O-9
積丹半島西岸の地震性隆起海岸地形と海底活断層
渡辺満久（東洋大）
・中田 高（広島大）
・鈴木康弘（名古屋大）
Co-seismic uplift and submarine active fault along the western coast of
the Shakotan Peninsula, Hokkaido
Mitsuhisa WATANABE (Toyo Univ.), Takashi NAKATA (Hiroshima Univ.)and Yasuhiro SUZUKI (Nagoya Univ.)
Ⅰ はじめに日本列島の海岸部で海成段丘の発達する地域は、最近の地質時代に隆起運動が継続する地域である。その中には、歴史時代の地震性隆起との関連が明らかにされた例も少なくない。また、歴史地震が知られていない地域においても、海岸段丘面の存在と離水ベンチの分布から、沿岸域の海底活断層の関与が明らかにされた例もある（渡辺ほか、2012）。
演者らは、これまでに、積丹半島西岸の海成段丘面の分布高度や離水ベンチなどをもとに、半島西方海域に半島を隆起させるような海底活断層がある可能性を指摘した（渡辺ほか、2009）。
その後、北海道電力（2011、2013a、b）の詳細な調査結果を受け、海成段丘面高度を修正する必要が出てきた。報告内容の主旨には変更はないが、これらの新たな数値や最近のデータおよび現地観察結果をもとに、積丹半島の活構造について改めて報告する。なお、データの解釈などは、
北海道電力のそれとは異なることが多いが、それらの点に関しては、発表当日に口頭にて説明する。本研究は、2013 年度科学研究費補助金（代表者・渡辺満久）を用いて実施した。
Ⅱ 海成段丘面とベンチの分布高度
調査地域内の海成段丘面を、上位より、H1 面～H3 面、M1 面・M2 面、A 面に区分した。H 面群の形成年代は不明であるが、北海道電力（2013a）の資料によれば、泊村周辺における H2 面と H3
面の旧汀線高度は、それぞれ 60～70m・40～45m と読み取れる。H1 面はさらに細分される可能性がある。
M1 面は層厚数 m 以上の中粒砂層～礫層によって構成される。本面は、Toya 火山灰に対比可能な
パミス型ガラスを大量に含む風成層と褐色ローム層に覆われることから、MIS 5e に形成された海成段丘面に対比できる。
北海道電力（2011）の詳細な調査により、海成段丘面を覆うテフラや崖錐層を取り除いた、M1
面の旧汀線高度がほぼ明らかになった。M1 面の旧汀線高度は、積丹半島西岸南部の泊付近では約20m であるが、約 5km 北西の照岸付近では 25m 程度、15km 北西の神恵内付近では 25～30m 程度となる。渡辺ほか（2009）の報告では、風成層や崖錐堆積物に覆われる地表面高度を地形図で読み取っていため誤差が大きかった。数値をここで訂正する。
M2 面については確実な編年試料はないが、MIS 5c あるいは 5a に形成された海成段丘面に対比される可能性がある。その旧汀線高度は、泊村付近では 15m 程度であるが、神恵内の南方では 20m
付近まで高度を上げるように見える。ただし、段丘面の分布が限られているため、詳細は不明である。なお、先の報告では、M2 面の下位に M3 面の分布を認めていたが、人工的な平坦面の可能40

