活断層・古地震研究報告，No. 14, p. 39-56, 2014

長良川上流断層帯，八幡断層の完新世における複数回の活動
A record of paleoearthquakes during the Holocene on the Hachiman fault,
Nagaragawa-joryu fault zone, central Japan
粟田泰夫 1・橋本智雄 2・細矢卓志 2
Yasuo Awata1, Tomoo Hashimoto2 and Takashi Hosoya2
1

活断層・火山研究部門（Institute of Earthquake and Volcano Geology, Geological Survey of Japan, AIST, awata-y@aist.go.jp）
2
中央開発（株）（Chuo Kaihatsu Coorporation）

Abstract: The Hachiman fault, a major fault in the Nagaragawa-joryu（upper stream of the Nagara
River）fault Zone is a 21-31 km long, NW-SE striking strike-slip fault in the Mino Mountains, central
Japan. We conducted the first paleoseismic investigation to reveal the recent earthquake events of thefault in stratigraphic sequences. The trench site, located at an offset ridge in the middle of the fault,
exhibits evidence of two faulting events between 7836 BC and present. The horizon of the most recent
event (E1) is definitively indicated by the upward termination of the main rupture zone overline bycolluvium. The penultimate event (E2) is presumed from the flower-structure like disturbance of soil
layers overline by another colluvium. Modeled mean age and 95-percentaile ranges of these events using
OxCal program are 5018 BC and 5418-4616 BC for E2, and 2352 BC and 2630-2061 BC for E1. Theseages yield a mean recurrence interval of 2666 ± 278 years, which is longer than the elapsed time fromthe most recent event to the present. An average recurrence interval including two open intervals before
E2 and after E1 is 3516 years or longer, but not likely longer than 4000 years based on the probabilistic
density function for the major active faults in Japan.
キーワード：八幡断層，長良川上流断層帯，トレンチ調査，古地震履歴，最新活動時期，再来間隔
Keywords: Hachiman fault, Nagaragawa-joryu fault zone, paleoearthquake, most recent event, recurrence
intervalが認められることから，左横ずれ成分を持つ活断層と さ れ て き た（ 活 断 層 研 究 会 編，1991； 岐 阜 県，
1997；中田・今泉編，2001；鈴木・杉戸，2010；鈴木・杉戸編，2010）．
しかし，八幡断層の活断層としての確実性や規模，変位のセンスについては不明確な点も多い．活断層研究会編（1991）では，同断層を確実度Ⅰ～Ⅱで活動度 B 級，長さ 24 km の活断層とし，尾根や谷の左
横ずれ 50～300 m とともに，山地に西側隆起 300 mの高度不連続と，一部の段丘面にも西上がりの高度
不連続を認めている．しかし，より詳しい空中写真
判読を主としたその後の調査研究では，谷の系統的な左屈曲に加えて，尾根や山地斜面の傾斜急変点や明瞭な鞍部地形の連なりを認定しているものの，低断層崖などの鮮明な変動微地形は報告されていない（岐阜県，1997；中田・今泉編，2001；鈴木・杉戸，2010；鈴木・杉戸編，2010）．
活断層としての八幡断層の長さについて，鈴木・杉戸（2010）は確実な区間は 21 km であるものの，多くの部分は位置がやや不明確としている（鈴木・杉戸編，2010；第 1 図）．さらに鈴木・杉戸（2010）

１．はじめに
中 部 日 本 の 美 濃 山 地 に 位 置 す る 八 幡 断 層 は，
NW-SE 走向をもつ長さ約 21～31 km の左横ずれが卓越する活断層である（第 1 図）．本断層の周辺には，同じく NW-SE 走向をもつ阿寺・庄川・濃尾断層帯
や NE-SW 走向をもつ高山断層帯などの規模が大きく活動性の高い活断層帯が多数発達するが，八幡断層は，それら周辺の主要な活断層からは 10～20 km
程度の距離をおいて分布する．この八幡断層は，断層の北部に並走する二日町・那留・大野断層などの長さ 5 km 程度以下の活断層群とともに，大地震を発生させる一つの断層帯（起震断層；松田，1990）と見なされ，長良川上流断層帯と総称されている（地震調査研究推進本部地震調査委員会，2004a）．
八幡断層は，中生代白亜紀の奥美濃酸性岩類が主として分布する西側山地とジュラ紀の美濃帯の堆積岩類を主とする東側山地とを分ける断層である（脇田，1984）．変動地形の観点からは，西上がり 300 mの高度差をもつ断層崖を形成するとともに（活断層研究会編，1991），断層に沿っては谷の系統的な屈曲39粟田泰夫・橋本智雄・細矢卓志

