「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.H17-1

サロベツ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

１．１

断層帯の概要とこれまでの既往研究

1

１．２

既往研究から明らかになった課題と本調査の内容について

2

２．調査結果3２．１

3

火山灰層序学による段丘面の形成年代決定（１）アチャル台地

3（２）豊徳台地4（３）天塩段丘面

5（４）サロベツ原野東縁部および中央部の海成段丘6（５）サロベツ原野周辺の海成段丘面の形成年代

7２．２

群列ボーリング・ジオスライサーによる上部更新統の変形構造

7２．３

群列ボーリング・ジオスライサーによる完新統の変形構造

9（１）稚咲内海岸の離水海岸地形の内部構造

10（２）サロベツ原野の完新統の構造

11

２．４

既存反射法地震探査データの再解析により明らかになったサロベツ
断層帯の地下構造

12

３．まとめ

15

３．１

15

断層帯の位置及び形態（１）断層帯を構成する断層

15（２）断層面の位置・形状

16（３）変位の向き

16

３．２

17

断層帯の過去の活動（１）平均変位速度17（２）活動時期

18（３）１回の変位量

18（４）活動間隔18

（５）活動区間

18

注

19

謝辞

19

文献

20

図

24

表

１．断層帯の概要とこれまでの主な調査研究
１．１ 断層帯の概要とこれまでの既往研究
サロベツ断層帯は，北海道北部の白亜系〜第四系・天北堆積盆地に発達する褶曲衝上断層帯の変形フロントに位置し，サロベツ原野周辺の後期更新世の海成段丘面を変位・変形させるとされる（池田ほか編，2002；中田・今泉編，2002）（図 1）．また，第四紀における沈降量が 700-1000m，最大 1500 m であり，北海道でも特に第四紀地殻変動の激しい地域とされる（岡，1997）．活断層研究会編（1980）ではアチャル台地東縁・豊徳台地東縁・豊富丘陵西縁・幌延丘陵東縁にそれぞれ確実度 III の活断層の疑いのあるリニアメントを認めている．
その後，
Ikeda and Masuda（1981）
・池田ほか（1981）は，地形面構成層の堆積相解析に基づき，天塩川左岸からウツツ川右岸に分布する段丘地形を海成段丘面（天塩段丘面）であるとはじめて明確に示すとともに，これらが新第三系の褶曲構造と調和する変形を受けていることから活褶曲であると結論づけた．また，杉山ほか（1987）はアチャル台地東縁・豊徳台地東縁・豊富丘陵西縁・川口丘陵西縁に第四紀後期層の撓曲・傾動を，幌延丘陵に第四紀後期層の背斜軸を認めた．さらに，奥村（1987MS）は豊徳台地を日本海沿岸に位置する隆起軸ととらえ，地下に西傾斜の逆断層が存在することを推定している．活断層研究会編（1991）は基本的にこれらの研究成果を踏襲し，ア
チャル台地・豊徳台地の東縁部と豊富丘陵・幌延丘陵・北川口丘陵の西縁に活傾動を推定した．
その後，池田ほか編（2002）ではサロベツ原野の周辺に長さ約 40 km の撓曲変形帯を認めた．
これらは中位段丘面を 20m 前後変位させるとしている．また，中田・今泉編（2002）は 豊富
丘陵西縁に「サロベツ撓曲帯」の位置やや不明確な活断層のトレースを認め， 長さ 15 km 東
上がりの撓曲帯と記載している．このほか，このほかに「兜沼撓曲」（長さ 6 km）
・
「豊富撓曲」（長さ 3 km）
・
「天塩撓曲」（長さ 11km）を指摘している（注１）．このほか，サロベツ原野中央部の円山台地東縁部および幌延丘陵西縁部に推定活断層（以下「円山台地東縁」「幌延丘陵西縁」と呼ぶ）が認定されている．
以上の研究結果を受けて，地震調査研究推進本部地震調査委員会（2005）はサロベツ断層帯
が『北部、南部の２つの起震断層に区分でき，そのうち北部は長さ 20 km 以上である（池田ほか編，2002；中田・今泉編，2002）．活動度について，北部では中位面（3-13 万年前）に 20 m
（平均変位速度 0.15-0.7 m／千年）の上下変位が示され，南部では高位面（15 万年前以前）に
25 m（平均変位速度 0.17 m／千年以下）の上下変位が示されているが，沈降側が見積もられていないため，それ以上となる可能性がある．このため、Ｂ級相当と考えられる（中田・今泉編，
2002）．
』とし，基盤的調査観測の基準を満たすと判断した．

1

１．２ 既往研究から明らかになった課題と本調査の内容について既往研究では，サロベツ原野周辺に分布する中位段丘面が変形していることが明らかになった．その一方で，この中位段丘面の形成年代についてはいくつかの異なる見解があり，この見解の相違は，本断層帯の活断層としての評価を行う上で非常に重要である．中位段丘面の形成年代に関する見解は大別すると以下の２つになる．三浦（1994），Miura（1995MS），柳（1998MS），
小池・町田編（2001）では，池田ほか編（2002）および中田・今泉編（2002）が変形するとした中位段丘面を酸素同位体ステージ 5（以下，MIS5 と記す）の海成段丘面としている．一方，奥村（1987MS）および小疇ほか編（2003）では，これらの多くを MIS7 の海成段丘面としている．
撓曲変形する中位段丘面は一般にサロベツ原野面に埋没もしくは比高数mの小崖をもってこれに接し，一般にその間に段丘面は発達しない．したがって，中位段丘面が MIS7 の海成段丘面であるとするならば，そのことは MIS5 の海成段丘面がないこと，すなわち後期更新世に隆起が生じておらず，本断層帯が過去十万年余りの間ほとんど活動していないことを意味する．この場合，完新世の海進時に浸食されて MIS5 の海成段丘面が消失した可能性は，撓曲変形する
中位段丘面がほぼ直接沖積低地面と接することから否定される．その一方，撓曲変形する中位
海成段丘面が MIS5 に形成されたとすれば，本断層帯は過去十万年余りの間にわたり顕著な隆起・沈降および撓曲変形を累積させてきた活断層であると見なすことができる．このように，変位基準である中位段丘面の形成年代および成因の推定は，単に断層帯の変位速度を正確に求めるためのみならず，本断層帯が活断層と見なせるか否かに関わる本質的な課題であると言える．
このような背景にもとづき，本調査ではまず本断層帯によって変形するとされる海成段丘面の形成年代を明らかにすることを第一の目的とした．上記の見解の相違が生じる理由として，
本地域が変形帯に位置するため，オホーツク（Okumura, 1996）および羽幌（阪口，1959；町田ほか，1985）など海成段丘面の模式地から段丘面の旧汀線を地形学的に対比するのが困難なこと（小疇ほか編，2003）や，良好な露頭が少ないため，広域テフラと海進期堆積物の層位学的関係が不明確なことがあげられる．そこで，予備的に露頭調査を行った結果，遠別町丸松の中位海成段丘面の露頭（図 1 および 6）において，海進期堆積物（外浜・前浜堆積物）とこれを直接覆う海退期の砂丘および風成レス堆積物を確認し，砂丘および風成レス堆積物下部にクッ
チャロ羽幌テフラ（Kc-Hb：Arai et al., 1986）を見いだした．この結果を受けて，露頭調査・ボーリング調査によって中位段丘面構成層の層相を記載し，堆積相解析・火山灰分析により段丘面の形成時期の推定を行った．
また，地震調査研究推進本部地震調査委員会（2005）が指摘するように，サロベツ原野および周辺の沖積低地における中位段丘堆積物相当層の分布はこれまで報告されていない．本断層帯による後期更新世以降における変形量を明らかにするために，沈降域であるサロベツ原野中

2

央部において群列ボーリングを行い，地下に伏在する上部更新統および完新統の分布を推定した．
さらに，池田ほか編（2002）で指摘されているように，サロベツ原野周辺には多数の反射断面があり，断層帯の地下構造を知る上で重要なデータである．これらの多くは 1970 年代に取得されたもので，最新の処理により大幅な改善が期待される．またすべての断面は時間断面であることから，適切な重合速度の推定に基づく深度変換をおこなって初めて，本断層帯の地下
地質構造データとしての取り扱いが可能になる．上記の理由から，既存反射断面の再解析を行い，断層帯の地下構造および地表変形との関係について考察を行った．

２．調査結果２．１ 火山灰層序学・堆積相解析による段丘面の形成年代決定
重要な変位基準である中位段丘面の形成年代を決定するために，豊富町豊徳・豊富町豊富・
天塩町川口・遠別町丸松の４箇所において中位段丘面構成層の露頭整形を行い，堆積物の（再）記載・火山灰分析・堆積相解析を行った．また，上部更新統の分布を解明するために掘削したボーリングコアでも同様の解析を行った．火山灰分析は，露頭では 10cm 間隔で連続的に採取
し，ボーリングでは利尻アチャルテフラ（Rs-Ac）および利尻ワンコノ沢テフラ（Rs-Ac）を同定・識別することを目的に，視認できる白色軽石層を主に採取した．また，海成層にテフラ起源粒子の混在が期待できる層序では 10〜20cm 間隔で細粒土の採取を行った．採取した試料を元に，火山ガラス，斜方輝石および角閃石の屈折率を測定した．層準的に重要なテフラの火山
ガラスについてさらにエネルギー分散型Ｘ線マイクロアナライザー(EDX)を使った主成分の分析を行った．これらのデータを元に広域テフラとの対比を詳細に検討した．そして，堆積相解
析から判断される海進・海退期堆積物とテフラの層位的な関係から，海成段丘面の形成年代を推定した．その結果，中位段丘面の多くが海成段丘面であり，特に海岸線に沿って分布するものは MIS5e に対比されることがわかった． 一方，内陸側の中位段丘面の一部は MIS7 ないしはそれより古い海成段丘であることが明確になった．また，豊富丘陵西縁部の中位段丘面の一部は河成段丘面であることが明らかになった．

（１）アチャル台地
上サロベツ原野の西側に位置するアチャル台地では，高位面・中位面の 2 ヶ所でボーリングの掘削を行った（図 2・3）
．このうち，中位面で掘削した Kb-2 は，Miura（1995）で報告された露頭（現在は消失）の近傍であり，小池・町田編（2001）では MIS5c とされる台地上に位置
する．Kb-2 では，生痕化石・平板斜交層理を含む海成砂層の上位に泥炭層・火山噴出物が重な3

る．海成砂層と泥炭層の境界は不明瞭で，両者は漸移的な砂混じり泥炭層を介することから，一連の海進・海退に対応して堆積したものと見られる．泥炭層の最上部には，Miura（1995）の報告したとおり，Aso-4 が挟在する．Kb-2 では，さらに下位に Rs-Ac，Kc-Hb が挟まれる．したがって，この中位段丘面は MIS5e に形成された海成段丘面であると考えられる．一方，高位面で掘削した Kb-1 のコアは Kb-2 とほぼ同じ層相・層序で地層が累重しており，泥炭層の下位に分布する潟湖・海浜堆積物は MIS5e の可能性がある．このことは，アチャル台地の高位段丘面
もまた最終間氷期に形成された可能性を示す．掘削地点の高位・中位段丘面を分ける旧汀線は不明瞭である．しかし，その南側では比較的明瞭な崖地形が段丘面を分けていることが，米軍
および地理院撮影の空中写真で確認される．このような地形的特徴は今回の結果と矛盾している．したがって，高位面までが MIS5e に形成されたか否かはより慎重に検討する必要があると考える．以下では，中位面のみを MIS5e として議論する．

