富士川河口断層帯の長期評価の一部改訂について
平成 22 年 10 月 20 日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

地震調査研究推進本部は、「地震調査研究の推進について －地震に関する観測、測量、調査及び研究の推進についての総合的かつ基本的な施策－」（平成 11 年４月 23 日）を決定し、この中において、「全国を概観した地震動予測地図」の作成を当面推進すべき地震調査研究の主要な課題とし、また「陸域の浅い地震、あるいは、海溝型地震の発生可能性の長期的な確率評価を行う」とした。
地震調査委員会では、この決定を踏まえつつ、平成 17 年４月までに陸域の活断層として、98 断層帯の長期評価を行い公表した。
富士川河口断層帯の評価は平成 10 年 10 月 14 日に公表しているが、その後、最近の調査結果により、活動履歴などに関する新たな知見が得られたことから、これを基に評価の見直しを行い、一部改訂版としてとりまとめた。また、評価の新旧対比表を付録として巻末に示した。
評価に用いられたデータは量及び質において一様でなく、そのためにそれぞれの評価の結果についても精粗がある。このため、評価結果の各項目について信頼度を付与している。

平成 22 年 10 月 20 日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

富士川河口断層帯の評価（一部改訂）

富士川（ふじかわ）河口断層帯は、富士山の南西山麓から静岡県東部の駿河湾奥に流れ込む富士川の河口付近にかけて、ほぼ南北に延びる活断層帯である。ここでは、
平成７年度に静岡県、地質調査所（現：産業技術総合研究所）及び平成 18 年度に産業技術総合研究所によって行われた調査をはじめ、これまでに行われた調査研究成果に基づいて、この断層帯の諸特性を次のように評価した。※
１．断層帯の位置及び形態
富士川河口断層帯は、静岡県富士宮市（旧富士宮市および旧富士郡芝川町）から、富士市（旧庵原（いはら）郡富士川町）を経て静岡市清水区（旧庵原郡由比町および旧同郡蒲原町）に至る断層帯である（図１－１、図１－２及び図２）。長さは約 26 km
以上で、概ね南北方向に延びており、断層の西側が東側に対して相対的に隆起する逆断層である（図２及び表１）。ただし、本断層帯は、南方海域に延長していると推定され、北方にも延長していく可能性がある。
２．断層帯の過去の活動
富士川河口断層帯の平均的な上下方向のずれの速度は、約７m／千年と推定される。
富士川河口断層帯は、フィリピン海プレートと陸のプレートの境界付近に位置し、
駿河トラフで発生した海溝型地震に伴って活動してきたと推定される。しかし、地表
地質調査では、１回のずれの量が明らかになっていない。また、本断層帯から離れた
浮島ヶ原地区で認められた堆積物の急激な変化が本断層帯の活動を表しているかど
うかについても明らかになっていない。このため、富士川河口断層帯が活動した際の地殻変動をどう考えるかにより、過去の活動時期について次の２つの場合が考えられる。
・ケース a
本断層帯の最新活動時期は 13 世紀後半以後、18 世紀前半以前であった可能性があり、平均活動間隔は約 150－300 年であった可能性がある（表１）。また、野外調査か
ら直接得られたデータではないが、平均的なずれの速度と平均活動間隔に基づくと、
本断層帯近傍の地表面では、その活動時に西側が東側に対して相対的に１－２ｍ程度隆起した可能性がある。
※

富士川河口断層帯については、地震調査研究推進本部地震調査委員会（1998）により、それまで行われていた調査研究に基づいた長期評価が公表されているが、産業技術総合研究所（2007）などによって新しい知見が得られたことから、今回再評価を行った。
1

・ケース b
本断層帯の最新活動時期は６世紀以後、９世紀以前、もしくはそれ以後であった可能性があり、平均活動間隔は約１千３百－１千６百年の可能性がある（表１）。また、野外調査から直接得られたデータではないが、平均的なずれの速度と平均活動間隔に基づくと、本断層帯近傍の地表面では、その活動時に西側が東側に対して相対的に10m 程度隆起した可能性がある。
富士川河口断層帯の平均活動間隔は、ケース a、b に示された値をそれぞれ下限、上限とする範囲内の値である可能性もある。
なお、富士川河口断層帯は、駿河トラフで発生した海溝型地震とは独立して活動してきた可能性もある。
このように考えた場合、本断層帯の最新活動時期は６世紀以後、９世紀以前、もしくはそれ以後であった可能性があり、平均活動間隔は約１千３百－１千６百年、もしくはそれよりも短い可能性がある（表１）。また、野外調査から直接得られたデータではないが、断層の長さに基づくと、その活動時に断層帯の西側が東側に対して相対的に数 m 程度隆起した可能性がある。ただし、断層長から求められた１回のずれ量と、平均的なずれの速度および平均活動間隔から求められた値とが整合していないことに留意する必要がある。
３．断層帯の将来の活動
過去の活動に基づくと、富士川河口断層帯は、駿河トラフで発生する海溝型地震と連動して同時に活動すると推定される。この場合、海溝型地震と合わせてマグニチュ
ード８程度の地震が発生する可能性がある。
・ケース a
断層近傍の地表面では、西側が東側に対して相対的に１－２m 程度高まる段差や撓（たわ）みが生じる可能性がある（表１）。また、浮島ヶ原地区周辺では沈降が生じると考えられる。
本断層帯では、活動時期が十分特定できていないことから、通常の活断層評価とは異なる手法により地震発生の長期確率を求めている。そのため信頼度は低いが、将来
このような地震が発生する長期確率は表２に示すとおりとなり、本断層帯は、今後30 年の間に地震が発生する可能性が、我が国の主な活断層の中では高いグループに属することになる（注１、２、３）。
・ケース b断層近傍の地表面では、西側が東側に対して相対的に 10m 程度高まる段差や撓（たわ）みが生じる可能性がある（表１）。
本断層帯の最新活動後の経過率及び将来このような地震が発生する長期確率は、表2２に示すとおりとなる。本評価で得られた将来の地震発生確率には幅があるが、その最大値をとると、本断層帯は、今後 30 年の間に地震が発生する可能性が、我が国の主な活断層の中では高いグループに属することになる（注２、３）。
過去の活動と同様に、本断層帯の平均活動間隔は、ケース a、b に示された値をそ
れぞれ下限、上限とする範囲内の値である可能性もある。この場合、最新活動時期や平均活動間隔によって、１回のずれの量や経過率、長期確率が変わることに留意する必要がある。
なお、上述した２つのケースの他に、陸上部で認められている断層が単独で活動する可能性もある。この場合、マグニチュード 7.2 程度の地震が発生する可能性がある。
その際、断層近傍の地表面では、西側が東側に対して相対的に数 m 程度高まる段差や撓（たわ）みが生じる可能性がある。
４．今後に向けて
富士川河口断層帯は、陸上の活断層として考えた場合、平均的なずれの速度が非常に大きい特異な断層帯である。また、本断層帯では、安政東海地震（1854 年）をはじめとする過去の東海地震発生時に、地表に明瞭なずれが生じた記録はないものの、
過去の東海地震と同時に活動した可能性が考えられる。したがって、近い将来の発生が懸念されている想定東海地震と同時に活動する可能性があると考えられる。
しかし、富士川河口断層帯と想定東海地震の連動可能性に関する検討は未だ十分とはいえず、連動した際の地震像は明確になっていない。このため、駿河湾周辺で発生する地震像の総合的な理解を進めるとともに、本断層帯のようなプレート境界から派生し海溝型地震に伴って活動すると考えられる活断層の評価方法について検討する必要がある。
また、本断層帯に関する調査資料は現状において質、量とも必ずしも十分であるとは言えず、今後は断層の過去の活動や位置・形状を明らかにするための調査を実施する必要がある。

3

さいたま
東京

千葉

甲府
横浜

静岡

富士川河口断層帯

図１-１ 富士川河口断層帯の概略位置図（長方形は図２の範囲）

さいたま
想定東海地震の震源域

東京

千葉

甲府
横浜

静岡

富士川河口断層帯

駿河トラフ
図１-２

富士川河口断層帯の概略位置と中央防災会議（2001）による想定東海地震の震源域

410 km35°20’

I

I

0

I

I

I

I
I

富

I

I

I

I

I

I

I

I

I

I

I

I

安居山断層

I

I

I

I

I

I I

II

I

I
I

I

I

川
富士宮市

I
I

大宮断層

I

I

I

I

I

I

I

I

I

I

I

4

I

I

10

河

I

I

I

I I

8

I

9

1

I

2
3

I
I

芝川断層

士

I

口

I

I

11

5

6

I

I
I

7

I

富

I
I

I
I

I

I

15

層
帯

川
A D
F

I

駿

河

138°30’

図２

湾

I

E

B

I

I

C

13
14

35°10’

士

I

静岡市

入山瀬断層

I

12

中山断層

I

入山断層

富士市 断

138°45’富士川河口断層帯の位置と主な調査地点
１：青木地点 ２：青見北地点 ３：青見南地点 ４：山本地点
６：旭町地点 ７：松岡地点
８：羽行地点
９：大久保地点
11：泉水地点 12：室野地点
13：阿僧地点
14：由比地点
Ａ－Ｃ：反射法弾性波探査測線 Ａ：文献６ Ｂ、Ｃ：文献７
Ｄ－Ｆ：音波探査測線（文献７）：断層帯の北端と南端断層の位置は文献４、５、７に基づく．
基図は国土地理院発行数値地図200000「甲府」「静岡」を使用．

5

５：滝戸地点10：羽鮒地点
15：浮島ヶ原地区

表１
項

目

富士川河口断層帯の特性
特

信頼度
（注４）

性

根
拠
（注５）

１．断層帯の位置・形態(1) 断 層 帯 を構成する断
層(2) 断 層 帯 の位置･形状

入山瀬（いりやませ）断層、大宮断層、安居山（あごやま）断層、入山（いりやま）断層、芝川断層など
地表における断層帯の位置・形状
断層帯の位置（北端）北緯 35°18′東経 138°36′（南端）北緯 35°04′東経 138°35′
長さ
約 26 km 以上
地下における断層面の位置・形状
長さ及び上端の位置
地表での長さ・位置と同じ
上端の深さ
０km
一般走向
Ｎ－Ｓ