屈曲を示す尾根に伴って形成された鞍部や逆向き崖によって，断層の通過位置を数 m 以内に推定することができる（第 3 図）．逆向き崖に沿って浅い溝状の地形が延びており，その北北西延長上の作業道法面
では厚さ 1 m 程度の黒色土層が堆積した露頭が観察
でき，湧水も認められる．なお，本地点の東側にも，尾根の傾斜急変点と谷の左屈曲から，N-S 走向の副断層が推定される（第 2 図）．
トレンチは，尾根の鞍部から北東側に続く比高 2～3 m 程度の緩やかな逆（西）向き斜面の植林地において，その樹間を選んで，小型のバックホーにより長さ約 8 m・幅約 1.5 m・深さ約 2 m の規模で掘削した（第 3 図）．その結果，基盤の奥美濃酸性岩類とともに後期更新世および完新世の堆積物までを切る
断層群を確認できた．トレンチの平面図を第 4 図，
北側壁面の写真およびスケッチを第 5 および 6 図に，南側法面のスケッチを第 7 図，地質総括図を第 8 図に示す．

および鈴木・杉戸編（2010）は，八幡断層から南東延長部に延びる長さ 10 km の活断層を推定している．
一方，中田・今泉編（2001）では，八幡断層に沿った多くの谷の左屈曲を認めながらも，鈴木・杉戸編（2010）が確実な活断層としたのとほぼ同じ区間を，推定活断層とするに留めている．
このように，八幡断層の第四紀後期の活動性については，主として形成年代が未詳の尾根や谷などの浸食地形を原型とする変動地形から推定されている．
しかし，地質学的な堆積物の変位については，脇田（1984）が第四紀と考えられる崖錐礫層を切る断層露頭を 1 地点で報告しているに過ぎない．このため，2004 年に公表された地震調査研究推進本部地震調査委員会（2004a）による長良川断層帯の長期評価では，「過去の活動に関してほとんど資料が得られていないことから，将来に大地震が発生する長期確率は不明である」とされた．
産業技術総合研究所では，文部科学省からの委託による「平成 24 年度活断層補完調査」の一環として，
長良川上流断層帯の活動性および活動履歴に関する調査を実施した（産業技術総合研究所，2013）．本論
では，このうち，八幡断層の谷多和（たんたわ）地点におけるトレンチ調査によって初めて解明された
完新世における複数回の断層活動の時期について述べる．

2.2 トレンチで認められた層序トレンチで認められた地層は，上位から順に，盛り土（12 層），森林土の最表層（13 層），褐色森林土層（15 層），埋没黒色土層（22～26 層），低位 3 段丘
堆積物（30 層），低位 3 段丘堆積物ないし崖錐堆積物（40 層），崖錐堆積物ないし基盤岩の風化帯（51～52 層）および基盤岩である奥美濃酸性岩類（60 層）に区分できる．なお，以後の記載では，トレンチ壁面での位置を，各壁面の東側からの水平距離と標高632.04 m を基準とした相対高度で示す．たとえば，「N6.9 m/1.4 m」は，北側壁面の水平距離 6.9 m，相対高度 1.4 m の位置である．
12～13 層は，人為的もしくは人為的と推定される乱れが認められる堆積物である．このうち，12 層は，奥美濃酸性岩類の角礫からなる，2004 年度の作業道
建設に伴う盛り土である．13 層は，未分解の落葉および枝などからなる厚さ 10 cm 程度以下の堆積物であり，森林土の最表層である．15 層は，淡緑灰色を呈する，厚さ 20～30 cm 程度の森林土であり，少量の奥美濃酸性岩類の礫を含む．礫は，本層の基底付近に分布することが多く，これは林業に伴う表土の攪乱の結果と推定される．北側壁面では 15 層は広く分布するが，南側壁面の東半部では下位の 22 および23 層との区分が困難であることから，第 7 図では，それらを一括して 15～23 層として示した．
22～26 層は，トレンチ西半部では最大厚さ約 1.5 mに及ぶ腐植質黒土層からなり，東に向かって急に厚さを減じるとともに，礫質になる地層群である．この地層群は，下位ほど黒色を呈し，中部および上部に挟まれる砂礫含有部によって上位から順に，22 層，
23 層，24 層，25 層および 26 層に区分できるが，各層の境界はやや不鮮明である．また，この地層群は，全体として緩やかに西に傾斜するとともに，上位層

