木曽山脈西縁断層帯の評価

木曽山脈西縁断層帯は、長野県中西部から岐阜県東部にかけて分布する活断層帯である。ここでは、平成１０年度及び平成１３−１４年度に産業技術総合研究所（旧：地質調査所）によって実施された調査をはじめ、これまでに行われた調査研究成果に基づいて、この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

木曽山脈西縁断層帯は、木曽山脈西縁断層帯主部と清内路峠（せいないじとうげ）断層帯からなる。
木曽山脈西縁断層帯主部は、木曽山脈西縁に沿って長野県木曽郡日義（ひよし）村から、木曽福島町、上松（あげまつ）町、大桑村、南木曽（なぎそ）町、山口村を経て、岐阜県中津川市東部に至る断層帯である。長さは約４６ｋｍで、北北東−南南西方向に延びる。本断層帯は過去の活動時期から、日義村から南木曽町に延びる北部と、南木曽町から岐阜県中津川市に至る南部の２つの区間に区分される。北部の北半部は東側が相対的に隆起する逆断層からなり、右横ずれを伴うと推定される。また、南半部は右横ずれを主体とする断層で、北西側隆起成分を伴う可能性がある。南部は、右横ずれ主体の断層と推定される（図１−１、図２及び表１）。
清内路峠断層帯は、木曽山脈の南部に位置し、長野県木曽郡大桑村から南木曽町、下伊那郡清内路村、阿智村、浪合村、岐阜県中津川市南東部を経て、長野県下伊那郡平谷村に至る断層帯である。長さは約３４ｋｍで、概ね南北方向に延び、右横ずれを主体とする断層帯の可能性がある（図１−１、図２及び表３）。

２．断層帯の過去の活動

（１）木曽山脈西縁断層帯主部

北部の平均的なずれの速度は約０．４ｍ／千年（北半部では上下成分、南半部では右横ずれ成分主体）の可能性がある。最新活動時期は１３世紀頃、平均活動間隔は約６千４百−９千１百年であったと推定される（表１）。
南部の最新活動時期は約６千５百年前以後、約３千８百年前以前と推定され、平均活動間隔は約４千５百−２万４千年であったと推定される（表１）。

（２）清内路峠断層帯

清内路峠断層帯では、過去の活動に関する資料は得られていない。

３．断層帯の将来の活動

（１）木曽山脈西縁断層帯主部

木曽山脈西縁断層帯主部は、北部と南部の２つの区間に分かれて活動すると推定されるが、断層帯主部全体が１つの区間として同時に活動する可能性もある。北部と南部に分かれて活動する場合、北部ではマグニチュード７．５程度の地震が発生すると推定される。その際には、北部の北半部では断層の東側が西側に対して相対的に３ｍ程度高まる段差や撓みが生じ、南半部では３ｍ程度の右横ずれが生じる可能性がある。また、南部ではマグニチュード６．３程度の地震が発生し、１ｍ未満程度の右横ずれが生じる可能性がある。
木曽山脈西縁断層帯主部全体が同時に活動する場合には、マグニチュード７．６程度の地震が発生すると推定される。
北部と南部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（注１、２）。南部に関しては、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、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。
また、木曽西縁断層帯主部全体が同時に活動する場合の地震発生確率は、北部が単独で活動する場合の発生確率を超えないものと考えられる。

（２）清内路峠断層帯

清内路峠断層帯では、全体が１つの区間として活動する場合、マグニチュード７．４程度の地震が発生し、その際には３ｍ程度の右横ずれが生じる可能性がある。ただし、過去の活動が明らかでないため、将来このような地震が発生する長期確率は求めることはできない。

４．今後に向けて

木曽山脈西縁断層帯主部では、１回のずれの量について精度の良い数値が得られておらず、南部に関しては平均的なずれの速度が求まっていない。また、清内路峠断層帯では、最新活動時期を含めた過去の活動に関して、ほとんど資料が得られていない。木曽山脈西縁断層帯の将来の活動性を明確にするためには、これらについて精度の良い資料を集積する必要がある。
また、木曽山脈西縁断層帯の周辺に位置する境峠・神谷断層帯や伊那谷断層帯の活動との関連性についても検討する必要がある（図１−２）。

表１　木曽山脈西縁断層帯主部の特性

表２　木曽山脈西縁断層帯主部の将来の地震発生確率等

地震名	活動した活断層	地震発生直前の ３０年確率 （％）	地震発生直前の 集積確率 （％）	断層の平均活動 間隔 （千年）
１９９５年兵庫県南部地震 （Ｍ７．３）	野島断層 （兵庫県）	０．４−８％	２％−８０％	約１．８−約３．０
１８５８年飛越地震 （Ｍ７．０−７．１）	跡津川断層帯 （岐阜県・富山県）	ほぼ０％−１３％	ほぼ０％− ９０％より大	約１．７−約３．６
１８４７年善光寺地震 （Ｍ７．４）	長野盆地西縁断層帯 （長野県）	ほぼ０％−２０％	ほぼ０％− ９０％より大	約０．８−約２．５

