O-1
名古屋市街地を縦断する活断層の変動地形学的検討
杉戸信彦（名古屋大学大学院環境学研究科）・後藤秀昭（広島大学大学院文学研究科）○

Tectonic geomorphological investigation of active faults in central Nagoya
Nobuhiko Sugito (Nagoya Univ.) and Hideaki Goto (Hiroshima Univ.)○が流路を南へ屈曲させられたと考えると地形発達を説明しやすい．背斜状変形の東翼は西側隆起の逆断層によって限られている可能性が高い（Pn4）．大曽根面に
おいても東への傾斜が認められ（Pn5），背斜状変形は大曽根面にも連続すると考えられる．
5 ｍメッシュ DEM から作成したステレオ画像を判読したところ，熱田面西半部の北に広がる西傾斜の沖積面において，東側上がりの高度不連続を見出すことができた（Pn1，3）．また，この高度不連続の約 1500m 東側においては，同じ沖積面が東に傾斜する異常が発見された（Pn1，3）．これらは沖積面上の旧流路中にも認められる（Pn2，8〜10）．熱田面西半部・大曽根面にみられる変形と調和的である．南方の沖積面においても同様の変形がやはり認められる（Pn6，7）．
以上のことから，名古屋城北方〜熱田神宮南方にかけて，熱田面西半部付近を隆起させる東側隆起・西側
隆起の活断層が並走していると考えられる．これらを
堀川断層・尼ケ坂断層と呼ぶ．沖積面が変位を受けて
2．活断層の変動地形学的証拠いるため，いずれも完新世にも活動した活断層と判断
名古屋市街地付近に分布する熱田面は，南北帯状にのびる大曽根面によって東西に分断されている（図 1）． される．さらに北方・南方に連続する可能性もある．
熱田面の西半部は南北走向の長軸をもつ高まり地形を
3．地質学的資料の再検討
なし，西縁は直線状の崖地形に限られる．中田・今泉
堀川断層・尼ケ坂断層の存在は地質学的な資料とも
編（2002）はこの崖地形の基部付近に推定活断層を認
矛盾しない．地質断面図（社団法人土質工学会中部支定している．
部編，1988）からは明確な断層構造を読み取ることは
この崖地形の分布形状は，西側に緩くふくらむひと
困難であるが，地質平面図（同）をみると，熱田層上つの弧を描いたような特異な形態であり，河食崖や海部基底面や同下部基底面の等深線図から，これらの活食崖とは考えにくい．また崖地形の断面形態は，一般
断層に沿って深度の変化が読み取れる．
にみられる浸食崖よりも幅が広く緩やかであり，西方
また海津・岡田（1990）が示した名古屋駅付近のへの撓曲変形に起因する可能性が考えられる
（Pn4，
5）
．
東西地質断面図では，御嶽山からの軽石層を含む熱田
さらに，熱田面西半部は板付きのカマボコ状の高まり
層が連続的に追跡されており，堀川断層付近で大きく地形を呈しており（Pn4，5），背斜状変形に起因する深度が異なることが示されているほか，断層の低下側可能性がある．したがってこの崖地形の基部付近に東にある熱田層の上位を沖積層が不整合に覆っている様
側隆起の逆断層が推定される（Pn4〜6）．
一方，熱田面西半部の東縁は，大曽根面形成時に古子を読み取ることができる．
矢田川による浸食を受けたと考えられている（松沢・さらに社団法人土質工学会中部支部編（1988）の嘉藤，1954；社団法人土質工学会中部支部編，1988；
沖積層の基底深度を示す等深線図では，堀川断層の低新収名古屋市史編集委員会編，1997）．古矢田川は，下側で断層の走向に直交する東西方向の埋没谷が記さ
西へ傾斜する熱田面上を南流して下刻したことになる． れている．埋没谷は熱田面の開析谷であり，熱田面西
最大傾斜方向に直交した流路であり異常である．熱田
縁が浸食崖でないことが強く示唆される．
面西半部が背斜状変形を受けたことによって古矢田川
反射法地震探査や重力探査などの地球物理学的資料
1．はじめに
近年，航空レーザ測量（LiDAR）等をもとにした数
値標高モデル（DEM）の整備がすすみ，変動地形学的な研究においても活発に利用されている（例えば，後藤・杉戸，投稿中）．本発表では名古屋市街地の活断層分布について，空中写真ならびに LiDAR による 5 m
メッシュ DEM を用いた検討の結果を報告するとともに，既存の地質学的資料について再検討を行う．
名古屋市街地には南北走向を示す推定活断層が2 条認定されている（図 1）（中田・今泉編，2002）．鈴木ほか（1996a，b）は，これら 2 条のうち東側のトレースの南部，名鉄本笠寺駅付近に南北走向の傾動を図示している（図 1 の南方延長部）．しかし活断層研究会編（1991）など他の資料においては，これらの推定
活断層に該当するものは指摘されておらず，中田・今泉編（2002）
以降も詳しい検討は行われていなかった．

24

図 1 名古屋市街地の地形と活断層．背景図および地形断面は国土地理院 5 m メッシュ DEM を用いて作成．

されている活断層との連続を含め，付近一帯の活断層分布をあらためて検討する必要がある．

（例えば，名古屋市，1997；愛知県，2003）についても再検討を行ったが，これらの活断層が存在すると考えても大きな問題は見当たらなかった．

【文献】
愛知県，2003，平成14 年度濃尾平野の地下構造調査に関する調査成果報告書；後藤・杉戸，数値標高モデルのステレオ画像を用いた活断層地形判読，E-journal GEO，投稿中；活断層研究会編，1991，新編
日本の活断層−分布図と資料−；松沢・嘉藤，1954，名古屋付近の地質・同地質図；名古屋市，1997，平成 8 年度天白河口断層に関する調査成果報告書；中田・今泉編，2002，活断層詳細デジタルマッ
プ；鈴木ほか，1996a，1:25,000 都市圏活断層図「名古屋北部」；鈴木ほか，1996b，1:25,000 都市圏活断層図「名古屋南部」；社団法人
土質工学会中部支部編，1988，最新名古屋地盤図；新修名古屋市史
編集委員会編，1997，新修名古屋市史第 8 巻自然編；海津・岡田，
1990，日本地理学会予稿集，37．

4．おわりに本研究で指摘した活断層は主に変動地形学的な検討に基づくものであり，分布や地下構造，活動履歴などについて今後，多面的な調査・検討が必須である．名古屋市，そして中京圏の地震防災上，急務であろう．
また名古屋市街地の周辺をみると，北方の春日井市
町屋町付近や犬山市街地付近，一宮市街地とその北方などにも活断層に起因する可能性のある地形が認められる．堀川断層や尼ケ坂断層，また北方や南方に認定

25

O-2
桑名断層近傍の上部完新統に認められる津波の可能性を示唆する
イベント砂層°丹羽雄一(東京大学・学振 PD)・須貝俊彦・松崎浩之(東京大学)
Event sand layers suggesting the possibility of strong stream bytsunami detected from upper Holoene sequence nearby the Kuwana fault
Yuichi Niwa (Univ. of Tokyo, JSPS Research Fellow), Toshihiko Sugai,
Hiroyuki Matsuzaki (Univ. of Tokyo)
はじめに
養老・桑名断層(図 1)は，上下盤を挟んだ堆積基準面の変位の累積から，2 回の歴史地震時(AD1586 年天正地震・AD745 年天平地震)に活動した可能性が高いこと(須貝ほか，1998a；須貝，
2011)および，内湾堆積物堆積中の堆積速度変化の詳細な解析に基づき，有史以前に 4 回ないし 5回断層活動が起こった可能性が推定されている(Naruhashi et al., 2008)．これらのオンフォール
ト古地震学的知見に加え，同断層下盤(沈降)側に位置する濃尾平野西部では、過去 6000 年間に 4回ないし 5 回の地震沈降が検出され，それらが養老・桑名断層の活動に起因する可能性が指摘されている(Niwa et al., 2012)．本研究では，桑名市汰上地区で掘削された群列ボーリング試料(須貝ほか，1998a；図 2)をオフフォールト古地震学の観点から再検討した．
試料と方法
各コアに対し，岩相記載，粒度分析，電気伝導度(EC)測定，14C 年代測定を行った．EC 測定は
横山・佐藤(1987)に従って EC メータ(ES-51; HORIBA)を用いた。14C 年代測定は既報のデータ(須貝ほか，1998ab；Naruhashi et al., 2008)に加え，東京大学タンデム加速器研究施設で新たに 39
試料測定した．
結果
コア堆積物は，大局的には下位からプロデルタ堆積物(PD)，デルタフロント堆積物(DF)，氾濫原堆積物(DP)から構成される(図 3；須貝ほか，1998a)．しかし，詳しく見ると，DF 下部の砂質シルト層中に，明瞭な侵食面を持ち，貝殻片やシルトの偽礫を含む中粒～粗粒砂層が認められる(図 3，図 4 の S1，S2)．上盤側で EC 測定を行った 3 本のコア(HYR – 1，2，5)では，S1 を挟んで EC が 2.6 mS/cm から 1.4 mS/cm へ(HYR – 1)，2.5 mS/cm から 1.3 mS/cm へ(HYR – 2)，1.4
mS/cm から 1.2 mS/cm へ，それぞれ減少する(例えば HYR – 2 コア；図 4)．S1 の直下および直上各 50 cm の区間で測定した EC も S1 を挟んで減少傾向が認められる(例えば HYR – 2 コア；図5)．また 14C 年代測定値から，S1 は 2300～2800 年前，S2 は約 1700 年前に堆積したことが推定される(丹羽ほか，2012) ．
考察
明瞭な侵食面を持ち，貝殻片やシルトの偽礫を含む，という S1，S2 の堆積相の特徴から，調査地域では，砂質シルトが堆積する静穏な環境下に強い流れが突入するイベントが 2 回起こったことが示唆される．こうした強い流れとしては，洪水，高潮，津波が挙げられる．貝殻片を含むことから，陸から海方向のみの流れで堆積した可能性は低いため，強い流れの原因として，洪水の可能性は考えにくい．一方，上盤側では，S1 を挟んだ EC の減少が認められることから，S1層で示される強い流れの襲来を境に，塩分が低下した可能性が推定される．
ところで，須貝ほか(1998a)は，断層を挟んで認められる DP 堆積頂面および DF 堆積頂面の変位の累積と 14C 年代測定値から，DP 堆積後および DP 堆積中に断層活動を推定し，それらをAD1586 年天正地震・AD745 年天平地震に対比している(図 3)．また，PD 堆積頂面(堆積年代約3000 年前)においても変位の累積が認められ，約 3000 年前以降，天平地震以前にも断層活動が推定される(丹羽ほか，2012)．
S1，S2 のいずれかを桑名断層の活動と対比しても矛盾はないこと，上盤側では S1 を挟んで塩分低下を示唆する EC の減少が認められることから，S1 堆積時に桑名断層の活動に伴う隆起によって上盤側の水深が浅くなり，その結果，塩分の低下が引き起こされたのかもしれない．このことを踏まえると，S1 は桑名断層の活動に伴う津波堆積物の可能性が考えられる．この場合，既報の養老断層系の活動と対比されない S2 は高潮堆積物，あるいは南海トラフを震源とする地震による津波堆積物と解釈され得る．発表では，S1，S2 の広域的な分布，下盤側での沈降を示唆する痕跡の有無についても言及する予定である．

26

文献：Naruhashi et al. (2008) BSSA, 98, 1447-1457. Niwa et al. (2012) BSSA, 102, 1120 – 1134. 丹羽ほか(2012) 日本第四紀学会講演要旨集，42，178．須貝ほか(1998a) 地調速報，EQ/98/1，75-90．須貝ほか(1998b) 日本地震学会講演要旨集，121．

N

35

E1

riv
er

ra

N
40

°

°

Ibi r
iver

E1

45

°

横山・佐藤 (1987) 地質学雑誌，93，667 – 679．

ga

40

Na

°

Study Area

Kuwana fault →10

er

Kiso riv

Yoro

3
E1

↓ fault

8 9

5

3

N
35

°

5°

2

N
30

°

1

Legend6

N➔

Drilling sites(Higashi
Yuriage area)

Kuwanafault →

Active faults
05Fig. 2← Yokkaichi

図1
3

Altitude, m asl.

1656
1567

6

Drilling cores not analyzed in this study, but used in cross-section in Fig. 3

コア掘削地点(須貝ほか，1998ab)

調査地域図
HYR - 6A

HYR - 1

HYR - 2 HYR - 3 HYR - 4 HYR - 5
*768
*1600
*1912
1788 *1246
*1308
1755
1436 *1393

0

*3372

1545
2367

2279

2743

3243

3016

S2
S1
Time line at 3ka

-5
0

2629

100 m

50

3234
3883
3805
4998
6106
41751
8097

-10

14

2743
8097
*796

: C ages (marine)
14: C ages (terrestrial)
14: C ages (Sugai et al., 1998a, b)

HYR - 8 HYR - 9 HYR - 10 HYR - 11
3908
1495
1647

2858
*4906

HYR - 7

*799
*2241

*283
*1203
*1900
*637
*686
*2019

1409
1619
1928
1682
*3273
1689 1717

2997

HYR - 12

Delta/flood plain *2578

*2589
*841
*849

Deltafront
2633

HYR - 130AD1586← Tensho EQ
*2652
*2773
*3120

1383

AD745

← Tempyo EQ-5One
faulting event

2239

3861

Inner bay, prodelta

図 3 HYR 群列ボーリング掘削地域の地質断面図

2797
2847

-10

(( 須貝ほか，1998a,b) を一部加筆 )
14

DP

0

EC (mS/cm)
median(φ)
4
9
-1 0

DF3

1697 - 1872
-23

S2
DF2
S1
DF1
PD

2942 - 3509

5frequency

core
depth (m)-15

Altitude, m asl.

ボーリングの位置および投影軸 (A - B) は図 2 に示す．C 年代測定値の較正年代は中央値で示す．

-15

Above S1

2
1
0

Legendclay
siltvery fine sandfine sandmedium sandcoarse sandvery coarse sandrip-up clast
cross lamina
plant
shell
burrowoyster bed
DP: Delta plain DF: Delta front
PD: Prodelta
S : Event sand layer
14○: C sample (marine)
14●:14 C sample (terrestrial)
3907 - 4294 : C ages in this study (cal BP)
14*1512 - 1766 : C ages by Sugai et al. (1998a, b)2

frequency

Below S1

1

0.8 0.8-1
1.0 .0-1
1.2 .2-1
1.4 .4
1.6 1.6-1
1.8 .8-2
2.0 .0-2
2.2 .2-2
2.4 .4
-2
.6

0

0.6

-20

3B

*1927

2739
3731
4234
4600

7

Drilling cores analyzed in this study

図2

fault

13

1

Ise bay

10km

12

11

4

図 4 HYR - 2 コアの柱状図，中央粒径，EC

EC (mS/cm)

図 5 HYR - 2 コアの S1 直下 50 cm の区間

ボーリングの位置および投影軸 (A - B) は図 2 に示す． および直上 50 cm の区間の EC の頻度分布
14
C 年代測定値の較正年代は 2σの範囲を示す．

27

O-3
断層上盤の褶曲構造の３次元バランス法解析によって推定した上町断層
帯の地下深部形状°木村治夫：産業技術総合研究所 活断層・地震研究センター（現所属：電力中央研究所 地球工学研究所 地圏科学領域）
堀川晴央：産業技術総合研究所 活断層・地震研究センター
末廣匡基：阪神コンサルタンツ

Deep subsurface structure of the Uemachi fault zone in central
Japan, revealed by 3-dimensional balancing analysis of folded
structure of hanging wall
Haruo Kimura, Geological Survey of Japan, AIST
(present: Central Research Institute of Electric Power Industry)
Haruo Horikawa, Geological Survey of Japan, AIST
Masaaki Suehiro, Hanshin Consultants Co., Ltd
一般に，大規模な逆断層成分を持つ活断層は堆積盆地と山地・丘陵の境界部に位置していることが多いが，上町断層帯は大阪堆積盆地のほぼ中央部を南北に縦断している．上町断層
帯の上盤は下盤側に対して相対的には隆起しており，上町台地のような隆起を示す地形も見られる．しかし，同じく上盤側にあたる河内平野などでは，上町断層帯の活動による隆起よりも大阪堆積盆地の造盆地運動の影響の方が大きいと考えられ，堆積の場となっている．そのため，断層上盤側の地層の多くが地表に露出しておらず，上盤の断層関連褶曲構造（例えば，Suppe, 1985）の把握が難しい．しかし，上町断層帯は，人口密集域で社会的にも重要な
大阪平野のほぼ中心に位置し，地震防災的にも非常に重要である．そのため，ボーリング掘
削や物理探査などによって数多くの地盤構造データが整備され，それらに基づいて堀川ほか（2002, 2003）や大阪府（2005）によって堆積層及び基盤上面の 3 次元構造モデルが作成されている．そこで本研究では上町断層帯のさらなる性状解明を目指し，これらの 3 次元地盤
構造モデルで示されている上町断層帯上盤の褶曲構造について 3 次元バランス法解析を行う
ことによって，地下深部の地震発生層における同断層帯の形状を推定した．
上町断層帯はほぼ南北走向で東傾斜 65～70°（深度 1 km 以浅）の逆断層で，大阪府豊中市から岸和田市にわたって約 42 km の長さで分布し，主に仏念寺山断層・上町断層・桜川撓
曲・住之江撓曲・長居断層・坂本断層・久米田池断層などによって構成される（地震調査研
究推進本部, 2004）．3 次元バランス法解析によって上町断層帯の地下深部の形状を推定する際のデータとして，大阪平野及び大阪湾東部の大阪層群の 3 次元構造モデルを用いた．本研
究では，堀川ほか（2002, 2003），大阪府（2005）の 3 次元地盤構造モデルに，最近行われた地下構造探査の成果や地表での地形地質情報を加え，海成粘土層 Ma3 下面および Ma-1 下
面の 3 次元モデルを作成した．これらの層準の構造は，断層上盤側の断層関連褶曲変形によ28

