Fig , 1923, 2, 2013 Fig , 1926;, 1926 Fig. 3 2m 1 2 m, m Fig. 4, m Fig.. Index map of t

地質学雑誌 第122巻 第7号 357–370ページ，2016年7月 doi: 10.5575/geosoc.2016.0031 Jour. Geol. Soc. Japan, Vol. 122, No. 7, p. 357–370, July 2016

History of the Kanto earthquakes recorded in marine terraces and tsunami deposits in the southern

coast of the Boso Peninsula, central Japan

＊

房総半島南部沿岸の海岸段丘と津波堆積物に記録された関東地震の履歴

＊ 概 要 フィリピン海プレートが沈み込む相模トラフ沿いでは，過去からプレー ト間地震（いわゆる関東地震）がくり返し生じてきた．歴史上に記録されて いる₁₇₀₃年元禄関東地震と₁₉₂₃年大正関東地震では，南関東沿岸に地殻 変動を伴い，大きな津波が襲ったことが知られている．地殻変動は海岸段 丘などの離水海岸地形や隆起生物遺骸として，また津波は津波堆積物とし て，それぞれ地形や地層に記録されている．房総半島南部沿岸では，地殻 変動や津波の影響を特に大きく受け，複数のレベルに海岸段丘が発達して いたり，縄文海進期の内湾堆積物中に複数枚の津波堆積物が挟まれていた りする．これらの記録を解読することで，過去7000年から8000年以上に 渡る地震や津波の履歴を復元することができる． Keywords 房総半島，1923年大正関東地震，1703年元禄関東地震，隆起，津波，海 岸段丘，津波堆積物

Boso Peninsula, 1923 Taisho Kanto earthquake, 1703 Genroku Kanto earthquake, uplift, tsunami, marine terrace, tsunami deposit

地形図

1：_25,000 「館山」，「千倉」

宍倉正展

1

 鎌滝孝信

2

 藤原 治

1

Masanobu Shishikura

1

_,

Takanobu Kamataki

2

_and

Osamu Fujiwara

1 2016年₃月₂₅日受付． 2016年₆月₂₁日受理． ＊ 日本地質学会第123年学術大会（2016年・東 京桜上水）巡検（Kコース）案内書 1 _{産業技術総合研究所地質調査総合センター}

Geological Survey of Japan, AIST., SiteC7 1-1-1 Higashi, Tsukuba 305-8567, Japan

2 _{秋田大学地域創生センター地域防災部門}

Regional Disaster Prevention Department, Center for Regional Development, Akita University, 1-1 Tegatagakuen-machi, Akita, 010-8502, Japan

Corresponding author: M. Shishikura, m.shishikura@aist.go.jp

（注）本原稿の_PDFカラー版が_J-STAGEでご覧い ただけます．

https://www.jstage.jst.go.jp/browse/geosoc/-char/ja

©The Geological Society of Japan 2016 357 見学コース

東京駅（集合）₈：₃₀→館山駅→館山市見物海岸→館山市巴川河岸→南房総市千倉町→館山駅→東京駅（解散）₁₈：₀₀ 見学地点

Stop 1 （34°58′26.0″N, 139°47′46.6″E） 館山市見物海岸における歴史地震による隆起の痕跡

Stop 2 （₃₄°₅₅′_35.4″_{N, 139}°₅₀′_42.7″_E） 館山市巴川河岸の津波堆積物露頭：堆積当時の内湾底（湾口部）で形成された津 波堆積物（_{Fujiwara and Kamataki, 2007}の_{Loc. 70}）

Stop 3 （34°55′29.3″N, 139°51′11.5″E） 館山市巴川河岸の津波堆積物露頭：堆積当時の内湾底（湾中央部）で形成された 津波堆積物（Fujiwara and Kamataki, 2007のLoc. 58）

Stop 4 （34°56′00.6″N, 139°57′11.9″E） 南房総市千倉町平磯地区および千田地区における元禄地震の隆起痕跡 Stop 5 （₃₄°₅₆′_08.5″_{N, 139}°₅₆′_55.7″_E） 南房総市千倉町千田地区における沼_II面と沼_III面の境界で見られる小段丘群 Stop 6 （₃₄°₅₆′_05.6″_{N, 139}°₅₆′_46.8″_E） 南房総市千倉町千田地区における沼_I面からの地形遠望

