1

History of ancient megathrust earthquakes beneath metropolitan Tokyo inferred from2coastal lowland deposits

3

Mannen，K.，Yoong，K．H.，Suzuki, S.，Matsushima，Y.，Ota，Y.，Kain，C. L.

4

and Goff，J., 2018．Sedimentary Geology 364, 258–275．

56沿岸低地堆積物から推定した首都圏東京下の過去の巨大スラスト地震の歴史

7
8
9

要旨

10

首都東京は，過去 300 年に 2 回の巨大スラスト地震が発生した沈み込み帯の11真上にある．しかし，この周辺のより古い地震の発生時期はあまり理解されてい12ない．本研究では，沿岸低地からの層序学，古生態学，放射性炭素年代測定，考13

古学記録を用いて，過去の巨大スラスト地震のタイミングの特定を目指す．東京

14の南の沿岸部での 13 本のボーリング孔の調査は，6000 年間に 4 m の隆起の証拠15を見出した．しかし，我々は，過去 1000 年の垂直変位は実質ほぼゼロであるこ16とを発見した．本研究の結果は，過去 1000 年間に短期間のラグーン堆積物の保17

存が 3 回起きたことを示し，放射性炭素年代測定結果は，これらの保存のタイ

18

ミングが主な歴史地震のタイミングに近いことを示す．したがって，我々は，「短19

期間のラグーン堆積物」の断続的保存は巨大スラスト地震による隆起の結果と20考える．巨大スラスト地震の候補は，1703 年，13 世紀，878 年のイベントが挙21げられる．これらのイベントは地震と地震の間の地盤沈下によって実質的垂直

22

変位は解消されたため，この地域の長期的隆起をもたらしうる地震は 9 世紀以23前に起きたことを提唱する．また，この研究は，実質的な地殻変動が中立である

24

場所で，古地震学的アーカイブとしての「保存された潮間帯堆積物」の価値を実

25

証した．

26
27

1．序

28

首都圏または関東地方は，北アメリカプレートとフィリピン海プレートの収束

29

境界をなす相模トラフに隣接する(Sato et al., 2005)(Fig．1)．この地域は，

30

歴史時代に数回の巨大スラスト地震(関東地震：KE と呼ばれる)が発生したと考

31

えられ，首都圏への最大の地震脅威である．先行研究では，これらの事象の再発

32

間隔は約 180〜400 年であると推定している(Seno，1977; Nyst et al.,2006)．
1

33

1923 年大正関東地震(Mw = 7.9)と 1703 年元禄関東地震(Mw = 8.0)の最新の 2 つ34の巨大スラスト地震については，正確な年代が知られているが，それ以前のタイ

35

ミングはあまり特定されておらず，地質学的証拠はほとんど見つかっていない．

36

古文書には，首都圏に及ぶ 20 以上の破壊的な地震が記録されているが，報告は37

曖昧で，関東地震とそれより小規模の地震(Mw≈7.0)―ただし，プレート内やプレ

38

ート間の破壊を含む壊滅的な地震である―との区別ができない(Grunewald and39

Stein, 2006; Toda et al., 2008) (Appendix 1).

40

沿岸の層序学の解析を用いた地殻変動とそれに伴う津波浸水の証拠の両方，

41

またはそのどちらかを検出することで，沈み込み帯沿いの過去の巨大スラスト

42

地震の証拠を得ることができる(Atwater，1987; Nanayama et al., 2003;

43

Cisternas et al., 2005; Satake and Atwater，2007)．1923 年大正関東地震に

44

続いて，東京の南の沿岸部，鎌倉で 0.8m の地震隆起が計測され(Omura，1926;

45

Miyabe，1931)，1703 年元禄関東地震でも同様の隆起量が推定された(Shishikura，

46

2003; Namegaya et al., 2011)．しかし，地震と地震の間の地盤沈下(国土地理47

院，2015)は，1703 年のイベント以来，何世紀にもわたって実質的には隆起も沈48

降もない状態をもたらした．このプロセスは 1923 年大正関東地震後も続いてい49

る．これらの関東地震は，沿岸低地を浸水させた津波を伴い，この地域で 5〜750m の沿岸高に達すると推定された(Hatori，1991)．しかし，調査地域では，歴史

