サロベツ断層帯の長期評価について

平成1 9 年1 1 月2 1 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。
その後、「今後の重点的調査観測について」（平成17年８月30日 地震調査
研究推進本部）の中で、新たに基盤的調査観測の対象とすべき12の活断層帯が挙げられた。
今回、このうちサロベツ断層帯について、現在までの研究成果及び関連資料を用いて評価し、とりまとめた。
評価に用いられたデータは量及び質において一様でなく、そのためにそれぞれの評価の結果についても精粗がある。このため、評価結果の各項目について信頼度を付与している。

平成 19 年 11 月 21 日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

サロベツ断層帯の評価

サロベツ断層帯は、北海道北部の宗谷丘陵西縁に分布する活断層帯である。ここでは、平成 17 年度に産業技術総合研究所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
サロベツ断層帯は、北海道天塩郡豊富町（とよとみちょう）から同郡幌延町（ほろのべちょう）を経て、同郡天塩町（てしおちょう）に至る断層帯である。全体の長さは約 44 km で、概ね北北西－南南東方向に延びる。なお、本断層帯に認められる地表の変位地形は、地下に伏在する東傾斜の断層のずれによる褶曲の成長の結果生じたものと考えられることから、本評価においては、個々の変位地形についてではなく、推定される地下の伏在断層を評価することとした。本断層帯は、東側が西側に対して相対的に隆起する逆断層と推定される（図１、図２及び表１）。
２．断層帯の過去の活動
サロベツ断層帯の平均的な上下方向のずれの速度は、0.7 m／千年以上であった可能性がある。過去の活動時期は、約５千１百年前以後、約４千５百年前以前であった可能性があるが、これが最新活動であるかどうかは不明である。平均活動間隔は、約４千－８千年であった可能性がある（表１）。
３．断層帯の将来の活動
サロベツ断層帯は、断層帯全体が１つの区間として活動する可能性がある（表１）。
サロベツ断層帯では、マグニチュード 7.6 程度の地震が発生する可能性があり、その際に断層帯近傍の地表面では、３－４m 程度の隆起が生じる可能性がある（表１）。
サロベツ断層帯では、最新活動時期を十分特定できてはいないが、少なくとも約５千１百年前以後に最新活動があった可能性があることから、通常の活断層評価の手法に
より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確率を求め、表２に示した。本評価で得られた地震発生の確率には幅があるが、その最大値をとると、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（注１、２）。
４．今後に向けて
サロベツ断層帯で認められる変位地形は、いずれも地下に伏在する逆断層のずれに1伴う褶曲の成長と、これに伴う隆起の結果形成されたものと考えられる。本評価では、断層面の形状を評価するにあたり、既存の反射法弾性波探査断面の解析結果などを用いて、地下の褶曲構造も考慮した。しかし南北への延長の可能性、特に南側の更岸背斜への延長の可能性については今後の検討が必要である。また、本断層帯の南北には、それぞれ海底に延びる活構造が知られており、それらとの関連性について検討する必要がある。
本断層帯では、最新活動時期を特定できていないため、将来における地震発生の可能性について十分な検討ができない段階にある。よって、過去の活動履歴に結びつく
資料を蓄積していく必要がある。

2

サロベツ断層帯

稚内

留萌
旭川
図１

サロベツ断層帯の概略位置図（長方形は図２の範囲）

3

141°30’

141°45’

ア
チ
ャ
ル
台
地

45°10’

サ
ロ
ベ
ツ
川

サ

サ

宗
富

谷

丘
丘

豊

ロ

天

徳

陵

ベ

台

ロ

豊

陵

ツ

地

豊富町

塩
原

A

幌

ベ

野

延

丘

平

ツ
45°00’

幌延町

野

B

陵

天

断

日

北

塩
川

層

本

川

口
丘

C

陵

帯

海

I

南
更

岸

I

44°50’

の
断

層

天塩町

10 km

0

図２

サロベツ断層帯の位置と主な調査地点
Ａ－Ｃ：反射法弾性波探査測線 Ａ，Ｃ：文献６ Ｂ：文献２：断層帯の北端と南端：地下における断層面の北端：活傾動（矢印は地形面が傾き下がる向きを示す）
断層の位置は文献５，地形面の傾動は文献４に基づく．
一点鎖線は文献１に示された大曲断層（地質断層）．
基図は国土地理院発行数値地図200000「天塩」を使用．

