平成１４年５月８日
地震調査研究推進本部
地震調査委員会

山形盆地断層帯の評価

　

　山形盆地断層帯は、山形盆地の西縁に位置する活断層帯である。ここでは、平成９−１１年度に山形県によって行われた調査をはじめ、これまで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　断層帯の位置および形態　

　山形盆地断層帯は、山形県の北村山郡大石田町（おおいしだまち）から上山市（かみのやまし）にかけて、概ね北北東−南南西方向に延びている。全体として長さは約６０ｋｍで、西側が東側に対して相対的に隆起する逆断層である。本断層帯は複数の断層から構成されており、断層帯北部ではこれらは並走して分布することがある（図１、２及び表１）。

２　断層帯の過去の活動

山形盆地断層帯は、概ね１−２ｍ／千年の平均的な上下方向のずれの速度を有していると推定される。本断層帯は、過去約１万年の間に少なくとも３回活動し、最新の活動は約６千年前以後にあった可能性がある。活動時には、断層の西側が東側に対して相対的に４−５ｍ程度隆起した可能性がある。本断層帯の平均的な活動間隔はおよそ３千年であった可能性がある（表１）。


３　断層帯の将来の活動

山形盆地断層帯では、断層帯全体が一つの活動区間として活動した場合、マグニチュード７．８程度の地震が発生する可能性がある。また、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４−５ｍ程度高まる段差や撓（たわ）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に示す通りである（注１）。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、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

山形盆地断層帯の将来の活動性を明確にするためには、最新の活動時期、１回の活動におけるずれの量、及び活動間隔を精度良く求め、活動区間を正確に把握する必要がある。

　　

表１　山形盆地断層帯の特性

表２　将来の地震発生確率等

注１： 我が国の陸域及び沿岸域の主要な９８の活断層帯のうち、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」
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年確率及び集積確率（このうち、１９９５年兵庫県南部地震、１８５８年飛越地震については「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。
「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３千年の場合は３０年確率の最大値は８％程度である。
注３： 信頼度は、特性欄に記載されたデー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（２００２）
文献２：今泉ほか（２００１）
文献３：地震調査研究推進本部地震調査委員会（２００１）
文献４：活断層研究会（１９９１）
文献５：松田（１９９０）
文献６：澤ほか（２００１）
文献７：鈴木（１９８８）
文献８：鈴木・阿子島（１９８７）
文献９：宇佐美（１９９６）
文献１０：山形県（１９９８）
文献１１：山形県（１９９９）
文献１２：山形県（２０００）
文献１３：八木ほか（２００１）
文献１４：山野井（２０００）
文献１５：山野井ほか（１９８６）
注５： 評価時点はすべて２００２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： 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。今回の評価の数字で、０．０７は２００年を３０００年で割った値であり、２．０は６０００年を３０００年で割った値。
注７： 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。


（説明）

１　山形盆地断層帯に関するこれまでの主な調査研究

山形盆地について、藤原（１９６７）、皆川（１９７０）は、弾性波探査資料やボーリング資料などから盆地東縁に伏在する断層の存在を推定し、その活動は第四紀まで継続していたことを指摘した。活断層研究会（１９８０，１９９１）、佐藤・池田（１９８０）、山野井ほか（１９８６）、鈴木（１９８８）は、地形学的手法により盆地西縁に複数の活断層の存在を指摘した。鈴木・阿子島（１９８７）は、盆地北西縁部において完新世に活動したことを示す断層露頭を発見し、この断層が横ずれ成分を有する可能性があることを指摘した。鈴木（１９８８）は、山形盆地と新庄盆地の変位地形の記載を行い、両盆地の活構造を比較して、これらにおける断層運動様式が異なることを明らかにし、これに基づいて両盆地の発達過程について考察した。小松原（１９９７）は、山形盆地の構造運動が西に偏った沈降運動を示していることから、この地域において従来活動度Ｂ級とされていた断層は、盆地の沈降を含めて考えた場合、活動度がＡ級となる可能性があることを指摘した。

山形県（１９９８、１９９９、２０００）は、本断層帯を対象として、反射法弾性波探査、ボーリング調査、トレンチ調査などを行い、断層帯の構造や活動時期について新たな知見を得た。なお、本断層帯について大縮尺の空中写真を用いた再判読が行われ、その結果が都市圏活断層図「新庄」（澤ほか、２００１）・「村山」（今泉ほか，２００１）・「山形」（八木ほか，２００１）にまとめられている。また、「第四紀逆断層アトラス」（池田ほか，２００２）に、山形盆地とその北方の新庄盆地に分布する活構造が示されている。

