1

Garrett, E., Fujiwara, O., Riedesel, S., Walstra, J., Deforce, K.,

2

Yokoyama, Y., Schmidt, S., Brückner, H., De Batist, M., Heyvaert, V. M.

3

A., the QuakeRecNankai team, 2018.

4
5

Historical Nankai-Suruga megathrust earthquakes recorded by tsunami and6terrestrial mass movement deposits on the Shirasuka coastal lowlands,

7

Shizuoka Prefecture, Japan.

89The Holocene 28 (6), 968–983.

10
11
12

静岡県白須賀沿岸低地の津波堆積物と地滑り堆積物に記録された南海・駿河ト13

ラフの歴史巨大地震

14
15

要旨

16

沿岸の堆積シーケンスの地質調査は，歴史記録から推定された地震と津波の17

特徴を検証する上で重要な役割を果たす．本稿で，我々は南海―駿河巨大スラ18

ストに面した沿岸低地における多重指標を用いた調査を提示し，過去 800 年間19に発生した津波や地震によるマス・ムーブメントの証拠を評価する．高解像度

20の年代学と X 線コンピュータ断層撮影，粒子サイズ，珪藻，花粉，胞子などの分

21

析と，空中写真の分析を組み合わせて，巨大スラストに沿った複数地点から報22

告された西暦 1361 年康安(正平)津波の最も説得力のある地質的証拠を提示す

23

る．この発見は，2 つの最近の仮説のいずれかと一致している：すなわち，「南24

海地域と東南海地域が一気に破壊した」か「数日の時間差で別々に破壊した」で

25

ある．ベイズ推定年代モデリングを用いたサイト年代学を強化することにより，

26

1498 年の明応津波の浸水の証拠を検証する．先行研究は，1605 年，1707 年およ27

び 1854 年の歴史津波の証拠と 1680 年または 1699 年の高潮の証拠を確認した

28

が，我々はこの期間に関しては，強い波の堆積物は複数ではなく，1 枚の厚い砂29

層しか見出せなかった．この証拠の上書きは，これらの出来事の頻度の過小評

30

価をもたらし，このことは地質記録の弱点を浮き彫りにする．陸上のマス・ムー
131

ブメントもまた，この地点に砂層を堆積させた．放射性核種年代測定と空中写

32

真は，最も最近の 1944 年の南海―駿河トラフの巨大スラストの地震時の激しい33

揺れによってマス・ムーブメントが引き起こされた可能性があるという独立し34た証拠を提供する．

35
36

序論

37

本州，四国，九州の南方に位置する南海―駿河巨大スラストは，100 年以下の38

時間スケール(centennial or shorter timescales)で大地震(それぞれ M w7, 8

39以上の巨大地震)を発生させる(Ando, 1975)．この沈み込み帯に面した海岸線は40

人口密度が高く工業化が進んでおり，地震が大津波を引き起こす可能性がある

41

ため，将来の大地震は日本の中南部にとって大災害をもたらすと考えられてい42

る(Central Disaster Management Council, 2012)．日本海溝沈み込み帯での43

2011 年東北沖地震の予測が不首尾だったことを背景に，過去の記録に基づく地44

震災害評価の不十分さを教訓に，古地震と津波に関してより長い記録を持つ地

45

質記録に改めて焦点が当てられている(Goto et al. 2014; Kitamura, 2016)．

46

古地震学は，歴史記録から推定された地震と津波の特徴を検証するために重要47な役割を果たし，また，より長期的な記録をもたらす上で重要な役割を果たす．

48

南海―駿河巨大スラストに沿って特に注目すべきことは，古地震学的アプロー

49

チが破壊域の場所と断層セグメントの性質を明らかにするのに役立つかもしれ50ないということである(Garrett et al., 2016; Satake, 2015)．現代および歴51

史地震の推定破壊域は，断層の走向に沿ったセグメントと様々な破壊様式のあ52ることを示す(Ando, 1975)．しかし，地震と津波の危険性を評価するための証

53

拠の重要性にもかかわらず，18 世紀以前の大地震のほとんどの場所と規模につ54

いてはかなりの議論の余地が残されている．

55

南海―駿河巨大スラストに面した沿岸の低地や湖に保存された突然堆積した

56

粗粒堆積物は，津波浸水，地震に起因するマス・ムーブメントや液状化や他の非

57

地震性の大波の証拠を記録している(Garrett et al., 2016 およびその中の参58

考文献)．本研究では，静岡県遠州灘沿岸の白須賀低地を調査した(図 1)．我々

59

は，この場所の歴史地震や津波の記録に関する詳細な情報を提供し，破壊域，断60

層セグメント，地震の再発間隔を理解するための重大な含蓄(implications)を
2

61

探る．Komatsubara et al.（2008)は以前にその地点を調査し，過去 700 年にわ62

たって発生した津波，高波，陸上のプロセスに起因すると思われる 7 つの突発63的に堆積した砂層を報告した．本論で，我々は，（1)調査地域の年代を精緻化し，64提案された堆積学的証拠と歴史記録との対比を検証する；（2)形成メカニズムを65区別することに焦点を当てて，堆積物を特徴付けるための複数代替指標による

66

アプローチを用いる；（3)陸上由来の堆積物を記載し，地震が引き起こしたマス・

67

ムーブメントの可能性を調べる；そして（4)南海―駿河巨大スラスト沿いの古68

地震を理解するための白須賀の古地震記録の寄与を評価する．

69
70

調査地域

71

テクトニックセッティング

72

白須賀低地は，本州南部の遠州灘沿岸にある(図 1)．その低地は南海―駿河巨大73

スラストに面し，そこはユーラシアプレートの下にフィリピン海プレートが潜74

り込む沈み込み帯である．収束速度は平均 40-55 mm /年で(Loveless and Meade,75

2010; Mazzotti et al., 2000)，地震間の結合は強く(Loveless and Meade,76

2016; Ozawa et al., 1999)，その沈み込み帯では巨大スラスト地震が発生する77ことが知られている．これらの地震は，長時間の激しい振動，地殻変動，津波の78発生で特徴づけられる．歴史記録は，過去の南海―駿河地震の詳細な年代を与79

え，断層セグメントの存在と破壊の距離の多様性を支持する(Ando, 1975)．1500

80

年間にわたって，11 回の津波を起こした大地震は，西暦 684，887，1096，1361，

81

1498，1605，1707，1854(2 回)，1944 および 1946 年に，沈み込み境界を破壊し82た．これらのうち，東南海地域で起きた 1854 年の最初の地震と 1944 年の破壊

83に連動した滑りが，南海地域西部で起きたのは 1854 年の第 2 回目の地震と 1946

84

年の破壊だけである(Ando, 1975; Ishibashi and Satake, 1998; Seno, 2012)．

85

歴史記録と地質記録は，1707 年の全セグメントの破壊があったことを支持する

86が，それ以前の地震の破壊帯は十分には分かっておらず，引き続き議論の対象87となっている(Garrett et al., 2016; Satake, 2015; Seno, 2012)．

