日本活断層学会 2010 年度秋季学術大会
及び1586 年天正地震シンポジウム

講演予稿集
PROGRAMME and ABSTRACTS
JSAF 2010 FALL MEETING
and
Symposium on the 1586 Tensho Earthquake2010 年 11 月 26 日～27 日
名古屋大学

日本活断層学会
Japanese Society for Active Fault Studies

20010 年 11 月 15 日発行

発行 日本活断層学会
事務局〒464-8601

名古屋市千種区不老町

名古屋大学大学院環境学研究科気付
Tel: 052-747-6448, Fax: 052-788-6039
E-mail: danso@seis.nagoya-u.ac.jp
http://danso.env.nagoya-u.ac.jp/jsafr/©Japanese Society for Active Fault Studies 2010
（無断転載，複写を禁ず）

日本活断層学会 2010 年度秋季学術大会

講演予稿集
PROGRAMME and ABSTRACTS
JSAF 2010 FALL MEETING

2010 年 11 月 26 日
名古屋大学

日本活断層学会
Japanese Society for Active Fault Studies

2010 年度秋季学術大会
プログラム
11 月 26 日（名古屋大学環境総合館１階レクチャーホール）
口頭発表（１）
座長：原口 強O-01

11:00-11:20

2010 年岐阜県刊行「1:25,000 岐阜県活断層図」の意義○
鈴木康弘・杉戸信彦・岡田篤正・金田平太郎
東郷正美・中田 高・廣内大助・渡辺満久
内田主税・岐阜県防災課

O-02

11:20-11:40

木曽山脈西縁断層帯の諸特徴と概要－活断層図:「木曽駒高原」｢上松｣ ｢妻籠｣図幅の刊行と解説－
岡田篤正

O-03

11:40-12:00

高機能 DEM 実体視システムの活断層調査への適用－糸魚川‐静岡構造線活断層帯の例－○
千田良道・杉戸信彦・鈴木康弘

O-04

12:00-12:20

三浦半島における関東地震起源の津波堆積物の認定○
島崎邦彦・金 幸隆・千葉 崇・石辺岳男
松岡裕美・岡村 眞・都司嘉宣・佐竹健治

昼食休憩（12:20～13:00）
ポスター発表コアタイム（13:00～14:00）
口頭発表（２）
座長：後藤秀昭
O-05

14:00-14:20

沖積層基底地形の形状から推定される深谷断層系の地下構造○
石原武志・須貝俊彦・水野清秀

O-06

14:20-14:40

能登半島西岸における完新世離水海岸地形と地震性地殻変動
中村優太

O-07

14:40-15:00

地震空白域に位置する鯖江断層の活動度について○
山本博文・岡本拓夫・小嶋啓介・久谷恭平

O-08

15:00-15:20

微動探査法による上町断層構造探査○
原口 強・松岡達郎・南雄一郎
小野雅弘・元木健太・松多信尚

O-09

15:20-15:40

伊勢神宮関連史料による 1361 年南海地震に対応する東南海地
震の検討○
奥野真行・奥野香里

休憩（15:40～15:55）
口頭発表（３）
座長：山本博文
O-10

15:55-16:15

南海トラフの活断層分布と地震発生予測の課題○
中田 高・後藤秀昭・渡辺満久・鈴木康弘

O-11

16:15-16:35

地形学的手法に基づくモンゴル，ブルナイ断層の最近 2 回の地
震時変位量と活動時期○
杉戸信彦・後藤秀昭・鈴木康弘
廣内大助・D. Enkhtaivan・S. Narangerel
M. Otgonbayar・J. Sukhbaatar・O. Batkhishig

O-12

16:35-16:55

ALOS/PRISM 画像のステレオ計測による変動地形の認定と変位量計測：モンゴル，Gobi-Altay 断層帯の例○
石黒聡士・杉戸信彦・後藤秀昭・鈴木康弘
廣内大助・D. Enkhtaivan・O. Batkhishig

O-13

16:55-17:15

台湾南部における活断層の認定と問題点－旗山断層，高屏渓断層，
龍船断層の場合－○
太田陽子･松多信尚
李 珀濃･陳 干高

学会賞・論文賞授賞式（17:15～17:30）
懇親会・若手優秀講演賞授賞式・日本の活断層ﾌｫﾄｺﾝﾃｽﾄ授賞式（18:00～20:00）（レストラン「花の木」）

ポスター発表P-01

航空レーザ測量データを活用した詳細地形計測のための「高機能 DEM 実体視システム」の開発○
千田良道・近藤雅信

P-02

トレンチ調査におけるデータ取得の新手法について○
郡谷順英・小俣雅志・丸山 正
二瓶忠宏・丸田健司・福嶋 忍

P-03

高分解能 3D 音波探査装置による沿岸海域断層の 3D イメージング○
村上文敏・古谷昌明・丸山かおる・畑山一人
武田伸勝・佐藤正良・松岡弘和・馬塲久紀

P-04

黒松内低地断層帯南方延長域（内浦湾）の音波探査速報○
杉山雄一・村上文敏・内田康人・津久井朗太

P-05

台北盆地西縁 山脚断層の音波探査○

松多信尚・原口 強
陳 文山・石 瑞銓

P-06

台湾の台東縦谷断層のクリープ運動○

松多信尚・村瀬雅之・石黒 聡・陳文山
林 正洪・玉里水準グループ

P-07

トレンチ掘削調査によるミャンマー・ザガイン断層の活動間隔の解明○
堤 浩之・Thura Aung・Soe Min・Yu Wang
U Thein Htay・Yin Myo Min Htwe

P-08

連動型古地震像の復元へ向けたセグメント境界周辺の稠密調査－北アナトリ
ア断層系・1939 年地震断層のトレンチ調査－○近藤久雄・セリム オザルプ
ハサン エルマジ・オメール エムレ

P-09

石狩低地東縁断層帯北部，岩見沢周辺の断層変位地形
澤 祥

P-10

ALOS 衛星画像を用いた奥羽脊梁山脈東麓の変動地形判読：雫石盆地西縁断層帯およびその北部延長部の事例○
田力正好・水本匡起・松田時彦
松浦律子・今泉俊文・横山隆三

P-11

2008 年岩手・宮城内陸地震に伴い岩手県奥州市国見山周辺に出現した地震断層北端部の性状○
丸山 正・遠田晋次・吉見雅行・安藤亮輔
高田陽一郎・斎藤英二・林 舟・小俣雅志

P-12

反射法地震探査データおよびボーリングデータを用いた関東平野の地下地質
構造三次元モデル○
岡田真介・野々垣 進・根本達也・木村治夫・木村克己

P-13

高精度地形測量に基づく横ずれ断層の断層端部位置の推定‐丹那断層北端部
における検討事例‐
吾妻 崇

P-14

弥彦山地西海岸の隆起指標地形○

小松原 琢・宮地良典

P-15

能登半島北部沿岸で発見した隆起生物遺骸群集○
宍倉正展・越後智雄・行谷佑一

P-16

兵庫県氷上盆地における前期更新世以降の埋積過程
加藤茂弘

P-17

養老－桑名－四日市断層帯周辺の地形発達と隆起・沈降速度分布
石村大輔

P-18

木曽川下流の音波探査調査○

松多信尚・原口 強・堀 和明

P-19

桑名断層の完新世活動－群列ボーリングの解析と 14C 年代測定値から－○
丹羽雄一・須貝俊彦・松崎浩之

P-20

2010 年岐阜県刊行「1:25,000 岐阜県活断層図」○
杉戸信彦・鈴木康弘・岡田篤正・金田平太郎・東郷正美
中田 高・廣内大助・渡辺満久・内田主税・岐阜県防災課

P-21

都市圏活断層図「木曽山脈西縁断層帯とその周辺」（上松・妻籠）について○
星野 実・岡田篤正・鈴木康弘・高橋広典
吉武勝宏・鈴木義宜・諏訪部 順・岩橋純子

P-22

都市圏活断層図「邑知潟断層帯とその周辺」(邑知潟・邑知潟西南部)について○
星野 実・杉戸信彦・堤 浩之・高橋広典
吉武勝宏・鈴木義宜・諏訪部 順・岩橋純子

P-23

Estimating the length of future ruptures: Preliminary results from thereview of large earthquakes that struck inland Japan in the past 150 yrs.
○
Aloé Schlagenhauf and Takashi Azuma

P-24

地震・活断層・地殻構造データの多変量解析による定量的な地震地体構造区分の考案○
塚田昌孝・隈元 崇・後藤秀昭

P-25

長大活断層帯から発生する地震の規模評価手法について－ロジックツリー評
価手法を用いたハザードカーブ算出の事例○
尾茂淳平・大西耕造・北尾真規・高橋和也・隈元 崇

P-26

詳細 DEM 画像から探る四国沖の海底活断層○
後藤秀昭・中田 高・渡辺満久・鈴木康弘

P-27

詳細 DEM 画像から探る紀伊半島沖の海底活断層○
鈴木康弘・中田 高・後藤秀昭・渡辺満久

P-28

詳細 DEM 画像から探る相模トラフ・駿河トラフの海底活断層○
渡辺満久・中田 高・後藤秀昭・鈴木康弘

O-012010 年岐阜県刊行「1:25,000 岐阜県活断層図」の意義
鈴木康弘・杉戸信彦（名古屋大学）
・岡田篤正（立命館大学）
・金田平太郎（千葉大学）
・
東郷正美（法政大学）
・中田 高（広島大学）
・廣内大助（信州大学）
・渡辺満久（東洋大学）
・
内田主税（玉野総合コンサルタント）
・岐阜県防災課

Significance of “1:25,000 scale active fault map of Gifu prefecture” published in 2010
Yasuhiro SUZUKI, Nobuhiko SUGITO (Nagoya Univ.), Atsumasa OKADA (Ritsumeikan
Univ.), Heitaro KANEDA (Chiba Univ.), Masami TOGO (Hosei Univ.), Takashi NAKATA(Hiroshima Univ.), Daisuke HIROUCHI (Shinshu Univ.), Mitsuhisa WATANABE (ToyoUniv.), Chikara UCHIDA (Tamano Consultants Co.,Ltd.）, and Gifu Prefecture
1. はじめに－作成経緯－
岐阜県は 2009 年度補正予算により詳細活断層図を作成することを決定し、2009 年 9 月から活断層図作成をスタートさせた。岐阜県からの委託研究を名古屋大学が受ける形式で、作成作業には、「都市圏活断層図」作成経験のある 8 名の大学研究者が協力した。2009 年度は地震調査研究推進本部が「活断層基本図」を作成開始する時期でもあり、活断層学会がワークショップを開いてそのあり方を検討しており、こうした方向性との整合性を図るためにも、精度の疎らな既存活断層地図をコンパイルするのではなく、活断層研究者が現時点で最も詳細な方法で写真判読を行うことが必要と判断された。
2. 作成方針と手順作成を始めるにあたり最初に作成方針を議論し、判定基準がばらついたり、見落としが起きたりす
る可能性を極力排除するために、「岐阜県全域を全員が写真判読してクロスチェックする」ことを確認した（図１）。また、短時間での作成作業になるため、岐阜県を 8 つの区域に細分し（図 2 の北部 NN～南部 SE）、各研究者が順番に滞りなく写真判読できるよう手順を決めた。
2009 年 9 月以降、2010 年 8 月までの間に 10 回の検討会（各 2～3 日間）を開催した（図２）。また検討会の間に各自が膨大な量の航空写真を判読し、各人がそれぞれ原案を用意した。4 名ずつ北部
班、南部班に分かれ、班ごとに合議による第１次案を 2010 年 4 月までに作成し、5 月以降は班の担
当地域を交換してクロスチェックを実施。
クロスチェック結果を班ごとに纏め、その結果を、第１次案を作成した班が再び検討して第２次案を得た。この第２次案を 8 月以降点検して最終確定した。
既存の活断層図の情報は検討開始当初にデジタイズして重ね合せ図を作成し、判読の際にも適宜参照したが、最終段階において、その図に今回の最終案を重ね、相違点を確認した。住民にとっては、既存の地図との違いを説明することも求められるため、その任を負うための解説書が作成された。
判読基準は都市圏活断層図作成と同一とし、変動地形学的に確実な証拠がある場合
図 1:「1:25,000 岐阜県活断層図」作成手順

1

には確実な活断層を認定し、そのトレースを赤線で示した。可能性は高いが確実とは言い切れない場
合には黒線で示した。数河断層や大原断層など、従来活断層とされてきたものが、新期の断層変位が確認できないことから黒表記となるなど、新知見もあった。詳細は杉戸ほか（本学会ポスター発表）で紹介する。

3. 地図・解説書・デジタル情報・web 公開
成果物として、①2.5 万分の１地形図幅に活断層情報を記入した「1:25,000 岐阜県活断層図」（鈴木・
杉戸編、138 ページ、岐阜県刊行）、②解説書（鈴木・杉戸,2010）104 ページ、③活断層のデジタル
情報（shpファイル）が 2010 年 9 月に完成した。岐阜県は地域情報のwebGISによる公開が早くから進んでいる。活断層情報はこのシステムに掲載され 2010 年 10 月中には公開される予定である（県域。
統合型GIS：http://www.gis.pref.gifu.jp/）
4. 「1:25,000 岐阜県活断層図」作成の意義
岐阜県はこれまでにも、「岐阜県の活断層」（小井土・佐々木,1995）や県ホームページなどを通じて、県民に対して活断層情報を積極的に伝える取り組みをしている。今回の地図作成は、活断層の詳細な位置情報を提供することにより、県民の防災意識を高め、建物の耐震化、家具の固定などの取り組みにつなげることが狙いである。なお、三重県と名古屋大学が 2005-2007 年度に実施した活断層地
図作成は先進事例である。三重県防災危機管理局から市町村に対して、活断層情報に留意し、とくに公的施設の建て替え等の際にはこれを考慮すること、という通達が出されている。
一方、全国的な活断層情報の整備の観点からは、都市圏活断層図に準拠する形で作成された本地図は、一定の活断層認定基準および表記方法に基づく標準的なものであることから、将来的に、全国的なデータベースへの統合化も図ることが期待できる。

図 2: 作業進行状況 （当初単年度計画であったが、さらに詳細な判読が必要と判断され 2010 年度に繰り越された）

2

O-02
木曽山脈西縁断層帯の諸特徴と概要－活断層図:「木曽駒高原」「上松」「妻籠」図幅の刊行と解説－
岡田篤正（立命館大学ｸﾞﾛｰﾊﾞﾙｲﾉﾍﾞｰｼｮﾝ研究機構）
General characteristics on the western boundary fault zoneof the Kiso Range, central Japan
Atsumasa Okada (Ritsumeikan Univ.)
１．木曽山脈西縁断層帯の全線の調査
１：25,000 都市圏活断層図：木曽山脈西縁断層帯とその周辺｢上松｣・｢妻籠」の 2 図幅が 2010年に刊行された．また，境峠－神谷断層帯とその周辺｢木曽駒高原｣が 2007 年に出版された．
発表者は，これらの図幅の判読作業や編集にあたり，両解説書を取りまとめ，木曽山脈西縁断層帯の全線を考察したことから、新たに判明した事柄や諸特徴について紹介する．
２．上松東断層・東野断層・馬籠峠断層
３図幅でもっとも重要な木曽山脈西縁断層帯に属する活断層は上松東断層・東野断層・馬籠峠断層であり，これらは段丘面を確実に変位させる．これらの分布図や相互の関係などは従来の文献（活断層研究会編，1980，1991；仁科ほか，1987；地震調査研究推進本部地震調査委員会，2004 など）では必ずしも明確でなく，やや異なった解釈が与えられていた（図１）．
従来の上松断層は木曽山脈北部西縁から，上松市街地の東部・南部を通り，大桑村小川・殿・阿寺，南木曽町の柿其峠へと延びるとされていた（図１）．しかし，今回の詳しい判読では，
木曽町新開から上松町域の大木・徳原・吉野付近から南方へ向きを変えて，黒田・荻原・宮戸・倉本へ連なる活断層が認定された（図２）．この断層線は弯曲を伴うものの，段丘面を変位させる明瞭な変位地形を伴い，こうした連続性からみて一連とみなした．そのため，上松町肥沢を経て南木曽町の柿其峠へと延びる上松断層（後述）と区別するため，上松町荻原・倉本を経て，大桑村田光へと続く典型的な活断層に対して上松東断層と名付けた．
１）上松東断層 開析扇状地性の段丘面に東上がりの変位（低断層崖ないし撓曲崖）が各所で認められる．この断層線より東側の山地は急に険しくなり，高起伏で急傾斜の山地斜面に移化する．断層露頭やトレンチ法面での観察によると，いずれも東側へ低下する断層面が見られ，上盤にあたる東側山地がのし上がるので，逆断層運動が卓越した活断層とみなされる．
２）東野断層 上松東断層の東側約１km 以内をほぼ並走し，南北両側では合流する（図２）．
この部分の上松東断層は西側へ膨れだし，東野断層は地形・地質的にも西傾斜で東側が低下す
る．こうした現象からみて，東野断層は上松東断層の上盤側地塊に生じた膨らみ背面の逆向き
活断層（Back thrust；バックスラスト）とみなされる．
３）馬籠峠断層 長野県木曽郡大桑村田光から，大桑村と南木曽町の境界線をなす峠を経て，南木曽町読書・三留野へ至り，さらに南隣の｢妻籠｣図福の北西部まで連なる．走向は北半部では北東－南西方向であるが，南半部では徐々に北北東－南南西方向から南北方向となり，南端
では北西－南東走向の阿寺断層に合流する．この断層線は直線性が高く，断層面は高角度で垂直に近い．北東－南西方向の北半部では，右横ずれの河谷変位がいくつか認められるので，右3

横ずれが卓越した活断層であり，概して南東側山地が隆起している．

３．上松断層・清内路峠断層など
上松町肥沢以南の上松断層は北東－南西方向であり，長さが約 20km である．鞍部が直線状に配列し，これを横切る河谷に右横ずれ状の屈曲が散見される．しかし，断層沿いに分布する下位段丘面以下の地形面に変位は認められず，河谷屈曲も下流側への曲がりである．したがって，第四紀末の確実な断層活動は検出できず，推定活断層として図示した．
清内路峠断層は鞍部列や直線状の河谷が実に明瞭であり，南北方向へ約 33km 連続する．これは基盤岩石類を切断する高角度の地質断層であり，当域の地質構造や配列を支配する重要な断層であるが，確実な変位地形は認められない．
上松断層や清内路峠断層などの推定活断層はいずれも基盤岩石類を切断する断層に起因し，それらに沿って発達する断層破砕帯を反映した（侵食作用で形成された）組織地形である可能性も高い．活動度の大きな活断層の可能性はほぼ無いとみなされるが，活動間隔が長く，１回の活動時の変位量が少ない活断層の可能性も残されている．これら推定活断層は現地調査の詳しい報告も少なく，性質は判明していないので，今後の課題として重要と考えられる．

図１

木曽山脈西縁断層帯（地震調査研究推進本部地震調査委員会，

図２2004）とその周辺．

部，2010）上下方向を少し圧縮．

4

都市圏活断層図｢上松｣の一O-03
高機能 DEM 実体視システムの活断層調査への適用－糸魚川－静岡構造線活断層帯の例－○

千田良道 （中日本航空株式会社）・杉戸信彦・鈴木康弘（名古屋大学）
Active fault research using “LiDAR DEM Stereogram System”:
An application to the ISTL active fault zone
Yoshimichi Senda, Nobuhiko Sugito, and Yasuhiro Suzuki
１．背景
近年、地震災害や土砂災害の予測と発生時の対応において、従来よりも詳細かつ正確に地形を把握することが求められている。一方で，ここ数年、航空レーザ測量（LiDAR）による高分解能の数値地形モデル（DEM）が急速に蓄積されつつある。
こうした状況のもと、LiDAR による DEM から実体視映像を作成し、従来の空中写真判読やLiDAR による二次元的な出力図（等高線図、地形起伏図等）とは根本的に異なる実体視判読を行い，かつ判読結果（ラインやポリゴン等）を直接 GIS データ化して出力する機能や、距
離や傾斜を測定する機能を有する高機能 DEM 実体視システム（以下，実体視システム）が開発された。
本研究では、糸魚川－静岡構造線（ISTL）活断層帯で取得された LiDAR データを例として、
実体視映像を新しい手法で作成し、実体視システムによって断層変位地形の実体視判読を行って、その活断層調査への適用可能性を検討する。実体視システムの詳しい説明や利活用例などは別途ポスターにて紹介する（千田・近藤，本大会）。
２．使用データ
使用したデータは平成 20 年 5 月に実施された LiDAR による DEM データである。計測箇所は、
長野県茅野市および諏訪郡富士見町にあたる長さ 10km・幅 1.5km の領域で、計測点間隔は 50cmである。フィルタリング処理を行って地表面に照射されたデータを抽出し、それらを TIN（不等辺三角網）により内挿補間することで 1m 間隔の DEM が作成された。写真地図データについても、LiDAR のシステムに付属されたデジタルカメラで撮影された垂直写真を簡易正射補正することで作成されている。本研究では、この DEM と写真地図データを用いて実体視システ
ム向けのデータを作成した。
まず、航空写真撮影の要領で、互いが 80％ラップする複数の中心投影画像を作成した。作
成する際、地形の起伏に応じた彩度および明度を画像に与えるが、起伏量の算出には２つの空間的な広がり（局所的な凹凸、広域的な凹凸）を加味することで、高品質かつ情報量の多い実体視映像を得た。また、写真地図は地形データを用いて同じ視点の画像として作成することで、実体視映像を判読しつつ、写真地図に随時表示切り替えできるようにした。

5

３．実体視システムによる判読作業
図１に実体視システムの画像例（実物はカラー表示）を示す。実体視することで地形の起伏を明瞭かつ微細に把握でき、かつ判読結果をシステム上で直接記入することができた。記
入したデータは、使用した DEM の測地座標空間における図形要素として取得できる。そのため、従来の空中写真判読で行われてきた判読結果の移写や電子データ化等のプロセスが不要
であり（これらのプロセスで発生していた誤差もなくなる）、判読者が判読しながら直接 GIS
データを作成することが可能である。
さらに、システムでは実体視しつつ対話的に距離や傾斜などを測定することや、任意の位置での断面を表示することもできる。図１は、断層の変位量をシステム上で読み取っている
ところである。判読をしながら変位量を確認することができるため、断層の動きや活動回数などを推定しながら、判読の妥当性をその都度確認できる。実体視映像間の「シームレス」
な移動や映像の回転も実現しており、断層変位地形の連続性等も考慮しつつ判読できる点も注目される。

図１

航空レーザデータによる実体視判読事例（茅野市宮川坂室付近）

なお、本発表には、平成 20 年に実施された、糸魚川－静岡構造線断層帯のレーザ測量調査（名古屋大学）の成果の一部を使用した。

6

O-04
三浦半島における関東地震起源の津波堆積物の認定
島崎邦彦・金幸隆(東大地震研)・千葉崇(東大院新領域創成)・石辺岳男(東大地震研)・松岡裕美・岡村眞(高知大理)・都司嘉宣・佐竹健治(東大地震研)○

Identification of tsunami deposits in Miura Peninsula originated from Kanto earthquakes
Shimazaki K., Kim H. Y., Chiba T., Ishibe T., Matsuoka H., Okamura M., Tsuji Y., and Satake K.

関東地震の履歴解明のために、神奈川県三浦半島の南西端に位置する小網代湾奥の干潟においてハンディジオスライサー調査を行い、1923年、1703年、およびそれ以前の関東地震によるものと考えられる津波堆積物を発見し、既に報告した（歴史地震, 25,116-117, 2010）。本
報告ではまず、これらの津波堆積物が関東地震起源のものであると考えられる根拠を述べる。
次に堆積物中の年代測定試料から、1703年関東地震より前の関東地震の発生年代を検討する。
小網代湾、湾奥の干潟の深さ3m 程度の堆積物中から、貝殻片・砂層・小礫・粗粒砂からなる淘汰の悪いイベント層が3層見いだされた。これらのイベント層は、下位の内湾性泥質砂層の侵食が見られること、一部に上方細粒化や粗粒化を示すが一般に淘汰が悪く、海陸両起源の堆積物を含むなど、津波堆積物の可能性を示す。
この地域では、1923年と1703年の関東地震により隆起したことが知られている。すぐ南の油壺湾の験潮記録からは、1923年関東地震時に1.4mほど隆起し、地震後現在に至るまで、年間3.6mm 程度の速度で沈降していることがわかる。関東地震時、及び地震間で湾内や干潟の水深が変化してきたと思われる。
粒度分析から、イベント層間では上方細粒化し、イベント層を挟んで、上方粗粒化する傾向が認められる。また、珪藻分析から、イベント層間において底性海水生の珪藻が徐々に減少する傾向が認められた。また、最上部の津波堆積物の上部には、下部では認められなかった淡水生の珪藻が見られ、急激な環境の変化があったことを示す。これらの事実から、イベント堆積物が関東地震起源のものであると認められる。
イベント堆積物のうち、最上層が1923年、中間層が1703年に対応することは、木片などの14C年代値や放射性鉛・セシウムの分析から結論される。よって最下層は1703 年より前の関東地震の津波堆積物と考えられる。最も確実なことは、この層の直下から得られた14C年代、
西暦1060‐1260年（2σ、暦年較正済み。以下同様）以降に関東地震が発生したことである。
1293年（永仁元年または正応六年）の鎌倉地震が関東地震であった可能性がある。この層の上部にも1020-1170年、1030-1210年など同様の年代を示す試料が存在するので、これらを用い、最下層の津波堆積物の上下の試料から年代を挟んで求めると、1063-1144年の値が得られた。試料の再堆積の可能性の評価によって、異なる年代値が得られることがわかる。

7

O-05
沖積層基底地形の形状から推定される深谷断層系の地下構造°石原武志・須貝俊彦（東京大）・水野清秀（産総研）
Subsurface structure of Fukaya fault system inferred from basal topography of
the Latest Pleistocene-Holocene incised valley fills°Takeshi Ishihara, Toshihiko Sugai (The Univ. of Tokyo), Kiyohide Mizuno(AIST)
はじめに
深谷断層系（関東平野北西縁断層帯）は関東平野北西部から関東山地との境界付近にかけて分布する北西―南東走向の活断層帯である．深谷断層系の主部をなす深谷断層とその南東
延長部の綾瀬川断層は南西側隆起の逆断層であり，両者は左雁行の関係にある．また，深谷
断層は左横ずれの成分をもつ可能性が指摘され（杉山ほか,2004），綾瀬川断層も横ずれ成分を伴う可能性があるとされる（渡辺,2007）．近年，深谷断層と綾瀬川断層の活動履歴や平均
上下変位速度などの解明が進み，両者は独立した活動セグメントである可能性も指摘されている（須貝ほか,2007）．しかし，深谷断層の南東部は沖積低地に伏在し変形構造が地表に現れていないため，綾瀬川断層との連続性に関してはなお不明な点が残る．両断層の雁行部の地下構造を明らかにすることは，両断層の活動性の評価を行う上でも重要である．
深谷断層が伏在する妻沼低地およびその下流側（南側）に連続する荒川低地を対象に柱状図資料の解析から沖積層の基底地形を復元したところ，深谷断層が横断する妻沼低地と荒川低地の境界付近において，断層運動に起因すると思われる基底地形の変形が認められた（石原ほか,2008）．本発表では，復元された沖積層の基底地形から深谷断層と綾瀬川断層の雁行部の地下構造について検討した結果を報告する．
方法
柱状図資料を以下のように解析した．沖積層基底礫層（BG）および埋没段丘礫層の頂面を
沖積層基底面と設定し，各柱状図資料から沖積層基底面の標高値を求めた．緯度経度に加え前述の標高値を合わせた三次元データを ArcGIS9.3 上に入力し，IDW 法による空間補完を行って沖積層基底の等高線図を作成した．また，柱状図資料から地質横断面図や埋没地形面の縦断形を作成し，沖積層基底地形を復元した．
結果・考察
深谷断層の伏在する妻沼低地と荒川低地の境界付近には，埋没段丘Ⅱ・Ⅲ面と埋没谷Ⅴ面が分布する．Ⅱ・Ⅲ面は埋没立川段丘面群，Ⅴ面は BG の谷である．Ⅱ・Ⅲ面は荒川低地で大宮台地に沿って認められる一方，妻沼低地では分布が不明瞭である．Ⅴ面は両低地の境界付近で上流側に高度を不連続に低下させている．Ⅴ面を構成する BG 基底の高度差は最大約9ｍ，BG 頂面の高度差は最大約 7.5m である．

8

Ⅴ面の不連続に低下する地域は，深谷断層の北側（下盤側）に位置し，Ⅴ面の変形構造と深谷断層の活動センスとは調和的である． 深谷断層の活動時期に関しては，約 2 万年前頃および約 6,500~2,500 年前 にそれぞれ活動した可能性が指摘されている（水野ほか,2002; 杉山ほか,2004）．また，深谷断層中部～南東部の平均上下変位速度は 0.5~0.6m/ky と推定されており（水野ほか,2004）．Ⅴ面の形成時期を最終氷期極相期頃（約 15~20ka）と仮定すると，その間の深谷断層の活動による上下変位量は約 7.5~12m となり，Ⅴ面の高度差と調和的である．以上を踏まえると，Ⅴ面は形成後に深谷断層の活動によって変形した可能性が高い．
大宮台地とそれに沿って分布する埋没段丘Ⅱ・Ⅲ面は，深谷断層と綾瀬川断層の上盤側では明瞭に分布しているが，下盤側に移るところで途切れているようにみえる．このような埋没段丘面の分布形態も両断層の活動と関係があると推定される．断層の下盤側に埋没段丘面が認められないのは，断層運動に伴う局所的な基準面の低下によって海面低下の影響が弱まり，顕著な段丘地形が形成されにくかったためと考えられる．
深谷断層と綾瀬川断層の連続性 については，深谷断層南東部が沖積低地に伏在し変形構造が地表に現れていなかったため不明瞭のままであった．今回柱状図資料の解析から沖積層基
底地形を復元することによって，両断層の雁行部における地下構造を明らかにすることができた．このことは，沖積層基底地形の復元によって沖積低地に伏在する活断層の最終氷期末期頃以降の活動性を明らかにできる可能性を示している．
石原ほか 2009．日本地理学会発表要旨集, 75, 210. 水野ほか 2002．活断層・古地震研究報告, 2, 25-40. 水野ほ
か 2004．活断層・古地震研究報告, 4, 69-83. 須貝ほか 2007．地学雑誌, 116, 395-409. 杉山ほか 2004．月刊地球号外, 46, 225-231. 渡辺 2007．地学雑誌, 116, 387-393.

