地震史料集テキストデータベース

[未校訂]十一月十五壬午日　曇　今暁寅刻より雨降　未刻頃少々
地震　申之刻頃雨止〔佐渡小木地震（一八〇二年）による土地隆起量の分布とその意義〕
一　まえがき（省略）二　小木地震に伴う土地隆起の資料
　享和二年十一月十五日の小木地震が顕著な土地隆起を
伴っていたことは、「佐渡年代記」、「佐渡志」、「一話一言」
の各文書〔田山（一九〇四）、武者（一九四三）参照〕に記されて
いて疑問はない。地震に伴って“小木の港、数十町干潟
となる。赤泊、沢崎、又潮退き石出で、国々の船ども皆
便を失う。……新たに田土を得たる地もあり”という（佐
渡志）。隆起の範囲は小木半島南岸に沿って二五マイル
〔Omori（一九二三）〕あるいは沢崎から赤泊まで約二五㌖
〔Imamura（一九三七）、ただし同書二一五ページの表では四
㌖〕と推定されている。隆起の量は上記の古文書に記され
ていないが、Omori（一九二三）は八フィート、Imamura
（一九三七）は一・三㍍（二一五ページのTable）または二㍍
（二一七ページ）と推定している。これらの推定の根拠
ははっきりしないが、これ以後二㍍が広く用いられてい
る［理科年表、宇佐美（一九七五）など］。隆起の時刻は佐渡
年代記によると、同日の巳刻（午前九～十一時の間）に
（中略）地震があり、入江が干潟になり人々が津波をお
それていた所、未刻（午後一～三時の間）に大地震が生
じたという。大日本地震史料所載の古文書には隆起の時
刻についてこれ以上の記載はない。しかし、Omori（一九二三）
は、はじめの地震を午前八時とし、その時海水が一時的
に約九〇〇フィートの距離退き、午後一時頃の地震で約
一、五〇〇フィート再び海が退いたとしている。なお、こ
れらの地震に津波が伴われたことを示す記事はない。
Imamura（一九三七）は地震の約四時間前（五五ページ、し
かし、二一五ページの表によると約五時間前）に約一㍍
（二一七ページ、しかし二一五ページの表によると一・三
㍍）の隆起があったと推測している。この地震前隆起が、
午後二時および午前十時の地震のまえ（同、八〇ページ）
のことなのか、午前十時の地震のまえ（同、二一七ペー
ジ）のことなのか、あるいは十時の地震と同時なのか（佐
渡年代記、前述）はっきりしない。
　このように隆起の時刻と地震との関係には不確かな点
があるが、小木地震によって二㍍程度の土地降起が生じ
たというOmori（一九二三）やImamura（一九三七）の推定には
大きな誤りはないと思われる。そこで筆者らも徳重
（一九三九）と同様小木付近に広く分布する海抜約二㍍の海
食台を、この小木地震による隆起海食台とみなした。こ
の隆起海食台を以下一八〇二年段丘とよぶ。
三　調査方法（省略）
四　一八〇二年段丘の高度分布
　一八〇二年段丘は主に、小比叡川の東から沢崎鼻にい
たる小木半島南岸、およびそこから田野浦に至る半島北
西岸に分布する。とくに、元小木から沢崎鼻にかけては
明瞭な段丘状地形を呈し、段丘面の内縁と背後の旧海食
崖との傾斜の変換点は明確である。段丘面の内縁には隆
起海食洞やノッチを伴うことも多い。なお、琴浦の隆起
海食洞の内部には、巾約五〇㌢にわたって、部分的に密
集してカキ、ヘビガイなどの貝がらが付着している（貝
層の上限、下限高度はそれぞれ一六一㌢、一一一㌢）。こ
の貝の14C年代は600±90年B.P. （Gak.-5819）であった。
このことは約六〇〇年前にはこの段丘がなお海面下にあ
ったことを意味しており、この段丘の離水を小木地震に
よるとする考えを支持している。
　一八〇二年段丘は、どこでも堆積物をのせず基盤岩石
（一部を除いて第三紀中新世の枕状熔岩およびその他の
玄武岩類）からなる。段丘の表面は概して平坦であるが、
小規模な断層によって高さ三〇㌢以下の段が生じている
ことがある。段丘の外縁は基盤岩石の節理に支配されて
急な崖をなし、また入江状の凹凸にとむことが多い。
　一八〇二年段丘の特色とその旧汀線高度の測定結果を
Tablelに示す。Fig.4は本段丘の測定点の位置と旧汀線
高度を示したものである。図から明らかなように、一八
〇二年段丘は小木半島南岸中央の宿根木付近で最も高く
