３．３

断層活動履歴や平均変位速度の解明のための調査観測

３．３－１

陸上部の警固断層における最新活動時期の高精度化(1) 業務の内容(a) 業務題目

陸上部の警固断層における最新活動時期の高精度化(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

独立行政法人産業技術総合研究所

研究チーム長吉岡敏和

独立行政法人産業技術総合研究所

主任研究員

宮下

由香里

(c) 業務の目的
陸上部分における警固断層の最新活動時期および複数回の活動履歴をより高精度に求めることを目的に、古地震調査を実施する。古地震調査適地選定のため、既存の地形地質情報や埋蔵文化財発掘調査資料の収集整理、ボーリング調査、地中レーダー探査等を行う。これらの調査結果を総合して、断層帯南東部全体の活動の時空間分布を明らかにする。
(d) ３ヵ年の年次実施業務の要約
1) 平成 23 年度：
警固断層帯（南東部）の陸上部分について、既存の地形地質情報および地表踏査結果に基づき、トレンチ調査用地選定のためのボーリング調査と地中レーダー探査を実施した。また、断層トレース沿いの埋蔵文化財発掘資料の収集・解析を行い、断層活動および液状化等の強震動イベントの抽出を行った。
2) 平成 24 年度：
警固断層帯（南東部）の陸上部分について、トレンチ調査用地選定のための地中レーダー探査とボーリング調査を実施した。選定した候補地点のうち、２地点においてトレンチ調査を実施した結果、両地点ともトレンチ範囲内には断層が通過しないことが明らかになった。また、ボーリングコア、トレンチ壁面から採取した試料の年代測定を実施した。
3) 平成 25 年度：
警固断層帯（南東部）の陸上部分について、追加トレンチ調査用地選定のための地
表踏査と埋蔵文化財発掘資料の収集・解析、電磁探査を行った。選定した候補地点のうち、１地点において、合計４個のトレンチ調査を実施した。また、トレンチ近傍の既存研究による推定断層トレース上で、埋蔵文化財発掘調査に伴う新たな露頭が造成されたため、露頭拡張と壁面観察を実施した。その結果、調査範囲内において、断層が通過しない部分が明らかとなり、断層が通過する可能性のある範囲を限定することができた。また、平成 24 年度調査地において補完ボーリング調査を実施し、断層通過位置の限定を試みた。

119

(2) 平成 23〜25 年度の成果(a) 業務の要約
陸上部分における警固断層の最新活動時期および複数回の活動履歴をより高精度に求めることを目的として、既存の地形地質情報および埋蔵文化財発掘調査資料の収集整理、
地表踏査、露頭拡張調査、地中レーダー探査、ボーリング調査、トレンチ調査、試料分析を実施した。
既存の地形地質情報および地表踏査結果に基づき、トレンチ調査地選定のためのボーリ
ング調査と地中レーダー探査を実施した。地中レーダー探査は、既存トレンチ調査等により地下構造が明らかとなっている箇所で実施し、地下の様子が明瞭にイメージングされていることを確認した後、他地点に展開した。その結果、空中写真判読により推定されている断層通過位置について、探査断面でも断層が確認された箇所が複数存在した。以上より、ボーリング調査、地中レーダー探査および地形情報解析を組み合わせる手法が、平野部（都市部）におけるトレンチ調査地選定に有効であることが判明した。また、断層トレース沿いの埋蔵文化財発掘資料の収集・解析を行い、断層活動および液状化等の強震動イベントの抽出を行った。その結果、従来推定されている警固断層帯の最新活動時期（約４千年前）以降の、警固断層帯に起因すると考えられる強震動イベントは抽出されなかった。
警固断層帯（南東部）の陸上部分について、トレンチ調査適地として選定した複数候補
とうのはるにし地点のうち、主断層上で２地点（筑紫野市塔 原 西 、春日市九州大学筑紫キャンパス内）、北
むかいざの東側に並走する断層上で１地点（太宰府市向佐野 ）の合計３地点においてトレンチ調査を実施した。また、トレンチ壁面およびボーリングコアから採取した試料の年代測定を実施した。筑紫野市塔原西および太宰府市向佐野における調査の結果、トレンチ掘削範囲内には断層が露出しないことから、断層は、幅を持って推定された断層通過範囲のうち、トレンチ掘削範囲以外に限定することができた。春日市の九州大学筑紫キャンパス内トレンチ調査の結果、３つのトレンチ壁面に露出した腐植質シルト層の分布から、調査範囲内において、断層が通過しない部分が明らかとなり、断層が通過する可能性のある範囲を限定することができた。また、トレンチ調査地南側に隣接する地域において、既存研究が示す推定断層トレース上で、埋蔵文化財発掘調査に伴う新たな露頭が造成されたため、露頭拡張と壁面観察を実施した。あわせてトレンチ調査地西側を流下する牛頸川河床の踏査を実施した。これらの調査結果も、トレンチ調査結果から限定される断層通過位置を指示する。
以上の調査地各地に分布する地層の層相および年代が明らかとなったこと、断層の通過範
囲が従来より限定されたことから、今後の古地震調査地選定に有用な情報を得ることができた。
(b) 業務の実施方法
1）埋蔵文化財発掘資料の収集・解析
埋蔵文化財発掘資料の収集は、福岡県教育庁文化財保護課を通じて、警固断層帯が分布する福岡市、春日市、大野城市、太宰府市、筑紫野市、那賀川町、志免町、宇美町の８市町の埋蔵文化財担当部署に調査協力を依頼した。調査内容は、警固断層帯を中心として、

120概ね両側5km程度の範囲に分布する埋蔵文化財発掘調査地をピックアップし、その調査報
告書中に、地震の痕跡を示唆する記述があるか否かについての記載を求めた。
2）調査地域の選定
本サブテーマの目的である「陸上部分における警固断層の最新活動時期および複数回の断層活動履歴をより高精度に求める」ためには、福岡市から春日市、大野城市、太宰府市を経て筑紫野市に至る断層帯のうち、約４千年前と推定されている警固断層帯の最新活動
イベント（宮下ほか、2007、岡村ほか、2009）が、南東部のどの地点まで追認されるかを明らかにすることと、複数回の古地震イベントあるいはイベント１回あたりの変位量を明らかにすることが重要である。このためには、地形地質調査に基づきターゲットとする年代の地層が堆積している箇所を選定して、トレンチ調査を実施することが最も効率が良い。しかし、福岡市部はもとより、春日市、大野城市、太宰府市の警固断層帯分布域は、都市開発が著しく、現時点ではトレンチ掘削調査が可能であるような土地がほとんど存在
しない。他方、警固断層帯分布域のうち、断層露頭やトレンチ調査等で地質学的に断層のお お ざ の存在が確認されているのは、太宰府市大佐野 までである。大佐野以南（筑紫野市）では、北西部の断層分布域と比して、トレンチ掘削調査が可能と思われる土地は多いが、九州活構造研究会編（1989）、福岡県（1996）、下山ほか（1999）、中田・今泉編（2002）、吾妻ほか（2007）、谷口ほか（2008）等に示されるように、断層トレースが不明瞭となり、判読者間で見解の一致を見ていない（図１および図２）。この地域の断層通過位置を特定する
ことは、陸上の警固断層帯の南東端部の位置を推定する上でも重要な意味を持つ。そこで、本研究では、これまで活動履歴調査が実施されていない太宰府市大佐野以南の断層位置を特定することと、古地震イベントを明らかにすることをひとつ目の目的とした。平成
む さ し

23 年度は、筑紫野市武蔵 においてボーリング調査を、平成 24 年度は、筑紫野市塔原西地
点においてトレンチ調査を実施した。なお、これらの掘削調査に先立ち、地中レーダー探査を実施した。塔原西トレンチ壁面では断層が露出しなかったことから、断層が通過する
可能性のある範囲を限定する結果となった。
かみおおり

最新活動を含む過去３回の古地震イベントが推定された大野城市上大利 のトレンチ（宮下ほか、2007）掘削地点周辺の断層トレースは、断層露頭直近である（唐木田ほか、1994）
こともあり、大佐野以南の断層トレースと比して、判読者間の断層推定位置が一致している（図２および図３）。換言すれば、大佐野以南よりも断層変位地形が明瞭である。しかし、上大利地点の約 500ｍ北東側には、並走する別の断層の存在が示されている（千田ほか、
1996、福岡県、1996、中田・今泉編、2002）。また、谷口ほか（2008）では、両トレースの中間地点付近に、これらと異なる断層トレースを判読している。上大利トレンチ掘削地点を含む断層トレースのほかに、これと並走する断層が存在するのであれば、その活動時期を明らかにする必要がある。そこで、本研究では、この断層の存在の有無を含めた位置と活動履歴を明らかにすることをふたつ目の目的とした。平成 23 年度は、大野城市上大利においてボーリング調査と周辺地域での予察的な地中レーダー探査を、平成 24 年度は、太宰
府市向佐野地点でボーリング調査とトレンチ調査を実施した。なお、これらの掘削調査の前後で、地中レーダー探査を実施した。その結果、向佐野トレンチ壁面では断層が露出せず、断層の存在の有無を含めてこの問題を解決するには至らなかった。

121

以上の経緯を踏まえ、平成 25 年度は前年度に引き続き、筑紫野市より南東部および並走するトレース上での活動履歴調査を当初目標として設定した。トレンチ調査候補地選定に先立ち、平成 23 年度および平成 24 年度の調査結果の再検討に加え、再度の空中写真判読と DEM 解析、地表踏査により複数地点の群列ボーリング調査候補地選定した（図２および
図４）。しかし、災害復旧工事や昨今の活断層調査を取り巻く諸事情により、ボーリング業者の日程調整がきわめて難しい状況となった。上述したように、警固断層帯陸上部において、トレンチ掘削に臨むための断層通過位置決定は、ボーリング調査等、地質情報なしには困難である。群列ボーリング調査候補地点は、耕作中の水田および畑、埋蔵文化財包蔵地、神社境内、駐車場であったため、断層通過が予想される範囲内すべてを重機でトレンチ掘削することは不可能であると判断し、代替地の選定を行うこととした。代替地の選定にあたっては、断層通過位置が精度良く押さえられている地点がないか再々度検討すると共に、比較的広範囲にわたってトレンチ掘削が可能であること、埋蔵文化財包蔵地（未調査地）でないこと等に留意した。
その結果、春日市に位置する九州大学（以降、九大）筑紫キャンパス内の複数地点を候補地として選定した（図２および図３）。トレンチ掘削にあたっては、九大筑紫協議会の同意・承認を得た後、春日市教育委員会による２回の埋蔵文化財包蔵地試掘を行い、許可が得られた範囲内で調査を実施した。
以上に記してきた調査地域の選定理由および事情に従い、事項以降で具体的な業務（調査）の実施方法について記載する。本研究では、３ヶ年にわたって調査が可能な地域において、主として地中レーダー探査、ボーリング掘削調査、トレンチ掘削調査を実施したが、以下ではこの手法別に実施方法とその成果を記述する。

122

図１

警固断層帯（南東部）の分布
地形陰影図に既存研究による断層トレースを重ねた。地形陰影図は 10mDEM から作成した。地質図は、20 万分の１日本シームレス地質図 ○R を使用した。

123

図２

調査地点位置図
図１の南東部分の拡大図に、既存のトレンチ、ボーリング、地中レーダー探査位置を記した。西暦が記されていない調査は、本研究で実施した。白縁取り赤、同黄緑、同ピンク字は地中レーダー探査測線名、赤字はトレンチおよびボーリング
調査地点を示す。地名に黒枠を施した地点は、平成 25 年度当初の調査候補地
を、地名に赤枠を施した地点は、平成 25 年度トレンチ調査地点を示す。基図は10mDEM による地形陰影図。断層周辺の濃い部分は２mDEM による地形陰影図。

124

図３

春日市、大野城市、太宰府市、筑紫野市における警固断層帯の詳細トレース
これまでに断層の存在が地質学的に確認されている地点と、平成 24 年度および
平成 25 年度に実施したトレンチ調査地点を示す。断層トレースは、既存地質情報と空中写真判読、DEM 解析をもとに推定した。基図は２mDEM による地形陰影
図。

125

図４

平成 25 年度群列ボーリング調査候補地点
赤線は群列ボーリングの配列を示す。

126

3）地中レーダー探査a) 測線
地中レーダー探査は、３回に分けて実施した。１回目（平成 23 年度）は、トレンチ調査
等で地下構造が分かっている地点を中心に、地下構造がイメージングできるか否かの確認
み ず きを主目的として実施した。測線は、大野城市上大利の２測線、水城 跡近傍の２測線、太宰
府市向佐野の３測線、太宰府市大佐野の３測線、筑紫野市塔原南（大門）の１測線および筑紫野市武蔵の３測線の合計 14 測線である（図２および図５）。測線の地表面は、武蔵東側-２測線が水田の耕作土である以外は、すべて舗装道路である。
しらきばる

２回目の探査（平成 24 年度）は、トレンチ調査地点選定を目的として、大野城市白木原〜上大利の６測線（Line1〜3、Line9-1〜11）、水城跡近傍の２測線（Line4、Line5）、太宰
府市向佐野の３測線（Line6〜8）、筑紫野市塔原の２測線（Line12、Line13）、同古賀の１測線（Line14）の合計 14 測線で実施した（図２）。測線の地表面は、Line5 測線の一部とLine12 測線の一部が水田脇の畦道である以外は、すべて舗装道路である。探査測線の選定にあたっては、平成 23 年度に実施した地中レーダー探査結果を補完・追認するために必要な箇所と、トレンチ調査地点を選定するという観点から、実際に調査可能と思われる土地（構造物がない土地）の近傍を選定した。
３回目の探査（平成 24 年度）は、塔原西トレンチおよび向佐野トレンチ調査地点直近を断層が通過する可能性の有無を明らかにすることと、次年度以降のトレンチ調査候補地選
しもおおり

定を目的として、大野城市下大利（水城跡近傍）の２測線（Line15、Line16）、太宰府市向佐 野 の ８ 測 線 （ Line17〜 Line24）、 太 宰 府 市 大 佐 野 〜 筑 紫 野 市 杉 塚 の ３ 測 線 （ Line25〜
Line27）、筑紫野市塔原西の７測線（Line28〜Line34）の合計 20 測線において実施した（図２）。測線の地表面は、Line15、Line16 測線が表土、Line17、Line18 測線が砂利敷き、Line20〜22、Line25〜27 測線が公園あるいはグラウンド造成時の砂、Line31、33、34 測線が田んぼ、その他が舗装道路である。
b) データの取得
１回目と３回目の地中レーダー探査のデータ取得の主な仕様を表１に示す。データ取得
は、プロファイル測定法（物理探査学会、2008）によって行った。本探査で用いた測定シ
ステムは GSSI 社製の SIR-3000 であり、送受信アンテナには GSSI 社製電磁シールド付き
100MHz アンテナ（Model-3207A）を使用した。測定では直径 400mm のサーベイホイールによってアンテナの移動距離と電磁波の送受信を同期させ、6.25cm 間隔のデータ取得を行った。測定の際には、アンテナの移動距離と地表位置や断層推定位置との関係を明確にするために、マンホールや側溝等の目標物を記載した。また、再現性の確認のために必要に応じて測線を往復して２回の測定を行った。また、再現性の確認のために各測線を往復して２回の測定を行った。取得データのサンプリング間隔は 0.391nsec、記録長は 200nsec（512サンプル）、記録データビット長は 16bit、記録ファイルフォーマットは DZT 形式である。

127

表１

地中レーダー探査（１および３回目）データ取得の主な仕様
SIR-3000 (Geophysical Survey Systems

Instrument

Inc.)