って形成されたと考え，3 次元バランス法による変形解析を行った．地層変形解析システム
として，Midland Valley Exploration 社製の Move2011 中の 3DMove モジュールを用いた．
また，参考のため，福田火山灰層の構造も同様に解析した．3 次元バランス法解析では，断層上盤側の Ma3，Ma-1，福田火山灰層の分布範囲から，仏念寺山断層北端付近から坂本断層
南端付近までを解析範囲とした．さらに南方の久米田池断層南端までの地下深部形状については，上述した範囲での 3 次元バランス法解析の結果と岩田ほか（2011）によって久米田池
断層を横切る測線で行われた反射法地震探査の結果を参考にして大局的に推定した．
3 次元バランス法解析から得られた上町断層帯の地下形状は，全体的には東傾斜を示し，その東端（下端）は生駒山地や金剛山地の西縁よりはやや西方に位置する．また，深度約 1 km
以浅では東傾斜 60～70° 程度であるが，深部では傾斜は 60° 以下になり，より深部へ行くほどより低角化する．しかし，比較的浅層部で傾斜が平坦になるようなことはなく，50～60°の傾斜で深部へと連続する．断層面の下端は地震発生層下限付近である深度約 13～15 km となる．また，岩田ほか（2011）による反射法地震探査断面で見られた久米田池断層の傾斜を
断層直交方向での傾斜に計算すると，深度 2 km までの範囲では 55°前後になった．久米田
池断層より北方でのバランス法解析の結果を参考にすると，深部ではやや低角化する傾向があるので，久米田池断層の全体的な平均傾斜は 50°程度になると考えられる．以上をまとめると，仏念寺山断層北端付近から久米田池断層南端付近までの範囲における上町断層帯の地下形状は，断層面の水平投影幅は 10 km 弱～十数 km，断層面上端（地表付近）と断層面下端との深度差 13～15 km，断層面上端付近（深度 1 km 以浅）の傾斜 60～70°，断層傾斜は深部になるほどより低角化，全体的な平均傾斜 50～60° となる．
謝辞：本研究は，文部科学省科学技術基礎調査等委託事業「上町断層帯における重点的な調査観測」によって行った．
引用文献
堀川晴央・他 8 名 (2002) 大阪平野の 3 次元地盤構造モデルの作成, 活断層・古地震研究報告, 2, 291-324.
堀川晴央・他 12 名 (2003) 断層による不連続構造を考慮した大阪堆積盆地の 3 次元地盤構造モデル, 活断層・古地震研究報告, 3, 225-259.
岩田知孝・他 5 名 (2011) 断層帯の三次元形状・断層帯周辺の地殻構造の解明のための調査観測, 上町断層帯における重点的な調査観測 平成 22 年度成果報告書, 文部科学省・京都大学防災研究所, 19-77.
地震調査研究推進本部・地震調査委員会 (2004) 上町断層帯の評価, 19pp,
http://www.jishin.go.jp/main/chousa/katsudansou_pdf/80_uemachi.pdf.
大阪府 (2005) 平成 16 年度 大阪平野の地下構造調査に関する調査成果報告書,
http://www.jishin.go.jp/main/p_chousakansoku02kozo.htm.
Suppe, J. (1985) Principles of structural geology, Prentice-Hall, New Jersey, 537pp.

29

O-4
近畿地方北東部における第四紀後期の地殻変動	
 石村大輔（千葉大学）	
 Crustal	 movement	 during	 the	
 late	 Quaternary	
 in	
 the	
 northeastern	 part	 of	
 the	
 Kinki	 district,	
 Southwest	
 Japan	 Daisuke	
 Ishimura	 	  近畿地方北東部を特色づける地形は，近江盆地から伊勢湾にかけての山地・盆地の繰り返しや若狭湾周辺の沈水地形である．これらの地域の中でも近江盆地から伊勢湾・濃尾平
野にかけては，断層活動を含め鉛直方向の変形が卓越する地域と考えられ，鮮新世から現在に至るまで継続する堆積場（琵琶湖と濃尾平野）が形成されている．現在の琵琶湖の最深部の標高は 0m 以下であり，濃尾平野では間氷期毎の海成層が累重していることから，
これらの堆積場では絶対的な沈降が起きている．このような圧縮場における逆断層の下盤側での顕著な沈降現象（~1 mm/yr）は，断層活動による変形のみでは説明が難しい．しかし，本地域の地殻変動量やその分布に関する定量的なデータは十分に得られていないため，その要因に関して議論することは困難であった．そこで本研究では，近畿地方北東部の隆起側に発達する段丘地形と沈降側で豊富に得られている地下地質情報に着目し，これらに基づいて 10 万年スケールの地殻変動量を明らかにした．そして，断層起源の変形を
Coulomb 3.3（Toda et al., 2005）を用いて計算し，その計算結果と本研究で明らかとなった地殻変動を比較することで，10 万年スケールの変形に断層起源以外の変形がどの程度寄与しているか検討した．
	
  本研究で指標とする段丘地形は，伊勢湾西岸地域と近江盆地の東西に広がる湖西・湖東地域に発達し，気候段丘に基づく地殻変動量の推定法（吉山・柳田，1995）を適用することで 10 万年スケールの地殻変動量を明らかにすることができる．一方，地下地質情報は，
濃尾平野と琵琶湖の湖域と沿岸部で豊富に得られており，それらの情報に基づき 10 万年ス
ケールの沈降量を推定することが可能である．隆起量に関しては，被覆層中のテフラ分析（Ishimura and Kakiuchi, 2011）に基づき各地域で段丘形成過程を推定し，気候段丘の比高を隆起量として読み取った．沈降量に関して，濃尾平野では低下側に埋没した MIS（Marine Isotope Stage）2，6 に相当する礫層を埋没段丘構成層と判断し，その上面深度の差を MIS 2 と MIS 6 の間の沈降量とみなした．近江盆地では，侵食基準面である琵琶湖の湖水準を一定と仮定し，湖岸部における 10 万年スケールの堆積速度を沈降速度，湖域の10 万年スケールの堆積速度を沈降速度の下限とみなした．

30

	  読み取った隆起・沈降量の分布から，濃尾平野と近江盆地の形成に寄与する西傾動運動や断層周辺の背斜・向斜状の変形を読み取ることができた．特に濃尾平野西部から伊勢湾西岸地域にかけての養老―桑名―四日市断層帯周辺の変形パターンは，濃尾平野地下の基盤形状や周辺の地形と調和的であり，これら活断層の活動開始以来変形が継続し，地形発
達に断層活動が大きく影響してきたことを示している．また，本地域と東北地方（田力・池田，2005）の東西方向の隆起・沈降速度の分布を比較すると，本地域の変形量の方が大きく，沈降が顕著である．
	
  本研究で明らかとなった地殻変動と断層起源の変形のモデル計算結果を比較し，断層の地下形状や断層起源以外の変形について検討した．その結果，既存研究で推定されている
断層形状よりも高角な断層（50-60 度）と本研究地域全域を一様に沈降させる変形を仮定した場合，本研究で明らかとなった地殻変動をもっともよく説明することができた．このような研究地域全域を沈降させる変形は，近江盆地や濃尾平野を絶対的に沈降させる主な要因であると考えられる．また，他の逆断層に画された地域に比べ沈降側の盆地が広く発達することと活断層の上下変位速度に対して隆起側の山地の標高が低いという本地域の地形的特徴も説明することができる．さらに若狭湾沿岸部の逆断層である三方断層帯を挟んだ
ボーリングデータ（水野ほか，1999）から，この変形は本地域から若狭湾にまでおよんでいると推定される．したがって，本地域全域を一様に沈降させる変形は広域（100 km 四方）に及ぶと推定され，島弧規模の変形に起因する可能性がある．

図 1：各断層を挟んだ隆起・沈降速度分布
引用文献：Ishimura, D., Kakiuchi, Y.（2011）Quaternary International．246．190-202．水野清秀・小松原	
  琢・山崎晴雄（1999）地質調査所速報．no.EQ/99/3，187-195．田力正好・池田安隆（2005）第四紀研究．44，229-245．Toda, S., Stein, R. S., Richards-Dinger, K., Bozkurt, S.（2005）
JGR．110．B05S16．吉山	
  昭・柳田	  誠（1995）地学雑誌．104．809-826．

31

O-5
南海トラフ沿いの巨大地震にともなう内陸活断層への静的応力変化
゜遠田晋次（東北大学災害科学国際研究所）・林
リスクコンサルティング）

孝幸（東京海上日動

Static stress changes on active faults caused by megathrust earthquakes
along the Nankai troughShinji Toda (IRIDeS, Tohoku University), and Takayuki Hayashi (Tokyo
Marine & Nichido Risk Consulting Co. Ltd.)	  2011年東北地方太平洋沖地震後，内陸地域では地震活動が活発化した（例えば，Toda et al.,GRL, 2011）．特に１ヵ月後の４月11日には，いわき市に分布する井戸沢断層・湯ノ岳断層が活動し，福島県浜通りの地震（M7.0）が発生した．同様に，1896年明治三陸沖地震の２ヵ月半後には，千屋・川舟断層によって秋田県南部で陸羽地震（M7.2）が起こっている．南海トラフでも1944年東南海地震の約１ヵ月後に深溝断層による三河地震（M6.8）が発生している．海溝型地震による内陸活断層の誘発運動は国外でも顕著な例が報告され，海溝型地震による静的応力変化によって説明されている．このように，１つの巨大海溝型地震によって活断層の発生確率が大きく変化することが考えられる．さらに，2011年３月12日に発生した長野県北部（M6.7）や秋田沖地震（M6.4）のように，海溝型地震の直後に誘発される場
合も有り，海溝型地震との組み合わせとして，事前に地震危険度を想定する必要がある．
本研究のねらいは，将来の南海トラフ巨大地震に誘発される内陸地震の発生傾向を予め検討することである．そのために，1498年の明応東海地震以降の南海トラフ・駿河トラフ沿いの震源断層パラメータモデルに基づいて，静的クーロン応力（static Coulomb failure stress,
CFF，King et al., BSSA, 1994）を計算し，内陸活断層への応力変化の傾向を把握することにした．用いたモデルは「日本の地震断層パラメータハンドブック」（佐藤良輔編著，1989）と そ の 後 出 版 さ れ た 震 源 断 層 モ デ ル （ 主 と し て SRCMOD デ ー タ ベ ー ス に よ る ， Mai,
2007, http://www.seismo.ethz.ch/static/srcmod/）の全23震源断層モデルである．計算に当たっては，Okada (BSSA, 1992)の半無限弾性体において，ポアソン比0.25，剛性率32GPaの設定で静的クーロン応力変化を求める．影響を評価する活断層（レシーバ断層）は，「新編・日本の活断層」（活断層研究会，1991）や地震調査研究推進本部（2005）の断層パラメータを参考に設定した（図１）．
計算の結果，次のような傾向が得られた．東海地震タイプでは，中部地方ほぼ全域の右横ずれ・左横ずれ断層がともに正のCFFとなる．この場合，琵琶湖以西の近畿地方の活断層は顕著な負のCFFとなる．東南海地震タイプでは，中部地方西部〜近畿地方東部の横ずれ断層
へのCFFが正となる．南海地震タイプでは，中部地方の活断層はわずかに負の変化となり，
近畿地方西部から広島県付近にかけての横ずれ断層では顕著な正となる．三連動型の宝永地

32

震では，中国地方から中部地方にかけて全域で大きく正となり，四国東部の中央構造線で数bar以上のきわめて大きな正のCFFとなる（図１）．南海トラフ沿いの海溝型地震の規模と応力変化量の絶対値や拡がりはおおよそ比例する．また，CFFの正負地域の分布については，摩擦係数により幾分差生じることも分かった．
今後は南海トラフ沿いで想定される最大規模M9.1（南海トラフの巨大地震モデル検討会，
2012）や，歴史地震記録と計算結果の整合性，超巨大連動型における外帯での正断層型地震の誘発の有無などについて検討していく予定である．

図１	
  1707 年宝永地震による主要活断層へのクーロン応力変化．

33

O-6
フィリピン断層帯ラガイ湾海底断層の詳細横ずれ変位構造
安田大剛〇（京都大学）
・中田高（広島大学）・植木俊明（海洋先端技術研究所）
・小林俊孝（JICA）・

Teresito Bacolcol・Ericson Bariso・Jaime Marjes・Renato U．Solidum（PHIVOLCS）

Detailed Sub-bottom Structure of the Philippine Fault Zone in Ragay Gulf
Hirotake Yasuda○, Takashi Nakata, Toshiaki Ueki, Toshitaka Kobayashi,
Teresito Bacolcol, Ericson Bariso, Jaime Marjes, and Renato U．Solidum

陸域の活断層の延長部は，その活動によって沿岸部に大きな被害を発生させる．本研究では， JICA の「フィリピン地震火山監視能力強化と防災情報の利活用推進プロジェクト（代表者：井上 公）」の一環として，1973 年ラガイ地震の原因となった海底活断層を対象に，地層探査装置 SyQwest 社製「StrataBox TM3510」と千本電気社製 4 チャンネル精密測深器を用いて，詳細な現地調査を実施し，その形態と構造を検討した．
ラガイ湾の海底活断層
フィリピン断層帯は，フィリピン群島を縦断する長さ 1200km 以上の左横ずれ断層帯であり（Fitch，1972），歴史時代においても繰り返し大地震を発生させてきた（例えば，1990 年
ルソン島地震（Mw7.7）（USGS，2010））．陸域では活断層の位置・形状が明らかにされ，空中写真判読やトレンチ調査によって地震発生危険度の検討が進んでいる（堤，2005 など）．
一方，断層帯の半分が位置する海域では，本格的な調査は遅れており，活断層の分布や性質などは殆ど分かっていない．
1973 年マニラの南東約 200km に位置するラガイ湾で，Mw7.3 の地震が発生し，沿岸部で地震断層が出現した（Allen，1973）．2004 年には，陸域地震断層延長部の海底で約 15km にわ
たって予察的な地層探査調査が行われ，断層変位構造を海底下約 30m まで把握可能なことが知られている（中田ほか，2006）．
この結果を受け，同地域で断層に直交する長さ約 1.5km の側線を約 100m 間隔で 150 本設定し，詳細な地層探査を行った．また，断層に並行する長さ約 15km の 4 本の側線において，断層変位構造を明らかにした（図 1）．同時に，1973 年ラガイ湾地震による海底の地形変化を明らかにするために，4 チャンネル精密測深器を用い断層に並行して測深を行い，海底地形図を作成した．
調査結果の概要
地層探査の結果，海底下約 30m における数面の明瞭な反射面と音響散乱層が認められた．
反射面の切断・撓曲と音響反乱層は主に陸域地震断層延長部に出現しており，反射面の断層を挟んだ変位から，調査地域では過去に繰り返し地層を変位させる断層運動が起きている34

ことを確認した．典型的な地層探査
断面を図 2 に示す．横ずれ断層による変位構造が，100m おきにどのように変化していくのかを詳細に解明した．また，活断層の走向や傾斜の変化に伴って，プレッシャーリッジやプルアパートベイズンなどの変位地形が形成されたことを確認した．

文献
堤浩之，2005：断層トレースの形状と歴史地震に基づくルソン島のフィリピン断層帯のセグメ
ンテーション，地理科学，60，3，200-205．

中田 高ほか，2006：地球惑星科学連合大会発表要旨．
Fitch，T．J．
，1972：Plate convergence，transcurrent faults，and internal deformation adjacent to southeast
Asia and the western Pacific．Journal of Geophysical Research，77，4432-4460．
Morante，E．M．
，and Allen，C．R．
，1974：Displacement of the Philippine fault during the Ragay Gulf
earthquake of 17 March 1973，Geo．Soc．America Abs．with Programs (Ann．Mtg．)，7，744-745．
Philippine Institute of Volcanology and Seismology，2008：Philippine fault zone maps，
http://www.phivolcs.dost.gov.ph/images/PFZ/guinayangan.jpg．
USGS，2010：Magnitude 7 and Greater Earthquakes in 1990，
http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqarchives/year/1990/1990_stats.php．

