈している。特に、神奈川県西部～伊豆半島北東部にかけては、小田原地震（1633 年、1782 年、1853 年）や北伊豆地震（1930 年）などの歴史地震が多発しているのに加え、国府津―松田断層帯や北伊豆断層帯など A 級活断
層も多く分布する。このような複雑な構造および地震多発地帯において、それらを説明する
テクトニクスモデルが多数提案されている（例えば、Ishibashi, 2004；Koyama & Umino
1991；小山、1993）。
Kimura et al. (2011)は、北伊豆断層帯（丹那断層）周辺の古地磁気の磁化方位の回転から、
同断層沿いの変位だけではなく、その周囲の変形も含めた変位量を見積もった。それによれば、丹那断層に沿う断層の累積変位量は約 1km しかないが、その周囲の変形を含めた変位量は 2.3〜2.7km ないしは 6km 程度と見積もられている。ここで、2 つの値が得られているのは、異なる 2 種類のモデルによる見積もりがなされているためである。いずれの見積もりにおいても、北伊豆断層帯周辺が、断層帯のみの変位で見るよりも大きく変形していることが示唆されている。
このような変形の集中帯において、どの様に歪が蓄積し、解放されているかを明らかにすることは、同地帯の地震発生のポテンシャルを計る上では重要である。加えて、歪の蓄積過程を明らかにする上では、高密度の GNSS 観測により得られる現行の地殻変動速度と、地形・地質学的に得られる地殻変動速度の比較が有益である。本発表では、GNSS 観測から明らかとなった、伊豆半島北東部付近における地殻変動について報告を行う。
2. GNNS 観測による伊豆半島北東部の地殻変動
図１には、2016〜2018 年の 3 年間の GNSS 観測で得られた伊豆半島およびその周辺地域の水平変位速度のベクトル（GEONET 函南観測点固定）を示す。また、図 2 は、東西断面に変位速度の北向き成分をプロットした、変位速度プロファイルである。なお、これらの図の作成には、国土地理院による GEONET 観測点に加え、温泉地学研究所が独自に設置している観測点および気象庁の観測点を使用した。
図 1、図 2 における地殻変動の特徴は以下のとおりである。1）北伊豆断層帯およびその北側延長部付近を境に、東側の幅約 15〜20km の地帯では、東に位置する観測点ほど北向き変位速度が大きくなる。２）北伊豆断層帯の西側では、このような顕著な南北成分の変化は認められない。また、同様な地殻変動の傾向は過去の期間においても認められ（図 2）、GNSS
観測における時間スケール（数年〜十数年）において、北伊豆断層帯周辺から東側の地域が、南北方向に左横ずれ剪断変形していることが確認できる。
3. 測地学的変位速度と地形・地質学的変位速度の比較
GNSS 観測による北伊豆断層帯を境とした変形は、非対称であり、同断層帯は剪断変形帯の西側の縁に位置していることが分かる。加えて、断層のジオメトリーの観点からは、北伊豆断層帯の東側にのみ複数条の共役断層群が分布しており、地形・地質学的なタイムスケー

ルにおいても変形が非対称に蓄積していることが伺える。
GNSS 観測によって得られた剪断変形帯の東西における変位速度差は 8〜10mm/yr である（測地学的変位速度）。地形学的に得られている北伊豆断層帯（丹那断層）の平均変位速度は2.0〜2.9mm/yr であり（久野、1962；Kimura et al., 2011）、測地学的変位速度の 2～3 割程度である。また、古地磁気の回転により求められた北伊豆断層帯の周囲を含めた変形速度は、
3.8〜4.5mm/yr ないしは 10mm/yr である（Kimura et al., 2011）。前者の見積もりの場合、測地学的変位速度の半分程度が、地形・地質学的な時間スケールにおいても同地域に蓄積していることとなるが、残りの半分は外的要因（例えばプレート間地震）により解消されることとなる。後者の見積もりの場合、測地学的変位速度の大部分が、地形・地質学的な時間ス
ケールにおいても同地域に蓄積されていることとなる。このことは伊豆半島北東部における地震発生ポテンシャルを考える上で重要であり、今後、地形・地質・測地の各データを充実させ、同地域の歪の収支について検討していく必要があるであろう。

図 1（左）GNSS 観測より得られた伊豆半島周辺の水平変位速度場（2016 年〜2018 年）。
固定点は GEONET 函南観測点。
図 2（下）
北緯 34.9°〜35.4°区間における北向き変位速度の東西断面。
横軸は、GEONET 函南観測点からの東向き方向の距離（正が東、負が西）を示す。凡例に示した 3 年間ごとの変位速度についてプロットしている。

O-7
糸魚川―静岡構造線断層帯・松本盆地東縁断層南部における最新活動時期と横ずれ変位量
近藤久雄°（産業技術総合研究所）・木村治夫（電力中央研究所）・杉戸信彦（法政大）・下
釜耕太・佐伯健太郎・川島裕貴・亀高正男・高岡宏之（株式会社ダイヤコンサルタント）