２．谷多和地点におけるトレンチ調査
2.1 調査地点の概要
谷多和地点は，八幡断層のうち変動地形が比較的に明瞭な断層主部のほぼ中央にあって，郡上市大和町落部谷多和地内に位置する．
第 2 図に示すように，同地点付近では断層の走向は N10～15˚W 程度であり，八幡断層の主部における一般的な走向である約 N30˚W に比べてやや南北方向に転じている．断層の西側は標高 1000 m 程度に至る
急峻な山地で，奥美濃酸性岩類の凝灰岩類と石英斑
岩 か ら 構 成 さ れ る（ 脇 田，1984 お よ び 岐 阜 県，1997）．東側の山地は標高約 600～650 m の定高性のある稜線高度を持ち，河谷による開折がやや進んだ山地で，主に美濃帯の砂岩やチャートが混在する泥岩 か ら 構 成 さ れ る（ 脇 田，1984 お よ び 岐 阜 県，1997）．急峻な山地から東に流れ下る落部谷川支流の谷に沿っては，その中～下流に低位 2 および低位 3段丘面（産業技術総合研究所，
2013）が発達している．
八幡断層に沿っては，尾根の傾斜急変点や断層鞍部が連続して分布し，尾根線および尾根が 100～150 m
程度以下の系統的な左屈曲を示す（産業技術総合研究所，2013）．
谷多和地点は，脇田（1984）が第四紀の崖錐礫層を切る断層を報告した露頭の約 300 m 北に位置している（図 2）．この地点では，60～70 m 程度の左ずれ

40

長良川上流断層帯，八幡断層の完新世における複数回の活動

ほど東に分布が広がっている．北側壁面では，トレンチ東半部の N3～4 m 付近以東には 22～26 層が分布しない．また南側壁面では S2～3 m 付近以東には少なく 24～26 層が分布せず，上述のように 22 および 23 層も，上位の 15 層との区別が困難になる．
22 層は，厚さ約 15～30 cm で暗青灰色の腐植質黒色土層である．北側壁面の N3 m 付近では，本層の黒色土層が 40 層上部の砂礫層中にくさび状にせん滅するようにも見えるが，その境界は極めて不鮮明であり，両層の詳しい関係は不明である．
23 層は，厚さ約 15～30 cm で緑灰色の，奥美濃酸性岩類の細角礫を少量含む，砂混じり腐植質黒色土層である．礫の含有量は西に向かって次第に少なくなり，北側壁面の N7.5 m 付近以西および南側壁面のS7.0 m 付近以西には本層は分布しない．
24 層は，厚さ 15～50 cm 程度で青黒色の腐植質黒色土層である．トレンチの西端付近では，下位の 25
層を欠いて，本層が直接に 26 層を覆っており，層厚を増している．
25 層は，厚さ約 10～30 cm で緑灰色の，奥美濃産岩類の細角礫を少量含む，砂混じり腐植質黒色土層である．東部では中礫サイズの礫も含んでいるが，礫の含有量は西側に向かって少なくなる．南側壁面
では，S7.6 m 付近以西には本層が分布しない．
26 層は，厚さ約 15～30 cm で青黒色の腐植質黒色土層であり，少量の礫を含む．下位の 30 層を覆う北側壁面の N7 m 付近以西および南側壁面の S6 m 付近
以西では，本層基底付近の厚さ 10～15 cm の部分では下位に向かって礫の含有量が多くなる．なお，北側壁面の N4.5 m 以東では，上位の 25 層に特有の砂礫混じりの黒色土と 26 層に特有の砂礫を欠いた黒色
土とがパッチ状に混在し，両層の区別は困難である．
このため，第 6 図の N4.5 m 以東では，それらを N26層として一括して示した．
30 層は，トレンチの西部に分布し，弱い水平のラミナが発達する灰白色の礫層である．礫は主として中礫サイズの奥美濃酸性岩類からなり，基質に乏し
い．本層は，低位 3 段丘堆積物の一部に相当すると推定される．
40 層は，砂・シルトおよび奥美濃酸性岩類の角～亜角礫からなる，明黄褐色で，弱成層～塊状の砂礫層である．このうちトレンチ西半部に分布する本層は，最大厚さ 1 m 程度以上で，見かけ上西に 10～
15˚ 程度で傾斜する弱い層理が発達している．一方，
トレンチ東半部に分布する本層は，厚さ 40～50 cm程度以下であり，下位層を覆って全体として西に傾斜した分布を示す．下位の 51 層との境界は不明瞭で漸移的である．
51 層および 52 層は，トレンチの東部に分布し，基盤の奥美濃酸性岩類の風化部と，それに由来する
崖錐性堆積物からなると推定される．51 層は，砂・シルトを含む奥美濃酸性岩類の角～亜角礫からなる，

