1

1

A systematic review of geological evidence for Holocene earthquakes and2

tsunamis along the Nankai-Suruga Trough, Japan.

3
4Garrett, E., Fujiwara, O., Garrett, P., Heyvaert, V. M. A., Shishikura, M.,

5

Yokoyama, Y., Hubert-Ferrari, A., Brückner, H., Nakamura, A., Batist, M. D.,

6

the QuakeRecNankai team. 2016, Earth-Science Reviews, 159, 337–357.

78

日本の南海－駿河トラフ沿いの完新世の地震と津波の地質学的証拠に関する系統

9

的なレビュー

10
11

Abstract12

南海－駿河トラフは，日本の南部海岸線の人口密集地帯のすぐ南にある沈み込み13帯であり，激しい揺れと地殻変動と津波の発生で特徴づけられる破壊的な巨大地

14

震(M8 以上)を起こす．700 km を超える断層に沿った地域における将来の地震災

15

害の予測は，過去の断層の挙動の包括的理解が必要だ．この地域は長期間の詳細な

16

歴史記録があり，古地震学はより長期的視点と重大な洞察を提示するポテンシャ

17ルを持つ．本論文で，私達は，南海－駿河トラフ沿いの古地震と古津波の地質学的18証拠に関する現在の知見をまとめる．日本語と英語で公表された論文を組み合わ

19

せ，一部の論文中の結果を新たな年代モデルで修正することで，私達は多種多様の20

出典から証拠をまとめ，批判的に評価する．古地震の証拠は，隆起海岸段丘，隆起

21

生物相，湖のタービダイト，液状化痕，沿岸の湖や低地における沈水した湿地や津22

波堆積物を含む．75 本の論文が，70 以上の地点からの証拠を示す一方，説得力が23あり，年代がきちんと判明した証拠はわずかだ．最良の記録は，私達に歴史時代に24発生した 12 回の地震の最も可能性のある破壊領域の地図をもたらす．この時空間

25の編集は，西暦 1707 年の地震で沈み込み帯のほぼ全体が破壊されたこと，西暦261361 年と西暦 684 年の地震も同規模だったかもしれないことを示す．これらの大27

規模の地震と地震の間に，より小規模な地震が起き，様々な破壊様式を示し，南海

28－駿河トラフを特徴づける．同一のセグメントの破壊の間隔は，歴史時代では 100

29

年以下から 450 年以上である．より長いタイムスケールでは，古地震の証拠は 100

30

年から 700 年の地震の間隔で示されるが，これらの数字は，地震間の本当の間隔

31と同様かもしれないが，ある地点における証拠の形成と保存を支配する閾値の幅32を反映するかもしれない．現在，西暦 1707 年に経験した地震より大きなマグニチ

33

ュードの地震の発生を示唆する地質学的な証拠はないが，南海－駿河トラフ沿い

234の様々な地震と津波イベントの相対的な規模を確立した研究はない．古地震の最35

大マグニチュードの定量化を目的とした研究が不足する中で，私達は提示された

36

古地震の証拠に関する代替的仮説の問題点を強調する．すなわち，頑健な年代枠組

37

みの欠如，証拠の形成と保存の閾値の変化の不十分な評価であり，これらは今後研38究すべきである．

39
40

1. はじめに41

想定外の規模の 2011 年の東北日本の地震・津波は，日本の地震対策に関して早42

急な再評価をもたらした(Goto et al., 2014)．この地域で過去 400 年に経験した規43

模を超える地震・津波の起こる可能性を十分に評価するという災害対策が失敗し44たことを受け，内閣府の中央防災会議(CDMC)は危機評価のガイドラインの改定を45提言した．これらは，任意の海岸線において最大規模の地震と最大規模の津波を定46義するために使用され，すべての入手できる証拠を要求する(CDMC, 2011, 2012)．

47

新ガイドラインは，フィリピン海プレートがユーラシアプレートの下に沈み込む

48

南海－駿河トラフ(Fig. 1a)に周到な注意を払う．この沈み込み帯は，中部日本南部

49の人口が密集し，高度に工業化された海岸線に隣接する．南海－駿河トラフ沿いの50

地震・津波は，7 世紀から歴史に記録され(Ando, 1975b; Ishibashi, 1999, 2004)，

51

最近の大地震は西暦 1944 年と 1946 年に起きた．

52

古地震・古津波の地質記録は，代替的な証拠を提供し，歴史的アプローチを補完53

する(e.g. Atwater et al., 2005; Cisternas et al., 2005; Jankaew et al., 2008; Sawai

54

et al., 2012; Shennan et al., 2014a)．Komatsubara et al. (2006a)と Komatsubara

55

and Fujiwara (2007)の先行研究は，南海－駿河トラフ沿いの古地震の証拠として

56

提示された事象の時空間分布をまとめている．これらの研究は，地質学的証拠がお57

およそ歴史データと矛盾しないことを結論付ける一方で，正確に年代決定された

58

証拠の難しさと個々の地点からの古地震・古津波の特徴の復元が難しいことを記59した．これらのレビューの公表後，特に 2011 年の東北地震以降に，着手された野60

外調査により，破壊様式と地震の間隔について議論され続けている(e.g. Satake,61

2015; Seno, 2012)．

62

本論文では，南海－駿河トラフ沿いの古地震・古津波の全ての入手可能な地質学

63

的証拠の批判的検討を示し，私達は先行研究を十分に拡張する．この証拠は隆起し64た潮間帯生物群集や液状化痕，津波堆積物や海洋や湖のタービダイトに基づく．私65

達は以下を行う．1)南海－駿河トラフ沿いの完新世の巨大地震と津波の地質学的66

証拠に関する現在の知見を要約する；2)歴史地震の破壊領域を限定する；3)より長3

67

い間隔で地震の発生間隔を定義するために，古地震記録の寄与を評価する；4)最大68

規模と破壊様式の多様性を議論する．加えて，私達は南海－駿河トラフからの古地

69

震記録の解釈に関連した主要な結果の要点を述べ，如何に今後の地質学的研究が70

将来の地震災害の理解に寄与できるかを勧告する．

71
72

2．テクトニックセッティング

73

九州南部，四国と本州西部に沿った南海－駿河トラフは，ユーラシアプレートの74

下にフィリピン海プレートが北西方向に沈み込むことで示される．紀伊半島近く

75の沈み込み帯の中心では，プレートが方位約 305°沿いに平均 40–55 mm year−1 で76

収束している(Fig. 1) (DeMets et al., 2010; Loveless and Meade, 2010; Mazzotti

77

et al., 2000; Seno et al., 1993, 1996)．その東端では，富士川－関東断層帯はフィ78

リピン海プレートとユーラシアプレートの間の境界沿いの陸側への延長部である

79(Fig. 1)．幅 2－5 km の断層帯は，複数の平行からほぼ平行の活断層で構成され，

80

約 40 km 伸び，フィリピン海プレートとユーラシアプレートとオホーツク海プレ

81ートの 3 重点で糸魚川－静岡構造線と合流する(Lin et al., 2013; Maruyama and82

Saito, 2007)．九州南部，南海－駿河トラフの西側の端は，琉球弧の下にフィリピ

83

ン海プレートが沈み込む琉球海溝と合流する．

84

南海トラフの沈み込み帯の形状と構造は，地震波反射調査(e.g. Bangs et al.,85

2004; Park et al., 2010)，震央位置の研究(e.g. Hashimoto et al., 2004)，地震波ト86

モグラフィの研究(e.g., Nakajima and Hasegawa, 2007b; Hirose et al., 2008; Liu

87

and Zhao, 2014)，レシーバー関数解析(e.g., Shiomi et al., 2008)や広角反射法調88

査(e.g. Kodaira et al., 2000, 2002; Nakanishi et al., 2002; Takahashi et al., 2002)

89

によりかなり制約される．スラブの深さは様々で，その形体は複雑だ(Fig. 1b)．ス

90

ラブは走向に沿ってかなり多様で，九州，紀伊半島と駿河湾では急傾斜であり，四91

国と遠州灘では傾斜が緩やかである (Baba et al., 2002; Hirose et al., 2008;

92

Nakajima and Hasegawa, 2007a)．この違いが火山活動の地域変化をもたらす

93(Nakajima and Hasegawa, 2007a)．紀伊半島と四国沖に沿った温度モデルは，深94

さ 8 km から 25 km に伸びる地震発生帯と調和的で，また深さ 33 km から海溝ま95での遷移帯と調和的である(Hyndman et al., 1995; Mazzotti et al., 2000)．遷移帯

96の深部では，プレート境界を位置づける低頻度の地震が起こる(e.g. Ohta and Ide,

972011)．沈み込みの過程は，沈み込んだ海山として解釈された異常に厚い海洋地殻

98(Kodaira et al., 2002)と，新第三紀，第四紀の付加体と海洋地殻との間の接触の程

99

度(Nakanishi et al., 2002; Takahashi et al., 2002)が影響する．

4

100

測地データは，プレート境界が非常に結合し，累積したひずみがマグニチュード

101

7 や 8 を超える主要な巨大地震の発生で解消される(Aoki and Scholz, 2003;

102

Mazzotti et al., 2000; Ozawa et al., 1999; Sagiya, 1999)．分岐断層は，上部プレ103

ート内の副断層であり，主要なプレート境界面から分岐し，プレート境界の破壊と104同時に滑り，津波の発生に関与するかもしれない(Cummins et al., 2001; Moore et105al., 2007; Park et al., 2002)．南海－駿河トラフ沿いの地震活動の最初の歴史記録

106

は，684 年の地震の発生であり，特に沈み込み帯の西部地域の海岸沿いで，広範囲

107の被害と，地すべり，地殻変動と津波の浸水を起こした(Ando, 1975b; Ishibashi,

108

2004; Sangawa, 2009; Usami, 1996)．この地震と，その後の時代の 11 の地震は，

109

マグニチュード 8 クラスの巨大断層の地震と一般的に受け入れられており，西暦110

684 年, 887 年, 1096 年, 1099 年, 1361 年, 1498 年, 1605 年, 1707 年, 1854 年 (2111回), 1944 年と 1946 年 (Fig. 1c)のプレート境界の破壊帯のすべて，あるいは一部112で発生した．加えて記録されていない巨大地震が，歴史時代に発生したかもしれな

113

い；これは 17 世紀以後からはなさそうである．なぜならば，徳川幕府の領地と村

114

レベルでの良質な古文書が保存され，詳細な記録が作られたためである．日本の古115

代と中世(西暦 700–1185 年と西暦 1185–1600 年)は，相対的に良い記録を示すが，116

14 世紀後半や 16 世紀などの内戦時代は記録がよりまばらになる．観測上の記録

117と長期的な歴史カタログは，沈み込み帯が走向に沿ったセグメントをなすという118特徴であることを示し，セグメントは単独あるいは複数が連動して破壊するかも119

し れ な い 持 続 的 な 地 震 性 セ グ メ ン ト で あ る (Imamura, 1928; Ando, 1975b;

120

Ishibashi, 2004)．Hyodo and Hori (2013)は，走向に沿うセグメントに加え，沈み121込み帯が，滑り込む深さが多様であり，より大規模な地震―主要な地震発生帯の上122の方が滑るという特徴を持つ―もあることを示した．

123

南海－駿河トラフの大地震の最も最近のペアは，隣接して発生したが，重複する

124

破壊帯は，紀伊半島付近で沈み込むフィリピン海プレートの角度の変化もしくは125

割 れ 目 に よ っ て 分 か れ て い る わ け で は な い (Baba et al., 2002; Baba and126

Cummins, 2005; Cummins et al., 2002; Tanioka and Satake, 2001a, 2001b)．一127

方，西暦 1946 年の破壊は，セグメント A と B(南海地域)に限定され，西暦 1944

128

年の地震はセグメント C と D を破壊した(東南海地域; Fig. 1)．その前の西暦 1854129

年の地震とは異なり，1944 年の破壊は東海地域の東のセグメント E まで伸びてい130ない(Ando, 1975a; Baba and Cummins, 2005)．西暦 1944 年と 1946 年の地震の131

複雑な破壊は，沈み込んだ海山やプレートの間に局所的に閉じ込められた水と関132係しているかもしれない；どちらの要素もプレート間のカップリングを変化させ

5

133

る(e.g. Kodaira et al., 2002)．

134
135

3. 情報源とデータ分析のアプローチ

136

私達は博士論文や専門家の報告の 75 本の文書を編集し，そのうち，日本語論文

137

は 52 本，英語論文は 23 本である．私達は学会の要旨は含めないが，要旨は追加

138地点からの南海トラフの地震と津波の発生のさらなる年代の解明に役立つことを139

記す(e.g. Chiba et al., 2015; Matsuoka and Okamura, 2009; Namegaya et al.,140

2011; Shishikura et al., 2011, 2013; Tanigawa et al., 2015)．文献は，様々なタイ

141

プの地点からの，古地震の発生の証拠を導く；これらは 3 つのカテゴリーに分類

142

され，激しい揺れ(液状化やタービダイト堆積物)，変位(海岸における生物相，堆積143

相や地形の変化の識別や岸に沿った断層の破壊)や津波の発生(海岸の浸食や堆積144の証拠)の証拠に注目する．Fig. 2 に，これらの古地震へのアプローチの典型的な145

