活断層・古地震研究報告，No. 6, p. 71-87, 2006

甲府盆地南縁，曽根丘陵断層帯の古地震調査
Paleoseismological investigation of the Sone-kyuryo fault zone,
Yamanashi Prefecture, central Japan丸山

正 1・斉藤勝2

Tadashi Maruyama1 and Masaru Saito2
1

活断層研究センター（Active Fault Research Center, GSJ/AIST, tadashi-maruyama@aist.go.jp）
2
株式会社ダイヤコンサルタント（Dia Consultants Company Limited）

Abstract: We conducted the trenching and arrayed drilling investigations across the ENE–WSW- to NE–SW-striking active Sone-kyuryo fault zone (Sone Foothills fault zone), southern margin of the Kofu
Basin, in order to evaluate its recent activity. Arrayed drilling across a warped terrace surface at Ueno
site, westernmost portion of the fault zone, shows that the buried upper surface of ca. 11 kyr-old terrace
deposit is warped by ~13 m vertically. Assuming that this warping was caused by activity of theunderlying south-side-up fault, ≥1.1 mm/yr of vertical slip rate could be calculated. Trenching across thebasal part of narrow bulge at Otsuka site, ~1.5 km east of Ueno site, reveals episodic growth of the bulge
probably associated with activity of the south dipping main reverse fault to the north during past 27 kyr,with the most recent event postdates ca. 10 kyr ago. We could not find geological evidence of the pastearthquakes at Takabe and Kamisone sites, central and east parts of the Sone Foothills, respectively,
where the small scarps are developed. This was probably owing to that the geomorphic expression oflobes of the alluvial fans and/or man-made scarps was misinterpreted as that of the tectonicallygenerated scarps.
キーワード：曽根丘陵断層帯，活断層，古地震，山梨県
Keywords: Sone-kyuryo fault zone, active fault, paleoseismology, Yamanashi Prefecture

１．はじめにそこで，本断層帯の活動履歴の解明を目的とした研究の一環として，新期断層運動に関連する変位地形の可能性が推定される地点において，群列ボーリ
ングおよびトレンチ掘削調査を実施した．調査地点
は，東から（1）甲府市上曽根地区，（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
を東から順に報告する．なお，本研究は平成 17 年度実施した文部科学省委託による基盤的調査観測対象
断層帯の追加・補完調査の一環として実施した．

曽根丘陵断層帯は，甲府盆地南縁に分布する曽根丘陵に沿って東北東－西南西～北東－南西方向に延びる複数の並走する逆断層からなる（例えば，澤，
1981；Ikeda, 1983；活断層研究会，1991；下川ほか，
1995；今泉ほか，1998；中田・今泉，2002）（第 1 図）．
本断層帯は，盆地西縁を限る糸魚川－静岡構造線活断層系とともに，甲府盆地周辺の主要活断層である
ことから，その活動履歴を解明することは，この地域の地震発生ポテンシャルを評価する上で重要である（第 1 図）．
本断層帯の活動性に関する研究は，これまで主として中期～後期更新世の地形面や地層の変形を中心になされてきた（例えば，澤，1981；平川，1982，
1992；活断層研究会，1991；曽根丘陵研究グループ，
1991）．最近では大縮尺空中写真の詳細地形判読に基づき，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）．しかしながら，本断層帯の完新世における活動の有無，最新活動時期や活動間隔などといった具体的な古地震情報は，ほとんど得られていない．

２．調査結果2.1 上曽根地区
2.1.1 調査地点の概要
曽根丘陵の北東部にあたる上曽根地区周辺では，
本断層帯は，北東－南西～東北東－西南西走向の平行する 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形成している．
一方，北側の断層は低地内に連続するバルジ状の小

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正・斉藤

勝

6a 層および 6b 層から採取した腐植質シルトの 14 C
年代値として，それぞれ 10,460 ± 40 yBP と 11,090 ±40 yBP の 14C 年代値が得られた（第 1 表）．これらの14
C 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．
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な礫層を挟むが，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，それぞれ下位層を覆って間欠的に堆積した扇状地堆積物であると推定される．3 層も層相から同様の堆積環境であったと推定される．これらの地層は一様に北西に 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˚～4˚）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，壁面内において断層や落差を伴う撓曲構造は認められなかった．

