Bulletin　of　the　Geological　Survey　of　Japan，vo1．43（10），p．603－657，1992

Teet健ies　o£泓：P且鵬e　Co且且量si磁我且磯g臨e　N鯉翫er恥M蹴g且醜

　　　　　　　　　　　　　　　　o餌躍：P輔鵬櫨我，Ce醜ra盈」脚蹴

Hamo　YAMAzAKI＊

YAMAZAKI　Haruo（1992）　Tectonics　of　a　plate　collision　along　the　northem

　　　　　margin　of　Izu　Peninsula，central　Japan．Bul1．Geol．Surv．Japan，vo1．

　　　　　43（10），p．603－657，24fig．，6tab．

Aわstr＆ct二The　northem　tip　of　the　oceanic　Philippine　Sea　plate　（PHS）is

generally　thought　to　have　been　colliding　with　the　continental　Eurasian　plate

（EUR）at　the　northem　margin　ofIzu　Peninsula（lzu　Borderland），central　Japan．

Intense　Quatemary　crustal　movement，such　as　active　faulting　with　high　slip－

rate　and　rapid　uplifting　or　subsiding，occurs　along　this　inland　plate　boundary．

Although　this　crustal　movement　seems　to　have　close　relationship　with　the

convergence　of　the　plates，the　regional　diversity　of　the　tectonics　along　the

boundary　has　not　yet　been　studied　so　well　as　to　reveal　their　characteristics　in

the　framework　of　plate　tectonics．

　　　　　To　clarify　the　significance　of　these　regional　Quatemary　tectonics，the

author　described　the　faulting　and　related　geological　history　in　the　following

three　subdivisions　ofthe　Izu　Borderland：1）the　areato　tゑenorth　ofSuruga　Bay，

2）the　area　along　the　southem　margin　of　Tanzawa　Mts．and3）Ashigara　Plain－

Oiso　Hills　areas。Withrespectto　evaluating　ofthe　tectonics　in　eacharea，much

attention　was　paid　not　only　to　the　relative　slip－rate　of　each　active　fault　used　in

the　previous　works，but　also　to　the　absolute　movement　of　each　block　divided　by

active　faults．

　　　　　Many　features　associated　with　Quatemary　tectonics　in　and　around　the

Izu　Borderland　were　revealed．The　Quatemary　system　in　the　studied　area　is

classified　into　basin－fill　type　deposits　（1a　and　lb）　and　non－basin－fill　type　（2a

and2b）according　to　their　thickness，1ithofacies　and　tectonic　features．The

study　of　the　tectonic　evolution　in　the　Izu　Borderland　revealed　two　common

features，i．e．1）subsiding　basins　gradually　turned　into　uplifting　areas，2）active

faulting　and　subsiding　migrated　systematically　towards　Izu　Peninsula　through

theQuatemaryperiod．AcircularevolutionofthetectonicsintheIzuBorderland　was　concluded　from　these　geological　and　tectonic　features．The

process　of　this　tectonic　evolution　is　very　similar　to　the　growth　of　accretionary

prism　which　is　formed　along　the　trench　axis　at　the　foot　of　continental　slope

associated　with　the　plate　subduction．

　　　　　The　Quatemary　tectonics　in　most　part　of　the　Izu　Borderland　has　been

controlled　not　by　a　uniform　plate　collision　but　by　buoyant　subduction　of　the

P：HS　under　the　EUR　resulting　in　the　development　of　the　accretionary　prism　on

land，On　the　other　hand，intense　regional　uplift　occurred　along　the　southwestem

margin　of　Tanzawa　Mts．since　the　Middle　Pleistocene　with　no　conspicuous

＊Seismotectonic　Research　Sect圭on，Dept．

Geology，Geological　Survey　of　Japan。

Environmenta1 Keywor（is：seismotectonics，plate　collision，plate　bound－

ary，Philippine　Sea　Plate，Quatemary　tectonics，active

fault，South　Fossa　Magna，accretionary　prism，imbricated

thrust．

一603一

B％ll6渉」％　ρプ　云h6　（36010916αl　Sz67z76：y　（～プノ41）ごz％，　Viol．43，ノ〉io．ヱ0

migration　of　faults　and　subsiding　area．This　feature　is　interpreted　as　a

transformation　of　the　formerly　existing　subduction　to　present－day　collision．

Many　active　faults　with　short　length　and　high　slip－rate　around　the　Izu

Borderland　are　interpreted　as　imbricated　thrusts　in　the　accretionary　prism．

Hence，the　active　faults　inthe　plateboundary　zone　cannot　be　placed　on　the　same

level　with　the　active　faults　in　other　inland　regions．

1．INTR（）DUCT亘ON

　1．l　Prob亙emset撫gsa翻聖腿r脚sesO量　　　　　t恥量sst磁y

　The　oceanic　Philippine　Sea　plate（PHS）is

underthrusting　northwestwar（i　beneath　the

Eurasian　plate（EUR）along　Nankai　trough

off　Southwest　Japan．The　direction　of　this

plate　boun（lary　tums　toward　north　on　the

west　of　Izu　Peninsula　and　extends　from　Sum・

ga　trough　through　the　subaerial　region　on

the　northern　bor（1er　of　Izu　Peninsula　（Izu

Borderland）to　Sagami　trough（Sugimura，19721Fig．1）．These　areas　constitute　a　part

of　the　major　tectonic　province　calle（i　the

South　Fossa　Magna　that　comprises　thick

accumulation　of　Neogene　sediments　and　vo1－

canics．These　rocks　are　strongly　shortened

and　a　northward　curving　fo1（i　zone　is　formed

along　the　northem　margin　of　Izu　Peninsula

（Matsuda，1962）．This　structure　has　been

caused　by　repeated　subduction　of　the　buoyant

Izu－Ogasawara　arc　including　Izu　Peninsula，

the　volcanic　arc　in　the　eastem　margin　of　the

PHS，beneath　the　EUR　（Sugimura，19721Matsuda，1978）．

　　On　the　other　hand，many　active　faults　with

high　slip－rate　occur　in　the　Izu　Borderland　as

a　result　of　strong　shortening　（Yamazaki，

1979）。Th“term　active　fault　denotes　a　fault

having　evidences　of　repeated　fault　move－

ments　in　the　present　tectonic　stress臼：field　an（1

1iable　to　be　activated　in　the　future．The

author　thinks　that　the　active　faults　constitute

a　major　basic　element　of　the　Quatemary

tectonics　in　Japan，　and　configurations　of

active　faults，their　activity　an（i　history　of

faulting　represent　the　actual　con（1ition　an（i

evolution　of　tectonic　setting　in　this　region．

The　intense　activity　an（i　the　strikes　of　these

faults　suggest　that　the　fault　movements　have

close　relation　to　the　plate　convergence

betweenthe　PHS　andtheEUR　plates（Yama－

zaki，1984）。However，nothing　is　definite　on

the　implication　and　role　of　each　active　fault

in　the　setting　of　plate　tectonics．Therefore，

this　paper　first　describes　the　history　of　fault－

ing　and　of　related　crustal　movement　in　the

following　three　areas　along　the　subaerial

Plate　convergence　boundary：1）　the　area　to

the　north　of　Sumga　Bay　inclu（1ing　the　south－

westem　foot　of　Mt．Fuji，2）the　southem　end

of　the　Tanzawa　Mts．，3）Oiso　Hills　and

Ashigara　Plain　area．As　Izu　block　is　migrat－

ing　to　the　northwest，each　area　seems　to　show

the　various　tectonic　histories　to　correspond

to　the　（iirection　of　convergence　boundary．

Then，based　on　these　data，the　author　dis－

cusses　the　relationship　between　each　active

faults　and　plate　tectonics　through　the　com－

parison　　of　the　local　tectonic　evolution．

Figure2is　the　index　map　of　locality　name

used　in　this　paper．

　　1．2　Sig聾量f量cance　＆聾雌　｛e我t甑re　o£　意擬宜s

　　　　　s重掘y

　　The　stu（1y　areas　include　the　inferred

hypocentral　region　of　Sumga　Bay　for　the

future　great　Tokai　earthquake　（lshibashi，

1981），and　Sagami　Bay　for　the　west　Kanag－

awa　earthquake（lshibashi，1988a，b）．Study

on　the　implication　of　active　fault　in　the　set－

ting　of　plate　tectonics　will　contribute　to　the

progress　of　the　effective　earthquake　predic－

tion　that　was　proposed　by　Ishibashi（1978）．

　　The　investigated　area　has　a　unique　tectonic

feature：the　convergence　boun（iary　at　the

northem　margin　ofthe　PHS　crosses　an　island

arc　system　continuing　from　Northeast　Japan

arc　to　Izu－Ogasawara　arc，and　the　intersec一

一604一

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一32。

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T60渉o多z乞6s　召lo％9　云h6　％07≠h6刀zηzα怨」％　（ゾノ2％P6％乞％s％乙ごz侃　yとz盟zごz忽zた∂

　　　　　　　　　　　　　　　【

Fig．1　Plate　tectonic　setting　around　Izu　Peninsula，central　Japan．Arrows　show　the　direction　of

　　　motion　of　the　Pacific　and　Philippine　Sea　plate　relative　to　the　Eurasian　plate．Filled

　　　circles　indicate　the　Quaternary　volcanoes．Bold　lines　represent　the　plate　convergence

　　　boun（iary．

　　　PAC：Pacific　plate，PHS：Philippine　Sea　plate，EVR：Eurasian　plate，MTL：Median

　　　Tectonic　Line，

一605一

Bz6116オ勿z　（～ブ　渉h6　G6010gJ66zl　Sz67四6ッ　（～プノψごz％，　Viol』43フ．〈流o。10

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麗熈麟Fuji1蹟・x茎圭）H。miya！Aミhitaka・

馨聡F、j　熱F　　　　　　％　　　　Area　to、the　north

　　　　　of　Suruga　Bay

SurugaBay

穐nz鴨／　　　　　　　　　Matsuda

1　

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　　　　lzu　Pen唾n．

　　　　（IZ曲IOCさ）

σ

ノ

Sagami

0

Bay

嘔Okm

、

Fig．2 Index　map　showing　the　geographical　names　in　and　around　the　study　area．Bold－solid，

bold－broken　and　fine．solid　lines　show　the　active　faults，major　geological　faults　and

outline　of　the　Quatemary　volcanoes．Ha：Habuna　Hi11s，Ho：Hoshiyama　Hills．

tion　part　emerges　in　the　subaerial　area　to　the

north　of　Izu　Peninsula．As　most　of　the　con－

vergence　boundaries　exist　in　the　deep　sea

bottom　such　as　trenches　or　troughs，the　geo－

10gical　information　is　less　reliable　than　that

of　in　the　subaerial　area．　Therefore　the

detaile（i　（1ata　on　geological　history　　and

tectonics　of　study　area　will　provide　the

world’s　best　analogue　for　the　tectonic

evolution　of　the　submarine　plate　boundary．

　In　order　to　obtain　the　detailed　information

on　the　Quaternary　geology　and　faulting　in　the

study　　area，　this　paper　introduces　the

following　new　i（iea．　Previous　stu（iies　on

active　faults　have　used　the　long－term　slip－rate

to　evaluate　their　activity．This　rate　means

the　average　rate　of　the　relative　slip　of　two

blocks　bounded　by　：fault　and　indicates　the

1 Fault　scarp

Fig．3

2 3

Relationship　between　the　formation　of　the

fault　scarp　or　tectonic　landform　and　absolute

crustal　movement　of　each　block　divided　by　a

fault．Arrows　indicate　the　direction　and　rate

of　tectonic　block．Dotted　parts　represent　the

fill　sediments．

BLE：Base　level　of　erosion

一606一

7セo渉o％乞os　αlo％9　オh6　多zoπh6ηz　解zごz響1π　（ゾZ2z6P62zづ％s％1ごz侭．　hz盟z召zσ為の

rate　of　crustal　strain　accumulated　around　the

fault．The　author，however，argues　that　the

long－term　slip－rate　is　not　always　adequate　to

interpret　the　evolution　of　tectonic　landforms．

For　instance，as　shown　in　Fig．3，the　tectonic

lan（iform　caused　by　dip－slip　faulting　greatly

varies　with　the　motion　of　individual　block

bounded　by　fault　toward　the　base　level　of

erosion。　If　a　faulting　occurs　in　the　subsiding

area，most　of　the　fault．topography　wou1（1

soon　be　buried　by　basin　fill　se（1iments．The

absolute　rate　of　uplifting　or　subsiding　on　each

faulted　block　seems　to　be　a　more　important

factor　in　the　formation　of　tectonic　landforms

than　the　long－term　slip－rate　of　the　fault．

Furthermore，the　absolute　crustal　movement

is　fmdamentally　significant　for　the　study　of

tectonic　evolution　in　the　plate　convergence

region　where　the　behavior　of　cmst　changes

from　subsiding　to　uplifting　in　a　short　period．

Therefore，to　recoustruct　the　fault　evolution，

the　author　examines　not　only　the　relative

displacement　of　fault，but　also　the　absolute

crustal　movement（1e（1uced　fromthe　elevation

of　faulted　surfaces，　the　thickness　of　the

Quatemary　sediments，their　ages　andpaleoenvironment　and　so　on．

2．PREVIOUS　WORKS

　2．1　　St聡岨y　o箪act置ve　f我眠亙ts亘聾a盟〔丑aro魍nd

　　　　　IZ聰Pe】臣且恥S聰且a，

　In1920’s　and1930’s，several　investigations

carried　out　in　South　Kanto　an（l　Izu　Peninsula

on　crustal　deformations　associated　with　the

great　Kanto　earthquake　of　1923　and　the

Kita－lzu　e＆rthquake　of1930．These　surveys

depicted　the　outline　of　major　active　faults　in

these　regions　such　astheKozu－Matsuda　fault

and　the　Kita－lzu　fault　system．　Yamasaki

（1926）and　Otuka（1929，1930）estimated　the

existence　of　Kozu－Matsuda　fault　from　a

prominent　straight　scarp　between　the　Oiso

Hills　and　Ashigara　Plain，and（iiscussed　the

Quaternary　tectonics　in　these　areas．Although　existence　of　the　Tanna　fault，a　part

of　northern　portion　of　the　Kita－Izu　faults

system，had　been　known　by　the　geologica1

survey　for　a　tunnel　construction　before1930，

investigations　to　trace　the　earth（luake　faults

of1930by　Ihara＆Ishii（1932），Otuka（1933）

and　others　revealed　the　cumulative　tectonic

features　along　the　fault　system．Particularly，

Kuno（1936）pointed　out　that　the　Tanna　fault

had　l　km　of　total　left－1αteral　displacement

based　on　the　length　of　valley　offset　and　the

distance　of　separated　same　lava　flow．

　　In　the　late　19307s　to　early　1940’s，　the

tectonic　histories　of　the　Iriyama　thrust，the

faults　in　southwestem　foot　of　Mt．Fuji　and

the　Kannawa　fault　at　so“themmargine　ofthe

Tanzawa　Mts．were　described　by　Otuka（1984），Tsuya（1940）an（i　Tsuya（1942）respec－

tively　based　on　the　progress　of　strati－

graphical　and　chronological　studies　on　the

Quaternary　formation．

　　In　the　late1960’s，the　active　fault　study　has

been　introduce（1　in　the　program　of　earth－

quakepredictionasoneofthenationalpro－jects．By　the　end　of1970’s，most　of　the　major

active　faults　in　Japan　have　been　discovered

through　fault　survey　using　aerial　photo－

interpretation．In　the　study　areas，the　quanti－

tative　information　on　active　faults，such　as

long－term　slip－rate，vertical　and　latera1（iis－

placements　of　the　fault，was　accumulate（1by

means　of　progress　of　tephrochronology　an（1

radiometric　dating　method．　Machida＆Moriyama（1968）reported　geomorphic　his－

tory　around　the　Kozu－Matsuda　fault。Matsu－

shima＆Imanaga（1968），Machidaαα1。（1975）　and　Kano　6♂　α1．（1979）　revealed　the

fault　movement　on　the　Kamawa　fault　in　the

mid（11e　to　late　Quatemary．Yamazaki（1979）

reveaIed　the　fault　behavior　an（i　the　tectonic

significance　on　the　active　faults　in　southwest－

em　foot　of　Mt．Fuji．All　these　data　obtained

by1980were　compiled　in　“Active　faults　in

Japan”which　is　an　inventory　book　on　active

faults　in　Japan　by　Research　Group　for　Active

Fault　Japan（R．G．A．F．」．）（1980）．

　　Since　then，the　active　fault　stu（1y　in　Japan

branched　off　into　two　fields．One　is　the　study

on　the（1etailed　history　of　each　fault　move－

ment　during　Holocene　time．Many　trenches

were　excavated　across　various　faults　to

一607一

Bz61」6渉勿z（ゾ　渉h6　G60109づoαl　Sz67z7¢y　（～プノ砿）召銘，　1V≧）1．43，ノ〉io．10

know　the　age　of　recent　faulting　an（i　the　recur－

rence　interval　that　provide　us　useful　informa－

tion　about　the　long－term　earthquake　pre（iic・

tion．　Archaeological　records　an（1ancient

manuscripts　were　also　used　to　specify　the　age

and　locality　of　faulting　that　caused　historical

earthquakes．Another　study　is　on　the　clarifi－

cation　of　the　implication　o：f　each　active　fault

in　the　regional　tectonics．With　increase　of

the　information　on　plate　collision　at　Izu

Borderland，Yamazaki（1984）and　Itoαα1．（1989）discussed　the　meaning　of　active　faults

in　the　framework　of　plate　tectonics．This

paper　lies　on　the　field　of　the　latter．

　2．2Re且aせio蒐s恥恥めe意wee恥襯童ve蝕磁s

　　　　　蹴齢late恥o撒ぬry

　Sugimura（1972）first　delineate（1that　the

plate　boundary　in　the　South　Fossa　Magna

region　extended　from　Suruga　trough　through

the　inland　area　to　Sagami　trough．He　also

thought　that　the　buoyant　Izu　block　on　the

PHS　collided　with　the　EUR　at　the　northem

margin　of　Izu　Peninsula　an（1northwardmigration　of　Izu　block　bent　the　plate　bound－

ary　in　an　arc．The：Kozu－Matsuda　and　Kan－

nawa　faults　to　the　north　of　Izu　Peninsulawere

thought　to　be　the　plate－boundary　faults

where　the　PHS　directly　contacted　with　the

EUR．　　However，as　these　faults　had　extraordinar－

ily　smaller　slip－rate　than　the　relative　plate

motion　between　the　PHS　an（1the　EUR，it　was

unnatural　to　think　that　these　faults　represent

directly　the　plate　boundary．Ishibashi（1976）

thought　that　the　commencement　of　new　sub－

duction　zone　off　the　east　coast　of　Izu　Penin．

sula　diminished　the　inter－plate　convergence

rate　in　Izu　Borderland．　According　to　this

thought，some　transform　faults　across　Izu

Peninsula　are　needed　to　connect　Suruga

trough　with　a　new　subduction　zone．There－

fore，he　argued　that　the　numerous　NW－SE

trending　faults　in　the　peninsula　acted　as　the

transform　fault　comecting　the　both　subduc－

tion　zones，an（1named　the　group　of　these

faults　as　Izu　transform　belt．Ishibashi（1977）

further　suggested　the　possibility　that　the

active　fault　along　the　new　subduction　zone

cause（i　perio（iically　large　earthquakes　and

moved　coseismically　at　the　event　of1923

great　Kanto　earthquake．

　　Contrary　to　this　hypothesis，　Somerville

（1978）　discusse（i　that　the　crustal　strain

caused　by　plate　collision　was　accommo（iated

by　the　slip　of　intraplate　faulting　in　Izu　block．

He　argued　that　the　subduction　zone　of：f　the

east　coast　of　Izu　Peninsula　was　not　needed

for　the　explanation　of　the　decrease　of　inter－

plate　convergence　rate　at　Izu　Borderland．

　Although　the　above　mentione（1hypothesis

postulated　that　the　active　faulting　in　Izu

Bor（1erland　directly　represente（i　the　plate

motion　along　the　convergence　bomdary，Nakamura6渉α1．（1984）proposed　a　new　i（1ea

to　classify　the　plate　boun（iary　into　mechani－

cal　b6undary　zone　and　material　bomdary．

They　showed　that　the　inland　plate　bom（iary

in　Izu　Borderlan（1，pointed　out　by　Sugimura

（1972），was　the　material　boundary，an（i　the

mechanical　boundary　zone　correspon（1e（1to

the　active　faults　zone　to　the　north　ofmaterial

boundary．

　　Yamazaki（1984）investigated　the　history

of　fault　movement　and　its　tectonic　feature

along　the　mechanical　boundary　zone．　He

showed　that　the　crustal　evolution　of　this

region　was　caused　by　the　formation　of　ac－

cretionary　prism　associated　with　the　plate

subduction．　He　also　pointed　out　that　the

active　faults　in　this　region　corresponded　to

the　imbricated　thrusts　in　the　accretionary

prlsm。

　　Recently，Ishibashi（1988a，b）reconstructe（i

his　original　hypothesis　and　showed　that　the

west　Sagami　bay　fault　was　not　a　interplate

fault　at　the　subduction　boundary　but　a　kind

of　intraplate　hinge　fault　boun（1ing　the　buoy－

ant　inner　arc　from　the　subducting　outer　arc　in

the　Izu－Ogasawara　arc．　He　renamed　the

fracture　zone　as　the　west　Sagami　fracture

zone（WSF）．He　wamedthe　reactivation　of

WSFinthenearfuturebasedonthefactthatthe　periodical　movement　of　the　WSF　had

repeatedly　damaged　Odawara　area　every70

years　through　the　historical　time．

一608一

T60渉oκ露s　ごzJo7zg　孟hθ　7zo7孟h67％　窺召碧2％　（ゾ　Z2z6P6％2nsz61ごz　の．　】己αηzα2σ泥∂

　2．3　Re互寵童ve　mot亙o聾o£騒e　PHS　toward

　　　　　t恥e　EUR

　Many　earth　scientists　in　Japan　supported

the　NW　direction　for　the　relative　motion　of

the　PHS　toward　the　EUR　along　Nankaitrough．However，two　estimations：1）N　to

NNW　direction　and2）NW　to　WNW　direc－tion，were　proposed　for　the　motion　of　the

PHIS　in　Izu　Bor（ierlan（i　（lshibashi，1984）．

The　former　was　derived　from　the　studies　on

the　geological　history　and　landform　evolution

in　the　South　Fossa　Magna　region（Kaizuka，

19751Matsuda，　1978）．　　The　later　wasobtained　from　the　plate　motion　mo（1el　on　the

basis　of　the　focal　mechanism　of　great　earth－

quakes　along　the　plate　boun（iary（Seno，19771

Minster＆Jordan，1978，1979）．To　solve　this

inconsistency，Nakamura　＆　Shimazaki（1981）conclude（i　that　the　PHS　had　moved

toward　north　before　l　Ma，and　then　changed

its　direction　to　the　northwest．　Kaizuka（1984）showed　many　geological　data　to　sup．

port　this　idea．

　　Seno　（1985）tried　to　interpret　the　above

mentioned　inconsistency　using　the　newhypothesis　proposed　by　Nakamura（1983）and

Kobayashi（1983）that　northern　Honshu　is　a

portion　of　the　North　American　plate（：NAM）

and　migrating　to　the　west．He　considered

that　the　migrating　direction　of　the　PHS

changedfromNNWtoWNWatabout1．5Ma，andthenat　O．5Ma　theboundarybetweentheEUR　and　NAM　which　originally　rm　through

the　central　Hokkaido，jumped　to　the　eastem

margin　of　Japan　Sea　and　the　central　Japan．

He　thought　that　this　jumping　of　plate　boun（1－

ary　caused　the　westward　migration　of　North－

east　Japan　as　a　portion　of　NAM．Onthe　other

hand，Ishibashi（1984）who　shared　the　view

point　that　Northeast　Japan　was　a　indePen－

dent　microPlate，conclude（1that　many　phe－

nomena　on　the　tectonic　evolution　in　late

Neogene　Japan，such　as　the　different　conver－

gence　direction　between　Nankai　and　Sagami

trough，are　interpreted　consistently　with　the

idea　that　the　Southwest　Japan　commenced　its

eastward　migration　at　about　l　to2Ma．Although　this　controversy　remains　inconclu一

sive，recentlyYamazaki（1988）andMaritimeSafety　Agency（1988）proposed　a（10ubt　for

the　existence　of　this　new　plate　boundary

along　the　eastem　margin　of　Japan　sea　on

which　the　both　hypothesis　are　based．

　Consequently，the　author　thinks　that　the

interpretation　of　tectonic　evolution　in　the　Izu

Borderland　is　indispensable　to　solve　t五e　prob－

1em　of　different　direction　of　plate　conver－

gence　between　Nankai　an（1Sagami　troughs．

3．OUTLINE（）F　G・E（）LOGY

　　3．1Setti醜gi恥蝕e幽tetecto漉s　　From　the　viewpoint　of　island　arc　system，

Izu　Borderland　is　a　intersection　between　the

East　Japan　island　arc　system（Sugimura＆

Uyeda，1973）exten（1ing　from　Kuril　Islands

through　Northeast　Japan　to　Izu－Ogasawara

islands　and　the　plate　convergence　zone　at　the

northern　end　of　the　PHS（Kaizuka，1975）．Izu・

Ogasawara　arc　is　divided　into　the　non－vol－

canic　outer　arc　and　the　volcanic．inner　arc　by

the　volcanic　front．

　　In　and　around　Izu　Peninsula，the　N－S　trend－

ing　volcanic　front　runs　in　Sagami　Bay．Izu－

Ogasawara　imer　arc　to　the　west　of　the

volcanic　front　contains　Mt．Fuji，Hakone，

Amagi　and　some　other　Quatemary　volcanoesin　Izu　Peninsula　and　Izu　Borderland（Fig．1）．

