邑知潟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、８１断層帯の長期評価を行い公表した。

今回、引き続き、邑知潟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。

邑知潟断層帯の評価

邑知潟（おうちがた）断層帯は、石川県の中部に分布する活断層帯である。ここでは、平成１３年度から平成１５年度にかけて産業技術総合研究所によって行われた調査をはじめ、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

邑知潟断層帯は、石川県七尾市から鹿島郡中能登町、羽咋（はくい）市、羽咋郡宝達志水（ほうだつしみず）町を経て、かほく市に至る断層帯である。全体の長さは約４４ｋｍで、ほぼ北東−南西方向に延びる。本断層帯は、断層の南東側が北西側に対して相対的に隆起する逆断層である（図１−１、図２及び表１）。

２．断層帯の過去の活動

邑知潟断層帯の平均的な上下方向のずれの速度は０．４−０．８ｍ／千年程度と推定される。最新活動時期は、約３千２百年前以後、９世紀以前と推定され、その際には、断層の南東側が相対的に２−３ｍ程度高まる段差や撓（たわ）みが生じた可能性がある。また、平均活動間隔は１千２百−１千９百年程度であった可能性がある（表１）。

３．断層帯の将来の活動

邑知潟断層帯は、全体が１つの区間として活動する場合、マグニチュード７．６程度の地震が発生すると推定される。その際には、断層の南東側が相対的に２−３ｍ程度高まる段差や撓みが生じる可能性がある（表１）。
本断層帯では、活動間隔の長さと比較して最新活動時期の幅が広いことから、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。そのため信頼度は低いが、将来このような地震が発生する長期確率を求めると表２に示すとおりとなり、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１−３）。

４．今後に向けて

邑知潟断層帯の将来の活動性を明確にするためには、最新活動時期をさらに精度良く明らかにするとともに、平均活動間隔、平均的なずれの速度及び１回のずれの量など、過去の活動に関する精度のよい資料をより一層集積する必要がある。
また、本断層帯の周辺に位置する森本・富樫断層帯や砺波平野断層帯西部の活動との関連についても検討する必要がある（図１−２）。

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）	六甲・淡路島断層帯 主部淡路島西岸区間 「野島断層を含む区間」 （兵庫県）	０．０２％−８％	０．０６％−８０％	約１．７−約３．５
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

（説明）

１．邑知潟（おうちがた）断層帯に関するこれまでの主な調査研究

邑知潟断層帯は、能登半島南部の邑知潟平野付近から宝達（ほうだつ）丘陵北西縁に沿って分布する断層帯である。
邑知潟平野の成因については、正断層で境された地溝とする見方（田邊，１９４０ａ，ｂなど）や、地形境界に断層を伴わない向斜構造とする見解（大塚，１９３４，１９３５；Ｏｔｕｋａ，１９３５など）などが提案されていた。これに対し、太田ほか（１９７６）は変動地形学的な考察から邑知潟平野の成因をｒａｍｐ　ｖａｌｌｅｙ（逆断層地溝）によるものとみなした。両者の間で活発な議論（木村・恒石，１９７８；太田ほか，１９７８）が続いた以降は、太田ほか（１９７６）の地溝の両縁を逆断層で境されるという見解が主流となった。
断層の地下構造を把握するための調査としては、下川ほか（２００２）、水野ほか（２００３）、片川ほか（２００３）により反射法弾性波探査が、片川ほか（１９９５）により群列ボーリング調査が実施されており、これらの調査結果から逆断層の存在が推定されている。
活動履歴を把握するための調査としては、堤ほか（２０００）、杉戸ほか（２００２）、杉戸・堤（２００３）、吾妻ほか（２００４）、杉戸ほか（２００４）などによって、地形地質的調査、ボーリング調査、トレンチ調査などが実施されている。
なお、本断層帯付近の活断層の位置は、活断層研究会編（１９８０，１９９１）、小池・町田編（２００１）、池田ほか編（２００２）、中田・今泉編（２００２）等に示されている。

