木曽山脈西縁断層帯の長期評価について

平成１６年１１月１０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、68 断層帯の長期評価を行い公表した。
今回、引き続き、木曽山脈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。

＜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 16 年 11 月 10 日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

木曽山脈西縁断層帯の評価

木曽山脈西縁断層帯は、長野県中西部から岐阜県東部にかけて分布する活断層帯である。ここでは、平成 10 年度及び平成 13－14 年度に産業技術総合研究所（旧：地質調査所）によって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
木曽山脈西縁断層帯は、木曽山脈西縁断層帯主部と清内路峠（せいないじとうげ）
断層帯からなる。
木曽山脈西縁断層帯主部は、木曽山脈西縁に沿って長野県木曽郡日義（ひよし）村から、木曽福島町、上松（あげまつ）町、大桑村、南木曽（なぎそ）町、山口村を経て、岐阜県中津川市東部に至る断層帯である。長さは約 46km で、北北東－南南西方向に延びる。本断層帯は過去の活動時期から、日義村から南木曽町に延びる北部と、南木曽町から岐阜県中津川市に至る南部の２つの区間に区分される。北部の北半部は東側が相対的に隆起する逆断層からなり、右横ずれを伴うと推定される。また、南半部は右横ずれを主体とする断層で、北西側隆起成分を伴う可能性がある。南部は、右横ずれ主体の断層と推定される（図１－１、図２及び表１）。
清内路峠断層帯は、木曽山脈の南部に位置し、長野県木曽郡大桑村から南木曽町、下伊那郡清内路村、阿智村、浪合村、岐阜県中津川市南東部を経て、長野県下伊那郡
平谷村に至る断層帯である。長さは約 34km で、概ね南北方向に延び、右横ずれを主体とする断層帯の可能性がある（図１－１、図２及び表３）。
２．断層帯の過去の活動（１）木曽山脈西縁断層帯主部
北部の平均的なずれの速度は約 0.4ｍ／千年（北半部では上下成分、南半部では右横ずれ成分主体）の可能性がある。最新活動時期は 13 世紀頃、平均活動間隔は約６
千４百－９千１百年であったと推定される（表１）。
南部の最新活動時期は約６千５百年前以後、約３千８百年前以前と推定され、平均活動間隔は約４千５百－２万４千年であったと推定される（表１）。
（２）清内路峠断層帯
清内路峠断層帯では、過去の活動に関する資料は得られていない。

1

３．断層帯の将来の活動（１）木曽山脈西縁断層帯主部
木曽山脈西縁断層帯主部は、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、断層帯主部全体が１つの区間として同時に活動する可能性もある。北部と南部に分かれて活動する場合、北部ではマグニチュード 7.5 程度の地震が発生すると推定される。その際には、北部の北半部では断層の東側が西側に対して相対的に３ｍ程
度高まる段差や撓みが生じ、南半部では３ｍ程度の右横ずれが生じる可能性がある。
また、南部ではマグニチュード 6.3 程度の地震が発生し、１ｍ未満程度の右横ずれが生じる可能性がある。
木曽山脈西縁断層帯主部全体が同時に活動する場合には、マグニチュード 7.6 程度の地震が発生すると推定される。
北部と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（注１、２）。南部に関しては、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、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。
また、木曽西縁断層帯主部全体が同時に活動する場合の地震発生確率は、北部が単独で活動する場合の発生確率を超えないものと考えられる。
（２）清内路峠断層帯
清内路峠断層帯では、全体が１つの区間として活動する場合、マグニチュード 7.4程度の地震が発生し、その際には３ｍ程度の右横ずれが生じる可能性がある。ただし、過去の活動が明らかでないため、将来このような地震が発生する長期確率は求めることはできない。
４．今後に向けて
木曽山脈西縁断層帯主部では、１回のずれの量について精度の良い数値が得られておらず、南部に関しては平均的なずれの速度が求まっていない。また、清内路峠断層帯では、最新活動時期を含めた過去の活動に関して、ほとんど資料が得られていない。
木曽山脈西縁断層帯の将来の活動性を明確にするためには、これらについて精度の良い資料を集積する必要がある。
また、木曽山脈西縁断層帯の周辺に位置する境峠・神谷断層帯や伊那谷断層帯の活動との関連性についても検討する必要がある（図１－２）。

2

図１－１

図１－２

木曽山脈西縁断層帯の概略位置図（長方形は図２の範囲）

木曽山脈西縁断層帯と境峠・神谷断層帯及び伊那谷断層帯の位置関係概略図3

図２

木曽山脈西縁断層帯の位置と主な調査地点

4

表１
項

目

木曽山脈西縁断層帯主部の特性
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

北部 ：上松（あげまつ）断層、清内路
峠（せいないじとうげ）断層北部、馬籠峠(まごめとうげ)断層
北部
南部 ：馬籠峠断層南部

文献３、６、10 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
北部：
北半部：（北東端）北緯 35°54′東経 137°48′（南西端）北緯 35°41′東経 137°42′
南半部：（北東端）北緯 35°40′東経 137°42′（南西端）北緯 35°35′東経 137°36′
南部：（北 端）北緯 35°36′東経 137°36′（南 端）北緯 35°31′東経 137°35′
長さ
全体：約 46km
北部：約 40km（北半部）：約 25km
（南半部）：約 14km
南部
：約 8km

文献３、６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
０km

◎

上端の深さ
一般走向
全体
：N25°E
北部：N25°E（北半部）：N20°E（南半部）：N40°E
南部：N10°E◎

傾斜
北部（北半部）：約 40°ないしそれより低角、東傾斜（地表付近）
北部（南半部）：高角（地表付近）
南部：高角（地表付近）

5

◎
○
○
○
△
○

△
○

上 端 の 深 さ が ０ km
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３、６、７－10 等に示された断層露頭や断層の形状から推定。