淡黄色で塊状の淘汰の悪い礫層であり，見かけ上西に 20～30˚ 程度で傾斜する極めて弱い層理～節理が発達している．52 層は，砂・シルトを含む奥美濃酸性岩類の角～亜角礫からなる，灰白色での礫層であり，無層理もしくは見かけ上西に 40˚ 程度傾斜する
弱い層理が発達している．51 層と 52 層の境界，およびそれらの地層と下位の 60 層との境界は漸移的であり，一部では区分が困難なこともある．
最下位の 60 層は，奥美濃酸性岩類からなる基盤岩であり，断層帯によって破砕された，やや風化した
白色～黄褐色の斑岩からなる．概ね水平の節理が発達しているが，北側壁面の N2～3.5 m 付近に分布する本層には，見かけ上西に 40˚ 程度傾斜する節理が認められる．
2.3 トレンチで認められた断層構造
トレンチの中央付近から東側にかけて，幅 3～4 m程度の断層帯が認められた．この断層帯は，その南西端に沿った主断層帯である F-1 断層帯と，北東側の F-2～6 断層などからなる副断層群に大きく区分できる（第 4，6 および 7 図）．
トレンチで観察された断層の走向は，約 N50～
70˚W であり，谷多和地点付近の八幡断層の一般的走向（N10～30˚W 程度，第 2 および 3 図）に対して主断層帯で 30˚ 程度，副断層群で 40˚ 程度，反時計回りに大きく斜交しており，全体としては「ミ」型の配列を示す．また，それらの断層は，いずれも高角度で開口成分を伴う．これらのことから，トレンチで観察された断層群は，八幡断層の活動によって左横ずれさせられた尾根の背後に生じた伸張性の雁行断裂群と考えられる．
断層帯は，逆向きの低崖を伴う断層鞍部の地形と調和的に，全体としては西側が相対的に低下する上下変位を示し，基盤岩である 60 層の上面には約 2.5 m
以上の西側が相対的に低下する高度差が認められる．
また，40 層および 24～26 層の分布も，トレンチ壁面の東側では，副断層群から主断層帯である F-1 断層帯に向かって傾き下がるとともに，F-1 断層帯を挟んで西側が 10～30 cm 程度高くなっている．このように，断層帯は全体として，主断層と副断層で挟まれたブロックが西に傾動しつつ低下する変形も伴っている．
（1）主断層帯
主 断 層 帯 で あ る F-1 断 層 帯 は， 幅 約 30～60 cm，
一般走向が N56˚W で概ね垂直の傾斜を示す断層帯である．断層帯の内部には，24～26 層および 40～52層に由来すると推定される堆積物が巻き込まれており，腐植質黒色土を主体とする fa 相と乱された砂礫を主体とする fb 相とが認められる．トレンチ底面の40 層中に観察された断層は，最大幅約 15 cm の開口を伴い，その内部は砂礫混じり腐植質土からなる fa
相に充填されている．