The timing and slip per event during the most recent event on the Eastern
Matsumoto Basin faults of the ISTL fault zone, central Japan
Hisao Kondo (IEVG, GSJ/AIST), Haruo Kimura (CRIEPI), Nobuhiko Sugito (Hosei
Univ.), Kota Shimogama, Kentaro Saeki, Hirotaka Kawashima, Masao Kametaka,
Hiroyuki Takaoka (DIA consultants Co., Ltd.)
１. はじめに糸魚川―静岡構造線断層帯は日本の内陸活断層の中でも最も活動度が高く，地震発生可能性が高い断層帯の１つである（例えば，地震調査研究推進本部地震調査委員会，2016）．全長約 160km の断層帯は北部，中北部，中南部，南部の４つの活動区間に区分され，中北部区間のうち最北端を構成する長さ約 13km の活断層が松本盆地東縁断層南部である．同断層区間は松本盆地東縁断層北部と共に一連の東傾斜の逆断層とみなされてきたが，詳細な変位地形と第四系の地質分布の再検討から，
松本盆地東縁断層南部は南隣の牛伏寺断層とともに左横ずれが主成分の横ずれ断層と考えられている（近藤ほか，2006；Kondo et al., 2008）．一方，同断層では活動時期や地震時変位量，地表付近の断層傾斜を示す直接的なデータは限られており，牛伏寺断層や周辺の断層区間との連動性や地震発生可能性を評価する基礎資料が不足している．そのため，本研究では松本盆地東縁断層南部の中央付近に位置する安曇野市豊科高家地区において，最新活動時期と横ずれ量を推定するための三次元的なトレンチ掘削調査，極浅部の断層形状を確認するための群列ボーリング調査，S 波反射法地震探査を実施した．
２. 調査地点
調査地の豊科高家地区周辺は松本盆地の東縁付近に位置し，北アルプスから東へ広がる支流性の扇状地と南から北へ流下する梓川本流が形成する河成段丘面の上に位置する．断層の東側には中部〜下部中新統が城山丘陵を構成し，中新統と鮮新−更新統の境界をなす小谷―中山断層は盆地内を伏在すると推定されている（原山ほか，2009）．従来，調査地点周辺では活断層のトレースは位置不明
確とされてきたが，本調査で詳細な地形判読を実施し，河成段丘面上に東側隆起の比高２ｍの逆向き低断層崖を識別した．そこで，この低断層崖を横断して長さ 30ｍ，幅 11ｍ，深さ６ｍのトレン
チ，４孔の群列ボーリング，測線長 100ｍの S 波反射法地震探査を実施した．さらに，チャネル充填
堆積物の分布縁を確認し横ずれ量を推定するため複数のピットを掘削した．
３. 結果
3-1

断層活動時期

トレンチ壁面には，下位から鮮新―更新統の大峰帯とみられる礫岩及び弱溶結火砕流堆積物，複数のユニットからなる扇状地礫層，人工改変土層が露出した．低断層崖の基部には，扇状地礫層と大峰帯を切断し，ほぼ鉛直ないし東傾斜 80°程度の高角な断層が明瞭に認められる．地層の切断・被覆関係をもとに最新活動の１回のみが識別された．断層によって切られる扇状地礫層に狭在する
木炭試料から 1420±30 y.B.P.（暦年代 1σ：613-651 A.D.）が得られた．よって，最新活動時期は
西暦７世紀以降に特定される．この年代は，従来の牛伏寺断層や中北部区間の最新活動が西暦 762年もしくは 841 年に対比されるとする考え（例えば，奥村ほか，1994；奥村ほか，1998；近藤ほか，2013）と調和的である．
3-2

地震時変位量

断層の隆起側にあたるトレンチの南東端付近には，チャンネル充填堆積物であるシルト質砂層が局所的に分布する．一方，断層低下側のトレンチ壁面では対比可能な細粒堆積物は認められず，断層の左横ずれが示唆された．そのため，チャネル充填堆積物を基準として左横ずれ量を推定するため，断層の低下側／トレンチの南側で断層に平行なピットを掘削した．ピット壁面にはトラフ型の断面形状を示す明瞭なチャネル充填堆積物が露出した．さらに，断層の隆起側で小規模なピットを掘削してチャネル分布縁の走向を確認した．
断層の隆起側では人工改変土層によってチャネル充填堆積層が削られており，チャネルの走向が不明瞭なものの，低下側では走向 N70°〜76°E と精度良く復元できる．そこで隆起側ではチャネルが蛇行していた可能性を含めてチャネル分布縁を外挿し，その誤差を考慮して左横ずれ量を7.1±3.6m と推定した．この変位量は大きな誤差を伴うものの，変位地形計測により推定された最新活動の横ずれ量約７ｍ（近藤ほか，2006）と矛盾がない．この地震時変位量と地震断層長とのスケーリング則（松田ほか，1980）に基づけば，松本盆地東縁断層南部を含む 70km 程度以上の断層区間
が最新活動で連動したと判断できる．これは，上述の西暦 762 年もしくは 841 年で北部区間と中北部区間（近藤ほか，2013）が連動したとする考えとも調和的である．

3-3

極浅部の断層形状

断層を横断するトレンチと群列ボーリング，S 波反射法地震探査の結果を総合して，詳細な地形地
質断面を作成し，極浅部の断層形状を明らかにした．その結果，トレンチ壁面に露出した断層は，断層の西側で複数の明瞭な反射面からなる砂礫層と東側で反射面の乏しい大峰帯の境界として認識できる．トレンチでみられる主断層はボーリングコアでも深部延長が確認でき，大峰帯の弱溶結凝灰岩に形成された幅 10cm 程度の断層ガウジを伴う．深さ 40ｍ程度までの主断層の傾斜は東傾斜 75°である．また，ボーリングと反射断面では主断層から西側へ派生する分岐断層が複数認められ，トレンチ内の地層には変位を生じていない．これらの分岐断層はトランスプレッショナルな応力場で東傾斜の横ずれ断層運動に伴い形成された副次的な断層と解釈できる．以上から，調査地周辺における松本盆
地東縁断層南部の傾斜は東傾斜 75°程度と高角であることが明らかとなった．この傾斜は，木村ほか（2019）による P 波反射法地震探査の結果，地下１km 程度までの傾斜が 75°前後であることと調和的である．

