歴史地震
第 21 号(2006) 93-109 頁
受付日 2005/12/27，受理日 2006/2/28

南海・駿河および相模トラフ沿岸域における津波堆積物
産業技術総合研究所 活断層研究センター*

小松原 純子・藤原 治・鎌滝 孝信

Tsunami deposits along the Nankai, Suruga and Sagami Troughs
Junko KOMATSUBARA, Osamu FUJIWARA and Takanobu KAMATAKI
Active Fault Research Center, AIST, Site C7 1-1-1 Higashi, Tsukuba
Ibaraki, 305-8567 Japan

We compiled published data and our own preliminary survey results as a map showing the temporal and spatial
distributions of tsunami deposits on the Pacific coast of Central to Southwest Japan along Nankai, Suruga and Sagami
troughs. Historical and prehistorical tsunami deposits have been reported from at least 14 sites of coastal lowland
including marshes, ponds, lagoons and excavated archaeological sites. Most of them have been found from coredsamples with some exceptions of the emerged Holocene marine successions in a coseismically uplifted area.
Tsunami deposits have been recognized as coarse-grained beds mainly composed of sands and gravels in muddy
host sediments. A major criterion for identifying the trace of tsunamis is correlation with historical records andcoseisimic crustal movements based on their 14C ages. Reported tsunami deposits may include misidentified storm
deposits, because the identification of the two is still difficult.
Our map shows following insights into the Holocene tsunami history in southwest Japan, though it involves above
mentioned problems.
1) About 3000-year-long geological history have been revealed from several sites. They are composed of various
types of tsunami deposit, from thin (< 10 cm) sand sheets to a conglomeratic mound exceeding 4 m thickness. The
longest record, tracing back to nearly 10,000 years ago, was obtained along the Sagami Trough.
2) Many of the tsunami deposit were reported from eastern part of the target area. Relatively small amount of data
were obtained from western area including Shikoku and Kyushu islands.
3) Recurrence intervals of tsunami deposits were generally calculated as 100-200 years at the shortest, in good
agreement with historical records, although it is often longer than 500 years in prehistorical age. This apparent
inconsistency is mainly attributed to the insufficient geological data.
More paleo-tsunami data from various depositional sites will improve our understanding of earthquake history of
the region, in addition to (1) reliable criteria to recognize tsunami deposits, (2) precise age determination, (3)estimation of tsunami characteristics such as a wave source and inundation area.
§1. はじめに
南海トラフ・駿河トラフ・相模トラフ沿いでは，ユーラ
シアプレートに対してフィリピン海プレートが沈み込む
過程で地殻に歪みが蓄積され，それが解放されることで巨大地震（海溝型地震）が発生している．この地
震は，震源域の違いによって南海地震（高知から紀
伊半島西部沖）・東南海地震（紀伊半島中部から愛知県東部沖）・東海地震（静岡県沖から駿河湾）と呼ばれる．相模湾沿いの海溝型地震は関東地震と呼ばれる．
*

これらの海溝型地震とそれに伴う津波は，関東から四国（おそらく九州まで）にかけて大きな被害を与えるため，防災上重要な研究対象である．特に南海トラ
フ・駿河トラフ沿いでは，今後数十年以内に海溝型地震が発生する確率が高いとされ，その発生時期や規模の予測が防災上重要視されている．
将来の海溝型地震と津波に備えるためには，発生時期だけでなく，発生した場合の地震・津波の規模や特徴（震度や津波波高の分布など）と，それに伴う被害状況を適切に予測することが重要である．こうし〒305-8567 茨城県つくば市東 1-1-1 中央第 7- 93 -