51

時代の津波堆積物がいくつか発見されている(Fujiwara et al., 2006)．

52

上記で言及されたのは，歴史時代のテクトニック変動の簡単な説明である．し53

かし，主要な地形や地質構造から推定される長期的なテクトニック変動は，これ54

らの推論とはいくらか矛盾する．鎌倉と逗子の調査地域を含む相模湾の北東海

55

岸は，北西-南東の隆起帯を形成する．この隆起帯は相模トラフと平行している．

56

研究地域の背後にある沿岸の丘陵は新生代のもので，100 m を超える高さに達し57ている．この地域の最古の地質学的ユニット(葉山層)は調査地域の南西に露出

58

し，北西-南東に伸びる地帯を形成する．この丘陵地域は開析されているため，

59

その隆起の歴史ははっきりしていない．しかし，隣接する段丘堆積物におけるテ60

フラ層の分析は，少なくとも 10 万年間に実質的には隆起傾向が進行しているこ61とを示す．最終間氷期マーカーの標高の集計は，過去 12.5 万年間にわたり隆起

62

速度がかなり速い(>0.7 mm/yr)ことを意味する(Okuno et al., 2014)．

63

垂直テクトニック変位が累積しているように見える三浦半島と房総半島(Fig．

641)南部での研究は，最近の 2 つの関東地震に関連した隆起海岸が識別されてい2

65

る(Yonekura，1975; Matsuda et al., 2014)．さらに，不明瞭な海岸段丘，古い66

浜堤，津波堆積物は，暫定的に元禄関東地震に起因するとされている(Shimazaki

67

et al., 2011; Shishikura，2014)．しかし，これらの年代を特定することは困68

難であると証明された．

69

本論文では，長期間のテクトニック変動が中立的である首都圏の地震隆起の70記録として保存された短期間の堆積物の利用を示す．我々は，沿岸の層序学と放71

射性炭素年代測定を用いて，過去の関東地震イベントの年代を限定することを

72

目指す．さらに，この地域の正確な隆起速度を得ることを目指す．本論文で地質73

学的手法に基づき過去の関東地震イベントの年代を限定することを議論する．

74
75

2．調査地点76

鎌倉市と逗子市は，首都圏相模湾の北西海岸にある(Fig．1)．鎌倉は，この地

77

域に最初の幕府が設立された 12 世紀末(西暦 1180 年頃)には人口の密集した都78市だった．対照的に，逗子は 19 世紀後半まで農村で，詳細な地質学的歴史は知79

られていない．これらの地域は，1923 年大正関東地震で 0.8 m の地震性隆起が80あった(Omura，1926; Miyabe，1931)．1923 年以来，年間測地調査が行われてお81

り，鎌倉と逗子の両方で約 2 mm/yr の地震間沈降が起きていることが示されて82いる(国土地理院，2015)．完新世の地域的海面変動は，約 6000 年前(縄文海進：

83JT)には現在のレベルより最大 8 m 高く，弥生海退の時に現在よりも低下し，そ84の後 2000〜3000 年前までに現在の海水準に安定した(Umitsu，1991)．

85

この地域の最大潮位差は 0.9 m である．現在，この地域ではいくつかの高潮

86が起こっているが，顕著な海岸浸食は報告されていない．その中で，鎌倉の沿岸

87

低地では，1949 年に発生した強力な台風により起きた高潮が報告されており，

88

その時には庇(ひさし)の高さ(おそらく海抜 5 m)まで浸水した(Minamide，2004)．

89

19 世紀以前の高潮に関する詳細な報告はない．

90

調査地域には，滑川(鎌倉)と田越川(逗子)の 2 つの主要な河川がある(Fig．

911)．それらの河床は主に粗い中礫質堆積物から成り，一方，海岸線は西からの漂92

砂によって海岸に運ばれた砂を主体としている(Aramaki and Suzuki，1962)．こ93

れらの砂は現在の浜堤を形成するが，沿岸低地は 20 世紀初頭に埋め立てと排水94工事が始まるまで湿地だった．中世の考古遺跡の分布は，定住地域が当時の内陸95部に限定されていたことを示し，これに基づき中世の海岸線は図 2 のように推96定されている(Matsuo，1989)．西暦 1659 年刊行の図の案内書は，研究地域が当3

97時ラグーン環境だったことを示す(Saito，1999)．しかし，徳川幕府によって発98

行された最初の詳細な海岸地図にはその調査時点においては，この地域には水99がないことを示しておりまた，その後の書物にラグーンを記したものがないた

100

め，ラグーンは西暦 1800 年以前に消滅していた可能性が高い．低地中央におけ101るボーリング孔データはラグーンシステムの埋積作用の歴史を保持していると

102予想されるので，ラグーンシステムと地震隆起との関係が本研究の主題となる．

103

低地縁辺のボーリング孔データは，様々な堆積環境を示すと予想される．地点

104

K(Fig．2)は，1253 年頃に建立された鎌倉大仏で知られる高徳院に位置する．こ105のような歴史的背景から，地点 K は今日のように排水環境が乏しい場所と推定106されるが，歴史時代を通して居住地だったことは明らかだ．Matsushima(1999)は，