Antennae

Model-3207A

Frequency

100 MHz

Scan interval

0.0625m

Data format

DZT, 16 bit

No. of samples

512

sampling interval

0.391 nsec

Recordinng length

200 nsec

２回目の地中レーダー探査のデータ取得の主な仕様を表２に示す。データ取得は、プロ
ファイル測定法（物理探査学会、2008）によって行った。本探査で用いた測定システムはSensors & Software 社製の pulseEKKO PRO であり、送受信アンテナには 250MHz アンテナを使用した。測定は、GPS およびオドメーター付きのカートにアンテナを搭載して行い、
位置および距離は同時測定した。測定ではアンテナの移動距離と電磁波の送受信を同期させ、2.5cm 間隔のデータ取得を行った。測定の際には、アンテナの移動距離と地表位置や断層推定位置との関係を明確にするために、マンホールや側溝等の目標物を記載した。また、再現性の確認のために各測線を往復して２回の測定を行った。
取得データのサンプリング間隔は 0.800nsec、記録長は 200nsec（250 サンプル）、記録
ファイルフォーマットは HD および DTI 形式（pulseEKKO File Format）である。
また、レーダー波の地中伝播速度を求めるために、 Sensors & Software 社製の pulseEKKO
100 を用いたワイドアングル測定（CMP 探査）を併せて実施した。

表２

地中レーダー探査（２回目）データ取得の主な仕様

Instrument

pulseEKKO PRO Transducer system (Sensors & Software
Inc.)

Transducers

250 MHz

Scan interval

0.025mData format

pulseEKKO File Format: HD, DTI

No. of samples

250

sampling interval

0.800 nsec

Recordinng length

200 nsecc) データ処理
１回目と３回目の地中レーダー探査のデータ処理は、GSSI 社製の地中レーダー探査デー
タ処理システム RADAN6.6 を用いて行った。データ処理の流れを表３に示す。各種フィルタ
ー処理や振幅調整を行い、各測線について往復走時 200nsec までの地中レーダー探査時間
断面を得た。各断面にはマンホールや埋設管の影響を受けたノイズが認められる。マンホ

128

ールの場合は直上を通らずとも影響を受けるので、ノイズを完全に回避することは困難である。システムノイズ等のランダムなノイズに関しては、Horizontal Stack によりノイズの低減を行った。
地中レーダー探査の往復走時に対する換算深度は、物質の比誘電率により異なり、実際の深度と対応せることは難しいため、目安の深度換算となる。今回の探査において、路面下の想定される地盤の１ｍ当たりの換算往復走時は、物理探査学会編（1999）によると、アスファルト 11nsec、砕石（乾燥砂に相当）11～16 nsec、平均的な表土 27 nsec、地山の砂（飽和）37 nsec、地山のシルト（飽和）21 nsec 等であり、おおよそ往復走時 25 nsec
で深度１ｍに換算される。

表３

地中レーダー探査（１および３回目）データ処理の流れ
Data Edit→ Horizontal Stack→ Bandpass Filter→ Linear Gain Control→ Linear Color
Scaling

２回目の地中レーダー探査のデータ処理の流れを表４に示す。各種フィルター処理や振幅調整を行い、各測線について往復走時 160nsec までの地中レーダー探査時間断面を得た。
CMP 探査および解析によって得られたレーダー波の地中伝播速度 V≒0.065m/ns を用いて、これらの時間断面を深度断面に変換した。
表４

地中レーダー探査（２回目）データ処理の流れ

Parameters

SettingDc-shift

Auto

Vertical filter

Vertical trace Average:2

Horizontal filter

Horizontal trace Average:2

Migration

Velocity:0.06m/ns, Window Width:0.30m,
Scale:0.30

Gain

AGC, Window Width:3, Max Value

Shift Topography

Read from maps

4）ボーリング掘削調査
ボーリング調査は、平成23年度〜平成25年度の３年度にわたり、大野城市上大利、筑紫
野市武蔵、太宰府市向佐野の３地点において合計16孔を掘削した（図２）。
a) 大野城市上大利地点（平成 23 年度）
上大利地点では、宮下ほか（2007）に示された断層通過位置と、唐木田ほか（1994）に129

示された活断層露頭を結んだ線を断層トレースとし、その南西延長部において、推定断層
線両側に分布する地層の層相を把握することを目的として、２孔の鉛直ボーリングを掘削した。いずれのボーリングもオールコアリングとし、掘削コアはコア箱に収納後、表面を整形して層相の観察および記載を行った。
b) 筑紫野市武蔵地点（平成 23 年度）
武蔵地点では、吾妻ほか（2007）に示された地質断面図の範囲内およびその周辺において、警固断層通過位置の有無を確認することを目的として、斜め 45°方向の３孔のボーリ
ング掘削を実施した。いずれのボーリングもオールコアリングとし、掘削コアはコア箱に収納後、表面を整形して層相の観察および記載を行った。
c) 太宰府市向佐野地点（平成 24 および 25 年度）
向佐野では、ボーリング調査は近接する２地点で実施した。このうち向佐野交差点東方の地点を向佐野地点、約150ｍ南に位置する地点を向佐野前田公園地点と呼ぶこととする。
向佐野地点では、平成23年度の空中写真判読および地中レーダー探査結果から、地下に断層が埋没している可能性が示された（文部科学省研究開発局・国立大学法人九州大学、
2012）。しかし、本地点を含む一帯は、日焼遺跡として大規模な埋蔵文化財発掘調査が実施
され、旧石器時代以降の各時代の生活面が確認されている（太宰府市教育委員会、2008）
ことから、地層表層部に人工改変が及んでいることが確実である。そこで、平成24年度には、断層位置を推定することと、地質状況（層相）を確認し、トレンチ調査適地か否かを判断することを目的として、推定断層トレースを横断するように測線を設定し、合計４孔の鉛直ボーリングを掘削した（文部科学省研究開発局・国立大学法人九州大学、2013）。
向佐野前田公園地点は、平成24年度調査において、前記向佐野地点でのトレンチ調査が不可能となったため、代替地として選定した。本地点も、向佐野地点と同様に、断層位置を推定することと、地質状況（層相）を確認し、トレンチ調査適地か否かを判断することを目的として、２孔の鉛直ボーリングを掘削した。トレンチ調査後、トレンチ壁面に断層が露出しなかったことや地層の変形が認められなかったことを踏まえ、２孔より西側において１孔の鉛直ボーリングを追加掘削した。
平成24年度調査結果を踏まえ、平成25年度は向佐野地点で確認された傾斜する地層が断層活動による変形構造か否かを検証するため、２孔のボーリング（鉛直１孔、斜め45度１孔）を掘削した。また、向佐野前田公園地点では、より東側を断層が通過する可能性について検証するため、２孔の鉛直ボーリングを掘削した。いずれのボーリングもオールコア
リングとし、掘削コアはコア箱に収納後、表面を整形して層相の観察および記載を行った。
5）トレンチ掘削調査
トレンチ調査は、空中写真判読、地形地質調査、地中レーダー探査、ボーリング調査結果の総合的検討および用地交渉の結果に基づき、平成24年度と平成25年度に実施した。平
成24年度は、筑紫野市塔原西地点と太宰府市向佐野地点の２地点で実施した。太宰府市向
佐野地点は、上記(2)-4)-c)項におけるボーリング掘削調査地点としては、向佐野前田公園地点と呼んだ地点である。平成25年度は、春日市九大筑紫キャンパス内で実施した（図130

２および図３）。また、九大筑紫キャンパス周辺地域においては、断層通過位置をより限定するための補完地質調査を実施した。掘削地点選定理由および掘削方法の詳細は、成果の項（(c)-4））で記述する。
(c) 業務の成果
1）埋蔵文化財発掘資料の収集・解析
調査を依頼した８市町のうち、福岡市、大野城市、太宰府市から該当する遺跡がある旨の回答を得た。遺跡名、所在、地震痕跡の種類とその時代、遺跡の時代、参考事項、出典
文献および検討結果の一覧を表５に示す。地震痕跡の検討にあたっては、出典文献の記述と周辺の地形状況、発掘担当者との面談に基づき、警固断層帯の活動を示すものか否かの判断を行った。
その結果、警固断層帯の活動による断層と認めたものは４事例であり、いずれも、警固断層帯の活動履歴調査によるものであった。大野城市本堂遺跡の発掘資料からは、谷埋め堆積層中に液状化の痕跡が認められた。この地層の上下の地層に含まれる土器の年代から、この液状化は、679年筑紫地震の際に生じた可能性があると推定した。福岡市内の複数の遺跡では、「断層」と記述された地質構造が認められたが、これらは地すべり等重力性の崩壊によるものと判断した。これら重力性の崩壊の年代と歴史地震との関係および検討結果「不明」の遺跡については、引き続き解析を続ける必要がある。

131

表５

埋蔵文化財発掘資料調査結果一覧表

地震痕跡(断層

市町名

地震痕跡の時代

遺跡名

所在

参考

・噴砂・地割れ

文献

検討結果／遺跡の時代・液状化など)

福岡

鴻臚館跡

有史以前

地山に細かい

内

／古代

断層確認

南区桧原

古代か

周溝埋め土に

中央区城

不明

断層
市

（ 23 次 ）「 桧 原 遺 跡 」市

桧原古墳
／古墳

5 丁目

1997
弥 生 貯 蔵 穴 、前「 野 多 目 台 」市

期古墳周溝を報 第 413 集

切る小断層

1995

古墳前期以降

南区野多
断層

跡

重力性の崩

／弥生～古墳目 3 丁目壊

古墳後期以降、三苫永浦

東区三苫

断層、地すべ「三苫永浦遺古墳後期住居

近世以前／古遺跡

字平原り

跡 を 寸 断 、沈 下
文 献 P70 鳥 栖「 那 珂 27」 市

ロ ー ム 、八 女 粘

報 第 672 集

土境界のずれ

2001

古墳時代前期

報文では地震「卯内尺古墳」

以降

で は な く 、土 取

市 報 第 690 週／古墳

りによるもの2001

縄文早期以前

警固断層調査

有史以前

博多区那
断層

不明

／弥生

珂 1 丁目（ 67 次 ）

重力性の崩

南区老司
断層、地割れ墳

壊
集 1996

那珂遺跡
群

重力性の崩
跡 」市 報 第 476

墳

卯内尺古

い

断層

2 号墳
和田 B 遺断層ではな
報 第 540 集

断層

群

壊

3 丁目
福岡市埋蔵文

浜の町貝

中央区舞

塚

／縄文早期

鶴 3 丁目

警固断層の
化財年報

断層

活動

時に発見
Vol.23大野

2008『 牛 頸 梅 頭・本

城市
本堂遺跡

上大利 5

谷部堆積土の

6 世紀末～7 世

堆積土中から

1 次調査

丁目

変形構造

紀初頭

遺物出土

堂遺跡群～自679 年 筑 紫然科学分析編

地震の際の～ 』 市 報 87 集

液状化？

2008
『牛頸本堂遺
本堂遺跡

上大利 5
断層露頭

14 次 調 査

跡 群 Ⅸ ～ 第 14

警固断層の

次 調 査 ～ 』市 報

活動

不明

丁目

83 集 2008
平 成 19 年 1 月
上園遺跡

上大利 4
断層

10 次 調 査

産業技術総合警固断層の研究所による

活動

不明

丁目

調査
太宰

旧石器時代

『太宰府市史

(13000 年 前 以

環境資料編』

降)

2001

警固断層の

大字大佐
府市

断層

脇道遺跡

活動

野 192

132

2）地中レーダー探査a) １回目（平成 23 年度）
１回目（平成23年度）の地中レーダー探査は、警固断層分布域のうち、大野城市上大利
以南、筑紫野市武藏以北の地域で実施した（図５）。

図５

１回目の地中レーダー探査測線図
基図は、大野城市発行の 1/5000 白地図および筑紫野市発行の 1/5000 白地図を使用した。

133

大野城市上大利および水城測線の詳細位置図を図６に、探査結果を図７〜図９に示す。
すべての時間断面図において、往復走時約20 nsec〜30 nsecより浅い部分は、地表面のア
スファルトないしコンクリート舗装を見ているものと考えられる。
上大利−１測線の時間断面図において、宮下ほか（2007）に示された断層トレースの延長
はＭ１付近と通過すると考えられる。この部分では、往復走時約200 nsec付近まで、ほぼ垂直な断層面が明瞭にイメージングされている（図７）。断層面は上方に向かって複数条に分岐した形態を示すとともに、地表に向かって低角化する。トレンチ壁面に露出した地層との対応関係から、Ｍ１より南西側の反射面がやや薄い部分が花崗岩に、Ｍ１より北東側の明瞭な反射面群が腐植質シルト層および砂層にそれぞれ対比される。以上の特徴より、
本測線の時間断面は、実際の地質構造を精度良く反映しているものと推察される。また、
距離約50m付近の地下にも、明瞭な断層が認められる。上大利−２測線の時間断面図においては、断層は認められない。本測線は、上大利ボーリング調査を実施した地点に隣接する道路上であるが、ボーリング調査から推定される位置に断層は認められない。
水城−１測線の時間断面図では、距離20m付近の往復走時50 nsec以深に断層が認められる（図８）。また、Ｍ１付近には地表まで切るような断層が認められる。Ｍ１付近の断層は、
大局的には、中田・今泉編（2002）あるいは千田ほか（1996）の断層トレースに一致する（図６）。水城−２測線の時間断面図では、距離5m、90m、195m、215m、255m、270m付近に断層が認められる（図８）。これらのうち、距離5m地点の断層は谷口ほか（2008）の、距離195m地点の断層は中田・今泉編（2002）あるいは千田ほか（1996）の断層トレースに一致す
る（図６）。

図６

上大利および水城測線詳細位置図。基図は図５と同じ。

134

図７

上大利１、２測線の地中レーダー探査結果

135

図８

水城１測線の地中レーダー探査結果

図９

水城２測線の地中レーダー探査結果

136

太宰府市向佐野測線の詳細位置図を図10に、探査結果を図11〜図13に示す。すべての時間断面図において、往復走時約20 nsec〜30 nsecより浅い部分は、地表面のアスファルト
ないしコンクリート舗装を見ているものと考えられる。
向佐野−１測線の時間断面図では、距離60m〜100m付近に、凹地を埋積する形状を示す堆積層が認められる。また、距離167m地点に断層の可能性がある面が認められる（図11）。この地点は、千田ほか（1996）の断層トレース通過位置に一致する（図10）。向佐野−２測線の時間断面図では、距離5m〜55mおよび距離55m〜140m付近に、凹地を埋積する堆積層が認められる。また、距離127m、138m、260m地点に断層面が認められる（図12）。距離138m地点の断層は、千田ほか（1996）の断層トレース通過位置に一致する（図10）。向佐野−３測線の時間断面図では、全体にわたって、往復走時約50 nsec以浅に明瞭な反射面群が認められる。他測線との比較から、これらは堆積層を反映しているものと推定される、距離40m、55m、130m前後の地点に断層面が認められる（図13）。距離55m地点の断層は、谷口ほか（2008）の断層トレース通過位置に一致する（図10）。

図10

向佐野測線詳細位置図。基図は図５と同じ。

137

図11

向佐野１測線の地中レーダー探査結果

図12

向佐野２測線の地中レーダー探査結果

138

図13

向佐野３測線の地中レーダー探査結果

139太宰府市大佐野測線の詳細位置図を図14に、探査結果を図15および図16に示す。両時間
断面図において、往復走時約20 nsec〜25 nsecより浅い部分は、地表面のアスファルトないしコンクリート舗装を見ているものと考えられる。また、往復走時約70 nsecより浅い部
分は、造成の際の盛土であると推定される。
大佐野−１および２測線の時間断面図では、断層は認められない。大佐野−２測線の南側
では下山ほか（1999）が、北側では産業技術総合研究所（2006）がそれぞれトレンチ調査を実施し、西側隆起成分を持つ断層の存在を確認しているが、時間断面図には現れていない（図15）。大佐野−３測線の時間断面図では、Ｍ１付近にほぼ垂直な断層が認められる（図16）。この位置は、上記トレンチ調査結果から推定される断層通過位置と調和的である。

図14

大佐野測線詳細位置図。基図は図５と同じ。

140

図15

図16

大佐野１、２測線の地中レーダー探査結果

大佐野３測線の地中レーダー探査結果

141筑紫野市大門および武蔵測線の詳細位置図を図17に、探査結果を図18〜図20に示す。すべての時間断面図において、往復走時約20 nsec〜30 nsecより浅い部分は、地表面のアス
ファルトないしコンクリート舗装を見ているものと考えられる。
大門測線の時間断面図では、距離70m〜130m付近に、凹地を埋積する形状を示す堆積層が認められる。また、距離100m、135m地点に断層の可能性がある面が認められる（図18）。距
離100m地点の断層は、谷口ほか（2008）の断層トレース通過位置に一致する（図17）。
武蔵東側−１および２、武蔵西側測線の時間断面図では、断層は認められない（図19および図20）。