幅
北部（北半部）：不明
北部（南半部）：20km 程度
南部：20km 程度
(3) 断層のずれの向
きと種類

△
△

幅は、傾斜と地震発生層の下限の深さ(約 20km)から推定。

北部（北半部）：東側隆起の逆断層○（右横ずれ成分を伴う）（南半部）：右横ずれ断層△（北西側隆起成分を伴う）
南部：右横ずれ断層○

文献３、６、７－10等に示された地形の特徴、断層露頭、トレンチ調査結果などから推定。

：約 0.4m／千年△（北半部は上下成分、南半部は右横ずれ成分を主体とする。
）：不明（活動度は B 級）

文献４、10 に示された資料から推定。

２．断層帯の過去の活動(1) 平均的なずれの
速度

北部

南部
(2) 過去の活動時期

北部 ：活動１（最新活動）
13 世紀頃
活動２（１つ前の活動）
約４千３百年前以後、約３千年前以前
活動３（２つ前の活動）
約２万年前以後、約８千年前以前
活動４（３つ前の活動）
約２万８千年前以後、約２万年前以前
南部 ：活動１（最新活動）
約６千５百年前以後、約３千８百年前以前
活動２（１つ前の活動）
約２万８千年前以後、約１万１千年
前以前(3) １回のずれの量 １回のずれの量
北部 ：３ｍ程度と平均活動間隔（北半部は上下成分、南半部は右横ずれ成分を主体とする。）
南部 ：１ｍ未満程度（右横ずれ成分）
平均活動間隔北部 ：約６千４百－９千１百年
南部：約４千５百－２万４千年

6○

括弧内の活動度（注９）は文献３による。
北部の活動時期は、
文献５、８－10 に示された資料から推
定。

○
◎
○

○

南部の活動時期は、
文献２、７に示された資料から推定。

◎△

断層の長さから推定。

△

断層の長さから推定。

○

過去４回の活動から推定。
過去２回の活動から推定。

○

(4) 過去の活動区間

最新活動時には北部、南部の２区間
それ以前の活動時には、断層帯主部全体が同時に活動した可能性もある。

○

過去の活動時期、断層の位置・形状から推定。

○

過去の活動時期、断層の位置・形状から推定。

○△

断層の長さから推定。
断層の長さから推定。

△△

断層の長さから推定。
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) 将来の活動区間 活動区間
及び活動時の地 北部、南部の２区間
震の規模
断層帯主部全体が同時に活動する場合もある。
地震の規模及びずれの量
北部 ：地震規模 マグニチュード 7.5 程度
ずれの量 ３ｍ程度（北半部は上下成分、南半部
は右横ずれ成分を主体とする。）
南部 ：地震規模 マグニチュード 6.3 程度
ずれの量 １ｍ未満程度（右横ずれ成分）
断層帯全体
地震規模

：
マグニチュード 7.6 程度

7表２木曽山脈西縁断層帯主部の将来の地震発生確率等

目

将来の地震発生確率等
（注５）

項

（北部）
地震後経過率（注７）

ほぼ 0％
ほぼ 0％
ほぼ 0％
ほぼ 0％

集積確率（注８）

ほぼ 0％

（南部）
地震後経過率（注７）0.2－1.4

集積確率（注８）

備考0.08－0.1

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

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

信頼度
（注６）

ほぼ 0％－４％
ほぼ 0％－７％
ほぼ 0％－10％
ほぼ 0％－30％
ほぼ 0％－90％より大

8

a

a

発生確率及び集積確率は文献１による。

発生確率及び集積確率は文献１による。

表３項

清内路峠断層帯の特性

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

清内路峠断層（中部－南部）
神坂神社（みさかじんじゃ）断層

文献３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（北端）北緯 35°41′東経 137°42′（南端）北緯 35°23′東経 137°37′△△

約 34km△

長さ

文献３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 ０ km
であることから推
定。

上端の深さ
一般走向

０km
N15°E

◎
△

傾斜

高角（地表付近）○

傾斜は文献３、６、
10 に示された断層露頭や断層の形状から推定。

幅20km 程度△

幅は、傾斜と地震発生層の下限の深さ(約 20km)から推定。

△

文献３に示された地形の特徴から推定。

右横ずれ断層一般走向は、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
速度不明(2) 過去の活動時期不明（活動度は B 級）

(3) １回のずれの量 １回のずれの量 ：３ｍ程度と平均活動間隔
平均活動間隔：不明(4) 過去の活動区間

断層帯全体で１区間

9

括弧内の活動度（注９）は文献３による。

△

断層の長さから推定。

○

断層の位置関係・形状等から推定。

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

断層帯全体で１区間○

マグニチュード 7.4 程度
３ｍ程度

△
△

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 (うち、1995 年兵庫県南部地震については「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

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 1.8－約 3.0
0.4%－8%2%－80%

1995 年兵庫県南部地震（Ｍ7.3）

野島断層(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」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６千年の場合は 30 年確率の最大値は４%程度、９千年の場合は 30 年確率の最大値は３％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：地震調査研究推進本部地震調査委員会（2001）
文献２：苅谷ほか（1999）
文献３：活断層研究会編（1991）

10

文献４：小島（1987）
文献５：長野木曽地方事務所ほか（2001）
文献６：中田・今泉編（2002）
文献７：宍倉ほか（2002a）
文献８：宍倉ほか（2002b）
文献９：宍倉ほか（2003c）
文献 10：田中ほか（1999）
注 5：評価時点はすべて 2004 年 1 月 1 日現在。「ほぼ 0％」は 10-3%未満の確率値を示す。
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。今回評価
した数字のうち、木曽山脈西縁断層帯主部（北部）の 0.08 は 700 年を 9100 年で割った値であり、0.1 は 800 年を 6400 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。
注９：木曽山脈西縁断層帯主部（南部）及び清内路峠断層帯では、平均的なずれの速度を具体的に示すことはできないが、活断層の活動の活発さの程度、すなわち活動度（松田, 1975）は推定できるので、それを示した。
・ 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。

