1

Komori, J., Shishikura, M., Ando, R., Yokoyama, Y. and Miyairi, Y., 2017. History

2of the great Kanto earthquakes inferred from the ages of Holocene marine terraces

3

revealed by a comprehensive drilling survey. Earth and Planetary Science Letters,

4471, 74-84.

56包括的な掘削調査により明らかにされた完新世の海成段丘の年代から推定した関東大地震の

7

歴史

8
9

Abstract1011

過去 1 万年間に相模トラフ沿いで発生した大地震の歴史を再評価するため，我々は東日本の12

房総半島南東部に位置する千倉低地で 4 段の海成段丘の形成年代を測定した．海成段丘の年

13

代は，海成堆積物から得た貝化石の放射性炭素年代測定によって見積もる．本研究で用いた

14

サンプリング方法は，高密度かつ体系的な掘削調査を用いてコアサンプルを採取する方法で15あり，貝化石と海成段丘を対比して信頼性を高めた．さらに，放射性炭素年代測定は，加速16器質量分析法を用いて行われ，この方法は，先行研究が測定したものよりも高精度の測定値17を出す．さらに，我々は，LiDAR を用いて得た詳細なデジタル標高モデル(DEM)データから

18

海成段丘の地形断面を検討した．海成段丘の形成年代の最大値は，最下位の段丘(西暦 1703

19

元禄地震で形成されたもの)を除くと，最上位の段丘から，暦年で 6300 年前，3000 年前，

20

および 2200 年前となった．さらに，最上位の段丘と第 2 番目の段丘の間に，これまで認識

21

されていなかった段丘がもう一つあることが，年代測定と地形学的分析の両方から検出さ22

れ，暦年で 5800 年前であるとされた．新たに得た年代は，以前に推定されていた年代より

23

も約 1000 年若い．その結果，相模トラフに沿って発生した大地震の時間間隔は，以前の推24定値よりもより短くかつより多様であると推定される．この結果は，首都圏を壊滅させる可25

能性がある相模トラフに沿った地震の発生確率の評価に現在使用されているデータを改訂す
1

26

る．さらに，今回の研究方法は，他地域の堆積性海成段丘の評価の精度を高める強力なツー

27ルとなり得ることを示す．

28
29

1. はじめに

30

巨大地震は地形学的および地質学的に重要な問題であり，巨大地震がどのように再発する

31

かを理解するには，地震履歴の正確な把握が不可欠である．フィリピン海プレートが日本列

32

島の大陸プレートの下に沈み込む相模トラフは，地震の発生の繰り返しが観察されかつ地震

33の歴史記録が存在する典型的な例である．1703 年元禄関東地震(M8.2)と 1923 年大正関東地

34

震(以後，1703 年元禄地震，1923 年大正地震)の 2 つの大地震は，歴史記録のある 17 世紀以35降に発生した(Usami et al., 2013) (Fig 1)．これらの大地震は首都圏を含む広い地域を荒36廃させたことが知られている．さらに過去のものは，記録が曖昧だが，南関東地域における

37

これらの地震に伴う広範囲の地殻変動(Miyabe，1931; Matsuda et al．，1974; Nyst et38

al．，2006)は我々に手がかりを与える．したがって，地震の履歴をより正確かつ確実に再現

39できる包括的な地質学的手法を発展することは重要である．

40

震源断層の位置と大きさは，観測された地殻変動の分布から測地学的逆解析を用いて研究41されることが多い．Matsu'ura and Iwasaki(1983)と Nyst ら(2006)は, 1923 年大正地震の42

震源断層を調べ，Namegaya ら(2011)は逆解析を用いて 1703 年元禄地震を調べた．1703 年元43

禄地震の地殻の隆起は，1923 年大正地震(Matsuda et al., 1978; Namegaya et al., 2011;44

Shishikura, 2014)の地殻の隆起よりもより広範囲に分布し，かつ大きいため，大正地震よ45

りも元禄地震のほうが震源域が大きく，房総半島の南東沖にも拡大したと推定される(図

46

1)．

47

房総半島南部でのこのような地震の隆起により，いくつかの標高に海成段丘が発達してお48

り，これらの段丘は，本研究対象とした千倉低地を含む，最南端付近で最も顕著になる

49(Kayanne and Yoshikawa，1986; Kawakami and Shishikura，2006)．記録された下位の 2 つ50の段丘レベルは，1703 年と 1923 年の歴史地震イベントである．これらの 2 つの段丘の上に2

51は，少なくとも 3 つの異なる段丘が識別でき，それらの形状と分布は 1703 年元禄地震の段52丘と類似する．これらの段丘は，この地震(以下，元禄型地震)と類似の震源の地震によって53形成されたと考えられている(Kayanne and Yoshikawa，1986)．さらに，房総半島西部で54

は，これらの主要段丘の間に比較的狭い海成段丘が存在する．これらの海成段丘は，西側に55のみ分布していて小規模であり，1923 年の大正地震の段丘に似ている．したがって,この地

56

震(以下，大正型地震)と同様の震源の地震による古地震により形成されたと考えられている

57(Shishikura et al., 2005)．

58

これらの段丘に含まれる貝化石は，相対的海面低下あるいは構造的な隆起を記録すると考59えられているので，これらの段丘の形成年代，すなわち，巨大地震が発生した年代は，放射60性炭素年代測定技術を使用して調査できる．元禄タイプの地震に対応する 4 つの主要段丘