図17

大門および武蔵測線詳細位置図。基図は図５と同じ。

142

図18

図19

大門測線の地中レーダー探査結果

武蔵東側１、２測線の地中レーダー探査結果

143

図20

武蔵西側測線の地中レーダー探査結果b) ２回目（平成 24 年度）
２回目の地中レーダー探査測線を図21に、探査結果を図22から図35に示す。探査結果は、
地形補正とCMP探査結果に基づく深度変換を実施し、深度断面として表示した。
大野城市白木原〜上大利の３測線（Line1〜3）のうち、横ずれ断層的な構造が認められる箇所は、Line1の45ｍ、82ｍ、186ｍ付近、Line2の94ｍ、118ｍ付近、Line3の39ｍ、56ｍ、99ｍ付近である。
水城跡近傍の２測線（Line4、Line5）のうち、断層構造が疑われる箇所は、Line4の35ｍ、58ｍ、70ｍ、129ｍ、177ｍ付近、Line5の56ｍ、84ｍ、99ｍ、180ｍ、198ｍ付近である。
太宰府市向佐野の３測線（Line6〜8）のうち、断層構造が疑われる箇所は、Line6の126ｍ、141ｍ、Line7の58ｍ、130ｍ、224ｍ、231ｍ、234ｍ、246ｍ付近、Line8の248ｍ、296
ｍ、394ｍ、Line8の249ｍ、296ｍ、394ｍ、456ｍ、530ｍ付近である。
以上の測線において認められた断層の可能性のある構造は、それぞれを対比させることは困難であるが、全体としては、空中写真判読から推定される北東側断層トレースと一致する線として認識できる箇所が多い。
大野城市上大利の３測線（Line9-1〜11）のうち、断層構造が疑われる箇所は、Line9の72ｍ、108ｍ、Line10の43ｍ、45ｍ、78ｍ付近、Line11の7ｍ、9ｍ、62ｍ、68ｍ、74ｍ付近である。
筑紫野市塔原の２測線（Line12、Line13）のうち、断層構造が疑われる箇所は、Line12の27ｍ、91ｍ、112ｍ、Line13-1の50ｍ、138ｍ、145ｍ、152ｍ付近、Line13-2の96ｍ、10144

6ｍ、122ｍ付近である。
筑紫野市古賀のLine14測線において断層構造が疑われる箇所は、231ｍ付近のみである。
以上の測線において認められた断層の可能性のある構造は、近接する測線間（たとえば、
Line9、10、11）では対比できる可能性がある。とくに、今年度ボーリングおよびトレンチ調査を実施した太宰府市向佐野地区と筑紫野市塔原西地区の測線については、地下地質情報が判明していることから、今後詳細な検討を行うことにより、地下地質構造と断層通過
位置をより高精度で推定できる可能性がある。

図 21

２回目および３回目の地中レーダー探査測線図
基図には、国土地理院発行の２万５千分の１地形図「福岡南部」、「太宰府」、「不入道」、「二日市」を使用した。図中の緑、紫はそれぞれ地中レーダー探査
測線（１回目）、同（２回目）を示す。

145

図22

Line1測線の地中レーダー探査結果

146

図23

Line2測線の地中レーダー探査結果

図24

Line3測線の地中レーダー探査結果

147

図25

Line4測線の地中レーダー探査結果

148

図26

Line5測線の地中レーダー探査結果

149

図27

Line6測線の地中レーダー探査結果

150

図28

Line7測線の地中レーダー探査結果

151

図 29

Line8 測線の地中レーダー探査結果

152

図 29

Line8 測線の地中レーダー探査結果（つづき）

153

図 30

Line9 測線の地中レーダー探査結果

154

図 31

Line10 測線の地中レーダー探査結果

図 32

Line11 測線の地中レーダー探査結果

155

図 33

Line12 測線の地中レーダー探査結果

156

図34

Line13測線の地中レーダー探査結果

157

図35

Line14測線の地中レーダー探査結果

158c) ３回目（平成 24 年度）
３回目の地中レーダー探査測線を図21に、探査結果を図36から図54に示す。すべての時間断面図において、往復走時約15 nsec〜25 nsecより浅い部分は、地表面のアスファルト、
コンクリート舗装、敷石等の人工物を見ているものと考えられる。深度変換は実施していないが、既知の速度を利用すると、往復走時25 nsecで深度１ｍ程度に換算される。
大野城市下大利（水城跡近傍）の２測線（Line15、Line16）のうち、断層の疑いのある構造が認められる箇所は、Line19Bの7ｍ付近、Line20の15ｍ付近である。
太宰府市向佐野の８測線（Line17〜Line24）のうち、断層の疑いのある構造が認められる箇所は、Line23-2の17ｍ、23ｍ付近のみである。
太宰府市大佐野〜筑紫野市杉塚の３測線（Line25〜Line27）のうち、断層の疑いのある構造が認められる箇所は、Line25の31ｍ、68ｍ、Line26の34ｍ、68ｍ、Line27の２ｍ、12ｍ、32ｍ、67ｍ付近である。これらのうち、Line25の31ｍ、Line26の34ｍの断層は、位置関係から、大佐野トレンチ壁面で観察された断層面の南方延長と考えられる。
筑紫野市塔原西の７測線（Line28〜Line34）のうち、断層の疑いのある構造が認められる箇所は、Line32の28ｍ付近である。この測線は、１回目探査のLine12と重複しているが、Line12においてもほぼ同じ位置に同様の構造を認めている（図33）。このほか、Line33の４ｍ深部、Line34の10ｍおよび20ｍ深部付近に不連続構造が認められる。これらと、Line32、Line12に認められた構造との連続性について、今後検討する必要がある。

図 36

Line15 測線の地中レーダー探査結果（上：解釈断面，下：時間断面）
赤矢印は地層の不連続を示唆する箇所を示す（以下の図でも同様）。

159

図 37

図 38

Line16 測線の地中レーダー探査結果

Line17 測線，Line18 測線の地中レーダー探査結果

160

図 39

Line19 測線の地中レーダー探査結果

図 40

Line20 測線の地中レーダー探査結果

161

図 41

Line21 測線の地中レーダー探査結果

図 42

Line22 測線の地中レーダー探査結果

162

図 43

Line23 測線の地中レーダー探査結果

図 44

Line24 測線の地中レーダー探査結果

163

図 45

Line25 測線の地中レーダー探査結果

図 46

Line26 測線の地中レーダー探査結果

164

図 47

Line27 測線の地中レーダー探査結果

図 48

Line28 測線の地中レーダー探査結果

165

図 49

Line29 測線の地中レーダー探査結果

図 50

Line30 測線の地中レーダー探査結果

166

図 51

Line31 測線の地中レーダー探査結果

図 52

Line32 測線の地中レーダー探査結果

167

図 53

Line33 測線の地中レーダー探査結果

図 54

Line34 測線の地中レーダー探査結果

1683）ボーリング掘削調査a) 大野城市上大利地点（平成 23 年度）
大野城市上大利地点におけるボーリング調査詳細位置図を図55に、掘削コア写真と地質記載を図56および図57に、地質断面図を図58に示す。基盤岩である花崗岩の上面高度は、
上大利No.3孔では5.9m、上大利No.4孔では2.4mであり、両者の間には約3.5mの高度差が認められる。図58では、上記２孔の間に断層を推定しているが、この位置は現河川（平田川）
が流下する際の攻撃斜面側に相当している（図55）。また、上大利No.3孔の約10m東側には、
南から流下する平田川の支流が存在し、空中写真判読から、断層トレースがこの谷底ない
し南西側の谷壁を通過する可能性も指摘できる。したがって、ボーリングコア基盤上面の高度差は、現河川あるいは南から平田川に合流する小河川によって形成された浸食崖である可能性も否定できない。さらに、唐木田ほか（1994）の断層露頭位置と宮下ほか（2007）の上大利トレンチ壁面に露出した断層位置を結ぶと、断層は上大利No.4孔より西側を通過する可能性もある。以上より、上大利地点では、本ボーリング調査結果のみからは、断層
通過位置を特定することができなかった。今後、さらなるボーリング調査を実施し、地中レーダー探査と掘削コア堆積物の放射性炭素年代測定結果を組み合わせることにより、トレンチ調査適地であるか否か判断できるものと考える。

図55

大野城市上大利地点詳細位置図

169

図56

上大利No.3孔のコア写真と地質記載

170

図57

上大利No.4孔のコア写真と地質記載

171

図58

上大利地点地質断面図b) 筑紫野市武蔵地点（平成 23 年度）
筑紫野市武蔵地点におけるボーリング調査詳細位置図を図59に、掘削コア写真と地質記
載を図60〜図62に、地質断面図を図63に示す。図63には、吾妻ほか（2007）のボーリング
調査結果をあわせて示した。吾妻ほか（2007）では、空中写真判読結果と、S2孔とS3孔の間に3m程度の基盤岩の上面高度差があること等から、ここを断層が通過するものと推定している。そこで、本調査では、推定される断層通過位置の基盤花崗岩中に、断層粘土を伴うような断層破砕帯が存在するか否かを確認することを目的として、下方斜め45度方向にS
8孔およびS9孔を掘削した（図59および図63）。両孔から得られたボーリングコアにおいて、花崗岩中には、割れ目や厚さ1mm以下の粘土脈は見られるものの、断層は認められなかった（図60および図61）。したがって、S2孔とS3孔の間に断層は存在しないと判断した。一方、本地点のS7孔の約10m北東側には、基盤花崗岩が露出する孤立丘が認められており（図59）、その背面（南西側）に断層トレースが通過する可能性が指摘されている（吾妻ほか、2007）。
S10孔は、孤立丘の南西側基盤岩中に断層破砕帯が存在するか否かを確認することを目的として、下方斜め45度方向に掘削した。S10孔から採取されたボーリングコアの花崗岩中において、深度21.2ｍ以深から約20cmの間には白色粘土を伴うカタクレーサイトが認められた（図62）。断層はこの地点を通過する可能性がある。さらなるボーリング調査あるいはS6172

孔より北東側でトレンチ調査を行うことによって、本地点の断層の有無を確認することが必要である。

図59

筑紫野市武蔵地点詳細位置図

173

図60

武蔵S8孔のコア写真と地質記載

174

図60

武蔵S8孔のコア写真と地質記載（つづき）

175

図61

武蔵S9孔のコア写真と地質記載

176

図61

武蔵S9孔のコア写真と地質記載（つづき）

177

図62

武蔵S10孔のコア写真と地質記載

178

図62

武蔵S10孔のコア写真と地質記載（つづき）

179

図63

武蔵地点地質断面図（吾妻ほか、2007に加筆）

c) 太宰府市向佐野地点（平成 24 年度）
太宰府市向佐野地点におけるボーリング調査位置図と地質断面図を図64に、掘削コアの写真と地質記載を図65〜図68に、コアから採取した試料の放射性炭素年代測定結果を表６にそれぞれ示す。また、向佐野前田公園地点におけるボーリング調査位置図と地質断面図
を図69に、掘削コアの写真と地質記載を図70〜図72にそれぞれ示す。放射性炭素年代測定
は、(株)地球科学研究所に依頼した。
(c)-2)項で述べたように、平成23年度に実施した地中レーダー探査の結果、向佐野交差点の約50m〜60m南西に２条の断層構造が推定された（図12）。平成24年度は、この構造の連続性を確認することを目的として、上記測線のひとつ南側の道路上において地中レーダー探査を実施した。平成24年度の探査結果を見ると、141m付近に南西側が上昇するような逆断層構造と、126m付近に横ずれ断層的な構造が認められる（図27）。また、同地域の地形改
変前の空中写真判読と新旧の地形図解析から、MK-1孔とMK-2孔の間付近には、丘陵（尾根）/平野の境界があったと推定される。以上を踏まえ、４孔の群列ボーリング測線は、推定断層トレースを横断するように配置した（図64a）。
コアの層相と採取した地層の年代測定の結果、MK-2孔の深度3.4m以下に分布する腐植土あるいは腐植質シルトを主体とする地層は、MK-3孔の深度3.3m以下に分布する層準に対比されることが判明した。また、層相の類似性から、この層順はMK-4孔の深度2.5m以下に対比されると考えた。MK-3孔およびMK-4孔における腐植質シルトは、コア観察において、ほぼ水平な地層境界を持つ（図67および図68）。地質断面図においても、MK-2孔〜MK-3孔間はほぼ水平、MK-3孔〜MK-4孔間も見かけ10度以下の緩やかな傾斜を示す（図64b）。これに対し、MK-2孔の腐植質シルトは、上下約３mの地層とともに、30度から35度程度の傾斜を持つ（図66）。警固断層帯は南西側隆起の逆断層成分を持つ左横ずれ断層であり、大野城市上大利トレンチ壁面（宮下ほか、2007）や太宰府市大佐野トレンチ壁面（下山ほか、1999、産業技術総合研究所、2006）においては、断層面直近の下盤側で明瞭な地層の引きずり構造を伴う。そこで、MK-2孔における地層の傾斜は、横ずれ断層運動の際の引きずり構造として形成されたと推定した。この仮定に立つと、断層位置はMK-2孔直近と推定され、空中写180

真判読結果と合わせるとMK-2孔より西側と推定される（図64b）。ボーリングコアで確認された地層の年代値は、約１万８千年前以降のものであることから（表６および図64b）、警固断層の複数回の活動履歴を明らかにするために適した年代の堆積物であると判断し、ここをトレンチ調査候補地とした。
しかし、向佐野ボーリング調査を実施した地点において、トレンチ調査の承諾が得られなかったため、代替地として約150m南側に位置する向佐野前田公園地点を選定した。空中
写真判読、地中レーダー探査および向佐野ボーリング調査結果から、当地区における警固
断層は、前田公園と丸山神社の境界の崖あるいはその前面付近に位置すると考えた（図64および図69a）。丸山神社敷地内においては、ボーリング掘削許可が得られなかったため、前田公園の丸山神社よりの地点と、約15m東側の地点においてボーリング調査を実施した（図69a）。ボーリング孔数は、調査工期の都合上２孔（MK-5孔およびMK-6孔）となった（MK-7孔はトレンチ調査後に掘削した）。
丸山神社は丘陵の末端部に位置し、前田公園は下位段丘面（千田ほか、1996）上に位置することから、基盤花崗岩の上面高度はMK-5孔側が高いと推定される。しかし、ボーリン
グ掘削の結果、基盤花崗岩の上面高度においてMK-5孔の方が、MK-6孔より約1.5m低いことが判明した。このことは、向佐野地点と同様に、横ずれ断層運動に伴う変形構造を示している可能性があり、断層はより西側に存在する可能性があると推定した（図69b）。
以上のボーリング調査結果から、向佐野前田公園地点でトレンチ掘削調査を実施するこ
ととした。

181

図 64

向佐野ボーリング調査位置図および地質断面図
a: 赤破線は空中写真判読から推定した断層トレース、青実線および▼は H23 年
度 GPR 探査測線と断層推定位置、緑実線および▼は H24 年度 GPR 探査測線と断層推定位置を示す。b: 断面図の縦横比は、５：１。MK-2 孔の深度 2.7m〜5.5mに認められる 30 度程度傾斜した地層は、断層運動時の引きずり構造と推定した。
図中に放射性炭層年代（暦年未較正）をあわせて示す。基図は太宰府市発行の1/2500 基本図を使用。

182

図 65

向佐野 MK-1 孔のコア写真と地質記載

183

図66

向佐野MK-2孔のコア写真と地質記載

184

図67

向佐野MK-3孔のコア写真と地質記載

185

図68

向佐野MK-4孔のコア写真と地質記載

186

表６
Sample No.

AMS法による放射性炭素年代測定結果一覧表

Unit

Material

Code No.