11（説明）１．木曽山脈西縁断層帯に関するこれまでの主な調査研究
木曽山脈西縁断層帯の存在や特性については、初めに辻村（1926a, b）が記載を行った。また、
村山・片田（1958）、山田・村山（1958）、片田・礒見（1958, 1962, 1964）は１／５万地質図幅において、当該地域の地質構造と本断層帯を構成する断層について記述した。有井（1964）は既往の調査研究結果を総括して、木曽山脈が東西両側の逆断層に限られた地塁であることについて言及した。金子（1979）は空中写真判読を基に、本断層帯の分布と形態について記した。その後、
木曽谷第四紀研究グループ（1967）、仁科ほか（1985）、小島（1987）、狩野（1987）、森山（1990）、永井（1998）などにより、現地での詳細な地質踏査を併せた調査研究が行われた。
活断層研究会編（1980, 1991）はこれらの研究を総括した形で、木曽山脈西縁断層帯を構成する各断層を、第四紀に活動を繰り返した断層として図示した。また、田中ほか（1999）、中田・今泉編（2002）などにより、本断層帯の位置や形態がとりまとめられている。
本断層帯の第四紀後期の特性に関する調査としては、松島（1996）、田中ほか（1999）、苅谷ほか（1999）、宍倉ほか（2002a, 2002b, 2003c）による断層露頭調査やトレンチ調査などがある。
２．木曽山脈西縁断層帯の評価結果
木曽山脈西縁断層帯は、木曽山脈の西縁から南部にかけて、長野県木曽郡日義（ひよし）村から同郡上松（あげまつ）町を経て、岐阜県中津川市ないし長野県下伊那郡平谷村に至る断層帯である（図１－１、図２）。
ここでは、松田（1990）の起震断層の定義に基づき、本断層帯を木曽山脈西縁断層帯主部と清内路峠断層帯に区分して評価を行った。
２．１ 木曽山脈西縁断層帯主部
２．１．１ 木曽山脈西縁断層帯主部の位置・形態（１）木曽山脈西縁断層帯主部を構成する断層
木曽山脈西縁断層帯主部は、長野県木曽郡日義村から木曽福島町、上松町、大桑村、南木曽（なぎそ）町を経て、岐阜県中津川市東部に至る断層帯である（図１－１、図２）。本断層帯は概ね北
北東－南南西方向に延び、北端は境峠・神谷断層帯に、南端は阿寺断層帯に区切られる（図１－２）。
本断層帯は、過去の活動時期の違いから（後述）、北部と南部の２つの区間に区分される。北部を構成する断層は、上松（あげまつ）断層、清内路峠（せいないじとうげ）断層北部と馬籠峠（まごめとうげ）断層北部である。また、南部は馬籠峠断層の南部からなる。
本断層帯を構成する各断層の位置・形態は、活断層研究会編（1991）、田中ほか（1999）及び中田・今泉編（2002）に示されている。清内路峠断層北部と馬籠峠断層に関しては、各資料でほぼ一致したトレースが示されているが、上松断層の位置については資料毎に相異が認められる。
ここでは、上松断層の位置・形態に関しては活断層研究会編（1991）、清内路峠断層北部と馬籠峠断層の位置・形態については中田・今泉編（2002）に基づいた。また、各断層の名称は活断層研究会編（1991）に従った。

12

（２）断層面の位置・形状
北部では、北半部（上松断層北部、清内路峠断層北部）と南半部（上松断層南部、馬籠峠断層北部）とで断層形状が異なる。長さと一般走向は、それぞれ構成する断層の両端を直線で結んで計測すると、北半部は約 25km、N20°E、南半部は約 14km、N40°E となる。南部の長さと一般
走向は、その両端を直線で結んで計測すると、約 8km、N10°E となる。なお、南部の北端は中田・今泉編（2002）の断層トレースに基づいて南木曽町神戸（ごうべ）付近としたが、その北方
延長に複数の断層破砕帯の露頭が確認されていることから（田中ほか, 1999）、若干断層長が延びる可能性もある。また、木曽山脈西縁断層帯主部全体の長さと一般走向は、北部の北東端と南部の南端を直線で結んで計測すると、約 46km、Ｎ25°Ｅとなる。
断層面の上端の深さは、断層変位が地表に達していることから、北部、南部とも０ km とした。
断層面の傾斜については、北部の北半部では、断層露頭の観察結果（田中ほか,

1999 など）から、地表付近では約 40°ないしそれよりも低角度と推定される。また、南半部に関しては、断層露頭で約 50°SE－ほぼ垂直の傾斜を示す断層面が確認されること（宍倉ほか, 2002b；田中ほか,
1999）、及びほぼ直線的な断層形態を示すことから、地表付近では高角である可能性がある。南部では、トレンチや断層露頭でほぼ垂直の断層が確認されていること（苅谷ほか, 1999；宍倉ほか, 2002a）、また直線的な断層形態を示すことから、地表付近では高角であると推定される。
断層面の幅は、北部の北半部では、地下深部における断層面の傾斜が不明であるため、求めることができない。一方、北部の南半部と南部は横ずれを主体とすることから、地下深部の傾斜も地表付近と同様に高角であるとすれば、地震発生層の下限の深さ（約 20km、後述）から、断層面の幅は 20km 程度となる可能性がある。
（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注 10）
地表変位地形の特徴（活断層研究会編, 1991；田中ほか, 1999；中田・今泉編, 2002）やトレン
チ調査結果（宍倉ほか, 2002a, 2002b, 2003c）などに基づくと、北部の北半部は東側隆起の逆断層
で右横ずれ成分を伴うと推定され、南半部は右横ずれが卓越する断層で北西側隆起成分を伴う可能性がある。また、南部は右横ずれが卓越する断層と推定される。
２．１．２