4

表１
項

目

サロベツ断層帯の特性
特

信頼度
（注３）

性

根
拠
（注４）

１．断層帯の位置・形態(1) 断 層 帯 を構成する断
層(2) 断 層 帯 の位置･形状

サロベツ原野周辺に伏在する断層、南更岸（みなみさらきし）の断層

地表における断層帯の位置・形状
断層帯の位置（北端）北緯 45°13′東経 141°41′（南端）北緯 44°49′東経 141°47′
長さ
約 44 km
地下における断層面の位置・形状
長さ
地表での長さと同じ上端の位置（北端）北緯 45°12′東経 141°34′（南端）北緯 44°49′東経 141°47′
上端の深さ
２－７km
一般走向
Ｎ20°Ｗ
傾斜
主として低角度東傾斜、深部では不明（大曲断層の深部に連続する可能性もある）
幅不明(3) 断 層 の ず 東側隆起の逆断層
れの向きと
種類

文献４、５による。

△
△
△

△

文献４、５による。位置は図２から計測。
海岸線に平行な方向に投影して計測。
文献２、６、７に示された反射法弾性波探査結果などから推定。位置は
図２から計測。

△
△
△
△
△

○

地震発生層の下限の深さは 25 km 程度。
文献７などによる。

△

文献７による。

２．断層帯の過去の活動(1) 平 均 的 な 0.7 m／千年以上（上下成分）
ずれの速度(2) 過 去 の 活 活動１（最新活動とは特定できない）
動時期
約５千１百年前以後、約４千５百年前以前
活動２（１つ前の活動）
約６千年前以後、約５千年前以前(3) １ 回 の ず 1 回のずれの量
れの量と平３－４m 程度（上下成分）
均活動間隔 平均活動間隔
約４千年－８千年

5

文献７による。
△△△

文献７による。

△

平均的な隆起の速度と１回の隆起の量から推定。

(4) 過 去 の 活 断層帯全体で１区間
動区間△

断層帯の位置関係・形状等から推定。

△△

断層帯の位置関係・形状等から推定。
断層の長さから推定。

△

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
動区間及び全体で１区間
活動時の地 地震の規模
震の規模
マグニチュード 7.6 程度
ずれの量
３－４m 程度（上下成分）
表２項

サロベツ断層帯の将来の地震発生確率等

目

将来の地震発生確率等（注５）

地震後経過率（注７）1.3 以下

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

４％以下
７％以下
10％以下
30％以下

集積確率（注８）

90％以下

信頼度
（注６）

c

備

考

発生確率及び集積確率は文献３による。

注１：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となっている。
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。

6

地震名

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）

活動した活断層

1995 年兵庫県南部地震 六甲・淡路島断層帯主部（Ｍ7.3）
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。
30 年確率の最大値は平均活動間隔が４千年の場合は６％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：秦ほか（1969）
文献２：伊藤（1999）
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：中田・今泉編（2002）
文献６：小椋・掃部（1992）
文献７：産業技術総合研究所（2006）
注５：評価時点はすべて 2007 年１月１日現在。なお、計算に当たって用いた最新活動時期と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

7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
した数字のうち、1.3 は 5100 年を 4000 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に地震が発生しているはずの確率。