現水面上約二・二㍍、北微東方向に低下して北岸の田野浦
では約〇・二八㍍であり、半島の南北両海岸間に約二㍍の
高度差がある。その高度分布の傾向をみるためにFig.4
に五〇㌢おきの等値線を示した。このような隆起海食台
の高度差を一つの平面の傾動によるものとみなして、そ
の傾動方向と量を最小自乗法で求めると、最大傾斜の方
向はN11.9°E±19.85°、傾斜量は1.59、 ±0.17、となる。隆起
量が[0|ゼロ]になる線は、計算によると、大浦と羽茂川河口を
結ぶ位置にあたる。この位置がこの傾動した範囲の真の
北限を示すものか、またはより広い傾動域がたまたま海
面と接した位置であるかについては資料がない。以下で
は、一応前者であると仮定して、論を進める。
五完新世段丘の高度分布（省略）
六更新世段丘の高度分布（省略）
七小木地震についての考察
　小木地震の震源　小木地震に伴う地殼変動はFig.4に
示すように、小木半島南岸の宿根木付近を中心にしてほ
ぼ同半島の全域に及んだ。当時の地震隆起が小木町東方
約一五㌖の赤泊港まで及んだように記している文書があ
るが［佐渡年代記、佐渡志、いずれも田山（一九〇四）、武者
（一九四三）による］、小木以東では最下段の隆起海食台は高
さ五〇㌢以下であって一八〇二年地震では顕著な隆起は
なかったと思われる。したがって小木地震の震央は従来
の推定位置よりも西方、小木半島中部南岸付近と考えた
方がよい。
　宿根木を中心とする土地の隆起と北への傾動は、走向
ほぼ東西で北へ傾斜する断層が小木半島南岸沿いに存在
し、それに沿って逆断層運動が生じたとして説明するこ
とができる。地震に伴う隆起の北限が既述のように小木
半島北縁にあるので、くいちがいの弾性論の計算結果［た
とえば松浦・佐藤（一九七五）］によると、その起震断層面の
北端は少なくとも小木半島北縁付近地下まで達している
と思われる。
　小木地震による小木半島の傾動は一九六四年新潟地震
による粟島の傾動に似ているが、傾動量の大きさも陸上
部分の最大隆起量も小木半島のそれの方が明瞭に大きい
［新潟地震での粟島の傾動は約55″、最大隆起量は約一・五
㍍。Nakamura et al.（一九六四）参照］。しかし、小木地震
のマグニチュード（M六・六）は新潟地震のそれ（M七・
五）より明瞭に小さい。また、小木地震時には佐渡およ
び本州側のいずれにも確実な津波の記録がない。さらに、
Fig.1に示すように、小木半島南方沖合の海底地形には
地震の発生と関係したと思われる明瞭な断層地形は認め
られない。これらのことは、小木地震の起震断層が小木
半島南岸の比較的近いところ、おそらく数㌖以内に位置
していたことを示している。海底地形（Fig.1）をみると、
海岸線から一～二㌖沖合に、二〇㍍および四〇㍍の等深
線で現わされるほぼ東西方向の海底急斜面があり、これ
が小木地震に関係する断層崖である可能性が大きい。
　いずれにせよ、上記のことから、一八〇二年の地震の
震央は、理科年表一九七五年版によるものより西側、宇
佐美（一九七五）によるものよりは北側の半島南岸に近い海
域にあったと推定される。
　小木地震の発生周期五において約六、〇〇〇年前の
海成段丘の傾動量が小木地震による一八〇二年段丘の傾
動量にほぼ等しいことから、一八〇二年地震の傾動は約
六、〇〇〇年前以後はじめて生じたものであり、したがっ
て一八〇二年のような小木地震の発生間隔は六、〇〇〇
年以上であろうと述べた。このことを、より古い更新世
段丘の傾動量を用いて吟味してみる。
　調査した各段丘の推定形成年代とその傾動方向・量を
それぞれTable2のA・B・C欄に示す。古い段丘ほど
傾動量が大きいが、これが一八〇二年のような地震の傾
動の累積であると考えると第四段丘は14.85、 /1.59、 = 9.3
回、第三段丘は38.02'/1.59、 =23.9回の地震傾動を経験し
たことになる。したがってそれぞれの更新世段丘形成以
後の地震発生の平均間隔（段丘年代／地震回数）はほぼ
八、六〇〇年ないし五、〇〇〇年となり、さきに完新世段
丘と一八〇二年段丘の傾動量の比較から予測されたほぼ
六、〇〇〇年以上という値と矛盾しない。
　以上の推算では、地震後、次の地震時までに土地の傾