R.Hoshi

Kumagaya
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丘陵
台地

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扇状地
氾濫原

20

荒川

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妻沼低地

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図1 調査地域図
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深谷断層

図2 妻沼低地と荒川低地の境界付近における沖積層基底地形面の縦断形
黒棒は柱状図資料を表す．沖積層基底面の礫層部のみ柱状図で示している．

O-06
能登半島西岸における完新世離水海岸地形と地震性地殻変動
中村優太（名古屋大学・院）

Holocene emerged coastal landforms and seismic crustal movement
along the western coast of Noto Peninsula, Central Japan
Yuta NAKAMURA（Graduate student, Nagoya Univ.）
１．研究の背景
能登半島は，半島のほぼ全体が中期更新世～後期更新世の海成段丘に覆われている．MIS
５e に形成された M 面の旧汀線高度は，半島北部の禄剛崎付近で最も大きく標高 110m に達する．一方，七尾湾岸や高浜付近の半島南部では標高約 20m 程度となり，顕著な違いがみられる．また，半島西岸では，M 面の旧汀線高度不連続から富来川断層（以下，富来川南岸断層＊1）の存在が指摘されている（太田ほか，1976；太田・平川，1979）．
このように，能登半島では従来から M 面の分布高度から 1m/1,000 年におよぶ隆起速度が注目され，M 面の分布高度に地域差があることから断層運動も推定されてきた．しかし，こうした変動地形形成につながるような地震性隆起が歴史地震によって明示的に示されたことはなく，また M 面以降の地形面の変動が明らかでなかったことから，佐渡島や奥尻島のように地震性地殻変動の累積という視点で研究された事例が極めて少ない地域であった．そのよ
うな中，2007 年能登半島地震（Mj6.9）（以下，2007 年地震）が発生し，能登半島北西岸においては地震性地殻変動の存在が実際に確かめられ，注目が集まっている．
２．研究の目的
本研究では，2007 年地震の震源域より南の能登半島西岸地域を対象として，完新世離水海岸地形に注目して，その形成年代と分布高度を明らかにする．これにより M 面以降の累積的地殻変動を解明し，また，離水海岸地形の成因を検討することにより，当地域の地震性地殻変動を議論する．
2007 年地震後，浜田ほか（2007）はこの地震による地殻変動は，能登半島西岸の累積的隆起を説明できるとし，
富来川南岸断層による，より短波長の変動を想定する太田・平川（1979）とは異なる見解を示した．本研究ではまずこの点に注目する．Ｍ面の分布高度に関する両者の大きな違いは，富来川南岸の標高 50m 程度の M 面の存在認定にある．本研究では富来川以南の M 面について，分布形態・堆積物・テフラ等を精査した．
さらに，これまで当地域では，奥尻島で三好ほか（1985），津軽半島で中田ほか（1976），
下北半島で渡辺ほか（2008）が注目した完新世離水海岸地形について注目が集まっていなかった．本研究では完新世離水海岸地形の有無を明らかにする．

10

３．結論
本研究により以下の点が明らかになった．
１）太田・平川（1979）が富来川南岸に認定した標高 50m 程度の M 面について，その堆積物を露頭により確認できた．下位より基盤岩，基盤岩を不整合に覆う礫層，海成砂層，最上部にクロスナを挟む砂丘砂層からなり，海成砂層上面の標高は約 41m であった．
２）笠松付近では M 面を開析する谷の斜面にアバットする SK が見出された．また，富来・
猪の鼻・高浜の各地に分布する M 面には顕著な赤色風化はみられない．このことから M 面の形成年代は 125ka と推定された．
３）M 面は猪の鼻で標高 41m 以上，高浜で標高 20m 程度となり北高南低の高度分布を示す．また，断層低下側の富来付近での M 面は標高 20m 程度であり高度不連続が見られる．
４）L1（６～９m）
・L2a（３～5.5m）
・L2b（２～４m）
・B1（１～２m）
・B2（0.8m 程度）・
B3（0.4m 以下）の６つのレベルに離水ベンチ等の地形が存在する（図１）．ただし，B3 は現成，B2 も現成の可能性がある．L1～B1 面の高度分布はいずれも北高南低を示し，その勾配は，M 面の高度分布の特徴と調和的であり，太田・平川（1979）が想定した短波長の変動が完新世においても継続していると言える．
５）L1 および L2b 面上で実施したピットにおいて，海成層直上の層準から，それぞれ52-181AD（２σ），1038-1208AD（２σ）の値が得られ，これが離水年代と考えられる．この
場合，L1 面および L2b 面の傾動速度はそれぞれ，1.5m/1,000 年，２m/1,000 年となり，M 面の傾動速度 0.2m/1,000 年と比較して一桁大きい．現時点では年代測定の数が少なく断定はできないが，完新世（もしくは後期更新世後半）に短波長変形が強まった可能性もある．
このような海成段丘や離水ベンチ等の地形の隆起様式が富来川南岸断層および周辺海域の海底活断層によってどのように説明できるかは検討中である．また，その活動時期や回数，地形面の年代は今後の課題である．
引用文献：太田ほか（1976）
第四紀研究，15，109-128．
太田・平川（1979）地理学
評論，52，169-189．中田ほか（1976）東北地理（要旨），28．浜田ほか（2007）
地 震 研 究 所 彙 報 ， 82 ，345-359．三好ほか（1985）
地理学評論，58，596-608．
渡辺ほか（2008）活断層学
会予稿集．＊１：活断層研究会編（1991）による．

図１

地形面区分図と M 面および完新世離水海岸地形の分布とその変形上の投影図は M 面の高度分布，下の投影図は完新世離水海岸地形の高度分布を示す．

11

O-07
地震空白域に位置する鯖江断層の活動度について○

山本博文（福井大学教育地域科学部），岡本拓夫（福井工業高等専門学校），
小嶋啓介（福井大学工学研究科），久谷恭平（福井大学教育地域科学部）

Paleoseismological survey of the Sabae Fault in the seismic gap aroundthe Seibu-basin, Fukui Prefecture, central Japan.
Hirofumi Yamamoto (Faculty of Education and Regional Studies, University of Fukui),Takuo Okamoto (Course of General Education, Fukui National College of Technology),
Keisuke Kojima (Graduate School of Engineering, University of Fukui) andKyohei Kutani(Faculty of Education and Regional Studies, University of Fukui)

福井県嶺北地域西部には南北に細長い沈降性の福武低地が入り込んでいる．福武低地南部は鯖武盆地と呼ばれており，その中央部に位置する南北に細長く延びた鯖江台地によって盆地は東西に二分されている．鯖江断層はこの様な地形的特長から，鯖江台地の東縁を区切る長さ約 8km，
南北走向，西側隆起の活断層と推定されてきた．
鯖江断層周辺の地形調査を行ったところ，低地面の段差，扇状地面の変形，鯖江台地南方の微高地，湧水の分布などから鯖江断層は従来推定されているより長く，ほぼ鯖武盆地を縦断する南北約 18km の活断層であることが推定された．さらに鯖江台地の段丘堆積物最上部から姶良 Tn
火山灰（AT）が見いだされ，断層東側低地における層序との対比から平均変位速度が 1m/1000
年と活発な活動度が推定された．しかし鯖江断層が縦断している鯖武盆地はマグニチュード 1 程度の微小な地震すら発生していない地震活動の空白域となっている．
鯖江断層は，地形的特徴や台地の形成史から推定されてきた活断層であり，これまで断層が露頭で確認されたことはほとんどなかった．そこで断層を確認し，その活動履歴を明らかにするために，トレンチ調査，ボーリング調査を行ってきた．これまでにトレンチ調査を 2 か所，群列ボーリング調査を 1 か所で行った．
トレンチ調査は，鯖江駅北西および船津神社北東の 2 か所で行った．鯖江駅トレンチでは，良くしまった礫層と軟弱な泥層を区切る明瞭な断層が見いだされ，断層は砂層に覆われていた．最新の活動は各地層の年代から BC2100～AD1400 の間と推定された．また船津神社トレンチでは，いくつかの小断層および撓曲した地層が見いだされ，その最新活動時期は BC3300 年以降である
ことが明らかとなった．
一方，鯖江駅トレンチのすぐ東側で行ったボーリングでは，数 m の掘削で良くしまった礫層となり，深さ 13.2m 付近で得られた木片を年代測定したところ，＞45000yBP と古い値が得られた．
鯖江台地東側低地の他のボーリングデータからすると，この付近はあまり沈降していない，すな
わち断層がさらに東側にも存在する可能性が示された．そこで鯖江台地東側低地の微地形を調査したところ，ごく緩やかな落差 1m ほどの段差が台地東縁の断層崖から伸びていることが明らか

12

となった．
この小段差が断層活動によるものなのか，また断層活動によるとすると，その活動は何時なのかを明らかにするために，小段差が最も明瞭な長泉寺において，トレンチ調査を計画した．トレンチに先立ち，ボーリングを行ったところ，地盤が非常に軟弱であり，トレンチ掘削が困難であることが判明した．このため急きょ群列ボーリング調査に切り替え，計 4 本のボーリング試料を採取した．ボーリングコア試料中には約 2.6～2.9 万年前の AT の純層が挟まっており，幾層かに泥炭層が見出された．そこで，泥炭および含まれていた木片の放射性炭素同位体元素による年代測定を行った．また火山灰の洗い出しも行った．
調査結果を図１に示す． AT 層では最大で 2m ほど，産出深度に食い違いが認められ，鬼界ア
カホヤテフラ（K-Ah）層準，約 3 千数百年前の泥炭質層も AT とほぼ同様であった．これに対し上部の泥炭層（1420 yBP：Cal AD 570～660）の食い違いは少ない．これらのボーリングデータ
からすると，3 千数百年前～1400 年前の間に，1.5～2m ほど変位したことが推定される．さらに上位の泥炭層の位置関係からすると，1400 年前以降，0.5～1m ほど変位し，この変位が現在の地形に現れている可能性がある．しかし 1400 年前以降の活動については，この群列ボーリング調
査からは明確ではなく，さらに調査が必要である．

図１．長泉寺におけるボーリング柱状図および年代測定値

13

O-08
微動探査法による上町断層構造探査○原口

強（大阪市大），松岡達郎 （大阪市大，ジオックスコンサルタント㈱），南雄一郎（大阪市大・院生）

小野雅弘（住鉱コンサルタント㈱），元木健太（元大阪市大学生・現国際航業㈱），松多信尚（名古屋大学）
Deep Seismic Sounding by Microtremor Survey Method around the Uemacchi Active Fault Zone，Osaka Southwest Japan
Tsuyoshi Haraguchi, Tatsuro Matsuoka, Yuichiro Minami, Masahiro Ono, Nobuhisa Matsuta
え，Kriging 法により補間して 2 次元の等値線図とし1．はじめに上町断層は上町台地の西縁付近を通り，大阪市街地

た．位相速度の深度分布が水平成層構造と確認される直下を南北に縦断する伏在活断層である．変動地形のそれぞれ異なる 2 地点（No.5,No.24）での S 波速度構

多くが侵食と都市化に伴う人工改変によって失われ，造解析から，位相速度の構造変化は 1/2 波長深度にほ断層調査はこれまでに反射法地震探査・重力探査やボぼ対応することを確認した．

ーリングなどの構造探査により行われてきた．

1 次元微動探査の結果から，Vs=3km/sec 以上の基盤

筆者らはチェーンアレー方式を含めた微動探査法

岩（花崗岩）上面深度は断層上盤側で約 700m，下盤側による深部地下構造探査を行っている．微動探査法はで約 1200m となり，約 500ｍの鉛直変位が推定される．

制御振源が不要で道路交通や波浪などに由来する微動

位相速度の 2 次元断面（図２）から，測線中央上半を地表面でアレー観測し，微動に含まれる表面波の位部の大阪層群の内部に撓曲変形とこれに関連した複数相速度の分散を検出し，その分散を起こす地下構造をの分岐断層，上に凸に変形するホップアップ構造等々，

逆解析で求める方法で，深部地下 S 波構造を詳細に直複雑な変形構造が確認される。これらの変形は東傾斜接取得できる手法である．

の逆断層と水平のデタッチメントからなる断層モデル

2009 年から大阪市街地の中央部で開始し，深層ボーによって形成された可能性がある（図２）．

リングデータが存在する東西測線で，微動探査による

このようにチェーンアレー微動探査の結果は，厚い1 次元 S 波速度構造推定による深部地下構造探査（南堆積層からなる地下構造を位相速度の分布構造から可ほか，2010）を実施した．さらに反射法地震探査デー

視化し，上町断層変位を見事にイメージングしている．

タのある淀川河川敷において，表面波の位相速度の深3. 微動探査法のメリットと今後の計画

度分布から地下構造をイメージングするチェーンアレ

微動探査法により精度よく地震基盤までの 1 次元 S

ー方式微動探査（原口ほか，2010）を実施した．

波速度構造モデルが求まること、チェーンアレー探査
では確度の高い位相速度深度断面を示し，断層変位を

ここでは上町断層を横断するこれらの探査事例の伴う地下構造探査となることを示した．

概要と結果を示し，微動探査法の有効性について説明

観測使用する独立観測システム（高感度速度型地震

するとともに，大阪市街地での上町断層地下構造探査計画を紹介する．

計と GPS ロガー）は，軽量でコンパクトなものである．

2． 探査結果の概要

人力運搬でき，幾何学的な配置と位置精度は要求され2.1 微動探査による 1 次元深部地下構造探査

るものの，歩道の隅，道路脇の空き地などに設置が可

探査は市街地をほぼ東西に横断する全長約 20km，能である．これは，例えば反射法地震探査の課題であ

約 5km 間隔の 5 地点（図１）で SPAC 法(松岡ほか，1996)

った機器設置の用地問題や周辺環境へ影響・交通規制

を用い，S 波速度 3.0ｋｍ/sec に達する地震基盤までのなどの制限などの現実的な課題を殆ど受けることなく構造と 6～7 層の 1 次元地下構造を求め，これらを結ぶ観測ができ，本手法の大きなアドバンテージとなる．

断面（図１）を作成した．Ｓ波速度 3.0ｋｍ/sec 層上面が基今後，上町断層の地下構造の解明で上記 2 つの手法

盤（花崗岩）上面に一致し，上町断層を境に下盤側での基を組み合わせた探査を行う予定である．深部地下構造

盤上面は約-1530m～-1430m と断層に近づくほど浅く，逆探査は 2ｋｍメッシュ程度で上町断層帯を含む大阪市に断層上盤では約-610m～-910m と断層から離れるほど街地全体を網羅する微動探査を行い，地震基盤までの深くなる．これは従来未確認区間の基盤深度を明らかにし，

1 次元Ｓ波速度地下構造を求める．次に，チェーンア

地下構造の精度を高める結果となった．

レー微動探査は断層近傍の 2 次元構造をターゲットと

2.2 チェーンアレー微動探査

し，従来の探査が不可能であった千日前通りなどの上探査測線は，淀川右岸の地下鉄御堂筋線橋梁直下付

町台地を東西に横切る道路を利用した探査測線が候補

近から長柄橋直下付近までの区間に断層予想位置を挟となろう．これらの測線を複数設定することで，断層んで正三角形アレーを 25 個直線状に配置した（図２）．

変位の影響範囲の可視化が可能となると期待される．

チェーンアレー微動探査では位相速度の 2 次元断面

（引用文献）松岡ほか，1996を作成した．位相速度深度分布データの値をそれぞれ2010の正三角形アレーの中心点合計 25 地点の値として与本応用地質学会

14

物理探査学会，南ほか，

日本応用地質学会論文集，原口ほか，2010，日

15

O-09
伊勢神宮関連史料による 1361 年南海地震に対応する東南海地震の検討°奥野真行・奥野香里
An inference of Tonankai earthquake paired with the 1361 Nankai
earthquake from historical materials of Ise Grand Shrine
Naoyuki OKUNO，Kaori OKUNO
１．はじめに
南海トラフ沿いの地域では，過去繰り返し大地震が発生している．684 年以降，現在までの間に，南海地震は少なくとも９回，東南海地震は７回発生した可能性があるとされている．
これらのうち，1605 年以降の４回の地震については，東南海地震が南海地震と同時または先に発生したとされている（地震調査委員会，2001）．しかし，1361 年に発生した南海地震については，対応する東海地震の記録は残っていない（寒川，2007）．今回，伊勢神宮に関連する史料の記述内容から，1361 年東南海・南海地震の発生様式について考察を行った．
２．伊勢神宮関連史料における記述内容
今回，1361 年東南海地震の存在を示唆する記述を『神宮文書』において発見した．『神宮文書』は，全二巻からなり，その内容は官務小槻氏の壬生家が保管し伝来してきた文書群である『壬生家文書』にも収められている．うち一巻には，1361 年（康安元年）伊勢神宮外宮の心御柱朽損等に関する祭主忠直の請文や小槻匡遠書状写し等の内容が含まれている（宮内庁書陵部，1985）．小槻匡遠（南北朝時代の官務壬生家の当主）からの書状写しの中には，「依去六月地震，心御柱傾倚，御束柱顚倒以下事，邂逅之重事，（以下略）」との記述（以下「記述(A)」という．）がある．書状の日付は，康安元年八月三日付けである．一方，祭主忠直の請文は，「外宮心柱傾倚正殿御壁板抜懸御束柱顚倒間事」を表題とする注進状である．注進は，「正殿奉差扶木永久例委可注進進由事(a)」や「扶木採用近辺要木不可有子細歟由事(b)」等，五箇条から構成されている．(a)の条には，永久四年（1116 年）に伊勢神宮外宮（豊受大神宮）の正殿が傾倚した際，同年に式年遷宮を控えていたため，嘉保二年（1095 年）の例に任せて正殿に扶木（たすけぎ）を差して遷宮を待った先例に関する記述（以下「記述(B)」という．）がある．また，(b)の条には，「連々地揺猶有危，依為急事，（以下略）」との記述（以下「記述(C)」という．
）がある．請文の日付は，康安元年八月十三日である．
３．記述内容からの考察（１）推定される伊勢神宮外宮における被害記述(A)や祭主忠直の注進状の表題から，「康安元年六月の地震」により，外宮正殿の「御壁板が抜け懸け」，「御束柱が顚倒する」という被害が生じていたと考えられる．
「御壁板」とは，正殿を構成する壁の板であると考えられる．
「御束柱」とは，福山（1976）による神宮正殿等の建築図面における記載から，地面から鉛直方向に立ち上がる柱の部分に相当すると考えられる．
記述(B)の「扶木（たすけぎ）」に関しては，『伊勢勅使部類記』の「康安元年外宮心御柱落
餝一・二」の各冊に，永久四年及び承安二年（1172 年）における扶木の例に関する記述（以下「記述(D)という．」）がある．これらから，「扶木」とは，外宮正殿の傾倚に伴い，同正殿に副短柱を差し挟むことによって，さらなる危険を回避するための応急的な措置であると考えられる．康安元年にも，外宮正殿において，扶木が必要となるような同様の事態が生じていたことが推定される．
記述(C)からは，当時外宮において，地震により危険かつ急を要するような事象が発生していたことが伺える．

16

（２）伊勢神宮外宮に強震動をもたらした想定震源モデル
三重県は，地域防災計画被害想定調査報告書において，東海・東南海・南海地震や県内の主要活断層ごとの強震動予測結果をとりまとめている（三重県，2006）．これによると，伊勢神宮外宮付近に震度６弱以上の揺れをもたらす想定地震は，東南海地震または東海・東南海・南海地震同時発生の二つのケースのみである．上述の外宮正殿の被害状況を考慮すれば，強震動は，これらのケースのいずれかによってもたらされた可能性が高い．
（３）1361 年（康安元年）南海トラフを震源とする地震の発生時期及び様式
外宮正殿に被害をもたらした地震の発生時期に関して，上記の記述(A)からは，「依去（康安元年）六月地震」とまでしかわからない．しかし，『大日本史料』（東京大学史料編纂所編，
1983）の康安元年六月の部分を調べてみると，同月一日から二十日までの間に，地震に関する記事は見当たらず，最初に出現するのは，「二十一日，庚子，近畿大地震，四天王寺金堂顚
倒シ，東寺講堂傾ク」との記事である．伊勢に強震動をもたらした地震が，京都等で無感であり，記事に全く残らないとは考えにくいとすると，外宮正殿に被害をもたらした地震は，二十一日以降に発生した地震に限られる．
石橋（1998）は，内大臣三條公忠の日記『後愚昧記』や，近衛道嗣の日記『愚管記』における康安元年六月二十一日及び二十二日の地震に関する記述内容から，同月二十四日に発生した南海地震の２日か３日前に東海地震が発生した可能性が高いことを指摘した．一方，宍倉ほか（2008）は，紀伊半島南東部沿岸に分布するヤッコカンザシからなる生物遺骸群集の高度や年代から，400〜600 年に一回の割合で起こる連動性地震に伴う異常な隆起イベントを見いだした．そして，1707 年宝永地震とともに，1361 年正平（康安）地震も連動型地震であった可能性について指摘した．
今回発見した『神宮文書』における地震に関する記述は，『後愚昧記』や『愚管記』に記述されている地震が，東南海地震であった可能性をさらに高めるものである．また，1361 年（康安元年）の南海トラフを震源とする地震の発生パターンとして，東南海地震が発生した２，３日後に南海地震が発生した可能性や，これら二つの地震が連動して発生した可能性を提示するものである．
４．まとめ（１）これまでその存在が明らかとなっていなかった 1361 年（康安元年）南海地震に対応する東南海地震が存在していたことが強く示唆される．
（２）1361 年（康安元年）の南海トラフを震源とする地震の発生様式は，「①東南海地震の２，３日後に南海地震発生」または「②東南海地震・南海地震の連動発生」のいずれかであった可能性がある．
（引用文献）
福山敏男（1976）『伊勢神宮の建築と歴史』．日本資料刊行会．
石橋克彦（1998）1361 年正平南海地震に対応する東海地震の推定．日本地震学会講演予稿集，1998 年度秋季大会，P125．
地震調査研究推進本部（2001）南海トラフの地震の長期評価．
宮内庁書陵部（1985）『圖書寮叢刊 壬生家文書七』．
三重県（2006）『三重県地域防災計画被害想定調査データブック』．
寒川 旭（2007）『地震の日本史』．中公新書．
宍倉正展・越後智雄・前杢英明・石山達也（2008）紀伊半島南部沿岸に分布する隆起生物遺骸群集の高度と年代−南海トラフ沿いの連動型地震の履歴復元−．活断層・古地震研究報
告，産業技術総合研究所地質調査総合センター，No.8，p.267-280．
東京大学史料編纂所編（1983）『大日本史料 第六編之二十三』．東京大学出版会．

17

O-10
南海トラフの活断層分布と地震発生予測の課題○

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）

Distribution of active faults along the Nankai troughand its importance for earthquake prediction
Takashi NAKATA, Hideaki GOTO (Hiroshima Univ.), Mitsuhisa WATANABE (Toyo Univ.),
and Yasuhiro SUZUKI (Nagoya Univ.)
1. 南海トラフ巨大地震予測の現状と問題点
地震動や津波の記録などから，過去の地震の破壊領域が南海トラフに沿って設定されている（石橋・佐竹：1998 など）．政府地震調査研究推進本部(2001)は，次の大地震の発生予測範囲を南
海トラフ・駿河トラフの領域 X:足摺岬沖～潮岬沖(右図 A+B)，領域 Y:潮岬沖～浜名湖沖(C+D)，
領域 Z:浜名湖沖～駿河湾(E)の３つに分け，それぞれ南海地震，東南海地震，想定東海地震に対応するとしている．しかし，この領域区分は震源断層と関連する海底活断層についての詳細情報が不十分なために，信頼にたる地震発生予測ができないという問題点が存在する．
2. 活断層の分布の概要
南海トラフに沿って発達する活断層は，徳山ほか（2001）などが海底地形に加え反射断面から読み取れる地質構造の特徴を認定根拠に認定している通り，トラフに平行な前縁断層や分岐断層などの北傾斜の逆断層の発達が顕著である．しかし，地形分解能の低い画像による作業によっているために活断層は直線的かつ断片的に描かれており，その位置・形状や連続性に対する信頼性は低い．本研究では従来とは比較にならない高い分解能の地形画像を用いて解析を行ない，トラフのほぼ全域の活断層の詳細な分布を明らかにし，その連続性や独立性についても議論が十分可能となるデータとして整備した．また，長大な横ずれ断層の発見など数多くの新知見を得た．
巨大地震と関連すると考えられる主要断層の中には，上述の破壊領域区分を超えて連続するものや領域内で連続が途絶えるも少なからず認められ，これまでの推定破壊領域に依存した地震発
生予測の再検討が不可欠である．近年，熊野トラフから南海トラフに至る地域の大規模な構造調査結果から深海平坦面にあたる熊野トラフの外孤隆起帯（outer ridge（茂木：1977））の基部に出現する分岐断層が 1944 年東南海地震の震源断層であるとの説（木村・木下：2009 ほか）が有力視されてきつつあるが，この断層は潮岬海底谷を挟んで東西に連続し，潮岬沖に設定された破壊領域境界とは無関係である．一方，1946 年南海地震の震源断層は潮岬の東から足摺岬沖に破壊領域を持つと想定されているが，これも分岐断層の位置・形状とは対応しない．
3．1944 年地震と 1946 年地震に関連する考えられる活断層
新たに認定された活断層の中で 1944 年地震に対応すると推定される活断層は，熊野トラフ底を横切って延びる逆断層で，東海沖活断層研究会（1999）の遠州断層系の南部にあたり，新鮮な活断層変位地形が認められる活動的な断層である．また，1946 年地震に対応する活断層は，太地
沖から潮岬海底谷を横切り土佐バエ南縁の急崖の基部を通り，足摺岬南東に達する逆断層である．
二つの地震の震源断層の境界は新宮沖にあり，地震に伴う地殻変動や津波発生を説明するのに矛盾はない．詳細な活断層分布とその特徴・意義については，渡辺ほか，鈴木ほか，後藤ほかの本
大会ポスター発表を参照されたい．本発表は，海上保安庁と広島大学などが共同で行っている平成 20－22 年度
科学研究費補助金（基盤研究（B）（（研究代表者：中田 高）の成果の一部である．

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O-11
地形学的手法に基づくモンゴル，ブルナイ断層の
最近 2 回の地震時変位量と活動時期
˚杉戸信彦（名古屋大）
・後藤秀昭（広島大）
・鈴木康弘（名古屋大）
・廣内大助（信州大）
D. Enkhtaivan・S. Narangerel・M. Otgonbayar
J. Sukhbaatar・O. Batkhishig（モンゴル科学アカデミー地理学研究所）

Geomorphic evidence for offsets and ages of faulting on the Bulnay fault, Mongolia
˚Sugito, N. (Nagoya Univ.), H. Goto (Hiroshima Univ.) , Y. Suzuki (Nagoya Univ.),
D. Hirouchi (Shinshu Univ.), D. Enkhtaivan, S. Narangerel, M. Otgonbayar,
J. Sukhbaatar, and O. Batkhishig (Inst. Geog., Mongolian Acad. Sci.)
1．はじめに
ブルナイ断層は，ユーラシア大陸の中央に位置し，バイカルからヒマラヤにかけてのテクトニクスに大きく貢献する，ほぼ東西走向の長大な左横ずれ断層である（図 1）（例えば，Molnar andTapponnier, 1975）．その最新活動は 1905 年ブルナイ地震（Mw8.4：Okal, 1977）であり，地震に伴っては長さ 300 km 以上にわたって，最大 10 m 以上の左横ずれ変位を示す地表地震断層が出現した（例えば，Baljinnyam et al., 1993）．後述するように，ブルナイ地震の地表地震断層は現在でも明瞭に残されており，また累積的な変位を示す段丘崖等も多くの地点に認められる．したがって，活断層の大地震発生繰り返しパターンを解き明かす絶好の調査対象のひとつといえる．
発表者らはこれまで，CORONA 偵察衛星画像や航空写真の判読作業を実施してブルナイ断層沿いの変位地形をマッピングし，2008 年 8 月，断層中部約 120 km 区間を対象として予察的な現地調査を行った（杉戸ほか，2008；後藤ほか，2009）．その後の 2009 年 8 月には，断層中部約 200 km 区間において本格的な現地調査を実施している．
本発表では，地点 03（図 1）を例として，後期完新世に形成されたと考えられる地形面と断層変位
地形，変位基準の概略を記載し，地震時変位量や断層変位の回数を地形学的に検討する．その後，地点 01～09（図 1）で得られた結果をまとめ，活動時期も含めた総合的な検討を行う．平均変位速度についてはすでに一部報告済であり（Goto et al., 2010），ここではふれない．
2．地点 03 における調査結果
地点 03（49˚ 14.5’ N / 96˚ 27.5’ E 付近）には，北側の山地から南方へと流下する河川によって沖積段丘が形成され，現河床が 2 列発達する（図 2）．これらの地形はブルナイ断層によって切断され，

図 1 ブルナイ断層の分布と調査地点．陰影図は SRTM3 を用いて Global Mapper で作成．

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図 2 地点 03 の等高線図．
測量はトータルステーションによる．
Surfer で作成．
等高線間隔は 0.1 m．
断層に沿ってはバルジ・サグポンド列が形成されている．
西側の現河床の右岸 A-A’は 16.0 ± 1.0 m の左横ずれを示す．左岸においては，断層より下流側に小規模な沖積段丘面が形成されており（B’と B’’の間），B-B’間には 16.5 ± 1.0 m，B-B’’間には 8.0 ± 1.0
m の左横ずれがそれぞれ認められる．一方，東側の現河床の右岸 C-C’は 8.0 ± 1.0 m，現河床中央のガリーDD’は 8.5 ± 0.5 m の左横ずれをそれぞれ示している．
地点 03 付近におけるブルナイ地震時の変位量は 8 ± 2 m とされており（例えば，
Baljinnyam et al.,1993）
，B-B’’・C-C’・D-D’の変位量はこれとほぼ一致する．一方，A-A’・B-B’は，地形学的にみてこ
れら 3 者よりも形成時期が古いと考えられ，変位量も 2 倍程度の値を示す．したがって，A-A’・B-B’
はブルナイ地震に先立つ断層変位も受けていると考えられ，これらの変位量の中間的な値を示す変位
基準が見出されなかったことから，最近 2 回の変位量がほぼ同じであったと考えられる．
3．地震時変位量と活動時期
地点 01・02・04～09 においても，トータルステーションを用いた平面測量やピット掘削等を実施
し，地形学的検討を行った．9 地点の結果をまとめると，1905 年の地震時変位量は 5～14 m 程度と，地点ごとにみると最近 2 回の変地点によってかなり異なるが（例えば，Baljinnyam et al., 1993）
位量がほぼ同じであったものと考えられる．
上記の地形学的検討をもとにして，地形面構成層や流路堆積物の放射性炭素年代（5 試料）を解釈すると，1230 ± 40 yBP 以降に 1 回の，2270 ± 40 yBP 以降に 2 回の活動が発生したと考えられ，1
回前の活動は 1680 ± 40 yBP 直前に絞られる可能性がある．
1 回前の活動に先立つイベントは 3100 ±40 yBP 以前と考えられる．またサグポンド堆積物の堆積状況・変形構造・年代（5 試料，うち 2 試料は異常値として除外）に基づくと，1 回前の活動は 1600 ± 40 yBP 直前・1720 ± 40 yBP 直後に限定される可能性がある．
謝辞 石黒聡士博士（名古屋大学），通訳の B. Narmandakh 氏・Ts. Onon 氏，運転手の方々，その他モンゴル科学アカデミ
ー地理学研究所・名古屋大学の方々には調査全般を支援いただきました．記して感謝いたします．なお本研究には，科学研究費補助金基盤研究（B）（18401003，代表者：鈴木康弘），同じく基盤研究（B）（21300335，代表者：鈴木康弘），および財
団法人福武学術文化振興財団平成 21 年度歴史学・地理学研究助成（代表者：後藤秀昭）を使用しました．
文献 Baljinnyam, I. et al., 1993, GSA Mem., 181, 64p；後藤秀昭ほか，2009，日本地理学会 2009 年春季学術大会；Goto, H.
et al., 2010, Hokudan 2010 International Symposium on Active Faulting；Molnar, P. and P. Tapponnier, 1975, Science,
189, 419-426；Okal, E. A., 1977, EPSL, 34, 326-331；杉戸信彦ほか，2008，日本活断層学会 2008 年度秋季学術大会．

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O-12
ALOS/PRISM 画像のステレオ計測による変動地形の認定と変位量計測：
モンゴル，Gobi-Altay 断層帯の例
˚石黒聡士（名古屋大）
・杉戸信彦（名古屋大）
・後藤秀昭（広島大）
鈴木康弘（名古屋大）
・廣内大助（信州大）
D. Enkhtaivan・O. Batkhishig（モンゴル科学アカデミー地理学研究所）

Active fault mapping and photogrammetrical measurement
using stereo-scopic ALOS/PRISM imagery:
A case study on the Gobi-Altay fault zone, Mongolia
Ishiguro, S. (Nagoya Univ.), N. Sugito (Nagoya Univ.), H. Goto (Hiroshima Univ.), Y. Suzuki (Nagoya Univ.),
D. Hirouchi (Shinshu Univ.), D. Enkhtaivan, and O. Batkhishig (Inst. Geog., Mongolian Acad. Sci.)

1．はじめに高解像度の衛星画像は，その広域性や均質性から，航空写真と並び変動地形研究の基礎データとしての有効性が期待されているものの，歪みや縮尺等の性質が航空写真と異なるため，変動地形認定に用いる際は，注意を要する．衛星画像を用いた実体視判読における制約や，認定可能な変動地形の規模などの詳細は具体的には明示されてこなかった．
筆者らは，米国の偵察衛星 CORONA により 1960～1970 年代に撮影されたステレオ衛星写真の実体視判読によって，1957 年 Gobi-Altay 地震の地表地震断層の認定を試み，かつその検出限界について，鉛直方向で約 1m 程度以上であれば検出できる可能性があることを報告した（石黒ほか，2009）．
本研究では，より高分解能の判読と定量的計測が期待できる ALOS/PRISM のステレオ画像（分解能2.5m）を用いて，石黒ほか（2009）と同じ地域において，断層変位地形の認定を試みると同時に，ステレオ写真計測を実施し，現地測量結果も交えて変位量の計測可能性を試みた．
2．ALOS/PRISM による活断層変位地形の認定結果および変位量計測結果
CORONA の実体視判読により
ca. 1 km
断層変位地形の存在がすでに確認された（石黒ほか，2009）地域と同 じ 場 所 を 撮 影 し た ALOS/
PRISM 画像を用いて，実体視による地形判読を行った．その結果，
1957 年の地震断層とともに，第四紀後期の断層変位地形を認定することができた．例えば，図１に示すように，扇状地を横切るリニア
メントに沿って河川（ワジ）の左
横ずれや逆向き低断層崖が認められる．このほか，断層線が雁行配列する場所には，プルアパートに 図１．ALOS/PRISM 画像。黒矢印：活断層の位置。白矢印：ワジの屈曲。
起因すると見られる低地や，プレッシャーリッジ状の高まりが確認でき，比高数ｍ程度の新期の断層変位地形を確認することができた．
また，デジタル写真測量システムによりステレオ計測を実施し，断層変位地形を横断する地形断面測量を行った．その結果は，現地調査による地形断面測量の結果とよく一致した．これにより，鉛直方向 50cm 程度の変位を計測可能であることが示唆された．ただし，計測精度については，衛星画像の空間分解能を考慮し，今後さらに慎重な検討を要する．
本研究には，科学研究費補助金基盤研究（B）（18401003，代表者：鈴木康弘），同じく基盤研究（B）（21300335，代表者：鈴木康弘）および JAXA（宇宙航空研究開発機構地球観測研究センター）ALOS 第 2 研究公募採択課題「ALOS/PRISM によるモンゴルにおける活断層の分布および変位量の解析」（代表者：鈴木康弘）を使用しました．
文献：石黒ほか，2009，日本活断層学会 2009 年度秋季学術大会．

22

O-13
台湾南部における活断層の認定と問題点―旗山断層，高屏渓断層，龍船断層の場合―°太田陽子（國立台湾大學）･松多信尚（名古屋大学）･李珀濃（國立台湾大學）･陳干高（國立台湾大學）
Active Faults in Southern Taiwan-Chishan fault, Kaoping River Fault, Lungchuan FaultYoko Ota (National Taiwan Univ.), Nobuhisa Matsuta (Nagoya Univ.),
Ponog Li (National Taiwan Univ.), Yuegau Chen (National Taiwan Univ.)
１．目的
プレート境界に位置し，現在ほぼ東西方向の圧縮の場にある南台湾は，活発なスラスト･褶曲
帯として知られている．しかし，この地域では，CGS(2000)による活断層図では，第 1 類（完新世の活動），第 2 類（後期更新世の活動）の活断層は全く記されていない．地形的には極めて明瞭な中央山脈西縁の潮州断層でさえ第 3 類の活断層（埋没または推定断層）とされている．最近の調査により，2000 年に図化されたよりも多数の活断層のあることが明らかになりつつある．また既存の断層の位置の修正も必要となってきた．本報告では，台湾南部の旗山，高塀渓，龍船の 3 断層について，筆者らの最近の調査結果の一部を示し，本地域における活断層認定上での問題点を紹介する．なお，潮州断層については目下調査中であるので本発表には含めない．
２．各活断層についての新しい知見
2-1．旗山断層：北東~南西方向に走る本断層は，地質学的に著名な断層であるにもかかわらず新第三紀層からなる丘陵地域を通過し，変位地形はきわめて認定しにくい．完新世および後期更新世に活動したことが知られている 2 か所の露頭（陳，2005）付近でも，明瞭な変位地形は認められず，単にリニアメントがみられるのみである．活断層による変位地形が明瞭なのは，本断層の北部での河成段丘の東への逆傾斜から認められる東上がりの逆断層のみである．
2-2．高塀渓断層：塀東平野の西には河成段丘が広く発達する．北部では河成段丘の東縁は凸形の撓曲状変形を示し，新旧の段丘での累積的変形も明瞭である．この撓曲状変形は，西下がりの断層面をもつ逆断層に起因するもので，これを活断層と認定し，高塀渓断層と呼ぶ．
本断層は従来推定断層とされていたが，地形的証拠は提示されていなかった．この撓曲崖の南部延長は河食崖となっているが，全延長は約 30km 以上に達する．
2-2．龍船断層：ほぼ北北東-南南西に走る龍船断層は地質断層で，東の上盤側の砂岩，西の下盤側の泥岩との地質境界をなすが，活断層とはされてはていなかった．本断層を横切って西流する二仁川沿岸の河成段丘のうちの最高の 1 面（約 5000 Cal.yBP）は，断層に近づくと下流に向かって高度を増して逆傾斜を示し，断層を横切る付近で突然高度を減じる．その高度差は約 20m である．本断層は確実に完新世に活動した“第 1 類の活断層”であり，その平均変位速度は 4m/1000 年に達する．より新期の 2 面に変位の可能性はあるが，最下位の３面には変形の証拠はない．しかし比高 20m の変位が１回の地震活動で形成さたと考えにくく，累積的活動の確証を得る必要がある．
二仁川の北方，内門付近には上記の１面に続く埋積性の河成段丘がある．この面上に，西上

23

がりの上に凸な断面を示す撓曲崖があり，その基部に西傾斜の断層面をもつ西上がりの逆断層を推定する．最大比高は約 5m，最大変位速度は１ｍ/1000 年またはそれ以下で，二仁川沿
岸でみられた龍船断層のそれよりも一桁小さい．この断層は龍船断層から分岐する副断層である．
３．活断層に関する問題点
3-1．ほぼ南北方向に走る高塀渓および龍船の 2 断層は，変位地形からみていずれも東西方向の圧縮の場で形成された逆断層である．GPS に基づいて推定されている横ずれは，地形学的には見いだされない．一方，北東―南西に走る旗山断層の活動史はこれら 2 断層より古く，
一部が活断層として確認されるのみである．
3-2．完新世の活活動が確実な龍船断層では主および副断層の両者において平均変位速度が求められ主断層の変位速度は副断層の 5 倍に達することがわかった．しかし，活動間隔はわからない．またそのほかの断層については年代試料が得られず，平均速度は求め難い．
3-3．砂礫層からなる河成段丘の地域では，高塀渓断層，龍船断層の場合のように変位地形がよく保存されている．しかし，新第三紀の泥岩地域では削剥がいちじるしく，旗山断層の場
合のように，変位地形の認定がきわめて困難である．完新世の活動が明確な龍船断層でも，河成段丘域をはずれると断層変位による地形の追跡はしにくい．たとえば内門地域の西上がりの撓曲崖の存在は，背後の東上がりの主断層の存在を意味するが，丘陵地域では活断層を認定できる変位地形を認定できない．このことは，削剥の顕著な丘陵地域で活断層の長さ，断層から生ずる地震の規模を過小評価する可能性に通じ，ほかの活断層でも検討を必要とする問題である．