358 宍倉 正展・鎌滝 孝信・藤原  治 2016―7 は じ め に 房総半島南部沖の相模トラフ沿いでは，大陸プレートであ る北米プレートに南西からフィリピン海プレートが沈み込ん でおり，巨大地震の震源となっている（

_{Fig. 1}

）．歴史的には

1703

年元禄関東地震（以下

,

元禄地震），

1923

年大正関東地 震（以下

,

大正地震）の

2

回のプレート間地震が記録されてい る（宇佐美ほか

, 2013

など）．これらの地震はともに南関東 において，強い揺れとともに地殻変動や津波を伴って大きな 被害をもたらした．相模湾から房総半島南部にかけての沿岸 地域では，これらの現象が海岸段丘や津波堆積物として地形 や地層に記録されている．このような地形や地層に残された 痕跡からは，さらに元禄地震より前にも完新世を通して同様 の地震がくり返し起きていたこともわかる．本巡検では，房 総半島南部沿岸において観察される海岸段丘や津波堆積物を 通して，相模トラフ沿いの巨大地震・津波の履歴が地形や地 層にどのようにして記録されているかを観察する．観察地点 の位置は

Fig. 2

に示す．

1923

年大正関東地震と

1703

年元禄関東地震 大正地震は

1923

年

9

月

1

日の午前

11

時

58

分に発生し たマグニチュード

_7.9

の地震であり，当時の津波や地殻変動 の状況は地震後に行われた各種の調査によって具体的に明ら かになっている（内務省社会局

, 1926;

陸地測量部

, 1926

な ど）．地殻変動については地震後に水準点や三角点の改測が 行われ，特に上下変動の状況については

Fig. 3

のようにま とめられている．房総半島南部は全域が隆起し，南端の布良 付近で最大で約

2 m

の隆起を記録している．また三浦半島 から大磯地域にかけても

1–2 m

隆起していることがわかる． この隆起によって沿岸では離水現象が生じ，海岸地形の変化 が報告されている（山崎

, 1925

など）．津波に関しては相模 湾沿岸で大きく，津波高は熱海などで最大

_{12 m}

に達した （

Fig. 4

）（池田

, 1925

）．房総半島南部でも南端の相浜で

9 m

と大きいが，太平洋沿岸の外房地域ではそれほど大き

Fig. 1. Index map of the South Kanto region. (a) Tectonic setting of the Japanese Islands. NAM: North American Plate,

EUR: Eurasian Plate, PAC: Pacific Plate, PHS: Philippine Sea Plate. (b) Shaded relief map of the South Kanto region. Stars mark the epicenters of the main shocks of historical earthquakes.

地質雑 122（ 7 ） 房総半島南部沿岸の海岸段丘と津波堆積物 359 くはならなかった（羽鳥ほか

, 1973

）． 元禄地震は

₁₇₀₃

年

₁₂

月

₃₁

日（元禄十六年十一月二十三 日）の午前

2

時頃に発生した地震であり，規模は大正地震よ り大きいマグニチュード

8.2

と推定される（宇佐美ほか

,

2013

など）．当時の地殻変動や津波の状況については，古 文書類や地形・地質の記録に頼ることになる．房総半島南部 では，古文書や古絵図の記録が比較的豊富であり，現在の館 山市那古から南房総市千倉町七浦が隆起したことが明確に なっている（宇佐美ほか

, 1977

など）．この隆起で離水し， 形成された海岸段丘の旧汀線高度に基づけば，隆起量は最大 で

6 m

以上に達し，大正地震の

2–3

倍と推定される（

Fig.

