石狩低地東縁断層帯の長期評価について
平成１５年１１月１２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、41 断層帯の長期評価を行い公表した。
今回、引き続き、石狩低地東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。

＜修正履歴＞
・平成１７年１月１２日 経験式を用いた場合のマグニチュード表記の変更

平成 15 年 11 月 12 日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

石狩低地東縁断層帯の評価

石狩低地東縁断層帯は、石狩平野とその東側に分布する岩見沢丘陵、栗沢丘陵、馬追丘陵との境界付近に位置する活断層帯である。ここでは、平成 10-12 年度に北海道によって行われた調査をはじめ、これまで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
石狩低地東縁断層帯は、北海道美唄（びばい）市から勇払（ゆうふつ）郡早来（はやきた）町に至る石狩低地東縁断層帯主部と、千歳市から苫小牧市に至る石狩低地東縁断層帯南部からなる。
石狩低地東縁断層帯主部は長さが約 66km で、東側が西側に対して相対的に隆起する逆断層で、岩見沢断層、栗沢断層、泉郷（いずみさと）断層、馬追断層、嶮淵（けねふち）断層などの副次的な西側隆起の断層が伴われている（図１、２及び表１）。
石狩低地東縁断層帯南部は長さが約 23km 以上で、東側が西側に対して相対的に隆起する逆断層で、２条の活褶曲の西側に沿ってその存在が推定される（図１、２及び表３）。
２．断層帯の過去の活動（１）石狩低地東縁断層帯主部
石狩低地東縁断層帯主部の平均的な上下方向のずれの速度は、
0.8-1.5m/千年程度の可能性がある。最新の活動は約５千２百－３千３百年前もしくはそれ以後であったと推定され、平均的な活動間隔は、約３千３百－６千３百年であった可能性がある（表１）。
（２）石狩低地東縁断層帯南部
石狩低地東縁断層帯南部の平均的な上下方向のずれの速度は、0.2m/千年程度の可能性がある。
最新活動時期を含めた最近の活動履歴については不明である（表３）。
３．断層帯の将来の活動（１）石狩低地東縁断層帯主部
石狩低地東縁断層帯主部は、全体が１つの活動区間として活動した場合、マグニチュード 7.9程度の地震が発生する可能性がある。また、その時、断層の近傍の地表面では、東側が西側に対して相対的に５m 程度高まる段差や撓（たわ）みが生ずる可能性がある（表１）。本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。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、本断層帯主部は今後
1

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）。
（２）石狩低地東縁断層帯南部
石狩低地東縁断層帯南部は、全体が１つの活動区間として活動した場合、マグニチュード 7.1程度以上の地震が発生する可能性がある。また、その時、断層の近傍の地表面では、東側が西側に対して相対的に２m 程度以上高まる段差や撓（たわ）みが生ずる可能性がある（表３）。過去の活動履歴が明らかではないため、将来このような地震が発生する長期確率を求めることはできない。
４．今後に向けて
石狩低地東縁断層帯主部の将来の活動性を明確にするためには、最新の活動時期、１回の活動におけるずれの量を精度良く求めるとともに、活動間隔を精度良く明らかにする必要がある。
石狩低地東縁断層帯南部は、最近その存在が指摘されたものであり、活断層としての諸側面については未調査の段階にある。将来の活動性を明確にするためには、本格的な活断層調査を行って、その活動性に関する基礎資料を整えるとともに、南方延長部海域での調査も必要である。
また、石狩低地東縁断層帯主部と石狩低地東縁断層帯南部の地下深部における形状などを明らかにし、両者を含めた活動区間の検討も行う必要がある。

