4-2 海域活構造の地形地質調査

4-2 海域活構造の地形地質調査
岡村行信 （産業技術総合研究所）

た 1)。一方、地質構造からは西傾斜の断層が発達することが報告されていました 2) 。震源域を含む粟島周辺海域では、産業技術総合研究所によって深度 1 km 程度までを対象としたシングルチャンネル反射断面が得られていましたが、粟島周辺海域の詳細な活断層に関する情報は得られていませんでした。
新潟地震時に粟島は 0.8〜1.5m 隆起し、西側に傾動し、粟島に発達する中段丘面（高さ 50-70m）も西側に傾いていることが知られています 3) 。段丘面の形成年
代を約 12 万年とすると、隆起速度は 0.4〜0.6m／千年となります。また、後期更新世の段丘面が新潟地震時と同様の地殻変動が繰り返すことよって形成されたと仮定することによって、地震の発生間隔が、1500 年程度と推定されていました 4)。

1. 研究の目的
本課題の当初の目的は、「ひずみ集中帯の海域において、浅層音波探査やマルチビーム音響測深機による精密海底地形調査等を実施する。その情報を基に詳細な海底微地形図を作成し、断層と地形との関係から断層の平面的な分布を明らかにする。」です。特に、沿岸海域に分布する活断層の活動性を明らかにすることに重点を置いて調査・研究を行いました。
実際には、粟島周辺及び酒田沖で海域音波探査と堆積物採取を実施しました。また、他のプロジェクトなどで得られている海域の活断層情報も収集し、新潟県から山形県の沿岸海域における活断層の分布と変位速度を明らかにしました。さらに東北地方日本海側の大陸斜面全体の活断層分布も明らかにしました（図 1）。

図1

東北地方日本海側斜面の活断層と変位速度を推定した沿岸海域の活断層位置（青楕円）。
図 2 粟島周辺の地質構造と調査測線。

2. 沿岸海域活断層
2.1 粟島周辺(1) 既往研究
1964 年新潟地震（M=7.5）は、粟島周辺海域を震源として発生しました。その震源断層については、西傾斜とするモデルと東傾斜とするモデルが公表されていまし814-2 海域活構造の地形地質調査

地形調査の結果は、1964 年新潟地震によって海底に断層が出現したのは長さ約 10 km にすぎないことを示しています。このことは、地震が発生しても震源域の一部でしか海底に変位が出現しないことを示しています。
従って、実際の地震発生間隔は 6000～4500 年より、かなり短いと考えられます。海底活断層調査から地震発生間隔を直接求めることはできませんでしたが、従来の推定間隔と矛盾しない間隔が、海域でも推定されました。
2.2 酒田沖海域(1) 既往研究
粟島を中心とする活断層帯は規模を縮小しつつ北方へ連続しますが、山形県酒田沖で規模が大きくなり、酒田沖隆起帯と呼ばれています（図 4）5,6)。しかしながら、その活動度に関する情報はほとんど知られていません。

図 3 粟島東方の海底活断層の高分解能反射断面。矢印は断層位置。上の 2 断面には海底に断層変位は認められないが、下の 2 断面には海底にも断層変位が認められる。

(2) 調査結果
1964 年新潟地震に関連する活断層の位置形状や変位速度を明らかにするため、ブーマーを音源とする高分解能音波探査を測線長 240 km にわたって実施しました。得られた反射断面の解析によって、粟島を中心とする北北東-南南西方向に伸びる背斜構造（隆起帯）が発達し、その東側に断続的な西上がりの活断層が発達することが明らかになりました（図 2、3）。一部のブーマーマルチ反射断面は海底に断層変位が現れていますが、その位置は、海上保安庁海洋情報部が実施したシービームによる地形データ上で海底面に認められる長さ約 10ｋｍの断層地形と一致します。
活断層の変位速度を明らかにするため、粟島南方沖陸棚でピストンコアを用いて 3 本の長さ 4.5～6 m の堆積物試料を採取し、試料中に含まれる貝殻片の年代測定を実施しました。その結果、高分解能反射断面上に認められる顕著な不整合面は約 18,000 年前の最終氷期極大期に形成されたことが明らかになりました。活断層はその不整合面に約 10 m の変位を与えていることから、垂直変位速度は千年で 0.3～0.6 m と推定しました。
一部の反射断面では海底面に最大で 2 m の変位が観察され、1964 年新潟地震に伴う変位をほぼそのまま示していると考えられます。一方、同じ断面で最終氷期浸食面上の累積変位量は約 8 m であることから、この場所では 4 回の海底面にずれが生じる活動があり、その間隔は 6000～4500 年と推定されます。ただし、海底図 4 酒田沖隆起帯付近の海底地質図 5,6)と調査測線及び堆積物採取地点。