性が高いので削除した。
A 面は完新世段丘面であると考えられ、海岸に沿って細長く分布している。その高度は、泊村
付近では 4～5m であり、神恵内や柵内では 6m 程度まで高度を上げるように見える。ただし、人工改変の影響がある。
沿岸域で連続的に分布する離水ベンチの高度を測定したところ、泊付近では 1.5～2m 程度であるものが、北西の川白や珊内では 3m 近くになる。兜付近では、高度 2～3m の離水ベンチとノッ
チ（海蝕洞）が認められ、現海水準付近には現生のベンチも形成されている。
Ⅲ 積丹半島西岸の地殻変動と海底活断層
M1 面の旧汀線高度から、MIS 5e 以降、積丹半島西岸地域は約 20～30m 程度隆起していることになる。本地域では、隆起の証拠である海成段丘面の存在に加えて、間欠的な隆起が発生してきたことを暗示する完新世の段丘面や離水ベンチが分布している。このような変動地形が確認される
場合は、地震性隆起が卓越すると考えるべきである（渡辺ほか、2012）。
積丹半島の西方沖 10～15km には、比高 300m 程度の崖地形が認められ、海底 DEM データを用いた立体画像にも明瞭に表現されている（渡辺ほか、2013）。北海道電力（2013b）の音波探査記録には、地形・地層の撓曲構造や複雑な地層の変形も確認できる。積丹半島西岸の隆起を説明する
ためには、ここに東側隆起の活断層を想定することが合理的である。M1 面の旧汀線高度分布をみると、南方の泊周辺より、北方の神恵内の方が数 m 以上高い。このような高度変化は、神恵内の方が海底活断層に近い位置にあることと調和的である。なお、海底活断層の存在を否定するのであれば、いかなるメカニズムで積丹半島が間欠的に隆起するのかを説明する必要がある。
泊周辺に分布する H2 面・H3 面の旧汀線高度は、それぞれ 60～70m・40～45m である。これらの
旧汀線高度は、泊周辺の M1 面の旧汀線高度（20～25m）の約 2 倍・約 3 倍の数値である。H2 面・H3 面の形成年代は不明であるものの、これらの数値は、積丹半島西岸地域における中期更新世以降（H2 面形成以降）の隆起速度がほぼ一定であることを示唆している。
ところで、泊原子力発電所敷地周辺に分布する神恵内層は、敷地の背後（北東側）ではほぼ水平であるが、敷地周辺から南西側（海側）へ急激に傾斜を増し、50゜程度まで急傾斜している（北海道電力、2013a）。このような構造は、地下における逆断層運動によってもたらされたと考えるのが普通である。また、神恵内層内部では、層理面を利用した副次的な断層運動も確認されている。このような副次的な断層運動は、神恵内層が撓曲することによって随伴的に形成されたものと考えられる（新規制基準では、成因となる地下構造を慎重に考慮すべきと明記されている）。
これらの層面すべり断層の中には、前期～中期更新統の「岩内層」を切断するものもある。
「岩内層」は、H2 面構成層に覆われる地層とされているものの、写真を見る限り、両者を区別することは難しい。H2 面の形成以降、ほぼ一様な隆起運動が継続してきたことを考慮すると、神恵内層を変形させてその中に層面すべり断層を発生させた運動は、現在まで引き続く活構造である可能性を否定できない。今後、積丹半島全体を隆起させるような断層活動と、泊原子力発電所敷地内の構造を形成する断層運動との関係を検討してゆく必要がある。
【文献】 北海道電力株式会社(2011)泊発電所敷地周辺の地質・地質構造について（補足説明）．北海道電力株式会社(2013a)泊発電所敷地周辺の地質・地質構造について．北海道電力株式会社(2013b)音場探査記
録集．渡辺ほか(2009)地震学会秋季大会．渡辺ほか(2012)活断層研究，no.36．渡辺ほか(2013)地球惑星科
学関連学会 2013 年連合大会．