写真を提示する．複数の証拠の有効性，妥当性，そして限界の包括的概要は

146

McCalpin (2009)とこの章で提示する．沈み込み帯の西端から，私達は地震性セグ

147

メントの証拠を批判的に評価する．すなわち，提示された証拠の起源は地震性では148ないという仮説を考慮すべきということである．

149

古地震と古津波の年代を示すため放射性炭素年代測定を用いた論文において，

150

私達は IntCal13 と Marine13 (Reimer et al., 2013)の最新の放射性炭素較正曲線151を利用して可能な限りデータを再校正する．海洋サンプルからの年代は，海洋放射152性炭素リザーバ効果を補正する必要がある；だが，日本南部の海岸沿いの適切な補153

正はいまだに不確実性がある．黒潮は，大気と十分に混合した水をもたらすので，

154

低いΔR 値となる(Nakamura et al., 2015)．Hideshima et al. (2001)と Yoneda et155

al. (2007)は，九州の南西の琉球諸島で 135 ± 48 年と−15 ± 64 年の年代幅を報告

156

する．南海トラフの海岸線で，Nakamura et al. (2007)は吉胡からΔR 値−11 ± 103

157

年，楠廻間で−201 ± 77 年を報告し，一方，Yoneda et al. (2000)は紀伊半島でΔR

158

値−7 ± 0 年を報告した．Shishikura et al. (2008)は，この推定が博物館にある一159

つだけの標本の測定であり，また，試料が生きたまま採取されたかを確認できてい160ないと指摘する．それにもかかわらず，Nakamura et al. (2007)によるΔR 値は，

161

絶対年代の補正値に不確実性のある，より古い(中期完新世)の陸生の試料と海生の162

試料のものなので，私達は Yoneda et al.'s (2000)の値を採用する．Shishikura et163

al. (2007)は，南海トラフの東の三浦半島でΔR 値 82 ± 33 年を提示する．その164

値は南海－駿河トラフ地域からの最も良い換算であり，十分に混ざった黒潮と調165

和的なので，私達は Yoneda et al. (2000)に従い，全ての海洋試料の補正にΔR 値

6

166

−7 ± 0 年を用いる．私達は，西暦 1950 年を基準として，2σの年代幅で校正し，167

下 2 桁の値を四捨五入し，さらに歴史的な年代と比較できる西暦で報告する(cal.

168

year BP)．適切な場合には，ベイズ年代モデルのアプローチが古地震と古津波の169

タイミングをかなり制約する．私達は，OxCal program v.4.2 (Bronk Ramsey,

1702009)を用いて P_sequence (Bronk Ramsey, 2008, 2009) と Sequence (Bronk

171

Ramsey, 1995; Lienkaemper and Ramsey, 2009)のモデルを進展させた．

172
173

4. 南海－駿河トラフの古地震記録

174

公表された文献は，南海－駿河トラフ沿いの 72 地点の地震性変位，激しい揺れ

175と津波の浸水の地質記録を記す(Fig. 3)．私達は提示された地震性セグメントを次

176のセクションに分割する：日向灘(Z)，南海セグメント西部(A)，東部(B)，東南海セ

177

グメント西部(C)，東部(D)，東海セグメント(E)．

178
179

4. 1. 日向灘(Z)セグメント180

沈み込み帯の最西端のセグメントからの可能性のある古地震の証拠は，九州東181

部の鶴御崎の南端に位置する，龍神沼と呼ばれる海岸の湖から得た(Fig. 3, site 1)．

182

この汽水湖は，高さ 10 m の浜堤に面し，東端の狭いチャネルを通して海と湖との183

水の入れ替えが起る(Furumura et al., 2011)．湖は過去 3500 年にわたる連続した184

堆積物の記録を有し，有機物に富む泥の中に約 40 枚の砂層が存在する(Okamura

185

and Matsuoka, 2012)．海生の貝が存在し，湖の海側から陸側に堆積物の厚さが減186衰するため，Okamura and Matsuoka (2012)は，これらの砂層のうち 8 枚を津波

187の浸水の証拠と解釈した．その著者らは，最上部の 3 枚の層を西暦 1707 年(宝永)，188

西暦 1361 年 (正平) ，西暦 684 年(天武)の歴史津波と関連させ，より古い粗粒堆

189

積物を 1600，1900，2600，3000，3300 cal BP 頃とした．著者らは，より後の津190

波による浸食がより前の浸水の証拠を除去するかもしれないという可能性を議論

191

する．放射性炭素測定の結果が公表されていないので，最新の較正曲線との再校正

192は不可能で，また，龍神沼の津波の可能性のある証拠の年代の評価を不可能にす

193

る．さらに，現在公表されている証拠では，その地点の砂層と津波との関連を明確194にすることが出来ない．台風の高潮は，日本南西の海岸の湖で類似した粗粒堆積物

195をもたらすことが知られている(e.g. Woodruff et al., 2009, 2015)．津波と高潮の196

堆 積 物 の 特 徴 は ， 識別 が 難 し く (Engel and Brückner, 2011; Kortekaas and197

Dawson, 2007; Morton et al., 2007; Shanmugam, 2012)，龍神沼の砂層の原因と198なるメカニズムを突き止めるためには公表された証拠は不十分である．

7

199

4. 2. 南海西部(A)セグメント200

四国南部の海岸の 2 つの低地の湖は，セグメント A―西の境界は足摺岬で，東201の境界は室戸岬―の古地震の証拠を示すかもしれない．ただす沼は(Fig. 3, site 4)，202

現在の海岸線から約 800 m 内陸にあり，高さ 5 m の浜堤の背後に存在し，4800～

203

1300 cal BP の期間の堆積物記録を保持する(Okamura and Matsuoka, 2012;

204

Okamura et al., 1997, 2000, 2003; Tsukuda et al., 1999) ． Okamura and205

Matsuoka (2012)は，津波が浜堤を突破したものかもしれない 14 枚の粗粒なウォ206

ッシュオーバー堆積物を認める．これらの砂層の最上部の 7 枚の砂層に含まれる

207

植物片，木や貝殻は，それぞれの層の最も古い年代を提供する．陸生試料の208

IntCal13 の校正曲線と Marine13 曲線と貝殻のΔR 値−7 ± 0 年(Yoneda et al.,

2092000)を用いて，Okamura et al. (2000)の年代を校正すると，1070–1290，1290–

210

1520，1400– 1690，1710–1950，1830–2110，2010–2310 cal BP となり，砂質堆

211

積物の最も古い年代を提示する．これらの層の中で最新のものは，西暦 660－880

212

年より後に堆積し，西暦 684 年の天武地震と関連する津波に対比されるかもしれ213

ない．人為的擾乱はより最近の津波の証拠を消したかもしれない．消されたかもし214

れない「津波の証拠」には，湖に浸水したことを示す歴史記録のある 1707 年の宝215

永地震に関係する堆積物を含む (Okamura and Matsuoka, 2012)．

216

ただす沼の東，約 16 km にある蟹沼は(Fig. 3, site 5)，2000 年以上の堆積物の217記録を保持する(Okamura and Matsuoka, 2012)．沼は，現在の海岸から 400 m

218

内陸に存在し，高さ 5 m の浜堤の背後に位置し，6 枚の粗粒なウォッシュオーバ

219

ー堆積物を含む．Okamura and Matsuoka (2012)は，これらの層を西暦 1854 年

220の安政南海地震，1707 年の宝永地震，1361 年の正平地震，684 年の天武地震，加221

えて 2 つの有史以前の 1350–1650 cal BP と 約 1950 cal BP の津波の証拠と解釈

222

する．放射性炭素データが公表されていないので，これらの年代の再校正ならびに223

蟹沼と他地点の砂層堆積物の時代の詳細な比較はできない．ただす沼のように，高224

潮による浸水とする代替仮説もまた無視できない．

225

Sangawa (2001, 2009, 2013)は，四国南西の遺跡が巨大地震の際に揺れた証拠

226を残していることを示す．足摺岬の北，約 30 km の薊野と船渡は(Fig. 3, sites 2

227

and 3)，文化の境界が 15 世紀の液状化痕の時期を制約する．これらの痕跡は，西228

暦 1498 年の明応地震の激しい揺れによるかもしれない(Sangawa, 2009)．より正229

確な年代決定が出来ないので，上部プレートの断層活動ではなく，沈み込み境界で230の特有の歴史的な破壊による液状化の証拠と断定するのは難しい．

231

環形動物，サンゴ，コケムシ，有孔虫，フジツボやサンゴ藻などを含む隆起貝層

8

232

は室戸岬の南端にあり，ここはセグメント A と B の境界と考えられている(Fig. 3,

233

site 6)(Iryu et al., 2009; Maemoku, 1988, 2001)．Iryu et al. (2009)は，現在の海234水準よりも 9.18 m 上まである隆起貝層を識別したが，それらの標高と過去の地震

235

性隆起の時期と頻度との関係は不明確である．

236
237

4. 3. 南海東部(B)セグメント

238

セグメント Z と A のように，低地の海岸の湖は，セグメント B からの古津波の239証拠を提示するかもしれない．四国東端，蒲生田湖は幅 100 m 未満，高さ 5 m の240

浜堤により海と隔てられている(Fig. 3, site 8)．海から近いにもかかわらず，西暦2411707 年宝永地震，1854 年安政東海地震，1946 年昭和南海地震に伴う歴史津波の242

浸水の記述はない(Okamura and Matsuoka, 2012)．湖から 3500 年間の累積した243堆積物が回収され，一枚の粗粒なウォッシュオーバー堆積物を含み，その年代とし

244て Okamura and Matsuoka (2012)は 2000–2300 cal BP の較正年代を与えた．こ245の砂層の堆積の仮説の一つは津波の浸水である．

246

Komatsubara et al. (2007a)は，紀伊半島の西端の大きな後背湿地である日高沼

247の先行調査を報告する(Fig. 3, site 20)．2 つのコアのうち海に近い場所のコアは248(長さ 2.2 m)2 枚の砂層を含み，側方への連続性や海洋起源の証拠が欠けており，

249

現在のところ，砂層を津波の浸水に関係づけることを妨げる．

250

板野町，淡路島(下内膳)や紀伊半島西部(小坂邸痕, 池島・福万寺, 石津太神社, 堺

251

市下田, 田井中, 橋ノ, 酒船石, 川辺，藤波)の遺跡は，考古学的遺物との層序学的252関係をもとに，年代決定された液状化痕が特徴的である．Sangawa (2001)は，こ253

れらの地点の証拠をまとめ，1946 年昭和南海地震，1854 年安政南海地震，1707

254

年宝永地震，1605 年慶長地震，1498 年明応地震，1361 年正平地震，684 年天武255

地震とほぼ一致する液状化の産状を図示する．液状化は激しく，長く継続する揺れ256により生じるので(Obermeier, 2009)，1605 年には京都周辺で揺れたことを示す歴257

史記録のないこと(Ishibashi, 2004)は，この地震によると解釈した液状化痕の存在258を除外する．さらに液状化痕は，西暦 14 世紀，3 世紀，2 世紀，紀元前 1 世紀，

259

紀元前 3 世紀のものとなり，歴史記録の巨大地震と一致しないものもあるし，そ260

れよりも前のものもある．

261

Iwai et al. (2004)は，室戸岬南東の土佐碆トラフから長さ 4.2 m のコアから 31

262

枚のタービダイトを報告する(Fig. 3, site 7)．浸食面と上方細粒化を示すタービダ

263

イトを，著者らは南海トラフ沿いの巨大地震による激しい揺れの証拠と解釈した．

264

浮遊性有孔虫の混合群集から再補正した放射性炭素年代は年代層序を与え，最も

9

265

新しい 3 枚のタービダイトは 690–900 cal BP (西暦 1050–1260 年)より後に起き266

た．Iwai et al. (2004)は，最も新しい 3 枚のタービダイトを西暦 1498 年明応地

267

震，1361 年正平地震と 1099 年康和地震，さらに発生が議論されている西暦 1233

268

年の天福地震(Ishibashi, 1998)の証拠とした．最近約 700－900 年間のコア断面の269

年代情報の不足から，3 つの最も新しいタービダイトと既知の地震とを正確に対比270

することはできない．私達は，750 cal BP から 940 cal BP の間と 5450－5780 cal

271

BP の間にある 23 枚のタービダイトの年代を制約するために，P シーケンスモデ

272

ルを採用する(追加情報 S1.1)．5 枚のさらなるタービダイトは 5450– 5780 cal BP

273

よりも古い．歴史時代の詳細な年代層序の欠如は，この地点のタービダイトの発生274に必要な激しい揺れへの評価を難しく，また，非地震性の過程で発生したタービダ

275

イト流を記録したシーケンスの可能性の評価を難しくする．海や湖における全て

276のタービダイトの記録では，嵐や，密度流の流入や，より小規模な地殻内の地震の277

揺れもまたタービダイトの発生の引き金となる可能性として，津波と等価で評価

278

しなくてはならない(Talling, 2014; Shirai et al., 2010)．

279

紀伊半島の南端の地点は，南海(セグメント A と B)と東南海(セグメント C と D)