傾斜
西傾斜

文献３による。

△△○

文献９などによる。
○

△

幅
不明

6

上端の深さが 0km であることから推定。

◎◎(3) 断 層 の ず 西側隆起の逆断層
れの向きと （大宮断層は南西側隆起の正断層）
種類

文献５、７による。位置及び長さは図２から計測。

◎

一般走向は断層の両端を結んだ方向（図２参照）。
傾斜は、文献８に示された地質構造、変位地形から推定。
フィリピン海プレート上面の深さは 10km 程度。
文献９などによる。

２．断層帯の過去の活動(1) 平 均 的 な
ずれの速度

約７m／千年（上下成分）(2) 過 去 の 活 ケース a
動時期
活動１（最新活動）
13 世紀後半以後、18 世紀前半以前
活動２、３（１つ前、２つ前の活動）
９世紀前半以後
活動４、５、６（３つ前、４つ前、５つ前の活動）
５世紀前半以後、８世紀前半以前
ケース b
活動１（最新活動）
６世紀以後、９世紀以前、もしくはそれ
以後
活動２（１つ前の活動）
約３千２百年前以後、約２千９百年前以前
活動３（２つ前の活動）
約４千８百年前以後、約４千年前以前
活動４（３つ前の活動）
約５千６百年前以後、約４千９百年前以前
活動５（４つ前の活動）
約７千２百年前以後、約６千３百年前以前
活動６（５つ前の活動）
約９千１百年前以後、約８千年前以前（駿河トラフで発生した海溝型地震とは独立して陸上の活断層部分が活動した可能性もある。この場合の過去の活動時期
は、ケース b と同じ）

7○

文献８、９などによる。

文献１による。
△△△

文献７、10 などによる。
△

○

△
△

△

○

(3) １ 回 の ず ケース a
れの量と平 1 回のずれの量
均活動間隔１－２m 程度（上下成分）△

平均的なずれの速度と活動間隔から推定。

△

過去６回の活動時期か
ら推定。

ケース b
1 回のずれの量
10m 程度（上下成分）△

平均的なずれの速度と活動間隔から推定。

平均活動間隔約１千３百－１千６百年△

過去６回の活動時期から推定。

平均活動間隔約 150－300 年（1 回のずれ量と平均活動間隔は、ケースa および b に示された値をそれぞれ上限・下限とした範囲の値をとる可能性もある）（駿河トラフで発生した海溝型地震とは独立して陸上の活断層部分が活動した可能性もある。この場合の平均活動間隔は
ケース b と同じ。また、１回のずれの量は、数 m 程度）
(4) 過 去 の 活 駿河トラフで発生する地震と同時に活動
動区間（駿河トラフで発生した海溝型地震とは独立して陸上の活断層部分が活動した可能性もある）

8

説明文２．２．（３）参照○プレート境界との位置関係等から推定。

３．断層帯の将来の活動(1)将来の活活動区間
動区間及び断層帯全体が同時に活動
活動時の地（駿河トラフで発生する地震と同時に
震の規模
活動する）
地震の規模
マグニチュード 8.0 程度○

断層の位置関係・形状等から推定。

△

説明文２．３．（１）参
照

ケース a
ずれの量
１－２ m 程度（上下成分）△

過去の活動から推定。

ケース b
ずれの量
10m 程度（上下成分）△

過去の活動から推定。

（過去の活動と同様、各ケースに示された値を上限・下限とする範囲の値をとる可能性もある）（駿河トラフで発生する海溝型地震とは独立して陸上の活断層部分が活動する可能性もある。この場合の将来の活動は、地震の規模
マグニチュード 7.2 程度
ずれの量
数 m 程度（上下成分） ）

9

表２
項

富士川河口断層帯の将来の地震発生確率等

目

ケース a
地震後経過率（注８）
今後 30 年以内の地震発生確率
今後 50 年以内の地震発生確率
今後 100 年以内の地震発生確率
今後 300 年以内の地震発生確率
ケース b
地震後経過率（注８）

将来の地震発生確率等
（注６）

信頼度
（注７）

備

考

0.9－2 より大10％－18％20％－30％30％－50％60％－90％ｄ

発生確率は文献２
による。

0.7－1.2，もしくはそれ以下

今後 30 年以内の地震発生確率
今後 50 年以内の地震発生確率
今後 100 年以内の地震発生確率
今後 300 年以内の地震発生確率２％－11％，もしくはそれ以下
３％－20％，もしくはそれ以下
７％－30％，もしくはそれ以下
30％－70％，もしくはそれ以下

集積確率（注９）８％－80％，もしくはそれ以下

c

発生確率及び集積
確率は文献２による。

注１： 富士川河口断層帯では、ケースａの場合、最新活動時期は 13 世紀後半以後、18 世紀前半以前、
もしくはそれ以後と求められている。しかし、最新活動時期からの経過時間が平均活動間隔の２倍を超えているため、通常の活断層評価で用いている更新過程（地震の発生確率が時間とともに変動するモデル）により地震発生の確率を求めることができない。地震調査研究推進本部
地震調査委員会（2001）は、このような更新過程が適用できない場合には、特殊な更新過程であるポアソン過程（地震の発生時期に規則性を考えないモデル）を適用せざるを得ないとしていることから、ここでは、ポアソン過程を適用して断層帯の将来の地震発生確率を求めた。しかし、ポアソン過程を用いた場合、地震発生の確率はいつの時点でも同じ値となり、本来時間とともに変化する確率の「平均的なもの」になっていることに注意する必要がある。
なお、グループ分けは、通常の手法を用いた場合の我が国の主な活断層のグループ分け（注２参照）と同じしきい値（推定値）を使用して行った。
注２：地震調査委員会の活断層評価では、将来の活動区間が単独で活動した場合の今後 30 年間の地震発生確率について、次のような相対的な評価を盛り込むこととしている。
今後 30 年間の地震発生確率（最大値）が３%以上の場合：「本断層帯は、今後 30 年の間に地震が発生する可能性が、我が国の主な活断層の中では高いグループに属することになる」
今後 30 年間の地震発生確率（最大値）が 0.1%以上－３%未満の場合：「本断層帯は、今後 30 年の間に地震が発生する可能性が、我が国の主な活断層の中ではやや高いグループに属することになる」
なお、2005 年４月時点でひととおり評価を終えた 98 の主要活断層帯のうち、最新活動時期が判明しており、通常の活断層評価で用いている更新過程（地震の発生確率が時間とともに変動するモデル）により地震発生の長期確率を求めたものについては、将来の活動区間が単独で活動した場合の今後 30 年間に地震が発生する確率の割合は以下のとおりとなっている。
30 年確率の最大値が 0.1%未満 ： 約半数

10

30 年確率の最大値が 0.1%以上－３%未満 ： 約 1/4
30 年確率の最大値が３%以上 ： 約 1/4（いずれも 2005 年４月時点での算定。
確率の評価値に幅がある場合はその最大値を採用。
）
注３：1995 年兵庫県南部地震、1858 年飛越地震及び 1847 年善光寺地震の地震発生直前における 30
年確率と集積確率は以下のとおりである。
地震名

地震発生直前の 地震発生直前の 断層の平均活動
30 年確率 （%） 集積確率 （%） 間隔 （千年）

活動した活断層

1995 年兵庫県南部地震 六甲・淡路島断層帯主部（Ｍ7.3）
淡路島西岸区間「野島断層を含む区間」（兵庫県）

0.02%－8%

0.06%－80%

約 1.7－約 3.5

1858 年飛越地震（Ｍ7.0－7.1）

跡津川断層帯（岐阜県・富山県）

ほぼ 0%－13%

ほぼ 0%－
90%より大約 1.7－約 3.6

1847 年善光寺地震（Ｍ7.4）

長野盆地西縁断層帯（長野県）

ほぼ 0%－20%

ほぼ 0%－
90%より大約 0.8－約 2.5「長期的な地震発生確率の評価手法について」（地震調査研究推進本部地震調査委員会，2001）に示されているように、地震発生確率は前回の地震後、十分長い時間が経過しても 100％とはならない。その最大値は平均活動間隔に依存し、平均活動間隔が長いほど最大値は小さくなる。
30 年確率の最大値は平均活動間隔が１千３百年の場合は 18％程度である。
注４：信頼度は、特性欄に記載されたデータの相対的な信頼性を表すもので、記号の意味は次のとおり。
◎：高い、○：中程度、△：低い
注５：文献については、本文末尾に示す以下の文献。
文献１：藤原ほか（2007）
文献２：地震調査研究推進本部地震調査委員会（2001）
文献３：活断層研究会編（1991）
文献４：中田・今泉編（2002）
文献５：中田ほか（2000）
文献６：下川ほか（1996）
文献７：静岡県総務部地震対策課（1996）
文献８：山崎（1979）
文献９：Yamazaki（1992）
文献 10：Yamazaki et al.（2002）
注６：評価時点はすべて 2010 年１月１日現在。なお、計算にあたって用いた平均活動間隔、最新活動
時期の信頼度は低い（△）ことに留意されたい。
注７：地震後経過率、発生確率及び現在までの集積確率（以下､発生確率等）の信頼度は、評価に用いた信頼できるデータの充足性から、評価の確からしさを相対的にランク分けしたもので、a か
ら d の４段階で表す。各ランクの一般的な意味は次のとおりである。
a：（信頼度が）高い

b：中程度

c：やや低いd：低い

発生確率等の評価の信頼度は、これらを求めるために使用した過去の活動に関するデータの信頼度に依存する。信頼度ランクの具体的な意味は以下のとおりである。分類の詳細については付表を参照のこと。なお、発生確率等の評価の信頼度は、地震発生の切迫度を表すのではなく、発生確率等の値の確からしさを表すことに注意する必要がある。

