「基盤的調査観測対象断層帯の追加・補完調査」成果報告書

濃尾断層帯（武儀川断層）の活動性および活動履歴調査

平成 21 年 5 月

独立行政法人

産業技術総合研究所

No.H20-8

目次

１．武儀川断層の概要とこれまでの主な調査研究

1

２．調査結果1２．１

調査の方針と調査地の選定

1２．２

奥谷平曽洞地点の地形概観とトレンチ掘削位置の選定

2

２．３

調査方法

3

２．４

トレンチ調査結果

4

２．５

考察

11

３．まとめ

13

３．１

13

断層帯の位置及び形態（１）断層帯を構成する断層

13（２）断層面の位置・形状

13（３）変位の向き

13

３．２

13

断層帯の過去の活動（１）平均変位速度13（２）活動時期

13（３）１回の変位量

14（４）活動間隔

14（５）活動区間

14

文

献

15

図

表

16

む

ぎ

１．武儀川断層の概要とこれまでの主な調査研究
濃尾断層帯は，福井県大野市南部から両白山地（美濃山地）を横断して岐阜県美濃加
茂市付近に至る北西－南東走向の左横ずれ活断層帯である（図 1）．同活断層帯は，併
ぬく み

走ないし斜行する複数の活断層から構成されるが，このうち，温見断層北西部，黒津断層，根尾谷断層の大部分および梅原断層は 1891 年濃尾地震の際に連動的に活動し，日本内陸最大級の地震（M 8.0，村松，1962；Mw 7.5，Fukuyama et al., 2007）を引き起こ
む ぎした（松田，1974）．武儀川断層は，濃尾断層帯を構成する活断層のうち，濃尾地震時
もと すには動かなかったとされる断層のひとつで，岐阜県本巣市根尾門脇付近から根尾谷断層に斜行する形でS60°E方向にのび，同県関市武芸川町付近に至る長さ約 29 kmの左横ずれ活断層である．
武儀川断層の平均変位速度および活動時期については，これまで信頼性のあるデータは得られていない．活断層研究会（1991）は，変位地形の定性的観察から同断層の活動度をB級と推定したが，年代既知の変位基準を用いた平均変位速度の算出はこれまで行
なかほら

われていない．また，吉岡ほか（2001）は，同断層南東部にあたる岐阜県山県市中洞地
点（図 1）においてトレンチ調査を実施したが，断層は露出しなかった．ただし，トレ
ンチ調査に先駆けて実施した野外地形地質調査において，段丘礫層（年代不明）を変位させる可能性のある断層の露頭を 2 箇所で報告している．
以上から，地震調査研究推進本部地震調査委員会（2005）は，武儀川断層の最新活動
時期，平均活動間隔および将来の活動確率を不明と評価し，同断層帯の活動性を明らかにするためのさらなる調査の必要性を指摘している．

２．調査結果２．１

調査の方針と調査地の選定

武儀川断層沿いでは，更新世後期以降の地形面を確実に変位させる活断層地形は知られておらず，その最近の活動性の最大の根拠は尾根・谷の系統的な左横ずれ屈曲である．
特に，同断層北西部の尾並坂峠（図 1）付近には尾根・谷の左横ずれ屈曲が典型的に認められ，定性的な地形判読からはこの付近が武儀川断層沿いで最も活動性の高い区間と推定される．一方，同断層南東部では尾根・谷の左横ずれ屈曲は不明瞭になり，中田・今泉（2002）ではこの区間を推定活断層として図示している．吉岡ほか（2001）がトレンチ調査を実施した中洞地点はこの推定活断層の区間にあたるが，既述の通り，この調
査では断層は露出しなかった．
本年度の調査では，吉岡ほか（2001）の調査結果に鑑み，変位地形の最も明瞭な尾並

1坂峠周辺でのトレンチ調査を計画した．当該地域は沖積面や段丘面の発達の悪い山地内
おくだに

ひら そ ほら部にあたるが，幸い，本巣市根尾奥谷の平曽洞地点（図 1）においてトレンチ掘削可能な箇所を発見することができたため，この地点においてトレンチ調査を実施した．
また，今年度の調査では，武儀川断層全域沿いの既存航空レーザー測量データ（2003～2004 年実施，2 m DEM）の再フィルタリングも行って，ピット掘削可能な山地斜面
上の逆向き低断層崖の検出を試みた．しかし，残念ながら，この測量データからはそのような微地形は発見できなかった．

２．２

奥谷平曽洞地点の地形概観とトレンチ掘削位置の選定

武儀川断層北西部，根尾奥谷付近では，板屋谷川右岸側の支流に系統的かつup stream
おきなほら方向の左横ずれ屈曲が認められる（図 2）．そのうちのひとつ，平曽洞は上流を 翁 洞にせっとう争奪された截頭谷（首なし谷）であり，風隙（wind gap）より下流側は比較的幅広い谷となっていて，河川争奪前の谷埋め堆積物が保存されているものと考えられる．この谷の中に低断層崖などの不自然な微地形は認められないが，周囲の変位地形や破砕帯露頭の位置（図 2 のcrushed bedrock exposure）から，武儀川断層がこの平曽洞に沿って走っていることは間違いないと考えられる．そこで，平曽洞で 2 箇所のトレンチ掘削を実施
した．
1 箇所目のトレンチ掘削は風隙のすぐ下流側において，谷を完全に横断する形で実施した（風隙トレンチ Wind Gap Trench，図 2・3）
．このトレンチでは，断層を捉えられる可能性は高いと考えられたが，河川争奪以降は両側の山地斜面から崖錐性ないし土壌
クリープ性の堆積物が供給されるのみと推定されるため，新しい時代の年代分解能はあまり期待できない．そこで，風隙トレンチの下流側約 50 m の地点でもう 1 箇所のトレンチ掘削を実施した（下流側トレンチ Downstream Trench）．この地点では，支流性の沖積錐（alluvial cone）に下流側をせき止められる形でわずかな閉塞地が形成されており，
河川争奪以降も湖沼性ないし湿地性堆積物が堆積している可能性がある．ただし，断層
トレースが谷の北東寄りであった場合は，断層は沖積錐を構成する土石流堆積物を切ることになり，風隙トレンチと同様に年代分解能は期待できない．この地点では，立木の影響で谷を完全に横切るトレンチ掘削が難しかったこともあり，湖沼性ないし湿地性堆積物が期待される谷の中央～南西寄りの部分のみを掘削した（図 3）．
なお，奥谷平曽洞地点には，戦前まで人家が 1 軒あり（図 3），谷沿いの平地には畑が開かれていた．1947 年米軍撮影の空中写真ではまだこの畑地が確認できるが，その後植林が進み，現在は約 40 年生以下の杉の植林地となっている．また，現在，奥谷平
曽洞地点付近および沖積錐を形成している支谷には定常的水流は存在せず，下流側トレ2

ンチの 200～300 m ほど下流（南東側）からわずかな伏流水が湧出している．一方，翁洞沿いには定常的水流があり，河谷沿いには巨礫サイズまでの亜角礫が多く認められる．

２．３

調査方法

（１）トレンチ調査
奥谷平曽洞地点には大型の重機を搬入できなかったため，本調査では小型重機（PC20＝重量約 2 t，バケット容量 0.06 m3）を用いてトレンチ掘削を行った．そのため，風隙
トレンチ，下流側トレンチともに，トレンチ深さはアームが届く限界である約 1.5 m とした．掘削したトレンチの大きさは，風隙トレンチが長さ約 12 m，幅約 3 m，下流側トレンチが長さ約 10 m，幅約 3 m である．
トレンチ掘削後，壁面の整形，1 m 間隔のグリッド張り（横糸は法面長ではなく標高
で 1 m 間隔）を行い，壁面のスケッチを縮尺 1:20 で行った．また，壁面モザイク写真
作成用の写真撮影をグリッドごとに行った．壁面からは，炭化木片などの有機物試料および土器片などの考古試料を採取するとともに，各トレンチの代表的な層序が認められる部分 1 箇所ずつにおいて，地表からトレンチ底までの堆積物試料連続採取（火山灰・花粉分析用，10 cm ごとに採取）を行った．
断層によると考えられる地層の変位・変形構造が確認された風隙トレンチについては，
埋め戻しの際に，変位・変形構造部分をトレンチ底面からさらに約 1 m 深掘りし，写真撮影および簡単なスケッチを行った．
トレンチ調査期間は，掘削・原状復旧を含めて，風隙トレンチが 2009 年 10 月 22 日
～12 月 17 日，下流側トレンチが 2009 年 10 月 23 日～12 月 17 日である．以上のトレン
チ現場作業は，ダイヤコンサルタント株式会社に委託して実施した．