	「長期的な地震発生確率の評価手法について」に示されているように、地震発生確率は前回の地震後、十分長い時間が経過しても１００％とはならない。その最大値は平均活動間隔に依存し、平均活動間隔が長いほど最大値は小さくなる。平均活動間隔が６千年の場合は３０年確率の最大値は４％程度、９千年の場合は３０年確率の最大値は３％程度である。
注３：	信頼度は、特性欄に記載されたデ−タの相対的な信頼性を表すもので、記号の意味は次のとおり。 　　　　◎：高い、○：中程度、△：低い
注４：	文献については、本文末尾に示す以下の文献。 　　文献１：地震調査研究推進本部地震調査委員会（２００１） 　　文献２：苅谷ほか（１９９９） 　　文献３：活断層研究会編（１９９１） 　　文献４：小島（１９８７） 　　文献５：長野木曽地方事務所ほか（２００１） 　　文献６：中田・今泉編（２００２） 　　文献７：宍倉ほか（２００２ａ） 　　文献８：宍倉ほか（２００２ｂ） 　　文献９：宍倉ほか（２００３ｃ） 　　文献１０：田中ほか（１９９９）
注５：	評価時点はすべて２００４年１月１日現在。「ほぼ０％」は１０−３％未満の確率値を示す。
注６：	地震後経過率、発生確率及び現在までの集積確率（以下、発生確率等）の信頼度は、評価に用いた信頼できるデータの充足性から、評価の確からしさを相対的にランク分けしたもので、ａからｄの４段階で表す。各ランクの一般的な意味は次のとおりである。 　　ａ：（信頼度が）高い　ｂ：中程度　ｃ：やや低い　ｄ：低い 発生確率等の評価の信頼度は、これらを求めるために使用した過去の活動に関するデータの信頼度に依存する。信頼度ランクの具体的な意味は以下のとおりである。分類の詳細については付表を参照のこと。なお、発生確率等の評価の信頼度は、地震発生の切迫度を表すのではなく、発生確率等の値の確からしさを表すことに注意する必要がある。 発生確率等の評価の信頼度
		ａ：過去の地震に関する信頼できるデータの充足度が比較的高く、これを用いて求めた発生確率等の値の信頼性が高い。 ｂ：過去の地震に関する信頼できるデータの充足度が中程度で、これを用いて求めた発生確率等の値の信頼性が中程度。 ｃ：過去の地震に関する信頼できるデータの充足度が低く、これを用いて求めた発生確率等の値の信頼性がやや低い。 ｄ：過去の地震に関する信頼できるデータの充足度が非常に低く、これを用いて求めた発生確率等の値の信頼性が低い。このため、今後の新しい知見により値が大きく変わる可能性が高い。または、最新活動時期のデータが得られていないため、現時点における確率値が推定できず、単に長期間の平均値を確率としている。
注７：	最新活動（地震発生）時期から評価時点までの経過時間を、平均活動間隔で割った値。最新の地震発生時期から評価時点までの経過時間が、平均活動間隔に達すると１．０となる。今回評価した数字のうち、木曽山脈西縁断層帯主部（北部）の０．０８は７００年を９１００年で割った値であり、０．１は８００年を６４００年で割った値である。
注８：	前回の地震発生から評価時点までの間に地震が発生しているはずの確率。
注９：	木曽山脈西縁断層帯主部（南部）及び清内路峠断層帯では、平均的なずれの速度を具体的に示すことはできないが、活断層の活動の活発さの程度、すなわち活動度（松田，１９７５）は推定できるので、それを示した。 ・活動度がＡの活断層は、１千年あたりの平均的なずれの量が１ｍ以上、１０ｍ未満であるものをいう。 ・活動度がＢの活断層は、１千年あたりの平均的なずれの量が０．１ｍ以上、１ｍ未満であるものをいう。 ・活動度がＣの活断層は、１千年あたりの平均的なずれの量が０．０１ｍ以上、０．１ｍ未満であるものをいう。

（説明）

１．木曽山脈西縁断層帯に関するこれまでの主な調査研究

木曽山脈西縁断層帯の存在や特性については、初めに辻村（１９２６ａ，ｂ）が記載を行った。また、村山・片田（１９５８）、山田・村山（１９５８）、片田・礒見（１９５８，１９６２，１９６４）は１／５万地質図幅において、当該地域の地質構造と本断層帯を構成する断層について記述した。有井（１９６４）は既往の調査研究結果を総括して、木曽山脈が東西両側の逆断層に限られた地塁であることについて言及した。金子（１９７９）は空中写真判読を基に、本断層帯の分布と形態について記した。その後、木曽谷第四紀研究グループ（１９６７）、仁科ほか（１９８５）、小島（１９８７）、狩野（１９８７）、森山（１９９０）、永井（１９９８）などにより、現地での詳細な地質踏査を併せた調査研究が行われた。