δ 13 C(Beta-)(‰）

Conventional
14Cage (yBP)

KG-TH-1TH-trench / S wallcharred material

340561

-25.7

1990

±

30

KG-TH-3TH-trench / S wallorganic sediment340563

-24.6

2080

±

30

KG-TH-3TH-trench / S wallcharred material

341175

-25.1

2030

±

30

KG-TH-4TH-trench / N wallcharred material

340564

-26.7

2000

±

30

KG-TH-5TH-trench / N wallcharred material

340565

-25.9

2090

±

30

KG-TH-6TH-trench / N wallcharred material

341785

-25.9

2630

±

30

KG-TH-7TH-trench / N wallorganic sediment341786

-26.6

660

±

30

KG-TH-8TH-trench / E wallwood

341787

-28.5

1380

±

30

organic sediment340566

-19.5

8600

±

40

organic sediment340567

-27.1

18310

±

60

organic sediment340568

-20.3

8620

±

40

organic sediment340569

-27.9

13330

±

50

plant material

341176

-25.5

13690

±

50

organic sediment341788

-19.7

9540

±

40

wood

341789-26.2

plant material

341790NA

organic sediment341791-26.0

KG-MK-1bh
KG-MK-2bh
KG-MK-3bh
KG-MK-4bh
KG-MK-4bh
KG-MK-1
KG-MK-2
KG-MK-3
KG-MK-4

MK-borehole2 /-3.45
MK-borehole2 /-6.2
MK-borehole3 /-3.4
MK-borehole3 /-5.85
MK-borehole3 /-5.85
MK-Strench / S
wall
MK-Ntrench / N
wall
MK-Ntrench / N
wall
MK-Ntrench / S
wall

187

>43500

21800

±

90

図 69

向佐野前田公園ボーリング調査位置図（a）および地質断面図（b）
a: 赤破線は空中写真判読および向佐野ボーリング調査結果から推定した断層
トレース、トレンチ掘削位置もあわせて示す。b: 断面図の縦横比は、１：１。
MK-5 孔と MK-6 孔の基盤花崗岩上面高度差を断層運動時の引きずり構造と推定した。MK-7 孔はトレンチ調査後に掘削した。

188

図70

向佐野前田公園MK-5孔のコア写真と地質記載

189

図71

向佐野前田公園MK-6孔のコア写真と地質記載

190

図72

向佐野前田公園MK-7孔のコア写真と地質記載

191d) 太宰府市向佐野地点（平成 25 年度）
前述したように、平成23年度に実施した地中レーダー探査および平成24年度に追加実施
した地中レーダー探査結果から、向佐野地点において断層の可能性のある構造を推定した。
向佐野前田公園地点では、平成 24 年度に MK-5 孔～MK-7 孔の 3 孔のボーリング調査とトレンチ調査（後述）を実施した（図 69）。その結果、トレンチ壁面に断層は露出せず、ボーリングでも断層の存在を示唆する結果は得られなかった。しかし、トレンチ壁面のシル
ト層中に砂脈が確認され、その成因として直近に断層が存在する可能性が示唆されたため、砂脈付近の花崗岩の性状を確認することを主目的として、２孔の追加ボーリング調査を行った。ボーリングは垂直掘りのオールコアボーリングとし、各孔の掘削深度は 15m および
8m で、総掘削長は 23m である。
向佐野前田公園地点における追加ボーリング調査位置図と地質断面図を図73に、掘削コ
アの写真と地質記載を図74および図75に示す。MK-8孔の深度5.75m付近において、シャープ
な断層面が認められた（図73b）。断層面は２条認められ、その一つはコア孔壁に対し60度、もう一つは70程度傾斜している。これらの断層はそれぞれ厚さ数mm程度の緑灰色断層ガウジを伴い、断層間の花崗岩はカタクレーサイト化している。断層の走向は不明であるが、上位の堆積物との切断関係を確認する必要がある。
向佐野地点では、平成 24 年度に MK-1 孔～MK-4 孔の計４孔のボーリング調査を掘削した（図 64）。その結果、MK-2 孔の堆積物に 30～35 度の傾斜が見られ、これは横ずれ断層運動
時に引きずり構造として形成されたものと推定した。この仮定に立つと、断層は MK-2 孔より西側に位置する。同地点における活断層の有無をより詳細に検討するため、追加のボーリング調査を行った。ボーリングは垂直掘り及び斜め掘りオールコアボーリングとし、各孔の掘削深度は 12.5m および 25.0m で、総掘削長は 37.5m である。向佐野地点における追加ボーリング調査位置図と地質断面図を図 76 に、掘削コアの写真と地質記載を図 77 および図 78 に示す。 MK-11 孔の深度 12.8m 以深には風化花崗岩が分布する。このうち深度21m 以深ではカタクラスティックな剪断面が増加していく傾向があるとともに、その程度も深度とともに強くなっていく。深度 24.05m および 24.85m 付近では、断層ガウジを伴う厚さ 10cm 程度の破砕帯が認められる（図 76b）。これらの破砕帯のコア孔壁に対する角度は 45 度程度であることから、垂直に近い断層破砕帯の存在が示唆される。この破砕帯は、MK-2 孔直下付近に位置することから、平成 24 年度のボーリング調査結果から推定された、MK-2 孔直近に断層が存在する可能性はそのまま残る。

192

図 73

向佐野前田公園ボーリング調査位置図(a)および地質断面図(b)基図は図 64 と同じ。

193

図 74

向佐野前田公園 MK-8 孔のコア写真と地質記載

194

図 75

向佐野前田公園 MK-9 孔のコア写真と地質記載

195

図 76

向佐野ボーリング調査位置図(a)および地質断面図(b) 。基図は図 64 と同じ。

196

図 77

向佐野 MK-10 孔のコア写真と地質記載

197

図 78

向佐野 MK-11 孔のコア写真と地質記載

1984）トレンチ掘削調査a) 筑紫野市塔原西トレンチ（平成 24 年度）
太宰府市大佐野から南東方向約２km区間には、小河谷および尾根の系統的な左屈曲と鞍部列からなる比較的直線的なリニアメントが認められる （図３）。本地域は福岡平野の南端部に位置し、南西側の丘陵を開析する河川が北東方向に流下する 。これらの河川は御笠川に合流し福岡平野側に流下することから、前述した左屈曲地形は、断層変位地形ではない可能性もある。また、丘陵を開析した小河谷が形成する段丘面上には、新期の断層活動を示唆するような断層崖等の変位地形は認められない。しかし、本地域は埋蔵文化財包蔵地であり、古くから地形の人工改変が進んでいたと推定されることや、太宰府市大佐野では、沖積面上に断続的に断層崖および撓曲崖が分布していたこと（下山ほか 、1999）、丘陵が風化花崗岩や火山灰土を主体とする地層から構成され、土砂災害が頻発していること等を考え合わせると、沖積低地上に形成された断層崖が後の改変で失われてしまったと考えることも可能である。
トレンチを掘削した筑紫野市塔原西地点は、左屈曲した小河谷の谷底低地に位置する（図79）。低地内には、部分的に比高0.5ｍ程度の北東側が低下する崖が認められるが 、自然の地形か人工改変を受けたものかの判断はできない。また、低地内部には、風化花崗岩から構成され南側の尾根から連続する幅約10ｍのやせ尾根（図79中の墓地および雑木部分）が南北方向に分布している。低地南東部は、尾根を開析した鞍部地形を呈しており、この鞍部とやせ尾根の前面および北西部のリニアメントを結んだ線 上の幅約50ｍ内を断層が通過すると推定した（図79a）。断層通過予想範囲は、約50ｍの幅を持つと推定したが、用地交渉の結果、調査の承諾が得られた土地（現況：田んぼ）は１区画のみであったため 、ここでトレンチを掘削した。
トレンチ掘削にあたり、周囲の地形地質状況から、掘削土砂は固結度の低いシルト層と砂礫であることが推定された。壁面崩壊を防ぐ等の安全性を確保するため、低角（45度程度）な法面勾配を保つよう留意しながら、掘削を実施した。
トレンチ壁面には、上位より、人工改変層（１〜４層）、シルト〜砂層（５層）、砂礫層（６層）、風化花崗岩（７層）が露出した。これらの地層を、層相および堆積環境の差
異、地層の分布や連続性等に基づいて細分した。トレンチ壁面スケッチの展開図とトレン
チ全景写真を図80に、北壁面の写真とスケッチを図81に、南壁面の写真とスケッチを図82にそれぞれ示す。また、トレンチ壁面から採取した地層の放射性炭素年代測定結果を表 ６に示す。放射性炭素年代測定は、(株)地球科学研究所に依頼した。
トレンチ壁面の地質は、基盤岩である風化花崗岩（７層）を削り込んで 、土石流性と推定される砂礫層（６層）が堆積し、その上位にシルト層（５層）が堆積したと解釈される 。
南北両壁面において、花崗岩は比高約２ｍの崖地形を作っているが 、5a層は基盤花崗岩の崩壊ブロックであることから、６層堆積時にはある程度の崖地形はすでにあったものと推定される。風化花崗岩中には、網目状の熱水変質脈が大量に認められ、その一部は小断層となっていることから、この部分が選択的に削剥された可能性が指摘できる。花崗岩中の熱水脈、小断層について、警固断層帯と同様の方向性は認められない。また、トレンチ内の花崗岩中の段差近傍においても、断層破砕帯あるいは断層の存在 を示唆するような変形組織は認められない。６層以上の地層についても、撓みや引きずり構造等、近傍に断層の199

存在を示唆するような変形構造は認められない。
トレンチ壁面から採取した８試料のうち、人工改変を受けた可能性のない地層から得られた年代値は、北壁面の5b層から得られた2630±30 yBPのみである。これより上位の地層（４層および５層）からは、2090±30 yBPから1380±30 yBPにわたる年代値が得られている。これらの年代値は、４層に多量に含まれる土器片が約２千年前の弥生時代のものであること（筑紫野市教育委員会担当者私信）と矛盾しない 。なお、北壁面の5a層から得られた660±30 yBPの年代値は、試料の固結度が著しく低かったことから、クラック沿いに上位から流入してきた試料であると推定される。
以上より、塔原西トレンチ壁面で観察される地質は、基盤花崗岩の浸食崖を河川成の堆積物が削剥、埋積して形成され、その上位に弥生時代以降の人口改変が及んだものと結論づけられる。
トレンチ掘削に先立つ断層通過位置推定の過程では、幅約50ｍ間に断層が存在すると考えた。このうち、トレンチ調査で地下地質構造が確認されたのは 、半分程度の範囲である（図79a）。トレンチ壁面観察より、基盤花崗岩中の熱水脈の貫入頻度が西側ほど高いこと、
南北方向のやせ尾根の基部（南側道路付近）が微小な鞍部地形を呈すること 、および残り
北東側半分の範囲については用地の制約上掘削調査が不可能であることから 、図79aに示す
位置に追加ピットを掘削した。掘削目的は、この範囲を断層が通過しないことを確認する
ことと、基盤花崗岩中の変質・変形程度の差異を確認することである。その結果、追加ピットにおいても、花崗岩（７層相当層）とこれを削剥する砂礫層（６層相当層）、砂層（５層相当層）が分布することが判明した（図83）。ピット壁面観察の結果、断層構造および近傍に断層の存在を示唆するような変形構造は認められなかった 。

200

図 79 塔原西地点平面図(a)と周辺の地形（北西を望む）(b)a:空中写真判読の結果、赤破線間（鞍部）を断層が通過すると推定した。ト
レンチ調査は、この範囲のうち、地権者の承諾が得られた地点で実施した。

201

202

図 80

塔原西トレンチ壁面スケッチ展開図とトレンチ全景写真

203

図 81

グリッドの間隔は水平、垂直方向とも１m。図中に放射性炭層年代（暦年未較正）をあわせて示す。

塔原西トレンチ北壁面の写真とスケッチ

204

図 82

グリッドの間隔は水平、垂直方向とも１m。図中に放射性炭層年代（暦年未較正）をあわせて示す。

塔原西トレンチ南壁面の写真とスケッチ

205

図 83

塔原西地点追加ピットの壁面写真

b) 太宰府市向佐野トレンチ（平成24年度）
向佐野地点は、ボーリング調査を実施した向佐野前田公園地点である（(c)-3）-c）項,
図64aおよび図69を参照）。ボーリング調査の結果、向佐野前田公園MK-5孔とMK-6孔の基盤
花崗岩の上面にMK-5孔側が低下する約1.5ｍの高度差が認められた（図69）。警固断層帯南東部のずれのセンスは、南東側隆起成分を伴う左横ずれと考えられることから 、MK-5孔側の基盤上面がMK-6孔側より低いことは、横ずれ断層運動に伴う引きずり構造を示唆すると考え、MK-5孔側でトレンチを掘削した（図69）。ボーリング調査結果から、基盤花崗岩上面付近まで掘削する必要があると判断したため、掘削第一段階として、地表から深度約２m付近までの人工埋積土を除去した。その後、１つ目のトレンチ（向佐野南トレンチ）を掘削した。掘削途中の壁面を観察したところ、斜面を構成する風化花崗岩起源の砂層とシルト層の互層から構成される地層の傾斜変換位置が見いだされた。当初は，この傾斜変換位
置深部に断層が存在すると考えたが、深部まで掘削した結果、断層構造は認められなかった。ここで、断層構造はより斜面側（西側）に位置すると考え、敷地内で最も西側を掘削できる箇所において北トレンチを掘削した（図69および図84）。北トレンチは、ボーリン
グ調査で確認された基盤花崗岩上面まで掘削した。南トレンチは、風化花崗岩起源の砂層とシルト層の互層の上面を確認しつつ、長さ約15ｍまで掘削した。
トレンチ壁面には、上位より、人工改変層（１層）、腐植質シルト層（２層）、砂層（３層）、礫混じりシルト層（４層）、褐色シルト層（５層、６層）、青灰色シルト層（７層、８層）、腐植質シルト層（９層）、砂礫層（10層）が露出した。これらの地層を、層相および堆積環境の差異、地層の分布や連続性等に基づいて細分した 。北トレンチ壁面スケッチ展開図を図85に、北トレンチ北壁面の写真とスケッチを図86に、北トレンチ南壁面の写
真とスケッチを図87に、南トレンチ南壁面の写真とスケッチを図88にそれぞれ示す。また、トレンチ壁面から採取した地層の放射性炭素年代測定結果を表６に示す。放射性炭素年代測定は、(株)地球科学研究所に依頼した。
南北両トレンチ壁面の地質は、西側（丸山神社側）丘陵を構成すると考えられる砂礫層（10層）の上位に、腐植質シルト層（９層）、風化花崗岩起源の砂層とシルト層の互層（８層、７層）が堆積し、その斜面を埋積する形で６層以上が堆積したと解釈される。層相より、10層から５層までは河川成の堆積物であるが、４層から徐々に離水していった環境変化が推定される。地層の年代値としては、９層から43500年前以前、７層から21800±90 y
BP、9540±40 yBPが得られた。北トレンチ南北両壁面において、断層構造や近傍に断層構造の存在を示唆するような地層の変形構造は認められない。南トレンチ壁面においても、断層構造は観察されなかった。しかし、距離LS9〜LS10付近に、６層および５層を明瞭に切る砂脈が認められた。砂脈は東傾斜45度程度である。この砂脈の両端に剪断組織は認められないが、断層面の上方延長あるいは断層活動に伴う液状化痕跡等の可能性も示唆される。
以上より、向佐野トレンチ調査の結果、トレンチ掘削範囲内には断層が存在しないことが明らかとなった。そこで、断層がトレンチ掘削地点の西側に存在するのか否かを確認す
ることを目的として、追加ボーリングを実施した（図69のMK-7孔）。今後は、ボーリング
コアとトレンチ壁面の地質の詳細な解析と、周辺の地形情報を総合的に検討し、断層位置に関する考察をさらに進める必要がある。

206

図 84

向佐野トレンチ全景写真
a: 向佐野トレンチ全景（南トレンチ東端から西を望む）、b: 北より両ト
レンチ南壁面を臨む。
207

図 85

向佐野北トレンチ壁面スケッチ展開図
グリッドの間隔は水平，垂直方向とも１m．
208

図 34

向佐野北トレンチ壁面スケッチ展開図
グリッドの間隔は水平、垂直方向とも１m。

図 86

向佐野北トレンチ北壁面の写真とスケッチ
グリッドの間隔は水平、垂直方向とも１m。図中に放射性炭層年代（暦年未較正）をあわせて示す。凡例は図 85 と同じ。

209

図 87

向佐野北トレンチ南壁面の写真とスケッチ
グリッドの間隔は水平、垂直方向とも１m。図中に放射性炭層年代（暦年未較正）をあわせて示す。凡例は図 85 と同じ。
210

