「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.H17-4

曽根丘陵断層帯の活動性および活動履歴調査

平成 18 年 5 月

独立行政法人

産業技術総合研究所

目

次

１．断層帯の概要とこれまでの主な調査研究

1

２．調査結果2（１）上曽根地区（トレンチ調査）

2（２）高部地区（ボーリング調査・トレンチ調査）

5（３）大塚地区（トレンチ調査）

7（４）上野地区（ボーリング調査）

11

３．まとめ

14

３．１

14

断層帯の位置及び形態（１）断層帯を構成する断層

14（２）断層面の位置・形状

15（３）変位の向き

15

３．２

16

断層帯の過去の活動（１）平均変位速度16（２）活動時期

16（３）１回の変位量

16（４）活動間隔

16（５）活動区間

17

文

献

18

図

表

19

１．断層帯の概要とこれまでの主な調査研究
曽根丘陵断層帯は，甲府盆地南縁とその南側に分布する曽根丘陵およびその南側の御坂山地北麓の地形境界に沿って発達する東北東−西南西〜北東−南西走向の断層帯であり，地表では御坂山地山麓や曽根丘陵内を複数の断層に分岐しながら，平野と丘陵あるいは丘陵と山地といった地形境界や数列の地形的高まりを形成している（第 1 図）．
本断層帯の長さに関しては，変動地形学的研究に基づき検討されている（例えば，澤，
1981；活断層研究会，1991）．活断層研究会（1991）によると，断層長は，曽根丘陵の区間にほぼ対応する山梨県笛吹市境川町から市川三郷町大塚付近までの 15km とされている．その後，今泉ほか（1998）による検討の結果，断層帯の西端は市川三郷町市川大門まで延びることが指摘された．最近，丸山・斎藤（2005）は，従来図示されてきた曽根丘陵断層帯の北東延長部にあたる笛吹市甲斐国分寺付近において，扇状地面を変位させる断層崖である可能性のある南側上がりの低崖の存在を指摘している．曽根丘陵断層帯が，市川大門および甲斐国分寺付近まで延びているとすれば，同断層の長さ（東端；
笛吹市甲斐国分寺と西端；市川三郷町市川大門の距離）は約 20km となる（第 1 図）
．さらに，本断層帯の北東延長部において不明瞭ながら断続的に塩山市東方まで追跡される
リニアメントが中田・今泉（2002）により図示されている．それらを足し合わせた長さ
は 40km 以上になる．吉岡ほか（2005）は，「全国主要活断層活動確率地図」において，本断層帯の長さとして 41km を採用している．
本断層帯の運動センスに関しては，断層沿いにみられるバルジ列や撓曲崖などの変位地形の特徴（例えば，澤，1981；Ikeda, 1983；活断層研究会，1991；下川ほか，1995；
今泉ほか，1998；丸山・斎藤，2005）や丘陵を構成する地層やそれを覆う段丘構成層の撓曲・褶曲変形などの地質構造の特徴（例えば，澤，1981；平川，1982）から，基本的には南傾斜の逆断層であると考えられている．
本断層帯の活動性に関しては，主として変動地形学的研究に基づき検討されている（例えば，澤，1981；Ikeda, 1983；活断層研究会，1991）．それによると，複数の分岐・並走する断層のうち，御坂山地と曽根丘陵の地形・地質境界をなす断層に沿っては，第四紀後期に形成された地形面に変形が認められないことから，既に活動を停止したか，もしくは活動が減衰していると指摘されている．一方，曽根丘陵と甲府盆地の地形境界をなす断層に沿っては，第四紀後期に形成された地形面に累積的な変形が認められることから，現在最も活動的な断層であると考えられている．
曽根丘陵と甲府盆地の地形境界をなす断層の活動度に関しては，これまで断層沿いの地形面の上下変位量と形成年代の関係から上下変位速度は 1mm/yr 未満と見積もられており，活動度は B 級とされている（例えば，澤，1981；活断層研究会，1991）ただし，

1

断層の相対的隆起側（上盤側）に分布する地形面やその構成層は，相対的低下側（下盤側）で断層と平行して流れる笛吹川の氾濫堆積物や丘陵からもたらさた新期扇状地堆積物に覆われていると考えられることから，上記既存研究により見積もられた変位速度は，最小値を示している可能性が高い．断層帯の変位速度に関して，隈元・池田（1993）は，
重力測定結果と変動地形の特徴に基づき，本断層帯の傾斜が極めて低角であると推定した上で，断層の実変位速度（net slip rate）から示される活動度は A 級に達する可能性を指摘した．
最近の大縮尺空中写真判読に基づく活断層図によると，曽根丘陵と甲府盆地の地形境界をなす断層に沿って，低位段丘面や扇状地面上に低断層崖や撓曲崖などの完新世の活動の可能性を示唆する変位地形が図示されている（今泉ほか，1998；中田・今泉，2002；
丸山・斎藤，2005）（第 1 図）．しかしながら，これらの変位を受けたとされる地形面の形成時期や変位量をはじめ完新世における活動に関する具体的な情報は殆ど得られていない．
本断層帯周辺の地震活動は比較的低調である．地震記録によると，1908 年 12 月 28
日に M 5.8 の地震が本断層帯南東部において発生したとされている（活断層研究会，
1991）．
本研究の目的は，本断層帯の最近の活動履歴の解明することであることから，地質調
査は主として現在最も活動的な断層であると考えられている曽根丘陵と甲府盆地の地形境界をなす断層沿いに焦点を絞って実施した．調査地点は，東から（1）中道町上曽根地区，（2）中央市高部地区（旧豊富村），（3）西八代郡市川三郷町大塚地区（旧三珠町），（4）西八代郡市川三郷町上野地区（旧三珠町）の 4 地点である（第 1 図）
．以下，調査結果を東から順に調査地点毎に報告する．

２．調査結果（１） 上曽根地区（トレンチ調査）(1)調査地周辺の地形・地質概要
上曽根地区は，明瞭な断層変位地形が発達する曽根丘陵の北東末端部にあたる（第 1
図，第 2 図）．既存研究によると，上曽根地区周辺では本断層帯（都市圏活断層図では「曽根丘陵断層群」）は，北東−南西〜東北東−西南西走向で平行する 2 本の断層に分かれて分布している（例えば，澤，1981；活断層研究会，1991；今泉ほか，1998）（第1 図）．このうち，南側の断層は，丘陵と（笛吹川および境川が形成した）低地との地形境界をなしているのに対し，北側の断層は，低地内に発達するバルジ状の高まり地形

2

の配列によって特徴付けられる（澤，1981）（第 2 図）．
後述するように，地形境界をなす南側の断層に沿っては，その約 10〜30m 北側に新期の扇状地面に断層運動によって形成された可能性を示唆する比高 0.5〜2m 程度の低断
層崖状の地形が長さ約 400m にわたって認められるのに対して，北側の断層はバルジ状の高まり地形で規定されるものの，明瞭な低断層崖地形が確認されないことから，上曽根地区におけるトレンチ掘削調査は，南側の断層を対象とした(第 2 図)．
調査地点周辺の曽根丘陵は背面に中位段丘面が発達する台地状の地形を呈しており，その前縁に沿う北向きの撓曲崖や低断層崖を介して北側の低地と接している（例えば，澤，1981；活断層研究会，1991；今泉ほか，1998）．この中位段丘面を開析して北〜北西方向に流下する小河川により，丘陵前縁に扇状地面が形成されている（第 2 図）
．扇状地面上には，背後の地形境界沿いの断層とほぼ平行する東北東−西南西走向で，比高0.5〜2m 程度の北向きの低崖が断続的に長さ約 400m にわたって確認される（第 2 図）．
この低崖は，（1）逆断層運動に伴う変動崖の可能性を示唆する撓曲崖状の断面形状を呈すること（写真 1），（2）異なる河谷により形成された扇状地面上に発達すること，および（3）延びの方向が河谷の流下方向と大きく斜交もしくは直交すること，から扇状
地面形成以降の断層運動により形成されたものである可能性があると考えられた．
上記低崖は，調査地点周辺では北〜北西に 3.5˚程度で傾斜する扇状地面上に比高 0.5m
程度，傾斜角約 10˚の撓曲崖状の形状を呈している（写真 1）．トレンチはこの撓曲崖状の低崖をほぼ直交方向に横断して掘削した（第 2 図，第 3 図，写真 1）．なお，当初ト
レンチは，今回掘削した崖とその背後の地形境界をなす断層崖の両方を横切る規模のものを計画したが，（i）地形境界の崖は比高が大きいこと，（ii）崖は著しく人工改変を受けていること，および（iii）用地の確保が困難であること，の 3 点から，前縁の低崖のみを横切るものとした．
(2)トレンチ壁面にみられる地質
トレンチ壁面の層序
東，西両壁面とも，上位から耕作土，人工攪乱層，丘陵からもたらされた斜面堆積物とみられるシルト・砂・礫層，扇状地性とみられる腐植質シルト層が確認された（第 4図，写真 2）．両壁面には腐植質のシルト層が 3 枚確認され（4a，5a，6 層），このうち，上位の 2 枚は，旧表土的な腐植質の砂質シルトであり，最下位の腐植質シルトは，砂が少なく均質である．これらの腐植質シルト層の上面に，時間間隙が推定されることから，これらの地層の上面を地層境界とし，第 4 図のトレンチ壁面スケッチに示すように，上位から 1 層（耕作土），2 層（人工攪乱層），3〜6 層（斜面・扇状地堆積物）とした．表2 に各層の層相，層厚，分布高度の詳細を示す．

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6a 層から採取した腐植質シルトの 14C 年代値（Conventional radiocarbon age）として 10,460 ± 40 yBP（誤差は 1σ，以下同じ），6b 層から採取した腐植質シルトの 14C 年
代値として 11,090 ± 40 yBP がそれぞれ得られた（第 4 図，表 3）．これらの 14C 年代
値は，（1）上下の逆転がなく値が近接していること，（2）採取地点において植物根等の混入が認められないことから，ほぼ地層の堆積年代を表しているものと判断される．
地質構造
東西両壁面とも，6 層上面，5 層上面および 4 層上面が，3˚〜6˚北西に傾斜している（第 4 図，写真 1）．また，各層の上面は，トレンチ壁面で波長 2〜4m，振幅 0.15〜0.2mの波状を呈しているが，破断等による分布高度の不連続は認められない．また明瞭な断層構造や，落差を伴う撓曲構造は認められない．堆積構造については，4〜6 層の上面にはチャンネル構造など地層の削剥を示すような堆積構造は認められない．
(3)トレンチ壁面の解釈
トレンチ最下部に分布する 6a 層は層状で，砂をほとんど含まない均質な腐植質のシルトで構成されることから，湿地性の堆積物であると推定される．また，5 層および 4層は，一部崖錐堆積物とみられる不淘汰の礫層を挟むが，おおむね細粒砂ややや淘汰された礫層からなり上部に旧表土を伴っていることから，それぞれより古い扇状地面等を覆う扇状地性の堆積物でそれぞれ間欠的に堆積したと推定される．これらの地層は北に3˚〜6˚傾斜している．この地層の傾斜は，扇状地面の傾斜（北西に 3.5˚）とほぼ同じであり，曽根丘陵断層帯の活動による傾動を示すとは判断し難い．また，トレンチ壁面には明瞭な断層構造や，落差を伴う撓曲構造は認められない．
以上をまとめると，（1） 上曽根トレンチ壁面には，約 11,000 yBP 以降の扇状地性の堆積物とみられる地層が分布する．
（2） 3 層を含めて最上部に表土を伴う礫質砂層が少なくとも 3 枚確認でき，扇状地面を間欠的に堆積物が被覆するような現象が想定される．
（3） 上記の地層は 3˚〜6˚北に傾斜しているが，これは扇状地面の傾斜と調和していることから，断層運動に関連したものではないと判断される．
（4） 上曽根トレンチ壁面内では，断層運動を示唆する地層の変形は確認されなかった．
(4)層序・地質構造・変位地形の検討
上曽根トレンチの周辺には，約 11,000 yBP 以降の扇状地性の堆積物とみられる地層が広く分布し，その地層は 3˚〜6˚北に傾斜している．3 層を含めて最上部に表土を伴う
礫質砂層が壁面中に 3 枚確認され，扇状地面を間欠的に堆積物が被覆するような環境が推定される．壁面には断層運動に関連する地層の変形は認められない．