４.おわりに
これまでにデータが未充足であった松本盆地東縁断層南部において，活断層の正確な位置，最新
活動時期，横ずれ量を含む地震時変位量，極浅部の断層形状を明らかにした．今後，より多くのイ
ベントの発生時期や横ずれ量の復元をおこなう必要がある．本研究は，文科省委託「活断層帯から生じる連動型地震の発生予測に向けた活断層調査研究」の一部として実施した．

O-8
広域三次元応力場ならびに Wallace-Bott 仮説を用いた
断層すべり角推定手法の検証〇

石辺岳男・松浦律子（（公財）地震予知総合研究振興会）
・寺川寿子（名古屋大学）・
橋間昭徳（東京大学地震研究所）・望月将志（文部科学省）

Validation of the Method Estimating Fault Slip Angles by Using theWallace-Bott Hypothesis and Regional 3D Stress Field〇

Takeo Ishibe, Ritsuko S. Matsu’ura (ADEP), Toshiko Terakawa (Nagoya University),
Akinori Hashima (ERI, the University of Tokyo) and Masashi Mochizuki (MEXT)「日本海における大規模地震に関する調査検討会」ならびに「日本海地震・津波調査プロジェクト」では、Terakawa and Matsu’ura (2010)の広域三次元応力場データを用い、すべり方向が断層面に働くトラクションの剪断成分の方向と一致するとした Wallace-Bott 仮説（Wallace, 1951; Bott,
1959）によりすべり角を算出している。また、これらのすべり角を用いて津波或いは強震動予測が行われている。しかしながら、近年の地震学的データから推定された広域三次元応力場を、長期間安定したテクトニックな応力場のプロキシとして用いることができるかについては検討の余地があり、上記手法の妥当性の検証ならびに精度（誤差）の検討が十分に行われているとは言い難い。そこで本研究では、広域三次元応力場ならびに Wallace-Bott 仮説を用いたすべり角推定手法の有効性の検証ならびにその精度に関する検討を目的とした。
Terakawa and Matsu’ura (2010)では 1997 年 1 月から 2007 年 1 月までの防災科学技術研究所による F-net メカニズム解を用い、Terakawa and Matsu’ura (2008)の手法を用いて三次元応力場を推定した。そこで本研究では、Terakawa and Matsu’ura (2010)が応力場の推定に用いた期間以降（2007 年
2 月以降 2018 年末まで）に発生した地震の F-net メカニズム解を検証の対象とした。具体的には、断層の走向ならびに傾斜角を F-net メカニズム解の値に固定して、Terakawa and Matsu’ura (2010)による広域応力場ならびに Wallace-Bott 仮説を用いてすべり角を算出し、F-net メカニズム解によるすべり角と比較することで、その残差について議論した。また、地震のモーメントマグニチュ
ード、メカニズム解の Variance Reduction、広域三次元応力場を推定する際に用いたメカニズム解の個数や近接するメカニズム解までの距離等との関係について調査した。

その結果、東北日本内陸において 2011 年東北地方太平洋沖地震後に活発化した群発的地震活動などで Wallace-Bott 仮説から推定されるすべり角と実際に発生した地震のすべり角の間に乖離がみられる地震もあったが、これら一部の地震を除き、推定されたすべり角と F-net メカニズム解におけるすべり角は概ね整合的であった。この結果は、広域三次元応力場から Wallace-Bott 仮説を用いることで、特定の評価対象断層におけるすべり角を推定する手法の有効性・妥当性を示唆するものである。なお、すべり角に乖離が見られる領域で発生した群発的活動には流体の寄与を想起させる震源の時間的移動が見られるものもあり、Terakawa et al. (2013)によって間隙流体の寄与によって広域応力場からは unfavorable な方向（断層面）に断層すべりが生じたことが示されている。
本発表では、Wallace-Bott 仮説から推定されたすべり角と、観測された地震のすべり角とのミス
フィット角の時間的・空間的特徴やマグニチュード依存性、ならびに広域応力場の推定に用いられた地震活動分布との関係についても論じる予定である。

参考文献
Bott, M. H. P. (1959): The mechanics of oblique slip faulting. Geological Magazine, 96(2), 109-117.
Terakawa, T. and Matsu’ura, M. (2008): CMT data inversion using a Bayesian information criterion toestimateseismogenic

stressfields,Geophys.

J.

Int.,

172,

674–685,

doi:10.1111/j.1365-246X.2007.03656.x.
Terakawa, T. and Matsu’ura, M. (2010): The 3-D tectonic stress fields in and around Japan inverted from
centroid moment tensor data of seismic events, Tectonics, 29, TC6008, doi:10.1029/2009TC002626.
Terakawa, T., Hashimoto, C., and Matsu'ura, M. (2013): Changes in seismic activity following the 2011
Tohoku-oki earthquake: effects of pore fluid pressure. Earth and Planetary Science Letters, 365, 17-24.
Wallace, R. E. (1951): Geometry of shearing stress and relation to faulting. The Journal of Geology, 59(2),118-130.