61

は，Nakata et al. (1980)の沼面の段丘群(沼面 I，II，III，IV の順)と命名された．これ

62

らの段丘は，半島南部の低地で明瞭に識別される(Matsuda et al., 1974; Yonekura, 1975;

63

Nakata et al., 1980)(図 2)．Nakata et al. (1980)は，これらの低地で得られた貝化石を

64

ベータ計数法を用いて放射性炭素年代を測定し，約 7200 年前，5000 年前，3000 年前，

65

AD1703(1703 元禄地震)に段丘が離水したと推定した．なお，質量選別を補正し，海成リザ

66

ーバー効果を 400 年とした(Fujiwara et al．，1999)．これらの結果から，元禄型地震は約67

2000〜2700 年の再発間隔で発生すると考えられていた．これらの数字は，この地域におけ68

る地震活動の政府長期評価(2004 年地震研究推進本部)で使用されている．しかし，Nakata

69

et al. (1980)の年代測定サンプルは限られた数の露頭で採取され(図 2)，個々の段丘と70

個々の露頭の空間的関係およびその年代設定の正確性はあいまいである．

71

近年，いくつかの研究が，上記の古地震学的解釈と矛盾する新データを提供している．

72

Uno et al. (2007)は，千倉低地の段丘からの貝化石の放射性炭素年代を得たが，これは73

Nakata et al. (1980)の結果とは異なる．また，測地学的観点から，Shishikura (2014)

74

は，Sagiya (2004)や Nishimura et al. (2007)の計算したプレート間結合と，Namegaya et75

al. (2011)と Sato et al. (2016)の推定した 1 回のイベント当たりの滑り量から，元禄型
3

76

地震の再発間隔は 250〜500 年と算出し，Nakata の推定よりも短いとした．したがって，こ77

れらの海成段丘の年代の再評価，そしてその結果，Shishikura (2014)が示唆した相模トラ

78

フの過去の大地震の再発間隔を再評価する必要がある．

79

本研究では，我々は元禄型地震の再発間隔を評価するために広く使用されている千倉低地

80の海成段丘の形成時期(Nakata et al.，1980)を再測定することにより，元禄型地震の発生

81

履歴を再評価することを目指した．私たちは次の 5 つの項目を統合した新しい包括的なアプ

82

ローチを採用した．(i)研究地域で新たに取得された詳細デジタル標高モデル(DEM)を用い

83て，我々はまず段丘の詳細かつより客観的な地形区分を確立する．(ii)サンプリングの少な84

さによる前述のあいまいさを克服するために，非常に狭い地域で完全な段丘シリーズを横断

85

する三次元堆積構造を決定し，高密度で体系的な掘削調査を用いて年代測定用サンプルを採86取した．(iii)その後，各掘削コアから十分な数の貝化石試料を集めて，十分な数の新鮮な87

試料の年代から最も新しい年代を決定した．(iv)高精度の年代測定を達成する放射性炭素年

88

代測定のために，また質量分析法と年代較正の不確かさを避けるために，加速器質量分析法

89(AMS)を使用した(Yokoyama et al．，2007)．地域固有の海洋リザーバー効果(Hirabayashi

90

et al．，2017)は，核実験前の二枚貝を用いて決定した．(v)段丘の離水年代には，各段丘

91

で，再堆積の影響を避けるために複数のサンプルから得た年代値を平均するのではなく，最92も新しい年代を使った，(ii)の改善した頑健性により，この手順が可能となった．

93

この研究はまた，房総半島にある世界的に認められている堆積性段丘の例を用いて，この94

新しい包括的な方法論の妥当性を検証することを目指している．私たちは，世界的に類似し95た古地震学的研究において，現在直面している困難さを克服することを目指す．上記の個々

96の方法のいくつかは，同様の状況下にある沿岸地域で使用されている．典型的な例は，放射97性炭素年代測定を用いて調査されたニュージーランドの北島の太平洋側の地点(Hull，1987;

98

Berryman，1993; Berryman et al．，2011)とアラスカ(Plafker and Rubin，1978;

99

Hutchinson and Crowell，2007)である．しかし，これらの先行研究は，出版物から読み取

100

った限りでは，試料採取状況と器具は人力での掘削や自然露頭などに限定され，1 地点の試4

101

料は 1-4 と限られていた．このような簡単な採取器具では，それに適した採取地点の分布が102

不十分で散在することなり，堆積シーケンスとその構造を調べることや，得られた年代とそ103

れらを対比するのが難しくなる．これは，段丘の年代推定の正確性を低下させる可能性があ104

る．さらに，しばしば行われるように，得られた年代の平均を考慮して段丘の年代を見積も105った場合，そのような見積もりは，再堆積プロセスの不明確な可能性によって正確性が欠如

106することになる．

107

さらに，我々は，複数に区分された海成段丘の古地震学的研究の多くは，侵食海岸に焦点108を当てている(Bradley and Griggs，1976)ことを指摘する．私たちの目標とした堆積海岸と109は異なり，侵食性段丘は地形的に明瞭であり，それらの構造は単純である．しかし，これら