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P-01
航空レーザ測量データを活用した詳細地形計測のための「高機能 DEM 実体視システム」の開発
千田良道○・近藤雅信（中日本航空株式会社）
Development of LiDAR DEM stereogram system for supporting topographic measurement
Yoshimichi Senda, Masanobu Kondo
１．背景
近年、発生する地震災害や土砂災害への対応として、これまでよりも規模が小さくかつ複雑な地形構造の把握が求められている。これまでの判読で主流であった空中写真の実体視は、植生下の地形がわかりにくいこと、判読結果を地図上に正しく移写することが困難であるな
どの問題があり、これを補う技術開発が求められている。
近年開発された航空レーザ測量は、植生被覆下の地形把握が可能であり、微地形の判読に有効な地形画像データを提供する。測量成果は、等高線やカラー段彩画像、赤色立体画像などの平面図のほか、断面図や鳥瞰図などに加工され、紙面やディスプレー上に表現できる。
正射投影で出力することにより、判読結果を画像上でトレースすることで正確な緯度経度情報に置き換えられる。
しかし、従来の出力データは平面（2.5 次元）的であり、起伏や傾斜などの地形（立体的）情報については、等高線や断面図により別途参照する必要があり、正確な判読の妨げとなっていた（空中写真を実体視することによる写真判読を超えるものでは必ずしもなかった）。3次元データを直接操作するシステムもあるが、高価なうえ、大量の座標データを容易に扱えるソフトはほとんど普及していない。
このような状況を改善するため、本研究では、航空レーザ測量により得られた DEM から実体視可能なステレオペア画像を作成し、写真判読と写真計測、および判読結果のデジタル出
力が同時に可能になる、高機能な実体視システムを開発した。
２．地形データの実体視化と実体視システムの開発
本システムでは、まず、DEM から航空写真撮影の要領で、互いがラップする複数の中心投影画像を作成した。陰影図・段彩図をはじめ、DEM から作成される画像は数多いが、従来の画像は標高と傾斜の双方を必ずしも同時かつ有効にイメージングできていない。本システム
では、地形の起伏に応じた彩度および明度を工夫して画像に与えることで、地形起伏を有効にイメージできるようにした。また、同一地点の航空写真画像や主題図などを、DEM により調整・作成することにより、実体視をしながら各種の画像を参照できるようにした。
また、本システムは、中心投影の画像データを採用するにもかかわらず、シームレスに表
示位置を移動することができる。拡大・縮小や写真画像などへの切り替えも実体視したまま行うことができ、判読の精度の向上が図れる。さらに、実体視をしながら距離や傾斜などを測定する機能と、判読結果を図示する機能を有する。図示したデータは元の測地座標空間に25おける図形要素として取得できるため、判読結果の地図上への移写という作業が不要となり、誤差を生じる原因を除去できる。
図１に実体視処理システムのディスプレー画像の例を示す。ここでは実体視をしながら活断層トレースを判定・計測でき、また同じ画面上で地形断面測量が可能となっている。

図１

航空レーザデータによる実体視判読事例

３．まとめ
航空レーザ測量により取得された DEM から地形をイメージできる画像を作成し、それを実体視することにより、これまで以上に有効な地形判読が実現できる。とくに、活断層や地すべり判読において、従来の空中写真判読や、航空レーザ測量結果の出力図（等高線図、地形起伏図）を分析する方法に比べ、より有効性は高いことが期待される。
本システムはまた、判読結果を直接緯度経度情報として出力できるため、誤差の小さな地
理情報の取得が可能となり、トレンチ調査や工事施工計画の立案等においても有効である。
また、地形計測が容易なため、変位量計測等も同時に行うことができる（口頭発表で事例を紹介する）。
なお、本システムは、地震等により引き起こされた土砂災害（地すべりや天然ダム）を迅
速かつ定量的に把握するためのツールとしても有効性を発揮することが期待される。

26

P-02
トレンチ調査におけるデータ取得の新手法について
郡谷順英・小俣雅志((株)クレアリア*)・丸山 正((独)産業技術総合研究所)・
二瓶忠宏・丸田健司・福嶋 忍((株)タナカコンサルタント)（*：(株)アイ・エヌ・エーは(株)クレアリアに社名変更しました）

The new digital recording and visualizing techniques for the
trenching survey
Yorihide Kohriya, Masashi Omata(Crearia Inc.), Tadashi Maruyama(AIST),
Tadahiro Nihei, Kenji Maruta, Shinobu Fukushima(Tanakaconsul. Co.)
１．はじめにトレンチ壁面の記録方法としては，縮尺 1/20 程度の詳細なスケッチと，写真記録による方法
が主として行われてきた．壁面写真はフィルム撮影やデジタルカメラによる壁面部分画像を使用してモザイク写真を作成する方法（杉戸, 2009）等が実施されている．さらにレーザスキャ
ナによるトレンチ壁面情報の取得（小俣ほか, 2009，2010）により，位置情報を正確に保持する三次元トレンチデータからの図化が可能となった．本発表ではこの三次元レーザスキャナ計
測によるトレンチ壁面記録のデータ取得方法に加えて，既往調査手法のスケッチ・写真記録を用いて調査後においてもトレンチ壁面を議論する際に有効な手法を紹介する．
２．三次元レーザスキャナ計測
三次元レーザスキャナによるトレンチ壁面の計測は，三脚据え付け型の Leica-geosystems 社
製 HDS-3000 を用いて，スキャニング間隔が 10ｍ先で縦 5mm，横 5mm となるように設定して実施した．計測したトレンチ壁面の点群データを最適に視覚化するために，レーザ反射強度，内蔵カメラによる RGB 着色，市販デジタル一眼レフカメラ画像データとの合成を行ない，これら 3種の図化による壁面の表現の違いについて検討した．
レーザの反射強度は，地質の違いによる色調の違いに対応した反射強度の変化を図化することが可能である．特に，礫層においては礫とマトリックスとの反射強度の違いにより，礫の分布を表現することが可能である．
計測機器に内蔵されているデジタルカメラにより点群データに RGB カラーのデータを加えて写真のような自然色を表現することも可能である．既存のモザイク写真に比べて歪みが生じていないため，変形や変位量を正確に見積もることが可能となる．しかし，内蔵カメラの解像度
が 100 万画素と低いため，細部の表現があまり良くない．
デジタル一眼レフカメラによって撮影した画像データを 3 次元データ処理ソフトウェア（Leica-geosystems 社 Cyclone）に取り込み，取得した点群データを用いて歪みを補正した写真をモザイク状に貼り付け壁面画像の生成を行った．この方法では細部表現も詳細な図を作成することが可能である（小俣ほか, 2010）．
トレンチ壁面のデータ取得と合わせて，周辺地形形状も取得することが可能である．取得されるグラウンドデータは数十点/m2 であり，これにより 20cm 程度の等高線間隔の地形図が作成できる．これによりトレンチで出現した断層形状とトレンチ周辺の微地形の関係を正確に把握することが可能となる．
３．パソコン画面上での表示手法
トレンチ調査の壁面解釈は，当然現地で壁面を前にして議論することが望ましい．しかしながら，諸事情により掘削したトレンチを長期間維持できないことがある．また，研究者が一堂に27

会して現地で議論することができない場合もある．このような場合，これまでは，1/20 程度の縮尺による大判図面でスケッチとモザイク写真とを見比べながら議論することが多かった．
今回，トレンチ壁面のスケッチと写真等とをパソコン画面上で 2 画面表示して同期させ，拡大
縮小および移動しながら観察を行なってみたところ，大判図面を使用するよりも，より細部の議論を行ないやすいことが判明した．閲覧画像データは ZOOMA（株式会社クレアリア製）により作成した．ZOOMA による画像データは解像度ごとにメッシュ状に分割した画像を表示するため画像データを高速に閲覧できるという特徴がある．また 2 画面を高速で同期させて拡大縮小・移動できることから，各解釈段階の画像等を同時に同縮尺で見比べることが可能である．
４．まとめ
トレンチ調査におけるデータ取得，表現に関わる新たな手法を紹介した．トレンチ壁面の三次
元レーザスキャニングは，これまでの調査に比べて現地調査が短時間で完了することから，調査期間に制約がある場合には有効であり，人件費削減等，経済的にも有効である．
画像閲覧データをトレンチ壁面解釈時に使用する手法は，調査時に現地での解釈が不十分であった場合や，調査後の説明手段として有効である．また，既存のフィルム写真からもデータ生成が可能な場合があり，トレンチ壁面のデジタルアーカイブとしても有効であると考えられる．
本調査で計測を行ったトレンチ調査は，岩手・宮城内陸地震で地表変位を生じた柧木立地点におけるトレンチである．このトレンチ調査は，（独）産業技術総合研究所が原子力基盤機構の委託を受けて実施した「変動地形に基づく伏在断層評価手法の高度化」の調査の一環として行ったものである．
文献
小俣雅志・二瓶忠宏・丸山 正・遠田晋次・郡谷順英・松塚 悟（2009）：活断層調査における三次元レーザ計測の有効性．平成 21 年度研究発表会講演論文集，日本応用地質学会，
pp.189-190．
小俣雅志・二瓶忠宏・丸山 正・郡谷順英・丸田健司・福嶋 忍（2010）：三次元レーザ計測を活用した露頭壁面の記録方法．平成 22 年度研究発表会講演論文集，日本応用地質学会．
杉戸信彦（2009）：トレンチ壁面のスケッチにおける写真モザイクの活用．活断層研究，No.30，
pp.59-62．

図ZOOMA による壁面写真・解釈スケッチ表示例

28

P-03
高分解能 3D 音波探査装置による沿岸海域断層の 3D イメージング○

村上文敏・古谷昌明・丸山かおる・畑山一人・武田伸勝・佐藤正良（総合地質調査）・
松岡弘和（コーワ調査事務所）・馬塲久紀（東海大学）

3D imaging of a fault in the coastal area by the high resolution 3D
seismic reflection system
Fumitoshi Murakami,Masaaki Furuya, Maruyama Kaoru, Kazuto Hatakeyama, Nobukazu
Takeda, Masayoshi Sato, Hirokazu Matsuoka and Hisanori Baba
音波探査による沿岸海域の断層調査は，装置の高分解能化により断層形状の深度方向への細かい変化をとらえることが可能となった．しかし，2D 調査のため水平方向への断層形状は
2D の音波探査断面から推定するほかない．石油天然ガス調査では 3D 反射法地震探査はほぼ確立されているが，探査装置は大規模でありその搭載には数千トン以上の大型船が必要であり浅海域の調査には適さない．阿部 (2007)は，三河地震・深溝断層沖の 3D 音波探査を横向きに曳航された台船から 5 本の受信ケーブルを曳航して行ったが実用化までは至っていない．
そこで総合地質調査では，20 トン程度の小型船で使用可能な高分解能 3D 音波探査装置を開発し，2009 年に海域実験を行った(古谷ほか，2009)．最初の海域実験により実用化のためのいろいろな課題が明らかになり，さらに改良を加え，本年 8 月に東海大学の小型調査船「北斗」を使用して駿河湾奥の蒲原沖断層の 3D イメージングのための調査を行った．講演では，高分解能 3D 音波探査装置と調査の概要と調査結果について報告する．
図 1 に高分解能 3D 音波探査装置における 4 本の受信ケーブルとブーマー音源の配置を示す．
4 本の受信ケーブルは， 2.5m 間隔配置の 8 チャンネルの受信部を持つ．1 回のブーマー音源
発振で，同時に 32 点分の反射トレース信号が得られる．本調査では，各 10m 長のブーム 2 本を船の左右両舷に張り出し，それに 4 本の受信ケーブルを 8m 間隔で固定し曳航した．ブーマ
ー音源と受信ケーブルの位置関係から，測線と直交方向の反射点間隔は 4m となる．図 2 は受信ケーブルとブーマー音源の曳航状態を示し，左右外側 2 本の受信ケーブルのテールには受信ケーブル内の各チャンネルの位置決定のための GPS 受信機を装着した．
調査を行った海域では，すでに 2005 年に東海大学と産総研の共同研究によりブーマーを音源とする 2D マルチチャンネル音波探査が行われ，3 本の逆断層が 2D 断面としてとらえられている(生野, 2006 年)．
この調査における音波探査測線の方向は東西であり，測線間隔は 200m
である．今回の調査は，最も西側に位置する蒲原沖断層を含む海域で行い，調査範囲は東西方向 1200m，南北方向 350m の長方形である（図 3）．蒲原沖断層は，北東―南西走向を持つ南
東傾斜の逆断層であり，最終氷期・最低海水準時に形成されたと考えられる侵食面とその上位層を変位させている．調査開始前に，調査で使用する観測条件（受信ケーブルと音源の配置，チャンネル間隔，発振間隔等）を使ったシミュレーションを行い，最適な測線間隔を 10m，
ビンサイズを 2.5m（測線方向）x 4m（測線と直交方向）とした．測線の方向は蒲原沖断層の走向と斜交する東西方向である．得られた反射トレースデータの中の南側測線 8 本について予察的に 3D データ処理を行った．処理範囲は，東西方向 1100m，南北方向 80m である．各ビン内の反射トレースの振幅データから 3D ボリュームイメージを作成した．図 4 は蒲原沖断層付近のチェアカット表示である．時間スライス位置は，断層下盤側の最終氷期侵食面付近を示す．蒲原沖断層に対応する場所では，南北性の振幅の細かい変化が見て取れ，侵食面側と明らかなパターンの違いを示す．

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参考文献
阿部信太郎 (2007): 浅海域を対象とした 3 次元高分解能反射法地震探査について,
海洋調査技術学会, 第 19 回研究成果発表会要旨集, 65p.
生野静香（2006）：駿河湾奥部における地質構造の研究，東海大学大学院修士論文，52pp．

図 1 高分解能 3D
音波探査装置の受信ケーブルとブーマー音源の配置

図 2 受信ケーブルとブーマー音源の曳航状態

図 3 高分解能 3D 音波探査測線図
背景の衛星画像は Google Earth よりダウンロード

図 4 蒲原沖断層付近の
3D ボリュームイメージ

30

P-04
黒松内低地断層帯南方延長域（内浦湾）の音波探査速報○

杉山雄一・村上文敏（産総研）・内田康人（北海道立総合研究機構
地質研究所）・津久井朗太（大和探査技術）

Prompt report on sonic survey for the southern continuation area
(Uchiura Bay) of the Kuromatsunai-teichi fault zone
Yuichi Sugiyama, Fumitoshi Murakami,
Yasuhito Uchida and Rota Tsukui

北海道立総合研究機構と産業技術総合研究所は、平成 22 年度の文部科学省「沿岸海域における調査」の一環として、黒松内低地断層帯の南方海域延長部（内浦湾）の調査を実施している。調査は、ブーマー音源による音波探査（産総研担当）、パラメトリック方式音源（SES2000）による音波探査（道立総合研究機構担当）、ボーリングまたはコアリングによる採泥調査（道立総合研究機構担当）などからなる。本講演では、このうちブーマー音
源による音波探査の概要について速報する。
図 1 に黒松内低地断層帯南端部の断層分布と今回の音波探査測線の位置を示す。内浦湾には帆立貝の養殖施設が高密度に設置されているため、探査測線の設定は 1) 養殖施設設置
域と海岸との間（幅 1～2 km）、2) 養殖施設設置域内の漁船の通路、3) 養殖施設設置域の沖合に限られた。1)と 2) の測線での探査はシングルチャンネル方式で行い、3) の測線では 12 チャンネルのマルチチャンネル探査を実施した。測線の総延長は約 93 km である。
探査の結果、B1 及び C1 測線では完新統と推定される浅層部の堆積物にまで構造性の変位・変形が及んでいる可能性が明らかになった。図 2 に C1 測線の記録を示す。同測線の測位点 25 付近には、海底下 10 m 付近にまで達し、変位の累積が明瞭な北西側上がりの断層が認められる。また、この断層の沖合側では、完新統と推定される浅層部の堆積物の成層構造が波打つような形状を示す。これは堆積物が変形を被っている可能性を示唆する。
北西側上がりの断層と推定される構造は、B1 測線でも認められる。両測線で認められた断層は同一の断層である可能性が高く、その走向は約 N35°E と推定される（図 1）。
沖合の D2 測線と F 測線との交点付近にも、西側上がりの断層と考えられる構造が認められた。D2 測線の記録を図 3 に示す。概略深度 90～150 m に認められる 2 枚の強い反射
面は大きく南東方へ撓み下がっており、海底下 15～20 m の完新統～上部更新統と推定される堆積物にまで変形が及んでいる可能性がある。F 測線上のごく近接した場所でも同一の断層と考えられる構造が認められ、この間の走向は NNW と推定される。E 測線ではこの構造の南方延長と考えられる 2 枚の強い反射面の南東方への撓み下がりが認められるが、これを不整合に覆う堆積物の変位・変形は現時点での解析では明瞭ではない。

31

図 1

黒松内低地断層帯南部の断層分布（地震調査研究推進本部地震調査委員会、2005）と音波探査測線。Line S1～Line SC は沿岸、Line A1～Line D1 は帆立貝養殖施設設置域
内のシングルチャンネル探査測線。Line A2～Line G はマルチチャンネル探査測線。

図2

B1 測線の測位点 14～30 間の反射記録。

鉛直誇張は 22 倍。

図3

D2 測線の測位点 20～47 間のニアトレース記録。鉛直誇張は 23 倍。

32

P-05
台北盆地西縁 山脚断層の音波探査°松多信尚（名古屋大学）
・原口強（大阪市立大学）・
陳文山（國立台湾大學）
・石瑞銓（中正大學）
Single channel seismic survey across the Sanchiao Fault in Taipei
Nobuhisa Matsuta （Nagoya Univ.），Tsuyoshi Haraguchi （Osaka City
Univ.）, Wen-Shan Chen (National Taiwan Univ.), Ruey-Chyuan Shih (National
Chung-Cheng Univ.)
1.はじめに
台湾はユーラシア大陸プレートとフィリピン海プレートの境界部に位置し，82mm/yr で衝突している(Yu et al., 1997)．したがって，台湾には活断層が多く存在し，1999 年には台湾中部を震源とするモーメントマグニチュード 7．6 の集集地震が発生したほか，有史以来多くの被害地震が報告されている．
台北盆地は台湾の首都台北を中心に人口約 500 万人を抱える盆地である．この盆地はその西縁に存在する山脚断層（Sanchiao Fault）の正断層運動に伴って形成された構造盆地とされるが（林ほか，2007），その断層の活動履歴や位置などは沖積平野に覆われた都市部であるため不明のままである．そこで，我々は将来の古地震調査に備え，活断層の正確な位置を見つけるためのシングルチャンネルの音波探査を実施した．
2.地質概要台北盆地周辺には北東―南西走向の複数の逆断層が見られる．西から新荘断層（Hsinchuang Fault）, 金山断層（Chinshan Fault）, 崁腳断層(Kanjiao Fault), 台北断層
(Taipei Fault)と呼ばれ，いずれも東側が西側に衝上しているため，断層を挟んで同じ中新世と漸新世の地層が繰り返して見られる．もっとも西側に位置する新荘断層は逆断層の下盤側の堆積物から少なくとも更新世中期までは活動していたとされる（Wu,1965）．山脚断層は新荘断層と金山断層に挟まれた位置にある（林ほか，2007）．新荘断層と金山断層の関係は，その両端で同じ断層（金山断層）に収斂しており，地下では同じ断層と考えられる．山脚断層
は台北盆地の北では第四紀火山である大屯山(Mt. Tatun)に覆われ不明瞭になるが，その北方
延長には金山断層(Cinshan Fault)が伸びている．北部の金山断層は金山沖積平野の西縁に位置し，地質学的には東側隆起の逆断層であるが，最近の運動は山脚断層同様に東側落ちの正断層と考えられる（Chen et al., 2010）．この断層は海上に延長されるが，その詳細は不明である．ただし，北方海域の反射法地震探査の結果では地質構造と同様な逆断層構造が確認されている(例えば Song et al., 2000)．
以上のことから，現在の活断層である山脚断層および金山断層は逆断層が正断層として再活動していると考えられ，山脚断層部分は地下の逆断層から高角度に分岐して地表に現れた断層の可能性が強い．
3.活動履歴・平均変位速度
山脚断層の活動履歴は不明である．しかし，1694 年に台北で被害地震が報告されており，
その地震後山脚断層の上盤にあたる位置に湖が出来たという報告がある（林朝棨，1957）．これ以降，台北に湖が出現したような，大きな被害地震の記録はない．したがって，この地震が山脚断層の最終イベントであり，その地変によって湖が形成されたと考えられる．台湾の33

歴史は浅く，それ以前の地震の歴史記録は無い．また，地震活動を示す地質学的な直接的な証拠は明らかになっていない．
山脚断層の上下変位量はボーリング結果から盆地内の沈降速度として求められている．その結果，断層の上下変位速度は台北地域で平均 3.3 mm/yr (Chih-Tung Chen，2010)と推定されている．
4.地下地質台北盆地には多くのボーリング調査がされている．その結果，上から完新統の松山層，更新統の景美層，五股層，板橋層が確認され，その下は中新世の基盤である．景美層はいわゆる基底礫層と思われ，五股層は比較的細粒物質，板橋層は礫層で構成されている．完新統の厚さは盆地西縁部で厚く 100m 以上に達する．また崁腳断層を境にその東側では基盤深度が浅くなっている．したがって，崁腳断層が活断層である可能性がある．
3.調査概要我々は台北市内を流れる淡水河・基隆河と金山沖の台湾北方沿岸で 2010 年 6 月 17（淡水河），18 日(金山沖)の両日探査を実施した．探査には Strata Box （周波数 3.5khz）を使用した．淡水河では川釣り用の小型舟，金山では海釣り目的の遊漁船に Strata Box を取り付け，
時速 10km 以下の速度で移動観測を行った．淡水河の水深は浅く１－５ｍ程度で干満の影響を大きく受けるため，干潮時を避けて調査を実施した．淡水河では山脚断層と崁腳断層をターゲットとした関渡大橋付近から基隆河松江大橋付近までの両断層を横切る１測線（基隆河測線）と山脚断層の位置を関渡大橋付近で探す目的で断層を横切る複数の測線で探査を実施した．一方，金山沖は概して水深が深く最深の場所で 100m 程度であった．基隆を出発し，台北断層や崁腳断層を横断して金山断層地域まで達し，その後金山断層の延長部を横断する
複数の探査を実施した．
4.調査結果淡水測線
淡水測線の山脚断層近傍の結果は川底が明瞭に確認できたものの，反射面を確認することは難しかった．その理由として，シグナルのほとんどが川底で反射してしまい，地下に伝播しなかったと考えられる．その理由として，川底が砂質の部分が多かった点と，ガスを含む泥層であった事が考えられる．ただし，山脚断層から崁腳断層にかけての基隆河の測線では不連続ながら明瞭な反射面を見いだせる場所が存在した．この反射面とボーリング資料を比較した結果，この反射面は景美層上部からの反射波と基盤からの反射波であることがわかり，
埋没谷とそれを埋める堆積物を推定することができた．その結果，崁腳断層を挟んだ変位は認められず，ボーリング調査から指摘されていた基盤高度の違いは埋没谷による可能性が高いことが明らかになった．
金山測線
金山測線も明瞭な複数の反射面を確認することは出来なかった．最も陸側の記録には，堆積層が基盤にアバット不整合する構造が確認された．また，一部の記録には海底にケスタ状の凹凸が見られ，この構造は陸上の基盤が露出している場所と酷似しているため，海底に基盤が露出している可能性もあると考えられた．調査中は反射面が明瞭でない理由を海底が砂質であるためと考え，沖合に測線を延ばしたため， 基盤を覆う堆積物の構造を今回の調査では観測することが出来なかった．
（参考文献）Yu et al., （1997）Tectonophys 274 41-59, 林ほか（2007）中央地質調査所特刊 19，Chen et al.,2010 地震地質與地變動潛勢分析計畫 斷層長期滑移速率與再現週期研究, 林朝棨 (1957) 台湾地形 pp424, Song etal. (2000) Journal of Asian Earth science 31 277-286, Chih-Tung Chen (2010) Tao printing

34

P-06
台湾の台東縦谷断層のクリープ運動°松多信尚（名古屋大学）
・村瀬雅之（日本大学）
・石黒聡（名古屋大学）
陳文山（國立台湾大學）
・林正洪（台湾中央研究院）・玉里水準グループ
Creep deformation along the Longitudinal Valley Fault by leveling andphotogrammetric survey
Nobuhisa Matsuta （Nagoya Univ.）, Masayuki Murase(Nihon Univ.), Satoshi
Ishiguro (Nagoya Univ.), Wen-shan Chen（National Taiwan Univ.）, Cheng-Horng
Lin（Academia Sinica Taiwan）,Yuli leveling group
1.はじめに断層面上で地震時に大きくずれる場所がアスペリティであり，アスペリティの分布が地震の震源や強振動の分布に左右されるために重要であり，沈み込み帯のアスペリティは地震学や測地学の分野で研究が進んでいる．しかし，その分布域の大半は海域であり，直接詳細な
アスペリティ分布を地震発生前に知ることは難しい．台湾のプレート境界と言われる台東縦谷断層の南部はクリープ運動をしている一方でマグニチュード 6 程度の被害地震を起こす地域として知られている．したがって，この断層面上には定常的にクリープする場所と，固着しひずみを蓄積する場所が存在すると考えられ，台東縦谷断層は断層面上のひずみの蓄積，
アスペリティの分布，地震との関係などの知見を得る興味深い地域と考えられる．
そこで我々は，断層が地表でクリープ運動をしている地域と固着している地域の境界付近
で稠密な水準測量を行った．また，面的な変形を抽出するために空中写真測量を行ったので合わせて報告する．
2．地質概略
台湾はユーラシアプレートとフィリピン海プレートが 82mm/yr で衝突している（Yu et al.,1997）．台湾縦谷はフィリピン海プレート上のルソン弧側の火成岩や堆積岩からなる海岸山脈とユーラシアプレート側の大陸縁辺部に堆積した堆積岩が変成した変成岩からなる中央山脈の境界に位置する北北東―南南西走向にのびた谷である．谷の東縁には東傾斜の逆断層である台東縦谷断層が分布し，1951 年の花蓮地震（M7.4），台東地震（M7.1），2003 年の成功地震（M6.4）などの被害地震を起こしている．この断層は南部でクリープ運動が認められるが，北部では認められておらず，地震によってひずみを解消する区間とクリープ運動によってひずみの一部を解消する区間が存在する．1951 年の地震で地震断層が出現した中部に位置する
瑞穂(Rueisuei)ではトレンチ掘削結果から再来周期が 170-210 年とされている(Chen et al,2007)．また，この断層の南部に位置する池上(Chihshang)地域はクリープメータが設置され17-19 mm/yr 程度の早さで地表面が短縮している(Angelier, 2000)．また GPS ではこの断層を挟んだ短縮速度は 35 mm/yr と観測され，水準測量では 24 mm/yr の隆起が観測されている（Yu et al.,2001）．この断層に伴う第四紀後期の隆起速度は富里(Fuli)で 28 mm/yr（朱,2007），
海岸での隆起は海成段丘から 7-8 mm/yr とされる(Hsieh and Rau, 2009)．台東縦谷断層はこのクリープ区間は人工物の亀裂などから，北は玉里(Yuli)付近，南は鹿野(Luye)付近までとされる．そこで我々はクリープ地域北端部付近の玉里で断層と海岸山脈を横切る測線を設定した．
3．調査概要35

水準測線は中央山脈の東縁から台東縦谷断層と海岸山脈を横切り海岸線までの約 28 km で，100－300 ｍの間隔で水準点を設置した．断層近傍では水準点の間隔を 100 m と密にし，地表近くの断層面のすべりと地下での断層面のすべりを検出することを試みた．測定期間は 2008，2009，2010 年のいずれも 8 月中旬で，先の２年に使用した測定機材は台湾中央研究院所有のLeica 社製電子レベル DNA03 とインバールバーコード標尺 GPCL3 を使用し，2010 年には名古屋大学所有の同機材も使用した．
空中写真測量は約 2 万分の 1 の縮尺の 1978 年撮影の空中写真と 2007 年撮影の空中写真を利用した．座標変換に用いる GCP は 2007 年撮影の航空写真に関しては 2009 年 12 月に実測したもの，1978 年撮影の航空写真に関しては当時の三角点の測量記録を用いた．それぞれの写真の座標を求めた後，ほぼ同じ位置の地形断面を測量し比較した．同時に地震を含むより長期間の変形と比較するために段丘面上の断面との比較も行った．
4．調査結果測線が通過する４断層のうち，有意な変形が見られたので台東縦谷断層のみでクリープ運動をしているのは台東縦谷断層のみであると考えられた．断層を挟んで下盤側から若干の隆起が認められ，2008－2009 年の 1 年間の上下変位量は断層を挟んだ 200 m の間で 17 mm，トータルで約 27 mm 認められ，隆起量は断層上盤側で一旦減少したあと，再び大きくなり，その後緩やかに減少する（図）．この結果は 2010 年でも認められた．この解釈として断層面上のすべりが地下 1－3km 付近で小さくなっている可能性があることが村瀬によって計算された．
写真測量の結果でもこの断層上
盤側で隆起量が一旦減少する現象が見られる．しかし，周辺の地形にはテクトニックバルジを伴うような変形が見られることから，この地表変形が断層面の滑り量の違いによるものかどうかは今後検討が必要である．
図 2008－2009 年の上下変動

縦軸は変位量（ｍ），横軸は距離（ｍ）

なお，クリープ運動が認められる範囲には衝突の前に形成されたテクトニックメランジェが分布しており，このメランジェがクリープ運動と密接な関係があることが予想された．
5．本年度・来年度の調査
2010 年度の水準調査で我々は浅部での滑り分布の精度をあげることを目標として，新たに
テクトニックメランジェが地表に確認できなくなる北の測線，断層近傍上盤側の変形の精度を上げるために本測線の枝測線，テクトニックバルジが見られる南の測線の 3 本の短測線を設置した．同時に重力探査を実施し，重力異常の年変化の検出を試みるほか，来年度は GPSのキャンペーン観測も実施するつもりである．今後，地震活動との関連性との比較も行う予定である．また，1951 年の地震の変位分布を明らかにするために 1949 年撮影の米軍写真の写真測量を実施し，1978 年の結果との比較も行いたい．ただし，米軍写真の状態が良くない
ために定量的な議論が出来るかは不明である．
玉里水準グループ：林瑞仁（台湾中央研究院）
・MD ABDUL MATIN（台湾中央研究院）
・Hsin-Chieh Pu（台湾国立中央大）
・小澤和浩(名古屋大学)・松村祥央（名古屋大学）
・Hsien-Hsiang（台湾中央研究院）

36

P-07
トレンチ掘削調査によるミャンマー・ザガイン断層の活動間隔の解明°堤 浩之（京都大）・Thura Aung（Myanmar Earthquake Committee）・Soe Min（Dagon
University）・Yu Wang（California Institute of Technology）・U Thein Htay・Yin Myo Min
Htwe（Department of Meteorology and Hydrology, Ministry of Transport, Myanmar）

Recurrence intervals of surface-rupturing earthquakes along the Sagaing
fault, Myanmar, based on trenching surveys
Hiroyuki Tsutsumi (Kyoto Univ.), Thura Aung (Myanmar Earthquake Committee), Soe Min(Dagon Univ.), Yu Wang (Caltech), U Thein Htay, Yin Myo Min Htwe (Dept. Meteorology
and Hydrology, Ministry of Transport, Myanmar)
はじめにミャンマーのザガイン断層は，アンダマン海のプレート拡大境界とヒマラヤ前縁のプレー
ト衝突境界をつなぐ右横ずれのトランスフォーム断層である．陸域の延長距離は 1000km 以上であり，非常に明瞭な変位地形を伴う．最近の GPS 測量では，約 20mm/yr の右ずれ変位
速度が得られている（Maurin et al., 2010, Geology）．地震活動も活発で，前世紀に M7 以上の大地震がザガイン断層上で複数発生している．しかしながら，ザガイン断層の地震発生ポテ
ンシャル評価はまだ始まったばかりであり，断層の活動履歴はほとんどわかっていない．
1930 年 5 月に陸域のザガイン断層の南端部で発生したバゴー地震（M7.3）に伴って，長さ約 120km で最大右ずれ変位量が 3m 以上の地震断層が出現したことが明らかとなった．また得られた地震時変位量と測地学的な変位速度から，地震の発生間隔が 160 年以上と見積もられた（Tsutsumi and Sato, 2009, BSSA）．ザガイン断層の活動履歴や活動間隔をより具体的に明らかにするために，1930 年 5 月地震の破壊域に隣接し，1930 年 12 月のピュー地震（M7.3）で破壊したセグメントにおいてトレンチ掘削調査を行った（図 1）．その結果，1930 年地震
を含む 3 回の地震の地質学的痕跡を確認することができ，地震の発生間隔が 100 年よりも短いという予察的な結果が得られたので報告する．
調査の概要
トレンチ掘削調査は，バゴー管区トントンロン村で行った．ここでは，山麓線に沿う主断層から平野側へ分岐するほぼ南北走向の断層があり，沖積面を変位させる西落ち（逆向き）
で比高約 50cm の低断層崖が発達している．トレンチはその崖を掘り込んで掘削した．掘削は 2 つの期間に行った．最初の掘削は 2009 年 11 月に行ったが，乾季が始まったばかりで地下水位が高く，最大深 1.3ｍまでしか掘削できなかった．その際に，低崖直下に断層を確認することができ，1930 年地震に先行する活動の痕跡も認められた．乾季が終わりに近づいた
2010 年 3 月にもう一度同じ箇所を掘削し，隆起側の深さ 2.5ｍで地下水位に達した．掘削はすべて人力で行い，最終的には長さ約 7m，幅約 2.5m，最大深さ約 2.5m のトレンチを掘削した．
断層構造と地震の発生時期
トレンチ壁面に露出した地層は主に中礫〜砂層であり，ところどころにシルト層が挟まれる．これらの地層は，雨季の洪水時に地表に薄く・広く堆積した地層であると解釈される．

37

低崖の直下に，ほぼ垂直〜高角度西傾斜の数条の断層が幅約 50cm の断層帯を形成する．これらの断層によって地層はシャープに切断され，西落ちに変位している．断層による変形構造と地層の堆積構造の解析から，1930 年地震を含む 3 回の地震の痕跡を確認した．過去の地
震の発生時期や間隔を明らかにするために，壁面から採取された 8 つの炭試料について放射性炭素年代測定を行った．測定は（株）パレオ・ラボに依頼した．その結果，全ての試料が240±20 yrBP より若い年代を示した．これらの測定値を暦年補正すると，1640 年以降に最近
3 回の活動があったことになる．8 つの試料のうち，modern と測定された 1 試料，および層序と整合性がなく再堆積と判断される 2 つの試料を除外し OxCal で解析すると，最新イベン
ト（1930 年）のひとつ前のイベントの年代が 1830〜1890 年，もうひとつ前のイベントの年
代が 1760〜1790 年と求められる．対応する可能性のある歴史地震については現在検討中であるが，得られたデータは，調査地域のザガイン断層が 100 年より短い活動間隔で活動していることを示唆する．

図1

ザガイン断層周辺の活構造図

38

P-08
連動型古地震像の復元へ向けたセグメント境界周辺の稠密調査ー北アナトリア断層系・1939 年地震断層のトレンチ調査ー
近藤久雄（産業技術総合研究所），セリム・オザルプ，ハサン・エルマジ，
オメール・エムレ（トルコ鉱物資源調査開発総局）

