P-1
奥尻島における 1993 年北海道南西沖地震以降 20 年間の地殻上下変動
越後智雄°（地盤研究財団），宍倉正展（産業技術総合研究所 活断層・地震研究センター）
宮内崇裕（千葉大学）
・小林大育（神奈川県），伊藤谷生(帝京平成大学)，荒井良佑（川崎地質㈱）副田宜男（西日本技術開発㈱），武田大典（㈱パスコ），栗林知史（徳島県教員）

Postseismic vertical movement in the past 20 years since the 1993
Hokkaido-Nansei-Oki Earthquake in the Okushiri Island.
Tomoo Echigo（Geo-Research Inst.）, Masanobu Shishikura（Active Fault and Earthquake Research Center /AIST）, Takahiro Miyauchi (Chiba Univ.)， Taiiku Kobayashi（Kanagawa Pref.）,Tanio Ito (Teikyo Heisei
Univ.), Ryoyu Arai(Kawasaki Geological Engineering Co. Ltd), Yoshio Soeda （West Japan Engineering
Consultants, Inc.）, Daisuke Takeda (PASCO CORPORATION)，Tomoshi Kuribayashi(Tokushima Pref.)はじめに
1993 年北海道南西沖地震（M7.8）では，奥尻島において地殻変動を伴った（国土地理院，
1994）．宮内ほか（1994）は，奥尻島の海岸に分布する汀線指標の測量を行い，島の北端部で30cm ほど，南端部では 100cm の沈降量を推定し，南への傾動をともなう地殻変動が生じたと報告している．
一方で奥尻島は，更新世中期以降の多段化した海成段丘の分布が知られていることから，長期的には隆起傾向にあったことを示唆する．そのため，太田(1994)はこの地震を例外的な活動とし，小疇ほか編（2003）は，傾動隆起を伴う地震発生の可能性を指摘しているが，震源断層の特定には至っていない．
このように奥尻島における地震時の変動と長期的な変動との間の矛盾については未解決であり，地震後の余効変動の推移などと併せて考えていく必要がある．そこで筆者らは，地震時およびその後の変動を観測するために，島内 25 か所で測量基準点を設置し，海面からの高さについて，地震発生からの 20 年間に 5 回の測定を実施した．
調査の方法
1993 年 7 月 12 日の地震発生から 6~8 日後に，図 1 に示す奥尻島の海岸部の 25 か所に測量基準点を設置し，海面からの高度を測定した．その後 1993 年 8 月（1 ヶ月後），1997 年 7 月（4 年後），2003 年 7 月（10 年後），2013 年 7 月（20 年後）の計 5 回にわたり，海面からの高度および標高の測定を実施した．一部の測量基準点では，この 20 年の間に港湾施設の改修
や波浪侵食等で消失したものもあるが，近接地点に測量点を復元して改測を行った．
測量に使用した機材は，ハンドレベル，オートレベル，トータルステーション，GPS による
RTK などで，各地点で時間海面から各測量基準点までの比高測量に潮位補正を加えて絶対標高に換算した．近傍に水準点がある場合は，水準点から測量基準点までの水準測量を実施した．GPS による RTK では，水準点での測定を実施して測量精度の検証を行った．

50

調査の結果図 2 は測量実施期間ごとに上下変位量をまとめたグラフで，地点毎に，1993 年 7 月～8 月（約1 ヶ月間），1993 年 8 月～1997 年 8 月（約 4 年間），1997 年 8 月～2003 年 7 月（約 6 年間），
2003 年 7 月～2013 年 7 月（約 10 年間）の 4 つの期間の変位量を示している．各地点とも，
地震直後の 1 カ月では北海岸で最大 30cm 程度，西海岸で 10~20cm 程度の沈降が認められる．
その後の 4 年間では，島の全域で 10~20cm 程度の沈降が継続している．その後の 6 年間（地震から 10 年後まで）では，北海岸で 1~5cm 程度の隆起傾向が確認されたが，その他の地点では 10cm 未満の沈降となった．さらにその後の 10 年間（地震から 20 年後まで）では，北海岸
では僅かに沈降，東海岸でも 10cm 未満の沈降が継続しているが，西海岸では 4~8cm 程度の隆起傾向が認められた．
これらの結果は，測定誤差を考慮しても有意な数値として評価することができ，島の西や北で隆起傾向にあることは，海岸段丘の高度分布とも調和的であることから，地形発達の観点からも非常に興味深い．今後は，地殻変動の傾向が反転したメカニズムなどについても，周辺海域の地殻構造を踏まえて検討を進める予定である．
本調査は，科学研究費基盤(B）「岩石海岸地形の総合カタログに基づく地震隆起・地震発生予測に関する研究」（研究代表：宮内崇裕）による成果を含みます．

図 1 水準測量点の配置図

図 2 奥尻島における調査間の基準点の上下変位の時系列変化．
地点 4 の 1993 年 7 月～8 月の測定値は測量作業ミスによる異常値と思われる．

引用文献
国土地理院（1994），北海道南西沖地震後の地殻変動（GPS 観測結果），地震予知連絡会会報,51，01-10,ｐ67-70
宮内崇裕・伊藤谷生・宍倉正展・荒井良佑（1994），1993 年北海道南西沖地震と奥尻島の第四紀地殻変動，科研費
A「平成 5 年北海道南西沖地震・津波とその被害に関する調査研究」，p21-26
太田陽子（1994），海成段丘からみた奥尻島の第四紀地殻変動の傾向と 1993 年地震の例外制，号外海洋 7『北海道南西沖地震と津波』，p70-73
小疇 尚・野上道夫・小野有五、平川一臣編（2003），日本の地形 2 北海道，東京大学出版会，359p

51

P-2
福島県湯ノ岳断層の古地震調査	
 宮下由香里（産総研 活断層・地震研究センター）・宮脇昌弘（(株)ダイヤコンサルタント）

Paleoseismological investigation of the Yunodake fault, Fukushima Prefecture
Yukari Miyashita (Active Fault and Earthquake Research Center, GSJ/AIST) andMasahiro Miyawaki (Dia Consultants Co. Ltd.)はじめに	
  2011 年 4 月 11 日に福島県浜通りの地震（MJ=7.0）が発生し，地表地震断層（塩ノ平断層，湯ノ岳断層）が出現した．この地震は， 2011 年東北地方太平洋沖地震直後に発生した最大の内陸地震であり，海溝型巨大地震との関連性が議論されている．しかし，最も基礎的なデータとなる湯ノ岳断層の活動性については，十分に明らかとはなっていない．本調査は，断層岩を用いた断層活動
性評価手法（産総研深部コア，2012）に基づき，湯ノ岳断層の活動性を検討するため，花崗岩起源の断層岩試料を取得することを目的として開始した．その後，トレンチ掘削の過程で，壁面に放射性炭素年代測定に適した腐植質堆積物および炭化物を含む地層と，地割れとして観察されていた地
表地震断層の前面に見かけ逆断層構造が露出した．そこで，断層岩試料からのみではなく，地層と断層の被覆・切断関係を用いた活動性評価が可能であると判断し，トレンチ形状を 5ｍ×5ｍ×5ｍ（長さ×幅×深さ）程度に拡張した上で，詳細な壁面観察を実施した．
トレンチ壁面の地質と断層	  トレンチ調査地点は，いわき市遠野町上根本折松に位置する．トレンチ北西壁面のスケッチを図１に示す．
	  トレンチ壁面の地層を上位より，盛土および人工改変層からなる１層，腐植質砂および腐植土を主体とする２層および３層，腐植質砂からなる４層，シルト質砂からなる５層，礫混じりシルト質
砂からなる６層に区分した．これらに覆われる基盤花崗岩は，弱く破砕を被ったGr1,2とカタクレ
ーサイトおよび断層ガウジから構成される断層破砕帯Fb1,2に大別した．2f層より上位の地層が2011年の地震時に形成された亀裂に落ち込んだFv層からは，1000±30yBP（暦年未較正），４層，５層，６層からは，約５千〜６千年前を示す放射性炭素年代値が得られた．これらの３層は，それぞれ漸移しており，厳密な地層境界は認定できていないが，年代値から推定される５層，６層中の同時間面は，ほぼ両層の境界に平行である．
	  福島県浜通りの地震の際の地震断層は，トレンチ南東壁面では開口亀裂を伴う正断層，北西壁面
では開口亀裂と見かけ逆断層群のセットとして認定される．北西壁面において，開口亀裂と逆断層の間に挟まれたくさび状の部分は，全体として断層前面側に移動し比高1m程度の崖を作っている．
古地震イベントの認定とその時期
	  北西壁面において， 2f層基底面と４層以下の地層境界との間には有意な傾斜の違いがある．地
震断層沿いに２層以下の地層のずれを復元したとしても，この傾斜の違いは解消されないことから，