11

発生確率等の評価の信頼度
ａ：過去の地震に関する信頼できるデータの充足度が比較的高く、これを用いて求めた発生確率等の値の信頼性が高い。
ｂ：過去の地震に関する信頼できるデータの充足度が中程度で、これを用いて求めた発生確率等の値の信頼性が中程度。
ｃ：過去の地震に関する信頼できるデータの充足度が低く、これを用いて求めた発生確率
等の値の信頼性がやや低い。
ｄ：過去の地震に関する信頼できるデータの充足度が非常に低く、これを用いて求めた発生確率等の値の信頼性が低い。このため、今後の新しい知見により値が大きく変わる
可能性が高い。または、最新活動時期のデータが得られていないため、現時点における確率値が推定できず、単に長期間の平均値を確率としている。
注８：最新活動（地震発生）時期から評価時点までの経過時間を、平均活動間隔で割った値。最新の地震発生時期から評価時点までの経過時間が、平均活動間隔に達すると 1.0 となる。今回の評価
した数字のうち、ケース a の 0.9 は 260 年を 300 年で割った値である。また、ケース b の 0.7 は1110 年を 1600 年で割った値であり、1.2 は 1510 年を 1300 年で割った値である。
注９：前回の地震発生から評価時点までに地震が発生しているはずの確率。

12

（説明）
１．富士川河口断層帯に関するこれまでの主な調査研究
富士川（ふじかわ）河口部の断層群の存在を最初に指摘したのは、井上（1934）である。井上（1934）は、富士川河口部の山地・丘陵地域の地形と地質層序を調査して、南北性の断層群の存在を指摘し、それらを地質図上に図示した。その後、大塚（1938）は入山衝上断層を詳細に記載
し、それが高角逆断層であり、かつ左横ずれ成分を持っていることを指摘した。
津屋（1940a，b）は、井上（1934）が同一と考えていた蒲原（かんばら）・星山・羽鮒（はぶな）
丘陵に分布する集塊岩を岩淵火山岩類と富士山起源の集塊質泥流堆積物（古富士泥流堆積物）に分け、後者の分布高度が羽鮒・星山丘陵上と富士山南西麓斜面との間で大きく異なる（下流側が高い）ことから、大宮断層（潤井川沿い）、入山瀬断層、安居山断層が存在することを指摘した。
戦後、火山体の成長に伴う荷重沈下を研究していた鈴木（1968）は、津屋（1940a，b）の大宮断層が富士山を中心とする円弧状の形態を示し、かつ富士山側が低下していることから、この断層を、火山体の荷重沈下を調整するためその周縁に形成された重力性の正断層と考えた。
1970 年代後半、東海地震に対する関心の高まりの中で、羽田野（1977）は、1854 年の安政東海地震の際に富士川河口域に生じた２つの地震山（大森，1920）が潜在する西傾斜の逆断層の動きの表現であるとして、大宮断層・入山瀬断層やその南延長の駿河トラフ西縁のスラストは、全体として伊豆・小笠原弧と本州弧の境をなす活動的な大構造線であると考えた。
山崎（1979）は、古富士泥流の細分・編年と富士川河口部の完新統の変形などを手掛かりに、
この地域の活断層の特徴を記載して、この断層帯のプレート境界部の断層としての性格を明らかにした。その報告で津屋（1940a, b）の大宮断層を北部の逆断層と南部の正断層にわけて、安居山
断層と大宮断層を再定義した。そして、大宮断層は雁行する南北性の２本の逆断層（入山瀬断層と安居山断層）を繋ぐ正断層であると解釈した。
また、地質調査所（1988）、国土地理院（2003）、山元ほか（2007）は、火山地質学的な立場から、富士火山の火山活動によって形成された地形および噴出物の分布や形成史をまとめている。
地質調査所（現：産業技術総合研究所）は、富士川河口断層帯の東列の入山瀬断層、大宮断層、
安居山断層について、断層活動履歴の解明を目的として、平成７年度にトレンチ調査、ボーリン
グ調査、反射法弾性波探査等からなる活断層調査を実施している（下川ほか，1996）。静岡県総務部地震対策課（1996）も、平成７年度に断層帯西列の入山断層と芝川断層等について、同様の活断層調査を実施している。山崎ほか（1998）および Yamazaki et al. (2002)は、入山瀬断層について、断層活動履歴の解明を目的としてボーリング調査を実施している。産業技術総合研究所（2007）は、活動履歴を明らかにすることを目的として、断層周辺のボーリング調査、トレンチ調査を実施している。このほか最近、本断層帯の沈降側に位置する浮島ヶ原において、地層中に記録された過去数千年間の沈水現象のくり返しが検出され、本断層帯の活動との関係が検討されている（藤原ほか，2007，2008、小松原ほか，2007）。
本断層帯及び周辺の断層の位置等を示したものとしては、活断層研究会編（1991）、中田ほか（2000）、池田ほか編（2002）、中田・今泉編（2002）などがある。
２．富士川河口断層帯の評価結果
本断層帯は、主に、富士川河口付近から北に延びる東列の断層帯と、その西方の静岡市清水区（旧庵原郡由比町）付近から北に延びる西列の断層帯とから成り立っている。東列は入山瀬（い13りやませ）断層、大宮断層及び安居山（あごやま）断層からなる。西列は入山（いりやま）断層、
芝川断層からなる。両者の間には、北部（安居山断層と芝川断層）で３km 未満、南部（入山瀬
断層と入山断層）で約６km の隔たりが存在するが、後述するように、東列、西列いずれの断層帯も西側に傾き下がる断層であり、両者は地下で収斂すると推定されることから、ここでは全体が１つの起震断層を構成すると判断して評価を行った。
２．１

富士川河口断層帯の位置及び形態（１）富士川河口断層帯を構成する断層
富士川河口断層帯は、静岡県富士宮市（旧富士宮市および富士郡芝川町）から、富士市（旧庵原郡富士川町）を経て静岡市清水区（旧庵原郡由比町および旧同郡蒲原町）へ至る断層帯である（図２）。
本断層帯は芝川断層、安居山断層、大宮断層、入山断層、入山瀬断層などから構成される。
本断層帯を構成する各断層の位置は、中田ほか（2000）、中田・今泉編（2002）などに示されている。活断層研究会編（1991）では、西列の入山断層と芝川断層は、富士川を境に別の名称がつけられているが、東列の安居山断層の南端部が分岐して西列の入山断層の北端部へと連続する可能性も指摘されている（中田ほか、2000）。また、海上保安庁水路部（1978）は、駿河湾北部に分布する、富士川河口断層帯の延長部と思われる海底活断層を図示している。静岡県総務部地震対策課（1996）は、海上保安庁水路部（1978）の資料を根拠に、入山断層の海域部分の長さを５km 程度としている。ここでは、各断層の位置は中田・今泉編（2002）、中田ほか（2000）、静岡県総務部地震対策課（1996）の資料を、各断層の名称は活断層研究会編（1991）の資料を、それぞれ根拠とした。
なお、活断層研究会編（1991）には、東列と西列の断層帯に挟まれた蒲原丘陵内に、北東－南
西方向に延びる長さ約３km の中山断層が示されている。また、活断層研究会編（1991）には、
蒲原丘陵南東部に南北に延びる長さ約２km の善福寺断層も示されているが、中田ほか（2000）にはこの断層は図示されていない。このほか、中田ほか（2000）、池田ほか編（2002）では、安居山断層と芝川断層の間に長さ２－３km の断層が数本示されている。
さらに、中田・今泉編（2002）
は、入山断層の南西の由比トンネル付近に長さ約 1.5km の断層を認めている。これらの断層は、単独では長さが 10km に満たないが、周囲の断層から５km 以内に分布することから、松田（1990）の起震断層の定義に従い、富士川河口断層帯に含めて評価することとした。
なお、中田ほか（2009）は、海上保安庁が取得した音響測深データから等深線図を作成している。そして、駿河湾北部ではほぼ南北に延びる急峻で直線的な東向きの海溝斜面が南海トラフの北端部の底から連なりその基部に活断層が発達すること、この急斜面が湾奥では北西に走向を変えて陸上の活動度の低い入山断層に向かって延びていること、湾奥の大陸斜面上には南北方向の撓曲状の変形が認められ安政東海地震の際に出現した「蒲原地震山」や入山瀬断層に向かって海底活断層が分岐していることを報告している。
（２）断層面の位置・形状
富士川河口断層帯の南端は、海上保安庁水路部（1978）によって図示され、静岡県総務部地震対策課（1996）によって陸域の断層との連続性が確認された海域の活断層の南端とした。なお、
中田ほか（2009）では、入山断層の南方延長に活断層であると考えられる急斜面が存在し、この14

急斜面は南海トラフの北端部に繋がることが報告されていることから、断層は更に南方の海底に延長するものと推定される。
また、本断層帯の北端は、中田ほか（2000）で図示された断層の北端とした。この位置は、中田・今泉編（2002）で活撓曲が示されている領域の北端にほぼ一致し、これより北方では、溶岩に覆われて変位地形が不明瞭となる。なお、中田・今泉編（2002）は、北方延長にも断層崖を認定しており、断層は北方に延長する可能性もあるが、この断層崖は、古富士泥流と火山麓扇状地の境界に一致し、同一の地形面を変位させたものではないことから、ここでは参考情報とする。
断層帯の長さ及び一般走向は、確認されている断層帯の北端と南端を直線で結ぶと、それぞれ
約 26 km、ほぼ南北となる（図２）。ただし、上述のように断層の位置及び長さが正確に把握できていないことから、断層はさらに南側および北側に延びている可能性もある。このため、断層の長さは約 26 km 以上と推定される。
断層面上端の深さは、断層変位が地表付近に達していることから０km とした。
断層面の傾斜は、断層を挟んだ地形的特徴や完新統の分布、広域応力場と断層の一般走向との関係（山崎，1979）などから、西傾斜と考えられる。
断層面下端は、本断層帯付近におけるフィリピン海プレート上面の深さに基づくと地下 10 km程度でフィリピン海プレート上面に収束していると考えられる。しかし、地下深部の傾斜が明らかではないため、断層面の幅は不明である。
（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注 10）
富士川河口断層帯は、この地域を沈降する東側の低地と、隆起する西側の丘陵に分ける境界となっている（Yamazaki, 1992）ことなどから、断層の西側が東側に対して相対的に隆起する逆断層と考えられる。ただし、大宮断層は断層の南西側が北東側に対して相対的に隆起する正断層と推
定される。
２．２