謝辞：本研究は文部科学省からの委託事業である「地震調査研究推進本部の評価等支援事業」の一部として実施しました。記して関係者に感謝を申し上げます。

O-92016 年熊本地震による東海大学阿蘇キャンパス１号館周辺の地盤変状○

青柳恭平・東貞成（電中研）・本間信一・向山 栄（国際航業）・杉山太宏（東海大学）

Surface ruptures in the Aso Campus, Tokai Univ. caused by the 2016 Kumamoto Earthquake○Y. Aoyagi，S. Higashi (CRIEPI), S. Honma, S. Mukoyama (KKG), M. Sugiyama (Tokai Univ.)

１．はじめに2016 年熊本地震の地表地震断層は，阿蘇カルデラ内では複数の系列に分岐して出現した（図１左）1)。
東海大学阿蘇キャンパス（以下，阿蘇 C）は，最北部の地表地震断層 A-A’（図１）の直上に位置しており，
この地震により大きな被害を受けた。本発表では，LiDAR-DEM 差分解析による阿蘇 C 周辺の地殻変動，および損傷の大きかった１号館周辺の断層・亀裂分布の現地調査結果について報告する。
２．LiDAR-DEM 差分解析による地殻変動
地震の前（2009 年）と後（2016 年 4～5 月）に取得された 1m メッシュの LiDAR-DEM２）を用いて，数値地
形画像マッチング解析（3D-GIV；特許第 4545219 号，国際航業株式会社）により，10m 毎の基準点の変動量を求めた（図１）。大局的には，阿蘇 C 敷地北縁より北側で北～北東方向（青紫色）に 1m 程度，南側で西向き（赤色）に数 10cm の変動が卓越している。そのため，両者の境界には右横ずれかつ南北引張の相対変位が予想される。この変動境界の位置は，地表地震断層（A-A’）1)とよく対応する。ただし，南側の西向き変動域は１号館（図１の”1”）付近を頂点として西側に張り出す楔状に分布しており，その南西側の境界は１号館から陸上グラウンドを経て，南側の地表地震断層の東端付近（B’や C’）に達する。全体としてみれば，青紫と赤の境界は A’-A-B’-B に沿って逆 Z 字型に並んでおり，益城町の下陳や福原などでも見られた左雁行する地表地震断層のステップ部に特有の変動を生じたと解釈できる。
３．阿蘇校舎 1 号館周辺の断層・亀裂分布
阿蘇 C の地表地震断層は，A-A’に沿う幅 120m の範囲に分散して生じた 3)。それらの断層変位と構造物被害の関係解明に資するため，地震直後（2016 年 4 月 17～19 日）に東海大学が UAV で撮影した写真から，断層・亀裂群の位置を地図上にトレースした（図 2）。また，現地で個々の断層・亀裂を挟んだ相対変位（水平，上下）を標尺類とハンドレベルで簡易的に計測した。主な特徴は以下の通りである。
・A～C ウイング東側： 学生会室の北側には，ほぼ東西に約 50m にわたって連続する地表地震断層が認められる 3)。「杉」型の雁行配列を呈し，断層の直近（およそ 1m 以内）では雁行に伴う局所的な隆起と沈降（上下落差数 10cm オーダー）を繰り返している。断層に直交する小法面の食い違いから，約 20cmの右横ずれ変位が計測された。この地表地震断層は学生会室のある芝生庭内でほぼ消滅しており，１号館東側のアスファルト歩道や縁石には直接延長していない。
・A ウイング東側のアスファルト歩道： 東西方向に近い亀裂が多数生じている。個々の亀裂は概ね数 cmずつ開口し，そのうちのいくつかには縁石等のずれから右横ずれが確認された。全体として，この区間
は，南北に開きながら，右横ずれのセンスでシアーされていると解釈される。
・A～B ウイングの南西側： 正面玄関前のアスファルト道路は，東西方向を主体とする亀裂群によって亀甲状に壊れている。アスファルトの継ぎ目も含めて，開口亀裂が卓越し，横ずれ成分はほとんど認められない。玄関から西へ下る道路とその南側の芝生斜面上部にも，開口亀裂が多数分布し，後者は「ミ」型の雁行配列を呈する。これらの亀裂群は，断層運動と地すべりとの複合作用による可能性がある。
・B～C ウイングの北側： 東北東―西南西方向の比較的大規模な開口亀裂が複数認められ，全体としては北西側が低下するセンスになっている。その発生形態や DEM 差分解析結果との対応から，その主な原因は北側の斜面が谷側へ移動する地すべりであると考えられる。
４．まとめ
LiDAR-DEM 差分解析と断層・亀裂の分布性状・変位量観察から，１号館周辺には非対称で複雑な地盤変動が見出された。今後，建物の損傷との整合性等を勘案した更なる検討が必要である。
謝辞：本調査は日本建築学会「2016 年熊本地震基礎構造被害検討小委員会」（土方勝一郎委員長）の活動の一環として行った。
LiDAR-DEM の再解析についてご了承戴いた日本応用地質学会，および調査に全面的にご協力戴いた学校法人東海大学に感謝いたします。
参考文献：
1) 鈴木康弘・石村大輔・熊木洋太・熊原康博・千田 昇・中田 高・中埜貴元（2017）：1:25,000 活断層図「阿蘇」，国土地理院.
2) 向山 栄・佐藤匠・高見智之・西村智博（2016）：2 時期の航空レーザ計測地形データ解析による平成 28 年（2016 年）熊本地震前後の
阿蘇カルデラ地域における地表変位，日本応用地質学会 熊本・大分地震災害調査団 調査報告速報版 その 2, 7p.
3) 杉山太宏，渡辺佳勝，藤井衛（2017）：平成 28 年（2016 年）熊本地震による東海大学阿蘇キャンパスの被害，その 1 地盤被害，日本
建築学会大会学術講演梗概集，構造 I，pp.427-428.