52

少なくとも５層下部堆積以降，2f層堆積以前に2011年の地震に先行する断層活動イベントが認定される．４層が断層低下側のみに厚く分布することは，地震で形成された崖を埋積していったと解釈することができる．この場合，イベントの年代は，おおよそ６千年前以降，1000±30yBP以前となる．なお，トレンチ掘削地点は谷の肩の部分に位置するが，６層〜４層が谷を埋積する過程で初成的に比較的高角な堆積面を持っており，かつ地震時のずれが横ずれ成分を伴っていた場合にもこの壁面構造が形成される可能性がある．
	  今後は，観察壁面数を増やし，基盤岩と上位堆積層との関係および堆積層の分布形態を明らかにすることによって，2011 年以前の湯ノ岳断層の古地震イベントをより正確に検出することが可能になると考える．
結論
	  本調査の結果，湯ノ岳断層では，約６千年前以降，約千年前以前に，2011 年 4 月 11 日の地震に先行する古地震イベントが生じたことが推定された．この結果は，同断層の平均活動間隔が約４万
年〜５万年であるとする従来の調査結果（東京電力株式会社，2011）と矛盾する．この点を明らかにするためには，調査地点数を増やし，複数回の古地震イベントを検出する必要がある．
引用文献：産総研深部地質環境研究コア(2012)，技術資料 2012，http://unit.aist.go.jp/dgcore/index.php/技術資料 2012:Appendix:断層ガウジの岩石鉱物学的特徴に基づく断層の活動性評価手法.html．東京電力株式会社（2011），湯ノ岳断層に関する追加調査結果の報告，
http://www.tepco.co.jp/cc/press/betu11_j/images/111227b.pdf

980±30yBP)
660±30yBP)
930±30yBP)

5260±30yBP)
5300±30yBP)
5620±30yBP)
6620±30yBP)
5830±40yBP)
5960±30yBP)
6280±30yBP)
6240±30yBP)

970±30yBP)
1000±30yBP)
5960±30yBP)
6000±40yBP)
6240±40yBP)
5660±50yBP)
5790±30yBP)
5270±30yBP)

7000±40yBP)

6460±40yBP)
6150±40yBP)
6320±30yBP)

図１．折松トレンチ北西壁面スケッチ．数字は放射性炭素年代測定値（暦年未較正）．

53

P-3
1847 年善光寺地震に伴う飯山城下町の地形変化
杉戸信彦（法政大）
・松多信尚（名古屋大）
・廣内大助（信州大）
・石山達也（東大地震研）○

Geomorphic change in the Iiyama Jokamachi associated with the 1847 Zenkoji earthquake
Sugito, N. (Hosei Univ.), N. Matsuta (Nagoya Univ.),
D. Hirouchi (Shinshu Univ.), and T. Ishiyama (ERI, U. Tokyo)
1．はじめに
長野盆地西縁断層帯は，関田山地〜犀川丘陵の東縁基部に位置する西傾斜の逆断層帯であり（例
えば，Okada and Ikeda，2012），最新活動である 1847 年善光寺地震の際にはその大部分が活動した（例えば，Sugito et al.，2010）．
飯山城下町（現在の飯山市街地）は，史料に基づくと，善光寺地震に伴って約 1.5〜3 m 隆起したらしい（例えば，粟田ほか，1987；杉戸，2006）．
本稿では地形・地質学的観点から，この地震に伴う飯山城下町の地形変化とその要因を議論する．
2．上部更新統〜完新統の層序調査地域（図 1）には複数の活断層線が並走する．これらのうち，千曲川堤外地のトレースおよび飯山市役所すぐ西のトレースを調査対象とした．前者は千曲川の左岸側が右岸側より数 m 高いことから認定されている（杉戸ほか，2013）．
後者は西側上がり比高約 1 m の低崖地形に沿って認定され，善光寺地震の地震断層とされている（例えば，粟田ほか，1987；杉戸，2006）．
調査地域においては群列ボーリング調査によって，上部更新統〜完新統の層序が詳しく把握さ
れており
（図 2）
，隆起側に位置するコア HZ-IY-B4付近においては約 38,000 yBP 層準が，堆積後ほどなく断層運動に起因していったん離水したものの，約 11,500 yBP 以降における高い堆積速度に起因して低下側の埋積がすすみ，完新世後期になってふたたび千曲川の影響下に置かれるようになった可能性が高いことが指摘されている（杉戸ほか，2013）．
3．市役所すぐ西のトレース付近の地下地質
群列ボーリング調査結果をみると（図 2），
HZ-IY-B3 と HZ-IY-B4 で層相が大きく異なり，
HZ-IY-B3 には，HZ-IY-B4 にみられるような約
38,000 yBP を示す細粒堆積物はコア基底まで認められない．
また，HZ-IY-B4 地点の約 150 m 北方における既存ボーリング 2 本をみると，それぞれ深度 7.50
m で凝灰角礫岩（屋敷層か）・深度 9.20 m で泥54岩（豊野層か）に達している（社団法人長野県建築設計事務所協会飯水支部「飯水地域地盤図」：
2006 年 8 月）．しかし，HZ-IY-B3 地点の約 150m 北方，市役所駐車場における深井戸工事ボーリ
ングではコア基底の深度 105.5 m まで屋敷層や豊野層等には到達せず，未固結の砂礫層や砂層，泥層で構成されている（飯山市役所市庁舎駐車場
消雪用深井戸工事飯山市大字飯山 110-1（市庁舎駐車場）工事報告書：1984 年 7 月）．
以上の地質学的知見は，飯山市役所すぐ西に活断層トレースを指摘した従来の考え（例えば，粟田ほか，1987；杉戸，2006）と調和的である．
4．善光寺地震に伴う飯山城下町の地形変化とその要因
まず千曲川堤外地のトレースについて考える．
杉戸ほか（2011）によると，1847 年善光寺地震に 先 立 つ 地 震 イ ベ ン ト は 西 暦 500 年 前 後（1,530±30 yBP と 1,580±40 yBP の間）である．一方，HZ-IY-B5 においては深度約 5 m 以浅でこれより若い放射性炭素年代値が得られており（図 2），JR 飯山駅の東付近の深度約 1 m においても，やはりこれより若い 1,030±80 yBP・790±100 yBP の放射性炭素年代値が報告されている（柳沢ほか，2001）．したがって，善光寺
地震より前には千曲川の沖積作用が左岸側にも及び，右岸側も含めてほぼ平らであったものの，善光寺地震に伴って千曲川堤外地のトレースで上下落差が生じ，左岸側が数 m 高くなった可能性が高い．
市役所すぐ西のトレースにおいても，HZ-IY-B3〜5 において最上部の地層（先述のように善光寺
地震に先立つ地震イベントより後に堆積）が低崖
地形と調和的な高低差を有することから，善光寺地震に伴って上下落差が生じた可能性が高い．
以上のことから，善光寺地震に伴う飯山城下町の隆起は，これら 2 本のトレースに起因する可能性が高いと考えられる．
5．おわりに本稿で述べた調査結果に基づいて，現在，江戸