富士川河口断層帯の過去の活動（１）平均変位速度（平均的なずれの速度）
・芝川断層
山崎（1979）は、上羽鮒（かみはぶな）地点において、およそ１万５千－１万２千年前に噴出したと考えられる富士山の溶岩（芝川溶岩）に約 20m の高度差があること、５万年前に流下したと考えられる古富士泥流に約 50m の高度差があることから、平均上下変位量をそれぞれ 1.3－
1.7m／千年、１m／千年と算出している（図３）。また、Yamazaki（1992）は、芝川断層の北部でおよそ１万年前の富士山の溶岩流（SSW-3）に 30－40m の高度差があることから、断層北部の平均上下変位速度は南部よりも大きく３－４m／千年と推定されるとしている。
静岡県総務部地震対策課（1996）は、羽鮒地点においてボーリング調査を行い、姶良 Tn 火山
灰（約２万８千年前；注 11）を含む湖成層が約 50m の上下変位を受けているとしていることから、平均変位速度は約 1.8m／千年と求められる（図４）。
これらのことから、芝川断層の平均変位速度（上下成分）は、約２m／千年と推定される。
・安居山断層
下川ほか（1996）は、青木地点で実施したボーリング調査において、約 10 万年前の古富士泥
15

流の基底が上下に 600m 程度、約１万３千年前の万野風穴溶岩が上下に約 75m 変位していることから、上下方向の平均変位速度を約６m／千年と算出した（図５）。
Yamazaki（1992）は、安居山断層を挟んだ、富士火山に由来する泥流の基底（約 10 万年前）や溶岩の高度差と形成年代から、平均変位速度を 5.1m／千年以上と算出した。
産業技術総合研究所（2007）は、青見南地点においてボーリング調査を実施し、溶岩流上面の高度差と形成年代から平均上下変位速度を算出した。これによると、約１万１千－９千２百年前に噴出・流下したと考えられる青見溶岩流の上面に、撓曲変形帯を挟んで上下方向に約 58m の高度差が見られることから、平均上下変位速度を 5.3－6.3ｍ／千年と算出している（図６）。ただし、求められた値について、溶岩流の上面の形成時の起伏が不明であることに留意する必要がある。
これらのことから、安居山断層の平均変位速度（上下成分）は、５－６m／千年程度と推定さ
れる。
・大宮断層
山崎（1979）は、黒田地点、野中地点、大中里地点で、大宮断層の両側に分布する古富士泥流の堆積面の高度差に基づき、それぞれ、4.4m／千年、2.2－2.7m／千年、3.3m／千年の平均変位速度を、また、断層南部の山本地点では丘陵上の１万２千－１万５千年前の若い泥流面と低下側沖積面との高度差 80m から、平均変位速度の最小値を 5.3－6.7m／千年と算出している。
山崎ほか（1981）は、大宮断層北西端の大中里から安居山にかけて分布する新富士溶岩の変位に基づき、平均変位速度を５－６m／千年と算出している（図７、図８）。
Yamazaki（1992）は、古富士泥流（Mf-Ⅲ面）の変位に基づき、平均変位速度を７m／千年と推定している。
これらのことから、大宮断層の平均変位速度（上下成分）は、約７m／千年と推定される。
・入山断層
杉山・下川（1982）は、約２万年前以降（おそらく約１万年前より新しい）の河成礫層が 2.5－３m の変位を受けていることから、平均変位速度を 0.25m／千年以上と推定している。なお、
静岡県総務部地震対策課（1996）は、入山断層の由比海岸では、約１万年前以降の活動は確認できないとしている。
このことから、入山断層の平均変位速度（上下成分）は、約 0.25m／千年と推定される。
・入山瀬断層山崎（1979）及び Yamazaki（1992）は、入山瀬断層の東側では約１万４千年前に形成されたと考えられる富士山の溶岩（大渕溶岩流 SSW1）が地下 100m 付近に埋没しており、西側ではそれが現在の富士川河床に露出していることから、この期間の平均変位速度を約７m／千年と推定している（図９）。
羽田野ほか（1979）、山崎ほか（1981）は、蒲原丘陵では由比付近までの沿岸には数段の段丘があるのに対し、東側の低地には段丘が存在せず、西側の段丘に対応する地層は低地の地下に埋没していることから、段丘堆積物と断層東側のそれに対応する地層との高度差に基づき、過去数千年間の平均変位速度を６m／千年以上（羽田野ほか，1979）、７－８m／千年（山崎ほか，1981）と推定している。
16

これらのことから、入山瀬断層の平均変位速度（上下成分）は、約７m／千年と推定される。
以上の調査結果を総合すると、富士川河口断層帯の平均上下変位速度は、約７m／千年であると推定される。
なお、池田ほか編（2002）は、東列の断層帯の平均上下変位速度は５－６m／千年と活動的であるのに対し、西列の断層帯の平均上下変位速度は 0.2－0.25m／千年と低いことから、富士川河口断層帯の最近の活動は東列に移ってきているとしている。
（２）活動時期ａ）地形・地質的に認められた過去の活動
・青見北地点（安居山断層）
安居山断層の富士宮市青見では、沖積面に認められる比高１m 程度の東向きの低崖を対象として、産業技術総合研究所（2007）によりトレンチ調査が実施されている。トレンチ壁面のスケッチに基づくと、潤井川の氾濫原堆積物と考えられる６層は７層上面の傾斜を埋めるように堆積しているが、６層自体も７－10°と傾斜していることから、６層堆積以後に最新活動があったと推定される（図 10）。6b 層からは約２千５百－２千４百年前の 14C 年代値（注 12）が得られていることから、約２千５百年前以後に、最新活動があった可能性がある。
また、層相から水平に堆積したと考えられる８－９層に７－16°の傾斜が認められ、７層は同様に傾斜しているものの、層相から傾斜した状態で堆積したと考えられることから、８－９層が構造運動の影響を受けて傾斜した後、７層が堆積したと推定される。９層からは約３千－２千８百年前の 14C 年代値（注 12）が得られており、７層は富士大沢テフラ（注 11）に対比されることから、その活動時期は約３千年前以後、約２千５百年前以前であった可能性がある。
・青見南地点（安居山断層）
安居山断層の富士宮市青見では、青見北地点から南に 500m 程度離れた、丘陵東斜面基部付近に推定された撓曲帯において、産業技術総合研究所（2007）によりトレンチ調査及び群列ボーリ
ング調査が実施されている。トレンチ調査結果によると、潤井川の氾濫原堆積物（富士大沢テフ
ラより上位）と考えられる３層の分布高度が、現氾濫原堆積物の分布高度よりも約３－４m 高い
ことから、３層は離水していると推定される（図 11）。また、トレンチ範囲内では、２層から 10
世紀（平安時代）と見られる遺構が確認されている。３層からは年代を示す資料が得られなかっ
たが、富士大沢テフラ（注 11）より上位に位置することから、約２千８百年前以降、10 世紀以
前に活動があった可能性がある。
また、６－８層に約２m の東落ちの落差を伴う地層の折れ曲がりが認められ、この落差を埋めるように 5c 層が堆積していることから、６層堆積後、5c 層堆積前に活動があったと推定される。
６層からは約９千１百－８千８百年前、5c 層からは約８千１百－８千年前の 14C 年代値（注 12）が得られていることから、その活動時期は約９千１百年前以後、約８千年前以前であったと推定される。
・山本地点（大宮断層）
大宮断層の富士宮市山本では、断層崖基部において、下川ほか（1996）によりトレンチ調査が17

実施され、東落ちの正断層と、これを不整合に覆う崩壊堆積物が確認されている。それによると、
断層上盤側（断層北東側）では、下位から腐植質シルト層とこれを覆う砂礫層及び両者を不整合に覆う砂礫及びシルト層が認められる（図 12）。下川ほか（1996）は、これらの地層を崩壊堆積物が覆っていることから、少なくとも砂礫及びシルト層堆積後、崩壊堆積物堆積前、また、地層の変形度合いの違いから、腐植質シルト層及び砂礫層堆積後、砂礫及びシルト層堆積前に計２回の活動があった可能性を指摘している。腐植質シルト層からは約１万１千年前、砂礫及びシルト層からは約３千４百年前、約３千２百年前、崩壊堆積物を覆う黒ボク土からは約２千９百年前の14

C 年代値（注 13）が得られていることから、約３千２百年前以後、約２千９百年前以前及び約１万１千年前以後、約３千４百年前の２回の活動があったと推定される。
・滝戸地点（入山瀬断層）
入山瀬断層の富士市滝戸では、断層崖下に形成された崖錐堆積物などを対象として、Yamazaki etal.（2002）などによりボーリング調査などが実施されている。それらによると、この断層の活動
間隔は最大千数百年程度であり、最も新しい活動時期は約２千１百年前以降で、かつ歴史時代以前であると推定された（山崎ほか，1998）。その後、Yamazaki et al.（2002）は、年代測定の追加などを行い解析を進めた結果、崖錐堆積物の堆積時期を、「６世紀以後、９世紀以前」、「約３千６百年前以後、約３千１百年前以前」、「約４千８百年前以後、約４千年前以前」、「約５千６百年前以後、約４千９百年前以前」および「約７千２百年前以後、約６千３百年前以前」と推定している（図 13、図 14; 注 12）。
崖錐堆積物の堆積が、この地点における断層活動を表しているとすると、最新活動時期は６世紀以後、約９世紀以前であった可能性があり、それ以前にも、約３千６百年前以後、約３千１百年前以前、約４千８百年前以後、約４千年前以前、約５千６百年前以後、約４千９百年前以前および約７千２百年前以後、約６千３百年前以前にそれぞれ断層活動があった可能性がある。
なお、大森（1920）は、1854 年の安政東海地震の際にほぼこの断層に沿って富士川河口域に２つの地震山が現れたとしており、地震に伴ってこの断層の南部が変位した可能性がある。しかし、「地震山」と入山瀬断層の活動との関係を示す証拠が認めらないこと、それ以北の内陸部では地震時の土地の変動などは知られていないことなどから、1854 年の安政東海地震については、地形、地質の証拠から認められた富士川河口断層帯の最新活動としない。ただし、後述のように、本断層帯周辺の沿岸では、安政東海地震に伴い地殻変動が記録されていることなどから、地表に明瞭な痕跡を伴わないものの、地下では駿河トラフで発生する海溝型地震と連動して活動していた可能性がある。
・羽鮒地点（芝川断層）
芝川断層の富士宮市（旧富士郡芝川町）羽鮒では、静岡県総務部地震対策課（1996）によりト
レンチ調査が実施されている。それによると、約２万年以降４回の活動が推定されている。それらの活動は、新しい順に、「約５千３百年前以後、３世紀以前」、「約８千５百年前以後、約６千１百年前以前」、「約１万２千年前以後、約９千１百年前以前」および「約２万２千年前以後、約１万６千年前以前」とされている（図 15; 注 12）。この内、新しい２回の活動は確実と考えられるが、古い時代の２回の活動の確実性は低い。また、約６－７世紀の黒ボク土は変位を受けていな
い。
18

