琵琶湖西岸断層帯の長期評価の一部改訂について

平成2 1 年８月2 7 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。
琵琶湖西岸断層帯の評価は平成15年６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 21 年 8 月 27 日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

琵琶湖西岸断層帯の評価（一部改訂）

琵琶湖西岸断層帯は、近江盆地の西縁に沿って延びる活断層帯である。ここでは、
平成８－13 年度及び 18 年度に産業技術総合研究所（平成 12 年度までは地質調査所）
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、この断層帯の特性を次のように評価した。※
１．断層帯の位置及び形態
琵琶湖西岸断層帯は、滋賀県高島市（旧マキノ町）から大津市国分付近に至る断層帯で、概ね南北方向に延びる。本断層帯は過去の活動時期の違いから、断層帯北部と断層帯南部に区分される。断層帯北部は、高島市に分布する断層であり、長さは約 23km で、ほぼ南北方向に延びる（図１－１、図２及び表１）。断層帯南部は、高島市南方（旧高島町付近）の琵琶湖西岸付近から大津市国分付近に至る断層であり、長さは約 38 km で、北北東－南南西方向に延びる（図１－１、図２及び表１）。断層帯全体としての長さは約 59 km であり、断層の西側が東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
琵琶湖西岸断層帯北部の平均的な上下方向のずれの速度は、約 1.8－2.1 m／千年の可能性がある。最新活動時期は約２千８百年前以後、約２千４百年前以前で、活動時には断層の西側が東側に対して相対的に２－５m 程度隆起した可能性がある（表１）。
また、野外調査から直接得られたデータではないが、１回のずれの量と平均的なずれの速度に基づくと、平均活動間隔は約１千－２千８百年であった可能性がある。
琵琶湖西岸断層帯南部の平均的な上下方向のずれの速度は、約 1.4 m／千年の可能性がある。最新活動時期は 1185 年（元暦２年）の地震であった可能性があり、活動時には断層の西側が東側に対して相対的に６－８m 程度隆起した可能性がある（表１）。また、平均活動間隔は約４千５百－６千年であった可能性がある。
３．断層帯の将来の活動
琵琶湖西岸断層帯は、過去の活動と同様に北部と南部の２つの区間に分かれて活動すると推定されるが、断層帯全体が１つの区間として同時に活動する可能性もある※

琵琶湖西岸断層帯については、地震調査研究推進本部地震調査委員会（2003a）により、それまでに行われてい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）等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

（表１）。
琵琶湖西岸断層帯北部では、全体が１つの区間として活動する場合、マグニチュー
ド 7.1 程度の地震が発生すると推定され、その際に断層近傍の地表面では、断層の西側が東側に対して相対的に２－５m 程度高まる段差や撓（たわ）みが生じる可能性がある（表１）。断層帯北部では、活動間隔の長さと比較して最新活動時期からの経過
時間が非常に長いため、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は表２に示すとおりとなる。本評価で得られた地震発生確率には幅があるが、その最大値をとると、断層帯北部は、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）。
琵琶湖西岸断層帯南部では、全体が１つの区間として活動する場合、マグニチュー
ド 7.5 程度の地震が発生すると推定され、その際に断層の近傍の地表面では、断層の西側が東側に対して相対的に６－８m 程度高まる段差や撓みが生じる可能性がある（表１）。断層帯南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。
琵琶湖西岸断層帯全体が同時に１つの区間として活動する場合には、マグニチュー
ド 7.8 程度の地震が発生すると推定される（表１）。断層帯全体が同時に活動する場合の確率は、断層帯南部が単独で活動する場合の確率を超えないものと考えられる。
４．今後に向けて
今回の評価では、過去の活動時期の違いから断層帯を２つの活動区間に区分することができた。また、琵琶湖西岸断層帯南部については、最新活動時期を特定することができた。しかしながら、琵琶湖西岸断層帯北部については将来の地震発生確率を絞り込むまでには至らなかった。このため、断層帯北部に関しては、活動時期をさらに特定するための調査を行い、地震発生確率の信頼度を高める必要がある。
また、本断層帯とその西側を並走する三方・花折断層帯は、地下では一つの震源断層に収れんしていると推定されるが、地下深部の断層面の位置・形状については明らかになっていない。さらに、過去の活動履歴からは、両断層帯は別々の時期に地表で変位を生じるような活動をしてきたと推定されるが、両断層帯が同時に活動する可能性も否定できない。このため、地下の断層面の形状や周辺の断層帯との関係を明らかにする必要がある（図１－２）。

2

岐阜
琵琶湖西岸断層帯

名古屋
京都
大津

神戸

大阪

津
奈良

和歌山
徳島

図１－１

琵琶湖西岸断層帯の概略位置図（長方形は図２の範囲）

岐阜
三方・花折断層帯

名古屋
琵琶湖西岸断層帯

京都
大津

神戸

大阪

津
奈良

和歌山
徳島

図１－２

琵琶湖西岸断層帯と三方・花折断層帯の位置関係概略図3

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4

表１
項

目

琵琶湖西岸断層帯の特性
特

信頼度
（注 4）

性

根 拠
（注 5）

１．断層帯の位置・形態(1)断層帯を 北部：知内（ちない）断層、饗庭野（あいばの）構成する断層、上寺（かみでら）断層、勝野断層
断層など
南部：西岸湖底断層、比良（ひら）断層、堅田（かたた）断層、比叡（ひえい）断層、
膳所（ぜぜ）断層など

文献９による。

(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
北部：（北端）北緯 35°29′東経 136°02′（南端）北緯 35°17′東経 136°01′
南部：（北端）北緯 35°17′東経 136°03′（南端）北緯 34°58′東経 135°54′
全体：（北端）北緯 35°29′東経 136°02′（南端）北緯 34°58′東経 135°54′
長さ
北部：
約 23 km
南部：
約 38 km
全体：
約 59 km

文献５、７、12 による。位置及び長さは図２から計測。

5

◎
○
○
◎
◎
◎

○
○
◎

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
０km
一般走向
北部：N－S
南部：N20°E
全体：N10°E
傾斜
北部：西傾斜南部：西傾斜（地下約３km までは 40°、約３－５
km までは 35°、約５km 以深は不明）
幅
北部：不明
南部：不明

(3)断層のず
れの向きと種類

北部：西側隆起の逆断層
南部：西側隆起の逆断層○

上端の深さが０ kmであることから推定。

◎
○
○
◎
◎
◎
○

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）。
傾斜は、文献３、６、11、13 に示されたトレンチ調査、反射法弾性波探査結果などから推定。
地震発生層の下限の深 さ は 北 部 で 約 15
km 程度、南部で約 15－20 km。