た予測のためには，過去に発生した地震と津波の規模や特徴を詳しく解明することが基礎情報となる．
日本では，地震と津波に関して 1300 年以上にわたる 文 書 記 録 が 残 さ れ て お り [ 渡 辺 (1998) ， 宇 佐 美(2003）]，世界的に見ても最も歴史地震の記録が充実している．そのため，例えば南海トラフと駿河トラフ
では，概ね 100 年～150 年間隔で海溝型地震と津波が発生したことが分かってきた．それでも，時代を遡る
ほど歴史記録は少なく曖昧になる．震源，地震・津波の規模，被害状況がある程度詳しく分かっている地
震は，江戸時代以降に限られる．つまりある特定の海域について詳しい情報が得られている海溝型地震は，
せいぜい 2～3 回程度である．
このように，海溝型地震に関しては，歴史記録だけでは対象とする期間の長さや，情報の質・量ともに限界がある．また，海溝型地震は陸上の活断層で発生する地震と異なり，トレンチ調査などによって直接的に発生間隔などを解析することが難しい．
こうした問題を解決する有力な方法として，海底の震源から離れた場所に残された陸の地層の記録を用いることが行われている．地層記録は，より長い期間にわたって海溝型地震の履歴を解明できる有力な情報である．例えば強い振動が発生した証拠である液状化痕が遺跡で見つかることがあり，それを指標とした地震の時期や震源の推定が行われている[寒川(1992，1995，2004）]．こうした「地震考古学」によって，歴史記録が裏付けられるとともに，歴史記録からは未知であった南海トラフの地震が見出された例もある．
歴史記録と地層・遺跡の記録の照合と総合により，南海トラフなどでは主に７世紀以降について，海溝型地震の再来間隔のより正確な推定が進んできた[寒川(1995，2004)]．
これに加えて最近では，津波の痕跡である津波堆積物を指標として，過去の海溝型地震の履歴が研究されるようになった[例えば，藤原ほか編(2004）]．地層に記録された津波堆積物は，遺跡の記録よりもさらに遡って長期間に渡る海溝型地震の履歴を復元できることがある．地震動が小さい割に大規模な津波を起こす「津波地震」については，液状化痕を指標とした調査は難しいが，津波堆積物はそうした地震についても情報を提供すると期待される．
ただし，津波堆積物の研究は，まだ新しい研究分野であり，利点とともに問題点もある．小論では，南海・駿河・相模トラフ沿岸における津波堆積物に関する研究の現状の到達点を整理し，海溝型地震の危険性の評価や防災研究に向けて今後の課題を展望する．
§2. 南海・駿河・相模トラフ沿岸の津波堆積物
2.1 研究小史
西南日本沿岸では，古地震・津波研究の観点からの津波堆積物の研究は，東北日本での先駆的な研究[箕浦ほか(1987）]に約 10 年遅れて 1990 年代の後半に開始した．南海・駿河トラフについては，西仲ほか（1996）が，浜名湖周辺の海岸沿いに位置する遺跡と，浜名湖が太平洋に注ぐ出口にある中州の堆積物から 1707 年宝永地震による津波堆積物を最初に報告した．また，湖底堆積物を対象とした研究もほぼ同時に始まり，ピストンコア[岡村ほか(1997)など]やバ
イブロコア[都司ほか(1998)など]によって歴史津波による堆積物が報告された．
相模トラフ周辺では，先史時代の津波堆積物の研究が先に行われ，歴史津波による堆積物の研究はご
く最近になって始まった．藤原ほか（1997，1999）は房総半島南部や三浦半島に分布する完新世の内湾堆積物から，相模トラフ沿岸の海岸段丘を隆起させた
海溝型地震に対応する津波堆積物を報告した．一方，
歴史津波については，1498 年明応地震津波[藤原ほか(2005c）]，1703 年および 1923 年関東地震津波による堆積物が報告されている[藤原ほか(2005b)]．
関東から西日本沿岸では，後述するように調査地域が限られているため，津波堆積物の調査方法は沿岸の湖沼でのピストンコアや湿地でのボーリングなどによる例が相対的に多い（表１）．小孔径のコアでは堆積構造の解読が難しいので，後述する津波堆積物の識別が問題となる．また，これらのコアでは試料自体の体積が小さいため年代測定に適した試料が得られないこともあり，津波堆積物の年代決定や同定に困難が伴う．最近では，定方位で体積の大きい（断面積 30cm×10cm 程度）コアが採取できるジオスライサ
ー[中田・島崎(1997)，原口ほか(1998）]による調査が行われるようになり，堆積構造の詳細な解析や確度の高い年代測定が可能となってきた[藤原ほか(2005a）]．
房総半島南部では例外的に地震に伴う隆起速度が大きいために，完新世の内湾堆積物を川岸の露頭で見ることが出来る．そのために，この地域では津波堆積物の堆積構造の解明や詳しい年代測定が進んだ[藤原ほか(2003a）]．