以上のことから、本地点の最新活動は、約５千３百年前以後、３世紀以前であったと推定される。また、これに先立ち、約８千５百年前以後、約６千１百年前以前に活動があったと推定される。さらに、約１万２千年前以後、約９千１百年前以前にも活動があった可能性があり、約２万２千年前以後、約１万６千年前以前にも活動があったと推定される。
・大久保地点静岡県総務部地震対策課（1996）は、大久保地点でトレンチ調査を実施し、変形を受けて急傾斜したローム層を砂礫の崩積土が覆う状態を断層活動によるものと判断し、その時期を、下位の黒ボク土（Ｄ層）堆積以後、砂混じりローム層（Ｆ層）堆積以前と推定している（図 16）。Ｄ層からは約８千５百－８千３百年前、Ｆ層上位のＧ層からは約５千７百－５千５百年前の 14C 年代値（注 12）が得られていることから、約８千５百年前以後、約５千５百年前以前に活動があったと推定される。
・浮島ヶ原地区
藤原ほか（2007）は、駿河湾奥の富士市浮島ヶ原地区の海岸平野でボーリング調査を実施し、堆積環境の変化を調査している。これによると、泥層から泥炭質層へのサイクルが複数回確認され、泥炭質層から泥層への変化は急激であることから、この変化は水位の急激な上昇・下降を示
すものであるとされている。また、いくつかのボーリングコアでは、津波などの強い流れが繰り
返し来襲したことを示唆する堆積物が確認されたとしている（図 17）。
浮島ヶ原地区における堆積物の急激な変化が駿河湾で発生した地震による急激な地盤の沈降を表しているとすると、F5 コアにおいて堆積サイクル１の基底部から AD1680-1740、UK4 コアにおいて堆積サイクル２の中部から AD1290-1400 の 14C 年代値（注 12）が得られていることから、
13 世紀後半以後、18 世紀前半以前に最新活動があった可能性がある。また、神津島天上山火山
灰（Iz-Kt；838 年（承和５年）；注 11）堆積以降に２回、Iz-Kt 堆積以前、大渕スコリア（Obs；
400 年-440 年；注 14）堆積以降に３回の堆積サイクルが確認されていることから、1 つ前および２つ前の活動が９世紀前半以降に、３つ前、４つ前および５つ前の活動が５世紀前半以降、９世
紀前半以前にあった可能性がある。
これらの地点における断層活動の時空間分布図を図 18 に示す。
なお、入山瀬断層の富士市旭町では、中田・今泉編（2002）により推定断層として示された低崖を挟み、産業技術総合研究所（2007）により群列ボーリング調査が実施されている。それによると、約８千４百―８千１百年前に堆積した 4b 層以降の地層には変位が確認されなかった。また、７層（古富士泥流堆積物）の上面および細粒部は 15 度程度南東に傾斜しており、現在の崖は断層崖が浸食により後退して形成された可能性があるが、ここではいずれも参考情報とする。
芝川断層の富士宮市（旧富士郡芝川町）羽鮒羽行（はぎょう）では、複数条認められる断層線のうち最も東側に位置する、中位段丘面相当の泥流堆積面を変位させる断層崖において、産業技術総合研究所（2007）によりトレンチ調査が実施されている。それによると、鬼界アカホヤ火山
灰（約７千３百年前；注 11）を含む 4a 層（富士黒土層）より古い地層まで一様に傾斜しており、断層変位は認められていない。ただし、撓曲崖基部での調査であることなどを考えると、この傾19

斜が変形構造であることを完全には否定できないため、ここでは参考情報として記述する。
入山断層の静岡市清水区（旧庵原郡由比町）由比では、静岡県総務部地震対策課（1996）によりボーリング調査が実施されている。それによると、入山断層南部では約１万年前以降は活動していないとされている。
ｂ）先史時代・歴史時代の活動
歴史時代にこの断層帯の活動によると考えられる大地震は知られていない。
歴史記録によると、駿河湾周辺地域に大きな被害をもたらした地震は 1498 年の明応地震、1707
年の宝永地震および 1854 年の安政東海地震である。駿河湾沿岸での震度（萩原, 1974、宇佐美,
2003）は安政・宝永いずれの地震でも震度５－６以上であり、両地震による震度分布の程度はほぼ同程度あるいは宝永地震の方が（とくに湾奥部で）安政東海地震よりやや小さい（羽鳥, 1977；
茂木, 1977；Tsuji, 1987）とみられる。明応地震の震度の資料は少ないが西岸の２地点では震度Ⅳとされている（羽鳥, 1975；Tsuji, 1983）。しかし甲府地方にも震度Ⅳの地点があり（Tsuji, 1983）、
その点では宝永・安政東海地震の場合と共通している。
沿岸での土地の変動は、史料によると安政東海地震と宝永・明応両地震とは異なっている。安
政東海地震では御前崎付近から富士川河口まで沿岸各所で土地の隆起が記録されている（0.9－２m ないし３m、石橋（1984a）にそのまとめがある）。これに対して、宝永地震と明応地震では隆起を示す記録はなく、それぞれ清水と焼津で土地の沈降を示唆する記述がある。清水市付近は、
安政東海地震では隆起したが、宝永地震では 0.6－２m の沈下・陥没が生じた（羽鳥, 1977）。今村（1943）は、宝永地震で御前崎が 1.1m 隆起したと述べているが、隆起が宝永地震で生じたとする年代的な証拠がなくきわめて疑問である。
これらの歴史地震のうち安政東海地震については、多くの研究者が一致して駿河湾の奥部まで
その震源域になったと考えている。安政東海地震を含むいずれの海溝型地震においても、本断層帯の地表部分に明瞭な段差などが生じたことを示唆する資料はない。
２．１．（２）で述べたように、富士川河口断層帯は、地下 10km 程度でフィリピン海プレート上面に収束していると考えられることから、本断層帯の震源域には駿河湾で発生する海溝型地震の想定震源域と共通する部分があると推定され、本断層帯は駿河トラフで発生する海溝型地震に伴って活動してきたと推定される。しかし、地表の断層トレース近傍で実施された地表地質調査
では１回のずれの量が明らかになっておらず、調査では確認できなかった活動がほかにも複数回あった可能性がある。また、本断層帯から離れた浮島ヶ原地区では堆積物の急激な変化が認められているが、
この変化が本断層帯の活動を表しているかどうかについては明らかになっていない。
このため、富士川河口断層帯と海溝型地震が連動した際の地殻変動についてどのように考えるか
により、過去の活動時期について、次の２つの場合が考えられる。
・ケース a
浮島ヶ原地区では、津波イベントによる可能性が高い堆積物がいくつかのイベントで認められている。また、藤原ほか（2007）に示された埋没砂礫州の高度は西に行くに従って低下しており、海溝型地震による沈降を表していると考えられる。したがって、本断層帯は駿河トラフで発生する海溝型地震と連動して同時に活動し、活動の際には浮島ヶ原地区で沈水現象が生じると考えら20れる。
以上の考え方に基づいた場合、過去の活動時期は浮島ヶ原地区で沈水現象が生じた時期に基づ
き、次のように示すことができる。最新活動は 13 世紀後半以後、18 世紀前半以前であった可能性がある。また、１つ前および２つ前の活動は、いずれも９世紀前半以降にあった可能性があり、３つ前、４つ前および５つ前の活動は、いずれも５世紀前半以後、９世紀前半以前にあった可能性がある（図 18）。
・ケース b
安政東海地震では御前崎付近から富士川河口まで沿岸各所で土地の隆起が記録されており、駿河湾周辺では海溝型地震の発生に伴い地殻変動が生じていると考えられる。このうち、浮島ヶ原地区で認められた沈水現象については、本断層帯の活動を伴わない海溝型地震の履歴を表している可能性がある。また、上位のサイクルでは環境の変化を示す指標が得られていないこと、いく
つかのサイクルでは津波堆積物の特徴が見られないこと、調査が単一の水系で実施されたことを考慮すると、これらの調査結果が、本断層帯の活動に伴う急激な地殻変動を表していない可能性がある。したがって、本断層帯の過去の活動時期は、断層近傍の地表で変位が生じた時期に基づいて推定すべきと考えられる。この際、安政東海地震など駿河トラフでくり返し発生する海溝型地震に連動して活動し、地表に明瞭な痕跡を残さない緩やかな変位を生じていた可能性を考慮す
ると、断層近傍における地質学的調査で全ての履歴が把握できていない可能性に留意する必要がある。
以上の考え方に基づいた場合、過去の活動時期は、主として入山瀬断層、大宮断層、安居山断層の活動時期に基づき、次のように示すことができる。最新活動は６世紀以後、９世紀以前、もしくはそれ以後であった可能性があり、１つ前の活動時期は約３千２百年前以後、約２千９百年前以前であったと推定される。また、２つ前の活動時期は約４千８百年前以後、約４千年前以前、３つ前の活動時期は約５千６百年前以後、約４千９百年前以前、４つ前の活動時期は約７千２百年前以後、約６千３百年前以前であった可能性がある。さらに、５つ前の活動時期は約９千１百年前以後、約８千年前以前であったと推定される（図 18）。なお、これらの６つの活動が生じた
約９千 1 百年前以後、芝川断層では、少なくとも２回の活動が確認されているが、各活動時期の年代幅は上記６つの活動を包含しており、明確に対応させることが難しく、活動時期の推定には用いていない。
なお、歴史史料では、海溝型地震発生時の本断層帯における地殻変動は確認されていない。特に、安政東海地震では、駿河湾奥までが震源域となったと推定されているが、本断層帯周辺における段差や撓みなどは確認されていない。したがって、本断層帯は、駿河トラフで発生する海溝型地震とは独立して活動してきた可能性もある。
このように考えた場合、過去の活動時期は、主として入山瀬断層、大宮断層、安居山断層において変位が生じた時期から示すことができ、その具体的な時期は、ケースｂと同様である。
（３）１回の変位量（ずれの量）
富士川河口断層帯では、１回の活動に伴う変位量を示す直接的な資料は得られていない。この場合、１回の変位量は、平均活動間隔と平均的なずれの速度から間接的に算出することができる。
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・ケース a東列の断層帯では、平均上下変位速度が約７m／千年とされ、平均活動間隔（後述）が約 150―300 年であることから、１回の上下方向の変位量は１―２m 程度と求められる。
以上のことから、本断層帯の１回の活動に伴う上下変位量は１－２m 程度であった可能性がある。
・ケース b
東列の断層帯では、平均上下変位速度が約７m／千年、平均活動間隔（後述）が約１千３百―
１千６百年であることから、１回の上下方向の変位量は９―11m と求められる。
以上のことから、本断層帯の１回の活動に伴う上下変位量は 10m 程度であった可能性がある。
後述するように、平均活動間隔は、ケース a、b に示された値をそれぞれ下限、上限とする範囲内の値である可能性もある。この場合、平均変位速度と平均活動間隔から間接的に求められていることから、１回の変位量は平均活動間隔に応じて変化することに留意する必要がある。
なお、本断層帯は、駿河トラフで発生する海溝型地震とは独立して活動してきた可能性もある。
この場合、東列の断層帯では、平均上下変位速度が約７m／千年、平均活動間隔（後述）が約１
千３百―１千６百年であることから、１回の上下方向の変位量は９―11m と求められる。
また、陸域で認められている本断層帯の長さは約 26 km 以上であることから、以下に示す松田（1975a）の経験式（１）及び（２）を用いると、１回の活動に伴う変位量は約 2.1 m 以上と計算される。
LogL＝0.6 M－2.9 （１）LogD＝0.6 M－4.0 （２）
ここで、L は１回の地震で活動する断層の長さ（km）、M はマグニチュード、D は１回の活動に伴う変位量（m）である。
以上のことから、本断層帯が駿河トラフで発生する海溝型地震とは独立して活動してきたと考えた場合、１回の活動に伴う上下変位量は数 m 程度であった可能性がある。ただし、断層長から求められた１回のずれの量と、平均的なずれの速度と平均活動間隔から求められた値とは、互いに整合していないことに留意する必要がある。
（４）活動間隔・ケース a
富士川河口断層帯では、５世紀前半以後、18 世紀前半以前に６回の断層活動が認められている。
これらの活動のうち、活動１（最新活動）の時期は 13 世紀後半以後、18 世紀前半以前、３つ前の活動（活動４）時期の上限は 838 年、５つ前の活動（活動６）時期の下限は 400-440 年であった可能性がある。これらの活動時期から、この間の活動間隔は約 150－300 年と求められる。
22