8889

その他の巨大波のイベント

90

津波に加えて，日本中南部の太平洋沿岸は，台風によって発生した高潮の影響
3

91を受ける．1951 年から 2016 年までの間に，東海地方の約 300 km 以内を 216 個

92の台風が通過した(気象庁，2017 年)．歴史記録は，1498，1499，1510，1680 お

93

よび 1699 年の台風に関連する遠州灘の海岸線に影響を与えた破壊的な高潮が記

94

録されている．1498 年 8 月上・下旬の 2 個の台風に伴う高潮が，遠州灘の海岸95沿いを浸水し，家屋を破壊した(静岡県，1996)．1499 年の嵐は，浜松周辺で約96800 人の死者を出し，江戸(現在の東京)と京都をつなぐ東海道を氾濫させた．

97

1510 年の高潮は，海から浜名湖を隔てる海岸線を突破した(図 1)(静岡県，1996)．

981680 年に発生した複数の台風のうち，最も深刻なのは 9 月 28 日のもので，2.7m

99の高潮を引き起こし，約 300 人が死亡した．さらに台風が発生したため，1699

100

年には遠州灘の海岸沿いで洪水や複数の死亡事故が相次いだ(静岡県，1996)．

101

機器記録の期間中も，台風テスが 1953 年に遠州灘海岸に上陸し，浜名湖と海の102

連絡口を劇的に広げた(Mazada, 1984)．

103
104

サイトセッティングと先行研究

105

白須賀の調査地は，太平洋から高さ約 10 m の砂丘で隔てられ，陸側には高さ10660-80 m 以上の中期更新世の天伯原段丘のある，幅 100 m の沿岸低地で構成さ107れている(図 1)．この段丘は，雲母の多い砂と泥の基質に，砂岩とチャートの円108

礫を含む(Isomi and Inoue,1969; Sugiyama,1991)．東京，浜松そしてその西の109

名古屋を結ぶ主要道である国道 1 号線の潮見バイパスの建設で，21 世紀初めに

110

現在の砂丘の高さに盛り土されたかもしれない．低地の地表面は，平均海面よ111

り約 4 m 上である．遠州灘海岸線は潮位変動が 2 m 以下(microtidal)で，浜名

112

湖の入口では最大潮位差は 1.5 m(Mustari et al.,2012)である．

113

ジオスライサーを用いて白須賀の堆積物を調査した Fujiwara et al.（2006)

114

は，「波の支配的な海浜」から「浜堤で囲まれた有機質な後背湿地」への環境変115化を見出した．この海浜から湿地への変化は 13 世紀に起こり，その後の変化は

116

16 世紀以降の，段丘からの物質とウォッシュオーバーの砂による湿地のさらな117る埋め立てである．この地点は，現在，断続的に稲作に使用されている．最初の118研究で報告された掘削地点を含めて，合計 11 地点を調査した，Komatsubara et119

al.（2006，2008)は，側方方向の広がりと厚さがかなり変化する 7 枚の砂層を120特定した(図 1 のコアリング位置)．堆積構造，粒度分析および鉱物組成に基づ
4

121

いて，Komatsubara et al.（2008)は，砂層のうちの 4 つを 1498 年，1605 年，

122

1707 年および 1854 年の津波によるものとし，残りのうちの 1 層を 1680 年また123

は 1699 年の高潮によるものとし，2 層を低地の陸側の端における中期更新世の124段丘から流されてきた堆積物とした．4 層の推定津波堆積物は，塊状または平行125

葉理を持ち，偽礫やマッドドレープ層を特徴とし，高潮堆積物は薄いカレント

126

リップルを示す砂層からなる．陸起源の堆積物もまた，平行葉理，偽礫とマッド

127

ドレープ層を示す．しかし，津波堆積物とは異なり，それらは雲母が豊富であ

128

る．

129
130

試料と方法

131

サンプリングと堆積学的研究

132

先行研究の層序の結果を基に，Atlas Copco Cobra TT ヴィブラコアラーと油133

圧コア掘削機を使用して，北緯 34.67807°，東経 137.50487°の半径約 1 m 内

134

から 6 本のコアを採取した(図 1)．各コアは 2 つのコアセクションと 4 つのコ

135

アセクションからなり，コア間の間隔は 1 m までである．かなり限られた場所

136

から多数のコアを採取するというコアリングの方針だったので，コアホール崩137

壊の緩和に努めた．さらに，繰り返されるコアセクションの重複は，腐植質泥層

138と未固結砂層の互層で特徴付けられる場所の地層の差別的圧密に起因する層序

139

的不確かさを最小にした．

140

我々は，コア掘削場所の周辺から 6 つの表層サンプルを採取した(図 1)．これ

141

らのサンプルは，現世の海浜(2 サンプル)，砂丘(2 サンプル)，水田(1 サンプ

142ル)および中期更新世段丘(1 サンプル)からの堆積物の初期特徴の提供を可能に

143

する．

144

堆積物の構造を調べるために，ゲント大学病院の医療用 X 線コンピュータ断145

層撮影(CT)スキャナー(Siemens SOMATOM Definition Flash)を使用して，選別

146

したコアセクションをスキャンした．堆積物組成，密度および粒径が X 線の減147

衰に影響を与えるので，この方法は堆積構造の可視化を可能とする(Cuven et148al., 2013; Ikehara et al., 2014; May et al., 2016)．スキャナーは 120 kV

149で動作し，有効な mAs は 200 でピッチは 0.45 であった．復元画像は 0.6 mm の150

堆積物を示し，0.2 mm の画素と 0.6 mm のダウンコアステップサイズを持つ．
5

151

VGStudio 2.0 を使用してデータセットを視覚化した．

152

我々は，X 線 CT スキャンと半裁したコアの視覚的分析から堆積学的観察を行153った．水溶性液体モジュールを備えたベックマン・コールター LS 13 320 粒度

154

分析機によるレーザー回折は，コア JSH1/F，JSH3/F，JSH3/O の砂が豊富な部分

155と 6 つの表面サンプルの粒度分布を提供した．厚さ 5 mm のサンプルを 5 mm ま156

たは 10 mm 間隔で分析した．試料調整には，分散剤としてヘキサメタリン酸ナ

157

トリウムを加えた過酸化水素を添加し，有機物を除去した．我々は，GRADISTAT

158

v.4（Blott and Pye, 2001)のモーメントの幾何学的方法を用いて，粒度分布を

159

分析した．

160
161

年代学

162

我々は，AMS 放射性炭素年代法と短寿命放射性核種年代法を用いて，サイトの163

年代学を精緻化する．東京大学大気海洋研究所で放射性炭素年代測定を行い，

164

JSH1/O，JSH1b/F，JSH3/F，JSH3/O のコアから 28 の新たな年代値を得た．Yokoyama

165

et al.（2007, 2010)による実験マニュアルを用いて黒鉛化させ，シングルステ

166

ージ加速器質量分析機で放射性炭素年代を得た(Hirabayashi et al., 2017)．9167

つのデータは陸生植物の地上部分からのものである．砂がちな層の上下の重要168な部分から適切な植物片化石が得られなかった時は，残りの年代は木片(3 サン

169プル)，酸不溶性有機(AIO)片(13 サンプル)，そして全堆積物サンプル(3 サンプ

170ル)に関するものである．AIO サンプルを 180μm でふるい分けして，地中に向か171って伸びる根を取り除き，一方，全堆積物サンプルは全粒子を使った．我々は，