3

）（松田ほか

_{, 1974;}

宍倉

_{, 2000}

）．一方，三浦半島から相 模湾沿岸にかけては，地殻変動に関する明確な古記録がな い．しかし三浦半島においては隆起した海岸地形や生物遺骸 の痕跡が明瞭に観察され，大正地震と同等の隆起量が推定さ れている（宍倉・越後

, 2001

）．津波については古文書類に各 地の被害状況が記録され，相模湾沿岸で大正地震と同等か， 場所によってそれ以上の津波高が推定されている（

_{Fig. 4}

） （都司

, 2013

など）．房総半島南部では，多くの地域で元禄 地震の津波の方が大きく，特に太平洋側の外房地域で顕著で ある．その中で最も信頼性の高い記録の一つとして，南房総 市和田町の威徳院にある石碑から，

10.9 m

の津波高が推定 されている（羽鳥

_{, 1976}

）． これらの記録から復元された地殻変動や津波高にもとづい て，震源・波源の断層モデルが推定されている．大正地震は

Ando

（

1974

）をはじめ，相模湾奥から三浦半島，房総半島 南部にかけて，直下のプレート境界に断層を推定している． これに対し，元禄地震では大正地震と同様の断層に加えて， 房総半島南東沖にさらに断層を加えてより広い領域が破壊し た可能性が指摘されている（

_{Matsuda et al, 1978;}

行谷ほか

_,

2011

など）．これは房総半島南部の大きい隆起や外房沿岸 での高い津波を考慮したものである． 見 学 地 点

Stop 1

 館山市見物海岸における歴史地震による隆起の痕跡 ［地形図］

₁

：

_25,000

「館山」 ［位 置］

34

°

58

′

26.0

″

N, 139

°

47

′

46.6

″

E

［解 説］潮の満ち引きする潮間帯と呼ばれる波打ち際には， 海面に対応した様々な地形や生物群集が形成される．特に岩 礁では，平滑に侵食された波食棚や凹型にえぐられたノッチ などの地形が見られる．もし地盤が急激に隆起すれば，これ らの地形は干上がり，海面よりも高い位置に持ち上げられ， 離水する．そしてそれが間欠的にくり返されると，階段状の 地形となる．これを海岸段丘と呼ぶ．房総半島南部沿岸には

1923

年大正と

1703

年元禄の

2

回の歴史地震による隆起に 関連すると考えられる海岸段丘を観察することができる．

Stop1

の見物海岸は，その

2

段の海岸段丘が明瞭に観察で きる場所である．

Fig. 5

に見られる

2

段の段丘の高位が元禄地震，低位が 大正地震の隆起にそれぞれ関連していると考えられている （宍倉

_{, 2003}

）．しかし低位の段丘は，地元住民への聞き取り 調査や大正地震前の明治期の地図に基づくと，大正地震前に すでに離水しており，低位の段丘は元禄地震に関連している という意見もある（松田時彦氏私信）．そこで宍倉ほか（

2014

） は，見物海岸の

2

段の海岸段丘について，現成の海岸地形 も含めて地上型レーザスキャナー等を用いた精密測量を行

360 宍倉 正展・鎌滝 孝信・藤原  治 2016―7 い，さらにそれぞれの段丘に固着した隆起生物遺骸群集につ いても14

_C

_{年代測定を行った（}

_{Fig. 6}

_）． 精密測量の結果，現成の波食棚は標高−

_{1.0–0.1 m}

，ノッ チの最も窪んだリトリートポイントは標高

0.2–0.5 m

にそ れぞれ分布する．本地域の

2006–2010

年における平均満潮 位が標高

0.73 m

，平均低潮位が標高−

0.90 m

なので，こ れらの地形がおおよそ潮間帯で形成されたことがわかる．こ れに対し，低位の段丘の離水波食棚はおおよそ標高

_1.5–2.4

m

，離水ノッチや離水波食棚内縁は標高

2.1–2.8 m

（

2.2–2.3

m

に集中）にそれぞれ分布する．また高位の段丘は，離水波 食棚がおおよそ標高

4.7–5.6 m

の間に分布する．したがっ て現成と低位および低位と高位の地形の高さを比較すると， ネットの隆起量はそれぞれおおよそ

_{2 m}

程度および

_{3 m}

程 度となる．しかし本地域における

1923

年の大正地震時の隆 起量は，陸地測量部（

1926

）による地震後の測量で

1.6 m

程 度と推定されており，低位の段丘が大正地震で離水したとす ると地形の比高の方が大きい．また大正地震後は年間

3 mm

程度の速度で地盤がゆっくり沈降していることが験潮記録か ら明らかになっており（国土地理院

, 2015

），その分を考慮す ると，本来は

_{1.4 m}

程度の比高であるはずである．このた め地形の分布高度だけをみると低位の段丘が必ずしも大正地 震の隆起を反映しているとは言い難い． 次に隆起生物遺骸群集について説明する．過去の隆起を知 る重要な指標として，岩礁に固着するカキやフジツボなどの 生物遺骸群集が挙げられる．特にヤッコカンザシ（