２　山形盆地断層帯の評価結果について

２−１　断層帯の位置・形態

（１）山形盆地断層帯を構成する断層

本断層帯は、山形盆地とその西側の出羽丘陵との境界付近に位置する西上がりの断層である。

本断層帯を構成する断層の位置・形態は、活断層研究会（１９８０，１９９１）、山野井ほか（１９８６）、鈴木（１９８８）、山形県（１９９８）、都市圏活断層図「新庄」（澤ほか，２００１）・「村山」（今泉ほか，２００１）・「山形」（八木ほか，２００１）、池田ほか（２００２）などに示されている。これらでは、主要な断層分布についてほぼ共通した認識が示されている。ここでは、断層の位置及び名称は、都市圏活断層図「新庄」（澤ほか，２００１）・「村山」（今泉ほか，２００１）・「山形」（八木ほか，２００１）によった。

本断層帯は、山形県の北村山郡大石田町（おおいしだまち）から上山市（かみのやまし）にかけて延びており、その北部で並走・雁行する駒籠（こまごめ）−横山断層、富並断層、高森山断層、湯野沢断層と、南部の寒河江（さがえ）−山辺（やまのべ）断層、村木沢断層、上山（かみのやま）断層によって構成される（図２）。これらは、村木沢断層と上山断層の隔たりが５ｋｍ弱である以外は、相互の隔たりが３ｋｍ以内で近接し、変位の向きを同じくする断層群であることから、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みなすことにする。

本断層帯の東側に近接して分布する尾花沢（おばなざわ）−楯岡断層、半郷（はんごう）断層は、山形盆地とその東側の奥羽脊梁山脈との境界付近に位置する東上がりの断層（図３）で、新庄盆地断層帯（新庄盆地とその東側の奥羽脊梁山脈との境界付近に位置する東上がりの断層）と同系列のものと推定される。これらの断層は、本断層帯とは変位の向きが異なるので、評価の対象としないことにした。また、北方の新庄盆地の西縁に分布する鮭川断層は、新庄盆地と出羽丘陵との境界付近に位置する西上がりの断層（図３）で、本断層帯と同系列のものと推定されるが、本断層帯北部の駒籠−横山断層とは１２ｋｍ程度の隔たりがあることから、評価の対象としないことにした。

（２）断層帯の位置・形状

本断層帯全体の長さ及び一般走向は、図２に示された駒籠−横山断層の北端と上山断層の南端を直線で結んで計測し、それぞれ約６０ｋｍ、Ｎ１０°Ｅとした。断層面上端の深さは、断層による変位が地表に達していることから０ｋｍとした。

断層面の傾斜角及び深部形状については、それらを検討するための十分な資料はないが、断層露頭（山形県，１９９８，１９９９）や反射法弾性波探査結果（山形県，１９９９）などから、西傾斜と判断される。断層面下端の深さは、地震発生層の下限である１５ｋｍ程度と推定される。　

（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注８）

本断層帯は、活断層研究会（１９８０，１９９１）、山野井ほか（１９８６）、鈴木（１９８８）、山形県（１９９８，１９９９，２０００）、都市圏活断層図「新庄」（澤ほか，２００１）、「村山」（今泉ほか，２００１）、「山形」（八木ほか，２００１）、池田ほか（２００２）などに示された変位地形や地質構造から、西側を東側に対して相対的に隆起させていると考えられる。本断層帯は、断層の西側に撓曲や膨らみを伴うことがあるので、西側が東側に乗り上げる逆断層と考えられ、村山市大林付近、山形市村木沢付近、及び山辺町大寺付近では、その一部と見られる露頭が知られている。なお、鈴木・阿子島（１９８７）は、本断層帯北部の山地内で、変位地形と断層露頭から、左横ずれ変位を示す活断層（大高根断層）の存在を指摘しているが、この断層と本断層帯との関連性については不明である。これ以外に、本断層帯の変位に横ずれが伴われていることを示す資料はない。