時代の飯山城下町絵図と明治時代初期の公図を，史料の記載を参照しながら比較し，善光寺地震に伴う地殻変動の様子を面的に解き明かす作業を行っているところである．
【謝辞】本研究の一部は平成 24 年度ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究の一環として実施されました．地権者の皆様には調査にご協力いただきました．飯山市にはボーリングに関する報告書を閲覧させていただきました．鈴木毅彦教授（首都大）・今泉俊文教授（東北大）には貴重なご意見をいただきました．記して感謝いたします．
【文献】粟田ほか，1987，歴史地震；Okada and
Ikeda，2012，JGR；杉戸，2006，博士学位論文
主論文；Sugito et al.，2010，BSSA；杉戸ほか，
2011，日本活断層学会；杉戸ほか，2013，地震学会；柳沢ほか，2001，飯山地域の地質．

図 1 調査地域の活断層分布と群列ボーリング調査の位置（杉戸ほか，2013）．

図 2 群列ボーリング調査による地形地質断面図（杉戸ほか，2013）
．

55

P-4
犀川丘陵南部における新たな断層変位地形の発見とそのテクトニックな意義○

田力正好・水本匡起・松田時彦・松浦律子（地震予知振興会）・
中田 高・後藤秀昭（広島大学）

Newly discovered active faults in the southern part of the Saigawa Hills
and their tectonic implications
Masayoshi TAJIKARA, Tadaki MIZUMOTO, Tokihiko MATSUDA,
Ritsuko S. MATSU’URA (ADEP), Takashi NAKATA, and Hideaki GOTO (Hiroshima Univ.),
犀川丘陵は，長野県北部の松本盆地と長野盆地に挟まれた地域に分布するやや起伏の小さい丘陵性山地で，その西縁を糸魚川－静岡構造線活断層系の松本盆地東縁断層に，東縁を長野盆地西縁断層に限られている（図 1）．犀川丘陵南部の長野県麻績村・筑北村の麻績川沿い，松本市会田付近の会田川沿いには，それぞれ麻績盆地・会田盆地と呼ばれる小盆地が発達している．詳細な空中写真判読の結果，犀川丘陵南部の長野盆地西縁断層の南方延長部において，新たに断層変位地形が発見されたので，そのトレースの位置と活断層の認定根拠を詳細に記載し，分布の特徴やテクトニックな意義について若干の考察を行う．
長野盆地西縁断層南端付近の聖高原付近では，長野盆地西縁断層に連続するようにリニアメントが認められ，河谷の右屈曲，段丘面上の低断層崖，狭長なバルジと凹地などの変位地形が認められる（図2）．また，これにほぼ直交する走向（NW－SE）を持つリニアメント沿いでは，河谷の左屈曲が多数認められることから，共役の左横ずれ断層の可能性が考えられる．ただし，これらの河谷は下流側に屈曲していること，断層長に比べて屈曲量が顕著に大きいことから，組織地形である可能性もある．
麻績村麻績付近の麻績川右岸では，麻績川に北方から合流する支流群が形成した段丘面上に，やや不明瞭ながら撓曲崖や逆向きの傾動が認められ，ここに北側隆起の活断層の存在が推定される（図3）．さらに南方の麻績川支流東条川沿いには段丘面の背斜状の変形，支流扇状地末端の撓曲，閉塞
凹地等の変位地形が認められ，ここに東側隆起の活断層の存在が推定される（図 4）．
松本市会田の会田川左岸には，ほぼ南北走向の西上がりの活断層（撓曲）が既存文献により記載されている（松多ほか，1998；東郷ほか，1998）．今回の判読の結果，隆起側の段丘面の背斜状の変形や，断層低下側の段丘面の傾動等の変位地形が新たに記載された．
以上の活断層は，麻績・会田の両盆地の西縁～北西縁に分布し，盆地側が低下するような変位を示す．これは麻績・会田の盆地がこれらの活断層の活動によって形成されてきた可能性を示唆する．麻績川・会田川沿いの段丘面の高度分布（図 5；田力・松多，2004）も，この考えを支持する．麻績川沿いの高位面（T1，T2）では上流側への比高の減少が不明瞭であるが，これは上流側の高位面が撓曲崖の隆起側にのみ分布していることによると考えられる．
長野盆地～麻績盆地～会田盆地～松本市街地付近の盆地は，間に高まりを挟むものの，同一線上に並んで分布し，それらの盆地の西縁部に盆地を低下させるような変位を持つ活断層が発達する（図 1）．
このことから，長野盆地西縁断層の地下深部はより南方へ連続し，松本市街地付近で松本盆地東縁断層と収斂する可能性が考えられる．ただし，断層の分布が断続的であること，麻績・会田盆地は小規模で，地形からみて沈降量・速度は小さいと思われることから，地下の震源断層には直接繋がらない副次的な断層である可能性もある．

56

図 2 聖高原付近の断層変位地形

図 1 調査対象地域の地形と活断層の分布

図 3 麻績付近の断層変位地形

図 4 東条川沿いの断層変位地形

図 5 麻績川・会田川沿いの河床・段丘面の縦断形（田力・松多，2004 を改変）

57

P-5
0.5m-LiDAR-DEM による糸静線・諏訪湖断層群に沿う横ずれ変位地形の検出º近藤久雄・谷口 薫（産業技術総合研究所）
Left-lateral offsets detected by 0.5m-LiDAR-DEMs along the Suwako faults, the ISTL active fault system,
central JapanºHisao Kondo and Kaoru Taniguchi (AIST)