(2) 調査結果
酒田沖隆起帯に伴う活断層の実態を明らかにするため、ブーマーを音源とする高分解能音波探査を実施しました。隆起帯は主に新第三系と推定される地層の褶曲帯から構成されますが、その東縁に沿って西側隆起の撓曲帯が認められ（図 5）7)、既存の海底地質図が概ね正しいことが確認されました。変位速度を求めるために、4 本のピストンコア試料を採取しました。年代測定を行った結果、約 1.8 万年前の浸食面が最大で約 7 m の垂直変位量を持つことが明らかになり、変位速度は 0.482

4-2 海域活構造の地形地質調査m/千年と推定しました。活動履歴は直接解明することはできませんでしたが、断層長さを 30～40 km とすると、発生する地震のマグニチュードが 7.5 弱、変位量は 3ｍ前後と推定されることから、最近約 1.8 万年間で 2～4回程度活動した可能性があります。

らに北へ約 26km 連続し、約 1〜2 万年前に形成された浸食面に約 30m の垂直変位を与えています（図 7）9)。
この断層の垂直変位速度は 2-3m/千年に達し、新潟沿岸海域で知られている活断層としては最大です。

図 5 酒田沖の海底活断層に伴う撓曲帯。撓曲帯は矢印の図７ 角田山東縁断層北方沖の海底活断層に伴う変形。撓

範囲。

曲帯は矢印の範囲。

2.3 中越沖
中越沖地震は新潟県柏崎市沖の大陸棚下で発生しました。地震前には震源域には活断層や活褶曲は知られていませんでした。地震後に行われたブーマーを音源とする高分解能マルチチャンネル音波探査によって、震源域は後期更新世以降に全体として隆起し、震源域の北西側に沿って活背斜が発達することが明らかになっています 8)。南部の大陸棚には 2 列の顕著な背斜構造が発達しますが、そのうち海側の背斜構造は最終氷期の浸食面に高度差約 8 m 変形を与えています（図 6）。浸食面の形成年代を 18,000 年前とすると平均垂直変位速度は約 0.4 m/千年となります。
この浸食面の変形は逆断層上盤背斜の後翼に形成されたもので、断層変位量と直接比較することはできないかもしれません。さらに、地質構造が複雑で、活断層の位置や形状が数十万年間の間に変化してきていると考えられることから、長期的な断層の変位速度を推定することも困難です。

2.5 秋田沖
秋田沖には男鹿半島の南方沖に南南西方向に伸びる長さ約 20 km の断層があり、岩淵（1998）10）は、変位速度を 0.9～1.4 m/千年と推定しました。また、最終氷期以降に 4～5 回の断層変位が生じ、最終活動時期は約 1600～2300 年前と見積もっています。
3. 大陸斜面全体の活断層
上記の沿岸域だけでなく、海岸から 100 km 以上沖合まで範囲について、産業技術総合研究所が 3～5 km間隔の測線に沿って反射断面を取得しています。この調査で得られたデータを基に、斜面全域の第四紀断層分布図も公表されています 11, 12, 13）。図 1 はそれらの公表されている活断層分布を海上保安庁海洋情報部のシービーム調査に基づいた地形図に重ね、一部修正した活断層図です。地形図上で直線的な崖であっても必ずしも断層でないことがあります。それらの多くは日本海が形成された際に活動した正断層で、反射断面を見ると最近の地層に変形が認められないことから、活断層ではないと判別できます。この図に示した断層は、最近約 200～300 万年間に活動した断層です。深海域では、沿岸域のように高分解能の音波探査が実施できないことから、断層の活動時期をさらに精度良く推定することは困難です。このように限界はありますが、日本海東縁海域の分布する活断層の全体像はほぼ明らかになっており、地震動や津波規模を評価するための重要な情報として活用できます。

図 6 柏崎沖の最終氷期浸食面の変形。

4. 結論及び今後の課題
以上のように、中越沖、新潟沖、粟島周辺、酒田沖、秋田沖の沿岸海域には完新世も活動している活断層が分布していることが確認され、それらの変位速度が推定されました。変位速度が最も大きいのは新潟沖の角田山東縁断層の海域延長部で、変位速度は 3 m/千年に達する可能性があります。新潟平野の環境変化か

