平成 27 年４月 24 日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

深谷断層帯・綾瀬川断層（関東平野北西縁断層帯・元荒川断層帯）の長期評価（一部改訂）
深谷断層帯は、関東平野北西部と関東山地との境界付近から関東平野中央部に延びる断層帯である。綾瀬川断層は、関東平野中央部、大宮台地の北東縁付近をほぼ北西－南東方向に延びるとされる断層である。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、20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、両断層帯の諸特性を次のように評価した* 1。
１．断層帯の位置及び形態
深谷断層帯は、深谷断層とその副次的な断層群からなる。群馬県高崎（たかさき）市上里
見（かみさとみ）町から安中（あんなか）市、高崎市、藤岡（ふじおか）市、埼玉県児玉郡
上里町（かみさとまち）、神川町（かみかわまち）、美里町（みさとまち）、本庄（ほんじょう）市、大里郡寄居町（よりいまち）、深谷（ふかや）市、熊谷（くまがや）市、比企（ひき）郡滑川町（なめがわまち）、吉見町（よしみまち）、東松山（ひがしまつやま）市、鴻巣（こうのす）市に至る。長さは約69kmの可能性があり、概ね西北西－東南東方向に延びる。
深谷断層は南西側が北東側に対して相対的に隆起する逆断層と推定される。本断層の南西には磯部断層、平井断層、神川断層、櫛挽断層、江南（こうなん）断層の北東側隆起の副次的な断層が分布する（図１、２及び表１）。
綾瀬川断層は、埼玉県鴻巣市から北本（きたもと）市、桶川（おけがわ）市、北足立（あだち）郡伊奈町（いなまち）、上尾（あげお）市、蓮田（はすだ）市、春日部（かすかべ）
市、さいたま市、越谷（こしがや）市などを経て川口（かわぐち）市に至る断層である。長さは約38kmの可能性があり、概ね北西－南東方向に延びる。本断層は、北足立郡伊奈町付近
を境に鴻巣－伊奈区間と伊奈－川口区間に分けられる。鴻巣－伊奈区間は、長さ約19km、南西側が北東側に対して相対的に隆起する逆断層と推定される。伊奈－川口区間は、長さ約19kmの可能性がある。断層形態、ずれの向きは不明であり、地震調査研究推進本部地震調査委員会（2000）による「元荒川断層帯の評価」で活断層ではないとされた元荒川断層帯南部区間にほぼ一致する。

* 1 関東平野北西縁断層帯、元荒川断層帯は、それぞれ地震調査研究推進本部地震調査委員（2005）、同（2000）
により長期評価が公表されている。その後に行われた調査及び研究成果により、断層帯を構成する断層やそれらの位置・形状、周辺の地下構造、活動履歴に関する新たな知見が得られた。こうした知見に基づき、
ここではこれらの断層帯を深谷断層帯・綾瀬川断層に二分し、それぞれ評価を行った。

1２．断層帯の過去の活動（１）深谷断層帯
深谷断層帯の平均的な上下方向のずれの速度は0.2－0.5ｍ／千年程度の可能性がある。深谷断層帯の最新活動時期は約６千２百年前以後、約５千８百年前以前の可能性がある。また、
過去３回の活動履歴に基づくと、本断層帯の平均活動間隔は約１万－２万５千年程度であった可能性がある（表１）。
（２）綾瀬川断層
鴻巣－伊奈区間について、平均的な上下方向のずれの速度は0.1ｍ／千年程度、最新活動時
期は約１万５千年前以後、約９千年前以前の可能性がある。１回前の活動時期は８万年前程
度以後、６万年前程度以前の可能性がある。１回の活動に伴う上下変位量は３－４ｍ程度の可能性がある。平均活動間隔は４万５千年－７万１千年程度の可能性がある（表３）。
伊奈－川口区間については、過去の活動は不明である。しかし、断層の長さに比べて１回の活動に伴う変位量が大きいことから、鴻巣－伊奈区間と伊奈－川口区間を合わせた２区間が同時に活動した可能性もある。
３．断層帯の将来の活動（１）深谷断層帯
深谷断層帯では、マグニチュード（Ｍ）7.9程度の地震が発生する可能性がある。また、その際には深谷断層帯の南西側が北東側に対して相対的に５ｍ程度高まる段差や撓みが生じる
可能性がある。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（注１、２）。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１、２）。
（２）綾瀬川断層
綾瀬川断層では、鴻巣－伊奈区間、伊奈－川口区間でそれぞれＭ7.0程度の地震が発生する可能性がある。両区間が同時に活動した場合は、Ｍ7.5程度の地震が発生する可能性がある。
また、その際には鴻巣－川口区間では、断層の南西側が北東側に対して相対的に３－４ｍ程
度高まる段差や撓みが生じる可能性がある（表３）。本断層の最新活動後の経過率及び将来
このような地震が発生する長期確率は表４に示すとおりである（注１、２）。
深谷断層帯と綾瀬川断層は別々に活動すると推定されるが、全体が同時に活動する可能性も否定できない。その場合にはＭ8.0程度の地震が発生する可能性がある。この場合の地震発生確率を求めることはできないが、深谷断層帯の発生確率や綾瀬川断層が単独で活動する確率より大きくなることはないと考えられる。
４．今後に向けて
深谷断層帯については、地下深部の断層形状から南西傾斜の逆断層が主断層であると考え、その南西部に位置する、平井断層等の北東傾斜の断層は副次的な断層と判断した。一方、地下構造探査結果による構造的な相違に基づき、深谷断層帯と綾瀬川断層の間に境界があると判断した。
2

綾瀬川断層のうち伊奈－川口区間については、過去の活動、断層のずれの向き、活動性のいずれも評価することはできなかった。同区間を横切る反射法弾性波探査では逆断層の存在は示されておらず、横ずれの特徴を持つ変動地形が見られる。これについて精度の良い資料を集積させ、活断層の存否を判断する必要がある。

3

図１

深谷断層帯・綾瀬川断層の概略位置図（長方形は図２の範囲）

4図２
１：根小屋地点
用土地点
点

２：普済寺地点

７：中原地点３：磯部地点

８：矢場地点

４：楊井地点

９：保美地点

５：丸山地点

10：本郷地点

６：

11：北本地

Ａ－Ｘ：反射法弾性波探査測線

Ａ－Ｃ：文献30
文献５３

深谷断層帯・綾瀬川断層の位置と主な調査地点

Ｊ：文献36

Ｐ：文献６

文献21

Ｄ：文献23

Ｋ：文献９

Ｑ：文献18

Ｗ：文献２

Ｅ：文献18

Ｆ：文献35

Ｌ：文献21

Ｒ：文献38

Ｇ：文献22

Ｍ：文献2

Ｓ：文献39

Ｈ：文献37

Ｎ：文献10

Ｔ：文献24

Ｉ：

Ｏ：文献

Ｕ：文献21

Ｖ：

Ｘ：文献２：断層帯の北西端と南東端：活動区間の端部

断層の位置は文献３、７、11、16、20、29、31、32に基づく。基図は国土地理院発行
数値地図200000「長野」「宇都宮」「甲府」「東京」を使用。

5

表１ 深谷断層帯の特性
項

目

特

性

信頼度

根

拠

（注３）

（注４）

１．断層帯の位置・形態（1） 断層帯を構
成する断層

主断層：深谷断層

文献 11、20、

副次的な断層：磯部断層、平井断層、神川断29 による。

層、櫛挽断層、江南（こうなん）断層（2） 断層帯の位
置・形状等

地表における断層帯の位置･形状
断層帯の位置

文献 11、20、（北西端）北緯 36°22.9 ′東経 138°51.2′△

29 による。

（南西端）北緯 36° 3.0′東経 139°30.1′

○

位置及び長
さは図２か

長さ

約 69km

△

ら計測。

◎

上端の深さ

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･位置と同じが ０ km で あ
ることから
推定。

上端の深さ

０km

◎

一般走向

Ｎ58°W

△

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50－70°南西傾斜○（深さ 500ｍ以浅）
高角南西傾斜（深部）傾斜は文献
18、22、23、○

