関東平野北西縁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、関東平野北西縁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

関東平野北西縁断層帯の評価

関東平野北西縁断層帯は、関東平野北西部と関東山地との境界付近から大宮台地北部にかけて分布する活断層帯である。ここでは、平成７、10、11 年度に埼玉県、平成８、９年度に群馬県、平成 10－12、15 年度に産業技術総合研究所（旧：地質調査所）及び平成 15 年度に文部科学省研究開発局ほかにより実施された調査をはじめ、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
関東平野北西縁断層帯は、関東平野北西縁断層帯主部と平井－櫛挽（くしびき）断層帯からなる。
関東平野北西縁断層帯主部は、群馬県群馬郡榛名町から安中市東部、高崎市、藤岡市、埼玉県本庄市、深谷市、熊谷市、鴻巣市、北本市、桶川市などを経て、北足立郡伊奈町に至る断層帯である。長さは約 82km で、概ね北西－南東方向に延びる。本断層帯は南西側が北東側に対して相対的に隆起する逆断層である（図１、２及び表１）。
平井－櫛挽断層帯は、群馬県多野郡吉井町から藤岡市、埼玉県児玉郡神川町、児玉町、美里町を経て大里郡寄居町に至る断層帯である。長さは約 23km で、概ね北西－南東方向に延びる。本断層帯は左横ずれを主体とし、北東側隆起成分を伴うと推定される。（図１、２及び表３）。
２．断層帯の過去の活動（１）関東平野北西縁断層帯主部
関東平野北西縁断層帯主部の平均的な上下方向のずれの速度は 0.2－0.4ｍ／千年程度、最新活動時期は約６千２百年前以後、約２千５百年前以前の可能性がある。また、既往の調査研究成果による直接的なデータではないが、本断層帯の長さを基に推定した１回の活動に伴う上下方向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１万３千－３万年程度であった可能性がある（表１）。
（２）平井－櫛挽断層帯
平井－櫛挽断層帯では、過去の活動に関する資料が乏しく、具体的な活動履歴については明らかにされていない。
３．断層帯の将来の活動（１）関東平野北西縁断層帯主部
関東平野北西縁断層帯主部では、全体が１つの区間として活動する場合、マグニチ
1ュード 8.0 程度の地震が発生する可能性がある。また、その際には南西側が北東側に対して相対的に５－６ｍ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。
（２）平井－櫛挽断層帯
平井－櫛挽断層帯では、全体が１つの区間として活動する場合、マグニチュード
7.1 程度の地震が発生する可能性がある。また、その際には２ｍ程度の左横ずれを生じ、北東側が南西側に対して相対的に高まる段差や撓みを伴う可能性がある（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不明である。
４．今後に向けて
関東平野北西縁断層帯主部は複数の断層からなる長大な断層帯であるが、副次的な断層である江南断層以外は活動履歴に関する詳しい資料が得られていない。また、平井－櫛挽断層帯では、過去の活動に関してほとんど資料が得られておらず、将来における地震発生の可能性を評価することができない。したがって、これらについての精度の良い資料を集積させて、活動区間を明確にし、最近の活動履歴や平均活動間隔を正確に把握する必要がある。
また、関東平野北西縁断層帯主部と平井－櫛挽断層帯は地下で収斂するとの指摘もある。よって、断層の地下深部の形状等についてさらに調査を行い、本断層帯で発生する地震の姿を明らかにすることが重要である。

2

図１

関東平野北西縁断層帯の概略位置図（長方形は図２の範囲）

3

4

図２

関東平野北西縁断層帯の断層位置と主な調査地点

表１
項

関東平野北西縁断層帯主部の特性

目

特

性

信頼度
(注３)

根 拠
（注４）

１．断層帯の位置・形態(1) 断層帯を構成す 深谷断層、綾瀬川断層（北部）*、江南（こる断層うなん）断層

文献５、９、
21 による。
*伊奈町以北の区間。

(2) 断層帯の位置・ 地表における断層帯の位置・形状
形状
断層帯の位置（北西端）北緯 36°23′東経 138°51′（南東端）北緯 36°00′東経 139°38′
長さ

約 82 km△○

文献５、９、12、21、
24 による。位置及び長さは図２から計測。

△

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◎上端の深さが 0km であることから推定。
一般走向は、断層の両端を直線で結んだ方向（図２参照）。
傾斜は文献 17、18、23 などに示された反射法弾性波探査結果
から推定。

上端の深さ
一般走向

0km
N60°W

◎
◎

傾斜

50°－70°南西傾斜（深さ 500ｍ以浅）○

幅

20－25km 程度○

幅は、傾斜と地震発生層の下限の深さ(約 20km)から推定。

南西側隆起の逆断層◎

文献 17、18、23 に示された資料や地形の特徴から推定。

(1) 平均的なずれの速度0.2－0.4ｍ／千年程度（上下成分）△

文献 10、11、13、17－19、28 に示された資料から推定。

(2) 過去の活動時期

活動１（最新活動）
約６千２百年前以後、約２千５百年前以前△

文献 12 に示された資料から推定。説明
文 2.1.2(2)参照。

(3) 断層のずれの向きと種類
２．断層帯の過去の活動(3) １回のずれの量 １回のずれの量と平均活動間隔
平均活動間隔５－６ｍ程度（上下成分）
１万３千－３万年程度△△

断層の長さから推定。
説明文 2.1.2(3)参照。
平均的なずれの速度と１回のずれの量から推定。

(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

5などから推定。
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
地震の規模
ずれの量

表２
項

断層帯全体で１区間△

マグニチュード 8.0 程度
５－６ｍ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。
説明文 2.1.2(3)参照。