Because　of　this　imer　arc　is　made　ofrelatively

low　density　volcanic　rocks，the　crust　is　thick－

er　than　that　o：f　non－volcanic　outer　arc．

Conse（1uently，the　subduction　of　the　inner　arc

beneath　the　EUR　becomes　difficult　and　the

convergence　boundary　is　pushed　northward．

Therefore，Izu　Bor（1erland　is　a　place　subject

to　extreme　crustal　deformation．

　3．2　To夢ogr我夢恥亘cal　a醜d　geo亙09童e我且str聡c－

　　　　　t櫨eo貴藍eS側騒FossaM＆9黙　The　Izu　Borderland　constitutes　a　part　of

the　Fossa　Magna　which　is　a　huge　depressed

zone（1ividing　the　Japanese　Islands　into　South－

west　Japan　and　Northeast　Japan．The　Fossa

Magna　region　is　estimated　to　initiate　its

deformation　in　the　middle　Early　Miocene　to

early　Middle　Miocene（Kato，1992）．　The

一609一

βz61」6あη　（ゾ’渉h6　（1｝（ヲolo9乞αzl　Sz67∂6ッ　α〆ノ砿）ごz％，　Vbl．43，．八b．10

thick　accumulation　of　Neogene　Tertiary　and

Quatemary　volcanics　fill　the　depression　of

the　pre－Neogene　rocks．The　Fossa　Magna　is

divided　into　two　sedimentary　basins，i．e．the

North　and　South　Fossa　Magna，by　the　rise　of

the　Central　Upheaval　Zone　in　the　central

part．Izu　Peninsula　and　Izu　Borderlan（i　con－

stitute　some　portion　of　the　South　Fossa

Magna．In　and　around　Izu　Peninsula，the

South　Fossa　Magna　is　divided　mainly　into

two　tectonic　provinces　l1）the　stable　Izu

Peninsula（lzu　block）consisting　of　the　Terti－

ary　an（i　Quaternary　volcanics　and2）　the

extra　peninsula　fo1（ied　belt（the　South　Fossa

Magna　foldedbelt）consisting　ofsedimentary

rocks　and　volcanics　since　the　Miocene　time

（Matsuda，1962）．

　　The　Izu　block　consists　mainly　of　the　Yuga－

shima　Group（Lowerto　Middle　Miocene）and

the　Shirahama　Group（Upper　Miocene　toLower　Pliocene）underlying　Quatemary　vo1－

canics．Shirahama　Gfoup（11to8Ma　inage）

yielded　the　Foraminiferum　L吻40の61乞鰯（〈吻hzolの観％）ノのo勉oσof　which　has　not

been　fomd　in　the　contemporaneous　Tertiary

rocks　o：f　Japanese　islands　except　for　Izu

Peninsula　（Saito，1963）．　五のりづ40のノolズ按z　has

lived　in　tropical　shallow　waters　indicating

that　the　Izu　block　comprise（1a　number　of

volcanic　islands　situate（i　to　the　south　of

Japanese　Islands　at　the　late　Miocene（lbara．

ki，1981）．The　Miocene　sediments　in　this

Peninsula　do　not　show　any　large　scale　defor－

mations　cause（1by　faulting，fo1（iing　or　uplift－

ing．The　topographic　relief　exceeding1，000m

in　Izu　Peninsula　has　made　by　the　growth　of

Quaternary　volcanoes．

　　On　the　other　hand，many　steep　momtains

such　as　the　Misaka，Tenshu　and　Tanzawa

Mts．1ie　on　the　South　Fossa　Magna　folded

belt　in　consequence　of　vigorous　uplifting．

This　folded　zone　consists　of　the　Tanzawa，

Koma　and　Nishi－Yatsushiro　Groups　of　the

lower　to　middle　Miocene　and　the　Fujigawa，

Nishi－Katsura，Aikawa　and　Ashigara　Groups

of　the　upper　Miocene　to　Pleistocene（Ma－

tsuda，1958）．The　former　is　mainly　marine

deposits　interbe（1ded　v守ith　volcanic　materials

and　their　thickness　exceeds1，000m．The

latter　is　sedimentary　rocks　composed　of

thick　mudstones　and　conglomerates．Their

sedimentary　facies　and　structure　indicate

that　some　of　them　were　the　subsiding　trough

fill　se（iiments（lto，19851Amano6砲1．，1986）．

These　rocks　experienced　the　most　extreme

shortening　of　more　than20km　in　Tertiary

formations　ofthe　JapaneseIslands（Matsuda，

1962，1984）．　The　folded　structure　extends

around　the　Izu　block　with　a　strong　convexity

towards　the　north．In　the　folded　belt，the

lower　to　middle　Miocene　crops　out　in　the

portion　of　anticlinal　axis　and　the　upPer

Miocene　to　Pliocene　fillsthesynclinalportion

（Matsuda，1962）．

　　These　geological　structure　in（iicates　that

the　South　Fossa　Magna　folded　belt　is　the

Iocus　of　collision　an（1accretion　of　the　buoy－

ant　crust，such　as　Izu　block，towards　the

EUR。　The　formation　of　sub（1uctive　trough

between　the　PHS　and　the　EUR　plates　has

been　repeate（1through　the　Neogene　perio（i

（Matsuda，19781Amano6齢乙，1986）。Theactive　faults　in　this　region　extend　along　the

southem　margin　of　the　South　Fossa　Magna

folded　belt　to　surround　the　northem　margin

of　Izu　Peninsula．

4．ACTIVE　EAULITS　AND　CRUSTAL　　　DEFORMATIONS　IN　THE　AREA　TO　　　THE　N（》RTH　OF　SURUGA　BAY

　4．1　　0utl亙聾e

　The　geological　an（l　topographical　structure

in　the　area　to　the　north　of　Suruga　Bay　is

characterize（1by　a　N－S　trending　zonal　struc－

ture　as　shown　in　Fig．4．Two　N－S　trending

fault　systems　with　W－upthrow　divide　the

region　into　three　blocks．　The　east　fault

system　is　composed　of　the　Iriyamase，Omiya

and　Agoyama　faults．They　consist　the　geo－

10gical　and　topographical　boundary　between

alluvial　lowlan（1s　of　Fuji　an（1Fujinomiya　in

the　east，　an（1　the　Kambara，　Habuna　an（i

Hoshiyama　Hills　in　the　west．The　west　one

consists　of　the：N－S　trending　Iriyama　and

Shibakawa　thmsts　and　divides　the　area　into

一610一

T60孟o多zあs　ごzJo？zg　オh6　％oπh6ηz盟zごz碧勿z（ゾ12z6P6多zづ％sz6」ごzの。　y4ηzα9ごz々∂

のΣΦ

xou二．望

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4

O　O　O

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　　　（u⊃　蒙　　o。灘繍こ’o灘．織司Qoo

繋蟻簿薯も・

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　Oo漉議。O

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F螺nOmlya　　　　　「

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　OつOoOn80shiyama。

罵ε。劉勢。。。8・。・

麟臆黛違轟

　　　　　　ロ　ロ　ひ　　　ゆの　　リロロ翌：ン63曼譲1。

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Full

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㌔

屡

揉

洛

欄R．Full

Sし』rUlga　Bay

0 5

Uklshlma－ga－hara

嘱Okm

Aロヨ

B囮

c騒l

D團

E睡］

F麗覇

G麟

H匪劉

1囮

Fig．4 Geologic　sketch　map　of　the　inland　area　to　the　north　of　Suruga　Bay．Geological　sections

are　shown　in　Fig．8．Bold　and　bold－broken　lines　indicate　the　active　faults．

Fault　name　l　IJriyamase　fault，2．Omiya　fault，3．Agoyama　fault，4．lriyama　fault，

5．Shibakawa　fault，6．Matsuno　fault，7．Noshita　fault．Legend：A．AIluvial　fan　and

backmarsh（paralle口ines）．B．Volcanic　slope　of　Mt．Fuji．C．Lava　flows　from　Mt．Fuji．

D、Older　Fuji　mudflow　deposits．E。Saginota　gravelsinthe　Middle　Pleistocene．F．Bessho

gravels　in　the　lower　Pleistocene．G．Iwabuchi　andesite．H．Kambara　conglomerate　in　the

early　Pleistocene．1．Tertiary　rocks．

一611一

βz6116！乞％　（～プ　オh6　（360109づoαl　Sπ7∂6ッ　（～プノi6z1）召％，　Viol，43，ノ〉o，ヱ0

hills　to　the　east　and　Hamaishi－dake　and

Tenshu　Mts．to　the　west．

　4．2　　Tee亡o醜童e　evo亘腿髄o恥　o£　eac恥　£a翻te《丑

　　　　　腿o磁

（且）H：蹴ais恥亘・ぬ鼠e蹴西丁錨曲髄Mo翻t廊S

　　The　Hamaishi－dake　and　Tenshu　Mts．situ－

ated　on　the　westem　margin　of　study　area　are

steep　and　dissected　mountains　ranging　in

altitude　from500to1β00meters．These　twomomtains　are　composed　of　the　upper　Fuji－

gawa　Group　of　the　Pliocene，which　consists

mainly　of　conglomerate　and　sandstone　with　a

maximum　thickness　of　more　than4，000m．

Fujigawa　Group　is　the　thick　fi11（1eposits　of

the　ancient　trough　located　at　the　Pliocene

Plate　boundary　to　the　south　of　the　Kanto　and

Misaka　Mts．　This　subsided　trough　haschanged　to　uplifting　area　since　the　beginning

of　the　Pleistocene（Matsuda，1984）．

（2）臨麟ara，H曲撒a蹉d　Hosh量y＆m我　　　　Hi且亘s

　　The　Kambara，Habuna　and　HoshiyamaHi11s，10cated　to　the　east　of　the　mountains，

are　bounded　on　west　and　east　by　the　Iriyama

－Shibakawa　thrust　system　and　the　Iriyamase

－Omiya－Agoyama　fault　system　respectively．

　　a．Kambam　H量亘亙s：The　Kambara　Hills，

10cated　in　the　southwestem　side　of　River

Fuji，is　a（1issected　hilly　area400－500meters

in　altitude　without　flat　surfaces　on　it．The

geology　of　these　hills　consists　mostly　of　the

lower　Pleistocene　Kambara　conglomerate，

Iwabuchi　andesite　an（i　mi（idle　Pleistocene

Saginota　gravels　which　uncomfortably　rest

on　the　former　tWo　fQrmations（Table1，Fig．

4）．These　Quatemary　units　have　been　verti－

cally　displaced　by　the　reverse　faulting　at　both

margins　of　the．hills　and　also　have　undergone

small　scale　deformation　caused　by　faulting

and　folding　in　thehills（Sugiyama＆Shimo－kawa，1982）．Duetotherecentuplift，anarrow

Holocene　terrace㌦has　been　formed　on　the

eastem　margin　of　the　hills．

　　The　Kambara　conglomerate　（Konno＆Otuka，1933），extensively　distributed　in　the

southem　Kambara　Hills，consists　mostly　of

600mthickpebblygravelswithsand－en－riched　matrix．The　relatively　monotonousfacies　despite　the　large　thickness　of　this　for－

mation　indicatesthat　the　Kambara　conglom－

erate　is　fluvial　and　shallow　water　deposits

originally　　accumulated　　in　　the　　subsi（iing

depressi・n畦suc血astheplace・nthen・rthem

bor（1er　of　present　Suruga　trough．

　　The　Iwabuchi．andesite　（Otuka，1938），

remains　of　the　early　Pleistocene　volcano，is

composed　mainly　of　tuff　breccia　and　lavas

and　encloses　a　series　of　sedimentary　beds

correlated　with　the　Bessho　gravels　in　the

Table1 Quaternary　stratigraphy　of　the　area　to　the　north　of　Suruga　bay．

GeologicalAge　　　　　　KambaraHills

（Sugiyama＆Sh㎞lokawa，1982）Habuna－Hoshiyama　　　　　H且ls

Hol㏄ene　　　　　　　Anuvhm一　　一　　一　　一　　一　　一　　一　　一　　一　　＿　＿　　 Iwabuchitenlacedeposit一　　一　　一　　一　　一　　一　　一　　＿　　＿　　＿　　＿

　　　　　F司ilava且OWS

一　　一　　一　　一　　一　　一　　噸　　一　　＿　＿　　＿　＿

　　　　　A皿uvium

一　一　一　一　一　一　一　一　一

YoungerF㎎曾i’lavaflows

一　一　一　一　一　一　一　一　一

〇lder珂imudflows一　一　一　一　一　一　一　一　一

　　　Saginotagravels

一　一　一　一　一　一　一　一　一

　　Iwabuc1丘andesite

Pleistocene

Late

Middle一　一　陶　一　一　一　一　一

肋ly

Saginotagravels

一　一　一　藺　隔　一　一　一　一　＿

Iwabuchi　andesite

Sed㎞ents Besshogravels

Iwabuchi　andesite

　　Kambaraconglomerate一　一　　一　　一　　一　　『　　噌　　一　　＿　＿　　＿　　＿

　　　　　珂ikawaGroup

　　　　　　　　　　　隔　　一　一

一　一　一　一　｝　一　嘲　一　＿

　　　F雨ikawaGroupP互iocene

一Con蚕01血ty一一一一Unconfbmlity

一612一

T66孟o競sαlo％9云h6％oπh6吻耀顧％げ伽P6痂sぬ但．y碗α2剃

Habma　and　Hoshiyama　Hills．　Thisformation　overlies　the　Kambara　conglomer－

ate　conformably　and　mderlies　the　middle

Pleistocene　Saginota　gravels　unconformably．

The　age　of　this　volcano　is　estimate（i　to　be　the

Matuyama　reversed　magnetic　epoch　in　theearly　Pleistocene　from　the　reversed　magneti－

zation　of　lava魅blocks　obtained　from　the

upPer　part　of　the　formation．

　　The　Saginota　gravels．（Konno＆Otuka，

1933）arefluvialfan（1epositsof200minthickness　distribute（i　in　the　westem　half　of

Kambara　Hills　an（i　in　the　southem　Habuna

Hills．The　age　is　estimated　to　be　O．4to　O．5

Ma　on　the　basis　of　yielding　of　S惚040η

0吻磁擁s　and　the　occurrence　of　widespread

vitric　ash　which　is　potentially　correlated　to

Ks－10ash　in　the　mi（1dle　Pleistocene　Kazusa

Group，Boso　Peninsula（Machida6孟α1．，1980）．

　　Thelwabuchiterraceof30to40minaltitude，on　the　eastem　margin　of　Kambara

Hills，is　an　uplifted　Holocene　terrace　com－

posed　of　coarse　fluvial　and　fine　brackish

water　sediments．Akahoya　ash（Ah）empte（1

in　Southem　Kyushu　at6，300years　ago　was

found　in　the　brackish　water　sediment　at13．7

m　in　height（Yamazakiαα1．，1981）．These

facts　indicate　that1）Iwabuchi　terrace　is　a

filltop　terrace　created　by　the　postglacial

transgression，and2）assuming　the　paleo－sea

level　of6，000years　ago　was　about2m　above

the　present　one，the　eastem　margin　of　Kam－

baraHillswasuplifted11，7matarateof1．9m／103years　since　after　the　fall　of　Ah　ash．

　　The　following　geological　evolution　of　the

Kambara　Hills　is　obtained　from　the　above

mentioned　stratigraphical　data．

　　In　the　early　Pleistocene，the　Kambara　con－

glomerate　accumulated　thickly　in　the　subsid－

ed　depression　similar　to　present　bottom　of

Suruga　trough．　The　activity　of　Iwabuchi

volcano　has　also　occurred　in　the（iepression

following　the　deposition　of　Kambaraconglomerate　and　a　thick　series　of　andesitic

lavas　and　agglomerate　has　consequently

accumulated．　In　the　early　Middle　Pleis－

tocene，the　Saginota　gravels　overspread　the

present　Kambara　Hills　an（i　its　adjacent　area

as　fluvial　deposits．Then，subsiding　of　these

areas　gradually　changed　into　uplifting．As　a

result　o：f　the　change，the　Saginota　gravels

emerged　and　the　erosional　process　began　in

the　Kambara　Hills　area．

　　め．　H＆恥聡髄a－Hos血量yam我　H亘亙亙s：The

Habuna　and　Hoshiyama　Hills　ranging　in

altitude　from100to300m，in　the　northeast

bank　of　River　Fuji，are　bounded　by　the

Iriyamase，Omiya，Agoyama　and　Shibakawafaults．The　gentle　inclination　of　depositionaI

surfaces　preserved　well　on　both　hills　in（1icate

that　the　Habma　an（1Hoshiyama　Hills　weretilted　to　the　west　and　to　the　north，respective－

1y．　The　geology　of　these　hills　consists　of

Iwabuchi　andesite　intercalating　with　the

thick　Bessho　gravels，th6　1ate　Pleistocene

Older　Fuji　mudflow　units　and　several　sheets

of　Younger　Fuji　Iavas　in　the　late　Pleistocene

to　Holocene．

　　Hitherto，the　Bessho　gravels　extensively

distributed　in　both　hills　were　assume（1to　be

equivalent　to　the　Sagi耳ota　gravels　in　the

Kambara　Hills　because　the　Bessho　gravels

seemed　to　overlie　the　agglomerate　of　Iwabu－

chi　andesite　mconformably　at　several　out－

crops　along　the　River　Fuji（Tsuya，19401

0tuka，1938）．But　this　study　has　confirmed

that　the　Bessho　gravels　can　be　classified　into

two　formations　l　upper　formation　which　is

relative　to　the　Saginota　gravels　in　the　Kam－

bara　Hills　an（110wer　one　enclosed　in　Iwabu－

chi　an（iesite．

　　The　former，gravels　of200m　in　thickness，

occupies　the　southem　Habuna　Hills　with　N－S

or　NE－SW　strike　and　E　dip．The　mud　layer

bearing　abun（iant　plant　fossils　at　the　base　of

upper　formation　intercalates　with　a　thin

glassy　marker　tephra　identical　with　the　ash

layer　in　Saginota　gravels．　The　Saginota

gravels　in　the　Habuna　Hills　have　undergone

more　intense　deformation　than　those　in　the

：Kambar皐　Hills．　This　fact　implies　theexistence　of　a　fault（the　Matsuno　fault）mn－

ning　through　between　two　hills　along　the

River　Fuji．

　　The　latter　formation　（Bessho　gravels）

一613一

B％Jl6ガ銘　（ゾ　云hθ　060109乞oαl　S％7∂βッ　（ゾノ砿）ごz％，　Vbl．43メ〈b．10

extensively　distribute（i　in　the　Habuna　an（1

Hoshiyama　H皿s　is　composed　of　totally　more

than1000m　thick　and　well　stratified　cobble－

pebble－sized　layers　intercalated　with　thin

sand　beds．The　extremely　large　thickness

and　monotonous　facies　of　this　formation

suggest　that　the　Bessho　gravels　are　resulted

by　the　accumulation　of　coarse　sediments　in　a

contimous　depression．They　were　transpoted

from　Misaka　Mts．by　the　Paleo－River　Fuji．

The　geological　structure　of　the　Bessho

gravels　is　different　largely　between　that　of

the　Habuna　Hills　with　NW－SE　strike，SW

（1ip　of40to60degrees　and　of　the　Hoshiyama

Hills　with：NW－SEstrike，NE　dip　of30to50

degrees．　This　fact　also　indicates　that　the

Agoyama　fault　has　commenced　its　activity

after　the　accumulation　of　Bessho　gravels

traversing　its　sedimentary　basin，and　conse－

quently　the　blocks　on　either　si（ie　of　the　fault

have（1eveloped（1ifferent　tilting　from　each

other．As　there　has　not　been　observed　any

erosional　surface　on　the　contact　between　the

Iwabuchi　andesite　and　the　un（ierlying　mud

layer　top　of　Kambara　conglomerate（Sugiyama＆Shimokawa，1982），the　Bessho

gravels　and　the　Kambara　conglomerate　are

assumed　to　have　accumulated　in　a　series　of

subsiding　basin．　The　thickness　of　Bessho

gravels　is　increasing　toward　the　north　in－

dicating　that　the　center　of　subsi（ience　has

migrated　to　the　north　during　earlyPleistocene．

　　The　Older　Fuji　mudflows　in　the　late　Pleis－

tocene　（Tsuya，19681Agglomeratic　mud－flows　of　Tsuya，1940）are　composed　mainly

of　original　mudflow（1eposits　derived　from

Older　Fuji　volcano，their　secon（iary（1eposits

and　alluvial　fan　gravels　at　volcanic　foot．As

the　depositional　surfaces　Qf　these　mudflows

are　well　preserved　on　both　hills，they　can

subdivide　into　several　units　through　the

Om

5m

Key亡ephra

OS＿伽KgP

MS一噸

AT一｛

scoriaゆ

Pum臨nOW

Agex104y．B－」》．

0．3

Mudflowsurfaces

Fuji　Iavas

羅拗o　o　o　o　o　o

▲　▲▲　▲　A　▲

％

SSW4，SW6

＿＿＿Mf－WSW1，2，5，SSW1，2

一Mf一皿2．15

4．9

1一…

一Mf－1

1－MH・

Fig．5 Tephrochronology　of　lava　andmudflow　depositsinthe　area　ofsouthemfoot　ofMt．Fuji．

OS：Osawa　scoria，KgP：Kawagodaira　pumice，MS：Murayama　scoria，AT：Aira－Tn

ash，Pumice　flow：Hakone　younger　pyroclastic　flow，Mf－r　to　Mf－IV　represent　the

depositional　surfaces　of　the　Older　Fuji　mudflow．Filled　triangles，open　circles　and

oblique　lines　in　the　columnar　section　indicate　the　sCoria　layer，pumice　or　vitric　ash　layer

and　humic　soil　respectively．

一614一

Too云onぢos　ごzlo多zg　渉h6　％oπh67％　％zα響づ％　（ゾノ2z6P6多z1％s％♂α　侭．　Kzηz召2召たの

chronological　survey　of　the　surfaces．Ma－

chi（1a（1977）divides　the　mudflows　into　older

an（i　younger　units　on　the　basis　of　thickness　of

the　covering　tephra．Yamazaki（1979）andYamazakiαごzl．，（1981）also　studie（i　the　strati－

graphy　of　tephra　and　distinguished　five　sur一

faces　on　the　mudflow　deposits（Figs．5，6）．

These　surfaces　contain　severa1（1epositional

surfaces　of　original　mudflows　from　the　older

Fuji　volcano　and　fluvial　surfaces　of　tributary

flow　of　the　River　Fuji．

　　These　numerous　surfaces　have　been　form一

　　　　　獺i難　　□　　　　　　望彰　　　錫　　　Alluvial　fan

　　　　欝撚　　翻　　　　　啄　　　　　　　Sbpes　　　　　　　げロおえ

　　　監．纐‘孟

　　　雛’、ノー甲

　　　＃堀

　　　縮

4

躁’彰き一，．響．

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Mudflow　I’

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er　lavas Mudfbw　IV，1輌導

甥ゑ纏？

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Mudflow　U Mudflow　III

曙▲　　A

≡三 ※／

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Mudflow　l婁騒き 》4》4

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3，羅集．

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騒灘　・一．

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瑛：i

Fujinomiya　　　　　l～　　2c

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0．3

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5．O

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x104yr．

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1

2

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　　　　　　　　　　　　　　．霧

　　　　　　　　　　　．．：：：欝

　　　　　　　　　　　　・鵜：：

……u藤：灘

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，難

鰍う1

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1．lriyamase　fault

2．Omiyafault3．Agoyama　fault

4．Shibakawafault

“

　　　　　　　　賦River　Fuji

　　　ざ

a

ba

灘

ヂ 1

＼

Fig．6 Geomorphological　map　of　Hoshiyama　and　Habuna　Hills．Older　Fuji　mudflow　deposits

can　be　divided　into　five　units　based　on　the　tephrochronology．　Columnar　section

correspon（is　to　that　in　Fig．5

一615一

醸灘．．，

β％ll6だ％　（Zプ　渉h6　G60109づo召l　S勿7z7¢y　ρプノ41）ごzフz，　VbJ．43，〈石o．ヱ0

ed　by　the　intermittent　uplifting　of　two　hills，

cause（1by　faulting　along　the　eastern　margin

of　the　hills　system．　But　the　（1istribution

pattem　of　mu（iflow　surfaces　shows　the

regional　characteristics，that　is，the　surfaces

older　than50，000years　ago（Mf－I　and　I’）

（1evelop　well　on　the　Habuna　Hills，while

younger　surfaces，especially　the　surface　of

20，000years　ago（Mf－III）extend　over　the

Hoshiyama　Hills．This　contrast　is　due　to　a

relatively　higher　uplifting　rate　and　earlier

emergence　of　the　Habma　Hills　than　those　of

the　Hoshiyama　Hills．Each　of　surfaces　onthe

Hoshiyama　Hills　extends　from　north　to　south

in　direction　with　narrow　width．The　younger

Fuji　lavas（SSW2，SW5）eruptedabout10，000

years　ago　flew　over　the　hi11s　an（1reached

River　Fuji．Although　Tsuya（1940）assumed

that　these　lavas　have　not　been（1isplace（1by

Omiya　fault　at　the　eastern　margin　of　the　hills，

the　large　gap　of　lava　height，exceeding50m，

between　Fujinomiya　Basin　and　HoshiyamaHills　indicates　that　the　Omiya　fault　has　verti－

cally　displace（i　these　lavas．

　　Above　data　lead　to　the　following　conclu－

sion　on　geological　evolution　of　the　Habuna

and　Hoshiyama　Hills．　The　Habuna　an（1

Hoshiyama　Hills　were　a　place　intensely　sub－

si（1ing　where　the　thick　Bessho　gravels　had

accumulated　during　early　Pleistocene　time．

In　the　Middle　Pleistocene，this　area　was　still

subsi（1ing　contemporaneously　with　the　accu－

mulation　of　Saginota　gravels．But　around

80，000years　ago　when　older　Fuji　volcano

commenced　its　activity，the　crustalmovement　in　this　area　had　gradually　changed

from　subsidence　into　uplift．Since50，000yr

B．P．，though　both　h皿s　have　undergone　the

same　significant　uplifting，the　difference　of

distribution　pattem　of　mudflow　surfaces

became　prominent　between　two　hills（1ue　to

the　difference　of　tilting　direction．

（3）Fuj旦一Fujinomiyalowla織　　Fuji－Fujinomiya　lowland，10cate（i　in　the

northern　extension　of　axis　o：f　Suruga　trough

and　extending　over　the　east　si（1e　of　Habuna

an（i　Hoshiyama　Hills，is　composed　of　the

Fujigawa　alluvial　fan，　Ukishimagahara

swamp　onthe　southemflank　of　Mt．Ashitaka

and　Fujinomiya　basin。

　　＆．　E臆」亘g我w＆＆亘旦朋v量a旦ね醜：Thick　fluvial

gravels　transported　from　the　Misaka　and

Akaishi　Mts．by　the　River　Fuji　are　the　con－

stituent　material　of　this　fan．These　gravels

intercalate　the　SSWl　lava　of　Fuji　volcano

with　the　radiocarbon　age　of14，000yr　B．P．

（Yamazaki，αα1．，1981）．　The　maximum

depthofthislavareachesupto－140matthemouth　of　River　Fuji（Murashita，1977）．

　　b．　Uki曲imaga恥ara：Ukishimagahara　isa　lagoon　formed　by　the　continual　sub（1uction

and　the　formation　of　barrier　alon墓the　south－

em　flank　of　Mt．Ashitaka．　The　markertephra　of　KgP（2，900yr　B．P．）and　K－Ah　ash

（6，300yr　B．P．）were　found　in　this　lagoon

sedimentsatdepthof－6mand－17．8mrespectively（Yamazakiαα1．，1981）．The

depth　of　these　tephras　approximately　indi－

cates　the　subsidence　of　Ukishimagaharasince　after　the　deposition　of　these　tephras

because　the　sea　level　has　been　relatively

stable　during　last6，000years．　The　mean

subsiding　rate　is　estimated　to　be2m／103

years　since　the　KgP　age　and　to　be3m／103

years　since　the　Ah　ash　age．Figure7shows

the　relationship　between　the　altitude　of　sam－

pled　peats　in　the　lagoon　sediments　and　their

radiocarbon　age．

　　c．　F細亘聾om量ya　ba，s沁：This　basin　is　a

fault　angle　depression　formed　on　t五e　south－

westemfootofFujivolcano．A300mdri1－1ing　revealed　that　this　basin　was　composed　of

thick　Holocene　Fuji　lavas　an（101der　Fuji

mudflows　younger　than80，000years　ago．The　bottom　of　drilled　core　did　not　reach　the