30、 35 等 に
示された反
射法弾性波
探査結果、文献 34 の解析

幅20－25km 程度

○

結果等から
推定。
幅は、傾斜と地震発生層の下限の深さ（20 km 程
度）から推
定。

6

（3）断層のずれ

南西側隆起の逆断層◎

文献 18、22、
23 、 30 、 35
に示された
資料や文献
11、20、及び地形の特徴等から推定。

0.2－0.5ｍ／千年程度（上下成分）△

文献 12、15、の向きと種類

２．断層帯の過去の活動（1）平均的なず
れの速度

17、 19、 22､23､26､40 に示された資料から推定。

（2）過去の活動

活動１（最新活動）時期

約６千２百年前以後、約５千８百年前以前△

文献１、４、
16 、 28 、 33

活動２

に示された

約２万４千年前以後、約１万６千年前以前

△

資料等から
推定。説明文

活動３（3）１回のずれ

2.1.2（2）参約４万５千年前以後、約３万１千年前以前△

照。

１回のずれの量△

累積上下変５ｍ程度（上下成分）の量と平均活

位量と活動

動間隔

履歴から推
定。
平均活動間隔１万－２万５千年程度

△

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

活動区間

断層帯全体で１区間

△

区間

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

活動区間

断層帯全体で１区間

○

断層の位置

区間及び活動

ただし、深谷断層帯全体と綾瀬川▲関係、形状等時の地震の規断 層 全 体が 同時 に 活動 する 可 能

模

性もある。

7

から推定。

地震規模

深谷断層帯全体が同時に活動す

断層の長さ

る場合

から推定。

Ｍ7.9 程度△

深谷断層帯全体と綾瀬川断層 全体が同時に活動する場合
ずれの量

Ｍ8.0 程度△

５ｍ程度（上下成分）

△

地形面の上
下変位量と
活動履歴か
ら算出。

表２ 深谷断層帯の将来の地震発生確率等
項 目

地震後経過率（注７）

将来の地震発生確率等

信頼度

（注５）

（注６）

0.2－0.6

今後30 年以内の地震発生確率

ほぼ０％－0.1％

今後50 年以内の地震発生確率

ほぼ０％－0.2％

今後100 年以内の地震発生確率

ほぼ０％－0.5％

今後300 年以内の地震発生確率

ほぼ０％－２％集積確率（注８）

備 考

ほぼ０％－３％8

発生確率及び集積確ｃ

率は文献８による。

表３ 綾瀬川断層の特性
項

目

特

性

信頼度

根

拠

（注３）

（注４）

１．断層の位置・形態（1）構成する断

綾瀬川断層

文 献 25 に よ層（2） 断層の位置・形状等る。
地表における断層の位置･形状
断層の位置
全体（北西端）北緯36°4.7′東経139°29.1′○

文献11、20に（南東端）北緯35°50.1′東経139°46.7′△

よる。

鴻巣－伊奈区間

位置及び長（北西端）北緯36°4.7′東経139°29.1′

○

さは図２か

（南東端）北緯35°58.2′東経139°38.6′

○

ら計測。

伊奈－川口区間（北西端）北緯35°58.2′東経139°38.6′○（南東端）北緯35°50.1′東経139°46.7′

△

長さ
全体

約38km

△

鴻巣－伊奈区間約19km○

伊奈－川口区間

約19km△

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 ０ km で あ
ることから
推定。

上端の深さ

０km

◎

一般走向

一般走向は、

全体

Ｎ45°W

△

断層の両端

鴻巣－伊奈区間

Ｎ50°W

○

を直線で結

伊奈－川口区間

Ｎ39°W△

んだ方向（図
２参照）。

傾斜

傾斜は地形

全体

高角（地表付近）△の特徴、文献鴻巣－伊奈区間

高角南西傾斜△６の反射断

伊奈－川口区間

高角（地表付近）

△

面等から推
定。

9

幅
全体

不明

地震発生層

鴻巣－伊奈区間

不明の下限の深伊奈－川口区間不明

さ は 20km 程度。

（3）断層のずれ

鴻巣－伊奈区間

南西側隆起の逆断層の向きと種類伊奈－川口区間

不明

○

地形の特徴
から推定。説明 文 2.2.1（２）参照。

２．断層の過去の活動（1）平均的なず

鴻巣－伊奈区間0.1ｍ/千年程度（上下成分）

れの速度

伊奈－川口区間不明△

文 献 ６ ､14に示された資料から推定。

（2）過去の活動
時期

鴻巣－伊奈区間
活動１（最新活動）

文 献 27 に 示

約１万５千年前以後、約９千年前以前△

活動２（１つ前の活動）
８万年前程度以後、６万年前程度以前された資料から推定。説△明 文 2.2.2（2）参照。

伊奈－川口区間不明（3）１回のずれの量と平均活鴻巣－伊奈区間
１回のずれの量

３－４ｍ程度（上下成分）△動間隔

文 献 27 に 示
された資料
から推定。

平均活動間隔 ４万５千年－７万１千年程度

△

最新活動と
１つ前の活

伊奈－川口区間動から推定。

１回のずれの量不明（上下成分）

経験式（文献平均活動間隔不明

13 ） に よ れ
ば、断層の長
さから１回
のずれの量
は２ｍ程度
となる。

（4）過去の活動
区間

以下の２区間断層の位置

鴻巣－伊奈区間、伊奈－川口区間○

関係、形状等から推定。

10

３．断層の将来の活動（1）将来の活動

活動区間

２区間（過去の活動区間と同じ）

○

断層の位置

区間及び活動

ただし綾瀬川断層全体が同時に▲関係、形状等時の地震の規活動する可能性もある。また、模

綾瀬川断層全体と深谷断層帯全

から推定。
▲

体が同時に活動する可能性もある。
地震の規模
鴻巣－伊奈区間

Ｍ7.0程度△

断層の長さ

伊奈－川口区間

Ｍ7.0程度

△

から推定。

△

断層の長さ

綾瀬川断層全体が同時に活動する場合
Ｍ7.5程度
綾瀬川断層全体と深谷断層帯全体が同時にから推定。

活動する場合Ｍ8.0程度

△

ずれの量

断層の長さ
から推定。

鴻巣－伊奈 区間

３－４ｍ程度（上下成

○

分）

過去の活動
から推定

伊奈－川口区間２ｍ程度（全体）

△

断層の長さ
から推定。

表４ 綾瀬川断層（鴻巣－伊奈区間）の将来の地震発生確率等
項 目

地震後経過率（注７）

将来の地震発生確率等

信頼度

（注５）

（注６）

0.1－0.3

今後 30 年以内の地震発生確率

ほぼ０％

今後 50 年以内の地震発生確率

ほぼ０％

今後100 年以内の地震発生確率

ほぼ０％

今後300 年以内の地震発生確率

ほぼ０％

集積確率（注８）

備 考

発生確率及び集積確ｃ

率は文献８による。

ほぼ０％

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。）

11

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

活動した断層1995 年兵庫県南部地震

六甲・淡路島断層帯（Ｍ7.3）

主部淡路島西岸区間

地震発生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）

0.02％－８％

0.06％－80％

約1.7－約3.5

約1.7－約3.6「野島断層を含む区間」（兵庫県）
1858 年飛越地震

跡津川断層帯

ほぼ０％－

ほぼ０％－

（Ｍ7.0－7.1）（岐阜県・富山県）

13％

90％より大1847 年善光寺地震

長野盆地西縁断層帯

ほぼ０％－

ほぼ０％－

（Ｍ7.4）（長野県）

20％

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、▲：かなり低い
注４：文献については、本文末尾に示す以下の文献。
文献１：新谷ほか（2009）
文献２：遠藤ほか（1997）
文献３：群馬県（1997）
文献４：群馬県（1998）
文献５：井川ほか（1998）
文献６：石山ほか（2005）
文献７：地震調査研究推進本部地震調査委員会（2000）
文献８：地震調査研究推進本部地震調査委員会（2001）
文献９：笠原ほか（1996）
文献10：笠原ほか（1993）
文献11：活断層研究会編（1991）
文献12：松田ほか（1975）
文献13：松田ほか（1980）