関東平野北西縁断層帯主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）

信頼度
（注６）

備

考

0.08－0.5

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

ほぼ 0％－0.008％
ほぼ 0％－0.01％
ほぼ 0％－0.03％
ほぼ 0％－0.1％

集積確率（注８）

ほぼ 0％－0.1％

6c

発生確率及び集積確率は文献６による。

表３
項

平井－櫛挽断層帯の特性

目

特

性

信頼度
(注３)

根 拠
（注４）

１．断層帯の位置・形態(1) 断層帯を構成す
る断層

平井断層、神川断層、櫛挽（くしびき）
断層

文献９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
断層帯の位置（北西端）北緯 36°15′東経 139°00′（南東端）北緯 36°08′東経 139°13′○△

約 23km△

長さ

文献２、９、15、22、
24 による。
位置及び長さは図２から計測。

地下における断層面の位置・形状
長さ及び上端の位置(3) 断層のずれの向きと種類

地表での長さ・
位置と同じ◎上端の深さが 0km であることから推定。

上端の深さ
一般走向

0km
N55°Ｗ

◎
○

傾斜

高角（地表付近）△

傾斜は地形の特徴などから推定。

幅

20km 程度△

地震発生層の下限の深さは約 20km。説明文 2.2.1(2)参照。

左横ずれ断層（北東側隆起成分を伴う）○

地形の特徴から推定。
説明文 2.2.1(3)参照。

△

文献３、28 に示された資料から推定。

一般走向は、断層の両端を直線で結んだ方向（図２参照）。

２．断層帯の過去の活動(1) 平均的なずれの速度

左横ずれ成分については不明。
0.1－0.2ｍ／千年程度（上下成分）(2) 過去の活動時期不明（２万８千年前以後に少なくとも１回の断層活動が生じたと考えられる。）(3) １回のずれの量 １回のずれの量と平均活動間隔
平均活動間隔(4) 過去の活動区間

２ｍ程度（左横ずれ成分）

文献 20 に示された資料から推定。
△

断層の長さから推定。

○

断層の位置関係、形状等から推定。

不明
断層帯全体で１区間

7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

断層帯全体で１区間○△
マグニチュード 7.1 程度
２ｍ程度（左横ずれ成分） △断層の位置関係、形状等から推定。
断層の長さから推定。
断層の長さから推定。

注１：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)
90%より大約 0.8－約 2.5
1847 年善光寺地震
長野盆地西縁断層帯 ほぼ 0%－20%
ほぼ 0%－（Ｍ7.4）(長野県)

90%より大「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。
平均活動間隔が２千年の場合は 30 年確率の最大値は 12％程度である。
注３：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４：文献については、本文末尾に示す以下の文献。
文献１：遠藤ほか（1997）
文献２：群馬県（1997）
文献３：群馬県（1998）

8

文献４：井川ほか（1998）
文献５：地震調査研究推進本部地震調査委員会（2000）
文献６：地震調査研究推進本部地震調査委員会（2001）
文献７：笠原ほか（1993）
文献８：笠原（1996）
文献９：活断層研究会編（1991）
文献 10：松田時彦ほか（1975）
文献 11：水野ほか（2001）
文献 12：水野ほか（2002）
文献 13：水野ほか（2004）
文献 14：文部科学省研究開発局ほか（2004）
文献 15：中田・今泉編（2002）
文献 16：埼玉県（1996）
文献 17：埼玉県（1999）
文献 18：埼玉県（2000）
文献 19：須貝ほか（2000）
文献 20：杉原（1989）
文献 21：杉山ほか（1997）
文献 22：杉山ほか（2004）
文献 23：杉山・水野ほか（2000）
文献 24：杉山・須貝ほか（2000）
文献 25：山口ほか（1996）
文献 26：山口ほか（1997）
文献 27：山口ほか（2000）
文献 28：Yamazaki（1984）
注５：評価時点はすべて 2005 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平均活動間隔の信頼度が低い（△）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。
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。

9

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。今回評価
した数字のうち、関東平野北西縁断層帯主部の 0.08 は 2,500 年を 30,000 年で割った値であり、0.5 は 6,200 年を 13,000 年で割った値である。
注８：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。

10

（説明）
１．関東平野北西縁断層帯に関するこれまでの主な調査研究
関東平野北西縁断層帯の主体をなす深谷断層に関しては、はじめに松田時彦（1974）が更新世
段丘を撓曲させる長さ６km 程度の活断層として記載した。その後、松田磐余ほか（1975）、松田時彦ほか（1975）、貝塚ほか（1977）、松田博幸ほか（1977）、Yamazaki（1984）などが深谷断層周辺について詳細な地形・地質学的調査を実施している。活断層研究会編（1980, 1991）は、これらの研究成果を総括して、深谷断層を長さ 10km、活動度（注９）B 級の活断層と記載した。
一方、1980 年代以降、本断層帯の一帯を対象とした地球物理学的手法を用いた調査や研究が多数実施された。多田（1983）、萩原ほか（1986, 1987）は重力異常データから、深谷断層や櫛挽（くしびき）断層などの活動性を検討したほか、沖積層下に伏在する断層を検出した。また、群馬県（1997）、埼玉県（1999, 2000）、杉山・水野ほか（2000）は、深谷断層の北西延長部や神川断層を対象とした反射法弾性波探査を実施し、各地点で沖積低地下に北西－南東走向の撓曲構造を確認している。深谷断層の南東延長部や綾瀬川断層においては、笠原（1996）、埼玉県（1996）、遠藤ほか（1997）、山口ほか（1997, 1998）及び井川ほか（1998）により反射法弾性波探査が行なわれ、沖積低地下に伏在する撓曲構造の存在が指摘された。また、地形・地質学的にも、杉山ほか（1997）などにより、深谷断層の北西－南東延長部に活断層の存在が指摘されている。杉山ほか（1997）及び杉山・水野（2000）は、これらの断層帯を「深谷断層系」とし、綾瀬川断層北部を含めた総延長約 80km の活断層帯を構成するとした。
また、本断層帯の第四紀後期の活動性に関する最近の調査としては、群馬県（1997, 1998）、須貝ほか（2000）、水野ほか（2000, 2001, 2002, 2004）によるボーリング調査やトレンチ調査等がある。
なお、文部科学省研究開発局ほか（2004）は、関東山地東縁一帯においてバイブロサイスの稠
密発震による反射法弾性波探査を実施して、本断層帯周辺を含んだ堆積平野の地下深部構造を推定している。
２．関東平野北西縁断層帯の評価結果
関東平野北西縁断層帯は、関東平野の北西縁と関東山地との境界付近から大宮台地の北部にかけて分布する断層帯で、北西－南東方向に延びる複数の断層から構成される。ここでは、これらの断層を松田時彦（1990）の起震断層の定義に基づき、関東平野北西縁断層帯主部と平井－櫛挽断層帯に区分した（図１、２）。
なお、関東平野北西縁断層帯主部と平井－櫛挽断層帯とは、左雁行しながら約 10km に渡ってステップオーバーする。山口ほか（1999）及び杉山ほか（2004）は、反射法弾性波探査結果に基づいて両断層帯が地下深部で 1 つの断層面に収斂する可能性も示しているが、ここでは、両断層帯の地表における間隔が 9－10km 程度と大きいことから、個別の断層帯として評価した。
２．１

