平成16年10月13日
地震調査研究推進本部
地震調査委員会


長岡平野西縁断層帯の長期評価について


地震調査研究推進本部は、「地震調査研究の推進について −地震に関する観測、測量、調査及び研究の推進についての総合的かつ基本的な施策−」(平成11年4月23日)を決定し、この中において、「全国を概観した地震動予測地図」の作成を当面推進すべき地震調査研究の主要な課題とし、また「陸域の浅い地震、あるいは、海溝型地震の発生可能性の長期的な確率評価を行う」とした。

地震調査委員会では、この決定を踏まえつつ、これまでに陸域の活断層として、64断層帯の長期評価を行い公表した。

今回、引き続き、長岡平野西縁断層帯について現在までの研究成果及び関連資料を用いて評価し、とりまとめた。

評価に用いられたデータは量及び質において一様でなく、そのためにそれぞれの評価の結果についても精粗がある。このため、評価結果の各項目について信頼度を付与している。


平成16年10月13日
地震調査研究推進本部
地震調査委員会

長岡平野西縁断層帯の評価

長岡平野西縁断層帯は、新潟市の沖合から越後平野南部の長岡平野の西縁にかけて位置する活断層である。ここでは、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

長岡平野西縁断層帯は、新潟県新潟市の沖合から小千谷市にかけて、南北方向に延びている。長さは約83kmで、断層の西側が東側に対して相対的に隆起する逆断層である(図1、2及び表1)。

2.断層帯の過去の活動

長岡平野西縁断層帯の平均的な上下方向のずれの速度は、3m/千年程度の可能性があり、最新の活動は13世紀以後にあったと推定される。活動時には、断層の西側が東側に対して相対的に約2m以上隆起したと推定される。本断層帯の平均活動間隔は約1千2百−3千7百年であった可能性がある(表1)。

3.断層帯の将来の活動

長岡平野西縁断層帯は、全体が1つの区間として活動した場合、マグニチュード8.0程度の地震が発生する可能性がある。その時、断層の近傍の地表面では西側が東側に対して相対的に約6−7m高まる段差や撓みが生ずる可能性がある(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、今後30年の間に地震が発生する可能性が、我が国の活断層の中ではやや高いグループに属することになる(注1、2)。

4.今後に向けて

長岡平野西縁断層帯は複数の断層からなる長大な断層帯であるが、鳥越断層以外は活動履歴に関する詳しい資料が得られていない。とくに、大河津分水路以北では第四紀後期の活動履歴に関する資料が、また、海域では断層の位置に関する資料を含めて不足している。したがって、これらについての精度良いデータを集積させて、活動区間を明確にし、最近の活動履歴や平均活動間隔を正確に把握する必要がある。
また、本断層帯周辺では測地学的研究を通して非地震性の地表変形の存在が指摘されてきている。これらの実態を調査し、本断層帯との関係を明らかにする必要がある。


表1 長岡平野西縁断層帯の特性

項  目 特  性   信頼度  
(注3)
根  拠
(注4)
1.断層帯の位置・形態
  (1)断層帯を構成す
  る断層
 新潟市沖合と日本海沿岸付近の断層、
角田山 (かくだやま) 東縁断層、鳥越断層、
関原断層、片貝断層、逆谷 (さかしだに) 
断層及び親沢断層
  文献1、3による。
構成する断層のうち、
印を付けたものは
副次的な断層。
  (2)断層帯の位置・
  形状
地表における断層帯の位置・形状

 断層帯の位置
  (北端) 北緯38°03′東経138°52′
  (南端) 北緯37°19′東経138°47′
 長さ     約83km






文献1、3、4、5、
6、7による。


位置及び長さは図2
から計測。
     地下における断層面の位置・形状
 長さ及び上端の位置
          地表での長さ・位置と同じ

 上端の深さ  0km
 
 一般走向   N 10°E


 傾斜      50−60°程度 西傾斜
          (深さ概ね1−2km以浅)