文献14：松島ほか（2006）12

文献15：水野ほか（2001）
文献16：水野ほか（2002）
文献17：水野ほか（2004）
文献18：文部科学省研究開発局ほか（2004）
文献19：中村ほか（2007）
文献20：中田・今泉編（2002）
文献21：埼玉県（1996）
文献22：埼玉県（1999）
文献23：埼玉県（2000）
文献24：佐藤ほか（2014）
文献25：清水・堀口（1981）
文献26：須貝ほか（2000）
文献27：須貝ほか（2007）
文献28：杉原（1989）
文献29：杉山ほか（1997）
文献30：杉山ほか（2000a）
文献31：杉山ほか（2000b）
文献32：杉山ほか（2004）
文献33：杉山ほか（2009a）
文献34：杉山ほか（2009b）
文献35：山口ほか（1996）
文献36：山口ほか（1997）
文献37：山口ほか（2000a）
文献38：山口ほか（2007a）
文献39：山口ほか（2007b）
文献40：Yamazaki（1984）
注５：評価時点はすべて2015 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。

13

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、深谷断層帯の0.2 は5,800年を25,000 年で割った値であり、0.6は6,200年を10,000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。

14

（説明）
１．これまでの主な調査研究
深谷断層帯に関しては、はじめに松田（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、松田ほか（1975a）、松田ほか（1975）、貝塚ほか（1977）、
松田ほか（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。深谷断層の周辺に分布する磯部
断層、平井断層、神川断層、櫛挽（くしびき）断層、江南断層に関しては、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）、杉山ほか（2000b）、
中田・今泉編（2002）及び杉山ほか（2004）などに示されている。文献により違いがあるが、例えば活断層研究会編（1991）は、平井断層を長さ15km、活動度B級、櫛挽断層を長さ５km、活動度C級の活断層と記載した。
綾瀬川断層については、清水・堀口（1981）は，主に第四紀後期の地形面や地層の高度分
布に基づいて，大宮台地北東縁近くの綾瀬川断層と、その約10km北東の久喜断層、及びその間の多くの短い線状構造からなる元荒川構造帯として定義した。そしてその南東の延長は下総台地南部へ連続し，北西延長は北西方の深谷断層に続き，さらに高崎南方に延びることを示唆した。活断層研究会編（1991）は，綾瀬川断層を含む３本の断層を図示し，それらの活動度はＢ級ないしＢ－Ｃ級，確実度はⅡ－Ⅲとした。1:25,000都市圏活断層図（澤ほか，1996）
は綾瀬川断層の一部のみを，杉山ほか（1997）は綾瀬川断層とその約１km東方の断層のみをそれぞれ活断層として図示している。
一方、1980年代以降、深谷断層帯・綾瀬川断層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）、杉山ほか（2000a）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。深谷断層帯や綾瀬川断層鴻巣－伊奈区間においては、
笠原（1996）、埼玉県（1996）、遠藤ほか（1995，1996，1997）、山口ほか（1997，1998a，
1998b，2007b）、井川ほか（1998）、石山ほか（2005）、横倉ほか（2007）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）及び杉山ほか（2000a）は、これらの断層帯を「深谷断層系」とし、綾瀬川断層鴻巣－伊奈区間を含めた総延長約80kmの活断層帯を構成するとした。
これらの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（2000，2007）、水野ほか（2000，2001，2002，2004）、石山ほか（2005）、杉山ほか（2009a）、新谷ほか（2009）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振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．深谷断層帯・綾瀬川断層の評価結果
深谷断層帯は、深谷断層と副次的な断層（磯部断層、平井断層、神川断層、櫛挽断層、江15南断層）とで構成される（図２）。
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2005）による関東平野北西縁断層帯の評価では、
平井断層、神川断層、櫛挽断層は、地表における深谷断層からの距離が９－10km程度と大きいことから、個別の断層帯（平井－櫛挽断層帯）として評価された。その一方で、反射法弾性波探査結果はそれらが地下で収斂する可能性を示すとして（山口ほか，1999a，1999b；杉山ほか，2004）、さらなる調査の必要性が指摘された。実際、その後になされた反射法弾性波探査データの再解析（杉山ほか，2009b）により、その可能性が補強された。さらに、平井－櫛挽断層帯が層面すべり断層である可能性を示すデータ（高橋・野村，1999）があること等も勘案して、ここでは、これらは副次的な断層であると判断した。
綾瀬川断層は、清水・堀口（1981）が地形面や高度分布に基づいて定義した元荒川構造帯に含まれ、地震調査研究推進本部地震調査委員会（2000）により評価された元荒川断層帯（図３－１）とほぼ重複する。同評価では元荒川断層帯南部（綾瀬川断層の南部：埼玉県上尾市以南の区間）は、反射法弾性波探査で上下変位が確認できなかったことを基に活断層ではな
いと評価された。
しかし、その後も、地表に横ずれを示す変位地形が認められるとの指摘がなされた（渡辺，2007）。一方、地震調査研究推進本部地震調査委員会（2010）は、「今後の長期評価では、長さが20km未満の活断層や活動度がC級の活断層なども評価の対象とする」と定めている。これを踏まえて、ここでは、同区間を今後の調査が必要な推定活断層とした。なお、近年は、綾瀬川断層の直下ではないものの、その周辺で実施された反射法弾性波探査（佐藤ほか，
2006；佐藤ほか，2014）により、深部の先新第三系による半地溝から浅部の鮮新統、更新統
まで連続する、非常に緩やかで広域的な変形が存在する可能性が指摘されている。
一方、地震調査研究推進本部地震調査委員会（2000）は、元荒川断層帯の北部は第四紀層の累積変位に基づき活断層であると評価した上で、同部分はその北西延長に存在する深谷断層等を一連の活断層帯として評価すべきであると指摘した。それを受けて、地震調査研究推進本部地震調査委員会（2005）による関東平野北西縁断層帯の評価では、綾瀬川断層北部と深谷断層に挟まれる区間のほぼ中央付近２地点において反射法弾性波探査及びボーリング調
査により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）、
それらは一連の断層帯をなすと評価された（図３－２）。
しかし、その後に得られた反射断面や解釈（山口ほか，2007b；石山ほか，2005；Ishiyama
et al.，2013など）を検討した結果、深谷断層と綾瀬川断層は近接するものの、前者は幅広い撓曲変形を伴う逆断層、後者は中新世に形成された中角度の正断層の再活動した逆断層（Ishiyama et al.，2013）であり、両者の幾何学的形状や形成過程が大きく異なることが分かった。両断層で過去の活動の仕方が異なる（表１、３）ことは、この構造的な相違によって両断層の過去及び将来の活動様式が異なる可能性を示唆すると考えられる。これらのことから、ここでは、それぞれに対して別々のくくりを与えた（図２、図３－３）。
２．１ 深谷断層帯
２．１．１ 深谷断層帯の位置及び形態（１）深谷断層帯を構成する断層
深谷断層帯は、群馬県高崎市上里見町から安中市、高崎市、藤岡市、埼玉県児玉郡上里町、神川町、美里町、本庄市、大里郡寄居町、深谷市、熊谷市、比企郡滑川町、吉見町、東松山
16