41

粟田泰夫・橋本智雄・細矢卓志

北側壁面の F-1 断層帯は幅 40～60 cm で，その西縁に沿って腐植質黒色土が卓越する fa 相からなる幅
10 cm 程度の剪断帯が発達している．また，断層帯の東縁はやや凹凸に富んでおり，24～26 層は高角度でオーバーハングして断層帯中の fb 相に接している．主断層帯は，24 層までを確実に切っており，23層のやや細礫に富んだ基底部に覆われると推定される．ただし，断層帯と周囲の地層との境界はやや不鮮明である．断層帯に直接する周囲の地層には小断層や引きずりによる変形は認められない．しかし，断層帯の東側 1 m 程度以内の範囲では 24～40 層が西に急傾斜する分布を示し，このうち 26 層は黒色土と砂礫混じりの部分とがパッチ状に混在する乱れた様相を示す．また，断層を挟んで，24 層の基底や 40層の上限は東側が見かけ上 10～30 cm 程度低くなっている．
南側壁面の F-1 断層帯は，上部では幅数～20 cm で，下部に向かって幅が広がる不規則な形状の高角度の剪断帯である．断層帯の東縁は，とくに凹凸に富んでおり，その下半部では 26 層および 40 層がオーバーハングして断層帯と接している．F-1 断層帯は，25層までを確実に切り，さらに 24 層を切って 23 層に覆われると推定される．断層帯に接する周囲の地層には，明確な小断層や引きずりによる変形は認められない．ただし，断層帯の西側近傍（S4.2～4.8 m/0.8～1.4 m）では，40 層上部の砂礫層が上方に凸の花弁状の見かけをもつ伸張性の断裂によってブロック状に分断され，26 層の腐植質黒色土と混在する現象が認められる．この 40 層と 26 層に見られる堆積構造の乱れは，上位の 25 層には及んでいない．また，断層帯の東側 1 m 程度以内の範囲では 24～40 層が西に急傾斜する分布を示す．断層帯を挟んで，24 層の基底～40 層の上限は東側が見かけ上 10～40 cm 程度低くなっている．
（2）副断層群
副断層群は，壁面での見かけ上，F-1 断層の東側
約 1.5～2 m より東側に分布する断層帯である．N60～70˚W 程度の走向で垂直～東に高角度で傾斜した，開口を伴う多数の断層群からなる．断層の多くは，
崖錐堆積物である 40 層を切っているが，一部の断層の変位は 40 層には及んでいない．副断層帯では，顕著な開口成分をもつ断層として，西側から順に F-2，3，
4，5 および 6 断層帯が認められる．
F-2 断層は，南側壁面にのみ認められる．本断層は，基盤岩である 60 層とその風化部ないし崖錐堆積物である 52 層および 51 層までを切るが，40 層に覆われると推定される．
F-3 断層は，北側壁面にのみ認められる．本断層は，基盤岩である 60 層を切り，その変位は 51 層の下部に及んでいると推定できるが，40 層には及んでいな
い．
F-4 断層は，南側壁面にのみ認められる．本断層は，