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O-10
旧汀線情報による海底震源断層モデリング－日本海東縁ひずみ集中帯の地震ポテンシャル評価に向けて－
宮内崇裕(千葉大学・理学研究科地球科学コース)
Offshore source fault modeling using late Quaternary paleoshoreline records, Northeast
Japan
Takahiro MIYAUCHI (Chiba University)
1．はじめに断層褶曲帯として地殻短縮が進む日本海東縁ひずみ集中帯の沿岸では，第四紀後期の海成段丘（離水海岸地形を含む）は 500km に渡り傾動隆起や波状隆起の変形を示す。これらの変形を歴史地
震の地変記録や東西圧縮応力場の状態に基づき断層運動（地震時地殻変動）によって生じた逆断層の上盤変形（断層関連褶曲）の累積と考えることができる。このような視点に基づき，海成段丘・離水海岸地形の高度分布から逆問題として震源断層の諸元を第一次近似的に解き，海域に分布する活断層から発生する地震の評価に資することを目的とする。Off-fault での変形情報を用いて，沖合の海底で起こる固有地震像を海域の活構造と具体的に関連づけて，海岸の上下変動プロセスを理解できる点でその意義は大きい。
2．手法
海成段丘を含む離水海岸地形の抽出を，縮尺1/10,000 前後の空中写真判読と現地調査によって行
い，高度の極大域をもつ波状隆起域（傾動隆起域）を少なくとも 27 認定した。旧汀線に関する高度を気圧
高度計・簡易レーザー測器・GNSS 測量により求めた。
震源となる断層セグメントは海域に想定されるため，既存の海底地形図・地質構造図などの資料と照合しながらその位置を推定した。断層面の形状は単純な矩形（地震発生層内に立ち上がるシングルランプ型）を基本とした。上部地殻（地震発生層）を半無限弾性体と仮定し，Coulomb3.3（Toda et al., 2005）を用いて断層面にすべりを与えて地殻変動を計算した。得られた理論的地殻変動と最新の地震時地殻変動（歴史記録のある場合にはその時の離水海岸の旧汀線高度分布，
歴史記録のない場合には歴史地震時隆起量と平均隆起速度の関係から推定）を比較しながら，変動量と変位パターンをよく再現できる断層諸元を試行錯誤的
に求めた。

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3．結果・考察
旧汀線の高度分布に極大域を持つ地域のほとんどの傾動・波状隆起は，その震源断層セグメント
を沖合数 10km（海岸～大陸棚近傍）に想定し，断層に傾斜とすべりを与えることで復元された（図1）。断層の諸元は，逆断層型で長さ 20-60km，傾斜角 20-70°（西傾斜，東傾斜両方あり），すべ
り量 2-7.5m（地震時海岸隆起量最大 2.8m），断層先端深度 1km 以内となる。地震規模は Mw6.7-7.5である(表 1)。地震発生間隔を特定できるほどの離水年代の資料は得られていないが，完新世離水
海岸の高度と数からみて 1000 年の桁であることは疑いない。最新地震イベントによる隆起海岸地形の認定，地震時の海岸隆起量設定，地震間の地殻変動（いわゆる広域変動）などについて細かな問題は残されているが，今回の試算値はミニマムである。
歴史地震時に海岸が隆起した地域以外において最後の地震隆起を特定する高精度の年代情報はほとんどないが，現成波食棚の発達に地域差が認められる。これらが最後の地震隆起イベントからの経過時間の関数であるとすれば，現成波食棚（形成時間と形状）のプロセスを理解することは次の大地震発生を知る手がかりとなろう。古地震解析／将来の地震予測において，陸海にまたがる地
殻構造探査以上に，失われつつある岩石海岸の高分解能プロファイリング（記載と性状分析）が急
務である。

<文献>
宮内崇裕(2012): 海岸部を襲う直下型地震：懸念される海底活断層と地震性地殻変動．科学，52，651-656.
Toda et al.(2005): Forecasting the evolution of seismicity in southern California: Animations built on earthquake stresstransfer, J. Geophys. Res., B05S16, doi:10.1029/2004JB003415．

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O-11
	
  	
  	
  	
  	