市、鴻巣市に至る断層帯である（図１、２）。本断層帯は主断層として深谷断層があり、深谷断層の南西には磯部断層、平井断層、神川断層、櫛挽断層、江南断層などの副次的な断層が分布する（図２）。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）、杉山ほか（2000b）、中田・今泉編（2002）などに示されている。
2節冒頭の記述の通り、活断層の活動に関わる解釈は、調査結果の蓄積に伴う研究の進展により変遷してきている。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、群馬県高崎市上里見町とした。一方、本断層帯の南東端は、反射法弾性波探査により深谷断層が確認された南東端である埼玉県鴻巣市とした。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）、位置、形態は活断層研究会編（1991）、中田・今泉編（2002）に基づいた。
なお、本断層帯のうち埼玉県上里町以西に関しては、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、杉山ほか（2000a）、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。
（２）断層面の位置・形状
深谷断層帯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69km、
N58°Wとなる可能性がある。
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と考えられる。
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：杉山ほか，2000a）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（杉山ほか，2000a：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反射法弾性波探査（埼玉県，2000）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多数実施され（笠原ほか，1993；笠原，1996；遠藤ほか，1997；井川ほか，1998；埼玉県，1999, 2000；山口ほか，1996，1999a，1999b，2000a，2000b，2007a，2007b；横倉ほか，2007）、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。
本断層帯周辺の段丘面の変形形状及び反射法弾性波探査データ（埼玉県，1999；山口ほか，
1996）を基にしたバランス断面解析により、深谷断層の断層面は深度10km程度までは高角であるとされている（杉山ほか，2009b）。
以上のことから、本断層帯のうち主断層である深谷断層の断層面は深さ500ｍ程度以浅においては50－70°の南西傾斜であると推定される。本断層帯の断層面は深部では高角南西傾斜であると推定される。断層面の幅は、地震発生層の下限の深さが20km程度であること（後述）17

及び地下浅部及び深部の断層面の傾斜（50－70°南西傾斜、高角南西傾斜）から、20－25km程度と推定される。
副次的な断層である平井断層及び神川断層では、断層線に沿って直線状凹地、河谷や尾根の屈曲が形成されるなど横ずれ変位地形が発達する（杉山ほか，2009a）。また平井断層の断層露頭では68－83°北東傾斜（群馬県，1998）の断層面が確認されている。これらのことから、平井断層、神川断層の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 と平井断層と直交方角に延びていることから、さらに副次的な断層ある
いは雁行する逆断層であると考えられる。
櫛挽断層については、櫛挽断層の用土地点におけるトレンチ調査及び群列ボーリング調査
にて、20－30°程度の低角断層が確認されている（新谷ほか，2009）。
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，
1999a，1999b）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。
（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注10）
深谷断層帯は、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；杉山ほか，2000a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、本断層帯付近に1931年（昭和６年）西埼玉地震（マグニチュード（Ｍ）
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、本断層帯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、本断層帯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 深谷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）
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11）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、深谷断層北西部では、６－８万年前（松田ほか，1975；Yamazaki，1984）の段丘面（松田ほか，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11）が深さ150ｍ、約34 万年前の海洋酸素同位体
ステージ（MIS）10 層準が深さ141.1 ｍに認められている（水野ほか，2004）。また、熊谷市付近では多摩TB-8 火山灰層（約20 万年前頃：注11）が深さ57ｍに分布し、約43 万年前の18

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 万年前以後で0.3－0.4
ｍ/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（例えば杉山ほか，2000a）。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。
深谷断層南東部に広がる荒川扇状地においては、約５－６万年前の段丘面が約15ｍ以上、約２－２万５千年前の段丘面が約９ｍ上下に変位している（中村ほか，2007）。このことか
ら、平均上下変位速度は約0.3－0.5ｍ／千年の可能性がある。
なお、副次的な断層である平井断層、神川断層、櫛挽断層等の平均変位速度については次のような調査結果がある。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11）に覆われる約８－10万年前の高位段丘面（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、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／千年程度の可能性がある。
以上の調査結果を総合すると、深谷断層帯の平均上下変位速度は0.2－0.5ｍ/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。
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、深谷市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）
19

江南断層の東端付近に位置する熊谷市野原丸山では、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（現熊谷市）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11）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熊谷市楊井では、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）。
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。
⑥ 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高崎市中原では、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11）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）。また、断層は浅間板鼻黄色（As-YP）
火山灰（約１万６千年前～約１万４千年前：町田・新井，2003）に覆われることから、断層活動はAs-YP降下以前に限定される。よって、少なくとも２万８千年前以後、約１万６千年前
以前に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（N58°W）とはほぼ直交する方向に延びている。
⑦ 平井断層保美（ほみ）地点（断層露頭調査）
20