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2.2 津波堆積物の地理的分布
これまでに完新世以降の津波（およびその可能性が高い）堆積物が報告された場所を図１に示した．西
日本からは更新世あるいはそれ以前の地層からも津
波堆積物とされるものが幾つか報告されている[Shikiand Yamazaki (1996), Takashimizu and Masuda(2000)など]が，防災研究とは関連が薄いので除外した．
発見場所の分布は一様でなく，主に縄文海進以降に浜堤で閉鎖された海跡湖や湿地（図１：A，B，C，
D，E，G，I）に偏っている．これにはいくつかの要因がある．まず，津波堆積物が地層中に残りやすい，すな
わち保存ポテンシャルが高いことがあげられる．海跡
湖や湿地では，平常時は波や流れの営力が小さく泥質あるいは有機質の地層が静かに堆積しており，突発的な大波が浜堤を越えて粗粒物質を堆積させると，それらは急激な岩相の変化として記録される．また，
このようなイベント堆積物は，通常の海跡湖や湿地の環境では侵食されず，常時堆積する細粒物質に覆われて保存されることが多い．日本だけでなく世界の多くの津波堆積物も沿岸の低地や湖沼から発見されている[藤原(2004)]．
遺跡の発掘現場も有力な発見場所である（F，H，K）．こうした例では，津波堆積物は遺跡全体を覆い，かつ遺物をほとんど含まない淘汰のよい「異常な」砂層として認識されることが多い[熊谷(1999)など]．遺跡で発見される津波堆積物は，遺物等との関連から数十年，あるいはそれ以上の精度で堆積年代を推定できる利点がある．
相模トラフ・南海トラフ・駿河トラフの沿岸は，古くから土地の人工改変が進んでおり，そうした後年の擾乱によって津波堆積物が失われた例も多いと考えられる．自然状態が残されていても岩石海岸が多く，沿岸低地が狭い地域では，津波堆積物の報告例は限られている．紀伊半島西部～九州にかけては，歴史上多くの津波被害が報告されている[渡辺(1998）]にもかかわらず，津波堆積物の報告が非常に少ない．
2.3 津波堆積物の識別
津波堆積物を高潮など他のイベントによる堆積物から識別することは，古津波の履歴の正確な復元とって基礎的な問題である．遡上した津波堆積物を識別するために幾つかの基準が提案されてきた．陸向きの古流向を示すことや，陸側へ薄層化・細粒化することや，陸成層の間にあって海棲生物の化石を含むことなどが主な理由であった．しかし，津波堆積物の報告例が増えるにつれて，津波堆積物には様々なものがあり，必ずしも一様な識別基準は無いことが分かってきた．この識別方法については幾つかの研究があるが[藤原(2004)，七山・重野(2004)など]，まだ難しい
ことが多い．ここでは，先行研究も参考にしつつ，津波堆積物あるいはその可能性が高い堆積物を 5 種類に区分することを試みた（表 1）．
「分類Ⅰ」は，目撃証言や歴史記録との対応が確実なもので，津波堆積物として最も信頼性が高い．しかし，そうした証拠がある例は非常に少ない．房総半
島南西岸から報告された 1703 年元禄関東地震，および 1923 年大正関東地震に伴う津波堆積物はそうした数少ない例である[藤原ほか(2005b)]．両者は 14C年代測定で得られた堆積年代が歴史記録と整合するだけでなく，これらの津波堆積物を挟んで地震隆起を示す堆積環境の変化が認められる．つまり，18 世
紀以降に房総半島南部を隆起させた 2 回の関東地震に伴う津波堆積物であることが明白である．伊豆半
島南端では，1854 年安政東海地震の際に堆積した層厚 6 m にも達する厚い砂層が知られている[浅井ほか(1998)など]．
「分類Ⅱ」は，堆積年代に基づいて歴史地震に対比されるものである．そのような例は，1498 年明応地
震（伊豆半島東岸[藤原ほか(2005c)])，684 年白鳳地震および 887 年の地震（高知県須崎市糺ヶ池[岡村ほか(2000）])，1707 年宝永地震（静岡県湖西市長谷
元屋敷遺跡[高田ほか(2002a, b)，静岡県新居町御殿跡遺跡[熊谷(1999）]に対応する堆積物などがある．
ただし，この堆積年代は主に 14C 年代測定値に基づいて推定されたものであり，ある程度の誤差（数十年から場合によっては 100 年以上）がある．このため，堆積物の起源として津波以外にも数十年～100 年に１度のような大規模な台風や高潮もあり得る．
「分類Ⅲ」と「分類Ⅳ」は，先史時代の堆積物に関するものである．「分類Ⅲ」は，堆積物自体が津波起源であることを示す何らかの特徴を持つものである．
藤原ほか(2003a)は，津波の周期が荒天時の風波に比べて 100 倍以上も長いことに注目し，この周期の違いによって津波堆積物には特徴的な累積構造が生じることを報告した．彼らは，このモデルで房総半島南西部の完新統に挟まれる 7 枚の津波堆積物を識別した．これと類似した累積構造を持つ砂層は，房総半島南部の 一 部の露頭や ボーリングコア[藤原ほか(1999)など]でも認められる．しかし堆積構造の解読が- 95 -

不十分なので、それらは後述の「分類 V」とした。
風波による表層海水の動きは，海面から深くなるにつれて小さくなり，それに伴って海底の堆積物を動かす力も小さくなる．通常の荒天時の波では，50 m 80 m 程度より深い海底の堆積物は極細粒物質を除いてあまり移動しない[斎藤(1989）]．そのため，深い海に棲む生物の遺骸が，浅い内湾や陸上の堆積物に混入している場合は，津波による深い海底の擾乱を示している可能性がある[岡橋ほか(2002)；藤原ほか(2003b)，内田ほか(2004)]．このような深い海からもたらされた生物遺骸を含む堆積物も「分類Ⅲ」に含めた．
「分類Ⅳ」は，地震性地殻変動を示す離水海岸地
形と年代が対応するもので，その例は房総半島や三浦半島に限られている[藤原ほか(1999)など]．
「分類Ⅴ」は，上記以外のイベント堆積物であり，津
波堆積物以外に高潮やストーム堆積物の可能性も同等にある．南関東の例では，内湾堆積物に挟まれる堆積構造が不明瞭の砂礫層や貝殻密集層などがこれに当たる．