糸魚川̶静岡構造線活断層系（以下，糸静活断層系）は，1980 年代以降に精力的に実施された詳細な古地震学的調査によって，近い将来に内陸大地震を生じる断層系の１つと考えられている（例えば，奥村ほか，1994；地震調査研究推進本部地震調査委員会，2003）．近年生じた東北地方太平洋沖巨大地震は，東北地方から関東および中部地方に分布する内陸活断層へも広く影響を及ぼした．とりわけ，
糸静活断層系のうち松本付近を延びる牛伏寺断層へは，東北地方太平洋沖巨大地震によって静的応力が増加したと考えられている．仮に，牛伏寺断層が大地震を生じた場合に，その破壊領域が糸静活断層系のどの範囲で生じるかを検討する上では，糸静活断層系のセグメント境界付近における詳細な古地震学的データが必要不可欠である．
諏訪湖周辺では，糸静活断層系は最も大きな活断層分布の不連続と構造境界を示し，主要な断層セグ
メント境界をなす．ここでの活断層分布は複数の断続的な活断層トレースからなる諏訪湖北岸断層群および諏訪湖南岸断層群によって構成されており（以下，両者をまとめて諏訪湖断層群と呼称），これらの活断層は数百 m に及ぶ第四系に埋積された諏訪湖堆積盆の縁辺部に位置する．断層群の変位様式は，
諏訪湖北岸断層群では南西側低下，諏訪湖南岸断層群では北東側低下の正断層成分が卓越する（例えば，今泉ほか，1999）．この変位様式は盆地形成と調和的であり，岡谷断層以北と茅野断層以南の横ずれ断層によるプルアパート盆地と考えられてきた（藤森，1991）ものの，諏訪湖で実施された音波探査で
は湖盆中央部においても活断層が認められること，盆地内で横ずれ成分を示唆する地形・地質学的証拠が欠落することなどから，盆地成因については不明瞭な点が残されてきた．
諏訪湖断層群に沿っては，住宅等や高速道路等の人工構造物が比較的密集しており，米軍撮影の大縮
尺空中写真を用いても微細な変位地形の判読は困難である．本研究において，0.5m メッシュの航空レーザー計測による数値標高モデルを用いて，諏訪湖断層群に沿う変位地形の再検討をおこなった．0.5m
メッシュ DEM を用いた変位地形の再検討方法や 0.5mDEM データの有益性については，Kondo et al.
(2008)および Lin et al. (2011)などと同様である．
DEM を用いた再検討の結果，諏訪湖北岸断層群および諏訪湖南岸断層群の両者において，河谷の屈曲，河食崖の左横ずれ変位地形を検出した．これらの横ずれ量は約 5〜10m であり，最新活動ないし複数回の活動によって形成されたと推定される．今後，変位基準の年代を限定し，地震時変位量を特定していく．諏訪湖断層群において横ずれ成分を伴うという事実は，諏訪湖の成因が左横ずれ断層の左ス
テップに伴って形成されたプルアパート盆地であることを明瞭に示す．この場合，糸静活断層系中部の岡谷断層以北および茅野断層以南における変位の主成分が左横ずれであることと調和的であり，諏訪湖
中央部でみられる活断層は，盆地形成に寄与する副次的な断層である可能性が高い．
（謝辞）
諏訪湖周辺の詳細 DEM データは（株）朝日航洋に作成頂きました．ここに記して御礼申し上げます．

58

59

P-6
長野県岡谷市の塩嶺西山地域における断層と地すべり地形
井口豊（生物科学研究所）
Faults and landslides in the Enrei and Nishiyama areas of Okaya City, Nagano
Prefecture, Japan
Yutaka Iguchi (Laboratory of Biology)
1. はじめに
長野県岡谷市西部の塩嶺（図 1 上半部）西山（図 1 下半部）地域は，糸魚川－静岡構造線
断層帯に位置する。特に塩嶺地域には，最近になって活断層の存在が報告され注目される（澤ほか，2007）。さらに，岡谷市の清掃工場新築に伴う地質調査で，やまびこ公園一帯（図 1 左下）が大規模な地すべり地形であると判明した（長野技研，2012）。本研究では，
土木工事現場で見つかった断層および地すべり地形（図 1，A－F）について報告する。
2. 各地点の断層または地すべり
断層は，A と F 以外，いずれも見かけは正断層。図 2 に，各地点の断層の極投影図を示した。
A．国道 20 号沿い，塩嶺林間工業団地の西入り口 100m 北。
塩嶺層の凝灰角礫岩に 4-5m の破砕帯，黒色腐植土層に乗り上げた逆断層にも見える（図 3）。澤ほか（2007）が活断層を推定した Loc.44 付近。
B．国道 20 号沿い，塩嶺林間工業団地の東入り口。塩嶺層の凝灰角礫岩および上位の御岳第一軽石層 On-Pm1 を含むローム層を変位，南東落ち最大 5m（図 4）。
C．老人ホーム和楽荘の南側の小丘。全体が西からの地すべり地形。その尾根に A 同様の変位，北東落ち 1m 以上，地すべりの可能性もある。
D．半の木沢川の左岸，やまびこ工業団地北側。上述 B の小丘の南斜面。塩嶺層の凝灰角礫岩と上位の黒色腐植土層を変位，南東落ち 5m 以上，地すべりの可能性もある（図 5）。
E．やまびこスケートの森アイスアリーナ。塩嶺層の凝灰角 図 1. 調査地点．背景地図は，
国土地理院の電子国土 Web シ
礫岩，東落ち 30-50cm。
ステム提供．
F．岡谷小学校通学路「へびみち」下の南斜面。塩嶺層の凝灰角礫岩，落差不明，5mm 以内の黄褐色断層ガウジ，南西傾斜（図 6）。
3. 断層の走向
図 2 を見ると，断層の走向は，やまびこ公園以北の A-D 地点では，NS から NE-SW であり，以南の F 地点では WNW-ESN である。前者は，中央隆起帯の伸び方向に一致し，糸魚川－静岡構造線とは斜交する。後者は，諏訪湖南西岸の断層の北西延長上にあり，この断層の影響を受けているかもしれない。F は，東郷ほか（1985）が活断層を報告した地点の 500m 北北東にあり，両者の走向も一致する。やまびこ公園一帯の地すべり面は，走向が NW-SE を示すものが顕著であり（長野技研，2012），F の断層の走向もこれに調和する。諏訪盆地は，糸魚川－静岡構造線の左横ずれ運動によって作られたというプルアパート・ベイズン説がある（藤森，1991）。しかし今回の結果は，盆地南西部の輪郭が，南西側の山地の隆起と，それに伴う NW-SE の断層や地すべりによって作られ，左横ずれ断層は関係しない可能性も示唆する。

60

4. C 地点の詳細
西方からの地すべりでできた標高 900m の小丘の存在で，大川が北東に大きく蛇行している（図 1）。詳細な地形図（図 7）と現地調査から，塩嶺病院から和楽荘の東側を通る沢があり，その南東延長に，小丘 C の南東斜面を下る沢があることが判明した。その線上で小丘の尾根には，約 10m 隔てて，地層の不連続が見られ，ローム層は東側にしか存在しない（図8）。前述の北東落ち 1m 以上の断層は東側に見られる。地層不連続の原因は，地すべりによるものかもしれないが，前述の二つの沢の北西延長上に，A と B 地点が位置することから，断層運動によって，これらの沢や地層の不連続，そして地すべりが引き起こされたのかもしれない。

図 2. 断層および地すべり
面の極をウルフネット下
半球投影．A × , B ●, C △,D ▲, E ＋, F ○.

破砕帯
図 3. A 地点，塩嶺層の破砕帯．左上の黒色土に右の塩嶺層が乗り上げた逆断層のようにも見える．

ローム
塩嶺層
図5

D 地点の断層図 4. B 地点の断層．

図 6．Ｆの断層ガウジ．
文献
藤森孝俊（1991） 地理学評論，64:
図 7. B 地点詳細．岡谷665-696.
市土石流防災地図より作
長野技研（2012）湖周地区ごみ処理施設 成．En 塩嶺病院，Wa 和楽荘，Ok 岡谷工業高校
整備に係る地質調査業務．81pp.
澤ほか（2007）活断層研究，27: 169-190. 第２グラウンド．
東郷正美ほか（1985）活断層研究，1: 55-66.

