P-01
北海道天北地域，幌延断層帯の存否について
大津

直・廣瀬

亘・川上源太郎・田村慎・嵯峨山積・田近 淳（北海道立地質研究所）
・

小俣雅志・森 良樹（株式会社アイ・エヌ・エー）
Active fault assessment of “the Horonobe fault zone” in northern Hokkaido, Japan
Sunao Ohtsu, Wataru Hirose, Gentaro Kawakami, Makoto Tamura, Tsumoru Sagayama,
Jun Tajika（Geological Survey of Hokkaido）, Masashi Omata, Yoshiki Mori（INA）

幌延断層帯は，北海道北部，稚内市東部の宗谷丘陵の西縁にそって分布する，北北西－
南南東に延びる長さ約 20km の断層帯（活断層研究会編，1991；池田ほか，2002；中田・今泉，2002 など）である．断層の存否・位置形状・活動度および活動履歴については不明な点が多かった．文部科学省は、平成 19 年度科学技術調査等委託事業「活断層の追加・補完調査」で同断層帯を対象とし，北海道立地質研究所が産業技術総合研究所より委託を受けて調査を実施した．
調査の目的は，本断層帯の存否・位置形状および活動度に関する資料を得るとともに，断層帯の主要部分においてボーリング調査およびトレンチ調査により過去の活動履歴を明らかにすることである．既存の活断層図を参考に，新たに空中写真判読を行い，踏査した結果，1)上増幌地区，2)上声問地区の 2 地区を選定した．しかし，結論を先に述べると，
幌延断層帯は活断層としてだけでなく、地質断層としてそもそも存在していない可能性が高いことが明らかになった．以下，その理由を 3 つの点から述べる．
1)地質断層の存否について

上声問地区は明瞭な“撓曲崖”が見られ，既存の複数の活断

層図でも断層位置は共通している．天北地域の上部新第三系標準層序は，下位より増幌層・稚内層・声問層よりなり，本地域で稚内層が欠如していることから断層が推定されてきた（高橋・石山，1968）．比高 17m および 1.3m の 2 つの“撓曲崖”で，群列状にボーリ
ング調査を実施した結果，“撓曲崖”の遷急線付近を境に新第三系の増幌層と声問層が西傾斜で接していることが明らかになった（図 1）．両層の境界に断層は認められず，また，
これらの地層を切る断層も見られない（図 1）．声問層のコア試料を珪藻分析した結果，Denticulopsis katayamae 帯（NPD6A, 9.2～8.5Ma）と稚内層相当の化石帯を示した．これは稚内層を欠くほどのギャップはないことを示している．本地区の南，曲淵地域の宇流谷川沿いで両層の関係は不整合であると考えられている（福沢，1985；本山・仲村，2002）．
2)平坦面と“リニアメント”について

幌延断層帯を活断層と見なしてきたのは，沿岸の海成段丘面から連続する平坦面が変位している様に見えるためである．しかし，この平坦面は基盤岩類が直接露出しており，侵食面である．声問層は，珪藻質泥岩であり地表下20m 以上も角礫化している．一方，声問層の基底部の砂岩・礫岩層はほとんど破砕されていない．このような凍結破砕による平坦面の形成や崖地形の発達やその形態は，クリオプ
ラネーション・テラス（H.M.フレンチ，1984）と呼ばれているものに類似する．
3)上声問トレンチ壁面の変形構造とその履歴

上記の比高 1.3m の場所でトレンチをお54

こなった．トレンチ壁面の層序は，上位より A 層，B 層，C1 層，C2 層，D1 層，D2 層，D3 層，
E 層からなる．A 層は耕作土．B 層は砂礫層からなるチャネル充填堆積物．C1 層は黄褐色礫混
じりシルト層．C2 層は淡灰褐色シルト層（約 13ka：14C 年代）．D1 層は青灰色含礫砂質シルト層で，径数 cm の円礫や角礫を多く含み，基質支持で無構造．下位層との境界は不明瞭な凹凸で接する．D2 層は細粒砂・砂質シルト層からなるチャネル充填堆積物．D3 層は砂礫層を基底に礫・砂・暗青灰色シルト・泥炭層の細互層からなる湿地性の堆積物（約 16.5ka：14C 年代）．
E 層は声問層や増幌層の泥岩の角礫を多く含むシルト層（角礫は凍結破砕によるものと推定）．
トレンチ壁面には複数の履歴をもつ変形構造が観察された．古いほうから順に，D3 層堆積後の①剪断変形と②褶曲変形（逆断層の形成），D1 層堆積後の③正断層群の形成，および C2 層の堆積後の④凍結割れ目の形成，の 4 つのステージが識別される．周氷河環境の斜面では flow
や active-layer detachment slide（van Everdingen,1998）の発生が知られている．D3 層内部の剪断変形や褶曲構造を形成するためには，D3 層基底付近にデタッチメントを想定する必要があり，active-layer detachment slide と考えられる．一方，D1 層は土石流堆積物様の層相を示し，斜面にのみ分布することから flow 堆積物に対比される．正断層群の形成は，氷核小丘の発達によるマウンド構造が，その後，融解する過程で出来た陥没構造の可能性がある．
以上より，少なくとも，活断層とされてきた稚内市増幌～上豊別の区間の“撓曲崖”は，a)地層境界に相当するが，不整合関係であり，b)これらの地層を切る断層も見られないこと，

c)侵食面や角礫層の形成から凍結破砕崖の可能性が高いこと，d)崖基部の堆積物は周氷河環境で形成されたと考えられることから，断層が存在しない可能性が高いと判断される．

図１

上声問地区の地質断面図（K4～K5 間にトレンチ断面を投影）

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P-02
山形盆地西縁活断層帯南部の第四紀後期における活動性と地震の再来間隔
中村洋介（立正大・地球環境科学）・岡田篤正（立命館大・歴史都市防災センター）
Late Quaternary activity of faults and recurrence interval of earthquakes in the southernpart of western margin of Yamagata Basin fault by using drilling survey of fluvial terraces,
Yamagata Prefecture, central Japan
Yosuke Nakamura (Rissho Univ), Atsumasa Okada (Ritsumeikan Univ)

本研究では，山形盆地西縁断層帯における第四紀後期の活動性から地震の再来間隔を算出することを目的に，活断層の良好な変位基準である河成段丘面の編年調査ならびに断面測量調査を実施した．河成段丘面の分類・対比は，空中写真（縮尺約 1/40,000，および約 1/20,000）の判読と段丘構成層および段丘被覆土壌層の現地調査に基づく．編年の基準となる火山灰の対比は，掘削試料の層相や層序を基に行った．編年の基準となる火山灰は，自然露頭試料および掘削試料を洗浄した後に，顕微鏡で鉱物組成や火山ガラスの有無およびその形状を詳しく調べた．その後，火山ガラス及び重鉱物を立正大学地球環境科学部所有の温度変化型屈折率測定装置を用いて屈折率を測定し，広域火山灰の同定を行った．
一般に山形盆地では，段丘構成層および被覆土壌層中に火山灰層を肉眼で認めることが非常に困難である．また，露頭の数も非常に限られて圃場整備によって地形が大幅に改変されていることから，本研究では被覆土壌層の採取をボーリング掘削により行った．ボーリング
掘削機器はパーカッション採土器を使用した．本採土器は，エンジン打撃式であり，採土管を打ち込み，引き抜きは人力で行うものである．
本研究では山形市柏倉にて 2 本，同市長岡において１本の掘削調査を実施した．掘削地点の選定の際には，圃場整備前に撮影された米軍の空中写真による空中写真判読，および現地での聞き取りによって，できるだけ原地形が保存されている場所（例えば戦前に建てられた宅地の敷地内の畑など）を選定するよう心がけた．掘削の際には，段丘礫層もしくは明らかに水成層（砂層や灰色の淘汰の良いシルト層など）と判定できる地層が現れる深度まで掘り，離水後に堆積した風成堆積物を全て採取するように努めた．
鉱物分析は，一枚の薄片につき顕微鏡下で無作為に 300 個以上の粒子を検討し，火山起源
鉱物の濃集帯を検出した．試料①の掘削は柏倉南部の河成段丘面(Ⅰ面)上で実施した．なお，試料中から火山灰層を肉眼で確認することは不可能であった． 試料①からは火山起源と考えられる鉱物の濃集層準が２層準検出された．まず，深度 30cm 付近には，バブルウォール型の火山ガラスの濃集帯が認められた．火山ガラスの屈折率が n=1.498-1.499 であること火山ガラスは姶良－丹沢テフラ(以下 AT と略す)起源のものであると考えられる．深度 65cm 付近には，β石英および火山ガラスがそれぞれ認められた．深度 65cm 付近に散在する火山ガラスは形状および屈折率(n=1.497-1.498)が AT に似ているものの，β石英が含まれること，および層位から考えて K-Tz に対比するのが適当と考えられる．

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試料②の掘削は柏倉北部の河成段丘面(Ⅱ面)上で実施した．Ⅱ面はⅠ面より１段低い段丘面である．試料②も試料①と同様に水成の砂層までの 1.5m の掘削を実施した．層相は上位より，盛り土，黒ボク層，褐色ローム層，シルト層，ならびに砂層からなる（②）．試料②では
試料①と同様に火山起源の鉱物が２層準検出された．まず，深度 25cm 付近からは AT に対比されると考えられる火山ガラス(n=1.498-1.500)が，深度 60cm 付近には K-Tz に対比されると考えられる火山ガラス(n=1.496-1.498)ならびにβ石英がそれぞれ確認された．ただし，試料①では K-Tz が風成層(ローム層)から検出されたのに対し，試料②では K-Tz は水成のシルト層中から確認された．
試料③の掘削は長岡の河成段丘面(Ⅲ面)上で実施した．Ⅲ面は今回試料を採取した中では最低位の段丘面である．試料③では水成のシルト層までの 1.0m の掘削を実施した．層相は上位より，盛り土，黒ボク層，褐色ローム層，シルト層，ならびに砂層からなり（図２：③，
深度 25cm 付近に AT(n=1.498-1.499)が確認された．これらの結果より，各段丘面の離水時期はそれぞれ，K-Tz 降下直前(Ⅰ面)，K-Tz 降下直後(Ⅱ面)，K-Tz 降下以降 AT 降下以前(Ⅲ面)，すなわち 10-11 万年前(Ⅰ面)，8-9 万年前(Ⅱ面)，5-6 万年前(Ⅲ面)であると考えられる．
本研究では掘削調査後にⅠ～Ⅲ面の累積変位量を明らかにするための断面測量調査を実施した．各段丘面の累積変位量はそれぞれ約 25m 以上(Ⅰ面)，20m 以上(Ⅱ面)，14m 以上(Ⅲ面であり，段丘面の年代が古くなるほど変位が累積していることが判明した．ここで，累積変位量が「以上」となっているのは，本研究における断面総量では断層の両側で河成段丘面の形成年代が異なるためである．一般に断層の下盤側は低断層崖からの崩落物質やより新期の堆積物に覆われるため，真の上下変位量を求めることは難しい．この場合，より新期の段丘
堆積物の厚さを無視した変位量を記すが，真の変位量はこの値よりも大きくなる．
各段丘面の累積変位量をそれぞれの形成年代で除したところ 0.23-0.25mm/yr(Ⅰ面)以上，
0.22-0.25mmyr(Ⅱ面)以上， 0.23-0.28mmyr 以上(Ⅲ面)の平均上下変位速度が算出された．
ただし、八木ほか(2001)や山形県(2002)による山形盆地西縁の活断層は複数条に分岐することが報告されていることから，実際の平均変位速度はさらに大きくなると考えられる．
また，各段丘面の累積変位量を産業技術総合研究所(2006)によって報告されている地震 1回辺りの単位変位量(2～3m)で除すと，Ⅰ面は 8～12 回以上，Ⅱ面は 7～10 回以上，Ⅲ面は 5～7 回以上，地震によって上下変位を被っていると考えられる．よって，山形盆地西縁断層
帯南部における地震の再来間隔は 8300 年～13800 年以下(Ⅰ面)，8000 年～12900 年(Ⅱ面)以下，7100 年～12000 年(Ⅲ面)以下であると見積もられる．
なおこの値は，沖積面におけるトレンチ調査によって求められている地震の再来間隔(産業技術総合研究所，2006)とほぼ同じ値である．山形盆地西縁断層帯南部における地震の最新活動は 4300 年前～5000 年前であると考えられていることから，今回の調査で得られた中～長期的な平均変位速度を加味しても，山形盆地西縁断層帯南部を震源とする巨大地震が近い将来に発生する確率は極めて低いものと考えられる．

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P-03
2008 年岩手・宮城内陸地震の地表地震断層
および既存の断層変位地形との関係
堤浩之（京都大）・杉戸信彦（名古屋大）・石山達也・今泉俊文・丸島直史（東北大）・越谷 信（岩手大）・廣内大助（信州大）