107

建設工事から得られたボーリング孔記録を収集し，これらの低地縁辺地域では，

108

約 6000 年前の内湾堆積物の上に，厚い泥炭層が重なることを明らかにした．こ109の内湾から湿地環境への移行のタイミングとモードは，本研究の第 2 の主題で

110

ある．

111
112

3．方法

113

鎌倉と逗子にまたがる 6 つの場所を調査した(Fig．2)．各地点で複数のボー

114

リングコアをバイブロコアラ(vibrocorer)で採取し，6 地点から合計 13 本のコ

115

ア(長さ 5～6 m)を得た(Table 1)．コアは採取直後に実験室で半裁した．その後，

116

年代測定，化学的，古生物学的分析用サンプルを採取し，冷蔵庫に保存した．VRS-

117

GPS(誤差±2 cm)を用いて，各ボーリング地点の標高を測定した．コアの圧縮は118

見られず，地質境界レベルの誤差は±10cm 以下と考えられた．各地点で層序を119記録し，微化石・大型化石(珪藻，花粉および軟体動物)の分析と産業総合研究所

120の地質調査所の Flash 2000 CHNS 元素分析計で計測した全硫黄含有量によって，

121

各堆積相の堆積環境を決定した．Chiba and Sawai(2014)に従った珪藻の生息環

122

境と塩分耐性の分析と合わせて，総硫黄含有量を塩分指標として用いる．

123

堆積年代は放射性炭素年代測定によって決定した．34 の有機物試料の放射性124

炭素年代測定(Table 2)を，加速器質量分析で行った．本研究では，切断面上で125見つかったほぼ全ての大型植物(直径数ミリメートル以上)を採取し，年代測定

126した．切断面に植物がなかった重要な層(以下では，ユニット B と呼ぶ)と他の127層に関しては，我々は堆積物を水でふるい，小さな植物片を濃縮し抽出した．同

128

一層から複数の植物が得られた場合，我々は年代測定のためのサンプルを無作
4

129

為に選択した．データは，OxCal 4.2(Bronk Ramsey，2009)を用いて，陸生植物

130

および貝をそれぞれ IntCal13 および Marine13 曲線に較正した(Reimer et131al.,2013)．海生貝類について，この地域の ΔR は比較的低いため(82±33 年;

132

Shishikura et al., 2007)，リザーバー効果を適用しなかった．本研究では，海133

生貝類の年代測定結果は比較的古い堆積物(3000-7000 年前)に用い，陸上の歴史

134

時代の堆積物は陸生植物の年代に基づいて議論した．これは，同一層準では，海135

生貝類の年代値が植物のそれよりもかなり古い傾向があるためだ．

136

花粉群集の変化から堆積年代を同定した．歴史な森林減少の結果，自然植生

137(Cryptomeria: 日本のスギ，Quercus: 日本のオーク，Castanopsys: 日本のシ138イ)は，成長の早い Pinus の卓越する植生に置換された(Suzuki，1999)(Appendix

139

2)．

140
141

4．層序と解釈

142

本研究の全地点の層序は，表層付近の堆積相に基づき，砂質と泥炭質の 2 ク

143

ラスに分類される．この結果は先行研究と一致する(e.g., Matsushima，1999)．

144

砂質タイプは沿岸低地中央部の 5 地点に見られ，近くの浜堤からの風で運搬さ145れた砂の寄与が推測される．泥炭質タイプは内陸で見られ，あまり排水されてい146ない環境だったと思われる．我々は泥炭に分類できるいくつかのボーリング孔

147を得た．しかし，より新しい人工物の存在と年代測定サンプルの混合に示される

148

ように，ほとんどのものは人間活動で擾乱されていると思われる．よって，これ149らの撹乱された泥炭地の古環境を評価するためのさらなる分析は適当ではない．

150

しかし，K 地点の K-4 ボーリング孔の地質にはほとんど変化が見られず，泥炭質

151

タイプの層序を示す．

152

泥炭タイプのボーリング孔とは異なり，砂質タイプのボーリングコア層序の153

大部分は無傷のようである．これらの擾乱のレベルの違いは歴史的土地利用の154差に起因し，沿岸低地は 20 世紀の開拓まで放置されてきたのに対し，内陸部は

155

12 世紀以来都市化されてきたのである．この 2 つのタイプの層序は，次のセク

156

ションで検討する．

157
158

4.1. 沿岸低地中央部

159

4.1.1. 結果と堆積相の解釈

160

砂質タイプの地点(H，I，S，Z，Zu; Fig．2)のボーリング孔層序は，4 ユニッ
5161

トから成る(A-D，Fig．3)．Fig．4 に，考古学遺物，放射性炭素年代測定および162

微化石，全硫黄および軟体動物の分析用試料の採取層準を示す．生データはすべ

163てオープンアクセスデータセットに提出されている(Mannen et al., 2017)．

164

基層(ユニット A)は，青灰色シルト質極細砂からなる． Macoma sectior ，

165

Rhinoclavis kochi，Dosinella penicillata などの潮間帯に生息する種を主体

166とする軟体動物化石を産する．ユニット A の上部境界面が，現在の海面とほぼ167同じである(Fig．4)．放射性炭素年代測定結果は，このユニットが鎌倉で暦年代