丘列の存在から認定されている（第 1 図）．
本研究では，南側の断層を調査対象とした．これは，（1）南側の地形境界をなす断層に沿っては，段丘面に累積的な変位が認められ，後期更新世～完新世に形成されたとみられる低位段丘面も変位していること（今泉ほか，1998），（2）後述するように南側の断層に沿っては，従来図示されている地形境界の 10～30 m 北側において，新期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 0.5～2 m 程度の低断層崖状の地形が長さ約 400 m にわたって認められること，これに対して，（3）北側の断層はバルジ状の高まり地形で特徴付けられるものの，明瞭な低断層崖地形が確認されないため断層の位置特定が困難なこと，の理由による（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境にして北側の低地と 接 し て い る（ 例 え ば， 澤，1981； 平 川，1982，
1992；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2a 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～
2 m 程度の北向きの低崖が長さ約 400 m にわたって
断続的に認められる（第 2 図）．この低崖は，（i）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，（ii）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（iii）
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可能性があると考えられた．そこで，
この低崖を横切るトレンチ掘削調査を実施した（第2b，2c 図）．なお，当初トレンチは，今回掘削した崖とその背後の従来から断層崖と認定・図示されている地形境界をなす崖の両方を横切る規模のものを計画したが，（a）地形境界の崖は比高が大きいこと，（b）崖は著しく人工改変を受けていること，および（c）
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．

2.2 高部地区
2.2.1 調査地点の概要
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斜面基部に分布する（澤，1981；今泉ほか，
1998）（第 1 図，第 4a 図）．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は，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 4a 図）．この扇状地状の地形面上に東北東－西南西走向で比高 1 m 以下の撓曲状を呈する南側上がりの低崖が長さ 200 m にわたって断続的に認められる（丸山・斎藤，2005）（第 4 図）．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）崖の断面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可能性も否定できないとされている（丸山・斎藤，2005）．そこで，この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を横切ってトレンチ掘削調査を実施した（第 4 図，第 5 図）．

2.1.2 トレンチ調査
第 3 図にトレンチ東壁面のスケッチを示す．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・扇状地堆積物とみられるシル
ト，砂，礫層，腐植質シルト層が確認された．腐植質シルト層は 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 3 図に示すように，上位から 1 層（耕作土），
2 層（人工攪乱層），3 層～6 層（斜面・扇状地堆積物）とした．

2.2.2 ボーリング調査
地形学的検討により変動崖の可能性が示唆される
低崖とほぼ直交する測線沿いに，H17TB-1（深度30 m），H17TB-2（深度 20 m），H17TB-3（深度 25 m），

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甲府盆地南縁，曽根丘陵断層帯の古地震調査

H17TB-4（深度 30 ｍ）および H17TB-5（深度 10 m）の計 5 地点でボーリングを掘削した（第 4b 図）．
その結果，各孔に共通して河道堆積物の礫層，砂層および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）（第 5 図）．
また，H17TB-1, 2, 5 には，南側の丘陵からの斜面堆積物とみられるやや不淘汰な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 30 m 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 220 m 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く高部地区の南北地下地質状況を第 5 図に示す（測線 A–A’）．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，八ヶ岳団体研究グループ，1988；約 20 万年前，柿原・八ヶ岳団体研究グループ，2001）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 H17TB3～H17TB5 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，本流性河道・後背湿地
堆積物，斜面堆積物のシルト・砂・礫が覆っている．
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 235 m 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 235 m 以深では H17TB-3 と H17TB-4に分布するシルト質砂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 27.5～28.2 m 区間に認められるもので，腐植質シルトと砂礫層が傾斜角 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様子が確認された（第 5 図）．
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，問題の撓曲状の低崖が丘陵前縁の断層の活動域の前進などにより形成された新期の変動崖や低角断層である可能性を完全に否定することもできない．そこで，問題の低崖を横切るトレンチ掘削調査を実施した（第4b，4c 図，第 6 図）．

剥の有無などに基づき，上位から 1 層～8 層に区分した．第 6 図に西壁面のスケッチを示す．
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 14 C 年代値として，それぞれ 24,660 ± 90
yBP および 23,420 ± 100yBP が得られた（第 6 図，第1 表）．これらの 14 C 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．
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，断層変位を示唆するような地層の変位・変形は認められな
い．
2.3 大塚地区
2.3.1 調査地点の概要
大塚地区周辺には，丘陵の基部から 60～190 m 北側に丘陵の延びの方向とほぼ平行して，東北東－西
南西～北東－南西方向に長軸をもつバルジ状の小丘が分布している（澤，1981；今泉ほか，1998）（第 1 図，
第 7a 図）．このバルジ状の小丘は，鞍部状の低標高部により南西から順にバルジ状地形 A，B，C および
D の 4 つの高まりに区分することができる（第 7a 図）．
このうちバルジ状地形 B-D は，人工改変により消失している．これまでの研究では，このバルジの北縁に沿って南側上がりの活断層が認定・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，（1）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が認められないこと，（2）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いること（第 7a 図），から
主断層のトレンチ掘削調査を行うのは困難であると判断した．
そこで，大塚地点では現存するバルジ地形（バルジ A）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 7b～7d 図，第 8 図）．
2.3.2 トレンチ調査
トレンチ西壁面および北壁面のスケッチを第 8 図に示す．大塚地区トレンチでは，上位から耕作土，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後背湿地とみられる腐植質
シルト層が確認された．トレンチ壁面で観察される地質を，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，層相の相違などから，第8 図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

