砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の長期評価の一部改訂について

平成2 0 年５月1 6 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。
砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の評価は平成14年12月11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 20 年 ５ 月 16 日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の評価（一部改訂）

砺波（となみ）平野断層帯は、砺波平野の北西縁及び南東縁に位置する活断層帯である。また、富山平野の西縁には、活断層帯である呉羽山（くれはやま）断層帯が砺
波平野断層帯に近接して分布している。ここでは、平成７年度、平成９－11 年度に富山県及び平成 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、これまで両断層帯に関して行われた調査研究成果に基づいて、断層帯の諸特性を次のように評価した。＊１
１

断層帯の位置及び形態
砺波平野断層帯は、砺波平野北西縁の富山県高岡市から南砺市に至る砺波平野断層
帯西部と、砺波平野南東縁の富山県砺波市から南砺市に至る砺波平野断層帯東部からなる（図１－１）。また、呉羽山断層帯は富山平野西縁の富山市から富山湾まで達している（図１－１）。
砺波平野断層帯西部は、長さ約 26 km で、概ね北東－南西方向に延びる（図２、表１）。この断層帯は、断層の北西側が南東側に対し相対的に隆起する逆断層で、石動（いするぎ）断層と法林寺断層から構成される。
砺波平野断層帯東部は、長さ約 21 km で、北北東－南南西方向に延びる（図２、表３）。この断層帯は、断層の南東側が北西側に対し相対的に隆起する逆断層である。
呉羽山断層帯は、長さ約 22 km 以上で、概ね北北東－南南西方向に延びる（図２、表５）。この断層帯は、断層の北西側が南東側に対し相対的に隆起する逆断層である。
２ 断層帯の過去の活動（１）砺波平野断層帯西部
砺波平野断層帯西部のうち法林寺断層における平均的な上下方向のずれの速度は0.3－0.4 m／千年程度以上であったと推定される。法林寺断層の最新の活動は、約６千９百年前以後、１世紀以前であったと推定される。法林寺断層の平均活動間隔は約６千－１万２千年もしくはこれらよりも短い間隔であったと推定される（表１）。
石動断層については過去の活動に関する資料は得られていない。

＊１ 砺波平野断層帯・呉羽山断層帯については、地震調査研究推進本部地震調査委員会（2002）により、それまでに行われ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）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

（２）砺波平野断層帯東部
砺波平野断層帯東部の平均的な上下方向のずれの速度は 0.3－0.4 m／千年程度であったと推定される。最新の活動は、約４千３百年前以後、約３千６百年前以前であったと推定される。平均活動間隔は３千－７千年程度であったと推定される（表３）。
（３）呉羽山断層帯
呉羽山断層帯の平均的な上下方向のずれの速度は 0.4－0.6 m／千年程度であった可能性がある。最新の活動は、約３千５百年前以後、７世紀以前であった可能性がある。
また、既往の研究成果による直接的なデータではないが、経験則から求めた１回のずれの量と平均的な上下方向のずれの速度に基づくと、平均活動間隔は３千－５千年程度であった可能性がある（表５）。
３ 断層帯の将来の活動（１）砺波平野断層帯西部
砺波平野断層帯西部は、断層帯全体が１つの区間として活動する場合、マグニチュード 7.2 程度の地震が発生する可能性がある。その際に断層近傍の地表面では、断層の北西側が南東側に対して相対的に２ m 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に示すとおりである。本評価で得られた地震発生の長期確率には幅があるが、その最大値をとると、砺波平野断層帯西部は、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、２）。
（２）砺波平野断層帯東部
砺波平野断層帯東部では、全体が１つの区間として活動する場合、マグニチュード
7.0 程度の地震が発生すると推定される。その際に断層近傍の地表面では、断層の南東側が北西側に対して相対的に 1.5 m 程度高まる段差や撓みが生じると推定される（表３）。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４に示すとおりである。本評価で得られた地震発生の長期確率には幅があるが、その最大値をとると、砺波平野断層帯東部は、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）呉羽山断層帯
呉羽山断層帯では、全体が１つの区間として活動する場合、マグニチュード 7.2 程度の地震が発生すると推定される。その際に断層近傍の地表面では、断層の北西側が南東側に対して相対的に２ m 程度高まる段差や撓みが生じる可能性がある（表５）。
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６に示すとおりである。本評価で得られた地震発生の長期確率には幅があるが、その最大値をとると、呉羽山断層帯は、今後 30 年の間に地震が発生する可能性が、我が国
2

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）。
４

今後に向けて
今回の評価では、不明であった呉羽山断層帯の最新活動時期を求めることができた。
しかしながら、呉羽山断層帯も含め、砺波平野断層帯西部及び砺波平野断層帯東部の将来の地震発生確率を絞り込むまでには至らなかった。
砺波平野断層帯西部については、法林寺断層の活動に関する絞り込みを行うための調査が必要である。また石動断層の活動性についても調査を行う必要がある。
砺波平野断層帯東部及び呉羽山断層帯については、最新活動より以前の活動に関する年代を絞り込める質の高いデータを得る必要がある。
また、呉羽山断層帯については、最近の研究により、北端が富山湾沿岸まで達していることが指摘されていることから、神通川付近の伏在部での断層の位置・形態の調査と、さらに海域にどの程度延びているのかを確かめるための調査も必要である。
さらに、断層帯周辺に位置する邑知潟断層帯や森本・富樫断層帯の活動との関連についても検討する必要がある（図１－２）。

3砺波平野断層帯

富山
長野
金沢
呉羽山断層帯福井
図１－１

砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の概略位置図（長方形は図２の範囲）

砺波平野断層帯西部
砺波平野断層帯東部

邑知潟断層帯富山
呉羽山断層帯 長野

金沢
森本・富樫断層帯

福井
図１－２

砺波平野断層帯・呉羽山断層帯と邑知潟断層帯及び森本・富樫断層帯の位置関係概略図

4

137°00’

137°15’

富

湾

山

I

高岡市
I

I
I

I

山

I

I

I

I

I

I
I
I

I
I

層
断
水

I

清

I

I

高

I

層

I I

I

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寺断
法林

I

I

I

野

神

断

通

I

I

I

I
I

I

I

I

I

I

川

帯

36°30’

I

6

野

平

3

I

層
I

南砺市

平

帯

I

I

部

山

I

波

I

I
I

砺

富

I

I

I

層

I

西

I
I

I

4
5 I

I

I

2

I

I

帯

I

I

I
I

I

A

36°40’

断

8

I

I

断
層

山 富山市

B

I

I

川

7
I

I

I

I

小
平
砺波市
矢
部
野
川

I

I

庄

I

呉
I

砺 波 平 野

羽

羽

I

波

I

I

石
動
断
層

I
I

層

断

砺

I

1

I

帯

I

小矢部市

呉

東
部

0

図２

砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の位置と主な調査地点
１：安居地点２：法林寺地点 ３：井波地点
４：山見地点
５：東城寺地点 ６：蓑谷地点
７：安田城趾地点 ８：丘の夢牧場地点
Ａ，Ｂ：反射法弾性波探査測線
Ａ：文献８
Ｂ：文献７
：断層帯の北端と南端断層の位置は文献１，３，４，８，10及び11に基づく．
基図は国土地理院発行数値地図200000「富山」「高山」「七尾」「金沢」を使用．

5

10 km

表１
項

目

砺波平野断層帯西部の特性

特

性

信頼度
（注３）

１．断層帯の位置・形態(1) 砺 波 平 野 石動（いするぎ）断層
断 層 帯 西 法林寺断層
部を構成
する断層
(2) 断層帯の 地表における断層帯の位置・形状
位置･形状 断層帯の位置（北端）北緯 36゜45′東経 136゜57′（南端）北緯 36゜31′東経 136゜50′
長さ
約 26 km一般走向