Poma-toleios kraussii

）は，石灰質の殻を作り，ほぼ平均海面を上 限とした狭い範囲に生息する種である（三浦・梶原

, 1983

）． したがってもし現在の平均海面よりも高い位置にヤッコカン ザシの遺骸があれば，相対的に海面が下がった（地盤が隆起 した）ことを意味する．また石灰質の殻は14

_C

_{年代測定に適} しており，離水の時期が推定できる．このため旧汀線の指標 として優れており，過去の地殻変動の復元に威力を発揮する （茅根ほか

, 1987

）．見物海岸でも岩礁に固着したマガキ （

Crassostrea gigas

）やヤッコカンザシの群集が観察され， 現成のものは標高−

0.4–

＋

0.3 m

に分布している．離水した 生物遺骸群集については，低位の段丘に関連した群集が標高

Fig. 3. Coseismic vertical crustal

movements during the 1703 Gen-roku and 1923 Taisho Kanto earthquakes. In the case of the 1703 Genroku Earthquake, data were estimated from emergent shoreline features (Shishikura, 2000; Shishikura and Echigo, 2001) and historical records (Usa- mi et al., 1977; Sasou, 2013). In the case of the 1923 Taisho Earth-quake, displacement was estimat-ed from a comparison of modern hypsometry with historical re-cords (Land Survey Department, 1926).

地質雑 122（ 7 ） 房総半島南部沿岸の海岸段丘と津波堆積物 361

1.0–1.7 m

に分布しており，現成との比高は

1.4 m

程度で， おおよそ大正地震時の隆起量と整合する．またこの生物遺骸 群集について，宍倉ほか（

₂₀₁₄

）が標高

_{1.7 m}

（

_L1

），

_{1.6 m}

（

_L2

），

_{1.0 m}

（

_L3

）の

₃

つのレベルから試料を採取し，14

_C

_年 代測定を行ったところ，

L1

：

AD 1839–post 1950

年，

L2

：

AD 1766–1785

年，

1804–post 1950

年，

L3

：

AD 1819–

post 1950

年という結果を得た（いずれも

IntCal 13

および

Marine 13

（

Reimer et al., 2013

）を用い，ローカル海洋リ ザーバ効果Δ

R

＝

₀

と仮定して較正）．したがってこの生物遺 骸群集は，大正地震で離水した可能性が非常に高いと言える． 高位の段丘に関連した生物遺骸群集は，標高

4.0–4.6 m

に分 布する．標高

4.3 m

付近から

2

つの試料（

H1

，

H2

）を採取 し，14

_C

_{年代測定を行った結果，}

_H1

_：

_{AD1678–1870}

_年，

H2

：

_{AD 1656–1876}

年となり元禄地震の年代（

_AD1703

）と 整合する（宍倉ほか

, 2014

）．したがってこの群集が元禄地震 の隆起痕跡を示す可能性が高く，低位の群集との比高から少 なくとも

3 m

以上の隆起量が推定される． 以上のように，隆起生物遺骸群集の分布高度と年代からみ ると，低位が

₁₉₂₃

年大正，高位が

₁₇₀₃

年元禄の関東地震 で離水したことを示していると言える．一方，海岸段丘の示 す旧汀線は，高位，低位ともに隆起生物遺骸群集よりも

0.5–1.0 m

程度高く，それぞれ同時代の旧汀線指標とすると 矛盾する．この問題について，宍倉ほか（

₂₀₁₄

）は，元禄と 大正の間に別の隆起イベントがあった可能性や，そもそも海 岸段丘の旧汀線が平均海面ではなく高潮位に対応している可 能性などを挙げて論じている．

Stop 2

 館山市巴川河岸の津波堆積物露頭：堆積当時の内

湾底（湾口部）で形成された津波堆積物（

Fujiwara

and Kamataki, 2007

の

Loc. 70

）

［地形図］

1

：

25,000

「館山」

［位 置］

34

°

55

′

35.4

″

N, 139

°

50

′

42.7

″

E

［解 説］

_{Stop 2}

および

_{Stop 3}

（

_{Fig. 7}

）では，縄文海進に 伴って形成された溺れ谷である古こと巴もえ湾（藤原

, 2015

など）に 堆積した内湾堆積物中に挟まれる津波堆積物を見学する．古 巴湾は千葉県館山市南部に位置し，現在は巴川が湾の中軸部 を流れ太平洋へと注いでいる．巴川河岸には，縄文海進期に 水深

