立川断層は、平坦な台地に変位を与えているために、断層地形の保存がよい。これによれば地表部での断層変形は幅１００ｍ〜３００ｍの撓曲帯となっている。従って、１回の断層の活動では撓曲帯の中に勾配０．５〜１％程度の傾動が生じるのみで、地表付近では地層を切断した断層面はほとんど存在していないとみられる。つまり、通常行われているような地表部のトレンチ調査などで地質構造を指摘し、断層が切断している地層の堆積年代を検討する手法では、断層の活動履歴を明らかにすることは困難であると思われた。また、防災上重要な最近の断層活動を記録するべき沖積層の分布が限られているため、調査対象地域も選択の余地がなかった。

新しい時代における断層活動を推定する手法として、角田（１９８３）の手法が、ここではもっとも有力な方法と考えられる。角田（１９８３）は、立川断層を横切る霞川では、断層の活動に伴い、相対的に下流側が上昇するため、その上流側がせき止められ湖沼が形成されることになると考えた。角田（１９８３）は霞川と断層が交差する地点より上流側の袋状の低地帯を「古霞湖」（図１−５）と呼び、ここに湖沼堆積物が形成された年代が断層活動の直後の年代を示していると考えた。その上で角田（１９８３）は、青梅市藤橋城腰で採取された湖沼堆積物の炭素同位体年代測定を行い、その結果得られたＢ．Ｐ．１，４００±７５年を立川断層の最新活動時期とした。

後に角田ほか（１９８８）は、「古霞湖」の北東部でトレンチ調査を行い、埋没した段丘崖と沖積層で埋められた埋没谷を確認し、その沖積層の粘土層に含まれる木片からその堆積年代、すなわち最新と考えられる断層の活動年代についてＢ．Ｐ．７９０〜１，８４０年を得た。さらに角田ほか（１９９４）は「古霞湖」の南東部でトレンチを実施し、３層の沖積層を区分し、それぞれの堆積年代としてＢ．Ｐ．２，５００〜３，５００年，Ｂ．Ｐ．５，４００〜６，５００年，Ｂ．Ｐ．１７，０００〜２５，０００年を示した（図１−６）。

これらの研究結果によれば、断層活動周期は約５，０００年（山崎，１９７８）であり、最終活動は約１，０００〜１，８００年前で未だ周期の半分に達しておらず、当面次の活動が切迫している危険は少ないと判断される。

しかし、次のような問題点が残されているといえよう。

１）防災上の判断をする上で重要な最終活動時期が、Ｂ．Ｐ．７９０年〜Ｂ．Ｐ．１，８４０年とかなり幅広く、できればこの年代をもう少し幅狭く確定する必要がある。

２）角田ほか（１９８８），角田ほか（１９９４）の示した「古霞湖」の湖沼堆積物の堆積年代と山崎（１９７８）が検討した５，０００年の活動周期とは一見して整合せず、このことが湖沼堆積物の年代から断層の活動履歴を推定するという角田の手法に対する信頼性を低くしている。

３）霞川付近では、山崎（１９７８）は下末吉期の段丘面である金子台の変位量から平均変位速度量を１，０００年で０．０６ｍと見積もっており、例えば５，０００年周期（山崎，１９７８）で活動するとすれば、１回の変位量は、３０ｃｍ程度となる。一方、角田ほか（１９８８）では、沖積層が堆積する深さ１ｍの埋没谷を形成されており、常に１ｍの水深を持つ湖沼ができるのには１回の変位量が少なすぎる。

４）霞川付近よりもさらに北では、顕著な断層地形は見られない。すなわち、霞川低地は延長約２１ｋｍ（山崎，１９７８）の立川断層の北端部に位置している。従って、ここでの断層活動の履歴がそのまま立川断層を代表するかについても検討を要する。

以上の問題点をふまえて、今回の調査は、霞川と立川断層が交差する「古霞湖」付近（青梅市藤橋地区）において、角田（１９８３）などの研究成果を検証し、「古霞湖」の堆積物の年代決定の精度を上げるとともに、断層活動との関係を検討することを目的として計画した。同時に、現在まであまり調査がされていなかった狭山ヶ池付近（瑞穂町箱根ヶ崎地区：断層中央部に近い）において、「古霞湖」に関する角田（１９８３）などの手法以外の観点から断層の活動性を検討することとした。

表１−４にそれぞれの調査内容ならびにその目的を示す。

表１−４　調査内容とその目的一覧表

図１−２　都市圏活断層図

図１−３　山崎（１９７８）の断面図，平均変位速度図

図１−４　山口ほか（１９９７）反射法探査の結果

図１−５　古霞湖の範囲

図１−６　立川断層での既往トレンチ調査