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O-7
大都市直下の伏在活断層－名古屋市直下の天白河口断層系断層の予察的報告－
豊蔵 勇（ジオ・とよくら技術士事務所），牧野内猛（名城大学）
Preliminary report of an active fault along Tenpaku-Kako fault
concealed underneath Nagoya city
Isamu Toyokura (Geo-Toyokura Professional Engineer Office)，
Takeshi Makinouchi (Meijyo University)
１．はじめに名古屋大都市圏は日本で三番目に大きい大都市圏にあたるが，国内でも有数の活断層密集域である近畿三角帯の東側に位置している。天白河口断層は名古屋市域が広がる濃尾平
野の南縁部にある天白川河口沿いに ENE-WSW 方向に延びる活断層として推定されている。
この断層は，濃尾平野側の西側沈降性の傾動地塊と，知多半島側の隆起地塊とを境することから，北側が沈降し南側が隆起する構造運動様式を示すとされている（例えば，桑原，
1968）。また，本断層は最新名古屋地盤図では中部更新統の海部・弥富累層 を明瞭に変位させているが，熱田層については変位しているところは示されていない（地盤工学会中部支部，1988）。その他，本断層は反射法地震探査やボーリング調査で正断層とされ，最終間氷期の堆積物である熱田層に明瞭な変位を与えていないとされている（名古屋市，1998；同，
1999）。
本発表では，沖積平野下に伏在するため，充分調査が行われていない名古屋市域直下に伏在する天白河口断層系断層の存在可能性について、最新名古屋地盤図の地質断面図に基づき予察的に検討した結果を報告する。
２．地質概要と構造解析手法
名古屋市全域の地質図および同市中心部を東西間隔 2280ｍ，南北間隔 2000ｍの地質断面図が土質工学会中部支部によって 作成されている（土質工学会中部支部，1988）。図 1にその南部の範囲の地質図と断面図測線位置を示した。沖積平野下 の地質構成は，表層から深部に向かって沖積層，熱田層，および海部層などからなり，各層は顕著な不整合面で境されている。調査地区では沖積層基底部の第一礫層は天白河口部に局所的に分布する。
熱田層の基底部には第二礫層が発達するが，一部分布しないところがある。他方沖積平野の東側の隆起域には熱田台地が大曽根面や沖積面に開析されて分布するが，台地表層部には直接熱田層が分布する。また，天白川および河口付近を挟みその南側では，知多半島丘陵部に鮮新統の常滑層群が分布する。
構造解析手法としては，熱田層下部層の泥層は，アイソトープステージ（以後，MIS と記す）6 から MIS5e にかけての堆積層で，熱田層上部層の砂卓越層はその後の海水準が停滞した時期（MIS5e～MIS5d）に堆積したと考えられている（牧野内猛他，2005）。濃尾平野域ではその境界を御嶽山起源の軽石 Pm1（約 10 万年前）が挟在する層準においている。また，両者の境界面は狭い範囲では，比較的連続性の良い起伏の少ない地層面とみなされる

36

ので，この境界面を変位基準として用いて構造運動を解析することとする。
３．伏在構造の解析結果
名古屋地盤図の南北断面図 B-B’を例にとると，上記境界面を基準とすると，10 測線との交点付近で比較的明瞭な北側下がりの区間（9.2～10.7；東西測線断面の間隔を 1.0 として，その間を 10 等分して位置関係を表す）が認められる。同様の北側下がりの傾向は，断面図 C-C’の 8.0～9.5 間で，またその他の断面図 D-D’，E-E’，F-F’でも認められる（図１）。さらには，東西断面図 8-8’，断面図 9-9’では西側下がりの区間が，その高度差に規模の違いがあるものの認められる。これらの南北断面および東西断面でみられる高度不連続区間は撓曲区間として認められ，図１中に一点鎖線（太線）で示したように一つの連続した北西側下がりの撓曲帯が分布する可能性がある。
４．考察と課題
以上のように熱田層下部層と上部層の境界面を基準とすると，名古屋市の南部において
ENE-WSW 方向に延びる撓曲構造が伏在する可能性があり，この撓曲帯はその地下に活断層がありその活動に伴って形成された断層関連褶曲と考えるのが妥当であろう。また，このような変動は，南側の知多半島の隆起ブロックが更新世中期・後期にも隆起を，伊勢湾側が沈降運動の継続していることと整合的と考えられる。その他，山崎川は現在新瑞橋付近
で熱田台地を横切り西流するが，その南方に河川争奪の跡が認められ，ここからかつて南流し天白川に注いでいた可能性が高い。現時点では，既往の地質断面図に基づく解析から，
この撓曲構造が熱田台地の窪みを形成し，山崎川が同台地を横断する河川争奪を導いたと結論付けることはできないが，何らかの関連性が存在する可能性 が考えられる。
今後の課題としては，現時点は既往の地盤図地質断面図を基に名古屋市南部直下で撓曲構造が存在する可能性を指摘したに過ぎないので，名古屋地盤図作成当時よりボーリン
グ柱状図の増加のみならず，

新 瑞橋

周辺地域の地質ならびに活断層の性状もかなり解明されて，地質情報が増えてきているので，大都市直下の伏在活断層
として，再検討する必要があると考えている。
図１ 名古屋地域南部の地質図（土質工学会中部支部，1989に基づく）天白河口断層位置および熱田層の撓曲構造を描き入れた。そのほか名古屋市，
1999 の反射法音波探査，反射法地震探査，およびボーリング
調査測線（青色太線） を示す。

37

O-8
5m メッシュ DEM による神戸市街地の活断層の再検討
鈴木康弘（名古屋大学）
・渡辺満久（東洋大学）

Active faults in the urbanized area of Kobe, identified from 5m-mesh DEMs
Yasuhiro SUZUKI (Nagoya Univ.) and Mitsuhisa WATANABE (Toyo Univ.)

1. はじめに1995 年阪神・淡路大震災の際、神戸市街地の活構造の存否が問題になった。地震前に存在が指摘されていた活断層は山麓に沿うもののみであった。地震時には、山麓の活断層線から平野側に 1～2km
離れた場所に「震災の帯」と呼ばれる被害集中域が形成された。その成因論としては地盤説（入倉,1995）が有力であったが、震災の帯の中に活断層があることも判明し（鈴木ほか,1996，藤田・佐野,1996, 渡辺ほか,1997）、その影響については未知数のままだった。
市街地内の活断層は、都市圏活断層図（渡辺ほか,1996, 中田ほか,1996）にもその一部が掲載されたが、十分ではない。今回、国土地理院の 5m メッシュ DEM により変位地形を再検討した。
2. 既存研究における活断層認定の比較
神戸市街地の活断層について、鈴木ほか(1996)と渡辺ほか(1997)は、地形面に撓曲を認め、その連続性から活断層の存在を推定した。それによれば、元町付近と西宮付近において、中位段丘面に著しい撓曲があり、その延長上で、低位段丘面にも比高数メートル程度の撓曲崖が見出された。撓曲の変位量は小さく緩やかであるため、東灘区の一部など連続性を認めがたい場所もあった。その後、反射法地震探査が数多く実施され、平野内の活断層とその運動に伴う表層部の撓曲が明瞭に確認された。
その位置と地形面の撓曲は一致し、多くの地点で裏付けられた。
藤田・佐野(1997)は、こうした反射法探査結果を取り纏めるとともに、ボーリング調査結果も参考に、市街地の活断層を地質学の立場から以下のように結論づけた。①市街地の地下に、大きな落差を持つ伏在活断層が複数存在する。②地表では極めて緩やかな変形帯でありその位置を線で表現することは難しい。③最も顕著な東灘区の「震災の帯」では、直下に断層と思われる構造が見つからないため、伏在断層が「震災の帯」を形成したとは考えにくい。④しかし発生要因としては、伏在断層による埋没大地形の存在が最も重要である。
渡辺ほか(1997)と藤田・佐野(1997)による活断層認定を比較すると、西部（須磨～元町）および東部（芦屋以東）については、ほぼ同様である。しかし、中部（西宮～芦屋）については断層線の引き方が異なる。前者は海岸線にほぼ並行に認定しているが、後者は北東～南西方向に雁行する断層線を複数引いている。反射断面における断層認定は同一であるため、断層線の違いは、連続性に関する解釈（すなわち反射法探査で断層の存在が認められた地点同士のつなぎ方）の違いによる。後者は海域の断層線の走向や陸上の五助橋断層等の走向を重視しているのに対して、前者は、地形に認められる
撓曲崖によりつないでいる。しかしながら、地形の変形そのものが説得力のある証拠として採用されていなかったため、例えば神戸市が公開している活断層評価結果では藤田・佐野(1997)が採用されている。
（http://www.city.kobe.lg.jp/safety/prevention/foundation/afmap.html ）38

3. 5m メッシュ DEM による検討
神戸地域の 5m メッシュ DEM を国土地理院が公開している。神戸市街地は、早くから都市化が著しいため、航空写真で地面の標高を確認しづらい。唯一、米軍写真が終戦直後の戦災を受けた街並みを記録した際に（皮肉にも）地形面を捉えている。これに対して 5m メッシュ DEM は、LiDAR 計測に基づいて地表構造物を除去処理しているため、地形の形状を容易に観察することができる。
5m メッシュ DEM により実体視可能な画像を作成し、地形判読を行い、以下の結果が得られた。
(1)西宮付近では平野北縁において、中位段丘面に著しい撓曲変形が確認される。この変形を東方に追うと、北東（宝塚）方向ではなく、東方（伊丹方向）へ連続する。
(2)芦屋付近では、上述の中位段丘南縁の活撓曲と同様の変形が、沖積面上に確認される。宮川左岸の打出町付近ではバックスラスト状の変位も新たに観察された。撓曲基部に活断層線が推定され、これは芦屋付近の高速道路橋脚の倒壊箇所を通過する。
(3)東灘区内では、六甲山地から流下する河川が形成した扇状地性の低位段丘面に撓曲が認められる。
その位置は海岸平野に沿っている。撓曲崖のわずかに上流側では地形傾斜が極めて緩やかであり、背斜状の高まりを成している。一部には縄文海進の際に海蝕の影響を受けた部分もあるが、崖基部の標高は 3.5m～6m 程度と地域差が大きく、崖全体の成因を海蝕に求めることはできない。海蝕の影響を受けていると考えられる部分は急斜面であるが、その他の場所の崖は緩やかである。
(4)三ノ宮～元町周辺では、元町撓曲（鈴木ほか,1996）の東西延長部の低位段丘面上に、緩やかな撓曲が認められる。また上述の背斜状高まりも認められる。
(5)南部・須磨周辺では、中位段丘面に緩やかな撓曲が認められる。すなわち、須磨断層とほぼ平行して 1km 程度海寄りに撓曲変形がある。その延長上の板宿付近では沖積面に緩やかな変形があり、神戸市活断層調査委員会が実施した群列ボーリングによれば、AT と K-Ah 火山灰が見つかり、AT を含む地層に 6m、K-Ah 層準に 2m の撓曲変位が認められている。北東延長は元町撓曲に連続する。
(6)須磨においては、国道沿いの水準変動から、地震断層の位置が推定できる。都市圏活断層図にその位置が示されてきたが、誤記があることがわかった。正しくは須磨断層の延長ではなく、元町撓曲の延長部に書かれるべきである。
4. 神戸市街地の活断層の意義
神戸周辺では活断層線が複数列併走しているが、そのうち 1995 年に活動したものはどれだったのか、未だに明確でない。水準変動もこれを検証するために適切な配置ではなかったし、当時の SAR
干渉縞観測も明瞭な結果を示していない。
今回、再検討した神戸市街地の元町撓曲～西宮撓曲は、①須磨における水準変動結果、②著しい被害域との対応等から、1995 年に活動した可能性が改めて確認される。基本的に、1995 年の地震の際の神戸地域における断層変位量は比較的小さく、インバージョン結果によれば、神戸南部の地下 10～15km 付近では 2～3m 程度あったが、神戸市内の浅部では概ね 50cm 程度であった。山麓に沿う六甲断層の断層線上では変位がないと判断されることから、市街地内活断層が変位し、地表が数十セン
チ撓曲変形したと考える方が自然である。
また、余震分布（平面分布）を改めて見直すと、その集中域は決して六甲断層の地表トレース以北
ではなく、震災の帯に一致する。さらに、コンビニのビデオ解析結果から推定された断層通過位置（菊池,1995）も、決して山麓線ではなく平野内に位置した。これらのことも上述の推定を支持している。
「震災の帯」の下の活断層については、震災直後には明らかにすることが敬遠されたり、言及を控えて欲しいという要請もあった。いま改めて再確認が必要であろう。

39

O-9
小浜湾周辺の活断層－若狭湾の原子力発電所と活断層－
渡辺満久（東洋大学）
・中田 高（広島大）
Active faults in and around Obama bay, Fukui prefecture, central Japan－ Active faults and nuclear plant site in Wakasa bay －Mitsuhisa WATANABE (Toyo Univ.) and Takashi NAKATA(Hiroshima Univ.)
1．はじめに
若狭湾沿岸地域は、日本の中でも活断層の密度が高い地域であり、そこに数多くの原子力関連施設が建設されている。原子力関連施設の安全性にとって、活断層の活動性や位置・形状を正しく知ることが重要であることは言うまでもない。しかしながら、これまでの活断層評価においては、活断層の値切りや無視が横行し、施設の耐震性や立地適正に重大な疑問も提示されている。
本報告では、敦賀原子力発電所・高速増殖炉もんじゅ・美浜原子力発電所周辺の活断層問題を新ためて提示するとともに、大飯原子力発電所周辺の活断層の連続性や敷地内の断層に関する問題を述べる。本発表には平成 23－26 年度科学研究費補助金（基盤研究（A）（研究代表者：中田高）、平成 21－24 年度科学研究費補助金（基盤研究（C）（（研究代表者：渡辺満久）を使用した。

2 敦賀原子力発電所
北西－南東走向に連続する横ずれ活断層（浦底断層）から約 250m の至近距離に、原子炉がある。
2008 年まで、事業者・政府は、浦底断層は活断層ではないと主張してきたが、現在では活断層であることが確認されている。「原子力関連施設の敷地内には活断層は無い」という謳い文句は姿を消し、「活断層直上でなければよい」と強調されることとなった。
浦底断層は長大な柳ケ瀬断層から連続する活断層である。両活断層が一体となって大きな地震を起こす可能性が高いということを前提に、耐震性を考慮しなければならない。また、原子炉直下などには浦底断層から派生する活断層が存在する可能性が高いため、立地そのものが不適格であると考えられる。

3 高速増殖炉もんじゅ・美浜原子力発電所
高速増殖炉もんじゅ・美浜原子力発電所：もんじゅと美浜原子力発電所との間を、白木－丹生断層が南北方向に通過している。これとは別に、NNE-SSW 走向の活断層も存在する可能性がある。
もんじゅの敷地には、これらの活断層と同走向に連続する多数の断層（破砕帯）が確認されている。さらに、これらの破砕帯には「粘土」が介在すると明記されており、最近の活動性が疑われる。
美浜原子力発電所の敷地にも、「粘土」を挟む複数の断層（破砕帯）が知られており、原子炉直近に活断層が存在する可能性が高い。2012 年、旧原子力安全・保安院は上記の断層（破砕帯）の再調査を命じている。仮に、これらの原子力関連施設を再稼働させるのであれば、その前に正し40

い調査・審査に基づいて安全性が確認される必要がある。

4 大飯原子力発電所(1) 敷地周辺の活断層
本原子力発電所は、FO-B・FO-A（いずれも海底活断層）の南端付近に建設されている。FO-A の南東への延長部の陸域には熊川断層が確認されているが、関西電力は、小浜湾には活断層は無く、両者は連続する活断層ではないとした。それでも、旧原子力安全・保安院は、「念のため」両者が連動することも考えて耐震安全性を考慮するようにと指導した。ただし、この「念のため」とする場合には、結果が小さく出る手法で計算される（石橋、2012）とされており、基準となる地震動が正しく想定されているかどうかに疑問が残る。
本研究では、熊川断層の北西への延長部において、SyQweｓt 社製「StarabaBox TM3510」を用いて音波探査を実施した。その結果、活断層の存在を示す構造を確認した。同様の構造は、関西
電力や旧原子力安全・保安院の調査でも示されていたが、ガスによる拡散や速度低下による影響が強く、活断層による変形とは考えられていない。確かに、音波探査記録にはガスによる拡散現象がみられる。しかし、ガスの分布域と地層の変形帯とは厳密には一致しておらず、完新統が変形していることは間違いないと考えられる。むしろ、活構造がガスの発生域を規定していると考えるべきであるとも言える。
(2) 敷地内の断層
大飯原子力発電所の敷地内には、原子炉直下も含めて、複数の断層（破砕帯）が認められている。2 号機と 3 号機の間にある F-6 断層では、3 号機・4 号機の設置申請時にトレンチ掘削調査が行われている。その南面スケッチには新しい時代の上下方向のずれは図示されていない。しかし、変位が見られないとされている地層の年代は明らかにされておらず、活断層ではないことの証明は不十分である（鈴木・渡辺、2010）。また、バックチェックでは検討資料として提示されなかった北面スケッチには、断層運動によるずれを示すような構造が示されている。これらの点から見て、F-6 が活断層である可能性を否定できない。