2.2.3 トレンチ調査
高部地区トレンチでは，上位から耕作土，斜面堆積物，支流性の河道堆積物や扇状地堆積物および本流性の河道堆積物および後背湿地とみられる腐植質
シルト層が確認された（第 6 図）．トレンチ壁面でみられた地質を，層相，地層の連続性，地層上面の削

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丸山

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のうち，5 層中の火山灰層は厚さ 3～8 cm の層状であり，第 2 表に示すように火山灰の鉱物学的特徴から姶良 Tn テフラ（26-29 ka，町田・新井，2003；
25,120 ± 270 14C yBP, Miyairi et al., 2004）に対比される．一方，3 層中に認められた火山灰は，厚さ 1～
2 cm で長さ 10 cm 程度のレンズ状を呈しており，東壁面のみにみられる．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（第2 表）．
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，14C 年代測定を実施した．その結果を第 1 表に示す．第 8 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 14 C 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 ±100 yBP～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．
6 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 yBP～26,060 ±180 yBP とまとまった 14C 年代値を示すこと，（2）年
代測定に供した植物片は，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．
本トレンチでは北，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，（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）地震動に関連して形成された可能性がある砂脈・礫脈・クラックが確認された（第 8 図）．以下，これらの地質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とを関連付けて記載する．
［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 層がより緩い傾斜でアバットしている．また，7 層には南に厚く堆積しており，層厚の変化が認められる．

勝［正断層群］
9 層～7 層中には長さ 0.3～1.2 m の正断層群が複数認められる．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 20 cm 程度南東落ちの落差が生じている．これら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．
正断層群は 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る．ただし，これら正断層群の延長上の 7 層上面には，北側上がりの段差が形成されている．この段差の北側上がり特徴は，正断層群のセンスと調和している．断層群は 7 層上部でせん滅しており，6 層には達していない．
［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状の断面形状を呈している．
［地層の変形］
西壁面 W3～W6 および北壁面において，9 層～3層は 20˚ 程度東南東に傾斜している．この傾斜は通常の堆積層の傾斜角より有意に大きい．特に 7 層および 3 層は層相などの特徴から，西流する笛吹川支
流の堆積物と考えられることから，地層が逆傾斜していることを示す．これら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っている．
［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 8b 図のα層）が分布する．
また，西壁面の北寄り部分において明瞭な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．
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．ここでは，新しいイベントから順に認定根拠を示す．
［イベント 1］： 9 層～3 層に地層のバルジの形状と調和的な南東～東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74

甲府盆地南縁，曽根丘陵断層帯の古地震調査に立ち上がる 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 3’）］：（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 1 cm 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）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 付近において強震動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同時性が確認できないこと，（ii）いずれも引張場で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 3’）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 3’）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 14C 年代（第 1表）および姶良 Tn 火山灰層との関係に基づき，イ
ベント 1 は 9,180 yBP（暦年較正した場合，10,390
cal 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（およびイベント 3’）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 8 図）．
2.4 上野地区
2.4.1 調査地点の概要
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）．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ことが認定されている（今泉ほか，1998；中田・今泉，2002）（第 9 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）（第9a 図）．
このうち，本地域に広く分布する 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）
や中田・今泉（2002）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 180 m，崖面の傾斜が北に約 6˚
で，変形を受けていない区間の TL-2 面の傾斜より 5˚
程度急になっている（第 9a, 9b, 9d 図）．2005 年に産総研活断層研究センターにより 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）
により，TL-2 面を構成する扇状地堆積物中にレンズ状に挟まれる炭質物（地表からの深度 9.1 m で採取）から 9,790 ± 40 yBP の 14C 年代が得られている（丸山・斎藤，2005）（第 9a，9c 図，第 1 表）．この面が沖積面下に埋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，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）上述したボーリングで採取された段丘礫層中の 14 C 年代試料が 1 試料しかなかったこと，（2）その試料がレンズ状であり，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，落差を推定した上で，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 9 図）．