Long paleo-earthquake history on the 1939 Erzincan earthquake segment
along the North Anatolian fault system
Hisao Kondo (Active Fault and Earthquake Research Center, AIST),
Selim Ozalp, Hasan Elmaci, Omer Emre (MTA, Turkey)
活断層系から発生した古地震像の精緻な復元は，将来の大地震発生時期の長期予測や，セグメン
ト区分，セグメントの連動といった地震規模推定にまつわる課題にとって基礎的な指標である．しかし，複数のセグメントが連動した際の断層活動に関する知見は，現状では極めて少ない．近年，
著者らはトルコの北アナトリア断層系で繰り返し生じた，多様な規模の古地震像を復元する調査研
究をおこなってきた．その中でも，20 世紀に続発した M７級の大地震と，これに先行し M８級の連動型巨大地震であったと推定される西暦 1668 年地震に着目し，それぞれの断層活動を比較検討する
ことによって，連動／非連動時の断層挙動および連動性評価手法を具体的に検討してきた．
1668 年地震が連動型巨大地震であったのかは，Ambraseys（1988）が歴史記録に基づき検討し，
少なくとも同日に生じた１つの巨大地震であった可能性を指摘している．その破壊域は，20 世紀の震源域を包含し，西から 1944 年，1943 年，1942 年，1939 年地震震源域の中央部まで至ったとみられている（図１）．しかし，1942 年の震源断層と 1939 年震源断層のセグメント境界は，ニクサール（Niksar）盆地に発達する幅 11km の引張性ステップオーバーを介しており（図２），断層不連続を指標とした断層分布形態とセグメント境界の経験則（例えば，Wesnousky, 2006）から判断す
れば，1668 年地震においてこのセグメント境界を乗り越えて破壊が進展したとは考えにくい．
これに対して，1942 年地震断層上のアイワズ（Ayvaz）地点で著者らが実施した３D トレンチ調査の結果では，1942 年地震時の変位量が 2.5m であったのに対し，1668 年地震相当の古地震イベ
ントに伴う変位量は 6.0-8.0m とより規模の大きなものであることを見いだした（近藤，2009；Kondo
et al., 2010）．さらに，より古いイベントの変位量を複数回復元した結果，約 2500 年前にも同様な
大きな変位を伴う古地震イベントがあったと推定され，西暦 1668 年地震ではニクサール盆地の幅11km のステップを乗り越えて複数の震源域が連動したと考えられる（Kondo et al., in prep）．これらの古地震学的データを考慮した Kase et al.（2009）による動的破壊のシミュレーション結果は，1942 年震源断層から南東へ幅 11km のステップを断層破壊が乗り越えられることを支持している．
その一方では，1668 年地震で破壊が乗り移られた側にあたる，ニクサール盆地南方の 1939 年地震断層上では，1668 年地震を含む古地震イベントの存在が知られていなかった．そこで，詳細な活動履歴と活動性を解明するため，コクルジェ（Koklce）地点においてトレンチ調査を実施した（図２）．トレンチ用地は，ニクサール盆地へ流入し北西へ流れる本流性の段丘面と，北へ広がる扇状地
面が指交する涵養域にあたり，細粒な堆積物が時間間隙なく保存されていることが期待された．トレンチは，断層走向に直交する長さ約 20m，深さ約６m，幅約５m で掘削した．壁面には，下位から段丘礫層とこれを覆いほぼ水平に堆積した粘土，シルト，細砂〜細礫の互層が間断なく連続的に露出し，これらの地層を切断するほぼ鉛直な断層，および断層上端を覆う泥層と地表直下の土壌層が観察される． 断層の平面位置から判断して，トレンチ用地は幅約 15m の右ステップを伴う引張

39

場にあたり，大局的には断層を境に下流側（北側）が相対的に隆起している．
断層による切断，被覆関係，変形程度および上下変位の差異に基づき，７〜８回の古地震イベン
トを認定した．最新イベントに伴う断層は，上述のように泥層と土壌層によって覆われ，地元住民の証言では 1939 年地震で調査地に地震断層が出現したこと，1971 年の洪水によって同用地が浸水したことから，最新イベントは 1939 年地震と判断できる．さらに先行するイベントについては今後の年代測定結果によって仔細に検討していく予定である．
当日は，これらの古地震イベントの詳細とともに，予察的な年代測定結果および周辺他地点の調査結果を交えて，1668 年地震像を含む古地震の連動性評価における，セグメント境界周辺のイベン
ト発生間隔（発生時期），変位履歴の重要性について議論をおこなう．

図１

北アナトリア断層系の分布と 20 世紀の大地震に伴う活動区間（破線の範囲は図２を示す．Kondo et al., 2005 を一部改変）

図２

Erbaa-Niksar 盆地周辺の活断層および地震断層分布（黒丸がトレンチ調査地点を示す．）

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石狩低地東縁断層帯北部，岩見沢周辺の断層変位地形
澤 祥（鶴岡工業高等専門学校）
Tectonic landforms at the northern part of
the Ishikari active fold and thrust belt, Hokkaido, northern Japan
Hiroshi SAWA（Tsuruoka National College of Technology)
研究地域および目的
石狩低地東縁断層帯は，石狩低地とその東側の岩見沢丘陵・栗沢丘陵・馬追丘陵の間を境する東傾斜の衝上断層帯である．本断層帯は東北本州弧と千島弧の衝突によって形成された
日高山脈から夕張山地西縁に発達する逆断層系の一部で，これら逆断層帯の先端部と考えられている（たとえば，池田ほか編，2002；石山ほか，2010 など）．石狩低地東縁断層帯の活断層は，池田ほか編（2002）で大縮尺空中写真判読をもとにした地形発達史の検討による認定結果が，縮尺５万分の１地形図に詳細に表現されている．また最近では石山ほか（2010）
が，池田ほか編（2002）と同様の手法で認定した活断層の分布を，さらに大縮尺の２万５千分の１地形図に詳しく示した．これらの研究は，活断層研究会（1991）で従来指摘されていた丘陵西縁の西上がりの逆向き低断層崖が，主として海成段丘からなる地形面を西へ撓み下
げ沖積面に没せさせる東傾斜の低角断層のバックスラストであることを指摘したことは重要である．この様に，石狩低地東縁断層帯の変動地形学的な研究成果は最近増えており，断層線の位置情報はますます詳細かつ正確になってきている．しかし，研究の多くは同断層帯南半の馬追丘陵西縁に関するもので（たとえば，平川・越後，2002；産業技術総合研究所，2007；
石山ほか，2008），個々の変位地形の記載は産業技術総合研究所（2007），石山ほか（2008）
等を除くとほとんど行われていない．
本報告の研究地域は，岩見沢丘陵・栗沢丘陵西縁の石狩低地東縁断層帯北部（美唄市街地〜岩見沢市街地〜栗沢市街地）である（図１）．大縮尺空中写真（米軍撮影１万分の１および
国土地理院撮影２万分の１）の判読を行い，その判読結果をもとにして現地での地形地質調査を 2009〜10 年に実施した．本調査は石山ほか（2010）と澤ほか（2010）の結果をもとに，筆者が石狩低地東縁断層帯北部の変位地形の記載を行ったものである．
変位地形
丘陵西縁・西上がりの活断層の走向は，幾春別川以北の美唄〜岩見沢で北東〜南西，南半部の岩見沢〜栗沢で北北東〜南南西を示す．活断層の位置は基本的に池田ほか編（2002）と大きな相違点は無いが，新たな知見は以下のとおりである．
１）最北部に位置する美唄川以南の山麓線付近（美唄駐屯地〜専修大学短大）の高位段丘面（澤ほか，2010）上に，河川の流向と直交した北東〜南西走向で連続する延長 4 km の西向
き・比高約３〜5 m の撓曲崖を認定し２ヶ所で実測を行った．上記断層線から北方へ分岐する専修大学短大構内の西向きの崖を，新たに撓曲崖として認定した．
２）峰延付近（日本油脂美唄工場西方）で，海成面と考えられる中位段丘面（澤ほか，2010；
町田・新井編，2001 ではステージ５に対比）の東上がりの撓曲変形を実測した（写真 1）．
ここより北の光珠内付近まで，この撓曲崖に連続する位置で，沖積面上に東上がりの傾斜変41

換点が認められ，撓曲変形が完新世まで継続していることが疑われる．さらに北延長の美唄
川左岸の中位段丘面（澤ほか，2010，国道１２号線・美唄橋西方）は西へ増傾斜し，前記活断層の北方延長での変位が考えられる．
３）幌向川左岸・岩見沢市耕成（栗沢工業団地西方）において，中位段丘面（海成面，澤ほか，2010）での東上がりの撓曲変形を実測した．
４）石狩低地東縁断層帯を横断し西流する幾春別川は，三笠市街地西方から函館本線西方付
近で沖積面を深く下刻しながら穿入蛇行する．活断層線を横断する付近（国道 12 号線旧岡山橋）で谷は特に深くなり，12〜13ｍの深さとなる．これは岩見沢丘陵西縁での完新世での東上がりの断層変位を示唆するものかもしれない．三笠市街地西方から岩見沢市街地西方までについて，幾春別川の谷の深さを実測した．

図１

写真１

石狩低地東縁断層帯の鳥瞰図（国土地理院発行数値地図 50m メッシュを使用）

峰延（岩見沢北方）の中位段丘面西縁に認められる撓曲崖
中位段丘面（白い建物手前の牧草地）が傾斜を増して沖積面（函館本線右側の蕎麦
畑の平坦面）に覆われる．北東を臨む．

引用文献
平川一臣・越後智雄（2002）：石狩低地帯南部・馬追丘陵西縁の伏在活構造に関わる地形の変形．活断層研究，22，63-66．
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（2002）：第四紀逆断層アトラ
ス．東京大学出版会，254 p．
石山達也・杉戸信彦・越後智雄・平川一臣・東郷正美・古澤 明・木下博久（2008）：石狩低地東縁
断層帯の古地震活動・平均変位速度と地下構造，地球惑星科学連合 2008 年大会，S141-004．
石山達也・平川一臣・澤祥（2010）：1:25,000 都市圏活断層図 石狩低地東縁断層帯とその周辺「岩見沢」「長沼」「千歳」解説書．国土地理院技術資料Ｄ・１-No.539．
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，437 p．
町田 洋・新井房夫(2003)：新編 火山灰アトラス−日本列島とその周辺． 東京大学出版会， 336 p．
澤祥・石山達也・池田安隆・今泉俊文・宮内崇裕（2010）：1:25,000 都市圏活断層図 石狩低地東縁
断層帯とその周辺「岩見沢」．国土地理院技術資料Ｄ・１-No.539．
産業技術総合研究所（2007）：石狩低地東縁断層帯の活動性および活動履歴調査，「基盤的調査観測対
象断層帯の追加・補完調査」成果報告書 No.H18-8，
http://www.jishin.go.jp/main/chousakenkyuu/tsuika̲hokan/index.htm．

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ALOS 衛星画像を用いた奥羽脊梁山脈東麓の変動地形判読：雫石盆地西縁断層帯およびその北部延長部の事例
田力正好○・水本匡起・松田時彦・松浦律子（地震予知総合研究振興会），
今泉俊文（東北大学），横山隆三（岩手大学）

Tectonic geomorphology along the western margin of the Ou Backbone Range using
ALOS image: an example around the Shizukuishi-bonchi Toen Fault Zone,
Northeast Japan
Masayoshi TAJIKARA, Tadaki MIZUMOTO, Tokihiko MATSUDA, Ritsuko S. MATSU’URA(ADEP), Toshifumi Imaizumi (Tohoku University), Ryuzo Yokoyama (Iwate University)
奥羽脊梁山脈は東北日本弧と平行な方向に連続し，その東側には相対的な低地帯が発達する．
奥羽脊梁山脈と低地帯の間は明瞭な地形境界をなしており，奥羽脊梁山脈東麓の北上盆地や福島盆地などの西縁には，山地側を隆起させるような活断層が発達している．しかし，雫石盆地西縁断層帯の北方延長部にあたる，岩手山の北方地域においては，明瞭な山地・低地境界が発達するにもかかわらず，小規模かつ不確実な活断層が断片的に記載されている（活断層研究会，1991）
のみで，山地と盆地の地形を分化させるような顕著な活構造は知られていない．本研究では，岩手山の周辺地域において ALOS 衛星画像および空中写真の判読を行い，断層崖や段丘面の撓曲・傾動などの変動地形を記載した．さらに，それらの変動地形と震源断層との関係について若干の考察を行った．
判読に用いた衛星画像は，宇宙航空研究開発機構（JAXA）によって打ち上げられた衛星だいち（ALOS：Advanced Land Observing Satellite）の PRISM 及び AVNIR-2 のデータから合成された
解像度 2.5 m のパンシャープン立体視画像（ALOS 画像）である．ALOS 画像を使用した地形判読
は，縮尺を自由に変化させながら，様々なスケールの地形を観察できるという利点を持つ．大地形を観察することにより大規模な構造を観察し，活構造が存在する可能性がある地域を抽出し，さらに画像を拡大表示し小スケールの地形を観察することにより断層変位地形を認定する，といった一連の作業を同時に行うことが可能である．また，より詳細な変動地形判読を行うために，
国土地理院撮影の 1/2 万，1/1 万の空中写真も併用した．
大スケール（1/20 万程度）で見ると，雫石盆地西縁断層帯付近の奥羽脊梁山脈と雫石盆地との地形境界は非常に直線的であり，岩手山を挟んだ北方延長部にも同様に明瞭で直線的な地形境界が存在する（図 1）．雫石盆地西縁と岩手山北方の地形境界は一直線上に並んでおり，岩手山の火山噴出物を取り除くと一連のものであるように見える．以上の地形的な特徴から，岩手山の北方地域にも雫石盆地西縁断層帯と同様に山地と低地を分化させるような活構造が存在することが予想される．
岩手山北方の奥羽脊梁山脈には鮮新世以前の堆積層や深成岩類が比較的高高度に露出しているが，低地側には主として更新世～完新世の火山堆積物が分布する．一部，鮮新世末～更新世前期

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の火山岩類が露出するものの，分布は狭く，分布高度も山地側に比べて低い（東北地方土木地質図編纂委員会，1988；河野・上村，1964）．雫石盆地および岩手山北方地域のブーゲー異常（広島ほか，1990）を見ると，奥羽脊梁山脈には正の，雫石盆地と岩手山北方の低地には顕著な負の重力異常が見られる．以上の事実も，岩手山北方地域の活構造の存在を示唆している．
今回の ALOS 画像および空中写真の判読の結果，岩手山北方地域においていくつかの断層変位地形が認定された．八幡平温泉郷付近の松川右岸では，松川とその支流が形成したと思われる河成段丘の撓曲変形が認められた．松川左岸では，断層崖と思われる流路方向に直交する直線的な崖地形が認められた．その北方の八幡平市畑付近では，茶臼岳東麓に大規模な（3×5 km 程度）
地すべり地形が発達するため，断層変位地形は認められない．活断層研究会（1991）に記載された活断層の一部は，この地すべり内に生じた副次的な重力的変形にあたる．さらに北方の八幡平
市前森付近では，山地と低地の地形境界に平行な走向を持つナマコ状の高まりが認められる．その走向がこの付近の流路方向に直交し，高まりの地表面に東西方向の流路跡が認められることから，この高まりは断層変位地形であることはほぼ確実である．これより北方には，明瞭な山地・低地境界は連続せず，断層変位地形も認められない．
以上のことから，岩手山北方の山地・低地境界付近には，奥羽脊梁山脈を隆起させるような活構造が存在する可能性が高いと考えられる．雫石盆地西縁断層帯と岩手山北方の活構造は一連の構造であり，岩手山付近では新期の火山噴出物に覆われて伏在している可能性がある．このように考えると，雫石盆地西縁断層帯はさらに北方に 15～20 km 程度延長され，想定される地震の規模もそれに伴って大きくなる可能性がある．
本研究は文部科学省委託研究費により実施した．

図 1 雫石盆地西縁断層帯とその北方延長部周辺の地形と活構造の分布

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2008 年岩手・宮城内陸地震に伴い岩手県奥州市国見山周辺に出現した地震断層北端部の性状
˚丸山 正（産業技術総合研究所）・遠田晋次（京都大学防災研究所）・
吉見雅行（産業技術総合研究所）・安藤亮輔（産業技術総合研究所）・
高田陽一郎（京都大学防災研究所）・斎藤英二（産業技術総合研究所）・
林 舟（浙江大学）・小俣雅志（株式会社クレアリア）
Morphological characteristics of the northernmost part of the surface
rupture associated with the 2008 Iwate-Miyagi Nairiku earthquake
˚Tadashi Maruyama, Shinji Toda, Masayuki Yoshimi, Ryosuke Ando,
Yoichiro Takada, Eiji Saito, Zhou Lin and Masashi Omata
2008 年岩手・宮城内陸地震に伴い，余震域東縁に沿って全長約 20 km の地震断層が出現したことが地震直後の緊急調査で確認された（遠田ほか，2010）．確認された地震断層の北端部にあたる岩手県奥州市国見山南方の林道沿いでは，山地斜面上の逆向き低崖で特徴付けられる上下変位 50 cm，水平短縮 1 m 以上の地震断層が長さ 400 m にわたって確認されている（遠田ほか，2010）．この地震断層出現地点は，SAR 画像ピクセルマッチングで顕著な地殻変動パ
ターンの急変が認められた場所（Takada et al., 2009; Ando and Okuyama, 2010）にほぼ一致する．
この急変帯は地震断層確認区間のさらに南北両側にも連続しており，地震断層がさらに連続する可能性を示唆している．ただし，地震直後はアクセスが困難であったことから，連続性を確認するには至らなかった．その後，地震後に取得された高密度航空レーザ測量データのDEM 陰影図（独立行政法人産業技術総合研究所，2009）を判読したところ，地震断層の延長部を示唆する明瞭な低崖が推定された．そこで，低崖の実体を明らかすることを目的として，2009 年 6 月 16 日および 2010 年 6 月 1 日に地震断層確認区間の南北延長部の現地調査を行った．また，2010 年 10 月 7，8 日にトータルステーションを用いた地形測量を実施した．その
結果，1）山地斜面を切断する比高最大 1 m 以上に達する新鮮な西もしくは南西側上がりの逆
向き低崖が少なくとも 2 km にわたってほぼ連続的に認められること，2）低崖の出現位置は
SAR 画像解析から推定された断層位置にほぼ一致すること，3）低崖は水平短縮を示唆する撓
み状の断面形態を呈すること，4）低崖の走向は北に向かい南北から北西に変化し，南北走向
区間では顕著な横ずれが認められないのに対し，北西−南東走向区間では左横ずれ成分を伴うことが認められた．こうした特徴は，低崖の形成が，地震・測地データから推定される震源断層モデルと調和的な東西~西北西−東南東方向の圧縮によることを示す．また，低崖の一部
では過去にも同様の変形が生じたことを示唆する変位地形が認められた．こうした点から，
国見山に出現した低崖は震源断層の運動を反映した地震断層と判断される．

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反射法地震探査データおよびボーリングデータを用いた関東平野の地下地質構造三次元モデル
岡田真介・野々垣進・根本達也・木村治夫・木村克己（独立行政法人 産業技術総合研究所）
3D Geological Modeling of Subsurface Structure in Kanto Plain using
Seismic Profiling and Drilling Data
Shinsuke OKADA, Susumu NONOGAKI, Tatsuya NEMOTO,
Haruo KIMURA, Katsumi KIMURA (AIST, GSJ)
[は じめ に ] 関東平野は，東北日本弧の最南端に位置し，日本で最も大きな平野である．この関東平野は，中新世には日本海拡大に伴った伸張変形，また伊豆弧の衝突よる変形，鮮新世以降
は太平洋プレートおよびフィリピン海プレートの沈み込みに起因する圧縮場に伴った複雑な変形を受けている．このような複雑な構造発達史を解明するためには，地質構造を三次元で理解する必要がある．本発表では，自治体および研究機関が取得した既存反射法地震探査データと大深度のボーリングデータから得られる地層境界と，さらには地表の地質データをと用いて構築した関東平野の地下地質構造三次元モデルを示す．
これまでにも，関東平野の基盤上面深度分布は，林ほか(2006), 高橋ほか(2006), 鈴木(2002)
によって求められているが，これらは主に大深度のボーリングデータに基づくものである．本研究では，大深度ボーリングデータに加え，反射法地震探査データから読み取ることができる地質境界を用いることによって，より詳細な三次元地質構造を得ること，また先第三系の基盤上面深度だけではなく，上総層群中の地層境界および上総・下総層群境界について地質境界を推定し，詳細な三次元地質構造モデルの作成を目的としている．
[方 法 ] 本研究では地質境界面の推定に Horizon2000 (塩野ほか, 2001) を用いた．一般的に用いられる曲面推定法 (例えば，クリギングや逆距離加重法など) は，境界面が通過する点のデータ (等式データ) のみを計算に取り入れることができる．一方，Horizon2000 では，ある点よりも下もしくは上を境界面が通るという不等式データを曲面推定に取り入れることができるため，より多くのデータを曲面推定に（拘束条件として）用いることができる．また，計算機による曲面推定法を用いることによって，新たなデータが取得された場合には，そのデータを追加し再計算することによって，地質構造モデルの更新が容易であり，さらには客観的な曲面推定を行うことができるという利点がある．
本研究での三次元地質構造モデルの作成は，大まかに以下の４つの手順によって行った．(1)
反射法地震探査データにおいて，反射面の振幅・テクスチャ・パターン・構造を基にして，地下構造を解釈し，境界面を認定する．(2) 反射法地震探査測線近傍の大深度ボーリングデータと対比をとり，地質境界を決定する．交差する測線においても地質境界を追跡する． (3) 曲面推定プ
ログラム Horizon2000 を用いて，最適な曲面推定を行う．入力データとして，反射法地震探査から得られる境界面，大深度ボーリングデータ，および地表地質データを用いた． (4) (1)-(3)までの作業を基盤上面，上総層群中の地質境界面，上総・下総層群境界において推定を行い，各地層の層序関係に基づいて，地質分布を決定する．
[結 果 ] 本研究では，まず先新第三系の基盤上面の推定から解析を始めた．従来の研究では，用いられていなかった反射法地震探査データによって，小さな起伏が表現されており，より高精度に境界面が求められていることがわかる．特に，九十九里浜に沿った沖合の基盤上面の起伏は顕著である（図 1）．また上位の境界面ほど，堆積中心が北西側に位置しており，これは既存研

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究と矛盾しない．このような詳細な境界面の推定は，構造発達史を紐解く大きな鍵となることが期待される．
謝 辞 本研究では，基礎物理探査「房総沖浅海域」(石油公団, 1999) の反射法地震探査データ使用にあたり，(独)石油天然ガス・金属鉱物資源機構より許可を頂きました．また，千葉県地下構造探査データ (千葉県, 1999, 2000, 2001, 2002, 2003, 2004 ) の使用にあたっては，千葉県より許可を頂きました．また東京都地下構造探査データ (東京都, 2005) の使用にあたり，東京都からも許可を頂きました．ここに記し感謝申し上げます．本研究は，科学技術振興調整
費重要課題解決型研究「統合化地下構造データベースの構築」の一環として実施された．
文献
塩野ほか (2001), 情報地質, 12, 229-249.
鈴木 (2002), 防災科学技術研究所研究報告, 1-19.
石油公団 (1999), 平成10年度国内石油・天然ガス基礎調査基礎物理探査「房総沖浅海域」調査報告書, 35 pp.
高橋ほか (2006), 地質学雑誌, 112, 33-52.
千葉県 (1999), 平成10年度地震関係基礎調査交付金千葉県地下構造調査成果報告書, 58 pp.
千葉県 (2000), 平成11年度地震関係基礎調査交付金千葉県地下構造調査成果報告書, 78 pp.
千葉県 (2001), 平成12年度地震関係基礎調査交付金千葉県地下構造調査成果報告書, 96 pp.
千葉県 (2002), 平成13年度地震関係基礎調査交付金千葉県地下構造調査成果報告書, 57 pp.
千葉県 (2003), 平成14年度地震関係基礎調査交付金千葉県地下構造調査成果報告書, 34 pp.
千葉県 (2004), 平成15年度地震関係基礎調査交付金千葉県地下構造調査成果報告書, 50 pp.
東京都 (2005), 地震関係基礎調査交付金 関東平野(東京都)地下構造調査成果報告書(概要版), 48pp.
林ほか (2006), 地質学雑誌, 112, 2-13.

図 1. 反射法地震探査データと大深度ボーリングデータを用いて推定した関東平野の先新第三系基盤上面深度分布．

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P-13
高精度地形測量に基づく横ずれ断層の断層端部位置の推定-丹那断層北端部における検討事例吾妻崇（(独)産業技術総合研究所 活断層・地震研究センター）

Identification of the end of the active strike-slip faults by using high resolution
elevation model - a case study on the northern part of Tanna fault, Izu Peninsula,
Central JapanTakashi Azuma (Active Fault and Earthquake Research Center/AIST)
１ はじめに }Çëý}6<?3) qLîW>W,&ýP}q
LkCÁ,Qc,þ$kkãv¾o*­}Ýw-,^ðkókØkó}´-,^ð¼, +ý }Çë}Dsë©!÷.b (þ -*µº)+ýOùçr õ(àD¶pBý}ÇëÐÄDsë©!{ ýqLk¯t,CÁ, w-,þ ÂÅýÆDSÀXÞ)ª&*-}6<?3) kØkó}U´LÒýÖÆ<?1?°î)M-ÜÑk¦ú5?4n}q\kÝß-,­}LÒ©æ¤Û.×þ
２ 対象地域
 1930 ]IákóEé}ûô¿ü¬·kØkó}]Çë*Ì¢»} Íf.zâûg 1üþ Eé}ýIá`]ëô¿¹êVa»*Iái ûö~»ü W,ïÏ 15 km "#a]äc§-},þ§-WlqLçý²~õW,±k(-.Z%«|î±kãHûÏ 50@[ün Ï 2 mÿ_ËU-,ûFíý1936üþ }ý1930 ½·]IákóûM7.3ü ý]Ì¢»}) a®Õ}'­\ý§- 2-3 m .KkØkó}· od-,ûOtuka, 1933ā
¹ý1972üþ
３ DEM データの作成 ÖÆ<?1?°î.xý0.5mDEM .MþÚ°M¥ 2010  3 ) 4 xýĀÚ°hwÔ¨.ý4 Ú°eåÔ¨.N¸þ*-úÎk¦ú5?4*kñgÉ.Mý{qLkW.*þ
 GeÚ°kmýÈy·<?1?8;3kØõ$YèÊujþ ý­}6<?3ïëkXÞAìÙÍfýÈy·k.f%)9:0=5?4.Mý/:27;5?4*Mõg.
¸È£·ú.ËU9:0=R³Ó5?4.È£·WB ,Tµ.×þ -*Ú°) DEM 5?4MýiòÖ¥¡JÃxøþ

48

４ 断層変位地形の確認
 #4 &0K1$O8*=7-$@ =7-GC!
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C>&I;FO&0?H +P

図１ 調査対象地域における活断層および1930 年北伊豆地震にともなう地表地
震断層の分布と虚空レーザー測量実施
範囲．

図２ 詳細 DEM データで作成した地形陰影図の解析によって検出された低断層崖であると推定される崖地形の分布

49

P-14
弥彦山地西海岸の隆起指標地形
小松原琢○・宮地良典(産業技術総合研究所地質情報研究部門)
Emerged topography along western coast of the Yahiko Mountains,
Niigata Prefecture, central Japan
Taku KOMATSUBATA and Yoshinori MIYACHI

1. はじめに角田－弥彦断層は，越後平野西縁に位置する 3mm/年近い変位速度をもつ活断層である(たとえば中西ほか，2010)が，従来沈下側(越後平野地下)に関する研究はある程度行われてきた
一方，隆起側に関する研究は十分になされてきたとは言いがたい．今回，弥彦山地の西海岸
で隆起離水地形を調査したので，その結果を報告する．
2. 方法
調査はハンドレベルと箱尺を用いて，隆起ノッチの後退点と隆起ベンチの海水準との比高を測定し，後に新潟西港の潮位記録によって補正した．高度の調査と同時にヤッコカンザシなど固着生物の化石を探したが，旧汀線指標として有効な固着生物化石は得られなかった．
3. 結果
角田－弥彦断層全体の走向および海岸線にほぼ平行する N20E 方向に投影した隆起ノッチの高度分布を下図に示す．
15.6m

N20°E←→S20°W

8

ノッチ

7

ベンチ

平
均6
潮
位5
と
の
比4
高
(m)

3
2

?

1

?

0
0

角
田
岬

1

2

3

五
ケ
浜

4

5

角
海
浜

6

7

間
瀬

50

8

9

10
→

野
積

図に示すように，隆起ノッチの高度は 1.15±0.25 m，2.45±0.45 m，4.15±0.25 m，5.4±
0.3 m とほぼ一定の間隔をおいてまとまっている．
4. 角海浜海岸の製塩遺跡について
本調査中に，新潟市西蒲区角海浜の海岸砂丘下において多量の土器や骨片を含む土層を発見した．新潟大学の予察的調査により，これは古代の製塩遺跡と判断された．この遺跡の海N←m (平均潮位との比高)
10
10
99
88
D 層
77
66
A 層
55
44
33
崩土
22
11
00
有機質土壌

重力性の断層岸に沿う地質断面を下に記す．

710±50880±50××C 層(遺物包含層)

430±50×
C 層
B 層

赤色酸化土壌

炭片

土器・骨

礫

0

→S
m
10
9
8
7
6
5
4
3
2
1
0
10m

このうち A 層は浜側に緩く傾く葉理をもつ淘汰の良い砂であり，前浜的な環境で堆積したものと考えられる．C 層(遺物包含層)は，生物擾乱を受けた砂層からなり，製塩遺跡という遺跡の性格と併せて元来海浜に近い場所で形成された地層と考えられる．C 層の中でも特に遺物や炭片が密集する部分の高度は 5.0 m～7.2 m である．
5. 考察
今回の調査では固着性生物のような良好な旧汀線指標や，旧汀線に関する年代試料も得られなかったため，離水時期や正確な相対的海面変化量については議論できない．しかし，一定に近い間隔(比高)で隆起ノッチがまとまって分布していることは，間歇的な運動隆起が生じていることを示唆する．
一方，角海浜遺跡の製塩に関連する遺物が密集する高度は，製塩遺構としてはかなり高い場所に位置しており，遺物包含層堆積(11～14 世紀)以降に当地が隆起した可能性を示唆する．
その年代は渡辺ほか(2000)などに示された長岡平野西縁断層帯南部の最新活動時期と重なり合う．
今後の課題として，固着性生物化石を用いた隆起年代に関する調査と角海浜遺跡の詳細な調査に基づいて，弥彦山地の隆起から角田-弥彦断層の活動履歴を解明することが求められる．
引用文献
中西利典ほか，2010，ボーリングコア解析による新潟平野西縁，角田・弥彦断層の完新世における活動度．活断層研究，32，9-25.
渡辺満久ほか，2000，越後平野西縁，鳥越断層群の完新世における活動性と最新活動時期．
地震，53，153-164．

51

P-15
能登半島北部沿岸で発見した隆起生物遺骸群集
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）

Uplifted sessile assemblages detected along
the northern coast of the Noto Peninsula
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）は海陸境界付近の活断層で生じ，沿岸の隆起を伴った（Awata

et al., 2008 など）．Shishikura et al.（2009）は，震源域周辺の海岸沿いにおいて 2007 年地震より前の隆起（相対的海面低下）の痕跡を 3 つのレベルで発見し，過去にも隆起を伴う地震が発生していたことを明らかにした．能登半島にはこのほかにも海陸の両方で多くの活断層の存在が知られており（太田ほか，1976；岡村，2007 など），特に最近は沿岸海域での詳細な音波探査の解析から，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調査を行い，過去の断層活動を示唆する可能性のある隆起生物遺骸群集を発見したので報告する．
【調査結果】
能登半島北部の輪島市中心部から北西約 5 km の鵜入と北東約 17 km の曽々木，北東約 30
km の大崎の 3 カ所で隆起生物遺骸群集を発見した（図 1）．いずれの地点とも最近，沖合に活断層の存在が明らかになってきた場所である．以下に各地点の隆起生物遺骸群集の高度と年代を述べる．なお，年代は得られた 14C 年代値を Marine09（Reimer et al., 2009）で較正
し，海洋リザーバー効果の補正におけるΔR は Shsihikura et al. (2009)が示した-25±28 を用いた．
鵜入では平均海面上 1.0～1.7m と 0.5～0.8m の 2 つのレベルでおもにフジツボ類からなる
石灰質生物遺骸が巨礫群の隙間に固着している様子が観察された．下位のレベルからは平均海面の指標となるヤッコカンザシ（Pomatoleios kraussii）が含まれていることを確認した．
根付きの基盤岩に固着していないため，信頼性がやや劣るものの，分布の状況から判断して，現地性の可能性が高い．上位のレベルの最上部（1.7 m 付近）からは AD660-870，最下部（1.0m 付近）からは AD780-1020 の年代が得られた．下位のレベルに含まれるヤッコカンザシからは AD810-1040 および AD1050-1270 の年代が得られた．したがっておよそ 800～1300 年

52

前の間に隆起イベントがあった可能性がある．しかし 2 つのレベルが 2 回の隆起イベントを示しているのかどうかは現時点でまだ判断できない．
曽々木では，海食洞内の壁面の平均海面上 0.35～0.9m にヤッコカンザシからなる群集が固着している様子が観察された．群集最上部（0.9 m 付近）から AD1290-1440，群集最下部（0.4m 付近）から AD1630-1890 の年代がそれぞれ得られている．上部と下部とで年代がやや異なることから 2 回のイベントを記録している可能性があるが，鵜入と同様に現時点では判断できない．なお本地域では 1729 年に推定マグニチュード 6.8 の歴史地震の記録があり（宇佐美，2003），下部の年代が一致していることから，
この地震の隆起を示している可能性がある．
大崎では 0.8～1.0 m 付近にヤッコカンザシからなる生物遺骸群集を発見したが，試料は現在，年代測定中である．
【沖合の活断層との関係】
最近の音波探査断面の解析に基づけば，能登半島北部の海岸に沿って，沖合に複数の活断層が分布していることが明らかになっており，西から門前沖，猿山沖，輪島沖，珠洲沖の各セグメントに分類されている（図 1；井上・岡村，2010）．いずれも南東傾斜の逆断層で海岸を隆起させるセンスを持ち，これらのうち門前沖セグメントが 2007 年の地震の震源と考えられている．今回筆者らが発見した隆起痕跡は，鵜入のものが猿山沖セグメント，曽々木のものが輪島沖セグメント，大崎のものが輪島沖セグメントと珠洲沖セグメントの境界付近にそれぞれ対応している．しかしこれらの断層と隆起との関係を検討するにはまだ観察地点が限られており，今後，離水海岸地形と併せて多数の地点で隆起量と年代を推定する必要がある．
特に輪島沖セグメントが 1729 年の地震の震源であったかどうかが注目される．