文献３による。

○

○

○

N40°E

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 ０ km
一般走向
N40°E

○
◎
△

傾斜

約 45－50°北西傾斜（深さ 200－500 m）○

幅

20－30 km 程度△(3) 断層のず 北西側隆起の逆断層
れの向きと種類
２．断層帯の過去の活動(1) 平均的な 0.3－0.4 m／千年程度以上（上下成分）
ずれの速度(2) 過去の活 活動１（最新活動）
約６千９百年前以後、１世紀以前
動時期
活動２
約１万４千年前頃
活動３
約２万６千年前以後、約１万９千年前以前
活動１と２の間、また活動２と３の間に別な活動があったかどうかは不明。

6

根 拠
（注４）

◎

○

○
○
○

文献３、４、８、11 による。数値は図２から計測。形状は図２を参照。
長さは、一般走向方向に、石動断層の北端と法林寺断層の南端を投影させて計測。
一般走向は両断層の主要な方向（図２参照）。

上端の深さが０ km であることから推定。
一般走向は地表の形状から推定。
傾斜は、文献８に示された浅層反射法探査結果から推定。
幅は、浅部の傾斜と地震発生層の下限の深さ（15－20 km 程度）から推定。
文献１、３、８などに示された変位地形、地質構
造による。
数値は法林寺断層で求められたもの。文献９などによる。
活動時期は法林寺断層で求められたもの。文献
９などに記載された資料より推定。

(3) １回のず
れの量と
平均活動
間隔

１回のずれの量

２ m 程度△断層の長さから推定。

平均活動間隔約６千－１万２千年もしくはこれらよりも短い間隔○

説明文２．１－２断層帯の過去の活動を参照。

(4) 過去の活動区間

活動区間

断層帯全体で１区間△

断層の位置関係・形状などから推定。

断層帯全体で 1 区間○

マグニチュード 7.2 程度
２ m 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。
断層の長さから推定。

３．断層帯の将来の活動(1) 将来の活 活動区間
動区間及び活動時の地 地震の規模
震の規模
ずれの量
表２
項

砺波平野断層帯西部の将来の地震発生確率等

目

地震後経過率（注７）

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

集積確率（注８）

将来の地震発生確率等（注５）0.2－1.2
もしくはそれ以上
ほぼ０％－２％もしくはそれ以上
ほぼ０％－４％もしくはそれ以上
ほぼ０％－８％もしくはそれ以上
ほぼ０％－20％
もしくはそれ以上
ほぼ０％－80％もしくはそれ以上

7

信頼度
（注６）

備

考

発 生確率及び 集積確率は文献２による。
a

表３
項

目

砺波平野断層帯東部の特性

特

性

信頼度
（注３）

１．断層帯の位置・形態(1) 砺波平野 高清水（たかしょうず）断層
断層帯東
部を構成
する断層
(2) 断層帯の 地表における断層帯の位置・形状
位置･形状 断層帯の位置（北端）北緯 36゜38′東経 137゜02′（南端）北緯 36゜29′東経 136゜53′
長さ
約 21 km

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 ０ km
一般走向
N30°E
傾斜

南東傾斜

幅

不明

○

○

○
◎
○
◎

(3) 断層のず 南東側隆起の逆断層
れの向きと種類
２．断層帯の過去の活動(1) 平均的な 0.3－0.4 m／千年程度（上下成分）
ずれの速度(2) 過去の活 活動１（最新活動）
約４千３百年前以後、約３千６百年前以前
動時期(3) １回のず
れの量と
平均活動
間隔

文献 11 による。

◎

N30°E

一般走向

根 拠
（注４）

文献 11 による。数値は
図２から計測。形状は図２を参照。
長さは、一般走向方向に投影させて計測。
一般走向は断層帯の主要な方向。

上端の深さが０ km であることから推定。
一般走向は地表の形状から推定。
傾斜方向は、地質構造、
変位地形から推定。
地震発生層の下限の深さは 15－20 km 程度。

◎

文献１、３、８、９、11などに示された変位地形、地質構造による。

○

文献１、６、８、９、11などに示された資料から推定。
文献９に記載の資料より推定。

○

１回のずれの量

1.5 m 程度（上下成分）○

平均活動間隔３千－７千年程度○

断層帯全体で１区間○

断層の位置関係・形状などから推定。

断層帯全体で１区間○

マグニチュード 7.0 程度
1.5 m 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。

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

8

１回のずれの量、平均活動間隔は、説明文２．２－２断層帯の過去の活
動を参照。

表４
項

砺波平野断層帯東部の将来の地震発生確率等

目

地震後経過率（注７）

将来の地震発生確率等（注５）0.5－1.4

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

0.04％－６％
0.06％－10％
0.1％－20％
0.6％－50％

集積確率（注８）

0.3％－90％

9

信頼度
（注６）

a

備

考

発 生確率及び 集積確率は文献２による。

項

目

表５

呉羽山断層帯の特性

特

性

信頼度
（注３）

１．断層帯の位置・形態(1) 呉羽山断 呉羽山断層帯
層帯を構
成する断
層
(2) 断層帯の 地表における断層帯の位置・形状
位置･形状 断層帯の位置（北端）北緯 36゜46′東経 137゜16′（南端）北緯 36゜35′東経 137゜08′
長さ
約 22 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 ０ km

(3) 断層のず
れの向き
と種類

△

○

○

N30°E

△

傾斜

約 45°北西傾斜（深さ 1000 m 以浅）○

幅20－30 km 程度△

北西側隆起の逆断層

２ m 程度

１回のずれの量

平均活動間隔３千－５千年程度

10

文献１、４、10 による。
数値は図２から計測。形
状は図２を参照。
北東端が海域まで延びる可能性があるため「以上」とした（図 12 参照）
一般走向は断層帯の北端と南端を直線で結んだ方向（図２参照）。
上端の深さが０ km であることから推定。

◎

一般走向

２．断層帯の過去の活動(1) 平均的な 0.4－0.6 m／千年程度（上下成分）
ずれの速度(2) 過去の活 活動 1（最新活動）
動時期
約３千５百年前以後、７世紀以前(3) １回のず
れの量と
平均活動
間隔

文献１による。

△

N30°E

一般走向

根 拠
（注４）

一般走向は地表の形状から推定。
傾斜は文献７に示された深部反射法探査結果から推定。
幅は、浅部の傾斜と地震発生層の下限の深さ（15－20 km 程度）から推定。

◎

文献１、３、７、10 などに示された変位地形、深部反射法探査結果による。

△

文献７などによる。

文献５による。
△△

１回のずれの量は断層の長さから推定（注９）。

△

平均活動間隔は、説明文
２．３－２断層帯の過去の活動を参照。

(4) 過去の活
動区間

活動区間

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

表６
項

目

地震後経過率（注７）

断層帯全体で１区間○

断層の位置関係・形状などから推定。

断層帯全体で１区間○

マグニチュード 7.2 程度○

２ m 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（注９）。
断層の長さから推定。

呉羽山断層帯の将来の地震発生確率等
将来の地震発生確率等（注５）0.3－1.2

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％－５％
ほぼ 0％－８％
ほぼ 0％－20％
ほぼ 0％－40％

集積確率（注８）

ほぼ 0％－80％

信頼度
（注６）

ｃ

備

考

発 生確率及び 集積確率は文献２による。

注１：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になっている。
30 年確率の最大値が 0.1%未満：
約半数
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。
）

11

注２：1995 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。
地震発生直前の 地震発生直前の 断層の平均活動
地震名
活動した活断層
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）

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３千年の場合は８％程度である。
注３：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４：文献については、本文末尾に示す以下の文献。
文献１：池田ほか編（2002）
文献２：地震調査研究推進本部地震調査委員会（2001a）
文献３：活断層研究会編（1991）
文献４：中田・今泉編（2002）
文献５：産業技術総合研究所（2007）
文献６：東郷（2000）
文献７：富山県（1997）
文献８：富山県（1999）
文献９：富山県（2000a）
文献 10：堤ほか（2002）
文献 11：堤ほか（2003）
注５：評価時点はすべて 2008 年１月１日現在。
「ほぼ 0％」は 10-3％未満の確率値を示す。なお、計算に当たって用いた呉羽山断層帯の平均活動間隔の信頼度は低い（△）ことに留意されたい。
注６：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。

