（１）旭断層，豊岡東断層，稲士別断層，茂発谷断層，新和断層，途別川断層，以平断層，明倫東断層，上更別断層

新第三系の大樹層，糠内層，新第三紀〜第四紀前期の池田層を基盤とし，その上位に河成段丘堆積物が累重する．

大樹層：根本・佐々（１９３３）により初めてこの名称が提唱され，鬼塚（１９６２）により再定義された．幕別台地の東部に局所的に分布する．層理に乏しい珪藻質シルト岩が卓越し，上部では頻繁に細粒砂〜粗粒砂を挟む．

糠内層：長尾・三谷（１９６０）により糠内砂岩層として定義され，山口・佐藤（１９８９）により再定義された．幕別台地の東部に分布し，幕別町新田付近では大樹層から整合漸移しているように見える．下部は塊状の砂岩勝ち砂岩シルト岩互層からなるが，しだいにリズミカルな細粒砂岩・中粒砂岩互層となり，最上部では頻繁に細礫岩と白色凝灰岩を夾在する．

池田層：池田層については岡（１９８２），松井・松澤（１９８５）などによりこれまでに多くの見解が示されているが，本報告では岡（１９８２），十勝支庁農業振興部（２０００）による池田層定義にほぼ従い，池田層を大きく下部と上部にわけて示す．ただし十勝支庁農業振興部（２０００）による池田層最上部については，本報告では池田層上部として一括する．また，付図３では下部・上部を含めて池田層として一括し，池田層中に夾在される凝灰岩（稲士別凝灰岩，猿別凝灰岩，千代田凝灰岩，芽登凝灰岩）とともに示す．池田層下部は幕別台地の東部から駒畠付近に広く分布する．シルト・細粒砂岩が卓越し，亜炭，凝灰岩および細礫岩を夾在する．上部は長流枝内丘陵，幕別台地，上更別，駒畠にかけて広く分布する．貝化石を夾在するシルト岩，砂岩，細礫岩互層から構成され，亜炭，凝灰岩を夾在する．

池田層には多数の凝灰岩が夾在されるが，本地域で広域的に追跡される特徴的な凝灰岩としては，下位から，稲士別凝灰岩，猿別凝灰岩，千代田凝灰岩，芽登凝灰岩が挙げられる．稲士別凝灰岩は池田層の最下部を成し，幕別台地東部から駒畠にかけて分布する．やや風化した黒雲母を大量に含む，流紋岩質火砕流堆積物である．層厚は最大５０ｍ前後である．ほとんどの地域では水中の二次堆積物の産状を示す．放射年代値として，柴田ほか（１９７５）により４．１±１．１ＭａのＫ−Ａｒ年代，Ｋｏｓｈｉｍｉｚｕ （１９８１）により３．７±０．１ＭａのＦＴ年代，松井・松澤（１９８５）により２．８±０．７ＭａのＫ−Ａｒ年代が報告され，年代の不一致が見られた．しかし，廣瀬・田近（１９９９）による新鮮かつやや発泡の悪い火山ガラスから４．０±０．４ ＭａのＫ−Ａｒ年代が得られ，鮮新世前期の年代であると考えられる．猿別凝灰岩は池田層下部に夾在され，稲士別凝灰岩の上位に位置する．斑晶に極めて乏しい白色のガラス質凝灰岩であり，水中二次堆積物の産状を示す．Ｋｏｓｈｉｍｉｚｕ （１９８１）により２．８±０．２Ｍａの年代が得られている．千代田凝灰岩は池田層上部の比較的下位に夾在され，長流枝内丘陵南部および幕別台地北端部に認められる．　白色の流紋岩質火砕流堆積物からなる．Ｋｏｓｈｉｍｉｚｕ （１９８１）により２．０±０．１ＭａのＦＴ年代が得られている．芽登凝灰岩は，長流枝内丘陵西部から幕別台地西部，札内川東岸の台地などに広く分布する．層厚１０ｍ以上で灰白色〜黄帯白色を呈する．発泡した白色軽石を１０〜２０％前後含み，新鮮な黒雲母を有色鉱物として持つ．放射年代としてＫｏｓｈｉｍｉｚｕ （１９８１）により０．９±０．１ ＭａのＦＴ年代が，柴田ほか（１９７９）により０．９６±０．１０ Ｍａ，０．７５±０．３８ ＭａのＫ−Ａｒ年代が得られていたが，近年急速に発達したＴＫ年代測定法により，５００〜６００ｋａ前後の年代が得られ，その年代が大きく若返る可能性がある．芽登凝灰岩の年代は前述したように０．９６Ｍａ〜０．５Ｍａにわたり大きくばらつく．０．５Ｍａ前後の年代値はＴＬ年代，０．９６〜０．７５Ｍａの年代はＫ−Ａｒ年代およびＦＴ年代値である．一般に火砕流堆積物のＫ−Ａｒ年代値測定時には試料のプレヒート時に脱ガスが不十分となり，年代測定値がばらつくことがある．また，上記の年代値が報告された１９７０年代〜１９８０年代初頭にはＫ−Ａｒ年代法，ＦＴ年代法とも測定機器の精度や前処理技術の問題により，１００万年より新しい年代の測定は困難であった（板谷・長尾，１９８８）．実際に，柴田ほか（１９７５），松井・松澤（１９８５）による十勝平野の鮮新世〜第四紀初頭の地層に関するＫ−Ａｒ年代値は，ばらつきが非常に大きい．一方，ＴＬ年代測定法は近年になって急速に発展した測定法であり，特に更新世中期〜後期の火砕流堆積物に関して，実際の層序と矛盾のない年代値が多く測定されている（例えば高島ほか，１９９２；中川・高島，１９９９）．これらを考慮すると，芽登凝灰岩の年代値が５０万年前後までさかのぼる可能性は否定できない．