  大 飯 発 電 所 に お け る 破 砕 帯 と 海 成 段 丘 の 調 査 と 問 題 点
	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  岡 田 篤 正 （ 京 都 大 学 名 誉 教 授 ）Investigations and problems concerning the fault shattered zones andmarine terraces in the O0i Nuclear Power Plant，Fukui Pref.	
 	 Atsumasa Okada (Prof. Emeritus, Kyoto Univ.)
１．調査位置と地形・地質の概要
	  大飯原子力発電所はリアス式海岸をなす若狭湾岸のほぼ中央部に位置する．さらに詳しくみると，小浜湾の西側から北東方向に突き出した大飯半島の先端(鋸崎)にあり，舞鶴帯に属する基盤岩類の山地とその間に挟まれた狭小な低地に立地する．若狭湾に面する海岸(特に大飯半島先端部)には，旧汀線高度が 10 数 m の中位海成段丘面が縁取る(岡田，1978；小池・町田編，2001)が，これを切断する変位地形は認められない．
大飯半島周辺の陸上部では，活断層に関する書籍 (活断層研究会編, 1991；岡田・東郷編，2000；中田・今泉編，2002)や他の文献でも，活構造の存在は報告されていない．
２ ． F-6 破 砕 帯 問 題 の 発 端 と 堆 積 物 の 年 代	  大飯原発の敷地中央部を南北方向に走るとされた F-6 破砕帯に関連して，設置許可申請時
及びバックチェック時の資料を調べた結果，活断層の存在を否定する証拠が欠如しているとの指摘が出された(鈴木・渡辺，2012)．これによれば，敷地内で掘削された既往トレンチでの北側法面最下部の拡大スケッチ図は，断層変位を受けている可能性があるとするものであった．
また，基盤岩類を覆う堆積物は中位段丘に対応するものではなく，沖積層の可能性があると指摘された．しかしながら，今回の南側トレンチやボーリングによれば，この堆積物は数 10 万年前に遡る中期更新統と判明し，こうした指摘と年代は大幅に相違する結果となっている．
３．大飯原発付近で調査・検討された項目
	  今回調査・検討された場所や項目は多岐にわたるので，主なものについて北側から順に記す．
１)北方沖合海底の地形・地質，2)岩礁や若狭湾に面する海岸(台場浜－鋸崎)の地形・地質，3)
海成段丘面と堆積物，4)台場浜トレンチ，5a)山頂トレンチ［(5b)山頂斜交トレンチ］，6)既往トレンチ［周辺のボーリング］，7)敷地の南側トレンチ，8)敷地内と周辺の垂直・斜めボーリング，9)陀羅山トンネル底面掘削，10)陀羅山トンネル西側の垂直・斜めボーリング．
	  各々の詳細までは紹介できないことから，主要なものについてのみ記述する．

	  台場浜－鋸崎の海岸は岩礁や波食棚，侵食崖が発達し，ほぼ全域が全露頭として観察されるが，幅 1cm を越すような破砕帯はどこにも認められず，ほとんどが固結・半固結状態であった．
台場浜から鋸崎にかけて中位の海成段丘面が分布するが，これを構成する堆積物は薄く，侵食段丘をなす．堆積物の風化状態や被覆する古土壌に約 9.5 万年前に降下した K-Tz を含むことから MIS:5e に対比され，地形面の連続性や旧汀線高度からみて，変位は認められない．
４ ． 台 場 浜 ト レ ン チ 	 台場浜の南側に海成段丘面を被覆する小扇状地・崖錐があり，ここで東西方向の大トレンチ(長さ約 100m，深さ約 8m)が掘削された．2012 年 11 月 2 日段階の法面では，東部の地質境界(輝緑岩と蛇紋岩)と蛇紋岩中に 3 条のすべりが観察された．これは下部の D 層では44

見られたが，上位の地層(C 層以浅)には認められない．C 層中に K-Tz を含むので，D1 層はMIS５e に対比され，D 層 堆積中ないし直後にすべりが生じたとみられる．これらすべり面沿

いには幅数 mm 以内の細粒部が部分的に見られるが，断層破砕帯あるいは断層ガウジは全く伴われていない．D1 層中には，ほぼ水平ないし低角度のすべり面も観察される．すべりは西から東へ逆断層状に衝き上げるようにも見えるが，すべり部は開口して上位の地層充
填物が落ち込んでいる．１番西側のすべりはトレンチ法面で急に低角化し，底面で消滅す
る．すべり面に残されている条線は右横ずれを示し，ボーリング資料から判断して深部に行くにつれて低角化する．西側への追加トレンチ法面(12 月 28 日に観察)では，対に当たるとみなされる 2 条のすべり面が蛇紋岩化部で観察された．これらは高角度であるが，引きずりからみて左横ずれを伴う．トレンチの南方山地斜面には，馬蹄形をした滑落崖がある．
したがって，この間のブロックが北方へすべりを起こしていると考えられる．
５．山頂トレンチ