（２）室内分析
14

C 年代測定地層および古地震イベントの年代推定のため，風隙，下流側の各トレンチから採取した有機物試料のうち，それぞれ 18 試料および 8 試料（計 26 試料）の炭化木片について，加速器質量分析（AMS）法による放射性炭素（14C）年代測定を行った．前処理については，濃度 1N の HCl，NaOH 溶液を用いた酸－アルカリ－酸（AAA）処理を基本としたが，前処理後に十分な炭素が残らないおそれのある一部の微小試料については，酸－
弱アルカリ－酸（AaA）処理（1N 以下の NaOH 溶液を使用）を行った．この場合，二次的に混入した水溶性炭素（腐植酸）の除去が十分でない可能性がある．この影響を把握するため，風隙トレンチから採取した炭化木片 1 試料については，AAA および AaA

3

の前処理を行った 2 種類の試料を用意し，それぞれについて年代測定を行った．以上の前処理および年代測定は，株式会社加速器分析研究所および Beta Analytic, Inc.（日本代
理店：株式会社地球科学研究所）に委託して実施した．
得られた年代測定値については，暦年補正曲線 IntCal04（Reimer et al., 2004）および
年代値分析プログラム OxCal（Bronk Ramsey, 1995; 2001）ver. 4.1 を用いて暦年に変換した．本報告では，暦年未補正の年代値（δ13C 補正済，conventional 14C age）を～BP で表し，暦年補正済の年代値を～cal BP，～年前もしくは西暦で表す．

考古遺物鑑定下流側トレンチから採取された考古遺物（土器片）1 点について，その鑑定を本巣市
教育委員会に依頼して行った．

火山灰分析
肉眼では認識できない火山灰を検出するため，風隙および下流側トレンチから柱状に連続採取したすべての堆積物試料（それぞれ 15 試料および 16 試料，計 31 試料）について，火山灰分析を行った．メッシュシートおよび超音波洗浄機を用いて極細粒砂粒子（1/8～1/16 mm）を抽出した後，検鏡により 6000～9000 粒子中に含まれる火山灰起源
粒子（火山ガラス，重鉱物等）を分類・計数し，極細粒砂粒子中の含有率を計算した．
また，火山ガラスが相対的に多く含まれていた試料 1 試料について，温度変化型屈折率測定装置 MAIOT（古澤地質製）を用いて火山ガラス（約 30 片）の屈折率測定を行った．
以上の火山灰分析は，株式会社古澤地質に委託して実施した．

花粉分析
14

C 年代測定に基づく地層の年代観の追認，および風隙トレンチと下流側トレンチの地層対比を目的として，風隙および下流側トレンチから柱状に連続採取した堆積物試料のうちそれぞれ 5 試料（計 10 試料）について花粉分析を行った．水洗，比重分離，ア
セトリシス処理，サフラニンによる染色などの処理を行った後，検鏡により花粉・胞子粒子の分類・計数を行った．以上の花粉分析は，株式会社パレオ・ラボに委託して実施
した．

２．４

トレンチ調査結果

以下，風隙トレンチおよび下流側トレンチの調査結果について述べる．まず，両トレンチ壁面の層序や変位・変形構造についてそれぞれ記載した後，年代論については，両4トレンチの年代測定結果等を併せて検討を行う．

（１）風隙トレンチの層序と変位・変形構造
風隙トレンチの全景写真，壁面モザイク写真および壁面スケッチを，それぞれ図 4，5 および 6 に示す．風隙トレンチでは，土壌クリープ性と考えられる有機質堆積物の下位に河川争奪前の土石流堆積物が露出し，少なくとも有機質堆積物の底面までを変位・変形させる断層構造が確認された．以下，同トレンチにおける層序と堆積環境，断層による変位・変形構造，古地震イベント層準の認定について述べる．

層序と堆積環境
風隙トレンチ壁面に露出した地層を，その層相および連続性に基づき上位から 100 層，
110 層，200 層，210 層，220 層および 300 層に区分した．100 番台の地層は河川争奪以降の堆積物，200 番台の地層は河川争奪前の堆積物，300 層は基盤岩を示す．
100 層は，現地表面からつづく黒褐色～暗褐色の厚い有機質砂質シルト層で，大礫サ
イズまでの角～亜角礫を多く含む．層厚はトレンチ中央部で最大約 80 cm に達するが，両側に向かって徐々に薄化する．また，明らかに北西壁面よりも南東壁面で厚い．水流の影響を受けたことを示唆する証拠は認められず，河川争奪以降の堆積物と考えられる．
層相および周囲の地形状況（図 3）から考えて，基本的に谷両側の斜面から土壌クリー
プによってもたらされた堆積物と推定される．谷中央部（縦グリッド 6～7 付近）には，100 層底面から約 10 cm 上位に層厚数 cm 以下の強腐植質薄層（暗灰色砂質シルト層＝100a 層）が挟在し，一時的・局所的に湿地的環境が形成されていたことが推定される．
なお，100 層最上部は当地が畑地であった当時の耕作土である可能性があるが，下位層との境界は認識できない．
110 層は，層厚 30 cm 程度以下の黄褐色シルト層で，中礫サイズまでの角～亜角礫を多少含む．トレンチ両端に向かって高度を増しつつ薄化，せん滅し，全体としてゆるやかな凹状の形態を示す． 100 層と同様，北西壁面よりも南東壁面で厚い．上位および下位の地層との境界は明瞭である．また，トレンチ両端に向かって礫の量が増えるとともに基質もやや砂質となる．層相・分布から，やはり河川争奪以降の堆積物と推定され，局所的な堪水域（池）およびその周辺の環境が考えられる．この地層に炭化木片以外の有機物・土壌が全く含まれない理由は明らかではないが，後述するように，同様の地層は下流側トレンチにも認められる．ひとつの可能性としては，何らかの自然的要因（崩壊など）ないし人為的要因（皆伐など）によって，後背斜面（とくに北東側斜面）一帯
が裸地になっていたことが考えられる．

5

200 層は，トレンチ北東部の縦グリッド 4 付近にのみ局所的に分布する比較的淘汰の良い細～中礫層である．亜円～亜角礫を主体とし，基質は黄褐色を呈する砂質シルトである．局所的な窪地を埋めたような楔形の断面形態を示し，南東壁面では層厚約 40 cmに達するが，北西壁面ではわずかに確認できるのみである．水流の影響を受けた堆積物と考えられ，河川争奪前のチャネル充填堆積物と推定される．
210 層は，トレンチ北東部の縦グリッド 1～5 間に分布する比較的淘汰の良い細～中礫層であり，亜円～亜角礫を主体とする．200 層とは基質の色相が異なり，有機質の暗灰色砂質シルトを基質とする．層厚は最大でも 30 cm 程度である．トレンチ北東端部に向かって高度を増しつつ薄化，せん滅するが，高度の高い部分では亜角礫が多くなる．
200 層同様，基本的には水流の影響を受けた堆積物であり，河川争奪前のチャネル充填
堆積物と推定される．
220 層は，トレンチ全体に分布する基質支持の厚い礫層で，巨礫サイズまでの亜円～亜角礫を多く含む．黄褐色のシルト～砂質シルトを基質とし，礫の淘汰は全般に悪い．
最大層厚は少なくとも 120 cm 以上である．含まれる巨礫の角はいずれも丸みを帯びており，現在の地形環境では堆積し得ないことから，河川争奪前に上流側からもたらされた土石流堆積物と考えられる．ただし，同層中の一部には礫の淘汰の良いチャネル充填
堆積物も認められる．
300 層は，トレンチ南西部の底部付近にわずかに露出する風化した基盤岩であり，部分的に破砕されている．母岩は美濃帯の泥岩と考えられる．