4

上曽根トレンチの南側には，丘陵と低地との地形境界をなす断層崖が図示されているが，この断層については，調査を実施していないため，断層と地層との関係は不明である．
壁面に現れた地層の分布と地形の特徴から判断すると，低断層崖の可能性が示された
崖の成因としては，（トレンチ掘削調査地点に関しては）変動崖ではなく，丘陵斜面か
らもたらされた斜面堆積物（3 層）が北に向かって薄く分布するところで耕作などにより人工的に崖が強調されたことによる可能性が高いと考えられる．

（２） 高部地区（ボーリング調査・トレンチ調査）(1)調査地周辺の地形・地質概要
高部地区周辺の曽根丘陵断層帯は，北西に向いた曽根丘陵の山腹斜面（傾斜角 14˚〜
22˚）の基部に分布するとされる（今泉ほか，1998）（第 1 図，第 5 図）
．この山腹斜面の背後には，標高 380.8m の米倉山を含む高位段丘面が分布する．丘陵を開析して北流する七覚川が丘陵前縁を横切るあたりで北に広がる扇状地状の地形面が形成されている（吉村・平川，1984）（第 1 図，第 5 図）
．この扇状地上に東北東−西南西走向で比高1m 以下で傾斜角約 5˚の撓曲状の南側上がりの低崖が長さ 200m にわたって断続的に認められる（丸山・斎藤，2005）（第 5 図，写真 3）．この崖については，（1）従来認定されてきた丘陵と盆地との地形境界をなす活断層トレースのやや北側を並走していること，（2）崖の走向が七覚川の流向と著しく斜交すること，（3）崖の形状が逆断層に特徴的な撓み状を伴うこと，などの特徴から，扇状地面状地形面の形成以降の逆断層運動に起因する可能性があると指摘された（丸山・斎藤，2005）．ただし，本地域は，耕地整理に伴う土地の改変が著しく，問題の崖が人工改変によるものの可能性も否定できないとされている（丸山・斎藤，2005）．そこで，本地点においては，崖の成因を明らかにして断層の活動性を評価することを目的として，問題の崖を横切る群列ボーリング調査と撓曲的な低崖の傾斜方向に沿ってトレンチ掘削調査を実施した（第 6 図）
．なお，扇状
地状の地形面の北側には笛吹川の後背湿地が広がる（吉村・平川，1984；今泉ほか，1998）．
(2)ボーリングコアにみられる地質
地形学的検討により，変動崖の可能性が示唆される崖とほぼ直交する測線沿いに，
H17TB-1（深度 30m）
，H17TB-2（深度 20m）
，H17TB-3（深度 25m）
，H17TB-4（深度 30ｍ）
および H17TB-5（深度 10m）の計 5 地点でボーリングを掘削した（第 5 図，第 6 図，写真 3）．
その結果，各孔に共通して河道堆積物の礫層，砂層，後背湿地堆積物とみられるシルト層が認められた（以下，総称して河川堆積物と呼ぶ）．また，H17TB-1, 2, 5 には，

5

南側の丘陵からの斜面堆積物とみられるやや不淘汰の礫混じりシルト層が分布していることが確認された．さらに，H17TB-4 を除き，各孔とも韮崎岩屑流と推定される安山
岩質凝灰角礫岩が上記礫層〜シルト層の下位に認められた．河川堆積物の層厚は，北方ほど厚くなり，H17TB-4 で深度 30m 以上となる．同時に韮崎岩屑流の上面深度も北ほど深く，H17TB-4 で標高 220m 以深となる．
上述の 5 孔のボーリングで得られたコアの解析結果に基づいて，高部地区の南北地下
地質状況を推定した（第 7 図）
．それによると，高部地区の地下には，安山岩質凝灰角礫岩が分布している．この凝灰角礫岩は層相および分布の特徴から八ヶ岳起源の中部更新統韮崎岩屑流（約 25 万年前，例えば，三村ほか，1982，八ヶ岳団体研究グループ，
1988）に対比される．韮崎岩屑流の分布深度は北に向かって深くなり，その上面は少な
くとも H17TB-3〜H17TB-5 間でほぼ直線的であり，北に 22˚傾斜（みかけの傾斜）している．この韮崎岩屑流を支流性の扇状地堆積物，本流性の河川堆積物，斜面堆積物のシ
ルト・砂・礫が成層して覆っている．これらの堆積物は，韮崎岩屑流直上のシルト層を除き，地層の連続状況から標高 235m 以浅ではほぼ水平に堆積しているものと判断される．一方，標高 235m 以深では H17TB-3 と H17TB-4 に分布するシルト層が対比できるものとすると，北に 5˚程度傾斜している可能性がある．さらに，ボーリングコアの一部には地層の変形が認められる．これは H17TB-4 の深度 27.5〜28.2m 区間に認められるもので，腐植質シルトと砂礫層が高角（60˚〜70˚）で接し，腐植質シルト中に多数の剪断面が帯状に発達している（写真 4）．
第 7 図に示すように，本測線に沿っては第四紀後期の断層運動の累積性を示唆する韮
崎岩屑流やそれを覆う堆積物の高度の顕著な不連続は認められない．しかしながら，問題の崖が丘陵前縁の断層の活動域の前進（thrust-front migration; Ikeda, 1983）などにより形成された新期の変動崖である可能性を完全に否定することもできない．そこ
で，問題の崖を横切るトレンチ掘削調査を実施した（第 6 図）．
(3)トレンチ壁面にみられる地質
トレンチ壁面の層序
高部地区トレンチでは，耕作土，斜面堆積物，支流系の河道堆積物（扇状地堆積物）
および本流系の河道堆積物および後背湿地性腐植質シルト層が確認された（第 8 図，写真 5）．トレンチ壁面でみられた地質を，地層の連続性，地層上面の削剥の有無，地質構造に差があるか否か，堆積環境の相違，層相の相違などから，第 8 図に示すように上位から 1〜8 層に区分した．各層の層相，層厚，分布深度を表 3 に示す．
8 層から採取した腐植質シルトおよびやや腐植質のシルトの 14C 年代値（Conventional
radiocarbon age）として，それぞれ 24,660 ± 90 yBP （誤差は 1σ）， 23,420 ± 100

6yBP がそれぞれ得られた（第 5 図，表 3）．これらの 14C 年代値は，（1）上下に逆転がな
く値が近接していること，（2）採取地点に植物根等の混入が認められないことから，ほぼ地層の堆積年代を表しているものと判断される．
地質構造
トレンチ底面付近にトレンチ壁面全幅にわたって分布する 8 層（腐植質シルト層）はほぼ水平であり，その上面に断層の存在を推定させるような分布高度の不連続はない．
また，7 層〜5 層には，斜交層理やチャンネルなどの堆積構造が認められるが，断層変位を想定させるような地層の変位・変形は認められない．
(4)トレンチ壁面の解釈
トレンチ最下部には，東，西両壁面とも，壁面全幅にわたって 8 層がほぼ水平に分布しており，断層の存在を推定させるような地層の落差は認められない．また，それを覆う 7〜5 層中には，斜交層理やチャンネルなどの堆積構造は認められるが，断層構造や変形構造は確認できない．これらのことから，8 層（23,420 ± 100 yBP）堆積以降，少なくともトレンチ掘削調査範囲内に断層は出現しなかったと判断される．
(5)層序・地質構造・変位地形の検討
高部トレンチでは，本流性後背湿地堆積物（腐植質シルト層）とそれを覆う支流性扇状地堆積物が確認された．
本流性後背湿地堆積物中の腐植質シルト層の年代は約 24,000
yBP であり，高部地区周辺の沖積面下には広く最終氷期堆積物の堆積面が深度 4m 程度に分布している可能性がある（第 7 図）
．深部では，これらの地層の下に韮崎岩屑流の安山岩質凝灰角礫岩が分布し，上面が見かけ上北に 22˚傾斜している．この傾斜は，調査地点背後の丘陵斜面の傾斜角とほぼ同じであり，斜面が沖積面下に連続して埋没しているものと推定される（第 5 図，第 7 図）
．このため韮崎岩屑流に大きな変位を与える
断層は，調査地点のさらに前面（北側）に分布する可能性が高いと推定される．あるいは，H17TB-4 のボーリングコア中に観察された地層の変形が断層の存在を示唆するのかもしれない．ただし，これらのことは断層崖基部（丘陵斜面と沖積低地面との地形境界付近）における断層の存在を否定するものではない．

（３） 大塚地区（トレンチ調査）(1)調査地周辺の地形・地質
大塚地区には，丘陵の基部から 60〜190m 北側に丘陵の延びの方向とほぼ平行して，
北東−南西方向に延びるバルジ状の小丘が分布している（第 1 図，第 9 図）
．この小丘は幅 20〜60m で断続的に延長 1.2km にわたって続いている（第 9 図）
．このバルジ状の小丘は，鞍部状の地形で示される低標高部により 4 つの高まりに分かれ，それぞれの高7