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。
⑧磯部断層（地形断面解析）
磯部断層の周辺では、約１万３千年前に形成されたIV面及び約１万年前に形成されたと考えられるIV’面が1.2ｍの上下変位を受けているとされる（Sugai，1997）。したがって、約１万年前以後に断層活動があった可能性がある。
⑨神川断層本郷地点（群列ボーリング調査）
神川断層の中部に位置する藤岡市本郷では、低位段丘（L1ｂ面）上の１ｍの逆向き低断層
崖を挟んだ群列ボーリング調査により、浅間板鼻褐色（As-BP：約２万－２万５千年前；町田・
新井，2003）火山灰層が１ｍ程度の上下変位を被っているとされている（杉山ほか，2009a）。
したがって、約２万－２万５千年前以後に断層活動があったと考えられる。
⑩櫛挽断層用土地点（トレンチ、群列ボーリング調査）
櫛挽断層西端部の寄居町用土では、トレンチ調査及び群列ボーリングが実施され、３回の断層活動が認められた（新谷ほか，2009：図９）。最新活動は、断層による変形を受けるb3
層が、b2層に覆われることから推定され、最新活動は約６千６百年前以後、約５千８百年前以前と推定される。１回前の活動（イベントⅡ）は、c2層の上にc4層を衝上させ、c1層には変位を与えていない断層から推定される。c1層の年代値は約９千１百年前であり、c2層の下位のc3層からは２万４千年前の年代値が得られている。したがって、１回前の活動は約２万４千年前以後、約９千１百年前以前と推定される。さらに前の活動（イベントⅢ）は、c5層の礫の再配列から認められる。群列ボーリングによるc5層下位の層準から４万５千年前程度、c5層を覆うc4層またはc3層から３万１千年前の年代値が得られていることから、この活動時期は約４万５千年前以後、約３万１千年前以前であると推定される。
断層面は20－30°の低角逆断層であり、断層条線から若干の左横ずれ成分を持つことが報21

告された。３回の断層変位を被っている礫層上面の累積上下変位量は約3.5ｍであったことから、１回の上下変位量は約１ｍと求められた。
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2010）は、主断層が活動した際に、必ずしも副次的な断層が活動するとは限らないと判断する一方、副次的な断層が活動した場合には、主断層も同時に活動したものとみなすこととしている。これに従えば、以上の結果から、江南断層及び櫛挽断層（副次的な断層）で見いだされた最新の活動時期である約６千２百年前以後、約５千８百年前以前に深谷断層（主断層）が活動した可能性がある。さらに、副次的な断層である平井断層と櫛挽断層で見いだされた活動時期から、深谷断層（主断層）は約２万４千年前以後、約１万６千年前以前に活動した可能性があり、櫛挽断層で見いだされた活動時期から、約４万５千年前以後、約３万１千年前以前にも活動した可能性がある。

ｂ）先史時代・歴史時代の活動
818 年（弘仁９年）の上野・武蔵の地震（関東諸国の地震）（Ｍ7.5 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、深谷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（Ｍ6.9）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
県本庄市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（埼玉県熊谷測候所，1931）が、詳細は不明である。また、Abe（1974）
は、深谷断層帯付近に長さ20km、幅10km で、走向108°、南西傾斜80°、平均食い違い量が左ずれ１ｍ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。
各調査地点における過去の活動は図10のようにまとめられる。
深谷断層帯は少なくとも約６千２百年前以後、約５千８百年前以前に活動した可能性がある。また、約２万４千年前以後、約１万６千年前以前及び約４万５千年前以後、約３万１千年前以前にも活動した可能性がある。２．１．２（４）で述べる通り、深谷断層帯の平均活動間隔は１万－２万５千年程度となることから、これらの深谷断層帯の活動はそれぞれ最新
活動、１つ前の活動、２つ前の活動に対応すると考えられる。
（３）１回の変位量（ずれの量）（注10）
深谷断層帯の主断層である深谷断層では、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、深谷断層の調査結果に認められる御稜威ヶ原１面（約２万－２万５千年前）の上下
変位量（約９ｍ）、根小屋地点の火山泥流堆積物（４万年前程度）の上下変位量（１３ｍ以上）及び本断層帯の活動履歴に着目すると、御稜威ヶ原１面は２回の活動、根小屋地点の火22

山泥流堆積物は３回の活動を受けている可能性があることから、１回の上下変位量は約５ｍ
及び約４ｍ以上と求められる。したがって、１回の上下変位量は５ｍ程度であった可能性がある。
なお、深谷断層帯全体を１つの活動区間とした場合、本断層帯の長さは約69kmの可能性があることから、経験式（１）を用いると、１回の活動に伴う変位量は約７ｍ（全体）と計算される。断層の傾斜を50°とすると上下変位量は約５ｍと計算される。
以上のことから、本断層帯の１回の活動に伴う上下変位量は５ｍ程度であった可能性がある。
用いた経験式は松田ほか（1980）による次の式である。ここで、Ｌは断層の長さ（km）、Ｄは１回の活動に伴う変位量（ｍ）である。
Ｄ＝0.1Ｌ（1）（４）活動間隔
２．１．２（１）により、平均上下変位速度（0.2－0.5ｍ／千年程度）となる。２．１．
２（３）により、１回の活動に伴う上下変位量は約５ｍとなる。これらに基づくと、本断層帯の平均活動間隔は１万－２万５千年程度の可能性がある。
（５）活動区間
深谷断層帯を構成する各断層は、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。
（６）測地観測結果
深谷断層帯・綾瀬川断層とその周辺における 2004 年から６年間の GNSS 連続観測結果では、顕著なひずみは見られない（図 11－１）。一方、1994 年までの約 100 年間の測地観測結果では、1923 年大正関東地震の影響と見られるおおむね南北方向の伸びが見られる（図 11－２）。
（７）地震観測結果
深谷断層帯・綾瀬川断層周辺では 1931 年に西埼玉地震（Ｍ 6.9）が本断層帯付近で発生した。余震活動は本震の東側で活発だった。
深谷断層帯・綾瀬川断層周辺の最近約 13 年間の地震観測結果によると、深谷断層帯南西部
では断層に沿って微小地震活動が見られる（図 12－１、12－２）。深谷断層帯・綾瀬川断層に沿った微小地震活動は低調である。特に深谷断層帯の南東側では地震活動は極めて低調である。深谷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、深谷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。
深谷断層帯・綾瀬川断層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 20km程度である。なお、深谷断層帯中央付近から綾瀬川断層にかけて、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（綾瀬川断層の中部付近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）。深谷断層帯・綾瀬川断層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）があり、深谷23