（２）豊徳台地
三浦（1996）および柳（1998MS）が報告した豊富町豊徳の露頭（図 4）では，斜交層理を伴う海成砂層の上位に弱い平行層理を伴う砂丘堆積物が認められ，さらにその上位に厚さ約 4mの火山噴出物・風成レス堆積物が覆う（図 6）．火山噴出物・風成レス堆積物の層序は三浦（1996）と基本的に同じであり，下位から利尻アチャル（Rs-Ac）・洞爺（Toya）
・利尻兜沼（Rs-Kb）
・阿蘇 4（Aso-4）
・支笏第 1（Spfa-1）
・利尻ワンコの沢（Rs-Wn）
・利尻豊徳（Rs-Ht）の各テフラが重なる．このような地層の累重関係は一連の海進・海退で説明できる．また，海成砂層直上の砂丘堆積物からは微量のバブルウォール型火山ガラスが産出し，屈折率は 1.496-1.505 である．
ガラスの形態および屈折率から，これらのガラスの一部は Kc-Hb 起源の火山ガラスと考えられる．これらの観察結果から，豊徳台地は酸素同位体ステージ 5e（以降 MIS5e と記す）に形成された海成段丘面であると推定される．また，大井・三浦（2004）は花粉分析の結果と伊藤ほか（2000）の記載から Rs-Ac を MIS5b としているが，本セクションで Toya が Rs-Ac の上位に存在することから，Rs-Ac は Kc-Hb とともに MIS5d のテフラであると考えられる．同じ豊徳台地で行ったボーリング B1 でも同様の層序が得られた（図 9）．小池・町田編（2001）では B1 掘削地点の段丘面を三浦（1996）の露頭で指示される MIS5e より一段低い MIS5c の海成段丘面としている．しかし，B1 では海成砂層の直上に Kc-Hb および Rs-Ac が重なり，豊徳露頭のセクションと同様の層序を示すことから，MIS5e の海成段丘面であると考えられる．小池・町田編（2001）
が MIS5e と MIS5c の間の旧汀線と認定した段丘面上の傾斜変換線は，段丘面を切る逆向き（西向き）低断層崖地形であると考えられる（奥村，1987MS）．

4

（３）天塩段丘面
天塩町川口，六志内川右岸の露頭（図 5）では，中位段丘面の露頭でも平行斜交層理・スランプ構造を含む海進期の前浜・上部外浜堆積物に砂丘・風成レスが累重する（図 6）．海成砂層
直上の火山灰質レス堆積物はレンズ状に明黄褐色を呈する火山灰を含み，これには微量のバブ
ルウォール型火山ガラスが含まれ，ガラスの屈折率は 1.497-1.503 である．ガラスの形態および屈折率から，これらの一部は Kc-Hb 起源であると考えられる．また，さらに上位のレス混じり風成砂層には Toya が，風成レス堆積物には Spfa-1 が含まれる．このように，海成砂層および上位の風成堆積物は一連の海進・海退のシークエンスで説明され（池田ほか，1981），風成
堆積物の最下部に MIS5d のテフラが含まれることから，川口丘陵西縁部に分布する中位段丘面
は MIS5e に形成された海成段丘面であると推定される．
遠別町丸松，ウツツ川右岸の露頭（図 5）では，もっとも典型的な MIS5e 海成段丘面構成層のセクションが露出する（図 6）．本露頭では厚さ約 4.5m の前浜堆積物の上位に不明瞭な平行葉理を含む砂丘堆積物および塊状の風成レス堆積物が重なる．砂丘堆積物の堆積体は上に凸の形状を呈しており，陸側に向かって急激に薄くなり，厚い風成レス堆積物に指交する．この砂丘・風成レス堆積物の下部に Kc-Hb の明赤褐色軽石層が挟在する．また，この上位の砂混じりレス層には Toya 起源のバブルウォール型火山ガラス（屈折率 1.494-1.496）が，さらに上位には Spfa-1 起源のバブルウォール型火山ガラス（屈折率 1.500-1.502）がそれぞれ含まれる．海成砂層および上位の風成堆積物は一連の海進・海退のシークエンスで説明され（池田ほか，
1981），風成堆積物の最下部に MIS5d のテフラが含まれることから，この中位段丘面は MIS5e に形成された海成段丘面であると考えられる．小疇ほか編（2003）は，柳・平川（1998）および
小池・町田編（2001）がウツツ川右岸に認めた完新世段丘が MIS5e の可能性があるとしたが，今回の結果からはその可能性は否定される．完新世段丘は，遠別町北里のキビタナイ川河口部から同北浜の遠別川河口部まで認められ，海岸線に露頭が連続して分布する．その大半では植物遺体を多量に含む泥炭層およびシルト層が認められる（阪口，1958）が，今回の調査では海成段丘面であることを明確に示す生痕化石などの証拠を見つけることはできなかった．
池田ほか（1981）は段丘面の連続性から天塩川からウツツ川にかけての海成段丘面を一連の段丘面（天塩段丘面）としており，この地形学的対比は小池・町田編（2001）および小疇ほか
編（2003）でも採用されている．このことから，天塩川からウツツ川にかけて分布する中位段
丘面はいずれも MIS5e に形成された海成段丘面であると考えられる．

5

（４）サロベツ原野東縁部および中央部の海成段丘
一方，より内陸側に位置する サロベツ原野東縁部の豊富丘陵では異なった結果が得られた．
小池・町田編（2001）で MIS5e とされていた段丘面のうち，豊富町豊富・福永川右岸の露頭（図4）では，生痕化石を含む海成砂層の上位に厚さ約 4 m の風成堆積物・火山噴出物が重なる（図7）．特徴的なのは，海成砂層の上位に厚さ約 1.5 m の赤色化したレスが重なり，その中央付近には Toya に類似するガラス屈折率（1.494-1.496）を有するバブルウォール型の火山ガラスが上下層準に比し多く含まれることである．このような特徴は安江ほか（2005）が報告した MIS7
ないしはそれよりも古いと考えられる海成段丘面に類似している．今回判明した MIS5e 段丘堆積物でも Toya は風成レス中に含まれるが，本露頭の Toya を挟在するレスはこれらに比べて赤色化が進行している．このことから，豊富丘陵の中位段丘面は MIS7 ないしはそれより古い可能性が高い．また，上記の露頭よりも北に位置し，小池・町田編（2001）で MIS5e とされていた段丘面で掘削したコア B13（図 4，7）では，河成堆積物の上位に直接利尻起源の火山噴出物が重なる．このことは，①小池・町田編（2001）などで海成段丘面とされていた豊富丘陵西縁部の中位段丘面の多くが河成面である，あるいは②河成堆積物の上位にあった堆積物が斜面に沿った物質移動により削剥され，その上位により新期の（風成）堆積物が重なる，③その両方，の可能性があげられる．掘削点近くの露頭では，整合的に重なる河成堆積物・火山噴出物を切る浸食面上に新期の火山噴出物（Rs-Wn など）が重なっていた．このように，豊富丘陵西縁部の中位段丘面の形成時期・形成要因については不明確な点が多く，今後さらなる検討が必要である．ただし，河成面であったとしても，空間的位置関係から，B13 掘削地点に代表される「中位段丘面」が，豊富露頭の海成面よりも極端に新しくなることはないと考えられる．
幌延丘陵東縁部に発達する海成段丘面のうち，小池・町田編（2001）で MIS5e とされていた
幌延町下沼の段丘面については，安江ほか（2005）の詳しい研究がある．安江ほか（2005）によれば，海成砂礫層の上位に層厚約 1m の赤色化した風成レス堆積物が重なり，さらにその上位の淡褐色レス堆積物中に Kc-Hb が見いだされた．このことから，安江ほか（2005）はこの段丘面を MIS7 ないしはそれより古いと推定した．一方，この段丘面より一段低く，小池・町田編（2001）で MIS5c とされた段丘面の露頭（現在は消失）では，大井・三浦（2004）が砂層の上位に重なる泥炭層の中に Rs-Ac を見いだしている．そこで，砂層の堆積構造および泥炭層・テフラとの層位的関係を明らかにするために，同じ段丘面上でボーリング Hr-1 を掘削した（図4，8）．Hr-1 コアでは，生物擾乱作用を受けた潟湖堆積物の上位に泥炭層・火山噴出物および
風成レス堆積物が重なり，泥炭層と潟湖堆積物の境界は漸移的である．また，泥炭層上部にKc-Hb のガラスが見いだされる（古澤，未公表資料）．従って，本コアで見られる堆積相の変化
は一連の海進・海退のシークエンスを反映しており，本段丘面は MIS5e の海成段丘面と考えられる．

6

また，サロベツ原野中央部に位置する円山台地では，ボーリング B5 を掘削した（図 4，9）．
ここでは生痕を多数含む海成シルト層（潟湖）の上位に Rc-Ac および Rs-Wn を含む火山灰層・
風成レス堆積物が累重することから，円山段丘は MIS5e に形成されたと考えられる．一方，Miura（1995MS）は円山台地では海成砂層が Rs-Kb2 に覆われるとし，MIS5c の海成段丘面であるとしている．実際，円山台地はいくつかの傾斜変換線で区切られるため，単一の段丘面ではなく，
MIS5e および 5c の海成段丘面群からなる可能性はある．

（５）サロベツ原野周辺の海成段丘面の形成年代
以上の結果をまとめる，本断層帯のうち，アチャル台地・豊徳台地・天塩段丘面は MIS5e 海成段丘面であり，その形成以降撓曲変形が生じている．すなわち，ここでは過去約 10 万年以降に活動的な活断層である．また幌延丘陵西縁では撓曲変形は見られないものの，MIS5e の海成段丘の旧汀線高度が 30m 内外であることから，伏在する活断層により隆起しているものとみられる．一方，豊富丘陵西縁部に分布する中位段丘面は MIS7 ないしそれよりも古い可能性が高い．