12

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７：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
価の数字で、砺波平野断層帯西部を例にすると、0.2 は 1908 年を 12000 年で割った値であり、1.2 は 6900 年を 6000 年で割った値。
注８：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。
注９：呉羽山断層帯の長さは 22 km 以上としたが、海域部の延長を含めて最大に見積もった長さは約29 km になることから、これも併せて考慮した。

13

（説明）
１．砺波平野断層帯・呉羽山断層帯に関するこれまでの主な調査研究砺波平野周辺に断層崖が存在することは、辻村（1926a）によって指摘され、高清水（たかしょうず）断層崖、医王山（いおうぜん）断層崖、二上山（ふたがみやま）断層崖とされた。辻村（1926a）
が命名したこれらの名称のうち、池辺（1949）は、二上山断層崖を石動（いするぎ）断層とし、また、市原ほか（1950）は、医王山断層崖を法林寺断層と呼んだ。原田（1935a，b）は山麓扇状地の発達を高清水断層の活動と結び付けて論じ、井上ほか（1964）や坂本（1966）は、砺波平野
周辺の地質構造について論じた。
呉羽山及びその南西にのびる丘陵の南東側に断層崖が存在することは、辻村（1926b）によって指摘され、呉羽断層崖とされた。市川（1932）は呉羽山丘陵の傾動運動について論じた。Fujii andYamamoto（1979）は、呉羽山付近の地史・地質構造から呉羽山断層を推定した。
1970 年代後半になって、竹村（1978）は高清水断層の断層露頭や変位地形を調査し、変位量や変位基準について論じた。藤井・竹村（1979）は富山県内に分布する活断層についてまとめた。
富山県（1997）は、呉羽山断層の重力探査、反射法探査を行い、呉羽山断層の過去の活動等についてまとめている。また、富山県（1998，1999，2000a）は、法林寺断層及び高清水断層を中心に反射法探査やボーリング調査、トレンチ調査などを行い、本断層帯の過去の活動等についてとりまとめている。中村（2002）及び中村ほか（2003）は、地形面の編年と地形断面測量から、砺
波平野及び富山平野に分布する活断層の平均変位速度を求め、その活動性を議論している。産業
技術総合研究所（2007）は、高清水断層及び呉羽山断層帯を対象として群列ボーリング調査やトレンチ調査を実施し、活動履歴などについて新たな知見を得ている。
砺波平野断層帯及び呉羽山断層帯周辺の断層の位置等を示したものとして、上記のほか、活断層研究会編（1980，1991）、池田ほか編（2002）、中田・今泉編（2002）、堤ほか（2002，2003）などがある。
２．砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の評価結果
砺波平野断層帯は、富山県西部の砺波平野に位置する断層帯であり、砺波平野の北西縁及び南東縁に分布する断層からなっている。松田（1990）の基準に基づけば、砺波平野北西縁に位置す
る石動断層及び法林寺断層の２つの断層と、砺波平野南東縁に位置する高清水断層は、それぞれ別の起震断層を構成しているとみなされる。ここでは、砺波平野北西縁の２つの断層を砺波平野
断層帯西部とし、南東縁の断層を砺波平野断層帯東部として、それぞれについて評価することとした。
なお、地震調査研究推進本部地震調査委員会（2002）は、それまでに行われた調査研究に基づいて、砺波平野断層帯東部を構成する断層として高清水断層と城端－上梨（じょうはな－かみなし）断層の２つを取り扱い、評価をおこなった。しかしながら、中田・今泉編（2002）や堤ほか（2003）によると、高清水断層の南西端が延長され、両者の一般走向がほぼ直交するような分布関係になることから、両者はそれぞれ別の起震断層を構成していると判断した（図３）。このため、
城端－上梨断層単独では断層長が約６ km と、地震調査研究推進本部（1997）の基盤的調査観測
対象の活断層の基準には該当しなくなることから、ここでは以下の詳細な評価の対象とはしないこととした。
富山平野の西には、概ね北北東－南南西方向に延びる呉羽山断層帯が分布している。呉羽山断14

層帯は、かつては、長さが 10 km に満たない短い断層であるとされてきたが、池田ほか編（2002）によれば、従来指摘されてきた範囲よりも断層が北東、南西両側に延びており、全体として長さ20 km 以上に達する呉羽山断層帯として示されている。また、呉羽山断層帯と高清水断層との距
離は概ね 10 km 未満であり、地震調査研究推進本部（1997）の基準に基づけば、呉羽山断層帯も
砺波平野断層帯に含まれることになる。このため、地震調査研究推進本部地震調査委員会（2002）
は、呉羽山断層帯を砺波平野断層帯と合わせて評価を行った。
また、本断層帯の西方に位置する森本・富樫断層帯及び邑知潟断層帯については、地震調査研
究推進本部地震調査委員会（2001b，2005）によって、別途評価されている（図１－２）。
２．１

砺波平野断層帯西部

２．１－１

断層帯の位置・形態（１）砺波平野断層帯西部を構成する断層
砺波平野断層帯西部は、砺波平野の北西縁を限る断層で、富山県高岡市付近から小矢部市（おやべし）付近を経て南砺市に至る石動断層と法林寺断層より構成される（図２）。北側の石動断層と南側の法林寺断層は小矢部市付近で左雁行配列し、両断層間には約４－６ km のステップ（直線距離で約４ km の不連続）が認められる。
砺波平野断層帯西部の位置は、活断層研究会編（1991）、富山県（1998，1999）、池田ほか編（2002）、
中田・今泉編（2002）及び堤ほか（2003）などに示されている。ただし、石動断層付近では第四紀更新世前期の氷見累層上部－中部の埴生（はにゅう）累層が大きく変形しているが（角ほか，1989）、変位基準となる第四紀後期の地層・地形面の分布が乏しく、かつ明瞭な変位地形の発達が乏しいことから、石動断層については活断層としての確実度にいくつかの見解がある。しかし、ここでは活断層研究会編（1991）に基づいて石動断層も含め、砺波平野断層帯西部として評価することとした。断層の位置及び名称は活断層研究会編（1991）、富山県（1999）、中田・今泉編（2002）
及び堤ほか（2003）によった。
なお、石動断層の北方には海老坂断層（北陸第四紀研究グループ、1963）が分布するが、断層
不連続区間が５ km 以上あることから、砺波平野断層帯西部には含めないこととした。
（２）断層帯の位置・形状
砺波平野断層帯西部の一般走向は、図２に示された石動断層と法林寺断層の主要な方向である
N40°E とした。長さについては、両断層がステップしているため、前述の走向方向（N40°E）に石動断層の北端と法林寺断層の南端を投影させて計測して、約 26 km とした。
地下の断層面の位置及び形状は、地表における断層帯の位置及び形状と地下の地質構造等から推定した。
断層面上端の深さは、断層による変位が地表に達していることから０ km とした。
断層面の傾斜は、法林寺断層における浅層反射法探査の結果（図４；富山県，1999）によれば、
深さ 200－500 m では約 45－50°北西傾斜で、これより浅い部分ではより低角度と推定される。
地震発生層の下限の深さは、地震観測結果から 15－20 km 程度と推定される。
断層面の幅は、断層面の傾斜を 45－50°とすると 20－28 km と計算されることから、20－30 km程度とした。

15

（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注 10）
砺波平野断層帯西部は、変位地形（活断層研究会編，1991；富山県，1999；池田ほか編，2002；
堤ほか，2003 など）や浅層反射法探査結果による地質構造（図 4；富山県，1999）からみて、断層帯の北西側が南東側に対して相対的に隆起する逆断層と考えられる。
２．１－２