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８）

本断層帯の平均変位速度を評価するための資料として、以下のものがある。

@ 断層帯の北部の富並地点では、富並川に沿って分布する低位段丘面（Ｌ１面）は、左岸の富並付近で、並走する２列の西側隆起の断層で変位しており（今泉ほか，２００１）、その変位量は西側の断層で１０ｍ、東側のそれで８−９ｍとされている（図４；鈴木，１９８８）。鈴木（１９８８）は、これより東側で同じＬ１面を変位させるもう１列の断層の存在を指摘しているので、この付近におけるＬ１面の上下変位量は２０ｍ以上に達していることになる。Ｌ１面の形成年代を約２−３万年前（鈴木，１９８８）とすると、これ以後の平均上下変位速度は０．７−１．０ｍ／千年以上となる。
A 大石田町横山地点における山形県（２０００）の地形測量、反射法弾性波探査、ボーリング調査及びトレンチ調査の結果をみると、トレンチに露出したＣ層は、上盤側で撓曲する地形面の延長部に位置していることから、その構成物である可能性がある（図５）。そこで、Ｃ層をこの地形面構成物とすると、その撓曲崖の比高（約７ｍ）と前面における埋没深度（約５ｍ）から、Ｃ層堆積面の上下変位量として約１２ｍが導かれ、さらにＣ層上部（Ｃ１層）が約９千３百−９千９百年前の１４Ｃ年代を示すことから、その後の平均上下変位速度は１．２−１．３ｍ／千年程度となる。
B 山辺町大寺地点における山形県（１９９９）の地形測量、ボーリング調査の結果は、幅１００−２００ｍで比高１２−１４ｍの撓曲崖をつくる地形面の形成年代が約１万年前であることを示している（図６）。撓曲崖の前面では、その構成層の続きと見られる約１万年前の１４Ｃ年代を示す地層（ｏｄW層）が低地面下約６ｍに埋没していることから、この地形面の上下変位量を約１８−２０ｍとすると、その後の平均上下変位速度は１．８−２ｍ／千年となる。しかし、ボーリング地点が、変動崖の下部に偏っているので、約１万年前の１４Ｃ年代を示す地層は、より新期に撓曲崖に付加されたものであり、比高１２−１４ｍの撓曲崖をつくる地形面はそれより古いことも考えられ、したがって、上記では平均変速度値を過大に評価している可能性がある。

上記のように、資料が少なく、また、いずれも変位量の見積もりや変位基準の年代推定に不正確さを伴っており、精度の高い数値とは言えない。AやBについては、変位基準がごく若く、長期間の平均値を求めるためには誤差が大きい。しかし、これらはともに本断層帯の平均上下変位速度が１ｍ／千年前後もしくはそれ以上に達していることを示している。