ていることがある[岡村ほか(1997)，七山ほか(2002)，
藤原ほか(2003a)，Okahashi et al.(2005）]．
津波堆積物は明瞭な堆積構造を示さない場合もあるが，多くの場合，流水の下で堆積したことを示す何らかの構造を持つことが多い．代表的な堆積構造としては，平行葉理，ハンモック状斜交層理，トラフ型斜交層理，カレントリップルなどが記載されている[藤原ほか(1997，1999，2005c)，七山ほか(2002）]．堆積構
造から復元された古流向は，陸から海へ向かうもの[七山ほか(2002）]だけでなく，海－陸両方向の流れのサイクリックな反転を示すもの[藤原ほか(1997，
2003a，2005c]もある．

2.5 津波堆積物と歴史地震との対応
歴史地震と対応付けられた津波堆積物（分類Ⅱ）は，実はそう多くない．津波堆積物と歴史地震との対比は，多くの場合，地層の 14C 年代測定値と層序関係などを総合的に解釈して行われている．例外として
14
C 年代測定値の代わりに，古磁気層序[岡橋ほか(2001)]や考古遺物[西仲ほか(1996）]を年代推定の根拠としたものもある．しかし，従来の 14C 年代測定データの中には，暦年較正をしていない例もあり，それ2.4 各地から報告された津波堆積物の特徴
らは歴史記録との照合には問題がある．そこで，暦年
これまでに報告された津波堆積物（あるいはその較正をしていないデータに対して新たに暦年較正を可能性が高い堆積物）について，堆積学的な特徴を行い，これまで報告された津波堆積物と歴史地震と表 2 に整理した．これらの堆積物の大半は，上下のの対応関係（分類 I, II）を中心に，津波堆積物の年代
地層とは粗粒な堆積物として識別されている．基底面について再検討する．
の形状は，明瞭な侵食面をなす事が多く，急激な荷2.5.1 年代の推定方法
重増加のために下位層を変形させている例もある（藤暦年較正には較正プログラム Calib 5.01 [Stuiver
原ほか，2005c）．構成物は様々で，一般には淘汰がand Reimer(1993)]を，較正データは Intcal04 [Reimer
悪く，泥質なものから礫質なものまで報告されており，
et al.( 2004)]，Marine04 [Hughen et al.(2004)]を用い
下位の地層を取り込んだ粘土偽礫を含むことも多い．
た．試料が陸源か海洋起源かの判断は元の文献の礫や砂粒子のサイズや円磨度は，堆積場周辺に分記載によった。ローカルな海洋リザーバ効果（ΔＲ）は布する堆積物の特徴に対応して，様々なものが認められる[浅井ほか(1998)，熊谷(1999)，高田ほか(2002a, ゼロ（即ち海洋リザーバ効果は海洋の平均値である
約 400 年）とした．暦年較正結果を表 3 に示す．
b)，都司ほか(2002)など]．
較正した年代値から推測される津波堆積物の年代
津波堆積物は様々な種類とサイズの海棲生物の化石を含むことがある．貝類[藤原ほか(2003b）]の他， を，元の論文に示された柱状図にプロットした結果を
図 2～7 に示す．元の論文に柱状図が示されていな
ナンノプランクトン[岡村ほか(1997)]，有孔虫[内田ほい場合は文中の記載に基づいて図を作成した．津波か(2004）]，貝形虫[入月ほか(1999）]など多種の微化
堆積物の年代は測定試料の採取位置に基づいて，石も報告され，それに基づいて堆積物の供給場所や原則として以下の 2 通りで推定した．
運搬過程などが推定されている．
津波堆積物中から試料を採取して測定した場合，層厚は薄いものでは数 cm 以下から，厚いものでは
6 m 以上に達する例[浅井ほか(1998）]も知られている． その年代は津波堆積物の堆積年代の下限を示す（津波堆積物は少なくともその試料より若い）と考える．
上方細粒化を示すことが一般的で，上面には津波が
これは試料がリワークしている可能性もあるからである．
収まった後にゆっくりと沈水した木や植物片が濃集し- 96 -