211

図 88

グリッドの間隔は水平、垂直方向とも 1m。図中に放炭層年代（暦年未較正）をあわせて示す。凡例は図 85 と同じ。

向佐野南トレンチ南壁面の写真とスケッチ

c) 春日市九大筑紫キャンパス内トレンチ（平成 25 年度）
九大筑紫キャンパスは、その全域が春日市および大野城市の遺跡確認・試掘調査を必要とする地域に含まれ、一部は周知の埋蔵文化財包蔵地となっている。同地域周辺における警固断層帯の通過位置については、既存研究では図 89a のとおり推定されていた。すなわ
ち、大野城市上大利において比較的明瞭な主断層トレースの北西延長部に位置し、断層変位地形が不明瞭となっていく箇所に相当する（図３）。また、この地点を境に断層が北西に湾曲あるいは左ステップする可能性も指摘されている。本研究では、断層通過位置を推定
しトレンチ調査適地を選定するため，再度の空中写真判読、 DEM 解析、地表踏査に加え、キャンパス造成時の埋蔵文化財発掘調査資料の検討を行った。さらに、断層通過位置推定のため、１測線において電磁探査（ＥＭ探査）を実施した。
筑紫キャンパス内での詳細位置選定の結果、図90に示す位置で合計４個のトレンチ掘削調査を実施した。
九大筑紫キャンパス周辺の地形と空中写真判読による断層通過位置を図 89bに示す。大
野城市上大利５丁目付近では、唐木田ほか（1994）によって、早良花崗岩がAso-4にのし上げる断層露頭の記載がなされている。福岡県（1996）は，現在の上大利交差点より北東方向に連続する低崖の存在を記載している。また、宮下ほか（ 2007）によるトレンチ調査地
選定の際には、隣接する地域の宅地造成の際に露出した２条の断層から断層通過位置を限定している。この約１km弱の区間においては、比較的明瞭な断層トレースを判読することができる。しかし、その北東延長部、九州大学筑紫キャンパスの南端付近より北東側については、より不明瞭となる。
筑紫キャンパス内では、図90および図91に示すように、南西側が相対的に隆起する低崖が連続する。この低崖は筑紫キャンパス北東部春日公園まで連続する（図 92）。また、推定断層トレースを横断する筑紫キャンパス内の水路および春日公園南部付近の牛頸川支流では、１〜２m以下の左横ずれオフセットが認められ、前述した低崖はここに連続するように分布する。以上より、図89bおよび図90に示す位置を断層が通過すると推定した。また、筑紫キャンパス造成時の埋蔵文化財発掘調査資料と複数の古地形図を検討した結果、地形の人工改変状況や古地形図の現地形への重ね合わせの精度等から、 断層通過位置は、図90において淡赤色に塗色した範囲程度の不確かさを含むと考えた。
これに対し、図89aに示すように、筑紫キャンパス内でより西側の丘陵部 末端と平地の境界部分にも断層通過の可能性が指摘されている（図93）。これらの範囲のうち、春日市による埋蔵文化財発掘のための試掘調査の結果、埋蔵文化財発掘の本調査を必要としないでトレンチ掘削できる範囲において、断層通過位置確認を目的としたトレンチを掘削することとした（図94）。
トレンチ掘削に先立ち、電磁探査（EM探査）を実施した。結果を図95に示す。各周波数帯において、距離30〜40m付近に比抵抗のギャップがあるようにも見えるが、いずれも明瞭ではないため、地質構造の推定には至らなかった。

212

図 89 春日市九大筑紫キャンパス周辺における警固断層帯の詳細トレース
a: 既存研究による断層位置。b: 本研究で推定した断層位置。基図は２mDEM による地形陰影図。
213

図 90

平成 25 年度調査地点拡大位置図
破線および塗色した範囲が推定断層位置。空中写真判読、DEM 解析、現地踏査および埋蔵文化財発掘資料解析から推定した。基図は 大野城市発行の 1/5000 白地
図を使用。

214

図 91

Ｄトレンチ調査地の地形
a, b: 南東方向を臨む。南西側（右側）が高い。

215

図 91

Ｄトレンチ調査地の地形（つづき）
c, d: 南西方向を臨む。南西側（奥側）が高い。

216

図 92

春日公園南東隣接部の地形
南東方向(a)および南西方向(b)を臨む。南西側隆起を示す地形は、春日公園内に
続く。

217

図 93

Ａトレンチ調査地の地形
西方向(a)および北西方向(b)を臨む。

218

図94

Ａ〜Ｃトレンチ調査地平面図

トレンチは４個掘削した。西側よりＡトレンチ、Ｂトレンチ、Ｃトレンチ、Ｄトレンチと呼ぶこととする。Ａ、Ｂ、Ｃトレンチ掘削範囲の平面図を図94に、トレンチ壁面の写真とスケッチを図96～図98に、トレンチ壁面の地質記載を表７～表９にそれぞれ示す。
Ａトレンチでは２層準において腐植質シルト層が露出した。先行して掘削した Ｄトレン
チ壁面から採取した試料の放射性炭素年代測定結果と周辺の地形面の状況から、この腐植質シルト層の年代は１万年前前後であると推定されたため、この腐植質シルト層の分布高度を変位指標として追跡することとした。腐植質シルト層は、Ｂトレンチ、Ｃトレンチにおいても確認された。図99に同層の分布を断面図として表した。調査地点内において、腐植質シルト層は連続的に分布している。地形から推定される本地域の警固断層帯は、南西側隆起成分を伴う左横ずれ断層であることから、調査地点内に南西側隆起を示すような断層は存在しないと推定される。
Ｄトレンチは、Ａ～Ｃトレンチを掘削した地形面よりも３ m程度低い地形面上で掘削した（図89）。Ｄトレンチ掘削地点の平面図を図100に、トレンチ壁面の写真とスケッチを図1
01に、トレンチ壁面の地質記載を表10に、壁面から採取した試料の放射性炭素年代測定結果を表11にそれぞれ示す。
Ｄトレンチ壁面においても、断層および断層運動に伴って形成されたと推定される地層の変形は認められなかった。

219

図 95

EM 探査結果

220

221

図 96a

Ａトレンチ壁面の写真

222

図 96b

Ａトレンチ壁面のスケッチ

表７
地層区分

人

層相

段
丘

盛土・埋土

マサ土や砕石を主体とする。

1b

砂質シルト

石英 質 の 粗粒 砂 ～ 極粗 粒砂 を 多 量に 混 入 する シル ト を 主体
とする。

2

粗粒砂

石英質粗粒砂を主体とし、葉理が見られる。須恵器片を混入する。

3

砂混りシルト

花崗 岩 起 源の 粗 粒 砂を 混入 す る シル ト を 主体 とし 。 粘 性高い。

4a

砂混り有機質シルト

花崗岩起源の粗粒砂を混入する有機質シルトを主体とする。

4b

粗粒砂

花崗岩～石英質の粗粒砂を主体とし、細礫が混入する。トレンチの北側で部分的に葉理が見られる。

4c

シルト混り砂

石英質の粗粒砂～中粒砂を主体とし、シルト分を若干混入す
る。

4d

砂質シルト

中粒砂～粗粒砂を多く混入するシルトを主体とする。

4e

砂混り有機質シルト

若干の石英質粗粒砂を混入する有機質シルトを主体とする。

4f

有機質土混りシルト

若干の有機質土を混入するシルトを主体とする。粘性高い。

5a

シルト混り砂シルト混り粗粒砂～砂質シルトが不規則に混在する。砂は細礫を含む花崗岩質粗粒砂。5c 層との境界は特に不明瞭。

5b

砂混りシルト

花崗 岩 質 の粗 粒 砂 を混 入す る シ ルト を 主 体と する 。 粘 性高い。

5c

砂混りシルト

細粒砂～粗粒砂を混入するシルトを主体とする。粘性高い。

5d

砂混りシルト

細粒砂～粗粒砂を若干混入するシルトを主体とする。粘性高
い。

6a

砂質シルト

細粒砂を多く混入するシルトを主体とする。

6b

シルト混り砂細礫を含む花崗岩質粗粒砂を主体とし、シルトを混入する。

7

花崗岩

全体 に 強 風化 し マ サ化 して い る 。白 色 粘 土脈 が多 数 み られる。一部は表面の土壌化が進んでいる。

堆
積
物

基
盤
岩

記事

1a

工
土

Ａ トレンチ壁面の地質概要

223

224

図 97a

Ｂトレンチ壁面の写真

225

図 97b

Ｂトレンチ壁面のスケッチ

表８
地層区分
人
工
土

段
丘

層相

記事

1

盛土・埋土

マサ土を主体とする。金属片やビニール片などが混入する。

2a

砂質シルト

石英質の粗粒砂を多量に混入するシルトを主体とする。

2b

粗粒砂

細礫を混入する石英質 の粗粒砂を主体とし、 葉理が発達する。古木片を混入する。

2c

砂混り有機質シルト

粗粒砂を混入する有機 質シルトを主体し、局 所的に分布する。古木片を混入する。

2d

砂混りシルト

石英質の粗粒砂を混入するシルトを主体とする。

2e

シルト混り砂

3a

粗粒砂

3b

砂混りシルト3c

砂混り有機質シルト

3d

シルト混り砂

4a

粗粒砂

4b

砂混りシルト

粗粒砂を混入するシルトを主体とする。植物片を混入する。

4c

粗粒砂

細礫を混入する石英質 の粗粒砂を主体とする 。不明瞭な葉理が一部で見られる。シルト分をわずかに混入する。

4d

シルト混り砂細礫を混入する石英質 の粗粒砂を主体とし、 シルトを混入する。葉理は見られない。

5a

砂質シルト

石英質の粗粒砂を多量 に混入するシルトを主 体とする。炭
質物をわずかに混入する。

5b

シルト混り砂細礫を混入する石英質 の粗粒砂を主体とし、 シルトを混入する。

6

砂混り有機質シルト

花崗岩起源の粗粒砂を混入する有機質シルトを主体とする。炭化物や植物片は見られない。

7a

シルト混り砂細礫を混入する石英質 の粗粒砂を主体とし、 シルトを混入する。わずかに有機質土を混入する。

7b

粗粒砂

石英、長石質の粗粒砂 を主体とする。シルト 分をわずかに
混入する。

堆
積

Ｂ トレンチ壁面の地質概要

物

細礫を混入する石英質 の粗粒砂を主体とし、 シルトを混入する。葉理は見られない。
細礫を混入する石英質 の粗粒砂を主体とする 。葉理が発達し、シルトや有機質土 の薄層を挟在する。古 木片や土器片を多く混入する。
粗粒砂を混入するシル トを主体とする。古木 片や土器片を多く混入する。粘性高い。
細粒砂～中粒砂を混入 する有機質シルトを主 体とし、局所的に分布する。植物片を多く混入する。
細礫を混入する石英質 の粗粒砂を主体とし、 シルトを混入する。
細礫を混入する石英質 の粗粒砂を主体とする 。葉理が発達し、中粒砂や有機質土 の薄層を挟在する。有 機質な部分では植物片を混入する。

226

227

図 98a

Ｃトレンチ壁面の写真

228

図 98b

Ｃトレンチ壁面のスケッチ

表９
地層区分

人

層相

記事

1a

盛土・埋土

マサ土や砕石を主体とする。金属片やビニール片などが混入
する。

1b

砂質シルト

石英 質 の 粗粒 砂 ～ 極粗 粒砂 を 多 量に 混 入 する シル ト を 主体とする。

2

シルト混り砂3

砂混り有機質
シルト

4a

砂質シルト

4b

粗粒砂

石英、長石質の粗粒砂～細礫を主体とする。

4c

シルト混り砂石英、長石質の粗粒砂を主体とし、シルトを混入する。シルトや有機質シルトの偽礫をまれに混入する。

4d

中粒砂

淘汰の良い中粒砂を主体とする。

工
土

段
丘
堆
積

Ｃ トレンチ壁面の地質概要

物

細礫を混入する石英質の粗粒砂を主体とし、シルトを混入する。
有機質シルトを主体とし、中・上部には石英、長石質の粗粒
砂～極粗粒砂を混入する。上限付近では有機質分が少なくなる。
最下部は細粒砂、最上部はシルトからなり上方細粒化している。最上部数 cm には不明瞭な平行葉理が見られる。

229

図 99

Ａ〜Ｃトレンチの地質断面図

230

図100

Ｄトレンチ調査地平面図

231

232

図 101aＤトレンチ壁面の写真

233

図 101bＤトレンチ壁面のスケッチ

表 10
ユニット

Ｄ トレンチ壁面の地質概要

主な層相

記事

ユニット 1

盛土・埋土

マサ土や砕石を主体とする。金属片やコンクリート片などが混入する。

ユニット 2

シルト質砂土器片を多く含み。土壌化が進んでいる。

ユニット 3

細粒砂ユニット 4

粗粒砂、シル
ト、有機質シルトの偽礫ユニット 5

砂礫、粗粒砂～細粒砂

区分

淘汰の良い細粒砂からなり、一部では土壌化が進んでいる。葉理はあまり発達しない。ユニット 3 とは一部で指交関係にある。
細礫混りの粗粒砂を主体とし、葉理が発達する。シルトや有機質シルトの偽礫を大量に含むことを特徴とする。ユニ
ット 4 を削り込んで堆積している。
トレンチ最下部の砂礫とその上位で葉理が発達する粗粒
砂～細粒砂を主体とする。大きく 2 回の上方細粒化サイクルが見られる。
表 11

Sample No.

放射性炭素年代測定結果
Code No.

δ 13 C

Conventional 14 C

(Beta-)(‰）

age (yBP)

organic sediment372252

-22.8

9490

±

40

D-trench / N2 wallorganic sediment372253

-21.4

8460

±

40

D-trench / N3 wallorganic sediment372255

-20.8

9580

±

50

Unit

Material

KDC3-02

D-trench / N2 wall

KDC3-03
KDC3-05234

5）九大筑紫キャンパス周辺における断層通過位置推定のための補完調査
九大筑紫キャンパス周辺において、既存研究と本調査研究に基づく警固断層帯の推定通過位置は 300m 程度の幅を持つ（図 89 および図 90）。筑紫キャンパス内でトレンチ掘削調査が可能となった範囲は、その全域をカバーできていない。特に、本研究で推定した断層
通過位置を横断するトレンチ掘削および次点範囲（図 90 で淡赤色に塗色した部分）のいずれの地点においてもトレンチ掘削は不可能であった。また、本調査と時期を同じくして、
筑紫キャンパス南部に隣接する航空自衛隊敷地内において、埋蔵文化財の発掘調査が行われ、大規模な新規露頭が造成された。以上の事情により、筑紫キャンパス周辺地域において、断層通過位置をより限定するための地質調査を実施した （図 90）。
筑紫キャンパス西側に隣接する牛頸川河床の地質調査については、トレンチ調査候補地
選定の段階でも実施した。牛頸川河床の現況写真を図102に示す。筑紫キャンパス西方の牛頸川河床には、早良花崗岩が約150m区間にわたって連続的に露出する。早良花崗岩は塊状である部分が多い。節理や熱水脈が認められる部分も存在するが、これらが密集するゾーンはない。この区間内において、断層破砕帯が観察されるのは１カ所のみである（図102d,e）。断層破砕帯は、幅数センチから10cm以下の範囲に、数本の熱水脈が貫入し、その熱水脈が剪断変形を受けて一部は面状ガウジとなっている。母岩の花崗岩中には、カタクレー
サイトあるいはマイロナイトといった先行する、すなわちこの地点の岩石が地表に露出する以前、震源域近傍に位置していた時の剪断変形の痕跡は認められない。
筑紫キャンパス南側に隣接する航空自衛隊敷地内において、埋蔵文化財発掘調査のための造成により、新規露頭が露出した（図103）。この地点は、中田・今泉編（2002）や谷口ほか（2008）では断層が推定されていたため、露頭を整形して断層の有無を確認した。その結果、調査範囲内に断層は確認されなかった（図 104）。

235

図102

牛頸川河床露頭写真
約150m区間に、早良花崗岩が露出している(a)。警固断層方向の節理(b)と節理面の拡大写真(c)。南北走向の熱水脈起源の破砕帯(d)と拡大写真(e)。破砕帯中の粘土は固結しているものが多い。一部は面状ガウジとなっている。

236

図 103大野城市航空自衛隊敷地内の地形
警固断層帯の走向方向である北西方向(a)および南東方向(b)を臨む。

237

図 104大野城市航空自衛隊敷地内露頭写真とスケッチ
風化花崗岩中に、南北～北西-南東走向を示す粘土脈が認められる。粘土脈は、
熱水脈起源と推定される。剪断組織ないし断層は認められない。
238