172

14

173

IntCal13 較正曲線(Reimer et al., 2013)を使用した．サンプルの層序的順番

174

は ， OxCal の Sequence ア プ ロ ー チ を 用 い た 年 代 モ デ ル の 改 良 を 可 能 に す る

175(Bronk Ramsey, 1995; Lienkaemper and Ramsey, 2009)．すべての較正年代と176

モデル化後の年代分布を 2σ 範囲の年代として提示する．

C 年 BP と西暦 1950 年以前の暦年補正に OxCal v.4.2 (Bronk Ramsey, 2009)と177

我々は，層序シーケンスの上部の年代をさらに絞るために，短寿命放射性核178

種 210Pb(T1/2 = 22.3 年)および 137 Cs(T 1/2 = 30 年)を使用する．放射性核種の放射179

能は，顕著な砂層を除いて，コア JSH3/F の上部 60 cm からの堆積物サンプルで180測定した．210 Pb， 226 Ra と 137 Cs の放射能は，低バックグランド，高効率，井戸型
6181の Ge(半導体)検出器を用いて測定した．余剰の 210 Pb( 210 Pbxs)は，堆積物中の全

182

210

183

ことによって計算した．エラーは，1σ カウント統計に基づく．210 Pbxs グラフか184

らの堆積速度と年代の計算に，最も広く使用されているモデルは，一定初期濃185度(CIC)，一定供給速度(CRS)または一定フラックス―定常的堆積(CF：CS)である

186(Appleby and Oldfield, 1978)．210 Pbxs の低い放射能を考慮して，我々は CF:CS

187

モデルを採用し(Appleby, 1998)，このモデルは小さいばらつきを平滑にする効

188

果を持つ．年代に関する誤差は，堆積速度に誤差を伝播させる(propagating the189error on the sedimentation rate)ことによって計算した． 137 Cs グラフは，独

190

立したタイムマーカとして用いた．

Pb 放射能から， 210 Pb の親核種の同位体 226 Ra から示される放射能を差し引く

191
192

微化石分析

193

Komatsubara et al.（2008)が報告した砂層の起源を評価するために，我々は194

特定の化石群の群集を分析した．津波による運搬・堆積の同定には，珪藻や有孔195虫が広く用いられている(Dura et al., 2016; Pilarczyk et al., 2014)．陸上

196に遡上した津波の津波堆積物の珪藻群集は，しばしば海生種の高い割合を示す

197

が(Dawson et al., 1996; Hemphill-Haley,1996; Nanayama et al., 2007)，海198

生種，汽水生種，淡水生種が混合した群集や，主に淡水性種からなる群集も記録199されている(Cisternas et al., 2017; Nelson et al., 2015; Szczucińskiet

200al., 2012)．高潮堆積物はそれに類似し，海生または混合した珪藻群を示す(例

201

えば，Parsons,1998)．淡水の堆積環境における異地性の有孔虫の検出もまた，

202

海洋の浸水を特定するための有用な基準を提供する (例えば，Hippensteel and203

Martin, 1999; Pilarczyk et al., 2012)．花粉や胞子の化石は，異常な波の事

204

象やそれに伴う環境変化を特定するために用いられることはめったにない

205(Grand Pre et al., 2012; Nanayama et al., 2007; Tuttle et al., 2004)．

206

Bondevik et al.（1998)は，ノルウェー西部の離水した沿岸堆積盆に Storegga

207

津波によってもたらされた堆積物から淡水藻類群とともに，大量の海生渦鞭毛

208藻の包嚢を見つけた．Goff et al.（2010)は，耐塩性植物種の花粉と汽水渦鞭209

毛藻の包嚢の増加を記録し，それはニュージーランドの沿岸湿地の海洋浸水と210それに伴う環境変化を示唆しているとした．汽水性および海生の渦鞭毛藻の嚢7

211

胞はまた，堆積物の海洋起源を示唆する津波堆積物に見い出された．

212

ここに提示した分析は，珪藻，花粉，胞子の化石に焦点を当てた．有孔虫群集

213

分析を行った試料からは有孔虫は抽出されず，これは酸性環境における炭酸塩

214の溶解の結果であろう(Murray and Alve, 1999)．我々は，標準的な手順(Palmer

215

and Abbott, 1986)を用いて，珪藻分析用にコア JSH3/F と JSH3/O から試料を調216整した．砂層とその直上・直下の堆積物に焦点をあて，厚さ 5 mm の試料を 20〜

217

50 mm の間隔で分析し，１試料あたり少なくとも 250 個の珪藻を同定した．命名

218

法は，Kobayasi（2006), Hartley et al.（1996), Sawai and Nagumo（2003)と219

Chiba et al.（2016)に従った．我々は，珪藻群集を塩耐性(Hemphill-Haley,220

1993; Lowe, 1974; Van Dam et al., 1994)に基づいて，海水，汽水，淡水(低221塩分)，淡水(塩耐性)，淡水(非塩耐性)の 5 グループにまとめた．

222

我々は，JSH3/F および JSH3/O コアおよび現在の水田の表面から採取した合計

223

15 の化石サンプルから，花粉・胞子化石を分析した．サンプルは，花粉分析の224ための標準技術を用いて処理した（Moore et al., 1991)．同定は，Beug（2004)

225

および Demske et al.（2013)，Van Geel（1978, 2001)などに基づく．我々は，226

すべての陸生花粉のタイプの合計に対するパーセンテージでデータを提示する．

227
228

地理空間データ229

最近の陸上のマス・ムーブメントの発生と時期を調べるために，我々は国土230

地 理 院 (http://maps.gsi.go.jp) の オ ン ラ イ ン デ ー タ サ ー ビ ス を 通 じ て 得 た

231

1947 年 8 月に撮影された空中写真(米空軍の偵察機 M415-1，尺度 1：40,000)と232

1959 年 5 月に撮影された空中写真(国土地理院，偵察機 P28，規模 1：28,000)を233

分析した．写真は Imagine OrthoBASE Pro 8.6 と Stereo Analyst 1.3（Leica

234

Geosystems，2002a，2002b)を使用して調整し，分析した．

235
236

結果

237

層序学と堆積学238

白須賀で新たに採取した 6 本のコアは，有機質泥に挟まれた 4 枚の砂層を示

239す(図 2)．近接した間隔のコア間における私たちの砂層の対比は，各砂層の深さ，240

コアリング中の圧密の推定値，そして異なった堆積構造の存在に基づく．これ
8

241

らの砂層は，現在の表面に最も近いものを砂層 1 とし，砂層 1, 2, 3, 4 とす

242

る．砂層と有機質泥層のシーケンスの下位は，斜交層理を持つ中粒〜極粗粒砂

243(下層には掘り下げることができないので基礎砂と呼ばれる)である．

244
245

Sand 4 .