２．邑知潟断層帯の評価結果

２．１　邑知潟断層帯の位置及び形態

（１）邑知潟断層帯を構成する断層

邑知潟断層帯は石川県七尾市から、鹿島郡中能登町、羽咋（はくい）市、羽咋郡宝達志水（ほうだつしみず）町を経て、かほく市に至る断層帯で、古府（ふるこ）断層、石動山（せきどうさん）断層、野寺断層、坪山−八野断層及び内高松付近の断層（注８）から構成される（図１−１及び図２）。本断層帯の北東部から中部では、断層が概ね宝達丘陵の北西縁に沿って連続して分布し、南西部では、宝達丘陵西部に幅１．５−３ｋｍ程度の断層帯をなして分布する。
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）、池田ほか編（２００２）、中田・今泉編（２００２）などに示されており、断層の位置はこれらの資料で概ね一致する。ただし、断層帯の北東端、南西端の位置については文献ごとに若干の相違がみられる。ここでは、本断層帯の位置は、活断層研究会編（１９９１）、小池・町田編（２００１）、池田ほか編（２００２）及び中田・今泉編（２００２）によった。このうち、本断層帯の北東端の位置については池田ほか編（２００２）に基づいて七尾市万行（まんぎょう）付近、南西端の位置については、小池・町田編（２００１）に基づき、かほく市指江（さしえ）付近とした。また、名称は活断層研究会編（１９９１）に従った。
なお、邑知潟平野の北東縁には、徳田北方の断層（注８）と眉丈山（びじょうさん）第２断層（活断層研究会編，１９９１）からなる眉丈山断層帯が、長さ１８ｋｍで北東−南西方向に延びる。眉丈山断層帯は、地表では邑知潟断層帯と５ｋｍ以内に近接して並走するが、ずれの向きが逆であることから、地下深部では断層面が離れていくと判断されるため、別の断層帯をなすと判断した。その上で、眉丈山断層帯単独では、長さが地震調査研究推進本部（１９９７）の基盤的調査観測対象（長さ２０ｋｍ以上）に該当しないため、ここでは評価対象には含めなかった（図３、注９）。
また、本断層帯の南方に位置する森本・富樫断層帯と砺波平野断層帯西部については、地震調査研究推進本部地震調査委員会（２００１ｂ，２００２）にて、別途評価されている（図１−２）。

（２）断層面の位置・形状

邑知潟断層帯の一般走向は、図２に示された断層帯の主要な方向であるＮ３５°Ｅとした。また、長さについては、上述の走向方向（Ｎ３５°Ｅ）に野寺断層の南西端を投影させて計測して、約４４ｋｍとした。
断層面上端の深さは、断層変位が地表に達していることから０ｋｍとした。
断層面は、変位地形の特徴（活断層研究会編，１９９１；池田ほか編，２００２など）やトレンチ壁面に認められる断層の傾斜（吾妻ほか，２００４；杉戸ほか，２００４）及び反射法弾性波探査結果（下川ほか，２００２；水野ほか，２００３）などから、深さ２００ｍ以浅では約３０°で南東傾斜を示すと推定される（図４）。また、副次的な断層と推定される野寺断層などでは、変位地形の特徴（活断層研究会編，１９９１；池田ほか編，２００２など）や断層露頭（三崎，１９８０）などから、断層面は北西傾斜を示すと推定される。
断層面の下端の深さは、地震発生層の下限の深さが約２０ｋｍと推定されることから、２０ｋｍ程度と推定される。しかし、地下深部の傾斜が明らかではないため、断層面の幅は不明である。

（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注１０）

邑知潟断層帯は、上述の断層面の傾斜、断層変位地形及び断層露頭などから、断層帯全体としては断層の南東側が相対的に隆起する逆断層であると考えられる。また、断層帯の南部に位置する副次的な断層は、断層の北西側が相対的に隆起する逆断層と考えられる。