活断層研究会編（１９８０，１９９１）はこれらの研究を総括した形で、木曽山脈西縁断層帯を構成する各断層を、第四紀に活動を繰り返した断層として図示した。また、田中ほか（１９９９）、中田・今泉編（２００２）などにより、本断層帯の位置や形態がとりまとめられている。

本断層帯の第四紀後期の特性に関する調査としては、松島（１９９６）、田中ほか（１９９９）、苅谷ほか（１９９９）、宍倉ほか（２００２ａ，２００２ｂ，２００３ｃ）による断層露頭調査やトレンチ調査などがある。

２．木曽山脈西縁断層帯の評価結果

木曽山脈西縁断層帯は、木曽山脈の西縁から南部にかけて、長野県木曽郡日義（ひよし）村から同郡上松（あげまつ）町を経て、岐阜県中津川市ないし長野県下伊那郡平谷村に至る断層帯である（図１−１、図２）。 ここでは、松田（１９９０）の起震断層の定義に基づき、本断層帯を木曽山脈西縁断層帯主部と清内路峠断層帯に区分して評価を行った。

２．１　木曽山脈西縁断層帯主部

２．１．１　木曽山脈西縁断層帯主部の位置・形態

（１）木曽山脈西縁断層帯主部を構成する断層

木曽山脈西縁断層帯主部は、長野県木曽郡日義村から木曽福島町、上松町、大桑村、南木曽（なぎそ）町を経て、岐阜県中津川市東部に至る断層帯である（図１−１、図２）。本断層帯は概ね北北東−南南西方向に延び、北端は境峠・神谷断層帯に、南端は阿寺断層帯に区切られる（図１−２）。

本断層帯は、過去の活動時期の違いから（後述）、北部と南部の２つの区間に区分される。北部を構成する断層は、上松（あげまつ）断層、清内路峠（せいないじとうげ）断層北部と馬籠峠（まごめとうげ）断層北部である。また、南部は馬籠峠断層の南部からなる。

本断層帯を構成する各断層の位置・形態は、活断層研究会編（１９９１）、田中ほか（１９９９）及び中田・今泉編（２００２）に示されている。清内路峠断層北部と馬籠峠断層に関しては、各資料でほぼ一致したトレースが示されているが、上松断層の位置については資料毎に相異が認められる。ここでは、上松断層の位置・形態に関しては活断層研究会編（１９９１）、清内路峠断層北部と馬籠峠断層の位置・形態については中田・今泉編（２００２）に基づいた。また、各断層の名称は活断層研究会編（１９９１）に従った。

（２）断層面の位置・形状

北部では、北半部（上松断層北部、清内路峠断層北部）と南半部（上松断層南部、馬籠峠断層北部）とで断層形状が異なる。長さと一般走向は、それぞれ構成する断層の両端を直線で結んで計測すると、北半部は約２５ｋｍ、Ｎ２０°Ｅ、南半部は約１４ｋｍ、Ｎ４０°Ｅとなる。南部の長さと一般走向は、その両端を直線で結んで計測すると、約８ｋｍ、Ｎ１０°Ｅとなる。なお、南部の北端は中田・今泉編（２００２）の断層トレースに基づいて南木曽町神戸（ごうべ）付近としたが、その北方延長に複数の断層破砕帯の露頭が確認されていることから（田中ほか，１９９９）、若干断層長が延びる可能性もある。また、木曽山脈西縁断層帯主部全体の長さと一般走向は、北部の北東端と南部の南端を直線で結んで計測すると、約４６ｋｍ、Ｎ２５°Ｅとなる。

断層面の上端の深さは、断層変位が地表に達していることから、北部、南部とも０ｋｍとした。

断層面の傾斜については、北部の北半部では、断層露頭の観察結果（田中ほか，１９９９など）から、地表付近では約４０°ないしそれよりも低角度と推定される。また、南半部に関しては、断層露頭で約５０°ＳＥ−ほぼ垂直の傾斜を示す断層面が確認されること（宍倉ほか，２００２ｂ；田中ほか，１９９９）、及びほぼ直線的な断層形態を示すことから、地表付近では高角である可能性がある。南部では、トレンチや断層露頭でほぼ垂直の断層が確認されていること（苅谷ほか，１９９９；宍倉ほか，２００２ａ）、また直線的な断層形態を示すことから、地表付近では高角であると推定される。

断層面の幅は、北部の北半部では、地下深部における断層面の傾斜が不明であるため、求めることができない。一方、北部の南半部と南部は横ずれを主体とすることから、地下深部の傾斜も地表付近と同様に高角であるとすれば、地震発生層の下限の深さ（約２０ｋｍ、後述）から、断層面の幅は２０ｋｍ程度となる可能性がある。