まりの規模は東から，長さ 190m・高さ 3m（バルジ A），長さ 380m・高さ 13m（バルジ B），
長さ 110m・高さ 4m（バルジ C），長さ 290m・高さ 12m（バルジ D）である（このうち，
バルジ状地形 A-C は，人工改変により現在消失している）．既存研究では，このバルジの北縁に沿って南側上がりの活断層が推定・図示されている（例えば，澤，1981；活断層研究会，1991；下川ほか，1995；今泉ほか，1998；中田・今泉，2002）．しかしながら，バルジ北縁部に沿っては，低断層崖などの断層の正確な位置を示す地形は認められない．これは，現在みられるバルジ北側斜面の基部が笛吹川の侵食により本来の断層崖から後退している可能性が高いためと考えられる．また，バルジ北縁に沿っては現在，コンクリート製用水路が敷設されており，トレンチ掘削調査を行うのは困難であると判断された（第 9 図）．
そこで，大塚地点では現存するバルジ地形（バルジ D）の南斜面基部において，バルジの成長に関連した変形イベントを確認することを目的としてトレンチ掘削調査を実施した（第 9 図，第 10 図，写真 6）．
(2)トレンチ壁面にみられる地質
トレンチ壁面の層序
大塚地区トレンチでは，耕作土，斜面堆積物，湿地性堆積物，本流性または支流性の河道堆積物および本流性の後背湿地性の腐植質シルト層が確認された（第 11 図，第 12図，写真 7，写真 8）．トレンチ壁面でみられる地質を，地層の連続性，地層上面の削剥の有無，地質構造に差があるか否か，堆積環境の相違，層相の相違などから，第 11 図，
第 12 図および表 6 に示すように上位から 1 層〜9 層に区分した．
5 層および 3 層には火山灰層が挟まれている．そのうち，5 層中の火山灰層は厚さ 3〜8 ㎝の層状であり，表 7 に示すように火山灰の鉱物学的特徴から姶良 Tn（24-25 ky BP；
26-29ka，町田・新井，2003）に対比される．一方の 3 層中に認められた火山灰は，厚さ 1〜2cm で長さ 10cm 程度のレンズ状を呈す．この火山灰の鉱物学的特徴と確実に対比される広域火山灰は報告されていない（表 8）．
9 層〜5 層および 3 層中に含まれる腐植質シルトまたは木の実などの植物片を採取し，
14

C 年代測定を実施した．その結果を表 9 に示す．第 11 図，第 12 図のスケッチ中には，試料を堆積物と植物片に分けて，採取位置を異なる記号で示している（堆積物を□，植物片を○で示す）．3 層から得られた腐植質シルトは，下位から上位に向かって，16,480± 70 yBP〜9,140 ± 40 yBP の 14C 年代を示す．5 層は，姶良 Tn 火山灰の純層を挟むた
め，25,000 yBP 前後の年代が予想されたが，腐植質シルトから得られた 14C 年代は，
20,590 ± 100y BP〜15,450 ± 90 yBP と若い年代を示す．この原因としては，壁面に多数発達するクラックに沿って新しい炭素が取り込まれたことによると推定される．68

層（22,750 ± 190 yBP，21,710 ± 180 yBP）
，8 層（26,320 ± 300 yBP，25,600 ± 280
yBP），および 9 層（27,730 ± 280 yBP〜26,600 ± 290 yBP）からも姶良 Tn 火山灰層との層位関係から予想される年代より若い値が得られた．この原因も 5 層と同様であると考えられる．
一方，7層から採取された植物片および腐植質シルトは，（1）いずれも27,210 ± 330（2）年代測定に供した植物
yBP〜26,060 ± 180 yBPとまとまった14C年代値を示すこと，
片は，密集して分布し摩耗していない針葉樹の球果（恐らく落下後速やかに堆積したもの）であること，から判断すると，7層の14C年代は，ほぼ地層の堆積年代を表している
ものと判断される．
1 層，2 層，および 4 層からは年代に関する情報は得られなかった．
壁面にみられる地質構造
本トレンチには北，東，および西の各壁面において，バルジの成長と調和的な断層運動に伴うと考えられる地質構造である（1）傾斜不整合，（2）正断層群，（3）層厚の変化，（4）地層の変形・傾斜，さらに（5）地震動に関連した地質構造の可能性がある砂脈・礫脈が確認された（第 11 図，第 12 図，写真 7，写真 8）．以下，これらの構造の特徴について，変形を受けた地層とそれを覆う地層を関連づけて記載する．
［傾斜不整合］
西壁面において，グリッド番号 5（W5）以北のトレンチ最下部に分布する 9 層および8 層は W4 付近で南東に 41˚傾斜している．この南東傾斜の特徴は，調査地点のバルジの形状と調和的である．この 8 層を 7 層がより緩い傾斜をもって覆っており，また，7 層には南に厚い層厚の変化が認められることから，8 層と 7 層との関係は傾斜不整合と判断される．
［正断層群］
西壁面の W3〜W4 において，9 層〜7 層中に長さ 0.3〜1.2m の正断層が複数条認められる．この正断層群は走向が北北東−南南西で南東に 60〜80˚傾斜し，最大 20cm 程度南東側が落下している．この断層の北側上がりの特徴は，調査地点のバルジの形状と調和的である．正断層は 7 層下部〜中部までは追跡できるが，7 層上部では不明瞭となり，6 層には確実に達していない．正断層のセンスと調和するように，W4 において 7 層上面には南落ちの崖が形成されている．
［層厚の変化］
上述のとおり，7 層は 8 層にアバットしており南に層厚を増している．また，6 層は西壁面の W4 付近で，正断層群により変位を受けた 7 層上面の落差の一部を解消するよ
うにくさび形の断面形状を呈している．

9

［地層の変形（腐植質シルト層等の傾斜）］
西壁面 W3〜W6 および北壁面において，9 層〜3 層は 20˚程度南東に傾斜している．この傾斜は，北壁面では 9 層〜7 層中で層内すべりにより一部低角になっているほかは，ほぼ一様であり，通常の堆積層の傾斜角より有意に大きい．この傾斜した地層をバルジからの斜面堆積物である 2 層が傾斜不整合で覆う．
［砂脈・礫脈］
東，西，北のいずれの壁面とも，9 層〜4 層を貫いて砂脈・礫脈やクラックが断続的に認められる．一方，3 層にはこのような砂脈・礫脈・クラックは発達しない．北壁面には，液状化相を呈する断面形状がきのこ状の礫脈・砂脈（第 12 図のα層）が分布する．
また，西壁面の北寄りにおいて 9 層〜6 層を貫く礫脈が発達している．この礫脈に沿って 6 層が落ち込んでいるが，5 層基底部には礫脈の影響による変形は認められない．
(3)地質現象の解釈
上記の地質構造による変形を受けた地層とそれを覆う地層との関係から，不確かなものも含めて本トレンチからは，4 回もしくは 5 回のイベントが認定された（第 11 図，
第 12 図）．ここでは，新しいイベントから順に認定根拠を示す．また，壁面内に見られる地質現象をまとめて，表 10 に示す．
イベント 1： 9 層〜3 層に地層のバルジの成長と調和的な南東への傾動が認められ，それを 2 層が覆うことから，3 層堆積後 2 層堆積前のバルジの成長が確実である．
イベント 2：（1）北および西壁面において，9 層〜4 層を貫いて発達する砂脈・礫脈・クラックが 3 層には認められないこと，（2）北壁面上段において，6 層〜4 層に上には凸の変形が認められるのに対して，3 層はこの変形を埋めるように堆積していること，さらに（3）西壁面において，3 層が緩やかに北に立ち上がる 4 層を傾斜不整合で覆うこと，の 3 点から，主として 4 層堆積後 3 層堆積前の古地震イベントの可能性が推定される．礫脈・砂脈およびクラックの密度が，北側のバルジに向かって増える傾向が見られることから，バルジの形成に関連したイベントの可能性が考えられるが，これに関連する断層は壁面において確認されない．
イベント 3（イベント 3ʼ）：
（1）西壁面の W3〜W4 付近において 7 層中にバルジの成長に調和的な南東落ちの正断層群や地層の撓みが発達し，それと調和するように 7 層上面に南落ちの低崖が形成されていること，（2）6 層が正断層群により変位を受けた 7 層上面の落差の一部を解消するように堆積し，7 層上面の折れ曲がり部でくさび状の断面形状を呈していること，（3）このくさび状の形状を呈する部分より北側の 6 層中には，直径 1cm 程度の細礫が多く含まれるのに対して，くさび部分より南側は細礫を殆ど含まな
い成層構造の明瞭な腐植質シルトであること，の 3 点から，7 層堆積後（6 層堆積中）

10

に北側上がりの崖（南向き斜面）を形成するイベント（イベント 3）が発生し，その崖を埋めるように 6 層が堆積した可能性が示唆される．
一方，西壁面の W2 付近において強震により形成されたと推定される明瞭な礫脈が発達している．この礫脈に沿っては，6 層がくさび状に落ち込んでいるが，6 層上面（5層基底面）には礫脈の影響による変形は認められない．このことから，礫脈を形成したイベントの時期は，6 層基底部形成後 5 層基底部形成前（つまり，6 層堆積中）となる．
これは，（1）〜（3）で特徴づけられる北側が相対的に隆起するイベント 3 の発生時期と矛盾しない．したがって，W2 付近の礫脈は，イベント 3 に伴い形成された可能性が推定される．
しかしながら，（i）壁面において正断層群と礫脈の形成の前後関係が確認できないこと，（ii）いずれも引張により形成されたと考えられる正断層群と礫脈の走向・傾斜が斜交すること，の 2 点から，礫脈形成がイベント 3 と異なるイベント（イベント 3ʼ）により形成されたとも言い切れない．
したがって，ここでは 7 層堆積後 5 層堆積前に 1 回（イベント 3）ないしは 2 回（イベント 3 とイベント 3ʼ）のイベントがあった可能性がある．
イベント 4：バルジの形状と調和的な南に傾動した 9，8 層に 7 層がアバットすることから，8 層堆積後 7 層堆積前に北側が相対的に隆起するようなイベントが発生したことが確実である．
これらのイベントに関連した地層の特徴と 14C 年代（表 9）に基づき，イベント 1 は9,180 yBP より後，イベント 2 は約 25,000 yBP（姶良 Tn 火山灰降灰年代）〜16,410 yBP，
イベント 3（とイベント 3ʼ）は 26,240 yBP〜約 25,000 yBP（姶良 Tn 火山灰降灰年代），
イベント 4 は 26,880 yBP より前，であると推定される（第 13 図）．
なお，傾斜不整合の存在からイベントが認定されたイベント 1 およびイベント 4 に関しては，不整合を特徴付ける堆積情報が欠如している期間において，何度イベントあったかは不明である．つまり，それらの各イベントは少なくとも 1 回以上であるとしかいえない．
(4)層序・地質構造・変位地形の検討
大塚トレンチ内では，本流性河道堆積物・後背湿地堆積物のシルト層・砂層・礫層，
曽根丘陵前面の湿地性ないし沼沢性のシルト層（一部腐植質）が分布していることが確認された．これらの地層には北側隆起を示唆する変形構造が確認され，トレンチ背後の細長いバルジ状の地形が構造的ものであることが明らかにされた．