２．２　邑知潟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）

水白（みじろ）地点

中能登町水白地点では、断層を挟んで掘削されたボーリング調査の結果、姶良Ｔｎ火山灰層（約２万８千年前：注１１）に１０．５−１１．６ｍの上下変位が報告されている（杉戸ほか，２００４）。よって、本地点における平均上下変位速度は約０．４ｍ／千年と推定される。
なお、本地点では三瓶木次（さんべきすき）火山灰層（約１１万５千−１１万年前：注１１）にも１６ｍの上下変位が報告されており（杉戸ほか，２００４）、これに基づくと平均上下変位速度は０．１−０．１５ｍ／千年と求められる。ただし、三瓶木次火山灰層を挟む地層の変形はさらに南東側にも広がっていること（杉戸ほか，２００４）から、実際の平均上下変位速度はこの数値より大きいものと推定される。

本江（ほんごう）地点

羽咋市本江地点では、断層の下盤側で掘削されたボーリング調査の結果、地表（沖積面）から深度約２０ｍに阿蘇４火山灰層（約９万−８万５千年前：注１１）が確認されている（水野ほか，２００３）。このことから、断層下盤側の阿蘇４火山灰層降下以降の沈降量は約２０ｍとなる。また、太田ほか（１９７６）及び吾妻ほか（２００４）によれば、約１２万年前に形成されたと推定されるＭ１面が、断層の上盤側において沖積面と最大２５ｍ程度の比高をもつと読むことができる。このことから、約１２万年前以降における断層の上盤側の隆起量は最大２５ｍと推定される。
以上のことから、本地点における邑知潟断層帯による１２−９万年前以降の上下変位量は４５ｍ程度と推定される。したがって、本地点の平均上下変位速度は概ね０．４−０．５ｍ／千年の可能性があると判断される。

宇土野（うどの）地点

羽咋市宇土野地点では、断層を挟んで実施したボーリング調査とジオスライサー調査の結果から、約７千２百−７千年前の腐植土層が撓曲崖の範囲（幅１００−１５０ｍ）で上下に５．２−６．２ｍ変位しているとされる（堤ほか，２０００）。このことに基づくと、本地点における平均上下変位速度は０．８ｍ／千年程度と推定される。

以上の３地点の検討結果から、本断層帯の平均上下変位速度は０．４−０．８ｍ／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

水白地点

中能登町水白地点では、扇状地性の河成面を切る低断層崖の基部において、トレンチ調査が実施された（杉戸ほか，２００４：図５−７）。

�@）最新活動

崩壊前のトレンチ北東側壁面（図５）では、Ｕｎｉｔ下部の砂礫層が断層に向かって緩やかに傾斜を増す。また、その基底は断層付近で引きずられるように直立ないし逆転しているように見え（杉戸ほか，２００４）、この構造はＵｎｉｔにほぼ水平に覆われる。これらのことからＵｎｉｔ下部堆積後、Ｕｎｉｔ堆積前に最新活動が生じたと推定される。ただし、Ｕｎｉｔ下部の堆積時期を直接示す年代が得られていないため、ここではその下位のＵｎｉｔから得られた^１４Ｃ年代値（約３千２百−２千９百年前）から、約３千２百年前以後に断層活動が生じたとしか限定できない。また、上位のＵｎｉｔは耕作土または人工埋土であると推定されることから（杉戸ほか，２００４）、この活動時期の上限は押さえることができない。なお、崩壊前のトレンチ壁面では、Ｕｎｉｔ中にＵｎｉｔ起源と考えられる腐植質土壌のブロックが反転するように挟まれている（図５）ほか、崩壊後の北東壁面でもＵｎｉｔの砂層が珠洲焼片を含むＵｎｉｔ上に反転して倒れこむような構造が見られる（図６）。しかし、Ｕｎｉｔの基底に上下変位が見られないこと、Ｕｎｉｔが人工の地層であることから、断層活動を示す証拠とはならないと判断される（杉戸ほか，２００４）。