4 まとめ
上記したすべての問題は、過去における安全審査がいかに杜撰であったかを示すものである。
立地場所を選定した後に、安全であることを示すために、無理に「作文された」としか言いようがない。これに係わった「専門家」の責任は重大である。
「福島」の事故は、このような杜撰な審査の延長で発生したものであるが、誰も責任を問われないという異常な状況が続いている。大飯では、想定できる問題を検討することなく再稼働が許可されてしまった。
「福島」の教訓が全く生かされていないと言わざるを得ない。
「福島」は想定すべきことを想定しなかったことによって発生した人災なのである。その責任が問われることがないことが、大飯再稼働の背景にあると思われる。
文献 石橋克彦（2012）識者評論「原発再稼働問題」、共同通信社、2012 年 4 月 14 日
鈴木康弘・渡辺満久（2012）科学、82(8)

41

O-10

龍門山逆断層帯の北部セグメントー青川断層沿いの右横ずれ変位と古地震
Right-lateral strike-slip and paleoseismicity along the Qingchuan Fault,
northeastern segment of the Longmen Shan Thrust Belt, central China
	
  	
  	
  林	
  愛明（京大・大学院・地球物理学教室）・𩜙	  剛・閻	
  兵（静岡大・大学院）・胡	  建明・公	  王斌（中国地質科学院地質力学研究所）
Aiming Lin1, Gang Rao2, Bing Yan2, Jianmin Hu3 and Gong Wanbing3
1

Department of Geophysics, Graduate School of Science, Kyoto University
2

3

Graduate School of Science and Technology, Shizuoka University

Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Science, China

The eastern margin of the Tibetan Plateau is marked by the Longmen Shan Thrust
Belt (LSTB) that is dominated by thrust faults and fold structures, which triggered the2008 Mw 7.9 thrusting-type Wenchuan earthquake. Our recent work, however,demonstrated that the northeastern segment of the LSTB is dominated by a right-lateral
strike-slip along the Qingchuan Fault which strikes ENE-WSW and extends for ~200
km. Topographic analysis of ~0.5m-resolution World View imageries, field
investigations, trench excavations and structural analyses of fault rocks reveal that 1)
the stream channels and the late Pleistocene-Holocene terraces and alluvial fans are
systematically offset in dextral with an average strike-slip rate of 7 mm/yr, 2) there areat least three faulting events occurred during the Holocene and the most recent event
probably occurred in the past 2000 years, which are identified by the offset andpresence of multiple-stage veinlets of unconsolidated soil, and 3) the fabrics of
cataclastic rocks including fault gouge and cataclasite indicate a uniform right-lateral
strike slip sense, consistent with that offset of the Pleistocene-Holocene terraces.
Combining with GPS data and geological and geomorphological evidence, we conclude
that the Qingchuan Fault in the northeastern segment of the LSTB is dominated byright-lateral strike-slip. Our results support the previous suggestion that the change inthe slip sense from thrust-dominated in the southwestern-central segments toright-lateral strike-slip dominated in the northeastern segment of the LSTB is caused bya change in the orientation of compressive stress along the Longmen Shan range,
associated with eastward extrusion of the plateau as it accommodates the ongoing
penetration of the Indian Plate into the Eurasian Plate.

42

43

O-11
バングラデシュ・シレット北部のジャフロングにおけるダウキ断層の撓曲構造と地形的特徴○
森野道夫（国連開発計画・専門家）A.S.M. Maksud Kamal (CDMP)
Flexure Structure of the Dauki Fault and Its Geomorphic Features
at Jaflong, the North of Sylhet, Bangladesh○
Michio Morino (International Short-Term Expert of UNDP)
A.S.M. Maksud Kamal (CDMP)
ダウキ断層はバングラデシュとインドの国境付近に位置するシロング台地の南縁に推定される，東西走向で北に傾斜した逆断層である．シロング台地の地形的特徴および重力異常データから，ダウキ断層は活動的な断層と推定されているが，これまでトレンチ調査な
どの活断層調査は実施されていなかった．そのため，歴史時代には活動していないと考えられていた（Rajendran, et al., 2004）．Morino et al. (2011) はダウキ断層西部のガブラカーリ
村でトレンチ調査を実施し，初めて活断層としてのダウキ断層を確認するとともに，A.D.
1548 年の地震でダウキ断層が活動したことを明らかにした．しかし，A.D. 1897 年のアッサム大地震（Ms 8.0）については，地震に伴う液状化は明瞭なものの，ダウキ断層の活動を確認することができなかった．
今回，ダウキ断層東部のジャフロングでトレンチ調査を実施した．ALOS 衛星写真判読によると，ジャフロング周辺では北から南へ，シロング台地，丘陵，段丘，および沖積低地の地形が発達している．東西走向で平行な 2 条の断層が推定され，北側の断層はシロン
グ台地と丘陵との地形境界をなす．丘陵南麓の段丘はプレッシャー・リッジの地形を示しており，段丘と沖積低地の地形境界に南側の断層が推定される（第 1 図）．既存の地質図によると，北側の断層がダウキ断層とみなされており，南側の断層はこれまで報告されていない．南側の断層はダウキ断層の foreland migration をなすものと推定される．
南側の断層を対象として，ジャフロングでトレンチ調査が行われた．トレンチで断層は確認されなかったが，撓曲構造が観察された（第 2 図）．トレンチの地質は上部層と下部層に区分される．上部層は A 層から C 層に細分され，それぞれ腐植土層，黄褐色砂層，および灰色シルト層からなる．下部層はⅠ層からⅣ層に細分され，白色を呈するシルトと細粒砂層の互層，黄褐色シルト層，灰色シルト層，および砂礫層からなる．Ⅳ層の砂礫層は段丘面を覆う砂礫層と一致する．下部層は緩やかに撓曲しており，上部層がこれをほぼ水平に覆っている．14C 年代測定によると，上部層と下部層の不整合を形成したイベントは A.D.
720-1020 年と推定される．古い炭化物が混入したと考えられる試料を除くと，イベントの時期は A.D. 880-1020 年に限定される．
シロング台地北部における古液状化の研究によると（Sukhija et al., 1999; Rajendran, et al.,2004 ），1897 年のアッサム大地震のほかに，A.D. 700-1050 年および A.D. 1450-1650 年に形成された古液状化が推定されている．ジャフロングで確認されたイベントは前者と一致する．しかし，ジャフロングでは，ガブラカーリで確認された A.D. 1548 年地震や A.D. 1897
年アッサム大地震でダウキ断層が活動した証拠は得られていない．同様にガブラカーリのトレンチでは A.D. 1897 年地震でダウキ断層が活動した証拠は得られていない．そのため，
ダウキ断層の総合的な解釈が困難になっている．

44

文 献
Morino, M., A.S.M. M. Kamal, D. Muslim, R. Md. E. Ali, M. A. Kamal, Md. Z. Rahman, and F.
Kaneko, 2011, Seismic Event of the Dauki Fault in 16th Century Confirmed by Trench
Investigation at Gabrakhari Village, Haluaghat, Mymensingh, Bangladesh. Journal of Asian
Earth Sciences, 42, 492-498. doi: 10.1016/j.jseaes. 2011.05.002
Rajendran, C. P., K. Rajendran, B. P. Duarah, S. Baruah, and A. Earnest, 2004, Interpreting the styleof faulting and paleoseismicity associated with the 1897 Shillong, northeast India, earthquake:
Implications for regional tectonism. Tectonics, 23, TC4009, doi: 10.1029/2003TC001605.
Sukhija, B. S., M. N. Rao, D. V. Reddy, P. Nagabhushanam, S. Hussain, R. K. Chadha and H. K.
Gupta, 1999, Timing and return period of major paleoseismic events in the Shillong Plateau,
India. Tectonophysics, 308, 53-65.

第 1 図 段丘の地形断面
Fig. 1 Topographic profile across terrace

第 2 図 ジャフロング地点の西側壁面のスケッチ
Fig. 2 Log of west wall at Jaflong trench site

45

P-1
横手盆地東縁断層帯南部の活断層地形と横手市平鹿町浅舞付近での群列ボーリングによる活動度の検討
澤 祥（鶴岡工業高等専門学校）・鈴木康弘（名古屋大学）・渡辺満久（東洋大学）
Tectonic landforms at the southern part of the active reverse fault zone
along the eastern margin of the Yokote Basin,
and drilling survey in Hiraka town near Yokote city, Northern Japan.
Hiroshi SAWA (Tsuruoka Nat. Col. Tech.), Yasuhiro SUZUKI (Nagoya Univ.),
Mitsuhisa WATANABE (Toyo Univ.)
はじめに
横手盆地東縁断層帯は奥羽山脈西縁を限る東傾斜の逆断層であり，1896 年陸羽地震の際には、本断層帯北部において延長約 35 km に地震断層が現れた（山崎，1896；今村，1913）．地震予知
総合研究振興会（2007）と谷口ほか（2007）は，詳細な活断層地形判読により本断層帯の再検討を行い，横手盆地南部において，北北西-南南東走向の複数の活断層トレースを新たに見出した．澤ほか（2011）は，これらのトレースの一つである赤坂丘陵西縁を限る活断層を横断して，地形面の年代と断層変位の累積・変位量を確認するために，横手市赤川の扇状地を変形させる南北走向で東上がり比高約１ m の撓曲崖において５本の試錐を行った．その結果，試錐地点が約２万年間に形成された扇状地であり，３万数千年前以降東上がりの逆断層変位が累積して継続していることが明らかとなった．本研究は，赤川のトレースのさらに西側に新たに認定された上藤根〜下鍋倉間約 4 kmの活断層線（図１）を横断して群列ボーリングを実施し，地形面の形成時期を特定しこの断層の活動度を知ろうとするものである．
試錐地点の断層変位地形
横手市平鹿町浅舞付近では，最終氷期後期後半以降に形成されたと推定される扇状地面上に，西流していた諸河川の流路跡が多数認められる．上藤根〜下鍋倉の間の約 4 km の区間（図１）に
おいて，これら複数の流路跡を切断する，東上がり比高約 1 m 以下の南北走向の低崖が認められ，流路跡がこの低崖を挟んで東西に連続しているので，ここに活断層が存在することは確実であると考えられる（渡辺ほか，2011）．産総研（2010）が実施した反射法地震探査には，この低崖と関係すると思われる地下地質の東上がりの撓曲変形が現れている．
平鹿町浅舞付近での群列ボーリング
この低断層崖を挟み，上盤側で 1 本（試錐 1），下盤側で 3 本（試錐 2・3 および 4）の計 4 本の試錐を実施した（図１）．上盤側・試錐 1 では，深度約 3 m 以深は径 2〜10 cm の安山岩・硬質凝灰岩の亜角〜円礫からなる礫層で，上盤側の地形面構成層と考えられる．その上を厚さ約 2 m の黄褐
色粘土質シルトが整合的に覆い，さらにその上を下から厚さ 40 cm の分解 の進んだ黒色腐植土，そして地表まで厚さ 50 cm の耕作土が堆積する．低断層崖直下下盤側の試錐 2 では、深度約 2 m
以深が試錐 1 同様の礫層であり，その上を整合的に厚さ 1.6 m の黄褐色シルトが堆積し 表面は厚さ 30 cm の耕作土が覆う．下盤側試錐 2 の北西延長に約 25 m 間隔で行った試錐 3・4 は試錐 1・2 とほぼ同様の層相を示し，ともに深度約 2 m 以深の礫層とそれを整合的に覆う厚さ 1.4〜1.8 mの粘土質シルト，そして地表直下の 50 cm 前後の耕作土である．すべての試錐の地層中において，肉眼観察によって分かる様な明瞭な不整合関係はなく，礫層から地表まで連続した堆積環境であったと推測される（図２）．
オートレベルを使用した断面測量によれば，低断層崖の比高は東上がり約 1 m である（図２）．礫46

層上限の深度は上盤側の試錐 1 で約 2.8 m，下盤側の試錐 2 で約 2.0 m となり，両者の高度差は東上がり約 0.2 m である．下盤側北西延長の試錐 3・4 の礫層上限高度は，地表面の勾配とほぼ平行に北西へ向かって低下している．礫層を覆う細粒の粘土質シルトの厚さは，試錐 1 で 1.9 m，試錐
2・3・4 でそれぞれ 1.6 m・1.6 m・2.0 m であり、上盤側が約 0.3 m 厚く，下盤側では北西へ向かい
やや厚くなる様にも解釈できる．上盤側と下盤側の礫層上限高度に低断層崖の比高に相当する東上がり約 1 m の高度差が表れていることを試錐前の予察調査時には予測していた．しかしその様な明瞭な高度差は認められず，約 0.2 m 程度東側が高いに過ぎない．これは，本来撓曲崖であった本地形を土地利用の際に東側へ向かって平坦化したために，現況の様な低断層崖様の地形が生じたと推測される．この様に考えると，撓曲崖基部はより西側に位置することとなり，試錐 4 の粘土質シルトが試錐 3 よりも厚くなることと矛盾が無い．産総研（2010）の反射法地震探査に東上がりの地
下地質の撓曲変形が現れていることと考え合わせると，横手盆地南部浅舞付近においては地表の段差よりも西側に断層線が位置するものと解釈される．
礫層中からは年代測定試料を採取できなかったが，試錐 1 と 2 の礫層直上の粘土質シルト中からそれぞれ
9010 ± 50 y.B.P.（Beta-316928）と7390 ± 40 y.B.P. （Beta-316927）の年代値を得た．したがって，地形面構成層である礫層の形成年代は約１万年前程度と推定され，この低断層崖が最新変位を表すものと考えられる．
試錐 4 のさらに西側に今後試錐を実施し，本トレースでの断層の位置特定を進める予定である．

図１ 研究地域位置図

図２	
  実測断面図・地質柱状図

47

P-2
三 浦半 島 の 断 層 群 と 活断層 ―特に南北方向正断層群の特性―
蟹江康光（三浦半島活断層調査会）

Fault Group and active faults of the Miura Peninsula, eastern Kanagawa Prefecture
KANIE Yasumitsu (Research Group for the Active Faults of the Miura Peninsula)
三浦半島断層群は , 活断層群として知ら

プレックス構造は少ない。
中帯

れ，西北西 - 東南東方向の右横ずれ成分が卓西部で地質コンプレックス的に越するとされてきた。活断層群は，北断層群

相模湾へ開くサンドイッチ状の断層系があと南断層群に区分され，活動履歴も示される。東部で三浦半島北断層群を横断する南北た。北断層群は衣笠・北武断層帯と武山断層

方向の断層群が分布する。しかし，葉山 - 嶺帯，南断層群は南下浦断層帯と引橋断層帯か岡帯に分布する断層群は資料不足。
南帯らなる。
現在，1/5 万の地質図を作成中。西側は江三崎市街と城ヶ島中部を境界として東側はいくらか右横ずれし，三浦半島南の島，北側は横浜市金沢地区まで（蟹江ほか， 断層群を切断する南北方向断層が複数分布。
2012）。地層の特徴から，北帯（前弧海盆に堆積）・中帯（葉山 - 嶺岡コンプレックス）・
南帯（武山断層以南，付加体）に区分された。
これまでの調査で，北帯の鎌倉〜逗子地

察

三浦半島の正断層群は，1) 北帯で鎌倉市街地を境界として西部で左横ずれ，東部で右横ずれし ( 北帯は関東構造盆地の南限 ) ，域に，従来報告されている三浦半島断層群と

2) 中帯では，中西部の大楠山丘陵で北東 - 南

異なる南北方向の断層群が多数分布し，その西，中東部で南北。南側へ開き，3) 南帯では，一部は有史時代に活動した活断層である。こ野比〜三浦海岸（上宮田地区）〜三崎〜城ヶの断層群を，鎌倉 - 逗子断層群と呼んだ（蟹島中部を境に南側へ開く断層である。南帯で江，2011）。これらは，正断層からなる N-S

は，中帯と北帯のブロックが，それぞれ左横〜 NNE-SSW 方向の断層群である。南北方向

ずれをしたように概観できる。

の断層群は，北帯だけでなく半島のほぼ全域

三浦半島の断層の分布は，東北地方太平に分布し，その多くは三浦半島断層群を切断している。なお三浦半島北断層群以北には，活断層は存在しないとされてきた。

北帯考洋沖 3.11 地震の後に浜通り地震で活動した
福島県いわき市の井戸沢断層と湯ノ岳断層の地震断層の形態（ 堤・遠田 , 2012）や房総断層群の特性

半島中東部の正断層群の分布に似る。

南北方向の正断層群（鎌倉 - 逗子

活断層と活構造断層群）が，鎌倉 - 逗子の東西両域に高密度

三浦半島の活断層は，今まで東西方向の分布し，西部で左横ずれ，東部で右横ずれし

北傾斜逆断層群のメカニズムで説明されてている。横浜市金沢区を通過する横須賀 - 横きた。3.11 地震後に活動したいわき市の正断浜道路より東京湾側に右横ずれ断層が観音層群のメカニズムを三浦半島で解釈すれば，崎地区まで併行分布する。東西方向の逆断層

南北方向の断層群は，三浦半島がさらに海底も複数確認。地層が逆断層で繰り返すデュー48

から隆起する時の張力で南北方向の正断層

蟹江康光，1993. 横須賀市久里浜の低地で観察された 15 世紀以降の地震噴砂．横須賀市博研報群が生じたと説明できる。
鎌 倉 - 逗 子 断 層 群 の 東 側 で 一 部 は，400~500 年前（鎌倉〜室町時代）に活動した会講演予稿集 : 29.