168で約 5000 年前，逗子で約 4000 年前に形成されたことを示す(Fig．5)．ユニット

169

A の硫黄含有率は比較的高い(0.355-1.809％; 平均 1.222％)．中部沿岸低地の170

ユニット A は，珪藻の低含有量(1 スライドあたり 8-30 個)で特徴づけられ，珪171

藻殻の表面構造と堆積物の特徴は還元条件下でのシリカ溶解を示す．

172

調査地点の地形は，海面水位が現在よりも 4〜6 m 高かった時に，沿岸低地環173

境で河口が形成されていた可能性が高いことを示す(Fig．2)．この観察は，同定

174

された化石軟体動物群集と年代測定結果を合わせると，ユニット A は縄文海進

175

最盛期(約 6000 年前)後に堆積した亜潮間帯河口堆積物を示す．

176

ユニット B は，厚さ 30-50 cm の主に礫層からなり，調査地域のより内陸の新177第三系の露頭から運搬された中礫サイズの泥岩砕屑物を主成分とする(Fig．3)．

178

鎌倉では，中世の陶器(かわらけ)の円摩された小礫サイズの断片がユニット全179

体で見つかり(地点 I-3 を除く)，これは 12 世紀末後の堆積物を示す(Kawano，

1801986)．これらの遺物は，他で議論されているように逗子にはない．逗子の調査

181

地点のどこにも現代の人工物(ガラス，コンクリートなど)は見つからなかった．

182

地点 I と Zu では，ユニット B はかなりの量の無傷な貝殻を含み，それらは様々

183な海洋環境に棲む貝である(Fig．6)．シルト片から抽出された珪藻種の分析は，

184

海洋種の割合が高いことを示す(46-93％; Fig．4; Mannen et al., 2017)．保185

存されにくい環境で，ユニット A の珪藻がほとんどないため，下層の堆積物か

186

らの珪藻の汚染や混入はほとんどありえない．

187

放射性炭素年代測定は，6 世紀と 9 世紀の間の年代を示した地点 I-3 および逗188

子の地点 Zu のボーリング孔を除き，ほとんどの地点でユニット B が 12 世紀よ

189

り若いことを示す(Fig．7)．この年代測定結果は，「かわらけ」の有無のパター

190

ンと一致する(Fig．4)．ユニット B の堆積環境はセクション 5.2 で議論する．

191

ユニット C は，主に砂とシルト質砂で，礫をいくらか含む(Fig．3)．大部分は

192

塊状だが，稀に平行層理が見られた．有機物含有量と水分含有量は全体を通して
6

193

高く，一部泥炭層が存在する（有機質層を Fig．3 に示す)．無機質の砕屑物の粒194

度測定は平均粒径 2.3φを示し，これは現在の浜堤の粒度(2.4φ)と一致するこ

195とから，現在と同様の風が運搬したものであることが示された(Mannen et al.,1962017)．珪藻群は，Hantzschia amphioxys や Amphora montana のような陸に豊富197な種が多いので，陸上環境を示す(Fig．4; Mannen et al., 2017)．一般的に低198

い硫黄含有量(0.025-0.29 wt％，平均 0.113 wt％; 海岸に隣接する地点 S を除

199く)もまた，ユニット C が陸上堆積環境であることを支持する(Fig．4)．これら

200の観察は，文書の証拠と合わせて，ユニット C が浜堤背後の後背湿地に堆積し201た風成堆積物から成ることを示す．ユニット C の年代は，ユニット B の年代が202

16 世紀よりも若い場所では，ユニット B の年代に非常に近い．この年代結果は，

203

ラグーン環境が 1659 年から 1800 年の間に消滅し，風成砂で急速に覆われたこ

204とを示す歴史的証拠と一致する．

205

厚い(最大 1.8 m)上層のユニット D は，明茶色で淘汰の良い細かい風成砂と206

20 世紀初頭の人工埋立物から成る(Fig．3)．この砂は表面まで達し，風成砂か

207

ら成る砂丘を示す可能性が最も高い．いくつかの層では，砂はシルト質で腐植物208が多く，カタツムリの殻を含む(Zu-1; Fig．4)．これらの有機物に富んだ層準は，209十分に発達した植生が安定していた時代に形成されたと考える．ユニット D の210

最も古い基底の年代は Zu-2(逗子)の 13 世紀であり，最も新しい基底の年代(16211

世紀以降)は鎌倉のボーリング孔に見られた (Fig．7; Table．1)．

212
213
214

4. 1. 2．歴史堆積物の分類
ユニット B は，歴史時代に 3 つの時代にわたって形成されたと考えられる(Fig．

215

7)．第 1 に，逗子や鎌倉の最も内陸部(I-3)では，ユニット B の年代は 6〜9 世

216紀の間で，この層に「かわらけ」がないことと符合する(グループ 1)．第 2 に，

217

ボーリング孔 I-1 と I-2 はユニット B の年代が 12 世紀であることを示し，これ

218

は逗子と I-3 におけるユニット C と D の開始と一致する(グループ 2)．第 3 に，

219

より海側の鎌倉の地点(H，S，Z)のユニット B は，これらの地点に現代の人工物

220がないことから，17 世紀から 19 世紀末までに形成された(グループ 3)．

221

このように我々は，各ボーリング地点におけるユニット B の年代に基づき，

222

ボーリング孔を 3 つのクラス(グループ 1〜3 とする)に分類する．興味深いこと

223に，グループ 1 のユニット C と D の年代は，グループ 2 のユニット B の年代と224一致する．さらに，グループ 3 のボーリング孔のユニット C の年代は，グループ
7