2

図１ 石狩低地東縁断層帯の概略位置図（長方形は図２の範囲）

3

図２ 石狩低地東縁断層帯の活断層位置と主な調査地点

4表１ 石狩低地東縁断層帯主部の特性
項

目

特

性

信頼度

根

拠

（注３）

（注４）

１． 断層帯の位置・形態(1)構成する
断 層

文献４による。

美唄（びばい）市－早来（はやきた）町付近***の断層、岩見沢断層 、栗沢断層 、泉郷（いず構成する断層のうち、印をつみさと）断層*、馬追断層*、嶮淵（けねふち）

けたものは副次的な断層。

断層*、岩見沢市東方－由仁（ゆに）町付近の断層など*(2)断層帯の位 地表における断層帯の位置・形状

文献２による。数値は図２から置･形状等計測。形状は図２を参照。

断層帯の位置（北端）北緯 43°20’東経 141°54’○（南端）北緯 42°44’東経 141°48’○

長さ 約 66km○

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。

上端の深さ ０km◎

上端の深さは、説明文 2.1.1
を参照。

一般走向

Ｎ10°Ｅ

○

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）
。

傾斜

東傾斜

◎

（深さ約３km より深部では低角度）
幅

傾斜は、文献２、５に示された地形・地質の特徴による。

不明

地震発生層の下限の深さは30km 程度よりも深い可能性がある。

(3)断層のずれ 東側隆起の逆断層◎の向きと種類

文献２、５に示された地形・地質の特徴による。

２．断層帯の過去の活動(1)平均的なず 0.8-1.5m/千年程度（上下成分）
れの速度

5

△

説明文 2.1.2 を参照。

(2)過去の活動 活動１（最新活動）時期

活動時期は文献１記載の資約５千２百－３千３百年前もしくは○料から推定。

それ以後
活動２ 概ね２万年前頃○

活動３ 約２万５千年前頃△

活動１と２の間、活動２と３の間に別の活動があったかどうかは不明。
(3)１回のずれ 1 回のずれの量 ５m 程度（上下成分）△

平均活動間隔は説明文2.2 をの量と平均活 平均活動間隔

△

参照。

△

断層の位置関係・形状などから約３千３百－６千３百年

動間隔(4)過去の活動 活動区間

不明

区間
３．断層帯の将来の活動(1)将来の活活動区間

断層帯全体で１区間

動区間及び活推定。

動時の地震の マグニチュード

7.9 程度△断層の長さから推定。

規模

５m 程度（上下成分）△

断層の長さから推定。

ずれの量

表２ 石狩低地東縁断層帯主部の将来の地震発生確率等項

目

将来の地震発生確率等

信頼度

(注５)

(注６)

地震後経過率（注７）0.5 － 1.6 もしくはそれ以下

今後 30 年以内の地震発生確率

0.05% － ６%もしくはそれ以下

今後 50 年以内の地震発生確率

0.09% － 10%もしくはそれ以下

今後 100 年以内の地震発生確率

0.2% － 20%もしくはそれ以下

今後 300 年以内の地震発生確率

0.8% － 50%もしくはそれ以下

集積確率（注８）

0.4%－90%より大、もしくはそれ以下

6

備

考

発生確率及び集積ｂ

確率は文献３による。

表３ 石狩低地東縁断層帯南部の特性
項

目

特

性

信頼度

根

拠

（注３）

（注４）

１．断層帯の
位置・形態(1)構成する千歳市から苫小牧市付近の断層

断 層(2)断層帯の位 地表における断層帯の位置・形状

文献２による。位置は説明文

置･形状等

2.2.1 を参照。数値は図２から断層帯の位置（北端）北緯 42°52’東経 141°42’○（南端）北緯 42°40’東経 141°48’

△

長さ

○

23km 以上

計測。形状は図２を参照。

長さは活褶曲軸の北端と南端を直線で結んで計測。

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。

上端の深さ ０ km○

上端の深さは説明文 2.2.1 を
参照。

一般走向

Ｎ20°Ｗ

△

一般走向は、活褶曲軸の北端と南端を直線で結んだ方向（図２参照）。

傾斜 東傾斜○傾斜は、文献２から推定。

（低角度）

幅

不明

地震発生層の下限の深さは30km 程度よりも深い。

(3)断層のずれ 東側隆起の逆断層○の向きと種類

文献２に示された地形・地質の特徴による。

２．断層帯の過去の活動(1)平均的なず 0.2m/千年程度（上下成分）△

れの速度(2)過去の活動 不明
時期7

説明文 2.2.2 を参照。

(3)１回のずれ 1 回のずれの量 不明の量と平均活動間隔

平均活動間隔(4)過去の活動 活動区間

不明
不明

区間
３．断層帯の将来の活動(1)将来の活動 活動区間

断層全体で１区間△

区間及び活動断層の位置関係・形状などから推定。

時の地震の規 マグニチュード

7.1 程度以上△

断層の長さから推定。

模２m 程度以上（上下成分）△

断層の長さから推定。

1 回のずれの量

注１：我が国の陸域及び沿岸域の主要な 98 の活断層帯のうち、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」
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(うち、1995 年兵庫県南部地震と 1858 年飛越地震については「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）による暫定値)は以下のとおりである。
地震名

地震を引き起こした活 地震発生直前 地震発生直前 断層の平均活動
断層

1995 年兵庫県南部地震

野島断層（Ｍ7.3）(兵庫県)