 幅        不明















上端の深さが0kmで
あることから推定。
地形の特徴から推定。

一般走向は、断層帯の
両端を直線で結んだ
方向。
傾斜は文献7に示され
た反射法弾性波探査
結果から推定。
地震発生層の下限の
深さは25km程度。
  (3)断層のずれの向
  きと種類
 西側隆起の逆断層
文献1、7に示され
る地形の特徴と反射
法弾性波探査結果
による。
2.断層帯の過去の活動
  (1)平均的なずれの
  速度
 3m/千年程度 (上下変位成分)


説明文2.2断層帯の
過去の活動を参照。
  (2)過去の活動時期  最新活動時期  13世紀以後


文献8、9に示された
資料から推定。
  (3)1回のずれの量
  と平均活動間隔
 1回のずれの量  約2m以上
             (上下成分)
 平均活動間隔  約1千2百−3千7百年



説明文2.2断層帯の
過去の活動を参照。

説明文2.2断層帯の
過去の活動を参照。
  (4)過去の活動区間  不明
3.断層帯の将来の活動
  (1)将来の活動区間
  及び活動時の地
  震の規模
活動区間    断層帯全体で1区間
地震の規模   マグニチュード8.0程度
ずれの量    約6−7m(上下成分)



断層の長さから推定。
断層の長さから推定。

 

表2 長岡平野西縁断層帯の将来の地震発生確率等

項  目  将来の地震発生確率等 
(注5)
 信頼度 
(注6)
備  考

 地震後経過率 (注7)

 今後30年以内の地震発生確率
 今後50年以内の地震発生確率
 今後100年以内の地震発生確率
 今後300年以内の地震発生確率

 集積確率 (注8)


0.7以下

2%以下
4%以下
9%以下
40%以下

6%以下






発生確率及び集積確
率は文献2による。

注1: 我が国の陸域及び沿岸域の主要な98の活断層のうち、2001年4月時点で調査結果が公表されているものについて、その資料を用いて今後30年間に地震が発生する確率を試算すると概ね以下のようになると推定される。
  98断層帯のうち約半数の断層帯:30年確率の最大値が0.1%未満
98断層帯のうち約1/4の断層帯:30年確率の最大値が0.1%以上−3%未満
98断層帯のうち約1/4の断層帯:30年確率の最大値が3%以上
(いずれも2001年4月時点での推定。確率の試算値に幅がある場合はその最大値を採用。)
  この統計資料を踏まえ、地震調査委員会の活断層評価では、次のような相対的な評価を盛り込むこととしている。
今後30年間の地震発生確率(最大値)が3%以上の場合:
「本断層帯は、今後30年の間に発生する可能性が、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」
今後30年間の地震発生確率(最大値)が0.1%以上−3%未満の場合:
「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」
注2: 1995年兵庫県南部地震、1858年飛越地震及び1847年善光寺地震の地震発生直前における30年確率と集積確率 (うち、1995年兵庫県南部地震については「長期的な地震発生確率の評価手法について」(地震調査研究推進本部地震調査委員会,2001)による暫定値)は以下のとおりである。

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1千年の場合は30年確率の最大値は20%程度、4千年の場合は30年確率の最大値は6%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:池田ほか編(2002)
  文献2:地震調査研究推進本部地震調査委員会(2001)
  文献3:活断層研究会編(1991)
  文献4:岡村ほか(1994)
  文献5:産業技術総合研究所(未公表資料)
  文献6:石油公団(1991)
  文献7:石油公団(1999)
  文献8:渡辺ほか(2000)
  文献9:渡辺ほか(2001)
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。なお、計算に当たって用いた平均活動間隔の信頼度は低い(△)ことに留意されたい。
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。今回の評価した数字のうち0.7は800年を1200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。


(説明)

1.長岡平野西縁断層帯に関するこれまでの主な調査研究

本断層帯は、越後平野南部の長岡平野とその西側に位置する角田山、弥彦山及びその南側の山地・丘陵との境界付近に位置する西上がりの逆断層である。

本断層帯周辺では、古くから石油・天然ガスの探鉱を目的とした数多くの反射法地震探査やボーリング調査が行われてきており、平野の西縁部から日本海にかけて、第四紀層まで大規模な変位をもたらす断層の存在が示されてきた(天然ガス鉱業会,1969;天然ガス鉱業会・大陸棚石油開発協会,1992;石油公団,1998等)。

