4 － 12

東海地方の変動地形調査（1）Morphotectonic investigation in Tokai region（1）
国土地理院地殻調査部
Crustal Dynamics Division, Geographical Survey Institute

現在実施中の表記調査の一部として，最近 7 0 年間の測地的上下変動と第四紀後期の地殻変動の関連についての検討結果を報告する。
1.

駿河湾付近の地形的変動域区分

第 1 図に概括試案を示した。著しい波曲が卓越する第 2 図東半部は赤石山地と駿河トラフに夾まれた駿河湾西部変動帯（ 第 1 図 ）として位置づけることができよう。
2.

各変動域における 1 0 5 ～ 1 0 3 年前以降の垂直変動平均速度（ 第 1 表 ）3.

主な活断層の平均変位速度（ 第 2 表 ）4.

最近 70 年間の上下変動平均速度（ 第 3 図 ）5.

1 0 5 ～ 1 0 3 年前以降の垂直変動と最近 70 年間の上下変動の比較

1 ）駿河湾とその周辺において，最近 7 0 年間の最大隆起部は赤石山地南西部，最大沈降部は西石花海（ 駿河湾西部 ）に位置すると判断される。
2 ）上記 2 地区間の上下変動平均速度差は約 1 0 ㎜／年程度である。この値は地形・地質的資料に基いて推定される長期（ 主に 1 0 5 ～ 1 0 3 年前以降 ）の速度差の 1 . 5 ～ 2 倍に相当すると考えられる（ 第 3 図，第 4 図 ）。
3 ）石花海堆と駿河トラフの境界には活動度の大きい東落ち左ズレのスラストが推定されている（ 第 5 図 P r o f i l e 1 ）。駿河湾北岸には顕著な変位地形の特徴を示す大宮断層・入山瀬断層（ 東落ち ）が存在し，上記スラストの北方延長部分に相当する公算が大きい。
4 ）大宮断層・入山瀬断層の縦ズレ平均変位速度は 3 ～ 2 × 1 0 4 年前以降最近まで 5 ～ 1 0 ㎜／年程度で，顕著な A 級活断層と判断される（ 第 6 図，第 7 図，第 2 表 ）。しかしながら，その南方延長線上を通過する水準路線（ 沼津～清水 ）では最近 70 年間に西下り傾動が続いており，この期間内にはこの部分に示差的な変動は認め難い。
5 ）1 0 5 ～ 1 0 3 年前以降に生じた垂直変動の平均速度・分布様式に比較すると，最近 7 0 年間のそれは不調和な点が多い。この解釈としては，大別すると①垂直変動の長期的傾向が 1 0 5 ～103 年前以降に変化した，②長期的傾向は不変であって，その中には元来行きつ戻りつの P h a s e（ 仮にⅠ，Ⅱとする ）があり，最近はⅠの P h a s e に相当する，の 2 通りが考えられる。
6 ）この地域および本邦太平洋岸各地の歴史地震に伴なう地殼変動の特性，本邦各地におけ― 116 ―る第四紀後期の地殼変動長期傾向の定常性などを考慮すると，前項の解釈としては②の方が考えやすい。
7 ）前項②を前提にすると，前記不調和の補償として，「隆起しすぎた赤石山地（～西方 ）の沈下」，「沈下しすぎた西石花海を中心とする駿河湾の隆起」が急速に生ずることによって駿河湾トラフ西側のスラスト（～入山瀬・大宮断層 ）が活動し（ 運動型式は一種の S l u m p ），また同時に（ 余効変動期間も含めて ）地殼下部（～下方 ）からしぼり出された粘性物質のスラスト面沿いの強い上昇流によって，石花海堆，有渡丘陵などの海盆外縁部におけるドーム（～なまこ ）型隆起構造の段階的生育が進行するのではないかと考えられる（ 第 5 図 P r o f i l e 2の構造の特徴および有渡丘陵～石花海堆の高まりの平面形がわずかながら東方に凸状に張り出していることは，この地域の造地形・造構造運動が単に地殼の下方への弾性変形の反発としての断層運動の集積ではなく，上記のような性格をもつと考えることによってより合理的に説明されよう ）。
6.