２．２ 群列ボーリング・ジオスライサーによる上部更新統の変形構造
２．１の結果から，本断層帯の大部分が後期更新世に活動を継続する活断層であることが明確になった．しかし，沖積低地面下における上部更新統の分布は明らかではないため，活断層による上部更新統の上下変位量を現状では見積もることができない．そこで，サロベツ原野における上部更新統の分布を明らかにする目的で群列ボーリング（B1〜B6）を行い，地層の分布・堆積年代を決定するために堆積相解析・火山灰分析を行った（図 4，9）
．その結果，B1 から B5のいずれのコアにおいても海進期堆積物（潟湖・および海浜堆積物）およびその上位に MIS5dから MIS2（Kc-Hb, Rs-Ac, Rs-Wn）のテフラが累重していることが明らかになった．このうち，沖積低地に位置する B2〜B4 ではいずれも Kc-Hb, Rs-Ac および Rs-Wn が潟湖ないしは氾濫原堆積物中に含まれ，より上位の完新統の氾濫原・潟湖・湿地堆積物に覆われる．MIS5d テフラ下の
海進期堆積物は，豊徳台地の露頭や B1・B5 ボーリングで確認された MIS5e の海進期堆積物に層相・層位とも一致し，さらに上位の氾濫原堆積物への層相変化は漸移的である．したがって，
ボーリングコアで観察される MIS5d テフラ直下の海進期堆積物の形成年代は MIS5e であると考えられる．このようにサロベツ原野は少なくとも最終間氷期以降継続的に沈降していることが明らかになった．
以上の結果に基づいて地層の対比を行い，サロベツ原野を横断する東西の地質断面図を作成して MIS5e の海浜・潟湖堆積物の分布を確認した（図 9）．豊徳露頭・B1 ボーリングからは東7

側に傾斜する台地の地形に対応して MIS5e の海成砂層が東に向かって高度を減ずることがわかる．豊徳台地の最高高度は約 50m である．海成砂層はサロベツ原野下に埋没し，B3 付近でもっとも深く（上面の高度-12.3m）に分布する．ここから再び分布高度を東に向かって上げ，円山
台地におけるコア B5 では MIS5e の潟湖堆積物の上面高度は 6.2 m になる．このように，もともとほぼ当時の海面高度付近に形成された MIS5e の海浜・潟湖堆積物は，東西約 6 km の区間で最大約 60 m の高度差を持ち，明らかに堆積終了以降に上下変位をうけている．またこのような変形は豊徳台地・円山台地に見られる変位地形（池田ほか編，2002；中田・今泉編，2002）と調和的である．また，池田ほか編（2002）では円山台地の東縁に撓曲変形を認めている．円山
台地と豊富丘陵の間で掘られたボーリングコア B6 および既存ボーリング（H8H8；岡ほか，2006）
では，厚さ 20 m 以上の完新統が最終氷期に形成された谷を埋積しており，円山台地以西で確認された MIS5e の海成層および MIS5d のテフラに対応する地層は認められない．岡ほか（2006）
では花粉分析・岩相から H8B8 の深度 36.7 m（標高-27.2 m）以深を下部更新統・更別層と対比している．したがって，MIS5e の海浜・潟湖堆積物は，少なくとも円山台地以東ではそれ以西のサロベツ原野下と同じ程度の深度に埋没することはなく，沈降量は円山台地―豊徳台地間に比べてはるかに小さいと考えられる．
さらに，B2 および B3 ボーリングでは MIS5e の海成砂層の下位に斜交層理の発達する淘汰の悪い河川成堆積物と淘汰の良い砂丘堆積物が確認され，これらは既存のボーリングコア（ME5；
環境省ボーリング）でも確認される．これらはそれぞれ MIS6 および MIS7 に対比される可能性がある．
また，天塩平野における上部更新統の分布を確かめるために，天塩町北川口においてボーリ
ング Sr-1 を掘削した（図 10）．しかし， MIS5e であることを明確に示す層序学的証拠は得られなかった．コアでは 18.4-20.08 m に潟湖堆積物，17.0-18.4 m に氾濫原堆積物，12.0-17.0 m に潟湖堆積物が重なる．このうち， 12.0-17.0 m の潟湖堆積物からは完新世の 14C 年代が得られているのに対し，下位の氾濫原堆積物中の木片（深さ 17.37 m）からは>44700 の 14C 年代値が得られている．したがって， MIS5e の堆積物は深さ 17 m 以深に分布するものと考えられる．

8

２．３ 群列ボーリング・ジオスライサーによる完新統の変形構造
豊徳台地の西側に広がる稚咲内海岸平野では，海岸線に沿って離水浜堤地形が見られる（図11）．ここでは数列の堤間低地が比高 2-5 m の段差をもって分布する．この離水浜堤地形は稚咲内背斜（例えば小椋・掃部，1992；図 17）の直上では観察されるが，同背斜が南にプランジして消滅する幌延町オトンルイ（音類，現・浜里）付近以南では認められず，ここでは数列の浜堤列が発達するのみである．したがって，この段丘地形は稚咲内背斜の成長に起因する可能性がある．さらに，この段丘地形は完新世の高海面期に形成された豊徳台地西縁の海食崖前面に広がることから，縄文海進以降に形成されたことは確実である．したがって，もし段丘地形が稚咲内背斜の成長に起因するとすれば，それは過去数千年間に発生した背斜の成長ないしはそれにともなう隆起イベントを記録している可能性がある．このような浜堤列は宍倉ほか（2001）などにより明らかになった，地震時地殻変動に伴い形成される房総半島の離水海岸地
形によく似ている．
このほか，米軍・国土地理院が撮影した空中写真および環境省が取得したレーザープロファ
イラによる 1m グリッドの DTM によりサロベツ原野の地形を改めて観察すると，サロベツ原野には不明瞭ながら波状変形が認められる（図 13）．円山台地と豊徳台地の間のサロベツ原野面
は泥炭層およびそれを薄く覆う氾濫原堆積物により構成される（阪口，1955a；1955b；1958；
1974；大平，1995）．原野面は豊徳台地の東縁を南流する清明川・サロベツ川以西では東に傾斜するが，清明川・サロベツ川付近から原野中央部では緩く西に傾斜し，全体としては非対称な
下に凸の形状をしている．とくに，ワンコノ沢や稚咲内など，過去に清明川・サロベツ川が日本海に流入していた際に形成された谷地形は，もともと西側に傾斜していたはずにもかかわらず，現在東側に傾斜しており，異常である．このように，サロベツ原野の地形の観察からは，明瞭な撓曲崖はないものの，東西 5 km 以上のスケールでブロードに変形が生じていることが想定される．
以上の観察結果をもとに，完新統の変形構造ないしは完新世の変形・隆起イベントの有無を確かめるために，豊富町稚咲内から円山にかけての道道稚咲内豊富停車場線において群列ボー
リングおよびジオスライサーの掘削を行った．さらに岩相・堆積構造の記載・14C 年代測定・
火山灰分析を行った．これらの解析結果と既存ボーリング資料に基づき，完新統の対比を行い，東西約 10 km の区間での地質断面図を作成した（図 12，13）．

9

（１）稚咲内海岸の離水海岸地形の内部構造
稚咲内海岸では，3 列の砂丘・浜堤列（SD1-3）と，その間に低地が発達する．低地間はそれ
ぞれ 2-5 m の高度差があり，最も高い SD1 と豊徳台地の西向き段丘崖の間の低地の高度は標高
約 11 m に達する．また，SD1-2 および SD2-3 間の低地の高度はそれぞれ標高約 7 m および 4 m
である．この離水浜堤地形の内部構造を詳しく調べるために，3 列の堤間低地でジオスライサ
ーおよびボーリングの掘削を行い，コアの詳細な記載および堆積相解析を行った（図 12）．その結果，コアはいずれも基盤岩（泥岩）・ラミナやクロスベッドに富む海浜砂層・砂丘砂および低地が離水した後の湿地堆積物（泥炭層および堤間を流れる小河川の砂礫層）により構成される．このうち，SD1 と豊徳台地間のコア B7 および B8 では，海浜堆積物の基底面高度がいず
れも標高 7 m 以上，上面の標高は 10 m 近いことがわかった．測定試料が含まれないため，
この海浜堆積物の堆積年代を知る直接の証拠は得られていないが，豊徳台地の西向き海食崖に直接接することから，縄文海進の高海面期につづく小海退期に形成されたと考えられる．本調
査でのサロベツ原野でのボーリング結果から，完新世の最高海面期は泥炭層基底面の年代値から，潟湖の最大拡大時の約 6000 年前であると推定される．一方，豊徳台地上の風成砂層直下の土壌の 14C 年代から，海岸砂丘の形成が 5760 年前以降に始まり，これが縄文海進期後の海退に対応するとされる（成瀬ほか，1984）．したがって，豊徳台地の西向き海食崖の前面に分布する海浜堆積物は海浜堆積物の堆積開始は海退の始まった 5760 年前以降に形成されたと考えられる．つまり，この海浜堆積物が示す高度は縄文海進の最高海面ではなく，それ以降の海水準である．道北日本海側で完新世の海水準変動を求めた例はないが，オホーツク海沿岸地域における研究によれば，完新世の最高海水準は約 6000 年前の 3-4 m 程度（海津，1983；Sakaguchi
et al., 1985；平井，1987；前田ほか，1994）である．したがって，上面高度が 10 m 近くに達する海浜堆積物の高度は明らかに縄文海進以降の海水準からみて異常に高い．すなわち，過去
5-6000 年間に，稚咲内海岸平野は明らかに隆起していると言える．
一方，SD1-2 間の堤間低地で掘削したボーリング B10・ジオスライサーWS3，4 および SD2-3 間の堤間低地で掘削したボーリング B9・ジオスライサーWS1，2 によると，前浜堆積物・上部外浜堆積物・基盤岩上面の浸食面には両低地間で系統的な落差が認められる．既存ボーリング資料（H5Br1-3 および H5Br2）と併せて検討すると，低地下では現世もふくめて異なった海水準で形成された前浜・上部外浜堆積物が重なっているものと見られる．このうち，SD1 に対応して形成された上部外浜堆積物基底の浸食面の高度は-1.38m，浸食面下の基盤岩類に巣穴を作った
穿孔貝の 14C 年代（B1002）は 4970-4800 cal yBP（2σ；以下同じ）である．これに対し，SD2に対応して形成された上部外浜堆積物基底の浸食面の高度は-4.65 m，浸食面直上の貝殻片の14C 年代（B902）は 4490-4270 cal yBP である．このことは，約 3.3 m の海面低下が，わずか 500
年以内の間に起こったことを意味する．ただし，B1002 は上部外浜堆積物最下部の年代値を示10すため，実際にはこれよりも短時間に海面低下は起こったはずである．このような短時間の急
激な相対的海水準の低下はユースタティックな海水準変動とは考えにくく，テクトニックな地
盤隆起に起因するものと考えられる（増田ほか，2001；宍倉ほか，2001）．この相対的海水準低下は SD1-2 間の堤間低地の離水に関連しており，上記の通り，この離水浜堤地形は稚咲内背斜が伏在する領域に限って分布する．２．４章で詳述するように，稚咲内背斜は地下数 km にス
ラストの先端が伏在する断層関連褶曲である．したがって，4970-4270 cal yBP に発生した急激な相対的海水準の低下は，稚咲内背斜の下に伏在するスラストで発生した大地震にともなう隆起を示すものと考えられる．なお，B10 最上部の泥炭層基底部からは非常に若い年代（B1003；
1860 to 1690 cal yBP and 1660 to 1630 cal yBP）が求められているが，泥炭層は SD2 の砂丘砂の上位に重なり，海岸の隆起時期以降に形成されているものと考えられ，必ずしも低地離水直後の年代を表すとは限らない．
また，SD2-3 間の堤間低地も標高 4 m 程度と高い．ここでの前浜堆積物の上面高度は B9 で2.04 m，下面高度は-0.63 m と，稚咲内漁港の平均高潮位面（+0.2 m）（海上保安庁水路部，1993）
よりも高い．しかし，現世の海岸では，平均高潮位面よりも高い場所に，しかも潮位差以上の厚さの前浜堆積物が形成されるらしい（宍倉，私信）．また，稚咲内漁港の既存ボーリング資料（H5Br1-3）によれば，SD2-3 間の堤間低地から海岸線まで前浜堆積物の上面高度はほとんど変化しない．したがって，前浜堆積物の上面高度が平均高潮位面よりも高いという事実は，必ずしも隆起イベントを意味しない可能性がある．したがって，以下ではこれを地震性隆起の証
拠として採用しなかった．
同様の地形は天塩川以南でも確認される（図 5）．そこで天塩町南更岸で海浜堆積物の分布を調べる目的でジオスライサー掘削調査を行った（図 5 の TS1・2）が，明確な古海面高度の変化は認められなかった．

