砺波（となみ）平野 断層帯は、砺波平野の北西縁及び南東縁に位置する活断層帯である。また、富山平野の西には、活断層帯である呉羽山（くれはやま）断層帯が 砺波平野 断層帯に近接して分布している。ここでは、平成７年度及び平成９− １１ 年度 に富山県によって行われた調査をはじめ、これまで両断層帯に関して行われた調査研究成果に基づいて、断層帯の諸特性を次のように評価した。

１　断層帯の位置及び形態

砺波平野断層帯は、砺波平野北西縁の富山県高岡市から西礪波郡（にしとなみぐん）福光町に至る砺波平野断層帯西部と、砺波平野南東縁の富山県砺波市から東礪波郡平村（たいらむら）に至る砺波平野断層帯東部からなる。また、呉羽山断層帯は富山平野の婦負郡（ねいぐん）八尾町（やつおまち）から富山市を経て富山湾まで達している（図１、２及び表１、３、５）。

砺波平野断層帯西部は、長さ約２６ｋｍで、断層の西側が東側に対し相対的に隆起する逆断層で、石動（いするぎ）断層と法林寺断層から構成される。

砺波平野断層帯東部は長さが約３０ｋｍで、断層の東側が西側に対し相対的に隆起する逆断層で、高清水（たかしょうず）断層と城端（じょうはな）−上梨（かみなし）断層からなる。

呉羽山断層帯は長さが約２２ｋｍ以上で、断層の西側が東側に対し相対的に隆起する逆断層である。

２　断層帯の過去の活動　

（１）砺波平野断層帯西部

砺波平野断層帯西部のうち法林寺断層における平均的な上下方向のずれの速度は０．３−０．４ｍ／千年程度以上であったと推定される。法林寺断層の最新の活動は、約６千９百年前以後、約２千７百年前以前にあったと推定される。法林寺断層の平均的な活動間隔は約５千−１万２千年もしくはこれらよりも短い間隔であったと推定される（表１） 。

石動断層については過去の活動に関する資料は得られていない。

（２）砺波平野断層帯東部

砺波平野断層帯東部のうち高清水断層における平均的な上下方向のずれの速度は０．３−０．４ｍ／千年程度であったと推定される。高清水断層の最新の活動は、約４千３百年前以後、約３千７百年前以前にあったと推定される。１回の活動によるずれの量は概ね１．５ｍ程度（上下成分）で、平均的な活動間隔は３千−７千年程度であったと推定される（表３） 。

城端−上梨断層については過去の活動に関する資料は得られていない。

（３）呉羽山断層帯

呉羽山断層帯の平均的な上下方向のずれの速度は概ね０．４−０．６ｍ／千年程度であった可能性がある。呉羽山断層帯では過去の活動時期は明らかになっていない。また、既往の研究成果による直接的なデータではないが、経験則から求めた１回の変位量と平均的な上下方向のずれの速度に基づくと、平均的な活動間隔は３千−５千年程度であった可能性がある（表５）。ただし、これらの値はいずれも信頼度が低い。

３　断層帯の将来の活動　

（１）砺波平野断層帯西部

砺波平野断層帯西部は、全体が一つの区間として活動する可能性があり、マグニチュード７．２程度の地震が発生する可能性がある。この場合、断層の近傍の地表面には撓みや段差が生じ、全体として西側が東側に対して相対的に２ｍ程度高まる可能性がある（表１）。本断層帯の最新活動後の経過率及び将来このような地震が発生する長期確率は表２に示すとおりである。本評価で得られた地震発生の長期確率には幅があるが、その最大値をとると、砺波平野断層帯西部は、今後３０年の間に地震が発生する可能性が、我が国の主な活断層の中では高いグループに属することになる（注１，２）。

（２）砺波平野断層帯東部

砺波平野断層帯東部では、全体が一つの区間として活動する可能性があり、マグニチュード７．３程度の地震が発生する可能性がある。この場合、断層の近傍の地表面には撓みや段差が生じ、全体として東側が西側に対して相対的に１．５ｍ程度高まると推定される（表３）。本断層帯の最新活動後の経過率及び将来このような地震が発生する長期確率は表４に示すとおりである。本評価で得られた地震発生の長期確率には幅があるが、その最大値をとると、砺波平野断層帯東部は、今後３０年の間に地震が発生する可能性が、我が国の主な活断層の中では高いグループに属することになる（注１，２）。

（３）呉羽山断層帯

呉羽山断層帯では、全体が一つの区間として活動すると推定され、マグニチュード７．２程度の地震が発生すると推定される。この場合、断層の近傍の地表面には撓みや段差が生じ、全体として西側が東側に対して相対的に２ｍ程度高まる可能性がある（表５）。過去の活動が十分に明らかではなく、最新活動時期が特定できていないため、最新活動後の経過率は不明であり、信頼度は低いが、将来このような地震が発生する長期確率は表６に示すとおりである。

本断層帯では、最新活動時期が特定できていないことから、通常の活断層評価とは異なる手法により地震発生の長期確率を求めているが、その最大値をとると、本断層帯は、今後３０年の間に地震が発生する可能性が、我が国の主な活断層の中ではやや高いグループに属することになる^＊１。