(d) 結論ならびに今後の課題
陸上部分における警固断層の最新活動時期および複数回の活動履歴をより高精度に求めることを目的として、既存の地形地質情報および埋蔵文化財発掘調査資料の収集整理、
地表踏査、露頭拡張調査、地中レーダー探査、ボーリング調査、トレンチ調査、試料分析を実施した。
埋蔵文化財発掘調査資料の収集については、福岡市、大野城市、太宰府市の埋蔵文化財
発掘調査報告書中に、地震活動の痕跡を示唆する記述があった。 これらのうち、679 年筑
紫地震の際の液状化痕跡と推定される事例はあったものの、警固断層の活動によると判断された事例は存在しなかった。
古地震調査適地選定のための地中レーダー探査とボーリング調査については、地下構造が明瞭にイメージングされていると判断される箇所とそうでない箇所の存在が明らかとなった。これらは、主として地表の（人工改変）状況に起因していると推定される。 大野城
市上大利周辺、太宰府市向佐野周辺地域では、地下構造が比較的明瞭にイメージングされている。太宰府市大佐野周辺では、既存トレンチ掘削地点直近はその後の宅地造成のため地下構造が不明瞭であるが、土地改変が比較的及んでいないより南部地点においては、断層トレースを追跡できる。
ボーリング調査については、必要十分な箇所・数量を実行できなかった。しかし、太宰
府市向佐野地点では、空中写真判読および地中レーダー探査から推定される 断層通過位置の直近基盤岩花崗岩中に、断層破砕帯が存在することが明らかとなった。
筑紫野市塔原西、太宰府市向佐野、春日市九大筑紫キャンパスにおける トレンチ調査では、トレンチ壁面に断層が露出しなかった。いずれの調査地点においても、断層が存在しない部分が明らかとなり、ある幅をもって推定された断層通過位置を狭めることができた。
春日市九大キャンパス地点および周辺では、トレンチ近傍の既存研究による推定断層トレース上で新たな露頭が造成されたため、露頭拡張と壁面観察を実施した。 また、隣接する河床露頭の詳細地質調査を実施した。４つのトレンチ調査壁面から推定される腐植質シルト層の分布と拡張した露頭の観察および追加地質調査から、調査範囲内において、断層が通過しない部分が明らかとなり、断層が通過する可能性のある範囲を限定することができた。以上の調査から、調査地に分布する地層の層相とその年代、地形面の年代が明らかとなり、今後の古地震調査地選定に有用な情報が得られた。
しかしながら、目標であった、１)これまで活動履歴調査が実施されていない太宰府市
大佐野以南の断層位置を特定することおよび活動履歴を明らかにすること 、２）北東側に並走する断層について存在の有無も含めた位置と活動履歴を明らかにすることの２点については、具体的な情報が得られなかったことから、これらは課題としてそのまま残っている。地形改変が古くからから盛んであった都市部ならではの 変動地形の不明瞭さや、調査地の少なさという不利な条件下にはあるが、大都市直下の活断層としての警固断層帯（南東部）が将来起こしうる地震の規模と時期を推定する上で、詳細な断層通過位置と活動履歴に関する情報が必要不可欠であることに変わりはない。
今後は、本プロジェクトで取得した地形地質情報を活用し、丹念にかつ粘り強く断層位置推定のための検討をさらに進め、当初目標を達成する必要がある。

239

(e) 引用文献
吾妻 崇・宮下由香里・二階堂 学・松浦和樹，警固断層南端部，筑紫野市武藏地区における群列ボーリング調査，活断層・古地震研究報告，産業技術総合研究所地質調査総合センター，no.7，231-239，2007．
物理探査学会，新版 物理探査適用の手引き−土木物理探査マニュアル2008−，物理探査学会，
539p，2008．
物理探査学会編，物理探査ハンドブック，物理探査学会，1408p，1999．
千田 昇・岡田篤正・中田 高・渡辺満久・鬼木史子，1：25,000 都市圏活断層図「福岡」，国土地理院技術資料D・1-No.333，1996．
太宰府市教育委員会，太宰府・佐野地区遺跡群 24—佐野土地区画整理事業に伴う埋蔵文化
財発掘調査報告書—日焼遺跡の調査，317p，2008．
福岡県，西山断層系、水縄断層系及び警固断層系に関する調査委託

報告書

第 IV 編警

固断層系についての調査結果，140p，1996．
唐木田芳文・冨田宰臣・下山正一・千々和一豊，福岡地域の地質，地域地質研究報告（ 5
万分の1 地質図幅），地質調査所，192p，1994．
九州活構造研究会編，九州の活構造，東京大学出版会，553p，1989．
文部科学省研究開発局・国立大学法人九州大学，警固断層帯（南東部）における重点的な調査観測，平成 23 年度成果報告書，170p，2012．
文部科学省研究開発局・国立大学法人九州大学，警固断層帯（南東部）における重点的な調査観測，平成 23 年度成果報告書，194p，2013．
宮下由香里・吾妻 崇・二階堂 学・岡崎和彦，警固断層の活動履歴－大野城市上大利トレ
ンチ調査結果－，月刊地球，29，133-138，2007．
中田高・今泉俊文編，活断層詳細デジタルマップ，東京大学出版会，DVD-ROM

２枚，付

図１葉，60p，2002．
岡村 真・松岡裕美・中島徹也・中田 高・千田 昇・平田和彦・島崎邦彦，博多湾における警固断層の活動履歴，地震，第 2 輯，61，4，175-190，日本地震学会，2009．
産業技術総合研究所，平成 17 年度原子力安全基盤調査研究 原子力安全基盤調査研究自然科学分野総合的評価研究報告書，157p，2006．
産業技術総合研究所地質調査総合センター（編）20 万分の 1 日本シームレス地質図データ
ベース(2012 年 7 月 3 日版)，産業技術総合研究所研究情報公開データベース DB084，
産業技術総合研究所地質調査総合センター，2012．
下山正一・松田時彦・千田村昇・杉山雄一・磯望・松村一良・鈴木貞臣・茂木透・岡眞・松山尚典・黒木瑞昭・蚊爪康典，警固断層，大佐野地区（福岡県）でのトレンチ調査報告，活断層研究，18，55-64，1999．
谷口

薫・中田

高・渡辺満久・鈴木康弘・堤浩之・後藤秀昭・活断層位置・形状検討

グループ，活断層の長期評価の改良に向けた主要活断層帯の位置・形状に関する検討−
北部九州地域−，日本地球惑星科学連合 2008 年大会予稿集，J237-002，2008．

240

３．３－２博多湾内および周辺海域の活断層の活動性及び活動履歴調査(1) 業務の内容(a) 業務題目
博多湾内および周辺海域の活断層の活動性及び活動履歴調査(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

国立大学法人九州大学大学院理学研究院

助教

下山

西南学院大学人間科学部教授

磯

国立大学法人福岡教育大学教育学部

教授

黒木

貴一

国立大学法人高知大学総合研究センター防災部門

特任教授

岡村

眞

正一
望

(c) 業務の目的
博多湾域沿岸部での断層活動履歴を明らかにし、これまで博多湾域と陸域で異なった調査結果が得られていた警固断層帯南東部北部の最新活動時期を限定することを目標とする。また、その周辺地域で警固断層帯に隣接かつ類似する性質をもつ断層（日向峠—小笠木峠断層、石堂−海の中道断層など）についても断層活動履歴を明らかにすることをめざす。
(d) ３ヵ年の年次実施業務の要約
1) 平成 23 年度：
警固断層帯に 10km 以内で隣接し、かつ類似する日向峠—小笠木峠断層について空中写真判読と地形地質の現地踏査を実施し、その分布の確認と活動度を検討した。次に、日向峠-小笠木峠断層の北西延長上の地域（糸島市前原地域）に位置する前原断層とその周辺の空中写真判読を行い、地形地質の現地踏査を実施した。前原地域は都市化が進み、人工改変地が多く、地表での地形地質情報が不十分なため、既存ボーリ
ング資料の収集を実施した。その結果、断層が想定される場所が 2 箇所特定できたので、さらにボーリング調査を実施して、地層のずれの有無から活断層の探索を行った。
2) 平成 24 年度：
警固断層帯南東部の博多湾延長部（A 区域）と石堂-海の中道断層の博多湾延長部（B 区域）の 2 区域において、海底音波探査による断層調査地点の選定を行った（サブテーマ１−２と連動）。選定された調査地点 3 箇所において、断層を横切る測線方位で、ジオスライサーによるコアリングを各地点で 3-4 本実施し、平均 10ｍの長さの堆積物コアを 11 本採取した。採取された堆積物コアの堆積相解析、生痕相解析、化石相解析などの解析を実施し、地層区分を行った。サブテーマ１−２の音響断面と予察的に行った堆積物コアの暫定的な年代測定の結果、博多湾内における活断層の活
動性の局地的な違いと活動履歴の違いが判明した。

2413) 平成 25 年度：
博多湾内の活断層の活動性及び活動履歴調査のため、前年度に博多湾内３地点において、断層の両側から採取された合計 11 本の堆積物コアの分析調査を実施した。
放射性炭素年代測定の結果、最新活動時期を特定した。堆積物コアの粗粒物調査と火山ガラス含有率分析の結果、1 回あたりの断層イベントによる垂直変位量を特定した。
これらの情報に基づいて前年度の暫定調査結果を更新し、博多湾内の活断層の活動性
及び活動履歴を明らかにした。さらに、博多湾東部の B 区域（石堂-海の中道断層延長部）にある活断層の活動履歴を明らかにした。
(2) 平成 23-25 年度の成果(a) 業務の要約
平成 23 年度は、警固断層帯南東部に 10km 以内で隣接し、かつ類似する性質を持つ可能性のある断層のうち、日向峠—小笠木峠断層（活断層の位置・形状の検討作業グループ（未発表）による）について詳細な通過位置を特定し、ストリップマップを作成した。現地調
査では複数の断層露頭を発見した。段丘面と断層崖の関係から鉛直方向の平均変位速度を求め、水平方向の平均変位速度を検討した。一方、日向峠-小笠木峠断層の北西延長上には
糸島半島沖断層群・前原断層（九州電力、2009a,b）が、直線的に並ぶ。これらの断層間の地域（前原地域）は人口密集地であるため、断層の連続性を検討する調査を行った。前原
地域での詳細な地形地質調査の結果、断層が想定される地形、その延長部での既存ボーリ
ング資料から地下の地層の著しいずれが検出された。このため、前原地域の 2 箇所で、断層位置が想定される両側にボーリング調査を実施した。その結果、2 箇所とも第四紀層の垂直変位が確認された。したがって、この地域を活断層が通過している可能性が高い。ただし、今回判明したのは、地層のずれのみであり、活断層が確実に存在するという証拠は見いだせなかった。今後、更なる検討を行う必要がある。
平成 24 年度は、海域における警固断層帯の特徴を明らかにするために、博多湾内の警固断層帯（A 区域）の 2 箇所でジオスライサーによるコア採取を実施した。また、2005 年の
福岡県西方沖地震の際には、博多湾東部にも多くの余震が発生した。これを博多湾東部余震域と呼ぶ（B 区域）。博多湾東部余震域には地質断層と考えられている石堂−海の中道断
層（唐木田ほか、1994）の延長部が存在し、サブテーマ 1-2 の調査で活断層が検出されたので、博多湾東部余震域の一箇所でジオスライサー調査によるコア採取を実施した。ジオ
スライサー調査の結果、博多湾内の警固断層帯沿いの 2 箇所（HKA1 地点と HKA2 地点）の
うち、HKA1 地点では４本、HKA2 地点では３本、長さ約８〜10ｍの連続的な柱状堆積物試料が採取できた。堆積物試料中に含まれる木片や貝殻片を用いて、放射性炭素年代を測定した。予察的な年代測定結果および火山ガラス検討結果を踏まえると、音響基盤（約 8,900
年前）以浅の断層活動イベントは、HKA1 地点では少なくとも 2 回、HKA２地点では１回確認された。
平成 25 年度は、平成 24 年度にジオスライサー調査で採取されたコアの放射性炭素年代
測定、堆積物コアの粗粒物調査、火山ガラス含有率分析などの分析をおこなった。その結果、音響基盤である D 層上面（約 8,900 年前）以降の断層活動イベント回数は、HKA1 地点
では少なくとも 2 回、HKA2 地点では１回である事が確認された。それらの最新活動イベン

242

トの時期は、HKA1 地点で約 3,800 cal yBP から約 5,200 cal yBP の間、HKA2 地点で約 7,800
cal yBP から約 8,200 cal yBP の間であり、隣接する 2 地点間で大きく異なっている。こ
れらの調査結果は、A 区域内の HKA1 地点と HKA2 地点の間で活断層の活動性が大きく異なることを示している。こうした観測結果は、警固断層帯を構成する北西部と南東部の 2 つのセグメントの境界部が博多湾中央部にあり、地溝状凹地を形成している可能性を暗示している。また、博多湾東部 B 区域の HIUB 地点では音響基盤に相当する D 層上面のずれが明瞭であり、警固断層帯南東部と同様に約 8,900 cal yBP 以降、1 回の断層活動イベントを記録している活断層であることが明らかになった(b) 業務の実施方法
1）堆積物コアの水洗篩別
音響記録での反射層、A 層、B 層、C 層、D 層を構成している物質を確認し、音響基盤の地層区分を正確に行うため、2mm 目のふるいを用いた水洗篩別を行い、堆積物コアを構成する堆積物のうち、粒径 2mm 以上の礫分について観察した。

図12mm目のふるいを用いた水洗篩別の作業手順

左上：20cmで分割された水洗篩別用の試料（ポリ袋中）、右上：2mm目のふるい上に試料を載せ水洗篩別、ふるいを通った泥分と砂分を下のコンテナに回収。左下と右下：洗い上がった礫分、この例では、ほとんどが二枚貝、巻貝、ツノガイなど貝殻片（化石）。

243

まず、ジオスライサー調査でサンプルトレイとして使われた鋼矢板（断面：幅 40cm×深さ10cm）中の堆積物（図 2）をコア深度 20cm 区間毎に分割し、厚手ポリ袋に収納し、水洗篩
別用の試料とした（図 1 の左上）。A1-1 コアでは D 層付近の 4 試料、A1-2 コアでは D 層付
近の 6 試料、A1-4 コアでは 47 試料（全試料）、A2-1 コアでは 35 試料、A2-3 コアでは D 層
付近の 7 試料を水洗篩別した。水洗篩別の後、2mm 目のふるいの上に残った残渣（礫分）
を乾燥した。乾燥後の礫サイズの堆積物を A 層、B 層、C 層、D 層の区分に基づいて比較観察した。音響基盤付近では海進期のラグ堆積物の有無を確認し、変位基準として活断層の垂直変位量を特定可能かどうか吟味した。A2-1 コアでは深度 9.2-9.4m に火山ガラスの濃集が認められたので、テフラ分析を行った。
2）火山ガラス含有率分析
堆積物コアが既知の火山灰を含む場合、年代を決定することができる。今回断層を挟んだ隣接する堆積物コアで火山灰を検出するため、HKA1 地点では A1-1 コアと A1-4 コア、HKA2 地点では A2-1 コアと A2-3 コアの、合計 4 本を選び、火山ガラス含有率分析を試みた。
火山ガラス含有率分析方法は次の通りである。
(1)地層から連続的に(10cm または 20cm 間隔)に堆積物を 5cc 棒瓶に採取する（図 2）。
(2)サンプルを約 10ｇ計量し、大型試験管に移す。
(3)約 10%の過酸化水素水をサンプルが浸る程度にそそぐ。
(4)発泡が落ち着いたのち、水を加えて超音波洗浄機にかける。
(5)濁った上澄みだけを捨て再び水を加える。
(6)手順(4)(5)を水が澄むまで繰り返す。
(7) 2 個の茶こしで 4φ(0.062mm)目の布フィルターを上下に挟み、その上に試験管内のサンプルを全て注ぎ、濾す。上の茶こしに残った試料は捨て、残った試料を乾燥させる。
(8)乾燥した試料を 3φ(0.125mm)目の布フィルターを用いて、粗粒物と細粒物に分ける。
(9) 3-4φサイズ区間の試料を光硬化剤でプレパラートに封入する。
(10)偏光顕微鏡で観察する。
(11)粒子 200 個中の火山ガラスを計数し、含有率のピークを求める。
(12)温度変化型屈折率測定装置(RIMS)を用いて、細粒試料中の火山ガラスの屈折率を測定する * 。測定は 60 粒子以上行う。
*）RIMS による火山ガラス屈折率の測定は京都大学大学院理学研究科の山田圭太郎氏に依頼した。屈折率が測定された試料は火山ガラス含有率のピーク付近の 4 試料、HKA1 地点では A1-1 コアの深度 4.40ｍと A1-4 コアの深度 4.60ｍの、HKA2 地点では A2-1 コアの深度
2.80ｍと A2-3 コアの深度 3.20ｍの試料である。