木曽山脈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 10）<北部>
清内路峠断層の北部に位置する上松町倉本では、段丘面群に断層活動による変位の累積が認められる。このうち、約６万年前に形成された M１面では上下方向に約 24ｍの変位が認められる（小島, 1987；田中ほか, 1999）。これより、本地点の平均上下変位速度は約 0.4m／千年と考えられる。
また、上松断層の北部にあたる上松町徳原においては、高位面群が上下方向に約 25ｍ変位している（田中ほか, 1999）。高位面群より下位の中位２面を構成する堆積物が約５万年前の木曽川泥流堆積物を挟むことから、高位面群は約５万年前よりも古いと考えられる。したがって、本地点の平均上下変位速度は 0.5ｍ／千年以下と推定される。
以上の検討結果より、北半部を構成する各断層の平均上下変位速度は約 0.4m／千年と考えられる。ここでは、本値を断層帯北部全体の平均変位速度とみなし、南半部の平均右横ずれ変位速度を約 0.4ｍ／千年の可能性があるとする。

13

<南部>
南部において卓越する、右横ずれ成分に関する平均変位速度の資料は得られていない。
なお、活断層研究会編（1991）は、馬籠峠断層の活動度（注９）を B 級としている。
南部の北端部に位置する南木曽町神戸付近では、約５万年前の中位２段丘面が上下に３－７ｍ
変位している（田中ほか, 1999）。よって、本区間での平均上下変位速度は 0.1m／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<北部>①

上松断層板橋沢地点（断層露頭調査）

上松断層の北部に位置する上松町板橋沢の断層露頭では、６－７世紀の 14C 年代値を示す礫層
が逆断層に切られ、美濃帯の砂岩泥岩互層と接する産状が確認されている（田中ほか, 1999）。したがって、本地点では６世紀以後に断層活動が生じたと考えられる。
②

上松断層大木地点（トレンチ調査）

上松断層の北部に位置する上松町大木では、宍倉ほか（2003c）により３箇所でトレンチ調査が実施されている（M、S1、S2 トレンチ）。
主断層崖を対象とした M トレンチの壁面には、腐植質シルト（２層）のうち、2-2 層を切り 2-1層（12－13 世紀）に覆われる断層が確認された（図３、４）。2-2 層から得られた年代値のうち、最も若い年代値は３－４世紀であることから、断層活動の年代は３世紀以後、13 世紀以前と考えられる。また、M トレンチ北側壁面で、断層のフラワー構造の開口部を埋めるような分布を示す
崩積層⑩層は、この断層活動による横ずれに伴って生じたとされている（宍倉ほか, 2003c）。
M トレンチ南側壁面には、2-2 層の下位に崩積層（④－⑧層）が堆積する。崩積層のうち、ブロック状の分布を示す⑧層は、上位の腐植質シルト（2-3 層）を供給源としており、そのうち最も若い年代は約４千３百－４千１百年前を示す（宍倉ほか, 2003c）。したがって、厚さ１－２ｍに及ぶこれらの崩積層（④－⑧層）は、2-3 層堆積より後、2-2 層堆積（下部：約３千２百－３千年）
より前に起こった断層活動によってもたらされたと推定され（宍倉ほか, 2003c）、その年代は約４千３百年前以後、約３千年前以前である。
また、副次的断層を対象として掘削された S１トレンチの南側壁面には、３層以下の地層を切り、２層に覆われる断層が認められる（宍倉ほか, 2003c：図５）。２層下部から得られた最も古い
年代値（約８千２百－８千年前）と、３層下位に分布する明褐色シルト（４層）が大山ホーキ火
山灰（約２万年前：注 11）を挟むことに基づくと、この活動の年代は約２万年前以後、約８千年前以前と考えられる。S１トレンチの北側壁面にはこの断層は認められないが、宍倉ほか（2003c）
では、地下のバックスラストの変位に伴う撓曲運動の中で、S１トレンチの南壁面付近のみに局所的にせん断面が生じたためと推察している。なお、M トレンチ北側壁面では、崩積層（①－③層）を数 10 ㎝変位させる断層（MNF1,2）が、その上位の 2-3 層にほとんど変位を与えていない（宍倉ほか, 2003c）。これらの断層を覆う 2-3 層の年代値は、約５千８百－５千７百年前であることから、これは本地点における１つ前の活動（約４千１百年前以後、約３千年前以前）よりも古
く、２つ前の活動（約２万年前以後、約８千年前以前）に対応する可能性が指摘されている（宍14倉ほか, 2003c）。
M トレンチ北側壁面では、2-3 層の下位に姶良 Tn 火山灰（約２万８千年前：注 12）を含む厚い崩積層（①－③層）が分布する（宍倉ほか, 2003c）。また、M トレンチ南側壁面では、崩積層（①層）が大山ホーキ火山灰を含む４層の下位に分布する（宍倉ほか, 2003c）。①－③層は、層相や分布形状からみて断層活動に伴って堆積した崩積堆積物の可能性が高い（宍倉ほか, 2003c）。したがって、姶良 Tn 火山灰堆積より後、大山ホーキ火山灰堆積より前に断層活動が推定され、その年代は約２万８千年前以後、約２万年前以前である。
さらに、宍倉ほか（2003c）では、副次的断層を対象とした S2 トレンチにおいて、７層に挟まれる水中堆積物とされるスコリア層が急傾斜し、上位の６層の傾斜がそれよりも有意に緩いことから、６層堆積時より前、７層堆積より後に断層活動があった可能性も指摘している。その年代は、約２万８千年前以前である。
③

上松断層吉野地点（トレンチ調査）

上松断層の北部の上松町吉野で実施されたトレンチ調査では、B 黒ボク層（約２千９百－２千８百年前）以下の地層を切って、A 黒ボク層（12－13 世紀）に覆われる逆断層が確認されている（長野県木曽地方事務所ほか, 2001）。
よって、本地点の最新活動は約２千９百年前以後、13 世紀以前と考えられる。
④