（４） 上野地区（ボーリング調査）

11

(1)調査地周辺の地形・地質
上野地区は，断層帯西部に位置し，丘陵内に分散して発達する断層帯が収斂する地域にあたる（第 1 図，第 14 図）．ここでは，芦川などの北流する河川の運搬・堆積作用により形成された扇状地性の低位段丘面群が，本断層帯に沿って撓曲変形している（今泉ほか，1998；中田・今泉，2002；丸山・斎藤，2005）（第 1 図，第 14 図）．従来の研究では，これら低位段丘面群の区分はなされておらず，単一の地形面として図示されていた（例えば，吉村・平川，1984；今泉ほか，1998）が，詳しく観察すると，これらは比高数 m の侵食崖により少なくとも上位から TL-1, -2, -3 の 3 面に区分され，撓曲の比
高は低位の地形面ほど小さく，累積変位の可能性が指摘されている（丸山・斎藤，2005）．
このうち，本地域で広く分布する TL-2 面は，北に緩やかに傾斜（1.5˚程度）している．今泉ほか（1998）はこの扇状地性段丘面の北端付近に撓曲崖の存在を指摘している．
そこでは，撓曲崖は幅が最大約 1.4km，崖面の傾斜が北に約 6˚で，扇状地面の傾斜より5˚程度急になっている．TL-2 面の撓曲崖基部付近で実施されたボーリング掘削調査（H16MB-1）の結果，段丘面を構成する扇状地礫層中にレンズ状に挟まれる炭質物（地表からの深度 9.1m で採取）から 9,790 ± 40 yBP（Conventional radiocarbon age）
．この面が沖積面下に埋の 14C 年代（誤差は 1σ）が得られている（丸山・斎藤，2005）
没しているとすると，上下変位量が少なくとも 10 m に達する撓曲変形であると考えられ（第 14 図），本地点における完新世における上下変位速度は，1 mm/yr に達する可能性があることが指摘されている（丸山・斎藤，2005）．ただし，（1）上述したボーリン（2）その試料がグで採取された段丘礫層中の 14C 年代試料が 1 試料しかなかったこと，
レンズ状であり，掘削時に混入した可能性も否定できないこと，さらに（3）撓曲崖の北側には笛吹川の旧氾濫源とみられる沖積低地が広がるため，南側の TL-2 面に対応する地層の分布が不明であることから，これらの地形面の形成時期や変形量（およびそれから見積もられる変位速度）に関しては，さらに慎重な検討が必要であるとされている（丸山・斎藤，2005）．
本調査では，撓曲した TL-2 面の（新期堆積物により埋積されたと考えられる）低下側の形状を復元し，断層の上下変位量を推定した上で，断層の上下変位速度を見積もることを目的として，この撓曲崖の基部付近から低下側にかけてボーリングを 5 孔掘削した（第 14 図，第 15 図，第 16 図，写真 9）．
なお，調査計画段階では，TL-2 面とともにより新期の TL-3 面についても同様に群列
ボーリング調査を実施し，断層の累積変位の見積りを行う予定であったが，TL-3 面上の撓曲部付近は現在人工改変が著しく，調査を断念した．
(2)ボーリングコアにみられる地質12

第 14 図に示すように，撓曲崖の走向と直交する測線（A-Aʼ）に沿って，南から H17MB-1（深度 25m），H17MB-2（深度 15m），H17MB-3（深度 15m）
，H17MB-4（深度 15ｍ）およびH17MB-5（深度 25m）の計 5 地点でボーリングを掘削した．その結果，各孔とも，耕作
土，斜面堆積物の礫混じりシルト層または後背湿地堆積物とみられるシルト層・砂層が認められた．また H17MB-5 には笛吹川の河道堆積物とみられる砂層および礫層が分布している．さらに，各孔ともそれらの堆積物の下位に扇状地堆積物の礫層が確認された．
第 15 図にボーリング柱状図を，第 16 図にボーリング柱状図に基づく A-Aʼ測線沿いの地形・地質断面図を示す．なお，第 15 図および第 16 図には，丸山・斎藤（2005）による H16MB-1 の情報も加筆している．
今回掘削したボーリング孔からは堆積物の堆積年代を示す炭質物や考古遺物が数点採取された（表 11）．
H17MB-1 孔の深度 24.1m において扇状地堆積物中に挟在する腐植質シルトの 14C 年代値（Conventional radiocarbon age）として 10,830 ± 50 yBP（誤差は 1σ）の年代が得られた．これは，丸山・斎藤（2005）により報告された，H16MB-1 の扇状地堆積物中の深度 9.1m から採取された炭質物の 14C 年代（9,790 ± 40 yBP）とほぼ対応している．
一方，H17MB-4 孔の深度 12.2m および H17MB-5 孔の深度 21.0m において扇状地砂礫層中に挟在する砂層中に分布する腐植質シルトから，それぞれ，20,320 ± 130 yBP 28,170± 310 yBP の 14C 年代が得られた．一方，H17MB2 孔の深度 2.65m 付近の扇状地堆積物から採取された腐植質シルトの 14C 年代として 5,240 ± 40 yBP が得られた．この年代値に関しては，採取位置が扇状地堆積物上端付近であり，クラックなどの隙間を通して，上位の層準からの新しい炭素の混入の可能性が否定できない．そのため，この年代値は
扇状地堆積物の堆積年代を示していない可能性が高いと判断した．
以上のことから，調査地域の TL-2 面を構成する扇状地堆積物は，少なくとも約 28,000
yBP には堆積しはじめ，約 10,000 年前より後で約 5,000 年前より前には段丘化したものと考えられる．
H17MB-4 孔の深度 4.34〜4.98m にはやや淘汰の悪い腐植質の礫混じりシルト層が分布しており，その礫混じりシルト層から土器片が 3 点出土した．表 12 および写真 10 に示
すように，いずれも径 2〜3cm，厚さ 0.5cm 程度で摩耗が少なく，山梨県埋蔵文化財センターの村石眞澄氏の鑑定によれば，時代は弥生後期〜古墳前期であり，Po-1 は古墳
前期，Po-3 は弥生後期とのことである．
(3)推定される地下地質構造
ボーリング調査の結果によると，上野地区では厚さ 20m 以上の扇状地堆積物が分布している．また，H17MB-3 より北方では，この扇状地堆積物を覆って本流成のシルト・砂・13

礫が堆積している（第 15 図，第 16 図）．
H17MB-4 の扇状地堆積物の直上には，層厚 0.7m の腐植質の礫混じりシルトが分布し，径 2〜3cm の弥生後期〜古墳前期の土器破片を含んでいる．平成 16 年度に産業技術総合研究所活断層研究センターにより H16MB-1 付近で掘削したピットでも，扇状地堆積物直上の礫混じり腐植質シルト（深度 1.0〜1.5m）に弥生後期〜古墳前期の土器破片が散在しているのが確認されている．このことは，扇状地面上には弥生後期以前〜古墳前期の生活面が広く分布し，一部は侵食から免れているものと推定される．
扇状地堆積物上面の形状は，第 16 図に示すように，撓曲地形と調和的な高度不連続を示す．すなわち，沖積低地下の H17MB-4〜H17MB-2 間において約 1˚の緩やかな北傾斜を伴う扇状地堆積物の上面は，撓曲地形の基部付近にあたる H17MB-2〜H16MB-1 間において約 6˚に傾斜を増す（第 16 図）．この扇状地堆積物上面の傾斜は，上述した撓曲区
間の地形面の傾斜と調和している．また，H17MB-4〜H17MB-2 間における約 1˚の傾斜は，
撓曲区間以南の TL-2 面の傾斜（約 1.5˚）とも調和的である．このことから，本来一連であった扇状地堆積物が南側上がりの撓曲変形を受けたことを強く示唆する．撓曲部における扇状地堆積物上面の落差は約 13m である．
この撓曲の基部からさらに 150m 以上北方の H17MB-4〜H17MB-2 間において扇状地堆積
物上面の傾斜が再び約 5.5˚に増し，扇状地堆積物の出現深度に落差が認められる．しかしながら，この落差が侵食作用によるものか，構造的なのものかは明らかではない．
H16MB-1 以南では，地層の不連続といった変形の有無を判断するための資料に乏しく，今回のボーリング調査からでは，断層の存在を強く示唆するあるいは否定するような地
質情報は得られなかった．
(4)層序・地質構造・変位地形の検討
上野地区では，沖積面下に扇状地面が広く埋没しているのが確認された．この扇状地面の高度分布から，今泉ほか（1998）が指摘している位置に曽根丘陵断層帯が分布している可能性が高いと考えられる．
第14図，第16図に示すように，地形学的に撓曲崖と認定される区間において，扇状地
堆積物上面（扇状地面）の出現深度に不連続が認められ，その落差は約13mであることが得られた．扇状地堆積物の14C年代から，本地区において撓曲崖の形成を伴うイベント
が完新世に生じた可能性が高いと考えられる．

３，まとめ
３．１

断層帯の位置及び形態

14

（１）断層帯を構成する断層
曽根丘陵断層帯は，甲府盆地と曽根丘陵の境界（丘陵前縁）および丘陵内部を北東−
南西〜東北東−西南西走向で並走する複数の断層から構成される（例えば，澤，1981；
活断層研究会，1991；下川ほか，1995；今泉ほか，1999；中田・今泉，2002）．低断層
崖，撓曲崖や，地形面および丘陵構成層の逆傾斜やバルジ状変形で特徴付けられる本断
層帯の全長は，活断層研究会（1991）によると 15km とされている．最近，丸山・斎藤（2005）は，曽根丘陵断層帯の北東延長部にあたる笛吹市甲斐国分寺付近において，約13,000 yBP 以降に形成された扇状地面に断層崖である可能性のある南側上がりの低崖の存在を指摘している．曽根丘陵断層帯が，甲斐国分寺付近まで延びているとすれば，同断層の長さ（東端；笛吹市甲斐国分寺と西端；市川三郷町市川大門の距離）は約 20km
である（第 1 図）．
一方，１．でも記載したように中田・今泉（2002）によると，本断層帯は曽根丘陵以東の区間では不明瞭ながら断続的に塩山市東方まで追跡され，それらを足し合わせた長さは40km以上になる可能性がある．吉岡ほか（2005）は，「全国主要活断層活動確率地図」において，本断層の長さとして41kmを採用している．本研究では，断層帯の東方延長部に関して調査を行っていないため，断層帯が笛吹市甲斐国分寺からさらに北東に延長するのかどうか検討することができない．

（２）断層面の位置・形状
曽根丘陵断層帯は，幅約2kmにわたって複数の断層が並走し，撓曲崖，バルジ地形や逆向き低崖が発達する．このような変位地形の特徴から，地下浅部での分岐が推定され
る． 丘陵前縁に沿って延びる主断層は北落ちの断層崖および撓曲崖で特徴付けられることから，主断層は，澤（1981）や活断層研究会（1991）が指摘しているように南傾斜の逆断層と推定される．
曽根丘陵断層帯と笛吹川が近接して並走しているため，笛吹川による侵食や埋積により甲府盆地と曽根丘陵との地形境界をなす主断層の位置を特定するには至らなかった．

（３）変位の向き
曽根丘陵断層帯に沿っては，（1）大塚地区でみられるバルジ地形が断層運動に関連して形成されたことが確認されたこと，（2）上野地区の扇状地面上で逆断層の地表表現である撓曲崖地形が存在すること（今泉ほか，1998；丸山・斎藤，2005），（3）上曽根地
区周辺で丘陵を構成する地層とそれを覆う段丘堆積物のバルジ状の変形構造が報告されていること（例えば，Nishimiya, 1973；平川，1982）などから，本断層帯は澤（1981）

15

や活断層研究会（1991）が指摘しているように，主として南東側隆起の逆断層であると推定される．

３．２

断層帯の過去の活動（１）平均変位速度
上野地区における群列ボーリングに基づく地下地質断面から得られた扇状地堆積物上
面の落差（約 13 m）を曽根丘陵断層帯の活動による上下変位量であるとすると，その上下変位量と扇状地面の形成年代（9,790 ± 40 yBP：2σ暦年較正年代 11,230-11,160
calyBP：丸山・斎藤，2005）から求められる本断層帯の平均変位速度の上下成分は約1.1m／千年以上となる（第 16 図）．ただし，本地点では，扇状地堆積物上面（扇状地面）
以外に断層の変位量を推定する変位基準がないため，扇状地面の落差の見積りの妥当性
や断層による変位の累積性が検討できない．

