邑知潟断層帯の長期評価について

平成１７年３月９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、これまでに陸域の活断層として、81 断層帯の長期評価を行い公表した。
今回、引き続き、邑知潟断層帯について現在までの研究成果及び関連資料を用いて評価し、とりまとめた。
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 17 年 3 月 9 日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

邑知潟断層帯の評価

邑知潟（おうちがた）断層帯は、石川県の中部に分布する活断層帯である。ここでは、平成 13 年度から平成 15 年度にかけて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
邑知潟断層帯は、石川県七尾市から鹿島郡中能登町、羽咋（はくい）市、羽咋郡宝達志水（ほうだつしみず）町を経て、かほく市に至る断層帯である。全体の長さは約44 km で、ほぼ北東－南西方向に延びる。本断層帯は、断層の南東側が北西側に対して相対的に隆起する逆断層である（図１－１、図２及び表１）。
２．断層帯の過去の活動
邑知潟断層帯の平均的な上下方向のずれの速度は 0.4－0.8 m／千年程度と推定される。最新活動時期は、約３千２百年前以後、９世紀以前と推定され、その際には、断層の南東側が相対的に２－３ｍ程度高まる段差や撓（たわ）みが生じた可能性がある。また、平均活動間隔は１千２百－１千９百年程度であった可能性がある（表１）。
３．断層帯の将来の活動
邑知潟断層帯は、全体が１つの区間として活動する場合、マグニチュード 7.6 程度の地震が発生すると推定される。その際には、断層の南東側が相対的に２－３m 程度
高まる段差や撓みが生じる可能性がある（表１）。
本断層帯では、活動間隔の長さと比較して最新活動時期の幅が広いことから、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を求めると表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やや高いグループに属することになる（注１－３）。
４．今後に向けて
邑知潟断層帯の将来の活動性を明確にするためには、最新活動時期をさらに精度良く明らかにするとともに、平均活動間隔、平均的なずれの速度及び１回のずれの量な
ど、過去の活動に関する精度のよい資料をより一層集積する必要がある。
また、本断層帯の周辺に位置する森本・富樫断層帯や砺波平野断層帯西部の活動との関連についても検討する必要がある（図１－２）。

1

図１－１

図１－２

邑知潟断層帯の概略位置図（長方形は図２の範囲）

邑知潟断層帯と森本・富樫断層帯及び砺波平野断層帯西部との位置関係概略図2

図２

邑知潟断層帯の位置と主な調査地点

3

表１
項

目

邑知潟断層帯の特性
特

性

信頼度
(注４)

根 拠
（注５）

１．断層帯の位置・形態(1) 断層帯を構成する断層

古府（ふるこ）断層、石動山（せきどうさん）断層、野寺断層、坪山－八野断層、
内高松付近の断層

文献４による。

(2) 断層帯の位置・ 地表における断層帯の位置・形状
形状
断層の位置

文献２、４、５、７による。位置は図２から計測。

（北東端）北緯 37°02′東経 136°59′（南西端）北緯 36°42′東経 136°44′◎○

約 44km○

長さは一般走向方向に野寺断層の南西端を投影させて計測。

○

上端の深さが０km であることから推定。

長さ

地下における断層面の位置・形状
長さ及び上端の位置
上端の深さ
一般走向

傾斜

幅
(3) 断層のずれの向きと種類

地表での長さ・
位置と同じ

０km
N35°E

約 30°南東傾斜（深さ 200 m 以浅）

◎
○

○

不明

一般走向は、断層帯の主要な方向（図２参照）。
傾斜は、地形の特徴
や断層露頭及び反射法弾性波探査結果か
ら推定（文献１、２、４、６、９、10 など）。
地震発生層の下限の深さは約 20km。