Ｍａ−ｔ１面堆積物：Ｍａ−ｔ１面を構成する．下位より河成の礫層，白色粘土層，赤色粘土，ローム層およびテフラからなる．テフラは，Ｔｏｙａおよびそれよりも新らしいテフラが認められる．しかし，完新世以前のテフラ，ロームの層準は部分的ないし完全に失われている場合が多い．

Ｍａ−ｔ２面堆積物：Ｍａ−ｔ２面を構成する．下位から，河成の礫層，白色粘土層，赤色粘土層，それらを覆うローム層およびテフラからなる．テフラは，Ｔｏｙａおよびそれよりも新らしいテフラが認められる．しかし，Ｍａ−ｔ１面堆積物同様に完新世以前のテフラ，ロームの層準は部分的ないし完全に失われている場合が多い（図３−１−３−４）．帯広空港以南では，ローム層中に，層厚数ｍ以上におよぶ厚いＳｐｆａ １テフラの二次堆積物が発達する（地点１９：図３−１−３−７）．

Ｍａ−ｔ３面堆積物：Ｍａ−ｔ３面を構成する．下位から，河成の礫層，白色〜赤色粘土層，それらを覆うローム層およびテフラからなる．テフラは，Ｔｏｙａおよびそれよりも新らしいテフラが認められる．Ｔｏｙａ〜Ｓｐｆａ １の層準には，ロームのかわりに泥炭・粘土が発達する場合もある（地点１３）．完新世以前のテフラ，ロームの層準は部分的ないし完全に失われている場合が多い．

Ｍａ−ｔ４面堆積物：Ｍａ−ｔ４面を構成する．河成の礫層およびそれに重なる白色粘土層，それらを覆うローム層およびテフラからなる．テフラは，Ｔｏｙａおよびそれよりも新らしいテフラが認められる．また，帯広市古舞（地点８）では，白色粘土層の直上に白色のガラス質テフラ（古舞テフラ：新称）が認められる（図３−１−３−４）．しかし，一般に，完新世以前のテフラ，ロームの層準は部分的ないし完全に失われている場合が多い．

Ｍａ−ｔ５面堆積物：Ｍａ−ｔ５面を構成する．河成の礫層およびそれに重なる白色粘土層，それらを覆うローム層およびテフラからなる．テフラは，Ｔｏｙａおよびそれよりも新らしいテフラが認められる．完新世以前のテフラ，ロームの層準は部分的ないし完全に失われている場合が多い．

Ｍａ−ｔ６面堆積物：Ｍａ−ｔ６面を構成する．下位から，河成の礫層，ローム層およびテフラからなる．テフラはＫｔ−６より上位のテフラが認められる．

Ｍａ−ｔ７面堆積物：Ｍａ−ｔ７面を構成する．下位から，河成の礫層，ローム層およびテフラからなる．テフラはＳｓｆａより上位のテフラが認められる（図３−１−３−４）．

Ｍａ−ｔ８面堆積物：Ｍａ−ｔ８面を構成する．下位から，河成の礫層，ローム層およびテフラからなる．テフラはＳｐｆａ １より上位のテフラが認められる．

Ｍａ−ｔ９面堆積物：Ｍａ−ｔ９面を構成する．下位から，河成の礫層，ローム層およびテフラからなる．テフラはＥｎ−ａより上位のテフラが認められる．

Ｍａ−ｔ１０面堆積物：Ｍａ−ｔ１０面を構成する．下位から，河成の礫層，層厚１０ｃｍ以下のごく薄いローム層，および完新世テフラからなる．テフラはＴａ−ｄ以新のテフラが認められる．なお，礫層上位の泥炭層（地点１）から，１３，３６０±１１０ｙＢＰ，１３，５２０±８０ｙＢＰのＣ１４年代が得られた（図３−１−３−４）．

Ｍａ−ｔ１１面堆積物：Ｍａ−ｔ１１面を構成する．下位から，河成の礫層，クロボクまたは森林土から構成され，テフラはＴａ−ｄより上位のテフラが認められる．十勝川周辺では，Ｔａ−ｃ前後より下位の層準で泥炭が発達する場合がある．音更町東旭（地点４）では，Ｔａ−ｃ直下から３，３５０±５０ｙＢＰ，直上から１，７７０±４０ｙＢＰのＣ１４年代が得られた（図３−１−３−４）．また，後述のように，東旭地区で行われたボーリング調査により，段丘礫層直上から１０５１０±１１０ｙＢＰ〜１１１００±５０ｙＢＰのＣ１４年代が得られた．

Ｍａ−ｔ１２面堆積物：Ｍａ−ｔ１２面を構成する．下位から，河成の礫層，クロボクまたは森林土から構成され，テフラはＴａ−ｃ以新のテフラが認められる．

Ｍａ−ａ１面堆積物：Ｍａ−ａ１面を構成する．下位から，河成の礫層，クロボクまたは森林土から構成され，テフラはＴａ−ｃ以新のテフラが認められる．猿別川西岸の地点１５では，礫層直上の腐植土から４，７３０±６０ｙＢＰのＣ１４年代が得られた（図３−１−３−５）．

Ｍａ−ａ２面堆積物：Ｍａ−ａ２面を構成する．下位から，河成の礫層，クロボクまたは森林土から構成され，テフラはＴａ−ａ以新のテフラが認められる．現河床から数ｍ前後の比高を持つ最低位段丘であり，猿別川流域で特に発達する（図３−１−３−４）．