関東平野北西縁断層帯主部

２．１．１

関東平野北西縁断層帯主部の位置及び形態（１）関東平野北西縁断層帯主部を構成する断層
関東平野北西縁断層帯主部は、群馬県群馬郡榛名町から安中市東部、高崎市、藤岡市、埼玉県児島郡上里町、本庄市、大里郡岡部町、深谷市、熊谷市、大里郡川本町、同郡江南（こうなん）
11

町、同郡大里町、北足立郡吹上（ふきあげ）町、比企（ひき）郡吉見町、鴻巣（こうのす）市、
北本市、桶川市を経て、北足立郡伊奈町に至る断層帯である（図１、２）。
本断層帯の北西部は深谷断層から構成され、深谷断層の南西側には３km 程度の間隔で江南断層が分布する。また、本断層帯の南東部は鴻巣市から伊奈町付近まで延びる綾瀬川断層北部に相当する。なお、綾瀬川断層のうち、埼玉県北本市以南の区間は「元荒川断層帯の評価」（地震調査
研究推進本部地震調査委員会, 2000）において「元荒川断層帯北部」として評価を行った区間と重複する（注 10）。
本断層帯を構成する各断層の位置・形態については、活断層研究会編（1991）、杉山ほか（1997）、
杉山・須貝ほか（2000）、中田・今泉編（2002）などに示されている。これらによると、深谷断層と綾瀬川断層間に相当する約 10km 区間の沖積低地においては、地表に変位地形は認められないとされている。ただし、同区間のほぼ中央付近の２地点では、反射法弾性波探査とボーリング調査によって断層の存在が確認されていることから（山口ほか, 1997；井川ほか, 1998 など）、深谷断層と綾瀬川断層北部とは一連の断層帯をなすと判断される（杉山ほか, 1997, 2004 など）。また、本断層帯のうち埼玉県上里町以西の区間に関しては、活断層研究会編（1991）や中田・今泉編（2002）では、活断層とは認定していないが、杉山・水野ほか（2000）、須貝ほか（2000）及び水野ほか（2000）などが明らかにしているように、更新世中期－後期以降の活動は確実である。
ここでは、本断層帯の北西端は、杉山ほか（1997）に示された断層帯の端点とし、群馬県群馬郡榛名町とした。また、本断層帯の南東端は、「元荒川断層帯の評価」（地震調査研究推進本部地震調査委員会, 2000）によって活断層と判断された綾瀬川断層北部の南端とし、埼玉県北足立郡
伊奈町とした。なお、本断層帯を構成する各断層の名称は活断層研究会編（1991）に基づいた。
（２）断層面の位置・形状
関東平野北西縁断層帯主部の長さと一般走向は、図２に示された断層帯の両端を直線で結ぶと、
約 82km、N60°W となる。
断層面の上端の深さは、断層による変位が地表に認められることから０km とした。
断層面の傾斜に関しては、次に示す調査結果がある。深谷断層の北西部では３測線（里見、根小屋、鏑川（かぶらがわ）測線：杉山・水野ほか, 2000）で反射法弾性波探査が実施されており、その結果に基づくと、深さ 500ｍ程度までは撓曲変形が卓越し、地下深部では南西傾斜を示すと推定される。このうち根小屋測線では、深さ 500ｍ程度以浅において、撓曲のヒンジ部が 50°－
60°南西傾斜で連なっている（杉山・水野ほか, 2000：図４）。また、埼玉県本庄市と深谷市において深谷断層を対象として実施されたＰ波反射法弾性波探査（埼玉県, 1999）によると、深さ 500m
程度以浅では撓曲変形の基部を連ねたヒンジ部が約 50°－70°で南西に傾斜する（図５）。この他にも、本断層帯を構成する断層を対象とした反射法弾性波探査が９測線で実施され（笠原ほか,
1993；笠原，1996；遠藤ほか, 1997；井川ほか, 1998；埼玉県, 1996, 2000；山口ほか, 1996, 1999, 2000）、
撓曲変形を主とする南西傾斜の断層が確認されている。以上の反射法弾性波探査の資料に基づくと、本断層帯の断層面は深さ 500ｍ程度以浅においては 50°－70°で南西傾斜を示すと推定される。なお、深谷断層のほぼ中央部を横断するように実施されたバイブロサイスの稠密発振による反射法弾性波探査（桐生測線：文部科学省研究開発局ほか, 2004）では、地表下３km 程度まで極めて高角な断層面が想定されている。
断層面の幅は、地震発生層の下限の深さが約 20km であること（後述）及び地下浅部の断層面