_{15 m}

程度の内湾で堆積した泥質堆積物（

_{Fujiwara et}

Fig. 4. Tsunami heights associated with the 1703 Genroku and 1923 Taisho Kanto earthquakes in the Kanto region. Revised

362 宍倉 正展・鎌滝 孝信・藤原  治 2016―7

al., 2000

）からなる沼層の露頭が点在し，そこでは泥質堆積 物中に砂や礫からなる粗粒堆積物が複数枚挟まれる様子が観 察される．それらの粗粒堆積物は津波堆積物と考えられてお り，その一部は形成年代が房総半島や三浦半島に分布する海 成段丘の離水時期と調和的であることから，縄文時代に発生 した関東地震に由来すると考えられている（例えば

,

藤原ほ か

, 1999

）．津波堆積物は，古巴湾の沼層中に少なくとも

7

枚認識されており（藤原ほか

, 2003a; Fujiwara and

Kamat-aki, 2007

），下位から順に

_T2

から

_T3.3

津波堆積物と呼ば れている（

Fig. 8

）．また，巴川沿いに古巴湾の湾口部から湾 奥へと，津波堆積物の厚さや含まれる礫の粒径が小さくなる 様子が観察できる（

Figs. 8, 9

）．

Stop 2

（

Figs. 7, 8, 10

）では，古巴湾の湾口部付近に形成 された津波堆積物を観察する．ここでは，内湾泥底に生息す るウラカガミガイ（

Dosinella penicillata

）などの二枚貝化 石が生息姿勢で含まれるシルト層を，シャープな侵食面を 伴って覆う

T2.2

津波堆積物（

Figs. 8, 10

）が観察できる．こ の地点の

T2.2

津波堆積物は約

1 m

の厚さで，様々なサイ ズの礫や貝化石を構成物としている．礫の大半は固結した砂 岩やシルト岩からなり，最大で長径が

1 m

を超えるものも ある．礫はよく円摩されており，表面に穿孔貝の巣穴が密集 しているものが多くみられ，なかには貝殻が残っているもの もある．これら巣穴が密集した礫は，穿孔貝が生息している 潮間帯付近の岩礁から津波によって内湾底に運ばれ，

T2.2

津波堆積物中に保存されたものと考えられる．また

T2.2

津 波堆積物は，

Stop 2

から約

800 m

内陸側の

Stop 3

まで追 跡され，陸側へと細粒化および薄層化する傾向がみられる （

_{Figs. 8, 9}

）．これは津波が湾内を遡上する過程で，堆積物 を運搬するエネルギーが減衰していった過程を示していると 考えられる．津波堆積物に含まれる貝化石の生息環境をみる と，岩礁棲のものから砂や泥といった細粒の底質に棲むもの まで様々である．また，貝殻の保存状態は比較的良好で，破 損していても殻の表面の摩耗は一般に少ない（藤原ほか

_,

2003b

）．これらの貝化石は，湾周辺の岩礁や湾内の海底が 津波によって侵食され，それらが運搬後急速に埋積したこと を示唆する．

T2.2

津波堆積物の内部構造をみると，複数枚の砂礫層が 積み重なる多重級化構造をなしている．それぞれの砂礫層は

Fig. 5. Marine terraces produced by uplift of Kenbustu beach during the 1703 Genroku and 1923 Taisho Kanto earthquakes.

(a) Photograph of the marine terraces. (b) Topographic profile of the Kenbustu beach headland based on a digital terrain model at a resolution of 5 cm. produced from ground-based 3D laser scanning. P: present wave-cut-bench, L: lower terrace, H: higher terrace. Revised from Shishikura et al. (2014). The location of this site is shown in Fig. 2.

