付録 5-2

平成 25 年２月１日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

福智山断層帯の長期評価
１．活断層の位置・形態
福智山（ふくちやま）断層帯は、福岡県北九州市若松区頓田（とんだ）付近
から、八幡西区、直方市、田川郡福智町を経て、田川市夏吉（なつよし）付近
にかけて分布する、地表で確認できる長さが約 28 km で、北北西－南南東方向に延びる西側隆起の逆断層成分を伴う、左横ずれを主体とする断層である（図１、図２）。
２．断層面の地下形状
トレンチ調査で得られた情報などに基づくと、福智山断層帯の断層面は、地表付近では高角で、60－90°で西傾斜を示す。地表で認められる福智山断層帯の北方延長の海域における音波探査結果に基づくと、地表で確認できる断層の北端が地下の断層の北端と一致している可能性がある（図１）。南方延長についても、周囲の地質構造を考慮すると、地表で確認できる南端が地下の断層の南端である可能性がある（図１）。したがって、地下を含めた断層面の長さは、地表で認められる断層の長さと同じく約 28 km の可能性がある。
３．過去の断層活動
福智山断層帯の上下方向の平均的なずれの速度は 0.02－0.03 m/千年程度である。平均的な左横ずれの速度は不明である。最新活動時期は約２万８千年前以後、約１万３千年前以前であったと推定される（表１）。１回の活動におけるずれの量は、最大３m 程度であった可能性があり、上下成分は約 0.2－0.7 m であった可能性がある。平均活動間隔は約９千４百－３万２千年であった可能性がある。福智山断層帯では、歴史時代に発生した確かな被害地震は知られていな
い。
４．活動時の地震規模
地下の断層面の長さに基づくと、福智山断層帯の全体が１つの区間として活動した場合、マグニチュード（M）7.2 程度の地震が発生する可能性がある（表１）。
５．地震後経過率（注１）
福智山断層帯では、平均活動間隔に対する現在における地震後経過率は、0.4以上となり、0.5 を越えている可能性があることから、将来の活動性について注
意すべき活断層である（表１、表２）。
６．今後に向けて
福智山断層帯においては、過去の活動履歴について精度の高い値が求められていない。特に、最新活動時期と平均活動間隔が絞り込めていないため、地震後経過率や地震発生確率の信頼性が低い。したがって、今後活動履歴に関する
詳細なデータを集積させる必要がある。

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図１ 福智山断層帯の位置とその周辺の地質構造：福智山断層帯を含む周辺の評価対象活断層（帯）の端点
地質図は脇田ほか編（2009）20 万分の１日本シームレス地質図 DVD 版に基づく。
活断層の位置は地震調査研究推進本部長期評価部会活断層評価手法等検討分科会地表形状作業
グループによる地形判読結果及び地震調査研究推進本部長期評価部会活断層分科会による重力異常の検討結果に基づく。

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表１ 福智山断層帯の特性
項目

1. 活断層の位置・形態(1) 構成する断層(2) 断層帯の位置・形状

特

性

信頼度
（注２）

頓田（とんだ）断層、福智山断層
断層帯の位置（北端）（南端）

北緯 33°55.4’
東経 130°44.3’
北緯 33°40.7’
東経 130°49.0’○○

地表の断層の長さ 約 28 km
一般走向
N15°W

○
○

左横ずれ主体の断層
西側隆起の逆断層成分を含む○

２．断層面の地下形状(1) 断層面の傾斜

断層面の傾斜○(2) 断層面の幅

上端の深さ

高角西傾斜 60－90°（地表付近)
約０km

下端の深さ
断層面の幅

約 14 km14－16 km 程度○△(3) ずれの向きと種類(3) 断層面の長さ３．過去の断層活動(1) 平均的なずれの速度(2) 過去の活動時期(3) １回のずれの量◎

地下の断層面の長さ 約 28 km△

0.02－0.03 m／千年程度（上下成分）○

活動１（最新活動）
約２万８千年前以後、約１万３千年
前
３m 程度（全体）約 0.2－0.7ｍ（上下成分）○△△(4) 平均活動間隔

約９千４百－３万２千年△(5) 過去の活動区間

根 拠
（注３）
文献１、６、７による。
文献４及び地震調査研究推進本部長
期評価部会活断層
評価手法等検討分
科会地表形状作業
グループの地形判
読結果による。数値は、図１から計測。形状は図１、
図２を参照。
文献１、２、４、５による。
文献１、４から推定。
地形の特徴から推定。
地震発生層の下限
上端、下端の深さと傾斜角から推
定。
説明文３．
（３）を
参照。
文献１、４及び説
明文４．
（１）を参
照。
文献１、４及び説
明文４．
（２）を参
照。
全体のずれの量は断層面の長さから推定。上下成分は
文献１、４及び説
明文４．
（３）を参
照。
説明文４．
（４）を
参照。