南東側隆起の逆断層◎地形の特徴などによる。

0.4－0.8 m／千年程度（上下成分）○

文献６、８、10、11に示された資料から推定。

２．断層帯の過去の活動(1) 平均的なずれの速度4(2) 過去の活動時期

活動１（最新活動）
約３千２百年前以後、９世紀以前○

活動２（１つ前の活動）
約３千９百年前以後、約２千４百年前
以前△

活動３（２つ前の活動）
約４千９百年前以後、約３千７百年前
以前○

活動時期は、文献１、
10 に示された資料から推定。説明文 2.2(2)参照。

(3) １回のずれの量 １回のずれの量 ２－３ｍ程度（上下成分） △と平均活動間隔
平均活動間隔 １千２百－１千９百年△程度

文献 10、11 に示された資料から推定。
最近３回の活動から推定。説明文 2.2(4)参照。

(4) 過去の活動区間

断層帯全体で１区間○

断層の位置関係、形状等から推定。

断層帯全体で１区間○

マグニチュード 7.6 程度
２－３ｍ程度（上下成分）○△

断層の位置関係、形状などから推定。
断層の長さから推定。
過去の活動から推定。

３．断層帯の将来の活動(1) 将来の活動区間 活動区間
及び活動時の地
震の規模
地震規模
ずれの量

表２

邑知潟断層帯の将来の地震発生確率（ポアソン過程を適用）

項目

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

将来の地震発生確率
（注６）
２％
３％－４％
５％－８％
10％－20％

信頼度
（注７）

d

備

考

発生確率は文献３による。

注 1：邑知潟断層帯では、活動間隔の長さと比較して最新活動時期の幅が広いため、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）を適用せず、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与えないモデル）を適用して地震発生確率を求めた。ポアソン過程を用いたため、地震発生の確率はいつの時点でも同じであり、本来時間と共に変化する確率の「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全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）を使用して行なった。

5

注 2：我が国の陸域及び沿岸域の主要な 98 の活断層のうち、2001 年４月時点で調査結果が公表されているものについて、その資料を用いて今後 30 年間に地震が発生する確率を試算すると概ね以下のようになると推定される。
98 断層帯のうち約半数の断層帯：30 年確率の最大値が 0.1%未満
98 断層帯のうち約 1/4 の断層帯：30 年確率の最大値が 0.1%以上－３%未満
98 断層帯のうち約 1/4 の断層帯：30 年確率の最大値が３%以上（いずれも 2001 年４月時点での推定。確率の試算値に幅がある場合はその最大値を採用。）
この統計資料を踏まえ、地震調査委員会の活断層評価では、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」
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

活動した活断層

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)
約 1.7－約 3.5
1995 年兵庫県南部地震 六甲・淡路島断層帯主0.02%－8%
0.06%－80%（Ｍ7.3）
部淡路島西岸区間「野島断層を含む区間」(兵庫県)
約 1.7－約 3.6
1858 年飛越地震
跡津川断層帯
ほぼ 0%－13%
ほぼ 0%－（Ｍ7.0－7.1）(岐阜県・富山県)

1847 年善光寺地震（Ｍ7.4）

長野盆地西縁断層帯(長野県)

90%より大
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, 2001a）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。
平均活動間隔が２千年の場合は 30 年確率の最大値は 12%程度、１千年の場合は 23%程度である。
注４：信頼度は、特性欄に記載されたデ－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：吾妻ほか（2004）
文献２：池田ほか編（2002）
文献３：地震調査研究推進本部地震調査委員会（2001a）
文献４：活断層研究会編（1991）
文献５：小池・町田編（2001）
文献６：水野ほか（2003）
文献７：中田・今泉編（2002）
文献８：太田ほか（1976）
文献９：下川ほか（2002）
文献 10：杉戸ほか（2004）6

文献 11：堤ほか（2000）
注 6：邑知潟断層帯は、活動間隔の長さと比較して最新活動時期の幅が広いため、通常の手法を適用せず、長期間の確率の平均値を示した。最新活動時期によってはこの値より大きく、または小さくなる。なお、本断層帯は平均活動間隔が１千２百－１千９百年程度、最新活動時期は約３千２百年前以後、９世紀以前と求められているので、通常の手法による 30 年確率のとり得る
範囲はほぼ 0.5％－18％となる。
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。
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。