図1

隆起生物遺骸を発見した地点と断層・褶曲の分布（井上ほか，2010 を基に加筆・修正）

53

P-16
兵庫県氷上盆地における前期更新世以降の埋積過程
加藤茂弘（兵庫県立人と自然の博物館）
Sedimentation history since the early Pleistocene in the Hikami Basin, Hyogo Prefecture
Shigehiro Katoh（Museum of Nature and Human Activities, Hyogo）
兵庫県中部の加古川中流に位置する氷上盆地は，標高 100ｍ前後であり，由良川水系と加古川水系が接する本州島で最も低い谷中分水界（氷上回廊）がある．氷上盆地では，反射法地震波探査と 100ｍ
長ボーリングコア（氷上 100ｍコアと略称）の掘削が行われ，盆地下の堆積物分布の状況や幅広い埋積
谷地形の存在が明らかにされた（福間ほか，1996）．氷上 100ｍコアでは深度 4.10～4.30ｍに AT が識別され，深度 24.85ｍ以深の砂礫層は福知山層（福田・藤田，1986）あるいは大阪層群上部亜層群に相当すると考えられた．氷上盆地の埋積過程は，盆地自体のみならず，その上・下流域の東播磨平野や福知山
盆地の地殻変動とも関連し，かつて存在した加古川―由良川水系で生じた流路変遷（岡田・高橋，1969）
を直接的に反映している．本研究では，火山ガラス分析や粒度分析により氷上 100ｍコアの堆積年代と堆積環境の変遷を明らかにし，前期更新世以降の氷上盆地の埋積過程を再検討する．
火山ガラス分析では，火山ガラスや重鉱物の出現頻度に基づき，AT より下位の深度 7～12ｍ間に 3 層のテフラ降灰層準を認定した．それらは下位より，K-Tz（深度 11.60ｍ），DNP（同 10.60～10.70ｍ），SI（同7.70ｍ）である．深度 3ｍ以浅の地層は，K-Ah に由来する火山ガラスが検出されることや深度約 2.4ｍ層
準の木片の 14C 年代から，完新統といえる．深度 26ｍ付近で Ata-Th 起源とみられる火山ガラスが，その直上の深度 24～25ｍ間で大山系テフラ起源とみられる重鉱物（普通角閃石>>斜方輝石，不透明鉱物>>
カミングトン閃石）が，それぞれ少量産出する．この層準の大山系テフラとして，約 18～24 万年前に降灰した gpm～DBP の大山最下部火山灰層中のテフラが推定される．テフラ降灰層準とその噴出年代から，
氷上 100ｍコアでは約 24 万年間で約 0.13ｍ/ka の平均堆積速度が算出される．堆積速度は，K-Tz 降灰
以降にわずかに増大した可能性がある．
コア堆積物を層相と粒度分布から，深度 16.65ｍ以浅のⅠ層，16.65～94.35ｍのⅡ層，94.35～96.60ｍのⅢ層（基盤岩の風化角礫か）に区分した．Ⅱ層は，深度 16.65～50.80ｍの上方細粒化する青灰～茶褐
色砂礫層（Ⅱa 層）と 50.80～94.35ｍのクサリ礫が多い茶褐色～赤褐色砂礫層（Ⅱb 層）に細分される．平
均堆積速度を外捜すると，Ⅱa 層下限は約 40 万年前，Ⅱb 層下限が約 73 万年前の年代となり，Ⅱ層が中部更新統とされる福知山層に相当すると考えられる．しかしⅡb 層は，上方粗粒化し，風化が進んでク
サリ礫やマトリクスの粘土分が多いことから，Ⅱa 層とは時間間隙があるとみられる．Ⅱb 層は，東播磨地域に分布する前期更新統・明石層の上部に対比され，100 万年前より古い堆積物の可能性があろう．Ⅰ層
は砂泥層を主体とし，盆地周辺域の基盤岩に由来する亜角礫層を挟む．低エネルギーの堆積環境を示す層相から，Ⅰ層の堆積開始期である 13～15 万年前には福知山盆地での古由良川の流路変遷が生じていたと推定される．
【文献】 福間敏夫・藤田和夫（1986）第四紀研究，24，263-281．福間敏夫他（1996）応用地質，37，48-56．
岡田篤正・高橋健一（1969）地学雑誌，78，19-37．

54

氷上 100ｍコア上部の粒度組成と火山ガラス分析結果（未表示層準あり）

55

P-17
養老ー桑名ー四日市断層帯周辺の地形発達と隆起・沈降速度分布
石村大輔（京都大学）
Landform development and uplift/subsidence rates around the
Yoro-Kuwana-Yokkaichi fault zone, southwest Japan
Daisuke Ishimura (Kyoto University)
１． はじ め に養老―桑名―四日市断層帯は，濃尾平野西縁~伊勢湾西岸に分布する南北走向，東側低下の全長約 60 km の逆断層帯である．断層帯西側の鈴鹿山脈の山麓部には鈴鹿東縁断層帯が分布し，両断層帯の間に段丘が広く分布する（太田・寒川，1984）．しかし，14C 年代の測定限界よりも古い段丘面については，分布形態や一部の段丘構成層中の海成粘土層に基づいて年代が推定されており，その精度・確度ともに関東以北の地域に比べて十分ではない．そのため，段丘面の形成過程や断層活動を含めた地形発達についてはよくわかっていない．一方，
養老―桑名―四日市断層帯の変位速度は，地下構造に基づく変位量，大深度のボーリングデ
ータ，更新世の段丘面，完新世の堆積物などを用いて算出されているが，変位基準や年代ス
ケールが異なるため，各断層間でこれらの値を単純に比較することはできない．さらに，これらのデータは地点もしくは測線上の値であり，変位速度の空間分布を把握することができない．このような問題点をふまえて，本発表では広域テフラを指標とした段丘面の形成年代の推定とその発達過程，段丘面と地下堆積物を用いて明らかとなった隆起・沈降速度分布について議論する．
２． 研究 手 法
本研究では，まず空中写真を用いて地形面区分と断層変位地形の認定を行った．地形面区
分では，山麓部に分布する段丘面と低地側に分布する段丘面の勾配や分布形態が異なることから，これらを分けて分類を行った．段丘面の形成年代の推定には，垣内ほか（2010）や石村（2010）と同様に，段丘面を覆う被覆層を対象とした火山灰分析を用いた．隆起速度の推定には，同様の海水準もしくは気候下で形成された段丘面間の比高を隆起量とみなす吉山・柳田（1995）の手法を用い，隆起量の計測には，縮尺 2,500 分の 1 あるいは 25,000 分の 1の地形図および国土地理院発行の 10 m メッシュの DEM データを用いた．沈降速度の推定には，吉山・柳田（1995）の手法を応用して，低下側に埋没した礫層間の標高差を用いて算出した．濃尾平野や伊勢湾西岸には多くのボーリングデータが存在し，地下の泥層と礫層の互層はそれぞれ間氷期と氷期に対応することがテフラや古地磁気層序から確かめられており（須貝ほか，1999），特徴的な氷期の礫層（濃尾平野下では，第一礫層，第二礫層がそれぞれ MIS（Marine Isotope Stage）2，6 に相当する）を指標として沈降速度を算出した．

56

３． 調査 結 果お よび 考察
火山灰分析の結果，垣内ほか（2010）や石村（2010）と同様に，被覆層中から鬼界アカホ
ヤテフラ（K-Ah: 7.3 ka），姶良 Tn テフラ（AT: 26-29 ka），鬼界葛原テフラ（K-Tz: 95 ka）（町田・新井，2003）の層準を認定できた．ただし，K-Tz 層準については，琵琶湖周辺と比較し，β石英含有量が少ないため K-Tz 層準の確度は低いと考えられる．本研究では，これらのテフラ層準と段丘面の特徴から，MIS 2，MIS 5e の段丘面を認定することができた．
また，山麓部に分布する段丘面の多くは低海面期から高海面期に離水し，低地部の段丘面の多くは高海面期から低海面期に離水したと仮定することで，他の段丘面の形成年代を海水準変動との対応から推定した．
本研究で得られた隆起速度分布は，桑名断層と四日市断層の背斜軸部で最大値をとるような分布を示す．また，後翼部では，東海層群の構造から提唱されている北勢盆状構造（吉田ほか，1991）にあたる地域で隆起速度が小さな値を示し，このような地質構造と調和的な結果が得られた．沈降速度分布からは，養老断層と桑名断層の境界に位置する多度の南部に大きな境界が認められた．ここは養老山地南西縁を限る市之原断層の延長部にあたり，沈降速度分布にも地質構造の境界が現れていると考えられる．これら過去約 10 万年間の隆起・沈降速度から，各断層の上下変位速度は，養老断層：沈降速度のみで最大 1.2 mm/yr 以上，桑名
断層：上下変位速度 1.0~1.1 mm/yr 以上，四日市断層：上下変位速度 0.4~0.5 mm/yr と推定される．養老断層の隆起速度は不明であるため，沈降速度のみで比較すると養老断層がもっとも活動度が高く，桑名断層，四日市断層と南へ向かって活動度が低くなっているように見える．しかし，四日市断層の沖合には，四日市港断層と鈴鹿沖断層が分布しており，本断層帯の活動性評価には，伊勢湾内の活断層を含めた評価が必要であると考えられる．

文献：石村（2010）第四紀研究，49，255-270．垣内ほか（2010）第四紀研究，49，219-231．町田・新井（2003）新編火山灰アトラス[日本列島とその周辺]，東京大学出版会．太田・寒川（1984）地理学評論，57，237-262．須貝ほか（1999）地質調査所速報．EQ/99/3，69-76．吉田ほか（1991）桑名地域の地質，地質調査所．吉山・柳田（1995）地学雑誌，104，809-826．

57

P-18
木曽川下流の音波探査調査°松多信尚（名古屋大学）・原口強（大阪市立大学）・堀和明（名城大学）

Single channel seismic survey along Kiso River
Nobuhisa Matsuta （Nagoya Univ.），Tsuyoshi Haraguchi （Osaka City
Univ.）, Kazuaki Hori (Meijo Univ.)
1. はじめに
濃尾平野は養老断層の下盤側に位置しており，木曽三川（木曽川，長良川，揖斐川）による厚い堆積物で覆われている．須貝・杉山(1999)や愛知県(2000)の構造探査の結果では，養老断層に伴うハーフグラーベン構造が明瞭に示されている．一方，活断層研究会（1980，1991）
や桑原ほか(1972)などで指摘された北北西―南南東走向の岐阜―一宮線や大藪－津島線，大垣－今尾線，木曽岬線および東北東―西南西走向の弥富線などの構造線は，その後の愛知県によるボーリング資料の整理と反射法地震探査の結果，変位が認められないことから存在が否定された（愛知県，2000）．しかし，活動開始時期が最近で十分な累積変位がない場合には，大規模な反射法地震探査やボーリング資料の解析による構造線の検出は難しい．
我々は活断層による完新世の地層の変位の有無を直接明らかにすることを目的としてシングルチャンネルの音波探査を実施した．同様の調査は岩淵ほか(2000)が伊勢湾で行っており，
海進時のアバット不整合なども明瞭に観測されているため，完新世の海進－海退に伴う濃尾平野の堆積構造が確認されることも期待された．
2. 調査方法
調査は 2010 年 9 月 20 日に実施した．観測場所は，当初，岐阜県桑名市の長良川右岸を出発して河口まで南下し，木曽川を遡上して木曽川大堰を超え，笠松までの区間を予定していたが，川の水深やデータの精度から終点を木曽川大堰下流の東海大橋付近までの区間とした．
探査には Strata Box （周波数 3.5khz）を使用した．3 人ほどが乗船できる大きさのエンジ
ン付きゴムボートに Strata Box を取り付け，時速 10km 以下の速度で移動観測を行った．この調査方法は現場での準備や撤収にそれぞれ 1 時間 30 分ほどしか時間を必要としないため，比較的容易に調査を遂行できる利点がある．本調査のデータ取得開始時間は午前 7 時頃の満潮時であり，終了時間は午後 4 時頃であった．川の水深は干満の影響を受けたものの，概ね１～５ｍ程度であった．
3. 調査結果
川底は明瞭に確認できたものの，反射面はほとんど確認することができなかった．その理由としては，シグナルのほとんどが川底で反射してしまい，地下に透過しなかったためと考えられる．シグナルの反射強度は密度と P 波速度の関数である音響インピーダンスの差によって決定される．経験にもとづくと，砂質の水底の場合，ほとんどのシグナルが川底で反射してしまう．また，水深が小さく，川面と川底を往復する多重反射波が多く観測されてしまったことも良好な観測結果が得られなかったことと関係すると思われる．
以上のことから，今回の調査で平野下に伏在する可能性のある活断層を見いだすことはできなかった．また，岩淵ほか（2000）を補完し，完新世における海進－海退に伴う詳細な堆積構造を明らかにするためには，海底表面がより細粒な伊勢湾内で探査を実施する必要があると考えられる．
（参考文献）須貝・杉山(1999) 平成 9 年度活断層・古地震研究調査概要報告書 PP55－65， 愛知県(2000)第一回堆積平野地下構造調査成果報告会予稿集 pp61－70, 岩淵ほか(2000) 水路部研究報告 36 73－96

58

P-19
桑名断層の完新世活動 ―群列ボーリングの解析と 14C 年代測定値から―
丹羽雄一・須貝俊彦・松崎浩之(東京大学)
Holocene activity of the Kuwana fault based on analyses of sedimentcores and 14C ages
Yuichi Niwa, Toshihiko Sugai, Hiroyuki Matsuzaki (Univ. of Tokyo)
桑名断層(図 1)は，養老・桑名・四日市断層系を構成する活断層で，過去 7000 年間に 2 回の歴史地震を含めて 6 回ないし 7 回の活動(AD1586 年天正地震，AD745 年天平地震，約 2100
年前，約 3600 年前，約 4000 年前，約 5700 年前，約 6600 年前)が推定されている(Naruhashi
et al., 2008)．須貝ほか(1998)は，桑名市東汰上地区で桑名断層を跨いで掘削された群列ボーリング(図 2)の解析から，桑名断層が AD1586 年天正地震・AD745 年天平地震時に活動した可能性を指摘している．本研究では，須貝ほか(1998)で用いられたコア試料に含まれる合計約 50 の貝化石や植物片に対して，加速器質量分析法による放射性炭素年代値を追加し，桑名断層の活動史を再検討した．
コア堆積物は，下位から 1)淘汰の良い中粒砂層(S)，2)粘土～シルトを主体とする泥層(MM)，3)上方粗粒化を示す砂質シルト～細粒砂層(US1)，4)基底にマガキ化石床が発達する淘汰の良い中粒砂層(US2)，5)砂泥互層(US3)，6)最上部の泥層(TM)，からなる(図 3；須貝ほか，1998)．
得られた年代値に基づくと，堆積年代は S で約 8000 cal BP，MM で約 8000～約 2800 cal BP，
US1 で約 2800～約 1500 cal BP，US2 で約 1500～1000 cal BP，US3 で約 1000～800 cal BP，
TM で約 800 cal BP 以降となる(図 3)．
須貝ほか(1998)は，断層活動による上下変位を見積もる堆積基準面として，1)TM 堆積頂面，2)US2 堆積頂面，3)US2 基底のマガキ化石床，4)S 堆積頂面を挙げている．これは，各ユニットの堆積年代がコア間でほぼ等しいことからも支持される．上下変位量はコア掘削範
囲全体では，1)で約 3.5 m，2)で約 7 m，3)で約 7 m，である(図 3)．断層近傍における上下変位量は 3)で約 3.5 m，4)で約 11 m である(図 3)．1)2)間，3)4)間でそれぞれ変位の累積が認められ，断層活動は a)TM 堆積後，b)US2 堆積後 TM 堆積中，c)S 堆積後マガキ化石床堆
積前にそれぞれ起こったと考えられる．a)，b)の時期に起こった断層活動がそれぞれ一回であり，一回の断層活動で同程度の上下変位量がこれまでも生じていたとすると，4)の上下変
位量は 3)の上下変位量の約 3 倍となることから，S 堆積以降 6 回，すなわち c)の時期に 4 回程度の断層活動を推定できる．年代測定値に基づくと，a)800 年前以降と b)1400～800 年前に各 1 回，c)8000～1500 年前に 4 回程度の断層活動が起こったと解釈できる．a)と b)の断層
活動は AD1586 年天正地震，AD745 年天平地震にそれぞれ対比され，須貝ほか(1998)と矛盾しない．c)の期間には Naruhashi et al. (2008)によって 4 回ないし 5 回の断層活動が推定されており，本研究の結果もこの見解に矛盾しない．
上盤側には，US1(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～粗粒砂層が 2 枚認められるコアが存在する．また，2400～1500 年前の期間に堆積速度の低下が認められるコアも存在する(図 3)．これらは US1 堆積中に桑名断層上盤側で海底を侵食する強い流れを伴うイベントが少なくとも 2 回発生した可能性が考えられる．このようなイベントとして，洪水，津波，ストームの可能性が考えられる．調査地域周辺に大きな河川がないため洪水の可能性は低いと考えられ，津波とストームの識別が今後の検討課題であ
る．

59

N

40

°

°

Ibi r
iver
Na
ga
ra
riv
er

35

N

E1

45

°

文献
Naruhashi, R., Sugai, T., Fujiwara, O., and Awata, Y. (2008) Detecting vertical event
horizons from Holocene syn-faulting in shallow marine sediments on the western
margin of the Nobi plain, central Japan. BSSA, 98, 1447-1457.
須貝俊彦・粟田泰夫・下川浩一 (1998) 桑名断層・四日市断層の活動履歴調査．地質調査所
速報，EQ/98/1，75-90．

E1

40

°

Study Area

A-7 A-4 A-1

°

°

35

E1

Y o rofa u lt↓← Kuwana fault
er
Kiso riv

N

Legend→K uw ana
fa u lt →Active faults
0

図1

調査地域図

1788

0

1755
1291
1338

3243

1436
2279

3016

3
Br. 8 Br. 9(B-3) (B-2) Br. 10

*1308
*1393
*3372

3908

2858

1495
1647

2629

-5

3234
3883
3805
4998
6106
41751
8097

-10

2743 : C sample (marine)
8097 : C sample (terrestrial)*768 : C sample(Sugai et al., 1998)
14
14

-15

14

0

50

Br. 11
(B-1)

*799
*2241

TM

1409
1619
2329
*3273 1682
1717
1689
2739
2997
3731
4234
4600

Br. 12 (No. 2)

2633

US2

1383

US1

0

US3
-5

2239

2797
2847

MM
100 m

*849

3861

sand
silt
clay
shell bed

*2578
*2589

Br. 13 (No. 1)

Altitude (m, asl)

1545
2367
2743

Br.6 (No. 3) Br.7

Br.5
Br.3 Br.4(A-4) (A-2) (A-1)
*768

Br.2
(A-7)

Br.1
(A-11)

1656
1567

コア掘削地点 (須貝ほか，1998)

Ise bay← Y o k k a ic h i
fa u lt3

Altitude (m, asl)

図2

Fig. 2

10km

5

No. 1

No. 3

N

Drilling sites(Higashi
Yuriage area)

No. 2

B-1

A-2

30

°

N

35

A-11

B-3 B-2

-10

-15

S

-20

-20

-23

-23

図3

東汰上地区地質断面図

60

P-20
2010 年岐阜県刊行「1:25,000 岐阜県活断層図」
˚杉戸信彦・鈴木康弘（名古屋大）
・岡田篤正（立命館大）
・金田平太郎（千葉大）
東郷正美（法政大）
・中田 高（広島大）
・廣内大助（信州大）
・渡辺満久（東洋大）
内田主税（玉野総合コンサルタント）
・岐阜県防災課

Outline of “1:25,000 Scale Active Fault Map of Gifu Prefecture” published in 2010
˚Sugito, N., Suzuki, Y. (Nagoya Univ.), A. Okada (Ritsumeikan Univ.), H. Kaneda (Chiba Univ.),
M. Togo (Hosei Univ.), T. Nakata (Hiroshima Univ.), D. Hirouchi (Shinshu Univ.),
M. Watanabe (Toyo Univ.), C. Uchida (Tamano Consultants, Co., Ltd.), and Gifu Prefecture

岐阜県域は，日本列島の中でも活断層が密集して分布する地域のひとつであり，県内における地震発生頻度は相対的に高い．岐阜県は 2009 年度，県民の地震防災意識を高め日常的な備えを促進するベースとして，県内全域 10,000 km2 以上の縮尺 1:25,000 の活断層図を整備するために，名古屋大学に作成を委託した．このために，名古屋大学は 2 名の活断層研究者に加え，活断層マッピングの専門家 6 名とともにこの受託研究を実施し，2010 年 9 月末，「1:25,000 岐
阜県活断層図」（鈴木・杉戸編，138p），および「1:25,000 岐阜県活断層図解説書」（鈴木・杉戸，104p）を完成した．図 1 にその例を，図 2 に索引図を示す．
本発表では，本活断層図作成の概要，および活断層の認定や位置，長さ等に関する既存活断層図との相違点や新知見の概要を紹介する．
以下，今回の成果の一部を紹介する．跡津川断層系や御母衣断層系，濃尾断層系（それぞれ1858 年飛越地震や 1586 年天正地震，1891 年濃尾地震の起震断層（と推定されている））とその周辺など，地震研究上とくに重要な活断層系をはじめて縮尺 1:25,000 地形図上に系統的に示した．長良川上流部付近や屏風山，恵那山付近などについても縮尺 1:25,000 での系統的な分布
図は初めてである．
跡津川断層と並走する稲越断層は今回，活断層と判断され，その北東延長に位置する数河断層は推定活断層として認定するにとどまった．数河断層の南東には，ほぼ同じ走向を示す太江断層（新称）があらたに認定された．
御母衣断層系については，南部の三尾河断層沿いに非常に明瞭で新鮮な変位地形が発達する
こと，牛首断層の南西延長部付近において，北部の加須良断層と中部の白川断層が右ステップすることを把握した．同じく
1586 年天正地震の起震断層と推定されている阿寺断層系については，とくに湯ヶ峰断層や下呂断層，宮地断層，阿寺断層北部付近について連続性等を注意

図 1 「1:25,000 岐阜県活断層図」の例

61

深く検討した．濃尾断層系は Kaneda and Okada（2008，BSSA）も参照しつつ検討を行った．
そのほか，岩屋断層，大草履断層，オリ谷断層，諸家断層（いずれも新称）など，あらたに認定された活断層・推定活断層も少なくない．川上断層と恵那山断層の間には南北走向の低断層崖が多数並走し，地溝状の地形も発達しており（飯沼断層），正断層系の存在が指摘される．

図 2 「1:25,000 岐阜県活断層図」の索引図

62

P-21
都市圏活断層図「木曽山脈西縁断層帯とその周辺」（上松・妻籠）についてActive Fault Map in Urban Area “The Western Boundary Faurt Zoneof the Kiso-sanmyaku and its vicinity”（Agematsu & Tsumago）
星野実（国土地理院）○，岡田篤正（立命館大学），鈴木康弘（名古屋大学），高橋広典，
吉武勝宏，鈴木義宜，諏訪部順，岩橋純子（国土地理院）
Minoru Hoshino, Atsumasa Okada，Yasuhiro Suzuki, Hironori Takahashi, Katsuhiro Yoshitake,Yoshinori Suzuki, Jun Suwabe and Junko Iwahashi
１．はじめに
国土地理院では，平成7 年1 月の兵庫県南部地震を契機に，活断層に関する情報の整備
及び公開の必要性が高まってきたことを受けて，地震が発生した場合に甚大な被害が予想される都市域及びその周辺を対象に，縮尺2 万5 千分1「都市圏活断層図」を作成しています（図１）．図示している活断層は，活断層の研究者と共同で主に，空中写真（１万分の１〜４万分の１）を用いて，空中写真判読により調査を行っています．
平成22 年11 月1 日「木曽山脈西縁断層帯とその周辺」（上松，妻籠）2 面及び「邑知潟断層帯とその周辺」（邑知潟，邑知潟西南部）の2 面の計4 面を公表しました．
２．表示内容これらの図では，「活断層」を最近数十万年間に約千年から数万年の間隔で繰り返し活動してきた跡が地形に表れているもので，今後も活動を繰り返すと考えられる断層としています．このうち，風雨による侵食，堆積や人工的な要因などにより，地形が改変されているため，活断層の位置を明確に表示できない区間は破線とし，活動の跡が土砂の下に埋もれてしまっている区間は，点線で図示しています．
また，活断層の位置のほか，活断層に関連する段丘
地形・沖積低地・地すべり地形などの第四紀後期（数十万年前から現在）に形成された主な地形（面）も図示しています．これにより活断層周辺の地盤状況の把握や，活断層の活動によって地すべりが再活動する可能性のある地域の推定など，防災に役立つ情報
図 1 都市圏活断層図の整備状況を読みとることができます．

63

都市圏活断層図１枚に表示されている範囲は，国土地理院刊行の縮尺2 万5 千分の1 地
形図4 枚分相当です．
なお，活断層の模式図（逆断層，右横ずれ断層など），活断層図のサンプル，整備範囲などは，以下の国土地理院のホームページを参照してください．
（http://www1.gsi.go.jp/geowww/bousai/menu.html）
３．都市圏活断層図「木曽山脈西縁断層帯とその周辺」（上松，妻籠）について
１）調査範囲今回作成した都市圏活断層図の調査範囲は，長野県飯田市，上松町，南木曽町，王滝村，大桑村，木曽町及び岐阜県中津川
市，恵那市で図２に示したとおりです．
２）調査結果及び表示した主な活断層①調査結果
上松断層は，従来の研究では，
木曽山脈北部西縁から柿其峠へとほぼ直線状に連なるとされていましたが，今回の調査により
上松町荻原付近から南へ曲がり，
木曽川左岸と平行に延びて，大桑村田光付近まで分布するため
上松断層とは別に上松東断層と命名しました．また，これまで
確実度Ⅰ・Ⅱであった上松断層
及び清内路峠断層は，段丘面に明瞭な変位が認められないため
推定活断層としました．
図 2 作成範囲（青枠は既存図，断層線は概要）②表示した主な活断層名○「上松」
上松東断層，上松断層，東野断層，馬籠峠断層，清内路峠断層等です．
○「妻籠」
馬籠峠断層，清内路峠断層，三州街道断層等です．
３）活断層調査委員①上松
責任者：岡田篤正（立命館大学）
クロスチェック：金田平太郎（千葉大学），熊原康博（群馬大学），後藤秀昭（広島大学），鈴木康弘（名古屋大学），廣内大助（信州大学）②妻籠
責任者：鈴木康弘（名古屋大学）
クロスチェック：岡田篤正（立命館大学）澤祥（鶴岡工業高等専門学校），千田昇（大分大学），宮内崇裕（千葉大学），八木浩司（山形大学）

64

P-22
都市圏活断層図「邑知潟断層帯とその周辺」（邑知潟・邑知潟西南部）
について
Active Fault Map in Urban Area “Ochigata Fault Zone and its
vicinity”（Ochigata ＆ Ochigataseinanbu）
星野実（国土地理院）○，杉戸信彦（名古屋大学），堤浩之（京都大学），高橋広典，吉武勝宏，鈴木義宜，諏訪部順，岩橋純子（国土地理院）
Minoru Hoshino, Nobuhiko Sugito, Hiroyuki Tsutsumi, Hironori Takahashi, Katsuhiro Yoshitake,Yoshinori Suzuki, Jun Suwabe and Junko Iwahashi
１．はじめに
国土地理院では，平成7 年1 月の兵庫県南部地震を契機に，活断層に関する情報の整備
及び公開の必要性が高まってきたことを受けて，地震が発生した場合に甚大な被害が予想される都市域及びその周辺を対象に，縮尺2 万5 千分1「都市圏活断層図」を作成しています（図１）．図示している活断層は，活断層の研究者と共同で主に，空中写真（１万分の１〜４万分の１）を用いて，空中写真判読により調査を行っています．
平成22 年11 月1 日「邑知潟断層帯とその周辺」（邑知潟，邑知潟西南部）の2 面及び「木曽山脈西縁断層帯とその周辺」（上松，妻籠）2 面の計4 面を公表しました．
２．表示内容これらの図では，「活断層」を最近数十万年間に約千年から数万年の間隔で繰り返し活動してきた跡が地形に表れているもので，今後も活動を繰り返すと考えられる断層としています．このうち，風雨による侵食，堆積や人工的な要因などにより，地形が改変されているため，活断層の位置を明確に表示できない区間は破線とし，活動の跡が土砂の下に埋もれてしまっている区間は，点線で図示しています．
また，活断層の位置のほか，活断層に関連する段丘
地形・沖積低地・地すべり地形などの第四紀後期（数十万年前から現在）に形成された主な地形（面）も図示しています．これにより活断層周辺の地盤状況の把握や，活断層の活動によって地すべりが再活動する可能性のある地域の推定など，
防災に役立つ情報を読みとることができます．
都市圏活断層図１枚に表
図 1 都市圏活断層図の整備状況
示されている範囲は，国土地理院刊行の縮尺2 万5 千分の1 地形図4 枚分相当です．

65

なお，活断層の模式図（逆断層，右横ずれ断層など），活断層図のサンプル，整備範囲などは，以下の国土地理院のホームページを参照してください．
（http://www1.gsi.go.jp/geowww/bousai/menu.html）
３．都市圏活断層図「邑知潟断層帯とその周辺」（邑知潟，邑知潟西南部）について
１）調査範囲今回作成した都市圏
活断層図の調査範囲は，
石川県七尾市，羽咋市，金沢市，かほく市，志賀町，中能登町，津幡町，
内灘町，宝達志水町及び富山県高岡市，氷見市，小矢部市で図２に示したとおりです．
２）調査結果及び表示した主な活断層
①調査結果
今回の調査により，
石動山断層が北東に約５ｋｍ延長（古府断層を石動山断層に含めた結果）し，眉丈山
断層はこれまで活動
度Ⅰでしたが，確実に
図 2 作成範囲（青枠は既存図，断層線は概要）
活断層であると言い切れる地形的証拠が見出されなかったため推定活断層としました．
また，野寺断層のかほく市箕打以南は，確実度Ⅰ・Ⅱとされていましたが確実に活断層であると言い切れる地形的証拠が見いだされなかったため表示しませんでした．
①主な断層名○「邑知潟」
石動山断層，古府断層，眉丈山断層，徳田北方の断層○「邑知潟西南部」
石動山断層，野寺断層，坪山−八野断層など
３）活断層調査委員①邑知潟
責任者：杉戸信彦（名古屋大学）
クロスチェック：池田安隆（東京大学），今泉俊文（東北大学），堤浩之（京都大学），
東郷正美（法政大学）②邑知潟西南部
責任者：堤浩之（京都大学）
クロスチェック：石山達也（東北大学），杉戸信彦（名古屋大学），中田高（広島工業大学），平川一臣（北海道大学）

66

P-23
Estimating the length of future ruptures: Preliminary results from the review oflarge earthquakes that struck inland Japan in the past 150 yrs.
Aloé Schlagenhauf and Takashi Azuma
AFERC, AIST Tsukuba Central 7, 1-1-1 Higashi, 〒305-8567 Tsukuba, Ibaraki, Japana-schlagenhauf@aist.go.jp ; t-azuma@aist.go.jp

Anticipating the final length of a rupture, together with its slip amount and timing, is a key
step toward seismic risk assessment. In this study, we focus on the first point —the evaluation of thelength of a future rupture on a known active fault system. In other words, the question can be turned
into “what can stop the propagation of the rupture?” From surface rupture maps of 22 historical strikeslip worldwide earthquakes, Wesnousky [2006] has shown that it exist a [limiting dimension of fault
step at surface (3-4 km) above which earthquake ruptures do not propagate]. Before applying that
result to estimate the length of possible next rupture on known active faults inland Japan, we wanted
to valid these values for Japan. So, based on the review of historical large earthquakes that struck
inland Japan during the last 150 years, we provide here several constraints on that issue.
Large historical earthquakes with surface rupture maps available, together with recent offshorewell-instrumented ones (2000-2010), are summarized. They represent a total of 18 earthquakes thathave all strike-slip or reverse mechanisms (see Table 1). Local magnitudes (MJMA) are comprised
between 6.8 and 8 for all earthquakes but one, the 1998 Iwate-ken Nairiku Hokubu earthquake ofmagnitude 6.1.
For each earthquake, the surface rupture trace from literature is first redrawn on shaded
topography of Japan (10m pixel DEM resolution) using ArcGis software. The trace of active faults
inland Japan from the Active Fault Database (AIST) is also overlain. At both ends of the historicalruptures, from literature and using stereoscopic aerial images, we refine the location of next
unruptured fault. When geodetic data, relocated aftershock sequences and/or slip inversion models areavailable, we report the fault length that ruptured at depth. Indeed, several limitations arise for theolder earthquakes that we discuss in detail.
Co-seismic rupture traces, as fault traces, are composed of several segments separated by gaps,
bends and/or relay zones. We compile the size and nature of those geometrical features that could, ornot, stop the rupture propagation of the 18 earthquakes. More, we use geological maps, tomography
images and active volcanoes location, to discuss the presence of heterogeneities in the seismogenic
crust that can sometimes explain their rupture ends. All those constraints are then used to evaluate
possible lengths of next ruptures on Japan inland known active faults, and compared with classicalestimation of behavioral segments.

References:
Active Fault Database: National Institute of Advanced Industrial Science and Technology. 2007.
Active Fault Database of Japan, December 13, 2008 version. Research Information Database
DB095, http://riodb02.ibase.aist.go.jp/activefault/index_e.html.
Seamless geological map of Japan at scale of 1:200,000. DVD Edition 2010. Geological Survey ofJapan, National Institute of Advanced Industrial Science and Technology, Japan.
Visualization system for subsurface structures, 2010. National Institute of Advanced Industrial
Science and Technolog, Japan, http://riodb02.ibase.aist.go.jp/subsurface/index.html.
Wesnousky, S., 2006. Predicting the endpoints of earthquake ruptures. Nature 444, 358-360.