�A）１つ前の活動

崩壊前のトレンチ北東側壁面（図５）では、Ｕｎｉｔの中部−下部がＵｎｉｔに傾斜不整合で覆われる。さらに、Ｕｎｉｔが断層付近から低下側にのみ分布し、かつＵｎｉｔ（中部−下部）が低下側・隆起側両側に分布することから、Ｕｎｉｔ堆積開始時にはすでにＵｎｉｔが断層運動を受けて低断層崖が形成されていた可能性がある。したがって、Ｕｎｉｔ（中部−下部）堆積より後、Ｕｎｉｔ堆積より前に断層活動が生じたと推定される。ただし、Ｕｎｉｔ（中部−下部）から得られた^１４Ｃ年代試料は、下位の地層から得られた年代よりも古く、再堆積した試料の可能性がある。よってここでは、活動時期の下限についてはＵｎｉｔの上部から得られた^１４Ｃ年代値（約３千９百−３千７百年前）、及び上限に関してはＵｎｉｔ上部から得られた最も古い^１４Ｃ年代値（約２千８百−２千４百年前）をもとに、約３千９百年前以後、約２千４百年前以前に断層活動が生じた可能性があると判断する。

�B）２つ前の活動

崩壊前及び崩壊後のトレンチ北東側壁面（図５、６）では、著しく変形したＵｎｉｔ（約４千９百−４千６百年前：中部）を約３千９百−３千７百年前の^１４Ｃ年代値を示すＵｎｉｔ（砂礫層）が不整合で覆う。また、断層の上盤側のＵｎｉｔの著しい変形は、少なくとも同層上部の腐植土層の一部に及んでいる可能性がある。以上のことから、本地点での２つ前の活動時期は約４千９百年前以後、約３千７百年前以前であったと推定される。また、Ｕｎｉｔ基底の変形の程度はＵｎｉｔに比べて著しく大きいことから、Ｕｎｉｔの堆積中にもう１つ以上の断層活動があった可能性もある。

さらに、トレンチの両側壁面において、Ｕｎｉｔはグリッド横軸１０ｍより南東では西への急傾斜を示すが、断層に近づくにつれて傾斜が急になり、グリッド横軸８−１０ｍ付近では傾斜が逆転する。一方、Ｕｎｉｔを覆うＵｎｉｔはグリッド横軸８−１０ｍ付近において西へ急傾斜するが、地層が逆転するまでには到らない。このようにＵｎｉｔとＵｎｉｔとの間に傾斜不整合が認められることから、Ｕｎｉｔ堆積より後、Ｕｎｉｔ堆積より前の層準に断層活動があったと推定される。その年代はＵｎｉｔ最上部で姶良Ｔｎ火山灰が見出されており、一方で、Ｕｎｉｔ層中で得られた最も古い^１４Ｃ年代値は約９千４百−９千１百年前を示すことから、約２万８千年前以後、約９千１百年前以前と推定される。ただし、Ｕｎｉｔの変形の程度はＵｎｉｔに比べて著しく大きいことから、この間には複数の断層活動が存在する可能性が高い。

本江地点

羽咋市本江地点では、小規模な谷の谷底に分布するＬ２面上に認められる低断層崖の基部において、トレンチ調査が実施された（吾妻ほか，２００４：図８）。
トレンチ両側壁面において、断層は約６千５百−６千４百年前の^１４Ｃ年代値を示すＵｎｉｔを切り、８−９世紀の^１４Ｃ年代値を示すＵｎｉｔに覆われている。したがって、本地点では約６千５百年前以後、９世紀以前に少なくとも１回以上の活動があったと考えられる。
なお、吾妻ほか（２００４）は、Ｕｎｉｔ（約４千５百−４千３百年前）にブロック状の腐植土やシルトが含まれることから、同層を断層活動に伴う崩積性堆積物である可能性も指摘している。