◎◎

文献２、３、14 などに示された地形の特徴による。

△

文献４による。

△

文献４による。

△

文献３に示された資料から推定。

○

説明文参照。

△△

文献８、10、15 に示された資料から推定。

△

説明文参照。

２．断層帯の過去の活動(1)平均的な 北部：
ずれの速
約 1.8－2.1 m／千年（上下成分）度
南部：
約 1.4 m／千年（上下成分）(2)過去の活 北部：
動時期
活動１（最新活動）
約２千８百年前以後、約２千４百年前以前（注６）
活動２
約９千３百年前以後、約７千６百年前以前に少なくとも１回の活動
南部：
活動１（最新活動）
1185 年（元暦２年）の地震（地形地質調査では 11 世紀以後、12 世紀
以前）
活動２
約１万６千年前以後、約４千年前以前に少なくとも１回の活動(3)１回のず １回のずれの量

6

れの量と
平均活動
間隔

北部：
２－５m 程度（上下成分）（注６）南部：
６－８m 程度（上下成分）
平均活動間隔北部：
約１千－２千８百年（注６）(4)過去の活
動区間

△
△

△

文献３及び断層の長さから推定。
平均的なずれの速度と平均活動間隔から推定。
平均的なずれの速度と１回のずれの量から推定。
過去の活動から推定。
説明文２．２（４）参照。

南部：
約４千５百－６千年△

北部と南部の 2 区間○

過去の活動から推定。

○

過去の活動から推定。

３．断層帯の将来の活動(1)将来の活 活動区間
動区間及北部と南部の２区間
び地震の断層帯全体が同時に活動する可能性もある
規模
地震の規模
北部：マグニチュード 7.1 程度
南部：マグニチュード 7.5 程度
全体：マグニチュード 7.8 程度
ずれの量
北部：２－５m 程度（上下成分）（注６）
南部：６－８m 程度（上下成分）
表２

断層の長さから推定。
○○○
過去の活動から推定。
△△

琵琶湖西岸断層帯の将来の地震発生確率等（北部はポアソン過程を適用）
項

目＜北部＞（注６、７）
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等
（注８）

１％－３％
２％－５％
４％－10％
10％－30％

7

信頼度
（注 9）

d

備

考

北部の発生確率はポアソン過程による。

＜南部＞
地震後経過率（注 10）

0.1－0.2

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％
ほぼ０％
ほぼ０％
ほぼ０％

集積確率（注 11）

ほぼ０％

c

発生確率及び集積
確率は文献１による。

注１：琵琶湖西岸断層帯北部では、活動間隔の長さと比較して最新活動時期からの経過時間が非常に長いため、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）と同じしきい値を使用して行った。
注２：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。
）
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。

8

地震名

活動した活断層

地震発生直前の30 年確率（%）

地震発生直前の 断層の平均活集積確率（%） 動間隔（千年）

1995 年兵庫県南部地震（M7.3）

六甲・淡路島断層帯主部
淡路島西岸区間「野島断層を含む区間」（兵庫県）

0.02 %－8 %0.06 %－80 %約 1.7－約 3.5

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。平
均活動間隔が４千５百年の場合は 30 年確率の最大値は６％程度、６千年の場合は４％程度である。
注４：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５：文献については、本文末尾に示す以下の文献。
文献１：地震調査研究推進本部地震調査委員会（2001）
文献２：小松原ほか（1998b）
文献３：小松原ほか（1999）
文献４：小松原（2006）
文献５：宮内ほか（2005）
文献６：文部科学省研究開発局ほか（2007）
文献７：中田・今泉編（2002）
文献８：西山（2000）
文献９：岡田・東郷編（2000）
文献 10：産業技術総合研究所（2007）
文献 11：滋賀国道事務所（2004）
文献 12：堤ほか（2005）
文献 13：戸田ほか（1996）
文献 14：東郷（1971）
文献 15：宇佐美（2003）
注６：この評価では、琵琶湖西岸断層帯北部の最新活動時期を約２千８百年前以後、約２千４百年前以前と評価したが、７世紀中葉以降に活動しているとする考えもある。この考えに従うと、約２－５m と評価した１回の活動に伴う上下方向のずれの量は活動２回分のずれの量となり、平
均活動間隔も約５百－１千４百年と大幅に短くなる。このため、将来の地震発生確率も表２に示した数値とは異なることとなり、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％－６％、４％－10％、７％－20％、20％－50％となる。以上のようにこの考えに従うと発生確率は幅がさらに大きくなり、最大値が大きくなることに注意が必要である。なお、このような考え方の根拠については説明文を参照のこと。
注７：琵琶湖西岸断層帯北部は、活動間隔の長さと比較して最新活動時期からの経過時間が非常に長いため、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、断層帯北部は平均活動間隔が約１千－２千８百年、最新活動時期は約２千9８百年前以後、約２千４百年前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３％－20％となる。
注８：評価時点はすべて 2009 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９：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 10：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
価の数字のうち、琵琶湖西岸断層帯南部の 0.1 は 824 年を 6000 年で割った値であり、0.2 は 824
年を 4500 年で割った値である。
注 11：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。

10

（説明）
１．琵琶湖西岸断層帯に関するこれまでの主な調査研究
本断層帯が位置する近江盆地西縁では、知内川断層崖（山崎・多田，1927）、比良山断層崖（辻村，1929）、堅田断層（撓曲）（池邊，1933）、琵琶湖断層系（辻村，1942）などが古くから注目されてきた。
寒川・佃（1987）は、琵琶湖西岸に沿って全体としてほぼ南北走向で東側が低下する逆断層群
を一連の活断層系と考え、これを饗庭（あいば）活断層群・琵琶湖西岸活断層系と呼んだ。
断層の形状や活動履歴については、東郷（1971）、植村・太井子（1990）、岡村ほか（1992）、
戸田ほか（1996）、水野ほか（1997）、東郷ほか（1997）、水野・小松原（1999）、小松原ほか（1998a，b，1999）、吉岡ほか（2000）などにより、地形学的調査や反射法弾性波探査、ボーリング調査やトレンチ調査、琵琶湖湖底における音波探査やコアリング調査等が行われている。東郷（2000）
は空中写真判読により、本断層帯北部の饗庭野（あいばの）断層及び勝野断層付近の活動について述べている。小松原（2006）は、ボーリング資料の再検討から平均変位速度を求めている。産業技術総合研究所（2007）は本断層帯を対象として群列ジオスライサー調査を実施し、活動履歴などについて新たな知見を得ている。文部科学省研究開発局ほか（2007）は丹波山地から濃尾平
野に至る大規模な反射法弾性波探査を実施し、本断層帯周辺の地下構造を明らかにした。
本断層帯の最新活動について、大長・松田（1982）は、1662 年（寛文２年）の地震を挟む時代の古文書記録から、この地震の際に本断層帯が活動した可能性が高いとした。同様の見解が、寒川・佃（1987）などによって示されている。これに対して小松原ほか（1999）は歴史史料を再検討し、1662 年の地震では本断層帯北部は活動しなかったと考えられるとし、さらにその後、小松原ほか（2001）は、南部についても 1662 年の地震で活動したとするだけの十分な史料はないとしている。また、1185 年（元暦２年）の地震について、西山（2000）は、史料記述から推定される被害の分布状況から、震源の位置を暫定的に琵琶湖西岸南部に推定している。
本断層帯について、松田（1990）は、饗庭野断層帯と琵琶湖西岸断層帯の２つの起震断層に区分した。しかし、その後、杉山ほか（1999）及び地質調査所活断層研究グループ（2000）は、本断層帯を１つの起震断層としている。本断層帯の詳しい位置は、活断層研究会編（1991）、岡田ほか（1996，2009）、岡田・東郷編（2000）、池田ほか編（2002）、中田・今泉編（2002）、宮内ほか（2005）、堤ほか（2005）などに示されている。
２．琵琶湖西岸断層帯の評価結果
２．１