（２）活動時期
大塚トレンチで確認されたバルジの成長に伴うと推定される地層の変形から，少なく
とも 4 回ないしは 5 回以上のイベントが認定され，活動時期は新しいものから，9,180
yBP（暦年で 10,390 calyBP）より後（イベント 1），約 25,000 yBP（姶良 Tn 火山灰降
灰年代）〜16,410 yBP（イベント 2）， 26,240 yBP〜約 25,000 yBP（イベント 3（あるいはイベント 3 とイベント 3ʼ）），26,880 yBP より前（イベント 4）と推定される（第13 図）．
ただし，このトレンチで観察された変形は，南側隆起の主断層に伴うものではなく，主断層の隆起側（上盤側）の副次的な変形であると考えられるため，これらのイベント
が，本断層帯の活動すべてを記録しているとは言い切れず，したがって，本トレンチからは最新活動時期が約 10,000 年前以後であることしか言えない．

（３）１回の変位量
今回のトレンチ掘削調査およびボーリング掘削調査からは，主断層沿いの 1 回変位量に関する資料は得られなかった．

（４）活動間隔
大塚トレンチでバルジの成長に調和的な複数回の断層活動が推定されたが，具体的な再来間隔は求められていない．

16

（５）活動区間
具体的なデータは得られていない．
（調査担当

17

丸山

正）

文

献

平川一臣，1982，山梨県の地形に関する資料（III）−曽根丘陵のテクトニック・バル
ジ−．山梨大学教育学部研究報告，33，93-101．
Ikeda, Y., 1983, Thrust-front migration and its mechanism: evolution of intraplatethrust fault systems. Bull. Dept. Geogr., Univ. Tokyo, 15, 125-159.
今泉俊文・澤祥・東郷正美・池田安隆，1998，1：25,000 都市圏活断層図「甲府」．

国土地理院技術資料，D. 1-No. 355．
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 pp．
隈元 崇・池田安隆，1993，南部フォッサマグナ、甲府盆地の低角逆断層の地下構造とネットスリップ, 地震2, 46, 245-258.
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，360 pp．
丸山 正・斉藤 勝，2005，甲府盆地南縁，曽根丘陵断層帯の完新世の活動に関連する変位地形．活断層・古地震研究報告，5，69-76．
三村弘二・河内晋平・藤本丑雄・種市瑞穂・日向忠彦・市川重徳・小泉光昭，1982，自然残留磁気からみた韮崎岩屑流と流れ山．地質学雑誌，88，653-663．
中田 高・今泉俊文，2002，活断層詳細デジタルマップ．東京大学出版会，60 pp (＋2
DVD-ROM＋付図 1 葉)．
Nishimiya, K., 1973, Studies on the geochronology of the Sone group in the Sone
hills, Higashiyatsushiro district of Yamanashi Prefecture. 山梨大学教育学
部研究報告，24，64-68．
澤祥，1981，甲府盆地西縁・南縁の活断層．地理学評論，54，473-492．

Stuiver, M. et al., INTCAL98 Radiocarbon Age Calibration, 24,000-0 cal BP.
Radiocarbon, 40, 1041-1083.
下川浩一・水野清秀・井村隆介・奥村晃史・杉山雄一・山崎晴雄，1995，糸魚川−静岡
構造線活断層系ストリップマップ．構造図 11，地質調査所．
八ヶ岳団体研究グループ，1988，八ヶ岳の中部更新統．地団研専報，34，53-89．
吉村 稔・平川一臣，1984，地形分類図，土地分類基本調査「甲府」5 万分の 1，山梨
県．
吉岡敏和・粟田泰夫・下川浩一・杉山雄一・伏島祐一郎，2005，全国主要活断層活動確率地図．構造図14．産業技術総合研究所．

18

図

表

表1

曽根丘陵断層帯のまとめ

表2

上曽根トレンチにみられる地質表3

上曽根トレンチにおける14C年代測定結果

表4

高部トレンチ壁面にみられる地質表5

高部トレンチにおける14C年代測定結果

表6

大塚地区トレンチ壁面にみられる地質表7

大塚トレンチ5層中の火山灰分析結果

表8

大塚トレンチ3層中の火山灰分析結果

表9

大塚トレンチにおける14C年代測定結果

表10 大塚トレンチ内に認められる地質構造の概要

表11 上野地区ボーリングにおける14C年代測定結果

表12 出土遺物一覧表

第1図

調査地点位置図

曽根丘陵断層帯の断層トレースは，今泉・他（1998）および丸山・斎藤（2005）に基づく．断層トレースを示す赤線のうち，太実線は，完新世の活動の可能性を示唆する
地形的特徴が認められる区間を示す．糸魚川−静岡構造線活断層系の断層トレース（紫線）は，中田・今泉（2002）に基づく．なお，御勅使川以北の糸魚川−静岡構造線活断層系のトレースは示していないことに注意．

19

第2図

上曽根トレンチ掘削調査地点周辺の地形概要

基図は中道町役場発行 1/2,500 地形図を使用．赤線は今泉・他（1998）による活断層
線．橙線は扇状地面上にみられる比高 0.5-2m 程度の北向きの撓曲状の低崖を示す．

第3図

上曽根トレンチ掘削調査地点の詳細位置図

第4図

上曽根トレンチ東壁面のスケッチ

グリッド間隔は 1m．詳細は本文参照．

第 5 図 高部地区において実施したトレンチ掘削調査および群列ボーリング調査地点周辺の地形概要基図は旧豊富村役場発行 1/2,500 地形図を使用．赤線は今泉・他（1998）による活断層線．橙線は扇状地面上にみられる比高 0.5-1m 程度の北向きの撓曲状の低崖を示す．

第 6 図 高部地区において実施したトレンチ掘削調査とボーリング調査地点の詳細位置
図

第7図

群列ボーリング，トレンチ掘削調査に基づく高部地区の地質断面（上）調査地点周辺の地形図（基図は旧豊富村役場発行 1/2,500 都市計画基本図を使用）．
（下）地質断面．

第8図

高部トレンチ西壁面のスケッチ

グリッド間隔は 1m．詳細は本文参照．

第9図

大塚地区周辺の地形概要（等高線は，旧三珠町役場発行 1/2,500 都市計画図を使用．等高線間隔は 2m）
丘陵斜面に平行して A〜D のバルジ状のふくらみ地形が形成されている．バルジ地形の前縁に南側上がりの断層が推定されている．これらのバルジのうち，バルジ A，バルジ B，バルジ C は人工改変により消失している．トレンチ掘削調査は，バルジ D の南斜面基部において，バルジの成長に関連した変形イベントの認定を目的として実施
した．

第 10 図大塚トレンチ掘削調査地点の詳細位置図20

第 11 図 大塚トレンチ西壁面のスケッチ
グリッド間隔は 1m．詳細は本文参照．

第 12 図 大塚トレンチ北壁面のスケッチ
グリッド間隔は 1m．詳細は本文参照．

第 13 図 大塚地区におけるトレンチ掘削調査から推定されるイベント発生時期
各試料の年代値の誤差は 1σ．試料番号は，第 11 図，第 12 図と対応している．黒枠で示された範囲にイベントが推定される．ただし，イベント 1 および 4 については，
その間に複数回のイベントがあった可能性は否定できない．橙色で示した 3 層および7 層， 7 層の年代値は，年代と層序に矛盾がなく，地層の堆積年代を示している可能性が高いと判断される．一方，ピンク色で示した 5 層，6 層，8 層および 9 層の年代値は，上下の地層の年代と比べて明らかに若い．これは，クラックなどに沿って新しい炭素が取り込まれたことによると考えられる．したがって，イベントの時期に関して，5 層，6 層，8 層および 9 層の年代値は採用しない．各イベント認定の根拠は本文に示す．

第 14 図上野地区周辺の変動地形（丸山・斎藤，2005 を改変）

ボーリング掘削調査地点を青の□で示す．これらのデータを A-Aʼ測線に投影したものを第 16 図に示す．

第 15 図 上野地区におけるボーリング掘削調査の各ボーリング柱状図
H16MB-1 は丸山・斎藤（2005）を引用．

第 16 図 測線 A-Aʼ沿いの地形・地質断面図
測線の位置は第 14 図を，ボーリングの詳細は第 15 図にそれぞれ示す．

写真 1

上曽根地区のトレンチ掘削調査地点を南西に向かって撮影

トレンチは，扇状地面上に発達する比高 1m 程度の北向きの撓曲状の崖を横切って掘削した（紫の破線で示す）．写真奥の畑と林の境界の北向きの崖は，丘陵と低地との地形境界をなす断層崖を一部盛土して急傾斜にしている．

写真 2

上曽根トレンチ西壁面写真

21

写真 3

高部地区のトレンチ掘削調査地点を西に向かって撮影

トレンチは，北に緩やかに傾斜する扇状地面状の地形面上に発達する比高<1m の北向きの撓曲状の崖を横切って掘削した（紫の破線で示す）．写真左手前から右奥に連なる赤の点線で示した丘陵と低地との地形境界をなす断層の前進に関連して形成された変動崖の可能性があると判断し，ボーリング掘削調査およびトレンチ掘削調査を実
施した．

写真 4

H17MB-4 孔深度 27.5m〜28.2m 区間に認められる地層の変形

腐植質シルトと砂礫層が 60˚〜70˚傾斜しており，腐植質シルト中には多数の剪断面が発達している．

写真 5

上曽根トレンチ西壁面写真

写真 6

大塚地区におけるトレンチ掘削調査地点の地形概要（上）調査地点を南側の丘陵斜面から撮影．東北東−西南西走向に延びるバルジ地形の北側に南側上がりの活断層が推定される（破線で示す）．
（下）トレンチ掘削調査地点付近を南から撮影．トレンチは，現存する唯一のバルジ地形（バルジ D）の南斜面
期部において，バルジの成長に関連した地層の変形を確認することを目的として実施した．掘削範囲を紫破線で示す．

写真 7

大塚トレンチ西壁面写真

写真 8

大塚トレンチ北壁面写真

写真 9

上野地区におけるボーリング調査測線周辺の撓曲崖を北側から撮影

芦川およびそれに平行する河川が形成した扇状地性の段丘面が撓曲変形している．沖積低地との比高は約 10m．

写真 10 上野地区のボーリングコア（H17MB-4）から出土した遺物

22

表１ 曽根丘陵断層帯のまとめ
表 1 曽根丘陵断層帯のまとめ．
今回調査を含めた結果

備考

１．断層帯の位置・形態（１）断層帯を構成する断層

曽根丘陵断層群（澤，1981；平川，1982） 中田・今泉（2002），丸山・斎藤（2005）
で延長（２）断層帯の位置・形状
地表における断層帯の位置・形状
断層帯の位置（両端の緯度・経度） 東端：北緯35°38′，東経138°42′
西端：北緯35°33′，東経138°30′
長さ約20km以上