280の地震破壊帯の境界にあたり，突発的隆起が繰り返した証拠を示す．口和深，雨島，281

潮岬，出雲崎，荒船崎，池島，山見鼻，太地と鈴島(Fig. 3, sites 21–29)において隆282

起貝層の年代，標高と固着動物相の構造は，繰り返し起きた急激な海岸隆起を示す

283(Shishikura et al., 2008; Shishikura, 2013)．紀伊半島の岩石海岸は，潮間帯の環284

形動物 Pomatoleios kraussii (Spirobranchus kraussii と同義)の固着をサポート

285

する．満潮時の水没時間がこの種の成長限界の上限を支配し，結果的に突発的隆起

286で，満潮時における水没が断たれ，コロニーは全滅する．隆起したコロニーの最外287層の放射性炭素年代は，隆起の最古年代を制約する．さらに，殻は複数の別々の層288から成り，それぞれの層の外殻が複数回の隆起の可能性を反映する．急激な地震後

289の隆起が，千島の沈み込み帯(Sawai et al., 2004)を含む，他地域で記録されている

290

が，Shishikura et al. (2008)は，トレンチと歴史記録にある地震性隆起の発生を考291

慮し，紀伊半島の隆起を地震性と解釈する．出雲崎，池島，山見鼻の最も新しい外292

縁の層から得られた放射性炭素年代は，1707 年宝永地震の際の歴史記録にある隆293

起と調和的である(Shishikura et al., 2008)．山見鼻の外殻は，2 つのより古い大294

量死の層を示し，再補正した放射性炭素年代の幅が西暦 1605 年と 1498 年の地震

295と被っている．潮岬の隆起したコロニーは，校正年代が西暦 1361 年の地震と一致

296

することを示す一方で，口和深の最も新しい外殻の年代は西暦 887 年仁和地震で297の隆起を示す．雨島と鈴島の年代は，西暦 684 年の天武地震の隆起を反映するだ

10

298

ろう．Shishikura et al. (2008)は，さらに約 1700，2200，3000，4500，5200 cal299

BP の隆起を提示する．

300
301

4. 4. 東南海西部(C)セグメント

302

セグメント C の古地震記録は，紀伊半島東部の海岸線と沖合と湖のタービダイ

303

トの記録に由来する．高さ 4－5 m の浜堤で海と隔てられた大池(Fig. 3, site 33)

304

は，2500 年間の堆積シーケンス中に 9 枚の粗粒層を含む(Tsuji et al., 2002)．これ

305

らの層の側方連続と起源については，2 m と 3.5 m の 2 つのピストンコアの報告306

しかないので曖昧さがある．津波の浸水は原因のメカニズムの 1 つだが，高潮の307浸水の可能性も無視できない．8 枚の砂層内からの放射性炭素年代は，それぞれの

308

堆積の最古時代を制約し，550–690，790–980，1080–1290，1420–1700，1820–

309

1990，1890–2150，2340–2700，2360–2720 cal BP の較正年代の幅を提示する

310(Tsuji et al., 2002)．最も新しい 4 枚の砂層の年代はないが，シーケンスモデル(追311

加情報 S1.2)で 1260–1520 cal BP に堆積時期が制約される．最も新しい 3 枚の砂312

層の年代幅は(西暦 660–870 年，西暦 970–1160 年，西暦 1260–1400 年)であり，

313

それぞれ西暦 684 年，1096 年，1361 年の歴史津波と重なる．

314

Tsuji et al. (2002)は，高さ 5 m 以上の砂丘により隔てられた，幅 200 m の水域

315の諏訪沼からのピストンコアから 7 枚の粗粒堆積物を報告する(Fig. 3, site 35)．4

316

本の採取されたピストンコア間の堆積層の対比は簡単ではなく，海と近いコアで317

は，3 枚の砂層は西暦 1410–1470 年(未補正年代が提示されていない)の年代を示

318

す有機物の上に位置する．Tsuji et al. (2002)では，それらの 3 枚の砂層を西暦 1498319

年明応津波，西暦 1707 年宝永津波，西暦 1854 年安政東海津波に関連付ける；し320

かし，大池のように，それらの起源には不確実性がある．高潮のような，そのほか

321の過程よりも，これらの層が津波の浸水を反映することを確立するためには，さら322なる情報が必要である．4 枚のさらなる砂層は，15 世紀の年代を示した有機物よ

323

り下位にあり，最も古い 2 枚の層から産した試料は 2310–2680，2350–2700 cal

324

BP の補正年代を示した．

325

Komatsubara et al. (2007a)は先行研究で，紀伊半島の東部海岸にある紀伊佐野，

326

阿田和，志原，海野沼，片上池，こがれ池，船越池または「こ池」において(Fig. 3,327

sites 30, 31, 32, 34, 36, 40, 41, 43)，湖や海岸低地の津波浸水の決定的証拠は無い

328と報告した．数少ないコア (1 地点あたり 3 つまたはそれ以下) とコアの長さの短329

さは(3 つ地点では 1.5 m 未満)，これらのサイトが Komatsubara et al. (2007a)の330

先行研究では研究し尽されていない可能性を示す．

11

331

タービダイトのシーケンスは，日本の最大の湖，琵琶湖北部の流域の層序を特徴332的づける(Fig. 3, site 45) (Inouchi et al., 1996; Shiki et al., 2000)．厚さ数 mm か333

ら数 cm の，タービダイトは基底面が浸食面で，側方に薄層化・細粒化し，2 つの334

明瞭なサブユニット(薄い砂層または砂質シルトがより厚いシルト層に被さる)が335

特徴だ(Shiki et al., 2000)．Inouchi et al. (1996)は，最上部 3 m で 20 枚のタービ

336

ダイト層を識別し，全てのコアで深さ 10－15 m に産する鬼界アカホヤテフラ―

337

Smith et al. (2013)により 7165–7303 cal BP と年代決定された―の堆積後の平均338

堆積速度を基に年代モデルを作成した．Inouchi et al. (1996)は，この年代層序を339

用いて，歴史地震とタービダイトを関連付け，乱泥流堆積物の年代を 1944 年昭和340

東南海地震，1854 年安政東海地震，1707 年宝永地震，1498 年明応地震，1361 年

341

正平地震，887 年仁和地震とした．琵琶湖周辺の多くの活断層と放射性年代の欠如

342による年代の不確実性は，タービダイトと巨大地震の対比をかなり疑わしくする．

343

さらに，タービダイト発生には非地震性の引き金の可能性を考慮しなければなら

344

ない．

345

Ikehara (1999)は，紀伊半島南東，熊野トラフの長さ 4.8 m のコアにおいて半遠346

洋性の泥の中から 22 枚のタービダイトの存在を報告する．浮遊性有孔虫から得た347

放射性炭素年代の再補正値は，最上部の 5 枚のタービダイトの年代が 2460–2790

348

cal BP より後であることを示す．歴史地震の激しい揺れと堆積物とを結びつける

349

ことのできる年代はない．シーケンスモデル(追加情報 S1.4)は，2400 から 2670

350

年前と，4050–4460 cal BP の間に 5 枚のタービダイトの形成時期を制約する．最351

も古い 12 枚のタービダイトは，4230–4530 cal BP より前である(Ikehara, 1999)．

352

熊野トラフに関しては，Omura and Ikehara (2006, 2010)と Omura et al. (2012)

353

が，海底地形，堆積物の供給源，海水準変動への理解が重要だとした．彼らは，タ354

ービダイトは嵐や潮流や海水準上昇と関連した海岸の変化を反映しているかもし355れないとした．熊野トラフの Ikehara's (1999)のコアの約 30 km 南東地点で 1900

356

年代の堆積物の調査を行い，Shirai et al. (2010)も，地震性と非地震性のどちらも

357

タービダイトの引き金となる仮説を支持する．その著者らは，西暦 1940–1945 年

358の堆積物と推定される淘汰の良い砂層を識別し，この層が西暦 1944 年の昭和東南359

海地震によるタービダイト流と関連付ける．年代層序は最上部の 30 cm 内の他の360

タービダイトが既知の歴史洪水や台風に関連するもので，地震の揺れが熊野トラ

361

フのタービダイト堆積物の引き金の唯一の原因でないことを認める．

362

Sakaguchi et al. (2011)は，熊野トラフの付加体の斜面に位置する，国際海洋掘363

削計画(IODP)のサイト C0004 で見つかった泥層の破砕ユニットの形成は激しい

12

364

揺れという仮説を立てる．5 枚の泥層の破砕ユニットは，最上部 0.8 m 内にあり，365

最大層厚は 17 cm に達し，葉理のある泥層に挟まれる．210Pb の減衰曲線は，最上366

部の破砕ユニットがごく最近形成され，おそらく西暦 1944 年の昭和東南海地震の367時かもしれないことを示す．2 枚目の破砕ユニット直上の浮遊性有孔虫の放射性炭368

素年代は，3480–3550 cal BP の最も若い年代を提示し，一方，4 枚目と 5 枚目の369

ユニットは 10,580–10,670 cal BP より前である(Sakaguchi et al., 2011)．破砕ユ

370

ニットが，巨大分岐断層の上盤斜面にあって下盤にはないことと上盤の方が強く

371

揺れる(重要な上向きの動きの結果)ことが ODP のサイト C0004 の泥層の破砕ユ372

ニットの形成に必要となる．

373
374

4. 5. 東南海東部(D)セグメント375

志島低地の海岸の湿地堆積物(Fig. 3, site 42)は，薄く不連続な砂層を含み，砂層

376

は現在の海岸線から数百 m 内陸まで見つかる(Komatsubara and Okamura, 2007;

377

Fujino et al., 2008)．浜堤の高さは不明だが，人工の海岸堤防の高さは 6 m に達378

することから，自然堤防がこの高さより高い可能性はない(Fujino et al., 2008)．

379

砂層は，概して数 mm から数 cm の厚さで，腹足類や有孔虫から成る海洋性と汽380

水性の生物を含む．掘削コアと手掘りのコアのほとんどで，砂層は明瞭な基底面を

381

有し，いくつかの砂層はリップアップクラストと層理を示す(Komatsubara and382

Okamura, 2007; Fujino et al., 2008)．津波堆積物の固有の特徴ではないが，これ

383

らの痕跡は津波堆積物と一致する．種子，葉，木炭の放射性炭素年代は，砂層が384

4500 年間に堆積したことを示す(Fujino et al., 2008)．砂層が薄く不連続という特385

性は，コア間の対比，砂層の枚数と推定津波の年代決定を今のところ妨げる．

386

相差の海岸低地(Fig. 3, site 44)は，標高 1 m 未満で，過去 7000 年の堆積物の記

387

録が存在する(Hirose et al., 2002; Okahashi et al., 2001, 2002, 2005; Yasuhara388

et al., 2002)．12 回の海洋のオーバーウォッシュイベントのシーケンスは，現在の389

標高 2.5 m の沿岸洲を超え，側方に連続する砂層あるいは砂質礫層をもたらし，

390

その厚さは最大 22 cm である．長さ 6 m のジオスライサーの試料において，陸に391

向かって薄層化，上方細粒化し，海生の大型化石と微化石を含み，浸食基底面とリ392

ップアップクラストがあることから，相差は津波のシーケンスを記録とするとい

393

う仮説を支持する (Okahashi et al., 2005)．砂層中の亜潮間帯の有孔虫の種

394

Heterolepa haidingeri と Rectobolivina raphana の産出は，台風で想定されるよ395

りも深い水深からの堆積物の再堆積を提示する(Okahashi et al., 2002; Uchida et396al., 2010)．沖合の海底から運ばれたとすると，輸送距離は，8－14 km で，そのよ

13

397

うな深さと距離を輸送するには，振幅 6 m で 60 分周期の津波を必要とするだろ

398

う(Uchida et al., 2010)．植物と木片から得た放射性炭素年代は，最も新しい津波

399

堆積物が 1550 cal BP より前であること示す(Okahashi et al., 2005)．相差の歴史

400

津波の証拠の欠如は，この地点の人為的な排水と耕作を反映するかもしれない．シ401

ーケンスモデル(追加情報. S1.3)は，5 枚の最も新しい砂層の堆積時期を 1540–

402

1620，1560–1680，1590–2870，1990–3230，3180–3990 cal BP に制約する(Fig.