（２）サロベツ原野の完新統の構造
サロベツ原野での完新統の変形を確かめるためにボーリング・ジオスライサーを掘削した（図13）．B3 の西側に位置する B11 は，B3 から B5 で連続的に確認される MIS2 から 5d のテフラ・氾
濫原堆積物および MIS5e の海成砂層を欠き，コア最下部にリワークの Rs-Wn（ca. 23ka；近藤ほか，2005）の軽石粒を含む．このことから，最終氷期最盛期に古サロベツ川が下刻し，その後の海面上昇で埋没谷が形成されたものと見られる．ただし，埋没谷は稚咲内海岸では確認されないため，古サロベツ川は現在と同じく南流し，天塩川に合流していたと考えられる．この埋没谷を埋める氾濫原堆積物およびこれを覆う完新統の潟湖堆積物は，下に凸の盆状構造を呈しており，しかも全体として豊徳・円山台地に向かって層厚が薄くなり，分布高度も上昇する．
また，現在まで得られた潟湖堆積物の14C年代からは，
当時間面の間隔が盆地中央部ほど疎に，

11両側ほど密になり，サロベツ原野中央部の累積的な沈降および両側の上昇が起こっているように見える．これは，サロベツ原野下に伏在する稚咲内背斜・円山背斜（2.4 章で詳述）の成長にともなう変形の可能性がある．ただし，潟湖堆積物および泥炭層は塊状の層相をしめすため，同時間面の推定は容易ではない．そのため，累積的な変形がサロベツ原野の完新統に記録されているかどうかを確かめるためには，比較的局所的な変形が起きている可能性のある B15-B11
間でボーリングの掘削を行い，泥炭層基底面・潟湖堆積物上面に地表面と整合的な起伏があるか否かを確認するとともに，さらなる 14C 年代測定による等時間面の推定が必要である．

２．４ 既存反射法地震探査データの再解析により明らかになったサロベツ断層帯の地下構
造
サロベツ原野を含む天北堆積盆地は，古くからの石油探鉱対象であり，これまで数多くの反射法地震探査およびボーリングの掘削が行われた（小椋・掃部，1992）．特に，1970 年代半ば
以降にマルチチャンネル地震探査システムで得られたデータは，地下 5 km 以深の断層帯の地下構造を推定するために非常に有用である．特に，本断層帯は基本的に伏在断層のため，地表変形の形成過程を解明する上で地下構造のデータは非常に重要である．しかし，既存反射法地
震探査データをそのまま使用することはできない．まず，すべてのデータは時間断面であるため，適切な速度構造の推定とこれに整合的な深度変換をする必要がある．さらに，データの多
くは 1970 年代に取得されたため，各種処理，特に表層正補正が不十分であり，最新の処理技
術で再処理をすることにより大幅な断面のクオリティの改善が見込まれる．石油探鉱目的の反射断面は，ターゲットが地下深部にあるため，浅部の構造の鮮明さにかける場合があるが，これは表層正補正による改善が期待される．また，既存反射法地震探査データからは，浅層反射法地震探査による断面に比べて，地下浅部の高精度な構造を知ることは困難である．しかし，①本地域では断層が地下深部に伏在することがわかっており，新規の P 波反射法地震探査で得られる情報はコストがかかる割には少ないこと，②既存断面でも成長層などの構造がイメージングされていること（伊藤，1999），③変形する地形の波長が数 km スケールと非常に大きいこと，④変形フロントが海岸線付近ないしは沖合にあり，既存の海陸境界断面が非常に有用であること，⑤交差する反射断面や測線で掘削された基礎試錐，地質図により，反射断面の解釈を
精度良く行うことができること，など，本地域の既存反射法地震探査データには本断層帯の地下構造を推定する上で大きな利点が数多くある．
以上の理由から，サロベツ原野周辺で取得された石油公団（現・石油天然ガス・金属鉱物資源機構）などが取得した反射法地震探査断面の再解析を行い，本断層帯の地下構造を推定した．
以下では，再解析の結果得られた地下構造断面の解釈について述べる．地層の対比に際しては，

12

新第三系・古第三系・白亜系の層序が明らかになっているボーリングの層序・検層結果から推定した合成地震記録やディップメーター，地質図（長尾，1959；秦・対馬，1969；秦ほか，1969；
岡・五十嵐，1997）および掘削地点を横断する反射断面を使い，対比された各ホライズン（勇知層・声問層・稚内層・増幌層・鬼志別層・羽幌層・函淵層群・上部蝦夷層群の各上面）を交差する反射面を使って追跡した．また，断層面の形状は対比されたホライズンの不連続に基づいて推定した．ホライズンが褶曲変形するものの不連続がない場合は，褶曲の形状を用い，
fault-bend fold（Suppe, 1983）に代表される断層関連褶曲モデル（例えば Shaw et al., 2005）
を用いて推定した．
本断層帯主要部である「豊富撓曲」「サロベツ撓曲帯」（いずれも中田・今泉編，2002；池田ほか編，2002）および「円山台地東縁」を横断する反射断面（図 14）は，これらの地下に伏在する褶曲構造をとらえている．
「豊富撓曲」およびこれにより変形する豊徳台地の地下には稚咲内背斜，円山台地の地下には円山背斜が，また「サロベツ撓曲帯」の地下には大曲背斜が伏在する．これらはいずれも急な西翼部を持つ非対称背斜であり，全体として西バージェンスである天北褶曲衝上断層帯（小椋・掃部，1992）と整合的である．また，いずれも下部〜中部更新統である更別層までを変形させている．稚咲内背斜では増幌層より上位のホライズンは連続的に追跡されるが，鬼志別層上面より下位には不連続が見られることから，背斜の下に東傾斜の逆断層（約 48 度）が存在すると考えられる．断層面は先端で低角になり，先端の深度は約3.2 km である．衝上断層は低角（約 18 度）で東に傾斜する上部蝦夷層群に収斂しており，上部蝦夷層群はデコルマになっていると考えられる．円山背斜についても函淵層群より下位に断層による食い違いが見られ，白亜系から派生する逆断層により形成されているものと考えられる．その先端は地下 6.0 km と非常に深い．一方，大曲背斜の地下構造は不鮮明であるが，同じく東傾斜の逆断層により形成されているものと見られる．声問層より上位の地層に不連続はみられず，断層面はこれより下位に存在する（地下 1.8 km 以深）ものと考えられる．
「豊富撓曲」は稚咲内背斜の後翼部に位置しており，その地下に顕著な不連続面は認められない．しかし，更別層ないしはそれより下位の地層の褶曲変形と整合的である．したがって，「豊富撓曲」は撓曲崖基部から西に傾斜する断層面により形成されたのではなく，伏在する東傾斜の逆断層のすべりに伴う背斜後翼部の成長に伴って形成されたものと考えられる．ただし，
撓曲変形は段丘面形成以降の褶曲の成長により形成された可能性はある．また，豊徳台地は背斜変形した MIS5e の海成段丘面が，縄文海進時に海食によりその西半部が削りとられた結果形成されたものと考えられる．また，離水浜堤地形が見られた稚咲内海岸は背斜軸部にあたり，もっとも隆起量が大きい場所である．同様に，円山台地は伏在する東傾斜の逆断層のすべりに伴う円山背斜の成長に伴って形成されたものと見られる．
「円山台地東縁」の地下に，西側隆起の台地から想定される西傾斜の断層構造は認められない．一方，池田ほか編（2002）では円13

山台地の東縁に撓曲崖を指摘しているが，これは円山背斜後（東）翼部の成長に伴う地表変形である可能性がある．最後に，「サロベツ撓曲帯」は更別層などが参加する大曲背斜の西（前）翼部基部にあたり，段丘面の変形は伏在する東傾斜の逆断層のすべりによって形成されたものと考えられる．
中田・今泉編（2002）
・池田ほか編（2002）では幌延丘陵西縁部に推定活断層が認定されており，本調査で MIS5e の海成段丘が認められたことから，撓曲変形はないものの，過去 10 万年あまりの間に隆起が生じていると考えられる．日本海沿岸から幌延丘陵・宗谷丘陵を横断する反射断面（図 15）は，これらの地下に伏在する褶曲構造をとらえている．このうち，幌延丘陵下には更別層までが参加する幌延背斜が伏在している．幌延背斜・大曲背斜ともに白亜系上部蝦夷層群より上位の地層は褶曲変形するものの断層による食い違いは大曲断層を除いて認められない．また，大曲断層による地層の落差は褶曲変形量に比べて小さいことから，大曲断層は褶曲を形成した主要な逆断層ではなく副次的な断層と見られる．したがって，幌延背斜・大曲
背斜は上部蝦夷層群中に発達する低角な逆断層（デコルマ）およびこれより立ち上がる逆断層
上のすべりにより形成されているものと考えられる．また，断層面の先端は非常に深く，反射断面西端部の上部蝦夷層群の分布深度から判断して地下 6 km 以深である．
MIS5e の海成段丘面は幌延背斜の背斜軸面に位置している．この軸面は断層面の折れ曲がりから地表に向かって伸び，断層のすべりによって変形が起こることが期待される．したがって，
MIS5e の海成段丘面は上部蝦夷層群中に発達する低角な逆断層におけるすべりにより形成されたものと考えられる．撓曲変形などの傾斜異常が見られないのは，そのような変形が期待される向斜軸部からかなり離れているからである．
日本海から「天塩撓曲」（中田・今泉編，2002；池田ほか編，2002）を横断する反射断面（図16）はこれらの地下に伏在する褶曲構造をとらえている．このうち，「天塩撓曲」が発達する
川口丘陵には，北川口背斜は更別層より下位の地層を変形させる非対称背斜構造が伏在する．
北川口背斜は，2 条の東傾斜する伏在逆断層により形成された複雑な構造である．このうち，構造的上位に位置する楔状スラストは背斜西翼部の中新統を食い違わせるが，その変位量は小さく，またその位置からは北川口背斜全体の構造を説明することはできない．ここでも，他の断面と同様に上部蝦夷層群中にデコルマが発達すると考えれば，北川口背斜の形状を説明することができる．上部蝦夷層群中の構造からデコルマの形を推定した（図 16）．これによれば，
デコルマ先端の深度は非常に深く，地下 6 km 程度とみられる．なお，沖合に小規模の背斜構造が認められるが，勇知層より上位の地層は変形に参加しておらず，すでに成長を停止していると考えられる．
「天塩撓曲」により変形する MIS5e の海成段丘面は，北川口背斜の西翼部に発達する．これは上部蝦夷層群中のデコルマおよびより上位の楔状スラスト上のすべりにより形成されたも14