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＊１ 通常の活断層評価で用いている地震発生確率の計算手法は、最新活動時期が分からないと用いることが出来ない。このため、ここでは、地震の発生確率が時間的に不変と仮定した考え方により、平均活動間隔のみを用いて地震発生の長期確率を求めた（注３参照）。なお、グループ分けは、通常の手法を用いた場合の全国の主な活断層のグループ分け（注２参照）と同じしきい値（推定値）を使用して行なった。

４　今後に向けて

砺波平野断層帯西部は、法林寺断層の活動に関する絞り込みを行うための調査が必要である。また石動断層の活動性についても調査を行う必要がある。

砺波平野断層帯東部については、城端−上梨断層の位置・形態、過去の活動に関する資料を取得する必要がある。また、高清水断層では、最新活動より以前の活動に関する年代を絞り込める質の高いデータを得る必要がある。

また、呉羽山断層帯については、過去の活動履歴に関するデータを得る必要がある。また、ごく最近の研究により、この断層は北端が富山湾沿岸まで達していることが指摘されていることから、神通川付近の伏在部での断層の位置・形態の調査と、さらに海域にどの程度延びているかの調査も必要である。

表１　砺波平野断層帯西部の特性

表６　呉羽山断層帯の将来の地震発生確率（ポアソン過程を適用）

（説明）

１．砺波平野断層帯・呉羽山断層帯に関するこれまでの主な調査研究

砺波平野周辺に断層崖が存在することは、辻村（１９２６ａ）によって指摘され、高清水断層崖、医王山断層崖、二上山断層崖とされた。辻村（１９２６ａ）が命名したこれらの名称のうち、池辺（１９４９）は、二上山断層崖を石動（いするぎ）断層とし、また、市原ほか（１９５０）は、医王山断層崖を法林寺断層と呼んだ。原田（１９３５ａ，ｂ）は山麓扇状地の発達を高清水断層の活動と結び付けて論じ、井上ほか（１９６４）や坂本（１９６６）は、砺波平野周辺の地質構造について論じた。

呉羽山及びその南西にのびる丘陵の南東側に断層崖が存在することは、辻村（１９２６ｂ）によって指摘され、呉羽断層崖とされた。市川（１９３２）は呉羽山丘陵の傾動運動について論じた。Ｆｕｊｉｉ ａｎｄ Ｙａｍａｍｏｔｏ（１９７９）は、呉羽山付近の地史・地質構造から呉羽山断層を推定した。

１９７０年代後半になって、竹村（１９７８）は高清水断層の断層露頭や変位地形を調査し、変位量や変位基準について論じた。藤井・竹村（１９７９）は富山県内に分布する活断層についてまとめた。

富山県（１９９７）は、呉羽山断層の重力探査、反射法探査を行い、呉羽山断層の過去の活動等についてまとめている。また、富山県（１９９８，１９９９，２０００ａ）は、法林寺断層及び高清水断層を中心に反射法探査やボーリング調査、トレンチ調査などを行い，本断層帯の過去の活動等についてとりまとめている。

砺波平野断層帯及び呉羽山断層帯周辺の断層の位置等を示したものとして、上記のほか、活断層研究会（１９８０，１９９１）、池田ほか（２００２）などがある。

２．砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の評価結果

砺波平野断層帯は、富山県西部の砺波平野に位置する断層帯であり、砺波平野の北西縁及び南東縁に分布する断層からなっている。松田（１９９０）の基準に基づけば、砺波平野北西縁に位置する石動断層及び法林寺断層の二つの断層と、砺波平野南東縁に位置する高清水断層及びその南側に位置する城端−上梨断層の二つの断層は、それぞれ別の起震断層を構成しているとみなされる。ここでは、砺波平野北西縁の二つの断層を砺波平野断層帯西部とし、南東縁の二つの断層を砺波平野断層帯東部として、それぞれについて評価することとした。

また、富山平野の西には、ほぼ北東−南西方向に延びる呉羽山断層帯が分布している。呉羽山断層帯は、これまで、長さが１０ｋｍに満たない短い断層であるとされてきたが、池田ほか（２００２）によれば、従来指摘されてきた範囲よりも断層が北東、南西両側に延びており、全体として長さ２０ｋｍ以上に達する呉羽山断層帯として示されている。また、呉羽山断層帯と高清水断層との距離は概ね１０ｋｍ未満であり、地震調査研究推進本部（１９９７）の基準に基づけば、呉羽山断層帯も砺波平野断層帯に含まれることになる。このため、ここでは、呉羽山断層帯を砺波平野断層帯と合わせて評価を行った。

２．１　砺波平野断層帯西部

２．１−１　断層帯の位置・形態

（１）砺波平野断層帯西部を構成する断層

砺波平野断層帯西部は、砺波平野の北西縁を限る断層で、富山県高岡市付近から小矢部市（おやべし）付近を経て西礪波郡福光町（ふくみつまち）に至る石動断層と法林寺断層より構成される（図２）。北側の石動断層と南側の法林寺断層は小矢部市付近で左雁行配列し、両断層間には約４−６ｋｍのステップ（直線距離で約４ｋｍの不連続）が認められる。

砺波平野断層帯西部の位置は、活断層研究会（１９９１）、富山県（１９９８，１９９９）及び池田ほか（２００２）などに示されている。ただし、石動断層付近では第四紀更新世前期の氷見累層上部−中部の埴生層が大きく変形しているが（角ほか，１９８９）、変位基準となる第四紀後期の地層・地形面の分布が乏しく、かつ明瞭な変位地形の発達が乏しいことから、石動断層については活断層としての確実度にいくつかの見解がある。しかし、ここでは活断層研究会（１９９１）に基づいて石動断層も含め、砺波平野断層帯西部として評価することとした。断層の位置及び名称は活断層研究会（１９９１）及び富山県（１９９９）によった。