清内路峠断層東野地点（断層露頭調査）

清内路峠断層の北部に位置する上松町東野では、田中ほか（1999）により断層露頭調査が行われ、断層活動により形成されたと推定される複数の崩積堆積物が確認されている（図６）。
露頭の南側壁面では、表土（13－14 世紀）の直下に、旧表土（１－２世紀）を覆うイベント堆積層が認められる。また、断層沿いに楔状に落ち込んだ堆積物は５－６世紀の年代を示す。したがって、５世紀以後、14 世紀以前に断層活動があったと考えられる。また、上述の旧表土の直下に、約５千４百－５千１百年前の年代値を示す旧表土を覆って、断層活動に伴う崩積堆積層が分布する（田中ほか, 1999）ことから、約５千４百年前以後、２世紀以前に断層活動が推定される。
さらに、約５千４百－５千１百年前の年代値を示す旧表土の下位に、厚い礫層を覆って別の断層活動に伴う崩積堆積物が分布する（田中ほか, 1999）。したがって、約５千４百年前以前にも断層活動があったことが推定できる。
なお、露頭の北側壁面では、表土（g 層：13－14 世紀）と旧表土（c 層：約３千１百－２千９百年前）との間に斜面崩積層（ｄ層）等が認められ、また旧表土（c 層）よりも下位に斜面崩積層（a 層）や花崗岩の破砕質部の二次堆積物である崩落土塊など（約９千９百－９千７百年前、約８千４百－８千１百年前）が認められる。これらに基づいて、田中ほか（1999）は、約３千１百年前以後、14 世紀以前、及び約８千４百年前以後、約２千９百年前以前に断層活動があったとしている。しかし、これら２回の活動が、南側壁面で認められた３回の活動のいずれかに相当するかは判断できない。
⑤

馬籠峠断層福根沢（ふくとちざわ）地点（断層露頭調査、ピット調査）

馬籠峠断層の北端部付近に位置する大桑村福根沢では、宍倉ほか（2002b）により断層露頭の観察とピット調査が実施されている（図７）。
露頭と４箇所のピットにおいて、段丘構成層である砂礫層（５層）を切り、崩積性堆積物であ
15

る砂礫層（４層：modern）あるいは礫混じりシルト－砂層（３層：18 世紀以後）に覆われる断層が認められる（宍倉ほか, 2002b）。砂礫層（５層）のうち、最も若い年代値は B ピットから得られた 13 世紀である。よって、本地点の最新活動は、13 世紀以後と考えられる。
なお、宍倉ほか（2002b）は、礫混じりシルト－砂層（６層）について、断層の下盤側のみに分布し、さらにその中に断層破砕粘土から剥離した断片が含まれるとして、断層活動により生じた崩積性堆積物の可能性が示唆されるとしている。ただし、６層は断層活動によって形成されたと推定できるだけの分布形状の明瞭さを伴わず、また、６層の上下に位置する砂礫層（５層、７層）にも断層を挟んで層厚の変化が認められないことから、６層が断層活動により形成された可能性は低いと判断する。
⑥

馬籠峠断層胡桃田（くるみだ）地点
田中ほか（1999）は、南木曽町胡桃田の露頭において、破砕質花崗岩を切る断層帯に粘土混じり砂が挟み込まれており、それらが 1,620yBP（未補正）の年代を示す砂礫層に覆われていることを確認している。しかし、これが馬籠峠断層北部の活動時期を示すものかどうかは不明である。
以上の調査結果から、北部の最新活動は 13 世紀頃、１つ前の活動時期は約４千３百年前以後、約３千年前以前と推定される。また、２つ前の活動時期は約２万年前以後、約８千年前以前と考えられ、３つ前の活動時期は約２万８千年前以後、約２万年前以前と推定される。
<南部>① 馬籠峠断層下り谷地点（トレンチ調査）
馬籠峠断層南部のほぼ中央部に位置する南木曽町下り谷では、宍倉ほか（2002a）によりトレン
チ調査（A、B トレンチ）が実施されている（図８、９）。
トレンチ壁面には、弱腐植土（４層）と黒色腐植土（３層下部）を切り、黒色腐植土（２層）に覆われる断層が認められる。確実に断層に切られる層準から得られた最も新しい年代値は、B
トレンチ北側壁面の４層からの約７千７百－７千６百年前、断層を覆う２層の年代で最も古いものは A トレンチ北側壁面の約３千９百－３千７百年前である。したがって、約７千７百年前以後、約３千７百年前以前に最新活動が生じたと考えられる。
また、A トレンチ北側壁面では、シルト質粘土層（７層）を切る断層（ANF１）が、礫混じり
砂質シルト層（５層）に覆われている。また、５層は、層相と分布から 11 層を供給源とし、断層活動に伴う崩積堆積物である可能性が高いとされている（宍倉ほか, 2002a）。この活動時期は、４層最下部の年代値（約１万１千年前）より古く、姶良 Tn 火山灰降下層準（約２万８千年前）が推定される７層よりも新しい（宍倉ほか, 2002a）ことから、約２万８千年前以後、約１万１千年前以前と考えられる。
宍倉ほか（2002a）はさらに、10 層を切り８層に覆われる断層（BNF１、BSF1）の存在から２
つ前の活動を認め、断層の下盤側にプリズム状に粘土層（10 層）が分布することから３つ前の活動の可能性を指摘している。ただし、これらの活動時期については、姶良 Tn 火山灰降下層準（約２万８千年前）以前であることしか分かっていない。
なお、宍倉ほか（2002a）は、３層中において詳細な年代測定を実施し、5,000cal.yBP 以前の等
時間面は断層近傍で高度が急変するのに対して、3,000cal.yBP の等時間面は緩やかに傾斜することを指摘している。この考えに基づくと、本地点の最新活動時期の下限はさらに 5,000cal.yBP 以
16

