3.4 深部地盤構造モデル
琵琶湖西岸断層帯を震源とする地震の強震動予測地図を作成するため、深部地盤構造モデルを検討した。なお、大阪平野（香川ほか，2003）および京都盆地（京都市，2003）は、既往の地下構造モデルを利用した。
近江、京都、および奈良盆地では、中古生層および花崗岩を基盤岩類として、これを古琵琶湖層群や大阪層群の鮮新〜更新統が覆っている。鮮新〜更新統は未固結な地層であり、基盤岩類との物性値の差が大きい。一方、琵琶湖や京都盆地では、反射法地震探査により、基盤岩類の上面深度が精度よく把握されている。これらのことから、最初に基盤岩類上面の等深線図を作成し、基盤岩類と堆積物を区分して速度構造モデルを検討した。
モデル作成の手順は次のとおりである。
- 基盤岩類上面の等深線図作成
- 盆地下における基盤岩類の風化帯の設定
- 古琵琶湖層群および大阪層群の速度構造のモデル化
- 山地における基盤岩類の風化帯の設定
- 物性値の設定
- ３次元速度構造モデルの作成
3.4.1 文献の収集・整理
図3.4-1(1) 〜 (5) に文献による調査位置を示す。
（１）近江盆地
琵琶湖ではマルチチャンネル反射法地震探査が行われており（Horie and Tanaka, 1983）、琵琶湖層群基底面と基盤岩類上面の深度が面的に把握されている（図3.4-1(3), (6)）。そのほかに活断層調査を目的とした反射法地震探査がある。また、深層ボーリングとして、琵琶湖（掘進長1,400m）、野洲沖（掘進長1,000m）、アクティバ、烏丸などのボーリングがあり（図3.4-1(1)）、烏丸ボーリングでは音波検層が行われている。屈折法地震探査は伊藤ほか（1982）の１測線のみである（図3.4-1(2), (7)）。微動アレイ探査は彦根市（宮腰ほか，1998b）と近江八幡市（Tsutsui and Kobayashi，1989）で行われている（図3.4-1(5)）。
文献位置に示すように、琵琶湖西岸の高島市や彦根市から東近江市にかけての湖東地域でデータが少ない。なお、琵琶湖から中国地方にのびる地殻構造探査が行われているが、最上部の速度層が5.0km/s以上であり、地震基盤以浅のモデルの検討では使用しなかった。
（２）伊賀・上野盆地
物理探査やボーリングデータがないことから、Kawabe（1989）の地質断面図により、基盤岩類の深度を推定した。
（３）京都盆地
京都市（1999b，2000，2001，2002b，2003）により、地下構造調査が行われている。その主要な調査は、Ｐ波反射法地震探査７測線（測線延長65km）、Ｐ波屈折法地震探査（測線延長56.5km）、基準ボーリング３本（掘進延長1,500m）、ＰＳ検層３本（延べ1,500m）、微動アレイ探査16地点、重力探査534地点などである。そのほかに、京都市（1997，1998，1999a，2002a）の活断層調査により、Ｐ波反射法地震探査が行われている。
京都市はＰ波反射法地震探査、基準ボーリング、および重力データにより、基盤岩類上面の詳細な等深線図を作成し、速度構造モデルを構築している。本資料における京都盆地のモデルは、京都市から提供されたデータを用いた。
（４）奈良盆地
奈良盆地東縁断層系および金剛断層系の活断層調査で反射法地震探査が行われている（奥村ほか，1997；佐竹ほか，1999）。また、北ほか（1993）による反射法地震探査と宮腰ほか（1998a）による微動アレイ探査がある。
（５）大阪平野
香川ほか（2003）は反射法地震探査とボーリングデータにより、大阪平野の基盤岩類上面の等深線図および速度構造モデルを作成している。本資料における大阪平野のモデルは、香川ほか（2003）のデータを使った。
（６）亀岡盆地
近畿農政局計画部資源課（1973）はボーリングおよび重力データにより、基盤岩類上面の等深線図を作成している。また、京都府（2003）は活断層調査を目的として、反射法地震探査を実施している。