本断層帯を活断層として図示した最初の研究は加藤ほか(1984)である。加藤ほか(1984)は小千谷付近から日本海沿岸にまで至る地域に左雁行配列する数条の活断層線を示した。その後、下川ほか(1997,2000)、大竹ほか編(2002)によって、プレート境界として指摘される日本海東縁部における地震発生ポテンシャルを評価するために、陸域にあたる本断層帯についても研究・議論がなされ、総延長約70km以上にわたる大活断層帯とする認識が深められた。

池田ほか編(2002)は、新潟堆積盆の内部で、変動地形として認められる活断層・活褶曲群として、角田山から十日町に至る左雁行配列を示す断層を一括し信濃川断層帯として詳細な断層の分布を示し、その諸特性と存在意義を論じている。都市圏活断層図「長岡」(堤ほか,2001)及び「小千谷」(渡辺ほか,2001)、中田・今泉編(2002)でもおおよそ同様な活断層の分布が示されている。

最近、加野ほか(1999)、稲崎・加野(1999)等が角田・弥彦断層群及び鳥越断層群の平均変位速度、最新活動時期等を調査している。また、渡辺ほか(2000,2001)は鳥越断層群を対象にして群列ボーリング調査及びトレンチ調査を行い、完新世における活動履歴を求めている。

本断層帯付近の先行研究として、池辺(1942)以来続けられてきた活褶曲の研究がある。Ota(1969)は信濃川によって形成された河岸段丘面の褶曲変形を精査し、このような変形が第四紀後期を通じて累積していることを明らかにした。さらに、太田・鈴木(1979)、早津・新井(1982)、吉岡・加藤(1987)等でも活褶曲事例の詳しい記載がなされるとともに、本地域における活褶曲と活断層の関係について検討されている。活断層研究会編(1980,1991)では、本地域で識別される活断層の多くをこのような活褶曲に関連したものとして取り扱われている。

本地域では、活褶曲に関する測地学的研究も古くから行われており、非地震性地表変形の存在とその性格に関する資料も集積されてきている(小玉ほか,1974;溝上ほか,1980;飯川,1991等)。

2.長岡平野西縁断層帯の評価結果

2.1 断層帯の位置及び形態

(1)断層帯を構成する断層

本断層帯を構成する断層の位置及び形態は、加藤ほか(1984)、活断層研究会編(1980,1991)、岡村ほか(1994)、新潟県地質図改訂委員会編(2000)、堤ほか(2001)、渡辺ほか(2001)、池田ほか編(2002)、中田・今泉編(2002)などに示されている。ここでは、断層の位置は主に池田ほか編(2002)に、一部を活断層研究会編(1991)にしたがい、北方の海域については岡村ほか(1994)によった。ただし、石油公団(1991,1999)によりその存在が明らかな角田山東縁断層の北側及び南側延長部、鳥越断層の北側延長部(図2のa、b、c)を一部追加して取り扱う。断層の名称については、主として池田ほか編(2002)に、一部は活断層研究会編(1991)にしたがった。

本断層帯は、新潟市の沖合から新潟県小千谷市にかけて分布し、場所によっては幅1km程度に及ぶ幅広い撓曲をともなった西側隆起の変位地形・地質構造を形成している。本断層帯は、角田山(かくだやま)東縁断層、鳥越断層、関原断層、片貝断層、逆谷(さかしだに)断層及び副次的な断層である親沢断層等によって構成される(図1、2)。岡村ほか(1994)や新潟県地質図改訂委員会編(2000)によって北方の日本海域内に活構造として図示された南北方向の背斜構造も、産業技術総合研究所未公表資料等から西側隆起の逆断層により形成されたと推定され、その分布位置や方向の共通性から、本断層帯と関係するものと考えられる。