12

の傾斜（50°－70°南西傾斜）から、20－25km 程度と推定される。
（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注 11）
関東平野北西縁断層帯主部は、北東側に撓み下がる幅広い撓曲帯を伴うこと（活断層研究会編,
1991；中田・今泉編, 2002 など）や反射法弾性波探査結果（埼玉県, 1999；杉山・水野ほか, 2000など）に基づくと、南西側隆起の逆断層と考えられる。
なお、Abe（1974）は、平井－櫛挽断層帯の南東部付近に 1931 年（昭和６年）西埼玉地震（マグニチュード 6.9：宇佐美, 2003）の震源断層を想定しており、その断層モデルを左横ずれ断層としている。また、杉山ほか（2004）においても、関東平野北西縁断層帯主部を構成する断層は左横ずれ成分を伴うとの指摘があるが、ここでは、関東平野北西縁断層帯主部は幅広い撓曲帯を伴うことなどから逆断層と考えることとした。
２．１．２

関東平野北西縁断層帯主部の過去の活動（１）平均変位速度（平均的なずれの速度）（注 11）
高崎市根小屋で実施されたボーリング調査結果（須貝ほか, 2000；水野ほか, 2001）によれば、
多摩 TE-5 火山灰層（約 35 万年前：注 12）の上下変位量は 90ｍ以上である（図６）。このことか
ら、本地点の平均上下変位速度は 0.26m／千年以上と推定される。
また、深谷断層北西部の岡部町から深谷市にかけての区間では、６－８万年前（松田時彦ほか,
1975；Yamazaki, 1984）の段丘面（櫛挽面：松田時彦ほか, 1975）あるいは段丘構成層が 12－19ｍ
上下に変位している（松田時彦ほか 1975；貝塚ほか, 1977；Yamazaki, 1984；埼玉県, 1999, 2000）。
このことから、この区間の平均上下変位速度は約 0.2－0.3ｍ／千年の可能性がある。
この他、深谷断層の北東側（沈降側）で実施されたボーリング調査において、深谷市付近では
加久藤火山灰層（約 33－34 万年前：注 12）が深さ 150ｍ、約 34 万年前の MIS10 層準が深さ 141.1ｍに認められている（水野ほか, 2004）。また、大里町付近では多摩 TB-8 火山灰層（約 20 万年前
頃：注 12）が深さ 57ｍに分布し、約 43 万年前の MIS11 層準基底が深さ 173ｍの孔底付近に推定されている（水野ほか, 2004）。これらのボーリング調査結果に基づくと、深谷断層の下盤側の沈降速度は約 20－40 万年前以後 0.3－0.4ｍ／千年程度と求められる。一方、断層の上盤側には中位－低位段丘面が発達しているが、高位段丘面はほとんど分布していない（例えば杉山・水野ほか,
2000）。以上のことから、約 20－40 万年前以後の平均上下変位速度は 0.3－0.4ｍ／千年もしくはそれ以下であった可能性がある。
以上の調査結果を総合すると、本断層帯の平均上下変位速度は 0.2－0.4ｍ／千年程度の可能性があると判断される。なお、横ずれ成分についての詳細は不明である。
（２）活動時期ａ）地形・地質的に認められた過去の活動①

深谷断層根小屋地点（群列ボーリング調査）
深谷断層北西部の高崎市根小屋で実施された群列ボーリング調査結果（水野ほか, 2000, 2001）

では、４万年前程度のシルト層（D 層）とその下位に位置する火山泥流堆積物が、調査対象となった幅 150ｍの区間において 13ｍ以上の上下変位を受けている。このことから、４万年前程度以後に複数回の断層活動があった可能性があるが詳細は不明である。
13

なお、水野ほか（2001）は、D 層を覆う C 層基底に数 10cm の高度差を見出して、C 層が堆積した後に断層変形を受けた可能性が考えられるとしているが、その高度差は有意ではないと判断される。
②

深谷断層普済寺（ふさいじ）地点（群列ボーリング調査）
水野ほか（2002）は、岡部町普済寺に分布する撓曲崖の基部で群列ボーリング調査を実施し、約３万９千年前の 14C 年代値を示す礫主体層（C 層）と約２万１千年前の 14C 年代値を示す礫主体層（E 層）に挟まれる D 層（礫主体層）が変形していることを見出している。
なお、水野ほか（2002）は、D 層上位の E 層が変形しており、さらに上位の G 層（砂礫層）も変形している可能性は否定できないとしている。しかし、E 層内部の変形構造は不明であり、G層の高度差も幅 130ｍで２ｍと小さいことから、E 層や G 層に認められる高度差が断層活動によるものとは断言できない。
③

江南断層丸山地点（トレンチ調査）

本断層帯の副次的断層である江南断層の東端付近に位置する江南町野原丸山では、遺跡発掘調査で存在が明らかとなった台地上の断層（堀口, 1995；江南町教育委員会, 1996）を対象としてトレンチ調査が実施された（水野ほか, 2002：図７）。
トレンチ壁面では、最も若い 14C 年代値で約６千２百－６千年前を示す MＦ層（シルト層）を切り、最も古い 14C 年代値が３－４世紀を示す MG 層（黒色土壌）に覆われる断層が認められる。
よって、約６千２百年前以後、４世紀以前に断層活動があったと考えられる。なお、MF 層の基底は 0.5－１ｍ程度の上下変位を受けているものと推定される。
また、礫層を覆うシルト層（MC 層）の厚さが断層の上盤側で薄く、下盤側で厚い。その層厚差はスケッチからは１ｍ程度と読み取れる。よって、このシルト層の下位層（MB 層）堆積より後－上位のローム層（ME 層、MD 層）堆積より前に断層活動があったことが推定される。ロー
ム層（ME 層、MD 層）には姶良 Tn 火山灰（約２万８千年前：注 12）を挟むことから、その活動時期は約２万８千年前以前と推定される。
④