津波堆積物の上下で年代が測定されている場合は，その区間で急激な岩相の変化がないことを前提に，内挿によって津波堆積物の年代を推定する．いずれの場合も，地層全体のトレンドから大きく外れる年代
測定値は除外した．
2.5.2 歴史地震との対応関係の見直し
上記の結果，歴史記録との対比関係の見直しが必
要な津波堆積物もあることが分かった．
(1) 高知県須崎市糺ヶ池（図１の A, 図 2）
この地点では泥層中に A〜F の少なくとも７層のイベント砂層が認められる．砂層 A を 887 年地震に，砂層 B を 684 年白鳳地震に対比した佃ほか（1999），岡村ほか（2000）の考えは，暦年較正年代からも支持された（分類 II）．これ以外の砂層は年代が古いため対応する歴史地震は存在せず，分類 V となる。
(2) 三重県尾鷲市須賀利大池（図１の C, 図 3）記載されている都司ほか（2002）には測定試料の種類について言及がないが，柱状図からすべて植物片と判断した．堆積物中にはさまれる上位から 4 枚の砂層は，地震考古学で示された 13 世紀の地震，
1096 年の地震，887 年の地震，684 年白鳳地震に対応する津波堆積物と考えられる（分類 II）．これらより下位の砂層は対応する歴史地震が存在しないため
分類 V となる。
(3) 三重県紀伊長島町諏訪池（図１の D, 図 4）
都司ほか（2002）を元に再検討を行った．この地点
では地質柱状図が公開されていないので，本文の記述から層序関係を推定した．泥質のコアに砂層が繰り返し挟まれており，AD1410－1470 年を示す植物層より後に 3 層の砂層が堆積している．その下にはイベント砂層が 4 枚あり，一番下の砂層と下から 2 番目の砂層はそれぞれ年代が測定されている．
植物層より上位の砂層をもたらした津波の候補は，
1498 年明応地震，1605 年慶長地震，1707 年宝永地震，1854 年安政地震，1944 年東南海地震の 5 回である．これら 5 回の地震津波のうちいずれか 3 回が津波堆積物として記録されたと推定される．個々の地震との対比は，時間分解能が低いために現状ではできない．
最下位とその下の砂層の年代を測定した試料を仮に植物片と仮定して暦年較正を行ったところ，BC500
年前後と BC600 年前後の年代を得た．これらのうち上位の年代と植物層の年代から間に挟まる２層の砂層の年代を推定すると，地震考古学で推定された 13

世紀の地震，1096 年の地震，887 年の地震，684 年の白鳳地震のうち，いずれか２回に相当する可能性がある．
(4) 三重県鳥羽市相差町（図１の E, 図 5）
沿岸湿地および池の泥質堆積層から全部で 11 枚の砂層が報告されており，その一部について 14C 年
代値が報告されている[三田村ほか(2001)，岡橋ほか(2001) ， Okahashi et al.(2005)] ． Okahashi et al.
(2005)に基づいて再検討を行った．
上位から２枚の砂層（OS-1, 2）はそれぞれ６世紀〜11 世紀頃、および AD340-430 年頃に堆積した．対応する歴史地震がないため OS-1，2 はともに分類 Vに相当する．上位２枚の砂層よりも下位では年代測定値が少ないために地層の時間分解能が低く，OS-3 から OS11 までの砂層は，OS-5（3300 cal BP頃）を除いてはっきりした年代がわからない．砂層OS-3 と OS-4 は砂層 OS-5 と砂層 OS-2 との間に堆積した．また，6200 cal BP から OS-5 砂層までの間に，4 枚の砂層（OS-6, 8, 9, 10）が認められる．6200 cal
BP 以前にも 2 枚の砂層（OS-11,12）が確認されている． OS-3 からは荒天時波浪限界以深からもたらされた有孔虫化石が含まれており，化石から津波由来であることが示唆されるため，分類 III とした。OS-3 以外の砂層はこのような特徴がないため，分類Ⅴに相当する．
(5) 静岡県浜名湖の今切口付近（図１の G, 図 6, 7）
都司ほか（1998）により 5 枚のイベント層が報告されている．上位から 3 枚のイベント層はそれぞれ 1707
年宝永地震，1605 年慶長地震，1498 年明応地震と調和的な堆積年代を示す（分類 II）．その下位の 2 枚の砂層は 3300 年前頃，3700 年前頃に堆積したので，分類Ⅴに相当する（図 6）．
西仲ほか（1996）が報告した，地表からの深さ 70cm
より浅い砂質の地層中の 2 枚のイベント層（有機質層）について年代を再解釈した．上位のイベント層は1854 年安政地震，下位のイベント層はそのひとつ前の 1707 年宝永地震に対応する可能性がある（図 7）．
(6) 静岡県掛川市（図１の I, 旧大須賀町）
内田（2002）は 1700 yBP の年代を持つ津波堆積物の可能性がある砂層を堤間湿地に堆積した泥層中か
ら報告した．この報告では誤差が示されていないが，仮に±50 年の誤差を与えて暦年較正すると，この砂層は 4 世紀から 5 世紀にかけて堆積したものと推定される．歴史地震には対応しないため，分類Ⅴに相当する．

- 97 -

2.6 津波堆積物の時代的分布
以上のデータを元に，南海トラフ・駿河トラフ・相模
トラフの沿岸から報告された津波堆積物のタイプ（分類Ⅰ～Ⅴ）と年代を図８に整理した．津波堆積物の年代に誤差が含まれているものはバーで誤差を含む年代を示した．誤差があきらかでないものは◆で年代を示した．