これらの断層は走向及び変位の向きを同じくする断層で、その隔たりも5km以内で近接していることから、松田(1990)の基準にしたがって、一つの起震断層を構成していると見なせる。

なお、堤ほか(2001)等によって本断層帯の南東方延長上の山本山付近に示されている短い断層群(図3)については、西向きの傾動に関係した副次的な断層と考えられるので、ここでは取り扱わないこととした。また、堤ほか(2001)等では長岡平野の東縁部に東側隆起で長さ10km程度の断層が、活断層研究会編(1991)では逆谷断層の西方に同走向・東側隆起で長さ約11kmの常楽寺(じょうらくじ)断層がそれぞれ図示されている。松田(1990)に基づけば、これらは本断層帯とは別の起震断層となるが、地震調査研究推進本部(1997)による基盤的調査観測対象の基準の長さ(20km以上)に満たないため、以下の詳細な評価対象としないこととした。また、本断層帯の北側に隣接する海域は、「日本海東縁部の地震活動の長期評価について」(地震調査委員会,2003)で既に評価されている。

(2)断層面の位置・形状

本断層帯の長さ及び一般走向は、図2に示された断層帯の両端を直線で結んで計測すると、約83km、N10°Eとなる。ただし、北方の海域内における断層の位置に関しては、調査が不十分で、正確に把握されていない側面がある。

断層面の上端の深さは、変位地形が現れていることから0kmとした。

断層面の傾斜については、石油公団(1999)による反射法弾性波探査結果(図4、図5)から読み取ると、少なくとも深さ概ね1−2km以浅では50−60°程度で西傾斜していると推定される。

断層面下端の深さは、地震発生層の下限を目安とすると25km程度の可能性がある。

(3)断層の変位の向き(ずれの向き)(注9)

本断層帯は、西上がりの変位地形や地質構造を形成していること(石油公団,1999;池田ほか編,2002)、前述のように断層面は西傾斜であることから判断すると、西側が東側に乗り上げる逆断層と考えられる。

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9)

本断層帯の西側隆起の平均変位速度に関する資料として以下のものがある。

[1] 角田山東縁断層の下盤側で、前期更新世に堆積した灰爪層の下部に位置するマーカーA(注10)が標高約−3,000mに認められるのに対して、上盤側では同層よりも下位の地層が丘陵構成層として露出している(天然ガス鉱業会・大陸棚石油開発協会,1992)ことから、マーカーA層準は角田山東縁断層により3,000m以上上下変位していると推定される(下川ほか,1997)。マーカーAの年代値を120万年前(新潟県地質図改訂委員会編,2000)とすると、この資料から角田山東縁断層の平均変位速度として約2.5m/千年以上が導かれる。
また、断層の下盤側の新潟市付近で最終間氷期に浅海域で堆積したと推定される海成層が、地表下350−400mに位置するとされる(小林・松田,1991)。上盤側の角田山東麓では最終間氷期の海成面と推定される中位段丘面が標高約15−20mに分布する(下川ほか,1997)ことから、最終間氷期以後、角田山東縁断層による上下変位量は400m程度を超えることはないと推定される。最終間氷期の年代値を約12万年前(小池・町田編,2001)とすると、この資料から、角田山東縁断層の平均変位速度は3m/千年程度を超えることはないと推定される。
 
[2] 図5(石油公団,1999)は、鳥越断層により灰爪層の基底面が1,500−2,000m上下変位していることを示している。灰爪層下部の堆積年代は上述のようにマーカーAにより120万年前と推定されるので、この資料から鳥越断層の平均変位速度として少なくとも1.5m/千年程度の値が見積もれる。本地域では、このような変動は更新世後期に始まったとする指摘(岸・宮脇,1996)がある。これを考慮すると、鳥越断層の平均変位速度は、1.5m/千年を大幅に超える可能性もある。
また、鳥越断層中央部では、断層下盤側の平野の地下では標高−150m付近に阿多鳥浜火山灰(240ka;町田・新井,2003)がほぼ水平な地層中に挟まれている(酒井ほか,2003)。この地層が堆積以後、鳥越断層の活動によって現在の深度まで沈降してきたとすると、平均変位速度は下盤側だけでも、0.6m/千年となる。

