月刊地球「活断層とアクティブテクトニクス」

愛知県瀬 戸市に位置する猿投 山北断層のトレンチ調 査により，この断層が過去2万年間に4回活動し ，極めて安 定した活動間隔を持 っていることが 判明した．トレンチ調査の結果 を詳細に取り纏 めるとともに ，この結果を追認 していない地震 調査研究推進本部地 震調査委員会の見解との 関係を論じる．
1.

はじめに
愛知県瀬戸市に位置する猿投 山北断層は，明瞭な右横ずれ地形を有する愛 知県内唯一の特徴的な活断層である．中部地 方南部におい て ，これほど明瞭な右横ずれ断層 は他にほとんど例がない．こうした 猿投山北断層がどの ような猿投山北断層のトレンチ調査－横ずれ断層の活動認定と議論－活動を繰り返しているかを明 らかにすることは，広域的なアクテ ィブテクトニクスを 把握する上でも重要である．
1995～1997年にかけて，猿投山北断層を含む愛知県内の活断層に関する調 査が，愛知 県活断鈴 木 康 弘 1)野 澤 竜二郎 2)

層調査委員会（委員 長：岡田篤 正）の指導 の下，集中的に実施された ．県の方針によって 短期間に調査事業が終了してしまっ たため，必 ずしも確定的な調査結果が得られた わけではない が ，これまで不明だった活動性の 概要が明らかとなった．
本稿においては，これまで地形地質学 的な記載を伴う議論が必ずしも十分 に行われていな
い猿投山北断層のトレンチ調 査結果につい て ，既存の調査報告（鈴木,1999など）を再編集する形で纏める．また ，2004年に発表された地震調査研究推進本部の猿投山北 断層に関する評

Excavation of the Sanageyama-kita fault –

価結果とも照合し，活動性について改め て議論

identification and discussion of faulting events -したい．

---------------------------------------------------------

2.

1)

名古屋大学環境学研究科2)

玉野総合コンサルタント株式 会社

猿投山北 断層の概要と既往研 究
猿投山北断層は，濃尾傾 動地塊（桑原,1968）の東部に位置し，知 多半島から北東へ続 く隆起帯の一部である三国山（標高701m）や猿投山

図２：猿 投山北断層付近の地 形（猿投山の西麓
上空から北方を望む，鈴木撮 影）て，断層の位置情報を明 確にし，公表す ることが前提とされ，愛知県活 断層調査委員会も ，結果の確認を行っている．
愛知県が実施した調査内容は，断層線 の位置を確認するための高密度電気 探査，ボー リング ，
図１：猿投山北断層の 位置図（地形図は国土地理院による）（標高629m）の山麓を走る．この断層は，松沢ほか（1960），太田ほか（1963），貝塚ほか（1964），松田ほか（1976）などにより図示され，岡田（1979），森山（1987）などによって変位地形や断層露頭が記載さ れた．詳細 な位置
は，都市圏活断層図（鈴木ほ か,2004）によって示されている．
活断層研究会（1991）は，愛知県瀬戸市南部から岐阜県瑞浪市にかけて ，河谷の右横 ずれや山地の高度の不連続が確認さ れることから ，延長21km，確実度Ⅰ～Ⅱ，活動度Bの活断 層として記載した．右横ずれ 量 は 200～ 250mに 及 び ，北東部では北側，南 西部では南側が隆起 する逆断層成分を持っている．
猿投山北断層南部一帯は，1995年の時点で2005年国際博覧会会場予定地とされ，会 期後には住宅地開発も行われること になっていた ．このため愛知県建築部は ，猿投山北断層に 関する総合的調査を実施した ．調査の当初計画 におい

ピット調査，および 活動履歴を明らかに するための，瀬戸市東白坂町（東大演習林 内）におけるトレンチ調査であった（図1）．これに加え，愛知県活断層調査委員会（1999）は断層面の角度を明らかにするために ，トレンチ調査 付近の上盤側で斜めボーリングを実 施した．
調査結果の一部は既に，愛知県建築部・玉野コンサルタント（1996, 1997），野澤ほか（1998），岡田ほか（2001）によって公表されている．また，地震調査研究推 進本部はこれらの成 果も参照しつつ，本断層の 活動に関する評価結 果を公表している（地震調査委員会 ,2004）．
3.