（２）弘和断層，朝日断層

新第三系の大川層，大樹層，糠内層，新第三紀〜第四紀前期の池田層を基盤とし，その上位に河成段丘堆積物が累重する．

大川層：鬼塚（１９６２）により生花苗層から分離，再定義された．更別村弘和のコイカクシュトープ川の両岸に分布し，やや凝灰質な泥岩・シルト岩からなる．

大樹層：更別村弘和のコイカクシュトープ川右岸に狭小に分布する．珪藻質・凝灰質の泥岩，シルト岩からなる．Ｋｏｉｚｕｍｉ （１９８５）のＣｏｓｃｉｎｏｄｉｓｃｕｓ ｙａｂｅｉ帯〜Ｎｅｏｄｅｎｔｉｃｕｌａ ｋａｍｃｈａｔｉｃａ帯に属し，後期中新世後半〜鮮新統初頭の年代を示す．

糠内層：更別村弘和のコイカクシュトープ川右岸に狭小に分布する．砂岩・礫岩からなる．

Ｍａ−ｔ１面堆積物：Ｍａ−ｔ１面を構成し，上更別，弘和付近に分布する．下位より河成の礫層，白色粘土層，赤色粘土，ローム層およびテフラからなる．テフラは，Ｔｏｙａおよびそれよりも新らしいテフラが認められる．しかし，完新世以前のテフラ，ロームの層準は部分的ないし完全に失われている場合が多い．

Ｍａ−ｔ２面堆積物：Ｍａ−ｔ２面を構成し．駒畠〜弘和にかけて広く分布する．下位から，河成の礫層，白色粘土層，赤色粘土層，それらを覆うローム層およびテフラからなる．テフラは，Ｔｏｙａおよびそれよりも新らしいテフラが認められる．しかし，Ｍａ−ｔ１面堆積物同様に完新世以前のテフラ，ロームの層準は部分的ないし完全に失われている場合が多い．しばしば，層厚数ｍを越えるＳｐｆａ １テフラの風成二次堆積物（古砂丘）が発達する（図３−１−３−７）．

Ｍａ−ｔ４面堆積物：Ｍａ−ｔ４面を構成し，上更別付近，忠類村朝日付近に広く分布する．河成の礫層およびそれに重なる白色粘土層，それらを覆うローム層およびテフラからなる．テフラは，Ｔｏｙａおよびそれよりも新らしいテフラが認められる（地点２８：図３−１−３−７）．一般に，完新世以前のテフラ，ロームの層準は部分的ないし完全に失われている場合が多い．

Ｍａ−ｔ５面堆積物：Ｍａ−ｔ５面を構成し，忠類村西当付近に分布する．下位から，河成の礫層，ローム層およびテフラから構成される．テフラは，Ｔｏｙａおよびそれよりも新らしいテフラが認められる（地点２９：図３−１−３−７）．

Ｍａ−ｔ６面堆積物：Ｍａ−ｔ６面を構成し，忠類村公親付近に分布する．下位から，河成の礫層，ローム層およびテフラからなる．テフラはＫｔ−６より上位のテフラが認められる．

Ｍａ−ｔ７面堆積物：Ｍａ−ｔ７面を構成し，忠類村忠類に広く分布するほか，更別村勢雄にも狭く分布する．下位から，河成の礫層，ローム層およびテフラからなる．テフラはＳｓｆａより上位のテフラが認められる．

Ｍａ−ｔ８面堆積物：Ｍａ−ｔ８面を構成し，更別村勢雄付近に狭く分布する．下位から，河成の礫層，ローム層およびテフラからなる．テフラはＳｐｆａ １より上位のテフラが認められる．

Ｍａ−ｔ９面堆積物：Ｍａ−ｔ９面を構成し，更別村勢雄付近に分布する．下位から，河成の礫層，ローム層およびテフラからなる．テフラはＥｎ−ａより上位のテフラが認められるが，Ｅｎ−ａの分布限界に近いため，Ｅｎ−ａテフラを欠くことも多い．

Ｍａ−ａ２面堆積物：Ｍａ−ａ２面を構成する．下位から，河成の礫層，クロボクまたは森林土から構成され，テフラはＴａ−ｂ以新のテフラが認められる．現河床から数ｍ前後の比高を持つ最低位段丘であり，コイカクシュトープ川流域で狭く分布する．

（３）更南断層

この地域では，基盤岩を成す新第三紀〜第四紀初頭の地層群は確認されなかった．段丘堆積物として，Ｈｉ−ｔ１面堆積物，Ｈｉ−ｔ２面堆積物，Ｈｉ−ｔ３面堆積物およびＨｉ−ｔ７面堆積物が認められる．

Ｈｉ−ｔ１面堆積物：Ｈｉ−ｔ１面を構成し，更南付近の台地に狭く分布する．詳細は不明である．

Ｈｉ−ｔ２面堆積物：Ｈｉ−ｔ２面を構成し．更南付近の台地に広く分布する．下位から，河成の礫層，白色粘土層，赤色粘土層，泥炭層，それらを覆うローム層およびテフラからなる．テフラは，Ｔｏｙａおよびそれよりも新らしいテフラが認められる（地点３７：図３−１−３−８）．しばしば，Ｓｐｆａ １テフラの風成二次堆積物（古砂丘）が発達する（地点３９：図３−１−３−８）．

Ｈｉ−ｔ３面堆積物：Ｈｉ−ｔ３面を構成し．更南付近の台地の南方に広く分布する．堆積物の詳細は不明である．

Ｈｉ−ｔ７面堆積物：Ｈｉ−ｔ７面を構成し．更南付近の台地の北方に広く分布する．調査地域では露頭は得られなかったが，この面に連続する上更別のＭａ−ｔ８面ではＳｓｆａ以新のテフラおよびロームからなる