南海・駿河トラフ沿岸での再来間隔は 全ての地点のデータを総合した場合，津波堆積物の分布密度の高い期間については， 100～200 年となり，歴史地
震の再来間隔と調和的である．しかし，個々の地点で見ると，再来間隔は一般に不規則で，500 年を越えるなど歴史記録と大きく異なる場合もある．これは主には地層記録が不完全であるためと考えられる．相対的に規模の小さい津波は明瞭な堆積物を残さないで
2.6.1 津波堆積物の時代的偏りあろうし，津波堆積物が後年の侵食で失われることも
相模トラフ沿岸では，露頭とボーリングデータを併ある．
せると一万年に迫る期間のデータがある．それに対し，
相模トラフ沿いで津波堆積物の識別がかなり確実
南海トラフ・駿河トラフ沿岸ではほぼ 3000 年前以降にに行われている，8200-6900 cal BP の期間について限られている．
は，再来間隔は 150-300 年程度になる．また，データ
また，一般的に時代が遡るほど津波堆積物の報告が得られている全期間を見ても，一部の期間に侵食例が減少する．歴史記録の残る 684 年以降では，そなどの地層記録の欠如はあるが，ほぼ同様の間隔でれ以前の時代に比べて津波堆積物の報告例は場所， 津波堆積物（およびその可能性がある堆積物）が確
数ともに多い．調査地域全体のデータを総合すると，認されている．この再来間隔は，離水海岸地形が示
南海・駿河トラフでは歴史記録および考古学的に報す関東地震の再来間隔に比べて有意に短い．離水
告された地震のうち，6～9 割について対応する津波
海岸地形が侵食で失われることがあるのに対して，安堆積物が発見されている．しかし，個々の地点につい定した堆積が続く内湾に堆積した地層の方が保存ポてみると，ごく一部の歴史地震に対応する記録しか得
テンシャルが高く，より多くの地震イベントを記録するられていない．また，最近の事例である 1944 年東南のかもしれない．あるいは，房総半島南部では相模ト
海・1946 年南海地震による確実な津波堆積物の記録
ラフ以外で発生した津波も，堆積物を残す可能性もは未報告である．先史時代の津波に関しては，まだある．
情報が少なく，特に約 3000 年以前については情報が非常に限られている．
§3. 課題と展望
相模トラフ沿いの歴史地震（関東地震）については，
過去の海溝型地震の履歴を解明して将来の防災
1703 年と 1923 年の関東地震津波の堆積物が房総半に役立てるためには，どのような視点からの研究が必
島南西岸から報告されているに過ぎない（藤原ほか，
要かを検討する．上記の取りまとめを顧みると，藤原
2005a, b）．また，先史時代については，離水海岸地
ほか（2004）が指摘したように，1）津波堆積物の識別，形と対応する津波堆積物が，7300 cal BP から 2800
2）正確な年代決定，3）津波の特徴（震源，規模など）
cal BP の間に最大７枚報告されているのみである．まの推定，が重要な課題であることが改めて認識された，2800cal BP 以降，1703 年までの間については確る．
実な津波堆積物は識別されていない．
3.1 津波堆積物の識別2.6.2 津波堆積物の再来間隔
津波堆積物を台風などの荒天時の大波や高潮と上記のような時代的偏りのために，津波堆積物から識別することが，地層記録を用いた海溝型地震研究
海溝型地震の再来間隔を推定することはまだ難しい． の信頼性を保つために不可欠である．実際に，これ試行的に津波堆積物の再来間隔を従来報告されてまで報告された中には，歴史地震と一致しないイベン
いる海溝型地震の再来間隔と比較してみる．南海・ト堆積物があり，これらは高潮や台風による堆積物と駿河トラフ沿いの海溝型地震の再来間隔は，歴史記考えられる．
録に基づくと，おおよそ 90-150 年前後である．また，津波堆積物の識別については，2.3 の分類 III に述関東地震の再来間隔は，歴史と離水海岸地形（海岸
べたような堆積学的なモデルが構築されつつある．
段丘や浜堤）のデータからは，400 年前後（大正型）と国内外の歴史津波による堆積物を多数調査し，堆積2000 年前後（元禄型）とされる[宍倉(2003）]．
物の特徴と観測された波形などとの比較を積み重ね- 98 -