地質雑 122（ 7 ） 房総半島南部沿岸の海岸段丘と津波堆積物 363 基底部が侵食面を呈し，下部は上方粗粒化，上部は上方細粒 化の傾向を示し，最上部には細粒の泥質砂層が上位の砂礫層 からの侵食を免れて残っていることがある（

Fujiwara and

Kamataki, 2007

）．このような構造は，下位の地層を侵食 し逆級化構造をつくる強い流れが生じ，それが減衰していく 過程で形成されたことを示す．また，含まれる礫の一部には インブリケーションがみられ，砂礫層ごとに陸方向への流れ を示すものと海方向への流れを示すものが交互にみられる． このような堆積構造は，津波の遡上流と戻り流れが繰り返し 生じていたことを示すと考えられる（

_{Fujiwara and}

Kamat-aki, 2007

）．

T2.2

津波堆積物が形成された年代は，津波堆積物の最上 部の粗粒物質を足場として成長していた自生のマガキ

（

Crassostrea gigas

）殻の放射性炭素年代測定から，

7500

cal BP

頃と考えられている（

_{Fujiwara and Kamataki, 2007}

）．

Stop 3

 館山市巴川河岸の津波堆積物露頭：堆積当時の内

湾底（湾中央部）で形成された津波堆積物（

Fuji-wara and Kamataki, 2007

の

Loc. 58

） ［地形図］

1

：

25,000

「館山」 ［位 置］

₃₄

°

₅₅

′

_29.3

″

_{N, 139}

°

₅₁

′

_11.5

″

_E

［解 説］

Stop 3

は

Stop 2

から約

800 m

内陸に位置してお り，ここでは古巴湾の中央部で形成された津波堆積物を観察 する（

Figs. 7

，

8, 11

）．この地点では高さ約

4 m

の露頭に

5

枚の津波堆積物がみられる．津波堆積物以外の静穏時に形成 された地層は，

_{Stop 2}

と同様に，ウラカガミガイなど内湾 泥底に棲む二枚貝化石が生息姿勢でみられるシルト層であ る．それぞれの津波堆積物は，シャープな侵食面で下位のシ ルト層を覆う細粒∼粗粒砂からなり，内部には平行層理や斜 交層理がみられる．それらには多くの貝化石や細礫が含ま れ，厚さは

_{15–30 cm}

程度である．この地点は古巴湾の湾

Fig. 6. Historically uplifted sessile marine life assemblages. Revised from Shishikura et al. (2014). (a) Photograph of the

sampling location showing the elevation of the higher sessile assemblage. (b) Photograph of the sampling location showing the elevation of the lower sessile assemblage. (c) Calibration of 14_{C ages for the sessile assemblages (using OxCal ver. 4.2)} correlated with historical earthquakes.

364 宍倉 正展・鎌滝 孝信・藤原  治 2016―7 口からおおよそ

1 km

湾奥にあるため，津波堆積物は

Stop

2

のものと比べ細粒で層厚も薄く，含まれる礫の径も小さい （

Fig. 8

）．ここでみられる

T2.2

津波堆積物は，厚さ

30 cm

程度の細粒∼粗粒砂層からなる．

T2.2

津波堆積物の内部構 造をみると，

₁

）基底部は侵食面を呈しており，

₂

）下部は貝 化石や細礫を含むハンモック状斜交層理（

Harms et al.,

1975

）が発達した細粒∼粗粒砂からなり，

3

）上部は植物片や 材化石が密集する砂質シルトからなる．ここで

2

）のハンモッ ク状斜交層理が発達した部分をみると，

Stop 2

の

T2.2

津 波堆積物と同様に多重級化構造を持つ複数の堆積ユニットの 積み重なりからなる．それぞれのユニットは，ハンモック状 斜交層理が発達した粗粒∼細粒砂を主とし，上面を植物片が 濃集するシルト質の薄層が覆う．シルト質薄層は，ハンモッ ク状斜交層理を形成した一方向流と振動流の複合流が減衰し ていき，流れが止まったときに形成されたマッドドレイプと 考えられる．ハンモック状斜交層理が発達する砂層とそれを 覆うマッドドレイプの一セットが