8

（説明）
１．サロベツ断層帯に関するこれまでの主な調査研究
サロベツ断層帯付近には、中期更新世に形成されたと推定される海成段丘が発達している。これらの段丘面は、古くは山麓緩斜面とされていた（坂口，1955）が、阪口（1959）は、これらが海成段丘である可能性を指摘し、旧汀線高度が 30－40 m であることから、この地域の後期更新世以降の地殻変動を論じた。活断層研究会編（1980）は、アチャル台地東縁、豊徳台地東縁、豊富丘陵西縁、幌延丘陵西縁にそれぞれ確実度Ⅲ（注９）の活断層の疑いのあるリニアメントを認めている。その後、池田ほか（1981）は、地形面構成層の堆積相解析に基づき、天塩川左岸に分布する段丘地形を海成段丘面（天塩段丘面）であるとはじめて明確に示すとともに、これらの段丘地形が新第三系の褶曲構造と調和する変形を受けていることから活褶曲であると結論づけた。
また、杉山ほか（1987）はアチャル台地東縁、豊徳台地東縁、豊富丘陵西縁、北川口丘陵西縁に第四紀後期層の撓曲・傾動を、幌延丘陵に第四紀後期層の背斜軸を認めた。活断層研究会編（1991）
は基本的にこれらの研究成果を踏襲し、アチャル台地、豊徳台地の東縁部と豊富丘陵、幌延丘陵、
北川口丘陵の西縁に活傾動を推定した。
本断層帯の詳しい位置は、杉山ほか（1987）、活断層研究会編（1991）、池田ほか編（2002）及
び中田・今泉編（2002）などに示されている。
２．サロベツ断層帯の評価結果
サロベツ断層帯は、池田ほか編（2002）及び中田・今泉編（2002）により、長さが 20 km 以上、活動度 B 級相当であることが示され、基盤的調査観測としての活断層調査の対象となるべき基準を満たすことから、地震調査研究推進本部（2005）の中で、新たに基盤的調査観測の対象とすべき 12 の活断層帯のうちの１つとして挙げられた。このことに基づき、平成 17 年度に産業技術総合研究所が実施した調査（産業技術総合研究所，2006）をはじめ、これまで行われた調査研究成果に基づいて本断層帯を評価した。
本断層帯に認められる変位地形は、池田ほか編（2002）、中田・今泉編（2002）では活断層（撓曲）として分類されているが、その大部分は位置が不確かな区間として示されている。本評価に用いた反射法弾性波探査断面などの資料によると、地表に認められる変位地形は、地下に伏在す
る断層のずれによる褶曲の成長の結果生じたものであり、断層が地表付近に存在することを示している訳ではないと考えられる。よって、本評価においては、池田ほか編（2002）、中田・今泉編（2002）などに示されている断層、撓曲等の個々の変位地形についてではなく、推定される地
下の伏在断層を評価することとし、それをもって「サロベツ断層帯の評価」としてとりまとめた。
２．１

サロベツ断層帯の位置及び形態（１）サロベツ断層帯を構成する断層
サロベツ断層帯は、北海道北部の宗谷丘陵西縁に分布する断層帯である（図１、２）。
本断層帯を構成する断層の位置・形態は、活断層研究会編（1980，1991）、杉山ほか（1987）、
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、断層の位置及び名
称は、活断層研究会編（1991）、中田・今泉編（2002）によった。なお、反射法弾性波探査断面の解析結果によると、地下の背斜構造と地表での変位地形には対応が認められ、これらの地表で認められる変位地形は、地下に伏在する断層のずれによる褶曲の成長の結果生じたものであると9考えられる（産業技術総合研究所，2006）ことから、本断層帯の評価としては、杉山ほか（1987）、
活断層研究会編（1991）などに傾動が示されている領域に分布する伏在断層を取り扱うこととする（図２）。
本断層帯は、北海道天塩郡豊富町（とよとみちょう）から同郡幌延町（ほろのべちょう）を経て、同郡天塩町（てしおちょう）に至る範囲に分布しており、サロベツ原野周辺に伏在する断層、
南更岸の断層から構成される（図２）。
傾動が示されている領域のうち、幌延丘陵西縁と北川口丘陵西縁の間は約 8.2 km 離れているが、幌延背斜は天塩川が形成した沖積平野の地下に伏在し、北川口丘陵西半部まで連なることが指摘されており（産業技術総合研究所，2006）、地下では両者はほぼ連続していることになる。その他の断層はいずれも５km 以内に近接していることから、この領域に伏在する断層は、松田（1990）の基準にしたがって、１つの起震断層を構成しているとみなすことにする。
（２）断層面の位置・形状
産業技術総合研究所（2006）は、既存反射法弾性波探査断面の再解析を行い、断層関連褶曲モ
デルを用いて断層面を推定している（図３）。この結果によると、地下に伏在する東傾斜の低角の断層の上端は地表には達していない。断層の上端は西側の海岸線付近に位置し、このことは、背斜、向斜の一般走向がほぼ海岸線と平行していることなど、杉山ほか（1987）などに示される周辺の活構造とも調和的である。また、図６に示されている稚内層基底時間構造などにより地下構造を考察すると、断層帯北部の海岸線付近には、ペンケ背斜、稚咲内（わかさかない）背斜が存在し、その北のユークル背斜との間には褶曲軸にステップが認められる。同様に南側では、地表での南端とした南更岸の断層の付近を境に、北側では北北西－南南東、南側では南北から北北東－南南西と褶曲軸の走向に変化が見られる。これらのことを考慮し、断層面の上端の位置は海岸線付近、一般走向は海岸線に平行な方向とした。断層面の位置については、地表に変位地形が認められる範囲と地下構造に見られる一連の領域が概ね整合することから、地表での変位地形を用いて指し示すこととし、北端の位置は、地表での北端である兜沼撓曲の北端を走向方向へ投影した位置、南端は概ね海岸付近であることから地表での南端である南更岸の断層の南端の位置とした。よって、断層帯の長さ及び一般走向は、それぞれ約 44 km、Ｎ20°Ｗとした（図２）。ただし、南端については、南更岸の断層の北側の北川口背斜と南側の更岸背斜では、走向の違いがあまり明瞭ではないことから、さらに南へ延びる可能性も否定できない。
断層面の上端の深さは、産業技術総合研究所（2006）によると、豊徳台地付近では約 3.2 km、豊富丘陵付近では 1.8 km 以深、幌延丘陵付近では約 6.7 km、北川口丘陵付近では約６km であり、これらから、２－７km である可能性がある（図３）。
断層面の傾斜は、産業技術総合研究所（2006）によると、豊徳台地付近では約 30－48°で約6.8 km 以深では約 18°に折れ曲がる。幌延丘陵付近ではほぼ水平で、幌延背斜軸部付近で約 20°、
さらに深部では約２°に折れ曲がる。北川口丘陵付近ではほぼ水平で北川口背斜軸部付近で約17°に折れ曲がる。いずれも下端深度は不明である（図３）。これらから、主として低角度東傾
斜である可能性があるが、より深部では不明である。また、断層帯の東側に位置する地質断層である大曲断層の深部に連続する可能性もある。
断層面の下端深度は、地震発生層の下限を目安とすると 25 km 程度と推定される。しかし、地下深部における断層面の傾斜が明らかでないため、断層面の幅は不明である。