67

Table 1. List of the 18 studied earthquakes
Rupturelength at
depth (km) #7.4*

Rupturelength at
surface (km)40

Hietsu
Nobi
Rikuu

7.1*
8.0
7.2

?
80
35+5

~60
80-120Strike-slip
Strike-slip
Reverse

1927
1930
1943
1945
1948

Kita-Tango
Kita-Izu
Tottori
Mikawa
Fukui

7.3
7.3
7.2
6.8
7.1

14+3
30+7
11
18
28

~20
~33
~30
~33

Strike-slip
Strike-slip
Strike-slip
ReverseStrike-slip

1974

Izu-Hanto-Oki

6.9

6

~10

Strike-slip

1995

Hyogo-ken Nanbu(Kobe)

7.3

9

~55

Strike-slip

1998

6.1

0.8

~10

Reverse2000

Iwate-ken Nairiku
HokubuWest Tottori

7.3

6-11

15-28

Strike-slip

2004

Niigata-ken Chuetsu

6.8

1

14.5

Reverse2005

West Fukuoka

7.0

offshore

23

Strike-slip

2007

Noto-Hanto

6.9

offshore

22

Reverse2007

Chuetsu-oki

6.8

offshore

7-9 + 11-20

Reverse2008

Iwate-Miyagi Nairiku

7.2

21

35-40

ReverseYear

Name of earthquake

MJMA

1847

Zenkoji

1858
1891
1896

Type of fault
Main references
Reverse* magnitude of the earthquake is estimated from the damaged area
# rupture length is estimated from geodetic and seismologic data

68

Awata et al. (1987)
Sugito et al. (2010)
HERP (2004)
Matsuda (1974)
Matsuda et al. (1980)
Kagohara et al. (2009)
Okada & Matsuda (1997)
Matsuda (1972)
Kaneda & Okada (2002)
Sugito & Okada (2004)
Kawasumi (1950)
Ichinose et al. (2005)
Matsuda & Yamashina (1974)
Kakimi et al. (1977)
Hashimoto et al. (1996)
Ota (1996)
Toda et al. (1996)
Azuma et al. (1999)
Umino et al. (1998)
Fukuyama et al. (2003)
GSJ Report (2001)
Maruyama et al. (2007)
Ozawa et al. (2005)
Imanishi et al. (2006)
Ito et al. (2006)
Horikawa (2008)
Ozawa et al. (2008)
Toda and Awata (2008)
Aoki et al., 2008
Nishimura et al., 2008
Ozawa 2008
Ando and Okuyama (2010)
Takada et al. (2009)
Toda et al. (2010)

P-24
地震・活断層・地殻構造データの多変量解析による定量的な地震地体構造区分の考案°塚田昌孝（岡山大学大学院自然科学研究科）
隈元 崇（岡山大学大学院自然科学研究科）
後藤秀昭（広島大学大学院文学研究科）
MULTIVARIATE STATISTICAL ANALYSIS FORSEISMOTECTONIC ZONATION FROM EARTHQUAKE, ACTIVE
FAULT AND CRUSTAL STRUCTURE DATASETS
Masataka TSUKADA
Takashi KUMAMOTO
Hideaki GOTO
日本の内陸直下型地震の危険度評価を考える場合には，主に変動地形の成果を基にした活断層のデータを参考として予め大地震の発生位置や規模の予測を行うことができる地震と，発
生前には発生源である活断層が地表に表れておらず位置や規模の特定が困難な「予め震源を特定せず評価する地震」に分けられて処理することが行われている（地震本部，2005）．後者の予め震源を特定せず評価する地震の危険度評価には，Gutenberg-Richter(GR)の関係に代表される統計的な考えと歴史記録や観測地震のカタログ，また，地震データを地域毎に区分するための地震地体構造区の設定が必要となる．
現在広く用いられている文部科学省・地震調査研究推進本部（地震本部）での地震動予測
地図における地震地体構造区の設定は，垣見ほか(2003)の区分をもとにしている（地震本部，
2005）．しかし，この垣見ほか(2003)について，予め震源を特定せず評価する地震の予測に用いるうえでの問題点として，次の 3 点を挙げることができる．
1：地体構造区分の当初の目的が，活断層から発生する地震も考慮した最大地震規模の地震地体構造区分であること
2：そのため，地震地体構造区内に地震活動や活断層分布の粗密な地域が混在し，亜区の設定が可能もしくは必要となら場合が想定されること
3：特定活断層として選択されている地震地体構造区の境界上に位置する活断層を地域的な危険度評価に取り入れる手段の議論がその後十分でないこと
そこで，本研究では日本列島の主要四島を対象として，予め震源を特定せず評価する地震の予測に向けた客観的かつ定量的な地震地体構造区分図の考案を目的とした．
解析手法として，本研究では，垣見ほか(2003)の地震地体構造区分図の中で第四紀テクト
ニクスに基づく島弧区分とされた範囲との比較・検討のために，ブーゲ重力異常データ，地震発生層データ，活断層からのモーメント放出量データ，地震活動からのモーメント放出量
データから得られるそれぞれのパラメータに対して主成分分析を実行して，主成分の得点をもとに分布図を作成するとともに，得られた各主成分に対して地震活動との関連を検討した．
さらに，地体区分を定量的に行うために，この主成分得点から群平均法を用いたクラスター分析を行って各メッシュを 2 種類のクラスターに分類し，その分布図から新しい地体構造区分を議論することとした．
ここでは，垣見ほか(2003)の地体区 8 及び 13（東北地方から北海道南西部）を対象として解析を行った結果を示す．先に述べたパラメータについて主成分分析を行った結果，重力異常の傾斜や活断層・地震によるエネルギー放出量が同じ正の負荷量を持っており，一方で地震発生層の深さは負の負荷量をもっている第一主成分が得られた．この負荷量から，第一主69成分は「活構造の活発度」を示しているものであると考えた．また，この「活構造の活発度」を用いた地震地体構造
区分を続けていくこととし，クラスター分析を行った．この結果を２つのクラスターに区分し地図上に示したもの
を図 1（赤；主成分得点大，青；小．灰色線は活断層直線化モデル（沖野ほか，2007），黒線は垣見ほか(2003)の地
震地体構造区）に示す．
この図を見ると，東西の山麓を活断層で限られた奥羽脊梁山脈にそって赤色で示されたメッシュが広がっており，
一部が日本海・太平洋両岸に広がっている．一方青色で示されたメッシュは日本海・太平洋両岸沿いにそれをは挟むように狭く広がっている．垣見ほか(2003)では，東北日本
弧を内帯・外帯に分け，その境界を北上低地西縁断層帯や福島盆地西縁断層帯と一部重ねて評価している．しかし本研究では，それらの境界は垣見ほか(2003)の区分による境界に比べおよそ数十 km 東側に設定されるので，奥羽山脈の東西の山麓に分布する断層は同じ地体構造区にまとめられることとなり，内帯と外帯の区別がより明瞭となった．
さらに，垣見ほか(2003)の地震地体構造区 8 と 13 の境界部も，ひとつの地体構造区としてまとめる，もしくは数十km 分だけ境界を移動すべき設定となる可能性が示された．
同様に西南日本の地体区10でも同様の解析を行い，中央構造線断層帯や，近畿地方の断層密集域の西端および亜区の設定について，従来の区分図とは差の出る結果が得られ
た（図2）
．

赤
青
図1

地体区 8・13 におけるクラスター分析結果

赤青図2

地体区 10 におけるクラスター分析結果

70

P-25
長 大 活 断 層 帯 から発 生 する地 震 の規 模 評 価 手 法 についてロジックツリー評 価 手 法 を用 いたハザードカーブ算 出 の事 例
°尾 茂 淳 平 ・大 西 耕 造 ・北 尾 真 規 ・高 橋 和 也（岡 山 大 学 大 学 院 自 然 科 学 研 究 科 ）隈 元 崇 （岡 山 大 学 大 学 院 自 然 科 学 研 究 科 ）APPLICATION OF LOGIC-TREE ANALYSIS TO UNCERTAINTIESIN EARTHQUAKE MAGNITUDE ESTIMATION FOR A LONG
ACTIVE FAULT SYSTEM
Jyumpei OSHIGE,Kozo ONISHI,
Masanori KITAO,Kazuya TAKAHASHI
Takashi KUMAMOTO
将来発生するであろう地震による災害の軽減のために，地震の場所，規模，時期の予測を高度化して，より精度の高い地震のハザード評価・リスク評価を行うことは重要であり，例
えば文部科学省・地震調査研究推進本部（地震本部）の「全国を概観した地震動予測地図」など成果が公表されている（地震本部，2009）．しかし，地震危険度評価を行うにあたっては，規模予測式の選定や距離減衰式のばらつきなど個々の評価モデルの中で，認識論的および偶然的な不確定性が存在すると考えられている．特に内陸地殻内地震を発生させる活断層について，例えば 1891 年の濃尾地震(Mjma8.0,Mw7.4)では，それ以前の活動履歴が異なる温見断層と根尾谷断層，梅原断層が連動破壊したような稀な大地震の発生の評価手法は，複数の活断層を含む長大な活断層帯，あるいは活断層が近接・密集して分布する地域で決定論的に定められとは考えられず，連動のシナリオと適切な規模と頻度の設定に不確定性の評価手法の確立が課題となっている．
そこで本研究では，不確定性を伴う地震危険度評価に対して確率論的な評価を行い，その影響を定量的に紹介・評価することを目的に，工学の分野で用いられることの多いロジック
ツリーの手法を活断層帯に適用する．評価対象の活断層帯には，長大な活断層帯として北ア
ナトリア断層，複雑な断層分布をもつ地域評価として敦賀地域とする．この時，ロジックツ
リー評価手法の分岐項目として，(1)連動のシナリオ，(2)地震規模予測式の選定，(3)連動時の地震規模評価手法，また，強震動の予測手法から(4)距離減衰式の裾の打ち切り，という4つの項目を設定した．以下にこれらの項目の設定の概要を述べる．
ここでの連動シナリオとは，複数のセグメントを含むような長大な断層帯，もしくは地域
において，地震の活動区間としてセグメントの組合せを示すものである．この連動のシナリ
オを確率論的に評価する際には，大きく3つの異なる考え方がある．まずは，次の1つの地震発生を考えることとして，どの活動範囲で地震が発生するかを考察する連動のシナリオ（破壊域確定シナリオ）である．次に，長い期間における地震発生を考える場合，断層帯全体に71

おけるセグメントの連動の組合せを予め設定し，その連動の組合せのパターンが繰り返すと考えるシナリオ（破壊域パターン化シナリオ）である．最後は，次の地震発生を考えた場合，
どのセグメントで破壊が開始し，どのセグメントまで破壊が伝わるかを考察するシナリオ（破壊域伝播シナリオ）である．北アナトリア断層帯では，これら3つの考え方を用い，それぞれの考え方，後の分岐における重みについてもすべて等分として評価を行った．敦賀地域では，この中で破壊域伝播シナリオだけを用いて連動のシナリオにおける重みは，連動性について力学的観点と幾何学的観点から考察を行い評価した．
地震規模予測式については，北アナトリア断層帯では，トルコの地震をもとにした
Ambraseys and Zatopek(1968)の式，過去の大地震の強振動記録を用いた震源インバージョン結果をもとにした地震モーメントと断層長・地震発生層の深さ・層傾斜各から求められる断層
面積の回帰式Somerville et al.(1999)の式，世界の被害地震におけるデータベースから，モーメ
ントマグニチュードと断層長の回帰式Stirling et al.(2002)の式の3つを挙げた．敦賀地域では，
日本で広く用いられている断層長と地震規模の経験式である松田(1975)の式とSomerville etal.(1999)の式を用いた．この時，重みは，必要なパラメータの式に必要となるパラメータ数が多ければ不確定性も大きくなると考えて，そのの逆数から3：1と考えた．
連動時の規模評価手法においては，地震の観測データに拠るスケーリング則に基づく
Scaling Modelと，主に活断層研究の成果に拠る固有地震モデルを表すCascade Modelを設定した．同じ断層長の場合，前者が規模を大きく予測することとなる．もんじゅ周辺における重みとしては，活断層と強振動の研究分野でそれぞれが支持されていることから1：1とした．
最後の分岐項目である距離減衰式の裾の打ち切りは観測される地震動は無限大にはならず上限があるとの議論を踏まえて，打ち切りを行う場合と行わない場合の2通りの分岐を設定し，その重みは専門分野での議論を参考に1：1と考えた．
上記のように設定したロジックツリーのPathの総数は，挙動および幾何的な条件から41のセグメントを予め設定した北アナトリア断層帯において破壊域確定シナリオを用いた場合
4212通り，破壊域パターン化シナリオを用いた場合，連動のシナリオの総数が150億通りを超えるため，代表的なパターンを抜き出し1020通り，破壊域伝播シナリオでは7284通りとなった．敦賀地域では，合計20のセグメントの設定から破壊域伝播シナリオについて1728通りとなった．それぞれのPathについて，セグメントごとに算出した地震発生確率，距離減衰式から算出されるPGA，その距離減衰式のばらつきを考慮ながら30年超過確率とPGAから図化したハザードカーブとして考察を行った．
北アナトリア断層帯の結果では，Boluにおけるハザードカーブの結果についてPGAが668.7galの地震動の30年超過確率で考察する．ここで参照したPGA668.7galという値は，Dennis(2003)により見積もられた死者の数が15000人を超えた1999年のIzmit地震(Mw7.4)におけるPGAの最大の値である．この値における30年超過確率の平均値として，破壊域確定シ
ナリオでは0.03732，破壊域パターン化シナリオでは0.03424，破壊域伝播シナリオでは
0.03184となった．
敦賀地域では，内閣府・原子力安全委員会で議論されている，原子力発電所において安全とされる地震動の年超過確率の目標レベルである 10-4～10-5 で比較すると 10-4 では 560gal で日本原子力研究開発機構が定める高速増殖炉もんじゅの基準地震動 Ss の 760 ガルと比べて0.74 倍，一方，10-5 では 880gal と基準地震動 Ss の 1.16 倍となった．

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P-26
詳細 DEM 画像から探る四国沖の海底活断層
Submarine Active Faults along the Western Nankai Trough off Shikoku
Revealed by the Detailed DEM Images
後藤秀昭・中田 高（広島大）・渡辺 満久（東洋大）・鈴木 康弘（名古屋大）
Hideaki GOTO, Takashi NAKATA (Hiroshima Univ.),
Mitsuhisa WATANABE (Toyo Univ.), Yasuhiro SUZUKI (Nagoya Univ.)
1. はじめに1986年以降，海上保安庁により相模トラフから南海トラフにいたる海域で，マルチナロー
ビーム音響測深器によって測深データが取得された。これをもとに３秒（約90m）メッシュの数値標高モデル（DEM）を新たに生成し，GIS等を用いて海底地形図や実体視用の画像を作成した（中田・後藤，2010）。これらの画像は，これまでの250ｍメッシュDEMを用いた画像と比較して地形分解能に圧倒的な差が認められる。四国沖にあたる南海トラフ西部（東経132度から145度30分）の活断層について，これまで明らかになった知見を報告する。
２．四国沖の海底地形
	  四国沖の海底地形は，南海トラフ側から１）外縁隆起帯,２）前弧海盆（室戸海盆，土佐海
盆，日向海盆）３）四国から10〜30km沖合いの大陸棚とその外縁斜面からなる。海盆毎に活構造は大きく異なり，トラフから大陸棚に向けて描かれる模式的な活構造断面がどこでも当てはまる訳ではない。
１）南海トラフ近傍の地形
南海トラフ沿いには，幅２〜５km，比高50〜数100ｍの短波長のリッジが５列以上，トラフと平行に150km以上，連続して延びる。その頂部は外縁隆起帯に向けて深度が次第に小さくなり，外縁隆起帯との間で比高500ｍ程度と最も大きくなる。これらの変形は，プレートの沈み込みに伴って，海洋プレート上の堆積物が陸側に押しつけられる付加作用によるもの
で，それぞれのリッジは逆断層（前縁逆断層）によって形成されたものと考えられる。
南海トラフは足摺岬の南方を境に東部で走向N60 E，西部でN20 Eと大きく屈曲しており，
短波長のリッジは南海トラフと同様に屈曲する。この付加作用による変形は，南海トラフでは四国沖で最も顕著に認めることができる。
２）土佐海盆付近の地形
土佐海盆周辺の外縁隆起帯は，室戸岬付近の室戸海脚では北北東̶南南東走向で南海トラ
フに近づくと次第にトラフの走向とほぼ同じになる。室戸海脚から室戸海丘の隆起帯により
土佐海盆と室戸海盆は隔てられる。この隆起帯に沿って，地形面の撓曲など逆断層運動に伴う変形が認められ，土佐碆舟状海盆の北縁の逆断層から連続する活断層による変形と考えられる。この活断層にほぼ平行する横ずれ断層が土佐碆舟状海盆の西部から西に延びており，
南海トラフ沿いの前縁逆断層付近まで連続しているのが新たに確認できた。
一方，土佐海盆の南部には，南海トラフとほぼ平行するリニアメントが認められ，これに沿って海丘や凹地が分布しており，右横ずれ断層による地形と解釈できる。
３）日向海盆周辺の地形
日向海盆の外縁隆起帯は土佐海盆以東のそれに比べて顕著でない。また，海盆に分布する海丘の走向はほぼ南北であり，それよりも東のものとは大きく異なる。日向海盆の東縁には明瞭な撓曲帯が南北に連続的に延びており，田山（1950）の日向海段にあたると考えられる。
西縁には足摺岬沖の沖ノ瀬海底谷から北西̶南東走向に外縁斜面を横切り，長さ50kmを超える左横ずれ断層が分布することが新たにわかった。
本発表は海上保安庁と広島大学などが共同で行っている平成19­ 22年度科学研究費補助金（基盤研究（B）（一般））「海底活断層から発生する大地震の予測精度向上のための変動地形学的研究」（研究代表者：中田 高）の一部を使用した。

73

P-27
詳細 DEM 画像から探る紀伊半島沖の海底活断層
鈴木康弘（名古屋大学）
・中田 高・後藤秀昭（広島大学）
・渡辺満久（東洋大学）

Active submarine faults off the Kii Peninsula revealed by detailed DEM images
Yasuhiro SUZUKI (Nagoya Univ.), Takashi NAKATA、Hideaki GOTO (Hiroshima Univ.),
and Mitsuhisa WATANABE (Toyo Univ.)
1. はじめに紀伊半島沖の海底（遠州灘～紀伊水道）において、海上保安庁により取得されたマルチナロービーム
音響測深データを再解析し、経緯度 3 秒グリッド DEM を作成して、海底活断層判読を実施した。この海域は東南海地震・南海地震の震源域を含んでおり、両地震の地震断層を検討できる。本発表は、平成
19－22 年度科学研究費補助金（基盤研究（B）（研究代表者：中田 高）の成果の一部である。
2. 紀伊半島沖の海底活断層
1)陸棚外縁の活構造： 大陸棚外縁および大陸棚斜面の成因は複合的であるが、遠州灘・熊野灘・紀伊水道付近の大陸棚外縁には明瞭な活撓曲崖が認められる（鈴木，2004，2010 中田ほか，2009 など）。
このことは茂木(1977)や中村(1985)らが音波探査記録の解析から指摘してきたことであるが、深部の明瞭な断層面は確認されない。沿岸漁業権の関係から調査がしにくいことから詳細な検討は未了のままである。
海底地形観察によれば、①大陸棚斜面全体が比較的大きな波長の撓曲崖を成し、②その基部に小波長の撓曲崖や低断層崖を伴うことがある。③遠州灘～熊野灘にかけては北上がりの複数列の断層崖があり、低角逆断層に特徴的なバルジ状の高まりや、明瞭な海底谷の右横ずれが認められる。④活構
造の一部は、活断層研究会(1991)や東海沖海底活断層研究会(1999)と一致する。⑤陸棚外縁撓曲崖の基部には明瞭な地すべりが多く分布する。これは撓曲（基部に伏在する断層）が活動した際に生じた可能性が高い。
2)熊野舟状海盆・室戸舟状海盆： 熊野舟状海盆の標高は－2000m 程度、室戸舟状海盆は－1200～1600m。音波探査記録によれば、活発な堆積活動が継続していることがわかる。地下地質の堆積面
は大陸棚方向へ累積的に傾いている。また、両舟状海盆の南縁には北方へ傾く撓曲構造があり、第２志摩海丘や土佐ばえを隆起させている。熊野海盆の中央には志摩海脚南縁を限る活断層αがあり新宮沖まで続く。芦ほか(2009)は音波探査によりこの存在を確認している。また太地沖には背斜構造があり、この南縁を限る断層βは潮岬海底谷を越え、後述する土佐ばえを切る断層に連続していく。
3)土佐ばえの活構造： 土佐ばえは最大標高－200m 程度と大規模な隆起帯である。これより南方には複数の断層崖が併走し、標高を低下させながら－4600m 程度の南海トラフに至る。前述の断層βは
土佐ばえ南縁を限る明瞭なものであり、断層沿いに土佐ばえ舟状海盆をはじめ、長さ 5～30km（平均10km）、幅 3～5km 程度の顕著な地溝が並んでいる。
４）外縁隆起帯の活構造： 紀伊半島南東沖の外縁隆起帯は、その南縁に複数条の活断層を伴っている。ただし東経 137°（伊良湖岬南方）より東方への連続性は不明瞭になる。狭義の外縁隆起帯南縁の断層は南海トラフに沿い、併走する複数の断層は従来から分岐断層として注目されているものを含んでいる。最も顕著なものは第２志摩海丘南縁から南西へ続くもの（断層γ）である。これに沿って潮岬海底
谷に右ずれが生じていると指摘があるが、海底谷全体のトレースに屈曲は認められない。

74

3. 東南海・南海地震の地震断層に関する考察
東南海地震と南海地震の震源域の境界は新宮の南東沖に推定され、ここが東南海地震の震央（破壊開始点）とされている。新宮沖を境に震源断層が分かれている場合、これに対応した海底地震断層が見出されるはずである。上述した海底活断層のうち、新宮沖を境に、東西で分布形態が分かれるのは、断層α（＝新宮沖以東）と断層β（＝太地以西）である。このことから、断層αが東南海地震、断層βが南海地震に対応する可能性が高い。
従来研究において海底地震断層と推定されている断層γも新宮の南東はるか沖以西であり、南海地震の地震断層の可能性はある。しかし、南海地震による紀伊半島南岸の隆起パターンは東に偏り、南東海岸で隆起量が大きく、潮岬と新宮で最大 70cm の隆起となっている。この隆起パターンを説明するには、紀伊半島南東岸に平行し、かつ沿岸に近い断層βの方が都合が良い。ちなみに、外縁隆起帯
南縁の南海トラフに沿う断層には太地南東に対応する不連続は認められないし、またこれほど遠方の断層運動により紀伊半島や室戸岬の隆起は説明できないし、熊野海盆や土佐海盆のような沈降域の存在も含めて整合的な説明は不可能である。
鈴木(2004, 2009）は東南海・南海地震の地震断層として、陸棚外縁撓曲の可能性を指摘している。室戸岬の顕著な北方傾動は、陸棚外縁撓曲の基部に伏在する逆断層が、局地的に顕在化して逆断層運動を起こしたために生じた現象であるという仮説に基づいている。また、①東南海地震の直前に隆起した可能性が高い掛川が、陸棚外縁撓曲東部（遠州灘撓曲）の南東延長にあたること、②紀伊水道の外縁撓曲に近い田辺～御坊間で、地震前（数十年間）の水準測量の改測で隆起が捉えられていること、などと符合することは興味深い。
4. 「データ空白」の問題 －”階段直下の足下が見えない”－
3 秒グリッド（約 90m）DEM による地形判読により、海底活断層に関する理解は飛躍的に向上した。海底においても場所によっては激しい浸食作用が働いていることなど、中田・後藤（2010）が述べたとおり、地形観を変更するほどの発見があった。しかし、90mDEM は陸域の地形判読には遙かに及ばない。まずは 1 秒グリッドデータの取得を行う必要がある。
さらに陸棚外縁撓曲（断層）を検証しようとすると沿岸部のデータが重要になるが、既に述べたとおり
海陸境界付近の探査データがないことに加え、より深刻なことに 3 秒グリッドデータすらない。今回コンパイルされたデータは、沿岸部（海岸から約 10km 程度）を含んでいない。実体視画像においては 250m
メッシュ DEM が代用されている。これでは沿岸部の地形はぼやけて、よく見えない。生活圏のすぐ直近に最も基盤的なデータの空白域があることは深刻である。まるで「階段直下の足下が見えない」という状態である。沿岸の海底地形把握を国家基盤プロジェクトとして、漁業補償の問題を解決して早急に進めるべきである。

文献： 鈴木(2004)：地球, 26(12)、鈴木（2010）：科学, 80(8)、中田ほか(2009)：地震学会および活断層学会講演予稿集、茂木(1977)：「日本近海地形誌」、中村(1985)：「日本全国沿岸海洋誌」、活断層研究会(1991)：「新編日本の活断層」、東海沖海底活断層研究会(1999)：「東海沖の海底活断層」、芦ほか(2009)：地震学会講演予稿集、鈴木(2009)：活断層学会講演予稿集、中田・後藤（2010）：科学 ,80(8)

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P-28
詳細 DEM 画像から探る相模トラフ・駿河トラフの海底活断層
渡辺満久（東洋大学）
・中田 高・後藤秀昭（広島大）
・鈴木康弘（名古屋大学）

Active submarine faults along the Sagami trough and the Suruga troughrevealed by detailed DEM images
Mitsuhisa WATANABE (Toyo Univ.), Takashi NAKATA，Hideaki GOTO (Hiroshima Univ.),
and Yasuhiro SUZUKI (Nagoya Univ.)

1．はじめに1996 年以降に海上保安庁により取得されたマルチナロービーム音響測深データを再解析し，経緯度
3 秒（90m）グリッド DEM を作成した。これをもとに立体視可能な資料を作成し、陸上における空中写真を用いた地形判読と同様に、相模トラフ～駿河トラフ周辺の海底変動地形を解析した。以下には、その主な内容の概要を記述する。発表当日は立体画像（アナグリフ）を提示して報告する予定である。 本発表
は、平成 19－22 年度科学研究費補助金（基盤研究（B）（（研究代表者：中田 高）の成果の一部である。

2 相模トラフ～伊豆半島南方の海底活断層
相模トラフの東～北東縁に沿って、新旧複数の地形面が変形・切断されており、明瞭な逆断層変位地形が確認できる。これらの活断層トレースは、巨視的にはミ型雁行する 2 つのセグメントに区分可能である。北側のトレース群は、三浦半島・城ケ島の南方約 20km から、陸上の国府津－松田断層へ連続する。
一方、南側のトレース群は、城ヶ島沖で右ステップし、房総半島を取り巻くように東へ走向を変えながら連続している。このような活断層の分布は、それぞれ、元禄型・大正型地震の震源域に対応することか
ら、これらの起震断層に対応する可能性が高い。
1923 年大正地震時には、上記の活断層の低下側に位置する、初島も隆起したこ。今回の判読により、初島の東方において、南北方向に連続する撓曲崖を新たに認定した。この変動崖は、真鶴半島沖から南方へ、約 30km 連続している。この活断層は、大正地震時の初島の隆起に関わっている可能性がある。
なお、この活断層の南端付近から伊豆大島にかけて、北西－南東方向に連続する複数のリッジが確認できる。これらの変動地形は、伊東沖の群発地震との関係で検討すべきであろう。
伊豆半島南方（伊豆海脚の東方）には、南北（北北東－南南西方向）に連続する、延長約 40km の活断層が認定される。この活断層による鉛直変位は、場所によって異なり、東側が隆起する部分と西側が隆起する部分がある。断層トレースの直線性からみても、この活断層は横ずれを主体とする変位を繰り返していると考えられる。伊豆半島陸上部の丹那断層と同様に、が左ずれ活断層であると予想される。
この活断層の北東、伊豆半島南端部－新島の間には、北西－南東方向に連続する活断層が存在すると推定される。その走向が石廊崎断層と一致することから、右横ずれの活断層であると推定される。ただし、石廊崎断層とは連続していない。また、走向が一致することから、伊豆大島西方のリッジと同じ成因である可能性もある。

3 駿河トラフ～南海トラフ周辺の海底活断層
駿河トラフ西縁北部（久能山の東南東）においては、複数の海底谷がすべて上流側（北側）へ流れて76

いる。通常、海底谷は下流側へ流下するか、駿河トラフと直行するように延びている。このため、久能山の東南東の海底谷が一斉に上流側へ流下することは、異常な地形として非常に目立っている。また、推定される活断層トレースを挟んで、海底谷は連続しておらず、左横ずれしているように見える。これらのことから、本地域では、左横ずれ変位が累積している可能性が高い。この活断層トレースは非常に明瞭であるが、海岸線付近では不明瞭となり、海底地形だけからでは、陸上への延長部を特定することはできない。
金洲ノ瀬より南西の南海トラフの陸側斜面には、多数の地すべりと明瞭な組織地形が形成されている。
今回の判読では、従来は断層変位地形とされていたもののいくつかを、組織地形であると判断した。このため、活断層の数はやや減少した。活断層は南海トラフの北西縁と外縁隆起帯の南東縁に集中している。ただし、外縁隆起帯南縁の活断層は、東経 137 度付近では不明確となり、新しい時代の変位はないように見える。より西方では新期の活動を確認できるが、この活断層が連続しているわけではない。また、トラフ北西縁の活断層トレースは、渥美半島沖（2 カ所）において大きく屈曲しており、トレースの連続性はやや不明瞭となる。これらの位置においては、活断層トレースは東方に向けて分散しながら左ス
テップしているようにも見える。

4 遠州灘周辺の海底活断層
遠州灘～紀伊半島の大陸棚外縁部には、南東方向へ傾斜する、幅 10km 程度の活撓曲が認められる。
これを横切る大きな海底谷は先行谷となっており、穿入蛇行が見られる。蛇行が顕著な場合は、陸側へ向かって流下する海底谷も見られる。撓曲崖には多数の地すべり地形がみられ、活撓曲（基部に伏在する活断層）が活動した際に生じた可能性が高い。地すべり地形は非常に新鮮であり、流山の地形も確認できることから、最近の活動性の高さが窺われる。この活撓曲の東北東への延長陸上部である牧の原では、S 面（MIS 5e）の高度が 140m 程度に達しており、最近の活発な隆起が確認されている。牧の原の S 面が南東へ傾斜することからみても、この活撓曲が陸上へ連続し、牧の原を隆起させている可能性が高い。
上記の活撓曲よりトラフ側においては、海底谷に右横ずれ変位が確認される。ここでは、少なくとも 3条の直線的な活断層トレースが確認できる。これらの右横ずれ活断層は、志摩海脚を切断するように西方へ連続しているが、トレースはやや西方に向けて分散する傾向がある。志摩海脚の南縁付近から西方へ、逆断層が連続していると考えられる。この逆断層は、1946 年東南地震との関係で注目されるので、鈴木ほか（本大会）を参照されたい。

5 まとめ
3 秒グリッド DEM による解析によって、海底活断層のトレースや変位様式を、今までにない精度で認定することが可能となった。詳細な地形判読が可能となったため、組織地形や地すべり地形の判読も容易になった。本研究で得られたデータによって活断層の活動性を明らかにするとともに、活断層と歴史地
震との関係を慎重に検討してゆく必要がある。
しかし、本調査で判読可能な地形は、1/20 万程度の精度で判読できる規模のものである。たとえば、
伊豆半島北部の丹那断層は、注意しないと見逃す可能性があり、伊豆半島南端の石廊崎断層は判読不可能である。陸上の活断層で判読可能なのは、国府津－松田断層や中央構造線といったものであろう。すなわち、本研究で作成した資料は、M8 クラスの地震に関わる活断層の判読に活用することは可能であるが、M7 クラスの地震を引き起こす活断層の判読には精度が不足していると考えられる。したがって、さらに詳細な DEM を作成して研究を継続することが望まれる。

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1586 年天正地震シンポジウム

講演予稿集
PROGRAMME and ABSTRACTS
Symposium on the 1586 Tensho Earthquake2010 年 11 月 27 日
名古屋大学

主催：日本活断層学会
後援：社団法人日本地震学会・日本地震工学会
Japanese Society for Active Fault Studies
in cooperation withThe Seismological Society of Japan
andJapan Association for Earthquake Engineering

1586 年天正地震シンポジウム
プログラム
11 月 27 日（名古屋大学シンポジオンホール）
司会：山口 勝（NHK）
趣旨説明（9:30～9:35）

岡田篤正（立命館大学）

S-01＜午前の部：天正地震の全体像と震源の謎をわかりやすく解説＞
9:35- 9:55
天正地震の震源断層と地震の概要
岡田篤正（立命館大学）

S-02

9:55-10:35

天正地震の地震考古学
寒川 旭（産業技術総合研究所）

S-03

10:35-11:00

御母衣断層系と 1586 年天正地震
杉山雄一（産業技術総合研究所）

S-04

11:00-11:25

1586 年天正地震と阿寺断層の最新活動○
廣内大助（信州大学）
・安江健一（日本原子力研究開発機構）

S-05

11:25-11:50

S-06＜午後の部：天正地震の実像に迫る研究の最前線＞
13:15-13:40
古文書からみた天正地震：最近の研究成果
松浦律子（地震予知総合研究振興会）

S-07

13:40-14:05

1586 年天正地震の震源断層：測地学的な視点
鷺谷 威（名古屋大学）

S-08

14:05-14:30

中部地方の活断層の相互作用と連動の評価－天正地震を例にして－
遠田晋次（京都大学）

S-09

14:30-14:55

天正地震養老断層震源説を支持する地形地質的証拠
須貝俊彦（東京大学）
昼食休憩（11:50～13:15）

伊勢湾断層の最新の活動時期 －約 500 年前に活動したか－○
豊蔵 勇（ジオ･とよくら）
・岡田篤正（立命館大学）
岡村 眞（高知大学）牧野内 猛（名城大学）
長谷川 淳（ﾀﾞｲﾔｺﾝｻﾙﾀﾝﾄ）・藤原八笛（元ﾀﾞｲﾔｺﾝｻﾙﾀﾝﾄ）
休憩（14:55～15:10）
総合討論（15:10～15:50）
総括（15:50～16:00）

司会：山口 勝・岡田篤正
岡田篤正

活断層地形判読セミナー（養老断層）（16:00～17:30）
講師：岡田篤正・中田 高
鈴木康弘・後藤秀昭・杉戸信彦

S-01
天正地震の震源断層と地震の概要
岡田篤正（立命館大学ｸﾞﾛｰﾊﾞﾙｲﾉﾍﾞｰｼｮﾝ研究機構）
The Tensho Earthquake of 1586 and associated Phenomena
Atsumasa Okada (Ritsumeikan Univ.)
１．天正地震の概要
中部地方西部の広域で，天正 13 年 11 月 29 日（1586 年 1 月 18 日）夜，大地震があった．
秀吉が天下統一を計っている動乱期であり（寒川，2010），詳しい地震記録は限定されている．地震規模は被害の範囲からみて，1891 年濃尾地震とほぼ同程度かそれ以上であり，内陸直下地震としては最大級と考えられる．この地震は多くの謎を秘めているが，近年の詳しい調査により判明してきた事柄も多く，以下に述べる諸点でも注目される．
天正地震の直前・直後には，いくつかの地震が発生したとされる．天正 13 年 11 月 27
日に木船城（高岡市南西）が三丈ばかりゆり込み崩壊し，城主前田秀継以下多数が圧死した．この被害を宇佐美（2003）は天正地震によるとしているが，飯田（1987）はその 2 日前に起こった別の地震とし，近くを走る法林寺断層起源と考えている（表 1，2）．
また，紀伊半島・三河渥美郡・京都・奈良では翌 30 日丑の刻にも大地震があり，これは余震か，あるいは別の地震か不明である（宇佐美，2003）．これらの事例のように，天正
地震の震度分布（図 2）には前後して発生した地震による被害も含まれる可能性もある．
２．天正地震の震源断層
天正地震を引き起こした震源断層については，いくつかの説がある．主なものとして，
１）御母衣（庄川）断層，２）阿寺断層，３）養老・桑名断層，その他に，４）これらを起源とする双子，あるいは連鎖・連動的な地震とする考えもある（図１；表１，2）．
１）御母衣（庄川）断層説は，地震の被害記録から武者（1950）が，大規模な山地崩壊
が白川断層（≒御母衣断層）沿いに帯状分布することから恒石（1980）が，初期に指摘した．飛騨白川谷の保木脇で大規模な山崩れが生じ，その麓にあった帰雲山城が埋没し，城主内ヶ島氏理以下多数が圧死した．また，明方村水沢上では大規模な地すべりが発生し，谷を堰き止めた（井上・今村，1998）が，こうした事例が他にも数多く知られている．
杉山ほか（1991）は白川断層沿いの３箇所でトレンチ調査を行い，弥生時代以降の断層活動の証拠を得たが，それらの中で，寺河戸地点では 11 世紀以降の最新活動時期を指摘している．白川断層沿いの大きな山地崩壊と併せて，天正地震を引き起こした可能性が高いと述べている．
２）阿寺断層説は旧加子母村小郷の段丘面上にあった大威徳寺が倒壊し，その南側の低断層崖（水無神社）南縁に存在した沼が陥没し，底無し沼になったとの伝承（岡田，1975；粟田ほか，1986）などから，最初に指摘された．また，遠田ほか（1994）は最新活動を断層露頭で 12-17 世紀と，遠田ほか（1995,1996）は阿寺断層南端付近に位置する旧山口村
伝田原トレンチで 15 世紀以後-17 世紀以前としている．
３）養老・桑名断層説は，歴史資料の詳しい解析による震度分布図，木曽川河口部での79