全体で１区間△４．活動時の地震規模(1) 活動時の地震規模

マグニチュード 7.2 程度△

地下の断層面の長さから推定。

５．地震後経過率
地震後経過率（注１）0.4－3.0△

説明文６を参照。

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表２ 福智山断層帯の将来の地震発生確率等

地震後経過率（注１）

将来の地震発生確率等（注４）0.4－3.0

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

ほぼ０－３%
ほぼ０－４%
0.001－８%0.004－23%

集積確率（注６）

ほぼ０－100%

項

目

信頼度
（注５）

c

備

考

発生確率及び集積確率は
文献３による。

注１：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。今回評価した数字である 0.4 は 13,000 年を 32,000 年で割った値である。
注２：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３：文献については、本文末尾に示す以下の文献。
文献１：千田ほか（2001）
文献２：千田ほか（2005）
文献３：地震調査研究推進本部地震調査委員会（2001）
文献４：北九州市（1998）
文献５：中田・今泉編（2002）
文献６：岡部・小原（1972）
文献７：富田（1967）
注４：評価時点はすべて2013年１月１日現在。なお、計算に用いた平均活動間隔の信頼度は低い（△）ことに留意されたい。
注５：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。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。
注６：前回の地震発生から評価時点までの間に地震が発生しているはずの確率。

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図２ 福智山断層帯の地表における詳細位置と主な調査地点
１：頓田地点 ２：小竹地点 ３：割子川地点 ４：上の原地点 ５：町上津役地点 ６：石坂地点 ７：笹田
地点 ８：上野地点：福智山断層帯と周辺の詳細な評価の対象とする活断層（帯）の端点。
基図は、国土地理院発行数値地図 200000（地図画像）「福岡」を使用。網掛け線は、重力異常や音波探査により位置が推定された活断層。

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（説明）
１． 活断層の概要
福智山断層帯は、福岡県北九州市若松区頓田（とんだ）付近から同県田川市夏吉付近にかけて分布し、石峰山、皿倉山、福智山などを含む石峰山地及び皿倉－福智山山地の西縁を限る断層帯である。これらの山地は白亜紀花崗閃緑岩、中生界関門層群、三郡変成岩を含む古生代に形成された付加コンプレックスから構成される一方、断層帯の西側は筑豊炭田北部の古第三系が分布し、福智山断層帯が概ね地質境界となっている（富田,1967；松下,1971；高橋ほか,1971；久保ほか,1993；中江ほか,1998）（図１）。
地質境界として報告されている断層と活断層の位置は、概ね一致している。福智山断層
帯は、北九州市八幡西区町上津役（まちこうじゃく）付近（図２の地点５）で地表トレー
スが屈曲し、地質境界断層としてはこの地域を境に、北側は二島（ふたじま）断層、南側は福智山断層と異なる名称が与えられている（富田，1967）。二島断層は洞海断層（岡部・小原，1972）とも呼ばれている。一方、活断層としては、洞海湾を境に北側に頓田断層（九州活構造研究会編,1989）、南側に福智山断層の名称が与えられている（活断層研究会
編,1980）。
断層帯周辺の古第三系の分布に基づくと、地質断層としての福智山断層帯は、東側隆起の正断層であることが示唆される。一方、活断層としての福智山断層帯については、更新
統を変位させる断層の露頭観察に基づき、浦田ほか（1977）や木原ほか（1981）、小原ほか（1989）は、左横ずれを伴う逆断層であることを報告している。さらに、空中写真判読、
現地調査及びトレンチ調査に基づいて、福智山断層帯の平均変位速度や過去の活動についての検討を行った北九州市（1998）や千田ほか（2001）は、活断層としての福智山断層帯
は第四紀後半に西側隆起の逆断層活動に変化し、皿倉－福智山地を相対的に沈降させていると推定している。
２． 活断層の位置及び形態（１） 構成する活断層
福智山断層帯は、頓田断層と福智山断層から構成される。頓田断層と福智山断層は、いずれも断層の東側の山地を相対的に沈降させ、西側を隆起させる逆断層成分を持つ断層であることなどを考慮すると、一連の断層であるとみなすことができ（千田ほか，2001，2008）、
本評価ではこれらを一括して福智山断層帯と呼ぶ。
（２） 断層の位置・形状
地形・地質情報から認定されている福智山断層帯は、北九州市若松区頓田付近から田川市
夏吉に至る長さ約 28 km の断層帯である。一般走向は、N15°W である（図１、図２）。
本評価では、活断層としての福智山断層帯の北端を、中田・今泉編（2002）に基づき、若松区頓田の海岸とした（図２）。海岸から約 400 m 南側では、低位段丘面に変位量２ｍ程度の西側隆起の低断層崖が認められている（中田・今泉編，2002）。頓田地区では、第四紀層の変位や基盤岩上での変位の累積を示す証拠はないものの、ボーリング調査により断層破砕帯が確認されている（北九州市，1998）（図３）（図２の地点１）。一方、頓田北方の海域での音波探査記録には、関門層群と考えられる音響基盤とそれを被覆する完新世の堆積物が認められ、関門層群の上面に相当する反射面は不規則な形状を示しているが、これを覆う完新世堆積物中には、断層活動によるとみられる地層のずれや変形は認められていない（北九州市，1998）。したがって、頓田の海岸が活断層としての北端と考えられる。
活断層としての福智山断層帯の南端は、九州活構造研究会編（1989）に基づき、田川市
夏吉付近とした。これより南側には、断層変位地形は報告されていない。一方、これより南方では、地質断層が連続するものの、その走向は東西に屈曲し、さらに別の断層により切断される（高橋ほか,1971）。このような地質構造を考慮すると、夏吉付近より大きく南に延びることは考えにくく、この付近が活断層としての南端と考えられる。