図１

DEM 差分解析による水平変動と地表地震断層 1) 。

背景の色が変動の向きを示す。画像マッチングは，10m 毎の基準点を中心とする 128m 四方の傾斜量画像で行った。

図２ 東海大学阿蘇校舎１号館周辺および１号館１階床面の亀裂詳細図
１号館１階床面の亀裂分布は，東海大学の修了生吉富隆弘氏の調査成果による。

O-10
活断層の定義渡辺満久（東洋大）
Definition of active fault
Mitsuhisa WATANABE (Toyo Univ.)
Ⅰ はじめに「活断層とは何か？」については、すでに多くの研究者が言及し、定義の違いによって発生する問題なども提示されてきた（下記文献など）。しかし現在でも、定義の混乱状態は解消されたとは言い難く、かなり大きな問題を引き起こしかねないと考えている。以下では、いくつかの事例を紹介して、活断層の定義に関する私見を提示したい。
Ⅱ 起震断層と副次的断層
原子力施設の安全性を議論する場において、「ちょっと動いただけのようだから活断層ではないと判断した」という意見が紹介されたり、「活断層は地震を引き起こすものであるから、ごく表層部にしか見られないものは活断層ではない」という主張がなされたりしたことがある。原子力規制委員会における議論では、「後期更新世以降に活動した可能性が否定できないもの」という活断層の定義が明示され、起震断層であるかどうかは問われていなかった。ところが、研究者によっては個人の定義を持ち出して、議論が空回りしたこともある。
日本においては、「活きている」断層とは、長い固着期間の後に急激に滑る現象が将来に発生する可能性があるということを意味している。
「活きているかどうか」は、近い過去において活動しているかどうかを基準として判断される。近い過去とは、現在と同じ応力場が成立している期間であり、数 10 万年前以降の時代であると考える。すなわち、活断層とは、現在（近い過去～
将来）の応力場において、活動する可能性が高い断層である。そのため、活断層の認定においては、断層の活動時期が詳しく検証されてきた。しかし、地下深部まで連続するかどうかは、ほとんど問われてはいない。活断層研究会（1980、1991）では、起震断層となる規模の大きな逆断層上盤側で副次的にちょっと動いて形成された、小規模な副次的活断層も多数図示されている。
Ⅲ 活断層と震源断層
M6 程度の地震が発生し地表面に変位が現れなかった時や、既存の活断層と関係ないように見える場所で地震が起こった時、「今回の地震は活断層が起こしたものではない」とか「未知の活断層が地震を起こした」といった、報道（マスコミに限らない）が聞こえてくる。これは、何を伝えているのであろうか。また、このような報道などに対し、「活断層は地表で認められるものであり未知の活断層はありえない。地下深部の震源断層と混同すべきではない」といった説明をする活断層研究者も見受けられる。これは、何を説明しているのであろうか。「断層が地震を起こしたのに、「活」断層ではないのか」という問いかけに、発表者はうまく答えられない。
専門家同士であれば、地震研究者が定義する「地下深部の震源断層」と「地表付近の活断層」
を区別して議論することは、不可能ではないかもしれない。しかし、地震を起こしたのに「活」
断層ではないのか、という素朴な疑問に答えることは難しい。M7 クラス以上の地震を引き起こす断層は、地下深部から地表付近まで連続するわけであるが、これを深さによって区別する意味

はよく理解できない。もしそのように分類するのであれば、「1995 年兵庫県南部地震は野島断層が引き起こした」と表現すべきではない。野島断層の地下延長部にある震源断層（別の断層名でもよい）が引き起こしたと言うべきである。現在の応力場で活動しうる断層を活断層と定義する
ならば、地震学が定義する地下深部の震源断層も活断層ということになる。活断層研究においては、「震源断層⊆活断層」とすべきである。
Ⅳ 活断層と地形
上記Ⅲの例にあるような、地表で認められるものだけが活断層である、という見解にも賛成できない。様々な理由によって地形表現が不明瞭となることもある。地形ではよくわからなくても、露頭で後期更新世の地層が切断されていることを確認できる場合もある。さらに、現在の応力場で活動する活断層は、地殻の深部にもあってよい。それらの活動時期は特定できないであろうが、近い過去に活動していることを否定することはできない。現在の科学では、こういった活断層を認定しそれらの分布を示すことは困難である。このような定義では矛盾が生ずるという見解もあるが、活きているが分布を示せない断層≠活断層とする判断に合理性があるだろうか？
「将来も活動する可能性」を判断する時に、近い過去における活動の「繰り返し」を重視する見解もある。しかし、2 回動いていれば将来も動く可能性があるが、1 回であればその可能性はないと言えるであろうか？ 上記Ⅱで紹介したような副次的な活断層の中には、1 回の活動履歴しか確認できないことも少なくない。重要なことは、「近い過去の活動履歴がある」ということである。変位の累積性が認められる場合の方が活断層である可能性が高いと言えるかもしれない
が、複数回の活動履歴が活断層と認定する上での必要条件であるとは考えにくい。
Ⅴ まとめ
断層は、活きている（不明を含む）か死んでいるかである。活断層は、現在の応力場において活動しうる断層と定義すべきである。起震断層かどうか、地殻内のどこにあるかは、活断層を認定する基準とはならない。大規模な活断層は地殻深部から地表まで連続しており、M7 クラスの地震を引き起こし、地表面に起伏（変動地形）を形成する。大規模な活断層は、予め認識して図示することは可能である。大規模な活断層が活動すれば、地表に現れない副次的な活断層が形成されることがある。M6 クラスより小さな地震を引き起こす活断層は、地表面にその痕跡を残さないことが多い。これらの小規模な活断層の分布を検知（認定）することはできない。そのような活断層は、どこにでも存在する。すなわち、未知の活断層は多数存在することになる。
活断層研究会（1980、1991）では、「断層をその活動の時間に注目して分類し、現在につながるものを活断層と名づけていると考えてよい」と記されている。どこにある「断層」であるのかについては判然としない部分もあるが、地殻内での位置や、起震断層であるかどうかといったことは、活断層の基準とはされてない。変位の累積性は必要とされているものの、実は、この定義は本発表で提案しているものと似ている。
文献
池田ほか、1996、『活断層とは何か』東大出版会。 活断層研究会、1980、『日本の活断層 分布図と資料』
東京大学出版会。活断層研究会、1991、『新編 日本の活断層 分布図と資料』東京大学出版会。中田、2008、
活断層研究、28、23-29。鈴木、2001、『原発と活断層』岩波書店。鈴木、2013、活断層研究、41、11-18。
多田、1927、地理学評論、3、980-983。塚原、1995、地球科学、49-439-440。渡辺、2013、日本の科学者、48、408-413。渡辺、2014、科学、84、0978-0985。山崎、2013、日本原子力会誌、55(6)、12-15。