断層変位 地形および断層露頭

猿投山北断層は，活断層研究会（1991）では21kmの長さを持っているとされているが，断層変位地形が明瞭なのはこのうち南半分である（図2）．都市圏活断層図（鈴木ほか,2004）ではこの違いを重視し，北半分は「推定断層」として表現している．
猿投山北断層の南半分では，多くの箇所で最200mに及ぶ右横ずれ谷地形が明瞭に確認され図３：トレンチ掘削地点付近の谷の横ずれ（米軍撮影空中写真に加筆）る．東白坂地区の赤津川南岸（図3a）では，Aまた，赤津川北岸では低位段 丘面上には比高～Cの河川が明瞭に右横ずれ している．A，B50cm程度の低断層崖が認められ，南岸では地の河谷の屈曲量は右横ずれ150m程度である．C

形改変のため不明瞭ではある が，トレン チ地点の河谷は，現在はBの下流部と連続 し，屈曲量付近でも低位段丘面は緩やか に撓んでいる．

は50m程度であるが，かつてはトレンチ 地点付断層露頭の記載は鈴木（1999）に詳しい．こ近の河谷へ連続していたと考 えられる．この場

こでは詳細を繰り返さないが ，花崗岩中に幅5合，Cの河谷の屈曲 量も150m程度となる．トレ～10m程度の断層破砕帯や，幅50cm程度の断層

ンチ地点付近の河谷D（図3b）は低位段 丘面上粘土が，猿投山北断 層のほぼ全域にわた って確を流れているが， 10m近 く 右 横 ず れ し て い る ．

認されている．走向傾斜は N40ﾟ～60ﾟE，60～図４：トレンチ壁面のスケッ チ（鈴木,2001）数値は 14 Ｃ年代（詳細は表１参照）

75ﾟS である．に断層変位を被っていると判 断される．
トレンチ掘削地点は，基本的に低位段 丘面上4.

トレンチ 調査結果であるが，その一部は開析谷Dを人工的 に埋めた場所にかかっている．一般に，山間地 の河川

トレン チ調査は，前述の東白坂地区の 低位段沿いでは比較的粗い堆積物が 多く，年代 試料を丘面上で実施された．前 述の通り，面上 を開析得られない場合が多いが ，この地点は右 横ずれする河谷Dの横ずれおよび低断層崖が認 めら変位によって移動してきた尾 根によって閉塞れることから，この 低位段丘面は面形成 期以降され，上流側がダム アップされて細粒堆 積物がsample
No.
N-1
N-2
N-3
N-4N-5
N-6
N-7
N-8
N-10
N-11
N-13
N-14
C-1
S-1
S-2
S-3
S-6
S-8
S-9
S-10
S-11
S-12
S-13
S-14
S-15

material

stratum

charcoalcharcoal
wood
wood
wood
wood
charcoalcharcoalcharcoalcharcoalcharcoalcharcoal
wood
wood
wood
wood
wood
wood
wood
wood
wood
wood
wood
wood
charcoal

E
B
A
A
B
C
E
D
D
E
E
G
A
G
B
B
A
C
A
B
A
F
F
D
G

C-14 age(corrected)
12,98016,72017,60019,03016,37015,3803,230
12,62012,470
4,500
3,950
220
19,2607,110
15,99016,57020,500
13,09019,91016,21017,6501,780
1,840
8,850740

1
sigma
50100908070705060605050601005070709060
150150100706060
50

code
Beta-101439
Beta-101440
Beta-102721
Beta-102722
Beta-102723
Beta-102724
Beta-102725
Beta-103072
Beta-102727
Beta-102728
Beta-103074
Beta-103075
Beta-102729
Beta-101436
Beta-101437
Beta-101438
Beta-102711
Beta-102713
Beta-102714
Beta-102715
Beta-102716
Beta-102717
Beta-102718
Beta-102719
Beta-102720