ることで，津波堆積物の識別基準が洗練されて行くであろう． こうした研究にとって，定方位で大容量の試料が採取できるジオスライサー[中田・島崎(1997)，原口ほか(1998)]は重要な技術である．
3.2 正確な年代決定
津波堆積物の堆積年代の推定は，海溝型地震の再来間隔の解析にとって最重要な問題である．しかし，年代測定の中心的方法である 14C 年代に関しては，藤原ほか（2004）が述べたように解決すべき幾つかの課題がある．地震の時期を正確に示す試料の取得と，海洋リザーバ効果の適切な補正が特に重要である．より正確な年代推定のためには，古地磁気層序などの他の年代推定法も併用していくことが必要である．
3.3 津波の特徴の推定
津波の遡上範囲や破壊力などを推定することが，津波による被害を想定するために重要である．前者については，津波堆積物の末端が内陸へどのくらい広がっているかを詳しく調査する必要がある．こうした調査は，沿岸湿地が広く分布する北海道で良く行われ，遡上範囲[Nanayama et al.(2003)など]だけでなく，遡上高[平川ほか(2005)など]が復元された．さらに，復元された遡上範囲を津波の数値計算と組み合わせて浸水履歴が復元された[産業技術総合研究所(2004)]．西南日本では低沿岸低地が狭いので，遡上範囲の追跡は困難である．しかし，津波堆積物が遡上した海岸段丘や浜堤などの最高標高を計ることで，遡上高（最低近似）を推定することはある程度可能であろう．
津波による破壊力などについては，津波で侵食された物質の量や運搬距離などが良い指標となる[今村(2001)など]．例えば，土砂の運搬料と津波規模との関連が 1854 年安政東海地震津波を例に検討されている[浅井ほか(1998）]．
津波の波源の推定には，海岸での波高分布が重要な情報となる．海岸での津波の高さは，波源との位置関係や，伝搬ルートにある海岸・海底の地形に大きく影響される．例えば，半島や岬のような海に突き出した地形では，波源に面した側と陰になる側とでは波高分布が大きく異なる．津波の数値計算とリンクして，波高分布を説明するような波源の位置や規模の解析を行うことも今後の課題である．
波源が推定できれば，どの海域で震源の破壊が起こったか，すなわちそれが南海地震・東南海地震・東海地震・関東地震のいずれであるかを区別し，個々の地震の再来間隔を堆積物から復元することも不可能ではないだろう．また，南海地震・東南海地震・東海地震はしばしば連動して発生する．津波堆積物の分布からどの震源域が連動したかなどを推定できるかもしれない．こうした研究には，津波堆積物のデータが殆ど得られていない駿河湾沿岸や九州沿岸についてもデータを取得する必要がある．
関東地震では，元禄型と大正型で沿岸の波高分
布が大きく異なり，元禄型では大正型に比べて外房海岸での波高が大きかった[渡辺(1998）]．元禄型・大正型の違いを堆積物から識別するには，内房側からだけでなく外房側の津波堆積物のデータを取得することが重要である．
さらに，北海道太平洋岸で行われたように[Nanayama et al.(2003)，Sawai et al.(2004)]，地形や地層記録が示す地殻上下変動のデータを，津波堆積物が示す遡上範囲などとリンクさせて断層モデルを構築することも重要な課題である.
謝辞
東京大学地震研究所の都司嘉宣助教授には年代測定試料についての問い合わせに快くお答え頂いたことを感謝いたします．
文 献
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- 102 -

図１ これまでに南海トラフ・駿河トラフ・相模トラフ沿岸から津波堆積物が報告された場所と主な文献

表１ 推定根拠に基づく津波堆積物の分類
分類
I
II
III
IV
V

目撃証言・文書記録に基づき津波堆積物であることが確実なもの
歴史記録上の津波と年代的に一致するもの
堆積学的もしくは古生物学的な津波堆積物の特徴を備えているもの
地震性地殻変動をともなうもの
I〜IV に該当しないが津波による可能性のあるイベント堆積物- 103 -

- 104 -静岡県新居町
静岡県大須賀町
静岡県南伊豆町入間
静岡県伊東市宇佐美
神奈川県逗子市
神奈川県三浦市

千葉県館山市

H
I
J
K
L
M

N

II
V
I
II
IV・V
IV・V
III・IV・V
I・II

II

II・V

II・V

静岡県湖西市白須賀

静岡県浜名湖

II・V
II
II・V
II・V
V

分類

高知県須崎市糺ヶ池
和歌山県友ヶ島深蛇池
三重県尾鷲市須賀利浦大池
三重県紀伊長島町諏訪池
三重県鳥羽市相差町

G

A
B
C
D
E
F

場所

PC
GS
BC
VC

トレンチ？
遺跡
BC
露頭
遺跡
BC
BC
露頭・BC
GS

PC
GS
PC
PC
GS
BC
遺跡・ＧＳ
VC

観察方法

ピストンコアジオスライサーボーリングコアバイブロコアsandorganic sandmuddy deposit
soil
mud
mud
mud
sand

silt-sandy silt
soil-clay
silt
不明
silt
mud
mud-fssand

平常時堆積物- 104 -

peat
clean sandsandy deposit
gravel, sandgravel, sand, mud clast
gravel, sandgravel, sandgravel, sandgravel, sand

sand
ms-cs
fine sandsand
vfs-gravelly vcs
sandfine sandgravel, wood/shell fragment

津波堆積物

2
1
1
1
3
4
7
32
2

0
0
1
0
2
4
7
32
0

5
0
8
2-4
11
0
0-2
2

時代

(最大)

7
4
10
7
11
3
8
5

先史

枚数

津波記録

2
1
0
1
1
0
0
0
2
*

2
4
2*
3-5*
0
3
6-8*
3

地震

歴史

文献

13 世紀の歴史記録のない地震含む

西仲ほか（1996）
西仲ほか（1996）
内田（2002）
浅井ほか（1998）
藤原ほか（2005b）
藤原ほか（1999）
藤原ほか（1999）
藤原・鎌滝（2003）；藤原ほか（2005a）
藤原ほか（2005a）