以上のことから、@、A、Bを総合して、本断層帯の平均上下変位速度を概ね１−２ｍ／千年と推定した。


（２）活動時期

　本断層帯の活動履歴に関する資料は、北部の大石田町横山地点、村山市山の内地点と、中−南部の寒河江市高瀬山地点、山辺町大寺地点で得られている。

@ 大石田町横山地点では、山形県（２０００）が２つのトレンチを掘削した。本トレンチは、このうちの南側に位置するトレンチ（里集落地点）である。本トレンチは、丘陵基部から約３００ｍ離れた沖積低地内で認められる撓曲崖の基部で掘削された（図５）。トレンチ壁面には、約１万年前以後に堆積した、上方細粒化の堆積サイクルを繰り返し示す砂層と有機質粘土層の互層（Ｅ４層−Ａ１層）が露出した（図７）。これらの地層群は、Ａ１層を除きすべて、東へ傾斜している。この傾斜構造は、その認められる位置、傾斜の向きが、撓曲崖地形や反射法弾性波探査で明らかになったそれに対応する撓曲構造と調和することから、この断層帯の活動によって生じたものと推定される。Ａ２−Ａ４層、Ｂ１−Ｂ３層、及びＣ１層以下の各地層群は、それぞれ勾配を同じくしているが、地層群ごとに比較すると、下位の地層群ほど不連続的に傾斜度が大きく（Ａ２−Ａ４層の地層群；５−６°、Ｂ１−Ｂ３層の地層群；７−９°、及びＣ１層以下の地層群；１３−１５°）、より強く東傾斜するＥ４−Ｃ１層の上面にＢ１−Ｂ３層が、さらにこの上面にＡ２−Ａ４層が、それぞれアバットしている。このことから、Ｃ１層堆積後でＢ３層堆積前と、Ｂ１層（ここでは強有機質層として図示されたものの上限をもってＢ１層の上面とする）堆積後でＡ４層堆積前の各時期に断層活動があった可能性がある。それぞれの断層活動の時期については、前者はＣ１層とＢ１層の１４Ｃ年代から約９千３百−７千１百年前、後者はＢ１層とＡ１層の１４Ｃ年代から約７千１百−１千５百年前となる。東へ傾斜するＡ２−Ａ４層は、それが地表面と交差し、地表面で切られていること、また、山形県（２０００）によると、トレンチ東方で掘削されたピットでは、Ａ３層下面はほぼ水平であったとされていることから、Ａ２層堆積後にさらに新しい断層活動があった可能性がある。その時期は、Ａ４層下方の１４Ｃ年代に基づくと約６千年前以後となる。
これらのことから、横山地点では、過去約１万年の間において少なくとも３回の断層活動が識別され、それぞれの活動は、約６千年前以後と、それに先立つ約７千１百−１千５百年前、及び約９千３百−７千１百年前にあった可能性がある。
A 村山市山の内地点では、鈴木・阿子島（１９８７）によって断層露頭が記載されている。ここでは、約１万年前に降下したとされる尾花沢軽石層（宇井ほか，１９７３）を含む低位段丘堆積物が変位しており、最近約１万年間に少なくとも１回の断層活動があったと考えられる。
B 寒河江市高瀬山地点では、本断層帯上盤側に位置する中位段丘面（八木ほか，２００１）上で断層露頭が見いだされ、ここに現れた西傾斜の逆断層は、段丘堆積物を約２ｍ上下に変位させている（図８；山形県，１９９９；山野井，２０００）。この断層は、さらに表層の腐植土層まで切断しており、その腐植土層の１４Ｃ年代から約９千８百年前以後に活動したと推定される。
C 山辺町大寺地点では、山形県（１９９９）が５つのトレンチを掘削した。本トレンチは、このうちの最も南側に位置するトレンチ@である。本トレンチは、丘陵基部から約４００ｍ東に離れた平野内に位置し、ここに認められる比高１２−１４ｍを有する撓曲崖の基部で掘削された（山形県，１９９９）。トレンチ壁面には、およそ１万年前以後に堆積した地層群（Ｅ４層−Ａ層）と、これらの一部を変位させる西傾斜の逆断層（ｆａ断層）が露出した（図９）。南壁面の西側上段で確認されたｆａ断層は、Ｃ１層とこれを覆うＢ３層の一部を上下に約３０ｃｍ変位させているが、Ｂ３層中で不明瞭となり、上方への連続が分からなくなる。その上位のＢ２層は、層厚を著しく変化させることもなく、ｆａ断層の上方延長部を横切って堆積しており、ｆａ断層による変位を被っていないように考えられることから、Ｃ１層堆積後でＢ２層堆積前に断層活動があったと推定される。
これらのことから、ここで認められた断層の活動時期は、ｆａ断層面の下に位置するＢ３層下部とＢ２層の１４Ｃ年代に基づくと、約７千５百−３千８百年前となる。
ただし、この断層は規模が小さく、撓曲崖の途中で見いだされたものであることから、この付近での本断層帯のすべての活動を記録していない可能性がある。

上記の@、A、B、Cに基づく断層活動の時空間分布を図１０に示す。

以上のことから、本断層帯の活動時期は、横山地点で明らかとなったデータに基づいて、最新活動が約６千年前以後、一つ前が約７千１百年前以後、約１千５百年前以前、及び二つ前が約９千３百年前以後、約７千１百年前以前にあった可能性があると判断した。なお、A、B、Cの資料が示す断層活動は、上記の３回の断層活動のいずれかにあたるとしても、とくに矛盾しない。

（３）１回の変位量（ずれの量）（注８）

上述したように、横山地点では、Ｃ層の堆積面（約９千３百−９千９百年前）が約１２ｍ上下に変位している可能性があり、この変位量は３回の断層活動で生じた可能性がある。この資料にもとづき、また、活動時の変位量が毎回同じと仮定すると、この付近での断層活動１回の変位量は４ｍ程度（上下成分）となる。

一方、本断層帯の長さは約６０ｋｍ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４．８ｍ（上下成分）となる。

ＬｏｇＬ ＝ ０．６Ｍ− ２．９　（１）
ＬｏｇＤ ＝ 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、本断層帯の活動１回の上下変位量は４−５ｍ程度であった可能性があると判断した。

（４）活動間隔

本断層帯では、約９千３百年前以後に３回の断層活動があった可能性があることから、この間の平均活動間隔は３１００年と算出される。１回の変位量（上下成分４−５ｍ）と平均変位速度（上下成分１−２ｍ／千年）に基づき試算すると、平均活動間隔は２０００−５０００年と求まり、上記の値はこの範囲にある。

以上のことから、本断層帯の平均活動間隔はおよそ３千年であった可能性があると判断した。

（５）活動区間

本断層帯では、活動区間を分ける根拠がないことから、断層帯全体を一つの活動区間として扱うことにした。　

（６）先史時代・歴史時代の活動

阿子島ほか（１９９７）、阿子島ほか（１９９８）は、寒河江市の三条遺跡において、地震動による噴砂と地盤流動化の痕跡を検出し、関係した地震の発生時期を１３世紀頃と推定した。しかし、本断層帯との直接的な関係は不明である。