Surface rupture associated with the 2008 Iwate-Miyagi nairiku earthquake and its
tectonic geomorphic implications
Tsutsumi, H. (Kyoto Univ.), Sugito, N. (Nagoya Univ.), Ishiyama, T., Imaizumi, T.,
Marushima, N. (Tohoku Univ.), Koshiya, S. (Iwate Univ.), and Hirouchi, D. (Shinshu Univ.)
はじめに2008 年 6 月 14 日の岩手・宮城内陸地震（MJMA 7.2）は，顕著な活断層の存在が知られていなかった地域で発生した．我々の研究グループでは，文部科学省科学研究費補助金（特別研究推進費）「2008 年岩手・宮城内陸地震に関する総合調査」（研究代表者：東北大学・海野徳仁）を受けて，地表地震断層の現地調査を数次にわたり実施した．本発表では，奥州市衣川
村餅転から一関市落合にかけての地表地震断層について報告し，またこれらと既存の断層変位地形との関係についても議論する．
地表地震断層の概要と既存の断層変位地形
我々は，奥州市衣川村餅転から一関市落合にかけてのほぼ北北東­南南西の線上に，延長
距離 8.5 km にわたって地表地震断層が出現したこと確認した．地表地震断層の分布は断続的であるが，河岸段丘や沖積低地が分布する餅転・岡山・枛木立周辺では比較的連続性が良い．
産総研活断層研究センターはより広域な現地調査を実施し，約 20 km にわたり断続的に地表
地震断層が出現したことを確認している（吉見ほか，2008）．図 1 に地震断層が確認された地点とその上下変位量を示す．変位量は概ね 40 cm 以下であり，地震波形の解析によって求められた数 m オーダーのすべり量と比べて著しく小さい．多くの地点で，上下変位量と同程度あるいはそれを上回る水平短縮量が計測されており，低角逆断層運動が卓越したことが推定される．また，線上に並ぶ地表地震断層の約 10 km 西（真湯温泉の西）の国道 342 号線沿
いでも，地表地震断層の可能性のある東落ちの地表変位が確認された．
餅転から落合にかけての地表地震断層は，大局的には餅転­細倉構造線（片山・梅沢，1958）に沿って現れたと考えられる（石山ほか，2008a）．特に，中川から岡山にかけての地表地震
断層が，東の花こう岩と西の第三紀層の地質境界に沿って現れていることが現地で確認された．また地表地震断層の一部は既存の断層変位地形に沿って現れている．鈴木ほか（2008）
は，枛木立の西落ちの地表地震断層が既存の低断層崖に沿って現れたことを指摘している．
磐井川の南岸の岡山では，舗装道路の短縮変形や水田の撓曲（上下変位約 10 cm）などが観察された．これらの地表変位は，磐井川の河岸段丘上に発達する北北東走向で，比高約 3 mの東向きの低崖の基部に現れた．この崖は，磐井川やその支流の産女川の上流に対して鋭角をなすため，これらの河川の侵食崖であるとは考えられない．またその南方の丘陵には，顕著な開析谷は発達しない．したがってこの低崖は，過去の断層活動に関連して形成された変動崖である可能性が高い．変位を受けている段丘は，磐井川沿いに広く分布する段丘であり，

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Tajikara（2004）により MIS stage2 の段丘とされている．よって，この崖の形成に寄与した断層の上下変位速度は約 0.15 mm/yr と予察的に求められる．しかし，この低崖の北方延長部の磐井川北岸の河岸段丘は変位しておらず，同様に南方延長でも明瞭な変位地形は見られない．
よってこの低崖は，震源断層が地表まで延びてきたものではなく，地下の断層運動に伴う地殻の東西圧縮歪みを解消するために，地表付近の既存の断層が局所的にすべった可能性が高い．
[文献] 石山達也ほか，2008a，東北大学 HP；石山達也ほか，2008b，活断層研究；片山信夫・梅沢邦臣，1958，地調図幅「鬼首」；鈴木康弘ほか，2008，活断層研究；Tajikara, M., 2004, 東京大学博士論文，吉見ほか，2008，AFRC News．

図1

奥州市衣川村餅転から一関市落合に至る地域で確認された地表変位の位置と上下変位量．地表
変位の位置図は石山ほか（2008b）による．産業技術総合研究所がホームページで報告した地表変位を追認したものも含む．

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P-04
岩手・宮城内陸地震でも現れたお付き合い地殻変動−−水準測量および SAR 干渉解析から−−
宇根 寛（国土交通大），津沢正晴，雨貝知美，飯村友三郎，中島秀敏，
根本盛行，飛田幹男，山田晃子，矢来博司（国土地理院）“Accompanied” crustal deformation associated with the Iwate-Miyagi Nairiku Earthquake
UNE Hiroshi(College of Land, Infrastructure, Transport, and Tourism ), TSUZAWA Masaharu,
AMAGAI Tomomi, IIMURA Yuzaburo, NAKAJIMA Hidetoshi, NEMOTO Moriyuki,
TOBITA Mikio, YAMADA Akiko, YARAI Hiroshi(Geographical Survey Institute)(1) SAR 干渉解析
震源域の西上空約 700km の北行軌道から、地震をはさみ 2007
年６月 21 日と 2008 年６月 23 日に観測の（図１）、東上空の南行軌道から、2006 年６月 19 日と 2008 年６月 24 日に観測の PALSAR
データを用い、それぞれ干渉解析を行った。さらに、両者の解析結果を合成し、準東西方向ならびに準上下方向の変動分布図を作成した。奥州市胆沢区付近から栗原市花山周辺に至る長さ約 30km、幅約 10km の帯状のまだら模様が見られ、地殻変動の集中した地帯を示す。この集中帯をはさむ東西の地塊が、各々少なくとも約 1m、西北西−東南東方向に相互に近寄る変動がみられる。鈴木ほか（2008）が報告した、県道 49 号沿いの地表地震断層や変位地形、あるいは付近に伸びる地質断層（産総研）は、地殻変動集中帯の東縁に沿っている。また、奥州市胆沢区市野々付近から金ヶ崎町の
図１ 北行軌道からの SAR 干
黒沢川上流域にかけて、その周囲に比べ約 0.2〜0.3m の隆起と渉画像
東向きへの変動がやや顕著な、長さ約 10km・幅約 3km の領域が、
地殻変動集中帯から北へ張出している。
(2) 水準測量
国道４号に沿う一等水準路線のうち、一関市の水準点「5442」から金ケ崎町の水準点「5460」まで、奥州市水沢区から西へ国道
397 号 に ほ ぼ 沿 っ た 公 共 水 準 路 線 の う ち 、 水 沢 区 の 水 準 点「5458」から同市胆沢区の水準点「BM3」まで、一関市から西へ国道 342 号に沿った公共水準路線のうち、一関中心市街にある水準点「5444」から同市天王の水準点「BM7」まで、同市駒形付近の環状路線、および近傍の電子基準点「水沢１」「胆沢」「平泉」に取り付ける路線で、地震後約１ヶ月以内に観測を行い、前回観測値と比較した。
このうち国道 397 号に沿った路線において、「BM-3」が他に比
べて約 0.2m 突出し、隆起している。ここは、前項で言及した変動領域にあたる。

図２ 胆沢〜水沢間の上下
変動(3) お付き合い地殻変動
GPS データから推定した断層モデルでは(1)で言及した北に張出した変動は説明できないが、余震分布域も同様に張出している。この領域の東縁には、北上低地西縁断層帯（地震調査委員会）の南端部を構成する断層群があり、近傍にはほぼ並行する地質断層も報告されている（産総研）。この変動は、主要な断層破壊に伴い、これらの既存の構造を反映し、それがさらに発達する方向に動いた、いわゆる「お付き合い地殻変動」（宇根ほか 2008）だった可能性がある。

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P-05
群馬県東部みどり市大間々周辺における活断層の地形学的認定
熊原康博（群馬大学）
・近藤久雄（産業技術総合研究所）

Geomorphological evidence of active faulting around Omama, Gunma prefecture,eastern Japan
Yasuhiro Kumahara (Gunma Univ.) and Hisao Kondo (Active Fault Research Center, AIST)
足尾山地から発する渡良瀬川に沿っては，河岸段丘や離水扇状地が発達し，これまで多くの地形学的研究がなされてきた（貝塚，1958；新井，1962；沢口，1971；塩島・大内，1978；早田，1990；竹本・久保，1995；鈴木，2000 など）．これらの研究は，地形面の編年や発達過程を議論したもので，活断層など変動地形については検討されていない．ところが，松田ほか（1977）は，大間々付近で長さ７km の活断層を認定し，この断層を大久保断層と名付けている．ただし，松田ほか（1977）は，小縮尺な図に断層線を示していることや，断層地形の記載についても，その概略を述べるにとどまり，筆者らの断層線と一致しているかどうかは明らかではない．従って，本発表では，新たに調査した結果得られた大久保断層に関する地形学的な認定根拠を述べ，その活動性を論じることを目的とする．
本研究の方法は以下の通りである． 1947 年に米軍が撮影した縮尺約 2 万分の１白黒空中写真を用
いて地形判読を行った．地形判読の結果をもとに，ハンドレベルを用いた簡易断面測量と，市町発行の縮尺 2,500 分の１都市計画図や国土地理院発行の縮尺 25,000 分の１地形図の等高線の読図から，断層変位地形の認定と変位量の計測を行った．
大久保断層の断層線は，いくつかのステップを伴いながら渡良瀬川右岸では併走する２~３条，左岸では１条となる．松田ほか（1977）によると大久保断層の長さは約７km とされていたが，本研究では少なくとも断層の長さは約９km 確認できる．断層に沿っては，同じトレース上で異なる地形面が累積的に断層変位を受けている．特に，渡良瀬川が関東平野に注ぐ谷口の右岸には，桐原面と大間々面と呼ばれる離水扇状地面が知られているが，これらの地形面は，累積的に南側低下の変位が生じており，確実に活断層と認定できる．一方，渡良瀬川左岸には，沖積錐上に南側低下のシャープな低断層崖が連続し，低断層崖を開析する谷はほとんど認められない．簡易測量によると，約 2.0~2.4ｍの垂直変位を受けている．

地形判読と野外での調査をまとめると，１）地形面上に南側低下の撓曲崖や断層崖が連続すること，
２）断層より上盤側の地形面が上流側へ傾動する逆傾斜が生じていること，３）大間々面上では断層
上盤側に北側低下の断層も併走し，両断層間がポップアップしていること，が認められた．以上の断層地形の特徴から，本断層は北傾斜の逆断層であるといえる．
赤城山の南麓では，地割れや噴砂跡が多くの遺跡から認められている（能登ほか，1990；早田，1991；
早川ほか，2002）．また，付近の丘陵や火山麓扇状地の斜面や開析谷からは，山崩れ地形やその堆積物も多数見つかっている．これらの地割れや噴砂跡，山崩れ堆積物などの発生年代は，指標テフラとの層位関係から，1108 年噴火の浅間 B テフラと６世紀中葉に降下した榛名−伊香保テフラ間に集中し，遺跡中では遺物との層位関係からもそれを裏付けている（早田，1991）．12 世紀から６世紀中葉という発生年代から，この地域の地震被害に関する歴史記録をみると，『類聚国史』に書かれた西暦 818年の地震が知られており，能登ほか（1990）や早川ほか（2002）は，この地震によって地割れや噴砂跡，山崩れが発生した可能性を指摘している．
大久保断層は，これらの地震跡が集中する地域のほぼ中央を横切っており，最新の活動を示す低断61

層崖もシャープであり，地震跡をもたらした起震断層の候補となりうる．活断層の活動と地震跡の関係については，今後慎重に検討に進めたい．
【文献】新井房夫 1962．群馬大学紀要自然科学編 10(4)：1-79；貝塚爽平 1958．地理学評論 31：59-85；
沢口 宏 1971．群馬県教育センター紀要 16：102-111；塩島由馗・大内俊二 1978．日本地理学会大会予稿
集 15：112-113；鈴木毅彦 2000．貝塚ほか編『日本の地形４ 関東・伊豆小笠原』；早田 勉 1990．群馬
県史編さん委員会編『群馬県史通史編１』 ；竹本弘幸・久保誠二 1995．
『群馬の火山灰』；松田博幸・羽田野誠一・星埜由尚 1977．地学雑誌 86(2)：20-37；能登 健・内田憲治・早田 勉 1990．信濃 42：755-772；
早川由紀夫・森田 悌・中嶋田絵美・加部二生 2002．歴史地震 18：34-41

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逗子鎌倉地域の断層群 -市民協働調査で見つかった活構造蟹江 康光・服部 陸男・蛯子 貞二・柴田 健一郎・岡野 眞治・浅見 茂雄・
茅野 教幸（三浦半島活断層調査会）
Active structure in Zushi-Kamakura area found by the ResearchGroup for Active Faults in the Miura Peninsula
Kanie Y., Hattori M., Ebiko T., Shibata K., Okano M., Asami S. and Chino N.
(Research Group for Active Faults in the Miura Peninsula)
従 来 の 研 究 蟹江・三浦半島活断層調査会（2007.日本地質学会第114年講演要旨: 275）
は，本地域の地層と活構造を報告した。1）池子層は3.7〜2.4 Maに水深約1000 mの海底火
山活動堆積物で定義される。その上部に2.4 Ma のKGP凝灰岩鍵層が挟まれる。これを覆う
上総層群の下部層は，池子層の火山活動と隆起に伴う海底地すべり跡の盆地を埋めた二次的浅海堆積物で，黒滝不整合の末端である。2）活構造は，三方向のリニアメントを観察でき，
南北系断層群は，縄文海進による海成堆積物の上限高度が鎌倉市街地~逗子で8.4〜7 m
であり，周辺地域より4〜5 m高いこと・鎌倉北東部〜逗子北西部地域でKGPの高度分布が約50 m異なることなどから，これらの断層群は活構造であろう。その断層の一部は約500年前にも活動した。東西系と北東-南西系断層との関係は今後の課題である。
本 研 究 新たに判明した事実は，以下にまとめられる。
1） 地 層 調査地域を東方の横須賀市追浜地区へ延長した。従来，上総層群の下部層とされてきた浦郷層と野島層の一部は，固結した層相とKGPを挟むことから，池子層の上部に改め，さらに最上部層が存在する。これを覆う上総層群の下部層は弱固結度・二次堆積の層相・浅海の産出化石で区別でき，2.5 Maに生じた不整合関係が認められる（図2）．
2） リ ニ ア メ ン ト Aster画像による余色立体解析では，逗子西部ではブロック化が顕著である。その南方の海底から逗子駅北方では南西-北東の構造が明瞭である（図1）。
3） 海 食 台 の 断 層 群 動力パラグライダー（ＰＰＧ）による大潮干潮時の逗子西部の海食台で観察される断層群は，北東—南西方向と北西-南東方向の共役断層であり，陸地の谷地形へ延長しており，一部は南北系断層へ続いている。
4） ガ ン マ 線 調 査 逗子西部の海食台調査では，上記の断層群の位置で，顕著な放射線強度の増大が認められた（図3）。しかし，内陸域の調査では地形改変や放射線強度に影響する建造物などで，断層位置の特定には困難を伴うことがある。
5） 不整合 三浦半島基部（調査地域）での黒滝不整合は顕著である。一方，三浦半島南部の三崎層と初声層との間で明瞭な不整合を観察できる。両地域の構造的位置が，それぞれ前弧海盆帯域と付加的コンプレックス帯域にあるので，不整合と断層群の様式は異なる。