る（蟹江，2011）。横須賀市久里浜でも 15 世紀の地震噴砂が知られている（蟹江，1993）。

進・柴田健一郎，2012. 神奈川

県東部に分布する中新̶鮮新統 “ 鎌倉層群 ” の堤調査会の会員諸氏にご助力いただいた。

三浦半島の断層群分布

蟹江康光・鈴木提唱 . 地質学会 119 年学術大会講演要旨 : 97.

調査と報告にあたり，三浦半島活断層

文

蟹江康光，2011. 鎌倉 - 逗子断層群〜活断層としての予察調査 . 活断層学会 2011 年秋季学術大ことが名越やぐら群遺跡調査で判明してい謝辞（自然）, (41): 45-46.

弘之・遠田晋次，2012. 2011 年 4 月 11 日に発生した福島県浜通り地震の地震断層と活動履
歴 . 地質雑 , 118: 559-570.

献

北帯では NNE-SSW 方向の正断層群が顕著，E-W 方向の逆断層群も。中帯と南帯で NWW-SEE 方向の逆断層群が卓越し，NNE-SSW 方向の正断層群も存在。北帯の断層群は特筆できる

49

P-3
長野県北部地震の地殻変動と栄・津南－ 松之山地域の地震テクトニクス°伊藤 優花，竹内 章 (富山大学大学院 理工学教育部，理工学研究部)
Crustal movement North Nagano earthquake and seismotectonics of
the Sakae-Tsunan-Matsunoyama district
Yuka ITO, Akira TAKEUCHI (Grad. Sch. Sci. Eng., Univ. Toyama)
2011 年 3 月 11 日 14 時 46 分頃，宮城県沖で M9.0 の東北地方太平洋沖地震が発生し，この地震に誘発されるように，翌 12 日 3 時 59 分頃，長野－新潟県境で深さ 8km を震源とす
る，M6.7 の長野県北部地震が発生した．今回は，この「誘発地震」に関わる，電子基準点の変位とその原因を検討した結果を報告する．
震源域周辺の GPS 電子基準点の解析結果（国土地理院，2011）によれば，長野県北部地
震により[松之山]では北東へ 39.3cm，[長野栄]では北に 4.2cm の水平移動が観測されている．
また，防災科学技術研究所（2011）による震源メカニズム解は 3 月 12 日の本震は逆断層型の地震であり，中越地震や中越沖地震と同様であった．震源地域はひずみ集中帯（Sagiya etal., 2000）に含まれることから，広域テクトニック応力場は NW-SE 圧縮である．しかし，この時刻を含む期間の GPS 電子基準点の解析結果（国土地理院，2011）では，応力場に期待される NE-SW 走向の逆断層では説明がつかない方向への大きな変位が報告されている．
本震時の電子基準点の変位を詳細に明らかにするため，まず GEONET の GPS データを解析した．1 秒ごとの時系列解析より，長野県北部地震本震時の変位は，本震発生の約 4 秒間に生じており，永久変位は[松之山]では北向き成分が 35.6cm，東向き成分に 20.2cm，[長野栄]では北向き成分 7.7cm，東西成分 0cm であった．[松之山]ではさらに 10 秒間の弾性的振動が見られた．
この永久変位の原因を説明するため，断層運動により地表に生じる変位計算を行った．その際，防災科学技術研究所(2011)と中埜ほか(2012)による断層モデルを使用した．この結果，[松之山]が上盤に載るような，NE-SW 走向で東傾斜の逆断層が活動した場合，本震時と同じ変動パターンをとることが示された．しかし，断層運動だけで本震時の変位量を再現することは難しいことも判明した．
このことは，本震時の変位量を増幅するような地盤の局所的な挙動を示唆する．ひとつの可能性として，北部フォッサマグナ東縁と中央隆起帯西縁の交点を特徴づけるドーム状構造において高速の非弾性～塑性変形として不均等な隆起沈降(すなわち傾動)が起きたことが考えられる．そこで，[松之山]と[長野栄]での変位をうまく再現でき，当該地域の地質構造も説明するような，本震の断層についての 2 次元モデルを示した．結局，このドーム状構造は，基盤での断層運動に伴う被覆層の変形により発達したことが考えられる．同時に，ドーム状（短軸の背斜）構造の形成には別の方向性を持つ断層の関与が必要ではないかと推測した．

50

【引用文献】
中埜 貴元・小荒井 衛・乙井 康成・小林 智勝，2012，JpGU2012，HDS25-P14
Sagiya T., S. Miyazaki, and T. Tada, 2000, Pure and Applied geophysics, 157, 2303-2322
防災科学技術研究所ホームページ，2011 http://www.bosai.go.jp/
国土地理院ホームページ，2011 http://www.gsi.go.jp/

Fig.1-1 [松之山](0244)の時系列座標変化

Fig.1-2 [松之山](0244)の時系列座標変化

Fig.2 松之山のドーム状構造と推定している本震断層

51

P-4
阿寺断層帯中部，加子母長洞地区における断層活動
廣内大助（信州大学）・゜安江健一（日本原子力研究開発機構）・道家涼介（地層科学研究所）
Timing of faulting events on the middle part of the Atera fault zone, Kashimo-Nagabora area,
Nakatsugawa, central Japan
Daisuke Hirouchi（Shinshu Univ.）, Ken-ichi Yasue (JAEA) and Ryosuke Doke(GSRL)
１． 阿寺断層帯の概要
阿寺断層帯は岐阜県東部を北西～南東方向に約 66km に渡って分布する活断層帯である．断層帯は南部の狭義の阿寺断層，中北部の下呂断層・小和知断層・湯ヶ峰断層・宮地断層，北部の萩原断層などから構成される．これら断層は主に左横ずれ変位が卓越し，断層が横切る加子母川や付知川などの累積変位量は最大で約 8km に達すると共に，第四紀後期に形成された河成段丘面にも累積的な変位が見られる（Sugimura and Matsuda,1965 など）．断層帯南部の平均変位速度はほぼ 2～4m/千年であり，平均的な活動間隔は約 1700 年とされる（地震調査研究推進本部地震調査委員会，2004）．
２．阿寺断層帯の活動時期と問題点
阿寺断層帯ではこれまで数多くの活動時期に関する資料が報告されており，最新活動時期は約 400年前とされ，中部～近畿に被害を出した 1586 年天正地震に対応するとの説がある（粟田ほか，1986）．
最新活動はトレンチや露頭調査の結果から，南部の阿寺断層から中北部の小和知断層などが活動したと考えられている．一方で，一つ前の地震は，中北部の小和知断層や下呂断層では約 1000 年前とされるが，南部の阿寺断層では約 3000 年前であり，中北部と南部で活動時期が異なっている（遠田ほか，
1995；廣内・安江，2011）．断層帯中部の加子母付近では断層線が複数分布し，活動時期の資料も僅かなことから，断層線ごとの活動がどのように異なるのか，また断層帯中北部と南部との連動がどのようになっているのかは明らかではない．今回，断層帯中部加子母長洞地区の活断層露頭から，過去の活動時期に関する資料を得たので報告する．
３． 長洞地区での断層露頭と活動時期調査した断層露頭は，加子母川左岸側に位置する加子母長洞地区であり，M2 面を開析する支流の谷が左に約 20m，M2 面が上下に東側上がり約 2m 変位している地点（道家ほか，2008）の開析谷の壁面である．本研究では，この壁面を整形して，堆積物と断層との関係を新たに調査した．露頭には断層の北側に破砕した濃飛流紋岩が分布し，傾斜ほぼ 90°の断層関係で支流性の礫層（E 層）とそれを覆う
黒色腐植土層（A～D 層）が接している（図 1）．この断層はほぼ地表まで抜けていると思われるが，最上部には侵食による溝状凹地とその充填物が見られ，必ずしも断層活動後に埋めたとは判断できない
ため，活動時期については，少なくとも B 層堆積以降と考えている．
また，南側へ派生した断層が D 層を変位させ C 層に覆われている．C 層中からは 3430±80yBP，373052

±70yBP，D 層中からは 4010±80yBP の C-14 年代値が得られたことから，この断層活動は約 3500 年前～4000 年前と考えられる．この活動は中北部の小和知断層と湯ヶ峰断層の二つ前の活動に対応する可能性がある．今回少なくとも 1 回以上の断層活動を明らかにすることができたが，今後さらに精査して最新活動時期や断層帯の中北部と南部との連動などを議論していく必要がある．

図１ 阿寺断層帯中部，加子母長洞付近における断層露頭のスケッチ

引用文献
粟田泰夫・佃栄吉・山崎晴雄・水野清秀(1986)：阿寺断層の最近の活動史－加子母・付知・坂下・山口におけるトレンチ発掘調査から－，第 2 回阿寺断層現地シンポジウム報告集，1-11．
道家涼介・佐藤善輝・安江健一・廣内大助（2008）：阿寺断層帯中部，加子母地区における変位地形と平均変位速度．
活断層研究，29，79-86.
廣内大助・安江健一 (2011)：1586 年天正地震と阿寺断層帯の最新活動．活断層研究，35，51-56．
地 震 調 査 研 究 推 進 本 部 地 震 調 査 委 員 会 (2004) ： 阿 寺 断 層 帯 の 長 期 評 価 に つ い て ．
http://www.jishin.go.jp/main/chousa/04dec_atera/index.htm
Sugimura,A. and Matsuda,T.(1965)：Atera fault and its displacement vectors. Geol.Soc.Amer. Bull.,76, 509-522.
遠田晋次・井上大榮・久保内明彦・高瀬信一・二階堂学（1995）：阿寺断層の活動と 1586 年天正地震：小郷地区，青野
原地区，伝田原地区トレンチ掘削調査．地震第Ⅱ輯，48，401-421．

53

P-5
富山県砺波平野断層帯西部

石動断層の伸長と活動性について

神嶋利夫（富山大学大学院理工学教育部・小外水産）
Extension and activity on the Isurugi fault，western segment of the Tonami-heiya
fault zone, Toyama Prefecture
Toshio Kamishima (Graduate School of Science and Engineeringfor Education, University of Toyama ・Kosoto suisan )１． はじめに富山県 砺波平野断層帯には東部の高清水断層、西部の法林寺断層および石動断層などがある。
いずれも北東―南西走向の山地側上がりの逆断層で、B 級の活動度を有し、今後 30 年以内の地震発生確率は、東部の断層で 0.04-6%、西部の断層で 0-2%もしくはそれ以上と推定されている（地震調査研究推進本部 地震調査委員会,2008）。
石動断層については、2011 年秋に活断層・地震研究センターが高岡市福岡町でトレンチ調査し、平野側上がりバックスラストの活断層露頭から、縄文中期以降の活動が推定された(丸山・吉岡・
斉藤，2012)。同断層の主断層の位置については、宝達丘陵の山麓に活断層の主要露頭や顕著活構造が確認できない。本研究では北東延長部について、宝達丘陵の山麓から若干離れた小矢部川付近を通り、富山湾へ達していると推定した。
２． 研究手法
空中写真判読では圃場整備された後の小矢部川氾濫原の微地形を把握しにくく、地下の状態を富山県および高岡市の消雪用井戸ボーリング柱状図で比較した。深さ 100m 前後のものが多い。ボーリング柱状図を、各地域ごとに山麓と直交する方向で小矢部川の左岸から右岸まで数点を選び、比較した。ボーリング柱状図で岩石または泥岩と記入してある場合は更新世中期以前の基盤として扱い、この深さの違いに着目した。基盤より上で粘土、シルト、泥、砂、礫、砂利などと記入してある場合は、更新世後期以降の未固結堆積物とした。ボーリング柱状図では堆積物の色の記
載は非常に少なく、火山灰など鍵層の記載は全くない。このため主に堆積物の違いや堆積状況の違いに着目して、断層の通過位置を推定した。ボーリング柱状図以外では、河成段丘および広域
テフラの対比、沿岸海域土地条件図、微小地震分布図などを使用した。
３． 解析結果
ボーリング柱状図の解析結果から、図１の高岡市福岡町①から高岡市街地北部にかけては、各
ボーリング柱状図の比較から小矢部川付近を境にして、堆積物の種類や堆積状況に違いがみられた。これを柱状図で紹介する。市街地北部から射水市(旧新湊市)②までは堆積物も複雑になり、ボーリング柱状図の比較だけでは判断しにくい地点もあるが、周辺の状況も加味して推定した。
国土地理院の 1:2.5 万 沿岸海域土地条件図「富山」の旧新湊漁港北東沖③で、水深約 13m 付近の海底地下構造で、沖積層の下限を表現する基盤等深線をみると、周囲より約 20m 高い水深 30mの丘状の地形がある。この南側には東北東～西南西の小谷がみられ、その陸側は丘状地形より低い。この丘状の地形は、すぐ西に深さ約 200m の庄海底谷が発達しているにもかかわらず、さらに西の伏木沖の水深 20m の基盤等深線と水深が近い。
京都大学防災研究所の微小地震観測結果によれば、④射水市新湊西部沖から富山湾を東北東～
西南西方向に微小地震が帯状に並んでおり、その延長は 15km 内外にみえる。竹内(2011)は二上山と周辺の地震活動に注目している。
二上山南東麓の河成段丘で標高 50～30m の中位段丘面は、高岡古城公園で約 15m となるが、両段丘ともに段丘礫層の上をおおう褐色土壌から DKP(大山倉吉パミス,約 5.5 万年前)が確認されている。この中位段丘礫層の堆積年代を 9～7 万年と仮定する。

54

４． 考察とまとめ
以上の解析結果から導きだされる事項(1) 石動断層は,高岡市福岡付近から北東方向になると、ボーリング柱状図の解析によれば、同断層の主断層はほぼ小矢部川に沿うように北上すると推定される。高岡市北部～射水市旧新湊地区では、能町～米島間を通過し、射水市旧新湊漁港付近で富山湾へ達していると推定される。
(2) 旧新湊漁港北西沖の海底下の丘の存在は、石動断層と関連して形成されたものと推定される。同断層は北西側上がりと考えられるため、断層はこの丘の南を通ると推定される。
(3) 富山湾において石動断層と微小地震分布域とが連続すると考えれば、同断層は射水市新湊
西部海岸から東北東方向へおよそ 15km 程度は伸びていることが推定され、同断層全体の長さはおよそ 45km 程度になる。
(4) 石動断層の活動度は、二上山南麓の中位段丘と高岡古城公園の中位段丘の対比から、1000
年あたり約 50～17cm となる。一方旧新湊漁港北東沖の丘では沖積層下限の比高が約 20m あるため、1000 年あたり約 100cm となる。数値にばらつきがあるが、B 級の活断層と推定される。活断層としての詳しい調査は今後にゆだねられる。

謝辞と文献 ご指導いただきました富山大学大学院の竹内章教授、資料を提供いただいた各機関に深謝します。
地震調査推進本部 地震調査部会，2008，砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の長期評価の一部改定について．47p.
活断層研究会編，1991，新編
丸山 正・吉岡敏和・斉藤

日本の活断層―分布図と資料，437p.

勝，2012, 富山県西部，砺波平野断層帯（西部）の完新世の活動，日本地球惑星科学連合 2012 年大会 ポスター発表．
竹内 章，2011，二上山および周辺の地震活動について，二上山の自然と文化，137-138.