琵琶湖西岸断層帯の位置・形態（１）琵琶湖西岸断層帯を構成する断層
琵琶湖西岸断層帯は、近江盆地の西縁に沿って滋賀県高島市（旧マキノ町）から大津市国分付近に至る断層帯である（図１－１、図２）。活断層研究会編（1991）、岡田・東郷編（2000）、池田ほか編（2002）、中田・今泉編（2002）、宮内ほか（2005）、堤ほか（2005）などに示された本断層帯の位置は、概ねよい一致を示す。
本断層帯は、知内（ちない）断層、饗庭野（あいばの）断層、上寺（かみでら）断層、勝野断層、比良（ひら）断層、堅田（かたた）断層、比叡（ひえい）断層、膳所（ぜぜ）断層及び西岸
湖底断層などにより構成される。
本断層帯北端の知内断層の北側にはマキノ断層が分布し、断層はさらに北方に連なるが、後述

11のように本断層帯を構成する断層は西側隆起の逆断層であるのに対し、マキノ断層及びこれよりも北に位置する断層は右横ずれ断層であり、変位のセンスが異なることから、知内断層の北端を本断層帯の北端とした。また、本断層帯の南端に近い比叡断層の南西側には小関越断層（注 12）が分布するが、これも変位のセンスが異なっていることに加え、走向も大きく異なることから本断層帯には含めず、本断層帯はこの付近でやや向きを変えて膳所断層に連なると判断した。
本断層帯を構成する各断層の位置は、中田・今泉編（2002）、宮内ほか（2005）、堤ほか（2005）に、名称は、岡田・東郷編（2000）によった。なお、松田（1990）は、活断層研究会編（1980）に基づき、本断層帯を饗庭野断層帯と琵琶湖西岸断層帯の 2 つの起震断層に区分している。しかしながら、岡田・東郷編（2000）などの最近の資料によると、地表トレースはほぼ連続して分布している。したがって、ここでは、それらの資料と松田（1990）の起震断層の定義に基づき、断層帯全体が 1 つの起震断層を構成しているとみなすことにする。
本断層帯は、後述するように、過去の活動時期の違いから、北部と南部の２つの活動区間に区分される。断層帯北部は知内断層、饗庭野断層、上寺断層、勝野断層など、断層帯南部は西岸湖
底断層、比良断層、堅田断層、比叡断層、膳所断層などからそれぞれ構成される。
なお、本断層帯は、後述するように、西方に位置する三方・花折断層帯と深部で収れんしていると推定されるため、両断層帯が関連して活動する可能性もある。しかし、過去の活動履歴から
は両断層帯は別々の時期に活動してきたと考えられるため、ここでは両断層帯がそれぞれ独立した活動履歴を持つとみなし、本断層帯が単独で活動する場合のみを想定することとした。三方・花折断層帯については、別途評価を実施している（図１－２：地震調査研究推進本部地震調査委
員会，2003b）。
（２）断層面の位置・形状
琵琶湖西岸断層帯北部は、滋賀県高島市に分布する断層である。断層帯北部の長さ及び一般走
向は、断層帯北部の北端と南端を直線で結ぶと、それぞれ約 23 km、Ｎ－Ｓとなる（図２）。
琵琶湖西岸断層帯南部は、滋賀県高島市南方（旧高島町付近）の琵琶湖西岸付近から大津市国分付近に至る断層である。断層帯南部の長さ及び一般走向は、断層帯南部の北端と南端を直線で結ぶと、それぞれ約 38 km、Ｎ20°Ｅとなる（図２）。
琵琶湖西岸断層帯全体の長さ及び一般走向は、断層帯の北端と南端を直線で結ぶと、それぞれ
約 59 km、Ｎ10°Ｅとなる（図２）。
断層面上端の深さは、断層または撓曲による変位がほぼ地表に達していることから、断層帯北部、南部ともに０km とした。
本断層帯北部の傾斜は、トレンチ壁面に認められる断層の傾斜（小松原ほか，1999 など）や反射法弾性波探査の結果（滋賀国道事務所，2004）などから、西傾斜であると考えられる（図３）。
本断層帯南部の傾斜は、戸田ほか（1996）に基づくと西傾斜であると考えられる。また、文部科学省研究開発局ほか（2007）によって実施された反射法弾性波探査の結果に基づくと、地下約３km までは 40°西傾斜、地下約３－５km までは 35°西傾斜であると推定される（図４）。
本断層帯南部の西側には三方・花折断層帯を構成する起震断層のうち南側に位置する花折断層帯が並走しており、南側ほどその間隔が狭く、両断層帯の最南部付近ではその間隔が５－６km程度となる。また、並走する花折断層帯中部の傾斜は地表近傍ではほぼ垂直と推定されている（地震調査研究推進本部地震調査委員会，2003b）。このため、本断層帯南部と花折断層帯は、花折断12層帯の北部・中部を構成する花折断層の直下約５km で一つの震源断層に収れんすると推定される。ただし、反射法弾性波探査断面（図４）からは、花折断層の地下の延長部が確認できないた
め、地下約５km 以深の傾斜は不明である。さらに、反射法弾性波探査は、１測線のみで実施されていること、及び両断層帯は完全に並走している訳ではなく、活動区間の境界が幾何学的に対応する関係になっていないことから、前述の探査断面に示された構造が、両断層帯の関係を全て表しているとは限らないことに留意する必要がある。
地震発生層の下限の深さは、後述のように断層帯北部では約 15 km、断層帯南部では約 15－20
km と推定される。しかし、断層帯北部では断層面の傾斜に関する情報が得られていないため、断層面の幅は不明である。また、断層帯南部では地下約５km 以深の傾斜に関する情報が得られていないため、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 13）
２．１（２）で述べたように、琵琶湖西岸断層帯は、北部及び南部ともに、西に傾斜する断層帯である。また、東郷（1971）、小松原ほか（1998b，1999）などに示された変位地形から、断層の西側が東側に対して相対的に隆起する逆断層と考えられる。なお、横ずれ成分は認められていない。
２．２