110の研究は，低緯度地域にのみ存在する隆起サンゴ礁を除けば，浸食状況下での年代決定の困111

難さにしばしば遭遇する(Bradley and Griggs，1976; Anderson and Menking，1994;

112

Compton，2001)．逆に，堆積性段丘は地殻の隆起を伴う広い沿岸地域(Keller and Pinter,

113

1996)に沿って発達していると考えられているが，年代調査を行っている場所は世界的に少114ない．堆積性段丘に関する段丘の年代測定の信頼性が高まれば，沈み込み帯のより広範囲な

115

地域における古地震学的歴史を復元する機会が増えるだろう．

116
117

2. 設定

118

千倉地域は，沿岸に沿って約 1.5 km で幅 2 km の低地であり，海成堆積物から形成されて119いる(図 2)．幅約 100 m の砂浜は東海岸と低い丘陵を覆い，西側には標高約 30〜100 m の丘

120陵がある．これらの丘陵の岩相は，この低地の北側と南側で異なっている(図 2B)．北部の

121

基盤岩は更新統で，南部の基盤岩は上部中新統である．沼面 I，II，III，IV の 4 つの海成

122

段丘の標高は，それぞれ約 20-25 m，13-15 m，9-10 m，5 m である．沼面 II〜IV の幅は約

123200 m で，幅 50 m の砂丘が各段丘に形成されており，一方，沼面 I は，千倉低地の北部で124

は，瀬戸川という小さな河川に沿って，約 1.5 km ほど溺れ谷として後背地に伸びている．

125

瀬戸川の支流は，南から北に小さな谷を形成し沼面 I に伸びている．1923 年の大正地震に5

126

伴う 1.0〜1.2 m の地殻の隆起は観察されたが(Miyabe, 1931)，それに対応する海成段丘は

127

堆積性低地では見つからなかった．

128
129

3．方法

130

本研究では，段丘の表層付近の堆積構造を調べ，堆積物から年代サンプルを採取するため

131の地質コア試料を得るために掘削調査を行った．我々は沼面段丘シリーズの南北において，

132

既に記載されている 4 つの段丘面(図 2)を横切る北西から南西に伸びる 2 本の測線を設置し，133各段丘で 1～2 つの掘削地点を設定した．測線間の間隔は約 900 m である．合計で 16 点を掘134削した．しかし，基盤岩が浅いために，2 箇所は掘削できなかった．約 1.2 km 四方から，幅

1350.1 m，深さ 6 m の 14 本の不撹乱のコアを得た．我々は，コアから堆積構造を記載して分類

136

し，放射性炭素年代測定のためコア堆積物に含まれる 53 個の貝化石を採取した．1980 年代

137

以前に実施された先行研究の方法(図 2)と比べると，我々のサンプルははるかに高密度で，138

段丘とサンプルをより確実に比較させることができる．

139

放射性炭素年代測定のための貝化石を採取する際には，試料の保存状態を注意深く観察し140た．なぜなら，千倉低地のような堆積性海成段丘は突発的な隆起イベントの前に浅海で形成141されたため，隆起イベントの年代または段丘の年代は段丘堆積物の年代に一致する可能性が142あり，この年代は段丘の離水直前に堆積したものと定義される．しかし，採取された貝化石

143の年代は必ずしも段丘の年代に対応しているとは限らないことに注意する必要がある．なぜ

144ならば，貝の死後の再堆積の可能性があるからだ．したがって，それらは段丘形成の最古の145年代を示す傾向がある(Hull, 1987; Berryman, 1993)．再堆積の影響を最小限に抑えるため

146に，我々は，長時間水中にあったことを示唆する摩滅したサンプルを排除した．したがって，

147

限定された数の露頭からのより少ないサンプルを使用した先行研究では，この問題の影響を148被っていると思われる．

149

放射性炭素年代測定には，東京大学大気・海洋研究所(Yokoyama et al., 2016)でシングル

150

ステージ AMS を用いた．そこでは，他の場所で記載された手順(Yokoyama et al., 2007, 2010)
6151

で，まず高真空ラインを使用してサンプルをグラファイトターゲットに生成する．その後，

152

サンプルは AMS で測定され，現在のシステムでは，中・後期完新世のサンプルでは年代誤差

153が±10〜20 年となり，これは以前のベータ計測による研究よりも 10 倍以上優れている(Omoto154

et al., 1976)．その後，Oxcal 4.2 (Ramsey and Lee, 2013; Reimer et al., 2013)を用い

155て大気 14C に補正し，放射性炭素年代を暦年代に較正した．

156

我々はさらに，大気と海水との間の CO2 交換の遅れにより，海洋生物の年代が陸上植物の157

年代よりも古くなる海洋リザーバー効果を検討した(Matsumoto and Yokoyama, 2013 参照)．

158

これらの時間差は地点によって異なる(Hirabayashi et al., 2017)．そのため，房総半島か159ら採取したサンプルの放射性炭素含量を測定し，死んだ年代が正確に判明している海生軟体

160

動物を用いて，地点固有のリザーバー年代を制約した．特に，1923 年の大正地震(AD1923)に161離水したとされる海岸の岩石(図 2)から得た 2 つの Pomatoleios kraussii の殻を採取した．

162

Pomatoleios kraussii はゴカイで，石灰質の管を形成して岩石に付着し，潮間帯中間の目163

安として広く使用されている(Kayanne and Yoshikawa, 1986; Shishikura et al., 2007)．

164

さらに，私たちは地点 1(図 2A)で，Crassostrea gigas の化石をサンプリングし，年代を測

165

定した.