Bessho　gravels　uhderlying　Older　Fuji　mu（1－

flows（Yamazaki6渉σ1．，1981）．　This　fact

indicates　that　Fujinomiya　basin　has　under－

gone　intense　subsiding　at　a　rate　of2to3m／

103years　since　the　late　Pleistocene．

　　4．3　　Moveme恥t　of　aetive　f＆賜且ts

（1）　hiyamase－Om量ya－Agoy＆ma鉛腿亘t　sys・

　　　　tem

　　This　fault　system　divides　the　region　into

subsiding　lowland　to　the　east　and　uplifting

一616一

T66孟o吻sαlo％9オh6％oπh6解耀智初げ伽P6痂s吻硯。y4〃zα2剃

日）　　　　　　　　　　　　　　J

　I　I　『　コ

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46

ノ

磯　／／i／

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　ノ

31m

♂ノ　　

iノ

　　　毒’’　　Ah’’　　　i

O　I陥BuCHl

欝UKISHIMA　　GAHARA□（Hatan。αai．，

　　　　1979）

10RADlOCARBON　AGE　　　　　　5 30

　　ω　　＞　　ζ　　一〇

　　rO　mm＞

　　5　　ε

　　需

一30

一50

Fig．7　Comparison　of　the　sample　heights　and　their

　　　　　　ages　between　two　drillings　on　the　both　sides

　　　　　　of　the　Iriyamase　fault．

hilly　land　to　the　west．This　system　exten（is

from　the　mouth　of　River　Fuji　to　the　north　and

disappears　into　the　younger　lava　field。The

Iriyamase　and　Agoyama　faults　inthis　system

are　reverse　faults　showing　a　sinistral　en　eche－

10n　configuration．　The　Omiya　fault　is　a

normal　fault　comecting　the　Iriyamase　an（1

Agoyama　faults（Fig．4）．

　　a．　敢亘yam＆se飴翻t（Tsuya，1940）：This

fault，bounding　the　eastem　margin　of　Kam－

bara　and　Hoshiyama　Hills，is　a　thmst　having

theWpartupthrown，andextendsfromthemouth　of　Riyer　Fuji　to　the　north。Southern

extension　of　the　fault　is　also　assume（i　to

continue　to　the　submarine　active　fault　along

the　base　of　westem　slope　of　Suruga　trough．

　　Although　no　tectonic　landform　is　found　on

the　surface　of　Fujikawa　alluvial　fan，the｝ate

Pleistocene　to　Holocene　se（iiments　beneath

the　fan　are　vertically　displaced　by　faulting。

Comparing　the　displacement　reference　hori－

zons（DRH）on　both　sides　of　the　fault，1ess

than100m，46mand31．5mofthewest－sideupthrown　are　recognized　for　SSWl　lava　of

14，000years　ago，peaty　layers　of8，000years

ago　and　Ah　ash　fall　respectively（Fig．8）。The

long－term　slip－rate　of　the　fault（ierived　from

these　data　is　estimated　to　be　constant　with　a

value　of7to5m／103years　during　Holocenetime．This　is　the　largest　value　of　vertical　slip

rate　of　the　active　faults　in　the　lan（i　of　Japan．

　　At　the　event　of　the　Ansei－Tokaiearthquake　that　occurred　in　Suruga　trough　in

l854，a　small　mound　called“Jishinyama”（earthquake　mou項（1）　apPeared　on　the　floo（玉

plain　near　the　mouth　of　River　Fuji（Omori，

1919）．Judging　from　the　fact　that　a　vast　area

of　cultivated　land　was（1eveloped　to　the　west

of　the　mound　after　the　earthquake，it　is　con－

clu（1ed　that　the　formation　of“Jishinyama”is

not　a　small　local　event　but　a　tectonic　land－

form　accompanied　with　extensive　uplifting　of

the　westem　side　of　the　Iriyamase　fault．This

means　that　the　southem　segment　ofIriyamase　fault　has　moved　at　the　Ansei－

Tokai　earthquake　of1854．

　　SSWl　lava　of14，000yr　B．P．outcrops　to

the　west　of　the　Iriyamase　fault．This　lava

seems　to　have（1eposited　on　the　river　floor

because　it　rests　directly　on　the　flood　loam．

Assuming　that　the　sea　level　of14，000yr　B。P。

was50to60mlowerthanpresentlevelandthe　height　of　the　outcrop　above　sea　level　at

that　time　was　the　same　as　the　present　value

（十15m），the　original　altitude　of　this　lava

might　be－35to－45m。Consequently，thewestem　block　of　the　Iriyamase　fault　has　been

uplifted50to60matarateof3．5to4．4m／103years　since　the　deposition　of　SSWl　lava，

and　the　eastern　block　has　subsi（1ed55to45m

with　the　rate　of3．3to3．9m／103years．

　　Table．2shows　the　relative　slip　rate　of　the

faults　and　the　absolute　rates　of　block　move－

ment　which　were　obtained　from　the　heights

of　several　DRH　and　the　heights　of　sea　level

when　DRH　were　deposite（1．

　　b．Om量ya　fa磁（Tsuya，19401Yamazaki，

1979）：Tsuya（1940）inferre（1the　existence

of　an　arcuate　fault　along　the　eastem　margin

of　Habuna　an（1Hoshiyama　Hills　and　named

it　the　Omiya　fault．Suzuki（1968）estimated

that　the　Omiya　fault　was　a　part　of　normal

ring　fault　surrounding　Mt．Fuji，causedbythe

一617一

B％ll6渉勿z（～プ　オh6　（360109づoσl　Sz6卿¢y　（～プ∫のごz％，　Vlol．43，〈b．10

A

100m

O

一100

100m

α

Z

Iwabuchi　terrace

／RFuji’o』。・。　SSW1　　　13，ス60土300Y・B。R

．・i奪・

　　　　　　→Fuli　volcano

b

O

　　　　　　　　　』…i蓬粟・

z’噛鞠1，1，，

B勿　　α　　lwabuchi

　　須　　terrace　　　　　　　A

　　I器躍曼。・・造

』・：ll＝』。誇』

Fandep．

』・二。ぷ。』，・’・』6・・：

o　．

　’0

’1自6istocene

　　gravelS

Fig．8

　　　　R．Fuji

瀬』論茎

4430：±120Y．B．P．

Ofuchi　　lava（SSW1）

〇　　　1Km　　　　　　　　　　c

Ukishimagahara

’／／／／／／／

30

Om

一30

　　A　28．77m

Peat

7660±230Y．B．P。

Table2

Mean　s巨p　rate

　　　　　　　　　　B

5％　　　　　　　　　4。054m　　　　3

ay

13・系

ρ・σ

　8090土380Y．B．R

　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　Y．B．P．

　　　　　　　Vbrtical　displacement

当3K9P iΩシ呂

、轟 一6m5m

LAh．o’1・．

臼　’o臼

｝短嘱曹

Sand＆（i

－1Z8m

8180土210

’o∋＝’σ．

Clay

YBP

Displacement　of　the　Holocene　sediment　and　the　Fuji　Iava　by　the　Iriyamase　fault　in　the

lower　part　of　River　Fuji．

A：DisplacementofOfuchi　lava（SSW1）．Bl　Displacement　ofthe　Holocenetransgression

sediment．Section　lines　correspond　to　those　in　Fig．4

Block　movement　on　the　each　side　of　the　Iriyamase　and　Kozu－Matsuda　faults（after

Yamazaki，1984）．

Faulmame Ref◎rence Age

（Ka）

Sealevel

（m）

Hei菖ht

（m）

Up㎞wnside

　　Up1血

　　（m）

Uplift

　rate

（m／103y）

Hei帥t

（m）

Down山mwnside

　Subsidcnce　Subsidence　　　　　　　　　rate

　　　（m）　　（m！103y）

F副t　　long－telmdisplace－　slip－rate

　m㎝t

　（m）　　（m！103y）

KOZU－Matsuda　鉛ult

　Aha5h

Mゑsu面ace

　OS2

6．3

60

250

2－15『

20．5

90

　『

18．5

105

曙

29

1．8

一

1．8～23

　－43．5

　－500

3．8～43　　0。6～0．7

　30．3　　　　0．5

　500　　　　　2

2玉～23　　　　3．3

　135　　　　2．3

myamase－Agoyama　£ault

　　躍

　Ahash

Hol㏄㎝epeat

SSW－11ava

OFmudflow

2．9

6．3

8．0

13．7

80

　0

　2

－10～一15

　－50

－3～一9

昌13．711．015250

　一

　11．7

21～26

　65

　260

　一

　1．9

2．6～3．1

　4．7

　3．2

一6

－17．8

－35

－90

－160

　6　　　　　2

　19．8　　　　3．2

20～25　　2。5～3．1

　40　　　　　2．9

　150　　　　　1．9

31．5　　　　5．0

46　　　　　5．8

105　　　　　7．6

410　　　　5．1

一618一

丁召o孟oアz20s　ごzJo％g　渉h6％oγ孟hεηz　ηz6z堰わz　（≧プZ2z6Pθ％勿zs％1ごz6θ．　y～zア％ごz26漉の

differential　settlement　accompanied　with　the

groWth　o：f　volcanic　cone．

　On　the　other　hand，Yamazaki（1979）thought　that　the　northeastem　margin　of

Hoshiyama　Hills　was　a　trace　of　normal　fault

to　comect　the　Iriyamase　and　Agoyamareverse　faults　having　a　sinistral　en　echelon

configuration．He　redefined　this　normal　fault

as　the　Omiya　fault．The　height　of　the　fault

scarp　of　the　Omiya　fault（1ecreases　from

southeast　to　northwest．This　fault　dislocates

the　Mf一皿surface　of20，000yr　B．P．and　has　a

scarp80mhighinthesouthwestemportionof　the　fault　trace．Whereas　in　the　northwest－

ern　part，the　steep　scarp　turns　into　gentle

flexurescarp40to50mhigh（Fig．9）．Thelong・term　slip－rate　along　the　Omiya　fault　is

estimated　to　be4to2m／103years（1uring　the

last20，000years．

　　In　the　Hoshiyama　Hills，the　younger　mud－

flow　surfaces　dip　toward　the　River　Fuji（to

SSW）but　onthe　contrary，the　oldersurfaces

dip　to　the　opposite　direction　（to　NNE）．

Iwabuchi　andesite　and　the　Bessho　gravels

appear　on　the　southwestem　margin　of　the

hi11s　also　have　a　NE－SW　strike　and　NE　dip

concor（1ant　with　the　tilting　of　older　mudflow

surfaces．From　the　straight　trace　of　the　fault

and　northeastward　accumulative　tilting　of

the　hills，the　Omiya　fault　seems　to　be　a

normal　fault　with　steeply－dipping　fault　plane。

　e。Agoyama£躍旦t（Tsuya，19401Yama－zaki，1979）：The　Agoyama　fault　is　a　reverse

fault　bounding　the　eastern　margin　of　Habma

Hills　with　high　vertical　slip－rate．Remark－

able　features　along　this　fault　are　the　exis－

tenceofsteepfaultscarpof160minheightand　the　large　westwar（1tilting　of　the　hi11s．

The　geomorphic　surface　on　the　Habuna　Hills

consists　mainly　of　mudflow　deposits　o1（1er

than　Mf－I　surface　of50，000yr　B．P．These

surfaces　are　steeper　than　those　of　the　alluvial

fan　atthe　southwestemfoot　of　Mt．Fuji．The

（1eformation　of　Bessho　gravels　mderlying　the

mudflow　deposits　is　also　concordant　with　the

tilting　of　mudflow　surfaces．

　　From　the　accumulative　tilting　of　upthrown

side　of　the　fault，the　Agoyama　fault　is　esti－

mated　to　be　a　thrust　fault　with　a　relatively

Iow－angle　fault　plane．Figure10illustratesthe　geological　cross　section（（1－d7）traversing

the　Habuna　Hills　and　Fujinomiya　lowlan（1in

the　E－W　direction．The　Agoyama　fault　dis－

places　the　base　of　mudflow　deposit　more　than

　　　SW一［osnIyamahl”sa　　　　　　　　　　一＿一＿一一一一一

■　　　一

130m200m

a，

　　　　　　　△晒“所』　　一戸一一

＿ノ妄そ．喋奮蕊一『1P 5m

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　　　　　　　　．／　　　OlderFuji／　’∋・　　　　．！・／　　　　　　　　mudfbW　　　　　一　　．！．！

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6　　幽　9 吾f－　　mudfbwつ 0

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Mt。MyojoFuji　v。

ゆb　Bessh・ 惚～ OIder　Fuji　mudflow bト慈遡

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6144・4｝瀞㌔曽　冒一一、　　　　　　　　o

100m

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200m

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葭、露厘！箆＝一一’甲甲二3嘉鰯一：勘爺茅倉叩τ・・。．～P曹50酌

．い 骸一一一”轡欄・二一

＼　　 lwabuchi

宕二　　4二4じ　　R．Urui

ム100

an　eSl　e 00

b’

Omiya　fault

0 2km

Fig．9 Geologic　sections　across　the　Omiya　and　Agoyama　faults（part1），

and　b－b’coπespond　to　those　in　Fig．6

Section－lines　of　a－ay

一619一

網

βz611（劣∫刀　（～プ　孟hθ　（360109づo召l　Sz67z7⑳　（ゾノ砿）αアz，　Vbl．43，〈石o．10

CSW HoshiyamaHiIls

200m

NE　　　C，

　　　　　　　　　　　　　　ヌ

壁轟陰SWl　lava　　　　衰，4　。　　4　　。

’，載，　・・2　P～’へ9

　　　　　R．Fuji

　　　・霧㍗’㌔％

1暢k4　4　　　　　3あ　へ　　ニレのてコロニ　全、、あ凸，，　　　　940－50m

〆l　　　　　　　　　Flluvialdep．

H、UrUl

Habuna　Hi”s

R　Urui

Omiya　fauIt

100

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礁篇蕪 o

R．Urui　Mt・Fuli　　　　　　　　　　　　　　　　σ　　　　　　　　　　　o’

R．Shiba　　　kawa 翻

　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　200m・1　50m　　　　　　SSW3　　　　　’DriIling　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　・’蟹呈こ9”

　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　100m

晶棚義へ

擦i鞭纏

贈侵繰灘灘鶴轟霧籍漁一灘繍灘1灘灘馨捌垂．！。

驚瞬

蹴論h6錨鱗　△な　臼

　A　　．

　　　．．SW5▲　　　　　轟

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　　　　　　　　　410m　　　　　　　　　　　I

Agoyama　fault

彿　　，：

　　，　　　，　　　　4　　　「　　，　　’　ム

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　　　　　　　　　　　　　　　Om

　　旭Older　Fuji　mud刊ow

4ム．ゲ　（OFM）

　　　　ム　　，　　　　　　　　　　　　　　　100m

2km

“・　　　　　　　4　　　・　　d

　　　　　△　　　　　　■

4　　．　　　　　　　　　　　　　4

　　△

300mEd’

Fig．10 Geologic　sections　across　the　Omiya　and　Agoyama　faults（part2）．

and　d－d’coπespond　to　those　in　Fig．6

Section－line　of　c－c’

410mbetweenthehillsandlowland．Assum．ing　that　the　base　of　mudflows　was　formed

after　the　initiation　of　the　activity　of　older

Fuji　volcano80，000years　ago（Machida6渉α1．，1975），the　minimum　mean　slip－rate　of　the

Agoyama　fault　is　estimated　to　be5．1m／103

years．On　the　other　hand，the　Agoyama　fault

vertically　dislocates　the　top　surface　of　the

SSW31avaflow（ca．10，000years　ago）about

50masshowninFig．10。Themeanverticalslip－rate　of　the　SSW3is　calculated　to　be　l

m／103years．The　same　slip　rates　of　the　two

different　DRH　indicate　that　the　Agoyama

fault　has　constantly　repeated　the　movement

during　the　late　Quatemary　time．

（2）hiyama－SMめakawafa眠ltsystem　　The　Iriyama－Shibakawa　fault　system　with

N－S　strike　extends　from　the　coast　of　Suruga

Bay　to　the　westem　foot　of　Mt．Fuji　approxi－

mately25km　long．This　system　is　composed

of　two　thrusts　dividing　the　mountain　area　on

the　west　from　the　hilly　land　on　the　east．The

segment　to　the　south　of　the　River　Fuji　is

called　the　Iriyama　thmst　and　the　Shibakawa

thrust　to　the　north　of　the　river．

　　a。　亙riyama　　thr盟st　　（Konno　　＆　　Otuka，

1933）：Along10km　of　the　Iriyama　thrust，

Pliocene　Fujigawa　Group　to　the　west　over－

thrustsup　ontheQuatemarygrouptotheeast．Awidefracturezonecanbeobservedalongthe　bomdary’between　the　Hamaishi－dake

Mts．and　Kambara　Hills．　Although　theIriyama　thrust　displaces　the　Quaternary

deposits　in　the　Kambara　Hills　and　marks

their　westem　boun（1ary，no　significant　fault

scarp　or　tectonic　lan（1forms　are　recognized

along　the　fault　trace．From　these　character－

istics，Yamazaki（1979）considered　that　theIriyama　thrust　had　ceased　its　recent　activity．

But　some　evidences　of　the　recent　faulting

were　fomd　later　on　several　man－made　out－

crops　in　the　Kambara　Hills．Sugiyama＆

Shimokawa（1982）　estimated　that　theIriyama　thrust　has　continued　its　movement　at

a　vertical　slip－rate　of　O．25m／103years　during

late　Pleistocene　an（i　Holocene．

　　Although　the　recent　fault　slip－rate　of　the

Iriyama　trust　is　less　vigorous　than　that　of　the

一620一

T66渉o％σ6s　σlong　孟h6　％07オh6ηz盟zごz怨才％　（ゾノ2％P（グz勿zsz61α　侭．　Kz〃z〔zzσたの

Iriyamase　and　Agoyama　faults，thewide　frac－

ture　zone　along　the　thrust　an（11arge（1eforma－

tion　of　the　early　Quatemary　suggest　that　the

Iriyama　thrust　had　a　long　history　of　faulting

an（1there　was　a　more　active　period　than　the

present　one．Presumably，the　Iriyama　thmst

had　moved　vigorously　as　a　boun（iarybetween

the　uplifting　Hamaishi－dake　and　subsiding

Kambara　Hills　during　the　depositional　period

of　the　early　Pleistocene　Kambara　conglomer－

ate　and　Iwabuchi　andesite．

　b．Sh童蝕誼＆w＆臨臓st（Yamazaki，1979）：

The　name　of　the　Shibakawa　thmst　is　as－

signe（1to　the15km　long　segment　of　the

Iriyama－Shibakawa　fault　system　to　the　north

of　River　Fuji．The　west　side　of　the　fault　is

upthrown．In　the　northem　extreme　of　this

thmst，the　strike　tums　from　N－S　to　NE　and

the　fault　trace　seems　to　plmge　into　the

younger　Fuji　lava　field（Fig．4）．The　DRH

which　recor（1s　the　recent　activity　of　the

Shibakawa　thrust　is　the　older　Fuji　mudflow

of50，000yr　B．P．（Mf－1）and　the　younger　Fuji

lava　about10，000yr　B．P．（SW－l　and　SW－3）．

Figure　ll　illustrates　the　west－upthrown　verti－

cal　displacement　of50m　for　the　Mf－I　surface

andof20mfortheSW－11avasurfaces．Thenmean　slip．rate　using　every　DRH　is　estimated

to　be　l　m／103years．These　data　indicate　that

the　Shibakawa　thrust　has　repeated　its　move－

ment　more　vigorous　than　the　Iriyama　thmst

during　the　late　Quatemary　time．　In　the

northemhalf　ofthe　Shibakawathrust，SW－31ava　serves　only　a　DRH　for　the　recent　move－

ment．This　is　subject　to30to40m　vertical

displacement　of　W－upthrow．Assuming　that

SW－31avaflowedout10，000yearsago，meanslip－rate　is　estimated　to　be3to4m／103years．

These　facts　indicate　that　the　activity　of　the

Shibakawa　thrust　gradually　increases　toward

e SW NE　e’

0Fuligawa　GrouP

200m

50m

ヘロ　ペリ

陰ξン・乳。　領。

f　W300

Shibakawa　　　fault

　ぐ　一9『ヲρ／．’

　　　　　　ρ7・9ろR．Shiba

　　　　　　　　　　　4、’

3猫一一一1・・　　　　　　andesite

♂’40　4

BesSり・gravel一。

0HabunaHills

200

100

R．Shiba

〃．急△

、鴛・ムヘ

、釜グ凸一ム4

Mt．Shirao

　　　2km

E　　f’　　300m

Fujigawa．

　　Group

SW1 窺㌧△’，ラ

200

Fig．11

　　　　　　　　Bessho　　　　　　　　　graveISShibakawa　　　fault

andesite Agoyama　　fauit

100

Geologic　sections　across　the　Shibakawa　fault．

e－e’section：The50m　of　fault　displacement　on　MH　surface　of50，000yr　B．P．is

observed　across　the　Shibakawa　fault．

f－f’section：The20m　offault　displacement　on　SWI　lava　flow　is　observedbetweenthe

two　sides　of　Shibakawa　valley・．

Section－lines　of　e－e’and　f－f’correspon（1to　those　in　Fig．6

一621一

B％ll6！勿z（ゾ　差h6　G60Jo9乞o召l　Sz6γzノ（ヨ：y　げノ4ゼ）ごz％，　ylol。43，ハろo．ヱ0

the　north．This　characteristics　can　be　inter－

preted　as　that　the　Shibakawa　fault　gradually

inherits　the　vigorous　activity　of　the　Agoyama

fault　when　they　come　to　each　other　to　the

north　o：f　Fujinomiya　city．

（3）0軌erね出s　　我．M＆ts撒o　f踊亘t：The　NWtrending　and

SWupthrownMatsunofaultisinferredalongthe　River　Fuji　from　the　stmctura1（iifference

of　Saginota　gravels　between　the　Kambara

and　Habuna　Hills．This　fault　is　interpreted

to　be　a　normal　fault　which　have　been　forme（1

to　comect　the　two　en　echelon　arrange（1reverse　faults，i．e．the　Iriyamase　and　Shiba－

kawa　faults，during　the　Middle　Pleistocene

time．But　this　fault　has　no　evidence　of　recent

activity．

　　む．Nosh亘ta　癒臓st　＆翻　亘重s　聾or騒e照

ext鎌s亘o髄：A　conspicuous　scarp，whoseheight　excee（1s50m，is　recognized　at　the

eastem　margin　of　the　older　Fuji　mudflowdeposit（Mf一皿）distributed　alongthe　eastem

flank　ofthe　Tenshu　Mts．Thisscarpseemsto

exten（1southwestward　to　the　Noshita　thrust

dividing　the　Miocene　Nishi－YatsushiroGroup　and　the　Pliocene　Fujigawa　Group　in

the　Tenshu　Mts．area．As　the　Noshita　thrust

shows　a　sinistral　en　echelon　configuration　to

the　Shibakawa　thrust，the　activity　of　the

Shibakawa　thmst　seems　to　transfer　to　the

northern　extension　of　the　Noshita　thrust．

　4．4Geo亘09童ca丑翫量story蹴df蹴亙t腿ove・　　　　　　me通

　　In　Pliocene　time，the　area　of　the　Hamaishi－

dake　and　Tenshu　Mts．was　a　part　of　ancient

subsiding　Suruga　trough　where　FujigawaGroup，consisting　of　thick　coarse　clastics

derived　from　northem　mountains，has　beendeposited．

　During　the　early　Pleistocene，the　west－

upthrown　Iriyama　and　Shibakawa　thrusts

have　commenced　their　motion　to　divide　the

se（1imentary　basin　of　the　Fujigawa　Group。

The　west　side　of　the　thrust，i．e．the　Hamaishi－

dake　and　Tenshu　Mts。，was　uplifted　gradu－

ally　and　the　axis　of　subsidence　has　shifte（i　to

the　east　of　the　thrust．The　Kambara　con一

glomerate　has　accumulated　in　this　new　sub－

sid．ing　basin　and　was　soon　after　covered．by

the　Iwabuchi　andesite．　During　the　active

stage　of　this　volcano，the　subsidence　in　the

present　Kambara　Hills　area　has　gradually

decreased　and　thesubsi（1ing　center　hasmoved

northward　resulting　in　the　accumulation　of

the　Bessho　gravels　in　the　area　of　Hlabuna　and

Hoshiyama　Hills．This　migration　is　consid－

ered　to　correspond　with　the　development　of

the　Iriyamase　fault．

　　In　the　middle　Pleistocene，the　subsidence　in

the　Habma　and　Hoshiyama　Hills　areabecame　less　intense，an（i　subsequently　the

area　has　gra（lually　change（1into　the　uplifting

area．Then，theAgoyama，Omiya　andMatsu－no　faults　commenced　their　activity，result－

ing　in　the　eastward　migration　of　the　subsid－

ing　center　toward　the　Fuji－Fujinomiya　low－

land．About　O．5to　O．4Ma，the　alluvial　fan　of

the　River　Fuji　spread　over　the　Kambara　and

Habuna　Hills　area　to　deposit　the　Saginota

gravels．The　s亡bsequent　uplifting　of　Kamba－

ra　Hills　has　left　the　Saginota　gravels　on　the

hills　as　terrace　deposits．　As　the　Saginota

gravels　in　the　Habuna　Hills　have　not　under－

gone　strong　uplift，it　seems　that　the　uplift　of

Habma　and　Hoshiyama　Hills　commencedlate，compared　to　that　of　Kambara　Hills．

The　tectonic　inversion　in　Kambara　Hills

from　subsidence　to　uplift　has　tumed　the　char－

acter　of　Iriyama　thrust　from　a　major　fault

between　the　uplifting　and　subsi（1ing　blocks　to

a　fault　representing　the　relative　slip　between

the　both　uplifting　blocks．As　a　result　of　this

change，the　Iriyama　thmst　has　decreased　its

activity．

　　During　the　late　Middle　Pleistocene　to　the

early　Late　Pleistocene，the　Iriyamase，Omiya

and　Agoyama　faults　have　acted　as　the　bound－

ary　faults　between　the　upliftinghilly　land　and

subsiding　lowland．Consequently，the　Kam－

bara　Hills　has　become　a（1issected　hilly　lan（1

due　to　uplifting　and　erosion．

　　On　the　other　hand，the　accumulation　and

erosion　of　the　upPer　Quaternary　have　been

repeate（1in　the　Habuna　an（1Hoshiyama　Hills

where　uplifting　has　been　delayed　as　compar一

一622一

T80診oη乞os　ごzlo％g　渉h8η07渉h8ηzηzごz堰づ％　げ12z6Pのz2％s％16z但．yヒzηzごz2ご漉の

ed　with　the　Kambara　Hills．At　this　time，the

Matsuno　faulthad　alreadyceasedits　activity．

　　Although　the　Southem　Shibakawa　faulthas　decreased　its　slip　rate　due　to　the　develoP－

ment　of　the　Agoyama　fault，the　northem

Shibakawa　fault　has　maintained　relativelyhigh　slip－rate　because　no　active　fault　has

appeared　to　the　east　of　the　Shibakawa　fault．

　　The　o1（1er　Fuji　volcano　started　its　activity

ca．80，000years　ago．Since　then　mudflow

deposits　from　this　volcano　have　filled　the

subsi（iing　area　to　the　east　of　the　Iriyamase，

Omiya　and　Agoyama　faults，and　frequently

overflowe（i　into　the　Habma　an（1Hoshiyama

Hills　where　the　strong　uplift　had　alreadystarted．．

　　About50，000yFears　ago，the　Habuna　Hills

completely　emerged　and　the　broad　Mf－I　sur－

face　was　forme（10n　the　hills．In　and　aroun（i

the　Hoshiyama　Hills，the　River　Fuji　intensely

incised　its　chamel　associated　with　the　uplift－

ing　and　northward　tilting　of　the　hills．Head－

erosions　from　the　valley　of　River　Fuji　devel－

oped　some　tributaries　northward　in　the　hills．

Before　long，these　tributaries　exten（ie（i　to

Fujinomiya　lowlan（1，traversing　the　Ho－

shiyama　Hills．Consequently　the　tributaries

captured　the　upper　reaches　of　the　river　which

had　flown　to　the　southeast　in　southwestem

foot　of　the　older　Fuji　volcano．Then　mud－

flows　and　Iavas　from　the　volcano　filled　the

narrow　valleys　in　the　hills　again．

　　When　the　hills　uplifted　by　the　recurrent

fault　movement，these　valley　floors　remained

as　flat　surfaces　in　the　hills．　Subsequent　head

erosions　from　the　River　Fuji　extended　to

Fujinomiya　and　cause（1stream　piracy　once

more．As　a　result　of　these　processes，i．e．

uplifting，head　erosion，stream　capture，valley

fill　an（i　uplifting，a　flight　of　terraces　（ieve1－

oped　on　the　Hoshiyama　Hills　during　latePleistocene　time．

　　Thus，geological　and　geomorphologicalstu（1ies　in　the　region　to　the　north　of　Suruga