後に限定される可能性もある。
②

馬籠峠断層一石栃（いちこくとち）地点（断層露頭調査）

南木曽町一石栃では、苅谷ほか（1999）により断層露頭が確認されている（図 10）。
露頭では、角礫を含む砂質土層（e 層）及びローム質・砂質土層（d 層）を切り、砂質土層（ｂ層）に覆われる断層が確認されている（苅谷ほか, 1999）。その活動の時期は、ｂ層を覆う a 層の年代値（約３千８百－４千年前）と d 層から得られた最も新しい年代値（約６千５百－６千４百年前）に基づくと、約６千５百年前以後、約３千８百年前以前と推定される。
なお、砂質土層（c 層）については、断層に切られる d 層と高角度で接するものの、断層自体と直接接しないことや明瞭な成層構造を持たないことから、変形を受けているかどうかは判然としないとされている（苅谷ほか, 1999）。このことから、c 層を断層活動層準の限定に用いることはできないと判断する。
以上の調査結果から、南部の最新活動は約６千５百年前以後、約３千８百年前以前と推定され、１つ前の活動時期は約２万８千年前以後、約１万１千年前以前と考えられる。
また、約２万８千年前以前に２つの断層活動が確認されているが、その年代の詳細は不明である。
ｂ）先史時代・歴史時代の活動
木曽山脈西縁断層帯主部の最新活動と直接関連する資料は得られていない。
なお、宍倉ほか（2003d）は、上松断層北部の東側に位置する大棚入山（おおだないりやま）の南西斜面で生じた大規模な土石流による堰止めを報告している。この堰止めによって形成された池（濃ヶ池）が決壊したのは 1661 年とされ、また、宍倉ほか（2003d）では、池の堆積物の年代測定に基くと、土石流の発生時期は約 400 年前以前に遡ることができるとしている。しかし、本断層帯の活動との直接の関係は不明である。
（３）１回の変位量（ずれの量）（注 10）<北部>
北部では、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。しかし、北部の長さは約 40 km と推定されることから、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 3.2m と計算される。したがって、北部の１回の活動に伴う上下変位量は３m 程度であった可能性があると判断する。
用いた経験式は松田（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）

<南部>
南部では、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。しかし、南部の長さは約８km の可能性があることから、上述の経験式を用いると、１回の活動に伴う変位量は約 0.6ｍと計算される。したがって、南部の１回の活動に伴う右横ずれ変位量は１ｍ未満程度であった可17

能性があると判断する。
（４）活動間隔<北部>
北部では、最新活動時期が 13 世紀頃と推定され、約２万８千－２万年前より後に４回の活動があったことから、平均活動間隔は約６千４百－９千１百年と推定される。
ただし、最新活動時期（13 世紀頃）と１つ前の活動時期（約４千３百－３千年前）との間隔は、
これより有意に短かったこととなる。
<南部>
南部では、最新活動時期が約６千５百年前以後、約３千８百年前以前で、１つ前の活動時期が約２万８千年前以後、約１万１千年前以前と考えられることから、平均活動間隔は約４千５百－
２万４千年と推定される。
（５）活動区間
木曽山脈西縁断層帯主部は、最新活動（13 世紀頃）では北部のみが活動したと考えられることから、少なくとも最新活動時には、北部と南部に活動区間が分けられる。しかし、両者は互いに近接して分布することから、より古い活動においては断層帯主部全体が１つの活動区間として活動した可能性もある。
なお、北部の１つ前の活動（約４千３百年前以後、約３千年前以前）と南部の最新活動（約６千５百年前以後、約３千８百年前以前）に関しては、約４千３百－３千８百年前で時期が重なることから、その間に両者が同時に動いた可能性も示唆される。
（６）測地観測結果
木曽山脈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、断層帯周辺
で北西－南東方向のわずかな縮みが見られる。
また、1985 年からの約 10 年間では、北西－南東方向のわずかな縮みが見られる。
最近５年間の GPS 観測結果では、顕著な歪みは見られない。
（７）地震観測結果
木曽山脈西縁断層帯周辺の最近約６年間の地震観測結果によると、本断層帯付近の北部以外での活動は低調である。本断層帯付近の地震発生層の下限の深さは約 20km である。本断層帯付近で発生する地震の発震機構は、東南東－西北西に圧力軸を持つものが多い。
２．１．３

木曽山脈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
木曽山脈西縁断層帯主部は、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、断層帯主部全体が１つの区間として同時に活動する可能性もある。北部と南部に分かれて活動する
場合、前述の経験式（１）、（２）に基づくと、北部ではマグニチュード 7.5 程度の地震が発生すると推定される。その際には、北部の北半部では断層の東側が西側に対して相対的に３ｍ程度高18まる段差や撓みが生じ、北部の南半部では３ｍ程度の右横ずれが生じる可能性がある。また、南部ではマグニチュード 6.3 程度の地震が発生し、１ｍ未満程度の右横ずれが生じる可能性がある。
木曽山脈西縁断層帯主部全体が同時に活動する場合には、マグニチュード 7.6 程度の地震が発生すると推定される。
（２）地震発生の可能性
北部及び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（注１、２）。
北部は、平均活動間隔が約６千４百－９千１百年、最新活動時期が 13 世紀頃と求められていることから、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 0.08－0.1 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％となる。現在までの集積確率もほぼ０％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。
南部は、平均活動間隔が約４千５百－２万４千年、最新活動時期が約６千５百年前以後、約３千８百年前以前と求められていることから、平均活動間隔に対する現在までにおける地震後経過率は 0.2－1.4 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％－４％、ほぼ０％－７％、ほぼ０％－10％、ほぼ０％－30％となる。また、現在までの集積確率はほぼ０％－90％より大となる。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、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となる。表５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。
木曽山脈西縁断層帯主部全体が同時に活動する場合の地震発生確率は、北部が単独で活動する
場合の発生確率を超えないものと考えられる。
２．２ 清内路峠断層帯
２．２．１ 清内路峠断層帯の位置・形態（１）清内路峠断層帯を構成する断層
清内路峠断層帯は、長野県木曽郡大桑村から、南木曽町、下伊那郡清内路村、阿智村、岐阜県
中津川市を経て下伊那郡平谷村ないし浪合村に至る断層帯である。本断層帯は、清内路峠断層の中部以南の区間と神坂神社（みさかじんじゃ）断層からなる。清内路峠断層帯については、活断層研究会編（1980，1991）では確実度Ⅰ－Ⅱ（注 14）とされているが、具体的な変位地形は乏しい。また、田中ほか（1999）、中田・今泉編（2002）では、明瞭な変位地形は南木曽町富貴畑（ふうきばた）付近の 10 数 km 区間に限られるとしている。ここでは、各断層の位置・形態及び名称
は活断層研究会編（1991）に基づくこととするが、上述のようにその信頼性は低いことに留意する必要がある。
（２）断層面の位置・形状
清内路峠断層帯の長さは、断層帯の北端と南端を直線で結ぶと約 34 km、一般走向はＮ15°Eとなる（図２）。