225

3 のボーリング孔のユニット B の年代と一致する．グループ 2 のボーリング孔の226

ユニット C の年代(I-1 のサンプル＃8; Fig．7)は，グループ 3 のサンプルより

227

新しいように見える．しかし，正確な結論を出すにはサンプルが少なすぎる．全228

体としては，歴史時代(ユニット B から D)を通したサンプル年代は，8 世紀，12229

世紀と 18 世紀の 3 グループを形成するように思われる．

230

各グループで，花粉群集は異なる(Fig．8)．グループ 1 では，サンプルは自然

231

植生(Cryptomeria，Quercus，Castapnosys)が優占し，グループ 3 では日本の森

232

林破壊の指標として認識されている Pinus(Gotanda et al., 2008)の高い濃集233が見られる(Appendix 2)．グループ 2 の花粉群集は，グループ 1 とグループ 3 の234中間である．放射性炭素年代測定の結果と組み合わせると，これらの観察は，歴235

史時代を通じた既知の花粉群集変化と一致する(Appendix 2)．したがって，花粉236

分析の結果は放射性炭素年代測定から推定された年代を支持すると考えられる．

237
238

4．2．内陸239

4．2．1．結果と堆積相の解釈

240
241

内陸部(地点 K)のボーリング孔の層序は 3 ユニットからなり，2 つの天然堆積
物を人工埋立地の第 3 のユニットが覆う(Fig．9)．

242

野外観察は，地点 K の基底層が暗灰色シルト質極細粒砂で構成されることを243示す．したがって，その色と粒度は，地点 H，I，S，Z および Zu の海側のユニッ

244

ト A(色は暗緑灰色; 平均粒径は 3.1φ)とは幾分異なり，沿岸低地の基底層と同245様である．しかし，空間的，時間的かつ環境的類似性は，地点 K の基底層が海側

246のユニット A と同等であり，それに応じてラベル付けされることを示す．珪藻247

化石は Cocconeis scutellum などの海洋種によって特徴付けられる(677cm で 220248

カウント; Fig．9)．しかし，河川の中下部の指標である Melosira varians など

249の淡水種もかなりの割合を占めている(Fig．9d; Mannen et al., 2017)．それ250

はまた，比較的高い硫黄含有量(0.51-1.16 wt%)を有し，Batillaria zonalis の251

ような海洋軟体動物も含む．放射性炭素年代測定データは約 6000 年前を示す．

252

これらの発見とその地点の全体的な地形学に基づき，我々は，地点 K の基底

253

層は縄文海進時のもので，堆積環境は河川の影響を受けた狭い内湾奥を表すと

254

考える．

255

地点 K では，ユニット A は黒色から暗褐色の泥炭質砂質シルトに覆われてい256

る．ここでは，この泥炭質シルト層をユニット P と呼ぶ(Fig．3)．放射性炭素年8257

代測定は，2 つのユニット間に顕著な堆積中断はないように見えることを示し

258(Fig．9c)，この観察は，硫黄含有量および珪藻群集の示す海水淡水境界と，堆259

積相境界が一致しないことで裏付けられる．ユニット P の基底部では，硫黄含260

有量は，3.27％(現在の海抜 693 cm)から 0.075％(海抜 711cm)に変化する(Fig．

261

9d)．さらに，海洋水生植物を好む珪藻種は，硫黄含有量が減少する層準の直下

262で，15％(海抜 677 cm)から 1.5％(海抜 683 cm)，0(海抜 693 cm)まで減少し，

263

湿地/陸上環境を好む珪藻に置き換わった(Fig．9d)．我々はこれらの観察結果を，264

この移行に伴って堆積環境の状態が海水から淡水に変化したことを示すと解釈265する．ここで，我々は，海水と淡水の境界は約 7.0±0.1 m で，これは硫黄含有266