宇土野地点

羽咋市宇土野地点では、断層を挟んで実施したボーリング及びジオスライサー調査の結果から、約７千２百−７千年前の^１４Ｃ年代値を示す腐植土層の撓曲変形が報告されている（堤ほか，２０００）。したがって、この地点では、約７千２百年前以後に少なくとも１回以上の活動があったことが推定できるが、この資料からこれ以上活動時期を絞り込むことはできないと判断した。

ｂ）先史時代・歴史時代の活動

本断層帯の活動と直接関係する先史時代・歴史時代の地震に関する資料は知られていない（宇佐美，２００３）。

以上のことから、邑知潟断層帯の最新活動時期は約３千２百年前以後、９世紀以前と推定される。また、１つ前の活動時期は約３千９百年前以後、約２千４百年前以前の可能性があり、２つ前の活動時期は約４千９百年前以後、約３千７百年前以前と推定される（図９）。
さらに、２つ前の活動とは別個にＵｎｉｔ堆積中にはさらに１回以上の断層活動があった可能性もあり、約２万８千年前以後、約９千２百年前にも複数回の断層活動があったと考えられる（図９）。

（３）１回の変位量（ずれの量）（注１０）

羽咋市宇土野地点で実施された調査結果に基づくと、堤ほか（２０００）が指摘した腐植土層（約７千２百−７千年前）の上下変位量（５．２−６．１ｍ）は、本断層帯の最近３回もしくはそれ以上の活動によって生じたことになることから、１回の活動に伴う上下変位量は２ｍ程度もしくはそれ以下となる。
また、断層帯の北東部では比高２．０−２．７ｍの変動崖が最低位の地形面に見いだされることから、堤ほか（２０００）は、これらの比高２−３ｍ程度の変動崖を１回の活動に伴う変位量である可能性が高いとしている。
さらに、本断層帯の長さは約４４ｋｍであることから、経験式（１）及び（２）を用いると、１回の活動に伴う上下変位量は約３．５ｍと計算される。
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（ｍ）である。

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

以上のことから、本断層帯の１回の活動に伴う上下変位量は２−３ｍ程度であった可能性があると判断する。

なお、羽咋市水白地点で実施されたトレンチ調査結果では、Ｕｎｉｔの上面は上下方向に約２．２ｍ変位している（杉戸ほか，２００４）。このことに基づくと、１回の活動に伴う変位量は約１ｍとなる。ただし、断層面の傾斜（３０−３５°）に沿った傾斜成分の変位量や、本地点での阿蘇４火山灰層を挟むＵｎｉｔの変形は断層の上盤側の広い範囲にも及んでいること（杉戸ほか，２００４）を考慮すると、１回の活動に伴う変位量はこの数値よりも大きくなる可能性もある。また、杉戸ほか（２００４）では、隆起側のＵｎｉｔから得られた年代値は、低下側のものよりやや新しいことから、より上位の地層に相当する可能性も捨てきれないとしており、その場合には本地点で１回の変位量について議論することはできなくなる。

（４）活動間隔

前述したように邑知潟断層帯では、最新活動は約３千２百年前以後、９世紀以前に生じたと推定される。また、約３千９百年前以後、約２千４百年前以前に１つ前の活動があった可能性があり、約４千９百年前以後、約３千７百年前以前に２つ前の活動が生じたと推定される。
これら最近３回の活動に基づくと、平均活動間隔は最長で１千９百年程度と推定される。一方、最新活動時期の下限については、１つ前の活動時期と重複するなど十分に年代が限定されていない。したがって、ここでは約３千７百年前以後に３回活動があったとして、平均活動間隔は最短で１千２百年程度の可能性があるとした。これらのことから、本断層帯の平均活動間隔は１千２百−１千９百年程度の可能性があると判断した。
なお、本断層帯の平均上下変位速度は０．４−０．８ｍ／千年程度、１回の活動に伴う上下変位量は２−３ｍ程度と求められていることに基づくと、平均活動間隔は２千５百−７千５百年程度と最近３回の活動から求めた活動間隔よりもやや長めの値が求められる。