246

最下位の砂層で，シルト質な部分を伴う灰褐色の砂で，250〜300 cm の深さに247ある(図 3d)．コア JSH3/F では，Sand 4 は以下の 5 ユニットに細分できる．（1)248

厚さ 10 cm の淘汰の良い中粒砂の上段ユニット，（2)非常に不淘汰な砂質シルト

249の厚さ 3 cm のドレープ，（3)厚さ 10 cm の不淘汰な細粒〜中粒砂の中間ユニッ250

ト，（4)厚さ 4 cm の非常に不淘汰で砂質の中粒～粗粒シルト，（5)厚さ 1.5 cm

251の非常に不淘汰な細粒砂の下段ユニット．コア JSH3/F の粒径データは，上部の252

砂層サブユニットが上方細粒化し，中央粒径が約 290 µm から約 220μm になり，

253

一方，中間の砂サブユニットは中央粒径が約 200〜250 μm へ上方粗粒化する．

254

肉眼観察と X 線 CT スキャンは，コア JSH3/F のサブユニット 4 は大きくて丸い

255

マッドクラストであることを示す．すべてのコアで下位の有機質泥から Sand 4

256への境界面は明瞭で，上部の境界面は明瞭かそれほどでもない．

257
258

Sand 3.

259

深さ約 200 cm にある Sand 3 は灰褐色シルト質砂である(図 3c)．１つのコア

260で，下位と上位の境界が観察できるコア JSH3/O では，砂層の層厚は 10 cm であ261

る．コア JSH3/O からの粒径データは，下部 8 cm は中央粒径 220-250μm で級化262していない層で，それを厚さ 2 cm のより粗粒な物質(中央値 260-290μm)が覆263

う．上部の粗粒層は，コア JSH3/O の CT スキャンではより高い X 線減衰を示し，

264

あまり淘汰されていないが，下層の 8 cm はより不淘汰である．すべてのコアで，265

下位と上位の境界は明瞭で，cm スケールのマッドクラストが最下部の 2 cm に266ある．低 X 線減衰を明確に呈する領域は，コア JSH3/O ではほぼ水平に堆積した

267

植物片の存在を示す．

268
269
270

Sand 2.
深さ 50〜150 cm にある堆積物の大部分は，斑状灰褐色砂である．6 つのコア
9271にわたって同一の細分化は不可能だったため，砂が豊富な区間とより泥質で有272

機質なサブユニットを Sand 2(図 3b)としてグループ化する．6 つのコアのうち273の 1 つ，コア JSH3/O だけが，この砂層の下位と上位の境界の両方を含む唯一の274セクションで，このセクションでは層厚は 50 cm である．コア JSH1/F の粒径デ

275

ータは，Sand 2 が中粒砂で構成され，シルト質中粒砂の部分を挟在しているこ276とを示す．この層に級化はみられず，平均粒径は 200-280μm で一貫して淘汰が277

悪いかあるいは非常に悪い．下位層の有機質シルトとの境界は，すべてのコア278

で明瞭であり，一方，上位境界は典型的には漸移する．コア JSH3/O の279

スキャンは，ほぼ水平な層(図 3b)を含む，堆積物内の複雑で無秩序な構造を示

280

す．より減衰が小さく，より細粒で，より淘汰の悪い粒度分布の部分は泥が多い

281

層の存在を示す．

X 線 CT

282
283

Sand 1.

284

深さ 20〜50 cm にある最上位の砂層は，斑状灰褐色中粒砂(図 3a)からなる．

285

その層を含む 4 つのコアセクションでは，厚さは 5〜14 cm である．下位層の暗286

褐色で砂質有機質シルトとの境界は，すべてのコアで突発的である．上位の暗287

褐色シルト質・有機質な細粒から中粒の砂との境界は，肉眼観察では突発的だ

288

が，CT スキャンではそれほど明瞭ではない．コア JSH3/F から得た粒径データ

289

は，中央粒径 250-300μm で，わずかに上方粗粒化傾向を示す．層の淘汰は中く

290

らいかやや良い．マッドクラストやマッドドレープは見られないが，コア JSH3/F

291の CT スキャンは，堆積物が完全に均一というわけではないことを示す．41〜47

292

cm の間で，より大きな減衰(より明るい灰色のボクセル)を表す複数の領域の存293

在は，弱い cm スケールの成層構造を示す．これは，粒度分析(0.5〜1 cm)の粗294

いサンプリング分解能または密度のばらつきまたは鉱物種のばらつきによって295

見逃された粒度変化を反映している可能性がある．

296
297

表面堆積物サンプル298

現在の海浜と砂丘(場所は図 1 を参照)からの 4 サンプルは淘汰がやや良い中

299

粒砂からなる(図 3e)．海浜下部と上部砂丘の試料の中央粒径はともに約 365μm

300で，海浜上部と下部砂丘の試料はより細かく，中央粒径はそれぞれ 265 と 310μm
10

301

である．水田試料の鉱物成分は，中央粒径約 50μm の非常に不淘汰な中粒シル

302トからなる．水田堆積物には豊富な植物片や腐植物も残ったままである．段丘303

は多様な粒径と堆積構造が見られ，インブリケーションの発達した 5 cm までの

304

円礫と斜交層理を持つ粗粒砂のユニットを含む．段丘サンプルとして入手でき305

た１つは，不淘汰な中粒シルト(中央値〜55μm)からなる．

306
307

微化石

308

珪藻

309

珪藻分析では，4 つの砂層とその直上・直下の有機質泥ユニットから得た 41

310

サンプルから 165 種を同定した．耐塩性の淡水種がすべてのサンプルの群集で311

優 占 し て い る ( 図 4) ． Sand 4 ， 3 ， 2 は ， し ば し ば 50 ％ を 超 え る 存 在 量 で312

Pseudostaurosira elliptica を含み，Sand 2 からの試料の場合には，総珪藻数313の 95％を超える．

314

P. elliptica は，Sand 1 中で， Staurosira construens および S. construens

315

var. venter を含む他の耐塩性淡水種とともに，少量で存在する．後者は，この

316

砂層からの 1 試料中で最もよく見られる種である．Sand 4 では，海生と汽水性

317の分類群の寄与は最大でも約 9％であり， Fallacia tenera および Ctenophora318

pulchella を含み，これらは最もよく見られた高好塩種である．Sand 3，2，1 で319

は，海生と汽水性種の割合は，一貫して 3％未満であり，これらの層の 15 個試

320

料のうち 7 個はこれらの好塩性グループの珪藻は全く見られなかった．砂層に321挟まれた有機質泥ユニットは，P. elliptica を含む塩耐性の淡水種が 20〜65％322