量の高い層準と低い層準の間に位置するものとする(それぞれ海抜 693 と 711

267

cm)．

268
269

4．2．2．堆積速度270

地点 K のシーケンスの堆積速度は，放射性炭素年代測定から確立され，ユニ

271

ット A およびユニット P の下部については 1.9-5.3 mm/年と計算された．ユニッ

272

ト P の上部では，堆積速度は 0.2 mm/年まで遅くなる(Fig．9b)．我々は，この273

堆積速度の顕著な変化が，河川流入による河口の急速な埋積作用から，排水が不274

十分な沿岸低地に伴うかなり遅い堆積速度への移行を表すと考える．これは，珪275藻群集が，シーケンスの下部の河川/海洋環境の群集から上部の湿地群集に変化

276

するという観察結果と符合する(Fig．9d)．我々は，海抜 722 cm を境にした堆積277

速度の鈍化は，河口から沿岸低地への顕著な環境変化を表すと考える．

278

ユニット P 内に推定された海洋淡水域境界には堆積中断がなくまた，ユニッ

279

ト P 下部の堆積速度が比較的速いため，海洋淡水域境界は堆積時の海面を表す

280と考えられる．海面安定期の河川堆積物による急速埋積は，堆積空間を埋積し，281

その結果，堆積速度は低下した．地点 K における硫黄含有量の有意な変化は，海282

水淡水境界が海抜 7.0±0.1 m にあることを示し，このレベルは，1950 年を起点

283(0 年)としてから暦年で「6064 年前から 6194 年前」の海面である．

284
285

5．議論

286

5．1．本地域の長期的隆起速度

287

地点 K では，約 6100 から 6200 年前の海面は現在より 7.0±0.1 m 高いという

288

証拠が見つかった．この場所での 6000 年前以降の相対的海面変動について，氷9289

河性アイソスタティックなリバウンドで説明される変動量は 3 m までと推定さ290れる(Nakada et al., 1991; Okuno et al., 2014; Tanabe et al., 2016)．し291

たがって，海面変動のテクトニックによる変動量は約 4 m と推定できる．この292

推定値から，長期的隆起速度は 0.7 mm/yr と計算され，先行研究(Matsushima，

293

1999; Okuno et al., 2014)と一致する．

294

ユニット B の年代には約 1000 年の幅があるが，ユニット A と B の境界の標高295

は，調査地域にわたって合理的に一貫している．ユニット A と B の境界標高の296

比較的一貫していることは，ユニット A の潮汐浸食と正味の基盤の標高変化が，297

最新の 1000 年間では顕著ではなかったことを示す．全調査域における過去 1000

298

年間の長期的隆起速度が 0.7 mm/yr が適用可能ならば，沿岸低地では 0.7 m ま

299での隆起を期待できる．この変位量は，潮汐浸食が重要ではない場所では検出さ300れるべきだが，この研究では，ユニット B の年代と基底高度との間に系統的な301関係は認められなかった．