変位・変形構造
トレンチ壁面に露出した地層は，全体として縦グリッド 4 付近を谷底とするゆるやか
かつ滑らかな凹状の断面形態を示すが，縦グリッド 4 付近にのみ，断層運動によると考えられる不自然な構造（変位・変形構造）が集中して認められた．
まず，縦グリッド 4 付近に局所的に分布する 200 層（チャネル充填堆積物）は，左右非対称な形態をしており，その南西縁は不自然に直線的かつ急傾斜（約 75°）な境界をもって 220 層と接している（図 6，7a）．境界沿いに礫の配列が認められることからも単なるチャネルの壁とは考えにくく，この境界面は断層面である可能性が高いと考えられる（F1 断層）．降雨時にはちょうどこの境界面から大量の湧水が認められた．また，南東壁面の 200 層中には，F1 断層から枝分かれする形で不明瞭な礫の配列ゾーンが認
められ，ここに分岐断層（F1’断層）が存在する可能性がある．F1 断層，F1’断層ともに，
少なくとも 200 層上面直下までを変位させているように見えるが，それより上位の地層の変位・変形の有無ははっきりしない．

6

より幅広い変形に着目すると，110 層および 210 層には，縦グリッド 4 付近の幅 50～
80 cm の変形帯を境に上下方向の食い違いが認められる（図 6）．食い違い量は 110 層，
210 層ともに 10～20 cm 程度であるが，変形帯両側の地層の連続性には明らかな齟齬があり，両壁面で南西側が北東側に対して相対的に隆起している．ただし，変形帯内における変形形態は両壁面で異なる．すなわち，南東壁面では 110 層がバルジ状に盛り上がっているのに対し，北東壁面では逆にグラーベン状にへこんでおり，地下の横ずれ断層
変位に伴う地表の複雑な変形を表しているものと考えられる．上記，F1-F1’断層はこの変形帯（バルジないしグラーベン）の北東縁を限っており，南西縁にももう 1 条の断層
（F2 断層）の存在が推定されるが，土石流堆積物である 210 層中にはっきりした断層は確認できない．
トレンチ埋め戻し時に，変形帯の部分をトレンチ底面から約 1 m 掘り下げたところ，著しく破砕・粘土化した濃青色の基盤岩が露出し，F1 断層のちょうど下方延長に幅 3 cm程度の灰色断層ガウジを伴う明瞭な断層面が認められた（図 7b）．また，この断層面の南西側にはもう 1 条の断層面があり，これが上記 F2 断層に対応するものと考えられる．
基盤上面はこれら 2 条の断層によって変位しており，両断層に挟まれた部分が 10～20
cm ポップアップしていることも確認された．

古地震イベント層準の認定
以上述べた証拠から，揖斐川断層が本トレンチの縦グリッド 4 付近を通過していること，この断層が基盤岩を覆う未固結の堆積物を変位・変形させていることはほぼ間違いないと考えられる．断層運動による変位・変形は，少なくとも 110 層上面まで及んでいるが，それより上位の変位・変形については，100 層中に変位基準が存在しないため確認できない．このことから，110 層堆積後現在までの間に少なくとも 1 回の古地震イベ
ントがあったと推定される．この（あるいはこれらの）古地震イベントについては，10～20 cm 程度の北東側隆起成分を伴っていた可能性があるが，上方に向かって分岐する
フラワー状の断層形態から考えて，横ずれ成分が卓越していた可能性が高いと考えられる．ただし，横ずれ量に関しては，本トレンチ壁面からは言及できない．
110 層堆積以前の古地震イベントについても，本トレンチ壁面から言及することは難
しい．トレンチ深掘りの際に出現した基盤上面の変位から見ても，当地点における武儀川断層の累積変位は上下変位をほとんど伴わないほぼ純粋な左横ずれである．トレンチ
壁面で認められた地層の上下変位の多くは，地下の横ずれ変位による副次的な地表変形（雁行断層間の局所的なバルジやグラーベンの形成）に関連するもの，あるいは凹凸のある地形・層準が横ずれしたことによる見かけのものである可能性が高く，繰り返す地

7

震ごとに同じ位置で同様の上下変位が繰り返されてきた保証はない．したがって，110層とその下位の地層の変形の比較から，先行する古地震イベントを認定することは困難であると考えられる．
以上から，本トレンチの壁面観察からは，110 層堆積後現在までの間に少なくとも 1
回の古地震イベントがあったと推定できるのみである．

（２）下流側トレンチの層序
下流側トレンチの全景写真，壁面モザイク写真および壁面スケッチを，それぞれ図 8，9 および 10 に示す．本トレンチでは，支流から供給された土石流性堆積物および沖積錐の堰き止めによると考えられる湖沼性堆積物が露出したが，断層による変位・変形構
造は確認されなかった．風隙トレンチにおける断層の出現位置から考えて，断層は本ト
レンチのすぐ北東側を通過していると推定されるが（図 3），既述の通り，断層推定位
置の堆積物条件および立木の存在により，北東側への延長掘削は行わなかった．ただし，
本トレンチと風隙トレンチでは地層の層相変化がよく似ており，本トレンチからも地層対比を通じて一定の年代拘束が得られる可能性がある．この点については後述することとし，以下では，本トレンチにおける層序と堆積環境について述べる．
下流側トレンチ壁面に露出した地層については，その層相，連続性および風隙トレン
チとの層相比較に基づき，上位から 100 層，110 層，115 層，120 層，および 125 層に区分した．風隙トレンチと共通の地層名は，両者が対比される可能性があることを表している．また，風隙トレンチと同様，100 番台の地層名は河川争奪以降の堆積物を意味する．下流側トレンチでは，200 番台以下の河川争奪前の地層は露出しなかった．
100 層は，現地表面からつづく黒褐色～暗褐色の有機質砂質シルト層で，大礫サイズ
までの角～亜角礫を多く含む．層厚はトレンチ南西端部で最も厚く約 100 cm に達する
が，北東に向かって徐々に高度を増すとともに薄化し，北東端部では 40～50 cm となる．
水流の影響を受けたことを示唆する証拠は認められず，河川争奪以降の堆積物と考えられる．層相および周囲の地形状況（図 3）から考えて，主として北東側の沖積錐・山地
斜面から土壌クリープによってもたらされた堆積物と推定される．100 層最上部は当地が畑地であった当時の耕作土である可能性があるが，下位層との境界は認識できない．
110 層は，トレンチ中央部から南西側のみに分布する黄褐色シルト層である．層厚はトレンチ南西端部で最も厚く約 60 cm に達するが，北東に向かって徐々に高度を増すとともに急激に薄化し，縦グリッド 4～3 付近でせん滅する．また，トレンチ南西端部ではほとんど礫を含まないが，北東に向かって中礫サイズまでの角～亜角礫が増加し，基質も砂質となる傾向がある．層相・分布から河川争奪以降の堆積物と推定され，局所的