表１：14 Ｃ年代測定結果一覧
（鈴木,2001を簡略化）

堆積し，年代試料は採取 可能（渡辺・鈴木,1999）が確認される．トレンチ底のNE11付近以西でと判断される．

は花崗岩が確認されないが ，これは後述 する断トレンチ壁面に現れた地層 は，最下位 に花崗層によって限られているため である．なお ，南岩が確認され，これ より上位は一部湿地 性を呈

西壁面においてはSW6付近に花崗岩の高まりする河成堆積物である（図4）．堆積物 に見らが再度出現している ．花崗岩は断層運動 に伴うれる粒度変化および年代値に 基づいて，Ａ層～破砕を強く受けている．

Ｇ層および盛土層に区分され る．Ａ層は 細粒のＡ層は，灰白色～灰紫色を呈する粘土と砂の互粘土・砂の互 層，Ｂ層はやや粗粒の 砂礫層，Ｃ層で，植物遺体を多く含 んでいる．基盤 の花崗層は白色の砂～細礫層，Ｄ層は砂～礫層 ，Ｅ層岩にアバットしている．A層中からは20,500～はその上を覆う細粒層である ．Ｆ層は南 西壁面

17,600yBPの 14 C年代が得られている（図4, 表のみに確認され，顕 著な腐植層を挟む湿 地性堆1）．NE10～11，標高294.5m付近では，A層は積物である．

断層運動に伴って引きずり上 げられている．

各地層の特徴は以下の通り である（ト レンチ

SW13付近のA層は東に緩く（逆）傾斜し，の北東壁面と南西壁面で共通 する特徴を記す

その年代（19,910yBP）は断層より西側のA層

場合には，便宜的に北東壁面NEのグリッド番（17,650yBP）に比べて古い．また，SW12～13号で代表させて説明する）．

付近には，B層基底面によっ て明らかにA層がトレンチ底面付近には一部風 化した花崗岩浸食された関係が見える．19,000～20.000yBP

を呈する地層をA1層，17600yBP程度の地層を界は不明瞭である．Ｅ層中か らは，4,720yBP

A2層に分けて考えると，A層とB層は傾斜不整～3,230yBPの 14 C年代値が得られている．

合の関係にあり，断層より東側（隆 起側）ではＦ層は腐植層を含む細礫～粘土層で，南西壁面Ａ層上部（A2層）が削剥されていると判断さのみに分布する．SW8付近では，断層により明瞭れる．に切断されるD層の直上にあって，Ｆ層 はこのＢ層は，下部においては細礫，上部は腐植質粘土と砂の互層からなっている ．概ね水平 に堆積断層を覆っている．年代値と しては1,780～1,840yBPが得られている．

しているが，断層付 近では明瞭に切断さ れていＧ層は，炭化物を多く含む暗褐灰色の礫混じる．下部の砂礫層は断層下盤 側に厚く，SW10り砂～粘土層で．最上部は黒 色腐植層であ る ．

～７では下位のA層が作る凹地を埋める ようG層はF層とともに河谷D（図3b）に沿って堆積しに堆積している．断 層の隆起側では上述 の通りた新期の地層と判断される．G層の腐植層は，12～A層を傾斜不整合で覆っている ．B層中からは ，13世紀の山茶碗が出土することから，人 工的に16,210～16,720yBPの 14 C年 代 が 得 ら れ て い る ．

盛土が施される前の地表を構 成していたもの

Ｃ層は白色粘土と粗砂～ 細礫の互層から なり ，と考えられる．

腐植層をレンズ状に挟んでい る．トレン チ中央部付近では断層により明瞭に 切断され，南西壁

5. 断 層活動の考察面では上位のD層に衝上している ．一方 ，北東壁面では，C層下部 は断層により明瞭に 切断さ5-1. 活動イベント

れているが，C層上面は平坦 で，C層中の断層地層の変形から，以下の４つの断層活 動イベはD層までは届いていない．C層中から は，15,380～13,090の 14 C年代が得られている．
Ｄ層は淘汰の悪い砂礫層である．南西壁面のントが推定される．
イベントⅠ：北東壁面にお いて，E層上部に見 ら れ る 黒ボ ク 層 がNE6～7付近 で 撓 んで い る．