（７）敦賀平野など
中沢ほか（1993）によると、敦賀平野における第四系の厚さは約170mである。
3.4.2 基盤岩類上面の等深線図作成
図3.4-2(1)に基盤岩類上面深度の等深線図、図3.4-2(2)に基盤岩類上面標高の等深線図を示す。また、図3.4-2(3) に地質断面図に物理探査データをプロットした図を示す。
琵琶湖周辺地域では、基盤岩類を覆って鮮新〜更新統の古琵琶湖層群が分布している。また、古琵琶湖層群の最上部には、琵琶湖層群が分布している。琵琶湖層群は琵琶湖湖底下に堆積した粘土層であり、陸域の段丘堆積物に対比される。琵琶湖層群、古琵琶湖層群および基盤岩類はそれぞれ物性値が異なり、速度層境界をなすと考えられる。琵琶湖周辺地域では、マルチチャンネル反射法地震探査および琵琶湖西岸地域の深層ボーリングで基盤岩類上面および古琵琶湖層群上面の深度が確認されている。等深線図はこれらのデータに基づいて作成した。彦根から近江八幡にかけての湖東地域では、基盤岩類の深さについてのデータがないため、石田ほか（1984）の重力探査データなどを参考に、基盤岩類の深さを推定した。
基盤岩類は沖島および近江八幡付近に露出し、起伏に富んだ形状をなしているが、湖東から湖西に向かって深くなっている。最深部は堅田北東方、高島東方〜北東方にある。京都盆地では、基盤岩類上面深度は北から南に向かって深くなり、最深部は巨椋池干拓地付近にある。
3.4.3 盆地下における基盤岩類の風化帯の設定
（１）地震基盤のＰ波速度
琵琶湖の屈折法地震探査（伊藤ほか，1982）および京都盆地南部の屈折法地震探査（狐崎ほか，1971）によると、基盤岩類のＰ波速度は5.2km/sである。これらの文献から、地震基盤のＰ波速度を5.2km/sとする。
（２）盆地下における基盤岩類風化帯の設定
図3.4-3(1)〜(3) に示す京都盆地における基準ボーリングのＰＳ検層によると、基盤岩類のＰ波速度は5.0km/sに達していない。これより、基盤岩類の最上部は風化帯を伴うものと考えられる。
近江盆地では烏丸ボーリングで音波検層が行われているが、基盤岩類の速度値は把握されていない。図3.4-2(3) に示した地質境界と物理探査データ（速度境界）の比較によると、堆積盆地の中心部付近では風化帯は認められず、基盤岩類上面と地震基盤相当の速度値はほぼ一致しているが、基盤岩類の深度が浅いところでは風化帯が推定される。奈良盆地では、大阪層群直下の基盤岩類の速度値は3.0〜3.8km/sであり、風化帯が推定される。大阪平野では、図3.4-3(4) に示した神戸市東灘1700mボーリング孔で約1,545mに花崗閃緑岩が確認され、本地域で設定した地震基盤のＰ波速度（5.2km/s）に相当する深度は概ね1600mであり、風化帯の厚さは約50mと京都盆地に比べると薄い。
基盤岩類の風化帯は、京都盆地の基準ボーリングからＰ波速度と厚さを推定した。図3.4-3(1)〜(3) に京都市の基準ボーリングKD-0, KD-1, KD-2 における風化帯の検討結果を示す。これらの図には、基準ボーリングのＰＳ検層結果に京都市（2001）による微動アレイ探査結果を重ねて示している。
これらの図から、盆地下における基盤岩類の風化帯を次のように設定した。
| 風化帯第１層 |
：  |
3.8km/s |
層厚 |
42m |
| 風化帯第２層 |
： |
4.4km/s |
層厚 |
170m |
風化帯の厚さは盆地により異なると推定されるが、京都盆地の検討結果を近江・奈良盆地に適用した。大阪平野においては前述の通り風化帯は薄いと考えられるため、厚さを0mとした。
3.4.4 古琵琶湖層群および大阪層群の速度構造のモデル化
図3.4-3(1)〜(3) に基盤岩類の風化帯の検討と併せて、大阪層群の速度層区分を示す。また、図3.4-4 に烏丸ボーリングにおける琵琶湖層群および古琵琶湖層群の速度層区分を示す。