8

な堪水域（池）およびその周辺の環境が想定される．暗褐色の 100 層から黄褐色の 110層への明瞭な変化は，風隙トレンチ・下流側トレンチで共通であり，既述の通り，何らかの要因によって後背斜面（とくに北東側斜面）一帯が裸地になっていた時期があった可能性がある．
115 層は，トレンチほぼ全域にわたって分布する淘汰の悪い基質支持の角～亜角礫層である．中～大礫を主体とし，基質は黄褐色の砂質シルトである．層厚はトレンチ南西端部では 20～30 cm 以下であるが，北東に向かって徐々に高度を増すとともに厚くなり，北東端部では最大 80 cm となる．層相・分布から，北東側の支流からもたらされた土石
流堆積物と推定される．
120 層は，トレンチ南西部の底部付近にのみ露出する暗褐色の砂質シルト層である．
層厚は，トレンチ南西端部では少なくとも 10 cm 以上であるが，縦グリッド 7 付近でせん滅する．また，トレンチ南西端部ではほとんど礫を含まないが，北東に向かって中礫
サイズまでの角～亜角礫が増加し，基質も砂質となる傾向がある．110 層と同様，局所的な堪水域（池）およびその周辺の環境が想定される．
125 層は，トレンチ中央部から北東側にのみ分布する淘汰の悪い基質支持の角～亜角礫層である．115 層と同様，中～大礫を主体とするが，基質がやや有機質で暗褐色の砂質シルトである．層相・分布から，北東側の支流からもたらされた土石流堆積物と推定される．
以上のように，下流側トレンチでは，定常的な水流の影響を示す淘汰の良い砂礫層や角のとれた巨礫を含む地層は確認できず，河川争奪以降の堆積物のみが露出しているものと推定される．

（３）年代論14

C 年代測定および土器鑑定結果
風隙トレンチおよび下流側トレンチから得られた炭化木片の放射性炭素年代測定結果を表 2 および図 6・図 10 に示す．炭素量が十分ではない一部の微小試料については，酸－弱アルカリ－酸（AaA）前処理による年代測定を行ったが，風隙トレンチ南東面で採取した試料（OD-WG-SE-05）を用いた確認測定では，AAA および AaA 前処理を行った 2 種類の試料で測定年代の差は 30 年（それぞれ 1070±30 BP と 1100±30 BP，表 2）で，真の年代値からの乖離率は約 3 %であった．したがって，特に厳密な年代推定を行う場
合以外には，AaA 前処理による影響は無視できると考えられる．
得られた年代値と層序の関係を調べるため，風隙トレンチにおける試料採取層準を同トレンチの堆積物連続採取地点（南東壁面の E6～E7 間）における 10 cm ごとの試料番

9

号（WG-1～15）で規格化し，暦年補正した年代値との関係をプロットした（図 11）．
また，参考のため，下流側トレンチから得られた年代値についても，その層準を風隙ト
レンチの堆積物試料番号で規格化し，図 11 に灰色で示した．下流側トレンチ 100 層下部から採取された土器片は，室町時代（15～16 世紀＝およそ 550～350 cal BP）の山茶碗と鑑定されたため，この試料についてもその採取層準と年代をプロットした（灰色の長方形）．
風隙トレンチから得られた年代値（黒太線）の多くは 100 層最下部および 110 層に集中するが，規格化された深度 10 cm ごとの一番若い年代値を採用し，それより古い年代の試料は再堆積したものと考えると，全体として層序と矛盾はない（破線で示した堆積曲線）．下流側トレンチからも風隙トレンチと概ね同様の年代値が得られたが，100 層
下部から採取した土器片および 120 層から採取した 1 試料については，上記の堆積曲線よりも若い年代となっており，実際の堆積曲線は，図 11 に示したものより全体に若い可能性がある．しかし，風隙トレンチと下流側トレンチの地層の対比は必ずしも確実ではないため，下流側トレンチの地層が風隙トレンチの対比層準よりも全体的に若い可能性も十分にある．よって，本報告では，風隙トレンチで得られた堆積曲線を用いて以下の考察を進めることとする．
河川争奪前の土石流堆積物である 220 層からは約 5600 cal BP および約 7100 cal BP の年代値が得られたことから，河川争奪は少なくとも 5600 cal BP 以降，すなわち完新世
中期以降に起こったと考えられる．一方，河川争奪以降（110 層より上位）の堆積物は，
約 1100 年前以降の比較的新しい堆積物であり，110 層の堆積年代はおよそ 1100～800 年
前，100 層の堆積年代はおよそ 800 年前以降と推定される．また，110 層と 220 層との間には大きな年代差があるように見え（図 11 上図），この間に不整合もしくは堆積のほ
とんどなかった期間が考えられる．

火山灰分析および花粉分析結果
風隙・下流側両トレンチにおける火山灰分析および花粉分析の結果を，それぞれ図12 および図 13 に示す．いずれの分析結果からも地層および古地震イベントの年代を拘束する新たな情報は得られなかったが，ともに 14C 年代測定に基づく上記の年代観と矛
盾のない結果となった．
風隙トレンチ・下流側トレンチのいずれについても，地層中の火山ガラス含有率は3 %以下と少なく，確実に火山灰降下層準と認定できる層準はない（図 12）．ただし，
風隙トレンチにおいては，最下部付近（WG-14 以下）でガラス含有量が相対的に急増しており，この部分よりやや下位に火山灰降下層準がある可能性がある．WG-14 に含

10

まれる火山ガラスは大部分がバブルウォール型であり，屈折率はすべて 1.507～1.514 の範囲（平均 1.511）であった．この周辺地域における広域火山灰の報告例（例えば，粟田ほか，1999；Kaneda and Okada, 2008）から，これらの火山ガラスは喜界－アカホヤ（K-Ah）火山灰起源（約 7300 年前，町田・新井，2003）であると考えられる．よって，
風隙トレンチに露出した地層はすべて K-Ah 以降に堆積したものである可能性が高く，
この推定は 14C 年代測定に基づく年代観を支持する．
風隙・下流側両トレンチの花粉分析結果については，スギ・イネの急増といった人為的影響が最上部に認められるものの，それ以前は基本的にコナラ属コナラ亜属を主体とする冷温帯下部～暖温帯の落葉広葉樹林が続いていたと考えられる（図 13）．最終氷期の寒冷期に対応する植物相の変化は認められないことから，気候に大きな変化のない完新世以降の環境が推定される．
この推定も 14C 年代測定に基づく年代観と整合的である．

古地震イベントの年代
風隙トレンチにおける壁面観察から，110 層堆積後現在までの間に少なくとも 1 回の古地震イベントがあったと推定された．110 層の堆積年代は，以上の年代情報から，およそ 1100～800 cal BP と推定されるが，厳密には，110 層の堆積終了年代は 910～730 cal
BP もしくは西暦 1040～1220 年（96 %信頼範囲）以降である（図 11）．この年代値はAAA 前処理によるものであり，不十分なアルカリ処理による影響を考慮する必要はな
い（OD-WG-SE-03，表 2）．したがって，武儀川断層は，西暦 1040 年以降に少なくとも1 回活動したと考えられる．武儀川断層程度の地形表現の活断層が最近 1000 年間に複数回活動したとは考えにくいので，西暦 1040 年以降の活動は，最新活動 1 回のみであった可能性が高いと推定される．
110 層堆積以前の活動については，既述の通り，壁面観察からその層準を認定することは難しい．これに加えて，年代情報からも 110 層と 220 層の間には不整合ないし無堆積期間が推定され，この間に古地震イベントがあったとしても認識できない可能性が高い．以上から，本調査から言及できるのは最新活動 1 回についてのみであると考えられ
る．

２．５

考察

今回実施した奥谷平曽洞地点におけるトレンチ調査により，武儀川断層が西暦 1040
年以降の歴史時代に活動していたことが推定された．この活動と歴史地震との対応について考察する．
宇佐美（2003）に収録された推定マグニチュード 6 以上の被害地震のうち，西暦 1040