琵琶湖西岸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 13）
本断層帯の平均変位速度を示す資料として、以下のものがある。
＜北部＞
小松原ほか（1998b）は、石田川流域の饗庭野断層の西側（隆起側）に分布する段丘面（奥山面）において、段丘堆積物の最上部に姶良 Tn 火山灰に由来する火山ガラスが多量に含まれることを確認し、この段丘面高度を断層の東側（低下側）に外挿して、断層低下側のボーリング調査（今津町史編集委員会，1997）で確認された姶良 Tn 火山灰の産出層準との高度差を 45 m と見積
もり、姶良 Tn 火山灰降下以降の平均上下変位速度を約２m／千年と求めた。ただし、断層を挟んだこれらの姶良 Tn 火山灰は、やや離れたところで確認されたものであることに留意する必要がある。なお、小松原ほか（1998b）は、姶良 Tn 火山灰の降下年代を 24,000 yBP としているが、これを暦年補正して約２万８千年前（注 14）とすれば、平均上下変位速度は約 1.6 m／千年となる。
小松原（2006）は、ボーリング資料の再検討の結果に基づいて、姶良 Tn 火山灰を表土中に含む最低位段丘面の隆起側の上下変位量と低下側の埋没深度を示している（図５）。小松原（2006）に基づくと、断層を挟んだ比高（上下変位量）は約 50－60 m と読み取れることから、平均上下変位速度は約 1.8－2.1 m／千年と求められる。
以上のうち、より新しい資料である小松原（2006）に基づくと、本断層帯北部の平均上下変位
速度は約 1.8－2.1 m／千年の可能性がある。
＜南部＞

13

竹村ほか（1997）は、大津市堅田及び雄琴付近の堅田断層下盤側で行われたボーリング調査の結果を分析し、姶良 Tn 火山灰が分布する深さを求め、断層上盤側の河岸段丘堆積物中で認められた姶良 Tn 火山灰の分布高度との差から姶良 Tn 火山灰の変位量を算出して、その平均上下変位
速度を 1.5 m／千年とし、さらに下盤側の堆積物の圧密沈下を考慮すると 1.2 m／千年になるとした。竹村ほか（1997）は姶良 Tn 火山灰の年代を約 25,000 年前としているが、これを暦年補正して約２万８千年前（注 14）とすると、圧密沈下を考慮しない場合とこれを考慮した場合とをあわせて、その平均上下変位速度は 1.1－1.3 m／千年となる。
活断層研究会編（1991）は、比良断層による鵜川沿いの開析扇状地の高度不連続と地下資料から平均上下変位速度を 0.5 m／千年とし、また、寒川ほか（1982）などに基づき、比叡断層の平均上下変位速度を 0.3 m／千年と記載している。
小松原（2006）は、ボーリング資料の再検討の結果、姶良 Tn 火山灰を表土中に含む最低位段
丘面の隆起側の上下変位量と低下側の埋没深度の比高を 40 m 程度と見積もり、堅田断層の平均
上下変位速度は２m／千年を若干下回る程度であるとした（図 5）。
以上のうち、より新しい資料である小松原（2006）に基づくと、断層帯南部の平均上下変位速
度は約 1.4 m／千年の可能性がある。
（２）活動時期ａ）地形・地質的に認められた過去の活動＜北部＞
断層帯北部では、知内断層の石庭（いしば）地点（吉岡ほか，2000）、饗庭野断層の弘川地点
及び饗庭地点（水野ほか，1997；小松原ほか，1999）等で過去の活動時期に関する調査が行われている。また、東郷（2000）は、饗庭野断層及び勝野断層の空中写真の判読により、活動時期の推定を行っている。
・知内断層

石庭地点

吉岡ほか（2000）は、本断層帯最北部にあたる滋賀県高島市マキノ町石庭西方の新期扇状地上においてトレンチ調査を実施した（図６）。トレンチ壁面には約 30°の傾斜で東から西へ傾き下がる面に沿って礫の配列が認められ、この面を境にして地層の連続性が断たれている。また、この面の西側上方では、壁面最上部から砂礫層の堆積構造を切って上位の堆積物が楔状に落ち込んでいる。これらの状況から礫の配列する面は断層面の可能性があり、楔状に落ち込んだ堆積物中の木片から得られた 14Ｃ年代値（注 15）から、断層活動が約３千年前以後にあった可能性がある。
なお、吉岡ほか（2000）によると、本トレンチ地点の東側にも別な低断層崖が認められる。
・饗庭野断層

弘川地点

石田川右岸に位置する滋賀県高島市今津町弘川付近の更新世末期－完新世初頭に離水した段丘面上で、饗庭野断層の断層崖をまたいでトレンチ調査が実施された（水野ほか，1997；小松原ほか，1999；図７）。トレンチ壁面には複数の断層が認められるが、南北両壁面では Fn3 断層及びFs3 断層が少なくとも H8 層の最上位まで達している。上位の H9 層も変位しているようにも見えるが、小松原ほか（1999）は、H9 層には明瞭な変形が認められず活動時期は H9 層堆積以前であ14

った可能性が高いとしている。断層活動時期を H8 層堆積後、H9 層堆積前とすれば、両層から得られた 14Ｃ年代値（注 15）から、この地点における最新活動は約４千２百年前以後、８世紀以前となる。
また、小松原ほか（1999）は、断層 Fn3 及び Fs3 群のひきずり構造を含む傾斜移動成分が H7層基底では約 1.2－1.6 m であるのに対し、H8 層基底では約 0.5－0.7 m と明らかに異なること、
また、H7 層が断層上盤で急激に薄くなっていることから H7 層堆積後、H8 層堆積前に断層活動があったとしている。小松原ほか（1999）に基づけば、本地点の１つ前の活動は H7、H8 両層から得られた 14Ｃ年代値（注 15）から、約９千３百年前以後、約７千６百年前以前であったと推定される。
なお、小松原ほか（1999）は、本トレンチにおいてさらに下位の層準に複数の活動を認めているが、いずれも年代値が明らかではないため、ここでは参考情報とする。
・饗庭野断層（五十川断層）