52 層までを確実に切り，その変位は 40 層にも及んでいると推定されるが，22～23 層とした砂礫層に覆われている．
F-5 断層は，副断層群の中で最も規模が大きく，基盤岩である 60 層中では幅約 20～30 cm の断層帯を形成しており，N65˚W 走向で傾斜はほぼ垂直である．
北側壁面では，F-5a 断層と F-5b 断層に挟まれた断層
帯の東半部は，塊状で淘汰の悪い乱れた砂礫（fb 相）に充填されている．その上方では，F-5a 断層の東側に，
見かけ上西に傾いた最大幅約 50 cm の花弁状構造を示す断層群ないし断裂群を伴っている．F-5a 断層を含む断層帯の東半部は，少なくとも 40 層の下半部までを切っている．また，北側壁面の F-5b 断層と F-5c
断層に挟まれる断層帯の西半部は幅 10～15 cm の基盤岩である 60 層の破砕帯（fc 層）が認められ，この断層帯は 40 層に覆われている．南側壁面においても，
F-5 断層は 52 層を切るものの，40 層に覆われていると推定される．
F-6 断層は，北側壁面にのみ認められる．本断層は，基盤岩である 60 層の上面に漏斗状の上に開いた窪み（N0.5～1.4 m 付近）を伴っており，その窪みは 40 層に充填されている．F-6 断層は，40 層の基底を切っており，同層の中・上部には変位が及んでいないと推定できる．
2.4 地層の年代（1）放射性炭素同位体年代の測定
トレンチ壁面の 15～26 層の黒色土および断層帯に挟まれた腐植質土から採取した 34 試料について，Beta Analytic Inc. に依頼して AMS 法によりバルク有機炭素の 14C 年代測定を行った．北側壁面の N6.9 m
付近では，15 層から 26 層までの各層から厚さ 5 cm
刻みで連続サンプル 23 試料（試料番号：TTN1-701～723）を採取し，そのうち 12 試料の年代を測定した．
また，15～26 層から採取した 17 試料，および断層帯から採取した試料 5 試料について測定した．第 1
表に，年代測定結果および OxCal プログラム（Bronk
Ramsey, 2009）を使用した IntCal13 較正曲線（Reimer
et al., 2013）に基づく較正年代（95 % 信頼区間の全区間）と，その確率密度分布から計算された平均値
および標準偏差（1 σ）を示す．
年代測定試料はいずれも腐植質土に含まれる有機質堆積物であることから，再堆積や生物擾乱による影響も考えられた．このため，第 9 図において各層ごとの層序関係と試料の 14C 年代を比較した．比較では，まず，北側壁面の N6.9 m 付近における連続試料（TT1N-700 番台）の採取層準を 26 層基底から地表までの高度で規格化して表示した．次いで，その他の測定試料の位置を各層内ごとに相対高度で対比して表示した．この結果，N6.9 m 付近の連続試料は，
26 層から採取した 1 試料を除いて，残りの 11 試料の年代値には層準との逆転が認められなかった．ま42