なお、石動断層の北方には海老坂断層が分布するが、断層不連続区間が５ｋｍ以上あることから、砺波平野断層帯西部には含めないこととした。

（２）断層帯の位置・形状

砺波平野断層帯西部の一般走向は、図２に示された石動断層と法林寺断層の主要な方向であるＮ４０°Ｅとした。長さについては、両断層がステップしているため、前述の走向方向（Ｎ４０°Ｅ）に石動断層の北端と法林寺断層の南端を投影させて計測して、約２６ｋｍとした。

地下の断層面の位置及び形状は、地表における断層帯の位置及び形状と地下の地質構造等から推定した。

断層面上端の深さは、断層による変位が地表に達していることから０ｋｍとした。

断層面の傾斜は、法林寺断層における浅層反射法探査の結果（図３；富山県，１９９９）によれば、深さ２００−５００ｍでは約４５−５０°西傾斜で、これより浅い部分ではより低角度と推定される。地震発生層の下限の深さは、地震観測結果から２０ｋｍ程度と推定される。断層面の幅は、断層面の傾斜を４５−５０°とすると２６−２８ｋｍと計算されることから、２５−３０ｋｍ程度とした。

（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注１１）

　砺波平野断層帯西部は、変位地形（活断層研究会，１９９１；富山県，１９９９；池田ほか，２００２）や浅層反射法探査結果による地質構造（図３；富山県，１９９９）からみて、断層帯の西側が東側に対して相対的に隆起する逆断層と考えられる。

２．１−２　断層帯の過去の活動

（１）平均変位速度（平均的なずれの速度）（注１１）

富山県（２０００ａ）は、福光町法林寺での極浅層反射の結果から法林寺断層の上下変位量と年代値を求めている。これによると、約３万３千年前に形成された地層で１２ｍ、約３万年前に形成された地層で９−１０ｍ、姶良Ｔｎ火山灰（約２万８千年前）で８．５−９．５ｍの上下変位をそれぞれ示している。したがって、平均上下変位速度は、それぞれ０．３６ｍ／千年、０．３３−０．３０ｍ／千年及び０．３４−０．３０ ｍ／千年と求められる。ただし、本地域では断層は幅１００−２００ｍの撓曲帯を形成しているとされていることから、断層全体の平均上下変位速度は上記の数値以上になると考えられる。

以上のことから、法林寺断層の平均上下変位速度は、過去約３万３千年−２万８千年間の変位量から得られた数値から０．３−０．４ ｍ／千年程度以上と推定される。

なお、約５０−７０万年前（藤井ほか，１９９２）とされる埴生累層が法林寺断層の東側（沈降側）では深さ４００ｍ付近に分布しているのに対し、西側（隆起側）では分布が見られないことから、信頼度はやや低いが、５０−７０万年前以降の平均上下変位速度は概ね０．６ｍ／千年程度に達している可能性もある。

石動断層では変位基準となる地形面や地層の年代が知られていないため、平均変位速度は不明である。

（２）活動時期

ａ）地形・地質的に認められた過去の活動

�@　安居東地点

東礪波郡福野町の安居（やっすい）東地点では、法林寺断層の推定低断層崖下の段丘面上で、ボーリング及びピット調査が行われている（富山県，２０００ａ）。ボーリング調査では基盤岩を切る断層が確認されたが、その延長上に当たるピット内にはこの断層は達していない（図４）。ボーリング孔で認められた断層よりも下位の地層とピット内の断層を覆う地層から得られた年代値から、約４万７千年前以後、約２千７百年前以前に少なくとも１回の断層活動があったと推定される。なお、ピットでみられるＣ１層の西傾斜は堆積構造と考えられる（富山県，２０００ａ）。

�A　安居西地点

安居東地点の約１５０ｍ西側の安居西地点では副断層によると推定される逆向き低断層崖（撓曲崖）が発達し、富山県（２０００ａ）によりピット調査が行われている（図５）。

その結果によると、約６千９百年前の年代値が得られているＣ２層が１０−２０°北西側に傾斜しているのがその内部構造から認められる（富山県，２０００ａ）ことから、Ｃ２層堆積後に断層活動があったと考えられる（富山県（２０００ａ）のイベント１）。

また、Ｃ４層を切る小規模な断層が上位のＣ３層に覆われることから、Ｃ４層堆積後、Ｃ３層堆積前にも断層活動があったと考えられる。Ｃ３、Ｃ４両層からはともに約１万４千年前頃の年代値が得られており、断層活動時期は約１万４千年前頃であったと考えられる（富山県（２０００ａ）のイベント３）。

さらに、約２万６千年前の年代値が得られているＤ１層が６０°前後で急傾斜しており、これを約１万５千年前のＣ５層が顕著な傾斜不整合で覆っていることから、この間に断層活動があったと考えられる（富山県（２０００ａ）イベント４）。

なお、富山県（２０００ａ）は、Ｃ２層とＣ３層とが傾斜不整合であることから、Ｃ２−Ｃ３層間に断層活動（富山県（２０００ａ）のイベント２）があった可能性が高いとしている。しかし、Ｃ２層はＣ３層を侵食した狭いチャンネルを充填する堆積物であり、傾斜の差は有意とはいえないため、断層活動が確実にあったかどうかは明らかではない。