以上のことから、本断層帯の平均活動間隔は約 150－300 年であった可能性がある。
・ケース b
富士川河口断層帯では、約９千１百年前以降に６回の断層活動が認められた。これらの活動のうち、活動１（最新活動）の時期は６世紀以後－９世紀以前、もしくはそれ以後、５つ前の活動（活動６）の時期は約９千１百年前以後、約８千年前以前であったと推定される。これらの活動時期から、この間の活動間隔は約１千３百－１千６百年と求められる。
以上のことから、本断層帯の平均活動間隔は約１千３百－１千６百年であった可能性がある。
２．２．（２）で述べたように、断層近傍における地質学的調査で全ての履歴が把握できていない可能性を考慮すると、平均活動間隔は、ケース a、b に示された値をそれぞれ下限、上限とする範囲内の値である可能性もある。
なお、本断層帯は、駿河トラフで発生する海溝型地震とは独立して活動してきた可能性もある。
この場合の活動間隔は、ケースｂの場合と同様に、約１千３百－１千６百年と求められる。
（５）活動区間
地表及び地上における断層帯の位置・形状から推定される本断層帯南部の深部延長と、駿河トラフで発生する想定東海地震の震源域とは、互いに重なり合う可能性があることから、本断層帯
は、駿河トラフで発生する地震と同時に活動したと推定される。
なお、本断層帯は、駿河トラフで発生する海溝型地震とは独立して活動してきた可能性もある。
この場合、前述したように、富士川河口断層帯は、東列、西列の２つの断層帯から構成されるが、地下では１つの断層に収斂していると推定されることから、陸上で認められている断層全体が同時に活動してきたと推定される。
（６）測地観測結果
富士川河口断層帯周辺における 2008 年９月までの７年間のＧＰＳ観測結果では、断層帯の南部で北西－南東方向、ないしは東西方向の縮みが見られる。断層帯の北部では顕著な歪みはみられない。
2009 年８月 11 日に駿河湾の深さ約 25km で発生したマグニチュード 6.5 の地震（駿河湾の地震）に伴い、駿河湾周辺で小さな地殻変動が観測された。２．２．（７）で述べるように、この地震は想定東海地震とは異なるメカニズムで発生した地震であり、想定東海地震に直ちに結びつくような地殻変動は認められていない。
（７）地震観測結果
最近 10 年間の地震観測結果によれば、本断層帯に沿う地殻内の地震はほとんど発生していな
い。地殻内の地震発生層の下限の深さは、本断層帯付近におけるフィリピン海プレート上面の深さに基づくと 10km 程度と推定される。なお、本断層帯付近ではフィリピン海プレートの沈み込
みに伴う地震が、深さ約 10km から約 20km にかけて分布しており、これらの地震の発震機構解23

の圧力軸は概ね北北西－南南東方向で、フィリピン海プレートの進行方向とほぼ一致する。
2009 年８月 11 日に発生した駿河湾の地震により、静岡県で最大震度６弱を観測し、被害を伴った。また、御前崎市で 0.4m など、駿河湾から東海地方の太平洋沿岸にかけて津波を観測した。
この地震は、想定東海地震の想定震源域の近くで発生しているが、震源の深さ、発震機構及び余震分布からみて、フィリピン海プレート内部で発生した北北東－南南西に圧力軸を持つ地震であり、想定東海地震や本断層帯の断層運動に伴う地震とは発生原因が異なると考えられる。
２．３

富士川河口断層帯の将来の活動（１）活動区間及び活動時の地震の規模
２．２．（５）で述べたように、本断層帯は、想定東海地震の震源域で海溝型地震が発生した際に、同時に活動すると推定される。この場合、想定東海地震の地震規模および本断層帯の長さより、マグニチュード 8.0 程度の地震が発生する可能性がある。
・ケース a
平均的なずれの速度と平均活動間隔に基づけば、本断層帯で地震が発生した際には、断層近傍の地表面では、断層の西側が東側に対して相対的に１－２m 程度高まる上下変位が生じる可能性がある。また、浮島ヶ原地区では沈降が生じると考えられる。
・ケース b
平均的なずれの速度と平均活動間隔に基づけば、本断層帯で地震が発生した際には、断層近傍の地表面では、断層の西側が東側に対して相対的に 10m 程度高まる上下変位が生じる可能性がある。
２．２．（２）で述べたように、断層近傍における地質学的調査で全ての履歴が把握できていない可能性を考慮すると、平均活動間隔は、ケース a、b に示された値をそれぞれ下限、上限とする範囲内の値である可能性もある。この場合、平均変位速度と平均活動間隔から間接的に求められていることから、１回の変位量は平均活動間隔に応じて変化することに留意する必要がある。
なお、本断層帯は、駿河トラフで発生する海溝型地震とは独立して活動してきた可能性もある。
この場合、陸域の活断層に限ってみると、本断層帯の断層長は約 26 km 以上の可能性があり、２．
２（５）で述べたように、陸上で認められている断層全体が同時に活動すると推定される。その場合、２．２（３）の経験式（１）に基づくと、マグニチュード 7.2 もしくはそれ以上の地震が発生する可能性がある。また、平均的なずれの速度と平均活動間隔に基づけば、本断層帯で地震が発生した際には、断層近傍の地表面では、断層の西側が東側に対して相対的に数 m 程度高まる
上下変位が生じる可能性がある。
（２）地震発生の可能性
・ケース a
富士川河口断層帯では、平均活動間隔が約 150－300 年、最新活動時期が 13 世紀後半以後、18
世紀前半以前と求められている。しかし、最新活動時期からの経過時間が平均活動間隔の２倍を24

超えているため、上述のような規模の地震が発生する確率を更新過程（地震の発生確率が時間と共に変動するモデル）を用いて評価することはできない。
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2001）は、地震の発生確率を求めるにあたって、通常の活断層評価で用いている更新過程が適用できない場合には、特殊な更新過程であるポアソン過程（地震の発生時期に規則性を考えないモデル）を適用せざるを得ないとしている。本断層帯における平均活動間隔が約 150－300 年であることを基に、ポアソン過程を適用して求めると、今後 30 年以内、50 年以内、100 年以内及び 300 年以内の発生確率は、それぞれ