江南断層丸山地点（ピット調査）

上記トレンチの西側に隣接する地点ではピット調査が実施されている（水野ほか, 2002：図８）。
ピット壁面では、ME’層が大きく変位しているのに対し、ME’層上位の MF’層の基底には変位がほとんど認められられないことから、ME’層堆積より後、MF’層堆積より前に断層活動があったと考えられる。ただし、MF’層からは年代試料が得られていないことから、その年代は ME’層
上部（約９千７百－９千３百年前）と MF’層上位の MG’層（約２千８百－２千５百年前）の年代に基づき、約９千７百年前以後、約２千５百年前以前とする。
なお、上記の断層が ME’層（ローム層）と MF’層（シルト層）の基底を切り、MF’層（シルト層）の少なくとも下半部を切る可能性も示唆されている（水野ほか, 2002）。
⑤

江南断層楊井（やぎい）地点（断層露頭調査）

江南断層の東端付近に位置する江南町楊井では、工事現場に出現した断層露頭の調査が実施されている（水野ほか, 2002）。

14この断層露頭では、礫層 A を 0.7ｍ程度上下変位させる断層が、礫層 B とシルト（７－９世紀）に覆われる。したがって、本地点では９世紀以前に断層活動が生じたと考えられる。
以上の調査結果から、副次的な断層（江南断層）で見出された最新の顕著な活動時期である約６千２百年前以後、約２千５百年前以前に、関東平野北西縁断層帯主部も活動した可能性があると判断する。また、後述（2.1.2(4)の項目を参照）するように、１回の活動に伴う上下変位量と平均上下変位速度から求めた本断層帯の平均活動間隔（１万３千－３万年程度）を考慮すると、この活動は、本断層帯の最新活動であった可能性があると判断される。
なお、江南断層では約２万８千年前以前にも断層活動が認められるが、これが本断層帯の１つ前の活動に相当するかどうかは不明である。
ｂ）先史時代・歴史時代の活動
818 年（弘仁９年）の関東諸国の地震（マグニチュード 7.5 以上）では、相模・武蔵・下総・常陸・上野・下野などで被害があった（宇佐美, 2003）。宇佐美（2003）では、この地震の震央を 139－140°E、36－37°N と推定しているが、本断層帯の活動との関連性についての詳細は不明である。
1931 年（昭和６年）の西埼玉地震（マグニチュード 6.9）では、埼玉県北部から群馬県南部の利根川・荒川沿いの地域、特に埼玉県深谷市、鴻巣市、吹上町などで被害が多かった（宇佐美, 2003）。
また、関東平野の広い地域で震度Ⅴに相当する揺れがあり、全体で死者 16 名、全壊住家 76 棟、同非住家 131 棟であった（宇佐美, 2003 など）。この地震では、神川断層の南東部に近い、埼玉県
児玉郡児玉町金屋から群馬県多野郡神流（かんな）町丹生（にゅう）にかけて断続的に地割れが連なっていたとされる（埼玉懸熊谷測候所, 1931 ほか）が、詳細は不明である。また、Abe（1974）
は、平井－櫛挽断層帯の南東部付近に、長さ 20km、幅 10km で、走向 108°傾斜 80°SW、平均
食い違い量が左ずれ 100cm の震源断層を推定している。ただし、この地震に伴った明瞭な地表変位は確認されていないことから、少なくとも本断層帯の固有規模の活動ではなかったものと判断する。
以上のことから、関東平野北西縁断層帯主部の最新活動時期は約６千２百年前以後、約２千５百年前以前の可能性があると判断する。
（３）１回の変位量（ずれの量）（注 11）
関東平野北西縁断層帯主部では、１回の活動に伴う変位量を直接示す資料は得られていない。
一方、断層帯主部全体を１つの活動区間とした場合、本断層帯の長さは約 82km の可能性があることから、経験式（１）及び（２）を用いると、１回の活動に伴う変位量は約 6.5m と計算される。また、関東平野北西縁断層帯主部のほぼ中央に位置する深谷断層南東部の深谷市から熊谷市にかけての区間では、御陵威ヶ原（みいずがはら）面（松田時彦ほか, 1975）が５－６ｍ上下に変位している。御陵威ヶ原面は立川面に相当することから、約２－３万年前に形成されたと推定される。
以上のことから、ここでは、御陵威ヶ原面の上下変位量（５－６ｍ）を本断層帯主部の１回の断層活動で生じた可能性があるとみなす。

15

用いた経験式は松田時彦（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である。
LogＬ＝0.6 Ｍ－2.9（１）