55

P-6
反射法地震探査からみた富山市中心市街地での呉羽山断層の地表トレース
村尾英彦（村尾地研）・°竹内 章（富山大・院・理工）・村地香澄（富山大・理）
Reflection seismic survey of the Kurehayama fault beneath the central cityarea of Toyama, north-central Japan
Hidehiko MURO (Murao Chiken Co.Ltd.), °Akira TAKEUCHI (Grad. Sch. Sci. Eng.
Res., Univ. Toyama), and Kasumi MURACHI (Faculty of Science, Univ. Toyama)	  活断層は，震源断層として地表まで断層変位が達した場合，断層周辺では，直接の震害に加えて，基礎地盤の変位・変形や火災などの二次災害の発生が予想される．災害復旧に不可欠なインフ
ラ機能障害による相乗的悪影響も懸念される．ゆえに，適切な防災対策・計画の策定には，断層位置の確定が不可欠である．
	
  呉羽山断層帯の長さは陸域 22km と海域 13km の合計 35km
で，全体が動いた場合の想定地震規模は 7.4 である．2011 年 4月に富山市内の全戸に配布された富山市地震防災マップには，国土地理院発行の都市圏活断層図「富山」からの引用した呉羽山断層の不確実な地表トレースが表示されている．このため富山市は，防災対策に対する市民意
識の向上や，防災・減災対策に役立てることを目的として呉羽山断層調査を開始している．
本報では，既往のボーリング調査結果の整理に加えて，2011 年に実施した反射法地震探査（南北 2 測線，合計 4.2km）のデータを解析し，富山市中心部を横断する呉羽山断層帯伏在部位置を特定するための検討内容を報告する．探査結果より，GL-1500〜2000m 程度の深度まで有効な反射断面が得られ，逆断層上盤の単斜構造および，断層下盤の部分的な撓曲，断層両側の変位は沖積層下底で９m 程度に達すること等を確認した．この結果，同断層の所在
は都市圏活断層図の推定位置には存在せず，最大約 1km 西方にズレていることが明らかになり，中村ほか（2003）の推定位置と調和的であることが解明された．

	
 	
 北部測線（2.0km）の探査結果に基づく解釈	
 

56

	
 

	
 

南部測線（2.2km）の探査結果に基づく解釈	
 
	
 
	
 
文	
  	
  献	
 
活断層研究会編：[新版]日本の活断層，東京大学出版会（1991）	
 絈野義夫・三浦静・藤井昭二：北陸の丘陵と平野・アーバンクボタ・31（1992）	
 
堤浩之・東郷正美・渡辺満久・中村洋介：1：25,000 都市圏活断層図「富山」，国土地理院（2002）	
 池田安隆・今泉俊文・東郷正美・平川一臣・宮内崇裕・佐藤比呂志編：第四紀逆断層アトラ
ス・東京大学出版会（2002）	
 金谷隆行・竹内章・川中卓：富山平野西縁呉羽山断層周辺の地下構造と丘陵形成史・地球惑
星科学関連学会 2001 年合同学会講演要旨集・Gm-P007（2001）	
 中村洋介・岡田篤正・竹村恵二：富山平野西縁の河成段丘とその変形・地学雑誌・112(4)・
pp.544-562（2003）	
 吉岡敏和・細矢卓志・橋本智雄・眞柄耕治：砺波平野断層帯および呉羽山断層帯の古地震調
査・活断層・古地震研究報告・No.7・pp181-196（2007）	
 稲崎富士・相澤隆生・伊藤俊一郎・木村俊則：ランドストリーマー高分解能反射法による呉羽山断層の浅部変形構造イメージング・物理探査学会第 119 回学術講演会論文集（2008）	
 国立大学法人富山大学理工学研究部：沿岸海域における活断層調査，独立行政法人産業技術総合研究所，2011	 富山県:呉羽山断層に関する調査，平成 7 年度地震調査研究交付金成果報告書（1997）	
 
富山県：既往地質調査資料（平成 24 年 2 月 1 日付防第 251 号）	
 鉄道運輸機構：7 北二建役第 24 号	
  北陸新幹線，富山駅付近地質調査 4 報告書（1995）	
 
鉄道運輸機構：19 北二建役第 10 号	
  北陸新幹線，富山神通・駒見間地質調査報告書（2008）	
 
	
 

57

P-7
能登半島北部沿岸における完新世海岸段丘の分布からみた沿岸活断層の活動性（予察）宍倉正展°（産業技術総合研究所 活断層・地震研究センター）
越後智雄（地域 地盤 環境研究所）
行谷佑一（産業技術総合研究所 活断層・地震研究センター）

Activity of offshore faults along the northern coast of the Noto Peninsula,deduced from distribution of Holocene marine terraces (tentative report)
Masanobu Shishikura (Active Fault and Earthquake Research Center/AIST)
Tomoo Echigo (Geo-Research Institute)
Yuichi Namegaya (Active Fault and Earthquake Research Center/AIST)【はじめに】
2007 年能登半島地震（M6.9）以降，能登半島沿岸の海域で詳細な音波探査が行われ，その解析から，完新世に活動した海底活断層の存在が明らかになってきた（井上・岡村，2010）．
これらの断層は 2007 年の地震と同様に海岸の隆起を伴い，離水地形や生物遺骸群集の痕跡を残している可能性があり，そこから活動履歴が解明できることが期待される．そこで筆者らは能登半島北部沿岸において離水海岸地形や隆起生物遺骸群集の調査を行い，沿岸の活断層の活動性について検討した．隆起生物遺骸群集に関する報告は宍倉ほか（2010；日本活断層学会 2010 年大会）にて報告済みであるが，本発表では特に完新世海岸段丘の高度分布について報告する．
【調査結果】
調査範囲は能登半島北西部の皆月周辺から北東部の禄剛崎周辺にかけて，およそ 60 km の海岸を対象とした（図 1）．この範囲の沖合では，井上・岡村（2010）によりほぼ全域にわたって海岸線にほぼ平行に，活断層が認定されており，西から猿山沖セグメント，輪島沖セグ
メント，珠洲沖セグメントに分類されている．
本研究ではまず空中写真判読により，完新世海岸段丘を認定した．そして現地において段丘の性状を確認するとともにトータルステーション等を用いて高度を計測した．以下に猿山沖，輪島沖，珠洲沖のセグメント毎に記載する．
［猿山沖セグメント］
本セグメントは調査範囲西部の皆月から輪島にかけての海岸で，完新世海岸段丘は断片的に分布し，連続性は良くない．段丘は場所により 2 面に区分され，高位の面は標高 7 m 前後に分布する．低位の面はおおよそ標高 4.5 m 前後にあり，場所により標高 5 m に達するが，この範囲内で高度分布に顕著な変化は今のところ認められない．
［輪島沖セグメント］
本セグメントは輪島から大崎にかけての海岸で，この範囲の西側は地すべり地形が発達し，段丘は輪島周辺のみで認められる．東側では名舟周辺から東で 2 面の完新世海岸段丘が確認

58

される．曽々木周辺では 3 面に区分され，その高度は高位で標高 6m 前後，中位で標高 5 m
前後，低位で標高 3.5 m 前後である．高度分布は曽々木あたりを頂点として東西に高度を減じているようにも見えるが，一方で本セグメント東端の大崎に向かって高度を上げているよ
うにも見える．地点間の対比の問題もあるため，現時点では高度分布の傾向を明確に認めることは難しい．
［珠洲沖セグメント］
珠洲沖セグメントは大崎から禄剛崎にかけての海岸で，断層は北東沖にさらに延びるとされる．この範囲は比較的段丘の発達が良く，ほぼ連続的に追うことができる．完新世海岸段
丘は，本範囲の西端の大崎周辺で 3 面に区分され，高位の面が標高 6 m 前後，中位の面が標
高 4.8 m 前後，低位の面が標高 4 m 前後である．一方，本範囲の東側では 2 面しか識別できない．高度分布を見ると西に向かって高度を上げているように見える．この地域も地点間の対比の問題は残るが，面の連続性から高度変化をおおよそ認めることができ，これは更新世
後期の段丘の高度分布と同じ傾向にある．
【沖合の活断層との関係】
完新世海岸段丘の離水年代を推定する試料はまだ得られていないが，仮に高位の面について，一般的な後氷期海進頂期頃の形成とすれば，約 6000 年前の離水となる．当時の海面高度は現在より+2 m 程度とされていることから，本地域が隆起傾向にあることは確実である．今のところ段丘の離水を直接活断層の活動と結びつけることはできないが，大崎周辺のような局所的な高度分布の変化は，活断層の影響を考えなければ説明できない．また局所的に複数面に段丘が分化することも，活断層の活動度の地域差を示していると考えられる．大崎周辺
はちょうど輪島沖セグメントと珠洲沖セグメントとの境界にあるが，そこが最も活動性が高いように見える．ここは沖合の音波探査ではまだ不明な点が多い海域であり，未発見の活断層の存在の可能性も含めて断層の分布を再検討する必要があるだろう．

図 1 能登半島北部における断層・褶曲の分布（井上ほか，2010 を基に加筆・修正）

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P-8
等深線データから作成したステレオペア画像にみる	
 海底活断層地形─能登半島北岸沖東部を例に─	 後藤秀昭・松本紫帆（広島大学） 	
 ○Tectonic Geomorphology on the Shallow Sea Floor off Noto Peninsula
Hideaki GOTO and Shiho MATSUMOTO (Hiroshima Univ.)

対象地域の活断層は、海岸線の一般走向に

１．はじめに

浅海域の活断層の分布やその活動様式につほぼ沿うように北東─南西方向に断層変位

いては、これまで音波探査など地球物理学的地形が連続して認められる（図１）。明瞭なな方法で海底下の地層を観察することで主一条の活断層（F1 断層）が連続しているように明らかにされてきた。近年は詳細な海底地に読み取れ、一部で北側に分岐・並走する（F2形にも注目し、マルチビーム測深機を利用し断層、F3 断層、F4 断層）。いずれの断層でも、た調査により微細な変動地形が検討されて断層線近傍で海底面に撓曲変形がみられる。

いる（例えば、伊藤・泉、2009）。

断層の上盤側（南東側）に背斜によると考え

本研究では、詳細な調査を行うことなく、られるバルジ状の変形を伴っているものも既に蓄積されてきた海底地形に関する情報認められ、逆断層の断層運動が強く示唆されを整理し、変動地形を検討する方法についてる。F1 断層は海岸線の数百ｍから約 4km 沖

能登半島北岸沖を対象として研究を行った。

で、海岸線にほぼ並行しており、F１断層の本研究では、等深線データ（日本水路協会作

隆起側に半島があることから、現在の海岸線

成の海底地形デジタルデータ；M7011）からが F1 断層の断層運動と強く関連して形成さ50m 間隔の数値標高モデル（DEM）を生成れてきたと考えられる。この付近には海成段

し、これをもとにステレオペア画像（アナグ

丘が発達しており、最終間氷期の旧汀線高度リフ）を作成した。これを陸上の活断層地形は約 100m にも達しており（小池・町田編、判読と同様に変動地形学的な検討を行い、活2001）、海底活断層の隆起運動と整合的であ断層図を作成し、従来の活断層分布図との比る。

較を行った。なお、対象地域の海底地形デー

名舟の 11km 沖（F10 断層）と 15km 沖（F20タ（M7011）の等深線間隔は 1ｍである。

断層）にも F1 断層とほぼ並走する断層が分

能登半島沿岸域においては、海上保安庁水布する。F10 断層に沿って北落ちの撓曲変形路部（1981）、三沢（1997）、徳山ほか（2001）、が見られ、F20 断層に沿っては南落ちの撓曲

岡村（2002）、井上・岡村（2010）などによ変形が認められ、その間は地溝をなす。F20

り高精度な地形・地質調査が行われ、活断層

断層の隆起側である北側には七ツ島と称さの分布・形状などの詳細が明らかにされておれる孤島群が浮かんでおり、これらの島の成り、変動地形との対応が検討可能な地域であ立は F20 断層の運動と関連している可能性

る。

が高い。

２．海底地形アナグリフから読み取れる変動

３．既存の地質学的資料による検討

地形井上・岡村（2010）は、高分解能音波探査

60および三次元サイドスキャンソナーを用い生成した DEM に基づき、ステレオ画像を作て、地形と地層の両面から断層の分布や活動成し、活断層地形判読を行った。その結果、史を検討している。井上・岡村（2010）は、

これまでの地質図とほぼ同じ位置に活構造

図 1 の範囲内では、活構造が F1〜4 断層とほが認められた。一方で、地質図では断続的なぼ同じ位置に認められるとし、高屋沖を境に断層が変動地形では一条に認められる点や西を輪島沖セグメント、東を珠洲沖セグメン

F20 断層のようにこれまで認められていないトと呼んでいる。輪島沖セグメントでは、最活構造が読み取れる点など、違いも見られた。

終氷期の浸食面に最大 10m の変位を認めて等深線から作成できるステレオ画像は、日いる。また、珠洲沖セグメントの西部では、本の沿岸海域全域であり、広域的な判読が可

地層を切断する明瞭な逆断層が認められる能である。地震隆起を示す海岸地形と海底活としている。

断層の分布の検討や、高精度な地形・地質調F10 断層の南付近には、井上・岡村（2010）

査の実施前に予察的に検討を行うなど、浅海では沖ノ瀬隆起帯と称される背斜構造があ底の変動地形の検討に有益と考えられる。今り、北西翼が急傾斜で南東翼が緩傾斜な構造

後、対象を広げて研究を行いたい。

から北西縁に逆断層が推定されるとしている。この断層に沿っては更新世の堆積物であ文献る輪島沖層に明瞭な変形構造が見られない

伊藤弘志・泉紀明（2009）活断層研究 31，27-31．井上卓彦・としている。ステレオ画像を用いての地形判

岡村行信（2010） 海陸シームレス地質情報集．岡村行信（2002）

読でも新期の地形面に明瞭な変位地形が見「海洋地質図シリーズ．59（CD）」．海上保安庁水路部（1981）

られないことから推定断層としており、地質「海底地質構造図「珠洲岬」調査報告書付き」.小池一之・町構造の解釈と調和的である。

田洋編（2001）「日本の海成段丘アトラス」．後藤秀昭・杉戸信彦（2012）E-journal GEO (投稿中) 徳山英一ほか（2001）

４．おわりに

海洋調査技術 13，27-53. 三沢良文（1997）東海大学紀要，

能登半島北岸沖東部において、等深線から海洋学部 43，185-200．

図 1 能登半島北岸沖東部の海底地形アナグリフから判読した活断層分布
井上・岡村（2010）「能登半島北部周辺 20 万分の１海域地質図」に重ねて表示

61

P-9
柳ヶ瀬・関ヶ原断層帯北部延長部（越前沖）の音波探査（速報）○杉山雄一・村上文敏（産総研活断層・地震研究センター）・山本博文（福井大学）
宇佐見琢哉・畑山一人・島崎裕行（総合地質調査株式会社）

Seismic reflection profiling of a northern extension area of the
Yanagase-Sekigahara Fault Zone off Echizen Coast, Fukui Prefecture○

Yuichi Sugiyama, Fumitoshi Murakami, Hirofumi Yamamoto,

Takuya Usami, Kazuhito Hatakeyama and Masanori Shimazaki
１．はじめに
平成 24 年度文科省委託「沿岸海域における活断層調査」の一環として，柳ヶ瀬・関ヶ原断層帯主部の海域延長部の音波探査を行った．探査範囲は越前海岸の大味沖から，東尋坊の北西20km ほど沖にある地形的高まり（大グリ及びマツダシ）付近まで，南北約 35km の範囲である（第 1 図）．測線は，2003 年度に海上保安庁海洋情報部が実施した「加賀－福井沖」海底活断層調査（海洋情報部，2004）の測線に沿って，その 1 つおき（約 2km 間隔）もしくは 2 つ
おき（約 3km 間隔）に東西方向に設定した．測線数 16，測線長 7.0～19.5km，延べ測線長
192.4km である．音源には送振出力 200J のブーマーを用い，16 チャンネルのマルチチャンネ
ル探査を実施した．これに加えて，採泥調査地点の選定のため，福井港沖では約 1km 間隔のマルチチャンネル探査 2 測線，約 0.5km 間隔のシングルチャンネル探査 8 測線（うち 3 測線
はマルチチャンネル探査と同一測線）を実施した．
２．主な探査結果
柳ヶ瀬・関ヶ原断層帯主部の北端は，これまで鮎川付近の陸上の西上がりの鮎川断層北端とされていたが，今回，越前海岸の大味～和布の約 1～1.5km 沖に東上がりの顕著な活断層が確認された（第 1 図）．幾つかの測線では，断層の東側（陸側）に背斜構造や鮎川断層と同じ西上がりの逆断層が認められた．この鮎川～和布沖の断層は，福井港沖の南北方向の断層（海洋情報部，2004）に連続することが分かった．更に，最も西側の断層は陸棚～陸棚斜面を横断して北北西に延び，マツダシ南東方の南北性背斜（海洋情報部，2004）の西側へ連続することが明らかになった（第 1 図）．柳ヶ瀬・関ヶ原断層帯の北端は，2004 年に公表された地震調査委
員会による長期評価の北端よりも 29km ほど北になる．この他，マツダシの背斜の東側には，山本ほか（2000）の指摘のように，更新～完新統を累積的に変位させる西上がりの逆断層が確認された．また，マツダシ南方には，海洋情報部（2004）の指摘のように，正断層が確認された．断層は北北西‐南南東走向であり，約 10km にわたって追跡された（第 1 図）．
引用文献：海上保安庁海洋情報部（2004）沿岸海域海底活断層調査「加賀－福井沖」資料整理
作業報告書, 55p. 山本博文ほか（2000）20 万分の 1 ゲンタツ瀬海底地質図及び同説明書, 35p.