�B　法林寺地点

福光町の法林寺地点で富山県（２０００ａ）により行われたトレンチ調査結果（図６）によると、約２万８千年前の年代値が得られているＤ１層を、上位のＣ２層が傾斜不整合で覆っている。Ｃ２層からは約１万７千年前の年代値が得られていることから、約２万８千年前以後、約１万７千年前以前に少なくとも１回の断層活動があったと推定される（富山県（２０００ａ）のイベント１）。なお、Ｃ２層の砂礫層、砂層は５−１０°東方へ傾斜するが、これが堆積構造か断層運動によるものかは定かではないため、この活動が最新活動かどうかはわからない。

また、これらの地層より下位には、約３万年前の年代値を示すＤ５Ａ層から、約４万６千年前の年代値を示すＧ１層までが分布する。富山県（２０００ａ）は、これらの地層に、３０°−７０°程度の傾斜を示す下位層が上位層に覆われる傾斜不整合があることから、３回の断層活動を認めている（富山県（２０００ａ）のイベント２−４）。しかし、これらの地層はいずれも乱堆積したチャンネル堆積物からなるため、傾斜不整合が断層活動によるものかどうかはわからない。

�C　岩木地点

富山県（２０００ａ）は、安居東・西両地点の南方約５００ｍ付近の岩木地点でもボーリングおよびピット調査を実施しているが、データの信頼度が低いため、ここでは活動時期の議論は行わない。

上記の３地点における断層活動は図７のようにまとめられる。図７から、法林寺断層の最新活動は約６千９百年前以後、約２千７百年前以前であったと推定され、それ以前の活動が約１万４千年前頃と、約２万６千年以後、約１万７千年前以前にあったと推定される。ただし、これらの活動は主に副断層で認められたものであるため、この間に主断層による別の活動があった可能性も否定できない。

ｂ）先史時代・歴史時代の活動

１５８６年に石動断層の下盤側の小矢部扇状地上に建てられていた木船城が崩壊したとの記録があり（藤井，１９７８）、この地震は法林寺断層の活動によるものとする説がある（飯田，１９８７）。１５８６年には天正地震が発生しているが、この地震は天正地震の２日前の別の地震である可能性が指摘されている（飯田，１９８７）。寒川（１９９２）は、安居地点付近の８世紀の窯が逆断層によって東上がりに食い違いを見せていることを指摘している。しかし、富山県（１９９９）はこれは地すべりによって生じた可能性もあり、詳細は不明としている。また、砺波平野の小矢部川中流の複数の遺跡で古代−中世もしくはそれ以降の複数の層準で地盤の液状化に伴う砂脈や断裂跡が発見されている。

このように、歴史時代の遺跡や記録から、本断層帯付近では地震による被害の記録がいくつか見出されているが、いずれも本断層帯の活動との関係は不明である。なお、１５８６年の天正地震以降は地震による大きな被害の記録は見当たらず、少なくとも１６世紀末以後、本断層帯付近での大地震の発生は知られていない（宇佐美，１９９６）ことから、最近約４００年間はこの断層帯は活動していないと考えられる。

（３）１回の変位量（ずれの量） （注１１）

本断層帯においては、１回の活動に伴う変位量は過去の活動から直接的には得られていない。

なお、本断層帯の長さが約２６ｋｍであることから、以下の経験式（１）、（２）（松田，１９７５）に基づくと、１回の活動に伴う変位量は、２ｍ程度と計算される。

Ｌｏｇ Ｌ ＝ ０．６ Ｍ − ２．９　　（１）

ただし、Ｌは１回の地震で活動する断層の長さ（ｋｍ）、Ｄは断層の変位量（ｍ）、Ｍは地震のマグニチュードである。

したがって、本断層帯の１回の活動に伴う変位量は２ｍ程度であった可能性があると判断した。

（４）活動間隔

法林寺断層では、副断層の活動をもとに、約２万６千年前以後に少なくとも３回の活動が認められた。これら３回の活動の時期はそれぞれ約６千９百年前以後、約２千７百年前以前と、１万４千年前頃と、約２万６千年前以後、約１万７千年前以前であったと推定される（図７）。これら３回の活動時期から、この間の活動間隔は約５千−１万２千年と求められる。ただし、この間の活動がこれら３回の他にも主断層による別の活動があった可能性を否定できないことを考慮すると、この間の平均活動間隔はさらに短くなる可能性がある。

（５）活動区間

上述のように法林寺断層と石動断層の間には約４ｋｍ程度のステップが認められるが、松田（１９９０）の基準に基づけば、石動断層と法林寺断層は一つの起震断層を構成しているとみることができる。ただし、石動断層については過去の活動に関する資料は得られていない。

（６）測地観測結果

砺波平野断層帯周辺における過去約１００年間及び約１０年間の三角・三辺測量の結果によると、この断層帯周辺で北西−南東方向の縮みが見られる。最近４年間のＧＰＳ観測結果でも北西−南東方向の縮みが見られる。