LogＤ＝0.6 Ｍ－4.0（２）（４）活動間隔
関東平野北西縁断層帯主部では、活動間隔に関する直接的な資料は得られていない。
ただし、前述した１回の活動に伴う上下変位量（５－６ｍ程度）と、平均上下変位速度（0.2－0.4ｍ／千年程度）に基づくと、本断層帯の平均活動間隔は１万３千－３万年程度の可能性があると判断される。
（５）活動区間
関東平野北西縁断層帯主部を構成する各断層は、３－５km 程度の間隔で断続的に分布することから、松田時彦（1990）の基準に基づけば、断層帯全体が１つの活動区間として活動した可能性があると判断される。
ただし、本断層帯では、副次的な断層である江南断層を除いては、過去の活動履歴を限定できる具体的な資料が得られていないことに留意する必要がある。
（６）測地観測結果
関東平野北西縁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、顕著な歪みはみられない。
最近５年間の GPS 観測結果でも、顕著な歪みはみられない。
なお、1931 年の西埼玉地震後に行なわれた水準測量の結果によると、地震前の 1925－1926 年と比較して、本庄市や深谷市付近では高崎市に対して最大３cm の隆起が見られる。
（７）地震観測結果
関東平野北西縁断層帯では1931年に西埼玉地震（マグニチュード6.9）が平井－櫛挽断層帯の南東部付近で発生した。余震活動は本震の東側で活発だった。
本断層帯周辺の最近約６年間の地震観測結果によると、平井－櫛挽断層帯では断層帯に沿って
微小地震活動が見られる。関東平野北西縁断層帯主部に沿った微小地震活動は低調である。特に関東平野北西縁断層帯主部の南東側では地震活動は極めて低調である。本断層帯中央付近を挟んで北側と南側の領域では微小地震活動が活発であるが、本断層帯に沿った西北西－東南東方向の帯状の領域では地震活動が低調である。
本断層帯付近の地震活動から推定される地震発生層の下限の深さは約 20km である。なお、本断層帯中央付近から南東側にかけて、微小地震が深さ約 20km から 30km より深いところまで観測されている（南東側では地震の固まりとなっている）。埼玉県中部から東京都西部にかけてのフィリピン海スラブ上面付近には蛇紋岩が分布すると推定されている（Kamiya and Kobayashi,
2000）。本断層帯の中部から南東部にかけて見られる地殻内としては深い地震は、この蛇紋岩の脱水によって生じた大量の水が上がってきているために生じているという説（吉田・細野, 2002）

16

があり、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。本断層帯周辺の発震機構解は北東－南西ないし東北東－西南西方向の圧力軸を持つ逆断層型あるいは横ずれ断層型が多い。1931 年西埼玉地震の場合、気象庁の検測値を用いた P 波初動分布から横ずれ断層型の発震機構が推定される（Ichikawa, 1971）。また、Abe（1974）は波形解析から左横ずれ型の震源断層を求めている。
２．１．３

関東平野北西縁断層帯主部の将来の活動（１）活動区間及び活動時の地震の規模
２．１．２（５）で述べたように、関東平野北西縁断層帯主部は全体が１つの活動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 82km の可能性があることから、前述の経験式（１）により地震の規模を求めると、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。
また、その際には、断層近傍の地表面では南西側が北東側に対して相対的に５－６ｍ程度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
関東平野北西縁断層帯主部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（注１、２）。
関東平野北西縁断層帯主部は、平均活動間隔が１万３千－３万年程度、最新活動時期が約６千２百年前以後、約２千５百年前以前であった可能性があることから、平均活動間隔に対する現在までにおける地震後経過率は 0.08－0.5 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）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％－0.008％、ほぼ 0％－0.01％、ほぼ0％－0.03％、ほぼ 0％－0.1％となる。また、現在までの集積確率はほぼ 0％－0.1％となる。表４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。
２．２ 平井－櫛挽断層帯
２．２．１ 平井－櫛挽断層帯の位置及び形態（１）平井－櫛挽断層帯を構成する断層
平井－櫛挽断層帯は、関東山地と櫛引丘陵の境界付近に沿った断層帯で、群馬県多野郡吉井町
から藤岡市、埼玉県児玉郡神川町、同郡児玉町、同郡美里町を経て、大里郡寄居町に至る（図１、２）。本断層帯は、平井断層とその北東側１－３km に並走する神川断層及び櫛挽断層からなる。
本断層帯の位置と形態は、Yamazaki（1984）、活断層研究会編（1991）、群馬県（1997）、杉山ほか（1997）、杉山・須貝ほか（2000）、中田・今泉編（2002）及び杉山ほか（2004）などに示されている。このうち、平井断層帯の北西端の約４km 区間は、群馬県（1997）と杉山・須貝ほか（2000）などが活断層としているが、活断層研究会編（1991）と中田・今泉編（2002）では地形的な特徴を認めていない。
ここでは、各断層の位置・形態は基本的に活断層研究会編（1991）、群馬県（1997）、杉山・須貝ほか（2000）及び杉山ほか（2004）に従い、中田・今泉編（2002）に示された副次的な断層を併せて表記した。また、櫛挽断層の南東端に関しては、地形の特徴に基づいた結果、南東方へ若干延びる可能性があると判断した。なお、各断層の名称は活断層研究会編（1991）によった。
17

（２）断層面の位置・形状
平井－櫛挽断層帯の長さは、断層帯の北西端と南東端を直線で結ぶと約 23km、一般走向は
N55°W となる（図２）。
断層面の上端の深さは、断層による変位が地表に認められることから０km とした。
断層面の傾斜に関しては、後述するように、断層帯の北西部付近において断層線に沿って直線状凹地が形成されるなど横ずれ変位地形が発達すること、断層全体にわたって地表の断層トレー
スがほぼ直線状を示すこと、また断層露頭では 68°－83°北東傾斜（群馬県, 1998）の断層面が確認されていることなどから、地表付近では高角をなすと推定される。なお、杉原（1989）によると、平井断層の北西端付近において 20°南傾斜を示す断層面が確認されているが、この断層は、走向が N30°E と本断層帯と直交に交わる方角に延びていることから、副次的な断層あるいは雁行する逆断層であると考えられる。
なお、本断層帯深部の断層面の形状に関しては、反射法弾性波探査結果を基にした以下のような解釈も行なわれている。文部科学省研究開発局ほか（2004）は、本断層帯の南東端付近で実施したバイブロサイスの稠密発振による反射法弾性波探査結果を基に、地表下 3km 程度まで、ほぼ20°－30°で北傾斜を示す断層面を想定している。また、杉山ほか（2004）は、山口ほか（1996,1999）による深さ２km 程度以浅の反射法弾性波探査記録から、櫛挽断層を低角度で北東に傾斜する新第三紀層の層面すべり状の断層としている。
断層面の幅は、地震発生層の下限の深さが約 20km であることと、地下浅部の断層面の傾斜からは、20km 程度の可能性があると判断される。
（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注 11）
平井－櫛挽断層帯は、断層に沿って川谷が 50－200ｍ程度の左横ずれ屈曲を生じ（松田博幸ほか, 1977）、小地溝が形成されている地点が認められる（松田博幸ほか, 1977；群馬県, 1997, 1998）
といった地形の特徴から、左横ずれを主体とする断層と推定される。本断層帯の南東部付近で発生したとされている 1931 年（昭和６年）の西埼玉地震（マグニチュード 6.9：宇佐美, 2003）の震源断層モデル（Abe, 1974）においても、左横ずれ成分を伴うことが示唆されている。また、北東側隆起の断層崖などの地形の特徴に基づくと北東側隆起成分を伴うと考えられる。
２．２．２