244

図2

堆積物コアからのテフラ試料の採取作業

3）放射性炭素年代測定
放射性炭素（ 14 C）年代測定は AD1950 年を起点にして何年前かを示した年代である。その手順は以下の通り。
(1)堆積物コアからピンセット等で貝化石、木片、植物片を採取する。
(2)顕微鏡下で付着部を取り除いた後、酸−アルカリ−酸（AAA: Acid Alkali Acid）処理で不純物を化学的に取り除く。
(3)超純水で中性になるまで希釈し、乾燥させる。
(4)試料を燃焼させ、二酸化炭素(CO 2 )を発生させる。

245

(5)真空ラインで二酸化炭素を精製し、精製した二酸化炭素を水素で還元し、グラファイ
ト(C)を生成させる。
(6)グラファイトを測定装置に装着し、加速器をベースとした 14 C-AMS 専用装置(NEC 社
製)、 14 C の計数、 13 C 濃度( 13 C/ 12 C)の測定、 14 C 濃度( 14 C/ 12 C)の測定を行う。
年代値の算出には、Libby の半減期(5568 年)を使用する(Stuiver and Polach, 1977)。
暦年較正年代は、 14 C 年代に対応する較正曲線状の暦年代範囲であり、1 標準偏差（1σ=68.2%）あるいは 2 標準偏差(2σ=95.4%)で表示される。ここでは、植物体など試料中の炭素が大気中の二酸化炭素に由来すると考えられる試料に対しては、IntCal13 データベース(Reimer et al., 2013)を、貝殻など大気中の二酸化炭素とは由来の異なる炭素を含むと考えられる試料に対して Marine13 データベース(Reimer et al., 2013)を用い、いずれも Oxcal4.1 較正プログラム(Bronk Ramsey, 2009)を使用し較正年代を算出する。暦年較正年代は 14 C 年代に基づいて較正(calibrate)された年代値であることを明示するために「cal BC/AD」(または cal yBP)という単位で表される。平成 25 年度の測定にそろえる
ため、平成 24 年度の測定分も IntCal13 データベースと Marine13 データベースに基づき再計算された。本報告で用いた放射性炭素年代値は全て暦年較正値（2σ中央値）である（単位は cal yBP）。
(2)以下の放射性炭素（ 14 C）年代測定作業を株式会社加速器分析研究所に委託した。
(c) 業務の成果
1）堆積物コアの礫分の変化
図 3 の左グラフは A1-4 コアを水洗篩別した結果で、未水洗堆積物 1kg あたり 2mm 目のふるいの上に残った水洗後の礫分（残渣）の重量（g）をコア深度 20cm 毎の変化で示している。右図は音響記録で反射層との対応関係を示している。得られた礫分はコア深度 0〜
8.6m の区間は貝殻、8.6m 以深は細礫を主体としている（図 4、付図 8）。図 4 は水洗篩別で得られた 3 種類の礫分の写真である。左上試料は A 層・B 層に相当する部分の礫分で、貝殻密集部に当たる。貝殻はイヨスダレガイやヒメカノコアサリなど現在の博多湾のやや深い（上部浅海帯）泥底に棲む貝類の化石からなる。右上の写真は C 層下部に相当する部分の礫分で、ウズザクラガイ、ツルマルケボリガイ、マンゲツシオガマガイなど、内湾の少し深い（潮下帯）泥底に棲む貝類の化石からなる。下の写真 2 枚は音響基盤の D 層に相当する部分の礫分である。細礫を大量に含有しており、マガキ、オキシジミガイ、イチョ
ウシラトリガイなど泥質干潟（潮間帯）に棲む貝類の化石を伴っている。少量のヤマトシ
ジミの貝殻も混入している。D 層付近は後述のように、9,000 cal yBP 前後であり、急激な海進期にあたる。細礫を大量に含む海進期の潮間帯堆積物は海進期の浸食作用によって削剥された波食面上に残留堆積したラグ堆積物（lag deposit）を示している。この例に示すように、各反射層に相当する部分では、貝化石の種類や礫の量などが大きく異なる。
したがって、音響記録で認められる反射層はコア深度 0〜8.6m の区間は数層の貝殻密集層、それ以深の、音響基盤（D 層）は細礫濃集層で代表される事が判明した。とくに D 層
がラグ堆積物の上面に相当する場合は細礫の有無による識別が容易なため、活断層を挟んだ垂直変位量を特定するための変位基準として利用可能である。

246

図3

堆積物コア A1-4 の深度 20cm 毎の堆積物 1kg あたりに含まれる礫分の重量（g）（左）と反射層（右）との対応関係

247

図4

A1-4 コアのふるい分けの結果得られた 3 種類の礫分の写真
数字はコア深度を表す、深度ラベルの幅は約 7cm

2）A 区域 HKA1 地点堆積物コアの地層区分と垂直変位量
断層を挟んで西側（下がった側）に A1-4 コア、東側（上がった側）に A1-1、A1-2、
A1-3 コアの合計 4 本の堆積物コアが得られている（図 5 左）。地層区分のために堆積物コ
アの詳細観察を行った。これらのコアの地質構成はすべて共通しており、海底面から下位に、貝殻混じりシルト層、細礫混じり砂層、有機質シルト層の順となっている（図 7）。
これらはすべてに海生貝類の貝殻を含んでおり、唐木田ほか（1994）の博多湾シルト層に対比される。貝殻混じりシルト層はシルト以外の堆積物はすべて貝殻で、イヨスダレ、サルボウ、トリガイ、ホソヤツメタガイなどの内湾浅海性の貝殻を高密度で含んでいる。このため堆積環境は潮下帯から上部浅海帯の、水深のある内湾と考えられる。細礫混じり砂248

層と有機質シルト層の堆積環境はハイガイ、マガキ、アゲマキなどの潮間帯二枚貝を含むことから、砂質干潟および泥質干潟と考えられる。
音響記録でみられた音響反射面と地質の対応を考える。A 層、B 層、C 層は貝殻混じり
シルト層に、音響基盤である D 層は細礫混じり砂層の上限面に対応する。細礫混じり砂層は水平的に連続するラグ堆積物と考えられるので、その上面を垂直的な変位基準として使うことができる。HKA1 地点における断層の両側での D 層を変位基準とした垂直変位量
は、A1-4 コアと A1-1 コアの間で 0.7m、A1-4 コアと A1-2 コアの間で 1.2m である。
3）A 区域 HKA2 地点で得られた堆積物コアの地層区分と垂直変位量
断層を挟んで西側（上がった側）に A2-1 コア、東側（下がった側）に A2-3、A2-2 コアの合計 3 本の堆積物コアが得られている（図 5 右）。3 本の堆積物コアのうち、A2-1 コアの深度 8.58ｍ以下以外の地質構成が 3 本ともほぼ共通しており、海底面から下位に、貝殻混じりシルト層、砂質シルト層、シルト層、砂混じり砂層、細礫混じり砂層、有機質シ
ルト層の順となっている（図 6）。貝殻混じりシルト層、砂混じりシルト層、シルト層、
砂混じり砂層、細礫混じり砂層、有機質シルト層は海生貝類の貝殻を含んでおり、唐木田ほか（1994）の博多湾シルト層に対比される。A2-1 コアの深度 8.58ｍ以下では有機質シルト層の下に細礫混じり砂層、半固結粘土層が存在する。細礫混じり砂層は貝殻を含まず、樹木根を含むので河川あるいは湿地などの陸成堆積物と考えられ、年代値も考慮して唐木田ほか（1994）の住吉層下部に対比される。A2-1 コアでは最下部の深度 9.2-9.4m の半固結粘土層中に火山ガラスの濃集部分が認められたので、テフラの分析と同定を行った。その結果、火山ガラスの屈折率が 1.497-1.499 であり（付図 2、3）、同一層準の 14 C
年代値が 29,816 cal yBP なので（図 8）、このテフラは姶良—Tn 火山灰（AT）に同定される（町田・新井、2003）。年代と半固結状態から、最下部の粘土層は唐木田ほか（1994）の大坪砂礫層に対比される。
堆積環境を考える。貝殻混じりシルト層、砂混じりシルト層、シルト層は泥分を除いた
礫分はほとんど貝殻片である。貝殻の組成はイヨスダレ、サルボウ、ホソヤツメタガイな
どの内湾浅海域泥底にすむ貝からなる。このため、貝殻混じりシルト層、砂混じりシルト
層、シルト層の堆積環境は、潮下帯から上部浅海帯の、水深のある内湾と考えられる。ハイガイ、マガキ、アゲマキなどの潮間帯二枚貝を含むので、細礫混じり砂（粘土）層と有機質シルト層の堆積環境は砂質干潟および泥質干潟と考えられる。
音響記録でみられた反射層、A 層、B 層、C 層、D 層と地質の対応を考える。A 層、B層、C 層は貝殻混じりシルト層、砂混じりシルト層、シルト層に、音響基盤である D 層
は、細礫混じり砂層（と粘土層）の上限に対応する。音響基盤である D 層は細礫混じり砂層（と粘土層）の上限面に対応する。細礫混じり砂層は水平的に連続するラグ堆積物と考えられるので、その上面を垂直的な変位基準として使うことができる。HKA2 地点における断層の両側での音響基盤 D 層を変位基準とした垂直変位量は、A2-1 コアと A2-3 コアの間で 1.2m である。

249

図5

A 地区 HKA1 地点（左）と HKA2 地点（右）から得られたジオスライサーコア（横は 2 倍に拡大、位置関係を付図 4 に示す）

3）B 区域 HIUB1 地点で得られた堆積物コアの地層区分と垂直変位量
断層を挟んで西側（上がった側）に B1-3、B1-2 コア、東側（下がった側）に B1-1、
B1-4 コアの合計 4 本の堆積物コアが得られている（図 6）。4 本の堆積物コアのうち、深度 9ｍまでの地質は海底面から貝殻混じりシルト層となっており、共通している。B1-3、
B1-2 コアではその下にマガキ貝殻密集層、有機質シルト層、固結粘土層、固結細礫混じり砂層の順となっている（図 9）。B1-1、B1-4 コアではその下に有機質シルト層、固結粘土層がみられる。貝殻混じりシルト層、マガキ貝殻密集層は海生貝類の貝殻を含んでおり、唐木田ほか（1994）の博多湾シルト層に対比される。有機質シルト層は住吉層下部に、固結粘土層、固結細礫混じり砂層には炭化した樹木根が認められ、境界部に自形の角閃石の濃集が認められるので、Aso-4 直下の須崎層に対比される。貝殻混じりシルト層
は、イヨスダレ、サルボウ、ホソヤツメタガイなどの内湾浅海域泥底にすむ貝の貝殻片が集中している。シルト以外の堆積物はほとんど貝殻である。このため、堆積環境は、潮下帯から上部浅海帯の、水深のある内湾と考えられる。マガキ貝殻密集層の堆積環境は潮間帯の泥質干潟と考えられる。
音響記録でみられた A 層、B 層、C 層、D 層と地質の対応を考える。A 層、B 層、C 層は貝殻混じりシルト層に、音響基盤である D 層は、マガキ密集層の下限かつ有機質シルト層の上限に対応する。マガキ密集層と有機質シルト層の間には極めて薄い細礫混じり砂層が発達しており、B1-2 コアの深度 10.7 m では薄い細礫混じり砂層が確認されるので、有機質シルト層の上限が海進期波食面と考えられ、細礫混じり砂層は水平的に連続するラグ堆250

積物と考えられるので、その上面を垂直的な変位基準として使うことができる。HIUB1 地点における断層の両側での有機質シルト層の上限および B1-2 の薄い細礫混じり砂層上限を変位基準とした垂直変位量は、B1-2 コアと B1-1 コアの間で 0.85m、B1-3 コアと B1-1コアの間で 1.85m である。

図6

B 地区 HIUB1 地点から得られたジオスライサーコア（横は 2 倍に拡大、位置関係を付図 5 に示す）

図7

HKA1 地点における堆積物コアの地層区分

矢印は放射性炭素年代測定用試料の採取深度を示す

251

図8

HKA2 地点における堆積物コアの地層区分

矢印は放射性炭素年代測定用試料の採取深度を示す

図9

HIUB1 地点における堆積物コアの地層区分

矢印は放射性炭素年代測定用試料の採取深度を示す

252

4）鬼界—アカホヤ火山灰（K-Ah）の降灰層準広域指標テフラ（降下火山灰や火砕流堆積物）は同一時間面を示す重要な鍵層であり、断層を挟んでの垂直変位の基準となり得る。福岡平野ではこれまでに、鬼界—アカホヤ火山灰（K-Ah）、姶良—Tn 火山灰（AT）、阿蘇-4 火砕流堆積物（Aso4）が知られている（唐木田ほか、1994）。音響記録で得られた地層は約 8,900 cal yBP 以降の完新統なので、約7,200 cal yBP の K-Ah の検出が試みられた。肉眼観察の結果、堆積物コアには火山灰純層は存在しないので堆積物中の火山ガラスを抽出し、含有率のピークを捉えた。HKA1 地
点と HKA2 地点で得られた堆積物コアのうち、断層を挟んだ両側の堆積物コアである、A11 コアと A1-4 コア、A2-1 コアと A2-3 コアの 2 対のコアセットを選び、テフラの降灰層準を確認するため、採取した堆積物の粒径 3-4φ区間の粒子中の火山ガラス含有率の分析を行った。最初に深度 1m 毎に火山ガラス含有率分析を行い、火山ガラスの集中部分を確認
後、火山ガラスの集中部分を 20cm 毎に火山ガラス含有率分析を行った。その結果を図 10
に示す。

図 10

K-Ah 火山ガラス含有率の測定結果

それぞれのコアで 5.0％を越える含有率のピークが見られた。ピークの中心では 8.0％以上の含有率が測定された。8.0％を越える含有率のピークのコア深度は A1-4 コアで 4.8
ｍ、A1-4 コアで 4.4ｍ、A2-1 コアで 3.2ｍ、A2-3 コアで 3.2ｍである。ピークが確認された深度の火山ガラスは、ほとんどがバブルウォール型、ハイドレーションがほとんど進んでいない比較的新鮮なガラス、という特徴を持っている。ピーク位置の火山ガラス試料に253

ついて、RIMS による屈折率測定の結果、火山ガラスの屈折率は 1.510-1.515 付近にピークを持っている（付図 1）。これらの特徴は鬼界-アカホヤ火山灰（K-Ah）起源の火山ガラスを示している（町田・新井、2003）。従ってこれらのピークの深度が鬼界—アカホヤ火山灰（K-Ah）の降灰層準（約 7,200 cal yBP）と考えられる。
5）深度—年代グラフ、年代モデルの構築
堆積物コアから貝化石、植物片、木片を採取し、放射性炭素年代を測定した。測定結
果は付表 1、2 のとおりである。堆積物コア深度から断層活動のイベントの年代を決定するため、海底面からのコア深度と放射性炭素年代との関係をグラフに示した（図 11、13）。図 11 の左のグラフは HKA1 地点での A1-1 コアから、右のグラフは HKA2 地点での
A2-1 コアから得た試料の年代測定値を用いている。図 13 は B1-1 コアから得た試料の年代測定値を用いている。グラフの傾きは堆積速度を表している。おおまかにみて、約7,000 年前を境に現在にかけて堆積速度が緩やかになっている。境界の深度は反射層 B 層の下限に近い。音響記録にみられる反射層 A、B、C 層は、ふるい分けの結果、貝殻の集中層である事が判明している。B 層は特に貝殻が集中しているため、B 層の形成は堆積速度が小さくなったことによる貝殻の濃集堆積（Condensed deposit）が主な原因として考えられる。B 層の堆積年代は約 6,000 cal yBP から約 7,200 cal yBP と見積もられるので、堆積速度の低下はその前後の世界的な環境変化が反映された可能性がある。Siddall etal. (2003)の海面変化曲線によれば、約 7,000 年前以前は世界的な海面上昇期（海進期）
であり、約 7,000 年前以降は海面上昇がやんで海面がほぼ安定した時期（高海面期）に当たっている。海進期は堆積速度が速く、高海面期は堆積速度が遅くなる（徳橋，1995）。
これが B 層下限を境に堆積速度が変化した主な理由と考えられる。