のと見られる．
以上のように，本断層帯の海成段丘面はいずれも伏在する逆断層のすべりに伴う褶曲の成長とこれに伴う隆起の結果，形成されたものと考えられる．したがって，変位地形から断層帯の平均変位速度を評価する際には，段丘面の撓曲変形量のみを扱うのではなく，海成段丘面の旧汀線高度を上下変位量として扱うべきである（３．２（１）参照）．
また，本断層帯は基本的に上部蝦夷層群内に発達するデコルマから派生する東傾斜の伏在逆断層であると考えられる．ただしその下端深度については不明である．小椋・掃部（1992）によれば，逆断層はいずれも白亜系に収斂し，これを切っているようには見えない．伏在逆断層が一旦白亜系に収斂した後，これを切り，基盤岩類にのびるのか，それとも基盤岩類を切らず
白亜系に収斂するのかは，今後の検討が必要である．

３．まとめ
３．１ 断層帯の位置及び形態（１）断層帯を構成する断層
北から「サロベツ撓曲帯」
・「兜沼撓曲」
・「豊富撓曲」
・「天塩撓曲」および「円山台地東縁」
・「幌延丘陵西縁」の推定活断層（中田・今泉編，2002；池田ほか編，2002）からなる．いずれも東傾斜の伏在逆断層により形成された地表変形である．
断層帯では，「幌延丘陵西縁」と「天塩撓曲」の間が直線距離にして約 8.2 km 離れている．
しかし，これらはほぼ連続している可能性がある．
「幌延丘陵西縁」のトレース南端から約 4.5
km は丘陵地形が残存しており，本来は丘陵西側斜面に分布するはずの海成段丘が天塩川を含む
河川の側方浸食により消失している可能性がある．幌延丘陵南端と北川口丘陵北端の間は天塩川の氾濫原であり，明瞭な変位地形は確認されない．一方，幌延丘陵南端は幌延背斜の構造的起伏がもっとも大きい部分である．さらに，いくつかの既存反射断面によれば，幌延背斜は天
塩川の沖積平野の地下に伏在し，北川口丘陵西半部に連なるらしい（図 17，18）．つまり，北
川口丘陵北半部では，北川口背斜と幌延背斜が重なっており，ST96-3 断面で解釈された上位の楔形スラストは幌延背斜を形成するスラストの南端である可能性がある．そのように考えれば，少なくとも構造的には幌延背斜と北川口背斜は北川口丘陵北部で接合しており，断層帯は連続している可能性がある．
今回の調査から明らかになった，断層帯周辺の MIS5e 海成段丘面の分布を図 17 に示す．MIS5e
海成段丘はいずれも地下に伏在する断層関連褶曲構造の翼部に形成されており，伏在断層上のすべりに伴う過去十万年間余りのテクトニックな隆起により形成されているものと見られる．
また，２．４で示したように，豊富撓曲などで推定された局所的な撓曲変形は，断層が地表付

15近に存在することを示すわけではない．したがって，伏在断層の地表表現という意味で撓曲変形の有無のみに着目するのではなく，MIS5e 海成段丘の分布から伏在断層の有無を判断すべきと考える．
そのような視点で MIS5e 海成段丘の分布を見てみると，天塩撓曲の南方には，更岸背斜西翼部に MIS5e 海成段丘が分布する．池田ほか（1981）も指摘するように，段丘面は緩やかに海側に向かって傾斜しているが，明瞭な地形面の撓曲変形は認定しがたい．しかし，MIS5e の旧汀
線高度は 30-50 m であり，明らかに隆起している． したがって，この更岸背斜西翼部に発達す
る MIS5e 海成段丘群は更岸背斜の成長を示す可能性がある．局所的な撓曲変形が確認しがたいのは，更岸背斜が遠別沖構造とともに複背斜構造を形成しており，北川口背斜などと異なり西翼部の傾斜が緩いからであると考えられる．
以上の議論から，本断層帯の撓曲変形域は，今回の調査の結果でも池田ほか編（2002）や中田・今泉編（2002）と同様に長さは約 40 km 程度であるが，背斜構造の翼部に発達する MIS5e
海成段丘の分布から，さらに南に延びる可能性がある．仮に丸松の MIS5e 段丘まで断層帯が延びるとすると，断層帯の長さは 53 km 以上になる．

（２）断層面の位置・形状「豊富撓曲」地下の逆断層は東傾斜である．上端深度は 3.2km，傾斜は 30 度．深度 3.8km で48 度に折れ曲がり，さらに深度 6.7km で 18 度に折れ曲がる．下端深度は不明である．
「円山台地東縁」の地下には，東傾斜の逆断層が存在する．上端深度は 6.0 km，傾斜は 8 度．
深度 6.2 km でより高角に折れ曲がるが，後翼部が不明瞭なため傾斜は不明．白亜系の不連続からは 22 度と考えられる．下端深度は不明．
「サロベツ撓曲帯」地下の逆断層は東傾斜である．上端深度は 1.8 km 以深である．傾斜・下端深度は不明である．
「幌延丘陵西縁」の地下には，東傾斜の低角逆断層が存在する．上端深度は 6.7 km でほぼ
水平，幌延背斜軸部直下で 20 度に折れ曲がり，7.4 km で 2 度に折れ曲がる．下端深度は不明．
「天塩撓曲」の地下には東傾斜の低角逆断層が存在する．上端深度は約 6 km でほぼ水平，
北川口背斜軸部直下で 17 度に折れ曲がる．下端深度は不明．

（３）変位の向き
変位の向きは「サロベツ撓曲帯」で東側隆起，「兜沼撓曲」で西側隆起，「豊富撓曲」で
西側隆起，「天塩撓曲」で東側隆起，「円山台地東縁部」で西側隆起，「幌延丘陵西縁」で東側隆起である．ただし，いずれの変位地形も東傾斜の伏在逆断層で説明される．

16

３．２ 断層帯の過去の活動（１）平均変位速度以下では，MIS5e の古海面高度を 5 m，年代を 12.5 万年，MIS7 の古海面高度を 5 m，年代
を 21.4 万年（Chappell, 1994）と仮定して平均変位速度を計算する．
「サロベツ撓曲帯」では，MIS7 ないしはそれより古い海成段丘面が分布する．豊富露頭地点
におけるその旧汀線高度は，2.5 万分の 1 地形図の読図から約 40 m である．しかし，①段丘面の形成年代が現時点では確定できず，また，②傾動・撓曲変形する段丘面の多くは海成段丘面
ではなく河成段丘面である可能性があることから，議論に耐えうる平均変位速度を求めることは現時点ではできない．
サロベツ原野を横断する東西の地質断面図
（図 9）
によれば，
稚咲内背斜後翼部における MIS5e
堆積物の上下変位量は，豊徳台地面の標高約 50 m とサロベツ原野下でもっとも MIS5e 堆積物の標高が低い B3 の深度から，約 60 m である．ボーリング B1 から求められる MIS5d 以降の風成堆
積物の層厚約 7 m を差し引くと，MIS5e 堆積物の上下変位量は約 53 m である．このことから，
稚咲内背斜後翼部における平均変位速度は約 0.4 mm/yr となる．この値は背斜後翼部で得られた値なので，あくまで最小値である．また，円山台地の下に伏在する逆断層の平均変位速度は，
ボーリング B3 と B5 から見積もられる MIS5e 堆積物上面の上下変位量 18.5m から，約 0.2 mm/yrと推定される．
なお，稚咲内背斜が南にプランジして消滅する幌延町オトンルイでは 100m のオールコアボ
ーリング（HM-1；位置は図 1 を参照）が掘削されており，深度 69.33m で約 1.2 万年前，同 73.2m
で約 2.2 万年前の 14C 年代値が得られている（三橋ほか，2005）．これらの年代値とコアの層相からして，沈降側の MIS5e 堆積物は深度 73.2 m 以深に分布することは確実である．
したがって，
この深度を沈降側の MIS5e 堆積物の上限深度とすると，豊徳台地の高度から MIS5e 堆積物の上下変位量は約 123.2 m 以上となる．これから稚咲内背斜の平均変位速度は約 1.0 mm/yr 以上である．いずれにせよ，沈降側の MIS5e 堆積物の分布深度は，正確な平均変位速度の推定にとり今後必須の課題である．
また，今回明らかになった MIS5e の海成段丘面の分布と旧汀線高度から，伏在断層に伴う平均変位速度を明らかにできる．今回の結果では，小池・町田編（2001）の『豊富』における幌延丘陵西縁部の MIS5c 海成段丘面が MIS5e にあたる．したがって，小池・町田編（2001）の『豊富』地点 8 から，「幌延丘陵西縁」では，MIS5e の旧汀線高度は 39 m であると考えられる（注２）．したがって，「幌延丘陵西縁」地下の伏在逆断層による平均変位速度は，約 0.3 mm/yr となる．この値は沈降側の MIS5e 堆積物の分布を無視して求めた値なので，あくまで最小値である．上記の沈降側の MIS5e 堆積物の上限深度を用いると，平均変位速度は，約 0.9 mm/yr とな
る．

17

また，
「天塩撓曲」については，小池・町田編（2001）による『雄信内』図幅の MIS5e の旧汀
線高度は，地点 1,2,3 でそれぞれ 65 m，65 m，70 m である．また，Sr-1 ボーリングから沈降側の MIS5e 堆積物は深さ 17 m 以深に分布するものと考えられる．したがって，「天塩撓曲」地下の伏在逆断層による平均変位速度は，約 0.7 mm/yr となる．この値は沈降側の MIS5e 堆積物の上限を類推して求めた値なので，あくまで最小値である．
最後に，「兜沼撓曲」では MIS5e の海成段丘面が撓曲変形し，沖積面下に埋没する（池田ほか，2002）．
「兜沼撓曲」は，アチャル背斜（小椋・掃部，1992）の成長に起因している可能が高い．今回推定した MIS5e の海成段丘面の旧汀線高度は，小池・町田編（2001）による『抜海』
図幅の地点 15（同文献では MIS5c に対比）を採用すると約 29 m である．これから，「兜沼撓曲」
による平均変位速度は約 0.2 mm/yr と推定される．この値は沈降側の MIS5e 堆積物の分布を無視して求めた値なので，あくまで最小値である．