1858 年飛越地震

跡津川断層（Ｍ7.0－7.1）(岐阜県・富山県)

1847 年善光寺地震

長野盆地西縁断層（Ｍ7.4）(長野県)の30 年確率(%) の集積確率(%)
0.4%－８%

ほぼ０%－10%２%－80%

間隔(千年)
約 1.8－約 3.0

ほぼ０% －90% 約 1.9－約 3.3
より大

ほぼ 0％－20%

ほぼ 0%－90%よ 約 0.8－約 2.5
り大8

「長期的な地震発生確率の評価手法について」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３千年の場合は 30 年確率の最大値は８%程度、６千年の場合は４%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：北海道(2001)
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（2001）
文献４：活断層研究会編（1991）
文献５：栗田・横井（2000）
文献６：石油公団（1996）
注５：評価時点はすべて 2003 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。
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、0.5 は 3300 年を 6300
年で割った値であり、1.6 は 5200 年を 3300 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。

9

（説明）
１．石狩低地東縁断層帯に関するこれまでの主な調査研究
本断層帯は石狩平野とその東側に分布する岩見沢丘陵、栗沢丘陵、馬追丘陵との境界付近に位置する断層帯である。
本断層帯の存在やその特性についての研究としては、以下のものがある。
吾妻(1962)は、石油探査結果から馬追上昇帯と馬追－鵡川（むかわ）構造線の所在を示し、これらに沿って西方へ衝上する断層の存在を示唆した。活断層研究会編(1991)は馬追丘陵西麓の最終間氷期の海成面が西へ傾動す
ることを認めつつも、丘陵の西縁部に発達する逆向き低断層崖に注目して数条の西側隆起の活断層を図示するにとどまった。佃ほか（1993）は、反射法地震探査等の結果から、東側隆起の活断層が馬追丘陵の下に伏在することを明らかにしてこれを石狩低地帯東縁断層と称し、その平均上下変位速度は 1.4m/千年以上に達しているとした。本断層帯の詳しい地表形状については、都市圏活断層図「江別」・「恵庭」（池田ほか, 1996a, b）及び池田ほか編(2002)によって明らかになった。池田ほか編(2002)は、これを石狩低地東縁断層帯として図示するとともに、これに沿って認められる顕著な撓曲変形をもたらしている主要断層は地下に伏在し、西側隆起の活断層はこれより副次的に派生したものであることを指摘した。
北海道（1999, 2000, 2001）は、活断層研究会編(1980, 1991)及び池田ほか（1996a, b）で示された西側隆起の断層群を対象として反射法弾性波探査、重力調査、ボーリング調査、トレンチ・ピット調査などを行い、その断層構造や平均変位速度、活動履歴などについて新たな知見を得ている。
本断層帯では、伊藤(2000)、栗田・横井(2000)、加藤ほか(2002)等の深部探査に基づいた地質構造に関する研究が多くなされている。また、島弧衝突研究の観点から、日高山脈付近では、西進する千島弧と東北日本弧の衝突により前者が後者に乗り上げるという大規模な衝上断層構造を成していると考えられている（Kimura, 1996；
伊藤・岩崎, 2002 等）。池田ほか編(2002)は日高山脈の逆断層系は、中新世以降、西に向かって次々に新たな逆断層を形成しながら活動域を移動し、現在の活動の前縁は馬追丘陵より西方に達していると考えている。

２．石狩低地東縁断層帯の評価結果について
本断層帯は、石狩平野とその東側の丘陵との境界付近に位置する断層帯であるが、丘陵の前縁に沿うものとそ
こから離れ、千歳の東から南方に向かうものに大別される(図１, ２)。松田(1990)の基準に基づいて、両者はそれぞれ別の起震断層を構成しているとみなし、ここでは前者を石狩低地東縁断層帯主部、後者を石狩低地東縁断層帯南部とし、それぞれについて評価することとした。