75

丸山

正・斉藤

2.4.2 ボーリング調査
第 9a 図に示すように，撓曲崖の走向と直交する測線（B-B’）に沿って，南から H17MB-1（深度 25 m），
H17MB-2（ 深 度 15 m），H17MB-3（ 深 度 15 m），
H17MB-4（深度 15 m）および H17MB-5（深度 25 m）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（第 9c 図）．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 TL-2 段丘面を構成する扇状地堆積物とみられる砂や腐植質シルトのレンズを挟む砂礫層が確認された．
この砂礫層は，コア間で層相，礫種，礫径および締まり具合がほぼ一致している．
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および土器片が数点採取された（第1 表）．H17MB-1 孔の深度 24.1 m において扇状地堆
積物中に挟在する腐植質シルトの 14 C 年代値として10,830 ± 50 yBP 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 9.1 m から採取された腐植質シルトの 14C 年代（9,790 ± 40 yBP）とほぼ対応している（第1 表 ）． 一 方，H17MB-4 孔 の 深 度 12.2 m お よ び
H17MB-5 孔の深度 21.0 m 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
代と，H16MB-1 や H17MB-1 孔から採取された試料の年代に比べて古い値が得られた．この値は，丸山・斎藤（2005）により報告された TL-1 面構成層中の炭質物の 14 C 年代とほぼ対応していることから，TL-1
面構成層の可能性がある．一方，H17MB2 孔の深度
2.65 m 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．
H17MB-4 の扇状地堆積物の直上には，厚さ 0.7 mの斜面堆積物とみられる礫混じり腐植質シルトが分布している（第 9c 図）．このうち，深度 4.34～4.98 m
から土器片が 3 点出土した．いずれも径 2～3 cm，厚さ 0.5 cm 程度で摩耗が少ない．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
時代後期～古墳時代前期である．2005 年度に産総研
活断層研究センターが実施した H16MB-1 付近でのピット調査でも，扇状地堆積物直上の礫混じり腐植
質シルト（深度 1.0～1.5 m）から弥生時代後期～古墳時代前期の摩耗が少ない土器片が散在するのが確認されている．このことは，TL-2 面上には弥生時代後期～古墳時代前期以前の生活面が広く分布してい勝たことが示唆される．
H17MB-4 では，土器片を含む斜面堆積物を覆って笛吹川系の後背湿地堆積物が分布している．この地
層は，H17MB-3 および H17MB-5 では扇状地堆積物を直接覆っている．2005 年度に産総研活断層研究センターにより，H17MB-3 の約 180 m 東北東で行った
ボ ー リ ン グ 調 査（ 第 9a 図 の Loc. 1； 丸 山・ 斎 藤，2005 の Loc. 3）でも同様に扇状地堆積物を直接覆う
厚さ約 11 m に達する笛吹川系の河道・後背湿地堆積物が確認された．このうち，深度 7.4 m，7.3 m，5.95 m
で採取された腐植質シルトから，それぞれ 1,330 ± 40
yBP，1,250 ± 40 yBP，1,220 ± 40 yBP の 14C 年代値が得られた（第 1 表）．
以上のことから，調査地域の TL-2 面の地史をまとめると，（1）TL-2 面を構成する扇状地堆積物は，約10,000 年前より後で約 5,000 年前より前（暦年較正
した場合，約 11,000 年前より後で約 6,000 年前より前）には段丘化した，（2）その後，この段丘面上に弥生時代後期～古墳時代前期以前の生活面が形成された，（3） 約 1,300 年 前 前 後 に 侵 食 基 準 面 が 上 が り，
H17MB-3～H17MB-2 付近まで笛吹川の河川堆積物により埋積された，となる．
第 9d 図にボーリング柱状図に基づく B–B’ 測線沿いの地形・地質断面図を示す．なお，図には，丸山・斎藤（2005）による H16MB-1 の情報も加筆している．
これによると，扇状地堆積物上面の形状は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．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．このことと上述したコア間で砂礫層の層相，礫種，礫径および締まり具合がほぼ一致していることから，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が強く示唆される．
撓曲部より南側（相対的隆起側）において表土や斜面堆積物などといった扇状地堆積物を覆う地層が発達しない，あるいはあってもその厚さが無視できるほど薄い（旧三珠町役場から提供された三珠町総合福祉センター（第 9a 図の Loc. 2）建設事業地質調査報告書によると，本地点での扇状地堆積物とみられる砂礫層を覆う表土の厚さは 30～35 cm である）
ものとすると，撓曲部における扇状地堆積物上面の落差は最大約 13 m である（第 9 図 d）．
一方，この撓曲の基部からさらに 150 m 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，構造的なものかは明らか
ではない．

76

甲府盆地南縁，曽根丘陵断層帯の古地震調査

３．議論されたことを考えると，高部，上曽根の両トレンチで断層が確認されなかった理由としては，両地区ともに扇状地先端部や人工改変による崖を新期断層運動により形成された崖と判断したことによるものであると判断される．
高部トレンチでは，後背湿地堆積物（腐植質シルト層）とそれを覆う河道堆積物および扇状地堆積物が確認された（第 4～6 図）．後背湿地堆積物中の腐植質シルト層（8 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 4～5 m 程度に分布している可能性がある．深部ではこれらの地層の下に韮崎岩屑流が分布し，その上面は見かけ上北に 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）．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．
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（第 5 図）．
ただし，これらのことは従来図示されている丘陵－
低地の地形境界付近の存在を否定するものではない．
今後，丘陵－低地の地形境界沿いおよびその北側に推定される断層の実態をとらえるための調査が必要である．その際，上述した沖積低地下に広がる可能性のある最終氷期堆積物の堆積面の形状を復元する
ことで，断層の位置や形状の特定や変位量の見積りが可能になるかもしれない．