饗庭地点、針江付近

弘川トレンチ地点の南方では２つの並走する断層線が認められる。このうち東側の五十川（いかがわ）断層に沿う高島市新旭町饗庭において、４つのトレンチが掘削された（小松原ほか，1998a，1999）。本トレンチ地点は、弘川トレンチ地点から約５km 南方に位置しており、完新世に離水した段丘面を変位させる断層崖とその前面の沖積低地にあたる。No.3 トレンチ（図８）において、小松原ほか（1999）は、トレンチ壁面に認められた断層 F1 は A5 層を変形させるが A10 層には変形が認められないとして、最新活動時期を A5 層堆積後、A10 層堆積前とした。その上で、A6 層の構造は A5 層の撓曲構造と調和的でなく、A6 層は A5 層を不整合に覆うこと、また、A6 層下部の砂層は上位ほど緩傾斜の葉理をもち断層下盤側のみに厚く堆積することから A6 層の傾斜は初生的な堆積構造である可能性が高いと推定し、また、本地点の別のトレンチにおける観察なども含めて、本トレンチ地点における最新活動時期は A5 層堆積後、A6 層堆積前に限定できる可能性が高いとした。トレンチスケッチからは A6 層も変位しているようにも見えるが、A6 層の 14Ｃ年
代値は別のトレンチから得られているのみで、しかもその試料は小さな炭試料から得られたものであるため、小松原ほか（1999）は信頼性が低いとしており、さらに、A5 層から得られた年代値についても同様の理由で活動時期の推定には使用していない。小松原ほか（1999）に従えば、A4層（No.2 トレンチ）と A8 層（No.3 トレンチ）から得られた 14Ｃ年代値（注 15）から、この活動は約３千１百年前以後、約２千４百年前以前にあったと推定される（図８）。
小松原ほか（1998b）は、高島流域下水道工事事務所の工事記録から、上記饗庭トレンチ地点
南東方の断層下盤側にあたる新旭町針江付近において、自然地盤（表面の人工的な盛土より下位の自然堆積の地層）の下、深さ約４m の位置に埋没林が存在しており、この埋没林から約２千８
百年－約２千５百年前の 14Ｃ年代値（注 15）が得られていることを示した。小松原ほか（1999）
は、約２千８百年前－約２千５百年前以降の間もない時期に急激な沈降が起こったと考え、上記の饗庭トレンチの結果と合わせ、この付近では、約２千８百年前以後、約２千４百年前以前に断層活動があった可能性が高いとした。
・饗庭野断層北部、勝野断層付近
東郷（2000）は、主として空中写真判読に基づき、石田川右岸に分布する複数の段丘面が撓曲
変形していることを指摘した。また、この付近の地形改変前の復元地形図及び地形断面図を作成

15

して、断層により 1.4 m 前後上下変位する段丘面と 0.8 m 前後上下変位する別の段丘面の存在を示し、小松原ほか（1999）が弘川トレンチ地点で得た地層の年代値をもとに、饗庭野断層は最近
8,200 年余りの間に少なくとも２回活動したと推定した。さらに東郷（2000）は、撓曲変形を受けている段丘面上には条里制地割の跡が認められるのに対し、これより新期に形成された条里制
地割を破壊して生じた別な段丘面上にも撓曲変形が認められることから、この新しい段丘面は条里制の地割が行われた後に形成されたものとして、最新活動は少なくとも条里制の始まった７世
紀中葉以降にあったとしている。
また、東郷（2000）は、勝野断層の低断層崖が現世の沖積扇状地を横切り、天井川化した流路沿いの高まりをほぼ横切って連続し、天井川の一部まで変位させているとしている。さらに、周辺にみられる条里制の地割がこの沖積扇状地ではみられないことから、沖積扇状地は条里制の地割が行われた後に形成されたものとし、天井川形成時期の考察から、活動時期の推定を行い、断層活動の時期は、７世紀中葉よりさらに新しい時代であった可能性を指摘している。
以上の検討結果から、トレンチ調査などの地質学的調査により認められた活動についてまとめると図９のようになる。図９によれば、少なくとも饗庭野断層付近を中心とする断層帯北部の最新活動は、約２千８百年前以後、約２千４百年前以前であった可能性がある。饗庭野断層付近の
弘川、饗庭地点付近ではトレンチ調査が行われた断層以外にも別の断層が並走しているが、これらの並走する断層については過去の活動に関する資料が得られていない。
一方、東郷（2000）によると、この付近では少なくとも条里制地割形成後、すなわち７世紀中葉以後に最新活動があったことになる。また、1819 年の地震後に本断層帯の活動による大きな地
震の可能性はなく、少なくともこの地震以後約２百年間、本断層帯は活動していないと考えられる。なお、この場合、約２千８百年前以後、約２千４百年前以前の活動は１つ前の活動となる。
しかし、推定の根拠となった地形面が確実に条里制の地割を覆っているかどうか、また天井川が確実に変位しているかどうかについてはさらに検証が必要であると判断し、ここでは基本的に評価に用いなかった。
＜南部＞
断層帯南部では、西岸湖底断層の比良沖地点（水野ほか，1997）、堅田断層の本堅田地点（産業技術総合研究所，2007）、真野地点、衣川地点（水野ほか，1997）、比叡辻地点（東郷ほか，1997）
等で過去の活動時期に関する調査が行われている。
・西岸湖底断層

比良沖地点

比良沖の琵琶湖湖底では水野・小松原（1999）により音波探査が実施されている。水野・小松原（2002）は、さらにボーリング調査を行って音波探査の結果を再解析し、湖底斜面に沿う数本の小断層は比較的連続性がよいことから、背斜構造の成長（深部での断層運動）に伴って形成されたものと考え、このうち、最も新しい小断層は鬼界アカホヤ（K-Ah）火山灰層（約７千３百年
前：注 16）を明瞭に変位させており、また、その半分弱の深さの明瞭な反射面も変位させていることを確認した。
これらのことから、琵琶湖湖底のこの小断層は少なくとも約７千３百年前以後に活動していると考えられ、湖底における堆積速度を一定と仮定すれば、その活動時期はおおよそ３千年前以後16であった可能性がある。
・堅田断層

本堅田地点

大津市本堅田の堅田断層において、産業技術総合研究所（2007）はジオスライサー及びボーリ
ング調査を実施している。
その結果に基づくと、31a 層（埋没古土壌層）が撓曲崖から連続するように約５％の勾配で東に傾斜するとともに、その下位の湖沼成細粒堆積物（31b－31e 層）も約５％の勾配で東に傾斜している（図 10、11）。それに対し、これらを覆う天神川起源の洪水堆積物（21 層）及び湖沼成粘土－シルト層（20 層）は、いずれも 31a 層が形成した斜面を埋めて堆積している。これらのこと
から、産業技術総合研究所（2007）は 31a 層堆積後、21 層堆積前に断層活動があったとしている。
また、産業技術総合研究所（2007）は、31a－31e 層は、ほぼ同程度の傾斜であることから、約４千年前以後、最新活動時期までの期間には、断層活動がなかった可能性があるとしている。断層
変位を受けている 31a 層及び断層変位を覆う 21 層から得られた 14Ｃ年代値（注 15）はともに 11－12 世紀であることから、本地点の最新活動時期は、11 世紀以後、12 世紀以前であった可能性がある。
さらに、産業技術総合研究所（2007）は、50b－50d 層は湿地成堆積物であるが、31a 層にくらべて約 12 %と有意に大きく傾斜しているとしている。このことから、50b－50d 層堆積後、31e 層
堆積前に少なくとも１回の断層活動があったということになる。50e 層からは約１万６千年前、31e 層からは約４千１百年－約４千年前の 14Ｃ年代値（注 15）が得られていることから、約１万６千年前以後、約４千年前以前に少なくとも１回の活動があった可能性がある。
なお、産業技術総合研究所（2007）は、Ａ－Ａ’の低崖地形は、土石流扇状地Ｆ２面の扇端部に人工改変が加えられたものと判断しているが、断層活動により生じた変動崖である疑いもある。
この場合、31 層はＢ４より西側で確認されていないことから２回以上の断層変位を受けている疑いもあるが、ここでは参考情報として示すにとどめる。
・堅田断層