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図1 逗子〜鎌倉地域の地質と主要断層の分布。
中央下部の太枠は，図3のガンマ線強度測定域。

図2 横須賀市北東部浦郷地域の地質概念図。
蟹江ほか（2008，第5図，に地層略名を加筆。本域は図1の東部に分布する。

図3 ガンマ線強度からの断層位置の推定。簡便化してU-系列放射性同位元素および，UTh-系列とKの総和(SUM) を示す。単位はnG/h（ナノグレイ/hour）。破線はそれぞれの平均値と標準偏差の和を示す。この線より大きい値の場所には断層があると推定できる。

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P-07

中越地域の褶曲構造の特徴と累進過程
金幸隆（東京大学地震研究所）

Progressive Process of Folding Structure in the Chuetsu Area, Central Japan
KIM, Haeng Yoong (Earthquake Research Institute, University of Tokyo)
1. はじめに
北部フォッサマグナ地域は，日本海拡大期に形成されたリフト帯に厚く堆積した新生代堆積物が圧縮によって逆断層帯として特徴づけられている．北部フォッサマグナの南部地域には糸魚川―静岡構造線が分布しており，文部科学省重点的調査観測によって深さ 5km 未満の地下構造が明らかにされてきている．本調査の一環として，北部フォッサ
マグナの地下活構造の推定に関わる変動地形および表層地質（北部と南部の比較）を実施している．
本発表では，中越地域の片貝―真人背斜の地質構造と長さに関する報告を行う．最初に詳細な位置，断層走向に直交する方向の変形様式，上下変位，及び平均変位速度について記載する．次に，活断層の走向方向における変形様式，変位量分布および長期的な断層挙動について考察する．活断層はその活動の累積によって地表の変形領域（長さ）を成長させることもあれば，既に成熟してしまった断層もある．走向方向における断層の振る舞いを明らかにすることは，断層長の評価のみならず活断層から発生する地震規模を推定する上で重要である．そこで，背斜丘陵に分布する河成段丘面の縦断面形と変位量および形成年代の調査から上下変位速度の時間と空間の変化を導出し，その特徴か
ら活断層の走向方向における長期的挙動を推察する試みをした．調査対象地域は，信濃川活褶曲帯の片貝背斜と真人背斜である．
2. 褶曲構造の特徴
越後平野南西方から十日町盆地の西方にかけて南北走向の片貝背斜と真人背斜丘陵が分布する．片貝背斜と真人背斜のセグメント境界は，魚沼層の構造の不連続に基づき
小千谷市付近と考えられる．小千谷付近に分布する魚沼層は西側に急傾斜している．小
千谷から北方の片貝付近までの片貝背斜（南北約 10km）の東翼が急傾斜する．また，小千谷から南方の十日町盆地西縁に分布する南北約 20 km では，真人背斜では東翼が急傾斜である．こうした背斜構造の急傾斜帯は逆断層構造の存在を推察させる．
片貝背斜と真人背斜の波長は表層の魚沼層の地質構造から 0.5 km 程度と推定され，波長の短い褶曲構造として特徴づけられる．当該地域で行われた既存のボーリングデー
タおよび反射断面図を用いて地下地質を推定した断面図を作成すると，東翼急傾斜帯のヒンジ軸面に推定される逆断層は地表から地下 1～2 km 程度までは西に向かって高角度と考えられるが，さらに地下深くの断層構造については不明である．しかしながら，片65

貝背斜および真人背斜の波長と長さから，この逆断層は低角化すると推定される．その根拠を以下に記載する．
片貝背斜と真人背斜の周辺には，波長約 5km～10 km の褶曲構造が雁行分布している．
東方の褶曲構造は新潟県中越地震の震源域となった東山・田麦山背斜である．西方には
山屋背斜・小木ノ城背斜が雁行分布する．こうした褶曲構造は，当該地域に標高 1.000
m 未満の丘陵地帯を形成している．丘陵地帯は信濃川の低地帯東方に分布する東山丘
陵・魚沼丘陵と西方の西山丘陵・東頸城丘陵に地域区分される．片貝背斜と真人背斜は
東西の丘陵地帯に挟まれた地域に分布している．西山丘陵の西方海域には落差約 500 mの西向きの急崖を伴った佐渡海盆が分布し，東傾斜の逆断層が推定されている．また，魚沼丘陵の東縁は西傾斜の六日町断層（逆断層）が分布している．六日町断層は魚沼丘
陵と東方の越後山地を境する活動度 A の活断層である．両断層は，活動度から北部フォッサマグナの地質構造を形成する主断層であると考えられる．両断層に挟まれた信濃川地域に分布する新生代の厚い堆積層は南北走向の向斜構造を呈しており，圧縮地域である．
3. 褶曲構造の累積性とまとめ
片貝背斜丘陵には 3 段の河成段丘面が発達している．これらの段丘面は段丘堆積層の厚さとそれを覆う広域火山灰から上位より 1 面：M.I.S.6，2 面：M.I.S.5-4，3 面:M.I.S.4の環境で形成された可能性が高い．最上位の 1 面は背斜軸部に分布し，下位の 2 面と 3
面は片貝背斜の東翼部に分布する．それぞれの段丘面は信濃川の低地帯に向かって撓曲している．背斜走向には段丘面の高度分布から片貝背斜は緩く曲隆しており，背斜軸は北方にプランジしている．北端部では背斜軸の高度が急激に減少して 1 面は 2 面に収斂している．従って，下位の段丘面ほど広く分布しているように見える．また，上位の段
丘面ほど曲隆率が大きくいことから，褶曲変形の累積が認定される．
上述した背斜軸に沿った地形の成因を変位量と変位速度から検討する．背斜状に変形した 1 面は背斜軸から東翼部にかけて傾斜が急になっており，本面は下位面に収斂していく．一方，2 面および 3 面は片貝背斜の翼部から越後平野の向斜部にかけて連続的に追跡でき，地形の高度差から上下変位量が推定される．また，向斜部には M.I.S.2 に相当する段丘面が分布している．河川の縦断面形は基本的には氷期と間氷期で異なるので，段丘面の形成環境を考慮して 1 面の隆起量を導出した．その結果，1 面の隆起量は片貝
背斜軸の北方で小さくなるが，2 面や 3 面の変位量は逆に大きく表れる．変位速度や隆起速度を比較すると，1 面の隆起速度が背斜軸の中央部付近で 2 面や 3 面の変位速度よりも大きいが，北端部付近ではその関係は逆転している．1 面の隆起速度は背斜軸の北部でやや小さくなっている．すなわち，片貝背斜の北端部は変位速度が加速している可能性がある．片貝背斜の変形領域は北方に延伸しているかもしれない．変動地形の特徴から片貝背斜は走向方向に延伸している可能性がある．

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P-08
糸静線活断層系中北部における変動地形の認定とピット掘削調査
谷口 薫*（地震予知総合研究振興会）・澤 祥（鶴岡高専）
・鈴木康弘（名古屋大）
・＊
渡辺満久（東洋大）
・松多信尚（台湾大）・糸静線重点調査変動地形グループ

Tectonic landform and excavation studies along and across the north-central
part of the Itoigawa-Shizuoka tectonic line Active Fault System
Kaoru TANIGUCHI (Association for the Development of Earthquake Prediction),
Hiroshi SAWA (Tsuruoka Nat. Col. Tec.), Yasuhiro SUZUKI (Nagoya University),
Mitsuhisa WATANABE (Toyo University), Nobuhisa MATSUTA (Nat. Taiwan University)
and Tectonic Geomorphological Research Group for ISTL
１．はじめに
糸静線活断層系は、長大な活断層系の 1 つとして知られており、数多くの調査・研究がなされている。活断層の分布については、巨視的にみると、ほぼ連続する活断層帯であると認定できるが、詳細に検討すると、断層トレースの不連続や形状の明瞭な変化、変動地形の形態的特徴の変化などがみられる。糸静線活断層系中北部、とくに松本盆
地と諏訪盆地の境界付近にあたる牛伏寺断層南部から岡谷付近までの区間は、明瞭な活断層が認められないことから、地形的な高まりである塩尻峠付近を「塩尻峠ギャップ」と呼ばれるようなセグメント境界であるとする考え方が多かった。また、牛伏寺断層の北端について
は、松本市北部まで達していないとする見解もあった。
上記の地域において、詳細な空中写真判読と現地調査を実施した結果、活断層の位置や変位地形に関する知見を得たのでここに報告する。
牛伏寺断層南部延長にあたる、崖ノ湯から塩尻峠を経て岡谷に至る範囲においては、航空レーザ測量（LiDAR）も実施し、より詳細な活断層の分布や変位地形の記載をおこなった。また、変動地形学的に認定した活断層の存否および活動履歴に解明するために、ピット調査を実施した。
２．変動地形学的調査結果
従来、牛伏寺断層の北方延長は不明確であったが、松本市街地の低地内に、北北西－南南東方向に延びる断層が認められた。その延長部の地形面には、約 50 m の左横ずれ変位が認められる。また、これと並走する複数の東側上がりの断層が見出され、これらは新旧の地形面を累積的に変位させている。
崖ノ湯以南の牛伏寺断層については、従来「塩尻峠ギャップ」と呼ばれる断層の空白域とされていたが、約 7 km の区間において、明瞭な左横ずれを伴う活断層が数条認定され、その最大左ずれ変位量は 250 m に達する。結果の詳細は当日の発表にて示す。

67

３．ピット調査結果
今回新たに認定した活断層の存否および活動履歴を解明するために、岡谷市塩嶺御立
公園内において長さ約 6 m、深さ約 3 m の掘削調査を実施した。露出した地層は、下位より、塩嶺累層・軽石層（重鉱物組成の特徴から Pm-I に対比）・コンパクトローム・ソフ
トローム・黒土層・表土に区分できる。ピット壁面では表土直下までを切る複数の高角活断層が認められ、右ステップのクラックが多数形成されている。また、断層面周辺の構造も、左横ずれを示している。断層は黒土層（1,730+/-30 yBP）を切り、表土（1,440+/-30 yBP）に覆われることから、本地点での最新活動は約 1
千 7 百年前以後、約 1 千 4 百年前以前であったと考えられる。複数の活断層が認められる黒土層下部の年代は 7,960+/-40 yBP であることから、この年代以降に複数回の活動があったことが示唆されるが、それらの層準を分離することは今のところ困難である。
４．考察「断層の空白域」とされていた区間において明瞭な左横ずれ変位を示す活断層が認められたことか
ら、牛伏寺断層は松本盆地から諏訪盆地北端の岡谷付近までの区間においてほぼ連続して延びていることが明らかとなった。また、牛伏寺断層の北方延長にあたる松本盆地付近では、非常に新しい地形
面に変位が認められることから、これらの変位地形は牛伏寺断層の最新活動（奥村ほか，1994，2000）に伴って形成された可能性がある。
今回のピット調査から得られた活動時期は約 1,400－1,700 年前であり、牛伏寺断層（奥村ほか，
1994，2000）や岡谷断層（東郷ほか，2008）の活動時期とも矛盾しないことから、その活動時には、少なくとも松本盆地から諏訪盆地北端に至る範囲が活動した可能性が示唆される。
本調査は「糸魚川－静岡構造線断層帯における重点的な調査観測」の一部として行われた。
糸静線重点調査変動地形グループ：鈴木康弘（名古屋大）・渡辺満久（東洋大）
・澤祥（鶴岡高専）
・廣内大助（信州大）
・隈元

崇

（岡山大）
・松多信尚（台湾大）・田力正好（復建調査設計株式会社）・谷口薫（財団法人地震予知総合研究振興会）・杉戸信
彦・石黒聡士・佐藤善輝・中村優太・安藤俊人（名古屋大）・内田主税・佐野滋樹・
野澤竜二郎（玉野総合コンサルタント株式会社）・坂上寛之（株式会社ファルコン）

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P-09
高時間分解能堆積物に基づく古地震履歴復元と不規則な大地震発生
ー糸静線活断層系・茅野断層のジオスライサー調査ー
近藤久雄（産業技術総合研究所）・杉戸信彦（名古屋大）・
木下博久・池田哲哉（復建調査設計（株））
Infrequent recurrence of paleo-earthquakes reconstructed from
Geoslicer technique and high-resolution chronological deposits
on the ISTL active fault system
Hisao Kondo (Active Fault Research Center, AIST), Nobuhiko Sugito (Nagoya
University), Hirohisa Kinoshita and Tetsuya Ikeda (Fukken Co. Ltd.)
活断層系から発生した古地震の精緻な復元は，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．従来は，主としてトレンチ掘削調査によって古地震履歴が復元され，日本の主要活
断層帯の活動時期や活動間隔の概略が示されてきた（例えば，推本地震調査委員会，2008）．
しかし，復元された古地震イベントが欠損なく完全に記録されているのか，すなわち，地層の欠落やイベントの見落としなどのイベント認定にまつわる問題（例えば，隈元，1998）や，
年代測定試料の不足や解釈の問題は依然として残されている．そこで，連続的に堆積した腐植質細粒堆積物の存在が期待されるものの，従来のトレンチ掘削調査では壁面維持が困難であった現世の湿地を対象としてジオスライサー（中田・島崎，1997）の群列調査を実施した．
調査地は，長野県茅野市宮川における糸魚川̶静岡構造線活断層系の茅野断層上にあたる．
茅野断層は諏訪盆地南東縁を限る単一の断層トレースからなり，東郷（1987）や藤森（1991）
によって平均変位速度５mm/yr ないしこれを上回る顕著な横ずれ断層であることが変動地
形学的な調査によって知られている．一方では，活動間隔や地震時変位量は未知であり，近い将来に想定されている同断層系・牛伏寺断層の活動に伴って，破壊が南方へ進展して同時に活動し，より規模の大きな地震となる可能性があるのかといった牛伏寺断層との連動可能性を評価することは重要である．
調査地周辺では，空中写真判読によって北西̶南東走向の低断層崖が認められ，その延長に発達するほぼ平坦な低湿地において調査を実施した．ジオスライサーは長さ４m および６m を使用し，本体を先に群列で隙間なく打ち込み，後から蓋を打ちこんで地層を採取することによって，攪乱および間断が少ない地質横断面図を作成するよう努めた．
ジオスライサー断面には，河川性の砂礫層およびシルト層，これを覆う湿地性堆積物の泥
炭および腐植質シルト層と細～中砂層，これらの地層を地表下約２m まで切断するほぼ鉛直