（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注１０）

地表変位地形の特徴（活断層研究会編，１９９１；田中ほか，１９９９；中田・今泉編，２００２）やトレンチ調査結果（宍倉ほか，２００２ａ，２００２ｂ，２００３ｃ）などに基づくと、北部の北半部は東側隆起の逆断層で右横ずれ成分を伴うと推定され、南半部は右横ずれが卓越する断層で北西側隆起成分を伴う可能性がある。また、南部は右横ずれが卓越する断層と推定される。

２．１．２　木曽山脈西縁断層帯主部の過去の活動

（１）平均変位速度（平均的なずれの速度）（注１０）

＜北部＞

清内路峠断層の北部に位置する上松町倉本では、段丘面群に断層活動による変位の累積が認められる。このうち、約６万年前に形成されたＭ１面では上下方向に約２４ｍの変位が認められる（小島，１９８７；田中ほか，１９９９）。これより、本地点の平均上下変位速度は約０．４ｍ／千年と考えられる。

また、上松断層の北部にあたる上松町徳原においては、高位面群が上下方向に約２５ｍ変位している（田中ほか，１９９９）。高位面群より下位の中位２面を構成する堆積物が約５万年前の木曽川泥流堆積物を挟むことから、高位面群は約５万年前よりも古いと考えられる。したがって、本地点の平均上下変位速度は０．５ｍ／千年以下と推定される。

以上の検討結果より、北半部を構成する各断層の平均上下変位速度は約０．４ｍ／千年と考えられる。ここでは、本値を断層帯北部全体の平均変位速度とみなし、南半部の平均右横ずれ変位速度を約０．４ｍ／千年の可能性があるとする。

＜南部＞

南部において卓越する、右横ずれ成分に関する平均変位速度の資料は得られていない。

なお、活断層研究会編（１９９１）は、馬籠峠断層の活動度（注９）をＢ級としている。

南部の北端部に位置する南木曽町神戸付近では、約５万年前の中位２段丘面が上下に３−７ｍ変位している（田中ほか，１９９９）。よって、本区間での平均上下変位速度は０．１ｍ／千年程度と推定される。

（２）活動時期

ａ）地形・地質的に認められた過去の活動

＜北部＞

[１]上松断層板橋沢地点（断層露頭調査）

上松断層の北部に位置する上松町板橋沢の断層露頭では、６−７世紀の^１４Ｃ年代値を示す礫層が逆断層に切られ、美濃帯の砂岩泥岩互層と接する産状が確認されている（田中ほか，１９９９）。したがって、本地点では６世紀以後に断層活動が生じたと考えられる。

[２]上松断層大木地点（トレンチ調査）

上松断層の北部に位置する上松町大木では、宍倉ほか（２００３ｃ）により３箇所でトレンチ調査が実施されている（Ｍ、Ｓ１、Ｓ２トレンチ）。

主断層崖を対象としたＭトレンチの壁面には、腐植質シルト（２層）のうち、２−２層を切り２−１層（１２−１３世紀）に覆われる断層が確認された（図３、４）。２−２層から得られた年代値のうち、最も若い年代値は３−４世紀であることから、断層活動の年代は３世紀以後、１３世紀以前と考えられる。また、Ｍトレンチ北側壁面で、断層のフラワー構造の開口部を埋めるような分布を示す崩積層層は、この断層活動による横ずれに伴って生じたとされている（宍倉ほか，２００３ｃ）。

Ｍトレンチ南側壁面には、２−２層の下位に崩積層（−層）が堆積する。崩積層のうち、ブロック状の分布を示す層は、上位の腐植質シルト（２−３層）を供給源としており、そのうち最も若い年代は約４千３百−４千１百年前を示す（宍倉ほか，２００３ｃ）。したがって、厚さ１−２ｍに及ぶこれらの崩積層（−層）は、２−３層堆積より後、２−２層堆積（下部：約３千２百−３千年）より前に起こった断層活動によってもたらされたと推定され（宍倉ほか，２００３ｃ）、その年代は約４千３百年前以後、約３千年前以前である。

また、副次的断層を対象として掘削されたＳ１トレンチの南側壁面には、３層以下の地層を切り、２層に覆われる断層が認められる（宍倉ほか，２００３ｃ：図５）。２層下部から得られた最も古い年代値（約８千２百−８千年前）と、３層下位に分布する明褐色シルト（４層）が大山ホーキ火山灰（約２万年前：注１１）を挟むことに基づくと、この活動の年代は約２万年前以後、約８千年前以前と考えられる。Ｓ１トレンチの北側壁面にはこの断層は認められないが、宍倉ほか（２００３ｃ）では、地下のバックスラストの変位に伴う撓曲運動の中で、Ｓ１トレンチの南壁面付近のみに局所的にせん断面が生じたためと推察している。なお、Ｍトレンチ北側壁面では、崩積層（−層）を数１０�p変位させる断層（ＭＮＦ１，２）が、その上位の２−３層にほとんど変位を与えていない（宍倉ほか，２００３ｃ）。これらの断層を覆う２−３層の年代値は、約５千８百−５千７百年前であることから、これは本地点における１つ前の活動（約４千１百年前以後、約３千年前以前）よりも古く、２つ前の活動（約２万年前以後、約８千年前以前）に対応する可能性が指摘されている（宍倉ほか，２００３ｃ）。