11

年以降 1900 年代前半以前に発生し，震央が美濃地方に推定されている地震は 6 例ある（表 3）．このうち，1934 年岐阜県八幡付近の地震（M 6.3）については，長良川沿いに被害が集中しており，武儀川断層が活動したとは考えられない．1891 年濃尾地震（M 8.0）についても，武儀川断層沿いの口谷，奥谷といった集落の被害は根尾谷沿いより明らかに小さく（村松，1983），武儀川断層が動いたとは考えにくい．
1833 年美濃西部の地震（M 6 1/4）の際には大垣領内で山崩れが多発し，根尾谷沿い
でも宇津志付近（図 1 参照）で山崩れが起こって地元民が修復を願い出た記録がある（根尾村，1980）．しかし，江戸時代末期にも関わらずそれ以外の被害等の記録は全く見つからず，地震の規模から考えても武儀川断層が活動した可能性は低いと推定される．
1715 年大垣・名古屋の地震（M 6.5～7.0）については，名古屋，大垣，福井で被害記録が残っており，揖斐川断層や濃尾断層帯の他の断層を震源とする地震であった可能性は否定できない．しかし，この時期の根尾筋には，1707 年宝永大地震や同年の大暴風，
1717 年の根尾川氾濫の記録があるにも関わらず，1715 年の地震に伴う被害の記録は見当たらない（根尾村，1980）．したがって，この地震の際に武儀川断層が活動した可能性はやはり低いと考えられる．
1586 年天正地震（M 7.8±0.1）の際には，被害記録や活断層調査から御母衣～阿寺断層および養老～桑名～四日市断層が活動した可能性が指摘されており，これらの中間に位置する揖斐川断層や濃尾断層帯の他の活断層が活動していた可能性は否定できない．
しかし，このことを示唆する史料等は今のところ見つかっていない．
1334～1335 年（建武年中）美濃・飛騨の地震（M 6～7）の際には，長良川最上流付
近で山崩れがあったとの記録があるが，史料が少なく詳細は不明である．武儀川断層が活動した可能性については，現時点では肯定も否定もできない．
一方，宇佐美（2003）には収録されていない地震の記録として，1289 年（伏見帝正おっぱ

応二年）夏の地震により根尾谷最上流部にある越波（図 1 参照）で渓水が噴出して集落が水没しそうになったため，集落全体が移転したという史料がある（願養寺略記；根尾村，1980）．越波という，山奥の集落としては奇異な名前は，水が減ずる際に山嶺を水波が打越えたことに由来する．この史料には正体不明の白髪の老翁が登場するなど，やや伝説的な部分があるが，史料の内容や周囲の地形状況から，1289 年地震の際に越波で地すべりによる堰き止め湖が形成され，後に決壊して水位が減じたことを伝えている可能性がある．この地震の実在性については検討の余地があるが，もしこれが史実であれば，その際に武儀川断層が活動した可能性がある．
以上の検討から，武儀川断層の最新活動に対応する可能性がある歴史地震としては，1289 年越波の地震（M 不明），1334～1335 年美濃・飛騨の地震（M 6～7），および 158612

年天正地震（M 7.8±0.1）が挙げられる．ただし，これらいずれの地震についても武儀川断層の活動を積極的に示唆する情報は存在せず，また，武儀川断層の最新活動による地震が全く史料に残されていない可能性もある．今後のさらなる史料調査・活断層調査が望まれる．

３．まとめ
３．１

断層帯の位置及び形態（１）断層帯を構成する断層
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2005）の評価結果を変更するような資料は得られていない．武儀川断層のみから構成される．

（２）断層面の位置・形状
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2005）の評価結果を変更するような資料は得もと すられていない．岐阜県本巣市根尾門脇付近から同県関市武芸川町付近に至る，長さ約29 kmの活断層である．

（３）変位の向き
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2005）の評価結果を変更するような資料は得られていない．累積的な変位地形の特徴から左横ずれ変位を主体とすると考えられていたが，奥谷平曽洞地点風隙トレンチの壁面に現れた断層の特徴からもこのことが確かめ
られた．

３．２

断層帯の過去の活動（１）平均変位速度
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2005）の評価結果を変更するような資料は得られていない．変位地形の定性的観察から，活動度 B 級と推定される．

（２）活動時期
奥谷平曽洞地点におけるトレンチ調査結果によると，最新活動時期は西暦 1040 年以降の歴史時代と推定される．1289 年越波の地震，1334～1335 年美濃・飛騨の地震，および 1586年天正地震がこの活動に対応する歴史地震として考えられるが，このことを積極的に示唆する資料はない．最新活動以前の活動時期を拘束する情報については，本調査においても得られなかった．

13

（３）１回の変位量
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2005）の評価結果を変更するような資料は得られていない．断層の長さから 2 m 程度と推定される．

（４）活動間隔
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2005）の評価結果を変更するような資料は得られていない．本調査においても，活動間隔を拘束する情報は得られなかった．

（５）活動区間
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2005）の評価結果を変更するような資料は得られていない．断層帯全体で 1 区間と考えられる．

（調査担当：金田平太郎）

14

文

献

粟田泰夫・苅谷愛彦・奥村晃史（1999）古地震調査にもとづく 1891 年濃尾地震断層系のセグメント区分，地質調査所速報，no.EQ/99/3，115-130．
Bronk Ramsey, C (1995) Radiocarbon calibration and analysis of stratigraphy: The OxCal
program. Radiocarbon, 37, 425-430.
Bronk Ramsey, C (2001) Development of the radiocarbon calibration program OxCal.
Radiocarbon, 43, 355-363.
Fukuyama, E., I. Muramatu, and T. Mikumo (2007) Seismic moment of the 1891 Nobi, Japan,
earthquake estimated from historical seismograms, Earth Planets Space, 59, 553-559.
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2005）濃尾断層帯の長期評価について，
http://www.jishin.go.jp/main/chousa/05jan_nobi/index.htm．
Kaneda, H. and A. Okada (2008) Long-term seismic behavior of a fault involved in a
multiple-fault rupture: insights from tectonic geomorphology along the Neodani fault,
central Japan, Bull. Seismol. Soc. Am., 98, 2170-2190.
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町田 洋・新井房夫（2003）「新編 火山灰アトラス－日本列島とその周辺」．東京大学
出版会，336 p．
松田時彦（1974）1891 年濃尾地震の地震断層，地震研研究速報，13，85-126．
中田 高・今泉俊文（2002）「活断層詳細デジタルマップ」東京大学出版会，DVD2 枚＋60p．
根尾村（1980）「根尾村史」，根尾村，1003p．
村松郁栄（1962）濃尾地震のマグニチュード，地震第 2 輯，15，341-342．
村松郁栄（1983）濃尾地震による濃尾平野の住家被害率分布，岐阜大学教育学部研究報
告（自然科学），7，867-882．
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宇佐美龍夫（2003）「最新版 日本被害地震総覧 [416]-2001」．東京大学出版会，605 p.
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査，活断層・古地震研究報告，1，107-114．

15

図

表

表 1 武儀川断層のまとめ．

表 2 奥谷平曽洞地点から採取した試料の放射性炭素年代測定結果．

表 3 西暦 1050 年～戦前に発生した美濃地方を震央とする M6 以上の被害地震．
1289 年の地震以外は宇佐美（2003）による．

図 1 濃尾断層帯全体図（Kaneda and Okada，2008 を一部変更）．活断層線は，中田・今泉（2002）に基づく．

図 2 奥谷平曽洞地点付近の左横ずれ変位地形．等高線（2 m 間隔）は，既存航空レー
ザー測量データの再フィルタリングによる 2 m DEM に基づく．

図 3 奥谷平曽洞地点の詳細地形図．等高線（25 cm 間隔）およびトレンチ位置はトータルステーションを用いた現地測量に基づく．

図 4 奥谷平曽洞地点，風隙トレンチの全景写真．北方向をのぞむ．トレンチすぐ左側が風隙．赤矢印は断層によると思われる地層の変位・変形構造の出現位置を示す．

図 5 奥谷平曽洞地点,風隙トレンチ壁面のモザイク写真．実際の壁面（法面）勾配は60～70°であるが，このモザイク写真では壁面を鉛直面に投影した形で示している．

図 6 奥谷平曽洞地点，風隙トレンチ壁面のスケッチ．実際の壁面（法面）勾配は 60～70°であるが，このスケッチでは壁面を鉛直面に投影した形で示している．

図 7 （a）風隙トレンチ南東面 F1 断層付近の拡大写真．（b-1）（b-2）風隙トレンチ深
掘り部分の壁面写真．スケールは長さ 1 m．

図 8 奥谷平曽洞地点，下流側トレンチの全景写真．北東方向をのぞむ．本トレンチでは，断層による変位・変形構造は出現しなかった．断層はトレンチのすぐ北東側（写16真の奥側）を通っているものと推定される．