２．１ 石狩低地東縁断層帯主部
２．１．１ 石狩低地東縁断層帯主部の位置・形態（１）石狩低地東縁断層帯主部を構成する断層
本断層帯主部は、北海道美唄（びばい）市から勇払（ゆうふつ）郡早来（はやきた）町にかけて延びている(図１, ２)。本断層帯主部を構成する断層の位置・形態は、活断層研究会編（1991）、池田ほか（1996a, b）、北海道（2001）、池田ほか編（2002）、中田・今泉編（2002）などに示されている。ここでは、断層の位置は池田ほか
編（2002）にしたがった。
本断層帯主部は、主断層とその東に位置する副次的な断層からなる。
主断層は、西に緩やかに凸の平面形をなしてほぼ南北に連続する一連の東側隆起の撓曲を伴い、その東側約 4km
10以内には、岩見沢断層、栗沢断層、泉郷（いずみさと）断層、馬追断層、嶮淵（けねふち）断層(活断層研究会編, 1991)などの西側隆起の副次的な断層が分布する。これらは、松田(1990)の基準に従って、１つの起震断層に含まれるとみなす。
また、主断層の東には、最大約７km 離れて、岩見沢市東方から夕張郡由仁（ゆに）町にかけての丘陵の東縁に、全長が約 30km に及ぶ西側隆起の断層が存在する。この断層は、西傾斜の断層面をもつ逆断層と推定されること、後述のように主断層は低角で東に傾斜している可能性があることから(池田ほか編，2002；中田・今泉編，2002)、
ここでは本断層帯主部に含まれる副次的な断層のひとつである可能性があるとした。

（２）断層帯の位置・形状
本断層帯主部の長さ及び一般走向は、図２に示された断層の北端と南端を直線で結んで計測し、それぞれ約66km、 N10°E とした。
本断層帯主部の断層面上端の深さは、東側隆起の撓曲変形が地表に現れていることから０km とした。ただし、断層面は地表下３km 付近までに伏在し、地表に達していないとする指摘がある（池田ほか編, 2002）。
本断層帯主部の断層面の傾斜は、膨らみを伴った西向きの撓曲変形(池田ほか, 1996a, b；池田ほか編, 2002)をつくっていることから、東傾斜と考えられる。反射法弾性波探査結果など(佃ほか, 1993；栗田・横井, 2000)
は、深部において断層面はかなり低角度であることを示唆しているが、正確な傾斜角度は明らかでない(図３)。
断層面下端の深さは、地震発生層の下限を目安とすると、30km 程度よりも深い可能性がある。

（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注９）
本断層帯主部は、西へ撓み下がる変位地形や地質構造を形成しており（池田ほか, 1996a, b；池田ほか編, 2002；
北海道, 2001）、隆起側にしばしば膨らみを伴うこと、及び断層面が東に傾斜することを示す反射法弾性波探査
結果など(佃ほか, 1993；栗田・横井, 2000)から、東側が西側に乗り上げ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）（注９）
本断層帯主部の中央部の長沼付近では、北海道（2001）が地形・地質調査結果及びボーリング資料に基づいて作成した東西地質断面図から、本郷層の上面が本断層帯主部によって少なくとも上下に 40m 程度変位していると推定できる(図 4a 及び b)。北海道（2001）にもとづいて、本郷層を T3 段丘面構成層として、その離水期を約 5万年前頃とすると、T3 段丘面形成後の平均上下変位速度は 0.8m/千年以上の可能性がある。
上記の地点の６-７km 北方では夕張川に沿って分布する T3 段丘面は、その高度分布から本断層帯主部により膨らみを伴った西向きの撓曲変形を被っていると考えられる(北海道, 2001；池田ほか編, 2002)。変形した T3 段丘面の最高標高は、北海道(2001)の段丘面分布図と 1/2.5 万地形図の読図により約 65m と推定できる。本断層帯
主部の西側では、標高-10m 付近で T3 段丘面構成層に当たる本郷層の分布が認められている（北海道, 2001）。これらの資料から、T3 段丘面の上下変位量は最大でも 75m を越えることはないと推定されるので、本断層帯主部の平均上下変位速度はこの付近では 1.5m/千年以下の可能性がある。

以上から、本断層帯主部の平均上下変位速度については、0.8-1.5m/千年の可能性がある。
なお、佃ほか(1993)でも、最終間氷期の地層を変位基準とした平均上下変位速度を 1.4m/千年以上と推定して11いる。ただし、これに関係する基礎資料は公表されていない。

（２）活動時期
本断層帯主部の活動履歴に関する資料として以下のものがある。
ａ．栗沢断層
栗沢町栗沢の北東、栗沢工業団地南東側で、栗沢断層により T3 段丘面構成層が、それを覆う泥炭層等とともに西側隆起(上下変位量約 3.5m)の撓曲変形をしている露頭が見いだされている(小峰・八幡, 1999；北海道, 2001)。
変形した泥炭層中の木片は約４万７千年前（小峰・八幡,1999）の 14C 年代（注 10）を示すことから、それ以後に栗沢断層の活動があったと考えられる。