地下における断層面の位置・形状

地表での長さ・位置と同じ

上端の深さ

0ｋｍ

一般走向

N60°E

傾斜

南傾斜（角度は不明）

幅不明

吉岡ほか（2005）では約41km

断層露頭および変位地形による．

（３）断層のずれの向きと種類

南側隆起の逆断層

地形から推定２．断層の過去の活動（１）平均的なずれの速度

約1.1m／千年以上

上野地区における群列ボーリングから推定

活動１（最新活動）
約10000年前以後

大塚トレンチでの調査結果による．

（２）過去の活動時期

それ以前にも約28000年前以後，複数回の活動（３）１回のずれの量と平均活動間隔
１回のずれの量

不明

平均活動間隔不明（４）過去の活動区間

具体的データは得られていない

表2

表2 上曽根トレンチにみられる地質
上曽根トレンチにみられる地質．
層厚（ｍ） 分布深度(m)
地層名

1層

耕作土

2層

人工撹乱層

3層

4層

層相
砂質シルト
砂・シルト・空き缶・ビニル・ガラス瓶．

東壁

西壁 分布標高(m)

0.2

0.2

－

0～0.7 0～0.7 －砂質シルト．厚さ0.25 mの礫層を挟む．礫層の礫 0.4
はφ1～30 cm，亜角～角で弱風化している．礫種
は安山岩が多く，凝灰岩，石英斑岩，閃緑岩，泥 0.7
岩を含む．4層との関係は整合的である．

～ 0.5 ～ 0.2
0.9
263

暗褐灰色の礫混じり砂質シルト．基質はやや腐植 0.7
質で，礫はφ1～5 cm，亜角～角のおおむね新鮮～
やや風化した安山岩が主体をなす．最上部は層厚 0.9
0.2～0.3 mの腐植質砂質シルト(4a層，旧表土)がほ
ぼトレンチ全幅にわたって分布している．この4a層は礫を含有しており，礫はおおむね新鮮な亜円～角の安山岩が主体をなす．また，東壁の南壁近傍には，北方でせん滅する厚さ0.2 mの礫層(4b層)を含んでいる．この4b層の礫は，φ1～5 cmで，亜角～角の弱風化した安山岩が主体をなし，閃緑岩，石英斑岩を含む．5層との層位関係は整合的である．

～ 0.6 ～ 0.7
0.8

黄灰～黄褐色の礫混じり砂質シルト．全体に植物 0.8
根の生痕が散在する．最上部は層厚0.1～0.3 mの腐植質砂質シルト(5a層，旧表土)．下部には層厚0.1 1.1～0.2 mの礫層を挟む．この礫層の礫は，φ2～5cm，亜角のやや新鮮～弱風化した安山岩が主体をなし，閃緑岩，石英斑岩，凝灰岩を含む．基質はシルト質砂である．また，東壁の南壁近傍には北方でせん滅する0.2 m程度のシルト層を2層挟む．6層との境界は生物的な攪乱が認められるが整合的である．

～ 1.0 ～ 1.4
1.2

262.4

扇状地堆積物

5層

6層

上部の腐植質シルト(6a層，層厚0.4～0.5 m)と下部 ＞0.8のやや腐植質の礫混じりシルト(6b層，層厚0.4 m以上)に分かれる．6b層の礫はφ1～3 cm，亜角～角でおおむね新鮮～弱風化した閃緑岩が主体をなし
安山岩，石英斑岩を含む．

261.8＞0.8 2.4
260.7

表3 上曽根トレンチにおける14C年代測定結果
表 3 上曽根トレンチにおける C 年代測定結果．
14

AMS

Measured age
Conventional
G13C (‰)(y BP, ±1V)
age (y BP, ±1V)
11,080 ± 40
-24.2
11,090 ± 40

暦年較正年代*(cal. y BP, ±2V)
13180-12900

AMS

10,440 ± 40

12820-11980

Lab. No

試料番号

層準

種類

方法

Beta-212416

SGE8-1

6

腐植質シルトBeta-212417

SGE8-2

6

腐植質シルト* Stuiver et al. (1998)のデータベースに基づく．

-23.9

10,460 ± 40

表4高部トレンチ壁面にみられる地質．
表4 高部トレンチ壁面にみられる地質

層厚（ｍ）
地層名

層相
東壁
砂質シルト

1層

耕作土

2層

3層
主として斜面堆積物

4層

5層

6層
支流成扇状地堆積物

7層

8層

後背湿地堆積物－

西壁
0.2～0.4

暗褐灰色の腐植質シルト層．礫層を挟 0～0.2
む．

0.2～0.5

明褐～褐色のシルト質砂質礫層．礫はφ 0～1.0
2～3 cmで亜角～亜円の安山岩礫が主体をなす．礫率約60%，最大礫径10 cm，基質はシルト質砂で締まりはよい．全体にほぼ水平方向の礫の配列が認められる．
東壁Nos.1～4で下位の4層および5層が削剥されている．西壁で層厚が薄くなる．

0～0.2

明褐～褐色のシルト質砂質礫層，シルト 0～0.3
層．礫は3～5 cmで亜円～亜角の風化した安山岩を主体として，凝灰岩，砂岩，泥岩を含む．下位の5層の一部が削剥さ
れている．

0～1.0

暗緑灰～暗オリーブ灰色，明褐色の粗～ 0～1.2
細粒砂層および砂質礫の互層からなる．
礫層の礫はφ2～3 cmで亜角～亜円の安山岩礫が主体をなし，最大礫径は10 cm
である．全体的に3～10°程度南傾斜の斜交層理が発達する．下位の6層および7層が削剥されている．

0～0.9

暗緑色～暗オリーブ灰色の砂質礫層．礫 0～0.8
は1～2 cmで亜円～亜角のおおむね新鮮
な 安 山 岩 を 主 体 と す る ． 礫 率 は 40 ～
50%，最大礫径7 cm，基質は細～中粒砂である．東壁では平行層理と3～10°傾斜の斜交層理を示す単層が混在する．西壁
では幅0.3～1.0 mのチャネル構造が発達する．下位の7層を削剥される．

0～1.0

明褐色砂質シルト層と暗緑色～暗オリー 0.2～0.6
ブ灰色砂層・砂質礫層からなる．砂質礫
層の礫はφ3～5cmで亜円～亜角のおおむ
ね新鮮な安山岩が主体をなし，礫率50～
60％，最大礫径10cm，基質は粗～中粒砂である．東壁では南ないし北に3～5°程度傾斜する斜交層理部と水平層理部が混在する．西壁では幅0.3～3.0mのチャネル構造が発達する．下位の８層の一部がわず
かに削剥される．

0.9～2.0

灰色～暗灰色の腐植質シルト層～粘土 ＞0.2
層．ほぼ水平．

＞0.4

分布深度
(m)
分布標高
(m)
0
250.7
0.4
250.6
0.5

250.1

1.1
249.9
0.9

249.7
1.6

249.1

1.8

249.2

3
247.5

表5

14

表5 高部トレンチにおける C年代測定結果
高部トレンチにおける 14C 年代測定結果．

Lab. No

試料番号

層準

種類

方法

Beta-212414

TBW4-1

8

腐植質シルトAMS

Measured age
Conventional
G13C (‰)(y BP, ±1V)
age (y BP, ±1V)
24,640 ± 90
-23.7
24,660 ± 90

Beta-212415

TBW4-2

8

腐植質シルトAMS

23,420 ± 100* Stuiver et al. (1998)のデータベースに基づく．

-25.2

23,420 ± 100

暦年較正年代*(cal. y BP, ±2V)
N.A.
N.A.

表6

大塚地区トレンチ壁面にみられる地質．

大塚地区トレンチ壁面にみられる地質
層厚（ｍ）
分布深度(m)
地層名
層相
分布標高(m)
東壁
西壁
表土，耕作土．褐色腐植質シルト．植物根
0
1層 を多く含む．
0.1～0.2
0.2
250.0～251.7
斜面堆積物．礫混じり砂質シルトからな
0.1～0.2
2層 る．下位の3層および４層の一部を削剥す 0.3～0.6
0～0.9
250.1～251.5
る．

3層

表6

黒褐～暗褐色礫混じり腐植質シルト．上部の礫を多く含む層(3a層)と下部層(3b層)に分かれる．3a層は，φ1cmの亜円～亜角礫を10～20％程度含有し，全体に東へ20°程度傾斜する．3b層は部分的にレンズ状淡緑灰色シ 0.1～1.0
ルト層を挟み，下位の4層の一部を削剥する．また，3b層は，厚さ1～2cm，長さ10cm程度の断面形状がレンズ状を呈する火山灰層を含む．

0.4～0.8
0～0.2
249.6～250.8

淡緑灰～明褐灰色の砂混じりシルトを主 体とする．上部(4a層)は緑灰～褐灰色のシルト
質細粒砂を主体とし，厚さ2～10cmのシルト層を複数層挟む．

4層

0.3～1.3
0.8～0.9

0.8～0.9下部(4b層)は，塊状の砂混じりシルトからな
り，植物根の生痕を多く含む．下位の5層とは整合的である．

5層

6層

7層

249.5～250.2

0.3

黒褐色礫混じり腐植質シルトからなる．礫は北壁に近いほど多く，φ0.5～1cm，亜円～亜角礫を多いところで70％含む．下位の6 0.2層とは整合的である．

0.1～0.2

上部は砂・シルト互層(7a層)で下部は砂質礫 0.6層(7b層)．7a層は，厚さ3～20cm単位で砂質
シルト層，腐植質シルト層，粗粒～中粒砂層および細礫層が互層をなす．走向がNS～(E4以北)
N25E系高角の断裂が発達する．また，7a層
は材や針葉樹の実など植物片を多く含む．
7b層の礫は，φ0.5～3cmで亜円～亜角の安山岩が主体をなし，凝灰岩，石英斑岩，砂 ＞0.8
岩，泥質岩を含む．基質は粗粒砂であり，植物片を含む．下位の8層との関係は傾斜不整合である(E4以南)

8層

9層

1.2～1.7

黒褐～暗褐色腐植質シルトを主体とする．
厚さ3～8cm層状の火山灰純層(AT火山灰)を 0.2～0.4
挟む．下位の6層とは整合的である．

248.7～249.4
1.7～2.0
248.5～249.2
1

1.8～2.1(W5以北)＞1.4

248.3～249.1(W5以南)

灰色のシルト層とその上位の細粒砂層からなる．下位の9層とは整合的であるが，本層の最下部に軟質な粘土の薄層が分布し，こ 0.1～0.2の薄層をすべり面として7層および8層が層内すべりを発生させた可能性がある．

0.1～0.3

礫混じり腐植質シルト層．おおむね新鮮な＞0.2
φ0.5～3cmの亜角～角礫が散在する．

＞0.4

2.9～3.1
247.3～248.2
3.0～3.2
247.3～248.1

表7

大塚トレンチ 5 層中の火山灰分析結果．
表7 大塚トレンチ5層中の火山灰分析結果

試料名

TOTE-1

採取層準鉱物含有率（%）

屈折率

コメント

94
90
4
5
1

1.499-1.501

姶良Tn火山灰に対比

5層

火山ガラス
バブルウォールタイプ
パミスタイプ
石英・長石
岩屑・風化粒表8

表8 大塚トレンチ3層中の火山灰分析結果
大塚トレンチ 3 層中の火山灰分析結果．

試料名

採取層準

鉱物
火山ガラス

TOTE-23層

低発砲
パミスタイプ
石英・長石
緑色普通角閃石
斜方輝石
岩片
カミングトン閃石
リン灰石

含有率（%）

屈折率

9.5
7.5
2
64.5
5
3-0
16.5
-

1.4986-1.5084

コメント

表9

14

表9 大塚トレンチにおける C年代測定結果
大塚トレンチにおける 14C 年代測定結果．

AMS

Measured age 13
Conventional
G C (‰)(y BP, ±1V)
age (y BP, ±1V)
9,130 ± 40
-24.5
9,140 ± 40

暦年較正年代*(cal. y BP, ±2V)
10390-10220

腐植質シルトAMS

10,030 ± 80

-25.0

10,030 ±80

12100-11230

Lab. No

試料番号

層準

種類

方法

Beta-213351

POTN1-1

3

腐植質シルトBeta-215248

POTN1-2

3

Beta-213352

POTN1-3

3

腐植質シルトAMS

14,460 ± 60

-24.9

14,460 ±60

17700-16940

Beta- 213353

POTN1-5

3

腐植質シルトAMS

16,490 ± 70

-25.9

16,480 ±70

20120-19180

Beta-213354

POTW7-2

5

腐植質シルトAMS

18,250 ± 90

-25.5

18,240 ±9022220-21140

IAAA-52849

POTW7-3

5

腐植質シルトAMS

20,530 ± 100-21.6

20,590 ± 100

Beta-213355

POTW7-4

5

腐植質シルトAMS

15,460 ± 90

-25.7

15,450 ±Beta-213356

POTW7-5

6

腐植質シルトAMS

21,730 ± 180-26.4

21,710 ± 180

N.A.