Bay　reveal　that　the　NF－S　trending　tectonic

landform　has　been　formed　by　the　eastwar（i

migration　of　faulting　an（1subsiding　since　the

Pliocene．

5．ACT亙VE　EAULTS亙N　THE　SOUTH・　　　ERN　MARGIN　O量THE　TANZAWA　　　MOUNTA亙NS

　The　area　of　the　southem　margin　of　the

Tanzawa　Mts．is　divided　into　two　portions，i．

e．，westem　part　and　eastem　part，（1ue　to　the

difference　o：f　topographical　configuration．

　In　the　westem　part，as　shown　in　Fig．12，the

steep　Tanzawa　Mts．ranging　in　altitude　from

1，500mto800mcontact（1irectlywiththeAshigara　Mts．（less　than1，000m　high）and

Hakone　volcano．　No　obvious　depressiondevelops　between　two　mountains　except　the

westem　extreme　of　the　area　where　a　small

dissected　hilly　land　is　situated．While，in　the

eastem　part，the　Tanzawa　Mts．bounds　onAshigara　plain　with　steep　slope　facing　south．

This　topographical　distinction　between　the

west　and　east　part　seems　to　reflect　the　char－

acteristic　of　tectonic　evolution．

　5．1　Geology　a醜dl　c「腿s意＆旦move贈e璽意a丑o遡9

　　　　　儘eweste膿腿rto量蝕esO鵬恥e膿　　　　　marg五聾oftheT撒z＆waMts．（1）　0臆tli聾e　of　geology　an岨to基）ogr瑚）地y

　a．丁躍zawa　Mo撒ta亘薦：The　TanzawaMts．consist　mainly　of　volcanic　rocks　of　the

Miocene　Tanzawa　Group（Mikami，1958）which　is　bounded　on　the　south　by　the　N－E

trending　Kamawa　fault　system（Matsushima

＆Imanaga，1968）．Recent　studies（Amano，

198611shibashi，1986a，etc．）in（iicate　that　the

Tanzawa　Group　was　originated　as　a　mass　of

volcanics　constituting　a　ridge　on　Izu－Ogasa－

wara　arc　far　south，which　approached　the

Japanese　Islands　following　the　northwardmigration　of　the　PHS　plate　and　finally　collid．

ed　with　Honshu　at　about5to6Ma（earlyPliocene）．In　late　Pliocene，a　new　subduction

zone　occurred　along　the　southern　margin　o：f

the　Tanzawa　area　due　to　the　northward　shift

of　Izu　block　which　also　belonged　to　an　off－

shore　volcanic　ri（ige　on　the　Izu－Ogasawara

arc．Consequently，the　uplifting　of　the　Tan－

zawa　Mts．was　initiated　and　the　Ashigara

Group　accumulated　in　the　subsiding（1epres－

sion（trough）betweenthe　Tanzawa　Mts．and

一623一

β％lJ（訪勿z（ゾ　孟h（2θ60109づαzl　Sz67∂6ツ　（ゾノ41）6z％，　Vbl．43，．〈石o．ヱ0

2

籔9

G

》　　　7

Gotenba

Fig．！2

難…………1………1………1曝欝

0

懸

　　　1、屡、箭渇、，髪，

Mlshima　f，旧，，「”

“

　0

Mt．HAKONE　　　　　　　遡

勘難σ

＼、

　　　　　　　　　　Kozu

ノミげ　　　　　ぬ　　　ロ

　　　Odawara

SAGAMI　　　B細

癒　　　　O

Atami

10km

Geological　sketch　and　locality　index　map　of　the　southem　margin　of　the　Tanzawa　Mts。

and　the　Ashigara　Plain－Oiso　Hills　area．

The　oblique　stripes，fine　dots　and　coarse　dots　indicate　the　area　of　the　Neogene　Tertiary，

the　Plio－Pleistocene　Ashigara　group　and　late　Quatemary　sedimentsrespectively．Fault二

L　Kannawa　fault　system，2。Kozu－Matsuda　fault，3．Shibusawa　fault．

Izu　block．

　In　the　early　Pleistocene，the　upheaval　of

Tanzawa　Mts．was　accelerated　by　the　colli－

sion　and　subsequent　accretion　o：f　Izu　block

toward　Honshu．　The　exposure　of　theNeogene　metamorphic　rocks　in　the　central

part　of　the　Tanzawa　Mts．indicates　that　the

this　range　has　been　subjected　to　intense

uplifting　and　denuding　during　Quaternary（Matsuda，1978）．The　uplifting　rate　is　esti－

mated　to　be3to4m／103years　by　Kaizuka（1987）．Thus，the　Tanzawa　Mts．has　experi－

enced　continuous　upheava1（iue　to　the　colli－

sion－accretion　　tectonics　at　the　northern

extreme　of　the　PHS　plate　during　the　late

Pliocene　to　Quaternary．

　　b．　The　As瞳gara　M重s．蹴d亘ts醐jace虚

＆rea＝The　topography　to　the　south　of　the

Kamawa　fault　system　consists　of　theAshigara　Mts．，Hakone　volcano　and　the　hilly

land　in　the　northwestem　extreme　of　the　area．

The　Ashigara　Mts．are　composed　ofthe　Plio－

Pleistocene　Ashigara　Group．　The　deepgorges　an（1steep　slopes　in　the　mountains

indicate　that　this　area　has　experience（1

intense　　uplift　and　　denudation　　process

together　with　that　of　the　Tanzawa　Mts。due

to　continuous　upheaval　during　the　middle　to

late　Quatemary．　　The　Ashigara　Group　is　composed　of　coarse

and　thick　clastics　from　the　Tanzawa　Mts．，

having　accumulated　in　a　paleo－trough　locat－

ed　between　Honshu　and　Izu　block　associate（1

with　the　plate　subduction．The　total　thick－

ness　amounts　to1，000m．

　　Since　the1980ヲs，many　much　attention　has

一624一

T60ホo％∫os　ごzlo多z9　孟h6　％07孟h6ηz％zごz篁～勿z（ゾ12z6P6％勿zsz4ごzσ烹．y4ηzごz2ご漉の

been　paid　to　the　stratigraphy，structure　and

evolutionary　process　of　the　Ashigara　Group，

because　this　group　has　recorded　tぬe　bulk　of

evi（ience　on　the　c』011ision　o：f　Izu　block　an（i　the

subsequent　upheaval　of　the　Tanzawa　Mts．

（Amanoαα1．，19861Huchon＆Kitazato，1984，etc）．Consequently，the　Ashigara　Group

was　divided　into　four　formations　and　their

Sedimentary　ageS　were　eStimated　tO　range

from　the　late　Pliocene　to　the　early　Middle

Pleistocene　based　on　the　yields　of　Rz名とz－

s孟6go40％側zo名α6，assemblage　of　molluscan

shells，　foraminiferal　biostratigraphy　　an（i

paleomagnetic　stratigraphy．

　　The　Ashigara　Group　shows　a　dome－1ike

structure　dippingto　NWandNE．Moreover，this　group　has　been　subjected　to　large　defor－

mation　by　faulting．　For　instance，the　dips

gra（1ually　increase　towar（1the　northwest　by

the　drag　deformation　associated　with　the

thmsting　of　Kannawa　fault　system（Amano6砲1．，1986）．

　　The　hilly　lan（i　to　the　northwest　of　the

Ashigara　Mts．，where　the　geology　is　com－

posed　of　the　Suruga　gravels　in　late　Pleis－

tocene　and　overlying　late　Pleistocene　tephras，

is　also　well　dissected．The　accumulation（as

muchas100minthicknessofcobble－richfacies）　of　the　Suruga　gravels　in（1icate　that

this　formation　was　originally　fluvial　sedi－

ments　derived　from　the　Tanzawa　Mts．andfilled　a　relative　depression　between　the　Tan－

zawa　and　Ashigara　Mts．

　　Referring　to　the　origin　of　the　accumulation

of　the　Sumga　gravels，Machida6短1．（1975）

in：ferred　that　the　gravels　have　been（ieposited

in　a　relative　depression　formed　by　the　growth

of　volcanic　cone　of　Older　Fuji　volcano．Kano

α召1．（1984）suggested　that　some　of　the　lat－

eral　slip　faults，obliquelyF　cut　the　Kannawa

thrust，have　also　participate（i　in　the（ievelop－

ment　of　that　depression．The　dissected　Sum－

ga　gravels　indicate　that　the　area　has　under－

gone　intense　uplift　during　Late　Quatemary

time．

　　Thus，the　Pliocene　to　early　Pleistocene

sedimentary　basin　of　the　Ashigara　Group

along　the　westem　part　of　the　southem　mar一

gin　of　the　Tanzawa　Mts．gradually　tumed

into　an　upheaval　area　since　after　the　begin－

ning　of　the　Middle　Pleistocene（0．7Ma）．

Consequently，the　upheaval　of　this　area　has

promoted　extensive　denu（iation　to　form　the

steep　mountains　an（1the　hilly　land．

（2）・Activ童亡y　o£the　K継醜awa　f躁亘意system

　　The　Kamawa　fault　system　divi（1ing　the

Tanzawa　Group　and　the　Ashigara　Group　runs

along　the　southem　margin　of　the　Tanzawa

Mts．Hitherto，this　system　was　thought　to　be

a　north－dipping　thmst　（Kannawa　fault）

because　the　northem　block　is　upthrown　and

the　trace　is　winding　（Matsushima　＆Imanaga，1968）．But　recently，it　is　presumed

that　the　Kamawa　fault　is　a　fault　system

compounded　by　E－W　trending　thrusts　and

NW　and　NE　trending　strike－slip　faults

（Kano6渉α1．，1979）．After　this，the　author

calls　the　E－Wtrending　thrust　as　the　Kan－

nawa　thmst，and　names　the　composite　fault

system　including　the　thrust　and　lateral　slip

faults　as　the　Kamawa　fault　system．Machida

αα1．（1975）recognized　that　the　Kannawa

thrust　has　continued　its　thrust　movement　at　a

rate　of　l　m／103years　since　begiming　of　the

Late　Quaternary　base（10n　the　vertical（1is－

placement　of　Suruga　gravels　as　much　as100

mbytworeversefaults（KsandKnfaults）branched　from　the　Kamawa　thrust．　　On　the　other　han（i，　Kano　α　α1．　（1979）

pointed　out　that　the　Ks　fault　was　not　a　thrust

but　a　NE　trending　strike－slip　fault　offsetting

the　Kamawa　thrust．Furthermore，they　sug－

gested　that　the　E－W　trending　Kannawathrust　of　the　Kamawa、fault　system　has　com－

pletely　ceased　its　activity　in　the　late　Quater－

nary（ltoαα1．，1986）．But　the　author　does

not　agree　with　the　above　opinions　because

there　are　several　south　facing　steep　slopes　as

much　as100m　high，which　are　likelyto　be　the

fault　scarp　representing　the　recent　activity

along　the　Kannawa　thrust．

　　The　above　mentioned　data　derive　the　fo1－

10wing　history　on　the　movement　of　the　Kan－

nawa　fault　system．During　the　sedimentation

of　the　Ashigara　Group　in　Pliocene　to　early

Pleistocene　time，the　Kannawa　thmst　was

一625一

Bz61」6渉♂％　（～プ　孟h6　G60109ぢαzl　Sz67〃6＝ソ　（ゾノ41）召％，　Vbl。43，〈石o．ヱ0

vigorous　as　a　bom（1ary　fault　between　the

uplifting　Tanzawa　Mts．and　subsiding　sedi－

mentary　basin．　But　the　Kamawa　thrustgradually　diminished　its　activity　because　the

se（1imentary　basin　of　Ashigara　Group　tumed

into　an　uplifting　area（iue　to　the　progress　of

the　Izu　collision　in　the　mid（lle　Pleistocene．

Ito6オσ1．（1986）pointed　out　that　the　NE　and

NW　trending　strike－slip　faults　offsetting　the

Kannawa　thrust　initiated　its　activity　at　that

age．The　reason　for　the　commencement　ofthe　strike－slip　faulting　oblique　to　the　thrust　is

ascribed　to　the　decrease　of　fault　mobility　on

the　Kannawa　thrust，which　is　cause（1by　the

intensi：fication　of　crustal　shortening　of　the

Ashigara　Group　and　steepening　of　the　fault

plane　associated　with　the　Izu　collision．

　　Ito6オα1．（1987）conclu（led　that　the　activity

of　the　Kamawa　fault　system　has　also　wea－

kened　since　the　early　Late　Pleistocene　based

on　an　outcrop　data　of　the　NE　trending　Hira－

yama　fault（Amanoαα1．，1984）．However，

the　author　disagrees　with　this　thought

because　the　faulting　（1ata　from　an　outcroP

camot　represent　the　whole　tectonic　move．

ment　on　the　Kamawa　fault　system．

　　5。2　Geo且ogy＆恥〔丑cr覗sta丑moveme聾t　a亙o血9

　　　　　意恥e　easter醜　　憂亘a，且£　0£　重he　sO眼t地ern

　　　　　m麗g童盟of臨eT膿zaw我瞭s．　　Along　the　southeastem　margin　of　the　Tan－

zawa　Mts．，there　is　a　strip　of　the　Matsuda

Mts．which　is　a　fault－bounded　and　flat－

topped　block：consists　of　the　Ashigara　Group

and　Quatemary　sediments．The　mountainsare　in　fault　contact　with　the　subsidingAshigara　Plain　on　the　south　and　the　uplifting

Tanzawa　Mts．on　the　north．As　illustrated　in

Fig12，the　two　faults　bounding　both　rims　of

the　Matsuda　Mts．correspond　to　the　north－

westem　extensionoftheKozu－Matsuda　faultand　the　eastem　part　of　the　Kannawa　fault

system　respectively．The　southem　margin　of

the　Matsuda　Mts．is　fringed　with　an　area500

mtolkmwideofdissectedfoothills100to300m　high．This　narrow　foothills　comprises

mainly　middle　to　late　Quatemary　sediments．

The　geological　history　of　this　foothills　wi11

describe　the　intense　crustal　deformationalong　the　active　faults　during　the　late　Pleis－

tocene　and　Holocene．

（1）　Str我tigraphy　an｛董geological　struet覗re

　　　　O墨the　footh童llS

　The　geology　of　the　narrow　hills　on　the

southemfoot　ofthe　Matsuda　Mts．consists　of

the　middle　to　upper　Pleistocene　clastics　un－

conformably　overlying　the　Pliocene　Ashigara

Group．The　stratigraphy　of　the　foot　hills　is　as

follows．

　　a．Ash置gara　Gro囎：The　Pliocene　Neishi

Formation　of　Ashigara　Group　unconformably

underlying　the　Pleistocene　sediments　consists

mainly　of　altemating　beds　of　sandstone　and

siltstone，andesitic　lava　and　volcano－clastics．

This　formation　strikes　nearly　NW－SE　and

dips、40　tg　50　northeast・　Consequently，the

younger　and　gravel　rich　formations　ofAshigara　Group　appear　in　the　Matsuda　Mts．

to　the　north．These　formations　were　mainsource　of　the　coarse　talus　deposits　in　the　hills．

　　め．M量雌eto肱teP旦eistoce盟ede脚S亘ts：

These　Pleistocene　deposits　are　composed　of

the　fluvial　sediments　of　the　River　Sakawa，

mudflow　deposits　from　Hakone　volcano，

talus　deposits　from　Matsuda　Mts．and　some

pile　of　tephra　layers　from　Hakone　and　Fuji

volcano（Fig．13）．Table3summarizes　thestratigraphy　of　this　area　and　the　facies　of

eachlayer．

　　The　Kananzawa　gravels　（Yamazaki＆Machida，1981）consist　of　pyroclastic　flows，

air－fall　tephras，mudflow　layers　from　Ha－

kone　volcano　an（1the　fluvial　se（iiments　of　the

River　Sakawa　in　the　late　Middle　Pleistocene．

As　shown　in　Fig．13，the　Pleistocene　sedi－

ments　in　the　hills　has　mdergone　the　strong

shortening　to　form　a　foldstructure　with　NW

trending　axial　plane．

　　Kananzawa　loam（Yamazaki＆Machida，1981），overlying　the　Kananzawa　gravels，is　a

pile　of　tephra　layers　including　some　pumice

falls　from　Hakone　volcano　in　the　early　Late

Pleistocene（0．12Ma）．This　loam　is　overlain

mconformably　by　the　Matsuda　gravels．

　　The　Matsuda　gravels（Yamazaki＆Ma－chida，1981）　are　a　sequence　of　coarse　talus

一626一

T60ホoアz廊s　ごzJo7zg　孟h8　多zo7孟h6ηz　照zα惚ぢ％　oゾ’ノ2％P6％勿zsz払α　侃．　yとz彫αβ4ゐの

ロ01－1

一1 「

「一1一￥

魯⊥り暢聖！……」」」」一L……i圭i≡i圭i圭i圭i三i≡i≡i≡i≡離i圭i鑑i≡i≡i≡i≡ili≡曲圭i≡i≡i圭ili圭ili圭i≡lli圭i圭i二i圭i圭ili圭i＝i鑑i圭i：i！一i」一『 し1⊥1⊥1⊥1．

l　l　l　l　l蓼『．凌JJ＿IJ＿LI」J⊥1－1⊥1一L

ヨ＝1’久一1・出＝1＝1＝！・ぐ一”一・、・！・IJ　『　1　0　I　l　I　l　l　l　I　LI

I　I　I　I　I　I　I　I

l　l　l　l　I　I　l LILLLIロロHIIH1に日IIIHUl811口1凸H8UlrHiIllコ貞r－H－11㍉1－lrl工IrUrロー1

蒙

＼愚・ B

500輪　1睡 2麗ヨ

　　　　　　　　　　　　　　　ヘノノ　ヤTδmeihighwαy臼∵‘蓮一’一’

0

　　　《《α骨sudαT．

3翻　4匿ヨ

　　　　　Nort

　集MatsudaF

5圏　6園

萎馨萎

Fig．13 Detailed　geologic　map　of　the　hilly　area　in　the　southem　foot　of　the　Matsuda　Mts。

Locality　is　shown　in　Fig．12

Legend1：Ashigara　group，2：Kananzawa　gravels，3：Kananzawa　loam，4：Matsudagravels，5：Pyroclastic　flow（1eposit，6：Fuji　tephra　Iayers

Black　arrows　show　the　direction　of　the　North　Matsuda　fault　and　the　Matsuda－sanroku

fault（MSF）．Section　lines　A－A’to　C－C’correspond　to　those　in　Fig．14

馨

Table3 Stratigraphy　of　the　hilly　area　in　the　southem　foot　of　the　Matsuda　Mts．

Yamazaki6オσ1．，1982）．

（after

Facies Features Age

Hol ene Scoria　ash　fall Stratified魁1 A丘er30，000yrago

o罵

　　　F両iTephras

UpPerMats臆dagravel Talusdeposits B祀ccia（1erived丘om 30，000一一 A血gara　group 50，000yrB．P．

血the　Matsuda　Mts．

Cmss－beddedAWtypetephras鵬intercalated

o Hakoneyounger Black－graycolored TP飢1（1minthic㎞ess） c＆50，000yrB。P．qの

pyroclas丘cflow Pumice　flow underlies　the　flow

QO

o（Tpnow）

一の 宅お霞

℃●自

LowerMatsuda　　　gravelS

　Talusdeposits（Blecciaandloam）

B1㏄cia　derived丘om　　A曲匝gara　gmup

ca．50，000－80，000yrB，P．

o ill　theMatsuda　Mts．一d

■ Kananzawaloam A廿剣ltephra Pumice咄s（KIP6－14） ca。120，000yrB。P。

銚一鵠

mainly加mHakoneVolcano　　　　　飢e血tercalated

Last血ter－

glaci謡peh（x1

の

Kananzawagravels Huvial　sedtments Boulder－hchgravels ca．130，000一

Mud∬owdeposits oftheSakawaRiver， 200，000yrBP。Middle Aadesi丘c　mud田ow

Pleistocene P皿丘cenow，aεhinMiddlePleistocene

　　andPm丘ceflow丘Dm　H欲one　Volcano

蒸

一627一

βz〆16蕗薙　（ゾ　孟h6　G8010916αl　Sz67∂6：y　げノ41）ごz％，　Vbl．43，．〈石o．10

deposits　derived　from　the　conglomerate　of

Ashigara　Group　in　the　Matsuda　Mts．The

gravels　contain　several　intercalated　key　te－

phras　such　as　Pm－I　pumice　of　O．08Ma　from

central　Japan　and　the　Younger　Pyroclastic

Flow　of　Hakone　volcano（TP　flow）of　O．05

Ma，and　underlie　the　scoria　ash　from　Fuji

volcano．The　age　of　the　gravels　is　estimated

to　be　middle　to　late　Late　Pleistocene　time．

（2）Fa磁movementa亘o聾gthesouthem　　　　foot　of　Ma重s題〔丑a、Mts．

　　The　sedimentary　sequence　of　the　southem

foothills　of　Matsuda　Mts．shows　two　major

turning　Points　on　the　tectonics　in　this　area．

One　is　the　begiming　of　the　accumulation　of

Matsuda　gravels　in　the　early　LatePleistocene．This　rapid　increase　of　the　sedi－

mentary　supply　implies　the　accelerated　up－

heaval　of　the　Matsuda　Mts．，associated　with

the　activation　of　the　fault（Matsuda－sanroku

fault　l　Yamazaki＆Machida，1981）alongthe

southem　margin　of　the　Matsuda　Mts．

　　The　other　is　the　end　of　the　accumulation　of

the　Matsuda　gravels．Since　then，the　south－

em　flank　of　the　Matsuda　Mts．has　been　ter－

raced　to　form　the　foothills．This　also　sug－

gests　a　weakening　of　the　activity　of　the

Matsuda－sanroku　fault　and　the　onset　of　the

new　faulting（North　Matsuda　fault：Yama－

zaki＆Machida，1981）along　the　presentmargin　of　the　foothills．　Accor（iingly，the

fault　scarp　rapidly　developed　during　the　late

Late　Pleistocene　to　Holocene　at　the　southem

margin　of　the　foothills．The　eastem　exten－

sion　of　this　fault　scarp　seems　to　continue　to

thenorthemtrace　oftheKozu－Matsudafaultmentioned　later．

　　Figures13and14illustrate　that　the　foot．

hills　area　has　undergone　a　short　wave－1ength

folding　with　NW　axis　associated　with　the

activity　of　the　North　Matsuda　fault．This

folding　accompanies　several　reverse　faults

with　same　strike　to　the　fold　axis．　The

arrangement　of　these　structures　suggeststhat

　　　　　　　　　　　　　　　　め　

A　。，帆，．，，三二∫．㌧1緩1：擁

暴撃・＼Ma，Sud、

　　　　　　　　　　　　　　　　　　　、graveIS＼

　　典　　　　　　　　　　Kananzawa

　　　　　　　　　　　　　［oam＼

　　　　　　　　　　B　　　　　　　　　　　　　　　　　　ρ　く〉　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　ク　　　　　　　　　　　　　　　　　　むゆゆ　　　　Nor†h　　　　　　　。・。23