ｂ．泉郷断層①いずみ学園南東地点
千歳市泉郷のいずみ学園南東では、泉郷断層沿いにおける農地造成工事で出現した断層露頭を、北海道（2001）
が、その前面にピットを掘削して詳しく観察している（図５）。ここでは、新第三紀層(図５のⅥ層：追分層)を覆う砂層（Ⅴ-Ⅳ層：T2 段丘面構成層）、さらにこれを覆う火山灰層・腐植土層（Ⅲ−Ⅰ層）と、それらの大部分を変位させる南西側隆起の逆断層(f1, f2a-c)が露出している。これらの地層のうち、Ⅱb 層は、約２万１千－１
万９千年前（町田・新井, 2003）の恵庭 a 火山灰である。
f2c 断層は、Ⅱa 層までを変位させている。この断層面の直下に位置するⅡa 層の 14C 年代に基づくと、この断層は、約６千５百年前以後活動したと推定される。なお、f2c 断層はⅡa 層上面に達して途切れているが、断層付近のⅡa 層とその上位のⅠ層との境界面は、地すべり面である疑いが示されていることから、断層の活動時期
をⅠ層堆積前に必ずしも限定できない。
f2c 断層の南側では、概ね２万年前の羊蹄１火山灰（注 11）を挟むⅢ層までが f2a 断層によって大きく変形し、その変形構造をⅡb 層（恵庭 a 火山灰）及びそれより上位の地層群が埋め、覆っていると推定される。したがって、羊蹄１火山灰降下後、恵庭 a 火山灰降下前にあたる概ね２万年前頃に別の断層活動があったと推定される。
なお、変形構造を覆う地層群のうち最下部に位置するⅡb 層（恵庭 a 火山灰）は、断層の低下側で厚くなっており、その堆積中に断層活動があった可能性も示唆される。しかし、これは短期間に形成された降下軽石層であることから、その可能性は小さいと判断する。
以上から、この調査地点では約６千５百年前以後及び概ね２万年前頃にそれぞれ泉郷断層の活動があったと推定される。

②嶮淵川沿い地点
千歳市泉郷の嶮淵川沿い地点(いずみ学園南東地点の北側)では、北海道（2001）がトレンチ調査を実施している（図６）。トレンチは、泉郷断層によって T4 段丘面が西側隆起に変位して形成されたと考えられる低崖を横切って掘削されており、低崖の前面は嶮淵川の現氾濫原となっている。トレンチの壁面には、T4 段丘面構成層とみられる地層群(Ⅳa-g 層)とこれを覆う腐植・粘土層を挟む火山灰質の地層群(Ⅲa-d 層－Ⅱ層)、さらに断層の低下側では最上部に氾濫原堆積層(Ⅰ層)が露出している。ここでは、断層は見いだされないが、一部の地層群に顕著な東向きの撓曲変形が生じている。
トレンチの南壁面では、Ⅳa 層及びそれ以下の地層群が著しく撓曲しており、この撓み下がるⅣa 層にⅢc 層が12

アバットしていることから、Ⅳa 層堆積後、Ⅲc 層堆積前に撓曲構造をつくる断層活動があったと考えられる。
その時期は、Ⅳa 層上部及びⅢc 層の 14C 年代に基づくと、約２万５千年前以後、約６千９百年前以前と推定される。ただし、Ⅲc 層（約６千９百年前）とその上位のⅢa 層（約２万５千年前）の 14C 年代値は、大きく逆転しているため、恵庭 a 火山灰（約２万１千－１万９千年前）を含む地層（Ⅱ層）に覆われることと調和するⅢa 層の値を重視すると、断層活動は約２万５千年前頃にあった可能性がある。
以上から、この調査地点では約２万５千年前頃に泉郷断層の活動があった可能性がある。

ｃ．馬追断層
早来町富岡のフモンケ川沿い地点では、北海道（2001）がトレンチ調査を実施している。トレンチは、馬追断層がフモンケ川河谷を横切る所の谷底に掘削され、トレンチの壁面には、新第三紀層の追分層（Ⅵ層）とこれを不整合に覆う砂や礫、シルト・粘土などからなる未固結の地層群（Ⅰa−Ⅰe 層）が露出し、これらの地層の一部
は西側隆起で著しく撓曲変形している(図７)。
トレンチの北壁面では、Ⅰc1 層以下の地層が著しい西向きの撓曲構造を示し、さらに少なくともⅠb1 層の下部(少なくとも①層以下の部分)は、下位のⅠc1 層などと同じように撓曲変形していると見なせる。Ⅰa 層は、この撓曲構造を一部で削剥しつつ覆うように堆積している。このことから、撓曲構造をつくる断層活動が、Ⅰb1 層の下部堆積後、Ⅰa 層堆積前にあったと考えられる。その時期は、Ⅰb1 層下部（①の直下付近）とⅠa 層下部の14