62

第 1 図．音波探査の測線と確認された主な断層と背斜の位置．

63

P-10
日本海東縁海域の海底活断層の詳細分布図
中田	
  高・後藤秀昭（広島大学），渡辺満久（東洋大学），鈴木康弘（名古屋大学）
西澤あずさ・堀内大嗣（海上保安庁），木戸ゆかり（海洋研究開発機構）	
 	
 Submarine active fault map of the eastern part of Sea of Japan
Takashi NAKATA・Hideaki GOTO (Hiroshima Univ.), Mitsuhisa WATANABE(Toyo Univ.)
Yasuhiro SUZUKI (Nagoya Univ.),Azusa NISHIZAWA・Daishi HORIUCHI (Japan Coast
Guard), Yukari KIDO (JAMSTEC)
目 的 	
 
	
  日本海東縁海域では，地震と津波が歴史時代にも繰り返した海域である（羽鳥，1977）．
この海域の海底活断層の位置・形状を詳細に明らかしたうえで．その分布の特徴をもとに
過去の地震と津波との関連を検討し，地震発生予測の向上をめざす．	
 	
 使 用 デ ー タ と 画 像 作 成 	 	  海上保安庁海洋情報部と JAMSTEC の統合測深データと 250ｍグリッド地形（岸本，2001）
を重ね合わせ作成したグリッドデータを使用した．これもとに，DEM 画像処理ソフト（Simple	
 DEM	
 Viewer)を利用して海底地形を立体視できるアナグリフ画像を作成し，陸域の地形判読と同じ要領で活断層認定を行い，従来のものより詳細な海底活断層図を作成した．	
 その一方で，マルチビームでは詳細な水深データの取得が困難な 200m 以浅の海域では，海底活断層の認定は困難であった．	
 	
 海 底 活 断 層 の 位 置 ・ 形 状 	 	
  これまで，日本海東縁の海底活断層は，海底地形に加え地質構造の特徴をもとに認定されてきた．この海域は，プレート境界にあたる日本海溝や南海トラフに比較して浅く，特に男鹿半島以南の 1500m 以浅の海底では，詳細な活断層分布が明らかにされている（活断層研究会，1991）岡村ほか（2002）では，比較的大きな断層崖を伴う主要な海底活断層が認定し，それに沿った歴史地震の震源断層モデルと地震性タービダイトの分布および地震発生間隔について議論している，伊藤ほか（2010）も村上沖の反射調査によって，1964 年
新潟地震の震源断層に関連する海底活断層の位置・形状を詳細に解明し，その繰り返し活動について言及している．竹内ほか（2000）では，北海道南西部の歴史地震発生域の潜水調査を行い，地震に伴う活断層に関る変状を報告している．	
 本研究では，分解能の高い画像を立体視して地形判読を行い，陸域と同様な変動地形学的な認定基準で海底活断層を認定した．画像を拡大してマッピングを行うことで，男鹿半
島北部の海域を中心に，これまでの活断層線と比較して，その位置・形状や連続性に対する精度や信頼性が向上した．	
 	
 海 底 活 断 層 と 地 震 	
 松前海台の南西縁から男鹿半島北端部を結ぶ線を境に，活断層の配列に大きな違いが認められる．北部では，活断層密度は比較的低く，海盆や海丘の境界を限る北北西－南南東
走向の比較的規模の大きな断層崖の基部に活断層が認定されるのに対して，南部では，北東－南西走向の断層崖を伴う活断層が密に分布する．南半部を南から北に延びる最上深海
長谷は，幾つかの断層崖を横切るような先行性の流路を形成しており，これらの活断層が極めて活動的で大地震を繰り返し発生してきたことを裏付けている．	
 このような低平な海底面を横切る連続的な断層崖は，新期の断層運動を反映するものであり，歴史地震津波の震源域や波源域のモデルの再検討，および，将来の地震津波発生の場所と規模の推定の予測精度向上にとって重要なデータとなる．今後，岡村ほか（2002）などの先行研究を参考に，さらに活断層と地震の関係を詳細に検討する予定である．	
 	 	  本発表は，平成 23	
 －	 26	
 年度科学研究費補助金（基盤研究（Ａ））研究代表者：中田	  高）の成果の一部である．	
 

64

	
 
研究対象地域の陰影図（左図）と日本海東縁部の海底活断層図（右図）	
 黒線：活断層	  太グレー線：顕著な断層変位地形を伴う活断層	
  	
 

65

P-11
航空機搭載型測深 LiDAR による浅海域細密地形データの整備（速報）°石黒聡士（国立環境研究所），松永恒雄（国立環境研究所），小熊宏之（国立環境研究所），
山野博哉（国立環境研究所），石原吉明（産業技術総合研究所），
行谷佑一（産業技術総合研究所），岡村行信（産業技術総合研究所），
中村良介（産業技術総合研究所），岩男弘毅（産業技術総合研究所）

Very high resolution DEM of shallow seabed detected by airborne LiDAR
bathymetry in Japanese Pacific coast
Satoshi Ishiguro, Tsuneo Matsunaga, Hiroyuki Oguma, Hiroya Yamano, Yoshiaki Ishihara,
Yuichi Namegaya, Yukinobu Okamura, Ryosuke Nakamura, and Koki Iwao
１．はじめに
地形解析の最も基礎的なデータである数値標高モ
デル（DEM; Digital Elevation Model）の解像度は，近年飛躍的に向上している．2012 年 3 月には国土地理院により沿岸域や平野部を中心とした航空機搭載型
LiDAR による 5 m DEM が公開され，その面積は国土の 35％にあたる約 134,000 km2 に及ぶ．従来の 50 m
および 30 m DEM と比較して格段に詳細な地形を対象とした解析が可能となることが期待されている．
一方，海底地形のデータは陸上に比べて未整備である．海底地形計測には通常，音響探査による測深技術が応用される．したがって，船舶が航行できない
浅瀬は計測が困難である．
現在，水深が数十 m 程度であれば水中を透過して水底の地形を計測できるレーザレーダ（LiDAR）技術が開発され，一部は実用化されている．例えば海上保安庁は東日本大震災後の 2011 年 6 月に，東北の被災地沿岸の海底地形を計測し，5 m メッシュの海底地形 DEM として整備し，行政機関及び研究機関に提図 1 計測予定範囲の広域図供されて復旧復興事業に利活用されている．
しかし，日本における航空機搭載型測深 LiDAR による計測例は海上保安庁の例を除いて無く，変動地形解析等に応用された事例もまだ無い．独立行政法人産業技術総合研究所および国立環境研究所は，津波浸水モデルや津波シミュレーション，東日本大震災被災地域の沿岸環境変遷監視を目的に，北海道から紀伊水道にかけての太平洋沿岸域において，海底地形の航空機搭載型測深 LiDAR による計測を計画している．本発表はそのテストケースを速報する．
２．計測予定海域，要求計測精度および使用機器
1)計測予定海域
図 1，図 2 に今回の計測予定海域を示す．比較的広範囲の海域として，釧路沖，伊豆半島
西岸，熊野灘，紀伊水道を計測予定である．一方，東北沿岸は東日本大震災の影響を評価するために入り組んだ湾の小領域を複数計測予定である．さらに，航空機搭載型 LiDAR の性能を評価するために，海上保安庁が設置する校正サイトも計測する予定である．

66

図 2 計測予定の海域．図中の黒線はおよそ 30 km．

2) 要求計測精度および使用機器
計測に要求する精度等を次のア）からエ）に示す．これらの要求を満足するために，今回は Fugro LADS Mk3 を使用する．この機器は表 1 に示す性能を有しており，同時にカメラを搭載可能である．今回，同時搭載するカメラは，RedlakeMegaplusII Es 2020（1600×1200 画
素，空間解像度約 40 cm）である．
表 1 LADS Mk3 の主な性能
ア）海水の透明度の 2 倍程度の水深までの水深計測が可
レーザー波長532 nm
能であること．
パルスレート
1.5 GHzイ）水深計測精度は IHO Order 1 を満たすこと．
観測可能高度1200-3000 ftウ）標高 30 m までの陸上地形を計測できること．
観測可能最大水深
80 mエ）水平方向に 5 m 間隔のサンプリングができること．
３．今後の予定
2012 年 11 月上旬にテスト計測と校正等を実施した上で，釧路沖より順次観測を実施する予定である．2013 年 1 月末までに全ての計測を終え，成果品としての 5 m メッシュの細密 DEM
を 3 月末日までに完成させる予定である．
謝辞
本研究は独立行政法人産業技術総合研究所「巨大地震・津波災害に伴う複合地質リスク評価」事業の一部として実施されている．航空機搭載型 LiDAR による観測は，中日本航空株式会社および（株）フグロジャパンにより実施される予定である．また，海上保安庁からは同庁所有の航空機搭載型 LiDAR による観測データおよび助言をいただいた．関係各位に謝意を表する．

67

P-12
音波探査に基づく別府湾の活構造 –深部構造との比較゜山田圭太郎・竹村恵二（京都大学）・原口強（大阪市立大学）
The active structure based on sonic prospecting in Beppu Bay, Japan-Comparison with deep seismic reflection surveyKeitaro YAMADA, Keiji TAKEMURA, Tsuyoshi HARAGUCHI
別府湾は九州中部の別府-島原地溝（松本,1979）と呼ばれる張力が発達する地域の北東端に位置する。Itoh et al(1998)によると、別府湾の形成プロセスは二つのステージに分かれ、
特に 1.5 Ma 以降の Stage2 ではプルアパート・ベーズンが発達し、現在も沈降を続けており、別府湾には第四紀の厚い堆積物が保存されていることに加え、非常に多くの正断層が発達している。別府湾では音波探査やピストンコアを用いた浅部の活断層分布やその活動度の調査（岡村ほか,1992; 大分県,1999 など）や反射法地震探査や重力測定を用いた深部の構造やそのテクトニクスについての議論（由佐ほか,1992）がなされてきた。このように別府湾では表層堆積物中に認められる活構造（浅部構造）や深部構造に関する詳細な研究がなされてきた一方で、これらの深部構造と浅部構造との関係は解明されていない。そこで本研究ではこれらの関係を解明するために行った調査のうち、音波探査から得られた知見について報告する。
今回行った音波探査は SyQwest 社製のポータブル高精度音波探査機である StrataBox を用いて行った。StrataBox の使用周波数は 10kHz、音波速度は 1500m/sec、最大分解能は 6cm
で、位置情報は GPS により同時に記録される。調査日は 2012 年 4 月 2,4,13,14,15,16 日の延べ 6 日間で、測線は由佐ほか（1992）で反射法地震探査が行われた測線を中心に、合計
468km を調査した。
音波断面の解析の結果、別府湾中央-北西部を中心とする 120 地点で反射面を切る明瞭な断層が確認された。これらの断層は活断層データベース（産業技術総合研究所,2009）に記載されている活断層とほぼ一致し、別府湾中央-北西部に集中していることを再確認した。これらの構造と由佐ほか（1992）で得られた深部構造とを比較すると、別府湾中央断層は深部まで観察できるが、多くの音波探査から分かった活断層は必ずしも深部まで至っておらず（図 1）、
音波探査から認められた断層の多くは別府湾のプルアパート・ベーズンを形成する運動に伴い生じたものと考えられる。断層の一部はその構造などからリストリック断層と考えられ、
別府湾中央断層において堆積速度が最大となることとも整合的である。一方、別府湾奥南西部、日出町大神沖、湾口部では反射構造は不鮮明で、構造や断層を十分に検討できなかった。
湾奥南西部の不鮮明部は大分県（1999）においても音波散乱部として指摘されており、地層

68中に含まれるガスによるものと考えられ、今回分布域の広がり等について明確になった。また、大神沖においても湾奥南西部の不鮮明部と類似した不鮮明部が新たに確認された。大神沖の不鮮明部は別府湾横断構造線の直上に当たることから、別府湾中央断層の活動と関連した分布と考えられる。湾口部では連続的に海底面に強い反射面が観察されるものの、地下構
造はほとんど読み取れない。原因として表層に厚い砂礫層が堆積しているなどの可能性が考えられるが、詳細は不明でボーリング試料などを用いた調査が必要である。
今回行った音波探査から、別府湾における活断層は中央-北西部に集中しており、そのほとんどが正断層と考えられる。表層に分布する活断層は、別府湾中央断層などの一部の断層を除き、必ずしも地下深部までの連続性は認められない。本地域において表層に分布する活断層は地震発生時期などの推定に有用であるが、発生する地震規模の推定には十分な検討が必要と考えられる。今後、より詳細な浅部-深部構造の関係解明が重要と考えられる。

図 1 別府湾東西断面（ Line-G; 由佐ほか,1992）の浅部構造と深部構造の比較
ただし、反射法地震探査データの解釈は由佐ほか（1992）による
引用文献
Yasuto ITOH, Keiji TAKEMURA, Hiroki KAMATA (1998) Tectonophysics, 284,135-150.
松本 徰夫（1979）地質学論集, 16, 127-139.
岡村 真・島崎 邦彦・田中 高・千田 昇・宮武 隆・前杢 英明・堤 浩之・中村 俊夫・山口 智
香・小川 光明（1992）地質学論集, 40, 65-74.
大分県（1999）別府-万年山断層帯（海上調査編）に関する調査成果報告書.
産業技術総合研究所（2009）活断層データベース 2009 年 7 月 23 日版.
由佐 悠紀・竹村 恵二・北岡 豪一・神山 孝吉・堀江 正治・中川 一郎・小林 芳正・久保寺
章・須藤 靖明・井川 猛・浅田 正陽（1992）地震, 45, 199-212.

69

P-13
地殻変動と津波シミュレーションに基づいて推定された2011 年東北地方太平洋沖地震(Mw9.0)の断層パラメータ゜室井翔太・隈元 崇（岡山大学）・中田 高・後藤秀昭（広島大学）
渡辺満久（東洋大学）
The fault parameter for 2011 off the Pacific Coast of Tohoku Earthquake(Mw9.0) estimated from tectonic movement and tsunami simulation
Shota MUROI, Takashi KUMAMOTO (Okayama Univ.),
Takashi NAKATA, Hideaki GOTO (Hiroshima Univ.),
Mitsuhisa WATANABE (Toyo Univ.)
１．はじめに2011 年 3 月 11 日，日本周辺では観測史上最大となる Mw9.0 の地震（東北地方太平洋沖地震）が発生した．この地震により大規模な津波が発生し，津波高は岩手県三陸南部，宮城県，福島県浜通り北部で 8～9m に達し（日本気象協会，2011），遡上高は岩手県大船渡市の綾里
湾で最大の 39.7m を記録した（東北地方太平洋沖地震津波合同調査グループ，2012）．
この地震の震源断層モデルについては，近地強震記録による解析(Suzuki et al., 2011)，遠地
広帯域地震記録による解析（八木，2011），地殻変動記録を基にした解析（国土地理院，2011），
津波記録に基づく解析（藤井・佐竹，2011；今村ほか，2012）など，多様なモデルが提案されている．これらの震源断層モデルを比較すると，最大すべり量が宮城県の牡鹿半島沖や仙台市沖の海溝付近の位置にあるという傾向は一致する．しかし，最大すべり量は，近地強震
記録や遠地広帯域地震記録からは約 50m と推定されるのに対し，津波記録からは 40m 程度にとどまるといった相違がある．また，地殻変動を基にした震源断層モデルでは，福島県南相馬市の沖合付近を境に北部と南部に位置する 2 枚の断層面が設定され，北部側の断層面全体のすべり量は 24.7m である．
しかし，これらの震源断層モデルの位置と形状については，海底地形，特に変動地形学的観点から認定される活断層の分布はほとんど考慮されていない．また，世界の海溝型の巨大地震(Mw≧8.0)の Mw と最大すべり量の関係を示した図 1 に，これらのモデルのすべり量を重ねると，回帰直線の 1σの範囲から逸脱しており，最大すべり量は過大評価である可能性が高い．
そこで本研究では，海底の変動地形に基づく活断層の分布形状(Nakata et al., 2012)を基に，
震源パラメータを設定することを目的として研究を行った。ここでは，断層面の上端は海溝軸までプレート境界に沿った低角な断層面をなさず，海溝斜面の明瞭な変動崖を形成するのに合理的な相対的に高角となる断層面を仮定した．この断層面の上に，観測された津波および地殻変動を合理的に説明できるすべり量を設定したところ，すべり量の最大値は 21m となった。これにより，過去に世界で発生した海溝型の巨大地震(Mw≧8.0)の Mw と最大すべり量の関係を示した図 1 で+1σに収まることになる．
２．分析方法
まず，変動地形を考慮した震源断層モデルの断層パラメータを検討するために，東北地方
太平洋沖地震の各種震源断層モデルについて，地殻上下変動および津波の計算を行った．地
殻上下変動量については，均質半無限弾性体の食い違いモデル（岡田，1992）による地殻上
下変動の計算結果を用い，電子基準点の地殻上下変動量との比較を行う．津波計算について
は，断層モデルによる海底・海岸の地殻上下変動を津波の初期条件とし，津波の伝播は，外洋では線形長波，陸岸では非線形長波とした運動方程式および連続式を差分法で計算した．