69

な断層が露出した．断層を境にした湿地性堆積物の厚さは南西側で約６m，北東側で約２mと明瞭な南西側低下が示される．断層近傍では，湿地性堆積物のひきずりや吸い込みといった横ずれ断層に典型的な地質構造が認められ，断層の変位様式が南西低下を伴う横ずれ運動であることを示す．
ジオスライサー断面に露出した地層と断層の被覆・切断関係や，アバット，傾斜不整合といった堆積構造，累積上下変位と変形程度の差異をもとに，砂礫層堆積以降に４つのイベン
ト層準を認定した．各イベントを新しいものからイベント MG１～４と呼ぶ．いずれのイベ
ントにおいても，断層運動による南西側低下と断層崖の形成，湿地性堆積物による低下側の埋積という一連のイベント・堆積過程が復元される．断層低下側の深さ約 4.5m の泥炭層からは鬼界-アカホヤ火山灰（K-Ah）が検出され，同火山灰の降灰以降，現在まで，調査地が継続して湿地環境であったことが示唆される．泥炭および木片の年代測定結果により，イベント発生時期は各々以下のように推定された．
イベント MG１：2300±50～2370±50 y.B.P，MG2：2980±40～3110±40 y.B.P，
MG３：5070±50～5130±50 y.B.P，MG4：10150±60～10420±40 y.B.P
この年代は，単純に最も若い年代値を各地層の年代とみなした暫定的なものである．今後，
層序および堆積速度を考慮した年代推定モデル（例えば，Biasi and Weldon, 1994）などにより，個別のイベント発生年代を詳細に検討する．
最も重要な新知見として，最新イベントの年代が挙げられる．約 2300 年前の最新活動時
期は，牛伏寺断層を含め，従来の研究による糸静線活断層系全域の約 1200 年前（例えば，奥村ほか，1998）とは大きく異なる．これは西暦 841 年ないし 762 年の歴史地震の規模が比較的小さかったことと整合的であり，今後のセグメント区分を再考する上で重要である．
次に，暫定的な活動間隔から，最近２回の活動間隔がおよそ 700 年であるのに対し，その一つ前の活動間隔は約 2000 年と長いことが明らかとなった．少なくとも K-Ah 以降現在までの堆積環境は常に湿地性であったと推定されるため，この間の地層の欠落やイベントの見落としは考え難い．また，最新活動以降，現在までの経過時間もおよそ 2300 年であり，地震後経過率は活動間隔の長短いずれをとっても 100%を超え，近い将来の活動が予想される．
さらに，他地点の調査結果を併せ考えると，数条のトレースが認められる岡谷を除き，白馬，
松本，茅野（大沢），下蔦木のいずれにおいてもイベント MG２とほぼ同時代の活動が認められ，約 3000 年前に糸静線北・中部区間が一括で活動した可能性が指摘できる．また，時間のみを指標とした歪み蓄積程度から判断した場合は，次の地震規模は MG２の活動と同程度に達する可能性も考えられる．以上の諸点をさらに仔細に検討するためには，過去のイベン
トに伴う横ずれ量を複数回復元し，不規則性についても物理的な整合性を持った規模予測・
時間予測モデル（Shimazaki and Nakata, 1980）なども検討していく必要がある．

70

P-10
「糸魚川－静岡構造線」活断層情報ステーションの web 公開
鈴木康弘・杉戸信彦（名古屋大）
・坂上寛之（ファルコン）・内田主税（玉野総合コンサルタント）
・＊
糸魚川－静岡構造線重点調査観測変動地形グループ

Web-GIS based Active fault Information System for the Itoigawa-Shizuoka Tectonic Line
Yasuhiro SUZUKI, Nobuhiko SUGITO (Nagoya Univ.), Hiroyuki SAKAUE (Falcon Co.,LTD.),
Chikara UCHIDA (Tamano Consultants Co.,LTD.) and the Research Group for ISTL Tectonic
landforms
1. はじめに
活断層分布図は、次の地震時に地盤のずれが生じる場所や強震動の発生エリアを示すものであることから、ハザードマップのひとつである。しかしながら、従来はあくまで地図上に示されてきたことから必ずしも現場のイメージと直結するものではなかった。また、活断層の推定根拠や確からしさその地図から読み取ることは、一部の変動地形の専門家にしかできないものであった。
活断層の詳細位置をわかり易くリアリティをもって示し、なぜそこに推定されるのかという推定根拠とともに伝えるため、新たに webGIS をベースにした“「糸魚川－静岡構造線」活断層情報ステーシ
ョン”を構築し、2008 年 8 月末に公開を開始した。
2. Web システムの内容
本システムは「一般向け」と「専門家向け」のメニューを備えている。
「一般向け」においては、活
断層と地形の関係を実感できるように、フライトシ
ミュレーション動画を用意した（図１）。Google
Earth が提供する鳥瞰地形モデルに活断層線を付加し、「茅野－岡谷間」「岡谷－塩尻間」「塩尻－松本
図１：フライトシミュレーション画像の例
間」等のフライトシミュレーション動画を見ることができるようにした。現状において Google Earthの背景図は、茅野～松本間では航空写真、松本以北
では衛星画像が使用されており、動画の見栄えは背景の違いに左右されている。
一方、「専門家向け」メニューでは、webGIS ベースで活断層詳細情報を閲覧できる。全域的なずれ量
分布の傾向は「Slip-rate 図」に示され、変動地形から評価された平均変位速度（Slip-rate）の分布がわかる。例えば北部地域においては白馬・神城付
近で平均変位速度が大きく、過去の地震時の変位量が大きい。変位速度が大きい地点番号をクリックす
ると、webGIS 画面が現れ、どの地点で過去の地震時のずれが確認されているか（すなわち断層変位地形があるか）を知ることができる。
まずは5 万分の１スケールの衛星画像が表示され、断層変位が確認できる地形断面測線が示される。スケールを 1 万分の１まで順次拡大することができ、地形面分類図が重ねて表示されているため、変位し
図 2：webGIS 画面の一例

71

ている地形面が何面かを理解できる。さらに地形断面測線をクリックすると、地形断面図のファイル
番号が下のウィンドウに表示され、地形断面図とそれにより活断層の存在についてどのように判断できるかの解説文が表示される。これにより認定根拠と推定精度が説明される（図２）。
地形断面測線には３種類あり、青色の測線は2004 年の航空写真、
ピンク色は1960 年代の航空写真、
緑色は 1940 年代の米軍写真を用いて計測されたことを示している。地形改変が進み、変位地形が残存していない場所では、古い写真を用いることで変位地形の原形を復元している。webGIS のレイヤ
ー選択により、古い航空写真を閲覧することもできる。横ずれ変位については河谷等の変位基準を示している。
3.技術的背景
１万分の１まで拡大したオルソ写真に活断層線を描くため、その位置情報の精度を向上させる必要がある。従来の活断層図に描かれた断層線は、地形図上に描かれた地物との相対位置を正しく表現しているが、これをデジタイズして絶対位置を取得しようとすると、地形図自体が持っている誤差の影
響を受ける。国土地理院の作業規定によれば、2.5 万分の１の地形図における絶対位置の誤差は標準偏差で約 20m 程度である。
この誤差を解消するため、写真判読において認定した活断層の位置を、写真測量システム上で直接計測した。これにより、位置の絶対誤差は写真の標定誤差程度となり、その値は最も条件の悪い米軍
写真においても概ね 2～3m 程度である。この程度の誤差に収めることで、1 万分の 1 のオルソ航空写
真と重ねあわせて見せることが可能となった。
活断層変位地形の判断に起因する誤差も生じ得る。このため、都市圏活断層図等の凡例に従い、位置の精度の大小により、実線（位置確実）、破線（浸食等による位置のずれがある）、点線（変位地形が埋没、もしくは消滅しているため位置不明）を使い分けることとした。
航空写真の写真計測システム上での標定作業においては、POS/IMU を搭載して 2004 年に全域の航空写真を 1.5 万分の１撮影した。POS/IMU の計測データからカメラ位置および姿勢情報を直接取得できるため、写真の標定作業の省力化が図られる。GPS の取得の困難さにより、一般に撮影時期の古い
航空写真を標定するのは難しいが、2004 年に現存するすべての地表地物の絶対座標が既知となることから、それらを用いて古い時期の航空写真も容易に標定できるようになった。
地形断面図はすべて航空写真計測によった。この計測は国土地理院の作業規定に準じ、2,500 分の１の国土基本図と同等な精度を最低限満たしている。さらに確実に地面が見える地点を計測し、それをつなぐことで得られた地形断面図は、計測地点間の相対誤差においては概ね 10cm 程度であり、メートルオーダーの変位量を計測するために十分な精度を有している。
4.今後の課題
活断層情報のうち、最も基本となる位置情報と認定根拠に関する情報を掲載するためのシステム開発が完了し、その雛形となるシステムが公開された。今後は、GIS の利点を活かして、LiDAR データ
やトレンチ情報、各種物理探査データ等も搭載して、総合的な活断層情報システムに発展させることも可能である。位置情報の精度は総合的活断層情報の基盤であり、これが曖昧なままではシステム全
体の信頼度が損なわれ、活断層の総合的な把握は難しい。
現状においては活断層の位置に関する数値情報そのものの公開は行っていない。数値情報を公開す
ると、写真や地図の縮尺の制限を解除することにつながるため、どこまで大縮尺の議論に耐えられるかについてさらに検討を要する。
変動地形学的な調査結果は、文部科学省による糸魚川－静岡構造線における重点的調査観測（2005～）において取得されたものであり、GIS システムの開発には、科研費の萌芽研究（課題番号 16650228）、基盤Ｂ（課題番号 18300314）を利用した。
*糸魚川－静岡構造線重点調査観測変動地形グループ：鈴木康弘（名大）・渡辺満久（東洋大）
・澤 祥（鶴岡高専）
・廣内大助
（信大）
・隈元 崇（岡山大）
・松多信尚・田力正好（東大）
・谷口 薫（地震予知総合研究振興会）
・杉戸信彦・石黒聡士・佐藤善輝・中村優太（名大）・内田主税・佐野滋樹・野澤竜二郎（玉野総合コンサルタント）・坂上寛之（ファルコン）

72

P-11
森本富樫断層帯の最新活動時期および 1799 年金沢地震の評価
松浦旅人（産業技術総合研究所 活断層研究センター）
木下博久（復建調査設計 株式会社）

Last event of the Morimoto-Togashi fault zone
and evaluation of the 1799 Kanazawa Earthquake
Matsu'ura Tabito (Active Fault Research Center, GSJ / AIST)
Kinoshita Hirohisa (Fukken Co., Ltd)はじめに
森本富樫断層帯は金沢平野南東縁に分布し，森本断層，富樫断層およびそれらの間の野町
撓曲，長坂撓曲，野田山撓曲から構成される（図図 1）．本断層帯は，北陸地方で最大の人口（約 50 万人）を数える金沢市街地直下に分布することから，同断層帯の活動性把握は地震
被害予測に必要な情報である．本断層帯の最新活動時期は，西傾斜の（逆向き）断層の活動履歴から約 2 千年前以後，約 2 百年前以前と推定されているが，東傾斜の断層の最新活動時
期，１回の変位量および 1799 年金沢地震（M6.0±1/4）との関係は不明とされている（地震調査研究推進本部地震調査委員会，2001）．本調査では，森本断層利屋地区において，断層の最新活動時期，上下変位量を明らかにするためにジオスライサー調査・ボーリング調査を行い，取得した試料について

14

C 年代測定を行った．またこれらの結果に基づき，1799年金沢地震の評価を行った．なお本研究は文部科学省の委託によるものである．
調査結果
ジオスライサー調査およびボーリング調査に基づく地質断面によると，森本断層はIV層（砂礫層）基底に2.3 m程度の上下変位を与えている．また森本断層下盤側（西側）にのみ，断層活動時に沈降した下盤側を埋積した堆積物と考えられるIIIc-3層およびそれを覆うIIIc-2層
がIV層の上位に分布する．これらより森本富樫断層帯の（メートルオーダーの地表変形をもたらした）最新活動時期は､ IV層堆積以降，IIIc-3層堆積以前（1.7～3.1千年前以降，0.9～
1.9千年前以前）と推定される．この最新活動時期は，梅田地区のトレンチ調査結果よる副次断層（西傾斜）の最新活動時期（約2千年前以降，約2百年前以前：石川県，1999）と調和的である．また利屋地区において，森本断層が1799年金沢地震（M6.0±1/4）時に活動したことを示す地質学的証拠は見いだせなかった．これは1799年金沢地震が森本富樫断層帯の非固有地震によるものであったことを示唆する．

73



図1

森本富樫断層帯の位置・形態．(A) 森本富樫断層帯の位置および最近北陸で起きた地震．(B) 森本富樫断層帯および利屋地区の位置．1799年金沢地震の被害は森本断層南西端付近に集中する（寒川，1986）．梅田地区では西傾斜の（逆向き）断層の最新活動時
期が約2千年前以降，約2百年前以前とされている（石川県，1999）．普正寺では1799
年金沢地震による液状化跡が報告されている（寒川，1992）
．