曽根丘陵断層帯のうち最も活動的と推定される盆地寄りの前縁断層の活動性を評価することを目的として群列ボーリング調査およびトレンチ掘削調査を実施した．
その結果，断層帯西部の上野地区では扇状地性段丘面（TL-2 面）上にみられる撓曲変形と調和的な段丘構成層上面の落差が確認された（第 9 図）．これが断層変位によるものとすると，上下変位量は最大約13 m になる．段丘構成層中に挟まれる炭質物のうち，最も新しい試料の 14C 年代（11,230-11,160 cal yBP；
丸山・斎藤（2005））から，上下変位速度は 1.1 mm/
yr 以上になる可能性がある．ただし，（1）低下側の段丘構成層上面の形状を正確に復元するには，ボーリングの数が十分でないこと，（2）段丘構成層上面
以外に断層の変位量を推定する変位基準がないこと，から段丘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．そのため，今後今回の測線沿いで追加ボーリングを行う，あるいは本調査地点の西側（芦川寄り）に分布するより新期の地形
面（TL-3 面）の落差をボーリング調査で確認するな
ど，が必要であろう．
上野地区から約 1.5 km 東に位置する大塚地区では，主断層の活動により形成・成長したと推定される東北東－西南西方向に長軸をもつバルジが分布している．このバルジの南側斜面基部を横切ってトレンチ掘削調査を行った結果，バルジの形状と調和的な北～北西側上がりの地層の変形が確認された（第 8 図）．
また，傾斜不整合の存在や小断層の発達様式から，
バルジは累積的に成長していることが明らかにされた．さらに，変形を受けた最も新しい地層の 14 C 年
代値から約 1 万年前以降にバルジを成長させる変形
イベントが存在したことが確認された．変形の特徴から判断すると，調査地点で確認されたバルジの形
状と調和的な変形イベント（イベント 1，3 および 4）は，バルジの北側に位置するとみられる南傾斜の主断層の活動に伴う可能性が高いと考えられる．一方，バルジの形状と調和的な変形が認められず，液状化
やクラックで特徴付けられるイベント（イベント 2
およびイベント 3’）に関しては，曽根丘陵断層帯の活動に伴うものか，それとも糸魚川－静岡構造線活断層系などといった周辺の活断層の動きに伴う地震動によるものかを区別することができない．甲府盆
地内では，元禄関東地震（1703 年），安政東海地震（1854 年）および大正関東地震（1923 年）といった
プレート境界型地震に伴う液状化現象も報告されている（例えば，浅川，2003；宇佐見，2003）．
断層帯中央部の高部地区および東部の上曽根地区
では，断層運動に関連する地層の変形を確認することができなかった．しかしながら，上野地区および大塚地区で完新世の活動を示唆する地質構造が確認

４．まとめ
甲府盆地南縁に分布する曽根丘陵断層帯の活動性評価のための情報を得ることを目的として，最も活動的と推定される前縁断層を対象に群列ボーリング，
トレンチ掘削調査を実施した．その結果，（1）断層
帯西部の上野地区では，群列ボーリングにより約11,000 年前以降に形成された扇状地性段丘面が落差13 m 程度の撓曲変形している可能性が高いこと，（2）断層帯西部の大塚地区では，トレンチ調査により，
約 1 万年前以降にバルジを成長させる変形イベントが存在したこと，が示された．一方，断層帯中部の高部，東部の上曽根両地点で実施したトレンチ・群
列ボーリング調査では，堆積物の変形を確認することができなかった．
謝辞 調査に際し，山梨県総務部消防防災課，地元役場，教育委員会，町内会，地権者の皆様からは協力・激励をいただきました．山梨県埋蔵文化財センターの村石眞澄氏には，上野地区で出土した土器片の鑑定をしていただくとともに，調査地点周辺の考古学的特徴についてご教示いただきました．活断層研究センターの皆様には有益なご意見をいただきました．

77

丸山

正・斉藤

Miyairi, Y., Yoshida, K., Miyazaki, Y., Matsuzaki, H. andKaneoka, I. (2004) Improved 14C dating of tephra
layer (AT tephra, Japan) using AMS on selectedorganic fractions. Nuclear Instruments and Methods
in Physics Research B, 223-224, 555-559.
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，60pp（2 DVD + 付図 1 葉）．
澤 祥，1981，甲府盆地西縁・南縁の活断層．地理学評論，54，473-492．
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．活構造図 11，地質調査所．
曽根丘陵研究グループ（1991）甲府盆地南縁に見られ る 活 断 層 に 関 す る 新 事 実． 地 球 科 学，45，
217-221．
Stuiver, M., Reimer, P. J., Bard, E., Beck, J. W., Burr,
G. S., Hughen, K. A., Kromer, B., McCormac, G.,van der Plicht, J. and Spurk, M. (1998) INTCAL98
radiocarbon age calibration, 24,000-0 cal BP.
Radiocarbon 40, 1041-1083.
八ヶ岳団体研究グループ (1988) 八ヶ岳山麓の中部更新統．地団研専報，34，53-89．
宇佐見龍夫 (2003) 最新版日本被害地震総覧［416］−
2001．東京大学出版会，605pp．
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 1，15-25，山梨県．