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以下、福智山断層帯に沿う変位地形及び地質構造の概要を北から順に述べる。
北九州市若松区頓田から同市若松区二島にかけての区間では、丘陵や山地斜面に比高 10－20 m の西側隆起の崖地形が連続的に認められる（九州活構造研究会編，1989；千田ほか，
2001）。また、低位段丘面にも西側隆起の低断層崖が認められる（千田ほか，2001；中田・今泉編，2002）。
洞海湾をはさむ北九州市若松区二島から同市八幡西区皇后崎（こうがさき；洞海湾の南）の間には断層変位地形はみられない（北九州市，1998；千田ほか，2001）。一方、既存のボーリング資料をまとめた洞海湾南海域の地質断面図（北九州市，1998）には、更新統の基底に５m 程度の西側隆起の高度差が認められ、千田ほか（2008）では、この区間における福智山断層帯は伏在断層であるとしている（図４）。
八幡西区皇后崎から同区割子川（図２の地点３）の間も、崖が連続して認められるが、変位地形は不明瞭である（北九州市，1998；千田ほか，2001）。皇后崎の鹿児島本線線路沿い
では、断層通過位置としての可能性が高い古第三系と白亜紀花崗岩類との境界付近において、群列ボーリング調査が行われ、断層の位置が距離６m の範囲で絞りこまれている。しかし、断層を挟んでの第四系の変位や基盤岩類上面での変位の累積を示す積極的な証拠は確認されていない（北九州市、1998）。
八幡西区町上津役付近（図２の地点５）の屈曲を含む、同区割子川（図２の地点３）から同区馬場山東にかけての区間では、関門層群と古第三系との境界である断層が低位段丘面
や中位段丘面を変位させている地点が断続的に認められる。
八幡西区馬場山から同区笹田（図２の地点７）、田川郡福智町を経て、田川市夏吉にかけての区間では、平野と山地の境界に沿って扇状地性の段丘面に変位が認められる。八幡西
区小嶺では、浦田ほか（1977）や小原ほか（1989）、千田ほか（2001）により、断層露頭が報告されている。また、笹田ではトレンチ調査がおこなわれ、西側隆起の変位が確認されている（北九州市，1998；千田ほか，2001）。
福智山断層帯の屈曲部のすぐ南側（図２の地点６付近）について、活断層研究会編（1980，1991）、九州活構造研究会編（1989）では、関門層群とそれに貫入する花崗岩との境界部に断層の位置を想定しているが、北九州市（1998）、千田ほか（2001，2005，2008）、中田・今泉編（2002）では、関門層群と古第三系との境界の断層が第四紀後半に西側隆起の活動を行っていることが確認された。本評価文で示したこの付近（図２の地点６付近）での断層の位置は、中田・今泉（2002）及び千田ほか（2008）に従った。
（３） 断層のずれの向き（注７）福智山断層帯は、その走向が北北西－南南東であり、段丘面の断層変位地形が西上がりの断層変位を示すとともに（図５）、トレンチ調査で観察される断層面が高角西傾斜で西側隆起を示す（図６）（千田ほか,2001）。また、北九州市八幡西区笹田や直方市永満寺では、断層に沿って複数の谷が系統的に左横ずれに屈曲している（千田ほか，2005）。これらに基づくと、福智山断層帯のずれの向きは西側隆起の逆断層成分を伴う左横ずれを主体としていると推定される。これは、この地域の圧力軸が主に東西方向であること（「九州地域の活
断層の長期評価（第一版）」の図７−２及び図 12）から推定されるずれの向きと調和的である。
３． 断層面の地下形状（１） 断層面の傾斜北九州市八幡西区小嶺（図２の地点５と６の中間点付近）の露頭や八幡西区笹田（図２の地点７）のトレンチ壁面で確認される地表付近の断層面は、高角（60－90°）で西傾斜を示している（浦田ほか，1977；小原ほか，1989；北九州市，1998；千田ほか，2001）
（図３、
図６）
。
また、北九州市（1998）により行われた洞海湾における本断層帯を東西に横切る音波探査