403

3)．

404

長谷元屋敷遺跡(Fig. 3, site 47)は，遠州灘沿岸に何度も津波が襲ったことを証405

明するかもしれない厚さ数 cm から数十 cm の粗粒層を含む(Kumagai, 1999;

406

Nishinaka et al., 1996; Takada et al., 2002)．8 枚の砂層の内の最上部の 3 枚は，

407

10 m 以上側方に続き，より古い 5 枚の砂層は長さ 6.5 m の 1 本のコアから識別さ408

れた．2 枚の最近の砂層は，16 世紀と 17 世紀であると年代決定された地層の上に409あり，Takada et al. (2002)は，西暦 1707 年宝永津波と 1605 年慶長津波にこれら

410の 堆 積物 が関 連 すると し た． 放射 性 炭素年 代 の再 校正 と シーケ ン スモ デ ル

411(Supplementary info. S1.5)は，5 枚の砂層が 540–840 cal BP (西暦 1110–1410 年)

412

で，最も古い砂層が 880 から 900 cal BP (西暦 1050–1150 年)に堆積したことを示

413

す．津波，高潮，陸上のマスムーブメントが，この地点の砂の堆積のもっともらし

414

い起源だ．

415

Fujiwara et al. (2006b)と Komatsubara et al. (2006b, 2008)は，長谷元屋敷の416

約 500 m 東，白須賀に隣接する，現在標高 5-10 m の浜堤の後背湿地で，7 枚の粗417

粒な砂層を記述する．最下位と最上位の砂ユニットの鉱物学的，粒子サイズの分布

418

は陸起源を示し，残りの 5 枚のユニットは海洋起源と推定された．これらの砂層

419は厚さ 5-50 cm で，数十 m 以上側方に連続し，上方細粒化，カレントリップル，

420

リップアップクラスト，マッドドレープといった突発的な海の浸水との関係を示

421

す堆積構造を持つ(Komatsubara et al., 2006b, 2008)．堆積物中の堆積構造を基に，

422

Komatsubara et al. (2008)は，1 枚の層は高潮の結果だが，4 枚の砂層は津波浸水

423

を 反 映し てい る と主張 す る． 放射 性 炭素年 代 の再 較正 と シーケ ン スモ デ ル

424(Supplementary info. S1.6)は，推定津波堆積物の時期を 40–280, 150–360, 290–425

480，490–560 cal BP (西暦 1670–1910 年, 1590–1800 年, 1470–1660 年，1390–

426

1460 年)と制約し，Komatsubara et al. (2008)はそれらが 1854 年安政東海，1707

427

年宝永，1605 年慶長，1498 年明応の津波と関連するとした．津波の浸水以外の他

428のメカニズムによるものとした白須賀の砂層の存在は，上記の通り，長谷元屋敷の429

近隣の地点も，高潮あるいは陸起源の堆積物の記録かもしれない．

14

430

地質学的，地形学的データは，新居周辺の古浜名川の氾濫原で西暦 1498 年明応

431

津波の影響を記述する歴史記録を支持する(Fig. 3, site 49) (Fujiwara et al., 2010b,

432

2013a)．河口から後背湿地への環境の急変は，90 cm 以下の厚い砂層の堆積と一433致し，河口の閉鎖を示す．砂層は，長さ 7.5 m のコアからのみ発見され，海生，汽434

水生，淡水生の珪藻の混合群集を含む．シーケンスモデル(追加情報. S1.7)は，急435

激な堆積相変化が約 430–650 cal BP (西暦 1300–1520 年)に起こったことを示す．

436

年代幅は，西暦 1498 年の明応津波および，その後の西暦 1498 年と 1499 年の高437

潮の後で河口の閉鎖とチャネルの放棄があったとする解釈と一致する．上記の砂438

層とは別な砂層があり，海生，汽水生の珪藻を含み，シルトドレープと砂層の互層439からなる多重の層を示す：このシルトドレープと砂層の互層は，シルトが懸濁から440沈降するのに十分な長さの時間で隔てられた一連の津波の特徴と一致する．砂層

441の年代は，10–270 cal BP (西暦 1680–1940 年)より後の年代で，西暦 1707 年宝永442

津 波 ま たは 西 暦 1804 安 政 東海 の津 波 の時 の 堆 積を 反映 す るか も し れな い

443(Fujiwara et al., 2010b, 2013a)．

444

Nishinaka et al. (1996)と Kumagai (1999)は，上記の新居の地点から東へ約 1.5445

km の御殿跡で，淘汰の良い青灰色砂層が 17 世紀の遺構を覆っていることを報告

446

する．その地点は，当時の海岸線から 750 m の位置で，現在は浜名湖の河口に接447する．側方に延びる砂層は厚さ 20-30 cm に達する．歴史記録は，館が西暦 1699

448

年の高潮で破壊されたことを示すが，Nishinaka et al. (1996)は，砂層が西暦 1707

449

年の宝永地震に続く津波による堆積を反映するとした．西暦 1699 年の高潮は堆積450物の代替案だが，Kumagai (1999)は，堆積物の広範囲性と古文書にある 2 回の海451

水の浸水高から津波仮説を支持する．

452

浜名湖は，遠州灘の海岸線にある大きな汽水湖で(Fig. 3, site 51)，10,000 年以

453

上前に遡る堆積物の記録を含む(Ikeya et al., 1990; Morita et al., 1998; Okamura454

et al., 2000)．上潮三角州から採取した長さ 2 m のコアを調査し，Tsuji et al. (1998)

455

は，礫と海生貝類の層を最大 8 回の津波の証拠と解釈し，放射性炭素年代で 2 回

456

目，3 回目，4 回目の最も新しい堆積物の最古の年代範囲を示した．私達の再較正

457

では，50–400，290–490，470–640 cal BP (西暦 1550–1900 年, 1460–1660 年，

458

1310–1480 年)を提示する．台風やチャネルの移動が，堆積物の最もらしい説明だ

459

が，Tsuji et al. (1998)は，4 枚の最も新しい堆積物を西暦 1854 年または 1707 年，

460

1498 年，13 世紀，1096 年の津波の浸水と関連付ける．2 枚のより古い堆積物は

461

それぞれ，3050–3530，3600–4060 cal BP よりも新しい．浜名湖の主要部から採462取した 3.5 m のコアを調査し，Sato et al. (2016)は，より古い海からの浸水の可能

15

463

性を見出している．すなわち，砂質潮汐低地を指標する珪藻の多産スパイクを津波

464

あるいは高潮による湖内での堆積物の再分布と解釈するのだ．バルク堆積物の放465

射性炭素年代は，4790–4420 cal BP の後に，このイベントが起こったことを示す．

466

加えて Sato et al. (2016)は，正確な年代決定がされていないが，先行研究に記さ467れたのと同様なトレンドである(Honda and Kashima, 1997; Kashima et al.,468

1997; Morita et al., 1998)，湖の塩分上昇が西暦 1498 年の地震と同時であると解469

釈する．Nishinaka et al. (1996)は，現在，湖と海と繋ぐチャネルで，砂に覆われ470

る 2 枚の有機物の層を識別する．上部の有機物層の放射性炭素年代は，280–0 cal

471

BP (西暦 1670–1950 年)の年代幅を提示し，上位の砂層は最近の歴史津波か嵐と関472

係することを示す．さらなる堆積学的，年代学的情報なしでは，チャネルの移動を

473

含む他の原因となるメカニズムを議論できない．浜名湖の古津波記録は，現在進行474

中の QuakeRecNankai プロジェクト(De Batist et al., 2015)から得られる．

475

浜名湖の東の六間川低地の広域調査は(Fig. 3, site 52)，手動でのコア採取と，手476

動のジオスライサーを用いて行い，厚さ 25 cm に達し，600 m 以上に広がる細粒477

砂層を図示した(Fujiwara et al., 2013b; Sato et al., 2011; Sato, 2013)．3 m 以上

478の長さのコアから発見された 1 枚の粗粒なユニットの堆積物は，斜交層理，陸方479

向への薄層化・細粒化し，マッドドレープと海生珪藻群集を示し，津波起源である

480ことを強く示唆する．砂層の堆積は，汽水性湿地から淡水性湿地への急激な環境変

481化と一致し，潮流口の閉鎖を示す．Sato et al. (2011)の放射性炭素年代を含む，シ482

ーケンスモデル(追加情報. S1.8)は，砂層が 3410–3790 cal BP に堆積したことを

483

示す．

484

中期完新世の高海水準の後に形成された高さ約 3 m の浜堤列は，浜松市の南と485西の広範囲の海岸低地を占める(Fig. 3, site 53) (Ishibashi et al., 2009; Matsubara,486

2000; Sato, 2013)．浜堤の間の湿地に保存された砂層を Fujiwara (2013)は，津波

487

による浜松低地の浸水の証拠として解釈する．これらの津波堆積物のうち，最古の488

ものは 3 km 以上内陸の，現在の海岸線から遠い湿地で発見される．現在の海岸線

489と同様の距離に位置する，六間川低地のように，この湿地は 3150 cal BP のカワ

490

ゴ平のパミス層よりも新しい津波堆積物の可能性のある層を保存していない．現491

在の海岸線により近い湿地は，より最近の津波の証拠として解釈された砂層を含

492

む．

493

田所付近の地点(Fig. 3, site 46)は，考古遺物との層序学的関係により年代決定494

された液状化の証拠を含む(Sangawa, 2001, 2009, 2013)．与えられた年代は，西495

暦 1944 年(昭和東南海)，1498 年(明応)，1361 年(正平)，887 年(仁和)，684 年(天

16

496

武)の歴史地震と重なる．年代測定のアプローチの正確さが不確実なため，激しい497

揺れによる液状化の原因が，巨大断層か上部プレート断層の破壊かどうかは議論

498

できない．

499
500

4.6. 東海(E)セグメント501

幅数百 m を超えるトレンチと長さ 2–4.5 m の振動コアは，太田川の氾濫原であ502

る太田川低地の層序を明らかにする(Fig. 3, site 54)．三角州の砂，潮間帯の泥，ピ503

ート，氾濫原のシルトからなる層相は，汽水性微化石を含む広範囲の側方へ連続す

504

る砂層を挟む(Fujiwara et al., 2008, 2015; Fujiwara, 2013)．砂層は，内陸方向お505

よび川から離れるにつれて，薄層化し，細粒化し，このチャネルが大規模な海の浸506

水による堆積物の運搬の主要なルートであることを示す(Fujiwara, 2013)．上方細507

粒化する単層の多層構造，陸方向のカレントリップル，マッドドレープの堆積学的508

証拠もまた，津波由来を示す．最も新しい放射性炭素の試料は，760–920 cal BP509(西暦 1030–1190 年)で 2 番目の新しい砂層の下にあり，他の砂層の時期を制約す

510

る放射性炭素年代が既に公表されており，Fujiwara (2013, 2015)は，この地点の511

記録は，西暦 684 年天武津波，西暦 887 年仁和津波，西暦 1096 年永長津波，西512

暦 1498 年明応津波の証拠であることを示す．

513

Fujiwara et al. (2007a)は，太田川低地の西約 7 km の，横須賀低地の昔のラグ514ーンだったところで，堆積環境が急激に変化したことを報告する(Fig. 3, site 59)．

515

長さが最大 3 m のジオスライサーによる 35 試料は，堆積物の充填を図示する．河516

口の泥から有機物を含む湿地堆積物への突然の変化は，この地点の突発的地震性517

隆起を示し，側方へ連続する砂層と礫層は浸食基底面を有し，浸食基底面は隆起と518同時の津波堆積物の可能性を示す．5 つの放射性炭素年代を含むシーケンスモデル

519(追加情報. S1.9)は，層相変化の年代範囲を 170–410 cal BP (西暦 1540–1780 年)

520とする．地震性隆起に関して，この地域には西暦 1707 年の歴史記録があるが，津521

波の浸水記録はなく，1680 年の高潮が砂層の代替候補である(Fujiwara et al.,522

2007a)．

523

噴 砂 は ， 7 世 紀 中 頃 の 坂 尻 遺 跡 の 住 居 跡 を 乱 し て い る (Fig. 3, site 56)524(Sangawa, 2001, 2009, 2013)．これらの特徴の上には 8 世紀初頭の住居が新たに525作られているので，この場所が激しい揺れに見舞われたのは 8 世紀初頭より前で526ある．西の東南海セグメントの田所のように，西暦 684 年の天武地震が，この揺527

れの発生源だ．坂尻やその近隣の鶴松と原川の液状化痕(Fig. 3, sites 57 and 58)

17

528

は，2 世紀，4 世紀，紀元前 2 世紀に揺れが起きたことを示す(Sangawa, 2001,

529

2013)．

530

Azuma et al. (2005)と Fujiwara et al. (2010a)は，御前崎岬の南西海岸で，潮間531

帯砂と風成砂に覆われた 4 つの隆起海岸段丘を記載した(Fig. 3, site 60)．放射性532

炭素年代は，下位の 3 つ段丘が 540–650 年前よりも前の時代，2140–2310 年前，

533

4830–4960 年前に海の影響を受ける位置よりも上に隆起したことを示す；この結534

果をふまえて Fujiwara et al. (2010a)は，平均隆起速度を 1.1–1.5 m kyr−1 と推定

535

する．御前崎岬の先端の急速な隆起と北西数 km でのはるかに低速度な隆起の不536

一致を，Fujiwara et al. (2010a)は，巨大断層が滑るのと同時に破壊される，高角537の分岐断層の活動であるとした．年代制約が不十分なので，最も若い隆起段丘と歴538