70

底面摩擦は，マニングの粗度係数を 0.025m(-1/3m)s とした．また，地形データは，陸域では国
土地理院の 50m メッシュの数値標高モデル、海域では海上保安庁の 250m メッシュのデジタ
ル水深データを用いた．このとき，多重メッシュの構築による格子の細分化を行っておらず，
計算対象格子点の間隔が 1350m であることから，津波痕跡調査結果との比較は合理的ではな
い．そのため，津波痕跡調査結果を基に解析された今村ほか(2012)の津波シミュレーションの計算結果を対象に比較を行った．今村ほか(2012)では，津波痕跡調査結果に対する計算結果の比率の幾何平均 K および幾何標準偏差κ(Aida, 1978)がそれぞれ，青森県で 0.99, 1.27, 岩手県
で 1.08, 1.38, 宮城県で 0.96, 1.21, 福島県で 0.88, 1.37 と算出されており，津波痕跡調査結果と整合的である．
次に，変動地形に基づくモデルの断層面形状を基に，断層面上端の深さ，断層幅，すべり量の値を試行錯誤的に修正し，地殻変動，津波を総合的に評価した新たな震源断層モデルを作成した（図 2）．
３.分析結果地殻上下変動の観測値に対する計算結果の比率の幾何平均値，標準偏差については，近地
強震波形に基づくモデルでは 0.483, 1.925, 遠地広帯域地震波形に基づくモデルでは 0.487,
1.618, 地殻変動に基づくモデルでは 0.454, 1.505, 津波波形に基づくモデルでは 0.438, 1.861,
津波痕跡調査結果に基づくモデルでは 0.585, 1.839 という結果が得られた．
一方，津波痕跡調査結果に基づくモデルでの津波計算結果に対する K, κについては，近地
強震波形に基づくモデルでは 1.079, 1.581, 遠地広帯域地震波形に基づくモデルでは 1.057,
1.812, 地殻変動に基づくモデルでは 0.939, 1.623, 津波波形に基づくモデルでは 1.077, 1.618 という結果が得られた．
これらの結果を踏まえ，新たに構築した震源断層モデルで地殻上下変動量，津波の計算を行ったところ，地殻上下変動では幾何平均値，標準偏差がそれぞれ 0.687，1.558 となり，津波では K, κがそれぞれ，0.920, 1.478 という結果が得られた．なお，国土地理院(2011c)の海
底地殻の水平変動観測結果とも整合的である．これらのことから，本研究の結果は，海溝軸付近に異常に大きなすべり量を設定する必要がないことを示していると言える．

図 2 本研究の震源断層モデル（数値はすべり量）

図 1 海溝型地震(Mw≧8.0)の Mw と最大すべり量の関係

71

P-14
山地隆起に基づく近畿地方の逆断層モデル	
 °谷	
  枝里子(京都大学防災研究所)・遠田晋次(東北大学災害科学国際研
究所)
Reverse fault model inferred from topographic relief in the Kinki
region, southwest Japan
Eriko Tani（DPRI, Kyoto University）, and Shinji Toda（IRIDeS,
Tohoku University）
	  近畿地方の中央部には南北に近い走向の山地と盆地が交互に現れるという特徴がある．この５〜20 km 程度の波長の地形的起伏は，東西短縮下での逆断層に境された地階運動で説明されている（Huzita, 1962）．また，地形だけではなく，基盤岩にも 2000~3000m もの比高の凹凸が形成されている．このような地形・基盤の変動をもたらした逆断層の運動像の理解
は，近畿の主要都市の地震危険度評価に欠かせない．しかし，反射法地震探査でイメージン
グできる深度に限度があり，断層深部形態や運動像は明らかになっていない．そのような背景のもと，本研究は，逆断層を伴う変形作用の現れである山地・盆地の地形や同時代層の変形から，地震発生層内の断層の位置や形態，すべりの推定を行うことを目的とする．
	  今回具体的に対象とした地域と断層は生駒山地と生駒断層帯である．生駒断層帯では，今後 30 年以内の地震発生確率がほぼ 0~0.1％，マグニチュードが 7.0~7.5 程度の規模の地震が発生すると考えられている（地震調査研究推進本部地震調査委員会，2001）．
	  地下の断層位置・形態の推定手法は，青柳・阿部（2007）に従った．まず，半無限弾性体
における断層変位理論（Okada，1992）に基づき，断層の幅，傾斜角，上端深度をそれぞれ変化させ，その時の逆断層運動に伴う地表変形パターンの計算を行う．次に，計算で得られた変形パターンと地形断面のそれぞれのピークの位置を一致させ，そのときの相互相関係数を求める．相互相関係数が最大となったときの断層の幅，傾斜角，上端深度を最適パラメー
タとする．検討する地形断面として，下川ほか（1997）で反射法地震探査が行われた四條畷
側線と八尾側線の 2 つを考えた．四條畷側線の結果から断層幅 15km，傾斜角 20°，上端深度 1km の断層が推定され，八尾側線の結果からは断層幅が断層幅 25km，傾斜角 20°，上端深度 3km の断層が推定された．ただし，パラメータを少し変化させた場合であっても，相互相関係数に大きな違いがないという場合も多い．得られたパラメータ値の妥当性を慎重に検討していく必要がある．また，特に八尾側線の地形断面を見ると隣接する断層の影響を受けていることが明らかで，計算によって再現された変形パターンと地形断面のフィッティ
ングが悪い．今後は複数の断層面を想定することが求められる．さらに，今回は地形を個々の地震にともなう弾性変形の累積と仮定したが，実際の地形は長期継続的な変動や表層作用72

の現れの寄与もある．下部地殻の粘弾性効果や浸食・堆積作用を考慮することも重要である．
【文献】Huzita, K., 1962 , Geosci., Osaka City Univ., 6, 102-144; 地震調査研究推進本部地震調査委員会，2001; 青柳・阿部，2007, 電力中央研究所報告; Okada,Y. , 1992, BSSA, 82,
1018-1040; 下川ほか，1997, 平成 8 年度活断層研究調査概要報告書, 37-49, 地質調査所.

shijyonawate
300

250

R=0.9698

Altitude(m)

200

150

100

50

0

−50

width=15[km]
−100
−10

−5

dip=20[deg]0

top=1[km]
5

10

15

10

15

20

distance(km)

yao
450
400

R=0.8585
350

Altitude(m)

300
250
200
150
100
50
0

width=25[km]
−50
−10

−5

dip=20[deg]0

top=2[km]520

distance(km)

図 1．地形断面図と計算で得られた変形パターン．
上図が四條畷側線，下図が八尾側線である．破線が地形断面図を，実線が変形パターンを表す．相互相関係数の計算範囲は地形断面図上の黒点間とした．

73

P-15
紀伊半島北西部における定常地震活動と地質構造の関係	
 °前田純伶(京都大学防災研究所)・遠田晋次（東北大学災害科学国際研究所）	
 Spatial	 correlation	
 between	 high	
 rate	
 of	
 background	 seismicity	 and	
 geologic	
 structure	
 in	
 the	
 northwestern	
 Kii	
 Peninsula	 °Sumire	 Maeda	 (DPRI，	
 Kyoto	
 University)	
 and	
 Shinji	 Toda	 (IRIDeS，	
 Tohoku	 University)	
 	
  近畿中部は盆地と山地が交互に配列する地形で特徴付けられ，第四紀地殻変動によって形成された造構地形とされる．特に淡路島—六甲山—若狭湾—伊勢湾を結ぶ三角地帯は近畿三角帯と呼ばれている(Huzita，1962)．この構造区内の花崗岩体では常時地震活動が低く，古期堆積岩体である外縁部で常時地震活動が活発である(吉田，1995)．特に微小地震が多発している丹波山地では，地震の分布が丹波中古生層に重なるという指摘がある(片尾・安藤，1996)．本研究では，同様に
常時地震活動が活発な紀伊半島北西部において，地震活動と地質構造の関係を検討したので以下に報告する．	
 	  紀伊半島北西部では，震源の深さが10kmよりも浅い地震活動で特徴付けられる(溝上ほか，
1973)．マグニチュード2以下の微小・小地震を主体とし，震源の大多数は	
 5—8kmに集中する．当地域の地震分布の最大の特徴は，東西もしくは東北東-西南西のトレンドをもつ複数の線状配列である．また，調査地域南部の有田川流域の微小地震の震源分布地震活動が顕著なクラスター化
しており，4km程度の深さまで鉛直に突き出すような分布を示す．この有田川流域の微小地震の
多くはlow-Vp/Vs比の低い領域で発生しており，地質構造だけでは無く流体の関与も示唆されている(Kato	 et	
 al，2010)．	
 	  これらの微小地震が集中するゾーンは三波川帯と秩父帯分布域とほぼ一致する(図1の(a))．三
波川帯は和泉帯の南，中央構造線(MTL)以南に分布する高圧低温型の変成帯で，各種の結晶片岩からなる．原岩は泥岩・砂岩・火山岩などであり，塩基性岩や蛇紋岩を含む．秩父帯は有田川構
造線(ATL)を境に三波川帯と接し，仏像構造線(BTL)で南縁を画される．秩父帯は三波川帯と異なり低変成の堆積岩類からなる	
 (図1の(b))．微小地震は，これら二つの地質帯に重なるように分布する．さらに，その地震クラスターの分布と配置・形状が構造帯内の地層や褶曲軸・断層の走向に沿って線状に並ぶ．また，地震分布の断面図(図1の(a)の断面図震源の水平・深さ方向の標
準誤差	
 2km	
 以内の地震のみ)から，線状配列の地震クラスターのいくつかは高角度に傾斜していることがわかる．このことから，中央構造線に代表されるように横ずれ断層運動が想定される．
しかし，これらの線状地震配列内で発生した中規模地震のメカニズムは東西もしくは西北西-東
南東圧縮の逆断層型を示す．震源分布形態から想定される動きと異なる．一方で，最大の疑問点
は帯状の常時地震活動の分布が紀淡海峡側で突然途切れることである．これは紀淡海峡を挟んだ
四国側でも付加体としての三波川帯・秩父帯が広く分布する事実と矛盾する．プレート構造や地殻内流体の分布など，地質構造以外の要素についても今後検討が必要である．	
 

74

図	
 1(1)気象庁一元化データ(2006/1/1〜2010/12/31)F-net	
 防災科学技術研究所(2006/1/1〜	
 2010/12/31)，深さ	
 10km	 以浅，	 (b)近畿地方土木地質図(国土開発技術研究センター，1981)	
 

75

P-16
山地域の横ずれ活断層の確実度を判定する一方法○田力正好・水本匡起・松田時彦（地震予知振興会）

A method to judge certainty of active lateral fault in mountainous area
Masayoshi TAJIKARA, Tadaki MIZUMOTO, Tokihiko MATSUDA (ADEP)
山地域の横ずれ活断層の認定は主として河谷や尾根の屈曲に基づいて行われるが、河谷や尾根の屈曲はテクトニックな要因以外に組織地形としても形成され得るので、河谷の屈曲を根拠として活断層を認定する場合には、河谷の屈曲が「系統的」であることを示す必要がある。ところが、河谷の屈曲が「系統的」であると判断する客観的な基準が存在しないため、判読結果に大きな個人差が生じる可能性がある。
そこで、本発表では、河谷の屈曲の「系統性」を判定する一方法として、河谷（水系）の偏形度を提案する。河谷の偏形度（DI: deflection index）は、ある区間内で断層を横切る全ての河谷について、以下の式で定義する（図 1）。
DI = (Vr - Vl) / Vall （右横ずれ断層の場合）、

DI = (Vl - Vr) / Vall （左横ずれ断層の場合）

ただし、Vall = Vl + Vr + Vs
ここで、Vr：右屈曲する河谷数、Vl：左屈曲する河谷数、Vs：屈曲していない河谷数、Vall：断層を横切る
全ての河谷数である。左右どちらかの向きの屈曲が 100％であれば偏形度は 1、左右の屈曲の向きが同数であれば偏形度は 0、予想される断層のずれと反対の屈曲の方が多い場合はマイナスの値となる。本
発表では、西日本のいくつかの既知の活断層（菊川断層帯、弥栄断層帯、山崎断層帯、三峠・京都西山断層帯、琵琶湖北方～若狭湾の活断層：図 2）において実際に河谷の偏形度を測定し、確実度との関連を検討した。偏形度の測定は、断層沿いのある長さの区間（4、6、8、10 km）ごとに行った。区間が短いと断層を横切る河谷数が少なく偏形度の値の信頼性が低くなり、長すぎると確実度や活動度が異なる区間が含まれる可能性が増し偏形度の値の代表性が低下すると考えられるため、適切な区間の長さを選択する必要がある。また、長さ数 10 km を超えるような長い活断層については、断層沿いの偏形度の変化を明らかにするため、断層沿いに 2 km ごとに偏形度を算出した。得られた結果は表 1 の通りである。なお、
表 1 に示した長い活断層沿いの偏形度は 8 km 区間で測定した値である。
以上の偏形度の測定の結果、大まかに見て、既存文献で確実度Ⅰ～Ⅱあるいは確実な活断層とされている断層においては、0.3 程度以上、確実度Ⅱ～Ⅲあるいは推定活断層とされている断層は 0.1－0.2、確実度Ⅲ以下あるいは活断層の記載のないリニアメントでは 0.1 以下の値をとる傾向があることが分かった。既存文献の断層の確実度と河谷の偏形度との関係が整合的であることから、河谷の偏形度の値は山地の横ずれ断層の確実度を判断する基準として概ね妥当であると考えられる。また、山崎断層・菊川
断層などにおいて、断層中部で値が大きく、両側に向かって値を減少させている（図 3）ことは、偏形度の値が断層の活動度を反映していることを示している可能性がある。活動度が高いほど断層変位地形は認識しやすくなり断層の確実度は高くなると考えられることから、この事実も偏形度を断層の確実度の判断基準として用いることの妥当性を支持すると考えられる。今回の調査の結果からは、河谷の偏形度が>0.276ならば確実な活断層、0.1－0.2 であれば推表 1 測定結果一覧表

定活断層、<0.1 であれば活断層ではない
組織地形の可能性が高い、といった基準が設定可能である。ただし、例外も存在すること（例えば、三峠断層 A の低い偏形度）、地域によって地質・地形条件が異なり断層
変位地形の保存度が異なると考えられるが今回の調査では条件が大幅に異なる地域のデータは取得していないことから、この値は当面は確実度判定の目安程度として用いることが望ましい。今後、様々な地質・地形・気候条件の地域でデータを収集し、その妥当性と確実度と値との対応についてさらに検討してゆく必要がある。

網掛部はデータ数が少なく（<30）信頼性が劣ると考えられる値。

図 1 河谷の偏形度の算出方法

図 2 調査対象断層位置図

図 3 菊川断層帯（左）および山崎断層帯（右）沿いの河谷の偏形度の変化

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2012 年ネグロス地震(Mw6.7)に伴う局地的津波と海底地すべり
安田大剛〇（京都大学）・中田 高（広島大学）・小林俊孝（JICA）・
Teresito Bacolcol・Arturo Daag・Mabee Cahulogan・Renato U．Solidum（PHIVOLCS）

Local Tsunami associated with the 2012 Negros Earthquake andSubmarine Landslide
Hirotake Yasuda○, Takashi Nakata, Toshitaka Kobayashi, Teresito Bacolcol,
Arturo Daag, Mabee Cahulogan, and Renato U．Solidum
沿岸に近い海底地すべりは，その活動によって沿岸部に大きな被害を発生させる．本研究は， JICA の「フィリピン地震火山監視能力強化と防災情報の利活用推進プロジェクト（代表者：井上 公）」の一環として，2012 年ネグロス地震の際に局地的な津波被害を生じた海底
地すべりを対象に，地層探査装置 SyQwest 社製「StrataBox TM3510」を用いて，詳細な現地調査を実施し，その形態と構造およびそれから発生する津波について検討した．
2012 年 2 月 6 日，ネグロス島 Jimalalud の沖約 5km で，Mw6.7 の地震が発生した（USGS，
2012）．この地震に伴い沿岸部では局地的な津波が記録され，La Libertad 付近で高さ 5m に達した（Abigania，I．et，al．，2012）．この津波の原因が沿岸に近い局地的な海底地すべりであると考え，海岸線に直交した長さ約 2.5km の側線を 50m おきに設定し地層探査を行った（図．また，地層探査断面から 25m おきに深さを読み取り DEM を作成し，それとともに海底
1）地形を検討した．さらに，地震時の海岸線や海面の変化について，ネグロス島沿岸の住民への聞き込み調査を行った．
得られた成果は次の通りである．
1．海岸から 500m～2km 沖では，海岸線に平行する急崖が深さ 100m から 450m にかけて連続的に発達しており，その基部では堆積層の変形は見られなかった．
2．地震に伴って顕著な海岸線の隆起や沈降は記録されていない．局地的な海岸線の変化は，地すべりによるものであることが知られている．
3．一部の海岸では，地震直後に僅かに海面が低下したのち，数 10 秒以内に 5m を超える高さの津波が襲い，建物などに被害が出た．
4．急崖を構成する斜面の一部には，馬蹄形の地すべりの崩壊斜面と考えられる地形が発達しており，それに続くガリーの末端には扇状地上の堆積地形が認められる（図 2）．
5．したがって，津波の原因は海底活断層の運動によるものではなく，海底地すべりであることが示唆された．
6．急斜面に発達する海底地すべりから津波が発生したと推定し，津波シミュレーションを行った．本発表では，シミュレーション結果と沿岸の津波高の調査結果との比較検討を行い，津波の原因を特定する．

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7．ネグロス島の東に位置するセブ島でも局地的な津波が記録され，Moalboal や Badian では
高さ 3m に達した（Abigania，I．et，al．
，2012）．ネグロス島沖の小規模な地すべり起源の津波がセブ島に被害を及ぼすことは不可能であり，セブ島沿岸でも海岸に近い海底で地すべりが発生した可能性した可能性が極めて高い．
今後，この種の海底地すべりの発生が懸念される沿岸地域の詳細な調査が期待される．

文献
Abigania，I．et，al.．
，2012：Geologic Impacts of the 06 February 2012 Negros Oriental Earthquake in
Negros Oriental and Cebu，QRT report of Investigation Conducted on 07-27 February 2012．
USGS，2012：2012 Significant Earthquake and News Headlines Archive，
http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqinthenews/2012/usb0007wgq/#details．

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MEMO

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