O-11
地震の誘発現象からみた活断層の破壊パターン
遠田晋次（東北大学災害科学国際研究所）
Rupture pattern and recurrence model of an active fault reviewed from stress triggeringstudies
Shinji Toda (IRIDeS, Tohoku University)

⼤地震において，断層変位は断層上の⼀点から突然始まる．この場所が震源，すなわち破壊
開始点である．この破壊開始点の予測は，活断層の破壊パターンを想定するうえで重要な要素となる．また，アスペリティとともに活断層から発⽣する強震動評価にも影響する（例えば，⼊倉・三宅，2001）．1980 年代以降，断層分布形態と断層破壊パターンとの関連性が議論され（例えば，King and Nabelek, 1985），ステップ（不連続）や屈曲が破壊開始点となり，ステップや分岐が破壊終点となりやすいなどの指摘がある（中⽥ほか，1998）．しかし，熊本
地震で観測されたように，実際は複雑で，必ずしも単純な断層幾何で説明できない．
⼀⽅で，1990 年代以降の地震の応⼒トリガリング（stress triggering）研究によって，破壊開始点が近傍の地震活動からの影響を強く受けることもわかってきた． 0.1 -1bar (10100kPa)程度の応⼒変化でも多数の震源核形成が促され，地震活動が活発化することが観測と理論（Dieterich，1994)によって明らかになった．その活発化した地震群が，次の⼤地震の破壊開始点になりやすい．誘発地震群が活断層上やその近傍にあれば，なおさらその傾向が強い．⼤地震を⼩破壊から雪崩式に⼤破壊へと成⻑していくカスケード過程とみると，評価対
象断層⾯への応⼒変化の最⼤値，もしくはごく近傍の誘発地震活動が⾼まった部分が鍵となり，近い将来の破壊開始点になる可能性をひめている（図 1）．
実際に，2016 年の熊本地震を含め，最近発⽣した連鎖的な⼤地震（例えば，1992 年ジョシュアツリー地震−ランダース地震と 1999 年ヘクターマイン地震，1997 年３⽉と５⽉の⿅児
島県北⻄部地震，1999 年トルコイズミット地震とデュズジェ地震，2002 年アラスカニナー
ナ地震とデナリ地震など）では，誘発された後者の地震は，前者によって地震活動が⾼まった地域を破壊開始点としている．
この考え⽅を展開すると，近傍での⼤地震の有無に関わらず，活断層上の相対的に地震活動の⾼い部分が将来の破壊開始点になりやすいともいえる．そこから，固着状態が良く普段
微⼩地震が少ない地域，いわゆる空⽩域へ破壊が進展していくと予想される（図 1）． 2016

年熊本地震でも，布⽥川断層から⽇奈久断層に断層⾛向が変化する屈曲部で⼀連の活動が発⽣し，最初の Mj6.4 地震の余震域内から 28 時間後に布⽥川断層の破壊（Mj7.3）が始まった．
また，2019 年のカリフォルニア州のリッジクレスト地震も最初の Mw6.4 地震の余震域内に
34 時間後に発⽣した Mw7.1 の震央が位置している（図 2）．つまり，活断層の形状だけではなく，地震活動にも注⽬することで活断層上の破壊開始点を予測できる可能性がある．

図１ 応力伝播による地震の誘発作用と活断層の破壊パターンの模式図

図 2 2019 年米国カリフォルニア州リッジクレスト地震の地震活動．a）M6.4 地震の震央と M7.1 地震までの余震分布，b）M7.1 地震の震央とその後の余震活動．M6.4 の余震分布域から M7.1 地震の破壊が始まったことが分かる．USGS の震源データを用いて作図．

⽂献：⼊倉・三宅，地学雑誌，110, 849-875，2001；中⽥ほか, 地学雑誌，107, 512-528, 1998; Dieterich,
JGR, 99, 2601-2618, 1994; King & Nabelek, Science, 228, 984-987, 1985．