史地震との関連づけはできていない．

539

焼津平野の層序学的な最初の予備調査(Fig. 3, site 61)は，津波浸水または地震

540

性変動の証拠を示さないが(Kitamura et al., 2015)，歴史記録は，焼津平野が西暦

541

1498 年明応津波，1854 年安政東海津波で浸水したことを示す(Tsuji et al., 2013)．

542

現在の海岸線から内陸に 1～2 km の間で掘削された長さ 9 m のコアは，細粒な堆543

積物の中に礫層を含むが，これらは突発的な海水の浸水よりは河川のチャネルの544

側方への移動を反映していそうである(Kitamura et al., 2015)．現世の歴史的な津545

波堆積物の欠落は，保存の欠如を示し，おそらく人為的な再堆積，あるいはコアの546

本数の少ないことや海岸低地の環境での津波堆積物の断片性を反映しているかも547しれない(cf. Brill et al., 2012; Garrett et al., 2013; Szczuciński, 2012)．

548

Sangawa (2001, 2009, 2013)は，駿河湾西部の海岸の上土遺跡と河合遺跡で発549見された液状化痕を記載する(Fig. 3, sites 62 and 63)．時代の分かっている住居跡

550と液状化痕と層序関係による年代決定により，液状化痕は 7 世紀後期と 13 世紀に551

激しい揺れが起こったことを示す．これらの 2 つの時代の古い方は，西暦 684 年

552の天武地震を含むが，後の時代の方は主要な歴史地震の時期と重ならない．

553

大谷低地(Fig. 3, site 64)は，7300 年間の堆積記録を保持する(Kitamura and554

Kobayashi, 2014b; Kitamura et al., 2011, 2013a)．7 本の長さ 9 m のコアは，そ555の地点の層序を図示する．淘汰が良く，円摩された海浜の砂からなる層が 3 枚あ

556

り，他の細粒堆積物の堆積を一時的にさえぎる．これらの砂層は浸食基底面，リッ557

プアップクラスト，マッドドレープ，級化成層の多層構造を特徴とし，津波の起源

558と一致する．粗粒堆積物の側方への広がりには，不確実性が残り，特に最も新しい

559

層と最も古い層は 1 本のコアからしか発見されていない．3 層のうちの中位の砂560

層の上下での淡水の珪藻種の増加は，地震性隆起を示唆するが，この変化の規模は

18

561

定量化されておらず，Kitamura et al. (2013a)は，珪藻の総数の少ない試料数の限562

られた試料からの解釈に基づく．最も新しい砂層は，6 世紀の陶器の破片と，790–

563

930 cal BP (西暦 1020–1160 年)に放射性炭素で年代決定された桃の種を含む．

564

Kitamura et al. (2013a)は，この堆積物を西暦 1096 年の永長津波と対比する．よ565

り古い 2 枚の砂層は，放射性炭素年代でまとめられ，シーケンスモデルの展開を566

考慮し(追加情報．S1.10)，3580–3950 cal BP と 3920–4070 cal BP の堆積年代を

567

提示する．

568

Kitamura and Kobayashi (2014a)は，清水平野から堆積学的，生層序学的な証569

拠を報告する(Fig. 3, site 65)．12 の掘削地点の 1 つにおいて，海生珪藻を含む砂570から汽水生と淡水生の珪藻を含む泥への変化は，西暦 1854 年の安政東海地震の歴571

史記録にある隆起による海水の影響の減少を反映するかもしれない．変化の側方

572への広がりの規模や連続性は確立されていないが，放射性炭素年代は変化が，20–573

260 cal BP (西暦 1690–1930 年)に起きたことを示し，安政東海地震の地震性隆起

574の可能性を排除しない．Kitamura and Kobayashi (2014a)は，清水平野から選ば575れたコアで発見された砂層が，より古い津波の証拠であるとする仮説を立てた．4576

枚の砂層は，最大で厚さ 70 cm に達し，級化とリップアップクラスト，浸食基底577

面により特徴づけられる．主に海生二枚貝と巻貝から得た，放射性炭素年代のシー

578

ケンスモデルは，4 枚の推定津波堆積物が，3260–3580, 4010–4370, 5560–5720，

579

5630–6070 cal BP に堆積したことを示す(追加情報. S1.11)．

580

駿河湾の最奥部，富士川河口断層帯は，南海－駿河トラフの沈み込み帯の内陸へ581の延長部である(Fig. 3, site 66)．Lin et al. (2013)は，トレンチと露頭のデータか

582

ら滑り速度をレビューし，完新世の「断層破壊の繰り返し」の証拠を提示する．断583

層帯の中央部における，芝川，久保，上井出断層を横切るトレンチは最近 1300 年

584

間に 1 度の破壊のあったことを示す．より北では，西暦 864–865 年の青木ヶ原溶

585

岩がずれているので，断層活動は最近 1150 年以内に起きたことを示す．断層帯の586

南側セクションに沿った歴史記録にあるプッシュアップ構造と液状化痕から，Lin587

et al. (2013)は，西暦 1854 年安政東海地震が有力候補であると結論付ける．最も588

新しい時代の変位で作られた断層崖をもとに，Lin et al. (2013)は，平均滑り速度589

は 5–8 m kyr−1 で，平均発生間隔が 150– 500 年となることを示す．

590

浮島ヶ原海岸低地は，駿河湾の最奥部に位置し，富士川河口断層帯のフィリピン

591

海プレート上からそのすぐ隣に位置する(Fig. 3, site 67)．この場所の層序は，有機592

物が豊富なピートと無機物の泥層の互層である(Fujiwara et al., 2006b, 2007b,593

2016; Komatsubara et al., 2007b; Shimokawa et al., 1998)．ピートとその上位の

19

594

泥層の境界面は，突然かつ，側方に数十～数百 m 以上続き，チャネルの移動のよ595

うな局所的な原因のメカニズムを排除する．層相化のうちの 2 つに見られる珪藻596

群集の分析は，海の影響の突然の増加を示し，この地点が地震性沈降の複数のエピ

597

ソードを記録することを示唆する(Fujiwara et al., 2007b, 2016)．6 回の突然のピ

598ートから泥の遷移が，約 1500 年前の大渕スコリアの上にある；Fujiwara et al.

599(2016)は，最も最近の遷移は，低地での稲作の拡大を反映しているかもしれず．残600りの 4 枚の境界面を地震起源と推測する．シーケンスモデル(追加情報. S1.12)は，

601

610–660, 1080–1120, 1190–1280, 1350–1380，1360–1410 cal BP (西暦 1290–1340

602

年, 830–870 年, 670–760 年, 570–600 年，540–590 年)の 5 回の地震性沈降年代を603

制約する．これらの年代範囲の 1 つは，歴史記録にある西暦 684 年天武地震を制604約し，もう 1 つは 1361 年正平地震よりもわずかに古いである．Fujiwara et al.

605(2016)は，独立して記録された地震と浮島ヶ原の証拠とを関連させる時には注意

606が必要であるとしながら，富士川河口断層帯または東海セグメントの記録されて607

いない破壊もまたありえる仮説であることを提示する．西暦 1707 年宝永地震，

608

1854 年安政東海地震の証拠の欠落は，耕作や埋め立ての影響を反映するかもしれ

609

ない．

610

Sawai et al. (2016)は，駿河湾北部，井田低地で淡水低地環境を示す有機泥に挟611

在する，側方へ連続する砂層を報告する．厚さ 10～30 cm の砂層で，現在の海岸612

線から少なくとも 200 m まで広がり，上方に向かって中粒砂から砂質泥となる．

613

わずかな珪藻は，塩分を好む種に汽水―海水と淡水種が混ざる．著者らは，砂層上614部からマグネシウムとカルシウム濃度の増加を識別する．堆積学的特徴，珪藻群集

615と地球化学的なデータは，海からの高エネルギーの水流を示す．過去 1200 年間の616

9 回の大嵐に関係する砂質堆積物の欠如に注目し，Sawai et al. (2016)は，砂層の617

起源としては津波の浸水が最もらしいと結論づけた．砂層の上下からの放射性炭

618

素の試料を合わせた，包括的な年代決定のアプローチは， 堆積時期を制約する．

619

シーケンスモデルにおけるこれらのデータの統合(追加情報. S1.13)は，630–830

620

cal BP (西暦 1120–1320 年)の年代を与える．Sawai et al. (2016)は，歴史記録に621

ある西暦 1096 年，1099 年，1293 年または 1361 年との対比を示す．西暦 1293

622

年永仁または鎌倉地震は，相模トラフ沿いで発生し(Fig. 1)，三浦半島からも提示

623

された津波浸水の証拠を伴う(Shimazaki et al., 2011)．歴史記録の相違は，堆積物624と未知の津波との対比の可能性を示唆する．

625

伊豆半島南端の海岸にある入間村の下には巨大な砂丘がある(Fig. 3, site 69)626(Asai et al., 1998; Sugawara et al., 2005)．高さ 10 m 以上，長さ 250 m，幅 140

20

627

m に達する砂丘は，V 字型の入間湾最奥部，現在の海浜のすぐ後ろに位置する．

628

歴史記録と Sugawara et al. (2005)が求めた内湾での波の増幅モデルで，砂丘全体

629

を西暦 1854 年安政東海地震により堆積，再堆積した沿岸の砂と解釈する．

630

Fujiwara et al. (2009)は，長さ 20 m のコアの堆積学的分析に基づいた，異なった

631

解釈を提示する．著者らは，砂丘は風成砂丘であり，数 10 cm から数 m の 5 枚の632

礫質砂層が津波または高潮堆積物を示すかもしれないと記す．Fujiwara et al.

633(2009)は，最上位の礫質砂層は，現在の地表から約 3.5 m 下にあり厚さ 1 m の砂634

層と礫層であり，その堆積時期は西暦 1854 年の津波と大きくは矛盾しないことを

635

示す．層中の海生貝類は，最も古い限界年代は 10–60 cal BP (西暦 1890–1940 年)

636を提示し，私達は，海洋リザーバー補正の不確実性(Yoneda et al., 2000)が，この637

年代の不一致を説明するかもしれないとした．

638

Kitamura et al. (2013b)と Kitamura and Kawate (2015)は，伊豆半島南端の 2639

つの河川の谷である，南伊豆低地と吉佐美低地のコア調査を報告する(Fig. 3, sites

640

70 and 71)．著者らは 5000 年間の堆積シーケンスを確認し，氾濫原，後背湿地，

641

砂丘，海岸を含む環境を示し，津波浸水の証拠のある地点はなかったことを提示す

642

る．

643

下田の波食台にある岩に付着した固着性の潮間帯生物は，大波のイベントで運644

ばれた証拠を提示する(Kitamura et al., 2014)．隆起したフジツボ，カキ，環形動645

物の放射性炭素年代は，岩が潮間帯から移動した時に死亡したことを示し，5 つの646

年代推定を提示する．最も新しいものは，岩の移動が 260 cal BP の後に起こった647ことを示す．Kitamura et al. (2014)は，最も当てはまるメカニズムとして，西暦

6481854 年の安政東海津波を提示するが，高潮や南海－駿河トラフ (e.g. 西暦 1944

649

年昭和東南海津波)や相模トラフが震源の他の津波(e.g. 西暦 1923 年関東津波)も，

650

放射性炭素年代決定の結果と矛盾するものではない．

651
652

5. 議論

653

4 章でまとめた 72 地点の証拠を統合し，南海－駿河トラフ沿いの古地震と古津654

波の地質記録から現在の知識を構成する．これらの地点の一部が，地震性変位，揺655

れ，または津波浸水の確定的な証拠を提示し，私達は 6 章で古地震カタログの制656

約を議論する．この章では，私達は現在から 1350 年間の地震と津波の最も利用可

657

能な地質学的証拠を示し，歴史地震の破壊帯をまとめ，発生間隔と破壊様式の多様658

性を議論する．

659

21

660

5.1. 歴史地震の破壊帯661

西暦 1944 年昭和東南海地震と 1946 年昭和南海地震の破壊帯は，津波波形の逆662

解析，測地データ，地震波データにより十分に制約される(e.g. Ando, 1975b; Baba

663

and Cummins, 2005; Baba et al., 2002; Kanamori, 1972; Tanioka and Satake,664

2001a, 2001b)．1944 年の地震のすべりは，紀伊半島の東で発生したが，セグメン

665

ト E までは延びなかった(Fig. 4a)．2 年後，重複しない破壊帯は，紀伊半島の西の666

セグメント A と B で解放された(Fig. 4b)．地質記録は，どちらの地震もまばらだ

667

が ， 1944 年 の 揺 れ は ， 熊 野 ト ラ フ か ら タ ー ビ ダ イ ト と マ ッ ド ブ レ ッ チ ャ

668(Sakaguchi et al., 2011; Shirai et al., 2010) および，田所の液状化の堆積物

669(Sangawa, 2009)に記録されているかもしれない．紀伊半島の西側と四国の東部の670

遺跡は，1946 年の地震の液状化を記録したものかもしれない(Sangawa, 2009)．

671

津波堆積物または地震性変位の堆積学的証拠と地理学的証拠の公表された記録の672

不足は，耕作による人為的再堆積と海岸線の工業化を反映するかもしれない．

673

たったの 32 時間差で発生した，西暦 1854 年安政東海地震と安政南海地震は674

セグメント A から E を破壊した(Fig. 4c and d)．白須賀の津波堆積物の証拠

675(Komatsubara et al., 2008)と下田の津波石の可能性のある証拠(Kitamura et al.,6762014)，富士川河口断層帯の破壊(Lin et al., 2013)，清水の隆起(Kitamura and677