2.4 新潟沖(1) 音波探査
新潟平野の西側に連なる角田山・弥彦山は活断層の活動によって成長してきたことが知られています。その断層は長岡平野西縁断層帯とよばれ、その北部には角田山断層が発達します。この断層は海岸線からさ83

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辺海底地質図及び同説明書、 海洋地質図、 no.
47, 地質調査所, 34pp, 1996.
6) 岡村行信・森尻理恵・佐藤幹夫: 秋田西方海底地質図及び同説明書, 海洋地質図, no. 48, 地質調査所, 36pp, 1996.
7) 堀川晴央・岡村行信・村上文敏: 酒田沖隆起帯における浅層音波探査, 活断層・古地震研究報告、
no.11, 83-96, 2011.
8) 岡村行信: 2007 年中越沖地震震源域及び佐渡海盆の活構造，活断層研究，no.33, pp.15-25, 2011.
9) 井上卓彦・木村治夫・岡村行信: 新潟沿岸域 20 万分の 1 海底地質図及び説明書、海陸シームレス地
質情報集「新潟沿岸域」、数値地質図、S-2、産業技術総合研究所, 2011.
10) 岩淵 洋: 男鹿半島の南方に見いだされた活断層, 海洋調査技術, no. 10, 1-15, 1998.
11) 岡村行信・加藤幸弘：第４章 海域の変動地形と活断層．大竹ほか編，日本海東縁の活断層とテクト
ニクス，47-69，東京大学出版会, 2002．
12) 徳山英一，本座栄一，木村政昭，倉本真一，芦寿一郎，岡村行信，荒戸裕之，伊藤康人，徐 垣，日野亮太，野原 壯，阿部寛信，坂井眞一，向山
建二郎：日本周辺海域中新世最末期以降の構造
発 達 史 (CD-ROM 版 )、海 洋 調 査 技 術 、no. 25、27-57, 2001.
13) 岡村行信（2010）日本海東縁の地質構造と震源断層との関係、地質学雑誌、116, 582-591.
14) 宮地良典・卜部厚志・田辺 晋・安井 賢・中西利典・稲崎富士・楮原京子・小松原 琢・水野清秀・
井上卓彦・天野敦子・岡村行信: 越後平野西縁部，角田・弥彦断層～四ッ郷屋沖背斜による変形構造とその活動度 評価, 海陸シームレス地質情報集「新潟沿岸域」、数値地質図、S-2、産業技術総合研究所, 2011.

ら角田山東縁断層帯の活動間隔は約 1000 年程度と推定されていますが 14)、この断層の活動が原因と考えられる歴史地震は知られていないことに注意する必要があります。それに次いで変位速度が大きいのは秋田沖で、変位速度は 1 m/千年前後です。この断層も最近
約 2000 年間は活動していない可能性があります。粟島付近の活断層は 0.5 〜0.7m/千年の変位速度を持ちます。酒田沖の活断層の変位速度は 0.4 m/千年と推定されましたが、最終氷期の浸食面は明瞭ではなく、さらに詳しい調査が望まれます。また、2007 年中越沖地震の震源域では、震源断層につながると考えられる背斜構造の隆起速度が 0.4 m/千年と推定しましたが、断層の変位速度を直接推定したものではないことから、単純に比較することは困難です。
沿岸域の活断層以外にも、さらに沖合に多くの活断層が分布します。それらの詳細な変位速度を明らかにすることは現状では困難です。しかしながら、活断層の位置や規模についてはほぼ全容が明らかになっていることから、地震や津波の規模を推定することは可能であると考えられます。

参考文献
1) 草野富二雄・浜田信生：1964 年新潟地震の余震分
布再調査結果について，地震第 2 輯, 44, 305-313,
1991.
2) 岡村行信，佐藤幹夫，宮崎純一: 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２，46，413-423，1994.
3) Nakamura, K., Kasahara K., Matsuda, T.： Tilting
and uplift of an Island, Awashima, near the epicentreof the Niigata Earthquake in 1964, Journal of theGeodetic Society of Japan,10, 172-179, 1964.
4) 太田陽子・柏木修一・桜井一賀・池田 潤：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, 1988.
5) 岡村行信・森尻理恵・土谷信之・佐藤幹夫：粟島周84