　　　　　　　　　　　　　　〆糠パ

　　　　・…、4嚢≧

二護、撚罪　　　・蓼一ρ㌧z桜蘇・，

弩’㌘、鴛薦織1’汐’

．認編・三・、㍗・マ1：1’1マ・9・ギ弼灘

簑無，熱戯≧講隅

。　　懸唱　．鑓　　 tワ　ロロ　　　つ　　ま　　ッDOP　ρρ’σ一G

100

麟鷲誤欝

リ　ロ　くン　　　　ひ　　ゅ　　ロゆ

・D。　　Kananzawa

B’

　　Ashigara150　Group，川1川川IIl

200m

Tc　Ioam

一25・ノ

　　稀

Matsuda　　fauI

無

O

grave！S

　　c TP　flow

，診．9・’！．9≦←’～』o，’r 150

200

300m

郷色ノ～ソ≧砲マぐζ一蔑考！

ノ’）狸’多

、秩肺《

100

l／ヤ

Fig．14 N－S　geologic　cross　sections　of　the　hilly　area　in　the　southem　foot　of　the　Matsuda　Mts．

Sections　A－A’to　C－C’correspond　to　those　in　Fig。13．

一628一

T60渉o耽s召lo％9孟h碑o席h翻耀顧銘げ伽P召痂s吻侭，y魏σ9剃

the　North　Matsuda　faulthas　a　leftlateralslip

component　as　well　as　N　upthrown．From　this

sense　of　the　fault　movement　and　E－W　strike

of　the　fault，the　stress　field　in　this　area　is

estimated　to　be　NE　compression　during　Late

Pleistocene　to　Holocene　time．　Northeast

compression　is　also　pointed　out　from　the

micro　stmctures　developed　in　the　Ashigara

Group．That　is，Huchon＆Kitazato（1983）inferred　that　the　stress　field　in　the　Matsuda

Mts．area　shiftedfrom　a　NWcompressionto

a　NNE　at　about　O．3Ma，based　on　the　minor

faults　analysis　of　the　Ashigara　Group．

　　However，the　orientation　of　stress　field

derived　from　the　geological　evidence（1iscords

withthe　expected　NWcompressionfrom　theplate　motion　of　the　PHS．This　fact　suggests

that　the　complicated　local　cmstal　movement

including　the　rotation　of　large　block　has

occurre（1along　the　plate　convergence　bound－

ary　during　the　late　Quatemary．

　5．3　　Character亘s髄cs　o蛋tぬe　crust＆l　move－

　　　　　menta互0醜gt恥esO鵬he騰marg量聾0£

　　　　　蝕e　T癩zawa　Mts．

　　Along　the　southem　margin　of　thepersistently　uplifting　Tanzawa　Mts．，the

style　of　cmstal　movement　shows　a　spatiaI

（1ifference　between　the　eastem　and　westem

parts．In　the　westem　part，the　se（1imentary

basin　of　the　Ashigara　Group　has　been　exten－

sively　uplifted　since　the　Middle　Pleistocene．

No　subsi（ience　has　occurred　except　on　the

westem　extreme　where　the　fluvial　deposits

accumulated　in　the　small　basin　formed　by

local　tectonics　or　environmental　change．

　　During　the　Middle　Pleistocene，the　activity

of　the　E－W　trending　Kamawa　thrust　dimini－

shed，andNEandNWtrendingfaultsconcur－rently　initiated　the　strike－slip　movement．

The　indistinctness　of　the　topographical

boundary　between　the　Tanzawa　and　Ashiga－

raMts．is　ascribedtothisdiminishingvertical

movement　since　the　Middle　Pleistocene．

　　On　the　other　hand，the　E－W　trending　fault

has　created　a　salient　topographical　boundary

between　the　Tanzawa　Mts．and　the　Ashigara

Plain　in　the　eastem　part．The　characteristics

of　faulting　in　this　area　is　the　migration　of

fault　movement　toward　the　south　with　time

and　the　associated　uplift　in　the　backward

area　of　the　active　fault．These　characteris－

tics　are　very　similar　to　the　ones　in　the　south－

westem　foot　of　Mt．Fuji　described　in　chapter

4，though　the　time　scale　and　magnitude　of　the

movement　in　this　area　are　a　much　lesser

（1egree　than　in　Fuji　area．

　　The　spatia1（east－west）difference　of　the

tectonic　features　along　the　southern　margin

of　Tanzawa　Mts．might　be　ascribed　to　the

difference　of　relative　distances　from　the

northem　tip　of　Izu　block　where　the　PHS

co皿des　with　the　EUR．That　is，the　westem

part　of　the　Tanzawa　margin，10cated　on　the

north　to　northwest　of　Izu　Peninsula，is

thought　to　be　the　plate　collision　area．The

extensive　upheaval　of　the　Tanzawa　and　the

Ashigara　Mts．might　be　caused　by　the　inten－

sive　crustal　shortening　and　uplift，1ike　a　pres－

sure　ridge，due　to　the　collision　of　Izu　block

which　camot　subduct　under　Honshu．

　　In　the　eastem　part，there　are　some　tectonic

features　such　as　the　salient　topographical

boundary　between　the　Tanzawa　Mts．andAshigara　Plain，and　the　migration　of　fault

movement．　The　existence　of　a　subsiding

depression，the　Ashigara　Plain，perhaps　indi－

cates　that　the　crustal　shortening　of　the　east－

ern　part　is　less　a（ivanced　than　that　of　the

westem　part　due　to　the　endurance　of　plate

subduction　despite　the　apProach　of　Izu　block．

　　Although　the　migration　of　fault　movement

shows　a　similar　pattem　to　that　of　the　south－

westem　foot　area　of　Mt．Fuji，there　are　con－

spicuous　differences　between　two　areas　for

the　occurrence　interval　of　migration　events．

As　previously　mentioned，the　Tanzawa　and

Ashigara　Mts．areas　are　thought　to　be　the

plate　collision　zone　during　the　Quaternary

period．

　　Therefore，the　shorter　interval　for　the　fault

migration　in　the　eastern　Tanzawa　area　as

compared　to　that　of　Mt．Fuji　area　suggests

that　the　interval　relates　to　the　rate　of　crustal

shortening　and　the　convergent　style　between

twO　Plates．

一629一

慧

　

馨

鷺懸鰯

Bz61」6ガn　（～ブ　凌h6　G召oJo9♂αzl　Sz67z76ッ　（ゾノ41）α％，　Vlol．43，1〉o。10

6．ACT亘VE　FAULTS　AND　TECTONICS　　　IN　T翻E　ASH亙GARA　P：LAIN－OISO　　　H亘LLS　AREAS

　6．1　　0盟t亘量聡e

　In　the　northem　extension　of　Sagamitrough，which　is　generally　believed　to　be　the

plate　convergence　boundary　between　thePHS　and　EUR，there　are　several　topographi－

cal　provinces　such　as　the　Oiso　Hills，the

Ashigara　Plain，Hakone　volcano　and　theTanzawa　Mts．in　northem　extreme（Figs．2

an（i12）．　The　Oiso　Hills，an　uplifte（1block

surroun（ied　by　several　active　faults，is　located

in　the　northwestem　extension　of　Okinoyama

banks，which　extended　aIong　the　northeast－

ern　side　of　Sagami　trough，and　is　thought　to

be　a　part　of　a　tectonic　zone　cause（i　by　the

vigorous　crustal　movement　associated　with

the　plate　convergence（Kaneko，1971）．　At

the　northwestem　extension　of　trough　axis，

there　is　the　subsiding　Ashigara　Plain（Ashigara　depression）on　the　west　of　the

Oiso　Hills，which　is　thought　to　have　been　the

extension　of　Sagami　trough　filled　with　the

thick　deposits（1erived　from　the　Tanzawa

Mts．The　NW　tending　Kozu－Matsuda　fault

rms　between　the　Oiso　Hills　and　the　Ashigara

Plain　forming　the　distinct　fault　scarp　of300

m　high．

　6．2　　Geology　and　cr腿sta旦　moveme盟t　畳n

　　　　　O量so　Hills蹴αAs聴g躍a　Pl＆i聖

（1）Oiso照1且S

　The　geology　of　the　Oiso　Hills　consists　of

marine　and　fluvial　sediments　and　air　fall

tephras，which　were　（1eposited　since　the

beginning　of　Middle　Pleistocene　underlain　by

the　Neogene－Tertiary．The　geological　struc－

ture　of　the　hills　is　characterized　by　a　basin

stmcture　with　an　anticlinal　axis　along　the

westem　margin　of　the　hills　and　a　depression

at　the　central　part（Uesugi，1986）．With

reference　to　the　tectonic　evolution　of　the

hills，the　Association　of　Kanto　QuatemaryResearch（A．K．Q．R．）（1980）pointe（i　out　that

the　tectonic　movement　change（i　from　subsi－

dence　to　upheaval　during　Middle　Pleistocene

time．

　　a．　Pre－Quatern鑓y　rocks：The　pre

－Quatemary　rocks　whose　outcrops　areboun（ie（1by　faults　are　distribute（i　in　several

parts，especially　in　the　northwestem　part　of

the　hills（Fig．15）．　These　rocks　consist　of

altemating　Miocene　volcanics，mudstone　and

Pliocene　conglomerate（Otuka，192910taαα1．，198211to，1985）．

　　蝕．Q舩te膿麗y　sed匡me艶ts：The　Quatemary

sediments　in　the　Oiso　Hills　consist　mainly

of　the　middle　Pleistocene　Ninomiya　Forma－

tion，middle　Pleistocene　to　Holocene　marine

and　fluvial　sediments　and　an　overlying　thick

tephra　sequence　from　several　volcanoes　to

the　west．With　reference　to　these　tephras，

Machida　α　α1．（1974）established　the

chronology　of　tephra，marine　an（1fluvial

sediments　since　the　Middle　Pleistocene（Table4）．

　　The　underlying　Ninomiya　Formationwhich　outcrops　in　the　southem　part　of　the

hills　consists　mainly　of　sand　an（i　mud　layers，

total　thickness　of　which　amounts　to200m．

The　age　of　this　group　is　estimated　to　be　the

early　Middle　Pleistocene　because　theMatuyama－Brunhes　magnetic　boundary（0．7

Ma）is　fomd　at　the　lowest　part　of　the

Ninomiya　Formation（Koyamaαgl．，19861Honnla　（3渉ごzl．，1985）．　On　the　basis　of　ben－

thonic　foraminifera，Yano（1986）estimated　a

shallow　sea（less　than　a　few　hundred　meters

in　depth）was　the　sedimentary　environment

of　the　Ninomiya　Formation．The　relatively

small　thickness　of　the　Ninomiya　Group　indi－

cates　that　this　group　is　a　non－basin　fill　sedi－

ment　accumulated　in　the　exteriors　of　the

subsi（iing　area．

　　The　Quatemary　sediments　inthe　Oiso　Hills

contain8units　of　marine　and　fluvial　terrace

sequence，namely　the　T－f，T－e，T－d，T－c，

T－b，T－a，K　and　H　formation　in　order　of

decreasing　age（Table4），and　basin　fill　sedi－

ments　of　the　Sogayama　formation　in　the

Middle　Pleistocene．The　age　of　each　terrace

deposit　is　estimatedtobe　O．5Ma，0．4Ma，0．35

Ma，0．28Ma，0．23Ma，0．18Ma，0．13Ma　and

O．06Marespectivelybasedonthestratigraphic

一630一

T60渉o競s召Jo箆9孟h6ηoπh備解α忽初げ1勿P6痂s％乙α侃．蹄耀罐の

備簸　　Hadano　　　Basin

5　　2

蝿：蟻

麟翻’Fe

’Fd

31

2

34

ゑ5下b

＿，総瞬　6

下a　　　　　7

　K　　8

が日ノ9

・・………iii籔ゑ

Ashigara

　　　Plain

下蝋”驚転

1霞K。

0

　　　H

護．　　’

灘，

　　Ni

Sagami　Bay

m

Fig．15 Map　showing　the　distribution　of　pre－Quatemary　rocks，faults　and　marine　terrace

strandlines　in　and　around　the　Oiso　Hills（after　A．K．Q．R．，1987）．

Legend：1．Miocene　Tanzawa　Group，2．Plio－PleistoceneAshigara　Group，3－9。Strandlines

of　the　T－e　to　H　marine　terraces．

Fault　number　l　LKozu－Matsuda　fault，2．Shibusawa　fault，3．North　Matsuda　fault，4．

Kannawa　fault　system，5。Kawaotagawa　fault，6．Hadano　fault，7．lsehara　fault，8．Komu－

kai　fault，9．Ikusawa　tectonic　line．

relation　with　the　dated　tephras（Machida6渉

α1．，1974，Machida，1975，A．K．Q．R．，1987）．

　The　Oiso　Hills　can　be（1ivided　into　the

following　four　areas，due　to　the　inequality　of

crustal　movement　in　the　Oiso　Hills．

　In　the　northern　area　of　the　Oiso　H：ills，the

T－f　to　K　fQrmations　of　terrace（1eposits，

composed　of　sand　beds　and　gravels　less　than

a　few　tens　of　meters　in　thickness，show　accu－

mulative　tilting　toward　the　east．Accordingly，the　older　formations　are　we11

exposed　in　thewest　part　ofthe　area．Most・of

the　formations　are　intercalated　with　the　air

fall　tephras　towar（i　the　east．The　altemated

sedimentary　an（i　eolian（1eposits　in　this　area

indicate　that　the　eastwar（1tilting　occurred

since　after　the　accumulation　of　T－D　tephra

formation（0．4Ma）．

　　The　westem　area　of　the　Oiso　Hi11s　is　under一

1ain　by　the　middle　Pleistocene：Ninomiya　and

Sogayama　Formations　and　terrace　deposits

younger　than　T－c　formation．The　Sogayama

Formation　which　constitutes　the　Sogayama

upheaval　block，occurs　along　the　westem　and

southwestem　margin　of　the　Oiso　Hills．This

formation　consists　of　mud　layers　inthe　lower－

most　part　and　pebble　to　cobble　size　uncon－

solidatedgravelsabout500minthickness．Hitherto，the　correlation　of　the　Sogayama

formation　in　the　stratigraphic　sequence　were

not　confirmed　because　of　various　opinions　on

its　age（Kojima，19541Kikuchi＆A．K．Q．R．，

19771Yano，1986）．

　Recently，a　glassy　ash　layer　which　can

presumably　be　correlated　to　the　Handa　tuff

in　the　upper　most　Osaka　Group，in　south　west

Japan　was（1iscovered　at　the　lower　part　of　the

Sogayama　formation（Mizuno＆Kikkawa，

一631一

B％ll6蕗n　（ゾ　オh6　（360109ぎo召l　S％7∂6：y　（Zプノ41）α％，　Vlo乙　43，No。10

Table4 Chrono－stratigraphy　of　tephras　in　the　Oiso　Hills　and　its　relationship　to　the　geomor・

phological　surfaces　and　the　terrace　deposits．After　Machida6砲1．（1974）and　A．K．Q・

R．（1987）．

Age 羅辞transgr　　regr

←一炉Surface　　　　　　　「k）rrace　depo．　　Mqrine　sed。

×104y

　　10

　　20

　30『

　　40

　　50

Tc軒の9　一坐Ω一Φ一〇」

「：r皿　　　　r　　　I　H

　　　　　M2　　　　一

S Ksurface

Φ⊆Φoo彰の■　隔Φ一ユΦ一でP：Σ

Φ一〇陶Φ

　　　u

T－Am　　　I

盈　「臨tion K　　幽下aI 聴uchiya

T－B π下b Akisawa　　　uT－C　　　l 一　　　　T・CU

　　　　一下cl

Sogayamq

　　　uT－D　　　l

　　　下du　　「颪「一

　　一下dI

丁一E下e

uP∈

丁一F

応F一

1991）．As　the　Handa　tuff　has　already　been

recognized　in　the　middle　part　of　the　T－D

tephra　formation　of　the　Oiso　Hills（Uesugi，α

α1．，1985），the　age　of　Sogayama　Formation　is

estimated　to　be　the　age　of　T－E　to　T－D　tephra

formation．

　The　similarity　of　lithofacies　and　thickness

of　the　Sogayama　Formation　to　that　of　the

Bessho　gravels　in　the　southwestem　foot　of

Mt．Fuji　indicates　that　this　formation　was　a

subma血e　basin　fill　sediment　accumulated　in

the　subsided　trough　close　to　the　coast．The

deposition　of　Sogayama　Formation　implies

the　occurrence　of　the　NW　trending　subsided

trough　in　the　westem　part　of　present　Oiso

Hills　during　middle　Middle　Pleistocene　time．

As　the　deformed　Sogayama　Formation　isunconformably　covered　by　the　less（1eformed

T－c　terrace　deposits，the　subsiding　movement

in　this　area　is　estimated　to　have　tumed　into

upheaval　before　the　accumulation　of　T－c

formation（about　O．3Ma）．

　The　Quatemary　geology　of　the　southem

area　contains　the　Kuzukawa（Hamkawa6！α1．，1977），Akisawa，Tsuchiya（Kikuchi＆A．

K．Q．R．，1977），K　and　H　formations　overlying

the　Ninomiya　Formation．The　first　three

formations　correspond　to　the　Sogayama，T－c

to　T－b，and　T－a　formations　respectively．

Each　of　these　formations　consists　of　marine

sand　and　mu（11ayers　intercalating　with　thin

gravel　strata．　　The　thickness　of　each

formation　is　less　than100m．The　K（Kis－

sawa）formation　is　the　transgressive　sedi－

ments　of　the　last　inter－glacia1（0．13Ma）．

The　H　formation　is　the　marine　terrace　sedi－

ments　formed　by　the　post　glacial　transgres－

sion．The　depositional　surface　of　this　forma－

tion　is　called　the　Nakamurahara　surface

（Yonekura6齢1．，1968），emerged6，300years

ago．The　top　of　marine　sediments　is　at　an

altitudeofabout20malongthesouthemcoast　of　the　Oiso　Hills．The　mean　uplift　rate

in　the　southern　area　of　the　Oiso　Hi11s　is

一632一

T60孟o吻sα1・％8云h6％07渉h67n耀顧銘oゾ伽P6伽s％」α侭y魏膨切

calculated　to　be　about3m／103years．

　Therefore　the　gentle　subsidence　continued

through　the　Middle　Pleistocene　age　and　this

area　was　frequently　inundated　with　sea　water

at　high　sea－1evel　stages．The　change　from

subsidence　to　upheaval　might　have　occurre（i

since　after　the　last　interglacial　period　ih　the

southem　area．Machida＆Moriyama（1968）pointed　out　that　the　upheaval　of　the　Oiso

Hills　became　active　in　the．recent　geological

time，based　on　the　elevation　ratio　of　K　to　H

terraces．The　recent　increase　of　uplifting　is

in　goo（1agreement　with　the　above　estimation．

　　In　the　eastern　area，the　last　interglacial　K

formation　composed　of　sand　and　pebblelayers　extensively　distribute（i　to　fringe　the

protruding　Pre－Quatemary　rocks．As　mostof　Quaternary　se（iiments　un（ierlie　the　K　for－

mation（Oka6渉α1．，1979），it　seems　that　the

subsiding　in　this　area　had　exceed　before　the

accumulation　of　the　K　formation．This　fact

also　suggests　that　the　tectonic　inversion　oc－

curred　from　subsidence　to　upheaval　in　the

beginning　of　Late　Pleistocene．

　　The　following　tectonic　evolution　of　the

Oiso　Hills　is　deduced　from　the　geological

data　mentioned　above．

　　The　Oiso　Hills　was　subjecte（1to　slight

subsidence　during　the　early　MiddlePleistocene（0．7to　O．5Ma）．About　O。5Ma，

the　NE　tren（iing（iepression　occurred　in　the

northem　and　westem　areas　of　the　hills　to

deposit　the　thick　Sogayama　Formation．Butthe　stable　tectonic　condition　was　still　continu－

ing　in　the　southem　and　eastem　areas．The

Sogayama　Formation　accumulate（1mainly　in

the　westem　area　of　the　hills．　The　crustal

movement　of　the　northem　area，where　subsi－

dence　was　originally　not　intense，gradually

changed　into　upheaval　an（i　cause（i　the　east－

ward　tilting．

　　About　O．3Ma，the　crustal　movement　in　the

westem　area　converted　from　the　intense　sub－

sidence　to　upheaval　and　consequently　the

Oiso　Hills　tilted　towar（i　east．Although　the

slight　subsidence　in　the　southern　and　eastern

areas　still　contimed　after　O．3Ma，the　whole

Oiso　Hills　changed　into　active　uplifting　area

after　the　Last　Interglacial　Stage（about　O．13

Ma）．

（2）　A曲量gara　P互a量聡

　The　Ashigara　Plain，10cated　in　the　north－

westem　extension　of　Sagami　trough，iscomposed　of　extensive　alluvial　fan　develo－

ping　in　the　lower　reach　of　the　River　Sakawa

and　the　Holocene　terrace　with　small　relative

height．This　plain，bounded　on　the　eastem

and　northem　margin　by　the　active　faults，is　a

kind　of　fault　angle　depression　developed　in

the　eastem　foot　of　Hakone　volcano．　As

shown　in　Fig．16，the　geomorphic　features　of

the　Ashigara　Plain　are　characterized　by

extensive　development　of　the　HoIoceneKamonomiya　terrace　and　a　lack　of　the　last

interglacial　terrace　（K　terrace）．　　The

Kamonomiya　terrace　is　the　depositional

surface　of　the　Gotemba　mudflow（GMF：Machida，1964）from　Fuji　volcano　at2β00

years　agO。

　　The　gravity　map　of　South　Kanto　and

Tokai　district（Komazawa，1982）shows　the

continuous　low　anomaly　zone　which　stretches

from　the　Ashigara　Plainto　theAshigara　Mts．

This　anomaly　pattem　suggests　that　the　thick

accumulation　of　the　Plio－PleistoceneAshigara　Group　fills　the（iepression　basin

beneath　the　Ashigara　Plain．After　this　the

author　calls　this　subsiding　depression　the

“Ashigara　depressionヲ’．

　　According　to　the　drilling　data（Yamazaki

6砂1．，1982，Fig．17），the　Holocene　sediments

in　this　plain　are　composed　of　the　alluvial　fan

gravels　distribute（i　in　the　northern　part　and

along　the　river　course，and　marine　fine　sedi－

ments　of　the　Kamonomiya　terrace．　TheKamonomiya　terrace　deposit　is　intercalated

with　several　key　be（is　such　as　peat　layers，

volcanic　ash，and　GMF　etc．，which　are　pos－

sible　to　yield　the　age　of　the　layers。Figure18

shows　the　relationship　between　the　ages　of

these　layers　an（1their（iepth．

　　The　younger　Hakone　pyroclastic　flow（1eposits（TP　flow：50，000years　o1（1）an（i　the

M2terrace　deposits（60，000years　old）under－

1ie　the　alluvium　ofthe　Ashigara　Plain（Yama－

zakiαα1．，1982）．These　deposits　are　under一

一633一

購

魏

舞

i慧

雛

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嚢

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垂群き萎

き

嚢

き

灘難灘纐㈱灘職

Bz61イ6診％　（～プ　云h6　G6010gJαzl　sz67∂6：y　ρプノ4汐ごz盟，　V「ol』43，〈石o．ヱ0

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　　國V・ICaniCS　囲硲rtiary

　　懸　　Dril畦ng　site

　　ダBeachridge4Bars

騨Oawal隻：：ミ

饗／ 0

Site

2km

Fig。16　Geomorphological　map　of　the　Ashigara　plain，southwest　Kanto．

1ain　by　the　thick　gravels　inclu（iing　cobbles

derived　from　the　lava　of　Old　Somma　stage2

（OS2）　（Kuno，1950，1951）of　Hakone　volcano

up　to500m　in　depth。

　As　the　beginning　of　the　OS2stage　proned

to　be　about　O．3Ma　by　tephrochronology

（Machidaαα1，1974），the　age　of　the　sedi－

ments　filling　the（1epression　is　assumed　to　be

yomger　than　O．3Ma．Therefor，the　calcu－

1ated　long－term　subsidence　rate　of　the

Ashigara　depression　is　more　than1．7m／103

years，While，the　mean　subsidence　rate　ofthe

younger　sediments　has　a　smaller　value　than

that　of　the　older　ones．For　instance，the　M2

terrace　deposit，which　appears　at－45．3m　in

depth　beneath　the　eastern　Ashigara　Plain，

shows39mofsubsidenceatmostifthealtitude　of　the　original　sea－1evel　of　60，000

yearsagoisassumedtobelowerthan－6m

（Machida，1975）．Accordingly，mean　subsi－

dence　rate　of　the　M2terrace　deposit　is　esti－

mated　to　be　O．65m／103years．Further，the　Ah

ash，deposited　in　the　brackish　water　environ－

ment　near　the　coast，apPears　at－1．8to－2．3m

in　depth（Matsushima，1982）．This　depthindicates4m　of　subsidence　an（i　O．6m／103

years　of　mean　subsidence　rate　during　last

6，300years　ifthe　origin＆1sea－level　is　assumed

tobe2mabovepresent．　The　difference　of　the　mean　subsidence　rate

between　the　older　and　younger　markers　indi－

cates　that　the　subsidence　movement　in　the

Ashigara　depression　gradually　became　weak

through　the　Late　Pleistocene．The　depth　of

Ah　ash　below　the　present　sea－level　means

that　the　subsidence　of　the　Ashigara　depres－

sion　has　still　continue（i　in　the　Hlolocene，

though　the　rate　has　decreased．　On　the　other

一634一

T60ホoアz乞os　6zloアzg　オh6　％oπh6ηz盟zごz碧歪鋸　（ゾ’ノ2％P6nづ％sz諾σ　侭．　yとz錫zσ2σ泥∂

G《へF

Ah－2．3m

Kαmonomiyα500m　boring　　10．493m

10m 臼還88’ζ鑛

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懸Odaw鼎）／ ◎（㎜SuSHIMへ

　　　1982）

幽’