Kobayashi, 2014a)は，最初の地震が紀伊半島から東の 3 つのセグメントを破壊し678たと制約する(Fig. 4d)．翌日，安政南海地震はセグメント A と B を破壊した(Ando,679

1975b; Ishibashi, 2004)．2 回目の古地震の証拠は限定的で(Fig. 4c)，Okamura

680

and Matsuoka (2012)は，津波浸水の証拠として，蟹ヶ池の砂層を提示し，681

Sangawa (2009) は 板 野 町 の 液 状 化 を 参 照 す る ． 紀 伊 半 島 南 端 の 3 ヵ 所 で

682

Shishikura et al. (2008)が報告した隆起貝層は，西暦 1854 年のどちらかの地震性

683

変位を反映するかもしれない．

684

地震性変位(隆起と沈降)，津波の浸水，長時間の激しい揺れの広範囲の記録をも685

つことから，歴史記録は，1707 年宝永地震が 1854 年の 2 つの地震で破壊された

686

領域で起きたことを示す(Ando, 1975b; Ishibashi, 2004)．推定された破壊帯は，

687

セグメント A から E で，長さ 600 km を超える(Fig. 4e)．地震と同時に発生した

688

津波の地質学的証拠は，南海－駿河トラフに及び，セグメント Z の龍神沼の津波

689

浸水の可能性のある証拠(Okamura and Matsuoka, 2012)や，セグメント D の長690

屋元屋敷と白須賀(Komatsubara et al., 2008; Takada et al., 2002)でも津波浸水

691の可能性のある証拠がある．セグメント D でも，横須賀低地の層相変化は，隆起692を記録したものかもしれないし(Fujiwara et al., 2007a)，一方，沈み込み帯の中央

22

693

では，固着性生物が紀伊半島南部の地震性隆起を示す(Shishikura et al., 2008)．

694

私達は，龍神沼の海水の浸水の年代または証拠の頑健性を確認できないが，

695

Furumura et al. (2011)は，この地点の証拠は少なくとも日向灘セグメント(Z)を含696

む西に延びる破壊帯を支持すると論ずる．このセグメントの破壊がないとした津697

波の遡上高のモデルでは，沼の浸水にはいたらず，あるいは，九州東部と四国西部

698で記録された遡上高と符合しない．西暦 1707 年の地震の地質学的証拠は，セグメ

699

ント E からはいまだに提示されていない．

700

1605 年の慶長地震は，揺れと地殻変動の記録が著しく少ない(Ando, 1975b;

701

Ishibashi, 2004)．しかし，Yamamoto and Hagiwara (1995)は，セグメント A か

702

ら D の場所で 5 m を超す津波の遡上の古文書の証拠を報告する．弱い揺れと大津703

波との不一致は津波地震の発生を暗示し，Ando and Nakamura (2013)はセグメ

704

ント A から D の主要な地震発生帯の傾斜の上の方で，プレート境界の浅い部分の705

破壊帯で起きたとする．津波の浸水と標高の変化の公表された地質学的証拠は少706

ないが，この破壊帯と調和的である．推定津波堆積物は，白須賀(Komatsubara et707

al., 2008)と長谷元屋敷(Takada et al., 2002)で報告され，どちらの地点もセグメン

708

ト D にある．山見鼻の隆起貝層の年代 (Shishikura et al., 2008)と板野町の液状709

化痕の年代(Sangawa, 2001)もまたこの地震と重なる．

710

セグメント D の各地点を，1498 年の明応地震の津波の浸水の証拠と仮定する

711(Fig. 4g) ． 遠州灘の 海岸沿いの ，長谷 元 屋敷 (Takada et al., 2002) と白須 賀

712(Komatsubara et al., 2008)の砂層と新居(Fujiwara et al., 2013a)と浜名湖(Honda

713

and Kashima, 1997) の 環 境 変 化 の 記 録 は， 津 波 被 害 の 歴 史 記録 を 支 持 す る

714(Fujiwara et al., 2013a)．潮岬の隆起貝層は，この時の紀伊半島南部の地震性隆起715を示すかもしれない(Shishikura et al., 2008)．セグメント A から B の提示された

716

液状化痕は(Sangawa, 2001, 2009)，以前に提言されたものより，より西部に伸び717

る破壊帯を示すかもしれないが，この仮説のテストには，さらなる歴史的かつ地質

718

学的証拠が要求される．

719

南海－駿河トラフの全 6 つのセグメントから提示された証拠により，1361 年の720

正平地震と津波が記録されている地点の分布は，1707 年の宝永地震のものと同様

721である(Fig. 4h)．Okamura and Matsuoka (2012)は，セグメント C の大池で記録722された津波の浸水の可能性(Tsuji et al., 2002)とともに，セグメント Z と A の沿岸

723の湖の浸水を提示する．私達は，ある地点の津波の証拠の存在が必ずしも，隣接す

724

るセグメントの破壊を暗示するわけではないことを述べる；さらなるモデルの努

725

力として，詳細な海水準と海岸線の復元を結合し，破壊帯と古津波の証拠を関連付

23

726

ける必要がある(cf. Furumura et al., 2011)．セグメント E の浮島ヶ原の沈降は，

727

1361 年の地震と関係する可能があり(Fujiwara et al., 2007b, 2016)，一方，

728

Shishikura et al. (2008)はセグメント B と C の境界である紀伊半島の隆起を記載

729

している．西暦 1707 年のような，この隆起のイベントは，隆起貝層が再度覆うこ

730とはなかったので，より大規模な隆起か，その後の地震間の沈降の欠如を示す．琵

731

琶湖のタービダイトの発生(Inouchi et al., 1996)と，紀伊半島の西側の地点と田所732の液状化(Sangawa, 2001, 2009)もまた，この地震の揺れと関連するが，さらなる733

年代の頑健性が，これらの地点で要求される．セグメント Z から E の破壊帯の連734

動は，それ以前に解釈されてたセグメント A と B の連動に取って代わる．西暦735

1707 年の地震の証拠の分布と紀伊半島の継続的な隆起の類似(Shishikura et al.,7362008)は，1 度の大きな破壊を指摘する一方で，紀伊半島の東と西のセグメントの737

時間差のほとんどない「より小規模」の破壊の可能性(cf. Ishibashi, 2004)を，地質738

学的証拠のみからは否定できない．

739

Ishibashi (1999, 2004)は，13 世紀に 1 回以上巨大地震が発生したことを示す．

740

Ishibashi (1998)は，Usami (1996)の西暦 1233 年の地震を事実でないとして否定

741

する一方，セグメント B と E の遺跡の液状化の証拠(Sangawa, 2001)は，1099 年

742と 1361 年の歴史地震の間に激しい揺れがあったと示唆する．長屋元屋敷の砂層は743

他のプロセスで説明できないので，この時期の津波堆積物を反映しうる(Takada et744

al., 2002)．12 世紀と 13 世紀に発生した地震の回数，時期，破壊帯は不明で，さ745

らなる歴史的，地質学的調査に注目すべきである．

746

歴史津波の欠如にも関わらず，Ando (1975b)と Ishibashi (1999, 2004)やその他

747は，
西暦 1099 年康和地震をセグメント A と B を破壊した巨大地震として載せる．

748

津波の欠如と激しい揺れの限られた証拠は，破壊帯が，西暦 1854 年の安政南海地749

震と 1946 年南海地震には類似しないだろうことを示す．その代わり，1099 年の750

地震は，プレート表面，またはプレート上部の断層のより小さい場所を破壊したか

751

もしれない．この地震の地質学的証拠は，かなり限られている．タービダイトが，752

土佐婆トラフ(Iwai et al., 2004)と琵琶湖(Inouchi et al., 1996)から提示されている

753

が，両地点ともに他の地震の可能性を排除するのに十分な頑健性のある年代層序

754はない．結果的に，西暦 1099 年康和地震をマグニチュード 8 クラスの沈み込み型

755の巨大地震と考える十分な証拠はまだない．

756

西暦 1096 年永長地震の破壊帯は，歴史記録からセグメント C と D を含む

757(Ishibashi, 1999, 2004)．セグメント C の大池と諏訪沼(Tsuji et al., 2002)，セグ758

メント D の長屋元屋敷(Takada et al., 2002)，太田川低地(Fujiwara et al., 2013a)，

24

759

セグメント E の大谷低地(Kitamura et al., 2013a)の津波の浸水の可能性のある証

760

拠は，この解釈を支持する(Fig. 4j)．

761

歴史記録は，西暦 887 年仁和地震がセグメント A と B を破壊したことを示唆す

762

る(Ando, 1975b; Ishibashi, 1999)．これらのセグメントの古地震の証拠は限定さ763れる(Fig. 4k)．私達の年代と深さのモデル(追加情報. S1.1)は，セグメント B の土764

佐婆トラフのタービダイトが，この時期に発生したかもしれないことを示す一方，765

紀伊半島の雨島と鈴島の固着生物の年代が西暦 887 年の地震性隆起と矛盾しない

766(Shishikura et al., 2008)．Ishibashi (2004)は，セグメント C と D の同時破壊が767

歴史記録に基づくことを示す．田所の揺れの証拠(Sangawa, 2009)は，この東への768

広がりを支持する．さらなる年代測定が，この地震でセグメント E の太田川低地

769の津波堆積物で提示された関係を確認する必要がある(Fujiwara et al., 2008)．

770

Ando (1975b)は，セグメント A と B の破壊として，西暦 684 年天武地震を図示

771

し，Ishibashi (1999, 2004)は，暫定的にセグメント C，D，E に破壊帯を伸ばす．

772

古地震の証拠は，沈み込み帯の東端である浮島ヶ原低地の地震性沈降の可能性を773示す証拠(Fujiwara et al., 2007b, 2016)があることから，Ishibashi (1999, 2004)の774

より大きな破壊帯を支持する(Fig. 4l)．加えて，Sangawa (2001, 2009)は，セグメ

775

ント D と E の液状化痕をこの地震に結び付け，一方，Shishikura et al. (2008)は，

776

紀伊半島南部の突発的隆起の証拠を提示する．半島の西の，龍神沼，ただす沼，蟹777

ヶ池の砂層は，津波の浸水を示す(Okamura and Matsuoka, 2012)．西暦 1707 年

778と 1361 年と同様に，龍神沼の浸水は，684 年の地震で少なくともセグメント Z の779

破壊を示すかもしれないが，海岸線の復元やモデルの調整がさらに必要とされる

780(Furumura et al., 2011)．より狭い領域の時間差のない破壊が，西暦 684 年の地

781

震と関係した証拠の代替的な仮説である．

782
783

5.2. 地震の間隔

784

歴史記録は，地震が 684 年から 1946 年の 12 回で南海－駿河トラフが部分的ま

785

たは，すべてを破壊し，沈み込み帯のどこかで大地震あるいは巨大地震が起きる平786

均間隔(±1 σ)は 115±89 年であることを示す．多様な地震の発生を平均値で示

787

すのは不適切であり，地震の間隔は，32 時間(1854 年の 2 回の地震)から 262 年間

788(1099 年と 1361 年の間)までの幅がある．プレート境界の同領域の破壊間隔に注789

目すると(沈み込み帯全体よりも)，最短は日向灘と南海セグメント(Z, A と B)の 92

790

年と，東南海と東海セグメント(C, D と E)の 90 年だ．私達が，津波の発生の記録

791のないことと地質データの少なさのために 1099 年の地震を巨大なプレート内地

25

792

震から除外する場合，同様のセグメントの 2 回の破壊の最長の期間は 887 年の仁793

和地震と 1361 年の正平地震で 474 年だ．1605 年の地震がただの境界面の最も浅794い位置で発生した場合(Ando and Nakamura, 2013)，主要な地震発生帯は 1498 年