7

（説明）
１．邑知潟（おうちがた）断層帯に関するこれまでの主な調査研究
邑知潟断層帯は、能登半島南部の邑知潟平野付近から宝達（ほうだつ）丘陵北西縁に沿って分布する断層帯である。
邑知潟平野の成因については、正断層で境された地溝とする見方（田邊, 1940a, b など）や、地形境界に断層を伴わない向斜構造とする見解（大塚, 1934, 1935；Otuka, 1935 など）などが提案されていた。これに対し、太田ほか（1976）は変動地形学的な考察から邑知潟平野の成因を ramp valley（逆断層地溝）によるものとみなした。両者の間で活発な議論（木村・恒石, 1978；太田ほか, 1978）が続いた以降は、太田ほか（1976）の地溝の両縁を逆断層で境されるという見解が主流となった。
断層の地下構造を把握するための調査としては、下川ほか（2002）、水野ほか（2003）、片川ほか（2003）により反射法弾性波探査が、片川ほか（1995）により群列ボーリング調査が実施されており、これらの調査結果から逆断層の存在が推定されている。
活動履歴を把握するための調査としては、堤ほか（2000）、杉戸ほか（2002）、杉戸・堤（2003）、
吾妻ほか（2004）、杉戸ほか（2004）などによって、地形地質的調査、ボーリング調査、トレンチ調査などが実施されている。
なお、本断層帯付近の活断層の位置は、活断層研究会編（1980, 1991）、小池・町田編（2001）、池田ほか編（2002）、中田・今泉編（2002）等に示されている。
２．邑知潟断層帯の評価結果
２．１ 邑知潟断層帯の位置及び形態（１）邑知潟断層帯を構成する断層
邑知潟断層帯は石川県七尾市から、鹿島郡中能登町、羽咋（はくい）市、羽咋郡宝達志水（ほうだつしみず）町を経て、かほく市に至る断層帯で、古府（ふるこ）断層、石動山（せきどうさん）断層、野寺断層、坪山－八野断層及び内高松付近の断層（注８）から構成される（図１－１
及び図２）。本断層帯の北東部から中部では、断層が概ね宝達丘陵の北西縁に沿って連続して分布
し、南西部では、宝達丘陵西部に幅 1.5－3km 程度の断層帯をなして分布する。
本断層帯を構成する各断層の位置・形態は、活断層研究会編（1991）、池田ほか編（2002）、中田・今泉編（2002）などに示されており、断層の位置はこれらの資料で概ね一致する。ただし、断層帯の北東端、南西端の位置については文献ごとに若干の相違がみられる。ここでは、本断層帯の位置は、活断層研究会編（1991）、小池・町田編（2001）、池田ほか編（2002）及び中田・今
泉編（2002）によった。このうち、本断層帯の北東端の位置については池田ほか編（2002）に基づいて七尾市万行（まんぎょう）付近、南西端の位置については、小池・町田編（2001）に基づ
き、かほく市指江（さしえ）付近とした。また、名称は活断層研究会編（1991）に従った。
なお、邑知潟平野の北東縁には、徳田北方の断層（注８）と眉丈山（びじょうさん）第２断層（活断層研究会編，1991）からなる眉丈山断層帯が、長さ 18km で北東－南西方向に延びる。眉丈山断層帯は、地表では邑知潟断層帯と 5 km 以内に近接して並走するが、ずれの向きが逆であることから、地下深部では断層面が離れていくと判断されるため、別の断層帯をなすと判断した。
その上で、眉丈山断層帯単独では、長さが地震調査研究推進本部（1997）の基盤的調査観測対象（長さ 20 km 以上）に該当しないため、ここでは評価対象には含めなかった（図３、注９）。
また、本断層帯の南方に位置する森本・富樫断層帯と砺波平野断層帯西部については、地震調
8査研究推進本部地震調査委員会（2001b, 2002）にて、別途評価されている（図１－２）。
（２）断層面の位置・形状
邑知潟断層帯の一般走向は、図２に示された断層帯の主要な方向である N35°E とした。また、長さについては、上述の走向方向（N35°E）に野寺断層の南西端を投影させて計測して、約 44kmとした。
断層面上端の深さは、断層変位が地表に達していることから 0 km とした。
断層面は、変位地形の特徴（活断層研究会編, 1991；池田ほか編, 2002 など）やトレンチ壁面に認められる断層の傾斜（吾妻ほか, 2004；杉戸ほか, 2004）及び反射法弾性波探査結果（下川ほか,
2002；水野ほか, 2003）などから、深さ 200 m 以浅では約 30°で南東傾斜を示すと推定される（図４）。また、副次的な断層と推定される野寺断層などでは、変位地形の特徴（活断層研究会編,
1991；池田ほか編, 2002 など）や断層露頭（三崎, 1980）などから、断層面は北西傾斜を示すと推定される。
断層面の下端の深さは、地震発生層の下限の深さが約 20 km と推定されることから、20 km 程度と推定される。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）
邑知潟断層帯は、上述の断層面の傾斜、断層変位地形及び断層露頭などから、断層帯全体としては断層の南東側が相対的に隆起する逆断層であると考えられる。また、断層帯の南部に位置す
る副次的な断層は、断層の北西側が相対的に隆起する逆断層と考えられる。
２．２