61

図 8 C 地点における地層の不連続（写真上）．東のローム層（写真右下）は，西の塩嶺層上部（写真左下）には見ら
れない．

P-7
UAV による活断層地形把握の試み－根尾谷断層水鳥断層崖を例に－
中田 高〇・熊原康博・後藤秀昭（広島大学），井上 公・内山庄一郎（防災科学技術研究所）

Mapping active faults by UAV : a Case study on Midori earthquake fault scarp
Takashi NAKATA・Yasuhiro KUMAHARA・Hideaki GOTO (Hiroshima Univ.)
Hiroshi INOUE・Shoichiro UCHIYAMA (NIED.)
はじめに
近年のラジコン技術の進歩によって，非軍事用の UAV（Unmanned Aerial Vehicle）の小型化と低価格化が進み，研究者が機材を自ら操作して低空空撮を行うことが可能となりつつある．日本でも，これらの機材を災害発生後の被害把握に活用する動きはあった（井上ほか，2012 など）が，これまでは専門業者にデータ取得を依頼することが多く，誰でも，どこでも，いつでも容易に利用できる状況ではなかった．最近，比較的安価なホビー用ヘリコプターの高性能化が進み，初心者がこれを利用して斜めあるいは垂直画像の低空空撮を容易に行える時代が到来した．
発表者らは，根尾谷断層水鳥地震断層崖周辺で，ホビー用 GPS マルチロータ－ヘリ（DJI 社製 Phantom）を用いた
低空空撮の結果を紹介し，地形調査への活用の可能性を検討する．
また．AgiSoft 社の PhotoScan は複数の画像を自動的に合成し，３D 画像や DEM を生成するソフトである．このソフトを使えば，低空で撮影した多数の画像から高密度の DEM データおよびテクスチャー付きのポリゴンモデルなどを生成することが可能となり，活断層の詳細な位置・形状や断層変位量の計測が可能となる．
調査対象範囲濃尾地震（1891）は歴史時代に発生した我が国最大の内陸地震（M 8.0 ）で，本巣市根尾水鳥では縦ずれ最大 6m，横ずれ 2m の断層変位によって明瞭な地震断層崖が出現し，国指定の天然記念物に指定されている．このため，地震発
生後 120 年以上経過するが，断層変位地形の保存状態がよい．
空撮実験はこの断層崖を中心に南北約 400m，
東西約 150mの範囲で行った．
マルチロータ－ヘリによる画像の取得
Phantom は電動 4 ローターを持つラジコン機で，長さと幅約 50 ㎝，重量約 700g，ペイロードは最大約 400g であり，最長 7 分程度の飛行が可能である．GPS とジャイロによって，初心者でも安定した飛行が可能である．実験に使用した機材は．機体とインターバル撮影が可能なデジタルカメラを含め約 10 万円以下である．
地表画像は，Phantom にデジタルカメラ（Ricoh GRⅢ：重量約 200g）を機体下部に下向きに取り付け，高度約 50－100m から 5 秒間隔で撮影した．低空でからの空撮であるために地上の物体を鮮明にとらえており，地震断層崖の地形も詳細に把握することができる．機体が傾いても，カメラの向きを常に一定に保つジンバルを用いれば，立体視可能なステレオ画像を容易に得ることが可能となる．
画像処理ソフトを用いた３D 画像の作成
撮影した約 80 枚の画像を，上述の画像処理ソフトに取り込み，ワークフローにしたがって処理を行った．今回は，特に飛行ルートを設定して撮影をしたものではなく，カメラポジションはどちらかというとバラバラである（第 1 図）．
それにも拘わらず，高解像度の３D 画像が生成され，任意の角度や縮尺で断層変位地形を観察することができる（第 2図，第３図）．ソフトへの画像の取り込みから３D 画像の完成までに要する時間は 1 時間弱である．正確な画想を作成するためには，カメラのレンズ特性や，地表のコントロールポイントを設定する必要がある．また，このソフトを活用
すれば DEM の書き出しも可能であり，断層変位量計測などに活用ができる．
おわりに今回紹介した UAV を利用した手法は，今後，活断層研究をはじめとする各種の地形研究や災害後調査など多くの研62

究に活用が期待される．特に，地形図や空中写真の整備されていない発展途上国などの海外調査にとっても，強力な調査手段となろう．

第 1 図 3D 画像作成に使用された画像のカメラのポジション

第 2 図 水鳥断層崖を南上空から望んだ３D 画像

第 3 図 水鳥断層崖を北西上空から望んだ３D 画像

63

P-8
布引山地東縁断層帯東部海域部の位置・形状と過去の活動	
 °岡村行信（産総研）・坂本	
  泉（東海大）・滝野義幸（東海大）
・横山由香（東海大）・
西田尚央（産総研）・池原	
  研（産総研）	
 	
 Geometry and activity of the offshore part of the East
Nunobiki-sanchi-toen fault zone in Ise Bay°Yukinobu Okamura (AIST), Izumi Sakamoto (Tokai Univ.), Yoshihiro Takino (Tokai Univ.), Yuka Yokoyama (Tokai Univ.), Naohisa Nishida(AIST), Ken Ikehara(AIST)
	 布引山地東縁断層帯東部は三重県多気町から津市北部まで連続する活断層として評価されている。そのうち、津市付近では海域に認められる活断層（津沖撓曲と呼ぶ）が本断層帯の一部として評価され、津市南部の高茶屋断層（陸上）と北側の千里断層（陸上）と合わせて、
布引山地東縁断層帯東部の北部を構成している。また伊勢湾の西部には、鈴鹿沖断層及び白子—野間断層が近接して発達する。2012 年度の文部科学省による「沿岸海域における活断層調査」では、布引山地東縁断層帯東部の海域部が対象断層の一つであった。そこで、同断層帯の津沖海域部の位置形状及び活動履歴を解明し、さらにその周辺の活断層との関係も明らかにするため、鈴鹿市から津市の沖合で測線長 294km の高分解能の音波探査及び４地点でピストンコアによる採泥を実施した。
反射断面上では、４つ層序ユニット（A, B1, B2 and B3）に区分した。ユニット A は完新統、ユニット B1 は上部更新統最上部、ユニット B2 は後期更新統、ユニット B3 はそれ以前の東海層群に対比したが、堆積物が得られ、年代を測定できたのはユニット A のみである。
それ以下の地層は、他機関の既存のボーリング調査との対比及び海水準変動曲線を考慮して推定しているため、年代が異なる可能性がある。特にユニット B2 と B3 は幅広い年代の地層を含んでいる可能性があり、互いに年代が重複している可能性もある。
鈴鹿沖断層は南端付近で南西方向に変化するが、更に南側まで連続するかどうかを確認するために、音波探査測線を実施した。その結果、B2 ユニットは変形している可能性を否定できなかったが、明瞭な断層を確認することはできなかった。
白子—野間断層を横断する南北方向の反射断面では、伊勢湾中央付近ではユニット B1 に
北側隆起の明瞭な変形が認められたが、ユニット A には変形が認められない。一方、同断層の西部では、ユニット A の下部にも変形が認められたことから、後期更新世最末期以降に 2
回の変動イベントがあったと判断した。また同断層帯の西方延長部では、ユニット B3 からなる撓曲帯が発達し、それをほぼ水平なユニット B2 が覆っている。このことは、同断層帯
が、中期更新世以前には、現在より西側まで連続し陸域まで達していたことを示唆している。
現在の活動的な断層は、西端付近で南西に走向を変え、海岸から約 5 km 付近まで達している。
津沖撓曲はユニット B2 にわずかな撓曲帯を伴い、その位置は岩淵ほか（2000）によって報告された津沖の断層の位置に一致することから、活構造であると判断した。ユニット A に64

も、撓曲帯上とその東側に断続的な断層変位を示唆する構造が認められた。そのうち特に変形が明瞭な断面で、ユニット A 内の変形した反射面の形状を比較し、ユニット B1 堆積後に2 回の断層変位があると判断した。2 回の累積垂直変位量は約 1.2m で、その変位量から地震
規模はマグニチュード７以下であると推定される。また、同じようなユニット A 内の変形は、従来の津沖の断層位置より南南東側に 2〜3 km 離れて認められる。以上のことから、津沖撓
曲は布引山地東縁断層帯東部の一部ではなく、より短い活断層として独立に活動している可能性があると推定した。

伊勢湾西部、津沖撓曲とその周辺の構造図
鈴鹿沖断層は岩淵ほか（2000）、千里断層、高茶屋断層は地震調査研究推進本部に基づく。
引用文献：岩淵ほか（2000）：伊勢湾における活断層調査．水路部研究報告，36, 73–96.