真野地点、衣川地点、比叡辻地点

大津市真野の堅田断層において、水野ほか（1997）により行われたトレンチ調査結果によると、トレンチ壁面には液状化跡がみられ、液状化による変形は古墳時代後期の土器片を含む地層の直上にまで及んでいる。したがって、本地点では古墳時代以降に液状化を引き起こした強い地震動があったと推定される。しかし、これが本断層帯の活動によるものかどうかは特定できない。
大津市衣川の堅田断層において、水野ほか（1997）により行われたトレンチ調査では、約２万
1 千年－約２万年前の 14Ｃ年代値（注 15）を示す地層の傾斜が認められている。しかし、水野ほか（1997）は、それ以外に断層活動を特定できるような明瞭な変形は認められなかったとしている。このことから、本地点では約２万 1 千年前以降に活動があった可能性がある。
また、東郷ほか（1997）は大津市比叡辻の堅田断層でトレンチ調査を行い、撓曲変形している地層が認められたことから、この地層堆積後に活動があったとした。この地層から得られた 14Ｃ
年代値（注 15）から、活動時期は約１万９千年前以後となる。
以上の検討結果から、トレンチ調査などの地質学的調査により認められた活動についてまとめると図９のようになる。図９によれば、断層帯南部の最新活動は 11 世紀以後、12 世紀以前であ17った可能性がある。また、最新活動に先立つ活動は約１万６千年前以後、約４千年前以前に少な
くとも１回の活動があった可能性がある。
ｂ）先史時代・歴史時代の活動
1185 年（元暦２年）に近畿地方でマグニチュード 7.4 の地震が発生し、京都府を中心とする地域で大きな被害があった（宇佐美，2003）。西山（2000）は、史料記述に琵琶湖の水が北流し、湖岸が一時的に陸化したように思える記載があることなどから、この地震の震源位置を暫定的に
琵琶湖西岸南部に推定している。さらに、この地震の際に活動した活断層としては、比叡山東麓に分布する堅田断層や比叡断層を想定することが可能であると指摘している。
また、前述の通り、本断層帯南部の堅田断層で地形・地質的に認められた過去の活動時期は 11
世紀以後、12 世紀以前であった可能性があるが、この時期は 1185 年の地震と整合的であり、この地震で本断層帯南部が活動した可能性がある。
1662 年（寛文２年）に近畿地方で地震があり、現在の滋賀県及び京都府を中心とする地域で大きな被害があった（宇佐美，2003）。大長・松田（1982）は、この地震により琵琶湖西岸の一部が水没したと推定できる記録があること、この付近の地震後（1701 年の記録による）の石高が地震前（1645 年の記録による）よりも減少していることを明らかにし、この地震の際に比良断層系が活動したものとし、さらに三方五湖付近でも地変があったことから、三方断層に沿う一帯も撓曲したと推定している。東郷（2000）もこの地震において饗庭野断層など本断層帯を構成する断層が活動した可能性を指摘している。また、宇佐美（2003）は、この地震の規模をマグニチュー
ド 7･1/4－7.6 と推定している。
一方、小松原ほか（1999）は、大長・松田（1982）の資料から、1662 年の地震後、比良山地東麓以南の琵琶湖西岸では石高が減少しているが、饗庭野断層の下盤側にあたる高島平野周辺では石高は減少していないことを指摘し、寛文地震時には比良断層以南のみが活動し、高島平野周辺の断層は活動しなかった可能性が高いとした。
しかしその後、小松原ほか（2001）は、1662 年の地震で堅田断層が活動したとすれば、断層近傍の堅田では景観が大きく変化したはずであるが、中世末期の「堅田図」や「近江名所図」に描かれた堅田付近の景観が、現在の景観と比べて顕著な違いがみられないこと、比叡断層直上に位置する複数の寺社において、1662 年の地震直後の修復記録が見出されておらず、活断層からの距離と被害の大小には相関がないことなどから、歴史資料の記述はこの地震の際に比叡断層などが活動したことによって被害が生じたことを積極的に支持するものではなく、むしろ否定的な傍証であるとしている。
なお、1662 年の地震は、三方・花折断層帯（三方断層帯及び花折断層帯北部）の最新活動であると評価されている（地震調査研究推進本部地震調査委員会，2003b）。
また、1819 年に地震が発生し、現在の滋賀県を中心とする地域で大きな被害があった。宇佐美（2003）は、被害の分布からこの地震の規模をマグニチュード 7･1/4±1/4 としている。東郷（2000）
は饗庭野断層付近で認められた断層の最新活動がこの地震によるものであった可能性も指摘している。しかし、震度分布と余震の少なさから、この地震をスラブ内地震（フィリピン海プレート
内部の地震）とする説もあり、1819 年の地震と本断層帯との関係は不明である。
以上のことから、本断層帯北部における最新活動時期は約２千８百年前以後、約２千４百年前

18

以前であった可能性がある。また、より古い活動として弘川トレンチの調査結果から、約９千３百年前以後、約７千６百年前以前に少なくとも１回の活動があったと推定される。ただし、この活動のあと最新活動よりも前に別の活動があったかどうかは不明である。
本断層帯南部については、1185 年（元暦２年）の地震の際に活動した可能性があると判断する。
それに先立つ活動は、約１万６千年前以後、約４千年前以前に少なくとも１回の活動があった可能性がある。
（３）１回の変位量（ずれの量）（注 13）＜北部＞
小松原ほか（1999）は、針江地点の埋没林の分布する深さ４m のうち、１－2.5 m は断層の活動以外の要因による変位とみなして、埋没林形成のイベントによるこの付近の沈降量を約 1.5－３m とした。そして、この時の断層上盤側の隆起量を弘川地点付近の低位段丘面の変位量から 1.5－２m とした。小松原ほか（1999）は、これらは異なる変位基準に対する変位量であるため厳密な議論には適さないとしつつも、１回の活動における饗庭野断層の上下変位量を３－５m 程度と概算した。
また、東郷（2000）は、地形改変前の古い空中写真を用いて作成した復元地形図から、段丘面が 0.8 m 前後及び 1.4 m 前後変位していると述べている。
さらに、断層の長さ（約 23 km）から次の松田（1975）の経験式（１）、（２）に基づいて１回の変位量を算出すると、約 1.8 m となる。
Log L = 0.6 M－2.9（１）