（５）活動区間

邑知潟断層帯は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つの区間として活動したと推定される。

（６）測地観測結果

邑知潟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、断層帯の北部で北東−南西方向の縮みが見られる。
また、１９８５年からの約１０年間では、顕著な歪みは見られない。
最近５年間のＧＰＳ観測結果でも、顕著な歪みは見られない。

（７）地震観測結果

邑知潟断層帯周辺の最近約６年間の地震観測結果によると、本断層帯の地震活動は極めて低調である。本断層帯より少し北の能登半島では１８９２年と１９３３年にマグニチュード６クラスの地震が発生している。周辺の地震活動から推定した本断層帯の地震発生層の下限の深さは約２０ｋｍである。

２．３　邑知潟断層帯の将来の活動

（１）将来の活動区間及び地震の規模

邑知潟断層帯は、全体が１つの活動区間として活動すると推定される。この場合、断層帯の長さが約４４ｋｍであることから、前述の経験式（１）を用いると、発生する地震の規模はマグニチュード７．６程度と求められる。また、その際には、過去の活動に基づくと、断層の南東側が北西側に対して相対的に２−３ｍ程度高くなる段差や撓みが生じる可能性がある。

（２）地震発生の可能性

邑知潟断層帯の平均活動間隔は１千２百−１千９百年程度であった可能性がある。しかし、活動間隔の長さと比較して最新活動時期の幅が広いため、上述のような規模の地震が発生する長期確率を通常の評価で用いている更新過程ではなく、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）を適用して求めた。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１千２百−１千９百年程度の可能性があることを基に、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、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％、３％−４％、５％−８％、１０％−２０％となる（表２）。
なお、通常の活断層評価で用いている更新過程によった場合、最新活動時期が約３千２百年前以後、９世紀以前と推定され、平均活動間隔が１千２百−１千９百年程度の可能性があるので、３０年確率のとり得る範囲はほぼ０．５％−１８％となる。

３．今後に向けて

邑知潟断層帯の将来の活動性を明確にするためには、最新活動時期をさらに精度良く明らかにするとともに、平均活動間隔、平均的なずれの速度及び１回のずれの量など、過去の活動に関する精度のよい資料をより一層集積する必要がある。
また、本断層帯の周辺に位置する森本・富樫断層帯や砺波平野断層帯西部の活動との関連についても検討する必要がある（図１−２）。

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Ａｚｕｍａ，Ｔ．，Ｓｈｉｍｏｋａｗａ，Ｋ．，Ｍｉｚｕｎｏ，Ｋ．，Ｓｕｇｉｙａｍａ，Ｙ．，Ｓｕｇｉｔｏ，Ｎ．　ａｎｄ　Ｔｓｕｔｓｕｍｉ，Ｈ．　（２００３）　：　Ｒｅｖｅｒｓｅ　ｆａｕｌｔｉｎｇ　Ｅｖｅｎｔｓ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｏｈｃｈｉｇａｔａ　Ｆａｕｌｔ　Ｚｏｎｅ，Ｃｅｎｔｒａｌ　Ｊａｐａｎ．　ＡＧＵ　'０３　Ａｂｓｔｒａｃｔｓ．　ＥＯＳ　Ｔｒａｎｓａｃｔｉｏｎｓ，Ａｍｅｒｉａｎ　Ｇｅｏｐｈｙｓｉｃａｌ，８４（４６），Ｆ１３２８．

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水野清秀・下川浩一・吾妻　崇・杉山雄一・片川秀基・柴田俊治・吉田　進・浜田昌明（２００３）：浅層反射法地震探査とボーリングによる邑知潟断層帯南縁部の地下地質構造調査．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．３，ｐ３３−４６．

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下川浩一・水野清秀・杉山雄一・片川秀基・柴田俊治（２００２）：石川県羽咋市付近における邑知潟断層帯の反射法地震探査．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．２，６９−７９．