本報告では、京都盆地は京都市提供によるモデル、大阪平野は香川ほか（2003）のモデルを使用している。京都市（2003）は大阪層群の堆積年代・深度とＰ波速度の関係を求め、モデル化を行っている。一方、香川ほか（2003）は微動アレイ探査結果に基づき、大阪層群を３層の速度層（1.6、1.8、2.5km/s）に区分している。各速度層境界の深度は、基盤岩類深度と比例関係にある。これらのデータと近江および奈良盆地を統一的に扱うため、ここでは速度層を1.6、1.8、2.0、2.2、2.5
km/s に区分した。
近江盆地では、図3.4-4 に示した烏丸ボーリングの音波検層によると、1.6、1.8、2.0 km/s の速度層が認められる。1.6km/s 層は琵琶湖層群にほぼ相当する。
1.8km/s と 2.0km/s の速度層境界は、古琵琶湖層群中にある。烏丸ボーリングにより、古琵琶湖層群の全層厚に対する 1.8 および
2.0km/s 層の厚さの比を求め、これを近江盆地全域に適用した。
京都盆地の速度構造は、前述したように堆積年代と速度値の関係式で表されているため、京都市のモデルから、1.6、1.8、2.0、2.2、2.5km/sの各速度層に相当する深度を求めた。
奈良盆地は速度データを上記の速度層区分に分類し、速度構造を作成した。
大阪平野は香川ほか（2003）のデータをそのまま用いた。
3.4.5 山地における基盤岩類の風化帯の設定
K-NETおよびKiK-netデータから山地部における基盤岩類の速度構造を検討した。
データを深成岩類および古第三紀〜白亜紀火山岩類に属するデータと中古生層に属するデータに分類し、それぞれの岩種毎に速度構造を設定した。ただし、 3.8km/s層および 4.4km/s層を設定するにはデータ数が少ないため、3.4.3項で述べた京都盆地における設定値を山地部全域に適用した（ 3.8km/s層の層厚42m、 4.4km/s層の層厚170m）。
図3.4-5に山地部におけるP波速度と深度の関係を、表3.4-1に山地部における速度構造を示す。
3.4.6 物性値の設定
図3.4-6にK-NET、KiK-net、および京都盆地基準ボーリングのＰＳ検層から作成した、Ｐ波速度とＳ波速度の関係図を示す。Ｐ波とＳ波速度の関係は次のようになる。
| 2.0 〜5.0 km/s |
 =0.657 −0.697 |
| 2.0 km/s 未満 |
=0.194 ＋0.078 |
図3.4-6 には地震基盤に相当する速度層のデータが含まれていないため、地震基盤のＳ波速度は微動アレイ探査結果から推定する。
近江盆地の微動アレイ探査によると、地震基盤のＳ波速度は3.2km/sである。また、京都盆地の微動アレイ探査（京都市，2001）によると、地震基盤のＳ波速度は2.9〜3.1km/sである。これらのことから、Ｐ波速度5.2km/sに相当するＳ波速度を3.1km/sとした。
密度はLudwig et al. (1970)の関係図から求めた。
物性値一覧を表3.4-2に示す。
3.4.7 ３次元速度構造モデルの作成
図3.4-7(1)〜(2) に各速度層上面のコンター図、図3.4-7(3) に速度構造断面図を示す。近江および奈良盆地の速度層境界は、これまで述べてきた方法で作成したが、物理探査データがある箇所は、データの速度層境界を通るようにモデルを作成した。京都盆地および大阪平野は、京都市（2003）と香川ほか（2003）のモデルをそのまま用いた。
図3.4-7(4) に浅いボーリングデータによる工学的基盤（Ｎ値50以上の上面）の深度コンター図、図3.4-7(5) に用いたデータの位置図を示す。
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