Beta-213357

POTW7-6

6

腐植質シルトAMS

22,770 ± 190-26.0

22,750 ± 190

N.A.

Beta-213358

WOTW7-1

7

材

AMS

26,470 ± 230-26.7

26,440 ± 230

N.A.

Beta-213359

WOTW6-4

7

種子

AMS

27,080 ± 210-25.4

27,070 ± 210

N.A.

Beta-213360

POTW4-1

7

腐植質シルトAMS

26,090 ± 180-26.6

26,060 ± 180

N.A.

Beta-213362

POTW4-97

腐植質シルトAMS

27,240 ± 330-26.6

27,210 ± 330

N.A.

Beta-215249

WOTW7-4

7

種子

AMS

27,140 ± 200-25.8

27,130 ± 200

N.A.

Beta-213361

POTW4-88

腐植質シルトAMS

26,320 ± 300-25.1

26,320 ± 300

N.A.

Beta-213363

POTW4-2

8

腐植質シルトAMS

25,620 ± 280-26.2

25,600 ± 280

N.A.

Beta-214426

POTW4-4-1

9

材

AMS

26,640 ± 290-27.2

26,600 ± 290

N.A.

90

N.A.
18960-17990

Beta-213364

POTW4-4-2

9

腐植質シルトAMS

27,740 ± 280-25.5

27,730 ± 280

N.A.

IAAA-52848

POTW4-4-3

9

腐植質シルトAMS

27,660 ± 150-24.8

27,670 ± 150

N.A.

* Stuiver et al. (1998)のデータベースに基づく．

表 10

表10 大塚トレンチ内に認められる地質構造の概要
大塚トレンチ内に認められる地質構造の概要．

種類

状況
確認される地層推定される原因
現象の起きた層準
曽根丘陵断層帯の活動に伴 8 層 堆 積 後 7 層 堆 積 前
急傾斜する8層をより傾斜 の 8層/7層間
うバルジの成長
緩い7層が被覆する．7層の層（イベント4）
傾斜不整合 厚 は 南 で 0.5 m 以 上 厚 く なる．
バルジの成長に調和的な正断 9層～7層
層が7層中に発達する．こ の正断層は6層には達しない ．
正断層群・ 正断層群の上方で6層の層 厚
層厚の変化 が7層の落差を解消するよ うに変化する．

曽根丘陵断層帯の活動に伴 7層堆積後（6層堆積以
うバルジの成長中）（イベント3）1）液状化現象の一部とみ ら 9層～4層れる砂脈・礫脈が存在する．

地震動

主として4層堆積後3層
堆積前（イベント2）

砂脈･礫脈 2）6層が礫脈にそって落ち込 9層～6層
んでいるが，5層基底面に は変形が認められない

地震動

6層堆積中（イベント3
もしくはイベント3'）

6層～3層が，ほぼ一様に東に 9層～3層
地層の傾斜 20°程度傾斜する．

曽根丘陵断層帯の活動に伴 3 層 堆 積 後 2 層 堆 積 前うバルジの成長（イベント1）

14

表 11

表11 上野地区ボーリングにおける C年代測定結果
上野地区ボーリングにおける 14C 年代測定結果．
Measured age
Conventional
G13C (‰)(y BP, ±1V)
age (y BP, ±1V)
10,820 ± 50
-24.5
10,830 ± 50

暦年較正年代*(cal. y BP, ±2V)
13010-12650

Lab. No

試料番号

種類

方法

Beta-213349

H17MB1-24.10

腐植質シルトAMSBeta-213350

H17MB2-02.65

腐植質シルトAMS5,420 ±

40

-25.3

5,240 ± 40

6290-6170

Beta-214424

H17MB4-12.20

腐植質シルトAMS

20,340 ± 130-26.3

20,320 ± 130

N.A.

Beta-214425

H17MB5-21.00

腐植質シルトAMS28,130 ± 310-22.3

28,170 ± 310

N.A.

* Stuiver et al. (1998)のデータベースに基づく．

表 12

出土遺物一覧表．

試料番号

表12

採取位置
深度
孔名
(m)

出土遺物一覧表
大きさ(cm)
径

厚さ

種類

時代※１

備考

3.3×
0.4
土器 古墳前期 摩耗少ない
2.8
2.4×
弥生後期～
0.5
Po-2
H17MB-4
4.86
土器
摩耗少ない
古墳前期
1.3
2.4×
わずかに摩
0.6
Po-3
H17MB-44.70
土器 弥生後期
耗
1.6※１：山梨県埋蔵文化財センター村石眞澄氏の鑑定による．
Po-1

H17MB-4

4.63

使川

魚
川

構造線

活断層系
曽

根

府

丘

盆

上野地区

市川三郷町

甲

根

断

陵

帯

高部地区

丘

層

大塚地区

曽

陵

地

甲府市

御

坂

山

地

上曽根地区

笛吹市
国分寺

138.5˚

勝沼町

139.0˚

139.5˚

35.0˚

35.5˚

（2002）に基づく．なお，御勅使川以北の糸魚川−静岡構造線活断層系のトレースは示していないことに注意．

第 1 図 調査地点位置図．曽根丘陵断層帯の断層トレースは，今泉・他（1998）および丸山・斎藤（2005）に基づく．断層トレースを示す赤線のうち，第 1 図 調査地点位置図．曽根丘陵断層帯の断層トレースは，今泉・他（1998）および丸山・斎藤（2005）に基づく．断層トレースを示す赤線のうち，太太実線は，完新世の活動の可能性を示唆する地形的特徴が認められる区間を示す．糸魚川－静岡構造線活断層系の断層トレース（紫線）は，中田・今泉（2002）
実線は，完新世の活動の可能性を示唆する地形的特徴が認められる区間を示す．糸魚川−静岡構造線活断層系の断層トレース（紫線）は，中田・今泉に基づく．なお，御勅使川以北の糸魚川－静岡構造線活断層系のトレースは示していないことに注意．

御勅

糸
岡
−静

北

扇状地面

トレンチ掘削調査地点

扇状地面

第 3 図の範囲

中

央

自

動

車

道

曽根丘陵

0

200m

第第
2図
1/2,500 地形図を使用．赤線は今泉
2 図上曽根トレンチ掘削調査地点周辺の地形概要．基図は中道町役場発行
1/2,500 地形図を使 ・上曽根トレンチ掘削調査地点周辺の地形概要．基図は中道町役場発行
他（1998）による活断層線．橙線は扇状地面上にみられる比高 0.5-2m 程度の北向きの撓曲状の低崖を示す．

用．赤線は今泉・他（1998）による活断層線．橙線は扇状地面上にみられる比高 0.5 m〜2 m 程度の北向きの撓曲状の低崖を示す．

北
果樹園

空地
畑

?

トレンチ掘削地点

?

果樹園

畑

0
第3図

第3図

上曽根トレンチ掘削調査地点の詳細位置図．

上曽根トレンチ掘削調査地点の詳細位置図．

20 m

第4図

第4図

北西

2

6b

6a

5a

1
3
2

6

5

4

上曽根トレンチ東壁面のスケッチ．グリッド間隔は1 m．詳細は本文参照．

上曽根トレンチ東壁面のスケッチ．グリッド間隔は 1m．詳細は本文参照．

東壁面

4b

4a

3

礫混じり砂

砂

砂質シルト

シルト質砂

腐植質シルト

シルト

凡例

南東

北

第 6 図の範囲
H17TB-4
H17TB-3

H17TB-1

トレンチ掘削調査地点
H17TB-5

H17TB-20200m

5 図高部地区において実施したトレンチ掘削調査および群列ボーリング調査地点周辺の地形概要．基図は旧豊第第5図
高部地区において実施したトレンチ掘削調査および群列ボーリング調査地点周辺の地形
富村役場発行 1/2,500 地形図を使用．赤線は今泉・他（1998）による活断層線．橙線は扇状地面上にみられる比高
概要．基図は旧豊富村役場発行 1/2,500 地形図を使用．赤線は今泉・他（1998）による活断層線．
0.5～1m 程度の北向きの撓曲状の低崖を示す．
橙線は扇状地面上にみられる比高 0.5 m〜1 m 程度の北向きの撓曲状の低崖を示す．

北

H17TB-4(249.71 m)
畑道

H17TB-3(249.71 m)

水
路

農

水田
トレンチ掘削地点

H17TB-1(250.41 m)
H17TB-2(250.89 m)

堆肥処理場

休耕地

H17TB-5(251.29 m)

畑
断層線（今泉・他，1998）

0第66図
図 高部地区において実施したトレンチ掘削調査とボーリング調査地点の詳細位置図．
高部地区において実施したトレンチ掘削調査とボーリング調査地点の詳細位置図．
第

20m

0号

北

川

笛吹

220

230

240

250

(m:標高)
260

200

250

砂礫（腐植質シルト挟む）

シルト質砂

砂礫

シルト質砂

砂礫（一部シルト〜砂質シルト挟む）

韮崎岩屑流

農道

地形・地質断面測線

腐植質シルト
砂礫
シルト

沖積低地

北

剪断帯 {

北

(m:標高)300

H17TB-3

H17TB-4

H17TB-2
H17TB-1

トレンチ掘削調査地点

H17TB-5

曽根丘陵

100 (m)韮崎岩屑流

本流・支流性堆積物

0

扇状地堆積物

韮崎岩屑流

後背湿地堆積物

・本流性・斜面堆積物・支流性

凡例

ボーリング孔位置

H17TB-1

安山岩質凝灰角礫岩

腐植質

シルト質

礫

砂

シルト

トレンチ掘削調査範囲

地形・地質断面測線

撓曲状の低崖今泉・他（1998）による

断層位置

地層境界・層相境界

第7図 群列ボーリング，トレンチ掘削調査に基づく高部地区の地質断面．（上）調査地点周辺の地形図（基図は旧豊富村役場発行1/2,500都市計
第 7 図 群列ボーリング，トレンチ掘削調査に基づく高部地区の地質断面．（上）調査地点周辺の地形図（基図は旧豊富村役場発行 1/2,500 都市計画
画基本図を使用）．（下）地質断面．
基本図を使用）．（下）地質断面．