岡村ほか（1997，2000）；佃ほか（1999）
七山ほか（2000，2001，2002）
都司ほか（2001，2002）
都司ほか（2002）
岡橋ほか（2001，2002）；三田村ほか（2001）；Okahashi et al. (2005)
西仲ほか（1996）；熊谷（1999）
熊谷（1999）；高田ほか（2002a, b）
都司ほか（1998）；岡村ほか（2000）

表２ 津波堆積物の分類，観察方法，特徴，歴史地震との対比

表３ 既存 14C 年代データの暦年補正値（Calib 5.01 による）
locality

conventional(1σ, yBP)

calibrated age(2σ, cal BP)

sample1260±501710±402030±502160±402490±60
1890±501470±50
1980±502160±502430±50

1200-1260
1565-1629
1950-1997
2123-2155
2086-2258
1822-1869
1330-1381
1485-1600
1697-1812
2360-2488
2154-2212(0.48)
2222-2271(0.40)
2742-2752
1263-1288
1418-1469
1824-1874
1924-1988
1366-1407
1508-1540
1702-1741
2119-2153
2119-2153
1536-1572
2119-2153
2357-2460
2636-2698
651-666
921-933
1220-1264
1694-1738
1875-1904
1991-2055
2488-2553 (0.42)
2556-2618 (0.31)

plant
plant
plant
plant
shell
plant
plant
shell
shell
plant

2350±402344-2354

plant?

2420±40

2359-2466

plant?

西仲ほか（1996）

3007±305437±35798±283326±315796±355951±351085±251705±251520±251685±251630±253655±305785±306040±306300±306400±30760±50930±50590±60820±603420±903850±80111±533201-3260
6212-6244
690-7283554-3586
6597-6653
6742-6794
960-987
1562-1626
1374-1411
1545-1613
1520-1549
3959-3989
6551-6638
6858-6939
7172-7222
7274-7332
350-459495-557
185-282431-4933242-3354
3726-3873
61-119

plant
plant
plant
cone
plant
plant
plant
plant
plant
plant
plant
plant
plant
plant
plant
plant
shell
shell
shell
shell
shell
shell
plant

内田（2002）1700±50*

1514-1729

plant?

reference

core

SS-25

佃ほか（1999）
高知県
須崎市
糺ヶ池

SS-29

2210±50

SS-25
岡村ほか（2000）
SS-29

OIK00-1
三重県
尾鷲市
須賀利
大池

都司ほか（2002）

OIK00-2

2610±601320±501600±40
1900±50
2000±501510±501610±501800±502150±402150±401670±402150±402410±402460±50670±401000±401270±401790±401950±402060±502480±40

三重県
紀伊
長島町
諏訪池
A
三田村ほか（2001）
B
三重県
鳥羽市
相差町
Okahashi et al.
(2005)A6

HAM98-6
静岡県
浜名湖

静岡県
掛川市
（旧大須
賀町）

都司ほか（1998）
HAM98-8depth (m)lab. code

plant
plant
plant
plant
plant
plant
plant
plant
plant
plant
plant
plant?
plant?
plant?
plant?
plant?
plant?
plant?
plant?
plant?
plant?
plant?

243
337
197
308
396
496
105
128
130
136
140
193
276
351
366
370

NUTA-2077
NUTA-2078
NUTA-2085
NUTA-2083
NUTA-2086
NUTA-2084
NUTA2-5314
NUTA2-5315
NUTA2-5316
NUTA2-5317
NUTA2-5318
NUTA2-5319
NUTA2-5323
NUTA2-5324
NUTA2-5325
NUTA2-5326*年代誤差が記載されていないため、仮に±50 と仮定- 105 -

図２ 高知県須崎市糺ヶ池でピストンコアラーにより採取された津波堆積物の年代．（岡村ほか，2000 を改変）

図３ 三重県尾鷲市須賀利浦大池でピストンコアラーにより採取された津波堆積物の年代（都司ほか，2002 を改
変）- 106 -

図４ 三重県紀伊長島町諏訪池でピストンコアにより採取された津波堆積物の年代．（都司ほか，2002 に基づき作成）．年代測定試料はすべて植物片と仮定し暦年較正を行った．

図５ 三重県鳥羽市相差町でジオスライサーにより採取された津波堆積物の年代（三田村ほか，2001；Okahashi
et al. 2005 を改変）

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図６ 静岡県浜名湖でバイブロコアラーにより採取された津波堆積物の年代（都司ほか，1998 を改変）

図７ 静岡県浜名湖で地表からの掘削（トレンチ）により確認された津波堆積物の年代（西仲，1996 に基づき作成）- 108 -

図８ 南海トラフ・駿河トラフ・相模トラフ沿岸から報告された津波堆積物の年代．縦線は各地点で得られている津波堆積物も含めた堆積物全体の年代．個々の津波
堆積物の年代は◆，◇もしくはバーで示す．津波堆積物の分類は表１参照．

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