74

P-12
完新世における福井平野東縁断層帯の活動
廣内大助（信州大）
・杉戸信彦（名古屋大）
・細谷卓志・眞柄耕治（中央開発㈱）・吉岡敏和（産総研）
Holocene faulting events of the eastern margin active fault zone of the Fukui plain,central Japan
D. Hirouchi (Shinshu Univ.), N. Sugito (Nagoya Univ.), T. Hosoya, K. Magara (Chuo-kaihatsu Co.Ltd.)and T. Yoshioka (AIST.)
1．はじめに福井平野の東縁に位置する福井平野東縁断層帯は，瓜生断層，剣ヶ岳断層など数条の断層によって構成され，北部は日本海にまで達しその長さは約 45km，ほぼ南北～北北西走向である（活断層研究会，1991）．またこれら断層の西側平野内には，1948 年の福井地震を引き起こした福井地震断層が並走する(那須，1949 など)．これら断層は，東傾斜の左横ずれ変位を持つ逆断層であり，断層帯北部では主に東側が隆起するものと考えられている（廣内，2003 など）．ところで福井地
震時には，平野内の伏在断層が活動した一方，平野東縁の活断層が大規模に活動した痕跡は認められない．東縁の断層は 1948 年にはたまたま活動しなかったのか，伏在断層とは別個の活動周期を持つのかなど不明な点が多く，古地震資料も得られていない．そこで本研究では福井平野東縁断層帯において，写真測量による地形調査，トレンチ調査，ボーリング調査などを実施し，古地震活動時期ならびに活動様式を明らかにした．本調査は，文部科学省委託研究を産業技術総合研究所が受託し実施したものである．
2．トレンチ調査に基づく瓜生断層の活動時期
トレンチ溝の掘削地点は福井平野東縁断層帯瓜生断層北部，あわら市中川地区であり，新第三系の丘陵を先行谷化して西流する権世川が谷底に形成した河成段丘面(Lf2 面)を，断層が東側隆起で南北に横切る地点である．低下側の Lf2 面上にはより新しい堆積物が供給され，断層崖は南へ向かって不明瞭になるが，この低断層崖延長部を東西に横切る形で掘削を行った．また断層低下側では，試錐調査(NGT-1)を実施した．
トレンチ壁面には，Lf2 面を構成する砂礫層（K 層）が分布し，その上位に細粒なシルト層や砂層が連続する．これらを断ち切る走向 N5°E,80°E～90°の高角な断層と，派生した低角逆断層が出現した．断層は東側隆起を示す一方，壁面の一部を水平掘削し，K 砂礫層が杉の字状の再配列を示すことから，左横ずれの水平成分を持つ．また地層と断層の切断，被覆関係に基づいて，
過去 2 回の地震イベントを認定した．
瓜生断層の最新活動は，壁面上部の腐植質シルト層E層までを変位させ，礫混じりシルト質砂層のC層に覆われるイベントである．E層のC14年代測定値のうち，最も古い値は 3070±40yr.B.P.
である．一方，断層を覆うC層の年代のうち最新のものは，2780±40yr.B.P.であった．したがって最新活動は，約 3000 年前以降，約 2700 年前以前である．また本地点は 1948 年福井地震による地表変位は認められない．
一つ前の活動は，壁面下部の礫混じりの腐植質層(H層)が，断層低下側にのみ分布すること，また下位のJ層上面の上下変位量は約 2mであり，G層基底面の上下変位量約 1m弱よりも有意に大75きいことから，J層堆積以降，H層堆積以前と考えられる．H層の年代のうち若いものは 8800±
50yr.B.P.である．またトレンチに隣接したボーリング（NGT-1）コアのH層年代は，8250±40yr.B.P.
である．一方J層から年代値が得られなかったが，下位のK層からは 10840±50yr.B.P.の年代が得られた．従って一つ前の地震イベント発生時期は，約 11000 年前以降，約 8200 年前以前と考えられる．またこのトレンチでは最新活動と一つ前の活動との間に地層の欠落やイベントの見落としはない．地震の発生が等間隔で起こっていると仮定した場合の瓜生断層の活動間隔は，およそ5200 年～8300 年程度と推定される．
3．松岡断層の変位量と活動時期
松岡断層は，主に西流する荒川が形成した低位河成段丘面（Lf2 面，Lf3 面）やこれを刻む A
面（谷底面）を東側上がりに変位させる．同断層はトレースが大きく屈曲すること，横ずれ変位が見られないことから，東傾斜の低角逆断層と考えられる．これら地形面の形成年代や変位量を求めるために，ボーリング調査，ピット調査，地形測量調査を実施した．
地形面のうちLf2 面では，14220±60yr.B.P.，16670±80yr.B.P. の値が得られており，Lf2
面は約 14000 年～16000 前に形成された堆積性の段丘面と考えられる．Lf3 面では構成層最上部付近から，8390±50，6700±40yr.B.P.の年代が得られている．したがってLf3 面形成年代は約7000 年～8000 年前と考えられる．さらにLf3 面を下刻するA面構成層から，3710±40yr.B.P.の値が得られており，形成年代は約 3700 年前以降と考えられる．
松岡断層の上下変位量は，Lf2 面で約 2.2m-2.1m，Lf3 面では 1.5m-1.4mである．さらにLf3 面を開析するA面では 1.6m-1.4mである．このことから，Lf2 面は 2 回以上の断層変位を被る一方，Lf3 面や谷底面はおそらく 1 回の変位を経験すると考えられる．従って推定される断層活動時期
は，約 14000 年前～16000 年前以降，約 7000 年～8000 年前以前に一回であり，最新活動は約 3700
年以降であった可能性が高い．ただしLf2 面とLf3 面，谷底面の変位量を比較すると，おそらくLf2
面が経験する断層活動は 2 回のみと考えられる．この結果から松岡断層の活動間隔は，約 12300
年～3300 年と推定されるが，これは非常に大雑把な値である．さらに松岡断層が横ずれ変位を伴わない逆断層と仮定した場合，最新活動に伴う上下変位量は，約 1.4m-1.6mと推定される．ただし断層面の傾斜が不明なため，これらは最小値である．
福井平野東縁を構成する瓜生断層と松岡断層の活動時期を見る限り，両断層は同時に活動している可能性が高い．また両断層の活動周期は，瓜生断層で認定されたおよそ 5200 年～8300 年程度である可能性が高い．ただし，瓜生断層と並走する剣ヶ岳断層などの活動履歴はわかっておらず，断層帯全体の活動評価としては，課題が残る．
引用文献
廣内大助（2003）：福井平野東縁の活構造と地形発達．地理学評論，76，119-141．
活断層研究会編（1991）：「新編日本の活断層－分布図と資料－」．東京大学出版会，437p．
那須信治（1949）：福井地震に伴った断層に就て．
「昭和 23 年福井地震調査研究速報」，日本学術会議・福井地震調査研究特別委員会，69-71．

76

P-13
琵琶湖西岸断層帯北部の段丘面の編年
垣内佑哉・堤浩之（京都大学）

Active tectonics and tephrochronology of fluvial terraces along the Biwako-seigan active fault
zone, southwest Japan
Yuya Kakiuchi and Hiroyuki Tsutsumi（Kyoto Univ.）

近江盆地は，近畿三角帯の北頂部に位置し，東縁を伊吹・鈴鹿山脈，西縁を野坂・比良・比叡山地などの標高 1000 ｍ前後の山地に囲まれている（Fig.1）．琵琶湖西岸断層帯は，近江盆地の西縁に沿って分布する，全長約 59 km，一般走向 N10°Ｅの東落ち逆断層である（地震調査研究推進本部地震調査委員会，2003）．本断層帯北部の上下変位速度は，姶良 Tn テフラ（AT：26〜29 ka；
町田・新井，2003）の地表及び地下での分布高度・深度から，2 mm/yr を若干上回る程度と推定されている（小松原，2006）．
本断層帯北部（饗庭野断層，上寺断層）では，石田川や安曇川が形成した河成段丘が広く分布しており（東郷，1971），これらは第四紀後期の地殻変動を知る上で重要な指標となる．しかし，これらの段丘面の形成年代は，松岡（2001）や小松原ほか（1998）が低位面について報告しているだけで，中位面および高位面についてはほとんどわかっていない．したがって，本研究では，
泰山寺野台地・饗庭野台地に発達する河成段丘の分類，対比および編年を行い，琵琶湖西岸断層
帯の活動度を評価することを目的とした．
本研究では，まず空中写真判読（1/10000 および 1/20000 の空中写真を使用）および現地調査によって，地形面を上位より饗庭野 Ⅰ 面，泰山寺野 Ⅰ〜Ⅳ 面，奥山面に分類した．編年については，各段丘面に堆積している風成および河成堆積物に含まれる火山ガラスおよび重鉱物の分析により指標テフラを同定し，各段丘面の離水年代の推定を試みた．堆積物の採取は，パーカッション採土器を用いて 12 地点で行った（Fig.2）．また，具体的な分析としては，粒度分析，火山ガラス・鉱物の個数百分率の測定および屈折率の測定（温度変化型屈折率測定装置 RIMS を使用），帯磁率の測定（Bartington Susceptometer MS2 を使用）などを行った．
以上の分析を行った結果，既に報告されている鬼界アカホヤテフラ（K-Ah：7.3 ka；町田・新
井，2003），AT の他に，泰山寺野 Ⅰ〜Ⅲ 面の堆積物中に，鬼界葛原テフラ（K-Tz：95 ka；町田・
新井，2003）の層準を確認した．これにより，泰山寺野 Ⅰ 面および Ⅱ 面は K-Tz 降下以前に，泰山
寺野 Ⅲ 面は K-Tz 降下前後に，泰山寺野 Ⅳ 面は K-Tz 降下以降に離水したことが明らかになった．
予察的な値ではあるが，レスの堆積速度を一定と仮定して各段丘面の形成年代を求めたところ，
泰山寺野 Ⅰ 面は 115〜160 ka，泰山寺野 Ⅱ 面は 100〜125 ka，泰山寺野 Ⅲ 面は約 95 ka と推定された．泰山寺野 Ⅱ 面と，断層の低下側に分布する沖積面との比高から，本断層帯北部の上下変位速度は，0.7〜1.1 mm/yr 以上と求められる．

77

Fig.1

広域陰影図（□ ：調査地域）

Fig.2 泰山寺野台地の地形分類図

文献
小松原琢（2006）：琵琶湖西岸断層帯の変位量分布．月刊地球，号外 No.54，165-170．
小松原琢・水野清秀・寒川 旭・七山 太・木下博久・松木 彰・新見 健・吉村辰朗・井
上 基・居川信之・葛原秀雄・中村美重・図司高志・横井川博之（1998a）：琵琶湖西岸
活断層系北部，饗庭野断層の第四紀後期の活動．地質調査所月報，第 49 巻，第 9 号，447-460．
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2003）：琵琶湖西岸断層帯の長期評価について，
http://www.jishin.go.jp/main/chousa/03jun_biwako/index.htm．
東郷正己（1971）：饗庭野断層の変形について．地理学評論，44，194-200．
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，336p．
松岡 暁（2001）：琵琶湖北西岸，泰山寺野付近の地形発達および活構造．京大卒論，46p．
謝辞
岡田篤正先生（立命館大学）・竹村恵二先生（京都大学）には，適切なご指導ご助言を頂きました．檀原山下

徹氏・透氏（株式会社京都フィッション・トラック）には，火山灰分析の方法について丁寧にご教授頂きました．

帯磁率の測定では，石川尚人先生（京都大学）にご指導いただきました．京都大学理学研究科活構造学研究室の方々には，掘削調査においてご協力いただきました．

78

P-14
近畿三角帯の北西周辺地域における中期更新世以降の地殻変動
加藤茂弘（兵庫県人と自然博）・小滝篤夫（信州大）・木谷幹一・檀原 徹（京都 FT）・植村善博（佛教大）Crustal movement since the middle Pleistocene in the surrounding area
northwest of the Kinki Triangle, southwestern Japan
Shigehiro KATOH, Atsuo KOTAKI, Kan’Ichi KITANI, Tohru DANHARA, and Yoshihiro UEMURA
京都府北部の丹波地方から兵庫県の播磨地方北部にかけての地域は，近畿三角帯の北西周辺部に位置しており，近畿三角帯を形成してきた第四紀の活断層運動の影響を受けて地形が発達してきたとされる（植村，2001）．本地域に分布する活断層の密度は高くはなく，郷村断層，山田断層，養父断層，上林川断層，三峠断層のような長さ 10km をこえる主要な活断層を除くと，活動性が低くて地形表現が貧弱な，短い活断層が主体である（岡田・東郷編，2000）．しかしながら，本地域では明治以降に 1925 年但馬地震や 1927 年北丹後地震が発生しており，本地域を含む山陰地方は，約千年ぶりの地震活動期に入ったとみられている（岡田，2002）．
一方，丹波地方には福知山盆地や綾部盆地など，いくつかの山間盆地が分布している．これらの山間盆地には，中期更新世以降に堆積した厚い堆積物（高位段丘層）からなる堆積面が，由良川や桂川などの河川により下刻されて形成された高位段丘面と，その下位に付随して発達する中位・低位の侵食段丘面が広く分布している．このため本地域における第四紀地殻変動は，主要な活断層の調査（植村，1985；
1989 など）に加えて，河岸段丘面の形成過程と変形様式（水山，1964；岡田・高橋，1969）や，高位段丘層の堆積史や堆積過程（福間・藤田，1986；水山，1961，1966 など）を明らかにすることから検討されてきた．とりわけ近年では，福知山・綾部盆地に分布する高位段丘層中のテフラの対比が行われて高位段丘層の詳細な編年が試みられ（加藤ほか，2006，2007；小滝ほか，2002，2007；植村，2001），本地域における中期更新世以降の地殻変動について，新たな知見が得られつつある．
本研究では，福知山・綾部盆地に分布する高位段丘層である福知山層（福間・藤田，1986）に挟まれる
向野火山灰と物部火山灰（小滝ほか，2002）を対象として，ゼータ較正したジルコンのフィッション・トラック（FT）年代測定を行った．また向野火山灰の下位，福知山層の下部層中に見出された３層のテフラと，九州起源の広域テフラや中国地方中部に位置する大山火山起源のテフラとの対比を行った．そして，テフ
ラのフィッション・トラック年代と対比結果に基づいて福知山層の詳細編年を示すとともに，近畿三角帯北西周辺地域における中期更新世以降の地殻変動について検討した．
１．向野火山灰と物部火山灰のジルコン FT 年代
向野火山灰は，福間・藤田（1986）の FK-1 火山灰に相当し，福知山層最上部層に挟まれる鍵テフラである．模式地試料の FT 年代は 0.21±0.06 Ma（測定粒子数 57 個）であった．物部火山灰は大山最下部火山灰層 hpm1 に対比され，大阪湾周辺で hpm1 に対比された火山灰は海成粘土 Ma11(2)層中に挟まれる（小滝ほか，2007）．さらに模式地近傍において，物部火山灰の約 10ｍ下位に阿蘇 1 テフラ（Aso-1）に対比される火山灰が見出されている（加藤ほか，2006）．模式地から採取した物部火山灰からは，0.21±0.04
Ma（測定粒子数 60 個）という年代値が得られた．
向野火山灰は，風化が進んで重鉱物や火山ガラスがほとんど残存していないが，極微量残された火山
ガラスの形態や屈折率，緑色と褐色の普通角閃石や斜方輝石の屈折率，ジルコンのウラン濃度（平均230ppm）から，Ng-1 テフラに加久藤テフラ（Kkt）や大山火山起源のテフラの粒子が混交した火山灰層であると推定される．物部火山灰の FT 年代と平均ウラン濃度（120ppm），緑色普通角閃石やカミングトン閃石の屈折率は hpm1 ないし大山奥津火山灰（DOP）との対比を支持し，対比テフラが MIS7.3 に比定される Ma11(2)層中に挟まれる点とも整合的である．
２．福知山層下部層中の火山灰の対比
福知山市羽合および半田で福知山層下部層中に見出された 3 層の火山灰（羽合，ピンク，シロ