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）
富山県（2000a）は、南砺市法林寺での極浅層反射の結果から法林寺断層の上下変位量と年代値を求めている。これによると、約３万３千年前に形成された地層で 12 m、約３万年前に形成された地層で 9－10 m、姶良 Tn 火山灰（約２万８千年前；注 11）で 8.5－9.5 m の上下変位をそれぞれ示している。したがって、平均上下変位速度は、それぞれ 0.36 m／千年、0.30－0.33 m／千年及び 0.3－0.34 m／千年と求められる。ただし､本地域では断層は幅 100－200 m の撓曲帯を形成しているとされていることから､断層全体の平均上下変位速度は上記の数値以上になると考えられる。
中村（2002）は、段丘面の変形とその形成年代に基づき、後期更新世における法林寺断層全体の平均上下変位速度を、約 0.1－0.35 m／千年としている。しかしながら、断層低下側の埋積を考慮すると、ここで求められた上下変位量は実際よりも小さく見積もられている可能性があるが、上記の富山県（2000a）が求めた値とも矛盾はしない。
以上のことから、法林寺断層の平均上下変位速度は、過去約３万３千－２万８千年間の累積変位量から得られた数値から 0.3－0.4 m／千年程度以上と推定される。
なお、約 50－70 万年前（藤井ほか，1992）とされる埴生累層が法林寺断層の南東側（沈降側）
では深さ 400 m 付近に分布しているのに対し、北西側（隆起側）では分布が見られないことから、信頼度はやや低いが、50－70 万年前以降の平均上下変位速度は概ね 0.6 m／千年程度に達している可能性もある。
石動断層では変位基準となる地形面や地層の年代が知られていないため、平均変位速度は不明
である。
（２）活動時期ａ）地形・地質的に認められた過去の活動
①

安居東地点

南砺市の安居（やすい）東地点では、法林寺断層の推定低断層崖下の段丘面上で、ボーリング及びピット調査が行われている（富山県，2000a）。ボーリング調査では基盤岩を切る断層が確認されたが、その延長上に当たるピット内にはこの断層は達していない（図５）。ボーリング孔で認められた断層よりも下位の地層とピット内の断層を覆う地層から得られた年代値から、約４万４千年前以後、１世紀以前に少なくとも１回の断層活動があったと推定される。なお、ピットでみられる C1 層の西傾斜は堆積構造と考えられる（富山県，2000a）。
②

安居西地点
安居東地点の約 150 m 西側の安居西地点では副次的な断層によって形成されたと推定される逆向き低断層崖（撓曲崖）が発達し、富山県（2000a）によりピット調査が行われている（図６）。

16その結果によると、約６千９百－６千８百年前の年代値が得られている C2 層が 10－20°北西側に傾斜しているのがその内部構造から認められること（富山県，2000a）から、C2 層堆積後に断層活動があったと考えられる（富山県（2000a）のイベント１）。
また、C4 層を切る小規模な断層が上位の C3 層に覆われることから、C4 層堆積後、C3 層堆積
前にも断層活動があったと考えられる。C3 層、C4 層からはともに約１万４千年前頃の年代値が得られており、断層活動時期は約１万４千年前頃であったと考えられる（富山県（2000a）のイベ
ント３）。
さらに、約２万６千年前の年代値が得られている D1 層が 60°前後で急傾斜しており、これを
約１万５千年前の C5 層が顕著な傾斜不整合で覆っていることから、この間に断層活動があったと考えられる（富山県（2000a）イベント４）。
なお、富山県（2000a）は、C2 層と C3 層とが傾斜不整合の関係であることから、C2－C3 層間に断層活動（富山県（2000a）のイベント２）があった可能性が高いとしている。しかし、C2 層
は C3 層を侵食した狭いチャンネルを充填する堆積物であり、傾斜の差は有意とはいえないため、断層活動が確実にあったかどうかは明らかではない。
③

法林寺地点

南砺市の法林寺地点で富山県（2000a）により行われたトレンチ調査結果によると、約２万８千年前の年代値が得られている D1 層を、上位の C2 層が傾斜不整合で覆っている（図７）。C2 層からは約 1 万 9 千年前の年代値が得られていることから、約２万８千年前以後、約１万９千年前以前に少なくとも１回の断層活動があったと推定される（富山県（2000a）のイベント１）。なお、
C2 層の砂礫層、砂層は５－10°東方へ傾斜するが、これが堆積構造か断層運動によるものかは定かではないため、この活動が最新活動かどうかはわからない。
また、これらの地層より下位には、約３万年前の年代値を示す D5A 層から、約４万６千年前の年代値を示す G1 層までが分布する。富山県（2000a）は、これらの地層に、30－70°程度の傾斜を示す下位層が上位層に覆われる傾斜不整合があることから、３回の断層活動を認めている（富山県（2000a）のイベント２－４）。しかし、これらの地層はいずれも乱堆積したチャンネル堆積物からなるため、この傾斜不整合が断層活動によるものかどうかはわからない。
④

岩木地点

富山県（2000a）は、安居東・西両地点の南方約 500 m 付近の岩木地点でボーリング及びピット調査を実施しているが、データの信頼度が低いため、ここでは活動時期の議論は行わない。
上記の３地点における活動時期は図８のようにまとめられる。図８から、法林寺断層の最新活動は約６千９百年前以後、１世紀以前であったと推定され、それ以前の活動が約１万４千年前頃と、約２万６千年前以後、約１万９千年前以前であったと推定される。ただし、これらの活動は
主に副次的な断層で認められたものであるため、この間に主断層による別の活動があった可能性も否定できない。
ｂ）先史時代・歴史時代の活動
1586 年に石動断層の下盤側の小矢部扇状地上に建てられていた木船城が崩壊したとの記録があ17

り（藤井，1978）、この地震は法林寺断層の活動によるものとする説がある（飯田，1987）。1586年には天正地震が発生しているが、この地震は天正地震の２日前の別の地震である可能性が指摘されている（飯田，1987）。寒川（1992）は、安居地点付近の８世紀の窯が逆断層によって東上がりに食い違いを見せていることを指摘している。しかし、富山県（1999）は、これは地すべりによって生じた可能性もあることから、詳細は不明としている。また、砺波平野の小矢部川中流の複数の遺跡で古代－中世もしくはそれ以降の複数の層準で地盤の液状化に伴う砂脈や断裂跡が発見されている。
このように、歴史時代の遺跡や記録から、本断層付近では地震による被害の記録がいくつか見出されているが、いずれも本断層帯の活動との関係は不明である。なお、1586 年の天正地震以降
は地震による大きな被害の記録は見当たらず、少なくとも 16 世紀末以後、本断層帯付近での大地震の発生は知られていないこと（宇佐美，2003）から、最近約 400 年間はこの断層帯は活動していないと考えられる。
（３）１回の変位量（ずれの量）
本断層帯においては、1 回の活動に伴う変位量は過去の活動から直接的には得られていない。
しかしながら、本断層帯の長さが約 26 km であることから、以下の経験式（１）､（２）（松田，
1975）に基づくと、１回の活動に伴う変位量は、２ m 程度と計算される。
したがって、
本断層帯の１回の活動に伴う変位量は２ m 程度であった可能性があると判断した。
Log L ＝ 0.6 M － 2.9（１）

Log D ＝ 0.6 M － 4.0（２）

ただし、L は１回の地震で活動する断層の長さ（km）、D は断層の変位量（m）、M は地震のマ
グニュードである。
（４）活動間隔
法林寺断層では、副次的な断層の活動をもとに、約２万６千年前以後に少なくとも３回の活動が認められた。これら３回の活動の時期は、最新活動が約６千 9 百年前以後、１世紀以前、１回前の活動が１万４千年前頃、２回前の活動が約２万６千年前以後、約１万９千年前以前であったと推定される（図８）。これら３回の活動時期から、この間の活動間隔は約６千－１万２千年と求められる。ただし、この間の活動がこれら３回の他にも主断層による別の活動があった可能性を否定できないことを考慮すると、この間の平均活動間隔はさらに短くなる可能性がある。
（５）活動区間
上述のように法林寺断層と石動断層の間には約４ km 程度のステップが認められるが、松田（1990）の基準に基づけば、石動断層と法林寺断層は１つの起震断層を構成しているとみることができる。
ただし、石動断層については過去の活動に関する資料は得られていない。
（６）測地観測結果
砺波平野断層帯西部周辺における 1994 年までの約 100 年間の測地観測結果では、北西－南東方
向の縮みが見られる。また、2007 年２月までの約 10 年間の GPS 観測結果では、特に顕著な歪み