占めている．

323

ビーチ，砂丘，段丘からの 5 つの表層サンプルには珪藻は発見されなかった．

324

水田の表面から採取した試料には 39 種が含まれ，そのうち 31 種は化石試料中

325にも存在する．現世群集の 96％以上が 3 つの淡水性種の区分に入り，残り 4％326は汽水性で，海生種は見られない．その群集中の 10％を超えるのは，Achnanthes

327

exigua 1 種だけで，主要な化石種は P. elliptica で，3％未満である．

328
329

花粉・胞子化石330

調査花粉分析は Sand 4，3，1 と Sand 3 の上下の有機質シルトユニット(図 5)
11

331

に焦点を当てる．15 の化石サンプルには，20 の木本花粉分類群および 20 の草332

本花粉分類群，8 つの淡水生分類群，5 つの胞子化石および 5 つの緑藻分類群が333識別された．これらの分類群のいずれも，海洋環境を示すものではない．

334

Sand 4 は，Cyperaceae(カヤツリグサ科)およびイネ科植物が特徴とし，大き335

な マ ッ ド ク ラ ス ト に は 特 徴 的 に 高 い 木 本 花 粉 の 割 合 ( 主 に Pinus ( 松 ),336

Corylus (ハシバミ)および Quercus (コナラ))を含む．Sand 4 の中・上部の砂サ

337

ブユニットは，シルトドレープを挟むとともに，水生種群，特に Myriophyllum (フ338サモ)，Spirogyra (アオミドロ)，Zygnema (ホシミドロ)を含む藻類の高い存在量339を示す．Sand 3 では，栽培種と野生種のイネ科植物とともに，松とカヤツリグ

340

サ科が見つかった．この層には菌根類 Glomus の胞子が豊富にあり，水生種群，

341

特に Sagittaria (オモダカ)や，主にホシミドロといった藻類も低量だが見られ

342

る．Sand 1 には，松とイネ科を含む豊富な木本と草本の花粉が含まれるが，水343

生種群，胞子化石や藻類はほとんどない．

344

Sand 3 の上下の有機シルトユニットや現在の水田表面に代表される細粒堆積345

物は，砂層と同様の花粉群集を示す．コア JSH3/F のシルト層には，松，カヤツ

346

リグサ科やイネ科の花粉，しばしば，それらと一緒に水生種群，ホシミドロや希347

少な胞子化石を含む．表面サンプルは Cryptomeria (スギ)，松，カヤツリグサ科，

348

およびイネ科の花粉を含む．しかし，水生種群，胞子化石および藻類はまれで，

349

フサモ，オモダカ， Glomus ，アオミドロおよびホシミドロが欠如している．

350
351

年代学

352

大型化石試料からの 12 個の放射性炭素年代のうち 11 個を組み入れたベイズ

353

年代モデルは，4 つの砂層それぞれの堆積年代を制約する(図 6a，表 1)．我々は354

同層準産の大型化石と AIO の年代値にかなりの差があるため，年代モデルの作

355

成に AIO の放射性炭素年代を含めないこととした(図 6a)．また，我々は同層準356の大型化石の年代より 100〜600 年も古い年代が生じたため，全堆積物の放射性357

炭素年代も加えないこととする．全堆積物の年代値が古い年代へずれる傾向は

358

良く知られている(Nakamura et al. 2012, 2016; Törnqvist et al., 1992)．

359

AIO の破片から推定された放射性炭素年代も，同層準からの混合物(全堆積物の360こと)の放射性炭素年代と同様に，大型化石の年代よりも確実に古く，これは後
12

361

背地での炭素の滞留時間に依存する(例えば，Ishiwa et al., 2016; Yokoyama362

et al., 2016)．なお，我々は Sand 4 のマッドクラスト中に混在した 1 つの大363

型化石サンプルの年代値を組み入れていない．

364

放射性炭素年代モデルは，Sand 4 の堆積時期を西暦 1154-1378 年，Sand 3 を365

西暦 1491-1610 年，Sand 2 を西暦 1601-1831 年，Sand 1 を西暦 1730-1950 年の366

範囲と制約する． 210 Pbx と 137C のグラフは，Sand 1 の堆積年代に関するさらな367

る情報を提供する(図 6b)．CFCS モデルは，0.54±0.10 cm yr-1 の平均堆積速度368を示し，この速度の外挿から，Sand 1 の堆積年代は西暦 1942-1964 年であるこ369とを示唆する．Sand 1 直下の 137 Cs の検出可能レベルの出現は，この推定値を裏370

付ける．環境中の 137 Cs の始まりは 1950 年頃に起こる(図 6b)．

371
372
373

議論

374

先行研究で，白須賀の層序記録は極端な高潮現象や陸上マス・ムーブメント

375の 地 質 証 拠 を 保 持 し て い る こ と が 立 証 さ れ て い た (Fujiwara et al., 2006;

376

Komatsubara et al., 2006, 2008)．Komatsubara et al.（2008)は，ジオスラ

377

イサー調査での 11 地点それぞれで 1 枚から 7 枚の砂層を見つけ，そのうち１地

378

点からだけ 7 層すべてを見い出した．ここで我々は，Komatsubara et al.（2008)

379の最も包括的なコアの 25 m 以内に位置する一連のコアにおいて，突発的に挟ま380れた 4 枚の砂層が存在することを記した．これらの砂層のそれぞれの相対的な381

位置と深さを比較すると，我々の 2 つの最下層の砂層，Sand 4，3 が，先行研究

382で報告された 2 つの最下層の砂層と対比できる．Sand 1 も同様に，最上層の砂383層と対比させることができる．しかし，Komatsubara et al.（2008)のジオスラ

384

イス断面 SRL4 には高潮イベントによって堆積した，特徴的な別々の砂層が少な

385

くとも 4 層あり，厚い Sand 2 との対比が問題となる．我々のコアでの Sand 2386の実質的な厚さと，X 線 CT スキャンによって明らかにされた乱雑な構造は，連387

続する高潮イベントが重ね書きされ，1 枚の層が複数のイベントに関連する可能

388

性が高い．

389
390

年代学と歴史記録との対比
13

391

本研究で確認された 4 枚の砂層の年代は，過去 800 年間に発生した古文書に392記録された地震や高潮イベントと一致している(図 6c)．Sand 4(西暦 1154-1378393年)のモデル年代の範囲には，1361 年康安の震災と津波(南朝元号の正平で知ら394

れている)が含まれる．Komatsubara et al.（2008)は，この層を，より細粒な粒

395

度分布，雲母の存在および堆積物が陸側へ向かって厚くなることから，マス・ム

396

ーブメントの結果として解釈したが，堆積タイミングについては論じていなか

397

った．後述するセクションでは，この層の起源について詳しく説明する．先行研

398

究からの放射性炭素年代の再分析は，1361 年の地震と一致する年代を示唆する

399(Garrett et al., 2016 の補足情報 S1.6 参照)．Komatsubara et al.（2008)と400

本調査の放射性炭素データを組み込んだ複合モデルは，年代を 1330-1390 年の401

範囲(補足図 S1，オンラインで入手可能)とし，さらにこの時代の地震への対比

402

する提案を強化する．単粒子の赤外線励起発光年代もまた，この仮説と一致し，

403

年代は 1291±78 年,1364±72 年および 1390±64 年（Riedesel et al., in404

revision)の 3 つの年代に一致する．

405

Sand 3 の堆積の推定年代は西暦 1491-1610 年で，1498 年，1605 年の津波と，

406

1498 年，1499 年および 1509 年(図 6c)の高潮と重複する．Komatsubara et al.