C 年代 に基づき、約５千２百年前以後、約３千３百年前以前と推定される。Ia 層下部の年代値（約３千３百年前）については、そこに挟在する樽前ｃ火山灰（Ta-c 層）の降下年代（約 3,000-2,500 年前、暦年未補正値）と調和的であることから、採用した。
以上から、馬追断層では約５千２百年前以後、約３千３百年前以前に活動があったと推定される。

以上の資料から、本断層帯主部では、約５千２百年前以後、約３千３百年前以前、及び概ね２万年前頃に断層活動があったと推定され、さらに約２万５千年前頃にも断層活動があった可能性がある。しかし、これら３回の活動は、いずれも副次的な断層の活動履歴から明らかにされたものであり、本断層帯主部の活動が、それぞれの活動の間や約５千２百－３千３百年前以後にはなかったことを必ずしも示すものではない。

（３）１回の変位量（ずれの量）（注９）
本断層帯主部の断層活動１回の変位量に関する直接的資料は得られていない。
また、１回の変位量について、断層の長さ（約 66km）から次の松田の経験式に基づいて算出すると、約 5.2m
（上下成分）と求まる。このことから、本断層帯主部全体の１回の変位量は５m 程度（上下成分）であった可能性がある。
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は地震のマグニチュードである。

13

（４）活動間隔
本断層帯主部では、副次的な断層の活動履歴をもとに、約２万５千年前頃以後に少なくとも３回の活動が認められた。これらの活動は約５千２百－３千３百年前、及び概ね２万年前頃に推定され、また、約２万５千年前頃にもあった可能性がある。これら３回の活動時期から、この間の平均活動間隔は約１万－１万１千年と求められる。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。
また、平均活動間隔について、断層の長さから推定される１回の変位量（上下成分５m）と平均変位速度（上下成分 0.8-1.5m/千年程度）から計算した値に基づくと、平均活動間隔は約３千３百－６千３百年と求まる。
以上のことから、本断層帯主部の平均活動間隔は約３千３百－６千３百年であった可能性がある。

（５）活動区間
本断層帯主部の活動区間に関する直接的資料は得られていない。

（６）先史時代・歴史時代の活動
北海道（2001）は、廣瀬ほか（2000）の道東自動車道千歳東 IC 工事の際の遺跡調査結果から、樽前 c 火山灰と樽前 a 火山灰
（1739 年）の間に、低地際の斜面で北西－南東方向の地割れを起こすような地震イベントがあり、これが泉郷断層の地震活動に関連することを指摘している。この調査地点は、泉郷断層の西方約２km に位置し、本断層帯主部の撓曲崖付近にあたる。しかし、これらの地割れと本断層帯主部の活動との直接の関係は不明である。
宇佐美（2003）によると、1834 年に石狩湾で推定マグニチュード 6.4 の地震の記録があるが、本断層帯から発生したと考えられる被害地震の記録はない。したがって、少なくともそれ以後において、本断層帯は活動していないと考えられる。

（７）測地観測結果
本断層帯周辺における 1994 年までの過去約 100 年間及び 1985 年からの 10 年間の測地観測結果では、この断層帯周辺で北西－南東方向の縮みが見られる。最近５年間のＧＰＳ観測結果でも北西－南東方向の縮みが見られる。

（８）地震観測結果
本断層帯付近の地震活動は比較的低調であり、地震発生層の下限の深さは、断層帯の西側では20km程度、断層帯の東側では30kmより深い。

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
本断層帯主部全体を１つの活動区間とした場合、上述した経験式(1)に基づくと本断層帯主部（長さ 66km）から発生する地震の規模はマグニチュード 7.9 程度の可能性がある。
また、このような地震が発生した場合、断層近傍の地表面に東側隆起で５m 程度の段差や撓みを生ずる可能性がある。
14