山形県では、少なくとも１９世紀初頭から地震の記録があるが、本断層帯から発生したと考えられる被害地震の記述はない（宇佐美，１９９６）ので、最近約２００年間はこの断層帯は活動していないと考えられる。

（７）測地観測結果

最近約１００年間の測地観測結果によれば、山形盆地断層帯の北部周辺における歪は小さく、断層帯南部及びそれより南側では、東西・南北共に伸びが見られる。最近約４年間のＧＰＳ観測結果によれば、この断層帯周辺では東西方向の縮みが見られる。

（８）地震観測結果　　

山形盆地断層帯付近においては、気象庁の地震カタログによれば、１９２６年以降マグニチュード５以上の地震は発生しておらず、全般的に活動は低調である。ただし、最近１０年間の活動に注目すると、北部の湯野沢断層付近と南部の村木沢断層付近で、マグニチュード４程度の地震を最大とする、まとまった地震活動が見られる。最近の地震活動から、地震発生層の下限の深さは１５ｋｍ程度と推定される。

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

本断層帯では、断層帯全体を一つの活動区間とした場合、上述した経験式（１）により本断層帯（長さ６０ｋｍ）から発生する地震の規模はマグニチュード７．８となる。これに基づくと、本断層帯で発生する地震の規模はマグニチュード７．８程度の可能性がある。

このような地震が発生した場合、西側隆起で４−５ｍ程度の段差や撓みを伴う変位が生ずる可能性がある。

（２）地震発生の可能性

山形盆地断層帯の平均活動間隔はおよそ３千年で、最新の活動時期は約６千年前以後、約２百年前以前であった可能性がある。この断層帯では、最新活動後、評価時点（２００２年）までの経過時間は約２百年−６千年で、平均活動間隔の０．０７−２．０倍の時間が経過していることになる。最新活動時期の推定幅は広い範囲でしか得られておらず、また、平均活動間隔は信頼度が低いことに十分留意する必要があるが、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％−７％、ほぼ０％−１０％、ほぼ０％−２０％、及びほぼ０％−５０％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（表３）。本評価で得られた将来の地震発生確率には幅があるが、その最大値をとると、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。

２−４　今後に向けて

本断層帯は、完新世に複数回の活動があった可能性がある。本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、１回の変位量、及び活動間隔を精度良く求め、活動区間を正確に把握する必要がある。また、地下における断層面の形状等を明らかにする必要がある。

注８： 「変位」を、１頁の本文及び４、５頁の表１では、一般的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「撓みの成分」よりなる。
注９： １０，０００年ＢＰよりも新しい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値を用いた。また、１０，０００年ＢＰより古い炭素同位体年代については、Ｋｉｔａｇａｗａ ａｎｄ ｖａｎ ｄｅｒ Ｐｌｉｃｈｔ（１９９８）のデータに基づいて暦年補正した値を用いた。


文　献

阿子島功・佐藤庄一・水戸弘美・佐竹桂一・植松暁彦（１９９７）：山形内陸盆地の噴砂・地盤流動化の痕跡−寒河江市三条遺跡−．山形応用地質，１７，４６−５２．

阿子島功・水戸弘美・植松暁彦（１９９８）：山形県寒河江市三条遺跡でみられた噴砂・地盤流動化痕跡―考古学的手法による地下水の復元―．季刊地理学，５０，８８−８９．

藤原健蔵（１９６７ｂ）：山形盆地の地形発達．地理学評論，４０，５２３−５４２．

池田安隆・今泉俊文・東郷正美・平川一臣・宮内崇裕・佐藤比呂志（２００２）：「第四紀逆断層アトラス」．東京大学出版会，２５４ｐ．

今泉俊文・澤　祥・佐藤比呂志・松多信尚・越後智雄・丹羽俊二（２００１）：１：２５，０００都市圏活断層図「村山」．国土地理院技術資料Ｄ・１−Ｎｏ．３８８．

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表３　地震発生確率及び参考指標

注１０： 評価時点はすべて２００２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。
指標（１）経過年数： 当該活断層があることによって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（ここではＢＰＴ分布モデルを適用した場合を考える。）。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にあたる。）。この指標は、ＢＰＴ分布モデルによる危険率が、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。マイナスの値は、前者が後者に達していないことを示す。後者の危険率は３千分の１（０．０００３）回であり、時間によらず一定である。前者は評価時点でほぼ０−５百分の１（０．００２）回であり、時間とともに増加する。ほぼ０であれば前者が後者の回数に達するには今後１千９百年を要するが、５百分の１であれば前者が後者の回数に達してから３千９百年が経過していることになる。
指標（１）比： 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）。