18は見られない。
（７）地震観測結果
最近約 10 年間の地震観測結果によると、砺波平野断層帯・呉羽山断層帯周辺の地震活動は全体的に低調である。地震発生層の下限の深さは約 15－20 km と推定される。
２．１－３

断層帯の将来の活動（１）活動区間と活動時の地震の規模
２．１－２（５）で述べたように、石動断層と法林寺断層が１つの区間として同時に活動する可能性がある。この場合、長さが約 26 km と推定されることから、前述の松田（1975）の経験式（１）及び（２）を用いて地震の規模を求めると、マグニチュード 7.2 程度の地震が発生し、その際には、断層近傍の地表面では、断層の北西側が南東側に対して相対的に２ m 程度高ま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
砺波平野断層帯西部の平均活動間隔は約６千－１万２千年もしくはこれらよりも短い間隔で、最新活動時期は約６千９百年前以後、１世紀以前であったと推定されることから、平均活動間隔に対する現在における地震後経過率は、0.2－1.2 もしくはそれ以上となり、また、地震調査研究推進本部地震調査委員会（2001a）に示された手法（BPT 分布モデル、α＝0.24）によると、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、それぞれほぼ０％－２％、ほぼ０％－４％、ほぼ０％－８％、ほぼ０％－20％（それぞれ、もしくはそれ以上）となり、現在までの集積確率はほぼ０％－80％もしくはそれ以上となる。表７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、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。
２．２

砺波平野断層帯東部

２．２－１

断層帯の位置・形態（１）砺波平野断層帯東部を構成する断層
砺波平野断層帯東部は、砺波平野の南東縁を概ね北北東－南南西方向に延びる高清水断層からなる。
高清水断層の位置は、活断層研究会編（1991）、富山県（1999，2000a）、池田ほか編（2002）、
中田・今泉編（2002）及び堤ほか（2003）などに示されている。本断層帯を構成する断層の位置及び名称は堤ほか（2003）によった。
（２）断層帯の位置・形状
砺波平野断層帯東部の一般走向は、図２に示された高清水断層の主要な方向である N30°E とした。長さについては、一般走向方向に高清水断層の南端を投影させて計測すると、約 21 km となる。

19

地下の断層面の位置及び形状は、地表における断層帯の位置及び形状と地下の地質構造等から推定した。
断層面上端の深さは、断層による変位が地表に達していることから０ km とした。
高清水断層の断層面の傾斜は、断層付近の地質構造、変位地形から南東傾斜と考えられる。
断層面下端の深さは地震発生層の下限である 15－20 km 程度と推定される。
（３）断層の変位の向き（ずれの向き）砺波平野断層帯東部は、変位地形（活断層研究会編，1991；富山県，1999；池田ほか編，2002；
堤ほか，2003 など）やトレンチ調査結果（富山県，2000a）などによる断層付近の地質構造から、南東側隆起の逆断層と考えられる。
なお、池田ほか編（2002）、中田・今泉編（2002）及び堤ほか（2003）には、南東側隆起の主断層の隆起側にあたる、南砺市東城寺の南東に分布する短い数条の活断層について、屈曲する谷の右ずれが示されている。
２．２－２

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）
富山県（2000a）によれば、砺波市の庄川左岸にあたる井波地点において、姶良 Tn 火山灰（約２万８千年前）を挟む低位段丘Ⅳ面が高清水断層によって約７ m 変位していることから、段丘の離水時期を約２万－２万５千年前とすると、その平均上下変位速度は 0.3－0.4 m／千年となる（図９）。また、より古い中位面及び高位面の変位量から平均上下変位速度を求めると 0.2－0.4 m／千
年となり、上記の数値と矛盾しない。
なお、上記の変位地形よりも山側において、富山県（1999）は約４万年前と推定した段丘面で認められた 30 m 程度の高度差から平均上下変位速度を 0.75 m／千年と求めている。しかし、この変位地形とされた地形の延長上に位置する姶良 Tn 火山灰を挟む低位段丘面には変位地形が認められていない。また、東郷（2000）及び池田ほか編（2002）にはこのような顕著な変位を示す記載はない。したがって、富山県（1999）が示した平均上下変位速度（0.75 m／千年）は、信頼度が低い数値と判断される。
中村（2002）は、段丘面の変形とその形成年代に基づき、後期更新世における高清水断層南部の平均上下変位速度を約 0.16－0.32 m／千年、中北部の平均上下変位速度を約 0.06－0.19 m／千年としている。しかしながら、断層低下側の埋積を考慮すると、ここで求められた上下変位量は実際よりも小さく見積もられている可能性があるが、上記の富山県（2000a）が求めた値とも矛盾はしない。
以上のことから、高清水断層の平均上下変位速度は約２万－２万５千年間の累積変位量から得られた数値である 0.3－0.4 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

東城寺地点

富山県（2000a,b）は、南砺市の東城寺地点で高清水断層のトレンチ調査を実施した（図 10）。

20

その結果によると、断層は約４千３百－４千２百年前の年代値が得られている B4 層を切り、B1 層に覆われている。B1 層からは約２千年前－１世紀の年代値が得られていることから、約４千３百年前以後、１世紀以前に活動があったと考えられる。なお、富山県（2000a, b）は、このほか、軽微な不整合の存在から、断層活動である可能性は低いとしながらも、さらに古い４回の活動について示唆しているが、これらはいずれも断層活動としては認められない。
②

山見地点

産業技術総合研究所（2007）は、南砺市の山見地点でトレンチ調査を実施した。トレンチ壁面には、明瞭な断層は確認できなかったが、C 層と D 層の境界が約 20－30°程度北に傾斜するとともに、両層の内部構造も同様に傾いていることが確認された。しかしながら、年代試料が得られなかったため、活動時期に関する詳細な情報は不明である。
③

蓑谷地点

富山県（2000a）は、南砺市の蓑谷（みのたに）地点で高清水断層のトレンチ調査を実施した（図11）。この結果によれば、断層が約６千７百－６千５百年前の年代値が得られている C2 層を切り、さらに上位の C1 層を大きく変形させて、約３千８百－３千６百年前の年代値が得られている B2層に覆われていることから、この間に断層活動があったと考えられる。なお、B2 層からは約６千
２百－６千年前の年代値も得られているが、これは再堆積の可能性が高い（富山県，2000a）ので、断層を覆う B2 層の年代値として、約３千６百年前の数値を用いることとする。
以上のことから、砺波平野断層帯東部の最新活動時期は約４千３百年前以後、約３千６百年前以前であったと推定される（図８）。
ｂ）先史時代・歴史時代の活動
２．１－２（２）ｂ）参照。
（３）１回の変位量（ずれの量）
井波地点では数千年前程度と推定されている低位段丘 V 面（富山県，2000a）が高清水断層によって上下方向に約 1.5 m 変位している（図 9）。富山県（2000a）によると、これは 1 回の活動に伴う上下変位量である可能性が高い。
なお、砺波平野断層帯東部の長さが約 21 km であることから、前述の松田（1975）の経験式（１）、（２）に基づくと、1 回の活動に伴う変位量は 1.7 m と計算され、上記の井波地点の低位段丘 V面の上下変位量（約 1.5 m）を上回る。したがって、井波地点の低位段丘Ⅴ面の上下変位量（約1.5 m）が複数回の活動の累積によるものとは考えにくい。
以上のことから、砺波平野断層帯東部の 1 回の上下変位量は 1.5 m 程度であったと推定される。
（４）活動間隔
高清水断層では、井波地点において離水時期を約 2 万－2 万 5 千年とした段丘 IV 面が約 7 m 変
位している。本地点の 1 回の上下変位量は約 1.5 m 程度であったと推定されることから、約 4 千３百年前－約 3 千６百年前の最新活動を含めて約 2 万－2 万 5 千年前以後に 4－5 回の活動があっ21たことになり、その活動間隔は約 3100－7100 年と計算される。
したがって、砺波平野断層帯東部の平均活動間隔は３千－７千年程度と推定される。
（５）活動区間
砺波平野断層帯東部は、松田（1990）の基準に基づけば、全体が 1 つの活動区間として活動したと推定される。
（６）測地観測結果
砺波平野断層帯東部周辺における 1994 年までの約 100 年間の測地観測結果では、北西－南東方
向のわずかな縮みが見られる。また、2007 年 2 月までの約 10 年間の GPS 観測結果では、特に顕著な歪みは見られない。
（７）地震観測結果
２．１－２（７）参照。
２．２－３