記して感謝いたします．
なお，14C 年代測定は株式会社地球科学研究所と株式会社加速器分析研究所に，火山灰分析は有限会社
古澤地質調査事務所にそれぞれ依頼しました．
文勝献

浅川一郎（2003）甲府盆地の液状化に関する資料．
山梨県立考古博物館・山梨県埋蔵文化財セン
ター研究紀要，19，159-166．
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．
平川一臣（1992）甲府盆地南縁，曽根丘陵の撓曲崖．
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Ikeda, Y. (1983) Thrust-front migration and its mechanism:
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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．
柿原仁志・八ヶ岳団体研究グループ（2001）八ヶ岳の火山活動史．第四紀，33，9-12．
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，437pp．
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，336pp．
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．

（受付：2006 年 6 月 30 日，受理：2006 年 9 月 8 日）

78

甲府盆地南縁，曽根丘陵断層帯の古地震調査

第 1 表．14C 14年代測定結果．
第1表． C年代測定結果
Table 1. Result of radiocarbon dating.

Table 1. Result of radiocarbon dating.
Measured age
Material
MethodG13C (‰)(yBP, ±1V )Calendric age range2(cal. yBP, ±2V )age (yBP, ±1V)
Conventional

Lab. No.

Sample No.

Unit

KAMISONE
Beta-212416
Beta-212417

SGE8-1
SGE8-26
6organic sedimentorganic sediment

AMS
AMS

11,080 ± 40
10,440 ± 40

-24.2
-23.9

11,090 ±10,460 ±TAKABE
Beta-212414
Beta-212415

TBW4-1TBW4-288organic sedimentorganic sediment

AMS
AMS

24,640 ± 90
23,420 ± 100

-23.7
-25.2

24,660 ± 90
23,420 ± 100

OTSUKA
Beta-213351
Beta-215248
Beta-213352
Beta- 213353
Beta-213354
IAAA-52849
Beta-213355
Beta-213356
Beta-213357
Beta-213358
Beta-213359
Beta-213360
Beta-213362
Beta-215249
Beta-213361
Beta-213363
Beta-214426
Beta-213364
IAAA-52848

POTN1-1
POTN1-2
POTN1-3
POTN1-5
POTW7-2
POTW7-3
POTW7-4
POTW7-5
POTW7-6
WOTW7-1
WOTW6-4
POTW4-1
POTW4-9
WOTW7-4
POTW4-8
POTW4-2
POTW4-4-1
POTW4-4-2
POTW4-4-3

3
3
3
3
5
5
5
6
6
7
7
7
7
7
8
8
9
9
9

organic sedimentorganic sedimentorganic sedimentorganic sedimentorganic sedimentorganic sedimentorganic sedimentorganic sedimentorganic sedimentplant material
plant materialorganic sedimentorganic sedimentwoodorganic sedimentorganic sedimentwoodorganic sedimentorganic sediment

AMS
AMS
AMS
AMS
AMS
AMS
AMS
AMS
AMS
AMS
AMS
AMS
AMS
AMS
AMS
AMS
AMS
AMS
AMS

9,130 ± 40
10,030 ± 80
14,460 ± 60
16,490 ± 70
18,250 ± 90
20,530 ± 100
15,460 ± 90
21,730 ± 180
22,770 ± 190
26,470 ± 230
27,080 ± 210
26,090 ± 180
27,240 ± 330
27,140 ± 200
26,320 ± 300
25,620 ± 280
26,640 ± 290
27,740 ± 280
27,660 ± 150

-24.5
-25.0
-24.9
-25.9
-25.5
-21.6
-25.7
-26.4
-26.0
-26.7
-25.4
-26.6
-26.6
-25.8
-25.1
-26.2
-27.2
-25.5
-24.8

9,140
10,03014,460
16,48018,24020,59015,45021,71022,75026,44027,07026,06027,21027,13026,32025,60026,60027,73027,670

±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±

40
80
60
70
90
100
90
180
190
230
210
180
330
200
300
280
290
280
150

10390-10220
12100-11230
17700-16940
20120-19180
22220-21140
N.A.
18960-17990
N.A.
N.A.
N.A.
N.A.
N.A.
N.A.
N.A.
N.A.
N.A.
N.A.
N.A.
N.A.