（４）光地園断層

この地域は，南東セグメントの断層群および更南断層とは異なり，古第三紀の中の川層群と新第三系の尾田村層，豊似川層を基盤として，それらをＨｉ−ｔ１面堆積物以降の段丘堆積物群が覆う．

中の川層群：大樹町光地園から広尾町紋別，広尾町豊似を経て，広尾町市街から西側に広く分布する．分布域の西縁は，地質断層である広尾断層で豊似川層，尾田村層などの新第三系と接する．砂岩・泥岩（粘板岩）の互層から成り，広尾町豊似付近では玄武岩を伴う（平面的な広がりが不明なため，図示はしていない）．

尾田村層：大樹町光地園付近に，ＮＮＷ−ＳＳＥ方向に狭く分布する．泥岩および珪質頁岩から成り，中の川層群とは広尾断層で，豊似川層とは整合漸移の関係であるようにみえる．

豊似川層：大樹町光地園から広尾町市街にかけて広く分布する．礫岩を主とし，砂岩を夾在するタービダイト層を成す．広尾町紋別〜豊似付近では，地質図スケールの広がりを持つ砂岩卓越層が分布するため，付図３に図示した．

Ｈｉ−ｔ１面堆積物：Ｈｉ−ｔ１面を構成し，大樹町光地園付近の尾根上に広く台地を形成する．十勝団体研究会（１９７８）などにより光地園礫層と呼ばれた層厚９０ｍに達する礫層であり，砂，シルト，および粘土を夾在する．礫層基底の高度は広尾断層付近では２７０〜２９０ｍ前後であり，南西側ほど基底高度が上昇するように見える．なお，最下部の礫層中には，白色の火山灰が夾在される（地点３０：図３−１−３−８；図３−１−３−９）．角閃石，輝石を有色鉱物として含み，十勝平野の後期更新世としては珍しく，八面体の結晶形を持つ高温型石英が含まれる．しかし，風化が著しく火山ガラスは残存していない．

Ｈｉ−ｔ４面堆積物：Ｈｉ−ｔ４面を構成し，豊似川付近の新第三系分布域に残丘状に分布する．堆積物は露頭が無いため不明である．

Ｈｉ−ｔ５面堆積物：Ｈｉ−ｔ５面を構成し，広尾町カシュンナイ付近に広く分布するほか，紋別川から楽古川にかけての丘陵上に残丘状に分布する．露頭が少なく詳細は不明だが，カシュンナイの地点３３では，段丘礫層上に泥炭，泥〜シルト，ロームが累重し，露頭上位にはＳｐｆａ １テフラの風成二次堆積物が認められた．礫層より１５０ｃｍ上位の火山灰について火山灰分析を行ったが，火山ガラスが風化により失われており，詳細は不明であった（図３−１−３−８）．なお，ローム層中にＴｏｙａに類似した厚手のバブルウォール型火山ガラスが認められる．

Ｈｉ−ｔ６面堆積物：Ｈｉ−ｔ６面を構成し，広尾町開進の紋別川右岸から広尾町紋別にかけて広く分布する．広尾町開進の地点３１では，段丘礫層直上にＫｔ−６テフラに由来する可能性がある二次堆積物およびＳｓｆａと考えられる二次堆積スコリアが認められた．

Ｈｉ−ｔ７面堆積物：Ｈｉ−ｔ７面を構成し，広尾町開進から広尾町楽古にかけて断続的に分布する．段丘礫層上にＳｐｆａ １テフラ，ロームおよび完新世テフラを載せている．ただし，Ｓｐｆａ １テフラは純層として堆積していることもあるが，風成二次堆積物が厚く発達することも多い．

Ｈｉ−ｔ８面堆積物：Ｈｉ−ｔ８面を構成し，広尾町紋別に広く分布する．段丘礫層上にローム層を載せ，ローム層中にはひんぱんにＳｐｆａ １テフラの風成二次堆積物が夾在される．

Ｈｉ−ｔ９面堆積物：Ｈｉ−ｔ９面を構成し，広尾町紋別，広尾町上野塚付近で発達する．段丘礫層上にはほとんどロームが認められず，クロボク，完新世テフラ（Ｔａ−ｂなど）が載っている．Ｈｉ−ｔ１０面堆積物：Ｈｉ−ｔ１０面を構成し，広尾町紋別，広尾町上野塚，楽古付近で発達する．段丘礫層上を直接クロボク，完新世テフラ（Ｔａ−ｂなど）が載っているが，クロボクと礫層の間にシルトが挟まれる場合もある．

Ｈｉ−ａ１面堆積物：Ｈｉ−ａ１面を構成し，広尾町紋別，上野塚，楽古付近で発達する．段丘礫層上を直接クロボク，完新世テフラ（Ｔａ−ｂなど）が覆う．広尾町楽古の地点３４では，段丘礫層とクロボクの間にシルトが挟まれる．地点３４でのシルト直上のＣ１４年代値は，１，９５０±７０ ｙＢＰである（図３−１−３−８）．

Ｈｉ−ａ２面堆積物：Ｈｉ−ａ２面を構成し，紋別川，楽古川などの河川沿いに点々と分布する．段丘礫層を薄いクロボクおよびＴａ−ｂテフラが覆っている．

２　変位地形と平均変位速度

十勝平野断層帯に関して，空中写真判読により抽出した変位地形の現地踏査を行い，現地で簡易レーザー測量機レーザーエースを用いて簡易地形測量を行った．また，国土地理院発行の５０ｍメッシュ数値地質図を用いて地形断面図の作成を行った．以下，その結果について示す．