O-12
新名神高速道路(京都府城陽地区)における反射法地震探査岡田篤正(京都大学名誉教授)・樫山公洋(西日本高速道路㈱)・○松川耕治(NEXCO 西日本コンサルタンツ㈱)・末廣匡基(㈱阪神コンサルタンツ)
Seismic reflection survey for Shin-Meishin Expwy
in Joyo area, Kyoto Prefecture
Atsumasa Okada, Kimihiro Kashiyama, Koji Matsukawa and Masaki Suehiro
1.はじめに広域的ネットワークの基軸となる新名神高速道
路は，緊急輸送路としての機能を有しており，災害時も道路サービスを間断なく提供し続けられるよ
う十分な防災・減災対策を講じることとしている。
こうした中，想定される内陸地震の影響を道路構造物の設計に反映させるため，計画路線周辺の活断層の分布や性状を予め把握する必要がある。
京都盆地―奈良盆地断層帯は，山科盆地から奈良盆地の東縁にかけてほぼ南北に延びる活断層帯であり，この活断層帯が新名神高速道路と交差する城陽地区（図１）については，断層位置が不明瞭とされているため，東西約５㎞区間の３測線で反射法地震探査を実施した。
2.反射法地震探査結果
測線とその位置を図２，深度断面図を図３(a)～図１ 探査位置図(c)に示す。各断面図に示すように，基盤岩上面の反射面が明瞭に追跡され，東から西にかけて緩やかに深くなり，京都盆地―奈良盆地断層帯を特徴づける東側隆起の逆断層は認められない。ただし，Ａ測線の CMP40～70 付近の基盤岩上面に西上がり約 80m の段差が見られ，それをおおう
堆積物（大阪層群相当層）に撓曲構造が認められ，相対的に西側隆起の断層が推定される。
図４は構造物基礎の把握のために実施した調査ボーリング結果より作成した断面図である。完新統は，撓曲した大阪層群を不整合に覆い明確な変形は認められないものの，完新統基底に約２ｍの標高差がみられるが，その成因の詳細は明確でない。次に，大阪層群の年代を推定する。この地域には砂礫を主体とする大阪層群が分布し，三田村(1993)によれば，この砂礫層に広域火山
灰の猪牟田ピンク火山灰(約 1Ma)と恵比須峠福田火山灰(約 1.7Ma)(町田ほか，2011)が確認されており，各測線の上部に分布する反射面がほとんど見られない堆積物がそれに相当すると考える。
以上の調査結果より，新名神高速道路付近では，今まで想定されていなかった平野部(城陽市寺田大畔)で西側隆起の断層が推定されたものの，京都盆地―奈良盆地断層帯の特徴とされる東側隆起の逆断層は確認できないことが判明した。

図２
測線詳細
位置図

基盤岩上面図３(b)深度断面図【城陽Ｂ測線】

図３(a)

図４

図３(c) 深度断面図【城陽Ｃ測線】

深度断面図【城陽Ａ測線】

想定地質断面図（断面位置は図２，図３(a)に示す）

参考文献
岸本清行(2000)：海陸を合わせた日本周辺のメッシュ地形データの作成．地質調査所研究資料集，no.353．
国土地理院(1996)：1:25,000 都市圏活断層図「京都東南部」．
町田洋・新井房夫(2011):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.
三田村宗樹(1993)：奈良盆地．市原実編「大阪層群」，創元社，p.87-100．
中田高ほか編(2002)：活断層詳細デジタルマップ．東京大学出版会，60p.．
Wessel. et al. (2013)：Generic Mapping Tools: Improved Version Released, EOS Trans. AGU, 95, 409-410.

O-13
γ線で視る活断層の実体
吉村辰朗（第一復建株式会社）
Substance of active fault look by gamma-ray
Tatsuro YOSHIMURA （Daiichi Fukken Co. Ltd. )１．はじめに
近年，震度 6 の揺れが観測される地震が多発している．内陸地震の場合，活断層が原因とされ「活断層の分布」
が重要視される．活断層が震源付近に記載されていない場合は，「未知の活断層」「伏在断層」「未成熟な断層」
等と報告され，活断層評価が困難となっている．本稿では，2016 年 4 月熊本地震（Mj=7.3），2016 年 10 月鳥取県中部地震（Mj=6.6），2000 年 10 月鳥取県西部地震（Mj=7.3）付近の震源断層を対象に放射能探査（γ線探査）を実施し，その測定結果に基づいて視た「活断層の実体」を報告する．鳥取県西部地震の震源断層と考えられる断層の断裂幅は 77m（断層長 28.4km）と大規模なものであったが，広域地質図には記載されていない．
２．岩石の磁性を考慮した放射能探査法（γ線探査）と測線設定断裂帯において帯磁率異常が生じている．帯磁率をγ線遮蔽効果の指標としてγ線減弱実験を行なった結果，帯磁率が高いほどγ線吸収量が多くなる現象が認められる．帯磁率は，磁性鉱物の大きさ，磁性鉱物量の増減，磁性鉱物の風化・変質によって変化する．断裂帯におけるγ線は，物質の磁性特性によって変化し，非破砕部のγ線強度より高γ線や低γ線が検出される（吉村・大野，2012）．測定法は，全計数法である．測線設定に関しては，地震断層が不明瞭な地域では地形図から断層分布箇所に特徴的な地形（断層鞍部，断層線谷，断層崖，
水系の屈曲等）を抽出し余震分布図を重ね合わせてリニアメント図を作成し，同様の地質状況（岩種，風化状況）の場所でリニアメントに鈍角に交わるように設定した．
３．震源断層のγ線探査結果（断裂幅）【2016 年 4 月熊本地震】地震時に地表地震断層が認められた益城町役場から東北東約 5km に位置する杉堂で測定を行った．測定対象層は阿蘇-4 火砕流堆積物（90ka）で測点間隔を 2m で実施した結果，断裂幅 2.7m（走向N60°E）を検出した．阿蘇外輪山北西部の的石牧場において「お付き合い断層」（宇根ほか，2017）が発見され，2017 年 11 月にトレンチ調査が実施された．測定はトレンチ横において測点間隔 0.5m で実施した（図-1）．測定
対象層は黒ボク（3.5ka）で，断裂幅 2.7m（走向 N48°W）を検出した．
【2016 年 10 月鳥取県中部地震】測定地は倉吉駅から南方 8km〜10km の三朝町牧および笏賀の尾根である．測定
対象層は古第三紀花崗岩で測点間隔を 3m で実施した結果，断裂幅 30.3m〜31.3m（走向 N19°W）を検出した．
【2000 年 10 月鳥取県西部地震】測定地は緑水湖周囲道および西伯グリーンラインの切土のり面である．測定対
象層は白亜紀後期の花崗岩で測点間隔を 5m で実施した結果，断裂幅 76.8m〜77.0m（走向 N33°W）を検出した．
図-2 に断裂幅(77m)から算出した断層長（28.4km）の分布を記入した．