断層帯の将来の活動（１）活動区間と活動時の地震の規模
砺波平野断層帯東部では、全体が 1 つの区間として同時に活動すると推定される。この場合、断層の長さが約 21 km であることから、前述の松田（1975）の経験式（１）を用いて地震の規模を求めると、マグニチュード 7.0 程度の地震が発生すると推定される。また、その際には、過去の活動と同様に、断層近傍の地表面では、断層の南東側が北西側に対して相対的に 1.5 m 程度高まる段差や撓みが生じると推定される。
（２）地震発生の可能性
砺波平野断層帯東部の平均活動間隔は３千－７千年程度、最新活動時期が約４千３百年前以後、約３千６年前以前であったと推定されることから、平均活動間隔に対する現在における地震後経過率は、0.5－1.4となり、また、地震調査研究推進本部地震調査委員会（2001a）に示された手法（BPT分布モデル、α＝0.24）によると、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0.04％－６％、0.06％－10％、0.1％－20％、0.6％－50％、となり、現在までの集積確率は0.3％－90％となる。表８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、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。
２．３

呉羽山断層帯

２．３－１

断層の位置・形態（１）呉羽山断層帯を構成する断層
呉羽山断層帯は富山平野の西に発達する呉羽山丘陵の東縁を限る断層帯で、北端は富山県富山市北東の富山湾の海岸に達しており、富山市街地の西を通ってほぼ北東－南西方向に延び、富山22

市婦中町付近で方向を南北方向に変え、南端は富山市八尾町に達している（図２）。
呉羽山断層帯の位置は、活断層研究会編（1991）、富山県（1997）、池田ほか編（2002）、中田・今泉編（2002）及び堤ほか（2002）などに示されている。活断層研究会編（1991）及び富山県（1997）
では、断層の分布は富山市街地の北西方から西方付近に限られており、長さ 10 km に満たない短い断層であるが、池田ほか編（2002）、堤ほか（2002）などでは、北東側、南西側に大きく延びている。ここでは、断層の位置及び名称は池田ほか編（2002）、中田・今泉編（2002）及び堤ほか（2002）によった。
（２）断層帯の位置・形状
呉羽山断層帯の長さ及び一般走向は、断層の北端と南端を直線で結んで計測すると、それぞれ
約 22 km、N30°E となる。ただし、断層北端は海岸まで達しており、さらに富山湾へと向かうとされていること（池田ほか編，2002）から、これ以上の長さになるものと考えられる。海域では十分な調査が行われておらず、呉羽山断層帯がどこまで延びているか明確に確認できる資料は得られていない。しかし、富山県（2000a）は、沖合にある海底谷の地形に沿った地点まで達する可能性を示唆していることから、ここでは、呉羽山断層帯の海域部の延長を、最大で北東－南西方
向の尾根状地形東縁部の北東端までとし、呉羽山断層帯の最大に見積もった長さを約 29 km とした（図 12）。
地下の断層面の位置及び形状は、地表における断層帯の位置及び形状と地下の地質構造等から推定した。
断層面上端の深さは、断層による変位が地表に達していることから 0 km とした。
断層面の傾斜は、深部反射法探査の結果（図 13；富山県，1997）から、深さ 1000 m よりも浅い部分では、約 45°北西傾斜と推定される。
地震発生層の下限の深さは、地震観測結果から 15－20 km 程度と推定される。
断層面の幅は、断層面の傾斜を 45°とすると 21－28 km と計算されることから、20－30 km 程度とした。
（３）断層の変位の向き（ずれの向き）
呉羽山断層帯は、地質構造、変位地形（活断層研究会編，1991；池田ほか編，2002；堤ほか，
2002 など）や深部反射法探査結果（富山県，1997）からみて、断層帯の北西側が南東側に乗り上げる逆断層と考えられる。
２．３－２

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）
池田ほか編（2002）は、呉羽山断層帯の変位量と変位基準面について、M 面（約 12 万年前以降）
が 50 m 以上、L 面（約２万年前以降）が 10 m としてそれぞれ図示している。したがって、平均
上下変位速度は、それぞれ 0.4 m／千年以上、0.5 m／千年以上と求められる。ただし、変位基準
面及び変位量に関する詳細なデータは示されていない。なお、L2 面（約１万年前以降）は２－３ mの北西側隆起として図示されているが、L2 面はかなり若い年代値（約１万年前以降）であるため、ここでの計算には用いない。
中村ほか（2003）は、段丘面の変形とその形成年代に基づき、並走する２条の断層の変位量を23

合算して呉羽山断層帯の南部の平均上下変位速度を約 0.35－0.42 m／千年と求めている。
また、呉羽山断層帯の西側に分布する呉羽山丘陵には、約 63 万年前の年代値が得られている桃色凝灰岩を挟在する呉羽山礫層が下位の地層を傾斜不整合で覆って標高 80 m 付近まで分布する（富山県，1997）。一方、断層の南東側（沈降側）において、富山県（1997）はボーリング調査の結果から平均堆積速度を求め、桃色凝灰岩が存在する深さを標高-175 m 付近と推定した。これらから、断層を挟んだ桃色凝灰岩の標高差を求めると、少なくとも 255 m 程度となる。また、断層の西側の桃色凝灰岩が下位の地層と同様に褶曲変形を受けているとすれば、断層の上盤側の西方
700－800 m 付近において、最大にみて標高 200 m 程度まで分布していた可能性もある。この場合には、断層を挟んだ桃色凝灰岩の標高差は最大 375 m 程度と計算される。以上の断層を挟んだ桃色凝灰岩の標高差 255－375 m 程度を断層による上下変位量とすると、その年代値から平均上下変位速度は 0.4－0.6 m／千年程度と求められる。
なお、富山県（1997）は、断層の傾斜を 60 度程度と推定し、断層の南東側（沈降側）における桃色凝灰岩の推定深さ-175 m から、断層面に沿う変位量を 202 m と求め、これから、断層面に沿う平均変位速度を 0.32 m／千年と求めている。ただし、この場合は断層の上盤側の隆起が考慮されていない。
また、富山県（1997）は、ボーリング調査の結果から、約 7000 年前の粘土層が鉛直に 1－2.5 m程度変位していることを指摘している。しかし、ボーリングの位置は断層を挟んで 100 m 以上離れており、粘土層の変位が確実に断層活動によるものであるとはいえない。
以上のことから、呉羽山断層帯の平均上下変位速度は 0.4－0.6 m ／千年程度であった可能性がある。
（２）活動時期ａ）地形・地質的に認められた過去の活動①