407（2008)は，2 番目に古い砂層を 1498 年の明応津波であると考え，その放射性炭

408

素データの再分析は西暦 1390〜1460 年であることを示唆している(Garrett et409al., 2016)．先行研究と本研究からの放射性炭素年代を組み合わせた年代モデ

410

ルは 2σ 範囲で西暦 1442-1600 年(付図 S1，オンライン入手可能)を与える一方，

411

ルミネッセンス法は 1σ 範囲で西暦 1516±49 年の値を与える(Riedesel et al.,412

in revision)．1498 年の明応津波の記録は遠州灘海岸沿い広範囲にわたり十分

413

な文献証拠があり，浜名湖の湖口での推定波高は 6〜8m(Hatori, 1975)であり，

414

この津波が Sand 3 の起源に最適である．

415

年代モデルは，Sand 2 の堆積に西暦 1601-1831 年という長い間隔を与える．

416

この範囲は，歴史記録の 1605 年，1707 年の津波と，1680 年，1699 年の高潮と417重複する(図 6c)．1854 年の安政東海津波は 2σ の範囲外にある．長い間隔の理

418

由の一部は，放射性炭素較正曲線で変化のない時代にあたるためかもしれない

419

が，長期間にわたる複数の砂層の堆積および重複が原因とする我々の解釈も支420持する．ルミネッセンス年代は，この解釈を支持しており，堆積物の下部の年代
14

421

は 1605 年の慶長津波と一致し，上部は 18 世紀半ばから後半にかけてのもので422ある(Riedesel et al., in revision)．Komatsubara et al.（2008)は，この期423間内の 4 枚の砂層を 1605 年，1707 年および 1854 年の津波と 1680 年または 1699

424

年の高潮のいずれかに起因するとした．

425

放射性炭素および放射性核種の年代法によって 1942-1964 年に絞り込まれた426

最上部の砂層の年代範囲は，1944 年の昭和東南海地震と 1953 年の台風テスに伴427

う高潮と重なる(図 6c)．ルミネッセンス年代は，Sand 1 が約 1948±8（1σ)と428推定し(Riedesel et al., in revision)，確証をさらに強める．Komatsubara et429

al.（2008)は，この砂層の陸起源とし，堆積年代は議論しなかった．

430
431

堆積メカニズム

432

Komatsubara et al.（2008)は，より細粒な粒度分布，雲母の含有量と堆積物433が陸側に向かって厚くなることから，最下位の砂層が段丘崖から供給されたと434解釈した．我々の研究では，Sand 4 で同定された堆積構造は 1361 年の康安地震

435に続く津波浸水の代案仮説を支持する．Sand 4 は，明瞭な境界，リップアップ

436

クラスト，逆級化―級化の地層，および内部マッドドレープを含む津波堆積物

437に頻繁に見られる多数の特徴を示し，堆積物の流れの減衰と再活動の繰り返し

438

発生を示唆する．さらに，粒度分布は Sand 3，2 および現在の上部海浜の両方

439に類似する．保存良好な海生および汽水珪藻種は，他のどの層よりも Sand 4 に440

高い割合で見られ，海洋起源を支持する．淡水生珪藻，水中の水生植物の花粉，441

水生緑藻種群の産出は，堆積物が淡水環境からももたらされたことを示す．

442

Komatsubara et al.の発見(2008)と本研究の発見は相反するものではなく，津443

波は激しい揺れによって引き起こされるマス・ムーブメントを伴うかもしれな

444

い．Cisternas et al.（2017)はチリ南部からこの同時性の例を示しており，同445

じ地震で津波と土石流堆積物の両方の堆積物の厚さと有無の空間的多様性を強446調している．白須賀において，激しい揺れと，津波，特に戻り流が低地の上の急447

斜面を不安定化し，重力流堆積物を発生させたかもしれない．

448

Sand 3 の起源は，前節で議論した年代的，歴史的情報がない場合には，堆積449

学や微化石群集から特定できない．明瞭な境界，複数の単層，巻き込まれた植生

450やリップアップクラストを含む，いくつかの注目すべき堆積物の特徴が存在す
15

451

る．これらの構造は津波の中での堆積作用と一致するかもしれないが，高潮堆452積物を特徴付けるものかもしれない(Engel and Brückner, 2011; Morton et453

al., 2007; Shanmugam, 2012)．Sand 3 は，上部海浜と下部砂丘の現世サンプル

454

を最もよく反映した粒度分布を示す．粒径データは，海浜と砂丘の環境が東北

455

日 本 の 2011 年 東 北 津 波 に よ る 堆 積 物 に 重 要 な 寄 与 し て い る こ と を 示 唆 す る

456(Nakamura et al., 2012; Szczuciński et al., 2012)．しかし，この砂層の起457源をさらに明確にするには，下部潮間帯と潮下帯堆積物を含む現世サンプルの458

より包括的な組み合わせが必要である．Sand 3 は海浜と砂丘の環境から供給さ459れたものかもしれないが，珪藻と花粉・胞子化石群集は淡水起源なのは有力で460あることを示唆している．現在の海浜あるいは砂丘のサンプルのいずれも珪藻461を産出していないので，1498 年の明応津波が海水の影響にある環境と淡水環境

462からの物質を侵食しているかもしれない．津波は，珪藻をほとんど含まない海463

浜あるいは砂丘の砂と，珪藻，水生花粉や緑藻を豊富に含む淡水湿地堆積物と464の混合を引き起こしているかも知れない．海生または汽水生珪藻の存在はしば465

しば海洋起 源の強い指標だが(Dawson et al., 1996; Hemphill-Haley,1996;

466

Nanayama et al., 2007)，淡水珪藻群集が 2011 年の東北津波堆積物の多くの地

467

域で特徴的で，大量の淡水珪藻による海生種の希釈を示す(Szczuciński et al.,468

2012; Takashimizu et al., 2012; Tanigawa et al., 2016)．淡水群集は，ア469

ラスカとチリの地点でも同様に後期完新世の津波堆積物を特徴付ける

470(Cisternas et al., 2017; Nelson et al., 2015)．Sand 3 中の淡水生花粉，胞471

子と花粉と藻類の産出も，この堆積物起源の混合から生じるかもしれない．

472

Glomus 胞子の存在量の増加は，陸上環境からの堆積物の再移動を示す．この菌

473

根菌類の産出は，土壌侵食による可能性があり(Silva-Sánchez et al., 2014;