断層帯・綾瀬川断層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。深谷断層帯・
綾瀬川断層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（図 12－３）。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断層型の震源断層を求めている。
２．１．３ 深谷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
深谷断層帯全体が１つの活動区間として同時に活動する場合、長さが約69kmの可能性があることから、経験式（２）により地震の規模を求めると、Ｍ7.9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５ｍ程
度高まる段差や撓みが生じる可能性がある。
用いた経験式は次の式である（松田，1975）。Ｌは１回の地震で活動する断層の長さ（km）、
Ｍはその時のマグニチュードである。
Ｍ＝（logＬ＋2.9）／0.6（2）（２）地震発生の可能性
深谷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。
深谷断層帯は、平均活動間隔が約１万－２万５千年、最新活動時期が約６千２百年前以後、約５千８百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0.2－0.6 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％－0.1％、ほぼ０％－0.2％、ほぼ０％－0.5％、ほぼ０％－２％となる。また、現在までの集積確率はほぼ０％－３％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。
２．２ 綾瀬川断層
２．２．１ 綾瀬川断層の位置及び形態（１）綾瀬川断層
綾瀬川断層は、埼玉県鴻巣市から北本市、桶川市、北足立郡伊奈町、上尾市、蓮田市、春日部市、さいたま市、越谷市などを経て川口市に至る断層である（図１、２）。本断層を構成する綾瀬川断層の名称は清水・堀口（1981）に基づいた。
本断層は鴻巣－伊奈区間と伊奈－川口区間の２つの活動区間に区分される。鴻巣－伊奈区
間、伊奈－川口区間を構成する断層はそれぞれ綾瀬川断層の北部、南部である。１節及び2節冒頭での記述の通り、綾瀬川断層については、清水・堀口（1981）による元荒川構造体の提唱以来、多くの調査がなされてきている。活断層の活動に関わる解釈は、調査結果の蓄積に伴う研究の進展に伴って変遷してきている。ここでは、地震調査研究推進本部地震調査委
員会（2005）による綾瀬川断層の南北端付近をそれぞれ鴻巣－伊奈区間の南北端とする。一方、鴻巣－伊奈区間の南端から地震調査研究推進本部地震調査委員会（2000）が活断層では
24

ないとした区間の南端付近までを、伊奈－川口区間とする。
（２）断層面の位置・形状
綾瀬川断層の長さと一般走向は、北西端と南東端を直線で結ぶと、約38 km、N45°Wとなる
可能性がある（図２）。鴻巣－伊奈区間の長さと一般走向は、北西端と南東端を直線で結ぶと、約19km、N50°Wと推定される。北本地点で実施された反射法弾性波探査により、堆積層の東側への累積的な撓み下がりが確認され、南西傾斜の高角逆断層によって形成されると解釈された（石山ほか，2005：図13）。ここでは、鴻巣－伊奈区間は高角南西傾斜と判断する。
伊奈－川口区間の長さと一般走向は、北西端と南東端を直線で結ぶと、約19km、N39°Wとなる可能性がある。同区間は、２節冒頭で詳述した通り、反射法弾性波探査では逆断層の存在が示されていないが、横ずれの特徴を持つ変動地形が見られる推定断層の区間である。したがって、ここでは、伊奈－川口区間は地表付近で高角と判断する。
（３）断層の変位の向き（ずれの向き）
鴻巣－伊奈区間は南西側隆起の逆断層であると推定される（（２）参照）。一方、伊奈－
川口区間のずれの向きは不明である。
２．２．２

綾瀬川断層の過去の活動（１）平均変位速度（平均的なずれの速度）（鴻巣－伊奈区間）
石山ほか（2005）は、北本市における群列ボーリング調査では、約７万年前に離水した面が約９ｍ上下変位していることから、平均上下変位速度は約0.1ｍ/千年と見積もった。
綾瀬川断層北部周辺の100－200ｍ級のボーリングデータから、同断層を挟むMIS11とMIS９の海成層の堆積頂面に、MIS11の海成層は65ｍ、MIS９では50ｍの高度差があるとされる（松島ほか、2006）。MIS11を420ka、MIS９を330kaと仮定すると、平均上下変位速度は約0.15ｍ/
千年となる。
以上のことから、鴻巣－伊奈区間の平均的な上下変位速度は0.1ｍ/千年程度の可能性がある。
（伊奈－川口区間）
伊奈－川口区間については、平均変位速度に関する資料は得られていない。
（２）活動時期（鴻巣－伊奈区間）ａ）地形・地質的に認められた過去の活動① 綾瀬川断層北部北本地点
須貝ほか（2007）は、北本地点での群列ボーリング調査に基づいて、最新活動時期は約１万５千年前以後、１つ前のイベントは８万年前程度以後、６万年前程度以前と判断した（図14）。彼らは、浅間板鼻黄色軽石As-YP（約１万６千年前以降、約1万４千年前以前；町田・
新井，2003）が最上部付近に挟在する地層（Unit３）とそれに上載する地層（Unit２）との25

境界はそれ以前の地層境界とが互いに平行して同一の撓曲変形を受けていることを根拠として、最新イベント層準はUnit２以降とした上で、Unit２最下部付近の泥炭質シルト層の年代に基づいて、最新イベントは約９千年前以降の可能性があると述べた。
しかし、須貝ほか（2007）に記載されるデータによれば、Unit３は風化火山灰層で堆積時に既に離水していたと考えられる一方、Unit２はKM-B地点（図14）の西側、東側でそれぞれ
クロボク土、腐植質シルト層となることから、東側は再び浸水域となっていた可能性が高い。
このような堆積環境の変化が断層活動によるものであれば、最新活動時期は、約１万５千年前以後、９千年前以前となる。
以上のことから、ここでは、最新活動は約１万５千年前以後、９千年前以前の可能性があると判断する。
ｂ）先史時代・歴史時代の活動
２．１．２（２）ｂ）参照（鴻巣－伊奈区間）
以上のことから、鴻巣－伊奈区間の最新活動は約１万５千年前以後、約９千年前以前の可能性がある（図10）。１回前の活動は８万年前程度以後、６万年前程度以前の可能性がある。
（伊奈－川口区間）
伊奈－川口区間については、過去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（鴻巣－伊奈区間）
北本地点における群列ボーリング調査から、最新活動時の上下変位は約４ｍ以上、１回前の活動時の上下変位量は約３ｍ以上であったとされる（須貝ほか，2007）。
以上のことから、本区間の１回の活動に伴う上下変位量は３－４ｍ程度であった可能性がある。
なお、鴻巣－伊奈区間の長さは約19 kmの可能性があることから、経験式（１）を用いると、１回の活動に伴う変位量は約２ｍ（全体）と計算される。
（伊奈－川口区間）
伊奈－川口区間については、一回の変位量に関する資料は得られていない。
なお、伊奈－川口区間の長さは約19kmの可能性があることから、経験式（１）を用いると、１回の活動に伴う変位量は約２ｍ（全体）と計算される。
（４）活動間隔（鴻巣－伊奈区間）
本区間の過去２回の活動履歴に基づくと、平均活動間隔は約４万５千－７万１千年程度であった可能性がある（注12）。

26

（伊奈－川口区間）
伊奈－川口区間については、活動間隔に関する資料は得られていない。
（５）活動区間
前述の通り、鴻巣－伊奈区間では地形・地質及び反射法弾性波探査の観点から過去の活動
及び上下変位が明らかなのに対し、伊奈－川口区間では変動地形学的には過去の活動が推定されるのみであり、ボーリング及び反射法弾性波探査の観点からは、過去の活動が特定されていない。このことから、伊奈－川口区間が活断層であるとすれば、両区間は活動度あるいは変位の特性の異なる活動区間として、分かれて活動したと推定される。
鴻巣－伊奈区間は、1回の変位量が、断層の長さから経験式（１）を用いて推定される変位量に比べて大きいことから（（３）参照）、両区間が同時に活動した可能性も否定できない。
なお、そのことを示す直接的な証拠は得られていない。
（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