10

（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注 10）
サロベツ断層帯は、活断層研究会編（1980，1991）、杉山ほか（1987）、池田ほか編（2002）、
中田・今泉編（2002）などに示された変位地形によると、アチャル台地東縁、豊徳台地東縁、南更岸の断層では断層の西側が東側に対して相対的に隆起、豊富丘陵西縁、幌延丘陵西縁、北川口
丘陵西縁では断層の東側が西側に対して相対的に隆起と、西側隆起、東側隆起が混在している。
しかし、小椋・掃部（1992）、伊藤（1999）、産業技術総合研究所（2006）などに示される反射法
弾性波探査断面での地層の褶曲構造と断層の変位の向きから、本断層帯は、断層の東側が西側に対して相対的に隆起する逆断層と推定される。
２．２

サロベツ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）
本断層帯に沿って分布する海成段丘面は、いずれも伏在する逆断層のずれに伴う褶曲の成長と、これに伴う隆起の結果形成されたものと考えられる。したがって、本断層帯の平均変位速度の評価にあたっては、海成段丘面の高度差を上下変位量として扱うこととする（産業技術総合研究所，
2006）。また、以下では、海洋酸素同位体ステージ（以下「MIS」と表記）5e の古海面高度を５m、年代を 12 万５千年前（Chappell, 1994）と仮定して平均変位速度を計算する。
産業技術総合研究所（2006）は、稚咲内海岸から円山台地にかけての道道稚咲内豊富停車場線に沿って群列ボーリングおよびジオスライサーの掘削を行った。これらの解析結果と既存ボーリ
ング資料に基づいて完新統の対比を行い、MIS5e 堆積物の上下変位量から平均上下変位速度を求めている（図４、５）。
産業技術総合研究所（2006）は、豊徳台地では台地の標高約 50 m とサロベツ原野下で最も標高が低いボーリング B3 の MIS5e 堆積物の深度の差が約 60 m であり、ボーリング B1 での MIS5d以降の風成堆積物の層厚約７m を差し引いた MIS5e 堆積物の上下変位量が 53 m であることから、
平均上下変位速度を約 0.4 m／千年としている。ただし、この値は背斜後翼部で得られたものであり、さらに大きくなる可能性も示唆されている。また、円山台地では、ボーリング B3 と B5 から見積もられる MIS5e 堆積物上面の上下変位量 18.5 m から、平均上下変位速度を約 0.2 m／千年としている。
さらに、産業技術総合研究所（2006）は、天塩郡豊富町豊徳、豊富町豊富、天塩町川口、遠別
町（えんべつちょう）丸松において、中位段丘面堆積層の露頭調査から、堆積物の記載、火山灰
分析、堆積相解析を実施し、断層帯周辺における MIS5e 海成段丘面の分布を示している（図６）。
また、この結果を、小池・町田編（2001）と対比することにより、幌延丘陵西縁では、MIS5e の
旧汀線高度が 39 m であることから、
平均上下変位速度を約 0.3 m／千年、アチャル台地東縁では、MIS5e の旧汀線高度が 29 m であることから、平均上下変位速度を約 0.2 m／千年とそれぞれ求めている。北川口丘陵西縁では、MIS5e の旧汀線高度が 70 m であり、ボーリング Sr-1 により沈降
側の MIS5e 堆積物が深さ 17 m 以深に分布すると考えられることから、その差 87 m により平均上下変位速度を約 0.7 m／千年と求めている。
以上のことから、本断層帯の平均上下変位速度は 0.7 m／千年以上の可能性があると判断した。