10％－18％、20％－30％、30％－50％及び 60％－90％となる（表２）。
本評価で得られた将来の地震発生確率は、信頼度の低い平均活動間隔を用いた計算結果に基づ
くものであることに十分留意する必要があるが、本断層帯は、今後 30 年の間に地震が発生する
可能性が、我が国の主な活断層の中では高いグループに属することとなる。また、本断層帯は、
駿河トラフで発生する海溝型地震に伴って活動してきたと推定されることから、近い将来の発生が懸念される想定東海地震に連動して同時に活動する可能性もある。
・ケース b
富士川河口断層帯の平均活動間隔は約１千３百―１千６百年で、最新活動時期は約６世紀以後、
９世紀以前と求められていることから、平均活動間隔に対する現在における地震後経過率は、0.7－1.2 となる。また、地震調査研究推進本部地震調査委員会（2001）に示された手法（BPT 分布モデル、α＝0.24）を用いると、今後 30 年以内、50 年以内、100 年以内、300 年以内の地震発生
確率は、それぞれ２％－11％、３％－20％、７％－30％、30％－70％となる。また、現在までの集積確率は、８－80％となる。表３に、これらの確率値の参考指標（地震調査研究推進本部地震調査委員会長期評価部会，1999）を示す。
本評価で得られた将来の地震発生確率には幅があるが、その最大値をとると、富士川河口断層
帯は、今後 30 年の間に地震が発生する可能性が、我が国の主な活断層の中では高いグループに属することになる。また、本断層帯は、駿河トラフで発生する海溝型地震に伴って活動してきたと推定されることから、近い将来の発生が懸念される想定東海地震に連動して同時に活動する可能性は否定できない。
２．２．（２）で述べたように、断層近傍における地質学的調査で全ての履歴が把握できていない可能性を考慮すると、平均活動間隔は、ケース a、b に示された値をそれぞれ下限、上限とする範囲内の値である可能性もある。この場合、平均活動間隔と最新活動時期から求められていることから、将来の地震発生確率は、平均活動間隔や最新活動時期に応じて変化することに留意する必要がある。
なお、本断層帯は、駿河トラフで発生する海溝型地震とは独立して活動してきた可能性もある。
この場合、富士川河口断層帯の地震後経過率、地震発生確率は、ケースｂに示された値と同様である。

25

３．今後に向けて
富士川河口断層帯は、陸上の活断層として考えた場合、平均変位速度が非常に大きい特異な断層帯である。また、本断層帯は駿河トラフの延長上の想定東海地震の想定震源域の端部に位置する。したがって、本断層帯は、通常の活断層ではなく、駿河湾でフィリピン海プレートが陸のプ
レートの下に沈み込む際に付加体が形成されたために生じた低角の派生断層の可能性がある。さらに、本断層帯では、安政東海地震をはじめとする過去の東海地震発生時に地表に明瞭なずれが生じた記録はないものの、過去の東海地震と同時に活動した可能性が考えられる。この様に考えると、本断層帯は、活断層として単独に活動せず近い将来の発生が懸念されている想定東海地震と連動して活動する可能性がある。しかし、富士川河口断層帯と想定東海地震の連動可能性に関する検討はまだ十分とはいえず、連動した際の地震像は明確になっていない。このため、駿河湾周辺で発生する地震像の総合的な理解が必要である。
富士川河口断層帯東側の駿河湾奥は沈降していて、間欠的に堆積物がたまる場となっている。
駿河湾の中を震源域とする海溝型地震が発生した際に、駿河湾奥の沿岸部が沈降する可能性がある一方、富士川河口断層帯が動いた時も、本断層帯の東側で沈降が生じる可能性がある。現状では、その様な沈降がどのような地震活動に基づいて生じてきたかは、明らかになっていない。このため、今後は、駿河トラフで発生する海溝型地震との関連性を含め、これらのような地震の活動様式、断層の地下構造および将来活動時の地震の規模を明らかにすることが必要である。また、本断層帯のようなプレート境界から派生し海溝型地震に伴って活動すると考えられる活断層の評
価方法および評価に必要とされる調査項目について、今後検討する必要がある。
駿河湾奥に分布する段丘堆積物の調査からは、本断層帯を挟んで堆積物の高度に大きな差があるが、扇状地では浸食等により変動地形が明らかになっておらず、１回のずれの量や活動履歴が十分に把握できていない。このように、本断層帯に関する調査資料は、現状では質、量とも必ずしも十分であるとは言えず、今後は、陸域および海域において、断層の過去の活動や位置・形状を明らかにするための調査を実施する必要がある。

注 10：「変位」を、１～３頁の本文及び６～９頁の表１では、一般的にわかりやすいように「ずれ」という言葉で表現している。ここでは、専門用語である「変位」が、本文や表１の「ずれ」に対応するものであることを示すため、両者を併記した。以下、文章の中では「変位」を用いる。
なお、活断層の専門用語では、「変位」は切断を伴う「ずれの成分」と、切断を伴わない「撓みの成分」よりなる。
注 11：神津島天上山(Iz-Kt)火山灰、富士大沢テフラ、鬼界アカホヤ火山灰（K-Ah）、姶良 Tn(AT)火山
灰の降下年代値については、町田・新井（2003）に基づき、それぞれ 838 年（承和５年）、約２
千８百－２千５百年前、約７千３百年前、約２万８千年前とした。
注 12：21,000 年 BP よりも新しい炭素同位体年代については、Ramsey（1995，2001）、Reimer et al.
（2004）に基づいて暦年補正し、原則として 1σの範囲の数値で示した。このうち、2,000 年前
よりも新しい年代値は世紀単位で示し、2,000 年前よりも古い年代値については、百年単位で四捨五入して示した。
注 13：下川ほか（1996）には、測定された炭素同位体年代が記されているが、年代の測定方法および暦年補正の有無が不明なため、文献に示された値をそのまま示した。
注 14：大渕スコリア(Obs)の降下年代値については、小松原ほか（2007）に基づき、400-440 年とした。

26

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33

図３羽鮒丘陵における芝川溶岩・古富士泥流の変位量

山崎ほか（1981）に一部加筆

山崎ほか（1981）で示された図は、山崎（1979）で示された図に情報が追加されたものであることから、ここでは、山崎ほか（1981）に示された図を引用して記す。
断面の位置は図７に示す。

34

35

W

図４

約 28000 年前

姶良 Tn 火山灰

副断層姶良 Tn 火山灰

古富士泥流堆積物

羽鮒層

段丘堆積物

羽鮒地点の地質断面
静岡県総務部地震対策課（1996）に一部加筆
年代値は姶良Tn火山灰の降下年代値（注11参照）を
図中

主断層

HA-4 で確認された姶良 Tn 火山灰の高さ

に示した。

E

36

約75ｍ

図５

青木地点のボーリング柱状図

下川ほか（1996）に一部加筆（赤色）

37

図６

青見南地点の地質断面

産業技術総合研究所（2007）

ａ：星山丘陵、羽鮒丘陵南部、ｂ：羽鮒丘陵北部
１：古富士泥流Ｉ’面、２：古富士泥流Ⅰ面、３：古富士泥流Ⅱ面、４：古富士泥流Ⅲ面、５：古富士泥流Ⅳ面、６：大淵溶岩流Ⅰ（SSW1）、７：芝川溶岩流Ⅰ（SW1）、８：北山（外神）溶岩流Ⅱ（SW5）、９：富士宮溶岩、10：芝川溶岩流Ⅱ（SW2）、11：入山瀬溶岩流（SSW9）、12：元村山溶岩流（SW11）、
13：芝川溶岩流Ⅲ（SW3）、14：北山（御園）溶岩流Ⅵ（SW9）、15：北山（馬見塚）溶岩流Ⅲ（SW6）、16：斜面

図７

星山丘陵及び羽鮒丘陵南部の地形分類

山崎ほか（1981）に一部加筆

山崎ほか（1981）で示された図は、山崎（1979）で示された図に情報が追加されたものであることから、ここでは、山崎ほか（1981）に示された図を引用して示す。
活断層位置・断面位置を赤線及び青線で加筆。

38

大中里

野中

黒田

山本

図

星山丘陵及び羽鮒丘陵南部の地形断面（各断面の位置は図 を参照）
山崎ほか（1981）
１：Ｉ面、２：Ⅱ面、３：Ⅲ面、４：Ⅳ面
山崎ほか（1981）で示された図は、山崎（1979）で示された図に情報が追加されたものであることから、ここでは、山崎ほか（1981）に示された図を引用して示す。

39

図９

入山瀬断層を挟んだ大渕溶岩流の分布3340

山崎（1979）

41

約 2500－2400 年前に示した。

産業技術総合研究所（2007）に一部加筆

年代値は暦年補正（注 1 2 参照）後の炭素同位体年代を 100 年単位で

図10 青見北地点のトレンチ壁面スケッチ

約 3000－2800 年前

42

図11

約 8100－8000 年前に示した。

産業技術総合研究所（2007）に一部加筆

年代値は暦年補正（注 12 参照）後の炭素同位体年代を 100 年単位で

青見南地点のトレンチ壁面スケッチ

約 9100－8800 年前

図12

山本地点のトレンチ南壁面のスケッチ

43

下川ほか（1996）に一部加筆（注13）図13

滝戸地点のボーリング位置（上）と地形地質断面（下）Yamazaki et al.（2002）

44

８－９世紀６－７世紀
約 3600－3500 年前
約 3400－3100 年前

約 3600－3300 年前
約 4300－4000 年前

約 4800－4500 年前

約 5100－4900 年前
約 5600－5300 年前

約 6500－6300 年前

約 7200－6900 年前

約 7000－6800 年前

図14

滝戸地点のボーリングの柱状図

Yamazaki et al.（2002）に一部加筆

年代値は暦年補正（注12参照）後の炭素同位体年代を 100 年単位で示した。ボーリングの掘削地点は図13に示す。

45

に

46

約 8500－8300 年前

図15

約 22000 年前

トレンチ位置

Ａ：黒～黒褐色腐植土層と腐植質シルトの互層
Ｂ：緑灰色砂質シルト層
液状化による砂礫層の貫入をうけている。
Ｃ：黒色腐植土
Ｄ：黒灰～暗灰色砂礫層
Ｅ：黄褐色礫混じり砂層
Ｆ：赤褐色～黄褐色砂礫層
Ｇ：暗灰色砂質ローム層
Ｈ：同上（赤褐色スコリア点在）
Ｉ：耕作土