島の水没，伊勢湾内の津波記録などから，飯田（1987）により主張された．村松（1998，
2002）は，震度分布や現在の地震発生状況などから，白川断層や阿寺断層で引き起こされた可能性が低く，天正地震は養老・桑名断層帯に起因するとみなしている．粟田・吉田（1991）
は桑名付近において沖積面の変位（活褶曲～撓曲崖）を検出し，1586 年天正地震の活動とみなした．須貝ほか（1999）は群列ボ－リング調査とピット調査を実施し，養老－桑名－
四日市断層帯が最近 2000 年間に 2 回活動し，それらは 1586 年天正地震と 745 年天平地震に当たる可能性が高いとした．さらに，1 回の地震時の上下変位量が 5ｍに達するので，
M7.5 以上の大地震を発生させたとしている．また，濃尾平野の広範囲に液状化が天正地震時に起こったことも，何人かの研究者が指摘している（森・鈴木，1989；服部，1992）．
４）中部地方西部を震央とする２つの地震（双子地震），ないしそれ以上の大地震がほぼ同時期に起こったとする考えも提唱されている（安達,1979；八木ほか，1984）．
上述のように，天正地震の地震像は，実に多くの説や推測が出され，震源となった活断層の候補も多く（松田，2006），これらの詳しい検証が重要な課題となっている．
表１ 天正地震を引き起こした活断層候補・主張者・事由
断層名

主張者

事由・根拠

御母衣（庄川）断層 武者金吉（1950）
白川断層
恒石幸正（1980）
白川・三尾河断層 杉山ほか（1991）

被害分布，長良川上流・白川谷
山地崩壊の帯状分布
トレンチ調査による最新活動時期

阿寺断層

粟田ほか（1986）
遠田ほか（1995,1996）

大威徳寺倒壊・底無し沼出現
トレンチ調査による最新活動時期

養老・桑名断層帯

飯田汲事（1987）
被害・震度分布，土地の沈降，津波
村松郁栄（1998，2002）
地震分布・余震分布
森・鈴木(1989)・服部(1992) 液状化現象の分布
須貝ほか（1999a,1999b）
ﾎﾞｰﾘﾝｸﾞ・ﾋﾟｯﾄ調査による年代と量

法林寺断層
飯田汲事（1987）
天正越中地震13-11-27(M6.8)
３ 天正地震前後の大地震
1586 年天正地震の前後には，中部・近畿地方に大きな地震が連続的に発生している．特に，10 年後に発生した 1596 年慶長伏見桃山地震は有馬－高槻断層帯だけでなく，六甲山
地南縁の活断層，淡路島北部東縁の活断層，四国の中央構造線活断層帯が連鎖的に活動した可能性が大きいことが判ってきた（表 2）．
さらに，1605 年慶長東海・南海・西海諸道の南海トラフ地震（M≒７.9）は，地震被害の記録が少ないが，房総半島から九州までの太平洋岸での大きな津波被害が誘発されている．東海沖から四国沖の南海トラフで２つの地震が起こったとする考えと，東海沖の１つの地震とする考えがあり，いわゆる津波地震の可能性が大きいとされる．
天正地震から 1605 年（あるいはその後）までは，内陸の大地震と海洋型大地震が約 10年の間隔をもって連続的に発生し，こうした地震活動期は 1662-1707 年頃（宝永東海－南海），1800-1854 年頃（安政南海），1900-1946 年頃（昭和南海）にもみられる．さらに 1995
年兵庫県南部地震以後，内陸の大地震が各地で発生し，地震活動が現在活発化しているとも考えられる．このように，次の南海トラフ沿いの巨大地震が発生するまでの期間に，内80

陸の大地震（≒活断層）の活発化や相互の関連も指摘できる．これらの相関や規模（範囲）をさらに詳しく考察していく上で大いに参考となり，こうした観点でも天正地震とその後の大地震について今回取り上げたが，相互に議論を深めていく必要がある．
表 2 天正地震前後の大地震・規模・文献など
地震名，発生年月日

地震規模(M）

活断層・事由・文献

天正越中地震 天正13-11-27 地震(M6.8)（1586年1月16日）

法林寺断層（飯田，1987）

天正地震 天正13-11-29（1586年1月18日）

地震規模(M8.0－8.1)
地震規模(M7.8)

飯田汲事（1987）
宇佐美龍夫（2003）；図2

紀伊・渥美・京都・奈良
天正13-11-30(1596-9-6）

天正地震（天正13-11-29）の 宇佐美龍夫（2003）
余震か，別の地震か！？

慶長伏見桃山地震
慶長１年7月13日（1596年9月5日）

M＝７1/2±1/4，京都・大阪 有馬-高槻断層帯,六甲南縁，
・神戸などの被害大．鳴門の 淡路島東縁，MTL四国活断
隆起や層等の活動可能性大．

慶長東海・南海・西海諸道
慶長9年12月16日（1605年2月3日）

M＝７.9,地震被害の記録少． 津波地震の可能性大．
津波被害大．東海沖から四国
宇佐美龍夫（2003）
沖の南海トラフ地震．

松田（2006）の図を引用．

81

主な文献：
安達正雄(1979):白山大地震により埋没した「帰雲城」と「木船城」．日本海学会誌，3,61-76.
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．第2回阿寺断層
現地シンポジウム報告書，1-11.
粟田泰夫・吉田史郎(1991):桑名断層および四日市断層の完新世における活動．活断層研究，
9，61-68．
飯田汲事(1987):「天正大地震誌」，名古屋大学出版会，552p.
井上公夫・今村隆正(1998):中部地方の歴史地震と土砂災害―主に天正地震(1586)，濃尾地
震(1891)時に発生した大規模土砂移動について―．歴史地震，14，57-68.
松田時彦(2006):謎の天正 13 年飛騨地震．日本の地形５「中部」,220-221，東大出版会.
岡田篤正(1975):阿寺断層中北部，舞台峠周辺の地形発達と断層変位地形．地理評，48，72-78.
村松郁栄(1998):天正地震について．日本地震学会 1998 年度秋季大会講演予稿集，C54.
村松郁栄・松田時彦・岡田篤正(2002):「濃尾地震と根尾谷断層帯－内陸最大地震と断層の諸性質－」．古今書院，354p.
武者金吉(1950):中央日本特に越前・加賀両国に於ける古来の地震活動．験震時報，14(1)，1-12.
岡田篤正(1975):阿寺断層中北部，舞台峠周辺の地形発達と断層変位地形．地理評，48，72-78
寒川 旭(2010):秀吉を襲った大地震―地震考古学で戦国史を読む―．平凡社新書，504,277p.
須貝俊彦・粟田泰夫・下川浩一(1998):桑名断層・四日市断層の活動履歴調査．地質調査
所速報，EQ/98/1,75-90.
須貝俊彦・粟田泰夫・下川浩一(1999a):三重県・桑名断層及び四日市断層の活動履歴調査．
地震予知連絡会会報，61，455-460.
須貝俊彦・伏島祐一郎・粟田泰夫・吾妻 崇・苅谷愛彦・鈴木康弘(1999b):養老断層の完
新世後期の活動履歴-1596 年天正地震・745 年天平地震震源断層の可能性．地質調査所
速報，EQ/99/3,89-102.
杉山雄一・粟田泰夫・佃 栄吉(1991):御母衣断層系の完新世断層活動と 1586 年天正地震－
トレンチ掘削調査による検討．地震Ⅱ，44，283-295.
遠田晋次・井上大栄・高瀬信一・久保内明彦・冨岡伸芳(1994):阿寺断層の最新活動時期：
1586 年天正地震の可能性．地震Ⅱ，47，73-77.
遠田晋次・井上大栄・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 Ⅱ，48，401－421．

遠田晋次・井上大栄・宮腰勝義(1996):阿寺断層系の完新世における断層活動(その１)－中南部の活動と最新活動時期について ．電力中央研究所報告，U95059，32p.
恒石幸正(1980):天正 13 年白山地震(1586)と白川断層．地震学会講演予稿集，2，B50.
宇佐美龍夫(2003):「最新版日本被害地震総覧[416]－2001」．東京大学出版会，605p.

八木伸二郎・伊藤英文・上田さち子(1984):天正地震－特に濃尾・近江・越中の被害について－．大阪府立大学歴史研究，23,1-53.

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S-02

天正地震の地震考古学
寒川旭（産業技術総合研究所）

Earthquake Archeology of Tensho Earthquake
Akira Sangawa

1586 年 1 月 18 日午後 10 時過ぎ（天正 13 年 11 月 29 日亥下刻）に大きな地震が発生
し、「天正地震」と呼ばれている。
奥飛騨白川郷には、戦国大名である内ヶ嶋氏理の居城（帰雲城）があった。
『飛騨鑑』
には、
「内ヶ島之前大川有之候､其向に高山御座候而､亦其後に帰雲と申高山御座候､右之帰雲之峰二つに割､前之高山並大川打越､内ヶ島打埋申候､人一人も不残､内ヶ島の家断絶」と書かれる。
城の東側に聳えていた帰雲山の一部が崩れ落ち、
大量の岩屑と土砂が、大川（庄川）を渡って押し寄せたのである。この瞬間、帰雲城と、城下にあった約 300 軒の家々は、地底に埋もれた。
現在、帰雲山の西側斜面には、幅 500m、長さ800m の生々しい崩壊地形が刻まれ、『飛騨鑑』の記述を裏付ける。城の場所は正確にはわかっていないが、現地(保木脇)では、城の推定地に石碑が建つ。
加賀藩の侍による『三壺聞書』には、天正十三年十一月二七（九）日には､ことのほかの大きな図１

帰雲城周辺の埋谷面図★城跡地、●トレンチ地点、矢印は活断層

揺れで、大地も割れるばかりに､百千の雷の響き （図１〜3 は「寒川 2010 平凡社」より引用）
がして､木船の城を三丈（９ｍ）ばかり揺り沈めた｡
倒れた家の数はおびただしく､その後､子息の又次郎の城となった今石動へ引っ越したと書かれている。
天正地震によって木舟城が倒壊して城主の前田秀継夫妻は圧死。難を逃れた子の利秀
は西側の山地にある今石動城に移り、城下町はやがて消滅して一面の水田地帯となった。
最近、この城と城下町の存在が考古学の発掘調査で明らかになった。1997 年から福岡町教育委員会が、城の推定位置で調査を行い、木舟城の存在を確認した。城の内部か

83

らは、中世の土師器を中心に、瀬戸・美濃産の天目茶碗や越前焼の甕・壺などの遺物が出土している。城の堀に面した土塁には、激しい揺れによる地滑りの痕跡が認められた。
一方、富山県文化振興財団による石名田木舟遺跡（図の I）の調査では有力な家臣たちの屋敷跡、開馞大滝遺跡（K）の調査では鍛冶に携わる人たちの職人町が姿を現した。
そして、これらの人々が暮らした地面の下では、顕著な液状化現象が発生していた。具
体的には、数 10cm の深さに堆積していた砂層から、地面に向かって噴砂が流れ出し、噴砂の通り道となった割れ目（砂脈）が縦横に走っていた。
『加越能三ヶ国御絵図被仰付候覚書』（「越中史料」）には、大地震で、金屋村・岩黒村（現・砺波市庄川町）の東にある山が、庄川の蛇島（現・赤岩）という所へ向かって抜け落ちて庄川をせき止めたが、崩れて、
名ヶ原（庄川右岸）の麓へ流れ、現在の庄川と同じ川筋になったと書かれている。
崩壊が生じたのは、山地と砺波平野の境界付近で、地震後の約 20 日間にわたって、庄川の中流が塞き止められて湖が生じた、その後、千保川と中田川（現・庄川）に分かれて湖水が流れ出したので、

図２

砺波平野南部の位置図

洪水による被害からは免れた。
砺波平野南端の南砺市福光町の梅原落戸遺跡（U）では、福光町教育委員会の発掘調査が行われ、室町時代の遺構を引き裂く幅 2cm 前後の砂脈が北西―南東方向にのびていた。当時の地面から数 10cm の深さに堆積した砂層で液状化現象が発生したもので、砂脈は室町時代の遺物を含む地層を引き裂いて江戸時代の耕作土に被われていた。
砺波平野の西側にある山地の東側斜面で行われた福野市教育委員会の発掘調査では、８世紀に使われていた安居大堤一号窯と二号窯（Y）が、内部が埋まった後、垂直方向（東上がり）に約 60cm、右横ずれ方向に約 40cm 食い違っていた。窯が使われなくなってから、かなり年月が経過した後の地変である。
富山市教育委員会による金屋南遺跡の調査で、鎌倉から室町時代にかけて鋳物の生産に従事した集落が検出された。幅数 cm の多くの砂脈が、東側を流れる井田川に沿って
北北東―南南西方向に伸びていたが、中世の地層を引き裂いて江戸時代の地層に被われる砂脈、江戸時代の地層を引き裂いて近代の耕作土に削られる砂脈と、新旧二時期に区分される。
琵琶湖北東岸では長浜城が倒壊して山内一豊の娘が圧死し、長浜の城下町は大きな被害を被った。ジャン・クラセが編纂した『日本西教史』にも、「千戸の人家あるながはま（長浜）邑に於ては其人家の半を転覆し半は出火の為めに焼滅しけり」と、長浜城下が倒壊と火災でかいめつ状態になったことが書かれている。

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長浜市教育委員会が 1996 年に調査した城下町の下村藤右衛門邸では、天正地震で倒壊した住居がそのまま残っており、直後の火災による焼土に被われていた。下村邸に埋蔵された陶磁器・土器類の破片は、総数 2311 点で、６割が貿易陶磁、４割が国産陶磁だった。地震の瞬間まで存在した夥しい品々を収納した屋敷が倒壊して、焼土層に包まれた特殊なタイムカプセルである。これは、1586 年 1 月 18 日という、安土桃山時代の考古遺物における年代区分の基準が得られたことでもある。
滋賀県立大による琵琶湖湖底遺跡の調査の過程で、長浜市沖湖底の下坂浜千軒遺跡から、中世末前後の年代を示す杭跡や石材が見つかり、天正地震によって、沿岸の軟弱な地盤が湖底に滑り動いた可能性が指摘されている。
『当代記』によると「尾州長島当時織田信雄居城

百八里多以成川、城中家倒令焼失」。濃尾平野では、織田信雄が居城とした長島城内では家が倒れて焼失し、周辺一帯
が河川となった。地盤の軟弱な輪中地帯にあった長島城とその周辺の著しい被害については『長島細布』『勢州長嶌記附』などに具体的に記述されている。約 3km 西の桑名城
も本丸・多聞などが倒壊して石垣だけが残った。多度町の徳蓮寺は山崩れで堂塔や仏像・仏具が埋まった。津島市今市場町の興禅寺、海部郡甚目寺町の甚目寺も倒壊した。
天正地震で長島城が大打撃を受けたため、被害程度の低かった清洲城を整備して織田信雄の居城とした。愛知県埋蔵文化財センターの調査によって、この時に清洲城の堀を修復した整地層が検出されたが、中堀の北側の地層には、顕著な液状化現象の痕跡が刻まれていた。検出された砂脈の一部は、16 世紀前半の遺物を含む城下町前期の地層をすべて引き裂き、16 世紀末の大改修に伴う整地層には被われていた。この他、
濃尾地震で生じた砂脈も検出されている。
地質調査所が 1985 年に実施した阿寺断層帯のトレンチ調査では、最新活動時期が今から 300〜1800 年前に絞り込まれた。また、
岐阜県下呂市内で鎌倉時代の始め頃に建立された大威徳寺に関する「天正年中地震ノ為為ニ破ラレテ一宇モ全カラス」という記述や、
加子母村小郷に残る「天正地震で沼（大沼）図３ができた」という伝承から、天正地震の時に

SFZ 庄川断層帯、AFZ

活動した断層帯と考えられている。

YFZ 養老―桑名―四日市断層帯

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天正地震の位置図
阿寺断層帯

庄川断層帯について、帰雲山の崩壊地形から 3km 南にある庄川の河床（岐阜県大野郡
白川村木谷）で地質調査所のトレンチ調査が実施され、白川断層の存在が確認された。
さらに、三尾河断層の調査から、最新の活動は 840 年前より新しいことがわかった。
『白川年代記』には、天正地震によって帰雲城が跡形もなく埋もれたことや、「赤崩西洞ノ
釜カ洞一時に突埋ム赤崩二十軒・山田八軒・牧カ野六十軒無跡形滅亡ス」という記述があることなどから、この断層が天正地震で活動したと考えられている。
一方、濃尾平野西縁の養老―桑名―四日市断層帯に関する地質調査所の調査では、最新の活動が 14 世紀以降、一つ前の活動が 7〜10 世紀、さらに、一回の変位量が垂直方
向に 5〜６ｍであることがわかった。そして、最新の活動が天正地震、一つ前の活動が西暦 745 年の地震に対応すると考えている。
『日本書紀』に始まる「六国史」の中で、二番目に成立した『続日本紀』には、「天平十七年夏四月戌子朔、申寅、是日通夜地震三日三夜、美濃国櫓館正倉、仏寺堂塔、百姓廬舎、蝕處崩壊」と書かれている。745 年 6 月 5 日（天平 17 年 4 月 27 日）に地震があり、三昼夜続いた。美濃国では、国衙の櫓・館・正倉、および、仏寺の堂や塔、人民の家屋が被害を受けたという内容である。地震の数日後、地震の強い揺れに驚いた聖武
天皇は、5 ヶ月前に遷都した紫香楽宮（滋賀県）から奈良に戻り、この後、平城京が都として定着した。
※用語解説（液状化現象、噴砂、砂脈）
Ａは私たちが生活している地面のすぐ下に堆積した柔らかい砂の層です｡柔らかいということは、砂粒の間のすき間が大きいことを意味しています｡
Ｂでは、人が立っていられないほど地面が揺れ、くっついていた砂粒がはずれて動きます｡その時に、すき間を小さくして安定するように移動するので、砂層が縮みます｡砂粒の間のすき間を満たしていた地下水は、圧縮されて水圧が高まり、砂層が液体のように振る舞うことになります（液状化）。
C のように、水を通さない地層（粘土など）が、砂層の上に堆積していると、水は逃げ場を失って水圧がどんどん高まります。そして、上を覆う地層を引き裂いて、地下水が地面に流れ出します｡
地下水と一緒に流れ出した砂を「噴砂」、噴砂の通り道となった割れ目を「砂脈」といいます｡

86

図４

液状化現象と噴砂「寒川 1992 中央公論社」より引用

S-03
御母衣断層系と 1586 年天正地震○

杉山雄一（産業技術総合研究所 活断層・地震研究センター）

Miboro fault system and the Tensho earthquake of 1586
Yuichi Sugiyama

１．御母衣断層系とは？
御母衣断層系（庄川断層帯ともいう）は、富山・石川県境の医王山付近から庄川源流の山中峠の南にかけて、北北西‐南南東に延びる活断層である。断層系全体の長さは約 67 kmに達し、阿寺断層系（約 66 km）や跡津川断層系（約 69 km）に匹敵する（図 1）。
御母衣断層系は、北から、加須良（かずら）、白川（しらかわ）、三尾河（みおご）の 3
つの断層からなる（図 2）。これらは左横ずれを主体とする断層と考えられる。
北側の加須良断層沿いでは、境川、加須良川などが左横ずれ方向に屈曲し、上流側（西側）の谷底の幅が広く、埋積が進んでいることから、下流側（東側）隆起が示唆される。
中央の白川断層は主に庄川の谷底低地に沿って分布し、横ずれ地形は明瞭でない。断層
北端部（白川村馬狩）では東側隆起が示唆されるが、断層中部の帰雲山南方（白川村木谷）
では河岸段丘面に西側隆起の上下変位を与えている。
最も南側の三尾河断層沿いでは、河谷と尾根の系統的で明瞭な左横ずれ屈曲が見られる。
また、同断層沿いでは、新期の扇状地面を切るシャープな逆向き低断層崖など、比較的近い過去に断層活動があったことを示唆する西側隆起の変位地形が多くの地点で認められる。
２．恒石幸正氏による白川断層＝天正地震震源説と地質調査所によるトレンチ調査
御母衣断層系と天正地震との関連を最初に指摘したのは恒石（1980）である。恒石（1980）
は、帰雲山の崩壊や明方村（現郡上市）水沢上（みぞれ）の崩壊など、天正地震（白山地震）による被害箇所が白川断層（恒石, 1980 では御母衣断層系全体を指す）に沿って帯状に分布することを指摘し、天正地震は白川断層（＝御母衣断層系）の活動によるとした。
地質調査所（現産業技術総合研究所地質調査総合センター）は、恒石（1980）により指摘された御母衣断層系の活動と天正地震との関連を検証することを目的として、1990 年にトレンチ調査を行った。トレンチは白川断層北端部の白川村馬狩、同断層中部の白川村木谷、三尾河断層南部の荘川村寺河戸（現高山市荘川町寺河戸）の 3 地点で掘削され、木谷地点と寺河戸地点で弥生時代以降の断層活動の証拠が得られた（杉山ほか, 1991）。
木谷地点では河岸段丘面を変位させる比高 2～4 m の東向き低断層崖を横切って 2 つのトレンチが掘削され、黒土を切る断層が現れた（図 3）。F3 断層に切られる黒土からは、2470±110 y B. P.（暦年補正後の年代は約 2400～2800 年前）の炭素同位体年代が得られた。この87

年代データから、木谷地点での白川断層の最新活動は約 2800 年前以降と考えられる。
寺河戸地点では、断層凹地状の地形が認められる鞍部において 3 つのトレンチが掘削され、地形と調和的な東側の相対的沈降を示すシャープな断層が現れた（図 4, 5）。三尾河断層の最新活動は図 4 及び 5 の e 層の堆積後、d 層の堆積前と判断され、その年代は e 層から得られた最も若い炭素同位体年代（840±80 y B. P.）から、11 世紀以降と考えられる。
３．天正地震による御母衣断層系周辺の被害
八木ほか（1984）、飯田（1987）、井上・今村（1998）などによる史料分析によると、
天正地震（白山地震）による飛騨高地とその周辺の斜面崩壊や地すべりによる被害は、恒石（1980）の指摘のように、御母衣断層系に沿うように分布する。すなわち、北から、『小
白河』（白川村小白川）、帰雲山（白川村保木脇付近）、三方崩山の東及び南斜面（白川村平瀬西方）、『山田』、『牧ガ野』及び『赤崩』（高山市荘川町一色）、『西洞ノ釜カ洞』（郡上市
高鷲町西洞字釜ヶ洞）、水沢上（郡上市明宝奥住）などである（図 6）。これらの地点は、加須良断層南部から三尾河断層南端に亘り、御母衣断層系と天正地震との関連を示唆する。
４．結語
1990 年に実施したトレンチ調査の結果から、御母衣断層系のうち、少なくともその南部の三尾河断層は 11 世紀以降に活動したと判断される。この断層活動が天正地震に対応することを示す直接的な証拠はない。しかし、天正地震による被害の記録は御母衣断層系に沿うように分布しており、同断層系の最新活動が「飛騨国～美濃国北部に被害を与えた天正地震」を引き起こした可能性が指摘できる。
文献
飯田汲事（1987）天正大地震誌．名古屋大学出版会，552p.
井上公夫・今村隆正（1998）中部地方の歴史地震と土砂災害～主に天正地震（1586），濃尾地震（1981）時に発生した大規模土砂移動について～．歴史地震, 14, 57-68.
宇佐美龍夫（1987）新編日本被害地震総覧．東京大学出版会，434p．
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2004）庄川断層帯の長期評価について．
http://www.jishin.go.jp/main/chousa/04sep_syogawa/index.htm
杉山雄一・粟田泰夫・佃

栄吉（1991）御母衣断層系の完新世断層活動と 1586 年天正地

震－トレンチ掘削調査による検討．地震 2, 44, 283-295.
恒石幸正（1980）天正 13 年白山地震（1586）と白川断層．地震学会講演予稿集, 2, B50.
松浦律子（2005）2.1. 天正地震（1586 年 1 月 18 日［天正 13 年 11 月 29 日］）および天正飛騨越中の地震（1586 年 1 月 16 日［天正 13 年 11 月 27 日］）．江戸時代の歴史地
震の震源域・規模の再検討作業中間報告書，地震予知総合研究振興会，8-10．
八木伸二郎・伊藤英文・上田さち子（1984）天正地震－特に濃尾・近江・越中の被害について．大阪府立大学歴史研究，23, 1-53.

88

図 1 御母衣断層系の位置と周辺の活断層．
吉岡敏和ほか（2005）「全国主要活断層活動
確率地図」（産総研地質調査総合センター）に加筆．

図 2 御母衣断層系（庄川断層帯）を構成する断層とトレンチ調査地点．
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2004）による．

図 3 木谷地点における白川断層のトレンチ調査結果．杉山ほか（1991）．

89

図 4 寺河戸地点でのトレンチ調査により現れた三尾河断層（上）とそのスケッチ（下）．杉山ほか（1991）．

図 6 天正地震による斜面崩壊・地すべり
災害の発生地点（★）．八木ほか（1984）、
飯田（1987）、井上・今村（1998）による．

図 5 寺河戸地点 B トレンチのスケッチと各層準から得られた炭素同位体年代．星印を付した年代は，
斜面移動などにより再堆積した腐植物の年代と考えられるもの．杉山ほか（1991）．

90

S-04
1586 年天正地震と阿寺断層の最新活動
゜廣内大助（信州大学）・安江健一（日本原子力研究開発機構）
The latest activity of the Atera fault system and 1586 Tensho earthquake
Daisuke Hirouchi（Shinshu Univ.） and Ken-ichi Yasue (JAEA)
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であり，並走や雁行する阿寺断層，下呂断層，小和知断層，湯ヶ峰断層，宮地断層，萩原断層などから構成される（図 1）．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．同様に第四紀後期の河成段丘面にも大きな変位を与えており，
特に中津川市坂下に見られる木曽川右岸の変位は有名で，最高位河成段丘面の松源地面から高部
面，坂下面へと形成年代が新しい段丘ほど変位量が少なく，変位の累積が明瞭である（Sugimura
and Matsuda,1965 など）．また上下変位は大局的には断層帯北東側の阿寺山地側が隆起し，南西の美濃高原が低下しており，両者の間に数百 m の高度差がある．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．阿寺断層震源説と阿寺断層の活動時期
1586 年 天 正 地 震 阿 寺 断 層 震 源 説 は 粟 田 ほ か(1986)によって初めて指摘された．粟田ほか(1986)
では，阿寺断層帯小和知断層（小和知），阿寺断層（倉屋，坂下，馬籠）のトレンチ調査に加え，小郷，小野沢，坂下における断層露頭の調査結果を再検討し，最新活動時期を 300-1800yBP.と絞り込んだ．さらに
飛州志に基づいた加子母村誌編纂委員会(1972)を引用し，1586 年の地震での大威徳寺の倒壊，小郷の大沼伝説を根拠に，阿寺断層帯が 1586 年天正地震の起震断層である可能性を指摘した．その後 1990 年以降，
図 2 の様にさらに多くの調査結果が報告されている．

図１

阿寺断層帯を構成する断層

佃ほか(1993)に基づいて作成

最新活動時期はおよそ 400 年前で，天正地震の発生時期を含んでいる．各調査での活動の認定根拠を以下に示す．阿寺断層伝田原地区のトレンチ調

91査では，断層による地層の切断と変位層準を覆う地層の年代から確実な活動を認定している．青野原地区のトレンチ調査では，噴砂の年代から地震発生年代を決めている．田瀬地区では断層露頭での地層の切断と被覆から地震発生時期を決定している．小和知断層小郷地区のトレンチ調査
では，伝説の大沼の地層を認定し，地層中の立ち枯れした埋もれ木の年代から立ち枯れ＝地震による陥没で沼形成＝断層活動を認定している．また小郷地区トレンチでは一つ前の地震を，変位を受けた地層の年代から A.D.251-A.D.993（約 1000～1800 年前頃）と認定している．下呂断層における御厩野地区のトレンチ調査では，最新活動を断層による地層の切断と被覆から認定している．ただし地層の変形はわずかで，大きな変位があったのかどうか不明とされる．また一つ前の活動は，崩落堆積物と傾斜不整合を根拠に A.D.604-A.D.1154（約 900-1400 年）としている．湯ヶ峰断層三ﾂ石地区では，約 1000-1100 年前以降に活動が認定されている．一方，大林地区では最新活動が A.D.1161 年以前であり，その後の地層に変位が認められないことから，これが最新活動としている．これら調査結果よりわかる阿寺断層帯の最新活動は，約 400 年前付近であり，少なくとも狭義の阿寺断層と恐らく下呂断層が活動し，湯ヶ峰断層は活動していない可能性が高い．
また小和知断層は大沼で立ち枯れした樹木年代を示すに過ぎず，また下呂断層の変位は微弱なため，両断層が 400 年前にどのような活動をしたのか，いまだ検討の余地がある．一方，一つ前の活動は約 1000 年前であり，湯ヶ峰断層，下呂断層，小和知断層が活動したと考えられる．

図２ 過去 1700 年間における断層活動時期．
主に 1990 年代以降で暦年較正値のある文献より作成（一部を除く）．縦バーは年代測定誤差の範囲で，黒色が暦年(右目盛)，灰色が 14C 年代(左目盛)である

３．阿寺断層帯周辺における被害記録
本地域における 1586 年 1 月 18 日の地震は飛州大地震と記され，その被害記録は第七代飛騨代官長谷川忠崇が編集した飛州志につづられている(ただし明治 42 年に岡村利平が編集・解説した92

さんこききがきのうしゅうながたきでらあみょういん しょざいきょうもんまっしょ

ものを発行)．飛州志は三壺聞書，禅昌寺文書，濃 州 長瀧寺阿名院所在 経 文末書などに加え，口頭伝承をまとめている．ここには下呂市竹原の大威徳寺が飛州大地震で壊滅したことが記されている．また加子母村誌では口頭伝承を引用し，小郷地区で陥没が起こり沼が出来たことを記している．また現地の口頭伝承や文書から，「小郷地区が数米に渡って陥没し，好屋も被害を受け転居した」とされる．さらに小郷地区に立地した威徳寺の主坊の多聞寺について，「多聞寺が陥没し，屋根が水の上に浮いた」（浮かんでいるように見えた？）とも伝わっている．下呂町上原誌では今井家に伝わる文書から，天正十四年に門和佐村が逃散によって中絶したと記されており，天正十三年の大地震により甚大な被害を受けた結果であると推測している．これらの詳細は信州大学の細萱京子氏と名古屋大学の服部亜由未氏によって現在調査中であり，後日改めて公表する．
４．地形・地質学的調査と歴史史料からみた 1586 年天正地震
トレンチ調査結果などから推定される阿寺断層帯の最新活動はおよそ 400 年前，一つ前の地震が約 1000 年前であり，２つの地震は明確に区分される．狭義の阿寺断層の最新活動が約 400 年前であることはほぼ確実であるが，この地震が 1586 年天正地震であると断定できない．
次に歴史史料や伝承に関して検討する．飛州志に記された大威徳寺の壊滅について，大威徳寺の大規模な発掘調査は 2003 年より行われ，その姿が明らかとなった（下呂市教育委員会，2007）．
み つ き

大寺院であったが全盛期は鎌倉末期であり，その後三木氏と遠山氏が争った威徳寺合戦など戦火で多くが焼失した．したがって 1586 年地震当時は廃れた建物が地震で倒壊したとも解釈できる．
小郷地区多聞寺の倒壊については，加子母南部の万賀地区にその伝承が伝わるのみで，小郷地区
で伝承の確認を取っておらず，続けての検討が必要である．小郷地区大沼伝説の場所は伝承では大般若田と呼ばれ，威徳寺の僧兵を賄う水田であった．構造改善事業までは田下駄が必要な深田であり，地震以前から低湿地が存在し，1586 年の地震で初めて沼が出来たものではない．遠田ほか(1995)のトレンチにも，約 400 年前より古い黒色層が見られる．地下水が浅く豊富な地域であり，地震時に水が出た可能性は十分ある．1586 年における大沼の発生が地震動による出水か，地殻変動を伴うものかは定かではない．このように阿寺断層が必ず活動したとするには，決定的な根拠に乏しく，歴史史料からも天正地震時における阿寺断層の活動を裏付けられない状況である．
しかしながら地震被害や地変の解明を阻害する要因は，史料に書かれていないことではなく，焼失や処分によって史料が殆ど残っていないことにある．加子母の旧家では火災や処分で文書は失われている．威徳寺本体に加え坊や末寺も多くは廃寺となり，史料の一切は残っていない．また当時の飛騨・美濃統治は，飛騨国は三木氏に替って金森氏が 1585 年夏に飛騨への転封決定後，入国が 1586 年であるため，詳しい史料が見つからない．一方，美濃国は遠山氏の支配であったが，1583～1599 年まで森氏が高森城主として美濃を支配しており，1586 年当時の史料が残っていない．
今後も被害実体の把握が必要である．
飛州志では 1586 年 1 月 16 日（旧暦天正 13 年 11 月 27 日）並びに 1 月 18 日（旧暦 11 月 29 日）の 2 つの地震が記されている．前者は加賀藩の「三壺聞書」から引用し，帰雲城や越中木船城の潰滅を記している．一方，後者の 18 日地震において大威徳寺の壊滅を記している．これに従えば

93

地震は 2 つ発生し，阿寺断層周辺の被害や地変は 1 月 18 日大地震に該当する．しかしながら，現在明らかになっている阿寺断層周辺の被害や地変がほぼ被害の全貌を示すのならば，松浦(2005)も指摘するように，1891 年濃尾地震時の美濃や伊那谷の被害と同様に，養老断層による大地震発生によって，阿寺断層帯周辺の被害は説明可能な範囲であろう．一方で地形・地質学的調査では，
約 400 年前後に阿寺断層帯で地表地震断層を生じた M7 クラスの地震発生は確実である．これが所謂 1586 年天正地震とほぼ同時に阿寺断層帯で発生した地震である可能性を完全に否定するには至っていない．もしくは未知の地震であるとするならば，両者を識別できる歴史史料の発掘が，引き続き重要な課題である．
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．
下呂市教育委員会(2007)：鳳慈尾山大威徳寺跡（平成 15～18 年度範囲確認調査報告書）．下呂市文化財調査報告書第 1 集 152p
廣内大助・安江健一・奥村晃史・海津正倫・内田主税・平松孝晋(2003)：阿寺断層系中北部，下呂断層の古地震活動時期．名古屋大学加速器質量分析計業績報告書(ⅩⅣ)，118-124．
廣内大助・安江健一・内田主税・平松孝晋・谷口薫・杉戸信彦・金田平太郎(2007a)：完新世における
阿寺断層帯湯ヶ峰断層の活動．活断層研究，27，201-210．
廣内大助・安江健一・道家涼介・佐藤善輝・谷口 薫・杉戸信彦・内田主税・平松孝晋・

北川早穂子・坂本 勉・西村雄一郎・倉橋 奨（2007b)： 阿寺断層帯中部，中津川市加子母地区における古地震調査．日本地震学会 2007 年秋季大会要旨集，P2-043．
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
加子母村誌編纂委員会(1972)：加子母村誌，加子母村教育委員会，734p
松浦律子(2005)：江戸時代の歴史地震の震源域・規模の再検討作業中間報告書．地震予知総合研究振興会 53p
岡田篤正・粟田泰夫・奥村晃史・東郷正美(1987)：トレンチ発掘調査による阿寺断層系萩原断層の活動時期と間隔の解明．地学雑誌，96，322-325．
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・高瀬信一・久保内明彦・冨岡伸芳（1994）：阿寺断層の最新活動時期：1586 年天正地震の可能性．地震第Ⅱ輯，47，73-77．
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．
佃栄吉・粟田泰夫・山崎晴雄・杉山雄一・下川浩一・水野清秀(1993)：2.5 万分の 1 阿寺断層系ストリップマップ説明書．構造図(7)，地質調査所，39p．