以上から本断層帯の平均上下変位速度は3m/千年程度に達している可能性があると判断する。

(2)活動時期

a)地形・地質的に認められた過去の活動

鳥越断層南部の宮本町地点ではこれを横切って東流する黒川の谷底に北北東−南南西方向に延びる東向き、比高約2mの低崖地形が認められる。この低崖は、緩傾斜で凸面形を有し、河谷を横切るように分布することから、鳥越断層の活動で生じた撓曲崖と考えられる(渡辺ほか,2000;堤ほか,2001;池田ほか編,2002;中田・今泉編,2002)。図6はこの谷底に位置する撓曲崖を横断するように実施された群列ボーリング調査の結果(渡辺ほか,2001)で、撓曲崖面を構成する地層の表層部の形成時代が、14C年代値(注11)によると、13世紀頃であることを示している。このことから、13世紀以後に谷底面を撓曲させた鳥越断層の活動があったと推定される(渡辺ほか,2000,2001)。

また、宮本町地点では撓曲する谷底面は、魚沼層群を不整合に覆う砂礫、砂、シルト、粘土、腐植質層等からなるが、この構成層の厚さが、下盤側(東側・下流側)でとくに厚く、撓曲崖付近を境にして不連続的に異なることから、その堆積中にも断層活動があった可能性がある(図6;渡辺ほか,2000,2001)。その基底付近にほぼ一様に認められる砂礫層が一連の地層であるとすると、この上面に約11mの高度差(渡辺ほか,2000,2001)が認められるので、上記の谷底面形成前においては、この砂礫層堆積後に少なくとも1回の断層活動があったことになる。その時期は、図6に示された14C年代値から、約7千4百年前以後の可能性がある。

鳥越地点でも、沖積低地に鳥越断層の活動で生じた可能性のある撓曲崖状地形が認められ、その基部で実施されたトレンチ調査(渡辺ほか,2000)によって、これが12世紀以後に生じたことを示唆する資料が得られている。

以上の資料から、宮本町地点で明らかとなった最も新しい活動を、本断層帯の最新活動時期とみなすと、最新活動は13世紀以後にあったと推定され、これに先行した活動が約7千4百年前以後、13世紀以前にあった可能性がある。

b)先史時代・歴史時代の活動

本断層帯の近傍で発生した歴史地震として1828年(文政11年)の三条地震(マグニチュード6.9)が知られている(宇佐美,2003)。しかし、この時に本断層帯沿いで地表変位があったことを示す史料等はみつかっていないので、これと本断層帯との関係は不明である。むしろ、被害が長岡平野東部ないしは東方で大きくなっている(図7)ことから、本断層帯がこの時に活動した可能性は少ないと考えられる(富田ほか,1986;渡辺ほか,2000)。

(3)1回の変位量(ずれの量)(注9)

渡辺ほか(2000)は、上述の宮本町地点の撓曲崖は同一地形面上に生じているとして、その横断測量結果から、ここでの同一地形面の上下変位量を約2mと推定した。しかし、その下盤側の地形面(谷底面)は黒川がこの撓曲崖を開析して形成した新しい谷底面に連続している(図8;渡辺ほか,2001)ことから、その表層部に、撓曲崖形成後の堆積物を伴っている可能性があり、この撓曲崖が形成された時の上下変位量は約2mを上回っていた可能性もある。

宮本町地点は、鳥越断層の南端部に位置していること、その東方には、関原断層がこれと並走するように分布することなどを考慮すると、本断層帯の1回の変位量は、宮本町地点の資料が示すものを大幅に上回る可能性がある。これらのことから、この付近における本断層帯の1回の変位量は2m以上と推定される。

一方、本断層帯の長さは約83kmであることから、次の松田(1975)の経験式に基づくと、1回の変位量は約6−7mと求まる。

      Log L = 0.6M − 2.9    (1)
      Log D = 0.6M − 4.0    (2)