474

Van Geel et al., 1989)，沿岸湿地環境の侵食のマーカーとして用いられてい475

る(Kouli，2012)．

476

Sand 3 に関連した議論のように，Sand 2 の粒度分布は，現在の海浜と砂丘の477

試料に最も良く似ており，現在の淡水珪藻群集は異なる堆積物起源の混合によ478るものとして説明される．我々は，17 世紀と 18 世紀の間の複数の高潮堆積物の479

重ね書きが，Sand 2 の実際の厚さと，Komatsubara et al.(2008)によって同定480された，同期間の 4 枚の砂層に対比することの困難さを説明できると考える．
16

481

我々のコアの堆積物の厚さ，級化あるいは識別可能な特徴的な堆積構造の欠如，

482

そして年代モデルで提示された長い年代範囲は，この特定の場所における堆積483

後の変質と均質化の可能性を示唆する．この場所は断続的に稲作に使用されて

484

おり，耕作と農業目的のより細かい堆積物層の人為的な形成あるいは除去の繰

485

り返しは，先行研究で観察された個々の層の欠如をもたらしうる．連続する高486

潮イベントもまた，介在する細粒層の局所的侵食や砂質ユニットの混合および487

再堆積をもたらした可能性がある．

488

Komatsubara et al. (2008)は，段丘堆積物の基質のほとんどが現在の前浜サ489

ンプルには見られない雲母であることから，最上位の砂層を陸域起源とした．

490

我々の結果は，この層の陸起源と一致する．1944 年の昭和東南海津波に堆積物491が由来することは除外できる．なぜならば，浜名湖の湖口で波高 0.9m という

492

Watanabe (1998)の報告の通り，その時の津波は砂丘の尾根を越えなかったから493である．中期更新世の段丘から発生した地すべりや土石流が最も有力な起源だ

494

ろう．このマス・ムーブメントのタイミングと原因を，次のセクションでさらに495説明する．Sand 1 は，他の砂層と同等の厚さで下位の境界は突然であり，わず

496

か に粗 い 粒子分布 を示す ． 堆積物は逆 級化し， これは高潮(例えば Williams,

4972009)と津波(Naruse et al., 2010)の両方の堆積物に記録されているが，級化498

はこれらのイベント中により一般的に報告されている(Morton et al., 2007)．

499

単一長石粒子の光ルミネッセンス過分散値は予想よりも高く，潜在的に他の砂500層に 関連 する もの と は異 なる 輸送 メカ ニ ズム を示 す (Riedesel et al., in501

revision)．Sand 1 中の淡水珪藻種の優勢は，下位の砂層にも見られ，陸上環境502からの物質の再堆積であることを再度指摘する．それにもかかわらず，水生花

503

粉，胞子化石や藻類がほとんど産しないことは，他の砂層とは対照的に，淡水湿504

地の侵食が欠如していることを示す．

505
506

地震によって引き起こされるマス・ムーブメント？

507

放射性核種によって 1942 年から 1964 年に制約された Sand 1 は，陸側の段丘508からのマス・ムーブメントと一致する．1944 年の地震の揺れあるいは 1953 年の509

台風に伴う激しい降雨が，2 つのもっともらしい原因である．1947 年の空中写

510

真は，コアリング地点上の急な段丘斜面に，目に見える新鮮な急斜面と露出し
17

511

た土壌をさらしたマス・ムーブメントの発生を裏付ける(図 7a)．斜面は，沿岸

512

低地より 45 m の高さで 30 度以上の角度を持つ(図 1f)．この写真の日付はマス・513

ムーブメントの引き金として台風の可能性を排除するが，昭和東南海地震のタ

514

イミングと一致している．1959 年までの斜面の植生の高い再生速度に注目する

515と(図 7b)は，さらに 1947 年の直前にマス・ムーブメントが起こったことを示唆

516

する．

517

二次的地盤崩壊は地震性震動の証拠となりえるが(Keefer, 1984, 2002)，南518

海―駿河メガスラスト沿いの野外調査は，主に液状化現象の特徴(Sangawa，2009，519

2013)や海洋および湖におけるタービダイト(Inouchi et al., 1996; Iwai et520al., 2004)に焦点を当てている．Hatori（1975)は 1498 年の地震に伴う地すべ521りを提案し，Usami（2003)は 1361 年，1707 年および 1854 年の地震に伴う地す

522

べりを列挙した．しかし，地表のマス・ムーブメント堆積物について，この地域

523

での広域調査は行われていない．それにもかかわらず，我々の発見は，貴重で補524

完的な海岸の古地震学的方法を提供できることを示唆する．隆起した海洋段丘

525の破壊は，パプアニューギニア(Ota et al., 1997)とチリ(Cisternas et al.,5262017)での大地震のタイミングの理解をもたらしたが，マス・ムーブメントは内527

陸の古地震調査でより広く用いられている(Gutiérrez et al., 2008; Jibson,528

1996; Mitchell et al., 2007)．日本南岸と東岸の沿岸低地の堆積の中心には

529

広大な隆起海洋段丘(Koike and Machida, 2001)があるので，これ(段丘崖の地

530滑り)が日本の沈み込み帯において実行可能な方法であることをさらに示す．タ531

ービダイトに基づく古地震探査のように，地震よりもむしろ台風によって引き532起こされるマス・ムーブメントの可能性を評価する必要がある(Shirai et al.,533

2010 参照)．最近の歴史地震に関連したマス・ムーブメント一覧(inventories)534の分析は，台風によって引き起こされたマス・ムーブメントの一覧のさらなる535

改訂(例えば Saito et al., 2010)やマス・ムーブメント堆積物の地域的対比は

536

この方法を進展するための有益な一歩をもたらす．

537
538

歴史的破壊域への示唆

539

Komatsubara et al.（2008)は，1498 年，1605 年，1707 年および 1854 年の津540

波浸水とともに 17 世紀後半の高潮浸水を，白須賀の砂層に対比した．ここで，
18

541

我々は，1361 年の津波浸水と 1944 年の地震性マス・ムーブメントに対応する砂542層の存在をさらに確認した．

543

歴史記録と遺跡における液状化の証拠から，康安地震は 1361 年 7 月 26 日，

544

南 海 ― 駿 河 巨 大 ス ラ ス ト の 西 半 分 で あ る 南 海 地 域 を 破 壊 し た (Ishibashi and

545

Satake, 1998，Sangawa, 2013)．Ishibashi (2004)と Seno（2012)は，歴史的・

546

地質学的データを基に，東南海地域への地震スリップの東方への拡大の可能性547を高めた．Ishibashi and Satake（1998)と Ishibashi（2014)は，南海地域の破548