平井－櫛挽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 11）
左横ずれに関する平均変位速度については、具体的なデータは得られていない。
平井－櫛挽断層帯を構成する断層のうち、本断層帯の南西側に位置する平井断層中央部の藤岡
市保美では、御岳奈川火山灰層（約８万年前：注 12）に覆われる約 10－８万年前の高位段丘面（群馬県, 1998）が上下に８ｍ変位している（群馬県, 1998）。よって、平井断層の平均上下変位
速度は 0.1ｍ／千年程度の可能性がある。
また、平井断層の北東側を並走する神川断層では、立川面（約２－３万年前）が 1.8－2.3ｍ程
度北東上がりに変位する（Yamazaki, 1984）ことから、その平均上下変位速度は 0.1ｍ／千年程度（計算値：0.06－0.12ｍ／千年）の可能性がある。さらに、神川断層の南東方に延びる櫛挽断層
では、武蔵野面（約６－８万年前）が 2.0－3.6ｍ北東上がりに変位しており、その平均上下変位
速度は 0.03－0.06ｍ程度の可能性がある。

18

以上のことから、平井－櫛挽断層帯全体の平均上下変位速度は 0.1－0.2ｍ／千年程度の可能性があると判断される。
（２）活動時期ａ）地形・地質的に認められた過去の活動
平井－櫛挽断層帯の活動時期を限定できる具体的な資料は得られていない。なお、主な調査結果としては、以下の資料が挙げられる。
①

平井断層中原地点（断層露頭調査）

平井断層の北西端部に位置する吉井町中原では、耕地整理の際に出現した露頭において衝上断層が確認されている（杉原, 1989）。
この露頭では、姶良 Tn 火山灰（約２万８千年前：注 12）を挟むローム層が断層に切られて上下に２－３ｍ変位するとされている（杉原, 1989）。よって、少なくとも２万８千年前以後に１回以上の断層活動があったと考えられる。ただし、この露頭で確認された断層は走向が N30°E と本断層帯の走向（N55°W）とはほぼ直交する方向に延びているため、副次的な断層あるいは雁行する逆断層であると判断される。
②

平井断層保美（ほみ）地点（断層露頭調査）

平井断層の北西部に位置する藤岡市保美では、河川工事に伴って出現した断層露頭において、100ｍ程度離れた地点の対比に基づいて、約４万１千年前の年代を示すシルト層が２ｍ北東上がりに変位するとされている（群馬県, 1998）。したがって、ここでは約４万１千年前以後に断層活動があった可能性がある。
なお、群馬県（1998）は、この露頭付近では、新しい段丘堆積物に断層が覆われるとし、その年代を近傍で実施した簡易トレンチの砂礫層の年代に基づいて、約８千年前としている。しかし、新しい段丘堆積物と断層との直接の関係は不明であり、段丘堆積物の年代自体も直接には求められていないことから、ここでは採用しない。
なお、群馬県（1998）は、神川断層の藤岡市矢場 A 地区において、断層を横切る群列ボーリン
グの結果に基づいて、姶良 Tn 火山灰層と浅間板鼻褐色火山灰層が背斜状に約１ｍ高まって分布するとして、これを地層の変形と捉えている。しかし、変形の原因自体は不明とされており（群馬県, 1998）、これが断層活動によって生じたものかどうかは判断できない。また、群馬県（1998）
は、神川断層の藤岡市矢場 B 地区で掘削したトレンチ内において、約２万６千－２万５千年前の地層（C 層：砂・腐植土・軽石層：浅間板鼻褐色火山灰）が滑って崩壊を起こしているように見受けられるとしている。ただしその成因は不明とされており（群馬県, 1998）、断層活動によって生じたものかどうかは判断できない。
ｂ）先史時代・歴史時代の活動
２．１．２（２）b）を参照。

19

以上のことから、平井－櫛挽断層帯では、約２万８千年前以後に少なくとも１回の断層活動が生じたと考えられるが、最新活動時期を限定するには至っていない。
（３）１回の変位量（ずれの量）（注 11）
平井－櫛挽断層帯では、１回の活動に伴う変位量を直接示す資料は得られていない。しかし、本断層帯の長さが約 23km と推定されることから、前述の経験式（１）及び（２）を用いると、１回の活動に伴う変位量は約 1.8m と計算される。したがって、本断層帯の１回の活動に伴う左横ずれ変位量は２m 程度であった可能性があると判断する。
（４）活動間隔
平井－櫛挽断層帯の活動間隔に関する直接的な資料は得られていない。
（５）活動区間
平井－櫛挽断層帯を構成する各断層は、概ね３km の幅をなして分布することから、松田時彦（1990）の基準に基づけば、断層帯全体が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
２．１．２（６）参照。
（７）地震観測結果
２．１．２（７）参照。
２．２．３