166

さらに，年代サンプルの場所と段丘地形を正確に比較し，段丘の地形学的分類を再評価す167るために，大気光検出と測定距離(LiDAR)を使用した新しい詳細なデジタル標高モデル(DEM)

168を入手した．グリッド間隔は 0.5 m であった．この研究で使用したデータセットはデジタル

169

地形モデルであり，生データから植生と人工物の高さを取り除いた.

170
171

4. 結果

172

4.1. DEM 分析

173

図 3a-d は，千倉低地周辺の DEM の色付きの地図と，掘削地点周辺の詳細な地図を示す．図174

3C と 3D の各段丘内の表面標高を見ると，南の調査ラインと北の調査ラインの間で標高の違175

いが観測でき，各段丘は南側で階段状に約 2-3 m 高くなる．さらに，沼面 I 段丘と沼面 II 段
7

176

丘の間には，中間レベルの標高面(19-20 m)が見え，小段丘のような直線的地形(図 3B の矢印

177で示す)を観察できる．この地形は，以前の分類では認識されていない別の段丘が沼面 I 段丘

178と II 段丘の間に存在する可能性を示唆する．以下では，房総半島の他地域にある以前から記179録されていた段丘と区別して，新たに検出された段丘 CI’と，千倉の沼面 I，II，III，IV に180

対応する段丘を C-I，II，III，IV と呼ぶことにする．この分類の下で，以前の沼面 I 段丘か181

ら得られた CKR-N02 と S01 コアは C-I’段丘に属す．

182
183

4.2. 海洋リザーバー効果

184

表 1 は，海洋リザーバー効果を調べるために使用できるサンプルから得た年代をまとめた185ものである．同位体分別補正年代(conventional ages)は，サンプルの未補正の放射性炭素年

186代を示し，海洋リザーバー年代(R)は，同位体分別補正年代と Reimer et al. (2013)で与え187られた西暦 1923 年の北半球の大気 14C 年代との差を示す．海洋リザーバー年代の地域差ΔR

188

は，同位体分別補正年代と，全球海洋リザーバー効果を含む，西暦 1923 年の海洋モデル年代

189(Reimer et al., 2013)との差を示す．このΔR は較正に必要な地域的時間差を示し，以下の190

較正年代は，試料の測定された同位体分別補正年代からΔR 値を引き，その後，それらを較正

191

曲線(Ramsey and Lee, 2013)に対比させることによって得たものである．我々は，3 つのサ

192

ンプルを平均化し，較正に用いたΔR を 60±31 年と決定した．これらの放射性炭素測定の結193

果は 3 試料でほぼ同じ値なので，我々のΔR 値は信頼性が十分ある．Shishikura et al. (2007)

194が三浦半島で得たΔR は 82±33 年であり，これは本研究と一致している．したがって，我々195

は，以下のセクションでは，海洋リザーバー効果の違いは三浦半島と房総半島南東の沿岸地

196

域では無視できると仮定して，我々の結果と先行研究とを比較した．

197
198

4.3. 堆積構造と年代測定結果

199

表 2 は，千倉で採取した貝化石の年代測定結果を示す．図 4 は，この研究で分析した各コ

200

アの岩相と堆積構造をサンプルの年代値とともに示し，図 5 は DEM データからの 2 つの実測
8

201

線の地形的特徴に対して，代表的サンプルの標高と年代を示す．

202

北と南の実測線のそれぞれにおいて 7 本のコアを含む 14 本のコアを採取した．千倉低地

203の表層付近の堆積物は，人為起源の埋め立て堆積物と岩盤以外には，6 つのタイプの堆積相

204から構成されている(図 4)．最も頻繁に見られる堆積層は，貝殻を多産し不淘汰な粗粒砂と205

中粒ないし細粒砂である．これらの層は，最上位の段丘から最下位の段丘まで，各コアの下206

部と中部に多く見られ，しばしば互層している．シルト質泥が下位の段丘のコアの下に堆積207する．より高位の段丘では，これらの層の上には平行葉理を持つ淘汰の良い粗砂があり，殆208

ど貝殻を含まない．大部分のコアでは，塊状の砂が浅いところに堆積し，最上位は土壌であ

209

る．南側の実測線からのいくつかのコアは岩盤に達した．

210

各 段 丘 の 特 徴 的 な 構 造 を 観 察 す る と ， CKR-N01 コ ア の み が 得 ら れ た C-I 段 丘 で ，

211

Macaronichnus segregatis という潮間帯環境の優れた指標(Seike, 2007)である生痕化石

212

が，淘汰の良い砂層の 2.6-2.7 m の深さで見つかった．N01 の最も若い年代は暦年代で 6503-

213

6285 年 BP であった．新たに検出された C-I’面では，CKR-N02 と S01 の 2 つのコアが得られ，

214

N01 の淘汰の良い粗粒砂によく似た砂層が中部に位置するが，生痕化石は見られない．S01 か215

らの最も若い年代としては暦年代で 5908-5701 年 BP が得られた．C-II 面では，CKR-N03，

216

N03’，S02，S03，S03’の 5 つのコアが得られ，各コアで不淘汰な粗砂と中粒ないし細粒砂の互217層が顕著である．南側の実測線からのコアは深さ 2-5 m で岩盤に達し，穿孔性貝類の218