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。

以上のことから、本断層帯の断層活動1回の変位量は、約2m(上下成分)以上と推定される。

(4)活動間隔

前述のように宮本町地点では、撓曲した谷底面構成層の基底付近に分布する砂礫層が約11m上下変位している可能性がある(図6;渡辺ほか,2000,2001)。これをこの砂礫層堆積後の鳥越断層の累積上下変位量とし、1回の上下変位量を上述のように約2m以上とすると、約11mの変位量は最近約7千4百年間に起こった6回以下の活動で生じたことになる。また、上述のように、この砂礫層は少なくとも2回の断層活動を受けていると考えられる。このように、宮本町地点では鳥越断層は約7千4百年以後、2−6回活動した可能性があることから、約1千2百−3千7百年の間隔で断層活動が発生してきた可能性がある。

なお、本断層帯の長さと経験式から求まる1回の変位量(約6.6m)と、本断層帯の平均変位速度(3m/千年程度)に基づき試算すると、本断層帯の平均活動間隔は2,200年となり、上述の値と概ね整合する。

以上のことから、本断層帯の平均活動間隔は、約1千2百−3千7百年の可能性がある。

(5)活動区間

本断層帯の活動区間に関する直接的資料は得られていない。

(6)測地観測結果

本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、この断層帯周辺で東西方向の縮みが見られる。1985年からの10年間では、顕著な歪みは見られない。最近5年間のGPS観測結果では、ほぼ東西方向の縮みが見られる。

なお、鳥越断層背後の小木ノ城背斜や片貝断層付近では大きな変動量を示す水準測量結果が報告されており(小玉ほか,1974;飯川,1991等)、これと第四紀後期の変動速度及び地質構造の位置的な比較から、非地震性変位が示唆されている(溝上,1980;酒井ほか,2003等)が、本断層帯全体との直接的な関係は明らかになっていない。

(7)地震観測結果

本断層帯の東方の長岡付近で、1961年2月2日にマグニチュード5.2の地震が発生した。この地震では約3kmの非常に狭い範囲で震度6程度の揺れとなったが、本断層帯との関係は不明である。

本断層帯周辺の最近の地震観測結果によれば、本断層帯付近における地震発生層の下限の深さは25km程度の可能性がある。ただし、その精度は高くない。

なお,本断層帯の北北東の新潟県沖で1964年6月16日に新潟地震(マグニチュード7.5)が発生している。

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

断層帯全体を1つの活動区間とした場合、前述の松田(1975)の経験式(1)に基づくと、断層帯(長さ約83km)から発生する地震の規模はマグニチュード8.0程度の可能性がある。

このような地震が発生した場合の地表に生ずる段差や撓みは、過去の活動から西側隆起で概ね2m程度以上のものと推定され、経験式(2)に基づくと、約6−7mの可能性がある。

(2)地震発生の可能性

本断層帯の平均活動間隔は約1千2百−3千7百年、最新活動時期が13世紀以後と求められていることから、平均活動間隔に対する現在における地震後経過率は0.7以下となる。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2%以下、4%以下、9%以下、40%以下となる。また、現在までの集積確率は、6%以下となる(表2)。本断層帯は、今後30年の間に地震が発生する可能性が、我が国の活断層の中ではやや高いグループに属することになる。表3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。

3.今後に向けて

長岡平野西縁断層帯は複数の断層からなる長大な断層帯であるが、鳥越断層以外、活動履歴に関する詳しい資料が得られていない。とくに、大河津分水路以北では第四紀後期の活動履歴に関する資料が、また、海域では断層の位置に関する資料を含めて不足している。したがって、これらについての精度良いデータを集積させて、活動区間を明確にし、最近の活動履歴や平均活動間隔を正確に把握する必要がある。