11なお、産業技術総合研究所（2006）は、幌延町オトンルイでの 100 m のオールコアボーリングによる年代値と層相の対比により、沈降側の MIS5e 堆積物が深度 73.2 m 以深に分布すると推定でき、これと豊徳台地の高度差が約 123.2 m 以上であることから、稚咲内背斜の平均変位速度を
約 1.0 m／千年以上としている。しかし、MIS5e 堆積物が直接確認されていないなど、根拠が十分ではないことから、ここでは採用しなかった。
（２）活動時期ａ）地形・地質的に認められた過去の活動
稚咲内海岸では、３列の砂丘・浜堤列（図５、７中の SD1－SD3）と、その間に低地が発達する。産業技術総合研究所（2006）は、稚咲内海岸の離水浜堤地形の内部構造を調べるため、この３列の砂丘・浜堤列の堤間低地でジオスライサーおよびボーリングの掘削を行い、コアの詳細な記載および堆積相解析を行った（図７）。その結果、SD1 と豊徳台地間のボーリング B7 およびB8 では、海浜堆積物の基底面高度がいずれも標高７－８m であり、北海道北部における完新世の最高海水準の研究（大平，1995；大平・海津，1999）を参考にすると、その値（約３－４m）に比べて有意に高いことから、海浜堆積物を隆起させるようなイベントがあったとしている。また、その時期は、堤間低地が豊徳台地の西向き海食崖に接することから、縄文海進の高海面期につづく小海退期に形成されたと考えられ、完新世の最高海面期は泥炭層基底面の年代値から潟湖の最大拡大時の約６千年前以降であったとしている（産業技術総合研究所，2006）。さらに、SD1－SD2
間、SD2－SD3 間の堤間低地では、それぞれ前浜堆積物、上部外浜堆積物、基盤岩上面の浸食面に両低地間で系統的な落差が認められ、SD1 に対応して形成された上部外浜堆積物基底の浸食面の高度が-1.38 m、浸食面下の基盤岩類に巣穴を作った穿孔貝の 14Ｃ年代が約５千１百年－５千年前であるのに対し、SD2 に対応して形成された上部外浜堆積物基底の浸食面の高度が-4.65 m、浸食面直上の貝殻片の 14Ｃ年代が約４千５百年前であることから、この間にもう１つの隆起イベントがあったとしている（産業技術総合研究所，2006）。
以上のことから、本地域では、約５千１百年前以後、約４千５百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。この活動が最新活動かどうかは不明であるが、後述の通り１回の活動に伴う変位量が３－４m であることを考慮すると、これ以降に活動があった可能性は低いと考えられる。また、これに先立つ活動としては、約６千年前以後、約５千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、前述の浜堤列において、SD2－SD3 間の堤間低地も標高４m 程度と高く、また、ここでの前浜堆積物の上面高度もボーリング B9 で 2.04 m であり稚咲内漁港の平均高潮位面（+0.2 m）
よりも高いものとなっている。しかし、現世の海岸では平均高潮位面よりも高い場所に前浜堆積物が形成されていることや、既存ボーリング資料によると堤間低地から海岸線まで前浜堆積物の上面高度がほとんど変化しないことから、これを地震性隆起の証拠として採用しない（産業技術総合研究所，2006）。
ｂ）先史時代・歴史時代の活動
本断層帯周辺における被害地震についての資料は得られていない。