Log D = 0.6 M－4.0（２）

ここで、Ｌは１回の地震で活動する活断層の長さ（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。
小松原ほか（1999）が求めた上下変位量は断層を挟んだ広い範囲（幅）で求められた数値であるが、東郷（2000）に記述された上下変位量は断層崖のごく近傍で得られた数値である。このため、ここでは、小松原ほか（1999）の結果と断層長から求めた値を用いることとした。
以上のことから、本断層帯北部の１回の活動における上下変位量は２－５m 程度であった可能性がある。
なお、７世紀中葉以降に活動があったとすれば、これは活動２回分の上下変位量となり、１回の活動に伴う上下変位量は１－2.5 m となる。
＜南部＞
断層帯南部では、平均変位速度が約 1.4 m／千年、平均活動間隔が約４千５百－６千年であった可能性があること（後述）から、１回の活動に伴う上下変位量は約６－８m と求められる。
以上のことから、断層帯南部の１回の活動に伴う上下変位量は６－８m 程度であった可能性がある。

19

（４）活動間隔＜北部＞
断層帯北部では、活動間隔に関する直接的な資料は得られていない。
しかしながら、平均上下変位速度（約 1.8－2.1 m／千年）と１回の活動に伴う上下変位量（２－５m 程度）から、断層帯北部の平均活動間隔は約１千－２千８百年と求められる。
なお、最新活動のほかに、約９千３百年前以後、約７千６百年前以前の活動が認められているが、これが１つ前の活動であるかどうかは不明であるため、過去の複数の活動時期による平均活動間隔の推定は行わない。
以上のことから、断層帯北部の平均活動間隔は、約１千－２千８百年であった可能性がある。
なお、２．２（２）で述べたように、７世紀中葉以降に活動があったとすれば、１回の活動に伴う上下変位量が１－2.5 m 程度となることから、平均活動間隔は約５百－１千４百年となる。
＜南部＞
本堅田地点で実施された調査結果（産業技術総合研究所，2007）に基づくと、撓曲崖を挟んでの 31 層上面の標高差は５m 程度であり、これが最新活動に伴う変位量であると見積もられる（図10）。一方、50f 層の標高差は約 21 m であり、最新活動と同様の変位を繰り返しているとすると、
50f 層は４回の断層変位を受けていることになる。50f 層からは約１万９千年前の 14Ｃ年代値が得られていることから、断層帯南部の活動間隔は約４千５百－６千年と求められる。
以上のことから、断層帯南部の活動間隔は約４千５百－６千年であった可能性がある。
（５）活動区間
上述のとおり、本断層帯は活動時期の違いから、断層帯北部と断層帯南部の２つの活動区間に分れて活動があったと推定される。しかしながら、本断層帯は、構成する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可能性もある。
（６）測地観測結果
本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－南東方向ないしは東西方向の縮みが見られる。
また、2004 年７月までの７年間の GPS 観測結果でも、北西－南東方向ないし東西方向の縮みが見られる。
（７）地震観測結果
本断層帯周辺の最近約 10 年間の地震観測結果によると、断層帯北部では地震活動が低調だが、断層帯南部の比良断層から堅田断層にかけてまとまった地震活動が見られる。
地震発生層の下限は断層帯北部では約 15 km、断層帯南部では約 15－20 km と推定される。本断層帯周辺で発生する地震の発震機構は、東西方向に圧力軸を持つ逆断層型が多い。
２．３

琵琶湖西岸断層帯の将来の活動（１）活動区間と活動時の地震の規模
本断層帯は、過去の活動と同様に、断層帯北部と断層帯南部の２つの区間に分かれて活動する

20

と推定されるが、断層帯全体が１つの区間として同時に活動する可能性もある。
断層帯北部と断層帯南部に分かれて活動する場合、断層帯北部では前述の松田（1975）の経験式（１）に基づくと、マグニチュード 7.1 程度の地震が発生すると推定される。その際には、過去の活動と同様に、断層近傍の地表面では、断層の西側が東側に対して相対的に２－５m 程度高まる段差や撓みが生じる可能性がある。
なお、断層帯北部について、過去の活動から得られた上下変位量２－５m 程度は２回分に相当
し、１回の活動に伴う上下変位量は１－2.5 m 程度となる可能性も否定できない。
断層帯南部では、経験式（１）に基づくと、マグニチュード 7.5 程度の地震が発生すると推定される。その際には、過去の活動と同様に、断層近傍の地表面では、断層の西側が東側に対して相対的に６－８m 程度高まる段差や撓みが生じる可能性がある。
断層帯全体（長さ約 59 km）が 1 つの活動区間として同時に活動する場合には、経験式（１）に基づくと、マグニチュード 7.8 程度の地震が発生すると推定される。
なお、前述したように、本断層帯と花折断層帯は地下で収れんしていると推定されるため、地震発生時に両断層帯が連動して活動する可能性も否定できない。また、両断層帯の地下における関係が、本断層帯の地震規模にも影響を与える可能性も排除できないが、詳しい資料が得られていないことから、ここでは琵琶湖西岸断層帯が単独で活動する場合のみを想定することとした。
（２）地震発生の可能性
以上のように、本断層帯は断層帯北部と断層帯南部の２つの区間に分かれて活動すると推定される。
断層帯北部の平均活動間隔は約１千－２千８百年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からの経過時間が非常に長いため、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、断層帯北部では、平均活動間隔が約１千－２千８百年であった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１％－３％、２％－５％、４％－10％、10％－30％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、本断層帯北部は、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。
なお、通常の活断層評価で用いている更新過程によると、最新活動時期が約２千８百年前以後、約２千４百年前以前の可能性があり、平均活動間隔が約１千－２千８百年の可能性があるので、
30 年確率のとり得る範囲は３％－20％となる。
また、２．２（２）および２．２（４）で述べたように、最新活動時期を７世紀中葉以後、19
世紀初頭以前、平均活動間隔を約５百－１千４百年とすれば、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％－６％、４％－10％、７％－20％、20％－
50％となる。
断層帯南部では、過去の活動に基づく平均活動間隔が約４千５百－６千年、最新活動時期が1185 年（元暦２年）の地震と求められていることから、平均活動間隔に対する現在の地震後経過21

率は、0.1－0.2 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、いずれもほぼ０％となり、現在までの集積確率もほぼ０％となる。表３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。
断層帯全体が同時に活動する場合の確率は、断層帯南部が単独で活動する場合の確率を超えないものと考えられる。
３．今後に向けて
今回の評価では、過去の活動時期の違いから断層帯を２つの活動区間に区分することができた。
また、琵琶湖西岸断層南部については、最新活動時期を特定することができた。しかしながら、
琵琶湖西岸断層帯北部については将来の地震発生確率を絞り込むまでには至らなかった。このため、断層帯北部に関しては、最新活動時期をさらに特定するための調査を行い、地震発生確率の信頼度を高める必要がある。
また、本断層帯とその西側を並走する三方・花折断層帯は深部で収れんしていると推定される。
この場合、両断層帯の関係は、琵琶湖西岸断層帯が逆断層成分、三方・花折断層帯が横ずれ成分を受け持つすべり分割（slip partitioning）モデルで説明できると考えられる。しかし、両断層帯は完全に並走している訳ではなく、活動区間の境界は一致しない。また、震源断層の位置・形状
は、京都盆地の揺れの予測に大きく影響するが、地下深部の傾斜については明らかになっていな
い。さらに、過去の活動履歴からは両断層帯は別々の時期に活動してきたと考えられるが、両断層帯が同時に活動する可能性も否定できない。このため、すべり分割モデルに基づいて両断層帯の位置関係や活動履歴を説明することが可能であるか検討した上で、両断層帯の関係を明らかにする必要がある（図１－２）。