-

organic sedimentorganic sedimentorganic sedimentorganic sedimentorganic sedimentorganic sedimentorganic sedimentorganic sediment

AMS
AMS
AMS
AMS
AMS
AMS
AMS
AMS

10,820 ± 50
5,420 ± 40
20,340 ± 130
28,130 ± 310
1,240 ± 40
1,320 ± 40
1,190 ± 40
9,790 ± 40

-24.5
-25.3
-26.3
-22.3
-26.3
-24.1
-21.5
-25.3

10,8305,240
20,32028,170
1,220
1,330
1,250
9,790

± 50
± 40
± 130
± 310
± 40
± 40
± 40
± 40

13010-12650
6290-6170
N.A.
N.A.
1260-1060
1300-1180
1270-1070
11230-11160

UENO
Beta-213349 H17MB-1-24.10
Beta-213350 H17MB-2-2.65
Beta-214424 H17MB-4-12.20
Beta-214425 H17MB-5-21.00
Beta-211029
Loc. 1-5.95
Beta-211030
Loc. 1-7.4
Beta-202893
Loc. 1-7.3
Beta-202892 H16MB-1-9.1*

1

40
40

13180-12900
12820-11980

N.A.
N.A.

1

Conventional 14C ages were corrected by G13C and calculated using the Libby half-life of 5568 years.

2

Calendar years were determined from dendrochronologically calibrated probable age ranges with confidence limits of 2V. Calibration was carried out using

INTCAL98 radiocarbon age calibration (Stuiver et al., 1998).
* Maruyama and Saito (2005).

79

丸山

正・斉藤

勝

第 2 表．火山灰分析結果
第2表．火山灰分析結果
Table 2. Result of tephra analysis.
Table 2. Result of tephra analysis

Sample No.

TOTE-1

TOTE-2Unit

5

3

MineralContent (%)

Refractive index

Comment

volcanic glass
bubble wall typepumice type
quartz and feldspar
detritus and weathered grain
volcanic glass
foam typepumice type
quartz and feldspar
amphiboleorthopyroxene
detritus
cummingtonite
apatite94

1.499-1.501

correlative with AT tephra

1.4986-1.5084

-

90
4
5
1
9.5
7.5
2
64.5
5
3-0
16.5
+
+

第 1 図．曽根丘陵断層帯（澤，1981；活断層研究会，1991；今泉ほか，1998；丸山・斎藤，2005 を引用）と調査実施地点（基図は国土地理院発行 1：200,000 地勢図「甲府」を使用）．紫破線は主要分水界を示す．
Fig. 1. Map showing the Sone-kyuryo fault zone and detailed study locations. The fault traces as shown in redlines are modified after Sawa (1981), Research Group for Active Faults of Japan (1991), Imaizumi et al.
(1998) and Maruyama and Saito (2005). Red arrows show tilting directions of terrace surfaces along theSone-kyuryo fault zone. The base map is the 1/200,000 topographic map “Kofu” published byGeographical Survey Institute. Dashed purple line marks major drainage divides. Inset map shows
geographic setting of the study area.

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第 2 図．a）上曽根地区の地形概要（基図は旧境川村発行 1:2,500 国土基本図を使用；等高線間隔は 2 m）．図の位置は第 1 図に示す．曽根丘陵断層帯前縁断層は南側の丘陵と北側の低地との地形境界をなす．その 10～30 m 北側で地形境界とほぼ平行する比高～2 m の低崖が扇状地面上に認められる（橙色で示す）．b）
トレンチ掘削調査地点周辺の概要．図の位置は第 2a 図に示す．c）トレンチ掘削調査地点を北から撮影．
Fig. 2. Outline of topography around Kamisone site (base map: 1:2,500 topographic maps published by former
丸山・斎藤，第2図Sakaigawa Village). For location see Fig. 1. The Sone-kyuryo fault zone marks the topographic boundary
between hilly land on the south and lowland on the north. At 10-30 m north of the topographic boundary,<1 m to 2 m high scarp is also developed on the alluvial fans (shown in orange lines). b) Map around thetrench site. c) South looking view of the trench site.

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丸山

正・斉藤

勝

第 3 図．上曽根トレンチ東壁面のスケッチ（反転）．壁面には，断層や撓曲による地層の変形は確認されない．詳細は本文参照．
Fig. 3. Log of the east wall of Kamisone trench. Note that the figure is flipped horizontally. No faults and folds are found in the trench wall.