図 11

海底下深度と年代の関係グラフ（A 区域）
年代測定値は暦年較正値（cal yBP）

テフラ分析から求めた K-Ah 降灰層準（約 7,200 cal yBP）のピークとの照合の結果、

254

堆積物コア深度と放射性炭素年代値で作成された図 11 のグラフにほぼ矛盾はない。また、この K-Ah 降灰層準は B 層の基底部分とほぼ一致している。この結果から、図 11 に示すコア深度と年代値（暦年較正値）の関係（堆積速度曲線）から、任意のコア深度の年代を見積もることができる。これを使って B 層の堆積年代を求めてみると、A1 コアでは B層の堆積年代が約 5,000 cal yBP から約 7,000 cal yBP、A2 コアでは B 層の堆積年代が約6,000 cal yBP から約 8,000 cal yBP となり、ややずれる。このように、B 層は反射層の束であり、貝殻の集中層であるため、B 層の堆積年代はある年代幅を持っている。したがって B 層を変位基準として使うには普遍性を欠く。そのため、断層活動イベントの年代決
定には、音響断面での変形量の差が認められるコア深度から、図 11 を使って年代を見積もった。
図 12 は HKA1 地点（左）と HKA2 地点（右）において、断層を挟んで隣接するコアで、上盤側と下盤側の深度—年代曲線を重ねたグラフである。断層を挟んで隣接するコアでの曲線のずれは、HKA1 地点では D 層反射面形成（約 8,900 cal yBP）以降 2 回の断層イベン
トの累積、HKA2 地点では D 層反射面形成（約 8,900 cal yBP）以降 1 回の断層イベントによる変形を経験している様子を裏付けている。

図 12

HKA1 地点（左）と HKA2 地点（右）のイベント年代の推定
黒実線は上盤側、赤実線は下盤側の年代-深度を示す

255

図 13

海底下深度と年代の関係グラフ（B 区域）

6）A 区域 HKA1 地点での活断層の最新活動時期と変位量
HKA1 地点では、断層変形が音響基盤 D 層から反射層 B 層まで及んでいる。C 層には累積変形が認められる。変形程度の違いから 2 回の断層活動イベントによる変形と考えられる。
図 14 から読み取られた変形の差は深度 4.7〜5.6ｍ間と 1.7〜2.2ｍ間に認められるので、これらを下からイベント 1、イベント 2 と呼ぶ。深度—年代グラフ（図 9 の左図）に基づき、深度から年代を決めると、最新の断層活動イベント時期（イベント 2）（最新活動時期）は
約 3,800 cal yBP から約 5,200 cal yBP の間（中央値は約 4,500 cal yBP）である。1 つ前の断層活動イベント時期（イベント 1）は約 7,300 cal yBP から約 8,500 cal yBP の間（中央値は約 7,900 cal yBP）である。断層による K-Ah の降灰層準のずれ（1 回分）は 0.4ｍ、D 層上面のずれ（2 回分）は 0.7 から 1.2ｍと見積もられる。1 回の活動による垂直変位は 0.48ｍ程度と推定される。
7）A 区域 HKA2 地点での活断層の最新活動時期と変位量
HKA1 地点では、断層変形が音響基盤 D 層から反射層 C 層上部に及んでいる。図 15 から読み取られた変形の差は深度 4.3〜4.8ｍ間にのみ認められるので、これをイベント 1 と呼ぶ。深度—年代グラフ（図 11 の左図）に基づき、深度から年代を決めると、最新の断層活動イベント時期（イベント 1）（最新活動時期）は約 7,800 cal yBP から約 8,200 cal
yBP の間（中央値は約 8,000 cal yBP）である。断層による K-Ah の降灰層準のずれはな
く、D 層上面のずれ（1 回分）は 1.2ｍと見積もられる。1 回の活動による垂直変位は 1.2ｍ程度と推定される。

256

図 14

HKA1 地点（32 地点横）での音響断面（左）とイベント深度（右）図 15

HKA2 地点（9 地点横）での音響断面（左）とイベント深度（右）8）B 区域 HIUB1 地点での活断層の最新活動時期と変位量
HIUB1 地点では、断層変形が D 層から C 層の一部まで及んでいるが、B 層まで及んでいない。したがって、D 層上面より海底面までの間の反射層の変形は 1 つだけである。図 16257

から読み取られた変形の差は海底面からの深度 7.5〜8.3ｍ間に認められるので、これをイベント 1 と呼ぶ。これが最新の断層活動イベント時期であり、その時期は約 7,900 cal
yBP から約 8,100 cal yBP の間（中央値は約 8,000 cal yBP）である。断層活動直後の浸食がないと仮定すると、1 回の活動による垂直変位は中央値で 1.4ｍ程度と推定される。

図 16

HIUB1 地点（107-108 地点間）での音響断面（左）とイベント深度（右）表1

表2

各断層地点での垂直変位量の推定

本調査地点における最新活動時期の比較

258

9）最新活動時期について先行研究との比較と考察
本業務の焦点の１つは博多湾海上のコアリング調査（岡村ほか，2009）と浜の町トレン
チ調査（福岡市，2009）の最新活動時期の差異であった。最新活動時期について、先行研
究での各調査地点の活動時期とその年代と本調査によって明らかになった博多湾内の警固断層帯（HKA1 地点、HKA2 地点）の活動時期を比較すると、図 17 のとおりである。警固断層帯南東部のうち、内陸のトレンチ調査地点である大利地点（宮下ほか，2007）と大佐野地点（福岡県，1996）の調査結果も比較のため記入している。HKA１地点では活動が音響基盤以浅で計 2 回、HKA2 地点では活動が 1 回である。岡村ほか（2009）による博多湾海上のコアリング調査によると、最新活動時期が約 4,000 cal yBP から 4,500 cal yBP、ひとつ前の活動が約 6,500 cal yBP から約 8,500 cal yBP であるが、これは HKA１地点の結果である最新活動時期が約 3,800 cal yBP から約 5,200 cal yBP で、ひとつ前の活動が約7,500 cal yBP から約 8,300 cal yBP であることとほぼ合致している。一方、浜の町トレ
ンチ調査での最新活動時期は約 8,000 cal yBP であり（福岡市，2009）、これは HKA2 地点の最新活動時期が約 7,800 cal yBP から約 8,200 cal yBP という結果とほぼ合致している（図 17）。これらの差異は 2 つの活動区間の活動の差を反映しており、HKA１地点と HKA2地点の間に断層活動の境界があることを示唆している。博多湾海上のコアリング調査地点（岡村ほか，2009）と浜の町トレンチ調査地点（福岡市，2009）との間に活動性の異なる
2 つの活動区間の境界が存在すると考えると、両地点での最新活動時期の差は矛盾しな
い。

図 17

警固断層帯活動時期の比較

259

10）活動性の異なる 2 つの断層の活動境界の意義
本調査の結果、警固断層帯上の HKA1 地点と HKA2 地点の間に活動性の異なる 2 つの断層の断層活動の境界がある。また、断層が対になって地溝状凹地構造をつくっていることが示唆される（図 18）。これらの意義を考察したい。
警固断層帯は左横ずれを主体としている（下山ほか，1999； 宮下ほか，2007）。2005
年の福岡県西方沖地震では北西部の断層活動では横ずれ量が大きく、鉛直成分は北東側が南西側に対してごくわずかに相対隆起した事が知られている（防災科学技術研究所，
2005a,b）。一方、警固断層帯南東部の断層は南西側が北東側に対して相対的に隆起する鉛
直成分を伴っている（福岡市，2009）。

図 18

博多湾の活断層と変形パターンの分布

本調査で明らかになった地溝状凹地を構成する断層を比較すると、HKA1 の地点を含む
凹地の北側の活断層は断層の北東側が南西側に対して相対隆起しており、フラワーストラ
クチャーが見られるなど横ずれ断層の傾向が強いことを示している。一方、HKA2 の地点
を含む凹地の南側の活断層は南西側が北東側に対して相対的に隆起している。したがって、HKA1 の地点を含む北側の活断層は警固断層帯北西部の断層に、HKA2 の地点含む南側の活断層は警固断層帯南東部の断層に対比できる可能性がある。地溝状凹地構造は、2 つの活動区間の活動度と変形量が異なることに起因するずれの食い違いによって両者の境界付近に生じた可能性がある。しかし、サブテーマ１-２の報告書の図 9 に示すように、活動パターンの境界は地溝状凹地構造の中央にあるとみられ、単純な図式ではない。

260

警固断層帯は、2005年福岡県西方沖地震の最大余震震央付近の、志賀島北西端以北が警固断層帯北西部、志賀島南端の南方の博多湾からが南東部とされている（地震調査研究推進本部地震調査委員会，2007）（図19）。しかし、福岡県西方沖地震の余震分布域は最大余
震以後も含めると、博多湾東部や博多湾中央部まで及んでおり、地溝状凹地付近で終わっているように見える。本調査で明らかになった地層記録はHKA１地点とHKA2地点の間に活動性の異なる断層活動の境界があることを強く示唆している。それゆえ本報告では地溝状
凹地付近のHKA１地点とHKA2地点の間（図19の矢印付近）を警固断層帯の北西部と南東部の（本来の）セグメント境界である可能性を指摘したい。もし、地溝状凹地付近が警固断層帯の北西部と南東部の断層活動区間の境界であると仮定すると、警固断層帯南東部の断層（狭義の警固断層）の長さはこれまでの27kmより4kmほど短くなり、22〜23kmと考えることができる。この全体が活動すると仮定すると、マグニチュードは7.1程度になる。ただし、7,500〜8,300cal yBPの活動は、博多湾周辺では警固断層帯の北西部と南東部に共通して確認できるため、上述のセグメント境界を越えた一連の活動であった可能性も考慮しておく必要がある

図 19

警固断層帯北西部と南東部の従来の境界（志賀島付近）と、本調査から考えられる新たな境界（矢印）
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2007）に加筆（ｄ）結論ならびに今後の課題

261

サブテーマ３−２の調査結論は以下の通りである。
①堆積物コアの礫分の変化を調べた結果、音響記録で認められる反射層 A 層、B 層、C 層の区間は数枚の貝殻密集層、音響基盤 D 層は細礫濃集層で代表される。
②HKA1 地点では、断層変形が音響基盤 D 層から反射層 B 層まで及んでおり、最新活動時
期は約 3,800 cal yBP から約 5,200 cal yBP である。1 つ前の活動は約 7,300 cal yBP から約 8,500 cal yBP である。1 回の活動による垂直変位は 0.4ｍ程度と推定される。
③HKA2 地点では、断層変形が音響基盤 D 層から反射層 C 層の一部まで及んでいるが、音響反射層 B 層まで及んでいない。最新活動時期は約 7,800 cal yBP から約 8,200 cal yBPである。浸食がないと仮定すると 1 回の活動による垂直変位は 1.2ｍ程度と推定される。
④最新活動時期を先行研究と比較すると、HKA1 の地点の断層は博多湾のコアリング調査（岡村ほか，2009）の結果と調和的であり、HKA2 の地点の断層は浜の町トレンチ調査（福岡市，2009）の結果と調和的である。
⑤博多湾海上のコアリング調査地点（岡村ほか，2009）と浜の町トレンチ調査地点（福岡市，2009）との間に活動性の異なる 2 つの活動区間の境界が存在すると考えると、両地点での最新活動時期の差は矛盾しない。
⑥地溝状凹地付近の HKA１地点と HKA2 地点の間は警固断層帯の北西部と南東部の（本来の）セグメント境界である可能性がある。
今後の課題を述べる。サブテーマ 1-2 では、警固断層帯の北西部と南東部の断層活動の境界が博多湾中央部の A 区域内にあり、地溝状凹地構造をつくっている可能性が高い、としたが、音響反射断面図を見る限り、北西部と考えられる活断層は 2005 年の福岡県西方沖地震では海底面まで達していない。これが矛盾点とも考えられる。ただし、地震後の本震域の海域断層調査（海上保安庁海洋情報部、2005）でも断層が海底面まで達した証拠は得られていない。したがって、2005 年の福岡県西方沖地震は M7.0 と推定されているが、地層に周期的に記録されている、もっと大きな地震活動に至らなかった可能性がある。今後の大きな課題である。
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徳橋秀一，海水準変動と堆積作用：シーケンス層序学序論．地質ニュース，487，26-35，
1995．

263

付表 1

放射性炭素年代測定結果（A 区域）

付表 2

放射性炭素年代測定結果（B 区域）

264

付図 1

RIMS による K-Ah 層準の火山ガラス屈折率測定の結果

265

付図 2

HKA2-1 コア深度 9.2-9.4m の火山灰分析と火山ガラス屈折率測定の結果（その
1）

付図 3

HKA2-1 コア深度 9.2-9.4m の火山灰分析と火山ガラス屈折率測定の結果（その
2）

266

付図 4

貝化石群集に基づく岩相境界の検討（その 1）

HKA1-1 コア深度 7.9m の岩相境界は潮間帯環境から潮下帯環境への環境変化境界である

267

付図 5

貝化石群集に基づく岩相境界の検討（その 2）

HKA1-2 コア深度 7.4m の岩相境界は潮間帯環境から潮下帯環境への環境変化境界である

268

付図 6

貝化石群集に基づく岩相境界の検討（その 3）

HKA1-4 コア深度 8.6m の岩相境界は潮間帯環境から潮下帯環境への環境変化境界である

269

付図 7

貝化石群集に基づく岩相境界の検討（その 4）

HKA2-1 コア深度 7.2m の岩相境界は潮間帯環境から潮下帯環境への環境変化境界である

270

付図 8

貝化石群集に基づく岩相境界の検討（その 5）

HKA2-3 コア深度 8.4m の岩相境界は潮間帯環境から潮下帯環境への環境変化境界である

271

付図 9

水洗篩別礫分のコア深度別変化（ラベルの長さ 7cm）（HKA1-4 コアその 1）

272

付図 10水洗篩別礫分のコア深度別変化（ラベルの長さ 7cm）（HKA1-4 コアその 2）273

付図 11

水洗篩別礫分のコア深度別変化（ラベルの長さ 7cm）（HKA1-4 コアその 3）274

付図 12

水洗篩別礫分のコア深度別変化（ラベルの長さ 7cm）（HKA1-4 コアその 4）

275

付図 13

水洗篩別礫分のコア深度別変化（ラベルの長さ 7cm）（HKA1-4 コアその 5）276

付図 14

水洗篩別礫分のコア深度別変化（ラベルの長さ 7cm）（HKA1-4 コアその 6）277

付図 15

水洗篩別礫分のコア深度別変化（ラベルの長さ 7cm）（HKA1-4 コアその 7）278

付図 16

水洗篩別礫分のコア深度別変化（ラベルの長さ 7cm）（HKA1-4 コアその 8）279

付図 16

水洗篩別礫分のコア深度別変化（ラベルの長さ 7cm）（HKA2-1 コアその 1）

280

付図 17

水洗篩別礫分のコア深度別変化（ラベルの長さ 7cm）（HKA2-1 コアその 2）281

付図 18

水洗篩別礫分のコア深度別変化（ラベルの長さ 7cm）（HKA2-1 コアその 3）282

付図 19

水洗篩別礫分のコア深度別変化（ラベルの長さ 7cm）（HKA2-1 コアその 4）283

付図 20水洗篩別礫分のコア深度別変化（ラベルの長さ 7cm）（HKA2-1 コアその 5）284

付図 21

水洗篩別礫分のコア深度別変化（ラベルの長さ 7cm）（HKA2-1 コアその 6）285

付図 21

水洗篩別礫分のコア深度別変化（ラベルの長さ 7cm）（HKA2-1 コアその 7）286

付図 21

水洗篩別礫分のコア深度別変化（ラベルの長さ 7cm）（HKA2-1 コアその 8）8.4m 以深の A2-1 コアは貝殻を含まない。9.0-9.2m にスコリア礫（黒褐色）、
9.2-9.4m に AT 火山灰（右側の褐色土壌中）を含む

287