Ｍトレンチ北側壁面では、２−３層の下位に姶良Ｔｎ火山灰（約２万８千年前：注１２）を含む厚い崩積層（−層）が分布する（宍倉ほか，２００３ｃ）。また、Ｍトレンチ南側壁面では、崩積層（層）が大山ホーキ火山灰を含む４層の下位に分布する（宍倉ほか，２００３ｃ）。−層は、層相や分布形状からみて断層活動に伴って堆積した崩積堆積物の可能性が高い（宍倉ほか，２００３ｃ）。したがって、姶良Ｔｎ火山灰堆積より後、大山ホーキ火山灰堆積より前に断層活動が推定され、その年代は約２万８千年前以後、約２万年前以前である。

さらに、宍倉ほか（２００３ｃ）では、副次的断層を対象としたＳ２トレンチにおいて、７層に挟まれる水中堆積物とされるスコリア層が急傾斜し、上位の６層の傾斜がそれよりも有意に緩いことから、６層堆積時より前、７層堆積より後に断層活動があった可能性も指摘している。その年代は、約２万８千年前以前である。

[３]上松断層吉野地点（トレンチ調査）

上松断層の北部の上松町吉野で実施されたトレンチ調査では、Ｂ黒ボク層（約２千９百−２千８百年前）以下の地層を切って、Ａ黒ボク層（１２−１３世紀）に覆われる逆断層が確認されている（長野県木曽地方事務所ほか，２００１）。

よって、本地点の最新活動は約２千９百年前以後、１３世紀以前と考えられる。

[４]清内路峠断層東野地点（断層露頭調査）

清内路峠断層の北部に位置する上松町東野では、田中ほか（１９９９）により断層露頭調査が行われ、断層活動により形成されたと推定される複数の崩積堆積物が確認されている（図６）。

露頭の南側壁面では、表土（１３−１４世紀）の直下に、旧表土（１−２世紀）を覆うイベント堆積層が認められる。また、断層沿いに楔状に落ち込んだ堆積物は５−６世紀の年代を示す。したがって、５世紀以後、１４世紀以前に断層活動があったと考えられる。また、上述の旧表土の直下に、約５千４百−５千１百年前の年代値を示す旧表土を覆って、断層活動に伴う崩積堆積層が分布する（田中ほか，１９９９）ことから、約５千４百年前以後、２世紀以前に断層活動が推定される。さらに、約５千４百−５千１百年前の年代値を示す旧表土の下位に、厚い礫層を覆って別の断層活動に伴う崩積堆積物が分布する（田中ほか，１９９９）。したがって、約５千４百年前以前にも断層活動があったことが推定できる。

なお、露頭の北側壁面では、表土（ｇ層：１３−１４世紀）と旧表土（ｃ層：約３千１百−２千９百年前）との間に斜面崩積層（ｄ層）等が認められ、また旧表土（ｃ層）よりも下位に斜面崩積層（ａ層）や花崗岩の破砕質部の二次堆積物である崩落土塊など（約９千９百−９千７百年前、約８千４百−８千１百年前）が認められる。これらに基づいて、田中ほか（１９９９）は、約３千１百年前以後、１４世紀以前、及び約８千４百年前以後、約２千９百年前以前に断層活動があったとしている。しかし、これら２回の活動が、南側壁面で認められた３回の活動のいずれかに相当するかは判断できない。

[５]馬籠峠断層福根沢（ふくとちざわ）地点（断層露頭調査、ピット調査）

馬籠峠断層の北端部付近に位置する大桑村福根沢では、宍倉ほか（２００２ｂ）により断層露頭の観察とピット調査が実施されている（図７）。

露頭と４箇所のピットにおいて、段丘構成層である砂礫層（５層）を切り、崩積性堆積物である砂礫層（４層：ｍｏｄｅｒｎ）あるいは礫混じりシルト−砂層（３層：１８世紀以後）に覆われる断層が認められる（宍倉ほか，２００２ｂ）。砂礫層（５層）のうち、最も若い年代値はＢピットから得られた１３世紀である。よって、本地点の最新活動は、１３世紀以後と考えられる。

なお、宍倉ほか（２００２ｂ）は、礫混じりシルト−砂層（６層）について、断層の下盤側のみに分布し、さらにその中に断層破砕粘土から剥離した断片が含まれるとして、断層活動により生じた崩積性堆積物の可能性が示唆されるとしている。ただし、６層は断層活動によって形成されたと推定できるだけの分布形状の明瞭さを伴わず、また、６層の上下に位置する砂礫層（５層、７層）にも断層を挟んで層厚の変化が認められないことから、６層が断層活動により形成された可能性は低いと判断する。