65

P-9

仏念寺山断層帯に現れた断層露頭とその破砕特性
中川康一(大阪市立大学大学院理学研究科)
Outcrop appeared in the Butsunenjiyama Fault Zone and thecharacteristics of shear fracture
Koichi Nakagawa (Grad. School, Sci., Osaka City Univ.)

１ はじめに 仏念寺山断層は上町断層の北への延長として知られている。上町断層帯は、大阪市街地を縦断する断層として有名であるが、断層露頭として認定されたものは現在残っていない。今回、上町断層帯として統合されている仏念寺山断層帯付近に宅地が開発され、そこに急傾斜した地層群が現れて話題を呼んでいる(図 1)。施工中で、現場に立ち入っての詳しい調査はできなかったが、周辺の住民がたくさんの記録写真を収めているので、これを用いて地層の変形を観察した。浮かび上がった断層像について報告する。
２ 地質概要 調査地地点は、下に示した｢都市圏活断層図(大阪西北部の一部)｣に矢印で示した円内にある。｢都市圏活断層図｣では、この断層を推定活断層(地表)としている。調査地は標高６５m の小高い丘で、最大２０m 位を掘削する。ボーリ
ング調査結果や周辺の地質資料によると、この地域一帯は大阪層群下部層が分布しており、沖積層がごく薄いため、断層の活動度を示す指標に乏しい。
図 1 豊中市東泉丘に現れた断層露頭
図 2 「都市圏
活断層図（大阪
西 北 部 の 一部）」より。矢印で示された円は宅地開削地点

N

図 3 写真の撮影方向。丸内の数字は図の番号に対応（Google Map 上に加筆）。点線は想定される
断層帯

m

66

３ 地層の変形形態 図４は工事現場を北東上方から撮影した露頭写真で、図面上方が南。左端の柵の方向は約 N30Ｅ、柵の北東隅から南西に延びる暗青色の地層と、それと平行な地層は分厚い粘土層とみられる。北東―南西の縞模様は大阪層群で、一般的な走向を示す。しかし、これらの地層と明確に斜交する断層粘土とみられる地層が見える（白波線、走向は南北に近い）。この粘土層を南からみた写真を図５に示す。７番杭の右に見える粘土層は、このあたりの一般的傾斜が西落ちであるのに対して、かけ離れた東傾斜となっていて、断層粘土としか解釈できない。

⑦

F

⑥

⑤

④

③

⑤
120105120105

110502図５ 図３の断層粘土を南側の柵の向こうから写した写真。

図４ 掘削平坦面の北東上方からの眺望。白点線は断層粘土と見られる層の走向を示す。

110714
12
12031
303

図６ 掘削露頭で観察される線構造。実線は層理面、
13
点線は逆断層と推定される。

図７ 掘削露頭で観察される線構造。実線は層理面。点線も層理面に見えるが、奥の地層群を横断していることから、断層破砕帯である。

４ おわりに 多く小断層や破砕された地層の存在が確認された。層理面に平行あるいは斜交する茶褐色の脈が多く見られたが、褐鉄鉱と思われ、断層運動による割れ目に地下水が流れることで鉄分が集積したと考えられる。したがって、この模様は fracture pattern を示している可能性がある。
結論として、この掘削現場は仏念寺山断層本体で、脆性的な破壊様式を示し、もし断層が活動した場
合には、地表に脆性破壊による大きな段差が生ずる可能性を示唆している。

67

図８ 図７の数日後の掘削によって現れた強破砕帯。白色や黒色の粘土帯が見られる。

P-10

生駒断層帯に沿って産する断層露頭における断層ガウジ°三田村圭祐・奥平敬元・三田村宗樹（大阪市立大・院理・地球）
The fault gouge along the Ikoma active fault zone
°Keisuke Mitamura, Takamoto Okudaira and Muneki Mitamura（Osaka City Univ.）	  本研究で対象とした地域は，近畿三角帯（Huzita，1962）のほぼ中央に位置している．近畿三角帯は，ほぼ南北の方向の活構造で特徴付けられ，地形的には南北性の山地と盆地の交互配列として反映されている．調査対象である生駒断層帯は，生駒山地西麓
を北北東−南南西から南北走向に走り，現在の東西圧縮場における高角逆断層として認識されている．生駒断層帯の第四紀における活動は，大阪層群を傾斜させる撓曲構造の形成によって特徴付けられる（近畿の活断層，2000）しかし，岩石力学の視点から，
逆断層は一般に低角となるため，生駒断層のような高角逆断層は，以前形成された既存の正断層が再活動したもの（インバージョン）である可能性がある．これを検証するべく，筆者らは生駒断層帯（交野断層および生駒断層）の調査を行った．
	  現在，地表で観察される断層露頭はほとんど無いが，今回は大阪府交野市倉治と四條畷市清瀧において比較的良好な断層露頭を見出した（図 1）．これらには幅数メートルの断層破砕帯が認められ，主断層面に沿って幅 20−30cm の断層ガウジ帯が発達する．
主断層面には明瞭な条線が認められ，主断層面と条線の姿勢は，交野市倉治においては
N45°E50°E，S60°E(50°)，四條畷市清滝においては N27°W62°W，S70°W(60°)であった．主断層面近傍と断層ガウジ帯周縁部において定方位試料を採取し，これらを 20−30
μm 厚の薄片に加工し，偏光顕微鏡下において観察を行った．ガウジには主断層面と平行な暗色のシームが発達し，顕著な面構造を形成していた．また，亜角から亜円のフラグメントが認められ，これらの長軸方向は	  このシームによる面構造と斜交している場合が多い．シームはフラグメントの周囲で湾曲し，フラグメントにおけるシームと接する部分はより平滑となっているため，シームの形成と圧力溶解が密接に関係していたことを示唆する．このフラグメントの粒径や長軸方位を主断層面と条線を座標系として解析した．その結果，より高いアスペクト比を持つフラグメントが主断層面から~20°の斜交角をもって配列しており，より断層面に近い試料においてこの斜交角が小さいことが明らかとなった．これはフラグメントの非共軸変形による剛体回転を示していると考えられ，主断層面（条線）に対する非対称性から，上盤が落ちる運動センス（正断層運動）を示した．また，粒径と累積頻度の両対数プロットより，鏡下で二次元的にフラクタル次元を求めた結果，両露頭とも主断層面近傍の試料が断層ガウジ帯周縁のものよ68

りもより高いフラクタル次元を示すことが明らかとなった．これらのことは，生駒断層
帯の断層露頭において，正断層運動による破砕により形成された断層ガウジ帯の存在を初めて示したものであり，現在の生駒断層帯の高角逆断層運動が既存の正断層のインバージョンである可能性を示唆する．

図 1．調査地域の位置とリニアメント【文献】
岡田篤正・東郷正美編，近畿の活断層．2000，東京大学出版会, 408p.
Huzita, K., 1962, Tectonic development of the median zone (Setouchi) of Southwest
Japan since Miocene. Geosciences, Osaka City Univ., 6, 103-144