795から 1707 年の 209 年間破壊しなかったかもしれない．さらに，1498 年の地震が796

南海地域(セグメント A と B)まで伸びていなかった場合，この間隔は 1361 年と797

1707 年の間の 376 年まで伸びるかもしれない．しかしながら，古文書記録が断片

798

的あるいは不完全な時代に巨大地震が発生していた場合，発生間隔はより短く推799

定されるだろう．これらの不確実性の解決には，さらなる地質学的，歴史的研究が800必要である．

801

古地震記録は，歴史記録より長いタイムスケールの地震の間隔の情報をもたら802

す潜在能力がある；しかし，現在，南海－駿河トラフ沿いの地点で，より良い年代

803

値を持ち，適切な長さのシーケンスを示す場所はほとんどない．Okamura and804

Matsuoka (2012)は，ただす沼が，14 の津波で，平均 270 年間隔であることを記

805

録し，一方，龍神沼はより長く，300 から 700 年のよりばらつきの大きい間隔を806記録することを示す．著者らは，浸水の証拠がその後の津波で浸食された結果，見807

かけより長時間になったと述べる．おおさつ低地の砂層(Okahashi et al., 2005)の808

堆積年代に関する私達のモデルは，平均間隔 400-600 年(2σ)で 8 回を示す．土佐809

婆トラフの P シーケンスモデリング(Iwai et al., 2004)は，過去 5500 年で平均間810

隔 200-230 年のタービダイトの堆積を示す．浮島ヶ原低地の 5 回の地震性沈降の

811

時期のシーケンスモデル(Fujiwara et al., 2016)は，平均 180-200 年，100 年以上

812の間隔を示す．それぞれの地点の間隔は，巨大地震の本当の発生間隔と地域特有の

813

閾値の両方を反映する．ある地点の古地震記録は，生成の閾値と保存の閾値を超え814

た地震または津波のみを示す(Nelson et al., 2006; McCalpin and Nelson, 2009)．

815

結果的に，これらのイベントがある地点の閾値を超えなかった場合，ある地点では

816

また，ある期間のいくつかの地震または津波を実際より少なく評価するかもしれ817

ない．ある地点ではまた，非地震性の起源のものを古地震の証拠と誤認したため，

818

地震の頻度を過大評価するかもしれない(6 章で議論する)．

819
820

5.3. 最大規模の地震と津波

821

5.1 章で議論したように，歴史記録は，西暦 1707 年の単一の巨大地震で南海－

822

駿河トラフの 6 つのセグメントが破壊されたことを提示する．セグメント E から

823

は，この地震の地質学的証拠は提示さていない；この破壊がさらに東へ延びたかは

824

曖昧で，この問題の解決には，今後，駿河湾の海岸沿いと富士川河口断層での研究

26

825

は注目すべきだ．地質学的証拠は，西暦 1361 年と 684 年の地震は同様の破壊の826

長さだったかもしれない．現在，破壊帯の長さがより長い地震が南海－駿河トラフ827で起こったことを示す，公表された地質学的証拠はない；しかし，この地域におい

828て歴史地震または先史時代の地震の絶対的規模，または，相対的規模を比較するた

829

めに，地質学的証拠を用いた試みは少ない(Komatsubara and Fujiwara, 2007;

830

Komatsubara et al., 2006a)．

831

いくつかの試みは，この沈み込み帯に面する海岸線を襲った津波の相対的大き832

さに関連した問題を扱う．海岸の湖の津波堆積物の調査記録により，Okamura and833

Matsuoka (2012)は，砂層の有無や，それらの特徴を九州西部と四国南部を直撃し834

た津波の高さの相違と関連づけている．龍神沼は西暦 1707 年の津波の証拠を保存835

する一方で，その後の 1854 年と 1946 年の津波に関係する砂層の欠如は，それら836の津波が匹敵するほどの波高はなく，湖が浸水していないことを示す．龍神沼と蟹837

ヶ池の西暦 1361 年と 684 年の津波に関係する堆積物の存在は，これらの津波が838

この位置で 1707 年に相当する規模があったかもしれないことを示す．証拠の生成

839の閾値のばらつきの可能性は，相対的海水準変動，海岸線の前進，津波の時の潮位840の高さ，浸食される堆積物の供給といった重要な要素を含めて考慮しなければな

841

らない．

842

時代を通しての海岸線の位置の詳細な復元と津波堆積物の内陸方向への最大限

843の広がりの評価の編集は，古津波の相対的な浸水距離の比較を助けるだろう．さら844

なる年代と層序の情報が必要だが，最初の発見は，歴史津波が浜名湖の東の低地の845

最も内陸側の地域に浸水したことのないことである(Fujiwara, 2013; Fujiwara et846

al., 2013b)．六間川低地と浜松低地では，現在の海岸線から 3–5 km 内陸の湿地は，

847

3150 cal BP より古い津波の証拠しか保存していない．さらに最近の津波堆積物

848

は，現在の海岸線に近い湿地に制限され，過去数千年間，浜松海岸平野全体を浸水849させた津波がないことを示す(Fujiwara, 2013)．このアプローチの継続的発展と，

850

南海－駿河トラフ沿いの他の地域における同様のアプローチは，古津波に伴う最851

大浸水距離のさらなる制約をもたらす．このような研究と震源断層の破壊モデリ

852

ングは必要だが，真の浸水距離は「識別可能な粗粒堆積物の内陸への分布」をかな

853

り超えることが分かっている(Abe et al., 2012; Goto et al., 2011; Shi et al., 1995)．

854

遠隔地(これらの位置は震源から海盆により隔てられる)の津波の最大振幅は地855震の規模と相関するが，この関係は震源に近い位置では成立しない(Abe, 1979)．

856

結果的に，南海－駿河トラフ沿いを襲った最大の津波は，最大の地震により引き起857

こされていないかもしれない．最大の津波の遡上高，浸水距離，それらの海岸線方

27

858

向の分布の，さらなる野外の証拠は，完新世の津波の最大規模の疑問に答えるため

859に探し求めるべきである．

860
861

5.4. 破壊様式，セグメントとスーパーサイクル

862

歴史記録は地質データにより支持され，南海－駿河トラフが 6 つのセグメント

863

で特徴づけられ，複数のセグメントの様々な組み合わせで沈み込み帯が地震で破864

壊されることを示す(5.1 章参照)．西暦 1707 年，1361 年，684 年の全域での破壊

865と，それらの地震の間の期間における「より小規模な地震」によるより小さな範囲

866の断層の破壊は，スーパーサイクルの挙動の存在を示す(cf. Cisternas et al., 2005;

867

Goldfinger et al., 2013; Herrendörfer et al., 2015; Sieh et al., 2008)．そのような

868

断層の挙動は，地質学的証拠によって与えられる，より長期のタイムスケールにお869

いて識別することは現在のところ難しい．それにもかかわらず，最終的には放棄さ870れることになるまでの「隆起貝層の繰り返される再生」が，紀伊半島の南端で見ら

871

れ，上の仮説を支持する(Shishikura et al., 2008; Shishikura, 2013)．これらの隆872

起貝層の塊の中心には，3 回または 4 回の死滅イベントがあり，イベント後のコロ

873

ニーの再生が起き，最後のイベント後は再生しない．Shishikura et al. (2008)は，

874

一連の中規模の地震性隆起イベントとその後の沈降を繰り返し，最後の隆起イベ

875

ントが特大だったことを示す．特大の隆起は，より多くのセグメントの連動した876「より大規模な地震」なのか，またはプレート境界の滑りの深さの違いによるのか

877

は不明である．Hyodo and Hori (2013)は，様々な地震について地震性変位の多様878性に関する可能性のあるメカニズムを提示し，彼らの数値モデルは，より大きな地879

震は海溝を滑らせることが出来るのに対して，より小さい破壊は主要な地震発生

880帯に限定されることを示す．

881

西暦 1605 年の地震は，他の南海－駿河トラフの破壊と同様でないことで際立

882

ち，歴史記録は，強い揺れがないにもかかわらず，津波が広範囲かつ被害を与えた

883

ことを示す(Ando, 1975b; Ishibashi, 2004)．5.1 章で議論したように，これらの特884

徴は，津波地震と一致し，滑りが表面の最も浅い部分に制限される．プレートの収885

束速度 50 mm year−1 で，歴史記録の津波の遡上高を説明するのに十分な滑りの蓄886

積には，100 年は必要とされる(Ando and Nakamura, 2013)．他の歴史的な破壊

887に伴う激しい揺れの記録から推測されるのは(Ando, 1975b; Ishibashi, 2004)，津888

波地震は慶長地震だけであることは，主要な地震発生帯の破壊と同時に浅い滑り889が起きることのさらなる支持か，表面の浅い部分のみの部分的な固着を示すこと

28

890

ができる．地質記録は，南海－駿河トラフ沿いの有史以前の津波地震の発生の識別891において現在のところ不十分である．

892

Ando (1975a)と Ishibashi (1976, 1981)は，地震空白域として，東海地域(セグ893

メント E)を認定し，この考えは日本政府により 1978 年の大規模地震対策特別措894

置法の導入と気象庁の地域の監視の集中と継続に貢献した(Rikitake, 1979)．東海

895

セグメントの破壊の頻度と東南海地域(セグメント C と D)の破壊との同時性は，

896

十分には理解されていない．地質記録または歴史記録は，両地域は西暦 1854 年，

897

1707 年，1361 年と 684 年に破壊したことを支持し，一方，観測記録は，1944 年

898の地震が東南海セグメントだけを破壊し，東の東海セグメントまで延びていない

899

ことを示す．浮島ヶ原低地で識別された地震性沈降イベントは，主要な歴史地震に900対比できず(Fujiwara et al., 2007b, 2016)，記録されていない東海セグメントの破901

壊か，富士川河口断層帯の破壊を反映しうる．セグメント E の単独の破壊の古地

902

震の証拠の欠如は，この場所が単一のセグメントの地震が無いというよりも，証拠

903の生成の閾値を上回るのには，地震性変位の規模，揺れ，津波の浸水が不十分であ904

ることを反映するのだろう．

905
906

6. 問題と可能性

907

調査地点の広がりと，その結果のいくつかの古地震記録の長さにも関わらず，完

908

全で理路整然とした南海－駿河トラフ沿いの古地震の発生時期，発生間隔，破壊帯

909と規模は，現在のところ，地質データから得られていない．これは，他の沈み込み

910

帯のセッティングと対照的で，アラスカ(Shennan et al., 2014a, b)，カスカディア

911(Goldfinger et al., 2012; Nelson et al., 2006)，チリ(Moernaut et al., 2014)におけ912

る複数の地点の統合記録は，有史以前の巨大地震の包括した知見がある．私達は，

913

古地震記録が南海－駿河トラフ沿いの地震災害の理解に現在のところ限定的にし914

か貢献できない 4 つの鍵となる論点を示す：1)提示された古地震の証拠には代替915

仮説のあること；2)異なった地域の証拠を対比するための年代コントロールの不916

十分さ；3)最大の地震と津波の規模を検討するための調査設計の不十分さ；4)時代

917

を通じてかつ地域間の古地震の閾値の多様性の評価が不十分なことである．これ

918

らは，南海－駿河トラフで特有ではなく，認識された問題とそれに基づく提言は，919

国際的な古地震研究に含蓄を与える．

920
921
922

29

923

6.1. 代替仮説924

非地震性の起源の特徴を古地震の証拠として誤認した時，地質記録は地震や津925

波の頻度を実際より多く提示するかもしれない．誤同定は等結果性から生じる．こ926の場合の等結果性とは，異なったプロセスが類似の堆積学的特徴または地形的特927

徴をつくりだす概念である(Chorley, 1962; McCalpin and Nelson, 2009)．南海－

928

駿河トラフ沿いで，私達は，最も幅広い調査の証拠；タービダイト，液状化痕，津929

波堆積物をもとにこの内容を記す．他の古地震のアプローチの限界は，Dura et al.

930(2016)，Carver and McCalpin (2009)，Nelson et al. (1996) と Pilarczyk et al.