[６]馬籠峠断層胡桃田（くるみだ）地点

田中ほか（１９９９）は、南木曽町胡桃田の露頭において、破砕質花崗岩を切る断層帯に粘土混じり砂が挟み込まれており、それらが１，６２０ｙＢＰ（未補正）の年代を示す砂礫層に覆われていることを確認している。しかし、これが馬籠峠断層北部の活動時期を示すものかどうかは不明である。

以上の調査結果から、北部の最新活動は１３世紀頃、１つ前の活動時期は約４千３百年前以後、約３千年前以前と推定される。また、２つ前の活動時期は約２万年前以後、約８千年前以前と考えられ、３つ前の活動時期は約２万８千年前以後、約２万年前以前と推定される。

＜南部＞

[１]馬籠峠断層下り谷地点（トレンチ調査）

馬籠峠断層南部のほぼ中央部に位置する南木曽町下り谷では、宍倉ほか（２００２ａ）によりトレンチ調査（Ａ、Ｂトレンチ）が実施されている（図８、９）。

トレンチ壁面には、弱腐植土（４層）と黒色腐植土（３層下部）を切り、黒色腐植土（２層）に覆われる断層が認められる。確実に断層に切られる層準から得られた最も新しい年代値は、Ｂトレンチ北側壁面の４層からの約７千７百−７千６百年前、断層を覆う２層の年代で最も古いものはＡトレンチ北側壁面の約３千９百−３千７百年前である。したがって、約７千７百年前以後、約３千７百年前以前に最新活動が生じたと考えられる。

また、Ａトレンチ北側壁面では、シルト質粘土層（７層）を切る断層（ＡＮＦ１）が、礫混じり砂質シルト層（５層）に覆われている。また、５層は、層相と分布から１１層を供給源とし、断層活動に伴う崩積堆積物である可能性が高いとされている（宍倉ほか，２００２ａ）。この活動時期は、４層最下部の年代値（約１万１千年前）より古く、姶良Ｔｎ火山灰降下層準（約２万８千年前）が推定される７層よりも新しい（宍倉ほか，２００２ａ）ことから、約２万８千年前以後、約１万１千年前以前と考えられる。

宍倉ほか（２００２ａ）はさらに、１０層を切り８層に覆われる断層（ＢＮＦ１、ＢＳＦ１）の存在から２つ前の活動を認め、断層の下盤側にプリズム状に粘土層（１０層）が分布することから３つ前の活動の可能性を指摘している。ただし、これらの活動時期については、姶良Ｔｎ火山灰降下層準（約２万８千年前）以前であることしか分かっていない。

なお、宍倉ほか（２００２ａ）は、３層中において詳細な年代測定を実施し、５，０００ｃａｌ．ｙＢＰ以前の等時間面は断層近傍で高度が急変するのに対して、３，０００ｃａｌ．ｙＢＰの等時間面は緩やかに傾斜することを指摘している。この考えに基づくと、本地点の最新活動時期の下限はさらに５，０００ｃａｌ．ｙＢＰ以後に限定される可能性もある。

[２]馬籠峠断層一石栃（いちこくとち）地点（断層露頭調査）

南木曽町一石栃では、苅谷ほか（１９９９）により断層露頭が確認されている（図１０）。

露頭では、角礫を含む砂質土層（ｅ層）及びローム質・砂質土層（ｄ層）を切り、砂質土層（ｂ層）に覆われる断層が確認されている（苅谷ほか，１９９９）。その活動の時期は、ｂ層を覆うａ層の年代値（約３千８百−４千年前）とｄ層から得られた最も新しい年代値（約６千５百−６千４百年前）に基づくと、約６千５百年前以後、約３千８百年前以前と推定される。

なお、砂質土層（ｃ層）については、断層に切られるｄ層と高角度で接するものの、断層自体と直接接しないことや明瞭な成層構造を持たないことから、変形を受けているかどうかは判然としないとされている（苅谷ほか，１９９９）。このことから、ｃ層を断層活動層準の限定に用いることはできないと判断する。

以上の調査結果から、南部の最新活動は約６千５百年前以後、約３千８百年前以前と推定され、１つ前の活動時期は約２万８千年前以後、約１万１千年前以前と考えられる。

また、約２万８千年前以前に２つの断層活動が確認されているが、その年代の詳細は不明である。

ｂ）先史時代・歴史時代の活動

木曽山脈西縁断層帯主部の最新活動と直接関連する資料は得られていない。

なお、宍倉ほか（２００３ｄ）は、上松断層北部の東側に位置する大棚入山（おおだないりやま）の南西斜面で生じた大規模な土石流による堰止めを報告している。この堰止めによって形成された池（濃ヶ池）が決壊したのは１６６１年とされ、また、宍倉ほか（２００３ｄ）では、池の堆積物の年代測定に基くと、土石流の発生時期は約４００年前以前に遡ることができるとしている。しかし、本断層帯の活動との直接の関係は不明である。