79火山灰）と，岡田・高橋（1969）が記載した同市大江山町南有路の白色火山灰について，粒子組
成・重鉱物組成，火山ガラスの形態・屈折率・化学組成，斜方輝石・緑色普通角閃石の屈折率と化学組成を分析した．羽合，ピンク，シロの 3 層の火山灰は，アオカズラ（Sabia）層とよばれ，アカガシ亜属の花粉化石を多産する粘土主体の温暖期の堆積層上部（福間・藤田，1986）に挟まれている．分析結果に基づいて，羽合火山灰とピンク火山灰は 330±90 ka のジルコン FT 年代が得られている（木村ほか，1999）大山最下部火山灰層 cpm に対比された．南有路の白色火山灰は，
約 330 ～340 ka に噴出したとされる（町田・新井，2003）Kkt に対比可能である．
３．福知山層の編年と近畿三角帯北西周辺地域の中期更新世以降の地殻変動
アオカズラ（Sabia）層上部に cpm が挟まれることから，本層の示す温暖期が MIS11 に相当し，その下位の福知山層最下部層の寒冷期（福間・藤田，1986）は MIS12 に対比できる可能性が高いと推定される．さらに福知山層の下部層に Kkt が，中部~上部層に Ng-1 や Aso-1 が，最上部層に
hpm1 が，それぞれ挟まれることが明らかになった．したがって福知山層は，MIS12～MIS7 間の約 45～18 万年前に堆積したと推定される．このような福知山層の堆積期は，比良山地東縁における断層運動が活発化して琵琶湖湖底に細粒の湖成粘土が堆積しはじめる時期と一致している．この時期はまた，近畿三角帯北西縁で右横ずれ逆断層運動が強まり，比良山地以西の丹波地域や六甲山地以西の東播磨地域において，断層ブロックの西側への傾動隆起が顕著になった時代である（植村，2001；加藤ほか，2008）．相対的な隆起域に転じた東播磨平野では，約 45～18 万年前には MIS11，9，7 の高海面期に対応する海成段丘面が，順次形成されている．
福知山盆地周辺には，上林川断層を除いて，盆地部の顕著な沈降をもたらす活断層は認めにく
い．約 45～20 万年前における福知山層の堆積は，岡田・高橋（1969）が示唆したように，丹波山
地と六甲山地の 2 つの断層ブロックの傾動隆起に伴い，加古川下流域と由良川上流域が相対的な隆起域となり，両ブロック間の境界付近（氷上低地から福知山・綾部盆地周辺にかけて）の地域
が相対的な沈降域になったことが要因であると考えられる．さらに福知山・綾部盆地より東方地
域では，福知山層の堆積開始後に最高位，高位の段丘面が形成され（植村，2001），高位段丘面の構成層最上部には hpm1 が挟まれている（小滝ほか，2007）．この地域においては，約 45～18 万年前の間に，相対的な沈降域から隆起域への転換が生じたと判断される．
以上のように，近畿三角帯北西周辺域では約 45 万年前以降に相対的な隆起・沈降域の形成が開始された．その後約 18 万年前までの間に，本地域の南東部では相対的な隆起域への転換が生じたと推定される．植村（2001）は，本地域に分布する大半の活断層が約 0.5Ma 以降に現在見られる様式の活断層運動を開始し，その活動度が現在に向かって加速している可能性が高いと述べている．岡田（2002）も，本地域を含む山陰地方に分布する活断層は発現時期が新しく，未成熟の断層が主体であると指摘した．これらに対して松田ほか（2004）は，中部地方と中国地方では活断層の活動開始期に有意な差は見られず，断層長や総変位量，破砕帯幅などの違いは平均変位速度などで示される活動度の違いに由来すると考えた．しかし，明らかになった福知山層の堆積史や段丘形成過程は，約 45 万年前以降に本地域周辺において東西圧縮の応力場が強まり，地殻変動様式が変化してきことを強く示唆しており，植村（2001）や岡田（2002）を支持するものと考えら
れる．

文 献：
福間敏夫・藤田和夫（1986）第四紀研究，24，263-281． 加藤茂弘ほか（2006）人と自然，16，35-42． 加藤茂弘ほか（2007）人と自然，17，19-34． 加藤茂弘ほか（2008）第四紀研究，47，233-246． 木村純一ほか（1999）第四紀研究，38，
145-155． 小滝篤夫ほか（2002）地球科学，56，35-48． 小滝篤夫ほか（2007）第四紀研究，46，355-361． 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］．336p． 松田時彦ほか（2004）活断層研究，24，1-12． 水山
高幸（1961）京都学芸大学報 A，No.18，20-35． 水山高幸（1964）京都学芸大学報 A，No.25，167-186． 水山高幸
（1966）京都学芸大紀要 B，No.28，19-33． 岡田篤正（2002）活断層研究，22，17-32． 岡田篤正・高橋健一（1969）地学
雑誌，78，19-37． 岡田篤正・東郷正美（2000）近畿の活断層．395p.+付図． 植村善博（1985）活断層研究，1，81-92．
植村善博（1989）活断層研究，6，55-63． 植村善博（2001）比較変動地形論．203p．

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P-15
石鎚断層崖下における中央構造線活断層帯の平均変位速度
後藤秀昭（広島大学）

Slip Rate Estimates for the Central Part of the Median Tectonic Line
Active Fault Zone in Shikoku, Southwest Japan
Hideaki GOTO (Hiroshima University)

はじめに
中央構造線活断層帯は，四国だけでも 190km に及ぶ日本で最も長大な活断層である。
平均変位速度は 5〜10mm/yr にも達するとされている（Okada，1980）が，詳しく検討されている場所は多くない。岡田（1970），岡田・堤（1997）は，明瞭な変位地形が観察で きる 父尾 断層 で， 直線 状の 段丘 崖の ず れから 変位 速度 を算 定し ，Tsutsumi etal.(1991)は，岡村断層のトレンチ調査において露出した特徴的な地層を基準にして変位速度を見積もった。これらの地点を除いては，基準となる地形等の信頼性が劣るものや，
変位量や基準となる形成年代に大きな推定や誤差を含んでいるものが多く，説得力のある値はほとんどない。特に，8〜9mm/yr 以上と中央構造線で最も大きな変位速度が算定されている場所（三野断層）では，山地の谷と段丘開析谷が変位基準として利用されており，中央構造線の変位速度については再検討が必要と考えている。近年，GPS による測量では，中央構造線の横ずれ変位速度は約 5mm/yr（Tabei et al., 2002）や 0〜
5.5mm/yr（Aoki and Scholz, 2003）との結果が得られており，これらとの対比を行う
ためにも，十分な根拠をもった，地形学的な時間スケールでの変位速度の算定が求められているといえる。
横ずれ変位速度を地形学的に求めるには，段丘崖の横ずれ量とその段丘崖を形成したと考えられる下位の段丘面の形成時期から算定するのが最も一般的な方法となっている。
このような場所を探すには，断層の横ずれ変位を考慮に入れた，合理的な地形発達を検討することが鍵になると考えられる。後藤（2008）では，池田断層東部で地形発達を再検討し，最終氷期以降の横ずれ平均変位速度を 5〜6mm/yr とした。本発表では，燧灘
に面した石鎚断層崖下に分布する池田断層西部および岡村断層の変位速度の予察的な検討結果を報告する。
地形面区分
池田断層や岡村断層周辺では，後期更新世以降の段丘面は中位面，低位１面，低位２面の３面に大きく区分できる。低位１面は山地の谷を埋積する地形面に連続しており，平野部で最も広く発達する堆積段丘面である。また，低位１面は中位面と地形面の傾斜が異なり，一部で中位面を覆うように分布する。低位１面は，礫層下部に AT テフラを挟むとする報告があり（水野ほか，1991 など），最終氷期に形成されたと考えられる。
一方，中位面は，吉野川沿いでは森江ほか（2001）が Aso-4 テフラによって覆われることを報告しており，最終間氷期の段丘と考えられる。石鎚断層崖下の中位段丘も，開析
度や低位１面との関係から考えて，同時代に形成されたと推定される。低位２面は低位
１面と沖積面との間にある段丘であり，K-Ah テフラとの関係で細分できる場所もある。

81

池田断層の西部の変位速度
池田断層西部にあたる燧灘に面した四国中央市付近では，低位１面が広く発達しており，これを横切って池田断層の低断層崖が連続している。低位１面は，断片的に分布する中位面を開析して下位に広がっており，中位面と低位１面との間の侵食崖は低位１面が形成された際の地形と考えられる。これを基準にすると，四国中央市中曽根町柱尾における赤ノ井川付近では，右岸で 135 5m，左岸で 80 5m の変位量が計測でき，中曽
根町野々首では 130 10m の変位が認められる。低位１面の形成年代を 20000 年前とする と ， こ の 付 近 の 変 位 速 度 は 4 〜 7mm/yr と な り ， 池 田 断 層 東 部 の 変 位 速 度 （ 5 〜
6mm/yr；後藤，2008）や四国東部の父尾断層の変位速度（6mm/yr；岡田・堤，1997）と大きな差はない。
岡村断層の変位速度
岡村断層の中央には，扇状地が変位してできた低断層崖が発達しており，いわゆる「中萩の低断層崖」として，日本で最もよく知られた新期の活動を示す地形のひとつである。
村田（1971）や岡田（1973）などによって詳しく検討がなされており，上下変位速度が0.4〜0.8mm/yr と見積もられている。一方で，横ずれ変位の地形学的な検討は極めて少なく，変位速度の検討は行われていない。本研究では，低下側にあたる低断層崖より北側の地形面の発達を再検討した結果，南側の低位１面が北側にも分布しており，それを基準にして変位速度が算定できる可能性が高いことが分かった。すなわち，低断層崖を挟んで北側と南側に分布する低位１面は段丘化した扇状地であり，側扇部にあたる西傾
斜の地形面を横ずれ前の地形として接合するように復元すると 135 5m の変位量が計測できる。また，これを侵食して形成された段丘崖は，110 5m 変位している。低位１面の形成時期を 20000 年前とすれば，変位速度は 5〜7mm/yr となり，Tsutsumi et al.
（1991）がトレンチ調査で求めた 5〜8mm/yr とほぼ調和的な値である。

文

献
Aoki, Y. and Scholz, C., 2003, JGR, 108, B10,2470
後藤秀昭，2008，2008 年地球惑星科学連合大会予稿集，S141-P024
水野清秀・岡田篤正・寒川旭・清水文健，1991，構造図８，地質調査所，63p.

森江孝志・小沢大成・奥村清，2001, 第四紀研究 40, 331-336
村田貞蔵，1971，矢沢大二・戸谷洋・貝塚爽平編：『扇状地─地域的特性─』古今書院，1-54
岡田篤正，1970，地理学評論，43，1-21
岡田篤正，1973，地理学評論，46，295-322
Okada, A., 1980, Mem. Geol. Soc. Japan, 18, 79-108
岡田篤正・堤浩之，1997，地学雑誌，106，644- 659

Tabei, T., Hashimoto, M., Miyazaki, S., Hirahara, K., Kimata, F., Matsushima, T., Tanaka, T.,
Eguchi, Y., Takaya, T., Hoso, Y., Ohya, F. and Kato, T., 2002，Earth Planets Space, 54, 1065-1070
Tsutsumi, H., Okada, A., Nakata, T., Ando, M. and Tsukuda, T., 1991, J. Struc. Geol., 13, 227-233

82

P-16
モンゴル，Bulnay 断層中東部の左横ずれ変位地形の予察的検討
杉戸信彦（名古屋大）
・後藤秀昭（広島大）
・廣内大助（信州大）
・鈴木康弘（名古屋大）
D. Enkhtaivan・J. Sukhbaatar・O. Batkhishig（モンゴル科学アカデミー地理学研究所）
Preliminary report on tectonic landforms in the central-to-eastern part of the Bulnay fault, Mongolia
Sugito, N. (Nagoya Univ.), H. Goto (Hiroshima Univ.), D. Hirouchi (Shinshu Univ.), Y. Suzuki (Nagoya Univ.),
D. Enkhtaivan, J. Sukhbaatar, and O. Batkhishig (Inst. Geography, Mongolian Acad. Sci.)