なお，南東セグメントではＭａ−ｔ１〜Ｍａ−ｔ４面，南西セグメントではＨｉ−ｔ１〜Ｈｉ−ｔ４面はいずれもＴｏｙａより古い地形面であり，これまで直接的に年代を決定する証拠（Ｋ−Ａｒ年代，ＦＴ年代，ＴＬ年代などの放射年代値）は得られていない．また，地形面の開析も進んでいる．このため，以下に述べる地形変位量，地形面の年代，平均変位速度はあくまでも目安であり，活断層の活動度評価を行う上では厳密な意味を持たない（持ち得ない）ことをあらかじめ断っておく．

・旭断層

Ｌｉｎｅ ＧＰ１では，Ｍａ−ｔ１面，Ｍａ−ｔ２面に西向きの撓曲崖が形成され，その比高は４０ｍに達する（図３−１−３−１０）．また，Ｌｉｎｅ ＧＰ１北方の音更町栄でＭａ−ｔ３面に形成された撓曲崖は同面に比高２０ｍの西落ち変位を与えているように見えるが，この地域でのＭａ−ｔ３面は断片的な分布であるため，地形面対比の確度は低い．一方，音更町栄の長流枝内川左岸ではＭａ−ｔ１０面に西落ちの撓曲崖状の段差が（Ｌｉｎｅ ＬＧ−１：図３−１−３−１５），音更町東旭ではＭａ−ｔ１１面に西落ちの逆向き低崖状の地形が形成されている（Ｌｉｎｅ ＬＧ−２：図３−１−３−１４）．Ｌｉｎｅ ＬＧ−１での簡易測量では，西落ちの小崖は比高２ｍであった（図３−１−３−１６ａ）．小崖の東側はゆるやかな斜面を成し，その比高は５．５ｍに達するが，この斜面は長流枝内丘陵から北流する沢地形の出口付近にあるため，さらなる検討を要する．一方，Ｌｉｎｅ ＬＧ−２での簡易測量の結果，西落ちの逆向き低崖の比高は２ｍであった（図３−１−３−１６ｂ）．Ｍａ−ｔ３面の年代は不明だが，日本の段丘アトラスに従い年代を２４９ｋａと仮定すれば，平均変位速度は０．０８ｍ ／ ｋａとなる．また，地点１では礫層上位の泥炭から１３，３６０±１１０ｙＢＰ，１３，５２０±８０ｙＢＰのＣ^１４年代が得られているためＭａ−ｔ１０面を１３．５ ｋａとすると，変位量２ｍの場合０．１５ ｍ ／ｋａ（変位量５．５ｍをとった場合は０．４１ｍ ／ ｋａ）となる．一方，Ｍａ−ｔ１１面では後述する十勝川温泉地区ボーリング調査により礫層直上から１０．５〜１１ｋａのＣ^１４年代が得られているためＭａ−ｔ１１面の年代を１１ｋａとすれば平均変位量は０．１８ｍ／ｋａとなる．ただし，この地点では後述する群列ボーリングにより２ｍの地形変位が断層変位を表していない可能性があるため，この値はさらなる検討を要する．

なお，十勝川周辺の沖積低地を挟んで，幕別台地の北縁，稲士別川の西岸のＭａ−ｔ４面には，西落ちの極小規模な撓曲崖が見られる．この撓曲崖は，旭断層のリニアメントの南方延長上に位置することから，旭断層が幕別台地北縁まで達している可能性がある．

・豊岡東断層

この断層については，空中写真判読では，Ｍａ−ｔ３面の開析斜面と考えられた．地質調査でも，活断層の存在を示すような変位地形は確認されなかった．また，この断層付近に露出する池田層にも，活断層の存在を示すような急傾斜帯は認められなかった（付図３）．

・稲士別断層

この断層については，空中写真判読では，活断層の存在を示すような変位地形は認められなかった．地質調査でも，活断層の存在を示すような変位地形は確認されなかった．また，この断層付近に露出する池田層にも，活断層の存在を示すような急傾斜帯は認められなかった（付図３）．

・茂発谷断層

Ｌｉｎｅ ＧＰ２ではＭａ−ｔ１面，Ｍａ−ｔ２面に西向きの撓曲崖が形成され，その比高は３０ｍに達する（図３−１−３−１０）．一方，Ｌｉｎｅ ＧＰ２北方ではＭａ−ｔ１面に２０ｍの西落ち変位が生じているように見える．日本の海成段丘アトラスにしたがいＭａ−ｔ１面を３４０ｋａと仮定すれば，平均変位速度は０．０６ｍ ／ ｋａとなる．しかし，地形面の開析が進み断片的にしか残されていないため，この値は過小見積もりである可能性が残る．なお，茂発谷川沿いの低位段丘（Ｍａ−ｔ８面？）には，地形変位は認められない．

・新和断層

Ｌｉｎｅ ＧＰ３では，幕別町新和付近でリニアメントを挟みＭａ−ｔ２面に比高１０ｍ程度の西向き撓曲崖が認められる（図３−１−３−１０）．Ｌｉｎｅ ＬＧ−５付近では，リニアメント東側に南北方向に延びるバックスラストも形成されている（図３−１−３−１７）．簡易測量では，リニアメント西側のＭａ−ｔ２面の変位は１５ｍ以上，バックスラストの比高も１３ｍに達する（図３−１−３−１８）．御大師川南方ではＭａ−ｔ３面に南西落ちの撓曲崖が認められ，簡易測量（ＬＧ−６測線）による比高は６ｍであった（図３−１−３−１８）．Ｌｉｎｅ ＧＰ３付近は段丘の開析が進み詳細は不明だが，ＬＧ−７測線ではＭａ−ｔ３面を２９０ ｋａと仮定すれば平均変位速度は０．０２ ｍ ／ ｋａとなる．一方，茂発谷川から新和にかけては，沢地形となっているリニアメントをはさみ，Ｍａ−ｔ２面に２０ｍの西落ち変位が生じている．Ｍａ−ｔ２面の年代を仮に３００ｋａとすれば，平均変位速度は０．０６ｍ ／ ｋａとなる．