（３）１回の変位量（ずれの量）（注１０）

＜北部＞

北部では、１回の活動に伴う変位量を直接示す資料は得られていない。しかし、北部の長さは約４０ｋｍと推定されることから、経験式（１）及び（２）を用いると、１回の活動に伴う変位量は約３．２ｍと計算される。したがって、北部の１回の活動に伴う上下変位量は３ｍ程度であった可能性があると判断する。

用いた経験式は松田（１９７５）による次の式である。ここで、Ｌは断層の長さ（ｋｍ）、Ｍはマグニチュード、Ｄは１回の活動に伴う変位量である。

　　　　　　　ＬｏｇＬ＝０．６Ｍ−２．９ （１）
　　　　　　　ＬｏｇＤ＝０．６Ｍ−４．０ （２）

＜南部＞

南部では、１回の活動に伴う変位量を直接示す資料は得られていない。しかし、南部の長さは約８ｋｍの可能性があることから、上述の経験式を用いると、１回の活動に伴う変位量は約０．６ｍと計算される。したがって、南部の１回の活動に伴う右横ずれ変位量は１ｍ未満程度であった可能性があると判断する。

（４）活動間隔

＜北部＞

北部では、最新活動時期が１３世紀頃と推定され、約２万８千−２万年前より後に４回の活動があったことから、平均活動間隔は約６千４百−９千１百年と推定される。

ただし、最新活動時期（１３世紀頃）と１つ前の活動時期（約４千３百−３千年前）との間隔は、これより有意に短かったこととなる。

＜南部＞

南部では、最新活動時期が約６千５百年前以後、約３千８百年前以前で、１つ前の活動時期が約２万８千年前以後、約１万１千年前以前と考えられることから、平均活動間隔は約４千５百−２万４千年と推定される。

（５）活動区間

木曽山脈西縁断層帯主部は、最新活動（１３世紀頃）では北部のみが活動したと考えられることから、少なくとも最新活動時には、北部と南部に活動区間が分けられる。しかし、両者は互いに近接して分布することから、より古い活動においては断層帯主部全体が１つの活動区間として活動した可能性もある。

なお、北部の１つ前の活動（約４千３百年前以後、約３千年前以前）と南部の最新活動（約６千５百年前以後、約３千８百年前以前）に関しては、約４千３百−３千８百年前で時期が重なることから、その間に両者が同時に動いた可能性も示唆される。

（６）測地観測結果

木曽山脈西縁断層帯周辺における１９９４年までの約１００年間の測地観測結果では、断層帯周辺で北西−南東方向のわずかな縮みが見られる。
また、１９８５年からの約１０年間では、北西−南東方向のわずかな縮みが見られる。
最近５年間のＧＰＳ観測結果では、顕著な歪みは見られない。

（７）地震観測結果

木曽山脈西縁断層帯周辺の最近約６年間の地震観測結果によると、本断層帯付近の北部以外での活動は低調である。本断層帯付近の地震発生層の下限の深さは約２０ｋｍである。本断層帯付近で発生する地震の発震機構は、東南東−西北西に圧力軸を持つものが多い。

２．１．３　木曽山脈西縁断層帯主部の将来の活動

（１）活動区間及び活動時の地震の規模

木曽山脈西縁断層帯主部は、北部と南部の２つの区間に分かれて活動すると推定されるが、断層帯主部全体が１つの区間として同時に活動する可能性もある。北部と南部に分かれて活動する場合、前述の経験式（１）、（２）に基づくと、北部ではマグニチュード７．５程度の地震が発生すると推定される。その際には、北部の北半部では断層の東側が西側に対して相対的に３ｍ程度高まる段差や撓みが生じ、北部の南半部では３ｍ程度の右横ずれが生じる可能性がある。また、南部ではマグニチュード６．３程度の地震が発生し、１ｍ未満程度の右横ずれが生じる可能性がある。

木曽山脈西縁断層帯主部全体が同時に活動する場合には、マグニチュード７．６程度の地震が発生すると推定される。

（２）地震発生の可能性

北部及び南部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（注１、２）。

北部は、平均活動間隔が約６千４百−９千１百年、最新活動時期が１３世紀頃と求められていることから、平均活動間隔に対する現在までにおける地震後経過率は０．０８−０．１となる。また、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、いずれもほぼ０％となる。現在までの集積確率もほぼ０％となる。表４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。