302

ここ 1000 年間に隆起がない理由の 1 つは，この間に起きた関東地震のタイプ

303

によるかもしれない．相模トラフ沿岸の海岸段丘の分布，年代，標高は，関東地304

震の巨大スラストに複数のセグメントが存在することを示す(Namegaya et al.,305

2011; Shishikura，2014; Komori et al., 2017)．最も西のセグメントは大正306

型関東地震で，約 400 年ごとに発生している(Fig．1b)．一方，大正型よりも強307

い元禄型関東地震は，全てのセグメントが同時に破壊し，およそ 2000 年から 2700

308

年ごとに起こる(Fig．1b)．房総半島南部では，いくつかの主要段丘が明瞭に現309れており，これらは元禄型関東地震によって隆起した波食平坦面からなる

310(Shishikura，2014; Komori et al., 2017)．主要な段丘の間には，不明瞭な小311

段丘が確認でき，大正型関東地震の隆起によるとされている(Shishikura，2014)．

312

隆起の同様なパターンが調査地域の沿岸で起きていた場合，過去 1000 年間で313

は元禄型関東地震は一度だけ発生し(CE 1703)，このマグニチュードの 2 番目の314

地震（元禄型関東地震の１つ前の同型地震）の証拠がボーリング堆積物から見つ315

かることは期待できないだろう．さらに，過去千年に数回発生したと予測される

316

大正型関東地震による隆起の堆積物証拠は，地震間沈降の結果として検出する

317にはあまりにも微妙である可能性がある．この仮説は将来，より高くかつより古318

いユニット A-B 境界があると予測される沿岸低地のより内陸部でのボーリング319

解析によって試験され得る．しかし本研究では，テクトニック変動との関係を調320べるため，ユニット B 堆積物の形成過程と年代について議論する．
10

321
322

5．2．ユニット B の堆積環境

323

ユニット B は，沿岸低地の歴史時代の堆積物の基底部を形成し，長い堆積作

324

用の中断後の再開を表す．このユニットは，主に陸成堆積物(例えば，現在の河325

床に見られるような泥岩の礫)，植物片，および人工物からなる．この観察は，

326

堆積物のかなりの割合が河川に由来することを示す．このことから，ユニット B

327

は河床堆積物であると結論づけることができる．しかし，研究地域を流れる小さ328

な河川が，洪水，分岐または蛇行によって短期間(数百年未満)にそのような広範

329のユニットを形成できる可能性は非常に低い．

330

実際，ユニット B(図 4)の硫黄含有量と珪藻群集は，河川の重要な影響は推測331されるが，主に海洋環境で堆積したことを示す．また，海生貝類や珪藻は，相模332

湾との強いつながりを持った開けたラグーンシステムを示す．他で議論されて333いるように，沿岸地地域の歴史資料の記述は，河川システムではなく沼地やラグ

334ーン環境を示し，ここで報告した硫黄含有量の測定，海洋珪藻の産出，無傷の海335

生貝類の貝殻はすべてこのような観察と一致する．よって我々は，ユニット B は336

中礫質干潟堆積物で，川が小さく急な丘陵斜面が海岸に近い三浦半島には普通337であると結論づけた．実際，調査地域(Fig．1b)に近い毘沙門湾の中礫質干潟で338の予備調査では，干潟堆積物の礫成分はかなり多く(約 50％)，珪藻群集はユニ

339

ット B のそれに類似していた.

340
341

5．3．ユニット B の埋積作用スタイル

342

ユニット B は海側でより若くなるが，年代測定データはユニット内に 3 つの343

明確な時間差を示すようなので，干潟の漸移的な埋積前進作用ではないようだ

344(Fig．7：緑色，オレンジ色，赤色の陰影を付けた年代層)．前述したように，各345

グループの形成年代は大地震のタイミングに近く(Fig．7)，ゆえに歴史時代の連346

続的な地震性隆起が，ユニット B の連続的な堆積を干潟の影響から離したと推347定される．その後，ユニット B の露出した場所の最上部の陸上堆積物のユニッ

348

ト C と D が堆積した(Fig．10a の時間の 2 および 5)．この後者のプロセスは，

349

地点 S(グループ 3 ボーリング孔)に見られるユニット B と C の年代差が小さい

350

ことから示されるように，各回が急速であった可能性がある．しかし，連続的な

351

沈降は，次の関東地震による隆起が陸成層の堆積を促進するまで(Fig．10a の時

352

点 1,3 および 4)，ユニット C と D の堆積を妨げただろう．事実，地点 I と Zu の
11

353

ユニット C と D の形成年代は，そこのユニット B 形成の次の関東地震(グループ354

1 ボーリング孔; Fig．10a の時点 2)に近いように見える．

355

ユニット B とそれらを覆う陸成層ユニットの隆起したセクションは，地震と356

地震の間の地盤沈降時に海岸侵食を受ける(Fig．10a の時点 1 および 4)．その357

結果，ユニット B のより古いセクションの堆積の証拠が内陸に保存される可能358

性がより高くなる(Fig．10 の時点 5)．各ユニット B グループの年代は過去の関359

東地震に非常に近く，その後の関東地震がこの地域におけるテクトニック隆起

360の原因である可能性が高いため，我々はそれらの間の因果関係を提案する．

361
362

5. 4．ユニット B 保存に関する代替モデル

363

もし堆積期間が散発的かつ急速だった場合にはユニット C が形成され，下位364のユニット B の浸食を防ぐので，ユニット B の異なる年代群の保存には地震性365

隆起は必要ない．13 世紀に著しい森林破壊が起こった(Appendix 2)鎌倉では，

366

歴史時代における堆積作用の散発的増加が起きたかもしれない．首都の設置に367伴う都市建設は，花粉分析(Gotanda et al., 2008)から推定されるように著し

368

い森林破壊(Suzuki, 1999)を引き起こしたであろうし，海岸での堆積を増加さ369

せる土壌浸食を増長する可能性がある．しかし，ユニット C は本質的に内陸部

370からの重要な寄与はない風成砂で構成されている．

371

内陸の陸源でないならば，浜堤または砂の高まりの急速な発達が，ユニット C

372の形成を加速するために，風で運搬さえる物質を大幅に増加させるかもしれな

373

い．歴史記録により，鎌倉で現在見られる浜堤は少なくとも 1454 年から存在し374ていることが分かっているが(Saito，1999)，それ以前の情報はない．しかし，

375

Saito(1999)は，1232 年に鎌倉海岸の東端に桟橋(和賀江島：Fig．2)を建設する

376

以前に，より開けたラグーンが存在していたかもしれないと推定した．この建設

377

が，浜堤の発達を加速し，沿岸漂流が中断された結果，ラグーンが閉鎖された可378

能性がある．実際に，グループ 2 の堆積年代は桟橋の建設年代に近い．しかし，

379

岬で区切られたもう一つの海岸である逗子と同時期のグループ 2 があるので，

380

この建設との対比は見かけ上のものだろう．さらに，1454 年以降，浜堤が安定381したように見えるが，グループ 3 の形成は 17 世紀以降に起こっており，この建382