19

断層面の上端の深さは、断層露頭や変位地形が認められることから０ km とした。
断層面の傾斜は、本断層帯が横ずれを主体とすること、また、断層の形状が直線的であること（活断層研究会編，1991 など）に基づくと、地表付近では高角と推定される。
断層面の幅は、地下深部の傾斜も地表付近と同様に高角であるとすれば、地震発生層の下限の深さ（約 20km）から、20km 程度となる可能性がある。
（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注 10）
清内路峠断層帯は、右方向へ屈曲する河川などの地表変位地形の特徴（活断層研究会編，1991）
から、右横ずれが卓越する可能性がある。また、北端部では東側隆起の低断層崖、中央部の富貴畑では西側隆起の低断層崖が認められる（活断層研究会編, 1991）。さらに、南部の神坂神社断層に関しては、恵那山東方の山地斜面の不連続から東側隆起の高度不連続が認められている（活断層研究会編, 1991）。
２．２．２

清内路峠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 10）
清内路峠断層帯では、平均変位速度に関する資料は得られていない。
なお、活断層研究会編（1991）は、本断層帯を構成する断層のうち、清内路峠断層の活動度をB 級としている。
（２）活動時期ａ）地形・地質的に認められた過去の活動
清内路峠断層帯では、過去の活動履歴に関する詳細な資料は得られていない。
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）（注 10）
清内路峠断層帯では、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、本断層帯の長さは約 34km の可能性があることから、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 2.7m と計算される。したがって、本断層帯の１回の活動に伴う上下変位量は３m 程度であった可能性がある。
（４）活動間隔
清内路峠断層帯では、活動時期、平均変位速度が求められていないため、平均活動間隔を求めることができない。
（５）活動区間
清内路峠断層帯は、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つの活動区間として活動したと推定される。

20

（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

清内路峠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、清内路峠断層帯は全体が１つの活動区間として同時に活動すると推定される。この場合、長さが約 34km 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 7.4 程度の地震が発生する可能性がある。
また、その際には３ｍ程度の右横ずれが生じる可能性がある。
３．今後に向けて
木曽山脈西縁断層帯主部では、１回のずれの量について精度の良い資料が得られておらず、南半部に関しては平均的なずれの速度が求まっていない。また、清内路峠断層帯では、最新活動時期を含めた過去の活動に関して、ほとんど資料が得られていない。木曽山脈西縁断層帯の将来の活動性を明確にするためには、これらについて精度の良い資料を集積する必要がある。
また、木曽山脈西縁断層帯の周辺に位置する境峠・神谷断層帯や伊那谷断層帯の活動との関連性についても検討する必要がある。
注 10：「変位」を、１、２頁の本文及び５－７頁の表１、９－10 頁の表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、表２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：大山ホーキ火山灰の降下年代値については、柳ヶ瀬断層北部（福井県, 1998）や恵那山断層富田地点（岐阜県, 2002）の調査でも見つかっており、約２万年前とされている（宍倉ほか, 2003c）。
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。
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、四捨五入して１千年単位で示した。
注 14：活断層研究会編（1991）は、空中写真判読による活断層としての確からしさを「確実度」と呼び、確からしさの高い方から、確実度Ⅰ、Ⅱ、Ⅲの３段階に区分している。
・ 確実度Ⅰの活断層は、活断層であることが確実なものとされている。
・ 確実度Ⅱの活断層は、活断層であると推定されるものであり、位置・ずれの向きとも推定できるが、確実度Ⅰと判定できる決定的な資料にかけるものとされている。
・ 確実度Ⅲの活断層は、活断層の可能性があるが、ずれの向きが不明瞭なもの、また、他の原因、例えば川や海の浸食による崖、あるいは断層に沿う浸食作用によって、リニアメントが形成された疑いが残るものとされている。

21

文 献
有井琢磨（1964）：木曽山脈・伊那谷の形成機構に関する地形学的研究．自費出版，35p．
福井県（1998）：「平成９年度

地震関係基礎調査交付金

柳ヶ瀬断層帯（柳ヶ瀬断層、山中断層、甲楽城断層）に関する調査」．48p．
岐阜県（2002）：「平成 13 年度

地震関係基礎調査交付金

屏風山・恵那山断層帯に関する調査

成果報告書」．118p．
池田安隆（1990）：浸食と隆起：山脈形成論の観測的基礎．地震，第２輯，137-152．
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24

25

図３

上松断層大木地点、Ｍトレンチ北面断層部周辺のスケッチ（宍倉ほか，2003c）
太線は断層。グリッドの間隔は１ｍ。
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。
790－680(2-1 層) → 12－13 世紀、1720－1540 (2-2 層) → ３－４世紀、5860－5830,5750－5600 (2-3 層) → 約５千８百－５千７百年前