931(2014)による包括的レビューと，4 章を通して簡潔的に詳述した．

932

海と湖の堆積シーケンスは，複数の巨大地震の激しい揺れの長時間かつ連続的933な記録となるポテンシャルを有す．琵琶湖は狭い間隔でタービダイトを記録して934いるが，嵐，密度流による河川水の流入，より小さな揺れの地域的な内陸地震もま935

たタービダイト流を引き起こす(Talling, 2014; Shirai et al., 2010)．このような代936

替仮説は，琵琶湖の記録または熊野トラフと土佐婆トラフの沖合のタービダイト

937の記録のどちらかを最終的に割り引いてはいない．実は，最近の歴史地震と関連づ

938

けられない熊野トラフのタービダイトの存在は，局所的地震または非地震性の過939程が働いていることを示す(Shirai et al., 2010)．等結果性は世界的なタービダイ

940

トによる古地震学に影響し，鍵となる今後の展望には歴史記録への堆積物の較正，941

鍵層(e.g. テフラ)を用いた複数のコアの対比，堆積物の供給源の分析と流路の合流

942

テストを通しての地点の感度を確立することを含む(Goldfinger et al., 2012;

943

Moernaut et al., 2014; Pouderoux et al., 2014; Van Daele et al., 2015)．

944

大地震の激しい揺れの記録とみなされる液状化痕も，より小さい地震の揺れや

945

非地震性起源の類似した堆積物の誤同定による過大認識に悩まされるだろう

946(Obermeier, 1996, 2009)．液状化を引き起こすのに十分な大きさの表面最大加速947

度は表面波のマグニチュードが 5 以下の地震(Ambraseys, 1988)なので，局所的な

948

上部プレート地震の発生は，南海－駿河トラフ沿いの地点のいくつかの液状化痕949を説明できる．特に非常に液状化しやすい堆積物，急速な堆積，地すべり，永久凍950

土，被圧地下水泉は，類似の堆積学的特徴を生じるだろう．これらの過程のいくつ

951

かの影響を避けるために賢明な地点を選び，数 km 内の複数の場所で液状化痕を

952

識別し，ジオテクニカルテストと合わせて，地震性であることを決定する評価がで953きる(Green et al., 2005; Olson et al., 2005)．

954

本レビューで扱った論文は，頻繁に南海－駿河トラフ沿いの海岸の湖や低地で955発見された砂層を説明するために，津波を引き合いに出す一方，高潮も，津波の堆

30

956

積物と同様な特徴である粗粒砂層を堆積するかもしれない．台風による高潮は，南957

海－駿河トラフ沿いに発生し，少なくとも地質学的タイムスケールで，地震活動の958ある地域で大きな高潮に襲われていないところはほとんどない．高潮と津波堆積959

物 の 間 の 一 貫 し た 確 実 な 識 別 は ， 研 究 者 間 で 目 下 議 論 中 で あ る (Engel and

960

Brückner, 2011; Kortekaas and Dawson, 2007; Morton et al., 2007; Shanmugam,

9612012)．詳細な堆積学的基準と複数の指標によるアプローチ(e.g. Chague-Goff et962al., 2011; Goff et al., 2012; May et al., 2015a)の注意深い適用(e.g. Komatsubara

963

et al., 2008; Fujiwara and Tanigawa, 2014)は，誤認の回避に役立つだろう．様々

964

な堆積環境において，最近の津波(e.g. Abe et al., 2012; Brill et al., 2012; Goto et965al., 2014; Szczuciński, 2012)と高潮(e.g. Hawkes and Horton, 2012; May et al.,966

2015a, 2015b; Williams, 2009)が残した堆積物のさらなる徹底的な特徴づけと比967

較は重要である．マイクロトモグラフィー(May et al., 2015a)，帯磁率の異方性

968(Schneider et al., 2014; Wassmer et al., 2010)，微化石分析(Uchida et al., 2010)969のような堆積物の解析の新たな方法も，異なった波浪イベント堆積物の起源の識

970

別に役立つかもしれない．

971
972

6.2. 年代コントロール

973

時間差の小さいイベントを区別するための放射性炭素年代の使用の問題は，十974分に報告されている(Atwater and Yamaguchi, 1991; Nelson et al., 1995)．南海－975

駿河の地震の短い間隔は，数時間から数年の間隔であることが歴史記録から明ら976かにされており，異なる地点の古地震の証拠の間で疑いの余地のない対比を確立

977

するための放射性炭素年代の使用を妨げる．このような問題は，アラスカのケース

978が示すように，記録された古地震の間隔が数世紀を超える所(Shennan et al.,979

2014b)や，例えば，年層の極めて高い時間分解能の年代層序で地震の発生時代を980決定できる場所(e.g. Moernaut et al., 2014)では，ほとんど問題にはならない．歴981

史地震の堆積物の特徴を評価するには，古地震の証拠の時代のより正確な制約が982

望ましい．Komatsubara and Fujiwara (2007)は，放射性炭素年代決定された試料

983と提示された古地震の証拠とのあいまいな関係の問題を示す．私達は，今後の報告

984

事項のルーチンとして，試料の深さ，状態，物質，較正された放射性炭素年代，同985

位体分別を含む情報を主張する．特に，層序学的に計画されたサンプリングのアプ

986

ローチを組み込んだ時に，放射性炭素分析は年代モデルを向上させる(c.f. Bronk

987

Ramsey, 2009; Lienkaemper and Ramsey, 2009)．加えて，年層，半減期の短い放988

射性核種(137Cs と 210Pb)，ルミネッセンス年代測定，テフラ年代学と他の層序デ

31

989

ータ(花粉，汚染物質)などの，代替の年代決定は，地点間の対比や古地震と歴史記

990

録の対比の向上を助けるだろう．年代モデルと年代決定を補完する多様なアプロ

991ーチの応用は，南海－駿河トラフ沿いや世界中の地震災害のあった地域における，992

地震と津波の堆積学的証拠の年代コントロールを強化するのに役立つ．

993
994

6.3. 研究計画

995

日本の内閣府の防災対策推進検討会議は，最大規模の地震と可能性のある最大

996の津波のさらなる理解が必要だと強調する(CDMC, 2011, 2012)．この危機評価の997

決定的なアプローチは，可能性評価のための代替的かつ補足的なアプローチを提998

示する．それにもかかわらず，現在までに公表された研究の多くは，議論の中心で999ある規模の問題を計画してこなかった．古津波の遡上高と内陸への広がりの正確1000な評価は，津波堆積物の詳細な図示と特徴づけ，そして，古海岸線と海水準の包括

1001

的な理解による(Fujiwara, 2013)．現在，津波堆積物を解釈する際に，これらの補1002

足的なデータは，一律的には調査されていない．識別可能な堆積物の広がりは，浸1003

水距離の最小推定である一方，これは津波浸水と断層破壊のテストモデルの貴重1004

な制約を与える(e.g. Sugawara, 2014; Witter et al., 2012)．それゆえに，今後の海1005

岸研究は，古海岸線の位置や海岸の変化のより良い理解のために求められ，図示さ1006

れた津波堆積物の分布と浸水モデルと，断層モデルとを組み合わせるべきだ．

1007

タービダイトの記録または，古地震の破壊の規模とマグニチュードの情報を提1008

示する可能性がある(e.g. Goldfinger et al., 2003; Howarth et al., 2014; Moernaut1009

et al., 2014; Pouderoux et al., 2014)．公表された論文は，湖と海洋の堆積盆を過1010

去の南海－駿河トラフの地震時の揺れの記録を保持する能力を有するとする一方

1011

で，これらの地点は十分な調査は行われていないし，再調査も行われておらず，新1012

たな場所の調査を組み込むこともされていないが，南海－駿河トラフの沈み込み

1013

帯を襲った最大規模の地震についての洞察を得ることができただろう．前の段落1014で議論したように，高分解能の年代が今のところ欠如しており，地震性タービダイ

1015

トと他の過程で引き起こされたタービダイトとの区別に問題があることから，タ1016

ービダイト記録の有用性は限定される．新たな試みは，既知の歴史地震の堆積学的1017

記録を読み取ることを試みるべきであり，地震性タービダイトの特徴の定義を確

1018

立し，海洋と湖のセッティングでのより長い堆積物記録の探索にこの理解を使う

1019

べきである．

1020

追加される古地震へのアプローチは，他の地点で成功したが，これまで南海－駿1021

河トラフ沿いではめったに成功しておらず，そのアプローチは現在ある方法を補

32

1022

足するもので，古地震と古津波についての洞察を与える．例えば，Sugawara and1023

Goff (2014)は，浜堤が地震に応答したかもしれないので，日本海溝沿いの古地震

1024の発生時期の地形的記録を提示できるとした．南海－駿河トラフに面する海岸平1025

野の浜堤システムの存在(Matsubara, 2005)は，この沈み込み帯への同様なアプロ

1026

ーチの適応の可能性を示す．

1027
1028

6.4. 古地震の閾値

1029

古地震と古津波の証拠の存在は，生成と保存の閾値による(Nelson et al., 2006;

1030

McCalpin and Nelson, 2009)．例えば，海岸の湖の層序のほぼ最下部で発見され1031

た砂質津波堆積物では，津波は砂を運搬するのに十分なエネルギー(閾値の生成)を1032

保持し，湖への流入口の高さより十分高くなければならず，そして，砂層は，例え1033

ば，生物擾乱(保存の閾値)のような，その後の変質に耐えなければならない．地震

1034

または津波の証拠を保存する場所の感度は，原理的に主にそれらの原因のイベン

1035

トと，歴史地震と津波堆積物と比較することを通して，明確に評価すべきである

1036(c.f. Moernaut et al., 2014; Van Daele et al., 2015)．現在，南海－駿河トラフの研

1037

究は，地点の感度とそれに対応する古地震の閾値を扱ったものはほとんどない．さ1038

らに，このような閾値は時間と共に変化するので―例えば，海水準上昇あるいは低1039

下による湖の流入口の相対的な標高の低下あるいは上昇―，皮切りの過程とその1040

結果の層序学的証拠または地形的証拠との関係は複雑になる．繰り返し起る地震

1041と津波の証拠を比較する時，各イベントの規模を識別すべき場合は，これらの閾値

1042の変化の影響を考慮しなくてはならない．

1043
1044

7. 結論

1045

南海－駿河トラフ沿いの 72 地点から提示された古地震の証拠の批判的検討は，

1046

沈み込み帯の古地震と古津波の地質記録に関する現在の知見を示す．それらの地

1047

点には，激しい揺れ，地震性変位あるいは津波の浸水の証拠を記録する海洋，海岸，

1048

湖，陸がある．地震と非地震性の証拠の区別に関する内容と過去の断層活動を理解1049

するための十分な年代を持つ証拠を提示する地点は少数で，全体でみると信頼性1050

が不十分な情報もある．Environmental Seismic Intensity Scale (ESI; Michetti

1051

et al., 2007)のような震度のスケールを各地震について求める試みは，データの欠1052

落によって妨げられている．現在のところ，南海－駿河トラフの論文で ESI スケ

1053

ールを用いた強度の推定は試みたものはなく，各地点の環境の影響についての完1054

全な記録がないため，その試みは不十分なもので誤認をもたらすだろう．

33

1055

私達は，歴史記録のある 11 の地震のもっともらしい破壊帯を制約するために，

1056

最適な証拠を用いる．この時空間の編集は，西暦 1707 年の地震が提示された 6 つ

1057の地震のセグメントのうち少なくとも 5 つのセグメント(その距離は 600 km を超1058える)における滑りとの関連を示す．地質学的証拠の分布は，西暦 1361 年と 684

1059年の地震が，6 つのセグメントのすべてを破壊したことを示すけれども，隣接した

1060

セグメントの時間差のない破壊の可能性を排除するためには，さらなる調査が必1061

要だ．これら地震の間に起きる地震は，沈み込みの表面のより狭い地域のもので，

1062

少なくとも 1 つ破壊は，主要な地震発生帯の上部の領域に限定された可能性があ1063

り，破壊様式の多様性は豊富である．私達は，西暦 1099 年の地震が巨大なプレー

1064

ト内のイベントとみなす地質記録を発見したが，それは十分ではなく，また今まで

1065に記録が見つかっていない沈み込み帯の巨大地震が，歴史時代に起こったかもし

1066

れないと考える．

1067

歴史記録と地質記録の組み合わせは，現在から 1350 年前までで，同じ地震性セ

1068

グメントの破壊の間隔が 90～474 年であることを示す．古地震のデータによって1069与えられる，さらに長いタイムスケールでは，個々の場所は 200～700 年の地震の1070

間隔を示す．これらの数字は，巨大地震の間隔を反映していないが，古地震のデー

1071

タから地震の間隔を評価する際に，将来の評価は，証拠の生成と保存の閾値を考慮

1072

しなくてはならない．

1073

日本の内閣府の防災対策推進検討会議は，古地震の最大規模を明らかにするた

1074

めに用いる歴史的，地質データを求めており(CDMC, 2012)，その一方，南海－駿1075

河トラフ沿いの古地震の相対的なサイズの比較あるいは，絶対的な規模の定量化

1076には古地震のデータを用いた試みはない．然るが故に，西暦 1707 年に経験したも1077のよりも大規模な地震もより大きい津波の浸水の証拠も今のところない．今後の1078

研究では，野外調査とモデリングを組み合わせて，最大規模の問題を解決すべき

1079

だ．手に入る古地震の証拠のタイプが多様な中で，海洋と湖のタービダイトの記

1080

録，海岸低地と湖からの津波の浸水の記録は，過去の断層の破壊の範囲の新しい知1081

見を提示する良い場所である．これらのアプローチと補完的な方法は，確率的な地

1082

震災害のアセスメントに関連する付加的な問題に答えるための将来の試みの上で1083

重要となる．これらは，時間を通してのセグメントの境界の永続性の不確実性，南1084

海，東南海，東海地域の破壊の同時性，津波地震の発生頻度の特徴を含む．

1085

北村・今井