SW9付近において，D層は明瞭に断層によって上下変位量は約50cm程度であり，トレンチ掘切断されている．しかしSW10の標高296m付近削地点付近の地表の撓曲変位 にほぼ相当す る ．

では，断層によって数十cm以 上大きく切断さ黒ボク層が撓んでいる位置は ，トレンチ 下部でれるC層の真上にあるにも関 わらず，こ の部分明瞭に確認される逆断層の延 長部にあたる．DのD層の 薄 層 は 断 層 に よ っ て 切 ら れ て い な い ．

層，E層中の断層変位は不明瞭であるが ，不明

北東壁面においては，D層中には明瞭 な断層瞭な破断面や破砕部が認めら れるため，これをは見出されないが，NE7～9付近には破断面や，最新活動と判断した．一 方，南西壁面に おいて下位のC層が貫入する液状化 跡の可能性のあは，SW9付近に，D層を変位させ，F層に覆わる構造や，破砕され 脆弱化している部分 が確認れる明瞭な断層が確認される ．F層以上には何された．D層最下部からは12,620yBP, 最上部かの変位も認められないことか ら，これが 最新活らは8,850yBPの 14 C年代が得られている．

動を示していると考えられる ．

Ｅ層は，Ｄ層の礫層の上位に載るover bank

活動年代は，北東壁面からは3,230yBP以 降 ，depositで，下半部は砂や細礫混じりの粘土，上220±60yBP以前，南西壁面からは8,850yBP以半部は黒ボクである ．北東壁面には厚く 分布す

降，1,840±60yBP以前となる．両壁面におけるるが，南西壁面には下 流側（SW５以西, 図4の活動を同じものと推定すると ，その年代は範囲外）にわずかにしか見ら れない．NE9付近

3,230yBP～1,840yBPに絞り込まれる．もし仮にでは傾斜 す る D層 上 面 に ア バ ッ ト し て い る が ，両者が異なったとしても ，南西壁面にお いては

NE8以西では下位のＤ層から漸移しており境

1,840yBP以降は断層活動がないことを確実に示しており，一方北東壁面に おいては，3,230

われるD層に達しない断層面が区別され るこ±50yBP以 降 活 動 し て い る 可 能 性 が 高 い た め ，とになる．

最新イベントの年代は変わら ない．

イベントⅣ：トレンチ基底 付近には，N50ﾟ

イベントⅡ：北東壁面にお いて，D層はNE9E,75ﾟSEの走向傾斜を持つ東上がりの逆断層が付近で撓曲している．その上 下変位量は約1m見られ，花崗岩がA層上部（A2層）に衝上してで，E層の撓曲変位の約２倍である．そ のD層いる．このA2層は断層下盤において引きずりにE層がアバットしているように見える ．この上げられている．南西壁面SW12付近では，断ことからイベントⅡが推定さ れる．活動 年代は層上盤側でA1層が逆傾斜し，花崗岩の隆起に8,850yBP以降，4,720ｙBP以前の可能性がある．

伴って持ち上げられたことが 推定される ．上盤

ただし，横ずれを主体と する断層について ，上側ではA2層が欠落しており，A1層とB層が傾斜下変位の累積に基づいて断層 活動を推定する不整合の関係にある．このこ とから，A2層堆ことは適当でない．またアバット構造の 認定は積後に断層活動があり，隆起 した上盤側でA2NE9付近のみに限られ，明瞭とは言えない．こ層が削剥された後にB層が堆 積したと判断さのため，イベントⅡ の確定度は現時点で は相対れる．この活動をイベン トⅣと呼ぶ．そ の年代的にやや低い．

はA2層およびB層の年代から，17,650yBP～上述の理由で，これより古い活動推定 におい

16,720yBPの間と推定される．て，上下変位の累積はその根拠 としない．専ら ，断層の「切った覆われたの関係」お よび「上下5-2. 断層面の角度およびネットス リップ量の地層の構造不調和」に基づ いて考察する．