図 9 奥谷平曽洞地点,下流側トレンチ壁面のモザイク写真．実際の壁面（法面）勾配は60～70°であるが，このモザイク写真では壁面を鉛直面に投影した形で示している．

図 10

奥谷平曽洞地点，下流側トレンチ壁面のスケッチ．実際の壁面（法面）勾配は60～70°であるが，このスケッチでは壁面を鉛直面に投影した形で示している．

図 11 風隙・下流側トレンチから得られた炭化木片の年代値（暦年補正値）と風隙トレンチ堆積物試料連続採取地点（南東壁面の E6～E7 間）で規格化した層準（試料番号 WG-1～15）の関係．左側には模式的な柱状図を示した．上図はすべてのデー
タを示したもの．下図は 1400 cal BP よりも若い部分を拡大したもの．

図 12

風隙トレンチおよび下流側トレンチの火山灰分析結果．火山ガラス粒子および重鉱物粒子の含有率の深度変化を示した．試料採取位置については，それぞれ図 6および図 10 参照．

図 13 風隙トレンチおよび下流側トレンチの花粉分析結果．試料採取位置については，それぞれ図 6 および図 10 参照．

17

表１
武儀川断層のまとめ
表 1 武儀川断層のまとめ．
従来評価

今回調査を含めた結果

備考

１．断層帯の位置・形態（１）断層帯を構成する断層

武儀川断層

武儀川断層

変更なし

（北西端）北緯35°39’，東経136°35’（南東端）北緯35°32’，東経136°52’

変更なし

約29km

変更なし

地下における断層面の位置・形状 地表での長さ・位置と同じ

地表での長さ・位置と同じ

変更なし

上端の深さ

0km

0km

変更なし

一般走向

N60°W

N60°W

変更なし

傾斜

高角（地表付近）

高角（地表付近）

変更なし

幅20km程度

20km程度

変更なし（３）断層のずれの向きと種類

左横ずれ断層左横ずれ断層変更なし

２．断層の過去の活動（１）平均的なずれの速度

不明（活動度はB級）

不明（活動度はB級）

変更なし（２）断層帯の位置・形状
地表における断層帯の位置・形状
断層帯の位置（両端の緯度・経度） （北西端）北緯35°39’，東経136°35’（南東端）北緯35°32’，東経136°52’
長さ

約29km

不明
活動１（最新活動）
西暦1040年以降（1891年濃尾地震の際には活動したとす
る報告はない）奥谷平曽洞地点トレンチ
調査結果による．

１回のずれの量

2m程度

2m程度

変更なし

平均活動間隔

不明

不明

変更なし

（４）過去の活動区間

断層帯全体で1区間

断層帯全体で1区間

変更なし（２）過去の活動時期（３）１回のずれの量と平均活動間隔

2 奥谷平曽洞地点から採取した試料の放射性炭素年代測定結果．
表
表2．奥谷平曽洞地点から採取した試料の放射性炭素年代測定結果

Unit

Normalized*1
HorizonSample ID

Material Pretreatment*2

δ13C
[‰]

Conventional
14
3
C Age*[BP]

Calibrated Age*4(± 2σ)[cal BP]

-25.4
-24.2
NA
-29.9
-27.9
(-24.8)
-25.3
-25.0
-25.4
-24.1
-25.9
-26.9

20 ± 30640 ± 40770 ± 40920 ± 30
1,070 ± 30
(1,100 ± 30)
1,090 ± 30
1,170 ± 30
1,200 ± 40
1,200 ± 30
1,250 ± 40
1,370 ± 40

260
670
770
930
1,060

- 30
- 550
- 660
- 760
- 920

1,060
1,180
1,270
1,240
1,280
1,360

- 930
- 980
- 1,000- 1,010- 1,070- 1,180

IAAA-81946
Beta-255376
Beta-255033
IAAA-83176
IAAA-82742
IAAA-82743
IAAA-81947
IAAA-83174
Beta-255036
IAAA-83175
Beta-255034
Beta-255035

Labo ID*

5

Wind Gap Trench（風隙トレンチ）
100
100
100
100
100

WG-3
WG-5
WG-7
WG-8
WG-8

OD-WG-SE-02
OD-WG-NW-10
OD-WG-SE-07
OD-WG-NW-11
OD-WG-SE-05

charcoalcharcoalcharcoalcharcoalcharcoal

100
100
100
100
100
100

WG-8
WG-8
WG-8
WG-8
WG-8
WG-8

OD-WG-NW-03
OD-WG-SE-06
OD-WG-SE-14
OD-WG-NW-04
OD-WG-SE-11
OD-WG-SE-13

charcoalcharcoalcharcoalcharcoalcharcoalcharcoal

AaA
AAA
AAA
AaA
AAA
(AaA)
AAA
AAA
AAA
AAA
AAA
AAA

110
110
110
110
110

WG-9
WG-9
WG-9
WG-10
WG-10

OD-WG-SE-03
OD-WG-SE-12
OD-WG-NW-16
OD-WG-SE-01
OD-WG-NW-12

charcoalcharcoalcharcoalcharcoalcharcoal

AAA
AAA
AAA
AaA
AAA

-24.8
-23.5
-25.4
-23.0
-23.8

890 ± 30
1,110 ± 30
1,110 ± 30
1,120 ± 30
2,770 ± 40

910
1,080
1,080
1,170
2,960

- 730
- 930
- 930
- 950
- 2,770

IAAA-81948
IAAA-81951
IAAA-82744
IAAA-81949
Beta-255037

220
220

WG-12
WG-15

OD-WG-NW-21
OD-WG-NW-01

charcoalcharcoal

AAA
AaA

-27.0
-24.4

4,860 ± 40
6,180 ± 40

5,670 - 5,470
7,240 - 6,950

IAAA-81950
IAAA-81291

Downstream Trench（���トレンチ）
100
100

WG-7
WG-8

OD-DS-NW-03
OD-DS-SE-10

charcoalcharcoal

AAA
AaA

-23.2
-24.4

770 ± 30
1,040 ± 30

740 - 660
1,060 - 910

IAAA-81952
IAAA-81953

110
110
110
110

WG-9
WG-9
WG-9
WG-10

OD-DS-SE-01
OD-DS-SE-02
OD-DS-SE-03
OD-DS-SE-05

charcoalcharcoalcharcoalcharcoal

AaA
AAA
AaA
AaA

-28.0
-27.5
-24.2
-26.7

1,170 ± 30
1,110 ± 30
1,120 ± 30
3,170 ± 30

1,180
1,080
1,170
3,450

IAAA-81292
IAAA-81293
IAAA-81294
IAAA-81955

120

WG-10-11 OD-DS-SE-04

charcoal

AAA

-27.4

800 ± 30

770 - 670

IAAA-81295

125

WG-10-11 OD-DS-NW-05

charcoal

AAA

-27.5

2,460 ± 30

2,710 - 2,360

IAAA-81954

1

- 980
- 930
- 950
- 3,340* 風隙トレンチ堆積物試料連続採取地点における試料番号（WG-）で規格化したもの．
*2 AAA＝酸-アルカリ-酸処理，AaA＝酸-弱アルカリ-酸処理*3 すべての試料について加速器質量分析法（AMS法）を用いた．
*4 暦年補正曲線IntCal04 (Reimer et al., 2004)および年代値分析プログラムOxCal（Bronk Ramsey, 1995; 2001）ver. 4.1を用いた．
*5 IAAA＝加速器分析研究所，Beta＝Beta Analytic Inc.