69

P-11
2013 年淡路島付近の地震（M6.3）の震源域の応力場）の震源域の応力場
年淡路島付近の地震（°今西和俊・内出崇彦・桑原保人（産業技術総合研究所）

Stress Field in the Source Region of the 2013 M6.3
Awaji Island Earthquake
Kazutoshi Imanishi, Takahiko Uchide, Yasuto Kuwahara (GSJ, AIST)2013 年 4 月 13 日に発生した淡路島付近の地震（M6.3）（以後，淡路島地震）は，兵庫県淡路市で震度 6 弱を記録するなど，周辺地域に多くの被害をもたらした．本震の発震機構解や余震分布から，この地震は西側に傾斜した断層面を持つ逆断層型であったことが報告されている（地震調査研究推進本部，2013）．本研究では，この地震の発生要因を探るため，震源分
布，本震の断層すべり分布，および応力場の推定を行った．
本研究では淡路島地震の余震（136 イベント）に加えて，震源域を取り囲む 10km 四方の領域で 2003 年 1 月 1 日から 2013 年 4 月 12 日に発生したマグニチュード 1.5 以上，20km 以浅の地震（32 イベント）を解析対象とした．この地域に適切な速度構造を使って決定した余震
分布を図 1 に示す．西南西側に 60～65 度ほど傾斜した分布が確認できる．この余震分布を見る限り，既知の活断層との対応関係は見られない．また，余震活動は中央部で少ない傾向がある．周辺の KiK-net 観測点の強震波形を用いたインバージョン解析結果では，ここは本震の断層すべりが大きかった領域に対応している．
発震機構解は P 波初動の押し引きに加え，P 波と SH 波の振幅値も用いて決定した．淡路島地震の前の活動に着目すると，淡路島地震の震源域の外では 1995 年兵庫県南部地震と類似した横ずれ型が卓越しているのに対して，震源域内では逆断層型と横ずれ型が混在している．
これらの発震機構解を用いて応力テンソルインバージョンを実施し最大水平応力（SHmax）の方位を計算すると，前者は WNW-ESE 方向を示し，後者は WSW-ENE 方向を示す（図 2a）．余震の発震機構解は逆断層型が多いが，横ずれ型も余震域の北部を中心に発生している．震源位
置や発震機構解の特徴から 6 つの領域に分けて応力テンソルインバージョンを行い，SHmax
方位を推定した結果を図 2b に示す．概ね WSW-ENE 方向を示し，淡路島地震発生前の震源域内の方位と調和的である．西南日本の SHmax は WNW-ESE 方向が卓越していることが知られている（例えば，Townend and Zoback, 2006）．これに対して淡路島地震の震源域の SHmax 方位はわずかにずれており，淡路島地震の本震断層面に対してより optimal な方向に作用していることがわかった．
この地域の地質構造（高橋ほか，1992）を見ると，一宮撓曲と呼ばれる南東側が隆起する構造と，鮎原撓曲と呼ばれる北西側が隆起する構造が余震域に沿って接しており，そこを境にねじれるように食い違っていることがわかる．何らかの構造的な境界がこの付近に存在し，淡路島地震の発生との関係が示唆されている（活断層・地震研究センター，
2013）．これらの地質構造と本研究で明らかとなった震源域における地震前の局所的な応70

力場の変化の関係も興味深い．発表においては，応力場と断層すべり分布をもとに推定した地震発生前の絶対応力場についても報告する．
謝辞：本研究では気象庁一元化カタログを使用しました．波形解析では産総研の観測波形デ謝辞：
ータに加えて，防災科研（Hi-net, KiK-net），気象庁，東大地震研，京大防災研のデータも使用させていただきました．発震機構解の推定では，東京大学の井出哲教授のプログラムを参考にしました．記して感謝致します．

図1

本研究で決定した余震分布．
（a）平面図．
（b）断面図．マグニチュードに応じて丸のサイズを変えている．

図 2 SHmax 方位．
（a）淡路島地震の前の地震を使って推定した結果．
（b）淡路島地震の余震を使って推定した結果．95％信頼区間をローズダイアグラムで表示している．×は図 1 で推定した余震分布．その他のシンボルは応力テンソルインバージョン解析に使用した地震を示し，シンボルの違いは領域の違いに対応している．

71

P-12
海底測深と音波探査による浅海域の活断層調査―伊予灘の中央構造線活断層系を例として―〇

安田大剛（京都大学），後藤秀昭・中田高（広島大学）

Survey of offshore active fault based on the measurement of seafloor
topography and acoustic survey in Iyonada, Southwest Japan○

Hirotake Yasuda (Kyoto Univ.), Hideaki Goto and Takashi Nakata(Hiroshima Univ.)

1．はじめに
浅海域の活断層については音波探査やピストンコアリングを行い、海底下の地質構造を明らかにし、分布や活動性が検討されている。近年では、マルチビーム測深機を用い、面的な地形データを高精度に取得して、海底地形から変位地形を検討する手法も用いられている（例えば、伊藤・泉、2009；泉ほか、2013）。地質構造と変位地形の両資料を同時に取得する方法は、機材の大きさや音波の干渉などの問題から検討されることは少ない。本研究では、小型の海底測深機と音波探査装置を一隻の船に艤装して、地形・地質の資料を同時に取得し、海底地形と反射断面から変動地形の検討を行った。
中央構造線活断層系は、九州東部から紀伊半島西部にかけて分布する総延長 300km に達する第一級の活断層系である（活断層研究会、1991）。伊予灘では、従来の研究によって活断層系の性状や分布形態が明らかにされ（堤ほか、1990；三浦ほか、2001；七山ほか、2002；四国電力、2009 など）、七山ほか（2002）により伊予灘～別府湾域における活断層の分布とセグメント区分が記載されている（図 1）。そこで筆者らは、断層沿いの海底地形の詳細な変化を観察するため、変位地形が顕著に形成されている佐田岬半島北岸の海域を対象として研究を行った。
2．調査方法2013 年 6 月 17～20 日、愛媛県西宇和郡伊方町神崎約 5km 沖と小島約 5km 沖のそれぞれ
東西約 2km の海域において海底測深と音波探査を実施した（図 1）。神崎の約 5km 沖では断層沿いの低下方向が転じ（七山ほか、2002）、小島の約 5km 沖は沖積層と第三紀層の地層境界の東端に位置する（四国電力、2009）。測深調査には千本電機社製の 4 方向型精密音響測深機と（株）海洋先端技術研究所製の収録装置を用い、音波探査には SyQuest 社製の音波探査装置 StrataBox TM3510 を用いた。調査船は 4.3 トンの漁船を使用した。4 方向型測深器の送受波機を船の左舷に、音波探査装置の送受波機を右舷にそれぞれ艤装した。測深調査により得られたデータを 30m グリッド DEM にし、海底地形図と 3D アナグリフ画像を作成した。
これらを変動地形学的に検討し、音波探査による反射断面図と合わせて解釈し、既存の断層分布図や海底地質図との比較も行った。

72

3．海底測深と音波探査による調査結果
測深データより得られた海底地形図とアナグリフ画像から、2 ヶ所の調査海域ともに、既存の断層線とおおむね一致する位置に、計約 2.4km にわたる北西落ちの地形が観察された。
これは四国電力（2009）による海底地質図の沖積層と第三紀層の地層境界と整合的であり、断層活動によって形成された断層崖と考えられる。音波探査でも海底を示す音響反射面から
この断層崖を確認することができる。その最大上下変位量は約 20m であった。既存の断層線
は地層境界の北東部や南西部にも引かれているが、これらの海域ではともに断層変位地形は認められなかった。また、神崎約 5km 沖の地層境界北西部には、北西－南東方向に数本の山
稜状の地形が見られた。この地形は、日本水路協会による等深線図には描かれていないものであった。
4．おわりに
今回、調査を行った全ての範囲で地形・地質のデータを取得できた。音波探査の結果、全域において海底下の音響反射面は不鮮明で明確な断層構造を認定することはできなかった。
しかし、海底地形の測深と音波探査を同じ測線で行うことで、両資料を同時に解釈することが可能となり、不足を補うことができた。本調査で使用した機材は乗用車一台での運搬が可能であり、比較的容易に調査することができる。また、使用した海底測深機は送受波器の指向角を調整することで、調査海域の深度に応じて測深データを取得することができる。今後、適当な海域を選択し本手法の有用性をさらに吟味する必要がある。
本研究では、日本水路協会作成の海底地形デジタルデータ（M7018）から作成したアナグ
リフ画像を判読した結果を受け、これまで詳細な音波探査が行われていない与侈沿岸部（測線間隔 200m）や二名津港湾内（同 80m）の海域でも調査を行った（図 1）。本発表ではこれらの調査結果についても報告する予定である。
文献
伊藤・泉（2009）活断層研究，31，
27-31．泉ほか（2013）海洋情報部研究報告，50，126-139．活断層研究会（1991）新編「日本の活断層―分布と資料―」．東京大学出版会，437．四国
電力株式会社（2009）伊方発電所敷地
周辺・敷地近傍の地質・地質構造．堤ほか（1990）活断層研究，8，49-57．
七山ほか（2002）活断層・古地震研究
報告，2，141-152．三浦ほか（2001）
活断層・古地震研究報告，1，199-214．