・途別川断層

Ｌｉｎｅ ＧＰ２では，Ｍａ−ｔ８面に極軽微な東上がりの変位，Ｌｉｎｅ ＧＰ３ではＭａ−ｔ３面とＭａ−ｔ４面の境に比高２０ｍ前後の東上がり変位が認められた（図３−１−３−１０）．断面図からは，Ｍａ−ｔ３面も東上がりの傾動しているように見えるが，Ｍａ−ｔ３面は全般に開析が進んでいるため，浸食により形成された斜面を見ている可能性もある．現地調査では，Ｍａ−ｔ８面の変位は東上がりのゆるやかな撓曲地形を，Ｍａ−ｔ３面，Ｍａ−ｔ４面を境する変位は比較的急な東上がり撓曲崖状の地形を示している（図３−１−３−１９）．簡易測量の結果，Ｍａ−ｔ８面（測線ＬＧ−３）では比高２．２ｍの東上がりの変位が，Ｍａ−ｔ３面，Ｍａ−ｔ４面境界のリニアメント（測線ＬＧ−４）では１５ｍの東上がり変位が認められた（図３−１−３−１８）．測線ＬＧ−４ではリニアメント両側で地形面が異なるため平均変位速度の計算は行わない．Ｍａ−ｔ８面はＳｐｆａ １を載せることから年代を４０ｋａとすれば，平均変位速度は０．０６ｍ ／ ｋａとなる．

・以平断層

Ｌｉｎｅ ＧＰ４では，以平断層は東上がりの撓曲として現れており，沢地形のため修飾されている可能性があるが，斜面の比高は３０ｍ程度はあると見積もれる（図３−１−３−１１）．現地ではＭａ−ｔ１面に非常にゆるやかな撓曲が生じており（図３−１−３−２０），ＬＧ−７測線における簡易測量では少なくとも２５ｍ以上の変位が認められる．仮に変位量を３０ｍとし，Ｍａ−ｔ１面の年代を３４０ ｋａと仮定すれば，平均変位速度は０．０９ ｍ ／ ｋａとなる．

・上更別断層

上更別のＬｉｎｅ ＧＰ６では，上更別断層はＭａ−ｔ２面に生じた東上がりで比高１０ｍ程度の撓曲として認められる（図３−１−３−１１）．Ｍａ−ｔ２面を約３００ｋａと仮定すると，平均変位速度は０．０３ｍ ／ ｋａとなる．また，Ｍａ−ｔ１面，ｔ２面に形成されている西向き緩斜面が傾動によるものならば，平均変位速度はさらに大きくなり０．０８ ｍ ／ ｋａに達する場合もあるが，この西傾斜は駒畠付近のＭａ−ｔ１，ｔ２面の元々の傾斜方向である可能性がある．一方，後述するように，上更別断層の変位量は斜面の浸食により修飾されている可能性があるため，実際の平均変位速度はさらに小さくなる可能性が高い．

・弘和断層

弘和断層は更別村弘和付近では西傾斜の非常にゆるやかな撓曲斜面を成し（図３−１−３−２２），Ｌｉｎｅ ＧＰ７ではＭａ−ｔ１面に生じた比高３０ｍ程度の西落ち撓曲崖として現れている（図３−１−３−１２）．弘和では撓曲の下盤側がＭａ−ｔ２面であるため，変位基準が一致せず活動度の評価は困難である．一方，更別村の十五線〜十七線では，Ｍａ−ｔ２面に比高約１０ｍの東上がり変位が生じている．Ｍａ−ｔ２面の年代を仮に３００ｋａとすれば，平均変位速度は０．０３ｍ ／ ｋａとなり，Ｃ級下位の活動度となる．

・朝日断層

忠類村西当のＬｉｎｅ ＧＰ８では，Ｍａ−ｔ５面に生じた東上がり変位は比高６ｍ程度である（図３−１−３−１２）．Ｍａ−ｔ５面は段丘礫層上位にＴｏｙａを載せる面であることから年代を１０５ｋａとすれば，平均変位速度は０．０６ｍ ／ ｋａとなる．また，忠類村朝日付近では朝日断層はＭａ−ｔ４面に西落ち比高１０ｍ前後の逆向き小崖として認められる．Ｍａ−ｔ４面の形成年代は不明だが，変位地形の比高がＭａ−ｔ５面のそれより４ｍ高いことは，地形変位の累積を示しているのかもしれない．

・更南断層

Ｌｉｎｅ ＧＰ９では，更南断層は西側が落ちた逆向き撓曲崖として現れている（図３−１−３−１３）．Ｈｉ−ｔ２面の東傾斜（０．９〜１度）を考慮すると，更南断層によるＨｉ−ｔ２面の変位は西落ち１０ｍ前後となる．Ｈｉ−ｔ２面の年代を３４０ｋａと仮定すると平均変位速度は０．０３ｍ ／ ｋａとなる．