邑知潟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）（注 10）① 水白（みじろ）地点
中能登町水白地点では、断層を挟んで掘削されたボーリング調査の結果、姶良 Tn 火山灰層（約２万８千年前：注 11）に 10.5－11.6 m の上下変位が報告されている（杉戸ほか, 2004）。よって、本地点における平均上下変位速度は約 0.4 m／千年と推定される。
なお、本地点では三瓶木次（さんべきすき）火山灰層（約 11 万５千－11 万年前：注 11）にも16 m の上下変位が報告されており（杉戸ほか, 2004）、これに基づくと平均上下変位速度は 0.1－
0.15 m／千年と求められる。ただし、三瓶木次火山灰層を挟む地層の変形はさらに南東側にも広がっていること（杉戸ほか, 2004）から、実際の平均上下変位速度はこの数値より大きいものと推定される。
②

本江（ほんごう）地点
羽咋市本江地点では、断層の下盤側で掘削されたボーリング調査の結果、地表（沖積面）から

深度約 20 m に阿蘇４火山灰層（約９万－８万５千年前：注 11）が確認されている（水野ほか, 2003）。
このことから、断層下盤側の阿蘇４火山灰層降下以降の沈降量は約 20 m となる。また、太田ほか（1976）及び吾妻ほか（2004）によれば、約 12 万年前に形成されたと推定される M1 面が、断層の上盤側において沖積面と最大 25 m 程度の比高をもつと読むことができる。このことから、
約 12 万年前以降における断層の上盤側の隆起量は最大 25 m と推定される。
以上のことから、本地点における邑知潟断層帯による 12－９万年前以降の上下変位量は 45 m程度と推定される。したがって、本地点の平均上下変位速度は概ね 0.4－0.5 m／千年の可能性が9あると判断される。
③