Penitells kamakurensis が S02 の岩盤の最上部に合弁の状態で保存されていた．この貝の219

年代は暦年代で 6400-6210 年 BP だった．これらのコアで発見された最も若い年代は，N03’の220

貝の暦年代で 3160-2909 年 BP だった．

221

C-III 面では 4 つのコア，CKR-N04，N05，S04”，および S05 を分析した．最も若い年代は

222

N04 から暦年代で 2380-2140 年 BP と得られたが，南側の実測線上のコアはより古い年代を示223した．それらは最も浅い部分でも 6500 年よりも古い年代であった．C-IV 面では，CKR-N06 と224

S06 の 2 つのコアが得られたが，より高位の段丘の砂とは異なり，表面付近の粗粒砂の円磨225

度は強く，かなりの風化を受けているようであった．シルト質泥はコアのより深い部分に見9226

られ，年代は 8500 年前以上だった．

227
228

5．議論

229

5.1．段丘の形成過程と離水年代

230

まず，海成段丘の形成過程について議論し，年代測定の結果からそれらの離水年代を推定231するためのガイドラインを作成する．図 6 に堆積性海成段丘の形成過程の模式図を示す．相232

対的な海面変動イベントの前に(図 6 の上の図)，淘汰の良い砂からなり，貝殻片をほとんど233

含まない前浜堆積物が平均海面付近に形成される．低潮線より下の上部外浜堆積物は淘汰の234

悪い粗粒砂からなり，豊富な貝殻を含み，海面変動イベントの間隔よりもはるかに短い時間

235

スケールの強い水流のために，堆積と再堆積が繰りかえされる．高潮線の上には，塊状砂か

236

らなる砂丘が形成されている．相対的海面低下後(図 6 の下の図)，同様の堆積シーケンスが，237

より低い場所に堆積し，その前の堆積シーケンスを覆う．その後，古い砂丘と新しい砂丘の

238

間の地域は，離水した海成段丘として保存される(図 6 の矢印で示されている)．海成段丘の239

下の最も浅い部分の粗粒砂(図 6 の太線で囲まれている)に注目すると，段丘堆積物と呼ばれ240るこの堆積層は，前浜堆積物と上部外浜堆積物から成り，イベントの直前に堆積したもので241あるため，イベント発生の年代を示す．この堆積構造(図 6)は，時間と空間の両方が変化する

242

沿岸環境に依存し，深さと幅が変化しうる．しかし，一般的なシーケンスは概して保存され243ている(Keller and Pinter，1996)．実際には，最上位の段丘の下の前浜堆積物は，千倉のよ244

り下位の段丘の前浜堆積物よりもはるかに厚い(図 4)．以下の議論では，段丘堆積物，特に貝245

殻が豊富で放射性炭素年代測定に適した上部外浜堆積物を特定することにより，千倉低地の246各段丘の離水年代を推定する．

247

段丘の年代を推定する前に，再堆積の影響からコンタミの可能性とサンプリング方法に応248

じた推定信頼性を検討する．観測したシーケンスでは，より深い場所から得た貝化石ほど古249くなる傾向にあり，図 6 に示す堆積プロセスと調和的である．しかし，例えば，N04 コアで250

は，最も浅い場所のサンプルが，より深い場所の貝化石よりもはるかに古い場合があった．
10

251

この現象は，方法の節で述べた再堆積の結果である可能性が高い．さらに，採取した貝化石

252のいくつかは風化や摩耗がほとんどなく，通常再堆積したものとは思えないにも関わらず(例253

えば，表 2 の N04145A)，それらは推定堆積層よりも明らかに古い年代を示した．したがって，

254

特に標本数が限られている場合には，貝化石の概観のみから再堆積の可能性を特定するのは255

難しいかもしれない．しかし，この研究では，多数の採取された貝化石の中で最も若い年代256を決定することにより，堆積年代をより安全に制約することができた．多数の放射性炭素測

257定値を用いた湖底堆積物(Nakamura et al．，2012，2016)と海洋堆積物(Ishiwa et al．，2016)

258の研究では，それらのコアにおける二次的堆積を明確に示した．彼らは，任意の層準内で放259

射性炭素年代のばらつきを見い出したが，最も若い年代が最も信頼できる年代であることを260示した．これは今回の研究で適用したアプローチと同様である．

261

次に，各コアの段丘堆積物を特定した．図 6 から分かるように，段丘堆積物は一般的に掘262

削コアの最も浅い所にある粗粒砂である．図 7 は，各段丘の段丘堆積物の推定位置を示す．

263

C-I 段丘では，N01 コアの段丘堆積物から回収された貝殻は暦年代で 6503-6285 年 BP を示す

264(図 5 のサンプル a)．N01 のサンプルは C-1 から 2 つしか得られなかったが，この結果を裏付

265

ける別の年代は下部コアから得られた．すなわち，S02 コアの最も深い部分の岩盤に埋没さ266れた良好な保存状態の穿孔性二枚貝の貝殻が暦年代で 6400-6210 年 BP を示す(図 5 の試料