年代値は暦年補正（注12参照）後の炭素同位体年代を、１万年前以前については 1000 年単位、１万年前以後については 100 年単位でに示した。

静岡県総務部地震対策課（1996）に一部加筆

約 6200－6100 年前

約 16000 年前

約 12000－11000 年前

約 5300－5000 年前

羽鮒地点のトレンチ壁面スケッチ

１－３世紀

約 8500－8300 年前
約 5700－5500 年前

Ｆ
Ｂ

図 16

Ｃ

Ｇ

Ｄ

大久保地点のトレンチ壁面スケッチ
静岡県総務部地震対策課（1996）に一部加筆
年代値は暦年補正（注12参照）後の炭素同位体年代を 100 年単位で

47

に示した。

M 83
F-7
F-6 F-5
UK-4
UK-3

F-8

UK-2

UK-1

1km
F7
F-8
G L (m )
2

F6

F5

UK-3

UK-4

UK-2

Iz-Kt

UK-1
770-900

1800-1940

O bs

1680-1740(1800-1940)
800-970

1440-1530

1800-1930

1730-1810

1215-1275

1290-1400

01040-1210
1150-1230
680-870

540-640
770-900
1020-1160
885-980
605-665

14C age in AD

M SG

1030-1160

650-710770-900
800-9801020-1170

545-640Iz-Kt
O bs
120-240-4

Ripple lam ination

Peat/peaty m ud

RootletM ud drape

M ud

Burrow

Rip-up clast

G ravelVolcanic ash andtheirsecondaty deposits

Depositionalcycle

Cross-lam ination

図 17 浮島ヶ原地区のボーリング位置図(上)と柱状図（下）48

藤原（2007）富士川河口断層帯
入山断層

年代（年前）

大宮断層

入山瀬断層

由比

羽行

芝川断層
大久保

羽鮒

青見北

安居山断層
青見南

山本

滝戸

静岡県
(1996)

産総研(2007)

静岡県(1996)

静岡県(1996)

産総研(2007)

産総研(2007)

下川ほか(1996)

Yamazaki et al(2002)浮島ヶ原
年代（A.D.）
2000

0

活動１
３世紀

少なく
とも
1回
2500

９世紀

10世紀

６世紀

2800

3000

活動２

2900

4000
4800
4900

活動３
5000

5300

活動４

5500

活動１
1500

1回

5600
6100

6300

活動５

7300

8500

18世紀
前半

3100
3600

3200
3400

8500

13世紀
後半
13世紀
前半

7200

8000

活動６

9100

活動2, 3

9100
10000

藤原ほか
(2007)

1000

10000
11000

2回

9世紀
後半
9世紀
前半

12000

活動4, 5, 6
3回
500

15000

5世紀
前半
16000
凡 例
断層活動が
推定された期間
断層活動がな
いと推定された期間
破線は信頼度が相対的
に低い期間

20000

22000

図18 富士川河口断層帯の活動の時空間分布図
緑色はケースaの活動を、ピンク色はケースbの活動を示す。

49

表３

富士川河口断層帯の将来の地震発生確率及び参考指標（ケース b）
項目

地震後経過率数

値２％－11％、もしくはそれ以下
３％－20％、もしくはそれ以下
７％－30％、もしくはそれ以下
30％－70％、もしくはそれ以下

集積確率

８％－80％、もしくはそれ以下
経過年数
比

指標(2)
指標(3)
指標(4)
指標(5)

考

0.7－1.2、もしくはそれ以下

今後 30 年以内の発生確率
今後 50 年以内の発生確率
今後 100 年以内の発生確率
今後 300 年以内の発生確率

指標(1)

備

発生確率及び集積確率は地震調査研究推進本部地震調査委員会（2001）参照。

マイナス７年－６百年、もしくはそれ以下
地震調査研究推進本部地震
1.0－1.7、もしくはそれ以下調査委員会長期評価部会
1.0－4.8、もしくはそれ以下（1999）参照。
８％－80％、もしくはそれ以下
0.1－0.6、もしくはそれ以下
0.0006－0.0008、もしくはそれ以下

評価時点はすべて 2010 年 1 月 1 日現在。なお、富士川河口断層帯の計算に用いた最新活動時期の信頼度は低い（△）ことに留意されたい。
指標(1)経過年数 ： 当該活断層での大地震発生の危険率（１年間当たりに発生する回数）は、最新活動（地震発生）時期からの時間の経過とともに大きくなる（BPT 分布モデルを適用した場合の考え方）。一方、最新活動の時期が把握されていない場合には、大地震発生の危険率は、時間によらず一定と考えざるを得ない（ポアソン過程を適用した場合の考え方）。この指標は、BPT 分布モデルを適用した場合の危険率が、
ポアソン過程を適用した場合の危険率の値を超えた後の経過年数である。値がマイナスである場合は、BPT 分布モデルを適用した場合の危険率がポアソン過程を適用した場合の危険率に達していないことを示す。ポアソン過程を適用した場合の危険率は、１千 6 百分の１（0.0006）－１千 3 百分の１（0.0008）であり、いつの時点でも一定である。BPT 分布モデルを適用した場合の危険率は評価時点で１千６百分の１（0.00006）－３百分の１（0.004）であり、時間とともに増加する。１千６百分の１であれば BPT 分布モデルを適用した場合の危険率がポアソン過程を適用した場合の危険率に達するまでには今後７年を要するが、３百分の１であれば BPT 分布モデルを適用した場合の危険率がポアソン過程を適用した場合の危険率に達してからすでに６百年経過していることになる。
指標(1)比： 最新活動（地震発生）時期から評価時点までの経過時間を A とし、BPT 分布モデ
ルによる危険率がポアソン過程を適用した場合の危険率を超えるまでの時間を Bとした場合において、前者を後者で割った値（A/B）である。
指標(2)： BPT 分布モデルによる場合と、ポアソン過程とした場合の評価時点での危険率の比。
指標(3)： 評価時点での集積確率（前回の地震発生から評価時点までに地震が発生している
はずの確率）。
指標(4)： 評価時点以後 30 年以内の地震発生確率を BPT 分布モデルでとりうる最大の地震
発生確率の値で割った値。
指標(5)： ポアソン過程を適用した場合の危険率（１年間あたりの地震発生回数）。

50

付表
地震発生確率等の評価の信頼度に関する各ランクの分類条件の詳細は以下のとおりである。
ランク

分類条件の詳細a発生確率を求める際に用いる平均活動間隔及び最新活動時期の信頼度がいずれも比較的高く（◎または○）、これらにより求められた発生確率等の値は信頼性が高い。

b

平均活動間隔及び最新活動時期のうち、いずれか一方の信頼度が低く（△）、これらにより求められた発生確率等の値は信頼性が中程度。

c

平均活動間隔及び最新活動時期の信頼度がいずれも低く（△）、これらにより求められた発生確率等の値は信頼性がやや低い。

d

平均活動間隔及び最新活動時期のいずれか一方または両方の信頼度が非常に低く（▲）、
発生確率等の値は信頼性が低い。このため、今後の新しい知見により値が大きく変わる可能性が高い。または、データの不足により最新活動時期が十分特定できていないために、
現在の確率値を求めることができず、単に長期間の平均値を確率としている。

51

〈付録〉
富士川河口断層帯については、産業技術総合研究所（2007）の調査によりトレンチ調査などが実施
され、新たな知見が得られたことから、これに基づき再検討を行い、過去の活動履歴などについて改訂を行った。
以下に改訂となった項目とその値について、前回の評価と今回の評価の対比表を示す。なお、評価にあたっては、下表に示す数値のほか各値を求めた根拠についても改訂していることに留意されるとともに、その詳細については評価文を参照されたい。

富士川河口断層帯の評価についての新旧対比表
項

目

前回の評価
（平成 10 年 10 月 14 日公表）

今回の評価
（平成 22 年 10 月 20 日公表）

断層の長さ

約 20 km

約 26 km 以上○

平均的なずれの速度（上下成分）

７m／千年程度

約７m／千年○

活動 1（最新活動）
約２千１百年前以後、10 世
紀以前
活動２（３つ前の活動と考えられる）
約６千８百年前以後、６千４百年前以前ケース a
活動１（最新活動）
13 世紀後半以後、18 世紀前半
以前
活動２、３（１つ前、２つ前の活動）
９世紀前半以後
活動４、５、６（３つ前、４つ前、５つ前の活動）
５世紀前半以後、８世紀前半
以前
ケース b
活動１（最新活動）
６世紀以後、９世紀以前、もしくはそれ以後
活動２（１つ前の活動）
約３千２百年前以後、約２千９百年前以前活動３（２つ前の活動）
約４千８百年前以後、約４千
年前以前
活動４（３つ前の活動）
約５千６百年前以後、約４千９百年前以前活動５（４つ前の活動）
約７千２百年前以後、約６千３百年前以前過去の活動時期

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△

△

△

△

○

△

△

△

活動６（５つ前の活動）
約９千１百年前以後、約８千 ○
年前以前（駿河トラフで発生した海溝型地震とは独立して陸上の活断層部分が活動した可能性もある。この場合の過去の活動時
期は、ケース b と同じ）

ケース a
不明

１－２m 程度（上下成分）

△

ケース b
10m 程度（上下成分）

１回のずれの量△（ケース a および b に示された値をそれぞれ上限・下限とした範囲の値をとる可能性もある）
１千５百―１千９百年程度

ケース a
約 150－300 年

△

ケース b
約１千３百－１千６百年

平均活動間隔△（ケース a および b に示された値をそれぞれ上限・下限とした範囲の値をとる可能性もある）
想定される地震の規模

Ｍ８程度（8.0±0.5）７ｍ程度（上下成分）

マグニチュード 8.0 程度

△

ケース a
１－２m 程度（上下成分）

△

ケース b
10m 程度（上下成分）想定されるずれの量（ケース a および b に示された値をそれぞれ上限・下限とした範囲の値をとる可能性も
ある）

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△

ケース a（ポアソン）
地震発生確率（30 年）

0.2％―11％（BPT）

10％－18％d

ケース b（BPT）
２％―11％c

対比表に示した（◎、○、△）及び（a、b、c、d）については信頼度を表す。それぞれの詳細については注３、注７を参照のこと。

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