宇土野（うどの）地点
羽咋市宇土野地点では、断層を挟んで実施したボーリング調査とジオスライサー調査の結果か

ら、約７千２百－７千年前の腐植土層が撓曲崖の範囲（幅 100－150 m）で上下に 5.2－6.2 m 変位
しているとされる（堤ほか, 2000）。このことに基づくと、本地点における平均上下変位速度は 0.8
m／千年程度と推定される。
以上の３地点の検討結果から、本断層帯の平均上下変位速度は 0.4－0.8 m／千年程度と推定される。
（２）活動時期ａ）地形・地質的に認められた過去の活動① 水白地点
中能登町水白地点では、扇状地性の河成面を切る低断層崖の基部において、トレンチ調査が実施された（杉戸ほか, 2004：図５－７）。
ⅰ）最新活動
崩壊前のトレンチ北東側壁面（図５）では、UnitⅡ下部の砂礫層が断層に向かって緩やかに傾斜を増す。また、その基底は断層付近で引きずられるように直立ないし逆転しているように見え（杉戸ほか, 2004）、この構造は UnitⅠにほぼ水平に覆われる。これらのことから UnitⅡ下部堆積後、UnitⅠ堆積前に最新活動が生じたと推定される。ただし、UnitⅡ下部の堆積時期を直接示す
年代が得られていないため、ここではその下位の UnitⅢから得られた 14C 年代値（約３千２百－２千９百年前）から、約３千２百年前以後に断層活動が生じたとしか限定できない。また、上位の UnitⅠは耕作土または人工埋土であると推定されることから（杉戸ほか，2004）、この活動時期の上限は押さえることができない。なお、崩壊前のトレンチ壁面では、UnitⅠ中に UnitⅡ起源と考えられる腐植質土壌のブロックが反転するように挟まれている（図５）ほか、崩壊後の北東壁面でも UnitⅡの砂層が珠洲焼片を含む UnitⅠ上に反転して倒れこむような構造が見られる（図６）。しかし、UnitⅠの基底に上下変位が見られないこと、UnitⅠが人工の地層であることから、断層活動を示す証拠とはならないと判断される（杉戸ほか, 2004）。
ⅱ）１つ前の活動
崩壊前のトレンチ北東側壁面（図５）では、UnitⅢの中部－下部が UnitⅡに傾斜不整合で覆われる。さらに、UnitⅡが断層付近から低下側にのみ分布し、かつ UnitⅢ（中部－下部）が低下側・隆起側両側に分布することから、UnitⅡ堆積開始時にはすでに UnitⅢが断層運動を受けて低断層崖が形成されていた可能性がある。したがって、UnitⅢ（中部－下部）堆積より後、UnitⅡ堆積より前に断層活動が生じたと推定される。ただし、UnitⅢ（中部－下部）から得られた 14C 年代
試料は、下位の地層から得られた年代よりも古く、再堆積した試料の可能性がある。よってここ
では、活動時期の下限については Unit Ⅳの上部から得られた 14C 年代値（約３千９百－３千７百年前）、及び上限に関しては UnitⅡ上部から得られた最も古い 14C 年代値（約２千８百－２千４百年前）をもとに、約３千９百年前以後、約２千４百年前以前に断層活動が生じた可能性があると判断する。
ⅲ）２つ前の活動
10

崩壊前及び崩壊後のトレンチ北東側壁面（図５、６）では、著しく変形した Unit V（約４千９
百－４千６百年前：中部）を約３千９百－３千７百年前の 14C 年代値を示す Unit IV（砂礫層）が不整合で覆う。また、断層の上盤側の Unit V の著しい変形は、少なくとも同層上部の腐植土層の一部に及んでいる可能性がある。以上のことから、本地点での２つ前の活動時期は約４千９百年前以後、約３千７百年前以前であったと推定される。また、UnitⅤ基底の変形の程度は UnitⅥに比べて著しく大きいことから、UnitⅤの堆積中にもう１つ以上の断層活動があった可能性もある。
さらに、トレンチの両側壁面において、UnitⅥはグリッド横軸 10ｍより南東では西への急傾斜を示すが、断層に近づくにつれて傾斜が急になり、グリッド横軸８－10ｍ付近では傾斜が逆転する。一方、UnitⅥを覆う UnitⅤはグリッド横軸８－10ｍ付近において西へ急傾斜するが、地層が逆転するまでには到らない。このように UnitⅥと UnitⅤとの間に傾斜不整合が認められることから、UnitⅥ堆積より後、UnitⅤ堆積より前の層準に断層活動があったと推定される。その年代はUnitⅥ最上部で姶良 Tn 火山灰が見出されており、一方で、UnitⅤ層中で得られた最も古い 14C 年
代値は約９千４百－９千１百年前を示すことから、約２万８千年前以後、約９千１百年前以前と推定される。ただし、UnitⅥの変形の程度は UnitⅤに比べて著しく大きいことから、この間には複数の断層活動が存在する可能性が高い。
②