付記1）「一等水準点検測成果集録第 1 巻，図 2 4 － 6」のうち水準点 1 3 9 ～ 1 4 2 . 1 間の変動量は1 9 3 5 年以降ではなく 1 9 4 4 年以降の値が記されている。今回の計算には訂正値を用いてある。
2 ）木曽御岳第 1 浮石層は第 8 図に示した天竜川竜東中位段丘より一段低い段丘面（ 松島
1 9 6 6 の伊久間面，S h i m i z u l 9 7 2 の神子柴 1 面 ）の構成礫層中にも部分的に気成層として夾在する。また当時の海面高は現海面より低く，河床勾配は現在より大であったと推定される。
これらの点を考慮すると，伊那谷南部①～赤石山地南西部②における平均変位（ 隆起 ）速度は第 1 表に示した値よりかなり小さくなる可能性がある（ これは本文 5 の論旨を補強することになる ）。
3 ） 安政東海地震（ 1 8 5 4 年 ）の際に生じた「蒲原地震山」および「松岡地震山」（ 仮称 ）」
は駿河トラフ西縁スラスト～入山瀬・大宮断層を結ぶ潜在逆断層の直上（～西側 ）に位置している公算が大きいと考えられる。
4 ）現在進行中の上下変動の空間的パターンは第 3 図（ 1 9 0 0 ～ 1 9 7 2 ）のそれに近似と思われるが，その全体像をより精確に把えるためには，地形・地質的特性を考慮に入れると，昭和 5 1 年度までの新設路線のほかに次の水準路線の増設が望まれる。⑴御殿場～富士吉田経由（ この間既設 ）～本栖湖～富士宮，⑵清水～三保～大谷～静岡～井川，⑶島田～井川～二軒小屋～早川町，⑷甲府～野呂川林道～高遠～伊那～権兵衛峠～奈良井，⑸飯田～恵那山トンネル～中津川，⑹恵那～岩村～設楽～新城，⑺天竜市～佐久間町～新城～豊橋。

― 117 ―

参考文献

1 ）～ 3 ）の中に記載されている文献名は省略した。地形面・地層の年代，海面高度変化量などについては主に 9 ）～ 12 ）に準拠した。
1 ）土隆一編（ 1 9 7 4 ）静岡県の地質（ 2 0 万分の 1「静岡県」地質図説明書 ），静岡県，15 4 P .
2 ）静岡商工会議所（ 1 9 7 6 ）静岡・清水地域の地質（ 地質図説明書 ）〈 改定版〉，2 8 9 p .
3 ）下伊那地質誌編集委員会（ 1 9 7 6 ）下伊那の地質解説（ 1 0 万分の 1「下伊那」地質図説明書 ），3 2 9 p.
4 ）三沢良文（ 1972 ）駿河湾西部の海底地質，伊豆半島（ 星野通平・青木斌編，東海大学出版会 ），2 5 7 ～ 2 6 7.
5 ）杉村新（ 1972 ）日本付近におけるプレートの境界，科学，42，192 ～ 202.
6 ）村井勇・金子史朗（ 1974 ）伊豆半島沖地震と活断層について，地理，19，105 ～ 115.
7 ）町田洋・松島義章・今永勇（ 1975 ）富士山東麓駿河小山付近の第四系－とくに古地理の変遷と神縄断層の変動について，第四紀研究，1 4，7 7 ～ 8 9 .
8 ）長田敏明（ 1976 ）牧の原台地の第四紀地史，関東の四紀，3，4 1 ～ 4 6 .
9 ）町田洋（ 1964 ）Tephrochronology による富士山とその周辺地域の発達史（ その 1，その2 ），地学雑誌 7 3，2 9 3 ～ 3 0 8，3 3 7 ～ 3 5 0，10 ）町田洋（ 1973 ）南関東における第四紀中・後期の編年と海成地形面の変動，地学雑誌，82，
5 3 ～ 7 6.
11 ） Machida，H.（ 1975 ）Pleistocene sea level of South Kanto，Japan，analysedby tephrochronology，Quaternary studies（ edited by Suggate，R. ＆ M.Cresswell；The Royal Soc. New Zealand, Wellinton ），2 1 5 ～ 2 2 2.
12 ）町川洋・新井房夫（ 1 9 7 6 ）広域に分布する火山灰－姶良 Tn 火山灰の発見とその意義－，
科学，4 6，3 3 9 ～ 3 4 7 .
（ 羽田野誠一・一色朗 ）― 118 ―