綾瀬川断層の将来の活動（１）活動区間及び活動時の地震の規模
上述のように、綾瀬川断層は2つの活動区間に分かれて活動したと推定される。鴻巣－伊奈
区間、伊奈－川口区間は、長さがいずれも約19kmであることから、経験式（２）に基づくと、それぞれＭ7.0程度の地震が発生する可能性がある。綾瀬川断層全体が１つの活動区間として同時に活動する場合、長さが約38kmの可能性があることから、経験式（２）に基づくと、Ｍ7.5程度の地震が発生する可能性がある。
また、2.1節の直前で述べた通り、深谷断層帯と綾瀬川断層は、地下構造、形成史、活動の仕方が異なる。しかし、断層の分布形態を考慮すると、深谷断層帯と綾瀬川断層が同時に活動する可能性も否定できない。深谷断層帯全体と綾瀬川断層全体が同時に活動する場合、地震調査研究推進本部地震調査委員会（2010）による「長大な活動範囲から発生する地震の規模」の計算法にしたがえば、Ｍ8.0と計算される。
以上のことから、深谷断層帯、鴻巣－伊奈区間、伊奈－川口区間を含む広い領域が同時に活動する場合、Ｍ8.0程度の地震が発生する可能性がある。
（２）地震発生の可能性
以上のように、綾瀬川断層は２つの活動区間に分けられ、将来においても区間ごとに活動する可能性がある。表６にこれらの確率値及びその参考指標（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。
27

鴻巣－伊奈区間は、平均活動間隔が約４万５千－７万１千年程度、最新活動時期が約１万５千年前以後、約９千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0.1－0.3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。また、現在までの集積確率はほぼ０％となる。
伊奈－川口区間は、平均活動間隔が不明であるため、地震後経過率及び地震発生確率を求めることはできない。
上述のように、綾瀬川断層においては、鴻巣－伊奈区間と伊奈－川口区間が同時に活動する可能性、及び、深谷断層帯全体と鴻巣－伊奈区間を含む広い領域が同時に活動する可能性も否定できない。このケースについて地震発生確率を求めることはできないが、鴻巣－伊奈
区間や深谷断層帯が単独で活動する確率より大きくなることはないと考えられる。
３．今後に向けて
深谷断層帯については、地下深部の断層形状から南西傾斜の逆断層が主断層であると考え、その南西部に位置する、平井断層等の北東傾斜の断層は副次的な断層と判断した。一方、深谷断層帯南部においては、地下構造探査結果による構造的な相違に基づき、深谷断層と綾瀬川断層の間に境界があると判断した。
綾瀬川断層については、地震調査研究推進本部地震調査委員会（2000）によって活断層ではないと評価された伊奈－川口区間も含めて評価した。同区間については、過去の活動、断層のずれの向き、活動性のいずれも評価することはできなかった。同区間を横切る反射法弾性波探査では逆断層の存在は示されておらず、横ずれの特徴を持つ変動地形が見られる。これについて精度の良い資料を集積させ、活断層の存否を判断する必要がある。
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 ，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：「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11：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１万６千－１万４千年前とした。多摩TB-8火山灰の降下年代値については、中28

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12：鴻巣－伊奈区間の１回の活動に伴う上下変位量（３－４ｍ程度）と平均上下変位速度（0.1ｍ／千年程度）からは、平均活動間隔は３万－４万年程度と計算される。ここでは、平均上下変位速度が0.1
ｍ/千年程度の活動度の低い断層にこのような計算を適用した場合の信頼性を勘案して、過去２回の活動時期から直接得られる値を採用した。
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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33

図３－１

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）で考慮された断層。
青丸は同評価文で定義された区間の境界を示す。赤線は同評価文で活断層とされた区間を、ドット部は活断層でないとされた区間を示す。

34

図３－２

関東平野北西縁断層帯の評価（地震調査研究推進本部地震調査委員会，2005）で考慮された断層
緑色の三角は、関東平野北西縁断層帯の北西端及び南東端（元荒川断層帯との境界）を示す。

35

図３－３

深谷断層帯・綾瀬川断層の評価に用いた断層
各断層帯の両端び活動区間の境界の位置を重ねて示す。

36

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）杉山ほか（2000a）
図２のB 測線に対応。
37

図５

深谷断層 反射法弾性波探査結果（深谷P 波測線） 埼玉県（2000）に一部加筆
図２のD 測線に対応。
38

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）

39

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

40

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

41

図９

櫛挽断層用土地点：トレンチ調査のスケッチ（新谷ほか，2009）

42

図10

深谷断層帯・綾瀬川断層の活動の時空間分布43

基準期間：2004年11月01日 － 2005年02月28日
比較期間：2010年11月01日 － 2011年02月28日

図11－１

2004年11月から2011年2月までのＧＮＳＳ連続観測による深谷断層帯・綾瀬川断層
周辺の水平ひずみ分布（国土地理院作成）
スケールは1.2×10 -6。年間あたりのひずみ速度に換算すると、スケールは0.2×10−6/年となる。

44

図11－２

約100年間（1883年～1994年）の測地観測による深谷断層帯・綾瀬川断層周辺の水平ひずみ分布（国土地理院作成）
スケールは20×10 -6。年間あたりのひずみ速度に換算すると、図11－１のスケー
ル（0.2×10-6 /年）とほぼ等しい。

45

A

C

a
B

図12－１

深谷断層帯周辺の地震活動（気象庁作成）
i）深谷断層帯・綾瀬川断層周辺の震央分布（低周波地震を除く、2001年１月１日～2014年６月30日）。深さ30km以浅。Ｍすべて。赤三角は活火山。ii）領域ａ内のＢ－Ｃ投影の断面図。iii）領域ａ内のＡ－Ｂ投影の断面図。iv）領域ａ内のＭ－Ｔ図及び回数積算図（地震活動経過図）

46

A

b
B
C

図12－２

綾瀬川断層周辺の地震活動（気象庁作成）
i）深谷断層帯・綾瀬川断層周辺の震央分布（低周波地震を除く、2001年１月１日～2014年６月30日）。深さ30km以浅。Ｍすべて。赤三角は活火山。ii）領域ｂ内のＣ－Ｂ投影の断面図。iii）領域ｂ内のＡ－Ｂ投影の断面図。iv）領域ｂ内のＭ－Ｔ図及び回数積算図（地震活動経過図）。v）領域ｂ内のＡ－Ｂ投影の断面図（深さ60km以浅）。vi）領域ｂ内のＣ－Ｂ投影の断面図（深さ60km以浅）。
47