26

図４

上松断層大木地点、Ｍトレンチ南面断層部周辺のスケッチ <鏡像>（宍倉ほか，2003c）
赤線は断層。メッシュの間隔は１ｍ。
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。
4970－4830 (⑧層) → 約５千－４千９百年前、4260－4000 (⑧層) → 約４千３百－４千１百年前、3200－2940 (2-2 層) → 約３千２百－３千年前
3100－2890 (2-2 層) → 約３千１百－３千年前、4870－4820 (2-3 層) → 約４千９百－４千８百年前、5260－4860 (2-3 層) → 約５千１百－４千９百年前

27

図５

上松断層大木地点、Ｓ１トレンチのスケッチ（宍倉ほか，2003c）
太線は断層。グリッドの間隔は１ｍ。
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。
7830－7590 (２層) → 約７千７百－７千６百年前、8180－7940 (２層) → 約８千２百－８千年前

図６

清内路峠断層東野地点、断層露頭（北面、南面）のスケッチ（田中ほか，1999）
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。
北面：730±60 (g 層) → 13－14 世紀、2830±80 (c 層) → 約３千１百－２千９百年前、8760±50 (a 層下部) → 約９千９百－９千７百年前、7400±80 (a 層最下部) → 約８千４百－８千１百年前
南面：700±50 (Ｊ層) → 13－14 世紀、1620±60 (Ｈ層) → ５－６世紀、1950±60 (Ｆ層) → １－２世
紀、4570±50 (Ｄ層) → 約５千４百－５千１百年前

28

図７

馬籠峠断層福根沢地点、断層露頭及びＢピットのスケッチ（宍倉ほか，2002b）
太線は断層。グリッドの間隔は１ｍ。
年代値は暦年補正後の放射性炭素同位体年代 (cal.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。
3350－3140 (露頭：７層)→ 約３千４百－３千２百年前、270－200,150－20 (D ﾋﾟｯﾄ：３層) → 18 世紀以後、720－650 (B ﾋﾟｯﾄ：５層) → 13 世紀、1860－1690 (D ﾋﾟｯﾄ：５層) → ２－３世紀、2290－2270,2160－1990 (D ﾋﾟｯﾄ：７層) → 約２千２百－２千１百年前

29

図８

馬籠峠断層下り谷地点、Ａトレンチ断層部周辺のスケッチ（宍倉ほか, 2002a）
太線は断層。グリッドの間隔は１ｍ。
年代値は暦年補正後の放射性炭素同位体年代 (cal.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、紀元前で１万年前より新しい年代値は 100 年単位で四捨五入、１万年より古い値は 1000 年単位で四捨五入して表示すると以下のようになる。
3830－3620 (２層) → 約３千９百－３千７百年前、11220－9940 (４層最下部) → 約１万１千年前

30

31

図９

馬籠峠断層下り谷地点、Ｂトレンチ断層部周辺のスケッチ（宍倉ほか, 2002a）
太線は断層。メッシュの間隔は１ｍ。
年代値は暦年補正後の放射性炭素同位体年代 (cal.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。
7700－7580 (４層) → 約７千７百－７千６百年前

図 10

馬籠峠断層一石栃地点、断層露頭のスケッチ（苅谷ほか, 1999）
太線は断層。グリッドの間隔は１ｍ。
年代値は暦年補正後の放射性炭素同位体年代 (cal.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、紀元前で１万年前より新しい年代値は 100 年単位で四捨五入、１万年より古い値は 1000 年単位で四捨五入して表示すると以下のようになる。
3923－3721 (a 層) → 約４千－３千８百年前、6165－5912 (c 層) → 約６千２百－６千年前
6406－6295 (d 層) → 約６千５百－６千４百年前

32木曽山脈西縁断層帯主部
南 部

北 部

馬籠峠断層
年代（年前）

上松断層

清内路峠断層

一石栃

下り谷

福根沢

東野

吉野

大木

板橋沢

7

6

5

4

3

2

1

年代（年前）
0

0
14C

13C

13C

5C
2C

3C
2900

3800

13C
6C

3000

3700
4300

5000

5000

5400
6500
7700

8000

10000

10000
11000

15000

15000

20000

20000

20000

25000

25000

28000

28000

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

破線は信頼度が相対的に低い期間

図11 木曽山脈西縁断層帯主部の活動の時空間分布
33

表４
項
地震後経過率木曽山脈西縁断層帯主部（北部）の地震発生確率及び参考指標

目

数

値

備

考

0.08－0.1

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

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％
ﾏｲﾅｽ５千７百年－ﾏｲﾅｽ３千７百年
地震調査研究推進本部地震
0.1－0.2
調査委員会長期評価部会
ほぼ 0（1999）参照。
ほぼ 0％
ほぼ 0
0.0001－0.0002

指標(１)経過年数
比
指標(２)
指標(３)
指標(４)
指標(５)
表５
項
地震後経過率木曽山脈西縁断層帯主部（南部）の地震発生確率及び参考指標

目

数

値

備

考

0.2－1.4

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

ほぼ 0％－４％
ほぼ 0％－７％
ほぼ 0％－10％
ほぼ 0％－30％

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％－90％より大指標(１)経過年数
比
指標(２)
指標(３)
指標(４)
指標(５)

ﾏｲﾅｽ１万３千年－３千４百年
0.2－2.0
ほぼ０－６
ほぼ０％－90％より大
ほぼ 0－0.7％
0.00004－0.0002

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 15：評価時点はすべて 2004 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34に達していないことを示す。
木曽山脈西縁断層帯主部（北部）の場合、ポアソン過程を適用した場合の危険度
は、６千４百－９千１百分の１（0.0001－0.0002）であり、いつの時点でも一定である。
木曽山脈西縁断層帯主部（北部）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今後３千７百から５千７百年を要する。
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
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。

35