Fig．18

30

　　＞　　q　　罰　　（＝

Om　O　　m　　O　　「　　→　　工　　m　　O　　刀　　Ω　　＞　　……

300　　婁

　　円

　　田

50

Comparison　of　the　sample　heights　and　their

ages　of　the　H610cene　sediments　between　the

both　sides　of　the　Kozu－Matsuda　fault．The

dated　samples　of　Odawara　were　obtained

from　the　Kamonomiya500m　drilling．Ahshows　the　Akahoya　ash　layer．

Fig．17 Geologicallogsofthe500mdrillingcarried

out　by　GSJ　at　Kamonomiya　in　the　Ashigara

plain．

GMF：Gotemba　mudflow　deposit　of2，300yr

B．P．from　Mt．Fuli．Ah：Akahoya　glassy　ash

layer　of6，300yr　B．P．from　south　Kyushu．

hand，the　Ashigara　Plain，together　with　the

OisoHills，wereuplifted1．8to1．2mbytheco－

seismic　crustal　movement　associated　with

the1923Great　Kanto　Earthquake（Omura，1925）．

　　Furthermore，the　Kamonomiya　terracewhich　is　a　part　of　the　uplifted　flood　plain　of

2，300yearsagohas3to4mrelativeheightfrom　the　present　flood　plain．These　facts

suggest　that　the　　formation　　of　the

Kamonomiya　terrace　was　closely　relatedwith　the　co－seismic　cmstal　movement　of　the

great　earthquakes　cause（i　by　the　plate　sub一

（1uction　along　the　Sagami　trough．After　this

author　calls　this　type　of　earthquake　the

“Kanto－type　earthquake”，The　relationship

between　the　long　term　accumulative　subsi－

dence　of　the　Ashigara　depression　and　the

recent　uplift　associated　with　the　Kanto－type

earthquake　will　be　discussed　in　Chapter8．

　6。3　　Koz腿一Ma蕊s腿dla量a朋亘t

　In　the　westem　Oiso　Hills　area　where　the

Sogayama　Formation　thickly　accumulatedduring　T－D　tephra　stage，the　subsidence

weakene（l　and　partly　changed　into　a　slight

upheaval　in　the　T－C　tephra　stage（ca．0，3to

O．25Ma）．Then，the　Sogayama　block　hasemerged　to　form　the　hilly　Iand．This　tectonic

change　was　presumably　caused　by　the　activa－

tion　ofthe　vertical　slip　onthe：Kozu－Matsuda

fault　with　east　side　upthrow．Consequently，

the　origination　of　the　Kozu－Matsuda　fault　is

一635一

嚢

　

Bz61」6！勿z（～ブ　孟h6　G60Jo9∫oαl　S％7∂（3：y　（ゾノ4冨）ごzフ¢，　Vbl，43，〈石o，10

inferred　to　be　at　the　T－D　tephra　stage（0。3to

O．4Ma）．

　　Inthe　laterhalf　ofMiddle　Pleistocene（025

to　O．13Ma），the　T－a　marine　terrace　of　O．15

Ma　locally　extend　over　the　southem　part　of

the　Kozu－Matsuda　fault．This　means　that

despite　the　vigorous　activity　of　the　Kozu－

Matsuda，・the　fault　scarp　did　not　have　such　a

large　relative　height　at　that　time　compared

with　present．Accordingly，the　scarp　hもight

of　the　present　Kozu－Matsuda　fault　is　thought

to　have　mostly　grown（1uring　the　late　Pleis－

tocene　to　Holocene．

　　Withreferencetotheverticaldisplacementof　the　Kozu－Matsuda　fault，no　precise　esti．

mation　can　be　derived　from　the　DRH　formed

before60，000years　ago　because　of　the　lack　of

detaile（i　stratigraphical　information　in　the

Ashigara　depression．But　if　the　author　broa（i－

1y　estimates　the　Iong　term　slip　rate　of　the

Kozu－Matsuda　fault，it　can　be　said　to　have　a

value　of　more　than2m／103years　since　O．3

Ma．　That　is，the　sediment　beneath　the

Ashigara　Plain　at500m　in　depth　is　possibly

correlated　with　the　T－c　to　T－a（0．3to　O．15

Ma）terrace　deposits　which　lie　in　the　Oiso

Hi11sabove100minaltitude．Accordingly，the　displacement　of　the　T－c　terrace　deposit

bythe：Koz比Matsuda　fault　is　estimatedtobe

more　than600m　and　the　mean　slip－rate　is

calculated　to　be　more　than2m／103years．

　　As　mentione（1in　the　previous　section，the

M2marine　terrace　deposits　in　the　Ashigara

Plain　and　Oiso　Hills　apPears－45．3m　and十90

m　in　altitude　respectively．Meanslip－rate　for

the　Iast60，000years　is　calculated　to　be2．3m／

103years．With　reference　to　the　Holocene

sediment，Matsushima（1982）showed22m　ofvertical　fault　offset　during　last　6，300　years

and　calculated　at3．5m／103years　of　slip－rate．

　　Thus　the　mean　slip・rate　on　the　Kozu－

Matsuda　fault，which　is　obtained　from　the

various　fault　DRH，indicates　that　this　fault

has　recurred　to　the　movement　at　the　slip－rate

of2to3．5m／103years　since　the　middleMiddle　Pleistocene．　But，as　previouslymentioned，the　appearance　of　fault　scarp　on

the　Kozu－Matsuda　fault　fellbehindthe　initia一

tion　of　fault　movement　for　a　few　hmdred

thousand　years．This　delay　suggests　that　the

mean－slip　rate　which　represents　the　relative

movement　of　the　two　blocks　divided　by　the

fault　is　not　always　adequate　to　reconstruct

the　fault　evolution　and　related　geological

history　in　detai1．The　author　thinks　the　most

important　factor　to　indicate　the　degree　of

fault　evolution　and　to　affect　the　growth　of　the

fault　scarp　is　not　the　mean　slip－rate　of　the

fault　but　the　absolute　movement　of　each

faulted　block。

　　Table2shows　the　absolute　displacementan（1（iisplacement－rate　of　each　faulte（1block

based　on　the　present　altitude　and　original

height　of　the　M2terrace　and　Holocene　sedi－

ments．The　data　on　the　table　reveal　that　the

displacement　of　the　Kozu－Matsuda　fault　dur－

ing　mid（ile　Pleistocene　time　was　mostly

compensated　　by　　the　subsi（1ence　　of　the

Ashigara　depression　an（1the　upheaval　of　the

Oiso　Hills　was　relatively　smal1．This　means

that　the　faulting　of　the　Kozu－Matsuda　fault

hardly　contributed　to　the　growth　of　the　fault

scarpinthemiddlePleistocene．Whileduringlate　Pleistocene　to　Holocene，although　the

faulting　on　the　Kozu－Matsuda　faultcontinued　at　a　constant　relative　slip　rate，the

absolute　movement　of　each　block　varied

widely．That　is，the　subsidence　rate　of　the

Ashigara　depression（1ecreasedwithtime　an（i，

on　the　contrary，the　uplift　rate　of　the　Oiso

Hills　increased　to　form　the　conspicuous　fault

scarp・

　　In　spite　of　the　recent　activation　of　the

movement　that　formed　the　fault　scarp，nofault　scarplet　displaying　the　recent　faulting　is

found　along　the　major　scarp．The　lack　of　a

fault　scarplet　can　presumably　be　interpreted

as　a　result　of　flexure　appearing　as　the　surface

expression　of　the　reverse　faulting　l　this　may

be　（iue　to　the　（iistribution　of　thick　uncon－

solidated　deposits　along　the　Kozu－Matsudafault．

　　Along　the　northem　trace　of　the　Kozu－

Matsuda　fault，the　obvious　fault　scarp　with

50mofrelativeheightappearsatthewestemmargin　of　the　fluvial　M3terrace　of50，000

一636一

T60ホo沈sσJo％9云h卿oπh醐脚顧％げ伽P6痂s吻硯．y4耀9剃

years　ago．This　M3terrace　is　also　bounded　to

the　east　by　a　graben　younger　than　the　M3

terrace．These　facts　indicate　that　the　west－

ward　migration　of　faulting　has　occurred　in

the　northem　part　of　the　Kozu－Matsuda　fault

during　the　later　half　of　Late　Pleistocene　to

Holoce纂e。This　feature（therecent　migration

of　the　fault　movement）is　well　similar　to　that

of　the　North　Matsuda　fault　in　the　southem

margin　of　the　Matsuda　Mts．，10cated　to　the

northwest　of　the　Kozu－Matsuda　fault．This

tectonic　similarity　between　two　faults　indi－

cates　that　the　northern　part　of　the　Kozu－

Matsuda　fault　and　the　North　Matsuda　fault

have　behaved　as　a　single　fault　in　the　recent

geological　time．

　　Nakamura6オ召1．（1984）supposed　that　the

WNW　moving　PHS　caused　the　eductionalong　the　westem　part　of　Sagami　trough　and

consequently　the　Kozu－Matsuda　fault　was

forme（1as　a　normal　one．But，the　develop－

ment　of　numerous　thrusts　with　NW－SEstrike　and　the　anticlinal　structure　with　N－S

axis　in　the　westem　Oiso　Hills　area　do　not

supPort　the　above　hypothesis　and，　to　the

contrary，it　indicates　that　the　Kozu－Matsuda

fault　is　a　thrust　fault　with　some　left　lateral

slip　component．

　6．4　　Tec窟o聾亘c　evo且盟t量on

　The　crustal　movement　took　place　towar（i

the　middle　Middle　Pleistocene　in　this　area．

The　lithofacies　and　sedimentary　structure　of

the　Ninomiya　formation　which　is　the　lowest

Middle　Pleistocene　underlying　the　terrace

deposits　of　the　Oiso　Hills（io　not　contain　any

evidence　of　the　vigorous　tectonic　movement

during　the　accumulation　of　this　formation．

As　the　plate　boundary　connecting　southem

Tanzawa　region　and　the　Japan　Trench　ought

to　have　existed　in　the　early　stage　of　the

middle　Pleistocene，the　calm　crustal　move－

ment　at　that　age　indicates　that　the　style　of

the　tectonic　movement　along　the　plate　bound－

ary　was　possibly　not　plate　subduction　but

transform　faulting　or　eduction　without　verti－

cal　displacement．

　Although　the　reason　is　uncertain，the　sub一

siding（1epression　forme（10n　the　westem　Oiso

Hills　area　about　O．5Ma　where　the　thick

Sogayama　formation　accumulate（1．One　plau－

sible　reason　for　this　tectonic　change　is　the

transition　of　the　convergent　style　of　plate

boundary　from　transform　faulting　to　sub（iuc－

tion　along　the　Sagami　trough．

　　Circa　O．4to　O．3Ma，in　the　middle　Middle

Pleistocene，the　Kozu－Matsuda　fault　com－

menced　its　activity　in　this　subsiding

depression　or　westem　margin　of　it．　Thewestem　side　of　this　fault　subsided　at　a　rate　of

more　than2m／103years　to　form　the　Ashiga－

ra　depression．In　spite　of　the　vigorous　activity

of　the　Kozu－Matsuda　fault，the　fault　scarp

dividing　the　Oiso　Hills　an（1the　Ashigara

Plain　was　not　overt　because　of　the　upheaval

of　the　hills　was　still　small　at　that　time．

　　In　the　late　Middle　Pleistocene（0．2to　O．15

Ma），the　upheaval　rate　of　the　Oiso　Hills

gradually　increased　and　the　Sogayama　block

composed　of　the　Sogayama　Formation　in　the

westem　Oiso　Hills　area　emerged．　On　the

other　hand，the　subsi（1ence　of　the　Ashigara

（iepression　slowly　weakened．Since　after　the

last　interglacial　period（0．12Ma），the　uplift

of　the　Oiso　Hills　accelerated　according　as

subsi（1ence　in　the　Ashigara　Plain　has　de－

creased．As　a　result　of　this　tectonic　change，

the　scarp　of　the　Kozu－Matsuda　fault　has

rapi（ily　developed，though　the　relative　slip

rate　of　the　fault　remained　unchanged．

7．SUMM：ARY　OF　THE　QUATERNARY　　　SYSTEM　ANI）THE　ACT亙VE　STRUC．　　　TURES　AL（》NG　THE亙ZU　BORDER－　　　LANゆ

　7．l　Q聡舗e職蹴ysyst艦s　The　Quatemary　chrono－stratigraphy　and

the　evolution　of　fault　systems　shown　in　Fig．

19reveal　that　the　Quatemary　system　of　the

Izu　borderland　is　classified　into　two　cate－

gories：the　basin－fill　type　and　the　non－basin－

fill　type．The　former　was　deposited　in　sub－

siding　tectonic　basins　and　accumulated　to

more　than　several　hundred　meters　in　thick－

ness．The　latter　was　deposited　outside　the

一637一

B％1♂6孟〃z（ゾ’云h6　G（30Jo9づαzl　Sz67ッ6＝y　（ゾノ44）α％ノ　Vlol．43ノ．八石o．ヱ0

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0．5

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14

¶3

15

17

1す一

Fig．19 Quatemary　stratigraphy　of　the　plate　convergence　region　in　the　northem　margin　of　Izu

Peninsula．Bold　line　under　fault　names　indicates　the　duration　of　the　fault　movements．

Screened　and　hatched　parts　indicate　the　marine　and　Iacustrine　deposits　respectively。

subsiding　areas．The　（1istribution　of　each

deposit　is　shown　in　Fig．20

　The　regional　evolution　of　crustal　move－

ment　brought　about　two　groups　of　sedimen－

tary　basins．　One　is　un（ler　continuous　subsi－

dence　up　to　present　inclu（iing　the　fill　deposits

in　Fuji－Fujinomiya　lowlands　and　Ashigaraplain．Thus　the　deposits　in　the　basins　of　this

group，namely　l　a　type，are　foun（i　along　the

continuation　of　trough　axes　on　land．　The

crustal　movement　in　the　other　group（1b

type　basin）was　converted　from　subsidence

to　uplift，and　consequently　the　se（iiments　in

these　basins　are　now　expose（1and　eroded．

The　Kambara　conglomerate，．Iwabuchi　an－

desite　and　Bessho　gravels　in　the］Kambara，

Habuna，and　Hoshiyama　Hills，the　Ashigara

Group　in　the　southem　margin　of　Tanzawa

Mts．and　the　Sogayama　Formation　in　theOiso　Hills　are　deposits　of　the　l　b　type　basins．

The　deposits　of　the　l　a　and　l　b　type，except

for　volcanic　rocks，are　mostly　composed　of

monotonous　conglomerate　intercalating　with

thin　sand　or　mud　beds．　The　sedimentary

environment　of　such　sediments　is　considered

to　be　a　rapidly　subsiding　area　around　amouth

of　river　which　has　transported　a　large

amount　of　coarse　materials．

　On　the　other　hand，the　non－basin－fill　type

deposits　are　subdivided　into　two　groupsaccording　to　their　thickness　an（i（iuration　of

deposition．The　thicker　deposits　of　the2a

type，200to300minthickness，havebeenaccumulated　continuously　for　a　long　time　at

a　low　sedimentary　rate，without　affecting　the

intense　subsidence．The　thinner　deposits（2b

type），1essthan100mthickareterracedeposits，that　covered　the　l　b　type　deposits

unconformably　during　the　uplifting　period．

The　Ninomiya　Formation，the　Akisawa－Tsu－

chiya　Formations　in　the　Oiso　Hills　belong　to

the2a　type，an（i　the　Saginota　gravels　in　the

一638一

T6・渉・耽sσ」・％9孟h齪・πh翻耀顧πげ伽P6痂s吻侃．｝物耀2剃

　　㌧．

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　　　　　2

　1　　　　　　　　　　戒聾，　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　511ノ

　　　　　　　　　　　．甲1蹴既．甲

　　　　　　　　　　　　　　．細二．。1隔．ρ二・合

圏猛騒團

Present　subsiding

　depression　（1a）

Depression　convertedto　the　upheavaI（1b）

Non　basin　fi［I　type

deposits（2a，2b）

Quatemary　　volcanic　rocks

Active　fauIt

ノ／ノノ・／

＞5m／103y．

〉1m／103y，

く1m／103y

non　aCtive　fault

漫』＼＼i・0 10km

、　’

Fig．20 Distribution　of　the　Quatemary　sediments　and　of　active　faults　in　the　plate　convergence

region　of　the　northem　margin　of　Izu　Peninsula．

Fault　name：1。Iriyama－Shibakawa　thrust，2．Iriyamase－Omiya－Agoyama　fault（sys－

tem），3，Kannawa　fault　system，4．Kozu－Matsuda　fault，5．Kita－lzu　fault　system，

6．Hirayama　fault，7．Shibusawa　fault．

Kambara　Hills，01der　Fuji　mudflow　deposits

in　the　Hoshiyama　and　Habma　Hills，Suruga

gravels　in　the　southem　margin　of　Tanzawa

Mts．and　from　the　T－e　to　H　formations　in

the　Oiso　Hills　belong　to　the2b　type．

　7．2　Ch鍵acter亘st童cs　o£Aetive　Fa腿且ts

　The　main　active　faults　in　the　studied　area

are　compiled　in　Table5．Figure20shows　the

distribution　of　major　active　faults　in　the

South　Fossa　Magna　around　Izu　Peninsula．The　thickness　of　each　fault　line　in　the　figure

indicates　the　long　term　slip－rate　of　the　fault．

The　vertical　components　of　slip　rate　of　the

faults　in　Table5are　so　large　as　to　be　classi－

fied　as　the　most　active　faults　in　Japan．Their

net　slip　will　be　Iarger　if　strike－slip　compo－

nent　is　taken　into　account．Notwithstan（iing

their　high　activity，the　length　of　each　fault　is

extraordinarily　short　in　comparison　with

other　major　active　faults　in　Japan，such　as

the　Atera　Fault（70km）and　the　MedianTectonic　Line（300km）．

　Active　faults　except　for　the　fault　system　in

Izu　Peninsula　are　intensely　developed　along

the　northern　border　of　Izu　block（Figs．2and

23）．　They　comect　Suruga　and　Sagamitroughs　surrounding　Izu　Block　from　the

north．This　fault　zone　consists　of　many　short

faults．The　geometric　and　kinematic　pattem

of　these　faults，such　as　the　strike　of　the　faults

an（i　the　sense　of　fault　movement，differs　from

place　to　place　systematically．

　In　the　western　part，to　the　north　of　Suruga

Bay，a　number　of　N－S　trending　faults　have

（1eveloped　inthe　Neogene（1eposits　since　early

Pliocene．Among　these　faults，the　active　ones

are　found　in　the　eastem　side．　This　active

fault　system　is　expresse（i　as　zigzag　lines

running　from　south　to　north，where　N－S

一639一

B％Jl6あ刀　ρプ　孟h6　σ60109乞oαl　S％7び8ッ　（ゾノ41）α刀，　Vbl．43，ノ〉；o．10

Table5　Data　list　of　the　active　faults　in　the　Izu　Borderland．

Nameof血e Faulmame F＆ultlength Faultre蚕erence Displacement Age Sliprate Paper£aultsystem Imdstdke （m） （Ka） （m！103y） Feat田es

（km）

1。猛yama－Shibaka 30＋　N－Swa五aultsystem 1，1㎞yama㎞st 12＋　N－S Riverteπacedeposit 5　　W 20 025 Sug1yama＆Shimokawa

（1982）

1。2Shibakawath皿st 18→・　N－S F両ilavaSW－1 20　　W 10 2 Yamazaki（1979）

F吋ilavaSW－3 3（ト40　W 10 3－4 Nonhempa直OlderF吋iMudnow－1 50　　W 50 1 nearShibakawa

（Mf。1）

1．3No血tathmst 6＋　N－S Mf一皿 50＋　　W 2．5＋

2。myamase－Agoya 23＋　N－Smafaultsys些e皿 2．1歴yamasefault 10＋　NNE F両ilavaSSW－1 100　　W 14 7．1 Yamazaki8∫4此（1981）

A皿uvium 46　　W 8 5．7

Ahash 31．5　　W 6．3 5

22Qmiyafauh 7　　NW Mf－m 80　　SW 20 4 Noma1五aultF可il＆vaSW－5 80？　SW 10 8？

2。3Agoyama£ault 14＋　N。S OMFbase 410＋　W 80 5＋

F切ilavaSSW－3 50　　W 10 5

2．4Matsuno£ault 6　　NW SぱuctuleofSaginotagr． Nomalfault？

3．Kannawa£ault 25　E－Wsystem 3．1Kalmawa血ust 一一　　E占W TanzawaGIAshigaraG N

boundaly

3．2Shiozawafault 5＋　　NE Sumgagravols 100（V）NW 80 1．2 MachidaεごαZ．（1975）

33Naka嘘ugawaf 5＋　　NW TanzawaG／A血garaG

34MatsudaSanK）㎞ 5－　　N－S A血garaGIMatsuda N Yamazaki＆Machida蜘皿t gravels （1981）

3．5Nor血Matsuda 5－　　N－S Matsudagravels ？　　N Yamazaki＆Machidafault （1981）

3．6Hirayamafault 10＋　NE HakoneOS く500　NW 300 1．7 Itoε鳳（1989）

7　　NW 21．5 0．3

4．Kozu－Matsuda 11÷　NW T－c釣皿ation 600＋　NE 300 2蝕』1t M2deposit 135　NE 60 2．3

Ahash 22　　NE 6．3 3．5

M3terrace 50＋　NE 45 1．1＋

tren（1ing　reverse　faults　arrange（1in　sinistral

en　echelon　configuration　are　connected　by

NW－SEtrendingnormalfaults．The　activityof　individual　faulting　increases　from　west　to

east．

　In　the　central　part，to　the　south　of　Tan－

zawa　Mts。，a　major　reverse　fault　trending　E－

W（：Kamawathmst）anditsconjugatestrike－slip　faults　trending　NE－SW　and　NW－

SE　compose　an　active　fault　system（Kan－

nawa　fault　system）．The　strike－slip　faults

stretch　into　the　Tanzawa　and　Ashigara　Mts．

across　the　Kannawa　thrust．Several　active

faults　run　parallel　to　the　Kannawa　thmst　in

its　southern　si（ie　along　the　border　zone

between　Ashigara　Plain．The　southem　most

one，extending　to　theKozu－Matsuda　fault　is

the　most　active　among　them．

　The　Kozu－Matsuda　fault　has　approximate－

1y　straight　NW－SE　trending　fault　trace　with

a　slight　undulation．Reversal　dip－slip　disloca－

tion　seems　to　be　predominant　on　this　fault．

Many　minor　faults　rm　in　the　Oiso　Hills

parallel　or　diagonally　to　the　Kozu－Matsuda

fault，but　most　of　them　are　not　evident　in　the

fault　topography．　Therefore，these　minor

faults　can　be　regar（ie（i　as　insignificant

subsidiary　faults，such　as　branching　or　super－

ficial　ones，induced　by　the　movements　of　the

Kozu－Matsuda　fault．

　In　all　these　three　regions，the　active　fault

systems　are　located　exactly　on　the　bomdary

between　subsi（1ing　areas　on　Izu　side　and

uplifting　areas　fringed　with　older　basin－fill

type（1eposits．

一640一

T80渉07zづos　ごzJo％g　渉h（3η07孟h8ηzη¢ごz堰勿z（ゾ12z6P6％勿zsz〆α　〔E．yヒz％zごz2ご漉の

　　7．3　　丁蝕e　evo互眠tio醜o｛cr腿st＆且moveme喪ts

　　　　　　estimated£rom　t塵e　c血＆醜ges　o£fa躍lt

　　　　　　＆ctiv童ty

　　The　change　of　fault　activity　in　time　was

reconstructe（1　0n　the　basis　of　the　relative

dislocation　of　two　blocks　bounded　by　each

fault．Figure21shows　the　track　of　vertical

movement　rate　in　each　tectonic　block．The

Quatemary　se（iiments　can　evidence　the　crus－

tal　movement，subsidipg，stable，or　uplifting，

0f　the　covered　areas（1uring　their　depositional

ages．The　tectonic　evolution　ofboth　sedimen－

tary　basins　and　fault　systems　in　time　an（1

space　was　revealed　as　in　Fig．21．

　　The　relation　between　sedimentation　and

crustal　movement　is　summarized　as　follows・　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　フ

a）Basin－fill　sediments（type　la　and　lb）

in（iicate　the　predo卑inancy　of　subsi（1ence　over

the　basin，or　the　area　of　deposition．b）Deve1－

opment　of　terrace（1eposits（type2b）or’ove rall　erosion　evi（1ences　the　predominancy

of　uplifting　in　the　area．c）Accumulation　of

non・basin－fill　type　deposits　（type　2a）　indi－

cates　the　transitional　period　between　subsi－

dence　and　uplifting．　In　all　three　cases　above，

the　duration　of　each　crustal　movement　is

indicated　by　the（1epositional　age　of　the　sedi－

ments．The　affects　of　the　eustatic　sea　level

changes　are　not　taken　into　account・

　　The　screened　spaces　between　two　lines　in

Fig．21indicate　the　rate　of　relative　displace－

ment，of　adjoining　blocks．For　instance，the

change　of　the　space　between　the　Kambara

Hills　and　the　mountainous　area　to　the　west

represents　the　decline　of　the　activity　of　the

Iriyama－Shibakawa　faults　l　the　westem

0 50 70 x104yBP

1． 1Hamaishidake　　　TbnshuMts，

十

，1～2πゾ103チ

1lRl㌔AMA，SHIBAKA陥

弘U口S2KanbaraHiUs

一 2Iwabuchi肱Kanbaragr

皿SaginotagraveI ＿甲』一一pp　IP彫謙一燃』｛『『

HabunaHoshiyama

十　i

【ニコOldFujimudflow

　　　　　　　　　　　　　3

1．　　　　　　3　　　　　　　　　　　　　　　　　　　Hi11s　lRl漁MASE，AG（フYAMA

皿　　 Saginotagr．

＿爾塵－．一蹴灘燃一羅聯　　Besshogr　lwabuchi鴨lca．　　　　　　Kanbaragr

酬U口S4Fuli　Fulinomiya

一・i瀧灘§ll∫

OldFujimudrbw

2．

5拍nzawa　M姶．十

5

KANN触A　FAU口國 6

6AshigaraMts一

⊂ゴSurugagraveiAshigaraGoup

7Mt、Matsuda　　　area

9

7

皿囲礪罵撒3．

SANROKU訊UlT

寧．9あ十

Ashigara

　　Gゆup

MA「SUDAKl「際

8MatsudaHi”s一十li

Matsudagr跳8灘　　8

黙㌔Ashigaraplainfillsediments Sediment

弘ULr 9AshigaraPlain一 9『 、煮弊 plainfi”sediments 囮

羅〔

¶ransiti㎝period

Subsidenceperiod

Others

KOZU　MA『SUDA 一 9 10

弘UL『100isoHiIls

十1　　135m－03y驚rraces

Sogayamag暁　　Ninomiya Group

一　　【＝＝＝二＝二＝＝＝二＝二二＝コ

Fig．21 Diagram　showing　the　regional　variation　of　tectonic　evolution　along　the　Izu　Borderland．