表3．西暦1050年～戦前に発生した美濃地方を震央とするM6以上の被害地震．
3 西暦 1050 年～戦前に発生した美濃地方を震央とする M6 以上の被害地震．1289 年の地震以外は
表
1289年の地震以外は宇佐美（2003）による．
宇佐美（2003）による．
発生年(1289)

震央地名（地震名）（越波）

1334～1335
美濃・飛騨（建武年中）推定
マグニチュード

記事抜粋・活動した活断層

揖斐川断層の活動との対比可能性不明

願養寺略記による（根尾村，1980）．根尾谷最上
流越波（おっぱ）で渓水が噴出して集落が半ば水没．その後，水は減じたが集落は付近に移転．

△

6～7

高鷲村で山崩れあり，恵里見川の流路変わる．史
料少なく，はっきりした結論は得にくい．

△

△

1586

畿内・東海・東山・北陸諸道（天正地震）

7.8 ± 0.1

飛騨白川谷の保木脇で大山崩れ，帰雲山城埋没
し，城主内ケ島氏理以下多数圧死．白川谷全体で倒家埋没300余戸．越中木船城損．大垣で城崩れ潰
家多く，出火，城中残らず焼失．尾張の長嶋で被害大．近江長浜で城主山内一豊の幼女圧死．城および城下に被害．京都では東寺講堂・潅頂院破損，壬生の堂倒れ，三十三間堂の仏像600体倒るという．御母衣・阿寺・養老・桑名・四日市断層が
活動か．

1715

大垣・名古屋

6.5～7.0

大垣城石垣15ヵ所崩れ，名古屋城の石垣わずか崩る．土蔵の壁痛み多く，舎塀かなり崩る．宝永地震に比べると地震のはじめから強く，短しという．福井で崩家あり．

×

1833

美濃西部

6 1/4

大垣北方の村々で山崩れ．大垣領で山崩れ89ヵ
所，半潰家30軒，死11，傷22．余震多く8月まで続く．震源は根尾谷断層の近く．近江八幡で石灯籠
倒る．

×

×

×

1891

愛知県・岐阜県
（濃尾地震）

8.0

激震地域は根尾川・揖斐川上流地方．とくに根尾谷での被害は大きく，家屋はほとんど100％倒潰した．名古屋市にあった煉瓦造の名古屋郵便電話局
は瞬時に崩れたという．同じく煉瓦造の尾張紡績工場も崩れ，当時働いていた430人中38人が死に，114人が傷ついた．福井県では大野郡・今立郡・足羽郡の被害が大きく，足羽郡木田村の下馬は戸数93のうち潰77，他は大破．その他の集落でも倒潰
率60％以上のところがあった．温見断層・根尾谷
断層・梅原断層が活動

1934

岐阜県八幡付近

6.3

岐阜県郡上・武儀・加茂郡で強く，長良川沿いの
下川・相生・八幡の町村で土蔵壁の亀裂・剥落，落石などあり，相生村で重傷1．

136°30’ E

40°N

HonshuIslandKyushuIslandNukum

越波 MinoMountains

140°E

active fault traceshstrike-slip fault
reverse fault
presumed fault

Ibi
ga
wa

奥谷平曽洞地点

F.

b

Ne

Mu

c

gig

i F.

trench sites
from previous studies

35°40’ N

尾並坂峠

an

od

1891 surface rupture

a: Nukumi siteb: Kadowaki sitec: Midori site
d: Kimbara site
e: Sano site
f: Koden site
g: Jobora site
h: Tsuka site
i: Nakahora site

35°50’ N

Mt. Nogo-Hakusan
1617 m

i
a F.

PH
130°E

137°E

EU

PA
30°N

136°15’ E

d

aw

aF
.

Um

eh

宇津志
e

f

ara

g

F.

i

中洞地点

35°30’ N

20 km
136°30’ E

Ogaki

F. ?

10

Gifu

iya

om

hin

u-Ic

Gif

0

Nobi
Plain

136°15’ E

図1．濃尾断層帯全体図（Kaneda
andandOkada，2008を一部変更）．活断層線は，中田・今泉（
Okada，2008 を一部変更）．活断層線は，中田・今泉
図 1 濃尾断層帯全体図（Kaneda
2002）に基づく．
（2002）に基づく．

Okudani Hiraso-hora Site

y

le

a

or

-h

a
kin

l
Va

O

crushed bedrock
exposure
Itaya

dani

Wind Gap

Fig. 2Hi

R.

raWind Gap Trench
Downstream Trench

so

-h

or

a

Va
ll

ey
crushed bedrock
exposureOkudani
0

50

100

200 m

図2．奥谷平曽洞地点付近の左横ずれ変位地形．等高線（2 m間隔）は，既存航空レーザー測量
図 2 奥谷平曽洞地点付近の左横ずれ変位地形．等高線（2 m 間隔）は，既存航空レーザー
データの再フィルタリングによる2m DEM に基づく．
測量データの再フィルタリングによるm2DEMに基づく．

300.39300.24301.33300.05301

299.64300.33929298.69299

300

299.78

人家跡地

300

300.14297.52299.76030

300.278

29299.30299

実際の断層通過位置（破線部は推定）296.45Wind Gap
296

296.21

4

294.66293.22296

294.766

29295.782296.22295

296.78296.9563
29298.40

水糸 H=294.45m

294.83293.09294.45294.61295.09

299

4
29

5

29

299.87294.83

Downstream Trench

6

295
296

297.6029
8301.13295

294.93294.71

296
29

301

293.69294.62ey297.49300

7295.53296.34297

295.6429298
295.51

29

9

29

0

298.91298.21296.1530

7295.58o ra V a ll

297

298

293.60294.45296

TB-1

地形から推定される
断層通過範囲294

H ir a s o -h294.78Wind Gap Trench

293.56294.82294.73294.52296.5530

297.761
297.23302.18297.88

301

302

300

302.34

298

9

29

0

30

301

298.83297

302.57296

301.58296.04295.25295.77298.930298.91

297.38297.07300.19300.040299

297.53

30

302

298

8

29

300.09299.65297.51

299

293.29295.12293.44294.67294.75295.94295.02

水糸 H=294.45m

294.72295.73295291

294.97294.487

29296.38295

295.89296.72TB-2

295.14294.92293292

293.63290.79292.68

Alluvial Cone

296.41295.6029297.32297

295.97295

294.71297.89297.72297.42297
294.98298

298.40298.31298
297.52

10

20

30

40

50 m

3 奥谷平曽洞地点の詳細地形図．等高線（25 cm間隔）およびトレンチ位置はトータルステー
図図3．奥谷平曽洞地点の詳細地形図．等高線（25cm 間隔）およびトレンチ位置はトータルステー
ションを用いた現地測量に基づく．
ションを用いた現地測量に基づく．

図 4 奥谷平曽洞地点，風隙トレンチの全景写真．北方向をのぞむ．トレンチすぐ左側が風隙．
図 4．奥谷平曽洞地点，風隙トレンチの全景写真．北方向をのぞむ．トレンチすぐ左側が風隙．赤
赤矢印は断層によると思われる地層の変位・変形構造の出現位置を示す．
矢印は断層によると思われる地層の変位・変形構造の出現位置を示す．

グリッド間隔は1 m

E2

北
東

W3

E3

W4

E4

W5

E5

W6

E6

W7

E7

W8

E8

W9

E9

W10

E10

, 風隙トレンチ壁面のモザイク写真．実際の壁面（法面）勾配は 60 ～ 70° であるが，
図 5 奥谷平曽洞地点
であるが，このモザイク写真では壁面を鉛直面に投影した形で示している．
このモザイク写真では壁面を鉛直面に投影した形で示している．

図 5．奥谷平曽洞地点 , 風隙トレンチ壁面のモザイク写真．実際の壁面（法面）勾配は 60 ～ 70°

W2グリッド間隔は1 m

W1北西壁面（左右反転）

北
東

E1

南東壁面

風隙トレンチ

W11

E11

南
西

南
西

E2

220

100

220

100

210

W3

210

110

110

E3

F1’

?