注 12：岡田・東郷編（2000）では、地域名として単に「小関越」となっている。ここでは「断層」を
名称の後ろにつけた。
注 13：｢変位｣を、１ページの本文及び６ページの表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 14：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 15：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。
注 16：鬼界アカホヤ（K-Ah）火山灰の年代について、本評価では町田・新井（2003）に従い暦年補正
した年代値として約７千３百年前を用いた。

22

文

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25

26
࿑㧟‫ޓ‬቟ᦅᎹᴪ޿ߢታᣉߐࠇߚ෻኿ᴺᒢᕈᵄតᩏ᷹✢㧔ṑ⾐࿖㆏੐ോᚲ㧘㧕

27

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○
●

図５

隆起量（AT を表土中に含む最低位の段丘面の断層隆起側における上下変位量）
AT の埋没深度
両者の比高が AT 降下以降の上下変位を示す

琵琶湖西岸断層帯と AT の埋没量と上下変位量の分布（小松原，2006）28

29
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．また，紀元前は100年単位で四捨五入して表示）
2759±60

図６→

約３千－２千８百年前石庭トレンチ南側壁面スケッチ（吉岡ほか，2000）

図７

弘川トレンチ概要図（小松原ほか，1999）

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．また，紀元前は100年単位で四捨五入して表示）
760±501300±606480±808170±60

→
→
→
→

13世紀
2600±60 → 約２千８百－２千６百年前
７－８世紀
3730±60 → 約４千２百－４千年前
約７千５百－７千４百年前 6810±60 → 約７千７百－７千６百年前
約９千３百－９千１百年前 4680±70 → 約５千６百－５千４百年前

30

図８

饗庭トレンチ概要図（小松原ほか，1999）

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．また，紀元前は100年単位で四捨五入して表示）
2000±602460±703010±502810±70→→→→

約２千１百年前－１世紀
約２千８百－２千４百年前
約３千４百－３千１百年前
約３千１百−２千９百年前1840±703700±70→→

１－３世紀
約４千２百－４千年前（No.2トレンチA4層で得られた年代値）

31

琵琶湖西岸断層帯
断層帯北部
知内断層

断層帯南部

饗庭野断層

石庭

西岸湖底断層
饗庭，針江

弘川

比良沖

堅田断層
本堅田

衣川

比叡辻

年代（年前）
0

12世紀
1185年（元暦二年）
の地震

11世紀
8世紀

7世紀

2000
2400
2800
3000

3000

4000

4200

4000

6000

少なくとも
1回

7600
8000
少なくとも
1回

9300

10000
16000
19000
21000

凡 例

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

または断層帯が活動したと評価された時期

断層帯が活動した可能性もあるが、その信頼度が低いと評価した時期でここでは基本的に採用していない。

破線は信頼度が相対的に低い期間

図９ 琵琶湖西岸断層帯の活動の時空間分布図32

33
࿑‫ᧄޓ‬ၷ↰࿾ὐో૕ߩផቯ࿾⾰ᢿ㕙࿑㧔↥ᬺᛛⴚ✚ว⎇ⓥᚲ㧘㧕

34
920±30㧔11㧙12਎♿㧕
910±30㧔11㧙12਎♿㧕

13,200±50㧔⚂1ਁ6ජᐕ೨㧕

3,690±30㧔⚂4ජ1⊖㧙4ජᐕ೨㧕࿑‫ᧄޓ‬ၷ↰࿾ὐߦ߅ߌࠆࠫࠝࠬ࡜ࠗࠨ࡯⺞ᩏ߆ࠄផቯߐࠇߚ࿾⾰ᢿ㕙࿑㧔↥ᬺᛛⴚ✚ว⎇ⓥᚲ㧘㧕‫ޓޓޓ‬࿑ߩ▸࿐ߪ࿑ࠍෳᾖ㧚

表３

琵琶湖西岸断層帯（南部）の将来の地震発生確率及び参考指標

項

目

数

値

地震後経過率0.1－0.2

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％
ほぼ０％
ほぼ０％
ほぼ０％

集積確率

ほぼ０％

指標（１）経過年数
比
指標（２）
指標（３）
指標（４）
指標（５）

備

考

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。

ﾏｲﾅｽ３千４百年－ﾏｲﾅｽ２千３百年
0.2－0.3
地震調査研究推進本部地震
ほぼ０
調査委員会長期評価部会
ほぼ０％（2001）参照。
ほぼ０
0.0002

評価時点はすべて 2009 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 ：当該断層帯に起因する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。
琵琶湖西岸断層帯（南部）の場合、ポアソン過程を適用した場合の危険率は、６
千分の１－４千５百分の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、評価時点では十万分の１以下（ほぼ０）であり、時間とともに増加する。この場合、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２千３百－３
千４百年を要することになる。
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の値を BPT 分布モデルでとりうる最大の地震発生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）
。

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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a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。

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〈付録〉
琵琶湖西岸断層帯については、産業技術総合研究所（2007）によりジオスライサー調査などが実施
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。

琵琶湖西岸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 15 年 6 月 11 日公表）

今回の評価
（平成 21 年 8 月 27 日公表）
全体：約 59 km

長さ

平均的なずれの速度

最新活動時期

約 59 km

1.1－1.6 m／千年
（上下成分）

約 2800 年前以後、約 2400 年前以前

◎

△

△

北部：約 23 km○

南部：約 38 km○

北部：約 1.8－2.1 m／千年
（上下成分）
南部：約 1.4 m／千年
（上下成分）
北部：約 2800 年前以後、約 2400 年前以前
南部：1185 年の地震
（11 世紀以後、12 世紀以前）

平均活動間隔約 1900－4500 年△

1 回のずれの量△

地震発生確率（30 年）

0.09％－９％［BPT］

地震後経過率0.5－1.5○c△△

南部：約 4500－6000 年△（上下成分）
南部：６－８m 程度
全体：7.8 程度

7.8 程度△△（上下成分）
地震の規模（マグニチュー
ド）△

北部：約 1000－2800 年
北部：２－５m 程度

３－５m 程度（上下成分）◎△△○

北部：7.1 程度○

南部：7.5 程度○

北部：１％－３％［ポアソン］

d

南部：ほぼ０％［BPT］

c

北部：－
南部：0.1－0.2
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４、注９を参照のこと。

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