7

による地下構造探査結果（深さ１－２km まで）は、福智山断層帯の断層面は高角で西傾斜を示している。このようなことから、本断層帯は地表付近では（深さ１－２km まで）高角であると考えられる。
（２） 断層面の幅
福智山断層帯では、断層変位が地表で確認されることから、断層面は地表に達していると判断される。断層面の下端の深さについては、この付近における地震発生層の下端の深さと同じとすると、約 14 km である。この情報と断層面の傾斜（３．（１））に基づくと、本断層の断層面の幅は 14－16 km 程度である可能性がある。
（３） 断層面の長さ
福智山断層帯を構成する頓田断層と福智山断層との間に位置する洞海湾周辺では、変位地形が認められない。しかしながら、洞海湾での地質断面（北九州市，1998）によると、同湾内部では、更新統の基底に西側上がりの約５m の高度差が認められており（図４）、地下ではこの区間で断層は連続していると考えられる。一方、２．
（２）で述べたように、地表で認められる福智山断層帯の北端にあたる若松区頓田の北方及び福智山断層南端にあたる
田川市夏吉の南方で地下の断層が延長している証拠は認められていない。したがって、地下の断層面の長さは、地表の断層の長さと同じく約 28 km である可能性がある。
４． 過去の断層活動（１） 活動度（平均的なずれの速度）
北九州市（1998）及び千田ほか（2001）は、段丘面の上下変位量（図５）と形成年代から、
福智山断層帯の平均的な上下方向（西側隆起）のずれの速度（平均上下変位速度）を以下のように見積もっている。
北九州市若松区小竹付近（図２の地点２）では、低位段丘Ⅱ面（L2 面）に約 0.4 m、沖積面（A1 面）に約 0.3 m の変位が認められる。北九州市八幡西区割子川（図２の地点３）では L2 面に約 0.7 m の変位が認められる。八幡西区上の原（うえのはる；図２の地点４）で中位段丘Ⅱ面（M2 面）に約４m の変位が認められる。また八幡西区町上津役付近（図２の地点５）では、低位段丘Ⅰ面（L1 面）に約 1.5 m の、M2 面に２m 以上の変位が認められる。
八幡西区石坂（図２の地点６）では、高位段丘面（H 面）に約６m の変位が認められる。さらに、八幡西区笹田（図２の地点７）では、L1 面に約 0.5 m の変位、L2 面構成層に約 0.6 mの変位、田川郡福智町上野（あがの；図２の地点８）では、M2 面に約２m（浦田ほか，1977）の変位が認められる。
これらの面の形成年代については、L2 面は、末端部が沖積面下に埋没することや、４．
（２）で述べる笹田地点のトレンチでの年代結果（注８）から、形成年代は約１万３千－２万５千年前と考えられる（千田ほか、2001）。L1 面は、武蔵野期（海洋酸素同位体ステージ（以下「MIS」と表記）５a に相当する）に形成された扇状地面と考えると形成年代は約５万年前となる。M2 面及びこれより高い段丘面には Aso-4 火砕流堆積物（町田・新井，2003）が分布することから、形成年代は約８万５千－９万年前と考えられる（千田ほか，2001）。M1
面については、M2 面との関係から下末吉期（MIS５e に相当する）の約 12 万５千年前と仮定されるが、時期については不確実である（千田ほか，2001）。高位段丘礫層は、北部九州
各地の古期段丘面群構成層に対比でき、同層に対比され曽根海岸沖の地下に分布する松山層（石井ほか，1994）の上部に阿多－鳥浜火山灰（約 24 万年前；注９）が含まれる（石井ほか，1994）ことから、形成年代は約 24 万年前かそれ以前と考えられ、ここでは 24 万年前程度として評価する。