267g)．この貝殻の状況がその生息場所と完全に一致するため，この殻が間欠的なイベントの直268

後に砂に埋もれたと推定できる．したがって，この年代は，最古の年代を与えるのではなく，

269

イベントの起こったおおよその年代とみなすことができる．この穿孔貝の年代は，上記の N01270から採取された貝殻の年代と一致する．穿孔貝を砂の中に埋没させたイベントは C-1 の隆起271であると仮定すると，このイベントの年代は暦年で約 6300 年前と推定される．

272

逆に，N02 と S01 の段丘堆積物は，それぞれ暦年代で 6145-5906 年 BP(図 5 のサンプル b)

273と暦年代で 5908-5701 年 BP(図 5 のサンプル f)を示し，これらの年代は N01 のものから数百274

年も異なる．これは 4.1 節で述べたように，N02 と S01 の掘削地点の標高が N01 よりも低く，

275

C-I 段丘と C-II 段丘の間の別の海成段丘 C-I’段丘の存在を示唆する．この年代値は，DEM 分
11

276

析による C-I’段丘の存在を明確に裏付ける．推定された C-I’の最古の離水年代は，最も若い

277

サンプルの年代範囲の中央値の暦年代で約 5800 年前である．

278

C-II 段丘に関しては，この段丘(N03，N03’，S02，S03 と S03’)から集めた全てのコアの中で279

最も若い年代のサンプルは，北側の実測線に沿った N03’の二枚貝の貝殻の暦年代で 3160-2909

280

年 BP であり(図 5 のサンプル c)，南側の実測線からの最も若い年代のサンプルよりも若い．

281

この二枚貝は，合弁の状態で保存されており，この貝殻は，死後直後に砂に埋没した可能性

282があり，さらなる変質を被っていないようだ．したがって，この殻の年代は，段丘形成の年283

代を推定するために非常に信頼性が高い．C-II の推定される最古の形成年代は暦年代で約2843000 年前である．

285

C-III 段丘から得たコアの結果には，いくつかの問題が含まれている可能性がある．隆起286のタイミングを示す最も若いサンプルは N04(暦年代で 2380-2140 年 BP; 図 5 のサンプル d)287から採取されたが，南側の実測線(SO4”)からのサンプルは，最も浅い砂でも 6500 年前より古288

い年代を示した(図 4）．北側と南側の実測線の間の最も若い年代の差は，通常，再堆積の可289

能性を考慮することによって解釈できる．しかし，S04”の試料の年代は，互いによく一致し290ており(図 4)，これがこの堆積物層の最も信頼できる年代のようだ．したがって，N04 で観測291された段丘堆積物に対応する S04”の上部の堆積層が，図 7(下)に示すような侵食で失われた292と我々は考える．実際には，図 5 と 7 に示したように，同様の標高の層は N04 よりも S04”の293

ほうがかなり古く(図 5 の 7-8 m 付近の試料 d と h を比較)，S04”のこの古い堆積物に推定さ294れた堆積物は N04 ではより深い位置にある(図 5 のサンプル e：約 4 m)．この解釈は単に年代295の不一致を説明するだけである．しかし，段丘堆積物の推定高度が，北と南で異なるのはな

296

ぜかという疑問が残る．これは，次に議論するように，隆起後のプロセスの観点から解釈で

297

きた．

298

北と南の実測線の間での堆積層の標高と年代の違いをうまく説明するために，我々は隆起

299

後に堆積物の圧密が起きたと仮定する．圧密に伴う標高(沈降)の変化は堆積物の厚さに比例300するため，厚さの違いが地表面の異なる高さをもたらす．4.3 節で述べたように，南側の実測
12

301

線に沿ったいくつかのコア(S03，S03’，および S04-04”)は 6 m より浅い深度で基盤に達した．

302

これは，疑いの余地なく基盤のより浅いことを示し，つまり北側の実測線付近(図 7)より南

303

側の実測線付近のほうが堆積層がより薄く，また古い岩盤が南側の実測線(図 2 のグレー色)

304の近くに露出している地質構造を反映している可能性が高い．加えて，C-II と III の段階的305

な高度変化(4.1 節参照)は，堆積層の厚さの急激な空間変異を反映している可能性がある．

306

この問題については，海岸線沿いの異なる隆起速度が標高の違いをもたらした可能性も考え307られる．しかし，この可能性は低い．あり得る原因は，地域および地方のテクトニックな挙