12

以上のことから、本断層帯では、約５千１百年前以後、約４千５百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。ただし、この活動が最新活動かどうかは不明である。また、これに先立つ活動としては、約６千年前以後、約５千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）
稚咲内海岸の離水浜堤地形から推定される隆起イベントで生じた浸食面の高度差が約 3.3 m であることから、本断層帯の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（図７）。ただし、この変位量は、断層の変位量そのものではなく、断層の変位に伴う地表での隆起量であることに注意する必要がある。
また、サロベツ断層帯の長さは約 44 km である可能性があることから、松田（1975）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 3.5 m（上下成分）と計算され、浸食面の高度差から求めた値と調和したものとなる。
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断層の長さ（km）、Ｄは１回の活動に伴う変位量（m）、Ｍは地震のマグニチュードである。
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３－４m 程度であった可能性がある。
（４）活動間隔
２．２（２）で述べたとおり、稚咲内海岸から豊徳台地にかけての地域において、過去約６千年の間に、少なくとも２回の活動が認められている。これら２回の活動からは、サロベツ断層帯の平均活動間隔は、１千５百千年以下と求めることができる。
一方、２．２（１）で述べたように豊徳台地では MIS5e 堆積物の高度から、平均変位速度は0.4 m／千年と推定されている。しかしながら、この値は背斜の翼部で計測した値であり、堆積物の上面を背斜の軸部まで延長すると、平均上下変位速度は 0.8 m／千年程度まで大きくなる可能性がある。この値と１回の上下変位量（3.3 m）から平均活動間隔を算出すると、約４千－８千年と求められ、過去２回の活動時期から求めた活動間隔と比較して有意に長くなる。過去の活動時期でも述べたように、約５千１百年前以後、約４千５百年前以前の活動以後にさらに活動があった可能性は低いことを考慮すると、過去２回の活動間隔は平均的な活動間隔に比べ例外的に短かった可能性も指摘できる。したがって、ここでは過去２回の活動時期から求めた活動間隔は相対的に信頼性が低いと判断した。
以上のことから、サロベツ断層帯の平均活動間隔は、約４千－８千年程度であった可能性がある。

13

（５）活動区間
サロベツ断層帯は２．１（１）で述べたように、傾動が示されている領域のうち、幌延丘陵西縁と北川口丘陵西縁の間が約 8.2 km 離れているが、反射法弾性波探査断面の解析結果（産業技術総合研究所，2006）に基づくと、地下では構造的に連続している可能性があり、それ以外はいず
れも５km 以内に近接していることから、この領域に伏在する断層は、松田（1990）の基準にしたがって、１つの起震断層を構成しているとみなすことができる。このことから、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
サロベツ断層帯周辺における 1994 年までの最近約 100 年間の測地観測結果では、断層帯の周辺でほぼ東西方向のわずかな縮みが見られる。
また、2006 年 10 月までの８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
サロベツ断層帯周辺の最近約５年間の地震観測結果によると、断層帯の東側で微小な地震活動が見られる。地震発生層の下限の深さは約 25 km と推定される。ただし、その精度は高くない。
２．３

サロベツ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
サロベツ断層帯は、過去の活動と同様に断層帯全体が１つの区間として同時に活動する可能性がある。その場合、前述の松田（1975）の経験式（１）に基づくと、マグニチュード7.6程度の地震が発生する可能性がある。その際には断層帯近傍の地表面では３－４m程度の隆起が生じる可能性がある。
（２）地震発生の可能性
以上のように、サロベツ断層帯は全体が１つの区間として同時に活動する可能性がある。
本断層帯では、平均活動間隔が約４千－８千年と求められている。また、最新活動かどうかは不明であるが、約５千１百年前以後、約４千５百年前以前に活動があった可能性があることから、最新活動時期は少なくとも５千１百年前以後の可能性がある。これらから、平均活動間隔に対す
る地震後経過率は 1.3 以下となる。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、４％以下、７％以下、10％以下及び 30％以下となり（表２）、その最大値をとると、本断層は今後 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。
３．今後に向けて
サロベツ断層帯で認められる変位地形は、いずれも地下に伏在する逆断層のずれに伴う褶曲の成長と、これに伴う隆起の結果形成されたものと考えられる。本評価では、断層面の形状を評価

14

するにあたり、既存の反射法弾性波探査断面の解析結果などを用いて、地下の褶曲構造も考慮した。しかし南北への延長の可能性、特に南側の更岸背斜への延長の可能性については今後の検討が必要である。また、本断層帯の南北には、それぞれ海底に延びる活構造が知られており、それらとの関連性について検討する必要がある。
本断層帯では、最新活動時期を特定できていないため、将来における地震発生の可能性について十分な検討ができない段階にある。よって、過去の活動履歴に結びつく資料を蓄積していく必要がある。
注９：「新編日本の活断層」（活断層研究会編，1991）は、空中写真判読によって判断され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欠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、あるいは断層に沿った浸食作用によって、線状模様が形成された疑いが残るものとされている。
注 10：「変位」を、１頁の本文及び５、６頁の表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 11：炭素同位体年代については、Ramsey（1995，2001）、Reimer et al.（2004）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。

文

献

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17

日本海

Ａ測線

豊徳台地

稚咲内海岸

サロベツ原野

円山台地

稚咲内背斜

高位面の
傾動する
範囲

サロベツ原野

円山背斜

豊富丘陵
更別層

勇知層

0
更別層

更別層

勇知層

勇知層
声問層

声問層
稚内層

?