第1表

10 5 ～ 10 3 年前以降（ 第四紀後期 ）の垂直変動平均連度の推定

Table 1

Average rates of vertical movement during last 10 5 ～ 10 3 years, estimatedfrom geomorphic and geologic data.

― 119 ―

第2表

主な活断層の平均変位速度

Table 2Average rates of displacement in some remarkable active faults.

― 120 ―

第1図Fig. 1

Schematic representation of morphotectonic division near Suruga Bay.

第2図
Fig. 2

駿河湾付近の地形的変動域区分概念図

東海地方の第四紀地殼変動図（ 土隆一 1968 ）Surface contours of the Ogasan and Makinoharan stages（or deltaic fans）.
Submarine topography of the adjacency is also given.
――― : Ogasan stage, -------- : Makinoharan stage.
Unit : in meters above sea-level.（Tsuchi, R. 1968）.

― 121 ―

第3図

1895
1972
最近 70 年間の上下変動平均速度（ 1902 ）～（ 1973 ）年

単位は㎜／年，沼津・交 60 を不動と仮定。破線矢印と数値は 1931～1973 年の間の水平歪圧縮方向と平均速度（ 単位は 10 － 7／年 ）を示す。①～⑱は第 1 表，1 ～ 7 は第 2 表参照。基図：50 万分の 1 海底地形図「石廊埼至室戸岬」（ 水路部 1976 ）。
Fig. 3

Average rate of vertical movement during last 70years（in mm/yrs ；fixedpoint at Numazu・60）Arrows with numerals show direction and average rate
（in 10 －7/yrs）of horizontal contraction during 1931 ～ 1973. ①～⑱ refer to table 1,
1 ～ 7 to table 2.

― 122 ―

第4図

10 5 ～ 10 3 年前以降の垂直変動と最近 70 年間の上下変動の比較

Fig. 4Comparison between vertical movements during last 10 5 ～ 10 3years（ B）andlast 70 years（ C）. Line A shows projected profile of present land surface（nearly in NW ～ SE direction）.

第5図

音波探査による駿河湾西部の地形・地質断面図（ 奈須紀幸ほか，1968 ）
断面線の位置は第 3 図参照

Fig. 5Reflection profiles in the western part of Suruga Bay（Nasu, N. et al. 1968）.
Position of profile lines is given in Fig. 3.

― 123 ―

第6図Fig. 6富士山南西麓の地質図（ 佐々木実 1959 ）Geological map of the south-western piedmont of Mt. Fuji (Sasaki, M. 1959).

第7図

大宮断層を横切る地形・地質断面図

断面線位置は第 6 図参照。地質資料は津屋 1933，佐々木 1959 による。大宮断層は古富士泥流堆積面（ 上図 ）だけでなく，新富士火山熔岩上面（ 下図 ）にも落差数 10m 以上の変位を生じさせているように見える。
Fig. 7

Geological profiles across Omiya fault.
Position of profile lines is given in Fig. 6.

― 124 ―

第8図Fig. 8

天竜川付近地形投影断面（ N ～ S 方向 ）および最近 70 年間の上下変動平均速度
Projected profiles（in N ～ S direction) of land surfaces along Tenryu River（ A）
and average rates of vertical movement during last 70 years（ B）.

― 125 ―