断層面の傾斜には大きなば らつきがあるもイベントⅢ：A層～C層は複雑に断層 変位をのの，トレンチ底部 付近の逆断層は南東 傾斜で被っている．とくに B層上面は著しい断 層変位あり，とくに南西壁 面においては断層下 部ほどを被っており，NE11，標高295.5m付近や，SW11，急角度で，70ﾟ～80ﾟとなっている．愛知県活断標高295.5m付近では陥没し，C層が落ち込んで層調査委員会（1999）は東白坂トレンチの東方いるている．このよ うな構造は断層の横 ずれ変（断層確認地点から東約20m）において ，長さ位に伴って生じたものと推定 される．B層中の40mの斜めボーリング（傾斜角度60度）を実施

断層面はC層まで到達し ，B層の陥没をC層が埋した．その結果，ボ ーリングコアの29ｍ付近にめているが，D層には変位が及 んでいない ．このためこの変形は，C層堆積 後，D層堆積前に生じたものと判断される ．これをイベン トⅢと呼ぶ．
北東壁面においては ，C層中における 断層変位量が上方に向かって漸減し てD層まで到達しなかった可能性を完全に否 定しきれない ．しかし，南西壁面のSW10付近では，C層中に約30cmの上下方向の断層変位が認められ，その直上でD層の薄層が全く変位していない ．このことから，イベントⅢはD層堆積以前と 断定され，その年代は ，13,090yBP～12,620yBPと考えられる．南西壁面で は，イベ ントⅠによるD層までを切る断層と，主にイベントⅢによ ると思

図５：猿投山北断層の活動履 歴（野澤ほか,1998）破線表示のイベントⅡは確定度が相対的に低い。

おいて断層面を確認し，その 結果に基づい て ，ずれは認められないことから ，これはＥ 層堆積断層面の地下25m付近以浅の傾斜を77ﾟと推定

以後の断層活動を積極的に示 す証拠とはならした．

ない．」

しかし，この部分のＥ層とＤ 層の境界は不明瞭（ここだけ破線表示）で，変 位の有トレンチにおいて，断層面には断層条線 や断層無は判断できない（ 誤解を繰り返さない ように ，粘土に挟まれた材の化石が多 数確認された ．断本稿の図5ではNE7～9付近の不明瞭な地層境層条線の走向傾斜はN52ﾟE,13ﾟNEで，木片の長界を削除した）．また野澤ほか（1998）におい軸もこれとほぼ同じ値（N46ﾟ～48ﾟE,12ﾟNE）て，この部分が強く破砕 されていること ，およである．これらの値 は断層のスリップ方 向を示

び破断面があることを図示し ており，地 震調査唆していると考えられる ．イベントⅠ（ および委員会が言う「証拠とな らない」とする 根拠はイベントⅡ）の際の上下変位 量が約50cmと考成立していない．

え，スリップベクトルを 計算すると，一 回のネイベントⅢの認定根拠はい わゆる「切 った覆ットスリップ量は約2m程度と見積もら れる．

われた」の関係であるが ，これについて 地震調査委員会の評価ではコメント されていない ．繰

5-3. 活動の周期性り返しになるが，イベント認定の 根拠は，C層東白坂トレンチにおいて推 定された４回のまで到達する断層によってB層上面（およびC活動を図5に示す．この図に示されるよ うに，層）が大きく陥没してい るにも関わらず ，その平均的活動間隔は5000±400年であり，極めて上位にあるD層には上下変位がないこと であ周期性が高い．なお，最新活動時期 は 3,230～

り，このイベントは否定 し難い．イベン トⅣに1,840vBPである．このような繰り返しパターンついても傾斜不整合が根拠で ある．

は，地震調査研究推 進本部地震調査委員 会長期

確かに，愛知県建築部・玉野総合コン サルタ評価部会（1999）が検討した，他の断層の活動ント（1997）と鈴木（2001）では，解釈が異な間隔の繰り返しパターンに比 べて，有意 に異なる点があり混乱を生じている かもしれない ．前っている．そのテク トニックな意義につ いて検者のイベント認定は主に上下 変位量に重点を討することは今後の課題であ る．