（２）活動時期
稚咲内海岸の離水浜堤地形から推定される隆起イベントの時期から，4970-4270 cal yBP に「豊徳撓曲」地下の伏在逆断層の活動があったと推測される．また，さらに高いレベルの離水
浜堤地形・前浜堆積物・浸食面高度から，縄文海進最高海面期である約 6000 年前と 4970-4270
cal yBP の間に少なくとも 1 回の伏在逆断層の活動があったと推測される．

（３）１回の変位量
稚咲内海岸の離水浜堤地形から推定される,4970-4270 cal yBP に発生した隆起イベントによる浸食面高度の食い違いから，約 3.3 m と考えられる．

（４）活動間隔
具体的な数値を示す情報は得られていない．

（５）活動区間
断層帯を複数の活動区間に区分する情報は得られていない．

（調査担当：石山達也）

18

注１ 中田・今泉編（2002）には，「兜沼撓曲」
・「豊富撓曲」
・「天塩撓曲」がどのトレースを指すのか明示されていないが，記述から判断しておそらく兜沼の西方に位置するアチャル台地
東縁，サロベツ原野西方に位置する豊徳台地の東縁，および天塩川左岸に記された，位置やや不明確な活断層のトレースをそれぞれ指すものと思われる．以下では上記を前提に記述を行う．

注２ 小池・町田編（2001）の『豊富』地点 8 は，旧汀線高度・地形面の酸素同位体ステージから判断して明らかに地図の番号が誤っており，地図では地点 6 にあたる．

謝辞
産総研外来研究員の平川一臣（北海道大），奥村晃史（広島大），安江健一（日本原子力研究開発機構）の諸氏は，調査の計画段階から本調査研究の方向性について有益なご議論を頂いた．
宍倉正展（産総研），越後智雄（地域地盤環境研究所），中西利典（産総研），森下信人（東北大院）の諸氏は露頭やコア観察時に有益なご議論を頂いた．三浦英樹氏（国立極地研）は現地の露頭の情報や未公表データをご提供して頂くとともに、また海成段丘の編年についてご議論頂いた．岡 孝雄氏（道立地質研）は既存ボーリングをご提供頂くとともに，未公表論文の閲
覧をご許可頂いた．また，東郷正美氏（法政大）には変位地形の解釈についてご議論して頂いた．環境省北海道地方環境事務所の沼尾淳悦氏はボーリングコアの解析をご許可頂き，同省稚内自然保護官事務所の野川裕史氏には高密度 DTM をご提供頂いた． 末筆ながら上記の諸氏に改めて深謝いたします．

19

文 献

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23

図 表

表 1 サロベツ断層帯のまとめ

表２ 14C 年代測定結果

図１ サロベツ断層帯の位置図．活断層線は中田・今泉編（2002）による．陰影図は国土地理院発行の 50mDEM を使用．星印は露頭調査の位置．赤・緑・ピンクの○印はボーリング・ジオ
スライサーの掘削点および既存ボーリングの地点を示す．白線・黒線は反射断面の位置を示す．

図 2 アチャル台地東縁・兜沼撓曲におけるボーリング掘削調査地点（Kb-1,2）．
活断層線は中田・今泉編（2002）による．基図は国土地理院発行の地図画像 25000 を使用した．
段丘面の区分は米軍 40 年代および国土地理院 60・90 年代撮影の空中写真（1/4 万および 1/2
万）を使用して行った．

図 3 Kb-1・Kb-2 ボーリングの柱状図． 標高値は孔口標高を示す．以下同じ．

図 4 サロベツ原野周辺におけるボーリング・ジオスライサー掘削調査および露頭調査地点．
活断層線は中田・今泉編（2002）による．基図は国土地理院発行の地図画像 25000 を使用した．
段丘面の区分は米軍 40 年代および国土地理院 60・90 年代撮影の空中写真（1/4 万および 1/2
万）を使用して行った．赤線は地質断面図の位置を示す．

図 5 天塩川以南におけるボーリング・ジオスライサー掘削調査および露頭調査地点．活断層
線は中田・今泉編（2002）による．基図は国土地理院発行の地図画像 25000 を使用した．段丘面の区分は米軍 40 年代および国土地理院 60・90 年代撮影の空中写真（1/4 万および 1/2 万）を使用して行った．赤線は反射法地震探査測線．

図 6 中位段丘面構成層の露頭３カ所の柱状図．標高はいずれも露頭上面のものである．

図 7 豊富露頭および B13 の柱状図．

24

図 8 Hr-1 ボーリングの柱状図．Kc-Hb および Rs-Ac の同定は古澤（私信）による．

図 9 豊徳台地から円山台地にかけての地質断面図．断面図の位置は図 4 に示す．

図 10 Sr-1 ボーリングの柱状図．位置は図 5 に示す．

図 11 稚咲内海岸の離水浜堤地形．環境省が取得したレーザープロファイラによる 1m グリッ
ドの DTM により作成．位置は図 4 に示す．

図 12 稚咲内海岸の地質断面図．断面図の位置は図 4 に示す．

図 13 稚咲内海岸からサロベツ原野にかけての地質断面図．断面図の位置は図 4 に示す．

図 14 サロベツ原野中央部の反射断面（ST96-2 および石油資源開発測線）の解釈図．断面の縦横比は１：１．

図 15 サロベツ原野南部の反射断面（T90-1D）の解釈図．断面の縦横比は１：１．

図 16 北川口丘陵の反射断面（ST96-3）の解釈図．断面の縦横比は１：１．

図 17 今回明らかになった MIS5e 海成段丘面の分布．赤太線は反射断面より推定される背斜軸の分布．青線は稚内層基底時間構造図（石油公団，1996）．

図 18 幌延背斜・北川口背斜境界部の構造．幌延背斜は天塩川を越えてきた川口丘陵北部まで続く可能性がある．

25

表１1 サロベツ断層帯のまとめ
表
サロベツ断層帯のまとめ．
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「兜沼撓曲」・「サロベツ撓曲帯」・「豊富撓曲」・「天塩撓曲」 いずれも中田・今泉編（2002），池田ほか編（2002）で図示
および「円山台地東縁」・「幌延丘陵西縁」の推定活断層（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） 北端：北緯45°13′，東経141°40′
南端：北緯44°52′，東経141°47′
長さ

約40 km

更岸背斜南端の丸松まで伸びるとすれば約53km

地下における断層面の位置・形状

地表での長さよりも長い可能性あり．位置は地下深い

上端の深さ「豊富撓曲」地下の逆断層：3.2km「円山台地東縁」地下の逆断層：6.0 km「サロベツ撓曲帯」地下の逆断層：1.8 km以深
「幌延丘陵西縁」地下の逆断層：6.7 km「天塩撓曲」地下の逆断層：6km

波長数km以上の背斜状変形を伴う．断層は一般に伏在逆断層．
再解析した反射法探査断面・基礎試錐の対比と断層関連
褶曲モデルによる

一般走向「豊富撓曲」地下の逆断層：N24°W「円山台地東縁」地下の逆断層：断層長が短いため不明「サロベツ撓曲帯」地下の逆断層：N12°W「幌延丘陵西縁」地下の逆断層：N19°W「天塩撓曲」地下の逆断層：N6°W

傾斜「豊富撓曲」地下の逆断層：傾斜は東に30°．深度3.8kmで48°に，さらに深度6.7kmで18°に折れ曲がる．
「円山台地東縁」地下の逆断層：傾斜は東向き8°．深度
6.2 kmで22°に折れ曲がる「サロベツ撓曲帯」地下の逆断層：不明「幌延丘陵西縁」地下の逆断層：傾斜はほぼ水平．幌延背斜軸部直下で20°に折れ曲がり，7.4 kmで2°に折れ曲がる「天塩撓曲」地下の逆断層：傾斜はほぼ水平，北川口背斜軸部直下で17°に折れ曲がる．

幅（３）断層のずれの向きと種類
２．断層の過去の活動（１）平均的なずれの速度

いずれも不明いずれも東側傾斜の逆断層

変位地形・地質構造および反射断面から推定「豊富撓曲」：0.4 mm/yr（沈降域のMIS5e上限を考慮した場 ボーリングから推定，以下同じ．いずれも最小値
合は1.0 mm/yr）「兜沼撓曲」：0.2 mm/yr

沈降域の対比できる堆積物が不明のため最小値「円山台地」地下の伏在断層： 0.2mm/yr「幌延丘陵西縁」：0.3 mm/yr（沈降域のMIS5e上限を考慮し いずれも最小値た場合は0.7 mm/yr）「天塩撓曲」：約0.7 mm/yr（沈降域のMIS5e上限を考慮した いずれも最小値場合）（２）過去の活動時期（３）１回のずれの量と平均活動間隔
１回のずれの量

4970-4270 cal yBPに，「豊富撓曲」地下の伏在逆断層が 稚咲内海岸の離水浜堤地形から推定される隆起イベント
活動．さらに約6000年前と4970-4270 cal yBPの間に少なくとも1回の伏在逆断層の活動
約3.3m（4970-4270 cal yBP，「豊富撓曲」地下の伏在逆断 稚咲内海岸の離水浜堤地形から推定される隆起イベントで層が活動時に）生じた浸食面の高度差（=相対的海水準の急激な低下）

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

B1503

B1504
BSR01
BSR02

BSR03

BSR04
BSR05
BSR06

Beta- 215114
Beta- 215130
Beta- 215131

Beta- 215132

Beta- 215133
Beta- 215134
Beta- 215135

B1401

Beta- 215107

Beta- 215113

B1003

Beta-216304

B1402

B402
B403
B601
B602
B603
B604
B801
B802
B901
B902
B1002

Beta- 215124
Beta- 215125
Beta- 215126
Beta- 215127
Beta- 215128
Beta- 215129
Beta- 215106
Beta- 216303
Beta- 215102
Beta- 215103
Beta- 215105

B1404
B1405
B1502

B401

Beta- 215123

Beta- 215108

B301
B302
B303
B304
B305
B306
B307

Beta- 215116
Beta- 215117
Beta- 215118
Beta- 215119
Beta- 215120
Beta- 215121
Beta- 215122

Beta- 215109
Beta- 215110
Beta- 215112

B202

Beta- 215115

Lab Identifier Sample Name

表 2 1414C 年代測定結果．
表2 C年代測定結果

7900 +/- 40
7180 +/- 40
NA6270 +/- 40

5370 +/- 40
2900 +/- 40
5210 +/- 40

5020 +/- 40

6850 +/- 40
7570 +/- 50
6480 +/- 50

6160 +/- 40

2460 +/- 40

1870 +/- 40

4970 +/- 40
5930 +/- 40
610 +/- 40
5210 +/- 40
6350 +/- 40
13040 +/- 70
121.9 +/- 0.4 pMC
105.9 +/- 0.2 pMC
2260 +/- 40
3860 +/- 40
4240 +/- 50