本江地点
羽咋市本江地点では、小規模な谷の谷底に分布する L2 面上に認められる低断層崖の基部において、トレンチ調査が実施された（吾妻ほか, 2004：図８）。
トレンチ両側壁面において、断層は約６千５百－６千４百年前の 14C 年代値を示す Unit IV を切り、８－９世紀の 14C 年代値を示す Unit II に覆われている。したがって、本地点では約６千５百年前以後、９世紀以前に少なくとも１回以上の活動があったと考えられる。
なお、吾妻ほか（2004）は、Unit III（約４千５百－４千３百年前）にブロック状の腐植土やシルトが含まれることから、同層を断層活動に伴う崩積性堆積物である可能性も指摘している。
③

宇土野地点
羽咋市宇土野地点では、断層を挟んで実施したボーリング及びジオスライサー調査の結果から、

約７千２百－７千年前の 14C 年代値を示す腐植土層の撓曲変形が報告されている（堤ほか, 2000）。
したがって、この地点では、約７千２百年前以後に少なくとも１回以上の活動があったことが推定できるが、この資料からこれ以上活動時期を絞り込むことはできないと判断した。
ｂ）先史時代・歴史時代の活動
本断層帯の活動と直接関係する先史時代・歴史時代の地震に関する資料は知られていない（宇佐美, 2003）。
以上のことから、邑知潟断層帯の最新活動時期は約３千２百年前以後、９世紀以前と推定される。また、１つ前の活動時期は約３千９百年前以後、約２千４百年前以前の可能性があり、２つ前の活動時期は約４千９百年前以後、約３千７百年前以前と推定される（図９）。
さらに、２つ前の活動とは別個に UnitⅤ堆積中にはさらに１回以上の断層活動があった可能性もあり、約２万８千年前以後、約９千２百年前にも複数回の断層活動があったと考えられる（図

11

９）。
（３）１回の変位量（ずれの量）（注 10）
羽咋市宇土野地点で実施された調査結果に基づくと、堤ほか（2000）が指摘した腐植土層（約７千２百－７千年前）の上下変位量（5.2－6.1 m）は、本断層帯の最近３回もしくはそれ以上の活動によって生じたことになることから、１回の活動に伴う上下変位量は２ｍ程度もしくはそれ以下となる。
また、断層帯の北東部では比高 2.0－2.7 m の変動崖が最低位の地形面に見いだされることから、堤ほか（2000）は、これらの比高２－３m 程度の変動崖を１回の活動に伴う変位量である可能性が高いとしている。
さらに、本断層帯の長さは約 44 km であることから、経験式（１）及び（２）を用いると、１回の活動に伴う上下変位量は約 3.5 m と計算される。
用いた経験式は松田（1975）による次の式である。ここで、Ｌは断層の長さ（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。
LogＬ＝0.6 Ｍ－2.9（１）

LogＤ＝0.6 Ｍ－4.0（２）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２－３ｍ程度であった可能性があると判断する。
なお、羽咋市水白地点で実施されたトレンチ調査結果では、Unit III の上面は上下方向に約 2.2 m
変位している（杉戸ほか, 2004）。このことに基づくと、１回の活動に伴う変位量は約１m となる。
ただし、断層面の傾斜（30－35°）に沿った傾斜成分の変位量や、本地点での阿蘇４火山灰層を挟む Unit IV の変形は断層の上盤側の広い範囲にも及んでいること（杉戸ほか, 2004）を考慮すると、１回の活動に伴う変位量はこの数値よりも大きくなる可能性もある。また、杉戸ほか（2004）
では、隆起側の UnitⅢから得られた年代値は、低下側のものよりやや新しいことから、より上位の地層に相当する可能性も捨てきれないとしており、その場合には本地点で１回の変位量について議論することはできなくなる。
（４）活動間隔
前述したように邑知潟断層帯では、最新活動は約３千２百年前以後、９世紀以前に生じたと推定される。また、約３千９百年前以後、約２千４百年前以前に１つ前の活動があった可能性があり、約４千９百年前以後、約３千７百年前以前に２つ前の活動が生じたと推定される。
これら最近３回の活動に基づくと、平均活動間隔は最長で１千９百年程度と推定される。一方、最新活動時期の下限については、１つ前の活動時期と重複するなど十分に年代が限定されていな
い。したがって、ここでは約３千７百年前以後に３回活動があったとして、平均活動間隔は最短で１千２百年程度の可能性があるとした。これらのことから、本断層帯の平均活動間隔は１千２
百－１千９百年程度の可能性があると判断した。
なお、本断層帯の平均上下変位速度は 0.4－0.8m／千年程度、１回の活動に伴う上下変位量は 2－３m 程度と求められていることに基づくと、平均活動間隔は２千５百－７千５百年程度と最近３回の活動から求めた活動間隔よりもやや長めの値が求められる。
12