1

回の大波に対応する． このセットが繰り返し積み重なる状況は，数十分間隔で繰り 返し長周期の波が押し寄せる津波による堆積作用で説明する ことができる（

Fujiwara and Kamataki, 2007

）．

Stop 3

で観察できる津波堆積物の堆積年代は，原地生の 貝類化石の放射性炭素年代測定から，

T2

：

8100–8000 cal

BP

頃，

T2.1

：

7700–7600 cal BP

頃，

T2.2

：

7500–7400

cal BP

頃，

T3

：

7300–7200 cal

頃

BP

そして

T3.1

∼

3.2

：

7200–6900 cal BP

頃と考えられている（

Fujiwara and

Ka-mataki, 2007

）．

Stop 4

 南房総市千倉町平磯地区および千田地区における

元禄地震の隆起痕跡 ［地形図］

1

：

25,000

「千倉」 ［位 置］

₃₄

°

₅₆

′

_00.6

″

_{N, 139}

°

₅₇

′

_11.9

″

_E

［解 説］

Stop 1

で観察した元禄地震と大正地震に関わる海 岸段丘は，館山市から南房総市千倉町にかけての房総半島南 部沿岸でほぼ連続的に観察される（

Fig. 2

）．

Stop 4

は，茅 根・吉川（

1986

）によって現成海岸地形と離水海岸地形との 関係が論じられた場所である．現成の地形は，汀線から海側 に向かって，潮間帯に分布する波食棚，その先に小崖があっ て，より深いところに沖へ向かってやや傾斜した海食台が広 く発達する．茅根・吉川（

1986

）によれば，大正地震のよう に隆起量が小さい場合（大正型地震），波食棚のみが離水する が，元禄地震のような大きな隆起（元禄型地震）では海食台ま でが離水し，広い離水面を持つ海岸段丘が形成されると解釈 されている．

Stop 4

周辺には元禄地震で離水した広い海食台が観察さ れる（

Fig. 12

）．その離水面上には平磯地区と千田地区の区 界が延びており，それを示す石碑が設置されている（

_Fig.

13

）．これは元禄地震によって新たに生まれた土地について， 当時，地区の境界を明確にするために杭が打たれた地点で， 石碑はそれを継承するために明治三十六年に建てられたもの である（笹生

, 2013

）．またこの石碑のそばには現在，旗竿が 立てられて赤い旗が揚げられている．これは漁業権の関係か ら，現在でも海岸から区界の位置を視認するための目印とし て利用されている． 元禄地震前の汀線付近には離水した小崖と波食棚があり， 場所によりヤッコカンザシや穿孔貝の遺骸が見られる．その 高度は標高

6.5 m

におよび，大正地震の隆起分や地震間の 沈降分を考慮すると，この地点は元禄地震時に

_{6 m}

以上も 隆起したと推定できる（宍倉

, 2000

）．

Stop 5

 

南房総市千倉町千田地区における沼

II

面と沼

III

面の境界で見られる小段丘群 ［地形図］

₁

：

_25,000

「千倉」

Fig. 7. Index map of Stops 2 and 3. Modified from the “Tateyama” 1:25,000-scale topographic map produced by the

地質雑 122（ 7 ） 房総半島南部沿岸の海岸段丘と津波堆積物 365

366 宍倉 正展・鎌滝 孝信・藤原  治 2016―7

Fig. 9. Lateral facies changes of tsunami deposits in Paleo-Tomoe Bay. After Fujiwara and Kamataki (2007).

地質雑 122（ 7 ） 房総半島南部沿岸の海岸段丘と津波堆積物 367 ［位 置］

34

°

56

′

08.5

″

N, 139

°

56

′

55.7

″

E

［解 説］房総半島南部沿岸には

Stop 1

や

Stop 4

で見られ た元禄，大正の海岸段丘だけでなく，さらに高位に複数のレ ベルで海岸段丘が何段も発達している（

Figs. 2, 12

）．この ことから関東地震が過去から繰り返し発生し，隆起によって 海岸段丘を形成してきたことが古くから知られている（渡辺

,

1929

など）． 本地域では基本的に完新世の海岸段丘が分布し，おおまか に

4

つの段丘面に区分され，高位から沼

I

面，沼

II

面，沼

III

面，沼

_IV

面と呼ばれ，それぞれ

₇₂₀₀

年前，

₅₀₀₀

年前，

3000

年前，

₁₇₀₃

年元禄地震時に離水したと推定されてい る（

Figs. 2, 12;