・光地園断層

光地園断層については，地質断層である広尾断層と重複している箇所については，新第三系（西側）と古第三系（東側）との間に尾根高の著しい不連続が認められる（図３−１−３−１３）．東郷（１９８３）により，Ｈｉ−ｔ１（光地園面）に比高１５ｍ前後の西落ち変位の存在が指摘されていた．しかし，地形断面では，地形面の開析が著しいために，この比高が地形面の違いによるものなのか，断層変位によるものかを断定するのは難しい（図３−１−３−１３）．図３−１−３−２５に，東郷（１９８３）により変位地形の存在が示されているＬＧ−８の簡易測量断面を示す．この箇所では，Ｈｉ−ｔ１面の東向き傾斜（１〜１．２度）を考慮しても，２ｍ程度の段差が見られる程度である．この地点での変位の可能性については，次の，地質構造と断層露頭の項目において，地質学的調査の結果もあわせて検討することとする．

広尾町紋別のＬｉｎｅ ＬＧ−９付近ではＮＮＷ−ＳＳＥ走向の，西側に比べ東側が高い撓曲崖状の地形が見られる（図３−１−３−２３）．この地点は十勝団体研究会（１９７８）によれば尾田面（Ｈｉ−ｔ８面に相当）とされていたが，Ｌｉｎｅ ＬＧ−９における掘削調査によれば，段丘礫層を直接クロボクが覆うことが確認されたため，実際にはＨｉ−ｔ１０面（または沖積面であるＨｉ−ａ１面）であると判断される．この崖の走向はＮ６°Ｗであり，この付近でＮ２０°Ｗ程度の走向を示す広尾断層のリニアメントと斜交する．また，地質調査により明らかとなった広尾断層の位置から１００ｍ前後東へずれている．崖の長さは３００ｍ程度であり，北側はしだいに比高を失いＨｉ−ｔ１０面内で消滅（ＬＧ−１０測線：図３−１−３−２６），南側は豊似川がＨｉ−ｔ１０面を大きく削り込んだ崖で終わっている．ちなみにリニアメントを切るこの崖は，その南東延長でＮＷ−ＳＥからＮ−Ｓ，ＮＥ−ＳＷと方向が変化し，リニアメントと類似した崖が豊似川による浸食でも形成され得ることを示す．簡易測量により得られたこの崖の比高は２．３ｍである（ＬＧ−９測線：図３−１−３−２６）．仮にこのリニアメントが光地園断層による変位地形とすると，Ｈｉ−ｔ１０面の年代（Ｔａ−ｄを欠く）を８ｋａと仮定した場合，平均変位速度は０．２９ｍ ／ ｋａとなるが，現時点ではこの値を光地園断層の変位とすることは危険であると判断せざるを得ない．

広尾町上野塚のＬｉｎｅ ＬＧ−１１付近でも，小扇状地を通過し西側に比べ東側が高くなっている，ＮＮＷ−ＳＳＥ走向の撓曲崖状の地形が見られる（図３−１−３−２５）．この崖およびその南方延長のＨｉ−ｔ９面ではいずれも比高２．２ｍの東上がり高度差が検出された（Ｌｉｎｅ ＬＧ−１２：図３−１−３−２５）．しかし，後述する群列ボーリングによれば，このリニアメントは新第三系豊似川層上に位置し，地質断層（広尾断層）と一致しない．また，このリニアメントは扇状地の１００ｍ程度北でＨｉ−ｔ５面と考えられる地形面を通過しているが，簡易測量の結果この地形面にはリニアメントを挟んで高度差は存在しなかった（ＬＧ−１３測線：図３−１−３−２５）．上野塚地区のリニアメントについても，現時点では断層変位以外（河川の浸食作用等）による可能性が残されている．

広尾町楽古の水路（地点３５付近）における東上がりの崖は，現地調査によれば，水路の東側が西側に対して１〜２ｍ程度高くなっているものの，水路からさらに東に数ｍ〜１０ｍ程度離れた雑木林では水路西側と同程度の標高となっていた．また，水路東側の高まりは，水路を切って楽古町野塚から楽古へ向かう道路（十二線）から北側では全く認められなかった．さらに水路は，広尾断層の伏在部から１５０ｍ程度東にずれている．これらの事実は，水路両側の標高差が人工地形である可能性を示しているが，今後さらなる検討を要する．

３　地質構造と断層露頭

本調査では，完新世〜後期更新世の段丘堆積物を明らかに切断し変位させるような断層露頭は確認できなかったが，中期更新世の地層に生じた撓曲変位，および段丘礫層が断層リニアメント付近で数度程度傾いている産状は後述するいくつかの地点で確認できた．

旭断層では，長流枝内丘陵で一般に水平〜１０°程度の傾斜を示す池田層上部層が，東旭地区の撓曲地点において西落ち５５°で急傾斜することが確認された．旭断層のリニアメント上に位置する産業廃棄物処理場（地点３）では，東落ち５０ｍ以上におよぶ撓曲が中期更新世の芽登凝灰岩に生じている産状が観察された．処理場での詳細調査は地権者に拒否されたため詳細は不明である．しかし，芽登凝灰岩の年代が０．９６Ｍａ〜０．５Ｍａ前後まで大きくばらつくことを考慮しても，旭断層は少なくとも中期更新世以降も活動していたと考えられる．旭断層付近での芽登凝灰岩の垂直変位量は地表地質調査の結果６０ｍ程度と考えられるので（付図３），旭断層の中期更新世以降の平均変位速度は０．０６ｍ ／ ｋａ〜０．１２ｍ ／ ｋａとなる．

幕別台地では，山口・佐藤（２０００）により，茂発谷川において池田層が急立していることが示された（地点９：図３−１−３−２８）．この急立帯は，本調査により示された新和断層によるリニアメントと一致し，本調査でも部分的ながら急立帯の存在が示された（付図３）．