94

S-05
天正地震養老断層震源説を支持する地形地質的証拠
須貝俊彦(東京大学)
Geomorphological and geological records suggesting that Yoro fault systems
produced 1586 Tenshyo earthquake
Toshihiko Sugai (Univ. of Tokyo)
１．はじめに養老山地と濃尾平野を画する養老断層は，桑名断層・四日市断層とともに，養老断層系を構成する逆断層である．養老断層は 1～2 千年ごとに活動を繰り返し，過去 90 万年間以上にわたって，養老山地は 0.5m/千年程度の速さで隆起し，濃尾平野は西に傾動しつつ 1m/千年程度の速さで沈降してきた（須貝ほか 1998；須貝・杉山，1999）．養老山地の東向き斜面（養老断層崖）は必従谷に深く刻まれ，谷の出口には土石流扇状地が発達し，山地と平野の境界（養老断層）を覆っている．このため，養老断層の活動史は長く謎につつまれてきた．
飯田汲事は，1586 年天正大地震の震源断層として養老断層に注目し，古文書記録をもとに同地震に伴う伊勢湾奥での津波発生，地震性沈降による濃尾平野南西部の沈水，地震後の木曽三川の流路変遷，などを指摘した(飯田，1987)．産総研活断層研究センターは，全国主要
活断層調査事業の一環として，養老断層系の活動履歴調査を行い，群列ボーリング調査等によって“天正大地震養老断層系震源説”の証拠を報告した（須貝・粟田・下川，1998；須貝ほか 1999 など）．同時期に大学グループによる調査も進んだ（石山ほか，2002 など）．本発
表では，こうした地形地質的証拠に，コア解析を中心として最近得られた知見も加え，養老断層系震源説の妥当性を検証する．
２．養老断層系の最新活動時期を示す断層近傍における証拠２．１．養老断層（庭田地区）
海成・河成堆積物や土石流堆積物に覆われた養老断層においては，トレンチ調査は困難なため，群列ボーリングとピットを組み合わせた調査が，庭田地区や羽沢地区などで行われた．
ここでは，庭田地区の調査結果を紹介する（須貝ほか 1999 など）．
庭田貝塚の隣接地域において，撓曲崖と直交方向に，層序ピットとオールコアボーリングを配列し，地下浅部構造を調べた（図 2，3）
．撓曲はオフラップする６つの堆積ユニット（U1〜6）で構成されていた（表１）．U5b は，広葉樹の葉をシート状に挟在する細粒な洪水氾濫堆積物で，葉の暦年補正 14C 年代値が 13 世紀を示し，12 世紀末～13 世紀の土器（中井正幸
氏による）を含む．中部・三重では 12 世紀以降河川流量が増大したことが知られており，
U5b は洪水氾濫時に静水的環境で堆積した後，3％に増傾斜した可能性が高い．U5c は U5bと整合である．以上から，U5c 堆積後／U6 堆積前に西側隆起の増傾斜運動，すなわち断層活
動に伴う撓曲崖の成長を認めうる．同様の運動は U4b 堆積後／U5a 堆積前と U1 堆積後／
U2 堆積前にも生じたと推定される．各時代は 15 世紀以降，7～9 世紀，4～3 千年前頃であ95

り，前 2 者は 1586 年天正大地震と 745 年天平大地震に対比可能である．また，U4a の土石流は，U3 を著しく削り込んで堆積したことから，地震イベント堆積物の可能性もある．
地形との関係は，U1,2 が地形面Ⅱ，U3,4 が 6％傾く地形面Ⅲ，U5 が 3％傾く地形面Ⅳ，U6 が最も新しい地形面Ⅴの構成層となっている．氷河性海水準上昇が鈍化した完新世中期以降，断層運動で撓曲崖が成長する度に，堆積場が北東側へ押しやられ，地形面が帯状に付加してきたと解釈できる．なお，羽沢でも庭田と矛盾しない結果が得られている．
２．２．桑名断層（東汰上地区）
反射法地震探査，群列ボーリング，ピット調査によって，完新世後期の活動履歴が復元され，最新イベント時期は 13 世紀以降，一つ前の時期が 7～10 世紀と推定され，天正大地震と天平大地震に対比した（須貝・粟田・下川，1999）．丹羽他（2010）は 14C 年代測定を大幅に増やして，上記の推定確度を高めている．Naruhashi 他(2008)は，断層を挟んだ上下盤の堆積曲線を復元し，完新世における桑名断層の活動間隔が千年程度であることを明らかにした．
２．３．四日市断層（大井出地区）
大上・須貝(2006)によって，2200 年前頃に一度，それ以降に 2 度の断層活動が推定され，
四日市断層が桑名断層や養老断層と同時に活動したとしても矛盾しないことが明らかにされている．以上のように，養老断層系を構成する養老・桑名・四日市の各断層はいずれも，2000
年前頃，745 年天平大地震，1586 年天正大地震時に活動したとしても矛盾しない．
３．断層からやや離れた場での天正大地震の痕跡
３．１．断層上盤(隆起)側における土石流発生
養老山地の東麓では，土石流堆積物と土壌層の互層からなる露頭が２か所でみつかっている．埋没土壌層の 14C 年代は順に 4850±50，2100±50, 1810 ±90，1090±60yrsBP を示した．
したがって，各埋没土壌層を覆う土石流の堆積年代は，およそ 5～2 千年前，2 千年前頃，4～9 世紀の間，10 世紀以降となる．土石流が地震動で発生したとすれば，後 2 者は天平大地
震，天正大地震が引き金となったと考えても矛盾しない．
３．２．断層下盤（沈降）側における地震性沈降
養老断層の沈降側で掘削されたコア解析を行い，約 1200 年前と約 500 年前にそれぞれ複数のコアで急激な相対海面上昇イベントが検出され，それぞれ天平大地震と天正大地震の痕跡と解釈された（丹羽ほか，2009）．
４．まとめ
13 世紀以降に養老断層系では，撓曲崖の成長（増傾斜に伴う傾斜不整合を含む）が認められ，濃尾平野での広域沈降や養老山地での土石流発生が明らかとなっている．これらの現象の同時性を厳密に実証するには至っていないが，濃尾平野では 1586 年の天正大地震によって
長島城や清州城が被災したことや（寒川，1997 など），天正地震誌の記載（飯田，1987）を96

踏まえると，養老断層系が天正大地震の震源断層であった可能性は非常に高い．

図１養老断層庭田地区の位置と地形面の分布（須貝ほか 1999）

図２庭田地区の地形地質断面図（須貝ほか 1999 一部改変）

97

図３庭田地区地形地質断面(拡大図)
堆積ユニット 堆積年代
岩 相
Unit 616世紀以降 礫混じり砂層・シルト層cUnit 5baUnit 4ba

13-15c.AD 泥炭〜腐植質土
植物片（広葉）が層状に挟在する
10-13c.AD
洪水氾濫堆積物
8-10c.AD シルト層および埋没土壌層
シルト〜泥炭層．3cAD末～4cADの4-7c.AD 土器片（大垣市中井正幸氏による）多量含有2.5-1.6ka 土石流堆積物（掘り込み）

Unit 33-2.5ka 細砂混じり有機質シルト層

Unit 2
Unit 1

4-3ka 貝殻混じり細砂層

傾 斜＜1% event 1
3%
3%
6→3％
（楔状）

event 2

6%6% event 36%8%＋→6％ event 4

5.5-4ka 貝殻混じりシルト主体層
8%＋
表１ 庭田地区の堆積層ユニット区分とイベント層準

文献: 飯田汲事（1987）｢天正大地震誌｣名大出版会 576p. 石山達也ほか（2002）活断層研究
22, 115-126. Naruhashi, R.et.al,(2008) Bull. Seism. Soc. Amer., 98, 1447-1457.丹羽雄一ほか（2009）
第四紀研究 48,339-349.丹羽雄一ほか（2010）活断層学会要旨. 大上隆史・須貝俊彦（2006）
第四紀研究 46,131-139. 寒川旭（1997）｢揺れる大地｣同朋社 272p. 須貝俊彦・杉山雄一・松本
則夫・佃栄吉（1998）地調速報,EQ/98/1,67-74. 須貝俊彦・粟田泰夫・下川浩一（1998）地調
速報, EQ/ 98/1,75-90．須貝俊彦ほか（1999）地調速報,EQ/99/3, 89-102．須貝俊彦・杉山雄一（1999）
地調速報,EQ/99/3,77-87．

98

S-06
古文書からみた天正地震：最近の研究成果
松浦律子（(財)地震予知総合研究振興会）

Reliable and Physically Plausible things about 1586 Tensho
Earthquake from Historical Materials- The Latest Research on Historical Seismicity Ritsuko S. Matsu’ura (ADEP)§1．これまでの研究
天正地震は濃尾地震同様、日本の陸の浅いものとしては最大級の地震である。一昔前まで
は、中部地方の活断層トレンチ調査で中世あたりに最新活動が推定されると、必ず天正地震が指名される、活断層研究者には人気の大地震である。発生したのは、天正十三年十一月末、
西暦では 1586 年 1 月半ばの真夜中である。時は丁度近世への過渡期であり、秀吉の小田原攻
め以前、つまり豊臣政権に東日本が組み込まれる前だったので、まだ落ち着いた全国政権下
で年貢収納などの必要から作られるはずの信頼できる被害文書がない時代であった。相当に大きい地震だったため、それでも同時代の日記などの史料が、限られてはいるもののいくつか残されてはいる。また、江戸時代以降、多くは百年以上経過してから、伝説の大地震として、伝承を記述した後代史料が大量にある。そのため、確実な史料から詳細な実像を把握できない分、「解釈」の幅によっていろいろな断層を震源と推定できた都合のいい地震であったと言える。
この地震に関しては、これまでも地震学者や歴史学者が度々検討している。宇佐美(2003)
は単独地震としている。以前の版［宇佐美(1996)］では長良川上流断層帯北端と庄川断層帯
南部との中間点としていた震央を、南に 50km 以上移動させて、濃尾地震よりやや東よりで濃尾断層帯の武儀川断層から北東側へ外れた地点とし、規模を M7.8±0.1 としている。八木・他(1984)は、旧暦十一月二十九日夜と三十日夜の双子地震が南北と東西と共役断層で活動した被害重複によって「大地震」となったと推定している。飯田(1987)は越中関係のできるだけ時代が近い文書の日付を重視して、法林寺断層で M6.6 の地震が二十七日、濃尾平野に被害を与えた大地震は M8.1 で養老断層の延長部の木曽川河口付近の伊勢湾内を震源として二十九日とする２地震説である。村松（1998）も余震減衰の検討からは二十七日に富山側で M6.6 の地震が発生し、天正地震本体は、二十九日 23 時過ぎに養老断層付近を中心に M7.8 で発生したとして飯田の説を支持している。
§2．解析手法
天正地震や慶長の諸地震のように大きい歴史地震は、多くの研究がされているが、中程度の地震はあまり検討されずに残されている場合が多い。我々は近世の中小地震から大地震まで、公表されている史料から系統的に吟味して、推定限界が判った形で地震規模と震源域、深さを求める作業を、地震調査研究推進本部の支援として 10 年以上蓄積してきた。これによって、天正地震以
降器機観測による地震カタログがある期間までを埋めることをめざしている。本来中世は史料の扱いが難しい。近世であっても、実際は徳川政権が安定する 17 世紀半ばまでは、それ以後に比較して格段に史料の質や量が異なる。しかし、天正、慶長伏見、慶長豊後の三地震は、やはり地震発生の長期評価にとって重要な地震であるので、中世末期ではあるが、解析対象とした。
通常の作業は、史料に記述のある場所の詳しい位置を求め、震度判定表に基づいて揺れの程度
や被害状況、被害率など記述内容に応じた情報から震度を推定する（e.g.松浦・他, 2003）。これを等震度線図ではなく、震度の点分布として、最近の稠密な計測震度分布の蓄積データや、明治

99

以降の被害分布図などと規模や地域を考慮して比較することによって、震源域や深さ、規模を求めている。史料が豊富な場合には、有感地点までの距離なども用いる。これによって地盤などの立地条件や建造物の強度、固有周期まで考慮した震度分布の検討が可能になるし、想定断層で発生する地震の予測震度分布図との比較も可能となる。判定表は、従来気象庁の現地被害調査に用いられていたものに、史料ならではの分類を付加したもので、宇佐美(2003)らが従来用いるものと同じであるが、判定結果を市町村単位にはまとめない。もちろん、ある領域に対する情報は、エリアの情報として解析に取り込む。宇津(1979)が明治大正期の地震カタログ作成に用いたと同様の手法を取り入れて、深さや異常震域も考慮している、位置をピンポイントで求める、同じ地域の諸地震は横断的に解析して相互比較する、有感を示す史料を安易に震度数値に置換しない、を徹底させているのが特徴である。また、厳密な史料校訂こそ実施していないが、文書の素性や成立年代、筆者の背景など、必要な場合には地元の教育委員会からご教示頂くなどして、史料の信憑性や内容解釈等には十分留意している。

§3．天正地震の史料で留意すべき点
江戸時代の伝聞事象に関する記述は、物によって今日のネットでの書き込み同様、詳細に関しては信憑性が低い類の情報といえる。いくつかの地震災害の混同あるいは伝承中の変遷を大きく受けている。例えば、天正地震では、帰雲城の内嶋一族の滅亡が名高い。丁度 1984 年長野県西部地震時の濁川温泉の一家全滅と同様、土砂崩壊によって地形が全く変貌して遺体はおろか、居住の跡形もなくなった様が後世に伝えられた。江戸期など後代に書かれた文書では、滅亡の確認者としての生き残りが、富山に滞在していた 6 名の家来、行商に富山（別説は高山等）に来ていた 4 名、郡上八幡に居た甥 1 名、京都にいた子 1 名、地震翌日に予定されていた能興行のため城を離れていた家老 2 名、と、種々のパターンがある。いずれも現地に戻って城が何処であったかすらも判らない惨状を身内が確認するという点が共通する。大規模な土砂崩れがあった事実を補強する材料ではあるが、ミゾレ鉱山の土砂崩れの伝承は仏罰教訓の色彩が濃く、土砂崩壊が確実に天正地震時に発生したかは確実ではない。キリスト教禁令以前なので、カソリック宣教師による伝聞のまとめもあるが、異教徒への天罰という視点が勝っているし、被害地域が正確かは疑問が残る。最近β版が公開された石橋・古代中世史料研究会(2010)が校訂した地震史料データベー
スでは、天正地震に関して 127 点の史料が収録されているが、内、同時代の基本史料は僅かに 13点、近世までの参考にできると判断された史料が 30 点、明治以降で参考とするのが 1 点で、残り83 点はβ版では判断保留に分類されている。同時代であっても中身を全部信用できる史料は少ない。慶長の諸地震と同様、天正地震も関連史料全部を鵜呑みにすることは地震像を誤る原因となる。同時代文書でも戦乱が収まった十年以上後に書かれたもので、日付などが一致しない、内容が不明瞭である場合もあるからだ。また、単なる史料の検討だけでなく、被害分布としての妥当性という地震活動からの制約を合わせて用いてこそ、文理学際領域である歴史地震の研究意義がある。
§4．天正地震の検討結果
以上を考慮して得られた震度分布図は図１となる。被害が大きい場所は、庄川沿いの谷筋から越中西部と、濃尾平野の南東部から琵琶湖北東岸周辺までとに分かれる。史料がない場所は震度が求まらないが、この震度分布から簡単に阿寺断層が震源ではないことが判る。阿寺断層から100km 離れた滋賀県長浜で山之内家の姫が圧死、70km の大垣城は大破して火災、125km の亀山城も被害が大きいが、75km の岡崎城が大破はしていないし、40km の下伊那や 50km の瀬戸でも大きい被害が判っていない。濃尾平野の東側を見ると、阿寺断層や伊那谷など木曽山脈の断層帯は少なくとも十一月二十九日夜中の天正地震本体の震源ではないことが容易に推定される。また、中部地方の種々の主要活断層帯に対する想定地震の予測震度分布図と比較すると、一つの断層帯で庄川沿いと濃尾平野東南部とに一度に被害を与えるのは至難の業であることが判る。
もちろん、山間部の土砂災害などは、震度５以上で発生し得るし、木舟城の被害は、平野部の城で液状化による局地的被害、しかも城主前田秀継夫妻は圧死したが、砺波平野の被害は半年後

100

の上杉上洛時に注目されない程度であったので、越中の被害は濃尾平野よりは軽めではある。しかし、庄川沿いの複数の土砂崩壊も考えると、飯田や村松の二地震説の方が無理がない。文書成立が後代ではあるが、「菅君（家）雑録」や「三壺記」など前田家関係の文書で木舟の被災が二十七日のものが多いということも重視した。帰雲城や水沢上の土砂災害も、二十七日の地震によると考えれば、庄川断層北部で 1586 年 1 月 16 日に M7±0.25 の地震を考えれば、越中から飛弾北部の被害は説明できる。規模の幅が広いのは、家忠日記にこの地震の記述がないのが、地震発生
時刻が日中か夜かで有感にならない規模が変わるからである。
では、1 月 18 日の本来の天正地震はどこであろうか？濃尾地震の被害域と比較すると、明らかに南よりである。濃尾平野東南部や輪中地域を中心に被害が大きいので、既知の活断層から震源域候補を挙げるとすれば、例えば養老断層と伊勢湾断層の一部などが有力となる。鈴鹿東縁が震源域だった場合は、地震規模が小さくないと、大阪などが困る。現在のところ、我々は養老断層あたりが震源で、規模は M7.8～8.0 で濃尾地震と同等とし、伊那谷等の土砂崩壊はこの 18 日に起因したとしている。しかし、濃尾地震の時の水鳥断層のような顕著な地表面に現れる変動は伝承されていないので、断層は伏在しているものでも構わないし、トレンチ調査で変位が判らない
場合も十分あるだろう。

図１．天正地震の史料から推定される震度分布．下線があるシンボルは時期や事象の信頼度が低いものだが、参考のため表示してある．

101

§4．活断層研究と歴史地震
活断層研究で最新活動時期が史料の残りうる時代に得られた場合、安易に既知のカタログから同定しないほうが良いだろう。例えば、天正の頃ならば、数少ない同時代成立の文書で、天正地震時には岡崎城にいた家忠の日記には、この地震の半年前の夏、三河深溝で、「この百年なかった」
大地震を記録している。他に京都と伊勢でも日記にこの旧暦七月五日の地震は有感記録があり、規模としては M7 程度以上はあろうと思われるが、これに該当する地震は現在のカタログのいずれからも漏れている。このように 16 世紀に関しては、後半といえども、濃尾地震級の天正地震は別格としても、M7 程度の地震は内陸地震であったとしても発生場所によってはカタログから抜
け落ちている方が多いのである。トレンチ調査の結果を既知のカタログだけに縛られて解釈する必要はない。例えば前述の七月の地震（1585 年 7 月 31 日 14 時頃）は大きい様だが、特に被害地域の具体的記述がないので震央をあまり絞りこめない。少なくとも濃尾平野や、三河より西側が激震地ではなく、天正地震では外される阿寺断層や、それより東よりの木曽山中の断層などは十分候補になる。もし図１の伊那谷や阿寺沿いの震度がこの夏の地震によるものであれば、天正地震の規模を小さくしても、濃尾東部と琵琶湖東北部の被害が説明可能となる。
活断層調査も、歴史地震の解析でも、それぞれ制約から得られる情報が限られる。より良い地震像を得るためには、色々な手法を持ち寄り、それぞれの限界を知った上で従来の見方に捕らわれない総合的検討が、今後も重要である。
本研究は文部科学省の委託により実施されたものに、その後公表された史料や研究成果を逐次反映させたものである。

参考文献
安達正雄, 1979, 白山大地震により埋没した「帰雲城」と「木舟城」第 6 報、両城をめぐる地震の被害、震度分布、余震等について, 日本海学会誌, 3, 61-76.
飯田汲事, 1987, 天正大地震誌, 名古屋大学出版会, 522p.
井上公夫・今村隆正, 1998, 中部地方の歴史地震と土砂災害―主に天正地震(1586),濃尾地震(1891)に発生した大規模土砂移動について―, 歴史地震, 14, 57-68.
地震調査研究推進本部, 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
石橋克彦・古代中世地震史料研究会, 2010, [古代・中世]地震・噴火史料データベース，第 27 回
歴史地震研究発表会（東京大会）講演要旨集，歴史地震研究会，35p., 3．
地震予知総合研究振興会, 2005, 江戸時代の歴史地震の震源域・規模の再検討作業中間報告書－
42 件の解析結果について－, 地震予知総合研究振興会, 53p. w/141plates.
松浦律子・中村操・茅野一郎・唐鎌郁夫, 2003, 震度分布にもとづく江戸時代の 4 地震の震源域と規模の再検討（概報）：1662 年日向灘・1769 年日向・豊後・1847 年善光寺地震・1861
年宮城の 4 地震について, 歴史地震, 19, 53-61.
村松郁栄, 1998, 天正地震の震源について, 日本地震学会秋季予稿集, C54.
八木伸二郎・伊藤英文・上田さち子, 1984, 天正地震－特に濃尾・近江・越中の被害について, 大
阪府立大学歴史研究, 23, 1-53.
宇佐美龍夫, 1996, 新編日本被害地震総覧［増補改訂版 416-1995］，東京大学出版会, 493p., 42.
宇佐美龍夫, 2003, 最新版日本被害地震総覧［416］-2001，東京大学出版会, 605p.，48-49，572．
宇津徳治, 1979, 1885 年～1925 年の日本の地震活動 : M６以上の地震および被害地震の再調査,
東京大学地震研究所彙報, 54, 253-308.

102

S-07
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S-08
中部地方の活断層の相互作用と連動の評価 ー天正地震を例にしてー
遠田晋次（京都大学防災研究所地震予知研究センター）
Physical assessment of distant multiple shocks associated with active faults in central
Japan: An example from the 1586 Tensho earthquake
Shinji Toda (Disaster Prevention Research Institute, Kyoto University)
多くの歴史地震研究やトレンチ調査結果などによって，1586年の天正地震は，庄川断層帯，阿寺断層帯，養老ー桑名ー四日市断層帯がほぼ同時に活動したことによると指摘されている（例えば，寒川，2010によるまとめ）．これらの断層帯の配置は，いわゆる『5kmルール』による起震断層評価（松田，1990；Wesnousky, 2006）の枠を遙かに超えている．今後の複合断層系の評価向上も含め，史料や地質学的検討だけではなく，モデルによるアプローチも必要と考える．本研究では，これらの３断層帯の連動性の可能性について地震
物理学的観点から検討を加える．
ここでは，上記３断層帯間の相互作用を評価し，連動性の可能性を探るため，半無限弾性体（Okada, 1992）において静的クーロン応力変化（ΔCFS）を計算した．天正地震時の各断層帯の推定破壊長，変位量，走向，傾斜は， 地震調査研究推進本部地震調査委員会（2005，以下推本）や松田（1975）による経験則をもとに以下のように設定した．
（１）庄川断層帯：断層長67km，M7.9，左横ずれ変位量5.3m，走向160 ，傾斜90（２）阿寺断層帯(南部)：断層長50km，M7.7，左横ずれ変位量4.0m，走向138 ，傾斜90（３）養老­桑名­四日市断層帯：断層長60km，M7.8，逆断層変位量4.8m，走向155-195 ，傾斜45
連動のシナリオは厳密には６通りの組み合わせとなるが，阿寺断層帯と庄川断層帯が隣接しているため，ここでは図１に示す４パターンを検討した．庄川断層帯と阿寺断層帯に関しては，どちらが震源となった場合でも他方の断層運動を促進する（図１a, b）．庄川断層帯と阿寺断層帯が震源となった場合，わずか0.2-0.5barであるが養老­桑名­四日市断層帯でΔCFSが増加する．一方，養老­桑名­四日市断層帯が最初の震源となった場合，北西­南東
走向の左横ずれ断層にかかるΔCFSは1bar弱増加し，庄川断層帯と阿寺断層帯双方とも断層運動が促進される．ΔCFS絶対値については震源断層変位量によって若干変わることが予想されるが，ΔCFSの増減分布パターンには大きな変化がないものと考えられる．４ケースとも互いの断層が連動しても不思議ではないことが確認された．
上記計算結果に示される応力変化量はすべて増加となり，連動を促進する．しかし，増加
量はごく僅かである．続発を引き起こすためには，各活断層における応力蓄積が充分な状態である必要がある．そのため，以下では推本（2005）の取りまとめ（各断層帯の平均活動
間隔，1586年時の最新活動からの経過時間）をもとに，1586年時のBPT30年確率を計算した（ばらつきα=0.24は共通）．
（１）庄川断層帯：活動間隔3600-6900年，経過年6900-4500年，経過率0.7-1.9，30年確率0.3-6.9%．

106

（２）阿寺断層帯（南部）：活動間隔1800-2500年，経過年200-1000年，経過率0.1-0.6，
30年確率0.0-0.4%．
（３）桑名ー四日市ー養老断層帯：活動間隔1400-1900年，経過年600-1000年，経過率0.3-0.7，30年確率0.0-2.6%．
古地震データを信頼する限り，庄川断層帯は天正地震直前には地震確率がきわめて高い状態であったことが推定される．しかし，他の２断層帯については経過率が最大でも0.6-0.7
であり，特に地震発生が切迫した状態であったわけではない．
一方で，わずかな応力変化（0.1bar程度以上）に地震活動が鋭敏に反応することが明らかになっており，速度及び状態依存摩擦構成則を用いた定式化（Dieterich, 1994）や地震発生確率の算定が行われている（例，Toda et al., 2005）．兵庫県南部地震の解析で得られたパラメータ値（Toda et al., 1998）を用いると，地震発生の１日確率は，ΔCFSが0.5 bar
増加で４倍，1barで12倍，2barで148倍，3barで1800倍に跳ね上がる（図２）．したがって，特に阿寺断層帯，庄川断層帯間については，理論的にも連動の可能性が高かったと推定できる．
天正地震では，烈震〜激震時刻の時間的制約がある程度可能のようである．例えば，寒川（2010）には『亥の刻』と『子の刻』にそれぞれ大地震があったとする記録が紹介されている．すなわち，断層帯の連動に１時間程度以上の明確な時間差があった可能性がある．これは，静的応力変化による評価が可能な時間差である．しかしながら，一部はローカルな余震の可能性もあり，主要断層に関してはきわめて短期間に連動した可能性も否定できない．
今後，動的破壊過程を考慮した連動性や，表面波等の地震波による動的応力変化（例えば，
Kilb et al., 2000）についても検討する必要があろう．
文献
Dieterich, J., 1994, A constitutive law for rate of earthquake production and its
application to earthquake clustering, J. Geophys. Res., 99, 2601-2618.
地震調査研究推進本部地震調査委員会，2005，全国を概観した地震動予測地図，報告書，
121p．
Kilb, D., J. Gomberg, and P. Bodin, 2000, Triggering of earthquake aftershocks bydynamic stresses, Nature, 408, 570-574.
松田時彦，1975，活断層から発生する地震の規模と周期について，地震２，28，269-283．
松田時彦，1990，最大地震規模による日本列島の地震分帯図，地震研究所彙報，65，289-319．
Okada, Y., 1992, Internal deformation due to shear and tensile faults in a half-space,
Bull. Seismol. Soc. Am., 82, 1018-1040．
寒川

旭，2010，『秀吉を襲った大地震

地震考古学で戦国史を読む』平凡社新書，277p.

Toda, S., R. S. Stein, P. A. Reasenberg, and J. H. Dieterich, 1998, Stress transferred by
the Mw = 6.5 Kobe, Japan, shock: Eﬀect on aftershocks and future earthquake
probabilities, J. Geophys. Res., 103, 24,543-24,565.

107

Toda, S., R. S. Stein, K. Richards-Dinger, and S. B. Bozkurt, 2005, Forecasting theevolution of seismicity in southern California: Animations built on earthquake stresstransfer, J. Geophys. Res., 110, B05S16, doi:10.1029/2004JB003415.
Wesnousky, S. G., 2006, Predicting the endpoints of earthquake ruptures, Nature, 444,358-360.

図１

天正地震連動性検討のための静的クーロン応力変化（ΔCFS）．（a）阿寺断層帯を震源と仮定した場合に，庄川断層帯と平行な断層（鉛直左横ずれ：走向/傾斜/レイクが108

160 /90 /0 ）にかかるΔCFS．（b）庄川断層帯を震源と仮定した場合に，阿寺断層帯と同様の断層（鉛直左横ずれ：138 /90 /0 ）にかかるΔCFS．（c）阿寺断層帯と庄川断層帯を震源と仮定した場合に，養老­桑名­四日市断層帯と同様の断層（逆断層：155 /45 /90 ）にかかるΔCFS．（d）養老­桑名­四日市断層帯が震源の場合，阿寺断層帯や庄川断層帯な
どの左横ずれ断層（329 /90 /0 ）にかかるΔCFS．計算深度は10km，見かけの摩擦係数は0.4を用いた． 半無限弾性体のポアッソン比，剛性率はそれぞれ0.25，3.2x10^5 bar．

図２

速度および状態依存摩擦構成式（rate and state dependent friction law）を考慮した場合の１日（24時間）以内の地震発生確率の変化．理論上，0.5 barの応力増加で４倍，1barで12倍，2barで148倍，3barで1800倍もの地震発生率の増加が見込まれる．天正地震
で議論されている１〜２時間以内であればさらに発生率の増加は大きくなる．

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S-09
伊勢湾断層の最新の活動時期
豊蔵―約 550 年前に活動したかー

勇(ジオ･とよくら)，岡田篤正(立命館大学)，岡村(名城大学)，長谷川眞(高知大学)，牧野内猛

淳(ダイヤコンサルタント)，藤原八笛(元ダイヤコンサルタント)

The age of the most recent displacement of the Ise-wan Fault- Did it activate in around 550 years ago?Isamu Toyokura(Geo-Toyokura), Atsumasa Okada(Ritsumeikan Univ.), Makoto Okamura(Kochi Univ.), Takeshi Makinouchi(Meijyo Univ.), Jun Hasegawa(Dia Consultants),
Yafue Fujiwara(ex-Dia Consultants)

１．調査について
中部国際空港は，愛知万博が開催された 2005 年に伊勢湾の東部に開港した。この空港の建設計画にあたり，伊勢湾断層が建設予定海域を通ることが知られていたため（桑原，1972；中条・須田，1971），設計上の必要性から伊勢湾断層および周辺の活断層の分布および活動性等について各種の調査が２段階で実施されている。1993 年に建設予定海域において地象調査の一環として，スパーカーによる音波探査，海上ボーリング
調査，土質試験，年代層序学的分析が実施された（中部空港調査会，1994）。その結果，
地質構成・層序・分布，地質構造・断層の分布，ならびに更新世後期以降の活動性が判明した（豊蔵他，1999；岡田他，2000）。次に，1994 年に伊勢湾断層の完新世における活動性ならびにその他の湾内の活断層の分布・活動性等を明らかにするための補足調査が実施された（中部空港調査会,1994）。
調査としては，浅部の解像度の高い反射断面を得るためユニブームとソノプローブ
う つ み

し ら こ

の

ま

による音波探査が，伊勢湾断層，南方延長上にある内海 断層，またその他白子 -野間 断層の分布する海域を横断測線とこれら断層に並行する縦断測線上で実施された。また
これと同時に，伊勢湾断層の北部区間でピストンコアによる調査，南部区間でボーリ
ング調査が実施され， 放射性炭素 14 年代測定，火山灰分析，粒度分析等が実施された。また，内海断層の中部区間でピストンコアによる調査と同様の分析が実施された。
これらの調査結果に基づき，地震調査委員会（ 2002）は伊勢湾断層帯の活断層としての長期評価を行っている。本発表では，同評価に使われている調査結果と最新の活動時期について新たに再検討を試みたのでその結果 とを紹介する。
２．伊勢湾断層の最新の活動時期とその他の断層の完新世の活動性
北部区間の断層の隆起・陸側の P-1（ピストンコア海底面下貫入長深度 12.5m，以後
単に深度と呼称）と沈降・沖側の P-2（深度 14.5m）は，それぞれ約 5000yBP（歴年補正済）と 5300yBP 以降の未固結泥層をとらえていた。P-1 と P-2 の深度と年代値との関係についてみると，約 500yBP の年代値は，ほぼ同深度の 2.5m と 2.7m で得られた。

110また,この層厚約 2.5m 間には連続性の良い反射面が 3～4 層認められた（表層部と仮称）。
次に，約 1000yBP の年代値は，P-1 と P-2 とでそれぞれ深度 3.9m と 4.9m で得られ，深度と層厚に共に約 1m の違いが生じている。また，この間に明瞭な反射面がない（透明層部と仮称）が，一部の測線には弱い反射面の 乱堆積様の構造が認められる。透明層部の下では，約 4000yBP の年代値は，P-1 と P-2 ではそれぞれ深度約 11m と 12m で得られ，深度に 1m の差があるが，層厚はほぼ同じである。この間には約 50cm 間隔で比較的明瞭な反射面が認められる（下位層部と仮称）。断層による変形は，下位層部で比較的明瞭に認められ，その変形量は 2.1～1.3ｍである。しかし，透明層部では不明
瞭で，表層部では変形は認められない。従って，最新の活動時期は，透明層部の下限の約 1000yBP と表層部の下限の約 500yBP との間で，いつなのかまでは特定し難い。地
震調査委員会（2002）による最新の活動時期の評価も同様の見解をとっている。なお，
北部区間での一つ前の活動は 13000yBP 頃で，また南部区間では 7500yBP 頃と 13000yBP
頃に活動していると推定される。それに対し，内海断層の最新の活動時期は同様の手法で解析すると約 1500yBP で，白子-野間断層は約 5000yBP であった可能性が高い。
３．伊勢湾断層の最新の活動時期の再検討
上述のピストンコアリングを実施した測線と周辺の測線の反射記録で二つの現象に注目し再検討を試みた。一つ目は，上述の表層部の最下部に 1 枚の反射面が変形ゾーンの沖側では認められるものの，陸側では撓み上がりかつ表層部の層で不整合によって削剥されたような形状を示すものである。これは複数の測線で認められるので，偶然による現象でないと判断した。このことは，約 500yBP に断層変形が生じた後に隆起側が削剥を受けたことを示唆する。二つ目は，透明層部の一部で弱い反射面が下向きに凸形を示す箇所があり，スランプ構造の可能性がある。前者では，地震発生時期は透明層部が堆積した直後であることから，約 500yBP に限りなく近いと推察される。後者では，伊勢湾断層と近傍に大きな地震があった場合に生じる可能性があるので，必ずしも震源断層は特定できないが，堆積後の現象であることから約 500yBP に地震が起きたことになる。なお，南部区間でも表層付近まで変形が及んでいることから同一時期に変動している可能性がある。
以上，音探データの再検討の結果，天正地震(西暦 1586 年)との直接的な関連性は判断できないが，伊勢湾断層は西暦 1450 年頃に活動した可能性があること，またさらに，
当時の海底面直下付近の層の変形具合からみて津波を伴っている疑いがあることが判明した。今後古地震との対応関係も考慮し，より詳細な検討を行う必要がある。
文献：桑原徹他(1972)地質学論集 No.7；中条純輔・須田芳郎（1971）地質調査所月報 vol.21；
中部空港調査会 （1993，1994）；豊蔵勇他（1999）地学雑誌 vol.108；岡田篤正他（2000）地学雑誌 vol.109；地震調査委員会(2002) 地震調査研究推進本部 ホームページ

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