308

動，すなわち，この地域の下の活断層の異なる地震性隆起の速度または影響である．千倉の309

1 km 当たりの 3 m の傾斜は，1703 年の元禄地震における 20 km 当たり 6 m の傾動(Shishikura，

310

2000; Shishikura et al．，2014)を大きく上回っているため，差別的地震性隆起は可能だが311

半島全体の段丘分布と矛盾する．局所変形に関しては，活断層の可能性を排除できないが，

312

地形学的に同定された活断層はその地域の以前のマッピにないため，活断層による可能性は

313

ない(Kawakami and Shishikura，2006)．それにもかかわらず，DEM データは，標高の異なる

314

ものの段丘が南北方向に沿って明らかに地形的連続性を示すため，最も若いサンプル(暦年代315

で約 2200 年前)で C-III の形成年代の最大値を安全に表すことができる．

316

C-IV については，古文書と地形の直線性から 1703 年の元禄地震で離水したと考えられる

317

が(Nakata et al．，1980)，いずれかのコア(N06 または S06)からも段丘の離水時期を決定す318

るためのサンプルは得られなかった．N06 と S06 の最も浅い粗粒砂の円磨度がかなり強いこ319とを考慮すると，これらのコアポイントはかつて河床になったかもしれない．

320

さらに，これらの段丘堆積物の下の堆積構造と堆積年代は，より古い時代の千倉低地の堆

321

積履歴を暗示する．より深い位置にある貝殻のサンプルは一般により古い年代を示す．しか322

し，N01-05，S02，S03’，および S04”コアのある深さよりも深いところでは，より深いサンプ

323

ルはほとんど年代が一定で，暦年代で約 6000-6500 年前(図 4)の範囲内にある．この年代は，

324

この地域における完新世の海水準高位期(HHS)にあたる(Yonekura，1975; Endo et al．，1982)．

325

完新世の海水準高位期は，日本列島では 4000 年から 6000 年前に発見されることが多い
13

326

(Yokoyama et al．，2012，2016)．したがって，この結果は，この低地を横切ってより深い層327に位置する厚い海成砂層は海進期に堆積し，その時に C-I 段丘(この研究では 6300 年前と推328定)が形成されたことを示唆している．さらに，N06，S05，および S06 の最も深い部分は 7300

329

年前より古い年代を示し，内湾の波静かな環境に住む Batillaria zonalis と Phacosoma

330

japonicum の化石が産出した．この証拠は，この低地が，前期完新世に内湾奥部の環境の下に331あったことを示す．

332

これらの結果は次のように要約できる：千倉低地の各段丘の最も古い離水年代は，C-I が333

約 6300 年前，C-I’が 5800 年前，C-II が 3000 年前，そして C-III が 2200 年前と推定される

334(図 7)．我々は他の場所で議論されている序列外の段丘年代を観察していない(Endo and335

Miyauchi，2011; Sato et al．，2016)．我々の結果は，以前の見積もりよりも若い年代を示

336

し，沼面 I，II，III および IV はそれぞれ 7200 年前，5000 年前，3000 年前，および AD1703

337と見積もられた(Nakata et al．，1980; Fujiwara et al，1999)．この研究の高密度で体系的

338

なサンプリングから，この結果はより正確な段丘の年代を示すはずである．

339

さらに，上記の試みに基づいて，現在の包括的な方法は，世界中の他地域の段丘形成の歴340史を推定する際の頑健性を高める潜在性を有することを示す．これは，ニュージーランドや

341

アラスカなどの狭い地域における完全な段丘シリーズを対象として，先行研究のサンプリン

342

グポイントごとに，掘削地点を配列し，年代決定し，DEM を構築することに対応する．

343
344

5.2．大地震の再発の歴史に関する制約345

海成段丘が，突発的な地殻変動によって形成されたのかあるいは汎世界的海面変動によっ

346て形成されたかのどうかに関しては議論がある．一般的解釈(Lajoie，1986)では，更新世に347形成された段丘は海面変動と地殻変動との相互作用によるが，一方，海水準高位期以降の段348

丘は地震の隆起のみによって形成された．なぜならば，海水準高位期以降の汎世界的海面変349

動の変動量は±2m 未満と推定されているからである(Compton，2001; Angulo et al．，2006)．

350

沈み込み帯が存在する日本の太平洋側では，本研究のような新しい段丘の形成は，地震性隆
14

351

起に起因する(Maemoku，1992)．いくつかの反対意見(Sato et al．，2016)があるが，日本沿352岸の段丘シリーズのすべてに共通の離水時期があるわけではないことは(Ota et al．，1990)，

353

これは汎世界的海面変動がこれらの段丘を同時に形成したという可能性を減らす．千倉の段

354

丘は，地殻の隆起を介して形成されたと考えることができるが，C-I を除いて，海水準高位期

355のタイミングに関連している可能性がある．しかしながら，S02 に埋没した穿孔貝の存在は，

356

C-Ⅰが突発イベントと関連している可能性があることを示唆している．

357

図 8C に示すように，元禄型の地震時に C-I から C-IV の段丘が離水したと仮定すると，過358

去 7000 年間の元禄型地震の歴史を推定できる．この結果は，地震の間隔が以前の推定値より359もはるかに短く多様であることを示す．さらに，この結果は 2 つの異なる方法で解釈できる

360

かもしれない．第一に，単純に，大地震の再発間隔は実際に大きなばらつきがあるというも361のである．第 2 の解釈は，我々が現在確認できる段丘は，この地域で発生した巨大地震の歴362