モンゴル北西部で発生した 1905 年 Bulnay 地震は，プレート内活断層から発生した地震として最大規模である（Mw8.4：Okal, 1977）．出現した地表地震断層は長さ 300 km 以上に及び，最大10 m 以上の左横ずれ変位が生じた（例えば，Baljinnyam et al., 1993）．
Bulnay 断層は Baikal から Himalaya にかけてのテクトニクスに大きく貢献する左横ずれ断層である（例えば，Molnar and Tapponnier, 1975）．また，後述するように，Bulnay 地震の地表地震断層に加え，累積的な変位を示す段丘崖などが驚くほどよく残っている．しかし，空中写真の系統的な実体視判読やそれに基づく現地調査は報告されておらず，断層変位地形の分布の全貌や平均変位速度などは未解明であった．
発表者らは，CORONA 偵察衛星画像や航空写真の判読作業を実施し，変位地形のマッピングを行った．これに基づき 2008 年 8 月，断層中東部の約 120 km の範囲を対象として現地調査を実施した．本発表ではこれらの概要と予察的検討の結果を述べる．
（1）1905 年地表地震断層と活断層の分布
1960～70 年代撮影 CORONA 偵察衛星画像，および 1967 年撮影縮尺約 45,000 分 1 航空写真の判読を行った．断層変位地形（地表地震断層を含む）はおおむね東西走向に連続して認定された．
トレースは非常に直線的であり，尾根・谷や段丘崖，現河床などに系統的な左横ずれが認められる．数 100 m スケールのステップが数多く認められ，プルアパート・ベーズンやプレッシャー・
リッジとみられる凹地や高まりがよく発達する．1905 年に破壊したとみられる区間より東には変位地形はあまり続かないが，西方には少なくとも数 10 km 連続している．地形の起伏と断層トレースの平面形状から，断層面はほぼ垂直と推定される．今後判読を本格化させる予定である．
さらに西方には，北北西走向を示す Altay 山地がある．縁辺部には，北北西走向で主に右横ずれの活断層が複数条認定されている（例えば，Baljinnyam et al., 1993）．
（2）2008 年 8 月現地調査結果の概要と予察的検討
調査地点は，1）現河床の左横ずれなど，1905 年の地震時変位のみによると考えられる地点，2）
1 の近傍で，地形発達史上，また量的にみて複数回の変位に起因すると考えられる地点，3）中位・低位段丘の段丘崖に明瞭な左横ずれが認められる地点，などであり，Handy Station（杉戸ほか，
2007）による地形計測や地形面編年のためのピット掘削・14C 年代測定試料採取を行った．断層
変位地形の例を図 1 に示す．
例えば，Oygon nuur（オイゴン湖）西北西では，現河床に 13 ± 1 m の左横ずれ変位が認められ83

図 1 Bust nuur（ブスト湖）北東における断層変位地形．西方を望む．
北から南（右から左）へ流下する現河床が左横ずれ変位を受けている．手前の人物左のサグ・ポン
ドおよび奥の人物左手前の低いバルジは 1905 年に形成されたと考えられる．変位量は 13 ± 1 m．

た．これは 1905 年の地震時変位量と考えられ，これまでの報告と調和的である．また，すぐ近
くの段丘崖には 24 ± 1 m の左横ずれ変位が認められる．1905 年に先立つ活動でも同等の変位があった可能性を示唆する．この段丘崖のすぐ下の地形面でピットを掘削し，14C 年代測定試料を採取した．
こうした微細な変位量を予察的にまとめてみると，1905 年の地震時変位量は 7～14 m 程度で場
所によりかなりの違いがある一方，地点毎にみると 1905 年とそれ以前の地震時変位量はそれほど違わないようである．
一方，Bust nuur（ブスト湖）西北西では，比較的広い堆積面の形成時（最終氷期と考えられる）の段丘崖に約 100 m の左横ずれ変位が認められ，その下位の地形面の段丘崖では約 45 m の左横
ずれ変位が計測された．下位の地形面にてピット掘削を行い，14C 年代測定試料を採取した．
現在，14C 年代測定を実施している．今後，平均左横ずれ変位速度を算出しモンゴル北西部のテクトニクスを議論する．加えて，最近の活動時期と変位量を絞り込み，1905 年の変位量を考慮しつつ，平均左横ずれ変位速度と地震時変位量の関係や地震時変位の繰り返しパターンなどについて検討する予定である．
文 献
Baljinnyam, I. et al., 1993, Mem. GSA, 181, 64p；Okal, E. A., 1977, EPSL, 34, 326-331；杉戸信彦ほか，
2007，活断層研究，27，17-25；Molnar, P. and Tapponnier, P., 1975, Science, 189, 419-426．

84

P-17
地震の記憶の比較研究:トルコ、台湾、インドネシア木村周平（京都大学東南アジア研究所）・松多信尚（國立台湾大學）
・
阪本真由美（京都大学大学院情報学研究科）・松岡格（東京大学大学院地域文化研究科）

A Comparative Study of Earthquake Memory as Local Knowledge: Turkey,
Taiwan and Indonesia
Shuhei Kimura, Nobuhisa Matsuta, Mayumi Sakamoto, Tadasu Matsuoka
問題設定
自然災害の被害を軽減することは社会の生存基盤にとってきわめて重要な問題である。近年、地域の災害意識を高めるうえで過去の被災経験を伝承することが大きな役割を果たすとして、災害の記憶の語り継ぎなどの保存や維持に関わる様々な活動が国内外で進められつつある。しかし、こうした記憶の伝承に対する考え方や伝承方法には文化的な地域差がみられ、被害軽減に直結する記
憶がどのようなものであり、どう伝えるべきかに関しては、いまだにきちんと議論がなされていない。
本研究では、以上を踏まえ、大きな地震災害についての被災者の記憶を現地で調査し、比較検討することで、地震の記憶や忘却のあり方についてのそれぞれの社会の傾向性と、その背景となる諸要因について考察する。
調査対象・方法
具体的な調査対象地域は、トルコ、台湾、インドネシアの主要な地震災害の被災地である。トルコ
および台湾では、それぞれ発生から 9 年目になるコジャエリ地震と集集地震の被災地、インドネシアにおいては、2006 年の地震の被災地ジョグジャカルタおよび 2004 年末のインド洋津波の被災地ア
チェにおいて、2008 年 7 月から 9 月にかけて、2 週間程度の調査を行った。
調査項目は、被災者の記憶についての語り（被災者に対し面接で半構造的インタビューを行い、得られたもの）を中心とし、それ以外に記念碑や博物館、記念式典などについても有無や実施・運営
状況情報を調査した。
成果及び考察本調査を通じて明らかになった点は、①記憶の語られ方の傾向性と、②記憶保存活動の相違、として整理できる（表 1）。
トルコとインドネシアでは被災後数日間の記憶が詳細に語られるが、台湾では復興の話が中心に語られ、被災経験は「悪い」記憶として忌避される。こうした相違の要因としては、1) 地震そのもののとらえ方の違い（これは災害の教訓化のあり方にも影響を与える）、2) 復興過程（復興過程にどれほど住民がかかわったか）などが関与していると考えられる。
また、災害を引き起こしたハザード、即ち断層を保存し、博物館を建設し、それに基づき災害の記憶を継承しようとしていたのが台湾である。トルコでは、災害博物館は建設されているものの、断層そのものの保存は熱心ではない（ただし記念式典は熱心に行われている）。インドネシアではハザードの保存などは行われていない。
本調査からの示唆は、災害の記憶の継承には地域差がみられるということ、災害の記憶を防災

85

に利用するのであれば、災害がどのように捉えられているかを理解したうえで、その地域の特性をふまえたうえで被災した記憶を風化させずに、語り継ぐ仕組みを構築することである。

付記
本研究にかかわる調査は京都大学グローバル COE「生存基盤持続型の発展を目指す地域研究拠点」の「次世代研究イニシアティブ研究助成」を受けて行われた。記して感謝の意を表す。
表 1 トルコ・台湾・インドネシア調査結果
TurkeyTaiwanIndonesia

Name of Hazard

Kocaeli EQ

Chi-chi EQ

Central Java EQ

Date of impact

1999.8.17

1999.9.21

2006.5.27

DamageDeath toll: 17,000

Death Toll: 2,400

Death toll: 5,800

Research Area

Gölcük (Kocaeli)

Nantou, Taichung

Yogyakarta

Num. of Interviewee

25 (M:19 F: 6)

14 (M:11 F:3)

15(M9 F6)

Memory of impact

Clear

Vague

Clear

M.of reconstruction

Vague

Clear

Vague

Other memories

precursor

Ethnic movement,

Tsunami Panic

local voluntary team

Volcanic Activity ofrelated with thedisaster

Mt. Merapi

Talk to each other

yes

Yes

No

Talk to children

no

no

No

Earthquake is

Human errors

Bad memory

Fatality

Not to be forgot

To be forgot

Change of Natural Balance

EQ-resistant buildings

How to escape, fire

Building Fragility

drill, EQ-resistant

Respect to traditionbuilding(ritual ceremony)

+

+

-

Monuments

SeveralMany

No

Museum

Few

Few

No

booklets, CDs (music

booklets, DVDs,

broken houses

and movie),

gravestone

booklets, DVDs

Lessons

Commemoration

Other forms ofmemorygravestone

Wayang (shadow theater)
Dome housing

Bearers ofreconstruction

state, local municipality

local leaders,

Local municipality,

NGOs, religious

volunteersorganization, local

international assistancemunicipality, state

86

P-18
活断層露頭との出会いかた
小松原

How

to

seek

琢

( 産業技術綜合研究所

active

地質情報研究部門 )fault outcrops

Taku KOMATSUBARA (Institute of Geology and Geoinformation, AIST)

1. はじめに良好な変位基準に乏しい地域において活断層を認定する上で最も確実な証拠は，活断層露頭である．活断層露頭を発見し記載することは，特に山地・丘陵の BC 級断層を認定する上で不可欠な基礎作業と発表者は考えるが，必ずしも露頭調査の重要性が認識されていない・ないし
は調査成果が十分に活用されていない，と感じる場面がある．
学術研究成果として発表するには，余りにも初歩的な内容であるが，発表者のわずかな経験を基に，山地・丘陵で活断層露頭を探す際に留意すべき事項をまとめてみた．批判を乞う．

2. 文献調査段階で留意したいこと
特に既存の地質図を利用する場合，地質調査者の技能や調査の綿密さなどには地質図毎に事実上大差があることに留意すべきである．地質調査所の 1/5 万地質図では，1 図幅当たり延べ調査日数は約 250 日間とされ，図幅内で卓越する地質体の層序・構造を解明することを主眼とする調査が行われてきた．このため，断片的に分布する上部第四系や，主要な地質構造と異なるセンスの構造の記載は必ずしも頼りにならない．このため，地表踏査で発見した活断層露頭を，安易に地質図上の断層に結び付ける必要はないと発表者は考えている．

3. 地形判読段階で留意したいこと
段丘面のような良好な変位基準に乏しい山地・丘陵では，慎重な微地形の成因解釈が求められる．特に地すべり地形や組織地形が発達する地域では，それらによる崖地形と断層変位地形
を写真判読だけで明確に識別することは難しい．当然のことであるが，斜面地形形成作用に関する一定以上の理解は必要である．

4. 地表踏査で留意したいこと
個人的な経験では，主断層から数百ｍ程度の範囲にしばしば副次断層 ( 活断層露頭ないし短小な断層変位地形 ) が現われることが少なくない．特に同センスの断層のみならず，高角横ずれ断層で主断層と斜交する逆断層や逆断層に付随する高角 ( 横ずれ ) 断層を，この範囲に認めたなら，近傍により大規模な活断層が存在することを示す強い傍証となると考えてよいのではないか．また，一般に地質断層では主断層に近づくに従って副断層や断層に起因する構造が多数出現するようになる傾向がある．発表者は地質図幅調査において活断層の存否を意識した踏87

査においては， 「いわゆる基盤岩」 でも構造を簡単にメモしながら調査にあたると活断層露頭に出会いやすくなると感じている． また， 急峻な谷壁が発達する山地では本流沿いよりも小さな枝沢沿いで活断層露頭と出会いやすい傾向がある ( 崩積土による被覆が少なく， 谷壁に小規模な崖錐など第四紀後期の堆積物が堆積している箇所が多いから？ )， 横ずれ断層で明確に谷が屈曲する場所を確実に詰めていくと何らかの地質断層に出会える可能性が高い， 新しい林道は非常に有益である， という経験はこれから地表踏査を行う人に有益な情報かもしれない．
いずれにせよ山地 ・ 丘陵の自然活断層露頭は小規模で， 崩積土に覆われていることが多いため， 鍬やスコップを持参した調査が必要となることが多い． 個人的には鍬を踏査に用いるようになってから， 活断層露頭などおもしろい露頭と出会う機会が多くなったと感じている．

5. おわりに
今後山地 ・ 丘陵の BC 級活断層の認定に関する議論が盛んになっていくであろうが， 新しい調査手法と同時に， 露頭調査というごく原始的 ( ？ ) な調査を併用することにより， 活断層の検出は進むことを期待する． 個人的な憶測だが， 地形判読で確実度Ⅱあるいは衛星写真で顕著なリニアメントと認定されている山地 ・ 丘陵の線状地形の少なからぬものが， 密な露頭調査によって確実な活断層として認定される可能性があるのではないだろうか．
EW