Bold－solid　line　represents　the　trace　of　the　absolute　crustal　movement　on　each　tectonic

block．　Screened　part　show　the　transition　of　relative　slip　rate　of　the　active　fault

bounding　two　blocks．

一641一

Bz61」4ぎ％　（ゾ　煮h6　（360109乞αzl　S％7〃6：y　（Zプノ4ゼ）ごz％，　Vbム　43，〈ηo。ヱ0

mountains　have　been　continuously　uplifted　in

the　Quatemary．So　the　track　remains　always

the　plus　side．On　the　other　hand，the　track　of

the　Kambara　Hills　stays　on　the　negative　side

in　the　early　Pleistocene　ju（1ging　from　the

deposition　of　basin・fill　type　Kambara

conglomerate，which　evidences　subsidence　of

the　region．Then　the　movement　of　the　Kam－

bara　Hills　was　converted　to　uplift　in　the

middle　Middle　Pleistocene．The　alluvial　fan

deposits　of　the　Saginota　gravels　in　the　Kam－

bara　H皿s　marks　the　transitional　epoch．The

Saginotagravelsisasthickas200mtosuggest　gentle　subsiding　　during　　the　de－

positional　age．However，it　was　emerged　just

after　the　deposition　and　have　never　been

covered　with　yomger　se（iiments　mtil　pres－

ent．The　Holocene　marine　terraces　in　thehills　also　indicate　that　active　uplifting　has

been　continuing　from　the　mi（1dle　Pleistocene．

　　The　track　of　the：Kambara　Hills，therefore，

shifts　from　minus　to　plus　in　the　middle　Pleis－

tocene　as　shown　in　Fig．211t　is　thus　concluded

that　the　activity　of　the　Iriyama－Shibakawa

fault　had　culminated　in　the　Early　Pleistocene

and　have　declined　since　the　Middle　Pleis－

tocene．The　Kamawa　thrust　and　the　Matsu－

da－sanroku　fault　have　also　declined　in　the

Pleistocene．On　the　contrary，the　Iriyamase－

Agoyama　faults　and　North　Matsuda　fault

have　become　more　active．Though　any　dras－

tic　change　has　not　occurre（i　to　the　relative

movement　alongthe　Kozu－Matsuda　fault，the

absolute　movements　of　the　Ashigara　Plain

and　the　Oiso　Hills　have　changed　in　the　late

Pleistocene．　In　the　middle　Pleistocene，the

Ashigara　Plain　ha（1subsided　rapidly　beside

the　Oiso　district　which　had　been　stable　rela－

tive　to　sea　leve1，but　in　the　late　Pleistocene，

the　Oiso　Hills　starte（1to　uplift　accor（iing　as

the　decline　of　subsidence　in　the　Ashigara

Plain．

　　The　growth　of　Kozu－Matsuda　fault　scarp

also　in（1icates　this　change．The　fault　scarp

ha（i　not　appeared　in　the　mi（idle　Pleistocene

due　to　the　one－sided　subsidence　of　the

Ashigara　Plain，as　in画e　case　shown　in　Fig．3．

Then　it　emerge（1in　the　late　Pleistocene　with

the　uplift　of　the　Oiso　Hills．This　change　can

explain　the　discrepancy　between　the　constant

activity　of　the　fault　and　the　topographic

evi（1ence．

　　The　above－mentioned　examples　show　the

migration　of　the　front　of　active　faulting

which　is　commonly　observed　in　Izu　Border－

1and．Ayoungerfaultdevelopsalongthelzuside　of　an　older　fault　which　becomes　inactive

or　less　active　after　the　emergence　of　younger

one．Such　migration　of　active　faults　induces

the　shift　of　tectonic　basins，as　the　active

faults　are　usually　located　between　the　uplift－

ed　basin－fill　deposits　on　the　Honshu　si（1e　and

the　active　subsiding　basin　on　the　Izu　si（ie．

8．：DISCUSS亙ON

　8．1　P丑就e　tecto脈ic豊mBl亘catio簸o£a，ct量ve

　　　　　歪a，魍亘ts量n　the　IZUl　Bord！er且a，鷺dヒ

（1）A　model　of　tectonic　evolution

　Case　stu（iies　of　active　faults　and　crustal

movements　in　the　Izu　border　land　led　to　a

common　feature　of　tectonic　evolution　in　this

region．It　is　the　Izu－oriented　migration　of

active　faults　and　sedimentary　basins．　The

typical　field　of　this　migration　is　the　area　to

the　north　of　Suruga　Bay．　In　this　area，the

following　processes　of　tectonic　evolution

were　recognize（1．1）Thick　sediments　of　the

Kambara－Bessho　gravels　were　deposited　in

basin　developed　on　the（iownthrown　Izu　si（ie

ofafaultsystem．2）Anewfaultsystem（lriyamase　fault）was　forme（i　inside　or　along

the　Izu．ward　margin　of　the　basin．3）A　new

subsiding　area（Fuji　lowland）has　developed

in　front　of　the　Iriyamase　fault　replacing　the

older　basin　of　the　Kambara　Hills，where

fluvial　Saginota　gravels　were　deposited　un－

conformably　to　the　former　basin・fill　sedi・

ments．Yamazaki（1984）proposed　a　mo（1elof　the　tectonic　evolution　in　Izu　Bor（ier　lan（i

accor（1ing　to　the　three　processes　above．

Here，the　author　proposes　a　new　model　con－

sisting　of　four　stages　in　a　cycle　and　two

substages，improving　the　previous　model　in

order　to　make　it　applicable　to　the　entire　Izu

Bor（1erlan（i（Fig．22）．

一642一

7セ6オo％Jos　σlo％9　孟hε　％07渉h6ηz　解ごz碧づn　（ゾ　ノ2z6・P6％づ％sz〆ごz　O7．　yとz彫ごzβごzを∂

G

1 2 3 4

　　　　　／／

A　　B

薪，欝一

形「『ノ↓

鞭

A A B

づ夕

奮一獅且

A　　B

嘗． s、．

欝　　　　　　　◎　　　　　◎　　　い　　　　幽　　　　幽

sぬ且搾騨s蝋奮　　　　　A　　　　　　　　　　A

藷

嚢

Fig，22 The　cyclic　development　of　the　geological　structure　associated　with　the　Izu－ward

migration　of　faulting　and　tectonic　depression．Arrows　represent　the　direction　and　rate

of　the　absolute　crustal　movement．Fine　dotted　part　show　the　same　formation．

　Those　stages　and　substages　are　as　follows：

　Sねge1：The　upthrown　side　of　a　thrust

faultAinFig．22upheavesconstantlyandthedownthrown　side　subsides，where　the　terms

upthrow　and　downthrow　denote　relativemotions　along　the　faults　and‘‘upheava1”and

“subsidence”are　measured　relatively　to　the

sea－1eve1．　The　upheaval　and　subsidence

share　the　net　displacement　of　the　fault　A．

The　active　faults　systems　from　Surugatrough　to　the　southwestem　foot　of　Mt．Fuji

are　now　on　this　stage　l　l　the　Iriyamase　fault

an（1Agoyama　fault　correspond　to　the　fault　A

in　Fig．22．The　subsiding　portion　of　the　axis

of　Suruga　trough，Ukishimagahara，and　Fuji

Fujinomiya　lowlands　are　the　tectonic　depres－

sions　of　the　downthrown　side　of　the　active

faults．The　thick　basin－fill　sediments　such　as

the　Kambara　conglomerate，Bessho　gravels，

Ashigara　Groups，Sogayama　gravels，and　so

on，which　now　compose　hills　or　mountains，

were　accumulated　in　the　previously　subsiding

areas　at　stage1．

　　Sねge2：The　subsi（1ing　area　in　front　of　the

fault　A　is　divided　into　two　blocks　by　a　new

fault　occurred　in　the　basin．The　upthrown

sideofthefaultAcontinuestorise．Bothblocksboun（1edbythefaultBcontinuetosubside．　The　subsiding　rate　of　the　strip

between　faults　A　and　B　decreases，while　the

dov財nthrown　side　of　the　fault　B　subsides　very

rapidly．As　to　the　faults　scarps，this　differen－

tial　movements　of　three　blocks　bring　about　a

sharp　contrast　between　fault　A　and　B．The

scarpofthefaultAcontinuestogrowasaboundary　between　the　uplifting　and　the　sub－

si（1ing　area．　On　the　other　hand，no　scarp

emerges　along　the　fault　B，as　both　sides　are

subsi（1ing　to　bury　the　fault　topography．

　　The　present　Kozu－Matsuda　faultcorrespondstothefaultAinthestage2，judging　from　the　rapid　growth　of　the　fault

scarp　in　the　late　Pleistocene　and　from　the

decreasing　subsiding　rate　in　the　Ashigara

Plain．A　concealed　fault，namely　B，is　expect－

ed　in　the　Ashigara　Plain　or　on　the　eastem

foot　of　Hakone　volcano　to　the　west　of　the

：Kozu－Matsuda　fault．This　fault，which　has

一643一

翫　麟欄灘騰齢酬購灘騨糊灘欄燃葦撚糠膿欝鞭

B％lJ（財勿¢　（～プ　！h8　0601091αzl　S％7∂（3：y　（ゾ’ノ4多）ごz銘，　Vlol。43，〈b。10

not　yet　been　recognized，grows　possibly　far－

ther　west　of　the　River　Sakawa．Ota6渉召1．

（1982）　supPosed　an　active　fault　along　the

westem　flank　of　Chiyo　Upland　（Fig．16），

which　is　composed　of　pyroclastic　flow

deposits，in　the　eastem　part　of　Ashigara

Plain．This　fault　might　be　regarded　as　fault

B．However，the　altitude　of　K－Ah　ash　layer

laid　down　in　blackish　water（10es　not　change

across　the　cliff　assumed　to　be　a　fault　scarp．

So　it　seems　that　this　linear　feature　is　not　a

fault　scarp　but　the　erosional　topography　of　a

fluvial　terrace　cliff，and　no　concealed　fault

can　be　expected　between　the　River　Sakawa

and　the　Kozu－Matsuda　fault．

　　Stage3：The　block　between　faults　A　and

Bisbeinguplifted（inanabsolutesense）bythe　activity　of　fault　B．This　makes　the　fault

Aafaultbetweentwoupliftingblockanditsslip　rate　decreases．　The　uplifting　block

between　faults　A　and　B　is　coveredmconformably　with　thin　deposits　from　the

upthrown　side　of　the　fault　A，due　to　the　slow

rate　of　rising．

　　The　Iriyamase　fault　near　the　mouth　of

River　Fuji　is　regarded　as　the　fault　B　in　the

stage3．Alluvial　fan　type　deposits，such　as

the　Saginota　gravels　in　the：Kambara　Hills，

the　Older　Fuji　Mudflow　deposits　in　the　Ho－

shiyama　and　Habuna　Hills，．fluvial　terrace

deposits　of　T－e　to　T－a　Stages　in　the　Oiso

Hills，were　deposite（1in　the　gently　subsiding

or　uplifting　areas　between　faults　A　and　B　in

this　stage3．

　　Stage4：The　uplifting　rate　of　the　block

between　the　faults　A　an（1B　is　accelerate（1and

consequently　the　sedimentary　surfaces　on

this　block・are　emerged　to　be　dissected．The

activity　of　fault　B　becomes　more　intense　with

the　growth　of　a　fault　scarp，（iifferentiating

the　former　subsi（ling　area　intQ　terraces　an（1

hills　in　upthrown　side．Meanwhile，fault　A

becomes　less　active，．as　the　（iifference　of

uplifting　rate　decreases　between　thedownthrown　and　the　upthrown　side．　The

present　cmstal　movement　on　the　westemfoot　of　Mt，Fuji　exactly　corresponds　to　this

stage．The　Iriyama－Shibakawa　faults　and

the　Iriyamase－Agoyama　fault　system　in　the

eastfallunderthefaultAandthefaultBinthe　model　respectively．While　the　three　topo－

graphic　units　bounded　by　these　two　fault

systems　correspond　to　thethree　zones　divided

by　faults　A　and　B。、They　are　the　Hamaishida－

ke　Mts．，the　Kambara－Hoshiyama－HabmaHills，and　the　lowlands　of　Ukishimagahara

and　of　Fuji－Fulinomiya．

　　The　fault　B　in　the　stage4is　the　equivalent

of　fault　A　in　the　stage1，with　the　same

crustal　movement　onboth　sidesl　so，a　cycle　of

tectonic、evolution　is　complete（i　in　these　four

stages．　The　next　cycle　is　marked　by　the

occurrence　of　new　fault　A　derived　from　the

fault　B　in　the　previous　cycle．That　is　to　say，

the　most　active　fault　zone　migrates　from

Honshu　side　to　Izu　side　accompanying　a

sedimentary　basin　in　downthrown　side　and　a

uplifted　area　in　upthrown　side．

　　Some　cases　of　deviation　from　this　cycle　led

to　the　information　of　the　following　sub－

stages：substage　l　follows　the　stage　l　with－

out　the　formation　of　a　fault　B　or　a　new

subsiding　area　in　the（10wnthrown　side　of　the

faultAlitshangingwallcontinuestouplift．The　recent　cmstal　movement　alongthe：Kozu－

Matsuda　fault　may　correspond　to　this　sub－

stage，supPosing　the　concealed　faults　to　the

west　of　Sakawa　River　do　not　exist．In　this

region，the　fault　scarp　of　the　Kozu－Matsuda

fault　grows　continuously　without　any　older

fault　A　behind　it．Meanwhile，the　rate　of

subsidence　in　the　Ashigara　Plain　decreases．

Such　evidence　may　be　interpreted　as　devia－

tion　from　stage　l　to　substage1．

　　Substage2is　characterize（1by　the　extinc－

tionofthefaultAwithoutmigration．Ascompressive　stress　increases，the　down－thrown　side　of　the　fault　A（thrust　fault）is

defomedseverely，andfinallyrisesfromthesubsi（1ing　basin．This　deformation　results　in

weakening　the　activity　of　the　fault　A．This　is

a　consequence　of　the　augmentation　in　the

rising　of　the　downthrownblock，which　makes

the　rate　of　displacement　along　the　fault　sma1－

1er　and　the　dip　of　the　fault　plane　steeper．

Excess　shortening　of　a　region　induced　by

一644一

Tθ0孟0競Sα10箆9孟hε盟07オん㈱彫α響伽げ伽P翻盟S％Zα侭．y4耀禰の

very　large　horizontal　compression　explains

the　phenomena　described　above．　Recent

deformation　in　the　Tanzawa　Mts．and　the

Ashigara　Mts．fall　under　this　substage2，

where　the　Kannawa　thrust　corresponds　to　the

fault　A．At　last　the　fault　A　becomes　extinct

and　both　adjoining　blocks　uplift　miformly．

（2）P亘説etecto髄量c童卸亘i蝋量o聾of我ct亘ve　　　　亙蹴且ts

　　In　the　Izu　Borderland，fault　systems　and

tectonic　basin　have　migrated　continually

towar（11zu　Peninsular　during　mid（ile　to　late

Quatemary．This　migration　resembles　to　the

evolution　observed　at　thrust　fronts　in　mar－

gins　of　inlan（1　basins　（lkeda，　1983，0ta　＆

Sangawa，1984）．However，the　migration　in

the　Izu　Borderland　is　quite　different　from

that　in　inland　basins　because　of　the　lack　of

the　MBF（main　bomdary　fault），which　at

depth　is　singularly　expressed　and　its　low－

angled　branch　appears　as　a　migrated　frontal

thrust　in　inlan（1basins．Inthe　Izu　Borderland，

the　direction　of　the　migration　always　ori－

ente（1to　the　Izu　Peninsula．Rapidly　subsiding

zones　which　extend　to　the　axes　of　the　troughs

develop　in　front　of　the　most　active　faults．

The　basin　fill　sediments　in　these　zones　will　be

differentiate（1by　new　faults，certain　parts　of

which　will　emerge　as　upthrown　blocks　on　the

Honshu　side　being　folded　or　tilted　toward

Honshu。

　　The　Izu－ward　migration　of　tectonic　depres－

sions　an（1the（ieformation　of　uplifte（101（1er

basin　fill　sediments　are　the　characteristics　of

the　tectonic　evolution　in　the　Izu　Borderlan（1．

This　evolution　is　the　same　as　the　growth　of

accretionary　prism　which　takes　place　along　a

trench　axis　at　the　foot　of　a　continental　slope，

where　trench　fill　sediments　are　continuously

accrete（10n　continental　slope　and　deformed

by　imbricated　thrusts。The　thrust　develops

successively　into　yomger　accreted　mass．In

the　Izu　Bor（ierland，this　accretion　process

occur　not　in　deep　sea　bottom　but　in　shallow

sea　or　on　land，while　the　process　of　sedimen－

tation　and　tectonics　are　quite　similar　to　nor－

mal　accretion．This　exceptional　occurrenceof　accretion　on　land　or　shallow　sea　is　possibly

ascribed　to　the　form　of　plate　convergence　in

this　area．Plate　dynamics　will　be　discussed　in

the　section8．2．（2）．

　The　trough　fill　se（iiments　on　the　northem

extension　of　Sumga　and　Sagami　troughs，therefore，are　considered　to　have　been　accret－

ed　to　Honshu　and（1eformed　along　with　the

subduction　of　the　PHS　during　at　Ieast　these

hundreds　of　thousands　years．And　the　defor－

mation　of　the　ac6retionary　prism　along　Nan－

kai　trough　continues　through　Suruga　trough

to　the　Izu　Bor（1erlan（i　on　land．Consequently，

the　crustal　deformation　in　this　region　can　not

be　regarded　as　interplate　deformation，that　is

to　say，none　of　the　active　faults　is　a　superfi－

cial　expression　of　a　plate　boun（iary，but　it　is

（1eformation　of　accretiorary　prism，where

imbricated　thrusts　system　develop　in　the

hanging　wall　over　the　subducting　plate

（Kagamiαα1．，1983）。

　　Seely6砲1．（1974）propose（10n　the　mecha－

nism　of　migration　that　the　underthrusting　of

wedge－shaped　slices　composed　of　youngertrench　fill　sediment　ma（1e　the　dip　ofthe　thrust

steeper　finally　to　immobilize　it，and　then　new

thrust　develope（i　in　front　of　the　older　ones．

Besi（ies　this　mechanism，the　author　supposes

that　in　case　of　buoyant　subduction，strong

compressional　stress　in　accretionary　prism

tends　to　immobilize　older　thrusts．The　stress

can　only　be　released　by　generating　new

thrusts　in　front．　Tsuchi（1984）concluded

that　Neogene　series　had　successively　accret－

e（1to　the　west　at　the　Suruga　trough　in　the

South　Fossa　Magna　region　west　of　SurugaBay，because　the　tectonic　units　divided　by　N－

S　trendihg　faults　got　younger　from　west　to

east．Accordingly，the　author　thought　that

the　formation　of　accretionary　prisms　has

continued　since　the　Miocene　until　present

repeating　the　migration　and　regeneration　of

fault　systems　and　sedimentary　basins．

　8．2Reg童o賊a亙c血＆餓cterist置cso釜c臓sta丑

　　　　　moveme虚s躍繊臨e量ror旦9量醜

（1）Reg置0総亘置蝕e配e　o聲臨e　e職sta亘　　　　move贈e盟t

　The　active　tectonics　in　the　Izu　Borderlan（1

一645一

鑛

選羅

慧

き

鱒賠欄理

β％lJ6云勿z　（ゾ’孟h6　G6010gJαzl　Sz∫7z杉ッ　（ゾノ41》ごz7z，　V「ol．43，〈ηo。10

can　be　regarded　as（ieformation　of　the　sedi－

mentary　prism　in　an　accretion　process，as　it

was　conclu（ied　in　the　previous　section．

Nevertheless，the　crustal　movements　here　are

not　uniform　in　time　and　space　fortheir　extent

or　duration　and　they　sometime　deviate　from

the　mode1．As　to　the　extent　and　duration　of

accretion　process，the　one　on　land　to　the

north　of　Sumga　Bay　has　more　closely－spaced

imbricated　thrusts（as　much　as　a　few　kilo－

meters）and　much　shorter　time　perio（10f

reactivation（about　several　hundred　thousan（i

years）than　that　of　Nankai　trough　and　south－

em　Suruga　trough，where　it　is5to10km（Kato（3渉α1．，1983）an（i　several　million　years，

respectively（Shimamura，1986）．

　　Typical　deviation　from　the　circular　mode1

（Fig．22）was　observed　in　the　area　of　the

southem　margin　of　Tanzawa　Mts．，where　the

tectonic　evolution　has　developed　from　the

stage　l　to　the　substages　l　and2．Notwith－

standing　the　conversion　of　the　cmstal　move－

ment　from　the　subsidence　to　upheaval　in　the

sedimentary　depression　of　Ashigara　Group，

which　had　occurred　during　middle　Quatemar－

y　time，neither　new　fault　system　nor　basin

have　developed　in　front　of　the　depression．

C6nsequently，the　uplift　of　the　Ashigara

Group　has　continue（1to　convert　it　to　a　dissect－

ed　mountainous　area　（A§higara　Mts。）。

Accordingly，the　fault　between　the　two　uplift－

ing　blocks，here　the　Tanzawa　Mts．andAshigara　Mts．，became　less　active　andfinally

ceased　to　move．This　transition　of　the　fault

movement　presumably　was　induced　by　the

decrease　of　relative　slip　（iue　to　the　rapi（i

uplift　of　the　Ashigara　Mts．The　dip　of　the

reverse　faults　has　also　become　steeper

because　of　the　shortening　of　the　block　with

increasing　compressive　stress．

　　The　crustal　movement　between　Yamakita

and　Matsuda　along　the　southem　foot　of　the

Matsuda　Mts．agreeswiththecircularmode1．But　the　width　of　each　block　between　two

faults　is　very　short，up　to　l　km　and　the

（1uration　of　one　cycle　is　also　very　short　up　to

one　hundred　thousan（1years．So，the　horizon－

tal　spacing　and　the　time　interval　for　the　fault

migration　in　this　region　are　the　smallest　in

the　studied　area．

　　The　tectonic　evolution　inthe　Oiso　Hills　an（l

the　Ashigara　Plain　is　characterized　by　the

lack　of　an　o1（1er　cycle　of　accretionary　prism．

No　imbricated　structure　is　found　behin（i　the

present　active　zone。　The　author　considers

that　an　accretion　process　begun　in　the　middle

Quatemary　in　this　region　an（i　a（1ifferent

tectonic　regime　had　been　predominant　before

the　initiation　of　the　accretion．

（2）黙eorig量聡o£臨ereg童o聾a亙d榔ere配e　　The　regional　characteristics　of　the　crustal

movements　in　the　Izu　Border　land　can　be

ascribed　to　the　difference　in　the　form　of　plate

convergence．　In　this　sense，the　Izu　Bor（1er－

1and　is　no　longer　an　uniform　collision　zone　as

has　been　supposed　by　Sugimura（1972）or

Matsuda（1978）and　others．　This　widelyaccepted　collision　has　never　been　studie（i　in

detailto　substantiate．Forexample，Matsuda（1984）define（i　the　beginning　of　collision　mere－

1y　by　the　（1isapPearance　of　the　open　sea

between　Izu　an（1Honshu　due　to　the　north－

westward　shift　of　Izu　Block．Only　Ishibashi

（1896a）discussed　the　evolution　of　the　form　of

convergence　in　time．　He　conclu（1e（i　that

subduction，buoyant　subduction　and　collision

have　been　repeate（1in　this　order　since　the

Middle　Miocene　in　the　South　Fossa　Magna．

　　Now，the　author　proposes　to　apply　Ishiba－

shi’s　three　variation　of　the　convergence　form

not　only　to　the　historic　development　but　also

to　the　regional　difference　of　crustal　move－

ments．On　the　solid　basis　of　active　tectonics，

the　so－called　collision　zone　of　the　Izu　Border－

1and　can　be　sub（iivide（i　into　collision　zone

sensu　stricto，sub（iuction　zone　an（1buoyanガ

sub（iuction　zone．

　　In　the　area　to　the　north　of　Suruga　Bay，the

crustal　movement　has　been　subjected　to　the

sub（1uction　or　buoyant　subduction　of　the

PHS．The　migration　of　fault　system　and　the

formation　of　sedimentary　basin　are　common

tectonic　results　of　both　subduction　styles．

With　reference　to　the　these　two　subduction

style，Ishibashi（1986a）took　the　cumulative

uplift　of　hinterland　as　evi（ience　of　the　buoy一

一646一

7セo渉o多z彦os　ごzloη9　渉h6　アzoπh6刀z　〃zごz響力z（ゾ1ゑz6P6アz勿zsz46z〔E．｝そz％zごz2ご漉の

ant　subduction．The　sub（1uction　style　in　the

area　to　the　north　of　Suruga　Bay　is　supposed

to　be　buoyant　because　the　distinctive　and

extensive　uplift（4mm／yr）is　recognized　in

the　Akaishi　Mts．，the　hinterland　of　this　area

（Danbara，1971）．　This　feature　is　distin－

guished　from　normal　subduction　such　as

along　Nankai　trough，where　coseismic　uplift

has　been　repeated　without　conspicuous　cumu－

1ative　upheaval　of　the　accretionary　prism　an（i

frontal　arc．Along　the　southem　margin　of

Tanzawa　Mts．，both　sides　of　the　Kamawa

fault　system　have　been　uplifted　without

generating　younger　basin，and　the　fault　activ－

ity　itse1：f　is　not　so　high．　Intense　horizontal

compressive　stress　raises　all　this　area，and

the　former　main　fault　is　no　longer　a　boundary

fault　between　blocks，being　truncated　by　a

number　of　strike－slip　faults．This　may　indi－

cate　that　brittle　disruption　of　the　blocks　is

occurring，or　about　to　occur　in　this　region。

This　style　of　cmsta1（1eformation　exactlycorrespon（i　to　the　collision　s6nsz6　s渉万o孟o