以上に基づく平均変位速度分布は図７(c)のようにまとめられ、福智山断層帯の平均上下変位速度は、約 0.01－0.05 m/千年となる。ただし、L1 面及び L2 面の変位については、１回もしくは少回数の活動による変位を見ている可能性があり、上下方向の変位速度の平均8像を表していない可能性がある。したがって、ここでは平均変位速度の上下成分として、
M1 面、M2 面及び H 面に基づく 0.02－0.03 m/千年程度とした。
（２） 過去の活動履歴a） 地形・地質学的に認められた活動
笹田地点（図２の地点７）：北九州市（1998）及び千田ほか（2001）は、北九州市八幡西区笹田においてトレンチ調査を実施している（図６）。トレンチ壁面には、基盤岩とそれを覆う４層を切断する西側上がりの断層が認められ、その上位の３ｂ層に変位が見られないことから、４層堆積後、３ｂ層堆積前に活動が認められる。
３ｂ層上位の３ａ層に含まれる木片及び腐植土の 14C 年代（注８）が約１万３千年前を示し、また４層から姶良 Tn（AT）火山灰（約２万８千年前；注９）に由来する火山ガラスが検出されていることから、この活動時期は約２万８千年前以後、約１万３千年前以前と推定される。
上記のトレンチ調査によって認められた活動によって、４層は断層の東側が約 0.6 m 低下
し、３層はその低下部を埋めるように堆積している（図６）。３層上面の高度は、断層の上昇側（西側）が低下側（東側）に比べて 10 cm 程度低いが、３ｂ層中に礫の再配列等が見られない（千田ほか、2001）ことから、３層堆積以後の活動はないと判断でき、前述の活動が最新活動であると推定される。
調査地点で認められた過去の活動とその時期及び平均変位速度分布は、図７のようにまとめられる。
b） 先史時代・歴史時代の活動
本断層の活動を直接示すような被害地震は知られていない。
以上のことから、福智山断層帯における最新活動時期は、約２万８千年前以後、約１万３千年前以前であったと推定される。
（３） 過去の活動における１回の変位量（１回のずれ量）
福智山断層帯の１回の変位量は、地下の断層面の長さが約 28 km であることから、松田ほか（1980）の１回の地震で活動する断層の長さ L (km)とその際に地表に生じる最大のずれの量 D (m)に関する経験式（D = 10-1L）に基づいて算出すると約 2.8 m と求められる。
したがって、福智山断層帯の１回の活動に伴う変位量は最大３m 程度であった可能性がある。
１回の活動で生じる変位量のうち上下成分については、L2 面及び同面構成層の上下変位量に基づいて推定できる。図５に示すように、L2 面の上下変位量は約 0.4－0.7 m と計測されている。また、北九州市八幡西区笹田でのトレンチにおいて、L2 面の堆積物に相当すると考えられる４層には約 0.6 m の上下変位が見られ（図６）、北九州市（1998）及び千田ほか（2001）はこれを１回の断層活動の変位によるものとした。ただし、４層の変位と３層の関係は不明瞭であり、４層の変位は複数回の活動による可能性もある。ここでは後述の理由により、４層の変位は１回または２回の活動で生じたとするのが妥当であると考えた。
以上のことから１回の活動における上下変位量は、約 0.2－0.7 m であった可能性がある。
（４） 平均活動間隔
北九州市八幡西区笹田（図２の地点７）でのトレンチにおいて、４層の約 0.6 m の上下
変位は、約２万８千年前以後、約１万３千年前以前の断層活動によって生じたと推定され、また約１万３千年前以後には断層活動がなかったと推定される。この４層の上下変位が仮に３回以上の活動で生じたとすると、その間の活動間隔は長くても約７千５百年となり、その後の活動がなかった期間（約１万３千年間）と比較して有意に短い。したがって、こ9