途別川断層では，本調査により芽登凝灰岩より上位の池田層上部が西落ち１０°で傾斜していることが見いだされた（地点５：図３−１−３−２９）．この傾斜帯は，空中写真判読により愛国〜南愛国にかけて見いだされた西落ちの撓曲（傾動）地形の北方延長に位置している．愛国〜南愛国では，撓曲している地形面およびその西方の平坦な地形面はいずれもＳｐｆａ １直下にＫｔ−３，Ｋｔ−１を伴い，いずれもＭａ−ｔ８面に相当し，形成時代にギャップがあるようには見えない．途別川断層はＫｔ−３（５０ｋａ）以降にも活動し，地形面に撓曲（傾動）を与えていると考えられる．

新田牧場東方の御大師川では，糠内層が新和断層リニアメント通過地点付近で西落ち３５〜４０°から，６０〜７０°へ急立することが確認された（付図３）．この急立帯は，新和断層の活動により形成されたと考えられる．猿別川西岸でも同様に，幅数百ｍにおよぶ池田層最下部の急立帯が存在し，稲士別凝灰岩，猿別凝灰岩の傾斜は南西落ち４０〜５０°に及ぶ（地点１４）．しかし，猿別川西岸のＭａ−ａ１面には西落ちの地形変位は全く認められない．この地点より南東では新和断層による地形変位は認められないため，このことが新和断層がＭａ−ａ１面形成後に活動していないことを示すのか，それともこの地点では新和断層が活断層ではなくなっていることを示すのか，を判断することは現状では困難である．

上更別断層については，地質学的情報は少ない．しかし，猿別川東岸に延びる上更別断層の崖を切るいくつかの沢では池田層の傾斜はいずれも１０°前後の西落ちであり，旭断層，茂発谷断層などのような，地質断層の存在を示すような基盤の急立帯は認められない．上更別付近の砂利採取地（地点２５）では，上更別断層のリニアメント上に位置する西傾斜の斜面の断面が露出している．この地点では段丘礫層上面にはごくわずかな西傾斜（最大でも０．４〜０．８度程度）が認められるのみである．この傾斜は，十勝平野における扇状地・扇状地起源の段丘の平均傾斜（０．３〜０．６度）と大差ない．斜面自体は，礫層より上位のローム層・テフラ層（Ｋｔ−６付近〜Ｓｐｆａ １の二次堆積物層準から上位）が西側ほど大きく浸食されることにより形成されている（図３−１−３−３０）．これらは，上更別断層が実際には存在しないか，または当初想定されたよりも変位量の小さい活断層である可能性を示唆する．

更南断層付近では，露出が乏しいため，地質構造の検討は困難である．しかし，地点３８において，段丘礫層がＨｉ−ｔ２面の一般的な傾向（ゆるやかな東傾斜）と異なり，西にわずかながら傾斜していることが観察された．これは，少なくとも，Ｈｉ−ｔ２面形成以降にも更南断層が活動していたことを示す．

東郷（１９８２），活断層研究会（１９８０；１９９１）による光地園断層は，そのほとんどの部位を地質断層である広尾断層と共有する．広尾断層は少なくとも豊似川層堆積以降に正断層として活動したことは明らかである．しかし，これまでの地形地質調査では，リニアメントに沿って分布する，風隙の連続，尾根高度の不連続，直線的な沢は広尾町開進以南の地域では広く認められるが，開進〜大樹町光地園にかけてはこうしたリニアメントも認められない．図３−１−３−３１に，大樹町光地園における，光地園断層付近の地質踏査図を示す．この付近では，東郷（１９８２）により，光地園面（Ｈｉ−ｔ１面）に１５ｍの東上がり変位が生じているとされている．地質踏査の結果，Ｈｉ−ｔ１面を構成する段丘礫層（光地園礫層）の基底面は，パンケタイキ川とペンケタイキ川に挟まれた稜線では２８５〜２９０ｍ前後であり，断層リニアメントを挟んで比高に東上がりの食い違いは認められない．また，広尾断層の地質断層露頭は広尾町開進で確認されたが，堅く固結しており，破砕帯は成していない．さらに，光地園地区の北部，東郷（１９８２）によりグラーベン状の地形変位が存在するとされた地点は実際には，南北から台地上へ延びる沢地形の谷頭に接する地形面上に形成されたスプーンカット状の凹地である（図３−１−３−３２，図３−１−３−３３）．この凹地の断面では，Ｈｉ−ｔ１面の上部を構成するテフラ・ローム層をほぼ完全に欠き，礫層を直接森林土・クロボク，ないし極薄いローム層が覆うのみである（図３−１−３−３４）．これは，この凹地が断層変位ではなく，谷頭部で礫層上面から地下水が抜けることによるパイピングで形成されたことを示す．少なくとも光地園付近では，“光地園断層”が存在しない可能性が高い．

一方，開進以南では，広尾断層沿いの丘陵には先に述べた多くのリニアメントが存在する．しかし，これらのリニアメントは広尾断層付近に限らず，その両側を構成する新第三紀層，中の川層群中にも存在し，特に豊似川層の岩相境界（礫卓越部と砂岩卓越部）には地質構造と走向を一にする直線的リニアメントが存在する．これらのリニアメントは，岩相の違いを反映した組織地形である可能性もある．この場合，開進以南で比較的古い地形面（Ｈｉ−ｔ５面など）に地形変位が存在しないことも，断層変位そのものが存在しないことで説明可能である．

光地園断層に関しては，活断層である可能性を否定する証拠も多く存在する．この問題に決着をつけるためには，断層リニアメント上の“変位地形”の可能性がある地点について，より詳細な群列ボーリングおよびトレンチ調査が必要となろう．