（1efined　by　Ishibashi（1986a）．Therefore，Izu

Block　colli（1es　against　Honshu　only　along　the

southem　margin　of　the　Tanzawa　Mts．in　the

Izu　Bor（ierland．

　　The　active　accretion　process　around　the

Matsuda　Mts．，the　Oiso　Hills　and　the　Ashiga－

ra　Plain　indicate　the　underthrusting　of　the

PHS　beneath　these　areas．The　rapid　uplift　of

the　Tanzawa　Mts．area　behind　the　Matsuda

Mts．canbe　ascribedto　buoyant　subductionin

this　part．However，the　spatial　intervals　of

active　faults　here　are　much　shorter　than

those　to　the　north　of　Suruga　Bay　an（i　also　the

migration　of　active　fault　front　has　occurre（i

more　frequently．Therefore，the　transition

from　buoyant　sub（1uction　to　collision　may　be

under　way　in　the　Matsuda　Mts．area．These

regions　lack　older　accreted　block　in　Honshu

side　behind　recent　active　zone，and　now　we

can　observe　the　first　an（1the　latest　cycle　of

accretionary　evolution．　This　cycle　com－

menced　in　the　middle　Pleistocenebecauseofa

new　plate　convergence　system　that　had　oc－

curred　at　that　time．But　this　convergence　as

well　as　the　possible　transition　inthe　Matsuda

Mts．areahasnotbeenevidencedgeologicallyto　discuss　its　cause．These　regional　charac－

teristics　above　are　summarized　in　Table6．

　　The　arrangement　of　plate　convergence

forms　seems　to　be　systematic　in　the　Izu

Borderland．　That　is，the　collision　s6％s％

s翻o孟o　occurs　between　the　Tanzawa　Mts．and

the　northem　most　part　of　Izu　Block．The

Table6 Regional　tectonic　variation　along　the　plate　convergence　zone．

SubducdonZone BuoyantSubduc匝onZbne Transitional　Zone Collision　Zone

Rigion Nankai－Southem Nor血emSumga Southem　fbot　of No質hem　H欲one

Smgatmu喜h tmuεhtoSW五〇〇t theMatsudaMts． andS，marginofofF吋iVolcano W．Tanzawa　Mts．

Dip　ofsub一

ducdngslab 13－141） More　than2301）2） ？ ？

（degree）

Distance　of

i血bhcated 30－10㎞3） less　than10㎞ 1㎞＋ 0thmsts

Age　ofthe Mi㏄ene　to Lower　to　Middle MiddletoUpPeryoungest LowerPli㏄ene4） PlOistocene pleistocene 一

a㏄re豆onawprism

T㎞e　illterval

ofmゆrfault afewMa less　than　l　Ma less　than　O．1Ma 0mig【ation

0血er　fbatures Upheavalofplateboundalylegion

Reference　cited　1）Katoε∫α’．（1983），2）Ishida（1986），3）R。GA．F．」．（1980），4）Sh血amura（1986）

一647一

Bz6116ガ％　（ゾ’孟h6　G60Jo91αzl　Sz67∂6ツ　（ゾノ4プ）ごz7z，　Vbl．43，No．10

buoyant　subduction　occurs　both　in　the　west

and　in　the　east　of　the　collision　zone，north　of

Sumga　Bay　and　the　Matsuda　Mts．arearespectively，an（i　then　normal　subductionoccurs　in　both　extensions　of　the　Izu　Bor（1er－

1an（1．This　symmetrical　arrangement　of　three

convergence　forms　must　be　originated　from

the　steepening　of　the　subducting　slab．Figure

23is　an　isobath　map　of　the　upper　surface　of

the　subducting　slab　of　PHS，with　submarine

active　faults（R．G．A．F．J．，1980）overlaid　to

show　the　intervals　of　imbricated　thrusts．The

（iip　of　the　subducting　slab　becomes　steeper

from　Nankai　trough　to　Suruga　trough（Kato

6渉α1．，1983）．The　absence　of　isobath　further

north　of　central　Suruga　trough　is　because　the

dip　is　too　steep　to　recognize　the　slab　surface

by　seismic　reflection　profiles．The　relation－

ship　between　the　forms　of　convergence　and

the　dip　of　slab　is　supposed　as　follows：as　the

（iip　becomes　steeper，the　form　varies　from

normal　subduction　to　buoyant　subduction，an（i　finally　to　collision　an（i　in　the　meantime

the　intervals　of　imbricated　thrusts　get　nar－

rower．The　steepening　of　the　slab　dip　toward

the　collision　bomdary　should　mainly　be

originated　from　the　buoyancy　of　Izu　Block．

Besi（1e，the　steeper　subduction　results　in　tight－

er　coupling　of　the　blocks　on　both　sides，where

the　tectonic　stress　in（1uce（1　by　the　plate

＿ぢD一錠09　　ε

』」

趨

　　　　　　　　　　　2

　　　　　　　　　　　　4勇

ぢ多、健▽　　！一／一／一　し6・8ノ　　　／　　－　　　／　　　／　　　　！、　　／　　　／　　　（　　、57　　　／　　　　ご＿ノ

　　　／　6／

　　　　　　　　30

　　　　　　　20

　　　　　　　　ゆ

　ρ　　　勿　　　　　　　．祠《亀、

　　　　　いM、　輩　　　　　　　　　．齢

　　　　　　　　｛

名レ乏

　　50km

Fig．23 Relationship　between　regional　variation　of　the　subduction　angle　of　the　PHS　plate　and

tectonic　deformations　including　the　active　fault　movements．

Bold　lines：Active　faults　along　the　plate　convergence　zone（after　R．G．A．F，」．，1980）．Thin－

solid　lines　along　the　Nankai　trough　l　Contours　of　depth　to　the　basement　of　Izu　Spur．

Numeral　is　in　kilometers　below　sea　leve1（after　Kato6！α1．，1983）．Thin－broken　lines

along　the　Nankai　trough：Contours　of　depth　to　oceanic　basement（after　Kato6渉α1．，

1983）．Thin－solid　line　in　land：Contours　of　the　upper　surface　of　the　subducting　Philippine

sea　plate　（after　Ishida，1986）。

一648一

T6。オ。廊σ1・％9渉h碑・πh6甥脚麟げ伽P6痂s吻偉・｝伽伽切

motion　is　easily　transmitted　to　Honshu　to

bring　about　intense　crustal　movement　in　the

hinterlands．

8．3　　Seismotecto恥ics　o歪t翫e　Iz盟Bo「〔翌e「且a醜dl

　　Large　vertical　slip　rate　disproportionate　to

the　length　distinguishes　the　active　faults　in

the　Izu　Borderland　from　the　other　majorinlan（i　active　faults　in　Japan．Frequent　occur－

rence　of　large　earthquakes　is　usually－expect－

ed　from　faults　in　order　to　maintain　this　high

activity．　Nevertheless，no　earthquake　has

been　recor（1e（1in　this　region　except　for　the

Ansei－Tokai　earthquake　of1854，when　the

Iriyamase　fault　moved　around　the　mouth　of

the　River　Fuji．

　　The　mode　of　seismic　activity，i．e．recur－

rence　interval　of　earthquakes　from　a　fault

and　their　magnitude　or　amount　of　slip，has

been　estimated　only　for　the：Kozu－Matsuda

fault　in　the　Izu　Borderland．Matsudaα召1．

（1978）identified　the：Kozu－Matsuda　fault　to

the　source　fault　of　the　Oiso－type　earthquake．

Furthermore　Matsuda（1985）estimated　itsrecurrence　interval　at　l70years　and　the　verti－

cal　slip　per　event　at　O．5to1．Om，based　on　the

assumption　that　the　magnitude　is　M＝7con－

si（iering　that　the　fault　length（10to20km）is

not　large．

　　On　the　other　hand，Yamazaki（1985）proposed　a　quite　different　estimation　that　the

interval　is　as　long　as　2，000　years　and　the

vertical　slip　more　than7m．These　values

were　drawn　on　the　basis　of　geological　an（1

geomorphological　evidences．They　are：1）

The　Ashigara　Plain　has　been　subsiding　con－stantly　at　a・rate　of　O．65m／103years　since

middle　Late　Pleistocene．2）Both　the　Oiso

Hills　and　the　Ashigara　Pain　were　uplifted　by

the　great　Kanto　earthquake　of1923．3）Three

levels　of　the　Holocene　marine　terrace　sur－

faces　are　recognized　along　the　Oiso　Hflls．

Accordingly，two　modes　of　coseismic　uplift，

the　first　being　the　Oiso－type　earthquake　with

long　recurrence　interval　and　the　secon（i　the

Kanto－type　earthquake　with　shorter　interval

（about800years），were　considered　to　overlap

in　the　Ashigara　Plain　and　the　Oiso　Hills．The

model　of　the　cmstal　movement　in　Fig．24

explains　well　this　overlapping　an（1the　three

pieces　of　evidence　above．The　step－like　lines

in　Fig．24show　the　vertical　movements　of　the

Oiso　Hills（upper，uplifting）and　the　Ashigara

Plain（10wer，subsiding）．This　demonstrates

that　the　latest　Oiso－type　earthquake　is　dated

ca．2，300yr　B．P．and　there　after　this　region

has　been　uplifted　only　by　Kanto－type　earth－

quakes．

　　The　other　active　faults　seems　to　have　simi－

1ar　characteristics　of　seismicity　to　the　Kozu－

Matsuda　fault　ludging　from　their　large　slip

rate　an（i　absence　o：f　earthquake　record　in　the

last1，000years．　These　active　faults　are

imbricatedthrusts　in　accretionaryprisms　and

can　be　regar（ied　as　subsidiary　faults　branch－

ing　from　the　main　fault．The　main　fault　itself

is　the　plate　boundary　between　the　PHS　and

EUR　and　only　this　fault　acts　as　earthquake

source．Therefore，the　recurrence　intervals

of　earthquakes　cannot　be　proportional　to　the

activity　and　the　length　of　each　surface　active

faults．The　seismicity　along　the　plate　bomd－

ary　in　t五e　Izu　Bor（ierland　is　not　so　active　as

39

恥申島＝》

08器罹蓋

3

／！

　　　　　　　　　　　　　　　　　　／①

糀、二擁／／

／／

／／

4／

／

回α6錦3y

議

Fig．24

A△A蝿Ev．。農②　AS糊GARA　PLAlN

　　　　　　　　EARTHQUAKE

△OISOfypeぬKANTO骨ype

『『T　6Ky

Diagram　showing　the　relationship　between

the　cmstal　movements　on　the　Oiso　Hills　and

Ashigara　plain　and　the　occurrence　of　the

Oiso－type　earthquakes．

L　Uplift　rate　of　the　Oiso　Hills．　　2：

Subsidence　rate　of　the　Ashigara　Plain．Filled

triangles：　Occurrence　of　the　Kanto・type

eαrthquakes．　Open　triangles：Occurrence　of

the　Oiso・type　earthquakes．

一649一

β％Jl（3ガ銘　（ゾ　孟h6　0601091αzl　Sz67∂6ッ　（～プノ吻）ごz％，　Vbl．43，〈石o．ヱ0

along　the　Nankai　trough　or　the　southernSuruga　trough．The　difference　of　the　form　of

plate　convergence　again　well　explains　the

longer　recurrence　interval　in　the　Izu　region．

That　is　to　say，the　buoyant　sub（1uction　and

the　collision　in　the　Izu　Borderland　consume

much　less　energy　in　faulting　along　the　plate

bomdary　than　a　normal　subduction．So，slow

rates　o：f　stress　accumulation　along　the　plate

boundary　faults　causes　the　recurrence　inter－

val　to　be　longer　than　that　of　the　boundary

along　Nankai　trough．

　　Ishibashi（1988a，b）proposed　the　N－S　tren－

ding　fracture　zone，West　Sagami　Bay　frac－

ture　zone，splitting　the　PHS　onthe　east　of　Izu

PeninsulaforthesourceofM＝7sizeearth－quakes　which　have　caused　serious　damage　on

Odawara　city　with　about73years　interval

during　historical　times．　This　proposal　is

mainly　base（i　on　the　analysis　o：f　the　crustal

movement　at　great　Kanto　earthquake　of1923，0f　tsmami　sources　and　of　damage　dis．

tribution　of　several　historical　earthquakes．

In　spite　of　the　obvious　structure　o：f　the

proposed　model　of　the　fracture　zone，no　evi－

dence　supPorting　the　proposal　is　found　except

the　uplift　of　the　Hatsushima　Island　off　Atami

coast　and　submarine　scarps　in　WestemSagami　Bay．Although　the　fracture　zone　is

inferred　beneath　the　westem　margin　of　the

Ashigara　Plain，any　supporting　evidence　can

not　recognized　in　this　area　at　present　time．

Accordingly，it　is　difficult　to　comment　on　this

fracture　zone　from　the　viewpoint　of　theQuatemary　tectonibs　on　land．．

9．CONCLUSIONS

　　The　Izu　Bor（1erland　is　a　convergent　plate

boundary　on　land　that　combines　Suruga

trough　with　Sagami　trough．　The　tectonic

evolution　and　recent　cmstal　movement　along

this　boundary　are　discusse（i　on　the　basis　of

geological　and　geomorphological　research

from　the　viewpoint　of　plate　tectonics．

Through　this　research，the　author　revealed

the　significance　of　the　regional　Quatemary

faulting　in　the　setting　of　plate　tectonics　in　the

Izu　Bor（ierland　an（1　interprete（1　that　the

active　faults　in　the　region　are　characteristi－

cally　the　imbricated　thrusts　with　shortlength　and　high　slip－rafe　occurred　in　the

accretionary　prism．This　study　also　revealed

that　the　Izu　Bor（1erland，previously　believed

to　be　a　uniform　collision　zone　between　the

PHS　and　EUR，can　be（1ivided　into　two　zones，

the　zone　of　collision　s6％sz6　sかづ6オo　an（i　the

buoyant　subduction　zones，on　the　basis　of　the

regional　features　of　Quaternary　tectonics．

Besi（1es，the　author　discussed．the　style　and

recent　activity　of　an　active　fault　in　this　area

with　respect　to　the　coseismic　cmstal　move－

ment．Consequently，this　stud．y　may　be　useful

in　the　advancement　of　the　knowledge　on　the

seismotectonics　in　the　Izu　Borderland　which

is　in（1ispensable　for　the　earthquake　pre（iiction

inJapan．　　The　main　results　are　as　follows．

　　1）　The　study　area　to　the　north　of　Izu

Block　is　divi（ie（l　into　three　areas　accor（iing　to

their　tectonic　characteristics．　In　each　area，

the　Quatemary　chrono－stratigraphy，　geo－

10gic　structures　and　active　faults，especially

with　respect　to　their　history　of　activity　and

the　crustal　movement　in　both　sides　of　the

fault，were　described．

　　2）Distinctive　active　fault　systems　have

developed　in　the　Izu　Borderland　surrounding

the　northem　margin　of　Izu　Peninsula．Thrust

type　dip　slip　faults　are　predominant　in　this

region　with　the　highest　class　slip－rate　in

Japan．　In　the　area　to　the　north　of　Suruga

Bay，there　are　two　N－S　trending　fault　sys－

tems　which　consist　of　several　short　faults

arranged　en　echelon．The　eastem，Izu　side

system　is　younger　and　more　active　than　the

westem　system　in　the　Quatemary．This　indi－

cates　that　the　place　o：f　intense　fault　activity

migrates　Izu・ward　from　west　to　east．The

same　phenomena　wasrecognize（1inthe　south－

em　foot　of　Tanzawa　Mts．The　length　ofeach

fault，1ess　than20km，is　very　short　dispropor－

tionately　to　its　high　activity（slip－rate　more

than　l　m／103years）as　compared　with　thesame　type　of　active　faults　in　other　regions　of

Japan．

一650一

T60渉o％乞os　ごzlo／z9　孟h6　7zoπh6ηzηzごz讐歪％　（ゾ1乏z6Pε％1箆sz諾召　偉．y4ηzαzごzた∂

　　3）The　Quatemary　system　in　the　studyarea　is　classifie（1into　basin　fill　type　and　non

basin　fi11－type　deposit　on　the　basis　of　their

lithofacies，thicknesses　and　tectonic　features．

The　active　faults　develop　on　the　boundary

between　older　uplifted　deposits　in　the　Honshu

side　and　present　sedi血entary　basin　in　the　Izu

side．Subsiding　areas　have　migrated　towards

Izu　Peninsula　along　with　the　migration　of

fault　systems．

　　4）The　Quatemary　tectonics　inmost　Pa「ts

of　the　Izu　Bor（ierland　are　controlled　by　buoy－

ant　subduction　of　the　Philippine　Sea　Plate

except　for　a　small　portion　where　exact　colli－

sion　occurs．That　is，the　Izu　Borderland　is

not　a　uni：form　collision　zone　as　has　been

supposedl　widely．The　buoyant　subduction　is

evi（ienced　by　the　formation　of　accretionary

prism　on　lan（1in　this　region．Accordingly，the

active　faults　in　the　Izu　Bor（1erland　are　im－

bricated　thrust　faults　caused　in　accretion

process，as　branche（i　fault　from　the　concealed

boundary　fault　of　plates．This　is　one　of　the

reasons　why　the　active　faults　in　the　Izu

Borderland　have　higher　slip－rate　than　those

in　other　region　of　Japan　independent　of　their

fault　length．

　　5）It　is　impossible　to　interpret　all　of　the

active　faults　and　crustal　movement　from　the

viewpoint　of　the　accretion　process．The　three

regions　divided　in　the　conclusion1）show

distinct　regional　tectonic　difference．　This

difference　is　ascribed　to　the　variety　of　the

form　of　plate　convergence．　The　formchanges　from　collision　s6nsz6　s渉万660　in　the

southem　margin　of　Tanzawa　Mts．，to　buoy－

ant　subduction　in　both　eastem　and　westem

flanks　of　the　Borderland，and　finally　normal

subduction　along　the　Suruga　and　Sagami

troughs．Besi（ie　this　difference　in　space，the

transition　of　convergence　form　were　reco9－

nized：in　the　southem　margin　of　Tanzawa

Mts．，buoyant　subduction　was　converted　to

collision　at　the　en（l　of　Early　Pleistocene．In

the　Oiso　Hills　and　the　Ashigara　Plain，buoy－

ant　subduction　commenced　in　early　Middle

Pleistocene．

　6）　The　active　faults　in　the　Izu　Borderland

have　a　recurrence　interval　of　several　thou．

sand　years　and　the　displacement　by　an　event

should　be　more　than　several　meters．They

are　essentially　imbricated　thrusts　in　the　ac－

cretionary　prisms：therefore，it　is　themegathrust　along　the　upper　surface　of　the

subducting　slab　which　is　the　controlling　force

of　the　activity　of　the　above　mentioned　fahlts．

The　seismic　activity　represente（1by　the

active　fault　movement　along　the　northem　tip

of　the　PHS（iecreases　from　the　normal　sub－

duction　zone　of　Suruga　and　Sagami　troughs

to　the　collision　area　ofthe　southemmargin　of

Tanzawa　Mts．due　to　the　steepening　and　the

buoyancy　of　the　subducting　slab．　This

decrease　accords　with　the　low　frequency　of

earthquakes　in　the　Izu　Borderland．

Ack盟ow亙e〔墨geme麺ts

　The　author　expresses　his　gratitude　to　Mr．

Yoshihiro　Kinugasa，the　chief　of　the　Seis－

motectonic　Research　Section，GeologicalSurvey　of　Japan，and　Professor　emeritus

Sohei　Kaizuka　and　Professor　Hiroshi　Ma－

chida　of　Tokyo　Metropolitan　University，for

their　kin（1　supPorts　and　guidances　of　this

work．An（1he　is　also　in（1ebted　to　Professor

Tokihiko　Matsuda　of　the　EarthquakeResearch　Institute，University　of　Tokyo　and

Dr．Katsuhiko　Ishibashi，Building　Research

Institute，Ministry　of　Construction，and　co1－

1eagues　of　Seismotectonics　Research　Section，

Geological　Survey　of　Japan　for　their　discus－

sion　and　suggestion　on　the　Quaternarytectonics　in　the　Japanese　Islands．

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一651一

B％lJ6あ％　ρプ　孟h6　060109乞041Sz67z杉ッ　（～ブノ41）ごz冗，　Vηol。43，〈石o。ヱ0

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92，p．10683－10695，

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H．，Someno，M．and　Honma，M．（1986）

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一652一

丁昭0競Sα伽9飾碗07診死翻耀㎎魏0ゾ伽Pε痂S吻偉，y襯磁劔

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　　　　　　　ρプハんz渉％名とzl五）ズsごzsオ6鴬．，p．315－318。＊

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一653一

βz6116！∫盟　（ゾ　孟h6　060Jo9ぢαzJ　Sz67∂¢y　（～ブノ吻う召％，　1／『ol．43，〈b。10

　　　　　　ofMt．Fujivolcano－withspecial　reference

　　　　　　to　geomorphological　development．Q襯云．

　　　　　　五～6s．ノ碗）ごz％，vo1．14，P．77－89．＊＊

　　　　　　，Arai，F．，Murata，A．and　Hakamata，K．

　　　　　　（1974）　Correlaion　and　chronology　of　the

　　　　　　middle　Pleistocene　tephra　layers　in　south

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　　　　　　－338．＊＊

Maritime　Safety　Agency（1988）Seismic　reflection

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　　　　　　development　of　folding　in　the　upper　Fuji

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　　　　　　p．325－343．＊＊

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　　　　　　G60ρ勿S。〃伽09先　∠4窺．G60φ勿S．U吻on，

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　　　　　　block。　Qz6α直　1～6s．　ノ切うごz7zク　vol．23，　P．151

　　　　　　－154．＊＊

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　　　　　　vol．89，P．1610－1618．

Matsushima，Y。（1980）The　post－glaciaUohmon

　　　　　　tranSgreSSiOn　and　CrUStal　mOVement

　　　　　　deduced　from　molluscan　assemblages　in

　　　　　　the　South　Kanto，Japan．Eごzπh　ノ砿o％孟h4ソ，

　　　　　　vo1．2，P．52－65．＊＊

　　　　　　　（1982）　Radiocarbon　ages　of　the　alluvial

　　　　　　deposits　in　the　Ashigara　Plain，northem

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　　　　　　Q彼z渉．1～6s．ノψごz％，vo1．20，p．319－323．＊＊

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　　　　　　，　　　　　and　Yonekura，N．（1984）Sub－

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　　　　　　初κ加αP6％．伽4κo脇一伽醜磁吻％1！

　　　　　　名6gぎo％s，Office　of　Kanagawa　Pref．，p．82

　　　　　　－194．＊

一654一

7セoホo銘露s　ごzJo多zg　云h6　πoπh6仰z％zσ碧づ％　（ゾノ2z6Pのz勿zsz払α　6厚．　y4〃zごz2召た∂

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（Technical　reports　of　the4th　symposium

一655一

Bz61」4カz（～プ　オh6　G60Jo9ズ08J　Sz67∂召ッ　（～プノ41）σ％，　yio乙　431．〈b．10

on　deep－sea　research　using　the　submersi－

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ary　region．乃z彪万盟z　名4）oフ・オ　ρプ　渉h6　00％勿名参

h6？zs吻6s渉z64ソoπ孟h6s6ゑs％zo彪o云onσos（ゾオh6

7zo7孟h67％　オ4）　ごzzo6z　｛ゾ’Phズ1ゆブ）」％6　S6α　カ」ごz渉a

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　　　　part　of　the　Oiso　Hills，Kanagawa　Prefec－

　　　　ture．G60sα1～砂．Sh乞2％o肋U窺∂．，voL12，p．

　　　　191－208．＊＊

Yonekura，N．，Suzuki，1．，Hasegawa，T．，Uesugi，Y．，

　　　　Endo，K．，Okada，A．，Kawana，T．，Ishik－

　　　　awa，K。and　Fukuda，M．（1968）Radiocar・

　　　　bon　dates　and　Holocene　marine　terraces

　　　　along　the　coast　of　the　Bay　of　Sagami，

　　　　central　Japan．（2z66z差　R6s，ノ¢クσ銘，vo1．7，P．

　　　　49－55．＊＊

（＊in　JaPanese，＊＊in　Japanese　with　English

　　　　abstract）

伊豆半島北縁プレート境界域の地殻変動

山　崎　晴　雄

要　　旨

　フィリピン海プレートとユーラシアプレートの衝突境界と考えられる伊豆半島の北縁部地域は，衝突運

動を反映した第四紀の活発な地殻運動の存在が知られている。しかし，従来の研究では極めて広域的なプ

レート運動と，実際に野外で観察される活断層の運動やそれに関連する地殻変動との具体的な関係の解明

は不十分であった。このため，地震予知上重要な地震テクトニクスの研究もあまり進捗していなかった。

　広域テクトニクス上での活断層の運動の意味を明らかにするため，本論では伊豆半島北縁部を1．駿河

湾北岸内陸域，2．丹沢山地南縁地域，3．大磯丘陵・足柄平野地域に分け，各地域の第四系の層序，層

相，及び断層運動の調査等を通じて第四紀中・後期の地殻変動史を復元した。この過程では，断層活動の

考察において，従来からの相対的な断層変位速度だけでなく，断層に境される各地塊の隆起・沈降などの

絶対運動にも着目して調査を進めた。これから第四系を堆積時及びその後の地殻変動の特徴によって大き

く4つに区分した。

　地殻変動史の調査から，各地域に共通するいくつかの広域的な地殻変動の特徴と，他地域とは一致しな

い独自の特徴が認められた。広域的な特徴は激しい沈降域が徐々に隆起域に変化することと，活断層や沈

降域などが規則的，周期的に伊豆側に移動することである。この特徴に基づいて地質構造の発達モデルが

構築された。

　このモデルの成因の考察，並びにモデルに当てはまらない諸特徴の原因の考察から，伊豆北縁部での地

殻変動は，基本的には陸的な性格をもつ軽いスラブの沈み込み（浮揚性沈み込み）が従来衝突域と考えら

れていた内陸地域にも起きているため，そこに付加体が形成されること，そして，更にその運動の進行の

結果沈み込み帯が衝突域に変化することで説明できる。すなわち，現在の駿河，相模両トラフの陸側延長

域では浮揚性の沈み込み運動が進行し，古い沈降域の隆起と新しい沈降域及び断層運動の伊豆側への移動

が起きていると考えられる。これに対し，丹沢山地南縁は伊豆地塊の沈み込みが困難となったために衝突

境界に変り，上記の沈降域の形成などの沈み込み帯の特徴が全く認められなくなっている。

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　これから，この地域に存在する活断層の多くは付加体中に発達する覆瓦スラストと考えられ，これを支

持するデータやその特徴を提示した。更に，この考えに立って国府津・松田断層の活動周期，変動様式を

考察し，従来の内陸活断層とは断層長と変位量の関係などを同列に論じられないことを示した。

（受付：1992年4月16日。受理：1992年7月13日）

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