置き，地震調査委員会が 指摘する通り，イベント認定の根拠が十分でない点 がある．し かし後

6.地震調査委員会の評価結果 に対する議論者（および本稿）は，これまで述べた 通り，「切った覆われた」の関 係からイベントを議 論した

地震調査研究推進本部地震 調査委員会（2004）による猿投山北断層の評価では ，上述ものであり，横ずれ 断層のイベント認定 の大原則に則っている．のイベントⅡのみ認めている ．その根拠 は，「Ｄ層の撓曲変形にＥ層がアバッ トして堆積して7. ま とめいる」ことであり，筆者らの見解と同様 ではあるものの，横ずれ断 層の活動を上下変形 に依存

本稿では，トレン チ調査により猿投山 北断層して解釈し，切った 覆われたの関係から 推定さの古地震活動を推定した ．その結果，過 去約２れる他のイベントは追認して いない．

万年間に４回の活動があり ，平均的活動 間隔はイベントⅠを追認しない理 由は次のように5000±400年，最新活動時期は 3,230～述べられている．「 黒ボク層の変形につ いては1,840vBPであった．それらの周期性は極めて高

完全に否定することはできな いが，その 下位のく，地震調査委員会 が推定した日本全国 の活断地層であるＥ層とＤ層の境界 には断層による層の再来モデル（活動間 隔のばらつき）とはかなり異なっている．そのことの持つ意義 については今後の検討課題である ．なお，地震 調査委

桑 原 徹 （ 1968） ： 濃 尾 盆 地 と 傾 動 地 塊 運 動 ． 第 四紀 研 究 ， vol.7， 235-247．

員会による本断層の評価結果 においては ，別の松 田 時 彦 ･岡 田 篤 正 ･藤 田 和 夫（ 1976）：日 本 の 活 断見解が示されているが ，本稿のイベント 認定根

層 分 布 図 お よ び カ タ ロ グ ． 地 質 学 論 集 ， vol.12，

拠に対する見解が十分に示さ れているとは言えない．

185-198．
松 沢 勲 ･嘉 藤 良 次 郎 ･桑 原 徹 ･木村 敏 雄 ･植 村 武 ･
都 築 芳 朗（ 1960）： 猿 投 山 南 西 部 地 域 の 地 質 ．愛謝辞
東京大学農学部附属愛知演 習林の芝野博文
林長をはじめとする演習林の 関係者には ，トレ

知 県 教 育 委 員 会 ，愛 知 県 多 古 窯 址 群 ，附 篇 Ⅱ ．1-35．
森 山 昭 雄 （1987） ： 木 曽 川 ･矢 作 川 流 域 の 地 形 と 地殻 変 動 ． 地 理 学 評 論 ， vol.60， 67-92．

ンチ調査の便宜を図っていた だき，また ，瀬戸野 澤 竜 二 郎 ，杉 村 昌 広 ，鈴 木 康 弘（ 1998）： 活 断 層

市歴史博物館の服部学芸員に は出土した土器の地震危険度評価と近傍地盤変形の検討－愛知の鑑定にご協力頂きました．

県猿投山北断層を例として－．地盤工学会誌，また，岡田篤正先生に は，本調査のみ ならず

vol.46， no.2， 27-29．

愛知県内外の活断層研究にお いて，長年 にわた

岡 田 篤 正（ 1979）：「 愛 知 県 の 地 質 ･地 盤（ そ の 4），りご指導いただきました ．ここに厚く御 礼申し

活断層－愛知県と周辺地域における活断層と歴上げます．

史地震－」愛知県防災会議地震部会．
岡田篤正・牧野内猛 ・ 鈴 木 康 弘（ 2001）：「 愛 知県 の 活 断 層（そ の ３ ）活 断 層 文 献 調 査 研 究 － 三 河文献

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太 田 陽 子 ･貝 塚 爽 平 ･嘉 藤 芳 朗 ･桑 原 徹 ･白 井 哲 之 ･震関係基 礎 調 査 交 付 金 猿 投 山 断 層 帯 に 関す る 調

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1-27.

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空 中 写 真 に よ る 活 断 層 の 認 定 － 」古 今 書 院 ，184p．

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