（７）地震観測結果

砺波平野断層帯周辺の地震活動は全体的にやや低調である。なお、地震発生層の下限の深さは２０ｋｍ程度と推定される。

２．１−３　断層帯の将来の活動

（１）活動区間と活動時の地震の規模

２．１−２（５）で述べたように、石動断層と法林寺断層が同時に活動するとすれば、長さは約２６ｋｍであることから、経験式（１）により地震規模を求めると、マグニチュード７．２となる。このような地震が発生した場合、断層の近傍の地表面には撓みや段差が生じ、全体として西側が東側に対して相対的に２ｍ程度高まる可能性がある。

（２）地震発生の可能性

砺波平野断層帯西部の平均活動間隔は約５千年−１万２千年もしくはこれらよりも短い間隔で、最新の活動時期は約６千９百年前以後、約２千７百年前以前であったとすると、砺波平野断層帯西部では、最新活動後、評価時点（２００２年）までの経過時間は約２千７百−６千９百年で、平均活動間隔の０．２−１．４倍もしくはそれ以上の時間が経過していることになる。地震調査研究推進本部地震調査委員会（２００１）に示された手法（ＢＰＴ分布モデル、α＝０．２４）によると、今後３０年以内、５０年以内、１００年以内、３００年以内の地震発生確率は、それぞれ、ほぼ０％−３％、ほぼ０％−６％、ほぼ０％−１０％、ほぼ０％−３０％（それぞれ、もしくはそれ以上）となる。また、現在までの集積確率は、ほぼ０％−９０％もしくはそれ以上となる（表２）。本評価で得られた将来の地震発生確率には幅があるが、その最大値をとると、本断層帯は、今後３０年の間に地震が発生する可能性が、我が国の主な活断層の中では高いグループに属することになる。表７にこれらの確率値の参考指標（地震調査研究推進本部地震調査委員会長期評価部会，１９９９）を示す。

２．２　砺波平野断層帯東部

２．２−１　断層帯の位置・形態

（１）砺波平野断層帯東部を構成する断層

砺波平野断層帯東部は、砺波平野の南東縁を北東−南西方向に延びる高清水断層と、その南西端付近から北北西−南南東に延びる城端−上梨断層からなる。

高清水断層の位置は、活断層研究会（１９９１）、富山県（１９９９，２０００ａ）及び池田ほか（２００２）などに示されている。活断層研究会（１９９１）では、高清水断層の北東端は富山県東礪波郡庄川町付近であるが、池田ほか（２００２）ではさらに北東の砺波市街地の東方まで延びている。また、富山県（２０００ａ）においても、庄川町付近から４ｋｍ程度の断層不連続区間を経るものの、さらに北東に延びており、池田ほか（２００２）とほぼ一致する位置まで達している。ここでは、富山県（１９９９，２０００ａ）にしたがい、砺波市街地東方付近を高清水断層の北東端とする。高清水断層の南西端の位置は東礪波郡城端町付近で、各文献ともほぼ一致している。

活断層研究会（１９９１）によると、高清水断層の南西端付近から、南南東方向に城端−上梨断層が延びている。ただし、その南部は確実度が低いため、ここでは東礪波郡平村付近を南端とする約６ｋｍの長さからなる北部のみを砺波平野断層帯東部に含めることとする。

（２）断層帯の位置・形状

砺波平野断層帯東部 の長さは、図２に示された高清水断層の北端から高清水断層の南端を屈曲点として経由して、城端−上梨断層の南端に至るまで、それぞれ直線で結んで計測すると、約３０ｋｍとなる。一般走向は、北東側でＮ３０°Ｅ、南西側でＮ２０°Ｗである。

地下の断層面の位置及び形状は、地表における断層帯の位置及び形状と地下の地質構造等から推定した。

断層面上端の深さは、断層による変位が地表に達していることから０ｋｍとした。

高清水断層の断層面の傾斜は、断層付近の地質構造、変位地形から南東傾斜と考えられる。

断層面下端の深さは地震発生層の下限である２０ｋｍ程度と推定される。

（３）断層の変位の向き（ずれの向き） （注１１）

砺波平野断層帯東部のうち高清水断層は、変位地形（活断層研究会，１９９１；富山県，１９９９；池田ほか，２００２）やトレンチ調査結果（富山県，２０００ａ）などによる断層付近の地質構造から、東側隆起の逆断層と考えられる。

城端−上梨断層は、活断層研究会（１９９１）によると、山地高度の不連続と谷の閉塞・埋積を示す東側隆起の断層である。

２．２−２　断層帯の過去の活動

（１）平均変位速度（平均的なずれの速度） （注１１）

富山県（２０００ａ）によれば、東礪波郡庄川町の庄川左岸において、姶良Ｔｎ火山灰（約２万８千年前）を挟む低位段丘�W面が高清水断層により約７ｍ（図８）変位していることから、段丘の離水時期を約２万−２万５千年前とすると、その平均上下変位速度は０．３−０．４ｍ／千年となる。また、より古い中位面及び高位面の変位量から平均上下変位速度を求めると０．２−０．４ｍ／千年となり、上記の数値と矛盾しない。

なお、上記の変位地形よりも山側において、富山県（ １９９９）は約４万年前と推定した段丘面で認められた３０ｍ程度の高度差から平均上下変位速度を０．７５ｍ／千年と求めている。しかし、この変位地形とされた地形の延長上に位置する姶良Ｔｎ火山灰を挟む低位段丘面には変位地形が認められていない。また、東郷（２０００）及び池田ほか（２００２）にはこのような顕著な変位を示す記載はない。したがって、富山県（１９９９）が示した平均上下変位速度（０．７５ｍ／千年）は、信頼度が低い数値と判断される。