南部は、平均活動間隔が約４千５百−２万４千年、最新活動時期が約６千５百年前以後、約３千８百年前以前と求められていることから、平均活動間隔に対する現在までにおける地震後経過率は０．２−１．４となる。また、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％−４％、ほぼ０％−７％、ほぼ０％−１０％、ほぼ０％−３０％となる。また、現在までの集積確率はほぼ０％−９０％より大となる。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、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となる。表５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。

木曽山脈西縁断層帯主部全体が同時に活動する場合の地震発生確率は、北部が単独で活動する場合の発生確率を超えないものと考えられる。

２．２　清内路峠断層帯

２．２．１　清内路峠断層帯の位置・形態

（１）清内路峠断層帯を構成する断層

清内路峠断層帯は、長野県木曽郡大桑村から、南木曽町、下伊那郡清内路村、阿智村、岐阜県中津川市を経て下伊那郡平谷村ないし浪合村に至る断層帯である。本断層帯は、清内路峠断層の中部以南の区間と神坂神社（みさかじんじゃ）断層からなる。清内路峠断層帯については、活断層研究会編（１９８０，１９９１）では確実度�T−�U（注１４）とされているが、具体的な変位地形は乏しい。また、田中ほか（１９９９）、中田・今泉編（２００２）では、明瞭な変位地形は南木曽町富貴畑（ふうきばた）付近の１０数ｋｍ区間に限られるとしている。ここでは、各断層の位置・形態及び名称は活断層研究会編（１９９１）に基づくこととするが、上述のようにその信頼性は低いことに留意する必要がある。

（２）断層面の位置・形状

清内路峠断層帯の長さは、断層帯の北端と南端を直線で結ぶと約３４ｋｍ、一般走向はＮ１５°Ｅとなる（図２）。
断層面の上端の深さは、断層露頭や変位地形が認められることから０ｋｍとした。
断層面の傾斜は、本断層帯が横ずれを主体とすること、また、断層の形状が直線的であること（活断層研究会編，１９９１など）に基づくと、地表付近では高角と推定される。
断層面の幅は、地下深部の傾斜も地表付近と同様に高角であるとすれば、地震発生層の下限の深さ（約２０ｋｍ）から、２０ｋｍ程度となる可能性がある。

（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注１０）

清内路峠断層帯は、右方向へ屈曲する河川などの地表変位地形の特徴（活断層研究会編，１９９１）から、右横ずれが卓越する可能性がある。また、北端部では東側隆起の低断層崖、中央部の富貴畑では西側隆起の低断層崖が認められる（活断層研究会編，１９９１）。さらに、南部の神坂神社断層に関しては、恵那山東方の山地斜面の不連続から東側隆起の高度不連続が認められている（活断層研究会編，１９９１）。

２．２．２　清内路峠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１０）

清内路峠断層帯では、平均変位速度に関する資料は得られていない。
なお、活断層研究会編（１９９１）は、本断層帯を構成する断層のうち、清内路峠断層の活動度をＢ級としている。

（２）活動時期

ａ）地形・地質的に認められた過去の活動

清内路峠断層帯では、過去の活動履歴に関する詳細な資料は得られていない。

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１０）

清内路峠断層帯では、１回の活動に伴う変位量を直接示す資料は得られていない。しかし、本断層帯の長さは約３４ｋｍの可能性があることから、前述の経験式（１）及び（２）を用いると、１回の活動に伴う変位量は約２．７ｍと計算される。したがって、本断層帯の１回の活動に伴う上下変位量は３ｍ程度であった可能性がある。

（４）活動間隔

清内路峠断層帯では、活動時期、平均変位速度が求められていないため、平均活動間隔を求めることができない。

（５）活動区間

清内路峠断層帯は、構成する断層がほぼ連続的に分布することから、松田（１９９０）の基準に基づけば、全体が１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。

２．２．３　清内路峠断層帯の将来の活動

（１）活動区間及び活動時の地震の規模

２．２．２（５）で述べたように、清内路峠断層帯は全体が１つの活動区間として同時に活動すると推定される。この場合、長さが約３４ｋｍと推定されることから、前述の経験式（１）及び（２）により地震の規模を求めると、マグニチュード７．４程度の地震が発生する可能性がある。また、その際には３ｍ程度の右横ずれが生じる可能性がある。

３．今後に向けて

木曽山脈西縁断層帯主部では、１回のずれの量について精度の良い資料が得られておらず、南半部に関しては平均的なずれの速度が求まっていない。また、清内路峠断層帯では、最新活動時期を含めた過去の活動に関して、ほとんど資料が得られていない。木曽山脈西縁断層帯の将来の活動性を明確にするためには、これらについて精度の良い資料を集積する必要がある。
また、木曽山脈西縁断層帯の周辺に位置する境峠・神谷断層帯や伊那谷断層帯の活動との関連性についても検討する必要がある。

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表４　木曽山脈西縁断層帯主部（北部）の地震発生確率及び参考指標

付表

地震発生確率等の評価の信頼度に関する各ランクの分類条件の詳細は以下のとおりである。