430 +/- 40

2960 +/- 40
5020 +/- 40
6030 +/- 40
7150 +/- 40
8370 +/- 50
5870 +/- 40
6300 +/- 40

2160 +/- 40

MeasuredRadiocarbon Age

-27.7
-1.4
-25.9

-24.8

-28.3
-25.7
-26.8

-27.2

-27.5
-11
-26.9

-28.2

-27.1

-28.3

-26.3
-26.9
-27.2
-27.1
-5.9
-27.8
-28.5
-27.7
-29.2
0.2
0

-26.1

-24.9
-13.7
-28.7
-6.8
-26.2
-28.2
-28.6

-27.5

13C/12C
Ratio

7860 +/- 40
7570 +/- 40> 44700

6270 +/- 40

5320 +/- 40
2890 +/- 40
5180 +/- 40

4980 +/- 40

6810 +/- 40
7800 +/- 50
6450 +/- 50

6110 +/- 40

2430 +/- 40

1820 +/- 40

4950 +/- 40
5900 +/- 40
570 +/- 40
5180 +/- 40
6660 +/- 40
12990 +/- 70
122.8 +/- 0.4 pMC
106.5 +/- 0.2 pMC2190 +/- 40
4270 +/- 40
4650 +/- 50

410 +/- 40

2960 +/- 40
5210 +/- 40
5970 +/- 40
7450 +/- 40
8350 +/- 50
5820 +/- 40
6240 +/- 40

2120 +/- 40

Conventional
Radiocarbon Age

2 Sigma calibrated
result:(95% probability)

Cal BC 380 to 160
Cal BP 2330 to 2100
Cal BC 2540 to 2320
Cal BP 4490 to 4270
Cal BC 3020 to 2840
Cal BP 4970 to 4800
Cal AD 100 to 260 and Cal Cal BP 1860 to 1690 and
AD 290 to 320
Cal BP 1660 to 1630
Cal BC 770 to 400
Cal BP 2720 to 2350
BC 5210 to 5170 and Cal Cal BP 7160 to 7120 and
BC 5080 to 4920
Cal BP 7030 to 6870
Cal BC 5740 to 5640
Cal BP 7700 to 7590
Cal BC 6410 to 6210
Cal BP 8360 to 8160
Cal BC 5490 to 5320
Cal BP 7440 to 7270
Cal BC 3920 to 3870 and Cal BP 5870 to 5820 and
Cal BC 3810 to 3660
Cal BP 5760 to 5610
Cal BC 4250 to 4040
Cal BP 6200 to 5990
Cal BC 1200 to 940
Cal BP 3150 to 2890
Cal BC 4040 to 3950
Cal BP 6000 to 5900
Cal BC 5320 to 5210 and Cal BP 7270 to 7160 and
Cal BP 7120 to 7030
Cal BC 5170 to 5080
Cal BC 6810 to 6610
Cal BP 8760 to 8560
Cal BC 6160 to 5990
Cal BP 8110 to 7940

Cal BC 350 to 310 and Cal BP 2300 to 2260 and
Cal BC 210 to 40
Cal BP 2160 to 1990
Cal BC 1300 to 1030
Cal BP 3250 to 2980
Cal BC 4060 to 3960
Cal BP 6010 to 5910
Cal BC 4940 to 4740
Cal BP 6890 to 6690
Cal BC 6020 to 5870
Cal BP 7960 to 7820
Cal BC 7540 to 7310
Cal BP 9490 to 9260
Cal BC 4760 to 4560
Cal BP 6710 to 6510
Cal BC 5310 to 5060
Cal BP 7260 to 7010
Cal AD 1430 to 1520 and Cal BP 520 to 430 and Cal
Cal AD 1580 to 1630
BP 380 to 320
Cal BC 3790 to 3650
Cal BP 5740 to 5600
Cal BC 4830 to 4700
Cal BP 6780 to 6650
Cal AD 1300 to 1430
Cal BP 650 to 520
Cal BC 4040 to 3950
Cal BP 6000 to 5900
Cal BC 5310 to 5190
Cal BP 7260 to 7140
Cal BC 14060 to 12980
Cal BP 16010 to 14930

2 Sigma calibrated result(95% probability), calendar

11.04
12.09
17.37

6.76

plant material
plant material
shell
wood

2.13
1.27
4.06

2.32

5.59
7.36
4.67

1.72

0.55

1.75

3.78
6.07
0.68
6.4
12.61
18.8
0.67
0.68
0.61
8.91
8.46

1.3

2.1
4.13
5.78
11.21
13.28
5.16
7.12

2.1

11.04
12.09
17.37

6.77

2.15
1.28
4.06

2.32

5.61
7.36
4.67

1.72

0.57

1.78

3.8
6.07
0.71
6.43
12.61
18.8
0.68
0.71
0.62
8.91
8.46

1.32

2.12
4.14
5.78
11.21
13.3
5.17
7.12

2.15

depth,
depth,
upper limit lower limit

plant material
plant material
plant material

plant material

peat
shell
plant material

charred material

peatplant material

plant material
plant material
plant material
plant material
shell
peat
plant material
plant material
peat
shell
shell

plant material

plant material
plant material
plant material
shell
peat
plant material
plant material

plant material

Material

141°20'0"E

141°30'0"E

141°40'0"E

141°50'0"E

ST9

6-A

45°30'0"N

宗谷岬

野寒布岬

稚内市

幕別平野

延

45°20'0"N

（幌

宗谷丘陵
断

層）

ST96 -1

兜沼
豊徳

円山台地

豊富丘陵

曲帯

利尻島

サロベツ撓

45°10'0"N

アチャル台地撓曲基礎試錐「浜勇知」

豊富

豊徳台地

豊富町

豊富撓曲

TP90

-1D

基礎試錐「天北」

ST 96 -2

幌延丘陵

45°0'0"N

サロベツ原野

幌延町

HM-1
海

天塩撓曲

日 本

天塩川

-3

天塩町

川口

44°50'0"N

1

ST96

北川口SK-1
北川口丘陵

0

5

10

15

20 km
丸松

図１

サロベツ断層帯の位置図．活断層線は中田・今泉編（2002）による．陰影図は国土地理院発行の50mDEMを使用．星印は露頭調査の位置．赤・緑・ピンクの○印はボーリング・ジオスライサー
図１ サロベツ断層帯の位置図．活断層線は中田・今泉編（2002）による．陰影図は国土地理院発行のの掘削点および既存ボーリングの地点を示す．白線・黒線は反射断面の位置を示す．
50mDEM を使用．星印は露頭調査の位置．赤・緑・ピンクの○印はボーリング・ジオスライサーの掘削点
および既存ボーリングの地点を示す．白線・黒線は反射断面の位置を示す．

141°40'0"E

勇知川

Kb-1
Miura(1995)のLoc. 3
Kb-2

兜沼
サ
ロ
ベ
ツ
川

45°10'0"N

兜沼撓曲

0

1

1.5

2 km

中位段丘面

高位段丘面

図 2 アチャル台地東縁・兜沼撓曲におけるボーリング掘削調査地点（Kb-1,2）
図2 アチャル台地東縁・兜沼撓曲におけるボーリング掘削調査地点（Kb-1,2）． ．活断層線は中田・今泉編（2002）による．基図は国土地理院発行の地図画像
25000 を使用した．段丘面の区分は米軍
活断層線は中田・今泉編（2002）による．基図は国土地理院発行の地図画像25000を使用した．
40 年代および国土地理院
60・90 年代撮影の空中写真（1/4万および 1/2 万）を使用して行った．
段丘面の区分は米軍40年代および国土地理院60・90年代撮影の空中写真（1/4万および1/2万）を使用して行った．

Kb-1

Kb-2

cl
siay
vflt
fs s.
m.
css.
vc.
g r s.
pb.
.

34.35 m asl(m)0sand gravel

高位？段丘面
表土

(m)
0

cla
sil y
vfst
fs. .
ms
cs .
vc.
gr.s.
pb
.

15.01 m asl
sandgravel

中位段丘面
表土

レス・火山灰層

レス・火山灰層

Rs-Wn
Rs-Wn

Aso-4

-5

-5

Aso-4

湿地
堆積物

湿地
堆積物
Rs-Ac

柱状図凡例
表土・耕作土

Kc-Hb

レス

漸移部

漸移部

火山灰
火山砂
軽石

海浜
堆積物
潟湖
堆積物

スコリア
軽石・スコリア
砂礫
砂
砂（平行層理）砂（斜交層理）粘土・シルト

上部外浜
堆積物

泥炭
火山灰混じり軽石混じり
スコリア混じり

前浜
堆積物

-10
図3

-10

(純層）

広域テフラ
(ガラス）

Kb-1・Kb-2 ボーリングの柱状図．標高値は孔口標高を示す．以下同じ．

図3 Kb-1・Kb-2ボーリングの柱状図．標高値は孔口標高を示す．
以下同じ．

45°5'0"N

図4

1.5

2 km

B14

中位段丘面

B8

豊富撓曲

B15

B1

B2
B11

B3

SR3

高位段丘面

SR1

SR2

ME5
H8B12

SR5
SR4
B4

SR6

ME3

上サロベツ原野

B5

B6

Hr-1

サロベツ撓曲帯

豊富露頭
A’
H9B4
B’

幌延丘陵西縁

円山台地東縁

川
ツ
ベ
ロ
サ

B13

141°45'0"E

サロベツ原野周辺におけるボーリング・ジオスライサー掘削調査および露頭調査地点．活断層線は中田・今泉編（2002）による．基図は国土地理院発行の地図画像25000を使用した．

1

B 稚咲内

(三浦,1996)

豊徳露頭
三浦(1996)

H5B1-3 WS12 3 4B7
H13B2
B9 B10WS1

川明清段丘面の区分は米軍40年代および国土地理院60・90年代撮影の空中写真（1/4万および1/2万）を使用して行った．赤線は地質断面図の位置を示す．
図 4 サロベツ原野周辺におけるボーリング・ジオスライサー掘削調査および露頭調査地点．活断層線は中田・今泉編（2002）による．基図は国土地理院
発行の地図画像 25000 を使用した．段丘面の区分は米軍 40 年代および国土地理院 60・90 年代撮影の空中写真（1/4 万および 1/2 万）を使用して行った．
赤線は地質断面図の位置を示す．

0

図12

日本海

A

沢
コノ
ワン

141°40'0"E

川
ツ
ベ
ロ
コ
ベ
エ
下

45°0'0"N

141°40'0"E

141°45'0"E

141°50'0"E

川

天塩

天塩撓曲

1 ST96-3

5000

北川口SK-1

44°55'0"N

500
1000
Sr-1

-3
ST96

5500

川口露頭

日本海
湖岸段丘
6 0 0 0 サラキシトー

44°50'0"N（現在は干拓のため消滅）

TS2
TS1

ST96-A

6500

完新世段丘の崖線
中位段丘面

0

図5

1

2

高位段丘面

3

4 km

丸松露頭
柳・平川（1998）
完新世段丘

ウツツ川

天塩川以南におけるボーリング・ジオスライサー掘削調査および露頭調査地点．活断層線は中田・今泉編（2002）による．基図は国土地理院発行

5 天塩川以南におけるボーリング・ジオスライサー掘削調査および露頭調査地点．活断層線は中田・図の地図画像25000を使用した．
段丘面の区分は米軍40年代および国土地理院60・90年代撮影の空中写真（1/4万および1/2万）を使用して行った．
今泉編（2002）による．基図は国土地理院発行の地図画像 25000 を使用した．段丘面の区分は米軍 40年代および国土地理院 60・90 年代撮影の空中写真（1/4 万および 1/2 万）を使用して行った．赤線は反射法地震探査測線．

川口露頭

gravel

表土(m)
028.73 m asl

sandgravelsand

gravel

中位段丘面
表土

(m)
0

19.81 m asl
cla
sil y
vfst
fs. .
ms
cs .
vc.
gr.s.
pb
.

sand

中位段丘面

cla
sil y
vfst
fs. .
ms
cs .
vc.
gr.s.
pb
.