台場浜と敷地内との間には，標高 100m 前後の丘陵性山地があり，この稜線に沿って約130m に達するトレンチ掘削が行われた．最大幅 30cm 程度の未固結の破砕帯が東部の 1 ヶ所に観察された．この破砕帯沿いに長さ約 57m に及ぶ斜交トレンチが追加掘削されたが，その北東端では幅 1cm 程度の微小な断層となる．南西端では，北東端とほぼ同程度の斜交断層に受け継がれ，敷地内へ続くようである．事業者はこれを F-6 の延長部と修正した．
この破砕帯は条線によるすべり方向や断層相互の関係により，3 時期の活動に分けられ，
その最新のものでも風化の及ばない深部では固結している．
６．既往トレンチ－南側トレンチ
	  既往トレンチは，1980 年頃に 3・4 号機の増設に伴い，掘削された大規模な調査溝である．
この場所はすでに建物が建ち，第四紀層は除去されていることから，この南側約 70m の斜面において，大規模(高さ約 41m×幅約 70m)な掘削が行われた．この北壁面・底面・南壁面に現れた
F-6 破砕帯は固結(部分的に半固結)しており，礫層に不整合に覆われている．この礫層(3 層最下部)は最上部の 1 層中部に K-Tz，2 層上部に hpm1(約 23 万年前降下)を含むので，数 10 万年前以前であり，F-6 は後期更新世には活動していない．なお，既往トレンチと南側トレンチの間で，垂直および斜めボーリングが行われ，両者は一連の破砕帯であると認められる．そもそも既往トレンチで問題とされた地層は数 10 万年前以前であり，F-6 の第四紀後期の変位は無い．
７．大飯発電所内の破砕帯調査の問題点	  大飯サイト付近では，上述したように既往の諸文献でも活断層の指摘は無い．また，地形改変が行われる以前の 1960 年代撮影の空中写真を再再度判読しても，活断層の検出は出来ない．規制委員会による有識者会合では初めての事例であり，実に多くの問題点があげられる．1)今回の有識者会合では，掘削位置についての議論が全く無く，旧保安院時代に行われた指示(委員だけ取り替え)．2)既往トレンチでの北面 1 図だけでの誤読・曲解が発端．3)HP 掲載の報告書による拙速な判断であり，原本からの検討では無い．4)委員選定(変動地形学者 3 名＋構造地質学者 1 名)の偏りと選定理由の説明無し．
5)先入観をもった委員の選定．6)地すべりや蛇紋岩等の専門家不在(特殊な岩石の場合には専門家を取り入れるべき)．7)わずか 4 名の有識者での判定には限界．8)本質的な問題(断層破砕帯・小規模断層・変位量・風化の影響等々)が全く討議されず，活断層である
か活断層で無いかだけの議論に終始し，１年間もの研究上の不毛な時間が費やされた．

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O-12
中～後期更新世堆積層の分布と層厚変化から推定される沿岸域の隆起・沈降及び断層活動―柳ヶ瀬・関ヶ原断層帯北部延長域の例
杉山雄一（産総研 活断層・地震研究センター）