長良川上流断層帯，八幡断層の完新世における複数回の活動

た，層位関係が明瞭な北側壁面の N5.8 m 付近から採取した連続試料のうちの 3 試料（TT1N-511, 513 および 516；図 6），南側壁面の S6.9 m 付近から採取した連続試料のうちの 4 試料（TT1S-706, 710, 717 および721; 図 7）の年代値についても，試料採取位置ごとには層準との逆転が認められなかった．さらに，22，
24 および 26 層の黒色土層から採取した試料については，各層内では相対的な分布高度と年代値との関係が一部で逆転するものの，地層間の比較でみると，各層に含まれる試料群が示す年代幅には逆転や重複が認められず，加えて，地層間の年代幅には間隙が少ない（第 9 図）．しかし，23 および 25 層の試料が示す年代値は，それぞれ直下の 24 および 26 層が示す年代幅と重複している．
以上のことから，各試料の較正年代の平均値に基
づ く と，22 層 は 1158 BC～2090 BC 頃，24 層 は2628 BC～4769 BC 頃，26 層は 5423 BC～7617 BC 頃の年代試料を含み，相互に大きな時間間隙がなく連続して堆積したものと推定できる．一方，23 層は2883 BC～4764 BC，25 層は 6928 BC の年代を示す試料を含むことから，それぞれが下位の地層，とくに直下の地層に由来する再堆積物を多く含み，比較的に短期間のうちに堆積したものと推定できる．
また，F-1 断層帯から採取した 5 試料のうち，4 試料の 14C 年代は 2883 BC～4001 BC と 24 層が示す年
代幅と重複している．また，残りの 1 試料の年代は5592 BC であり，概ね 24 層と 26 層が示す年代幅の境界付近に相当する．このことから，F-1 断層帯に挟まれる黒色土は，その大部分が 24 層に由来すると推定する．
（2）火山灰の分析
26 層より下位の地層では，放射性炭層年代測定に供せる試料が発見できず，また目視できる火山灰層
も 挟 ま れ て い な か っ た． こ の た め， 北 側 壁 面 のN3.7 m 付近の 40 層，51 層および 52 層から 5 cm 刻みで採取した堆積物の連続試料：15 試料（第 6 図のTT1N-T1～15）を（株）古澤地質に依頼して粒子組
成分析および火山ガラスの屈折率測定を行った．その結果を第 10 図に示す．
分析した各試料には，最上部から最下部までのすべての層準にバブルウオール型で水和が良好な火山
ガラスが多く含まれ，その屈折率は 1.496～1.500 程
度のものを主体とする．これらの火山ガラスは，形態および屈折率から約 2.6～2.9 万年前の姶良 Tn 火
山灰（AT；町田・新井，2003）に由来すると判断される．また，40 層の最上部に当たる TT1N-12～15 の3 試料には，バブルウオール型であるが水和が不良で，屈折率が 1.510～1.515 程度火山ガラスが少量含まれる．この火山ガラスは，約 7 千 2 百年前の鬼界
アカホヤ火山灰（K-Ah；町田・新井，2003）に由来すると判断される．なお，重鉱物として普通角閃石
および斜方輝石が微量に含まれるが，特定の火山灰層には対比できなかった．
火山灰分析の結果から，40，51 および 52 層は後期更新世末の AT 降下時以降の堆積物であると判断できる．40 層の最上部からは K-Ah に由来する火山
ガラスも検出されたが，それよりも上位の 26 層の
14
C 年代がいずれも K-Ah より古い年代を示す．したがって，それらの K-Ah に由来する火山ガラスは 40層の堆積後に上位層から混入したものと考えられる．
2.5 断層の活動時期と再来間隔の検討（1）断層活動イベントの層準
谷多和トレンチでは，断層と地層との切り合い関係と，腐植質黒色土層中に挟まれる砂礫質の堆積物の存在から，以下の断層活動イベントの層準が認められた（第 6 および 7 図）．
イベント E1：F-1 断層帯は，腐植質黒色土層である 24 層を確実に切り，砂礫混じりの腐植質黒色土層である 23 層に覆われると推定される．したがって，断層の最新活動時期は 24 層堆積より後～23 層堆積より前である．断層を覆う 23 層は，東側の逆向き低断層崖に分布する 40～60 層に由来すると推定される
細礫サイズの角礫を混入し，礫の粒径や含有量は西に向かって小さくなり，層厚も西に向かってせん滅する．また，同層から採取した試料の 14C 年代は下位の 24 層の 14C 年代幅と重複する（第 9 図）．これらの特徴から，23 層は，東側の逆向き低断層崖からもたらされた崩積堆積物であり，最新の断層活動に伴うイベント堆積物と推定できる．主断層帯である
F-1 断層の活動は 23 層および上位層に及んでいないことから，このイベント E1 が八幡断層の最新活動であったと判断できる．
イベント E2：22～26 層の腐植質黒色土層のうち，下部に挟まれる 25 層は，上述の 23 層と同様に 40～
60 層に由来する細礫サイズの角礫を混入し，礫の粒径や含有量は西に向かって小さくなり，分布も西に向かってせん滅する．また，25 層から採取した試料の 14C 年代は，下位の 26 層の 14C 年代幅と重複する（第9 図）．これらの特徴から，25 層も，東側の逆向き低断層崖からもたらされた崩積堆積物に由来する腐植質黒色土層であり，一つ前の活動に伴うイベント堆積物と推定できる．また，南側壁面の F-1 断層帯の西側において 26 層と 40 層上部に認められる花弁状構造を呈する堆積層の乱れは，この断層活動に伴う変形構造の可能性がある．以上のことから，25 層堆積より前～26 層堆積より後に八幡断層の 1 つ前の活動があったと推定できる．
イベント E3，4 および 5：断層の西側に厚く堆積する腐植質黒色土である 22～26 層群中には，23 層
および 25 層の 2 層準にのみ断層活動に伴う崩積堆積物と考えられる堆積物が挟まれている．したがって，
イベント E2 より前の断層活動は，26 層堆積より前に起ったと推定される．副断層群の一部には，40 層