安田城趾地点
産業技術総合研究所（2007）は、富山市の安田城趾地点で群列ボーリング調査を実施した。調

査地点は、富山県（1997）が実施した反射法弾性波探査とボーリング調査によって断層が通過すると推定されている場所である。
ボーリング調査の結果、YA-3 では深度 17.70 m（標高-6.03 m）で基盤の新第三系砂岩が認められ、YA-2 では深度 19.10－20.20 m（標高-7.15 から-8.55 m）付近に礫層のマトリクスが固結した更新世前期の呉羽山礫層に対比される可能性が高い地層が認められる（図 14）。一方、YA-2 より南側のボーリングコアでは、最下部の礫層のマトリクスは未固結であることから、断層は YA-2 とYA-1 の間もしくは YA-2 付近を通過していると推定される。
また、最上部の SL1 層と SD1 層はほぼ水平に分布しているのに対し、下位に位置する SL2 層は
YA-5 と YA-9 の間ではほぼ水平に分布しているが、YA-9 から YA-1 にかけては、基底面・上面ともに徐々に高度を上げるように分布する。また、その上位の SD2 層、SD3 層にも同様の傾向が認められる。YA-1 と YA-5 の間における SL2 層上面の高度差は約５ m である。SL2 層の上面と基底面の形状がほぼ水平であることを考慮すると、この傾斜が堆積時の起伏や削り込みによるものとは考えにくいことから、少なくとも SL2 層の上部（約１万－約７千９百年前）までは断層による変形を受けている可能性がある。

24

これらのことから、本地点では SL2 層堆積後、SD1 層堆積前に断層活動があったと推定される。
SD1 層からは複数の年代が得られており、この層の堆積年代はこれらの年代幅を考慮して、約２千８百年前以降、７世紀以前とする。ただし、YA-1 の礫層から得られた試料の年代が上位の SD1層の年代と比べて異常に若く、年代の逆転がみられることから、年代測定における問題が存在す
るか、もしくは YA-1 付近にチャネル構造が存在することが推定される。
以上の調査結果から、ここでは約１万年前以後、７世紀以前に少なくとも１回の断層活動があったと判断した。
②

丘の夢牧場地点
産業技術総合研究所（2007）は、富山市の丘の夢牧場地点でトレンチ調査を実施した。トレン

チ調査は、数列ある逆向き低断層崖のうち、最も主断層よりに位置する崖を掘削した。トレンチ
壁面には、段丘礫層と考えられる礫層およびローム質シルト層とそれらを変位させる東傾斜の逆断層が認められた（図 15）。
グリット３から５の範囲に認められる断層は T4 層の一部まで変形させるが、T4 層内部で不明
瞭となり、上位の T3 層を変位させているかどうか判断できない。しかしながら、グリット E3 から E1 の範囲では、T6 層に連続する礫層中に低角な断層が認められる。この断層に沿って礫の再配列が認められ、断層の上盤側にあたる T6'層は西に傾く堆積構造を持つ。断層の下盤側には T4
層と T3 層が分布するが、いずれの地層も上部を直線的な境界で礫層と接していることから、低角な断層によって T6'層が T3 層、T4 層の上に乗り上げていると判断されることから、断層活動の時
期は T3 層の年代値（約７千２百年前）以後であったと推定される。
なお、T2 層からも年代値が得られているが、この試料は崩積性堆積物である T2 層にブロック状に含まれる腐植土層から採取したものであり、T2 層の堆積年代を示しているとはいえない（産業技術総合研究所，2007）。
また、産業技術総合研究所（2007）は、トレンチ調査地点の約 500 m 南方でピット調査を実施している。ピット壁面には段丘堆積物である砂礫層とそれを覆うローム層、腐植土層が認められた（図 16）。
A ピットでは、P5 層を変位させるほぼ垂直な断層が認められ、断層によって P3 層上面に約 50 cmの落差が生じている。また、北側壁面では断層の上部に V 字状に落ち込み、P1 層がブロック状に落ち込んでいる。南側壁面では、断層の西側に P2 層、P4 層を切る開口亀裂が発達し、ここでもまた P1 層が落ち込んでいる構造が認められる。
B ピットでは、P3 層、P4 層を切る小断層が認められ、南側壁面の P4 層にも堆積構造の乱れが認められることから、何らかの構造変形を受けている可能性が高いと考えられる。両壁面で P3
層に P1 層の落ち込みを伴う開口亀裂が認められる。
これらの亀裂の成因としては、調査地点が急崖の上部に位置することから、地すべりによって生じた可能性もあるが、少なくとも A ピットの北側壁面でみられるものは地層のずれを伴う断層に沿って形成された可能性が高いと判断される。この亀裂中に含まれる腐植土層から得られた年代試料に基づくと、断層の活動時期は約３千５百年前以後であったと推定される。
ただし、上記トレンチ及びピット調査で得られた活動は副次的な断層で認められたものである
ため、必ずしも断層帯の全ての活動を記録しているとは限らないが、本地点では少なくともこの時期以降に断層活動があったと判断した。

25

以上のことから、呉羽山断層帯の最新活動時期は約３千５百年前以後、７世紀以前であった可能性がある（図 8）。
なお、富山県（1997）は、ボーリング調査の結果から、約 7000 年前の粘土層が上下方向に１－2.5 m 程度変位していることを指摘している。しかし、これも上述のとおり、ボーリングの位置は断層を挟んで 100 m 以上離れており、粘土層の変位が確実に断層活動によるものであるとはいえない。また、池田ほか編（2002）は、呉羽山断層帯が完新世に活動した可能性を指摘しているが、具体的な活動時期等は不明である。
ｂ）先史時代・歴史時代の活動
２．１－２（２）ｂ）参照。
富山市（旧婦負郡婦中町）の友坂遺跡で 10 世紀より後、江戸時代末よりも前の噴砂跡が発見されている（埋文関係救援連絡会議・埋蔵文化財研究会編，1996）が、呉羽山断層帯との関係は明らかではない。
（３）１回の変位量（ずれの量）
呉羽山断層帯においては、１回の活動に伴う変位量は過去の活動から直接的には得られていな
い。
しかしながら、断層帯の長さを約 22 km 以上として、前述の松田（1975）の経験式（１）（２）に基づくと、１回の活動に伴う変位量は、約 1.7 m 以上と計算される。また、断層帯の最大に見積もった長さは約 29 km であることから、この値から変位量を算出すると約 2.3 m となる。ただし、これらは経験式から求めた大まかな数値である。
なお、中村ほか（2003）に基づくと、完新世に形成されたと考えられる IX 面の上下変位量が約２－３ m であることから、これが１回の変位量である可能性もある。
したがって、
本断層帯の１回の活動に伴う変位量は２ m 程度であった可能性があると判断した。
（４）活動間隔
平均上下変位速度が 0.4－0.6 m／千年程度の可能性があり、１回の活動に伴う上下方向のずれの量は２ m 程度であった可能性があることから、平均活動間隔は３千－５千年程度の可能性がある。
（５）活動区間
呉羽山断層帯は断層が連続していることから、過去の活動においては断層全体が１つの活動区間として活動したと推定される。
（６）測地観測結果
呉羽山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、北西－南東方向の縮みが見られる。また、2007 年 2 月までの約 10 年間の GPS 観測結果では、特に顕著な歪みは見ら
れない。

26

（７）地震観測結果
２．１－２（７）参照。
２．３－３

断層帯の将来の活動（１）活動区間と活動時の地震の規模
呉羽山断層帯では、全体が 1 つの区間として同時に活動すると推定される。この場合、断層の長さが約 22 km 以上であることから、前述の松田（1975）の経験式（１）を用いて地震の規模を求めると、マグニチュード 7.1 以上となる。また、断層帯の最大に見積もった長さが約 29 km であることから、マグニチュードは最大で 7.3 と求められる。ただし、これらは経験式から求めた
大まかな数値である。
したがって、呉羽山断層帯では、マグニチュード 7.2 程度の地震が発生すると推定される。
また、その際には、過去の活動と同様に、断層近傍の地表面では、断層の北西側が南東側に対して相対的に２ m 程度高ま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
呉羽山断層帯の平均活動間隔は、３千－５千年程度の可能性があり、最新活動時期が約３千５百年前以後、７世紀以前であると推定されることから、平均活動間隔に対する現在における地震後経
過率は、0.3－1.2となり、また、地震調査研究推進本部地震調査委員会（2001a）に示された手法（BPT分布モデル、α＝0.24）によると、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、それぞれほぼ0％－５％、ほぼ0％－８％、ほぼ0％－20％、ほぼ0％－40％、となり、現在までの集積確率はほぼ0％－80％となる。表９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、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。
２．４