４．活断層の実体
断裂幅［FW(m)］と断層変位を受けた最新の地層年代［T(万年)］の間には，「FW=a・T a:平均断裂幅拡張速度(m/万年)」の関係が認められる（吉村，2006).図-3 に熊本地震時の地震断層をプロットすると，杉堂地区はａ=0.3 で布田川断層はＢ級活断層と評価される．的石牧場Ⅰ断層は，A 級活断層より活動度が高いと判断されるがそのような活断層は当地では報告されていない．断裂幅[FW(m)]と断層長[L(km)]には「L＝0.36FW＋0.62」の関係が認められる（吉村，2010）．鳥取県西部地震・中部地震に関して，松田式より算出した断層長を縦軸に，今回検出した断裂幅を横軸にプロットしたのが図-4 である．両地震とも「L＝0.36FW＋0.62」上にプロットされる．
鳥取県での測定地付近の花崗岩は風化が著しくマサとなっているため地表踏査によって断裂帯を目視で識別するのは困難であり，活断層調査で主に用いられる物理探査（反射法地震探査，地中レーダー探査）でも断層の傾斜が 90°に近い横ずれ断層では適用が難しく，山中での測定条件も悪い．しかし，断層長（断層規模）より地震規模が決定されるため，「活断層評価」を適切に行うためには「断層の規模（断層長，断裂幅）」を把握する必要があり，断裂幅を詳細に抽出できる放射能探査（γ線探査）の有効利用が望まれる．

図-1 的石牧場Ⅰ断層トレンチでの断裂分布（FW=2.7m）

図-3 活断層階級別の断裂幅の累積性
ａ : 平均断裂幅拡張速度（m/万年）

図-2 伏島ほか(2003)に断裂幅から算出される断層長を記入図-4 断裂幅と記載された断層長の関係図

O-14８K×AI 防災科学の可能性
８K 空撮映像から AI 画像解析で小さな“人”を検出する
山口 勝(NHK 放送文化研究所)

8K Combined with AI: Towards Innovative Disaster Sciences.
Finding “tiny human images” from 8K images by AI
YAMAGUCHI, Masaru (NHK Japan Broadcasting Corporation
Broadcasting Culture Research Institute)

Is artificial intelligence (AI) capable of detecting human figures from an 8K ultra-high-definition (UHD)
image with a resolution of 33 million pixels? With a resolution 16 times that of HD (2K), 8K broadcasts
started in December 2018 in Japan. Meanwhile, efforts to employ 8K for disaster risk reduction activities
or disaster sciences are also underway, such as detecting earthquake faults and other disaster factors aswell as finding people seeking rescue, by regarding 8K as a “visual sensor for saving people’s lives”. In
particular, aerial filming from a helicopter can extensively survey disaster-affected areas. If affectedsites and persons can be instantly detected from an enormous amount of 8K image data, it may lead tofurther sophistication of disaster mitigation. To achieve this, we assumed that incorporating 8K with
AI’s image recognition technology would be effective and tested the hypothesis in cooperation withNHK Science & Technology Research Laboratories. We report the results of the test and discusses thepotential of 8K for disaster risk reduction by reviewing the ongoing efforts of combining 8K, AI, and
5G in other fields such as medical care, security, and infrastructure maintenance.
References
Yamaguchi,M., Possibility of Utilizing 8K Super Hi-Vision for Disaster Risk Reduction,” The NHK Monthly
Report on Broadcast Research, No.788, 2017, pp. 88-93.
Yamaguchi,M., “Utilizing 8K Super Hi-Vision for Disaster Mitigation and Geosciences: reporting from the2016 Kumamoto earthquake” JpGU-AGU joint meeting 2017, Abstract. H-CG37.
Yamaguchi,M., “Utilizing 8K Super Hi-Vision for active fault researches, on the discovery of earthquake
faults and surface ruptures in 2016 Kumamoto earthquake in Japan,” Active Fault Research, No.48, 2018,

pp. 1-11.

Photo.1 The first shot that AI found faces from 8K image with 33 million pixels.
*本発表については、山口勝（２０１９） ８K×AI 新たな防災報道に向けて NHK「放送研究と調査」９月号（印刷中） NHK 出版 に掲載される予定です。