（２）地震発生の可能性
本断層帯主部の平均活動間隔は約３千３百－６千３百年であった可能性があり、最新の活動時期は約５千２百－３千３百年前もしくはそれ以後と推定される。したがって、最新活動後、評価時点（2003 年）までの経過時間
は約３千３百－５千２百年もしくはそれ以下で、平均活動間隔の 0.5－1.6 倍もしくはそれ以下の時間が経過していることになる。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、0.05％－６％、0.09％－10％、0.2％－20％、0.8％－50％（それぞれ、もしくはそれ以下）となる。また、現在までの集積確率は、0.4％－90％より大（もしくはそれ以下）となる（表２）。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、本断層帯主部は、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。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 石狩低地東縁断層帯南部
２．２．１ 石狩低地東縁断層帯南部の位置・形態（１）石狩低地東縁断層帯南部を構成する断層
本断層帯南部は、千歳市から苫小牧市にかけて延びる２条の活褶曲（池田ほか編, 2002）の西側に沿ってその存在が推定される東側隆起の断層である(中田・今泉編, 2002)。本断層帯南部は、西へ凸の平面形を示しつつ北
北西−南南東ないし南東方向に続くものと推定されるが、その詳しい実態は把握されていない。

（２）断層帯の位置・形状
本断層帯南部の長さ及び一般走向は、図２に示された池田ほか編(2002)による活褶曲軸の北端と南端を直線で結んで計測すると、それぞれ約 23km、 N20°W となる。しかし、本断層帯南部は、美々川河谷に沿い南方のウト
ナイ湖方面へ向かう可能性がある(中田・今泉編, 2002)。また、石油公団(1996)による苫小牧沖（図２）での反射法弾性波探査の結果は、本断層帯南部がさらに南方海域内へと延びている可能性も示している(伊藤ほか,
1999；伊藤, 2000)ので、本断層帯南部の南端の位置は、図２に示した地点とは大きく異なり、したがって、断層の長さは 23km を大幅に上回る可能性が高いと推定される。
断層面上端の深さについては、東側隆起を示す変形が地表に現れていることから、０km とした。ただし、このような地表変形に関与した主断層面は、 反射法弾性波探査の結果から、地下 1.5km 以深に伏在し、地表に達していないと推定される（池田ほか編, 2002）。このような資料から、本断層帯南部の断層面は、低角度で東に傾斜していると推定される。
断層面下端の深さは、地震発生層の下限を目安とすると、30km 程度よりも深い可能性がある。

（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注９）
本断層帯南部は、支笏火砕流堆積面を東側隆起に変位させており(池田ほか編, 2002)、また、上述のように反射法弾性波探査の結果から東傾斜の断層面が推定されることから、東側が西側に乗り上げる逆断層と推定される。

２．２．２ 断層帯の過去の活動
15

（１）平均変位速度（平均的なずれの速度）（注９）
池田ほか編(2002)は、本断層帯南部による支笏火砕流堆積面の変位量を 10m 程度と見積もっている。その堆積時期は約４万－４万５千年前（町田・新井, 2003）とされていることから、それ以後における本断層帯南部の平均上下変位速度は 0.2m/千年程度の可能性がある。

（２）活動時期
本断層帯南部は、支笏火砕流堆積面を変位させているとされることから、約４万－４万５千年前以後に活動したことがあると推定されるが、本断層帯南部の最新活動を含めた最近の活動履歴に関する資料は得られていない。

（３）１回の変位量（ずれの量）（注９）
本断層帯南部の断層活動１回の変位量に関する直接的資料は得られていない。

（４）活動間隔
本断層帯南部の活動間隔に関する直接的資料は得られていない。

（５）活動区間
本断層帯南部の活動区間に関する直接的資料は得られていない。

（６）先史時代・歴史時代の活動
２．１．２（６）を参照。

（７）測地観測結果
２．１．２（７）を参照。

（８）地震観測結果
２．１．２（８）を参照。

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
本断層帯南部全体を１つの活動間隔とした場合、上述した経験式(1)(2)により、本断層帯南部（長さ 23km 以上）から発生する地震の規模はマグニチュード 7.１程度以上で、このような地震が発生した場合、断層近傍の地表面に東側隆起で２m 程度以上の段差や撓みを生ずる可能性がある。