図12－３深谷断層帯・綾瀬川断層周辺の地震の発震機構（気象庁作成）
2001年１月１日～2014年６月30日、深さ30km以浅、Ｍ≧3.0。赤三角は活火山。

48

図13

綾瀬川断層北本地点（綾瀬川断層 鴻巣－伊奈区間）：反射法深度断面（石山ほか，2005）

49

図14

綾瀬川断層北本地点（綾瀬川断層 鴻巣－伊奈区間）：群列ボーリング調査による解釈
地質断面図（須貝ほか，2007）50

表５ 深谷断層帯の地震発生確率及び参考指標
項 目
地震後経過率数 値

備 考

0.2－0.6

今後30 年以内の発生確率

ほぼ０％－0.1％

発生確率及び集積確率は地今後50 年以内の発生確率

ほぼ０％－0.2％

震調査研究推進本部地震調

今後100 年以内の発生確率

ほぼ０％－0.5％

査委員会（2001）参照。

今後300 年以内の発生確率

ほぼ０％－２％

集積確率

ほぼ０％－3％

指標（１）経過年数

ﾏｲﾅｽ１万２千－ﾏｲﾅｽ８百年比

0.3－0.9

地震調査研究推進本部地震指標（２）

ほぼ0－0.5

調査委員会長期評価部会

指標（３）

ほぼ0％－3％（1999）参照。

指標（４）ほぼ0－0.05

指標（５）0.00004－0.0001

表６ 綾瀬川断層（鴻巣－伊奈区間）の地震発生確率及び参考指標
項 目
地震後経過率数 値

備 考

0.1－0.3

今後30 年以内の発生確率

ほぼ０％

発生確率及び集積確率は地今後50 年以内の発生確率

ほぼ０％

震調査研究推進本部地震調

今後100 年以内の発生確率ほぼ０％

査委員会（2001）参照。

今後300 年以内の発生確率

ほぼ０％

集積確率

ほぼ０％

指標（１）経過年数

ﾏｲﾅｽ１万6千年以下

比

0.5以下

地震調査研究推進本部地震指標（２）

ほぼ０－0.00006

調査委員会長期評価部会

指標（３）

ほぼ０％

指標（４）

ほぼ０

指標（５）

0.00001－0.00002（1999）参照。

注14：評価時点はすべて2015 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

51

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。深谷断層帯の場合、ポアソン過程を適用した場合の危険率は、２万５千分の１から１万分の１（0.00004－0.0001）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、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 ８百年から１万２千年を要する。
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）。

付表地震発生確率等の評価の信頼度に関する各ランクの分類条件の詳細は以下のとおりである。
ランクａ

分類条件の詳細発生確率を求める際に用いる平均活動間隔及び最新活動時期の信頼度がいずれも比較的高く（◎または○）、これらにより求められた発生確率等の値は信頼性が高い。

ｂｃ

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。
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。
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

ｄ（▲）、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。

52

<付録>
関東平野北西縁断層帯及び元荒川断層帯については、断層帯を構成する断層やそれらの位置・形状、周辺の地下構造、活動履歴に関して新たな知見が得られたことから 、これらに基づき、断層帯の活動区間及びそれらの位置・形状や活動履歴について改訂を行った。これに伴い、断層帯の名称を深谷断層帯・綾瀬川断層に改訂した。
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。

関東平野北西縁断層帯及び元荒川断層帯の活動区間についての新旧対比表 ※
項目
断層帯

前回の評価

前回の評価

今回の評価

（平成 17 年３月９日）（平成 12 年８月９日）（平成 27 年４月 24 日）

関東平野北西縁断層帯

元荒川断層帯平井－櫛挽断層帯

－

活動区間

－

綾瀬川断層
－

深谷断層帯

－

主部

深谷断層帯

－

北部

－

鴻巣－伊奈区間

南部－

伊奈－川口区間

深谷断層帯の評価についての新旧対比表 ※項目構成する断層

前回の評価（平成 17 年３月９日）
深谷断層、綾瀬川断層（北今回の評価（平成 27 年４月 24 日）
主断層：深谷断層部）、江南断層

副次的な断層：磯部断層、
平井断層、神川断層、櫛挽断層、江南断層

長さ

約 82km△

約 69km

△

一般走向

N60°W

◎

N58°W

△

傾斜

50°－70°南西傾斜○

50°－70°南西傾斜○（深さ 500ｍ以浅）
平均的なずれの速度
過去の活動（深さ 500ｍ以浅）

0.2－0.4ｍ／千年程度△

高角南西傾斜（深部）○0.2－0.5ｍ／千年程度△（上下成分）（上下成分）

活動１（最新活動）

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△

約６千２百年前以後、約△５千８百年前以前
活動２
約２万４千年前以後、約１万６千年前以前

53

△

活動３
約４万５千年前以後、約△３万１千年前以前
１回のずれの量

５－６ｍ程度（上下成分）△

５ｍ程度（上下成分）△

平均活動間隔１万３千－３万年程度△

１万－２万５千年程度△

将来の活動区間

断層帯全体で１区間△

断層帯全体で１区間○

ただし、深谷断層帯全体▲と綾瀬川断層全体が同時に活動する可能性もあ
る。
地震の規模

規模

Ｍ8.0 程度△

規模

深谷断層帯全体が同時に活動する場合
Ｍ7.9 程度△

深谷断層帯全体と綾瀬川断層全体が同時に活動す
る場合
Ｍ8.0 程度
ずれの量

５－６ｍ程度△

ずれの量（上下成分）
※

５ｍ程度

△
△

（上下成分）

変更が生じた項目のみ表示

綾瀬川断層の評価についての新旧対比表 ※項目構成する断層
長さ

一般走向

傾斜

前回の評価
（平成 12 年８月９日）
－
－

今回の評価
（平成 27 年４月 24 日）
綾瀬川断層
全体

－

－

約 38km△

鴻巣－伊奈区間 約 19km○

伊奈－川口区間 約 19km

△

全体

△

N45°W

鴻巣－伊奈区間

N50°W○

伊奈－川口区間

N39°W△

高角（地表付近）△

全体

鴻巣－伊奈区間
高角南西傾斜△伊奈－川口区間
高角（地表付近）
ずれの向きと種類－

鴻巣－伊奈区間
南西側隆起の逆断層
伊奈－川口区間

平均的なずれの速度△－

鴻巣－伊奈区間54不明○

0.1ｍ／千年程度△（上下成分）
伊奈－川口区間
過去の活動

－

不明

鴻巣－伊奈区間
活動１（最新活動）
約１万５千年前以後、△約９千年前以前
活動２（１つ前の活動）
８万年前程度以後、６△万年前程度以前
伊奈－川口区間
１回のずれの量－不明

鴻巣－伊奈区間
３－４ｍ程度（上下成分）△

伊奈－川口区間不明
平均活動間隔－鴻巣－伊奈区間
４万５千－７万１千年△程度
伊奈－川口区間不明
過去の活動区間－

以下の２区間鴻巣－伊奈区間、伊奈－○

川口区間
将来の活動区間－

２区間（過去の活動区間○と同じ）
ただし綾瀬川断層全体が▲同時に活動する可能性もある。また、綾瀬川断層全体と深谷断層帯全体が▲同時に活動する可能性も
ある。
地震の規模

－

規模
鴻巣－伊奈区間
Ｍ7.0 程度△

伊奈－川口区間
Ｍ7.0 程度
綾瀬川断層全体が同時に55△

活動する場合
Ｍ7.5 程度△

ずれの量
鴻巣－伊奈区間
３－４ｍ程度（上下成分）○

伊奈－川口区間
２ｍ程度
（全体）
※

変更が生じた項目のみ表示

56△