稚内層

D e p th , km

増幌層

鬼志別層

羽幌層

5

羽幌層

函淵層群

函淵層群

上部蝦夷層群?

?

日本海 オトンルイ海岸

?

増幌層

鬼志別層

中位面の
分布する
範囲

下サロベツ原野

上部蝦夷層群

幌延丘陵
大曲断層

幌延背斜

Ｂ測線

更別層

勇知層

更別層

勇知層

大曲背斜

声問層

稚内層

声問層

0

0
更別層

稚内層

勇知層
声問層

増幌層

稚内層
鬼志別層・曲淵層
羽幌層

増幌層

鬼志別層

5

5
羽幌層

D e p th , km

函淵層群
上部蝦夷層群

日本海

Ｃ測線
0

天塩川

沖積低地

中位段丘面が傾動する範囲

北川口背斜

勇知層

声問層

勇知層

0

更別層
勇知層
声問層
稚内層

D e p th , km

増幌層
鬼志別層
羽幌層

5

函淵層群

5

上部蝦夷層群?

図３

反射法弾性波探査断面の解釈（縦横比は１：１）（測線の位置は図２に示したＡ－Ｃ）

18

産業技術総合研究所（2006）

141°40'0"E

141°45'0"E

B13

清
明

川

川
ツ
ベ
ロ
サ

豊徳露頭
三浦
(1996)(三浦,1996)

円山台地東縁

豊富撓曲

川
ツ
ベ
ロ
コ
ベ
エ
下

沢
コノ
ワン

豊富露頭

B5

19

ME3

B6

SR6
SR4
SR3

B2
SR1
B1

SR2

B3

B11

A’
H9B4
B’

SR5
B4

サロベツ撓曲帯

ME5
H8B12

上サロベツ原野
幌延丘陵西縁

A
日本海

B15

WS1

45°
5 '0 "NH5B1-3 WS1 2 3 4
H13B2
B9 B10

B

B8

B14

B7

稚咲内

図７の範囲

0

1

1.5

2 km

図４

中位段丘面

高位段丘面

稚咲内海岸から円山台地にかけてのボーリング・ジオスライサー掘削調査地点
産業技術総合研究所（2006）に一部加筆

Hr-1

A
(m) 0
60
日本海

2000
段丘崖・開析斜面
海岸平野
中位段丘面

（稚咲内平野）

50

4000

6000

中位段丘面

沖積低地面

（豊徳台地）

10000(m)8000（円山台地）（上サロベツ原野）

沖積低地面（上サロベツ原野）

約60 m

40

A’東
60
50
40

?

30

30

SD 1
?

SD 2
SD 3

?

標

?

?

更別層・勇知層（基盤）?

MHWL +0.2 m
MLWL +0.1 m

Rc-Wn

B2

SR1

Rc-Ac
Rc-Wn

?

SR2

B3

SR3

H8B12
ME5

ME3
SR4

SR5

6780-6650

MIS1

Rc-Ac

潟湖・氾濫原堆積物

Rc-Wn

7260-7140

20

Rc-Wn

MIS5e
Rc-Ac
海成砂層・潟湖堆積物

16010-14930

4970-4800

下エベコロベツ川 20
15
10
B6
5
0
-5
-10
Mb?
-15

岡ほか（2006 ）河川成堆積物 MIS
6?
MIS6?
地層境界

-30

650-520

約18.5 m?

7960-7820
9490-9260?

6000-5900

6010-5910
6710-6510
6890-6690
7260-7010

Kc-Hb

Rc-Wn
Rc-Ac

SR6

B4

520-430/380 to 320
5740-5600

3250-2980

Kc-Hb
Rc-Ac

B5

サロベツ川

B1

高

20
15
10
5
0
-5
-10
-15
-20

Mb?

MIS7 ?

砂丘堆積物 MIS 7?