動量に変化はないものとみなしている。外側地震帯にお
けるような傾動量の逆もどりを考慮に入れると、上記の
地震周期はより短くなる。もし仮に傾動の逆もどり率を
〇・五とすると、更新世後期以降の地震周期は半分（約二、
五〇〇～四、三〇〇年）になり、完新世における地震間隔
六、〇〇〇年以上という推測と調和しない。したがって、
傾動に逆もどりがあるとしても、その値は〇・五よりもは
るかに小さいと思われる。このように、小木半島は第一
段丘形成以降第四紀後期を通じて地震に伴なう北への傾
動運動を累積的に受けており、地震の周期はほぼ五、〇〇
〇～九、〇〇〇年であったと推定される。一八〇二年の小
木地震はその最新の活動であった。
　ところで、上記の推論は段丘の傾動量の比較にもとづ
いたものであった。つぎに更新世段丘の高度について一
言ふれておきたい。一回の地震による隆起量を最大二㍍
とすると、その形成以降ほぼ二四回の地震が推定された
第三段丘の高度は、ほぼ五〇㍍の高さになるはずである。
逆もどり量があったとすればさらに低くなる。しかし、
実際の第三段丘の高さは九〇～一一〇㍍あり、これは上
述の推定高度よりもおよそ五〇㍍高い。したがって第三
段丘の現高度は上記の量と回数の地震の積算のみでは説
明できない。第三段丘形成時、すなわち最終間氷期の海
面高度は今とほとんど同じか、せいぜい六㍍ていど高か
ったとする見方が一般的であるので〔たとえばChappell
（一九七四）〕、五〇㍍という値を汎世界的海面変動によるも
のと考えることもできない。そこでこの値は、局部的な
地震性の傾動隆起とは無関係の、地殼のかなり広域にわ
たる非地震性の地殼上昇量であると考えざるを得ない。
このように、海成段丘の旧汀線高度は、海面変化量、土
地の広域的の隆起、局地的な地震隆起の和をあらわすと
みなされるが、これら三者を量的にわけることは容易で
はない。とくに前二者の分離はむずかしい。しかし第四
紀後期における広域的非地震性隆起現象の存否、あるい
はその量をどう見積るかは第四紀地史の研究上重要な問
題であるので、更新世段丘の年代の推定や傾動量の求め
方などの点をふくめて今後もなお検討をつづけてゆきた
い。
　小木半島の地形的特異性と小木地震　佐渡島は主に大
佐渡、小佐渡の二つの山地からなるが、小木半島はこれ
らのいずれとも異なる地形的特徴をもっている。小木半
島は伸びの方向において小佐渡主部の山地の伸びの方向
と一致しないばかりでなく、小佐渡主体から分離した地
形的高まりを示している。また、海成段丘の高度分布か
ら推定される土地の傾動方向は、小木半島では既述のよ
うにほぼ北であるが、大佐渡および小佐渡ではそれぞれ
東南である［田村（一九七五）］。大佐渡、小佐渡のこのよう
な東南への傾動は、それぞれの北西縁に南傾斜の逆断層
を想定することによってうまく説明できる。実際に、大
佐渡の北西縁の海域および小佐渡の北西縁の国中平野側
には、海成段丘を変位させる走向ほぼ北東―南西の活断
層があり［太田（一九七三）］、これらが上に述べた傾動地塊
の境界をなす逆断層の一部に当たると思われる。
　このように互いに異なる向きの傾動を示す小佐渡主体
部と小木半島との境は、前にのべた一八〇二年の小木地
震による隆起域の北限とほぼ一致する。したがって、小
木半島は一八〇二年の小木地震のような北方への傾動運
動の累積した地震性地殼変動区であって、上述の小木半
島の基部にあるヒンジライン（hinge line）以北の小佐渡
主体部とは異なるタイプの変動を示している。このよう
な佐渡地域の地形を支配した更新世後期の地殼変動の特
性を第三段丘の高度にもとづいて模式的にえがくと
Fig-7.Schematic presentation of pattern of the
late Quaternary crustal movement, based
on tilting of the 3rd terrace shoreline.
A chain line indicates hinge line between
the Ogi Peninsula and the main part of
Kosado.
Fig.7のようになる。
謝辞（省略）
文献（省略）
図（第七図以外省略）