史全部を必ずしも保存しているわけではないということである．これは，地震イベントによ

363って段丘が形成されなかった場合や段丘が離水後に侵食によって消滅した場合がある．どち364

らの場合も，現在得られた 500 年(CI を除外した場合，800 年)の最小再発間隔は，測地学的365に導出された滑り欠損速度と 1 回のイベント当たりのスリップ量(Nishimura et al., 2007;

366

Shishikura, 2014; Sato et al., 2016)に基づいた，測地測量(250〜500 年)からの推定値に367近いことは重要である．

368

我々は，次に，先行研究にある房総半島の西側の段丘の形成史と，東側の本論文の結果を369

比較して議論する．図 8A と 8B は，半島南西部の岩井，富浦，館山の大地震の指標となって370

いる海成段丘の年代を示す(図 1)(Shishikura et al．，2005)．最下位にある段丘の標高は，371

岩井・富浦で 1〜2m，館山で 3m であり，この標高は，それぞれ 1923 年の大正地震と 1703 年

372の元禄地震の隆起量にあたる(Shishikura et al., 2005; Shishikura，2014)．館山と千倉の373

推定離水年代を比較すると(図 8B と 8C 参照)，以前は同じと考えられていた段丘の間に大き374な違いが見られる．これらの明らかなずれは，館山の段丘の年代の精度が低い可能性が高い

375

ためかもしれないので，本調査で用いたような新たな高密度かつ体系的な調査を用いて再評
15

376

価すべきである．さらなる研究によって，もし館山での先行研究の見積もりが支持されたな

377

らば，今回の結果は，Shishikura(2014)の仮説のように 4 つの沼面段丘(図 2)の東側と西側

378

では，異なる震源域の地震で，本当に異なる時期に離水した可能性があることを示唆する．

379

Nakata et al. (1980)あるいは Kawakami and Shishikura (2006)によって作られた沼面段

380

丘の現在参照されている区分図は，粗い解像度の空中写真またはフィールド調査に基づいた

381

崖のような地形で海成段丘を分離して作成した．房総半島南部のいくつかの地域では，厚い382

砂丘の堆積または浸食により崖が不明瞭になり，地形の追跡は難しいため，この地形の接続

383

は不正確または間違っている可能性がある．本研究では，体系的な掘削を用いた緻密な層序384

学的研究の重要性と，ローカル海洋リザーバー年代のデータを伴った多数の放射性炭素年代385

測定の重要性を強調する．さらに，上記の圧密について論じたように，大きな「プレート間386

地震」によるものではない「地形と隆起の局所的な変化」が存在した場合，地形学的連続性

387の誤認につながる可能性がある．しかし，今回の調査は，沼面 I(C-I and C-I’)段丘の解析に388示したように，詳細な DEM データは段丘の連続性と不連続性の確認を通して地形解析の客観389

性と精度を高める上で大きな助けになることを示す．

390

最後に，得られた結果は，房総半島南部全域の段丘分類と年代に関する以前の解釈を再評

391

価する必要性を強く示唆する．本研究では，詳細な(0.5 m 分解能の)DEM を用いた，緻密で系

392

統的な掘削サンプリングに基づいて，ある地域における堆積性海成段丘の離水年代を推定す

393

る方法を改良した．この統合された方法は，段丘の年代と空間的連続性を決定するためのよ394

り信頼性の高いデータセットをもたらし，房総半島の他地域に容易に適用可能である．

395
396

6．結論

397

房総半島南東部の千倉低地では，4 段の海成段丘から採取したコアサンプルより得られた

398

加速器を用いた高精度年代測定の結果，最も低いもの(AD1703 と推定)を除く段丘の年代は暦399

年代で，C-I が約 6300 年前，C-II が 3000 年前，C-III が 2200 年前であると示された．最上400

位段丘の C-Ⅰは，年代結果と DEM を用いた地形解析に基づいて，より低い場所にもう一つの
16

401

段丘(C-Ⅰ’)があり，この新たに同定された段丘の年代は，暦年代で約 5800 年前と推定され

402

た．

403

現在推定されている千倉低地の段丘の形成間隔は，以前の推定値よりも短くかつ多様であ404

る．未解決の問題があるが，相模トラフの大地震は，以前の推定よりも頻繁に発生するよう405に見える．房総半島南東部に位置する千倉低地の段丘の年代は，房総半島の他の地域の結果

406と一致しておらず，この地域の大地震に関する従来の単純な再発モデルに疑問を呈する．

407

私たちは，堆積性海成段丘の離水年代を制約することに成功し，同時にこのような状況下

408

で将来の研究のために世界的に適用可能ないくつかの知見を得た．第一に，緻密で系統的な409

掘削調査により完全な 3 次元堆積シーケンスが明らかになり，詳細かつ連続的な地形計測解410

析により，コア分析において離れた場所からの結果を対比するための客観的な情報が得られ

411

る．第 2 に，再堆積の影響を取り除くには十分な数のサンプルが不可欠であり，最も若い年

412

代のサンプルの利用は段丘の形成年代の推定のための良い原理である．開発された手法は，

413

他の房総地域や同様のテクトニックセッティングの地域に適用可能であり，これらの地域で414

より正確な地震履歴を構築するための強力なツールになる．

415

北村晃寿・片桐悟

17