壊の 2 日前の 7 月 24 日早朝，東南海地方での別の地震の発生を示唆する代替仮549

説を提示した．現時点では，京都と紀伊半島の激しい揺れを支持する記載の証

550

拠はあるが，太平洋沿岸のその時の津波記録はない．Garrett et al.（2016)は551

地質学的記録を要約し，南海，東南海および東海地域が連動して破壊されたこ

552とを支持できる証拠の広範囲分布を示した．それにもかかわらず，十分に制約553された年表と津波堆積物の明白な証拠の欠如は，この主張の信頼を制限した．

554

さらに，1361 年 7 月 26 日の地震スリップの東側への拡大，または 1361 年 7 月

555

24 日の東南海地域での破壊のどちらでも，地質学的証拠の地理分布を説明でき

556

る．他の古地震の場所からの年代が詳しく分かっておりかつ包括的な報告がな

557

いため，白須賀の Sand 4 は，南海―駿河巨大スラストのどこかで発生した 1361

558

年の津波浸水の最も強力な証拠を提供する．この発見は，南海と東南海の両地

559

域の 1 度でより大きな破壊か，2 日の差で起きた 2 つのより小さな破壊のいず

560

れかに一致する．白須賀の津波堆積物の同定は必ずしも隣接したメガスラスト

561の破壊を暗示するわけではないが，1854 年(安政南海)と 1946 年(昭和南海)の562

南海地域だけのより最近の破壊は，東南海地域の海岸線に沿って，かなりの波

563

高を発生させてはいない(Watanabe, 1998)．白須賀でのマス・ムーブメントの564

同時発生の可能性に暗示される激しい揺れ(Komatsubara et al.，2008)は，1361

565

年の東南海地域の推定破壊をさらに支持する．1361 年の康安地震は，1707 年の566

宝永地震で最高潮に達するスーパーサイクルの始まりであると提案され567(Furumura et al., 2011; Garrett et al., 2016; Seno，2012)，破壊域を絞り568

込むためのさらなる努力は明らかに重要である．

569

Sand 3 と 1498 年の明応津波との対比は Komatsubara et al.(2008)の発見を570

再確認する．この津波の証拠は東南海地域に広く分布し，志島(Fujino et al.,
19

571

2008，Komatsubara and Okamura, 2007)，遠州灘海岸線沿いの新居(Fujiwara et572

al., 2013)，浜名湖(Honda and Kashima，1997)，長屋元屋敷 (Takada et al.,573

2002)がある．歴史的・考古学的・地質学的記録は一致しており，東南海地域の574

破壊を示す(Garrett et al., 2016; Ishibashi, 2004; Sangawa, 2009; Seno,

5752012)．遺跡の液状化の特徴は，2 回目の地震あるいは南海地域への 1498 年の破576

壊域の西側への拡大を暗示するかもしれない(Sangawa，2009)．

577

Sand 2 の成因を特定の波浪イベントに帰する際の困難さは，ここに提示した578

知見に基づいた更なる分析を妨げる．Komatsubara et al.（2008)が主張するよ579

うに，本調査地域が 1605 年，1707 年と 1854 年の津波浸水を記録したのなら，

580

こ れ はこれ らの地震 の 破壊 域 の 現在 の理 解 と 合致し ている (Garrett et al.,581

2016; Ishibashi，2004; Satake, 2015; Seno, 2012)．白須賀における先行研

582

究と我々の研究との砂層の厚さの実際の違いは，非常に細かい空間スケールで583の津波堆積物の層序と堆積物の変位性がかなり高いことを裏付ける．さらに，

584

複数の異常な波浪イベントの重ね書きは，地質記録が頻度の過小評価やイベン

585

ト間の再発間隔の過大評価をもたらす可能性を強調する．

586

測地データと津波波形データの逆解析は，東南海地域の 1944 年昭和東南海の587

破壊域の位置を高い精度で決めるが(Ando, 1975; Baba and Cummins, 2005;

588

Tanioka and Satake, 2001)，この地震に関する堆積物の証拠は限られている．

589

熊野トラフからのタービダイトと泥質角礫岩堆積物(Sakaguchi et al., 2011;

590

Shirai et al., 2010)や，田所遺跡の液状化現象の特徴(Sangawa，2009)によっ

591て，激しい揺れが記録されることがある．白須賀でのマス・ムーブメントの証拠

592

は，1944 年の地震動の稀な陸上記録を提供するかもしれない．

593
594

結論

595

地質調査は，歴史記録に基づく過去の南海―駿河巨大スラスト地震と津波に596関する仮説を検証するための独立した方法を提供する．本研究では，白須賀の597

沿 岸 低 地 の 突 発 的 に 堆 積 し た 砂 層 を 評 価 し ， Fujiwara et al. （ 2006) と598

Komatsubara et al.（2006，2008)の先行研究を評価し，再解釈し，復元するた

599

めに，厳密な多角的アプローチを用いる．新しい層序的調査，X 線 CT スキャン，600

粒径，珪藻，花粉・胞子化石の分析結果を報告するとともに，我々は津波あるい
20

601

は台風に起因する高潮浸水さらに陸域のマス・ムーブメントの発生を反映した

602

4 枚の砂層を確認した．最も古い砂層は 1361 年の康安津波と一致している．こ603の堆積物の存在と同時期に地震動があったことを示唆する証拠は，1707 年の宝604

永地震に相当する全破壊域の破壊を引き起こしたという康安地震の最新解釈を605支持する(Furumura et al., 2011; Garrett et al., 2016; Seno et al., 2012)．

606

我々は，南海地域と東南海地域で 2 つの隣接した破壊域の破壊という代案仮説

607(Ishibashi, 2014; Ishibashi and Satake, 1998)を否定できないが，いずれの608

仮説も現時点では東南海地域のすべりを示唆している．

609

11 の新しい放射性炭素年代値を組み込んだベイズ年代モデルを用いて，1498

610

年の明応津波堆積物中の浸水の証拠を検証する．Komatsubara et al. (2008)は，

611

1605 年，1707 年，1854 年の津波と 1680 年または 1699 年の高潮に伴った 4 枚の612

別々の砂層を見つけたが，我々は厚さ 50 cm の砂層を 1 枚しか見つけていない．

613

複数の異常な波のイベントでできた証拠がその後のイベントで上書きされるこ

614とは，堆積物の側方変異がかなり大きいことと，地質記録では津波の発生頻度

615が過小評価されてしまう潜在性のあることを強調する．

616

放射性核種による年代決定と空中写真分析を組み合わせることにより，1944617

年の昭和東南海地震が，最新の砂層の堆積がマス・ムーブメントによる可能性

618

が あ る こ と を 実 証 し た ． こ の 堆 積 物 は 以 前 に は 陸 上 起 源 の も の と さ れ て おり

619

(Komatsubara et al., 2008)，我々はこの地域の最新の巨大地震の稀な地質記

620

録であると推定する．隆起海成段丘の地震に起因する斜面崩壊の発生は，この621

地域および他地域での補完的な古地震探査方法としてのマス・ムーブメント堆

622

積物の研究開発を支持する．

623
624

北村晃寿・岡嵜颯太

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