以上のことから、高清水断層の平均上下変位速度は約２万−２万５千年間の変位量から得られた数値である０．３−０．４ｍ／千年程度と推定される。

城端−上梨断層の平均変位速度については、資料が得られていない。

（２）活動時期

ａ）地形・地質的に認められた過去の活動

�@ 東城寺地点

富山県（２０００ａ）は、東礪波郡井波町の東城寺地点で高清水断層のトレンチ調査を実施した（図９）。その結果によると、断層は約４千３百年前の年代値が得られているＢ４層を切り、Ｂ２層に覆われている。Ｂ２層からは約２千年前の年代値が得られており、約４千３百年前以後、約２千年前以前に活動があったと考えられる。なお、富山県（２０００ａ）は、このほか、軽微な不整合の存在から、断層活動である可能性は低いとしながらも、さらに古い４回の活動について示唆しているが、これらはいずれも断層活動としては認められない。

�A蓑谷地点

富山県（２０００ａ）は、東礪波郡城端町の蓑谷（みのたに）地点で高清水断層のトレンチ調査を実施した（図１０）。この結果によれば、断層が約６千６百年前の年代値が得られているＣ２層を切り、さらに上位のＣ１層を大きく変形させており、約３千７百年前の年代値が得られているＢ２層に覆われていることから、この間に断層活動があったと考えられる。なお、Ｂ２層からは約６千百年前の年代値も得られているが、これは再堆積の可能性が高い（富山県，２０００ａ）ので、断層を覆うＢ２層の年代値として、約３千７百年前の数値を用いることとする。

以上のことから、 高清水断層 の最新活動時期は約４千３百年前以後、約３千７百年前以前と推定される（図７）。

城端−上梨断層の活動時期については、資料が得られていない。

ｂ）先史時代・歴史時代の活動

　２．１−２（２）ｂ）参照。

（３）１回の変位量（ずれの量） （注１１）

井波地点では数千年前程度と推定されている低位段丘�X面（富山県，２０００ａ）が高清水断層により上下に約１．５ｍ（図８）変位している。富山県（２０００ａ）によると、これは１回の活動に伴う上下変位量である可能性が高い。なお、砺波平野断層帯東部の長さが約３０ｋｍであることから、経験式（１）、（２）に基づくと、１回の活動に伴う変位量は２．４ｍと計算され、上記の井波地点の低位段丘�X面の上下変位量（約１．５ｍ）を上回る。したがって、井波地点の低位段丘�X面の上下変位量（約１．５ｍ）が複数回の活動の累積によるものとは考えにくい。

以上のことから、高清水断層の１回の上下変位量は１．５ｍ程度であったと推定される。

城端−上梨断層の１回の変位量については、資料が得られていない。

（４）活動間隔

高清水断層では、井波地点において離水時期を約２万−２万５千年とした段丘�W面が約７ｍ変位している。本地点の１回の上下変位量は約１．５ｍの可能性があることから、約４千３百年前−約３千７百年前の最新活動を含めて約２万−２万５千年前以後に４−５回の活動があったことになり、その活動間隔は約３１００−７１００年と計算される。

したがって、高清水断層の平均活動間隔は３千−７千年程度であったと推定される。

（５）活動区間

高清水断層と城端−上梨断層はその走向がやや異なり、両断層の間には約３ｋｍの隔たりが認められるが、松田（１９９０）の基準に基づけば、高清水断層と城端−上梨断層は一つの起震断層を構成しているとみることができる。ただし、城端−上梨断層については過去の活動に関する資料が得られていない。また、断層の走向及び断層周辺の地形発達状況を考慮すると、高清水断層と城端−上梨断層は別の活動区間を形成していた可能性も残る。

（６）測地観測結果

２．１−２（６）参照。

（７）地震観測結果

２．１−２（７）参照。

２．２−３　断層帯の将来の活動

（１）活動区間と活動時の地震の規模

砺波平野断層帯東部では、断層帯全体を一つの活動区間とした場合、長さが約３０ｋｍであることから、前述の経験式（１）によると、砺波平野断層帯東部で発生する地震の規模は概ねマグニチュード７．３程度の可能性がある。

このような地震が発生した場合、東側隆起で１．５ｍ程度の段差や撓みが生ずると推定される。

（２）地震発生の可能性

砺波平野断層帯東部の平均活動間隔は約３千−７千年程度で、最新の活動時期は約４千３百年前以後、約３千７百年前以前であったとすると、砺波平野断層帯東部では、最新活動後、評価時点（２００２年）までの経過時間は約３千７百−４千３百年で、平均活動間隔の０．５−１．４倍の時間が経過していることになる。地震調査研究推進本部地震調査委員会（２００１）に示された手法（ＢＰＴ分布モデル、α＝０．２４）によると、今後３０年以内、５０年以内、１００年以内、３００年以内の地震発生確率は、それぞれ、０．０５％−６％、０．０９％−１０％、０．２％−２０％、０．７％−５０％となる。また、現在までの集積確率は、０．５％−９０％となる（表４）。本評価で得られた将来の地震発生確率には幅があるが、その最大値をとると、本断層帯は、今後３０年の間に地震が発生する可能性が、我が国の主な活断層の中では高いグループに属することになる。表８にこれらの確率値の参考指標（地震調査研究推進本部地震調査委員会長期評価部会，１９９９）を示す。