サンプル番号：Cal BP, 2 Sigma calibrated result (95% probability)-30

第四紀後期テフラ群

MIS2
MIS5d

-20

Rc-Wn
Rc-Ac
Kc-Hb

-40

-40

-50

-50

-60

0

2000

図５

4000

距

6000
離 (m)

稚咲内海岸から円山台地にかけての地質断面（断面の位置は図４に赤線で示す）

8000

産業技術総合研究所（2006）に一部加筆

10000

-60

141°20'0"E

141°30'0"E

141°40'0"E

141°50'0"E45°
3 0 '0 "N

宗谷岬

L

野寒布岬

L

H

H

稚内市

45°
2 0 '0 "N

日 本

海

宗谷丘陵

L
勇知背斜

H

ユークル背斜45°
1 0 '0 "N

ペンケ背斜

H
稚咲内背斜

利尻島

H
豊富町

L

L

幌延背斜

H
45°
0 '0 "N

幌延
幌延町
町

北川口背斜

更岸背斜

I

南
更

岸
の

断
層

今回推定した
MIS7ないしはそれより古い
海成段丘面

今回推定したMIS5eの海成段丘面

I

44°
5 0 '0 "N

天塩町

赤線：反射断面より推定される背斜軸の分布
青線：稚内層基底時間構造図（石油公団，1996)

0

図６

5

10

15

20 km

遠別沖構造

H

サロベツ断層帯周辺の海成段丘面及び反射断面から推定される背斜軸の分布
産業技術総合研究所（2006）に一部加筆
21

(m)
60
50

0

2000
海岸平野
（稚咲内平野）日本海

中位段丘面（豊徳台地）

段丘崖・開析斜面
（縄文海進期の海食崖）

40

?

30
SD1

高
標

22

20
15
10
5
0
-5
-10
-15
-20
-30

?

SD2

SD3

?

MHWL +0.2 m
MLWL +0.1 m

-0.80

?

H5Br1

H5Br3
H5Br2

B7

B1002:4970-4800

HCS

-1.38

-4.65

H13Br2?

HCS
HCS

B902: 4490-4270

-6.30

?

?

-0.63

B9

B10

+3.64

6200-5990
5870-5820/5760-5610
7440-7270

2720-2350
7160-7120/
7030-6870

B8
Drowned & buried wind gap

7700-7590
8360-8160

約5100－5000年前

3.3 m

?

更別層・勇知層（基盤）約4500年前
境界面（漸移的）

平行葉理

地層境界

生痕化石

境界面（平坦・擾乱）

低角斜交層理浸食面

生痕化石（巣穴）

境界面（平坦）

貝殻

境界面（凹凸）
前浜堆積物

B15

B14

?

植物片

生物擾乱

?

+7.56

+7.20

+3.50

B901:
2330-2100?

modernB1003:
1860-1690/1660-1630

くさび型斜交層理
HCS

ハンモック状斜交層理

B1002:4970-4800-1.38

サンプル番号：Cal BP, 2 Sigma calibrated result (95% probability)
前浜堆積物基底面・基盤上面の浸食面の高度 (m)

二枚貝

-40

0
図７

2000
稚咲内海岸の地質断面

産業技術総合研究所（2006）に一部加筆 （断面の位置は図４に示す）

年代値は暦年補正（注11参照）後の炭素同位体年代を、100年単位で、図中

に示した。

?

表３
項

サロベツ断層帯の将来の地震発生確率及び参考指標

目

数

値

地震後経過率

1.3 以下

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

４％以下
７％以下
10％以下
30％以下

集積確率
指標(1)
指標(2)
指標(3)
指標(4)
指標(5)

経過年数
比

90％以下
２千３百年以下
1.8 以下
5.4 以下90％以下
0.6 以下0.0003 以下

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。

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。

評価時点はすべて 2007 年 1 月 1 日現在。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。
指標(1)経過年数 ： 当該活断層での大地震発生の危険率（１年間当たりに発生する回数）は、最新活動（地震発生）時期からの時間の経過とともに大きくなる（BPT 分布モデルを適用した場合の考え方）。一方、最新活動の時期が把握されていない場合には、大地震発生の危険率は、時間によらず一定と考えざるを得ない（ポアソン過程を適用した場合の考え方）。この指標は、BPT 分布モデルを適用した場合の危険率が、
ポアソン過程を適用した場合の危険率の値を超えた後の経過年数である。値がマイナスである場合は、BPT 分布モデルを適用した場合の危険率がポアソン過程を適用した場合の危険率に達していないことを示す。ポアソン過程を適用した場合の危険率は、３千３百分の１（0.0003）回以下であり、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１千分の１（0.001）以
下であり、時間とともに増加する。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してからすでに２千３百年が経過していることになる。
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
ルによる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）。

23

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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