1170

1090

200

1200

?

4860

W5

210

変形帯

110

110

1200

E5

F1 F2 6180 210

1110

W4

変形帯

?

1070 1250 1370?
1110

200 F1 F2

20

E4

1120

920
2770

W6

890

E6

640

W7

100a

01
02
03
04
05
06
07
08
09
10
11
12
13
14
15

堆積物試料
連続採取地点
100a
（WG-)
↓

E7

770

W8

E8

300
（基盤岩）

W9

W10

60 ～ 70° であるが，このスケッチで
図 6 奥谷平曽洞地点，風隙トレンチ壁面のスケッチ．実際の壁面（法面）勾配はるが，このスケッチでは壁面を鉛直面に投影した形で示している．
は壁面を鉛直面に投影した形で示している．

220

100

W11

南
西

地層名

南
西

木片の14C年代値（暦年未補正,誤差省略）

E11

1200

220

100

E10

100

300
（基盤岩）

E9

図 6．奥谷平曽洞地点，風隙トレンチ壁面のスケッチ．実際の壁面（法面）勾配は 60 ～ 70°であW2

グリッド間隔は1 m

北
東

W1

北西壁面（左右反転）

グリッド間隔は1 m

北
東

E1

南東壁面

風隙トレンチ(a) 南東壁面 F1 断層の拡大

100
110

210

200

220

F1’
F1
~30 cm(b-1) 南東壁面 深掘り

220

300
（基盤岩）

F1F2
(b-2) 北西壁面 深掘り（左右反転）

220

300
（基盤岩）

F1

F2

図 7 （a）風隙トレンチ南東面 F1 断層付近の拡大写真．（b-1）（b-2）風隙トレンチ深掘り部分の図 7．(a) 風隙トレンチ南東面 F1 断層付近の拡大写真．(b-1)(b-2) 風隙トレンチ深掘り部分の壁
壁面写真．スケールは長さ 1 m．
面写真．スケールは長さ 1 m．

図 8 奥谷平曽洞地点，下流側トレンチの全景写真．北東方向をのぞむ．本トレンチでは，
図 8．奥谷平曽洞地点，下流側トレンチの全景写真．北東方向をのぞむ．本トレンチでは，断層に断層による変位・変形構造は出現しなかった．断層はトレンチのすぐ北東側（写真の奥側）
を通っているものと推定される．
よる変位・変形構造は出現しなかった．断層はトレンチのすぐ北東側（写真の奥側）を通っているものと推定される．

E2

W3

W4

E4

W5

E5

W6

E6

W7

E7

W8

E8

70°であるが，このモザイク写真では壁面を鉛直面に投影した形で示している．

W2

E3

W9

E9

図 9 奥谷平曽洞地点 , 下流側トレンチ壁面のモザイク写真．実際の壁面（法面）勾配は 60 ～ 70° であるが，図 9．奥谷平曽洞地点 , 下流側トレンチ壁面のモザイク写真．実際の壁面（法面）勾配は 60 ～このモザイク写真では壁面を鉛直面に投影した形で示している．

グリッド間隔は1 m

北
東

W1

北西壁面（左右反転）

グリッド間隔は1 m

北
東

E1

南東壁面

下流側トレンチ

W10

E10

南
西

南
西

E1

W2

E2

125

115

100

125

115

100

W3

E3

2460

W4

E4

1040

土器片
（室町）

W5

E5

770

W6

E6

W7

E7

1170

W8

E8

120

W9

110

100

W10

南
西

地層名

110

南
西

木片の14C年代値（暦年未補正,誤差省略）

800

15

10

100

1200

1120 1110
3170

05

E10

100

120

01

堆積物試料
連続採取地点（DS-)↓

E960 ～ 70° であるが，図 10 奥谷平曽洞地点，下流側トレンチ壁面のスケッチ．実際の壁面（法面）勾配は
図 10．奥谷平曽洞地点，下流側トレンチ壁面のスケッチ．実際の壁面（法面）勾配は60 ～ 70°
このスケッチでは壁面を鉛直面に投影した形で示している．
であるが，このスケッチでは壁面を鉛直面に投影した形で示している．

グリッド間隔は1 m

北
東

W1

北西壁面（左右反転）

グリッド間隔は1 m

北
東

南東壁面

下流側トレンチ暦年（cal BP）
0
WG-1

1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000 8000
0

風隙トレンチ（96%信頼範囲）
下流側トレンチ（参考値，96%信頼範囲） 10

-2
-3
-4

20
30

100

40

-5
-7

100a

-8

100

-9
-10

少なくとも
１回の古地震イベント-13

不整合／無堆積期間?

120

220

130
140
150

0

200

400

600

800

1000

1200

1400
0

WG-1

10

-2

20
30

100

40

-5
-7

100a

-8

100

-10

-13
-14
-15

60
70
730

80

910

90

110
?

-11
-12

50

少なくとも
１回の古地震 室町時代
イベント
山茶碗

深度（cm）

規格化層準

-6

-9

100
110

-15

-4

70
90

110

-14

-3

60
80

-11
-12

50
深度（cm）

規格化層準

-6

100
110

220

120
130
風隙トレンチ（96%信頼範囲）
140
下流側トレンチ（参考値，96%信頼範囲）

150

図 11 風隙・下流側トレンチから得られた炭化木片の年代値（暦年補正値）と風隙
トレンチ堆積物試料連続採取地点（南東壁面の E6 ～ E7 間）で規格化した層準（試図 11．風隙・下流側トレンチから得られた炭化木片の年代値（暦年補正値）と風隙トレンチ堆積
料番号 WG-1 ～ 15）の関係．左側には模式的な柱状図を示した．上図はすべてのデー
物試料連続採取地点（南東壁面の E6 ～ E7 間）で規格化した層準（試料番号 WG-1 ～ 15）の関係．
タを示したもの．下図は 1400 cal BP よりも若い部分を拡大したもの．

左側には模式的な柱状図を示した．上図はすべてのデータを示したもの．下図は 1400 cal BP
よりも若い部分を拡大したもの．

0

WG-1
-2

含有率（%）
1
2

3

風隙トレンチ

0
10
20

-3

30

-4

40

-5

50

-7

70

-8

80

-9

90

-10

100

-11

110

-12

120

-13

130

K-Ah起源

140

-15

150
火山ガラス
重鉱物

DS-1
-2
-3
-4
-5
-6
-7
-8
-9
-10
-11
-12
-13
-14

含有率（%）
1
2

3

下流側トレンチ

0
10
20
30
40
50
60
70
80
90

深 度 （cm）

60

深 度 （cm）

-6

-14

0

100
110
120
130
140

-15
-16

150
160
火山ガラス
重鉱物

図 12 風隙トレンチおよび下流側トレンチの火山灰分析結果．火山ガラス粒子
および重鉱物粒子の含有率の深度変化を示した．試料採取位置については，それ
図 12．風隙トレンチおよび下流側トレンチの火山灰分析結果．火山ガラス粒子および重鉱物粒子
ぞれ図 6 および図 10 参照．
の含有率の深度変化を示した．試料採取位置については，それぞれ図6 および図 10 参照．

風隙トレンチ

WG-1
WG-4
WG-7
WG-10
WG-13

下流側トレンチ

DS-1
DS-4
DS-7
DS-10
DS-13

図 13 風隙トレンチおよび下流側トレンチの花粉分析結果．試料採取位置については，
図 13．風隙トレンチおよび下流側トレンチの花粉分析結果．試料採取位置については，それぞれそれぞれ図 6 および図 10 参照．
図 6 および図 10 参照．