２．３　呉羽山断層帯

２．３−１　断層の位置・形態

（１） 呉羽山断層帯 を構成する断層

呉羽山断層帯 は富山平野の西に発達する呉羽山丘陵の東縁を限る断層帯で、北端は富山県富山市北東の富山湾の海岸に達しており、富山市街地の西を通ってほぼ北東−南西方向に延び、婦負郡婦中町付近で方向を南北方向に変え、南端は婦負郡八尾町に達している（図２）。

呉羽山断層帯の位置は、活断層研究会（１９９１）、富山県（１９９７）及び池田ほか（２００２）などに示されている。活断層研究会（１９９１）及び富山県（１９９７）では、断層の分布は富山市街地の北西方から西方付近に限られており、長さ１０ｋｍに満たない短い断層であるが、池田ほか（２００２）では、北東側、南西側に大きく延びている。ここでは、断層の位置及び名称は池田ほか（２００２）によった。

（２）断層帯の位置・形状

呉羽山断層帯の長さ及び一般走向は、断層の北端と南端を直線で結んで計測すると、それぞれ約２２ｋｍ、Ｎ３０°Ｅとなる。ただし、断層北端は海岸まで達しており、さらに富山湾へと向かうとされている（池田ほか，２００２）ことから、これ以上の長さになるものと考えられる。海域では十分な調査が行われておらず、呉羽山断層帯がどこまで延びているか明確に確認できる資料は得られていない。しかし、富山県（２０００ａ）は、沖合にある海底谷の地形に沿った地点まで達する可能性を示唆していることから、ここでは、呉羽山断層帯の海域部の延長を、最大で北東−南西方向の尾根状地形（図１１）東縁部の北東端までとし、呉羽山断層帯の最大に見積もった長さを約２９ｋｍとした。

地下の断層面の位置及び形状は、地表における断層帯の位置及び形状と地下の地質構造等から推定した。

断層面上端の深さは、断層による変位が地表に達していることから０ ｋｍとした。

断層面の傾斜は、深部反射法探査の結果（図１２；富山県，１９９７）から、深さ１０００ｍよりも浅い部分では、約４５°西傾斜と推定される。地震発生層の下限の深さは、地震観測結果から２０ｋｍ程度と推定される。断層面の幅は、断層面の傾斜を４５°とすると２８ｋｍと計算されることから、３０ｋｍ程度とした。

（３）断層の変位の向き（ずれの向き） （注１１）

呉羽山断層帯は、付近の地質構造、変位地形（活断層研究会，１９９１；池田ほか，２００２）や深部反射法探査結果（図１２）からみて、断層帯の西側が東側に乗り上げる逆断層と考えられる。

２．３−２　断層帯の過去の活動

（１）平均変位速度（平均的なずれの速度） （注１１ ）

池田ほか（２００２）は、呉羽山断層帯の変位量と変位基準面について、Ｍ面（約１２万年前以降）が５０ｍ以上、Ｌ面（約２万年前以降）が１０ｍとしてそれぞれ図示している。したがって、平均上下変位速度は、それぞれ０．４ｍ／千年以上、０．５ｍ／千年以上と求められる。ただし、変位基準面及び変位量に関する詳細なデータは示されていない。なお、Ｌ_２面（約１万年前以降）は２−３ｍの西側隆起として図示されているが、Ｌ_２面はかなり若い年代値（約１万年前以降）であるため、ここでの計算には用いない。

また、呉羽山断層帯の西側に分布する呉羽山丘陵には、約６３万年前の年代値が得られている桃色凝灰岩を挟在する呉羽山礫層が下位の地層を傾斜不整合で覆って標高８０ｍ付近まで分布する（富山県，１９９７）。一方、断層の東側（沈降側）において、富山県（１９９７）はボーリング調査の結果から平均堆積速度を求め、桃色凝灰岩が存在する深さを標高−１７５ｍ付近と推定した。これらから、断層を挟んだ桃色凝灰岩の標高差を求めると、少なくとも２５５ｍ程度となる。また、断層の西側の桃色凝灰岩が下位の地層と同様に褶曲変形を受けているとすれば、断層の上盤側の西方７００−８００ｍ付近において、最大にみて標高２００ｍ程度まで分布していた可能性もある。この場合には、断層を挟んだ桃色凝灰岩の標高差は最大３７５ｍ程度と計算される。以上の断層を挟んだ桃色凝灰岩の標高差２５５−３７５ｍ程度を断層による上下変位量とすると、その年代値から平均上下変位速度は０．４−０．６ｍ／千年程度と求められる。

なお、富山県（１９９７）は、断層の傾斜を６０度程度と推定し、断層の東側（沈降側）における桃色凝灰岩の推定深さ−１７５ｍから、断層面に沿う変位量を２０２ｍと求め、これから、断層面に沿う平均変位速度を０．３２ｍ／千年と求めている。ただし、この場合は断層の上盤側の隆起が考慮されていない。

また、富山県（１９９７）は、ボーリング調査の結果から、約７０００年前の粘土層が鉛直に１−２．５ｍ程度変位していることを指摘している。しかし、ボーリングの位置は断層を挟んで１００ｍ以上離れており、粘土層の変位が確実に断層活動によるものであるとは、いえない。