今後に向けて

今回の評価では、不明であった呉羽山断層帯の最新活動時期を求めることができた。しかしながら、呉羽山断層帯も含め、砺波平野断層帯西部及び砺波平野断層帯東部の将来の地震発生確率を絞り込むまでには至らなかった。
砺波平野断層帯西部については、法林寺断層の活動に関する資料は副次的な断層の活動をもとに求められているため、これ以外の主断層の活動に関する絞込みを行うための調査が必要である。
また、石動断層の活動性についても調査を行う必要がある。
砺波平野断層帯東部では、最新活動については信頼度の高いデータが得られているが、それ以前の活動に関する年代を絞り込める質の高いデータを得る必要がある。
呉羽山断層帯については、最新活動以前の活動に関するデータを収集する必要がある。また、
ごく最近の研究により、この断層は北端が富山湾沿岸まで達していることが指摘されていることから、神通川付近の伏在部での断層の位置・形態の調査と、さらに海域にどの程度延びているの

27

かを確かめるための調査も必要である。
さらに、断層帯周辺に位置する邑知潟断層帯や森本・富樫断層帯の活動との関連についても検討する必要がある。

注 10：「変位」を、１、２頁の本文、６、７頁の表１、８頁の表３及び 10、11 頁の表５では、一般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、３、５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 火山灰層の降下年代値は、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）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。
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）及び Reimer et al．
（2004）に基づいて暦年補正し、原則として１σの数値を示した。また、21,000 年 BP よりも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た値を用いた。

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30

137°00’

137°15’

富

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部

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I

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I

I

西

I

0

図３

砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の評価において考慮した断層

31

10 km

NW

SE

32

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36

37

図９

高清水断層を横断する低位段丘面の地形縦断図

富山県（2000a）

図10

東城寺地点

トレンチ東側壁面の断層付近のスケッチ図（富山県，2000b）
図中の数字は炭素同位体年代値．
暦年補正するとそれぞれ以下のようになる．
1970±403820±40
18880±70→→→

約２千年前－１世紀
約４千３百－４千２百年前
約２万３千－２万２千年前

38

39

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10 km0

図12

呉羽山断層帯北方の海底地形図
基図は「能登半島東方」（No.6662）
海底地形図（海上保安庁，2000）

呉羽山断層帯（池田ほか編，2002）

40

NW

SE

41

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表７

砺波平野断層帯西部の地震発生確率及び参考指標

項目
地震後経過率数値

備

考

0.2－1.2 もしくはそれ以上

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％－２％もしくはそれ以上 発生確率及び集積確率は地
ほぼ０％－４％もしくはそれ以上 震調査研究推進本部地震調
ほぼ０％－８％もしくはそれ以上 査委員会（2001a）参照。
ほぼ０％－20％もしくはそれ以上

集積確率指標（１）経過年数

ほぼ０％－80％もしくはそれ以上
マイナス６千４百年－２千７百年 地震調査研究推進本部地震
もしくはそれ以上調査委員会長期評価部会
0.2－1.6 もしくはそれ以上（1999）参照。
ほぼ０－4.7 もしくはそれ以上
ほぼ０－80％もしくはそれ以上
ほぼ０－0.6 もしくはそれ以上
0.00008－0.0002 もしくはそれ以上

比
指標（２）
指標（３）
指標（４）
指標（５）

表８

砺波平野断層帯東部の地震発生確率及び参考指標

項目
地震後経過率

数

集積確率

考

0.04％－６％
0.06％－10％
0.1％－20％
0.6％－50％

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（2001a）参照。

0.3％－90％
マイナス１千３百年－２千２百年 地震調査研究推進本部地震調査委員会長期評価部会
0.7－2.1（1999）参照。
0.08－6.1
0.3－90％0.01－0.7
0.0001－0.0003

指標（１）経過年数
比
指標（２）
指標（３）
指標（４）
指標（５）

表９
項
目
地震後経過率
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）経過年数
比
指標（２）

備

0.5－1.4

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

集積確率

値

呉羽山断層帯の地震発生確率及び参考指標
数

値

備

考

0.3－1.2
ほぼ 0％－５％
ほぼ 0％－８％
ほぼ 0％－20％
ほぼ 0％－40％

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（2001a）参照。

ほぼ 0％－80％
マイナス２千２百年－１千４百年 地震調査研究推進本部地震調査委員会長期評価部会
0.4－1.7（1999）参照。
ほぼ０－4.845指標（３）指標（４）指標（５）

ほぼ０－80％
ほぼ０－0.60.0002－0.0003
評価時点はすべて 2008 年１月１日現在。
「ほぼ０％」は 10-3 %未満の確率値を、｢ほぼ０｣は、10-5 未
満の数値を示す。
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 分布モデルによる危険率が、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。砺波平野断層帯西部の場合、ポアソン過程を適用した場合の危険率は１万２千分の１（0.00008）－６千分の 1（0.0002）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 10 万分の１以下（ほぼ０）－1 千２百分の 1（0.0008）であり、時間とともに増加する。ほぼ０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には今後６千４百年を要するが、１千２百分の１回であれば前者が既に２千７百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とした場合のそれを超えるまでの時間を B とする。
前者を後者で割った値（A／B）。
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）。

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a

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。

46

〈付録〉
砺波平野断層帯・呉羽山断層帯については、産業技術総合研究所（2007）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。
また、本評価では、炭素同位体年代について、Ramsey (1995, 2001)、Reimer et al. (2004)に基づいた方法によって暦年補正を行っていることから、過去の活動時期の一部が前回の評価（地震調査研究推進本部地震調査委員会，2002）から変更となっている。
（注 12 参照）
。このため、砺波平野断層帯西部及び砺
波平野断層帯東部では、過去の活動履歴に関する新たな資料は得られていないものの、地震発生確率に変更が生じていることに留意する必要がある。

砺波平野断層帯西部の評価についての新旧対比表
項

前回の評価（平成 14 年 12 月 11 日公表）
約 6900 年前以後、○約 2700 年前以前

目

最新活動時期
平均活動間隔約 5000－12000 年
もしくはこれらより短い間隔○

地震発生確率（30 年）

ほぼ 0－3 %もしくはそれ以上［BPT］

a

今回の評価
（平成 20 年５月 16 日公表）
約 6900 年前以後、○１世紀以前
約 6000－12000 年
もしくはこれらより短い間隔
ほぼ 0－2 %もしくはそれ以上［BPT］○a砺波平野断層帯東部の評価についての新旧対比表
項

前回の評価（平成 14 年 12 月 11 日公表）

目
長さ

最新活動時期
地震の規模（マグニチュード）地震発生確率（30 年）

今回の評価（平成 20 年５月 16 日公表）

約 30 km○

約 21 km○

約 4300 年前以後、約 3700 年前以前○

約 4300 年前以後、約 3600 年前以前○

7.3 程度△7.0 程度○

0.05－6 %［BPT］

a0.04－6 %［BPT］

a

呉羽山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 14 年 12 月 11 日公表）

最新活動時期不明

地震発生確率（30 年）

0.6－1 %［ポアソン］

地震後経過率d

今回の評価（平成 20 年５月 16 日公表）
約 3500 年前以後、△
７世紀以前
ほぼ 0－5 %［BPT］

c

0.3－1.2－

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 6 を参照のこと。

47