図 1 伊予灘中部海域における調査測線と断層分布．日本水路協会作成の海底地形デジタルデータ（M7018）を基に加筆・修正．断層線は七山ほか（2002）による．

73

P-13
インドネシア国アチェ州スマトラ断層北部の断層変位地形○

副田宜男（西日本技術開発）
・堤 浩之（京都大学）
・Nazli Ismail（シアクラ大学）

Tectonic Geomorphology of the Northernmost Sumatran Fault
in Aceh Province, Indonesia
Yoshio SOEDA, Hiroyuki TSUTSUMI and Nazli ISMAIL
はじめに
インドネシアのスマトラ島を縦断するスマトラ断層（Sumatran Fault）は，スンダ海溝に沿うインド・
オーストラリアプレートの斜め沈み込みによって形成された島弧中央横ずれ断層で，右横ずれ成分が卓越する延長距離約 1,900 km の活断層である（Yeats et al., 1997；Sieh and Natawidaja, 2000 など）．ス
マトラ断層に沿っては地震活動も活発で，過去約 100 年間にマグニチュード 6.5 以上の大地震が 20個以上発生している（Natawidjaja and Triyoso, 2007）．河川の屈曲や火山噴出物の横ずれ変位から求められた変位速度は 6～27 mm/yr（Bellier et al., 1997；Sieh and Natawidaja, 2000），GPS 測量から求められた速度は 23～26 mm/yr（Genrich et al., 2000）であり，北部ほど変位速度が大きくなる傾向がある．
スマトラ断層北部（アチェ州付近）は，大きな変位速度が推定されているものの，過去約 100 年間に規模の大きな地震はほとんど発生しておらず，地震危険度が高い地域とされている（Natawidjaja andTriyoso, 2007）．また，2004 年スマトラ地震以降，繰り返し実施された GPS 観測により，スマトラ断層北部に歪みが蓄積されていることがわかってきた（Ito et al., 2012）．しかし，この地域のスマトラ断層に関するデータは極めて少なく，断層トレースの詳細な位置や変位速度，活動履歴など，不明な点が多い．このような背景のもと，筆者らはスマトラ断層北部を対象に活断層調査を進めている．これまでに，ALOS PRISM のステレオペア画像を用いた地形判読により活断層の分布を把握し，認定された変位地形を中心に現地調査を行った．本発表では，活断層の分布と変位地形を中心に，これまでの調査結果を速報する．なお，地形判読に用いた画像は空間分解能 2.5 m の ALOS PRISM データを
Adobe Photoshop により加工した画像で，それを縮尺およそ 10 万分の 1 で出力し立体視判読した．この縮尺の画像において比高 10 m 程度の崖地形は判読可能であることが現地調査で確認できた．
調査結果
研究対象地域は，アチェ州北部，スマトラ島北西端部から Takengon の南西約 50 km 付近に至るス
マトラ断層沿いである（図参照）． Sieh and Natawidaja (2000)のセグメント区分による Aceh セグメン
ト及び Seulimeum セグメントが研究対象である．以下，セグメント毎に調査結果を記載する．
【Aceh セグメント】
活断層は，Jantho の南西方において，Barisan 山地の北東縁に認定され，それより調査地域の南東端
まで一般走向 N50°W でほぼ直線的にのびることが衛星画像判読で確認できる．断層トレースの多くの部分は山地内を通過し，河谷の系統的な右屈曲，鞍部列，分離丘などの変位地形が認められる．
Tangse 及び Geumpang 両盆地では，盆地南西縁が北西-南東方向にのびる直線的な山麓線をもって山地と接しており，山麓線に沿って断層トレースを認定した．Tangse 盆地では山麓線付近において，河成段丘面に比高約 10 m の南西落ち逆向き低断層崖が認められる．Geumpang 盆地では，地形境界付
近において山麓線に平行なプレッシャーリッジ状の高まりが河成段丘面に認められるほか，山麓線と平行な線状凹地が地形境界近傍の丘陵に認められる．Banda Aceh 市付近では，Barisan 山地の北東縁が直線的な山麓線をもって平野と接しており，この山地基部に断層トレースが推定されているが（Sieh and Natawidaja, 2000 など），山麓線に沿っては明瞭な変位地形は認められず，この区間を活断層として認定する地形学的証拠は見いだせなかった．

74

【Seulimeum セグメント】
Seulimeum セグメントは Geumpang 盆地で Aceh セグメントから分岐するセグメントである．断層
トレースは，Geumpang 盆地の北東縁から一般走向 N40°W で北西方向にのび，Malo，Lamtamot を通過し，Seulawah Agam 山の南西麓で左ステップし，Krueng Raya に至る．断層に平行にのびる細長い形状の Krueng Raya 低地では低地両側にトレースが認定される．断層トレースに沿っては，河谷の系統的な右屈曲，河成段丘面や火山山麓面の縦ずれ変位，プレッシャーリッジ，シャッターリッジなどの変位地形が明瞭である．また，地形的に認定できる断層トレースに沿って，大規模な破砕帯やガウジを伴う断層露頭が確認できる．Lamtamot では比較的新しい時代の河成面に，比高約 8 m の低断
層崖やプレッシャーリッジなどの変位の累積性を示す変位地形が連続的に認められ，本セグメントが第四紀後期に繰り返し活動していることを確認できる．プレッシャーリッジを横断する道路側面の連続露頭では，正断層群からなるリッジの内部変形構造を観察でき，リッジの形成メカニズムの検討に資するデータを得ることができた．
まとめ
ALOS PRISM のペア画像を用いた地形判読と現地調査により，スマトラ断層北部のトレースの詳細位置が把握できた．トレースに沿っては系統的かつ累積的な変位が認められ，第四紀後期に繰り返し活動していることが把握された．Seulimeum セグメントに沿っては比較的新しい地形面に低断層崖が認められた．新しい地形面における変位地形の現存状況や変位地形の連続性からみると，第四紀後期の活動性は，Aceh セグメントより Seulimeum セグメントが高く，本地域の歪みの解消を主に担っていると考えられる．
今後，トレンチ調査の実施も含め，スマトラ断層北部の地形・地質学的データを蓄積する予定である．
謝辞
現地調査では，シアクラ大学に協力を得た．調査に要した費用の一部には，科学研究費補助
金基盤研究(B)海外学術調査（「スマトラ巨大地震発生後のスマトラ断層：余効変動の収束と新たな歪み蓄積過程の解明」，
研究代表者：田部井隆雄）を使用した．記して謝意を表します．

図 スマトラ断層北部の断層トレース75