Subsidence, uplift and fault activity inferred from distribution and thickness
change of the Middle-Late Pleistocene depositional sequences: an example
from northern extension area of the Yanagase-Sekigahara Fault Zone
Yuichi Sugiyama
１．安島岬沖の海底地形－水深 70～100m の平坦な陸棚の存在
福井県の安島岬（東尋坊の北）の沖には，東西約 10km，南北約 15km に達する水深 70～100mの平坦な陸棚が存在する（図 1）．この平坦な陸棚はその西縁を南北に延びる急斜面で限られ，その沖約 5km には越前海岸沖から延びる陸棚外縁の急斜面が存在する．産総研・福井大学（2013）によると，前者の急斜面は柳ヶ瀬・関ヶ原断層帯北部延長の断層・撓曲崖に当たる．
２．中期更新世における陸棚外縁の位置と陸棚の拡大
産総研・福井大学（2013）の測線 27BM の反射記録（図 2）では，中期更新世の 3 つの海進・海退堆積層（上位からⅢ-1 層，Ⅲ-2 層，Ⅲ-3 層）が認められる．各層の断面形状から，Ⅲ-3
層堆積直後の陸棚外縁の位置は，南北方向の背斜の陸側約 4km，Ⅲ-2 層堆積直後の同位置は背斜の陸側約 3km にあったと考えられる．最上位のⅢ-1 層堆積直後については確定的ではないが，背斜軸～その沖側にあったと推定される．このことは中期更新世以降，陸棚外縁の位置が海側に移動したことを示している．このような陸棚の拡大は，柳ヶ瀬・関ヶ原断層帯北部延長の南北方向の断層の活動もしくはこれに伴う南北方向の背斜の成長と関係があると考えられる．
３．中期更新世以降における隆起域・沈降域の変遷と変動パターンの変化？
中期更新世の 3 堆積ユニットのうち，下位のⅢ-3 層と中位のⅢ-2 層は，背斜東翼の東に傾斜するⅣ層（海洋情報部（2004）によると鮮新統）に対してオンラップしつつ海側へ尖滅し，背斜頂部には分布しない．上位のⅢ-1 層はⅣ層を覆って背斜頂部にも分布するが，背斜頂部で薄くなっている．このようなⅢ-1, -2, -3 層の分布パターンは，これら 3 層の堆積と並行して背斜が成長したことを示唆する．しかし，背斜東翼の陸棚では，Ⅲ-1，-2 層，-3 層が累重して堆積し，Ⅲ-1 層は最大で約 50m の厚さを有する．これは，中期更新世には背斜に伴う隆起域が背斜の軸部に限られ，背斜東翼の陸棚斜面上部～陸棚は断層の上盤側であるにも拘わらず，全体として沈降域であったことを示している．一方，後期更新世の堆積ユニットであるⅡ層は，背斜東翼の広い範囲で 10m 程度の厚さしかない．このことは，後期更新世には背斜東翼（断層上盤）の海域全体が非沈降域又は隆起域に転じたことを示している．また，Ⅱ層は背斜頂部においても沖に向かって厚さを単調に増していることから，断層上盤側の変動パターンが背斜軸部の局所的隆起（中期更新世）から上盤側全体の隆起（後期更新世）へ変化した可能性がある．
文

献：海洋情報部（2004）沿岸海域海底活断層調査「加賀－福井沖」資料整理作業報告書, 55p.
産総研・福井大学（2013）沿岸海域における活断層調査「柳ヶ瀬・関ヶ原断層帯主部／北部（海域部）」成果報告書, 37p.

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図 1．安島岬沖の海底地形（海洋情報部，2004）と活構造（産総研・福井大学，2013）．

図 2．測線 27BM の反射記録（産総研・福井大学，2013）．上：西部，下：東部．

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O-13
内陸地震頻度の過少予測と過多予測：震源断層と活断層との関係
゜遠田晋次（東北大学災害科学国際研究所）
Underestimate or overestimate of the frequency of large inland
earthquakes associated with unknown relation between seismogenic
fault and surficial active fault
Shinji Toda (IRIDeS, Tohoku University)
地震動予測地図だけではなく，原発の耐震安全性審査も含め，内陸地震ハザード評価の信
頼性向上が急務となっている．そのためには，活断層の適切な認識と地震発生に繋がる評価が不可欠である．地形・地質学的な定義に従うと，活断層とは地表付近で認められる「活」
断層に限定され，地下数km〜15kmの地震波を放出するいわゆる震源断層とは切り離されることになる．しかし，そのような活断層評価は地震災害軽減に直接貢献しない．主要活断層については松田（1990）の「起震断層」のように地震予測に直接つながる先駆的な研究があったが，昨今は活断層研究分野から震源にまで及ぶ議論が少なくなった．本発表では，内陸地震の震源としての活断層評価の現状をとりまとめ，内陸地震の予測に関して過少評価と過多評価の両極端に触れていることを指摘する．特に，下記３つの点に触れ，震源断層と地表
活断層との関係を議論し，内陸地震を予測する上での活断層の定義・評価のポイントを考える．
１）活断層情報のみによる内陸地震頻度の過少評価