（５）活動区間
邑知潟断層帯は断層がほぼ連続的に分布することから、松田（1990）の基準に基づけば全体が１つの区間として活動したと推定される。
（６）測地観測結果
邑知潟断層帯周辺における 1994 年までの約 100 年間の測地観測結果では、断層帯の北部で北東－南西方向の縮みが見られる。
また、1985 年からの約 10 年間では、顕著な歪みは見られない。
最近５年間のＧＰＳ観測結果でも、顕著な歪みは見られない。
（７）地震観測結果
邑知潟断層帯周辺の最近約６年間の地震観測結果によると、本断層帯の地震活動は極めて低調である。本断層帯より少し北の能登半島では 1892 年と 1933 年にマグニチュード６クラスの地震が発生している。周辺の地震活動から推定した本断層帯の地震発生層の下限の深さは約 20 km である。
２．３ 邑知潟断層帯の将来の活動（１）将来の活動区間及び地震の規模
邑知潟断層帯は、全体が１つの活動区間として活動すると推定される。この場合、断層帯の長さが約 44 km であることから、前述の経験式（１）を用いると、発生する地震の規模はマグニチ
ュード 7.6 程度と求められる。また、その際には、過去の活動に基づくと、断層の南東側が北西側に対して相対的に２－３m 程度高くなる段差や撓みが生じる可能性がある。
（２）地震発生の可能性
邑知潟断層帯の平均活動間隔は１千２百－１千９百年程度であった可能性がある。しかし、活動間隔の長さと比較して最新活動時期の幅が広いため、上述のような規模の地震が発生する長期確率を通常の評価で用いている更新過程ではなく、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）を適用して求めた。信頼度の低い平均活動間隔を用いた計算であることに十分留意する必要があるが、本断層帯では、平均活動間隔が１千２百－１千９百年程度の可能性があることを基に、ポアソン過程を適用して地震発生確率を求めると、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％、３％－４％、５％－８％、10％－20％となる（表２）。
なお、通常の活断層評価で用いている更新過程によった場合、最新活動時期が約３千２百年前
以後、９世紀以前と推定され、平均活動間隔が１千２百－１千９百年程度の可能性があるので、
30 年確率のとり得る範囲はほぼ 0.5％－18％となる。
３．今後に向けて
邑知潟断層帯の将来の活動性を明確にするためには、最新活動時期をさらに精度良く明らかにするとともに、平均活動間隔、平均的なずれの速度及び１回のずれの量など、過去の活動に関する精度のよい資料をより一層集積する必要がある。
また、本断層帯の周辺に位置する森本・富樫断層帯や砺波平野断層帯西部の活動との関連に