平井－櫛挽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
２．２．２（５）で述べたように、平井－櫛挽断層帯は全体が１つの活動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 23km と推定されることから、前述の経験式（１）及び（２）により地震の規模を求めると、マグニチュード 7.1 程度の地震が発生すると推定され、その際には、断層近傍の地表面では、２ｍ程度の左横ずれを生じ、北東側が南西側に対して相対的に高まる段差や撓みを伴う可能性がある。
（２）地震発生の可能性
平井－櫛挽断層帯では、過去の活動履歴が求められていないため、将来における地震発生の可能性は不明である。
３．今後に向けて
関東平野北西縁断層帯主部は複数の断層からなる長大な断層帯であるが、副次的断層である江南断層以外は活動履歴に関する詳しい資料が得られていない。また、平井－櫛挽断層帯では、過去の活動に関してほとんど資料が得られておらず、将来における地震発生の可能性を評価することができない。したがって、これらについての精度の良い資料を集積させて、活動区間を明確にし、最近の活動履歴や平均活動間隔を正確に把握する必要がある。
また、関東平野北西縁断層帯主部と平井－櫛挽断層帯は地下で収斂するとの指摘もある。よっ20

て、断層の地下深部の形状等についてさらに調査を行い、本断層帯で発生する地震の姿を明らかにすることが重要である。

注９：活断層の活動の活発さの程度を示す指標として「活動度」が定義されている（松田時彦, 1975）。
・ 活動度が A の活断層は、１千年あたりの平均的なずれの量が１ｍ以上、10ｍ未満であるものをいう。
・ 活動度が B の活断層は、１千年あたりの平均的なずれの量が 0.1ｍ以上、１ｍ未満であるものをいう。
・ 活動度が C の活断層は、１千年あたりの平均的なずれの量が 0.01ｍ以上、0.1ｍ未満であるものをいう。
注 10：「元荒川断層帯の評価」（地震調査研究推進本部地震調査委員会, 2000）では、綾瀬川断層のう
ち南部（元荒川断層帯南部：埼玉県上尾市以南の区間）に関しては、反射法弾性波探査結果などを基に活断層ではないと評価している（図３）。一方、綾瀬川断層の北部（元荒川断層帯北部）については、第四紀層に北東側が低下する累積変位を認め、活断層と評価した。さらに、綾瀬川断層北部が北西延長部の深谷断層と連続する可能性について指摘し、これらを一連の活断層帯として評価する必要性を今後の課題として記述している。
注 11：「変位」を、１－２頁の本文及び５－８頁の表１、３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 12：姶良 Tn（AT）火山灰の降下年代値については、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。多摩TE-5 火山灰、加久藤（Kkt）火山灰、浅間板鼻褐色（As-BP）火山灰、浅間板鼻黄色（As-YP）
火山灰の降下年代値については、町田・新井（2003）に基づき、それぞれ約 35 万年前、約 34-33
万年前、約２万５千－２万年前、約１万６千５百－１万５千年前とした。多摩 TB-8 火山灰の降下年代値については、中澤ほか（2003）に基づき、約 20 万年前とした。また、御岳奈川（On-Ng）
火山灰の降下年代値については、群馬県（1998）に基づき、約８万年前とした。
注 13：10,000 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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26

27

図３

関東平野北西縁断層帯の評価において考慮した断層

28

図４

深谷断層北西部

反射法弾性波探査結果（根小屋測線：深度変換断面）

図２の B 測線に対応。

杉山・水野ほか（2000）

29

図５

深谷断層

反射法弾性波探査結果（深谷 P 波測線）

図２の D 測線に対応。

埼玉県（2000）に一部加筆

図６

深谷断層北西部

GS-TK1 コアの柱状図と地表地質データに基づく反射法弾性波探査断面（根小屋測線）の解釈

須貝ほか（2000）

30

31

図７

江南断層丸山地点：トレンチ西側壁面のスケッチ（水野ほか, 2002）に一部加筆
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（yBP）。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。
CK-2：5290±80yBP (MF 層) →約６千２百－６千年前、CK-3：1730±50yBP (MG 層) → ３－４世紀

図８

江南断層丸山地点：ピット壁面のスケッチ（水野ほか, 2002）に一部加筆
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（yBP）。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。
CK-8：8490±120yBP (ME’層) → 約９千７百－９千３百年前
CK-9：2520± 50yBP (MG’層) → 約２千８百－２千５百年前

32

表４
項
地震後経過率関東平野北西縁断層帯主部の地震発生確率及び参考指標

目

数

値

備

考

0.08－0.5

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

ほぼ 0％－0.008％
ほぼ 0％－0.01％
ほぼ 0％－0.03％
ほぼ 0％－0.1％

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。

ほぼ 0％－0.1％

指標(１)経過年数
比
指標(２)
指標(３)
指標(４)
指標(５)

ﾏｲﾅｽ３千－ﾏｲﾅｽ１万８千年
0.1－0.7
ほぼ 0－0.03
ほぼ 0％－0.1％
ほぼ 0－0.004
0.00003－0.00008

地震調査研究推進本部地震調査委員会長期評価部会（1999）参照。

注 14：評価時点はすべて 2005 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。なお、計算に当たって用いた平均活動間隔の信頼度が低い（△）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。
関東平野北西縁断層帯主部の場合、ポアソン過程を適用した場合の危険度は、１万３千－３万分の１（0.00003－0.00008）であり、いつの時点でも一定である。
関東平野北西縁断層帯主部の場合、BPT 分布モデルを適用した場合の危険率は評
価時点でほぼ 0－３千３百分の１（0.0003）であり、時間とともに増加する。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、３千３百分の１（0.0003）の場合は今後３千年、ほぼ 0 の場合は今後
１万８千年を要する。
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 分布モデルを適用した場合と、ポアソン過程を適用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）
。

33

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。
ａｂ

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。

34