（２）地震発生の可能性
本断層帯南部における将来の地震発生の可能性については、関係する資料が整っていないため、検討できない。

３．今後に向けて
石狩低地東縁断層帯主部では、副次的な断層の活動履歴が一部明らかになったが、東側隆起の断層活動に関す
16

る資料が乏しいため、最新活動時期、１回の変位量、活動間隔などが必ずしも十分に解明されていない。本断層
帯主部の将来の活動性を明確にするためには、これらに関する精度良い資料を集積させる必要がある。
石狩低地東縁断層帯南部については、最近その存在が指摘されたものであり、活断層としての実態については
未調査の段階にある。本格的な活断層調査を行って、その活動性に関する基礎資料を整える必要がある。また、本断層帯南部は苫小牧沖へと延びている可能性があり、さらに日高沖に達する可能性も指摘されている(伊藤ほか, 1999；伊藤, 2000)。これらの海域における活断層調査も重要である。
石狩低地東縁断層帯南部と石狩低地東縁断層帯主部の地下深部における形状などを明らかにし、両者を含めた活動区間の検討も行う必要がある。

注９：「変位」を、１－２頁の本文及び５－８頁の表１、３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、３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 10：10,000 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、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、千年単位で四捨五入して示した。
注 11：羊蹄１火山灰の降下年代値は、町田・新井（2003）で約１万８千年前より前とされていることから、北海
道(2001)が示した 17,000 年前を、暦年補正して概ね２万年前とした。

文 献
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18

図３ 基礎試錐馬追による馬追丘陵とその周辺の東西地質構造断面（粟田・横井，2002）

19

20

図４ａ 長沼市街付近の東西方向の地質断面図（長沼断面）
北海道（2001）

注）断面位置は図２のＡ測線

21

図４ｂ 長都東方～コムカラ峠間の東西方向の地質断面図（北海道横断自動車道断面）
北海道（2001）

注）断面位置は図２のＣ測線

22
年代値（5660±60y.BP）は、暦年未補正の
放射性炭素同位体年代。
暦年補正すると約６千５百年前になる。

図５ いずみ学園南東地区の既存露頭及びピットのスケッチ図
北海道（2001）を編集・加筆

23
年代値は、暦年未補正の放射性炭素同位体年代。
暦年補正すると以下のようになる（紀元後は世紀単位で表示）。
1000± 60 → 11 世紀

3820± 70 → 約４千３百年前

6000± 70 → 約６千９百年前

21650±140 → 約２万５千年前

22470±220 → 約２万５千年前

図６ 嶮淵川沿いトレンチのスケッチ
北海道（2001）に加筆・修正

年代値は、暦年未補正の放射性炭素同位体年代。
暦年補正すると以下のようになる。
5880±50 → 約６千８百年前3030±60 → 約３千３百年前4070±70 → 約４千６百年前3560±90 → 約３千９百年前4490±70 → 約５千２百年前4980±70 → 約５千８百年前5190±80 → 約６千年前
6690±50 → 約７千６百年前

図７ フモンケ川沿いトレンチのスケッチ図
北海道（2001）に加筆

24

表４ 石狩低地東縁断層帯主部の将来の地震発生確率及び参考指標

項

目

数

値

備

考

地震後経過率0.5 － 1.6 もしくはそれ以下

今後 30 年以内の発生確率

0.05% － ６%もしくはそれ以下

発生確率及び集積確率は地震調

今後 50 年以内の発生確率

0.09% － 10%もしくはそれ以下

査研究推進本部地震調査委員会

今後 100 年以内の発生確率

0.2% － 20%もしくはそれ以下（2001）参照。

今後 300 年以内の発生確率

0.8% － 50%もしくはそれ以下

集積確率

0.4%－90%より大、もしくはそれ以下

指標(1) 経過年数

ﾏｲﾅｽ１千１百年 －２千９百年もしくは地震調査研究推進本部地震調査

それ以下 委員会長期評価部会（1999）参指標(1) 比0.8 － 2.3 もしくはそれ以下

指標(2)0.1 － ７もしくはそれ以下

指標(3)0.4%－90%より大、もしくはそれ以下

指標(4)0.01 － 0.8 もしくはそれ以下

指標(5)0.0002 － 0.0003

照。

注 12：評価時点はすべて 2003 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。
指標(1)経過年数 ：当該断層帯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、６千３百分の１－３千３百分の１（0.0002-0.0003）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６万１千分の１－５百分の１(0.00002-0.002) もしくはそれ以下であり、時間とともに増加する。６万１千分の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には今後１千１百年を要するが、５百分の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

25を適用した場合の危険率に達してから２千９百年が経過したことになる。
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の値を BPT 分布モデルでとりうる最大の確地震発生率の値で割った値。

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

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ａ○）、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。

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ｂ

発生確率等の値は信頼性が中程度。

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ｃ

値は信頼性がやや低い。

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ｄ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。

26