中田ほか

, 1980

）．沼

I

面から沼

III

面は， 元禄地震で離水した沼

IV

面と段丘面の幅など形状が似てお り，元禄型地震による比較的大きい隆起で離水したものと考 えられる．しかしこの地域の地形断面図（

_{Fig. 12b}

）を詳しく みると，

₄

面の段丘面の境界にあたる段丘崖は，

_{1–2 m}

の 比高を持った

3–4

段の小段で構成されていることがわかる．

Stop 5

はちょうど沼

II

面と沼

III

面の境界付近にあたり， これらの小段を観察することができる（

Fig. 14

）．茅根・吉 川（

1986

）の解釈に基づけば，小段は大正型地震による

1–2 m

の隆起が繰り返し生じたことで形成されたと考える ことができる．すなわち本地域の海岸段丘には，

7200

年前 以降，

4

回の元禄型地震とその間に生じた数回ずつの大正型 地震が記録されていることになる．大正型地震の回数は今の ところ小段の数や房総半島の他地域の調査結果などから，少 なくとも

₁₁

回が確認され，元禄型地震と合わせると，相模 トラフでは平均して

400

年程度の間隔で関東地震が生じて いたと推定される（宍倉

, 2003

）． 最近，房総半島南部の海岸段丘の区分や離水年代の見直し が行われ，内房側と外房側で海岸段丘の段数や年代が必ずし も一致しないという指摘がなされるようになった（宇野ほか

_,

2007;

遠藤・宮内

, 2011

）．これは従来の大正型，元禄型の

2

つのタイプの組み合わせでは海岸段丘の分布を説明できな いことを意味する（

Shishikura, 2014

）．このため詳細な地 形解析や地域ごとの年代の分析が必要であり，調査が進めら れているところである（小森ほか

_{, 2016}

など）．

Stop 6

 南房総市千倉町千田地区における沼

I

面からの地 形遠望 ［地形図］

1

：

25,000

「千倉」 ［位 置］

₃₄

°

₅₆

′

_05.6

″

_{N, 139}

°

₅₆

′

_46.8

″

_E

［解 説］

_{Stop 6}

は本地域の海岸段丘の中で最高位にあたる 沼

I

面（

7200

年前）の段丘面上であり，旧汀線高度は標高

29.8 m

に達する（

Fig. 12

）．

7200

年前頃は後氷期の海面上 昇（いわゆる縄文海進）のピークに近く，当時の南関東地域の 海水準は現在より

_{2–3 m}

程度高かったと推定されている （

_{Endo et al., 1982}

など）．したがって本地域における過去

7200

年間のネットの隆起量は

27–28 m

になる．平均隆起 速度は約

4 mm/

年と見積もられ，これは火山性の隆起地域 を除くと日本で最も速い隆起速度を示す場所である． 房総半島南部で地形的に確認される最も古い関東地震の証 拠は約

₇₂₀₀

年前であるが，それより前は最終氷期最盛期以 降の海面が急上昇する時期にあたり，当時の海面付近で出来 た海岸段丘は侵食や埋積などの影響で観察できない．その代 わり

Stop 2

や

Stop 3

での津波堆積物の証拠から

8100

年 前頃まで履歴を遡ることができる．元は内湾の海底にあった 堆積物が現在の地表で観察できるという事実も速い隆起速度 を示している． 謝 辞 本稿は査読者である専修大学の熊木洋太氏，千葉県立中央 博物館の岡崎浩子氏の指摘によって改善された．また巡検案

368 宍倉 正展・鎌滝 孝信・藤原  治 2016―7

内書の編集委員長である千葉大学の亀尾浩司氏，巡検準備委 員長である産業技術総合研究所の大坪 誠氏にお世話になっ た．記して謝意を表します．

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370 宍倉 正展・鎌滝 孝信・藤原  治 2016―7 科学論文では，学説の検証可能性を保証することが重要です．そのため，地質学雑誌掲載論文には，重 要な証拠となった試料がどこで得られたかを示しているものがあります．言うまでもないことですが， 見学や採取を行う場合，各自の責任において地権者や関係官庁への連絡と許可の取得の必要があること にご注意下さい．詳しくは，以下のサイトをご覧ください．

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