国道14

第8図

高部トレンチ西壁面のスケッチ．グリッド間隔は 1m．詳細は本文参照．

北

路

140
A

26
0

270

沖積低地

0

28

25

沖積低地

断

0

根
曽

陵
丘

帯
層

0

29

防

堤

250

線
延
身
JR

川

吹

笛

水

用

B

0

31

0

30

310

C

300

D

0

30

T

250

用水

路

0

26

250

270
280
290

290

260

凡例
T : トレンチ掘削調査地点
032
A : バルジ地形30
3: 活断層（推定）
40

300

3
（▲は上盤側を示す）

310

0
32

0

500m

320

35

360

360

0

33
0
3
35 40
0

270

第9図 大塚地区周辺の地形概要（等高線は，旧三珠町役場発行1/2,500都市計画図を使用．等高線間隔は2 m）．丘陵斜面に平行
第 9 図 大塚地区周辺の地形概要．（等高線は，旧三珠町役場発行 1/2,500 都市計画図を使用．等高線間隔はしてA〜Dのバルジ状のふくらみ地形が形成されている．バルジ地形の前縁に南側上がりの断層が推定されている．これらのバルジのうち，バルジA，バルジB，バルジCは人工改変により消失している．トレンチ掘削調査は，バルジDの南斜面基部において，2m）．丘陵斜面に平行して A～D のバルジ状のふくらみ地形が形成されている．バルジ地形の前縁に南側上がり
バルジの成長に関連した変形イベントの認定を目的として実施した．

の断層が推定されている．これらのバルジのうち，バルジ A，バルジ B，バルジ C は人工改変により消失している．
トレンチ掘削調査は，バルジ D の南斜面基部において，バルジの成長に関連した変形イベントの認定を目的として実施した．

北

稜線
果樹園
山林

トレンチ掘削調査地点

畑

空地

果樹園

農道
0

20m

果樹園

第第1010図図 大塚トレンチ掘削調査地点の詳細位置図．
大塚トレンチ掘削調査地点の詳細位置図．

第 11 図大塚トレンチ西壁面のスケッチ．グリッド間隔は 1m．詳細は本文参照．

第 12 図大塚トレンチ北壁面のスケッチ．グリッド間隔は 1m．詳細は本文参照．

0

イベント1

暦年未較正14C 年代 (y BP)

5000

POTN1-1
POTN1-2

10000

3
POTN1-3

15000
POTW7-4

POTN1-5
POTW7-2

20000

POTW7-3

5

イベント2
POTW7-5

6
POTW7-625000

姶良Tn火山灰イベント3
POTW4-1（+イベント3’?）
WOTW7-1

7
WOTW6-4

POTW4-2

WOTW7-4

8 POTW4-4-1
9POTW4-4-3

POTW4-8

POTW4-9

POTW4-4-2

イベント4

30000
0

5

10

15

20

年代測定試料（左が層序的上位）
第 13 図 大塚地区におけるトレンチ掘削調査から推定されるイベント発生時期．各試料の年代値の誤差
第13図
大塚地区におけるトレンチ掘削調査から推定されるイベント発生時期．各試料の年代値のは1σ．試料番号は，第11 図，第 12 図と対応している．黒枠で示された範囲にイベントが推定される．
誤差は1S．試料番号は，第11図，第12図と対応している．黒枠で示された範囲にイベントが推定さ
ただし，イベント 1 および 4 については，その間に複数回のイベントがあった可能性は否定できない．橙れる．ただし，イベント1および4については，その間に複数回のイベントがあった可能性は否定で色で示した
3 層および 7 層，7 層の年代値は，年代と層序に矛盾がなく，地層の堆積年代を示している可
きない．橙色で示した3層および7層の年代値は，年代と層序に矛盾がなく，地層の堆積年代を示し能性が高いと判断される．一方，ピンク色で示した
5 層，6 層，8 層および 9 層の年代値は，上下の地層ている可能性が高いと判断される．一方，ピンク色で示した5層，6層，8層および9層の年代値は，の年代と比べて明らかに若い．これは，クラックなどに沿って新しい炭素が取り込まれたことによると考上下の地層の年代と比べて明らかに若い．これは，クラックなどに沿って新しい炭素が取り込まれえられる．したがって，イベントの時期に関して，5層，6 層，8 層および 9 層の年代値は採用しない．
たことによると考えられる．したがって，イベントの時期に関して，5層，6層，8層および9層の年
各イベント認定の根拠は本文に示す．

代値は採用しない．各イベント認定の根拠は本文に示す．

笛吹川

北

押出

川

H17MB-5

沖積低地

H17MB-4

扇状地

H17MB-3
H17MB-1
H16MB-1

H17MB-2

芦川
扇状地

扇状地

JR 身延線
第14図

上野地区周辺の変動地形（丸山・斎藤，2005を改変）．ボーリング掘削調査地点を青の□で示

第 14 す．これらのデータA-A’測線に投影したものを第16図に示す．
図 上野地区周辺の変動地形（丸山・斎藤，2005 を改変）．ボーリング掘削調査地点を青の□で示す．これらのデー
タを A-A’ 測線に投影したものを第 16 図に示す．

第 15 図上野地区におけるボーリング掘削調査の各ボーリング柱状図．H16MB-1 は丸山・斎藤（2005）を引用．

(m：標高 )280

北鉛直誇張 10倍270

JR 身延線道路

撓曲崖

約 1.5˚260
約 6˚

約 13 m250
246.57m
H17MB-5

246.11m
H17MB-4

246.1

247.02m
H17MB-1
246.05m 246.05m
H17MB-3 H17MB-2
247.16m
H16MB-1

約 6˚

240

約 1˚

230

扇状地堆積物

220

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900 (m)

第 16 図 測線A-A’沿いの地形・地質断面図．測線の位置は第14図を，ボーリングの詳細は第15図にそれ
測線 A-A’ 沿いの地形・地質断面図．測線の位置は第 14 図を，ボーリングの詳細は第 15 図にそれぞれ示す．
第16図
ぞれ示す．

南

撓曲状低崖（比高約 1 m）

北

上曽根トレンチ

写真1
上曽根地区のトレンチ掘削調査地点を南西に向かって撮影．トレンチは，扇状地面上に発達する比写真
1 上曽根地区のトレンチ掘削調査地点を南西に向かって撮影．トレンチは，扇状地面上に発達する比高1m 程
高1m程度の北向きの撓曲状の崖を横切って掘削した（紫の破線で示す）．写真奥の畑と林の境界の北向き
度の北向きの撓曲状の崖を横切って掘削した（紫の破線で示す）．写真奥の畑と林の境界の北向きの崖は，丘陵と低地の崖は，丘陵と低地との地形境界をなす断層崖を一部盛土して急傾斜にしている．
との地形境界をなす断層崖を一部盛土して急傾斜にしている．

写真 2 写真
上曽根トレンチ西壁面写真．
2 上曽根トレンチ西壁面写真．

北西

南東

南

北

地形境界（断層崖基部）

撓曲状低崖（比高 <1 m）

高部トレンチ

写真3

高部地区のトレンチ掘削調査地点を西に向かって撮影．トレンチは，北に緩やかに傾斜する扇状地

写真
3 高部地区のトレンチ掘削調査地点を西に向かって撮影．トレンチは，北に緩やかに傾斜する扇状地面状の地形
面状の地形面上に発達する比高<1mの北向きの撓曲状の崖を横切って掘削した（紫の破線で示す）．写真左
面上に発達する比高<1m の北向きの撓曲状の崖を横切って掘削した（紫の破線で示す）．写真左手前から右奥に連なる手前から右奥に連なる赤の点線で示した丘陵と低地との地形境界をなす断層崖の前進に関連して形成された赤の点線で示した丘陵と低地との地形境界をなす断層の前進に関連して形成された変動崖の可能性があると判断し，変動崖の可能性があると判断し，ボーリング掘削調査およびトレンチ掘削調査を実施した．
ボーリング掘削調査およびトレンチ掘削調査を実施した．

写真 4 H17MB-4 孔深度 27.5m ～ 28.2m 区間に認められる地層の変形．腐植質シルトと砂礫層が 60˚ ～ 70˚ 傾斜して
写真 4 H17MB-4 孔深度 27.5 m〜28.2 m 区間に認められる地層の変形．腐植質シルトと砂礫層が 60˚〜
おり，腐植質シルト中には多数の剪断面が発達している．

70˚傾斜しており，腐植質シルト中には多数の剪断面が発達している．

写真 5

南

写真 5

上曽根トレンチ西壁面写真．

上曽根トレンチ西壁面写真．

北

西

東
推定される南側上がりの断層の位置

バルジ
大塚トレンチ東西バルジ

バルジと旧谷底平野との境界

大塚トレンチ

写真 6写真6
大塚地区におけるトレンチ掘削調査地点の地形概要．
（上）調査地点を南側の丘陵斜面から撮影．東北東－西南西
大塚地区におけるトレンチ掘削調査地点の地形概要．（上）調査地点を南側の丘陵斜面から撮走向に延びるバルジ地形の北側に南側上がりの活断層が推定される（破線で示す）．（下）トレンチ掘削調査地点付近を南影．トレンチは東北東−西南西走向に延びるバルジ地形の北側に南側あがりの活断層が推定される（破から撮影．トレンチは，現存する唯一のバルジ地形（バルジD）の南斜面期部において，バルジの成長に関連した地層の線で示す）．（下）トレンチ掘削調査地点付近を南から撮影．トレンチは，現存する唯一のバルジ地形（バルジD）の南斜面期部において，バルジの成長に関連した地層の変形を確認することを目的として変形を確認することを目的として実施した．掘削範囲を紫破線で示す．

実施した．掘削範囲を紫破線で示す．

南

写真 7 大塚トレンチ西壁面写真．
写真 7 大塚トレンチ西壁面写真．

北

東

西

写真 88 大塚トレンチ北壁面写真．
大塚トレンチ北壁面写真．
写真

東

西

芦川

H17MB-1
H17MB-2

撓曲

H16MB-1

撓曲崖の基部

H17MB-3
H17MB-4

沖積低地

写真9 上野地区におけるボーリング調査測線周辺の撓曲崖を北側から撮影．芦川およびそれに平行する河写真 9 上野地区におけるボーリング調査測線周辺の撓曲崖を北側から撮影．芦川およびそれに平行する河川が形川が形成した扇状地性の段丘面が撓曲変形している．沖積低地との比高は約10 m．
成した扇状地性の段丘面が撓曲変形している．沖積低地との比高は約 10m．

表面

裏面

写真 10

写真 10 上野地区のボーリングコア（H17MB-4）から出土した遺物．
上野地区のボーリングコア（H17MB-4）から出土した遺物．