新潟県 ・ 櫛形山脈断層帯北部
櫛形山脈西方断層の副断層の露頭(1/2.5 万地形図 「坂町」 の春木山地区 )
堆高
積位
物段
丘

S10E

N10W

0

10m

梨
木
層
(
中
部
更
新
統

N5E82E

05m
高位段丘堆積物

N75W 85S

NS85E

N32E80W

5m

福井県柳ケ瀬断層北部の露頭 ( 恐らく副断層 )(1/2.5 万地形図 「板取」 の上板取地区 )(N86E 62N

梨木層

N80W 80S

N75W 78S

高位段丘堆積物

N85E 30N 高位段丘堆積物

N82E 70N

N65W 20S

N68W 75N

N10W 28E
N85E 40S

N70E 70S

N54E 48N

N52W 64N

堆高
積位
物段
丘
梨
木
層

N88W 48N

N85E 65S

N65E 45N

88

N75W 60S

N50W 40S

P-19
活断層周辺の地震活動から見た固有地震説
石辺岳男・島崎邦彦（東京大学地震研究所）
Seismicity around Quaternary active faults and the Characteristic Earthquake Model
Takeo ISHIBE and Kunihiko SHIMAZAKI (ERI. Univ. of Tokyo)
地震の繰り返しを議論する際に，ある震源域における地震活動がグーテンベルグ・リヒター則（以下 G-R 則と略記）[Ishimoto and Iida, 1939; Gutenberg and Richter, 1944]に従うか，あるいは特徴的なスケールを持った固有地震的な挙動を示すかは地震予知の可能性を探る上で重要な問題であり，様々な分野から議論が行われてきた．シミュレーションや広域的な地震活動にみられる規模別頻度分布がべき乗則に従うことから，地震は臨界現象であり，大地震は偶然，破壊が停止せずに成長した結果で，あらかじめその規模を予測することはできないとの主張がある．その一方
で，主にトレンチ調査など地形・地質学的な見地からは，大地震の震源域においてはその全体を破壊する地震（固有地震）が相対的に高頻度で発生し，べき乗則には従わないとする固有地震モデルが提案されている[Wesnousky et al., 1983; Schwartz and Coppersmith, 1984; Wesnousky, 1994;
Stirling et al., 1996 など]．
ある震源域を仮定した場合に，その破壊の拡がりが単に確率事象であり，大地震がその確率分布に準じた偶然の産物であるとするならば，地震予知は困難である．その一方で，比較的周期性をもって領域全体を破壊する地震（固有地震）が発生し，そのような地震と地震との間の期間，震源域において地震活動が低調であるとすれば，物理的背景を解明することでその挙動を把握することができることが期待される．また，もしも破壊が及んだ場合に，その内部では破壊が停止しない“一蓮托生の破壊単元”が存在し，その特徴的なサイズに対応した（固有）規模の地震を発生させる領域が存在していれば，そのスケールで G-R 則は破綻する．そこで，
本研究では地震調査研究推進本部の基盤的調査観測の当初の対象とされた 98 活断層帯について，
地形・地質データから推定される各断層の最大地震の大きさ及び発生頻度と，近年に観測された
地震活動度とを比較し，活断層に沿った 1 地震サイクルの規模別頻度分布の形状について調べた．
活断層から発生する地震の規模別頻度分布が G-R 則に従うか，或いは固有地震モデル的であるかを議論するには，1 サイクルの地震活動から直接的に議論することが望ましい．しかしながら，
内陸活断層における大地震の平均再来間隔は 1000～10000 年のオーダーであり，地震カタログは高々数十年分しか存在しないため，上記の議論は不可能である．しかしながら，日本には数多くの活断層が存在し，またそれらの活断層は地震サイクル上において様々な段階にあることが分かっている．そこで，それぞれの活断層での結果をつなぎ合わせることで地震サイクルを再現することができると考え，試みた．その結果，G-R 則から期待される地震活動度以上の地震が観測された活断層帯は，全体の 3％程度に過ぎなかった．図 2 (b)に示すように，固有地震的な振る舞いを示す場合には，固有地震のマグニチュードとそれ以外の地震中の最大地震のマグニチュードとには，開き（マグニチュードギャップ）が存在する．固有地震以外の地震の最大マグニチュード
は現在の地震活動から G-R 則を使って推定できる．図 1 (a)に示すように，各活断層（帯）において固有地震規模と現在の地震活動度との比較から推定されるマグニチュードギャップの多くは，1.0 前後或はそれ以上である．固有地震発生時を除けば，地震活動は１地震サイクル中の様々な段階で，G-R 則から期待されるよりも顕著に低調である．もしも 1 サイクルで G-R 則が成立するな
らば，固有地震（本震）およびその余震でその不足分を補わなければならない．固有地震と考えられる地震が発生した例として，1930 年北伊豆地震について調べると，余震を含めた期間の北伊豆断層帯の活動は，G-R 則から期待される当該期間の地震数と高々同程度である．固有地震及びその余震で 1 サイクルの期待地震数の不足分を賄うことができるとは考えにくい．これらの結果から，G-R 則は広域的な地震の規模別頻度分布を表現する式としては適切であるが，個々の長大な活断層に沿った地震の規模別頻度分布あるいは地震危険度の推定といった場合には，固有地震
モデルのほうが適当であると結論できる．
さらに，活断層周辺の地震活動度から推定されるマグニチュードギャップが断層パラメータとどのような関係にあるのか調べた．その結果，平均変位速度が速い断層ほど，平均再来間隔が短い活断層ほど，あるいは断層形態が単純な活断層ほどマグニチュードギャップが大きくなる傾向が見られた（図 1(b)~(d)）．ここで断層形態の複雑性については，横ずれ断層についてのみ単位長
さ当たりのステップ数で定義した．上記結果の解釈として，活断層の進化成熟に伴う地震活動度の変化が考えられる（図 2）．即ち，断層進化の初期の段階においては，様々な波長の不均質が存89

在するために破壊の成長過程は確率論的な挙動を示し，その規模別頻度分布は G-R 則に従う．しかしながら，活動が累積して断層が進化成熟するにつれて，形態は単純化し断層面も平滑化することにより，その全体を破壊するイベントが高頻度化する．中小規模の地震は相対的に低頻度化
し，徐々に G-R 則から固有地震モデルへと移行していくというものである．

(a)

(b)

(c)

(d)

Figure 1. (a) Histogram of estimated magnitude gap. (b) Relation between fault complexity and estimatedmagnitude gap. (c) Relation between average recurrence interval and estimated magnitude gap. (d) Relation
between average slip rate and estimated magnitude gap.
Figure 2. Schematic illustration for theevolution of the MFD accompanied withfault maturing, or fault smoothing. At theinitial stage, inhomogeneity with various
wavelengths exists and the form of fault
systems is complex. The G-R relation, or
self-similarity holds as shown in (a). As
one of the faults becomes longer with theexpense of surrounding shorter faults andthe form of the fault becomes simple as
shown
in
(b),
the
wavelength
corresponding to this fault becomesdominant. The MFD along such matured
fault or fault system does not obey the G-R
relation and becomes close to the CE
Model.

90

P-20
活断層と地震活動の分布
石辺岳男・島崎邦彦（東京大学地震研究所）
Poor Correlation between Seismic Activity and Distribution of Active Faults
Takeo ISHIBE and Kunihiko SHIMAZAKI (ERI., Univ. of Tokyo)
活断層は空中写真判読などによって認定され，トレンチ調査などから過去複数回にわたって繰
り返し地震を発生させてきたことが明らかにされている．また，歴史時代に発生した地殻内大地震の多くも活断層との対応が考えられる[例えば松田，1981；小田切・島崎，2001]．もしも，活断層から発生する地震の規模別頻度分布が単純にグーテンベルグ・リヒター則（以下，G-R 則と略記）のようなべき乗則に従うのであれば，活断層分布が密な地域ほど高い地震活動が観測され，逆に活断層が認定されていない地域の地震活動は低調で，地震活動度と活断層密度との間には正の相関関係が期待される．その一方で，活断層から発生する地震が単純なべき乗則では記述できず，大地震と大地震との間の期間における地震活動が静穏であるならば，現在の地震活動分布と活断層分布とは関連性がなく，相関なしまたは負の相関が認められるはずである．そこで本研究においては，活断層分布と近年の地震活動度との相関性を調査した．
地震活動度の指標としては，気象庁一元化震源決定の期間内，実際には 1997 年 10 月～2008 年
2 月において発生したマグニチュード 1.5 以上の地震個数，及び気象庁マグニチュードから変換したモーメント放出量の和を用いた．地震モーメントの算出については気象庁マグニチュードがモーメントマグニチュードに等しいと仮定して定義式[Hanks and Kanamori, 1979]により算出したものと，武村（1990）の関係式から算出したものとを併用した．単位面積あたりの地震発生個数，
及びモーメント放出量を図 1(a), (b)に示す．
活断層密度については，｢新編日本の活断層｣(活断層研究会，1990)の活断層のデータを用いて，メッシュごとに内在する活断層長の累積和を面積で除したもので定義した．本来であれば断層の幾何形状を考慮したり，平均変位速度といった活動度による重みづけを行ったりした上で議論することが望ましい．しかしながら，平均変位速度のみならず活動度が不明な活断層も数多く存在
し，また断層の深部における形状についても不明な点が多いため，本研究においては単純に断層トレース密度で定義した．
「新編日本の活断層」は，活断層の尤もらしさの指標として確実度を用いており，ここでは，確実度 I または確実 II に分類されているものを用いて活断層密度を求めた（図 1(c)）．活断層密度と地震活動度との対応を図 2 に示す．現在の地震活動度と活断層密度との間には地震発生個数及びモーメント放出量共に相関が認められず，相関係数もほぼ 0 に近い値となる．
1997 年 10 月以降の一元化気象庁震源カタログ期間は 10 年程度であり，一時的な地震活動の擾乱の影響を大きく受けている可能性が考えられる．そこで，Reasenberg (1985)の手法でデクラスタリングしたカタログ，及び解析期間を 1980 年 1 月以降に延長した場合について，それぞれ同様の議論を行った．1980 年以降のカタログ期間について，Wiemer and Wyss (2000)の手法から内陸浅発地震については M2.5 程度までほぼ漏れなく観測されていることがわかる．そこで，1980 年以
上の M2.5 以上の地震を用いて，同様に地震活動度を算出した．その結果，デクラスタリング後のカタログや，解析期間を延長した場合においても，地震活動度と活断層密度との間に相関性は認められなかった.
活断層トレースと震源分布が良い対応を示す活断層もいくつか認められるが，総じて活断層と震源分布との間には明瞭な分布対応は認められない．これらの事実から，本震（固有地震）に伴う余震活動が収束した後の期間には，活断層の地震活動は低調であることが予想される．これらの結果は， 1 地震サイクル中に活断層で発生する地震の規模別頻度分布は，G-R 則よりも固有地
震モデルが適当であることを主張した「活断層周辺の地震活動から見た固有地震説」（石辺・島崎，2006, 2008）と調和的である．

91

(a)

(b)

図 1. (a) 一元化気象庁震源カタログ(1997 年
10 月～2008 年 2 月)の陸域における地震発生
個数（マグニチュード 1.5 以上）． (b) 一元化気象庁震源カタログに基づく陸域の地震
モーメント放出量．(c) ｢新編日本の活断層｣に基づく活断層密度．

(c)

(a)

(b)

図 2．地震活動度と活断層密度の関係(a) 活断層密度と単位面積当たりの地震発生
個数．(b) 活断層密度と単位面積当たりのモーメント放出量（モーメントマグニチュードの定義式による）(c) 活断層密度と単位面積当たりのモーメント放出量（武村，1990 によ
る）
．

(c)

92

P-21
都市圏活断層図「高山周辺の活断層」（高山東部、高山西部、高山西南部）
についてActive Fault Map in Urban Area Active Faults in the vicinity of TAKAYAMA
※１

※１

※１

※１

※３

※４

※５

※１

星野実、高橋広典、木村幸一、吉武勝宏、※２※１

岡田篤正、堤浩之、八木浩司、東郷正美、田中庸夫、長谷川学、

Minoru Hoshino, Hironori Takahashi, Koichi Kimura, Katsuhiro Yoshitake, Atsumasa
Okada, Hiroyuki Tsutsumi, Hiroshi Yagi, Masami Togo, Tsuneo Tanaka, Manabu Hasegawa
１．はじめに
国土地理院では，平成 7 年 1 月の阪神・淡路
大震災を契機に，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。
これまでの整備状況は，平成 7 年度〜平成 16年度までに三大都市圏，政令指定都市，県庁所
在都市及びその周辺について 124 面（約 50,000k㎡）を作成し，平成 17 年度より都市域周辺部（山間地域を含む）の主要な活断層帯毎に新たに図

図 1 都市圏活断層図の整備状況

示項目を追加して図の作成を行い，これまでと合わせて 138 面（約 55,000k ㎡）を作成しました（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）を用いて調査を行っています。
平成 20 年 11 月 1 日公表（販売）した都市圏
活断層図は、「高山周辺の活断層」（高山東部、
高山西部、高山西南部）3 面及び「岩国断層帯とその周辺」（岩国、下松）の 2 面の計 5 面です。
２．表示内容の概要
この図では「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あり，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，点線で図示している．
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）も図示している．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※１国土地理院地理調査部、※2 立命館大学、※3
京都大学、※4 山形大学、※5 法政大学
93

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ください。
（http://www1.gsi.go.jp/geowww/bousai/menu.html）
３．都市圏活断層図「高山断層とその周辺」（高山東部、高山西部、高山西南部）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、岐阜県高山市、郡上市などで図２に示したとおりです。
２）表示した主な活断層
図毎に表示している主な断層名は以下のとおりです。
今回の調査により、新しく表示した活断層もあります。
① 「高山東部」
江名子断層、宮峠断層、口有道
断層、西洞断層、猪之鼻断層、② 「高山西部」
夏厩断層、牧ヶ洞断層、巣野俣断層、源氏岳断層、③ 「高山西南部」
萩原西断層、三尾河断層、ヌクイ谷断層、奥住断層

図 2 作成範囲（薄い枠は既存図）

94

P-22
都市圏活断層図「岩国断層帯とその周辺」（岩国、下松）について
Active Fault Map in Urban Area
※１

※１

※１

IWAKUNI Fault Zone and its vicinity
※１

※２

※３

※１

※１

星野実、高橋広典、木村幸一、吉武勝宏、後藤秀昭、中田 高、田中庸夫、長谷川学、
Minoru Hoshino, Hironori Takahashi, Koichi Kimura, Katsuhiro Yoshitake,Takashi Nakata, Tsuneo Tanaka, Manabu Hasegawa
１．はじめに
国土地理院では，平成 7 年 1 月の阪神・淡路
大震災を契機に，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。
これまでの整備状況は，平成 7 年度〜平成 16年度までに三大都市圏，政令指定都市，県庁所
在都市及びその周辺について 124 面（約 50,000k㎡）を作成し，平成 17 年度より都市域周辺部（山間地域を含む）の主要な活断層帯毎に新たに図示項目を追加して作成を開始しています。これまでと合わせて 138 面（約 55,000k ㎡）を作成
しています（図−１）。図示している活断層は，

図 1 都市圏活断層図の整備状況※１国土地理院地理調査部、※２広島大学

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 20 年 11 月 1 日公表（販売）した都市圏
活断層図は、「高山周辺の活断層」（高山東部、
高山西部、高山西南部）3 面及び「岩国断層帯とその周辺」（岩国、下松）の 2 面の計 5 面です。
２．表示内容の概要
この図では「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あり，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 広島工業大学
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Hideaki Goto,

３．都市圏活断層図岩国断層帯とその周辺（岩国、下松）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、山口県岩国市、下松市、光市、周南市などで図２に示したとおりです。
２）表示した主な活断層
図毎に表示している主な断層名は以下のとおりです。
今回の調査により、新しく表示した
活断層もあります。
① 「岩国」
大竹断層、
小畑断層、廿木山断層、岩国断層② 「下松」
熊毛断層、河内断層、小畑断層、
大竹断層

図 2 作成範囲（薄い枠は既存図）

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