27.74 m asl

cla
sil y
vfst
fs. .
ms
cs .
vc.
g rs.
pb.
.

(m)
0

丸松露頭
23.82 m asl
cla
sil y
vfst
fs. .
ms
cs .
vc.
gr.s.
pb
.

26.41m asl

cla
sil y
vfst
fs. .
ms
cs .
vc.
gr.s.
pb
.

豊徳露頭

sand

sand

gravelgravel中位段丘面
表土

Spfa-1

レス・火山灰層

Rs-Ht

Spfa-1Toya
Kc-Hb

レス・火山灰層

Kc-Hb

Rs-Wn
Spfa-1
Rs-Kb3

Toya

レス・火山灰層
砂丘堆積物

Aso-4

Kc-Hb

砂丘
堆積物

Rs-Kb2

Rs-Kb1

-5

-5

-5
海浜砂層

Toya

前浜
堆積物
Rs-Ac

砂丘堆積物

上部外浜堆積物

cla
sil y
vfst
fs. .
ms
cs .
vc.
gr.s.
pb
.

Kc-Hb

海浜砂層

-10

sand

-10

gravel

-10
河川成
堆積物

-15

-15

-20

図6

中位段丘面構成層の露頭３カ所の柱状図．標高はいずれも露頭上面のものである．

図6

中位段丘面構成層の露頭３カ所の柱状図．標高はいずれも露頭上面のものである．

B-13
21.71m asl

cla
sil y
vfst
fs. .
ms
cs .
vc.
g rs.
pb.
.

cla
sil y
vfst
fs. .
ms
cs .
vc.
gr.s.
pb
.

豊富露頭
37.65 m asl
sand

0

高位段丘面

gravel0m

sand

gravel

表土

高位段丘面
表土

Rs-Ht

Rs-Wn
Rs-Wn
Spfa-1

レス・火山灰層

レス・火山灰層

Rs-Ac ?

Toya

海浜
堆積物

-5

-5

Mb?

氾濫原
堆積物

Mb?

-10

図7

豊富露頭および B13 の柱状図．

図7

豊富露頭およびB13の柱状図

Hr-1
(m)
0

cl a
si l y
vfst
fs. .
ms
cs .
vc.
gr.s.
pb
.

31.45 m asl
sandgravel

中位段丘面
表土

Rs-Wn

レス・火山灰層

Rs-Ac
Kc-Hb

湿地
堆積物

-5
漸移部

潟湖
堆積物

湿地
堆積物

氾濫原
堆積物

-10
図8
図8

潟湖
堆積物
Hr-1 ボーリングの柱状図．Kc-Hb および Rs-Ac の同定は古澤（私信）による．

Hr-1ボーリングの柱状図．Kc-HbおよびRs-Acの同定は古澤（私信）による．

?

4000

SR2

9490-9260

7960-7820

距

6000
離 (m)

砂丘堆積物 MIS7?

河川成堆積物 MIS6?

MIS5e
Rc-Ac
海成砂層・潟湖堆積物

Rc-Wn

潟湖・氾濫原堆積物

Rc-Ac

6780-6650

MIS1

SR5 B46010-5910
6710-6510
6890-6690
7260-7010

SR4
520-430/380 to 320
5740-5600

SR33250-2980

B3

Rc-Wn

SR6

?

?

26 ME3

Rc-Wn
Rc-Ac

8000

岡ほか（2006）

B5

2116010-14930

7260-7140

6000-5900

650-520

30

40

50

60

Mb?

10000

MIS7?

-30

-20

図9
図9

豊徳台地から円山台地にかけての地質断面図．断面図の位置は図 4 に示す．

豊徳台地から円山台地にかけての地質断面図．断面図の位置は図 4 に示す．

-60

2000

Kc-Hb

Rc-Wn

SR1

H8B12
ME5

A’ 東

下エベコロベツ川 20
15
10
B6
5
0
-5
-10
Mb?
-15

沖積低地面

（上サロベツ原野）

10000(m)

-60

?

B2

Rc-Ac

Kc-Hb

Rc-Ac

Rc-Wn

サロベツ川

（円山台地）

中位段丘面

8000

-50

Rc-Wn
Rc-Ac
Kc-Hb

第四紀後期テフラ群

サンプル番号：Cal BP, 2 Sigma calibrated result (95% probability)

?

B1

沖積低地面

（上サロベツ原野）

6000

-50

MIS2
MIS5d

4970-4800

地層境界

?

?

更別層・勇知層（基盤）?

?

（豊徳台地）

4000-40

MHWL +0.2 m
MLWL +0.1 m

SD2
SD3

SD1

（稚咲内平野）2000
段丘崖・開析斜面
海岸平野
中位段丘面

-40

-30

0

20
15
10
5
0
-5
-10
-15
-20

30

40

50

A
(m) 0
60
日本海

高

標

Sr-1

cla
sil y
vfst
fs. .
ms
cs .
vc.
gr.s.
pb
.

3.78 m asl

0m

sand

gravel

表土

BSR02: 3150 - 2890

湿地
堆積物

BSR02: 6000 - 5900

-5

BSR03: 7270 -7160/ 7120 - 7030

氾濫原
堆積物

-10

BSR04: 8760 - 8560

BSR05: 8110 - 7940

潟湖
堆積物

-15

BSR06: > 44700

氾濫原
堆積物

潟湖
堆積物

-20

レス・火山灰層

Mb? high K2O
氾濫原
堆積物

-25
河川成
堆積物

10 Sr-1 ボーリングの柱状図．位置は図 5 に示す．
図
図 10 Sr-1 ボーリングの柱状図．位置は図 5 に示す．

ca 10-11 m asl
SD1
SD2

SD3

ca 7 m asl
ca 4 m asl

日本海

図 11 稚咲内海岸の離水浜堤地形．環境省が取得したレーザープロ
ファイラによる 1m グリッドの DTM により作成．位置は図 4 に示す．

図 11

稚咲内海岸の離水浜堤地形．環境省が取得したレーザープロファイラ

による 1m グリッドの DTM により作成．位置は図 4 に示す．

図 12

稚咲内海岸の地質断面図．断面図の位置は図 4 に示す．

図 13

稚咲内海岸からサロベツ原野にかけての地質断面図．断面図の位置は図 4 に示す．

Depth, km

5

0

図 14

稚咲内海岸

?

?

サロベツ原野図14 および石油資源開発測線）の解釈図．断面の縦横比は１：１．
サロベツ原野中央部の反射断面（ST96-2および石油資源開発測線）の解釈．
サロベツ原野中央部の反射断面（ST96-2

上部蝦夷層群

函淵層群

羽幌層

函淵層群

上部蝦夷層群

鬼志別層

増幌層

稚内層

声問層

羽幌層

鬼志別層

増幌層

稚内層

声問層

勇知層

円山背斜

円山台地

勇知層

サロベツ原野

更別層

豊徳台地

更別層

断面の縦横比は１：１．

稚咲内背斜

日本海

高位面の
傾動する
範囲

?

更別層

豊富丘陵

?

勇知層

図 15

5

0

日本海 オトンルイ海岸

上部蝦夷層群

函淵層群

羽幌層

鬼志別層

増幌層

稚内層

声問層

勇知層

更別層

下サロベツ原野

?

更別層

中位面の
分布する
範囲

図15

幌延丘陵

更別層

勇知層

声問層

大曲断層

?

稚内層

大曲背斜

scale 1:

サロベツ原野南部の反射断面（T90-1D）の解釈図．断面の縦横比は１：１．

勇知層

幌延背斜

サロベツ原野南部の反射断面（T90-1D）の解釈図．断面の縦横比は１：１．

Depth, km

MITI TENPOKU
10000
41.69

?

羽幌層

鬼志別層・曲淵層 ?

増幌層

稚内層

声問層

5

0

Depth, km

図 16

5

0

図16

?

天塩川

沖積低地
勇知層

中位段丘面が傾動する範囲
声問層

北川口背斜
勇知層

北川口丘陵の反射断面（ST96-3）の解釈図．断面の縦横比は１：１．

北川口丘陵の反射断面（ST96-3）の解釈図．断面の縦横比は１：１．

上部蝦夷層群

函淵層群

羽幌層

鬼志別層

増幌層

稚内層

声問層

勇知層

更別層

日本海

5

0

141°20'0"E

141°30'0"E

141°40'0"E

141°50'0"E

45°30'0"N

宗谷岬
ST9

6-A

L

野寒布岬

L

H

H

稚内市

45°20'0"N

海

（幌

日 本

宗谷丘陵

延

L

断

勇知背斜

層）

ST96 -1

H ユークル背斜兜沼撓曲サロベツ撓曲帯

45°10'0"N

ペンケ背斜

H
稚咲内背斜

利尻島

H
豊富町

豊富撓曲

L

L

TP90

-1D

ST 96 -2

幌延背斜H
45°0'0"N

幌延町

天塩撓曲

北川口背斜

44°50'0"N

ST96

天塩町

-3

更岸背斜
今回推定した
MIS7ないしはそれより古い
海成段丘面

今回推定したMIS5eの海成段丘面

0

5

10

15
図17

20 km

遠別沖構造

H

今回明らかになったMIS5e海成段丘面の分布．赤太線は反射断面より推定される

背斜軸の分布．
青線は稚内層基底時間構造図（石油公団，1996）．
MIS5e
図 17 今回明らかになった
海成段丘面の分布．赤太線は反射断面より推定される背斜軸の分布．
青線は稚内層基底時間構造図（石油公団，1996）．

141°50'0"E

141°40'0"E

幌延背斜45°0'0"N

幌延町

天塩撓曲

幌延・北川口背斜の接合部？

北川口背斜44°50'0"N

天塩町

更岸背斜

0

5

10

15

20 km

図 18 幌延背斜・北川口背斜境界部の構造．幌延背斜は天塩川を越えてきた川口丘陵北部
図18 幌延背斜・北川口背斜境界部の構造．幌延背斜は天塩川を越えて北川口丘陵北部までまで続く可能性がある．
続く可能性がある．