以上のことから、呉羽山断層帯の平均上下変位速度は０．４−０．６ｍ ／千年程度であった可能性がある。

（２）活動時期

ａ）地形・地質的に認められた過去の活動

富山県（１９９７）は、ボーリング調査の結果から、約７０００年前の粘土層が鉛直に１−２．５ｍ程度変位していることを指摘している。しかし、これも上述のとおり、ボーリングの位置は断層を挟んで１００ｍ以上離れており、粘土層の変位が確実に断層活動によるものであるとは、いえない。池田ほか（２００２）は完新世に活動した可能性を指摘しているが、具体的な年代値等は不明である。

したがって、呉羽山断層帯における過去の具体的な活動時期は不明である。

ｂ）先史時代・歴史時代の活動

２．１−２（２）ｂ）参照。婦中町の友坂遺跡で１０世紀より後、江戸時代末よりも前の噴砂跡が発見されているが、呉羽山断層帯との関係は明らかではない。

（３）１回の変位量（ずれの量） （注１１ ）

呉羽山断層帯 においては、１回の活動に伴う変位量は過去の活動から直接的には得られていない。

なお、断層帯の長さを約 ２２ｋｍ以上として、前述の経験式（１）、（２）に基づくと、１回の活動に伴う変位量は、約１．７ｍ以上と計算される。また、断層帯の最大に見積もった長さは約２９ｋｍであることから、この値から変位量を算出すると約２．３ｍとなる。ただし、これらは経験式から求めた大まかな数値である。

したがって、本断層帯の１回の活動に伴う変位量は２ｍ程度であった可能性があると判断した。

（４）活動間隔

平均上下変位速度が ０．４−０．６ｍ ／千年程度の可能性があり、１回の活動に伴う上下方向のずれの量は２ｍ程度であった可能性がある ことから、平均活動間隔は３千−５千年程度であった可能性がある。

（５）活動区間

呉羽山断層帯は断層が連続していることから、過去の活動においては断層全体が一つの活動区間として活動したと推定される。

（６）測地観測結果

２．１−２（６）参照。

（７）地震観測結果

２．１−２（７）参照。

２．３−３　断層帯の将来の活動

（１）活動区間と活動時の地震の規模

将来の活動において、呉羽山断層帯は断層全体が一つの活動区間として活動すると推定される。この場合、断層の長さを約２２ｋｍ以上として、経験式（１）により地震規模を求めると、マグニチュード７．１以上となる。また、呉羽山断層帯の最大に見積もった長さが約２９ｋｍであることから、マグニチュードは最大で７．３と求まる。ただし、これらは経験式から求めた大まかな数値である。

したがって、呉羽山断層帯ではマグニチュード７．２程度の地震が発生するものと推定される。また、このときの西側隆起の変位量は、２ｍ程度の可能性がある。

（２）地震発生の可能性

本断層の平均活動間隔は、３千−５千年程度の可能性がある。しかし、最新活動時期が特定できていないため、上記のようなマグニチュード７．２程度の地震が発生する長期確率を更新過程（地震の発生確率が時間とともに変動するモデル）を用いて評価することができない。

地震調査研究推進本部地震調査委員会（２００１）は、地震の発生確率を求めるに当たって、通常の活断層評価で用いている更新過程（地震の発生確率が時間とともに変動するモデル）が適用できない場合には、特殊な更新過程であるポアソン過程（地震の発生時期に規則性を考えないモデル）を適用せざるを得ないとしている。信頼度の低い平均活動間隔を用いた計算であることに十分留意する必要があるが、本断層帯では、平均活動間隔が３千−５千年程度であることをもとに、ポアソン過程を適用して地震発生確率を求めると、今後３０年以内の発生確率は０．６−１％、今後５０年以内の発生確率は１−２％、今後１００年以内の発生確率は２−３％、今後３００年以内の発生確率は６−１０％である。

２．４　今後に向けて

ここでは、砺波平野の北西縁と南東縁に位置する砺波平野断層帯西部、砺波平野断層帯東部と、富山平野の西に位置する呉羽山断層帯についての評価を行った。しかしながら、これらは、いずれも過去の活動が十分に解明されておらず、将来の地震発生の可能性にも不確かさが伴われている。

砺波平野断層帯西部においては、法林寺断層の活動に関する資料は副断層の活動をもとに求められているため、これ以外の主断層の活動に関する絞込みを行うための調査が必要である。また、石動断層の活動性についても調査を行う必要がある。

砺波平野断層帯東部においては、城端−上梨断層に関する資料がほとんどないため、評価のための検討ができない。したがって、断層の位置・形態、過去の活動に関する資料を取得する必要がある。また、高清水断層の最新の活動については信頼度の高いデータが得られているが、それ以前の活動に関する年代を絞り込める質の高いデータを得る必要がある。

また、呉羽山断層帯については、断層の位置や過去の活動に関する詳しい調査は行われていない。したがって、将来の断層活動について十分な検討ができない段階にある。このため、過去の活動履歴に関するデータを得る必要がある。また、ごく最近の研究により、この断層は北端が富山湾沿岸まで達していることが指摘されていることから、神通川付近の伏在部での断層の位置・形態の調査と、さらに海域にどの程度延びているかの調査も必要である。

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表７　砺波平野断層帯西部の地震発生確率及び参考指標

表８　砺波平野断層帯東部の地震発生確率及び参考指標