13

ついても検討する必要がある（図１－２）。
注８：徳田北方の断層及び内高松付近の断層については、いずれも活断層研究会編（1991）では単に
徳田北方及び内高松付近としか記載がないことから、本評価に関しては便宜上これらの断層を「徳田北方の断層」及び「内高松付近の断層」と名称の後ろに「の断層」をつけて表記した。
注９：眉丈山断層帯については、邑知潟平野北西縁の山麓に沿って分布すると推定され、断層線が非常に直線的で明瞭な地形境界をなすことから、確実度Ｉの断層とされてきた（太田ほか，1976；
活断層研究会編，1991 など）。しかし、その後に実施された調査や詳細な地形判読結果から、その大部分は第四紀後期にほとんど活動していないとする見解も出されている（片川ほか，
1995；池田ほか編，2002 など）。
注 10：｢変位｣を、１頁の本文、４－５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（たわ）みの成分｣よりなる。
注 11：姶良 Tn（AT）火山灰の降下年代については、日本第四紀学会第四紀露頭集編集委員会編（1996）、
小池・町田編（2001）等から、25,000 年 BP とし、暦年補正して約２万８千年前とした。阿蘇４（Aso-4）火山灰及び三瓶木次（SK）火山灰の降下年代値については、町田・新井（2003）
に従って、それぞれ約９万－８万５千年前、約 11 万５千－11 万年前とした。
注 12：10,000 年 BP よりも新しい炭素同位体年代については、Niklaus（1991）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。また、10,000
年 BP より古い炭素同位体年代については、Kitagawa and van der Plicht（1998）のデータに基づ
いて暦年補正し、四捨五入して千年単位で示した。

14

文

献

吾妻

崇・下川浩一・水野清秀・杉山雄一・杉戸信彦・堤浩之（2004）：邑知潟断層帯・石動

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17

図３

邑知潟断層帯の評価において考慮した断層

18

図４

反射法弾性波探査結果（水野ほか, 2003：一部加筆）
図２の C 測線に対応する。(A) 深度断面、(B) 解釈断面。

19

20

図５

石動山断層水白地点：トレンチ北東壁面の写真（崩壊前：杉戸ほか, 2004）
グリッドは１ｍ間隔。北東壁面の距離程 4.2－8.8ｍ程度（横方向）の区間に相当する。

21

図６

石動山断層水白地点：トレンチ北東壁面の写真とスケッチ（崩壊後：杉戸ほか, 2004）
グリッドは１ｍ間隔。年代値は暦年補正後の放射性炭素同位体年代。評価に用いた年代値を、Niklaus (1991) に基づいて暦年補正し、 100 年単位で四捨五入して表示すると以下のようになる。
1210-900BC (UnitⅢ) → 約３千２百－２千９百年前、1860-1660BC (UnitⅣ) → 約３千９百－３千７百年前、2870-2670BC (UnitⅤ) → 約４千９百－４千６百年前

22

図７

石動山断層水白地点：トレンチ南東壁面の写真とスケッチ（杉戸ほか, 2004）
グリッドは１ｍ間隔。年代値は暦年補正後の放射性炭素同位体年代。評価に用いた年代値を、Niklaus (1991) に基づいて暦年補正し、 100 年単位で四捨五入して表示すると以下のようになる。
760-400BC (UnitⅡ) → 約２千８百－２千４百年前、1880-1700BC (UnitⅣ) → 約３千９百－３千７百年前、7450-7180BC (UnitⅤ) → 約９千４百－９千１百年前

23

図８

石動山断層本江地点：トレンチ壁面のスケッチ（吾妻ほか, 2004）
グリッドは１ｍ間隔。年代値は暦年補正後の放射性炭素同位体年代。評価に用いた年代値を、Niklaus (1991) に基づいて暦年補正し、 紀元後を世紀単位、紀元前を 100 年単位で四捨五入して表示すると以下のようになる。
720AD－890AD (UnitⅡ) → ８－９世紀、4550BC－4400BC (UnitⅣ) → 約６千５百－６千４百年前

邑知潟断層帯
石動山断層

年代（年前）

水白地点

本江地点

2

1

0

1000
9世紀

2000
イベント１

2400

3000
イベント２

3200
複数回
の活動

BC1694

3700
3900

4000
イベント３

4900

5000

凡 例
３回前の活動とは別にUnitⅤに１回以上の活動があったと推定

6000

イベント層準が推定された期間

イベントがないと推定された期間

6500

破線は信頼度が相対的に低い期間

9100

複数回
の活動

28000

図９

邑知潟断層帯の活動の時空間分布図
24

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ａ
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。

25