兵庫県南部地震以降の内陸被害地震は，

地震動予測地図の比較的確率の低い地域で発生した（例えば，Geller, 2011）．確率論的地
震動予測図はあくまでも期間中に期待される強震動であり，マグニチュード（M）７前後の内陸地震では震度６範囲は局地的であるため，マップ自体の妥当性に深刻な問題とはならな
い．問題はこれらの地震が明瞭な地震断層を伴わず，主要活断層以外の地域で発生したことである．「地震断層」や「活断層」は，研究者にとっても国民にとっても分かり易く，主要
活断層の調査がすべての内陸地震の予知・予測に繋がるという誤解を招いてきた部分が多い．
筆者は1923年以降の内陸地震と地震断層出現率を再検討し，震源断層の把握につながる地震
断層の出現率はM6.5以上で20%，M7.0以上で44%であることを指摘してきた（遠田，2013）．
C級活断層問題（浅田，1991）でも指摘されたように，内陸地震の予測には多数の伏在断層を常に考慮しなければならない．主要活断層のみに焦点を絞る内陸地震評価は，内陸地震の顕著な過少見積もりにつながる恐れがある．M７級の地震を発生させる震源断層は必ずしも地表まで延びるわけではない．各種計測・探査を組み合わせた新たなM７震源の探索や，広域での変形速度を考慮した地震発生のゾーニング評価等が必要である．
２）地表小断層および地震断層の分散傾向から考えられる内陸地震の過多評価

一般的には，「地震断層（活断層）は震源断層の地表延長である」と解釈され，地表で認められる活断層
は震源断層と直結するとみられがちである．しかし，断層が地下深部に連続しない，いわゆ

48

る「根無し断層」や「層面すべり断層」は露頭レベルから反射法で確認される数100mの深度まで普通に確認される．広域的な座屈変形等では，局所的に表層のみに断層が出現する例もある．近年の地震では，合成開口レーダー干渉法（InSAR）や航空レーザ計測（LiDAR）などの計測技術の発達によって，震源域だけではなくその周辺の断層でわずかながらも地表変位が確認される例が多数報告されている（例えば，Fukushima et al., 2013; Oskin et al.,2012）．地表露頭で観察される「活断層」が地震動を引き起こす震源断層と連続しているかどうか，慎重な検討が必要である．極端に短い活断層の評価（例えば，島崎，2008）において，すべてをM7震源にするという過大評価も現実的に避けなければいけない．
３）活断層の時間に関する定義

活断層研究会（1991）には，「一般に，最近の地質時代にくりかえし活動し，将来も活動することが推定される断層を，活断層という」とある．１）
２）の検討を始める前提として，その活断層が将来も動く可能性を検討しなければならない．
ここで問題となるのは，過去の履歴を探るうえでの上記「最近の地質時代」の定義，すなわ
ち時間の定義である．原発耐震設計審査の旧指針（昭和53年）では過去５万年以降に活動したものを活断層としていた．暗に１）14C法の測定限界と，２）活動間隔は長くても５万年，ということに起因する．新指針（平成18年）では定義が過去12〜13万年間に変更された．いずれにしても，年代が計測可能および裏付け可能であることと，活断層の最長活動間隔，の２点は，今後も活断層の時間定義を決める重要な要素である．憶測では無く科学的にデータやエビデンスに基づいた検討が必要であろう．
【文献】浅田敏，活断層研究，9，1-3（1991）； Fukushima et al., Bull. Seism. Soc. Amer.,

103, 1572-1582（2013）; Geller, Nature, 472, 407-409（2011）; 活断層研究会編，新編
日本の活断層，（1991）； 松田時彦，地震研究所彙報，65，289-319（1990）；Oskin et al.,Science, 335, 702-205（2012）；

島崎邦彦，活断層研究，28，41-51（2008）；遠田晋次，地質学雑誌，119，105-123（2013）49