杉戸信彦・堤　浩之（２００３）：邑知潟平野南東縁・石動山断層の最近２回の活動時の上下変位量分布．地球惑星科学関連学会２００３年合同大会予稿集，Ｊ０２７−Ｐ０１７．

Ｓｕｇｉｔｏ，Ｎ．　ａｎｄ　Ｔｓｕｔｓｕｍｉ，Ｈ．　（２００３）　：　Ｓｌｉｐ　ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎ　ｄｕｒｉｎｇ　ｔｈｅ　ｌａｔｅｓｔ　ｔｗｏ　ｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ　ｏｎ　ｔｈｅ　Ｓｅｋｉｄｏｓａｎ　ｆａｕｌｔ　ａｌｏｎｇ　ｔｈｅ　ｓｏｕｔｈｅａｓｔｅｒｎ　ｍａｒｇｉｎ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｏｕｃｈｉｇａｔａ　Ｐｌａｉｎ，ｃｅｎｔｒａｌ　Ｊａｐａｎ．　ＸＶＩ　ＩＮＱＵＡ　Ｃｏｎｇｒｅｓｓ，Ｓ１７，１９−１５．

杉戸信彦・堤　浩之・中西利典・中村正信・田澤雄二・荻野晃也・松本　博・廣瀬昌憲・中村洋介・松岡　暁（２００２）：パーカッション式コアサンプラーを用いた石動山断層の掘削調査．地球惑星科学関連学会２００２年合同大会予稿集，Ｊ０２９−Ｐ０１４．

杉戸信彦・水野清秀・堤　浩之・松岡　暁・吾妻　崇・下川浩一（２００３）：邑知潟平野南東縁・石動山断層の水白地区におけるトレンチ調査（速報）．日本地震学会２００３年秋季大会講演要旨集，Ｐ０４０．

杉戸信彦・水野清秀・堤　博之・吾妻　崇・下川浩一・吉岡敏和（２００４）：邑知潟断層帯・石動山断層の活動履歴調査（その１／水白地区）．活断層・古地震研究報告，産業技術総合研究所活断層研究センター，Ｎｏ．４，８５−１０１．

鈴木好一（１９５０）：能登の地史についての修正（演旨）．地質学雑誌，５６，３０５−３０６．

田邊健一（１９４０ａ）：能登半島の断層地形並に海底地形．地理学評論，１６，４７７−４９０．

田邊健一（１９４０ｂ）：能登半島の断層地形並に海底地形（２）．地理学評論，１６，５４６−５５６．

堤　浩之・東郷正美・今泉俊文・石山達也・原口　強（２０００）：石川県羽咋市における石動山断層の地層抜き取り調査．活断層研究，１９，６９−７６．

宇佐美龍夫（２００３）：「最新版　日本被害地震総覧［４１６］−２００１」．東京大学出版会，６０５ｐ．

山崎直方（１９０８）：能登地溝．地質学雑誌，１５，４２２．

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。

• 図１−１　邑知潟断層帯の概略位置図
• 図１−２　邑知潟断層帯と森本・富樫断層帯及び砺波平野断層帯西部との位置関係概略図
• 図２　邑知潟断層帯の位置と主な調査地点
• 図３　邑知潟断層帯の評価において考慮した断層
• 図４　反射法弾性波探査結果（水野ほか，２００３；一部加筆）
• 図５　石動山断層水白地点：トレンチ北東壁面の写真（崩壊前：杉戸ほか，２００４）
• 図６　石動山断層水白地点：トレンチ北東壁面の写真とスケッチ（崩壊前：杉戸ほか，２００４）
• 図７　石動山断層水白地点：トレンチ南東壁面の写真とスケッチ（杉戸ほか，２００４）
• 図８　石動山断層本江地点：トレンチ壁面のスケッチ（吾妻ほか，２００４）
• 図９　邑知潟断層帯の活動の時空間分布図