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第 4 図．a）高部地区の地形概要（基図は旧豊富村発行 1:2,500 国土基本図を使用；等高線間隔は 2 m）．図の位置
は第 1 図に示す．曽根丘陵断層帯前縁断層は南側の丘陵と北側の低地との地形境界をなす．その 10～50 m
丸山・斎藤，第4図
北側で地形境界とほぼ平行する比高～1 m の低崖が扇状地状地形面上に認められる（橙色で示す）．b）トレ
ンチ掘削調査地点およびボーリング掘削地点周辺の概要．図の位置は第 4a 図に示す．c）トレンチ掘削調査
地点を南西に向かって撮影．
Fig. 4. a) Outline of topography around Takabe site (base map: 1:2,500 topographic maps published by former
Toyotomi Village). For location see Fig. 1. The Sone-kyuryo fault zone marks the topographic boundary
between hilly land on the south and alluvial lowland on the north. At 10-50 m north of the topographic
boundary, ~1 m high scarp is also developed on the alluvial fans (shown in orange lines). b) Map around thetrench and drilling sites. c) Southwest looking view of the trench and arrayed drilling sites.

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丸山

正・斉藤

勝

第 5 図．群列ボーリング調査に基づく高部地区測線 A–A’ 沿いの地形・地質断面図．断面の位置は第 4a 図に示す．
詳細は本文参照．右上：H17TB-4 孔深度 26.5～28.5 m のコア写真．深度 27.5～28.2 m 区間の腐植質シル
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帯状に発達している．
Fig. 5. Topographic and geologic cross section across the fault zone based on the arrayed drilling (Takabe site). For
location of the section see Fig. 4a. Detailed explanation on the section is given in the text. Photo at upper right
丸山・斎藤，第5図
corner shows the deeper portion of H17TB-4 core (26.5-28.5 m in depth). Note the steeply dipping humic silt
and gravel at depth of 27.5-28.2 m.

第 6 図．高部トレンチ西壁面のスケッチ．壁面には，断層や撓曲による地層の変形は確認されない．詳細は本文参照．
Fig. 6. Log of the west wall of Takabe trench. No deformed strata associated with the faulting and folding are found in the trench wall.

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第 7 図．a）大塚地区の地形概要（基図は旧豊富村，旧三珠町発行 1:2,500 国土基本図を使用；等高線間隔は 2 m）．
図の位置は第 1 図に示す．b）トレンチ掘削調査地点の概要．図の位置は第 7a 図に示す．c）トレンチ地点が位置するバルジ地形（バルジ A）を南側の丘陵斜面から撮影．d）トレンチ掘削調査地点付近の拡大写真．
丸山・斎藤，第7図Fig. 7. a) Outline of topography around Otsuka site (base map: 1:2,500 topographic maps published by former Toyotomi
Village and Mitama Town). For location see Fig. 1. NE-SW to ENE-WSW-trending narrow bulges (bulges A to D)
are interpreted as the geomorphic expression of hanging wall deformation of the concealed south dipping reverse(or thrust) fault to the north. b) Map around the trench site. c) Northeast looking perspective view around Otsukasite. Note that the bulges B-D are destructed by artificial modification. d) Close-up view of the trench site. Trenchsite is located at the basal part of the bulge A.

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丸山

正・斉藤

勝

第 8 図．大塚トレンチの a）西壁面および b）北壁面のスケッチ．両壁面には，バルジの形状と調和的な地層の傾動や小断層群のほか，地震動に伴い形成されたとみられる噴砂やクラックなどが確認される．詳細は本文参照．
Fig. 8. Logs of the a) west and b) north walls of Otsuka trench. Geologic features suggestive of episodic growth of thebulge, including the stratal tilting and normal faulting, are observed in the trench walls. For details see text.

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甲府盆地南縁，曽根丘陵断層帯の古地震調査

第 9 図．a）上野地区の断層変位地形とボーリング調査位置（丸山・斎藤（2005）に加筆・修正，基図は旧三珠町発行 1:2,500 国土
基本図を使用；等高線間隔は 2 m）．図の位置は第 1 図に示す．b）調査地点を北から撮影．H17-MB-5 孔を除くボーリング調
査位置を示す．c）ボーリングコアの柱状図．H16MB-1 孔は丸山・斎藤（2005）を引用．d）群列ボーリング調査に基づく測線
B–B’ 沿いの地形・地質断面図．断面の位置は第 9a 図に示す．詳細は本文参照．
Fig. 9. a) Tectonic landform around Ueno site (modified after Maruyama and Saito (2005); base map: 1:2,500 topographic maps
published by former Mitama Town). For location see Fig. 1. In and around Takabe site, the fault zone is characterized bywarping of the terraces that originated by north-flowing rivers such as Ashi River. b) South looking view of the warped terraces
around Takabe site. Locations of the drilling (except for H17-MB-5 core) are shown. c) Geologic columns of the drilling cores.
Note that 14C ages shown are not calendric calibrated. d) Topographic and geologic cross section across the fault zone based on
the arrayed drilling. For location of the section see Fig. 9a. Detailed explanation on the section is given in the text.

丸山・斎藤，第9図87