こでの４層の上下変位は、１回または２回の活動で生じたとするのが妥当である。
平均活動間隔は、上下方向の平均変位速度を見積もった地点付近における L2 面の上下変位量（0.6－0.7 m 程度）（図５）と上下方向の平均変位速度（0.02－0.03 m/千年程度、ただし、計算には下３桁目を四捨五入する前の数値を用いた）に基づき算出した。L2 面の変位が１回の活動による場合、平均活動間隔は約１万９千－３万２千年、２回の活動による
場合、約９千４百－１万６千年と求まる。
以上のことから、福智山断層帯の平均活動間隔は、約９千４百－３万２千年である可能性がある。
（５） 過去の活動の範囲
福智山断層帯の過去の活動範囲に関する情報はとくに得られていない。本断層帯はほぼ連続的に分布することから、全体が１つの区間として活動する可能性がある。
５． 活動時の地震規模
福智山断層帯で過去に発生した地震の規模に関する情報は得られていない。
福智山断層帯の地下の断層面の長さは、前述のとおり地表の断層の長さと同じく約 28 km
である可能性がある。この値に基づき、松田（1975）の１回の地震で活動する断層の長さ L(km)とその際の地震のマグニチュード M に関する経験式（logL = 0.6M-2.9）を用いて算出される地震規模は M7.2 程度である。
以上のことから、この断層全体が１つの区間として活動した場合、M7.2 程度の地震が発生する可能性がある。
６． 地震後経過率４．
（４）で述べたように、L2 面の変位が１回の活動による場合、福智山断層帯では、平均活動間隔が約１万９千－３万２千年、最新活動時期が約２万８千年前以後、１万３千年前以前と求められていることから、平均活動間隔に対する地震後経過率は約 0.4－1.5 となる。
一方、L2 面の変位が２回の活動による場合、平均活動間隔が約９千４百－１万６千年、最新活動時期が約２万８千年前以後、１万３千年前となり、その場合の地震後経過率は約
0.8-3.0 となる。
以上のことから、福智山断層帯の地震後経過率は約 0.4 以上となり、0.5 を超えている可能性があることから、本断層帯は将来の活動について注意すべき活断層である。
７． 今後に向けて
福智山断層帯においては、過去の活動履歴について精度の高い値が求められていない。
特に、最新活動時期と平均活動間隔が絞り込めていないため、地震後経過率や地震発生確率の信頼性が低い。したがって、今後活動履歴に関する詳細なデータを集積させる必要がある。

注７：「変位」を、１頁の本文及び３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８：20,000 年 BP よりも新しい放射性炭素同位体年代（14C 年代）については、較正曲線 IntCal09（Reimer
et al.，2009）を用いた OxCal 4.1（Bronk Ramsey，1995，2001）により暦年較正し、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、2,000 年前より古く 10,000 年前よりも新しい年代値については四捨五入して百年単位で、10,000 年前よりも古い年代値は四捨五入して千年単位で示した。

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注９：姶良 Tn（AT）火山灰の年代値は、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）などから、約２万５千年前とし、暦年較正（注８）して、約２万８千年前とした。また、
阿多－鳥浜火山灰の年代値は、町田・新井（2003）に基づき、約 24 万年前とした。

文 献
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図３ 頓田地区のボーリング位置図（上）と想定地質断面図（下）北九州市（1998）に加筆｡調査地点は図２の地点１。

13図４ 洞海湾での既存のボーリング資料をまとめた地質断面図（北九州市，1998）（a） 地質断面図の測線位置図。（ｂ）洞海湾の地質断面図。A～H は（a）の断面位置。

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図５ 段丘面の地形断面（千田ほか，2001）
図中の番号は図２の位置に対応。

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図６ 笹田トレンチの壁面スケッチ（千田ほか，2001 に加筆）
（a）北壁面、（b)東壁面、（c)南壁面。
評価に用いた暦年較正（注８）後の 14C 年代値を
に示した。

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図７ 福智山断層帯のイベント時空図と平均変位速度分布（a）変位速度データ取得地点。（ｂ）イベント時空図。（ｃ）平均変位速度分布。各点の位置は（a)に対応。

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