設によるものではありえない．

383

概念的には，人間活動と浜堤発達がラグーンシステムの埋積作用に影響を与

384

える可能性があるが，我々のボーリング孔サンプルからはこれに関する明確な
12

385

証拠を検出できない．したがって，ユニット B の保存とそれを覆うユニット C と386

D の堆積の最も可能性の高いトリガーは，歴史時代の関東地震に起因する地震性387

隆起であると考える．

388
389

5. 5．巨大スラスト地震のタイミング

390

相対的海面変動の概念モデルを Fig. 10b に示す．これは，近年の測地の結果，

391

層序学，放射性炭素年代，歴史記録に基づく．地質学的証拠は，歴史時代に相模

392

トラフで発生した可能性のある巨大スラスト地震の数を示し，歴史記録に記載393されている多くの局地的被害をもたらした地震と区別するのに役立つ．これは，

394

巨大スラスト地震の再発間隔を理解し，将来の地震リスクを評価するために必395

要な重要な区分である．コメント

396「Group 1」に修正し，「Group 1」を「Group 3」に修正．

Fig. 10B には誤りがあり，「Group 3」を397

ユニット B の堆積が 17 世紀後半(グループ 3)よりも新しい海岸地点 H，S，Z

398

で，我々は 1703 年関東地震の証拠を見つけた．これらの地点でユニット B を保399

存した 1703 年の隆起に先立ち，ユニット B の海抜はここの平均海面よりもはる400

かに低く，それゆえ侵食と堆積が進行していたと思われる(Fig. 10a の時点 4 )．

401

より内陸部のユニット B の年代(グループ 2 試料，Fig. 7)は，13 世紀後期(Fig.

402

10a の時点 1〜2)に起きた隆起の年代を示す．この解釈は，歴史記録と 1060～

403

1400 年の津波堆積物の年代に基き 1293 年の関東地震(正応地震)を提案した

404

Shimazaki et al. (2011 年)の研究を支持する．鎌倉では，この地震に伴い

405

2000(もしくは 2 万)人の死者が報告された(Appendix 1)．逗子では，この年代

406

はユニット C と D の堆積年代と一致し，この時期の堆積変化の要因としての局407

地的隆起をさらに支持する．しかし，ユニット D(＃24 と＃34，Fig. 7)の年代は408

このイベントを 13 世紀初頭に位置付けているため，1257 年正嘉地震が 1293 年

409

よりも古い最初の関東地震の候補になる可能性がある．歴史記録には，13 世紀

410に起きたこの地域の壊滅的地震が複数記録されているため，我々は，それらを分411

析結果から完全に除外することはできない(Appendix 1)．

412

グループ 3 の試料は，7 世紀〜9 世紀に別の保存(隆起)イベントが発生した可413

能性があることを示し，暫定的に 878 年元慶地震によるものとした．元慶地震

414

は以前には，房総半島の隆起浜堤のうちの一つに基づき関東地震の候補として

415

提案されたが，その浜堤からは 658～686 年という放射性炭素年代が出され，否416定された(Shishikura et al．， 2001; Shishikura，2003)．逆に，伊勢原断層
13

417

(Fig. 1b)にまたがるボーリング孔解析からの地質学的データは，この断層が元

418

慶地震の原因である可能性が最も高いことを示している(Matsuda et al.,4191988)．伊勢原断層は関東メガスラストの真上に位置しているため，伊勢原断層

420が分岐断層である可能性がある．

421

隆起の証拠とともに，発生した可能性のある関東地震による他の地震活動の422

証拠がないことを考慮することは重要である．特に，1495 年の明応地震は，そ423の広範囲への影響(Appendix 1)と鎌倉における津波の報告(Kaneko，2011)のた

424

めに，起こった可能性のある関東地震として示されている．しかし，この研究で425

は，1495 年明応地震を過去の関東地震の候補として支持する証拠は発見されな

426

かった．

427
428

6．結論

429

我々のデータと歴史記録の比較は，報告された 3 つの隆起は，1703 年元禄地430

震，13 世紀の地震(おそらく 1257 年もしくは 1293 年)と 878 年元慶地震による431

ことを示す．しかし，地震と地震の間の地盤沈下のために，これらの事象の地質432

学的証拠は，永続的に隆起した地形として保存されていない．本研究では，長期

433

的な隆起速度は 0.7 mm/yr と計算され，いくつかの隆起した地域的な沿岸の特434

徴は，これらのより最近のイベントより前である，9 世紀以前に発生した地震に435起因する．地殻変動の物理的証拠は不明瞭であり，本研究は，長い時間スケール

436

では実質的に地殻変動が中立である地域における古地震学的アーカイブとして437の干潟の重要性を強調する．これらの環境の中で，その他の可能性のある関東地

438

震に起因する地震活動の証拠もない．特に，1495 年明応地震を過去の関東地震

439の候補として支持する証拠は見つからなかった．

440

首都圏の人口やインフラ整備が進む中，この地域の地震の歴史をよりよく理

441

解する必要がある．顕著な隆起による地形面のないことや古地震の同定のため

442のより一般的な技術への依存によって，本論で扱ったような，あまり好ましくな

443

い堆積記録を見過ごされてきたが，このような環境はその地域の古地震を調査444

するための別の手段を提示する．

445

北村晃寿・前田雅弥

14