また、本断層帯周辺では測地学的研究を通して非地震性の地表変形の存在が指摘されてきている。これらの実態を調査し、本断層帯との関係を明らかにする必要がある。

注9: 「変位」を、1頁の本文及び4、5頁の表1では、一般にわかりやすいように「ずれ」という言葉で表現している。ここでは専門用語である「変位」が、本文や表1の「ずれ」に対応するものであることを示すため、両者を併記した。以下、文章の中では「変位」を用いる。なお、活断層の専門用語では、「変位」は切断を伴う「ずれの成分」と、切断を伴わない「撓(たわ)みの成分」よりなる。
注10: マーカーAは、地層に含まれる特定の浮遊性有孔虫の殻の巻き方が右巻きから左巻きに変わる層準のこと。
注11: 炭素同位体年代については、Niklaus(1991)に基づいて暦年補正した。2,000年前よりも新しい年代値は世紀単位で示し、2,000年前よりも古い年代値については、百年単位で四捨五入して示した。

文 献

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表3 長岡平野西縁断層帯の地震発生確率及び参考指標

項  目               数  値               備   考
地震後経過率

 今後30年以内の発生確率
 今後50年以内の発生確率
 今後100年以内の発生確率
 今後300年以内の発生確率

集積確率
0.7以下

2%以下
4%以下
9%以下
40%以下

6%以下


発生確率及び集積確率は地
震調査研究推進本部地震調
査委員会(2001)参照。
 指標(1)経過年数
      比
 指標(2)
 指標(3)
 指標(4)
 指標(5)
0百年以下
1.0以下
0.8以下
6%以下
0.1以下
0.0003 − 0.0008
地震調査研究推進本部地震
調査委員会長期評価部会
(1999)参照。

注12: 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、「ほぼ0」は10−5未満の数値を示す。なお、計算に用いた平均活動間隔の信頼度は低い(△)ことに留意されたい。
指標(1) 経過年数 :当該活断層での大地震発生の危険率(1年間当たりに発生する回数)は、最新活動(地震発生)時期からの時間の経過とともに大きくなる(BPT分布モデルを適用した場合の考え方)。一方、最新活動の時期が把握されていない場合には、大地震発生の危険率は、時間によらず一定と考えざるを得ない(ポアソン過程を適用した場合の考え方)。
この指標は、BPT分布モデルを適用した場合の危険率が、ポアソン過程を適用した場合の危険率の値を超えた後の経過年数である。値がマイナスである場合は、BPT分布モデルを適用した場合の危険率がポアソン過程を適用した場合の危険率に達していないことを示す。
本断層帯の場合、ポアソン過程を適用した場合の危険度は、3千7百分の1−1千2百分の1(0.0003−0.0008)であり、いつの時点でも一定である。
BPT分布モデルを適用した場合の危険率は評価時点で0.0006以下であり、時間とともに増加する。BPT分布モデルを適用した場合の危険率がポアソン過程を適用した場合の危険率に達するには今後数十年以上を要する。
指標(1) :最新活動(地震発生)時期から評価時点までの経過時間をAとし、BPT分布モデルによる危険率がポアソン過程とした場合のそれを超えるまでの時間をBとする。前者を後者で割った値(A/B)。
指標(2) :BPT分布モデルによる場合と、ポアソン過程とした場合の評価時点での危険率の比。
指標(3) :評価時点での集積確率(前回の地震発生から評価時点までに地震が発生しているはずの確率)。
指標(4) :評価時点以後30年以内の地震発生確率をBPT分布モデルでとりうる最大の確率の値で割った値。
指標(5) :ポアソン過程を適用した場合の危険率(1年間あたりの地震発生回数)。

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。

  ランク   分類条件の詳細
発生確率を求める際に用いる平均活動間隔及び最新活動時期の信頼度がいずれも比較的
高く (◎または○)、これらにより求められた発生確率等の値は信頼性が高い。
平均活動間隔及び最新活動時期のうち、いずれか一方の信頼度が低く (△)、これらにより
求められた発生確率等の値は信頼性が中程度。
平均活動間隔及び最新活動時期の信頼度がいずれも低く (△)、これらにより求められた発
生確率等の値は信頼性がやや低い。
平均活動間隔及び最新活動時期のいずれか一方または両方の信頼度が非常に低く (▲)、発
生確率等の値は信頼性が低い。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、データの不足により最新活動時期が十分特定できていないために、現在の確率
値を求めることができず、単に長期間の平均値を確率としている。