43粟田泰夫・橋本智雄・細矢卓志

堆積中もしくはそれ以前に活動を停止している断層があり，イベント E2 より前にも複数回の断層活動を推定することができる．
北側壁面の N0.6～0.8 m/1.3 m 付近では，F-6 断層の複数の小断層が 40 層の下部を切り，同層の中・上部のラミナには変位を与えていないと推定される（イベント E3）．また，北側壁面の N2.1 m/0.7 m 付近では F-5c 断層が 51 層を切って 40 層に覆われていると推定され，南側壁面の S1.7 m/1.2 m 付近では F-2 断層が 51 層を切って 40 層に覆われている（イベント
E4）．さらに，北側壁面の N2.6 m/0.4 m 付近では F-3断層が，南側壁面の S2.3 m/0.5 m 付近では F-2 断層から派生する断層が，それぞれ 51 層の下部を切っているものの同層上部のラミナには変位が及んでいな
いと見られる（イベント E5）．
ただし，これらのイベントを認定した層準では，堆積物の連続性の欠如が考えられることから，それぞれの層準ごとに少なくとも 1 回の断層活動が生じたとしか言えない．また，イベント E3 が二つ前の活動を含むかどうかも不明である．
（2）断層活動の年代と再来間隔トレンチで認められた最新活動（E1）と一つ前の活動（E2）については，黒色土層群に挟まれる 14C
年代（第 1 表）に基づいた詳しい活動時期の検討が可能である．これら二つの断層活動の年代と再来間隔を高精度で解明するために，OxCal プログラムにより層序関係を利用したベイズ解析（Bronk Ramsey,2009）を行った．解析にあたって，崩積堆積物と考えられる 23 層および 25 層から採取した試料については，それらが示す 14C 年代は試料が地層中に堆積した年代よりも有意に古いと考え，解析モデルから除外した．また，15，22，24 および 26 層の各層の試料群には，地層間には層序関係があるものの，各地層内の試料については層序関係が不明として扱った．F-1 断層帯に取り込まれた試料については，24
層よりわずかに古い年代を示す 1 試料（TT1N-11）を除いて，24 層中の試料とともにイベント E1 の年代の下限を拘束するものとした．さらに，イベント
E2 を覆う 24 層中の試料のうち TT1N-710 が示す年
代は，それを解析モデルに含めた場合にモデルとの一致指数が 17.9% と低かったため，同試料を解析モ
デルから除外した．
第 11 図および第 2 表に解析結果を示す．活動イベ
ント E1 の年代は，95 % 信頼区間の幅で 2630 BC～
2061 BC，平均で 2352 ± 161 BC であった．活動イベ
ント E2 の年代は，95 % 信頼区間の幅で 5418 BC～
4616 BC，平均で 5018 ± 237 BC であった．また，両イベントの再来間隔は 95 % 信頼区間の幅で 2125～
3214 年，平均は 2666 ± 278 年であった．

３．議論
八幡断層のほぼ中央に位置する谷多和地点でのト
レ ン チ 調 査 に よ っ て， 同 断 層 の 最 新 活 動（2352 ± 161 BC）と一つ前の活動（5018 ± 237 BC）の時期が高精度で明らかになり，両活動の再来間隔が2666 ± 278 年と求まった．しかし，この再来間隔は最近 2 回の活動による 1 サイクルの間隔に過ぎず，活動間隔にはばらつきがあることから，その値を八幡断層の多数回のサイクルにわたる平均的な再来間隔であるとはみなし難い．
第 12 図に示すように，最新活動から 2014 年現在
までの経過時間は 4366 年であり，最新から次回の活動まで再来間隔はそれより長くなる．この開区間を含めた一つ前の活動から次回の活動までの 2 サイク
ルの平均再来間隔は 3516 年以上と求まる．また，26層の中には最近 2 回の断層活動がもたらしたような崩積堆積物は認められないことから，二つ前の断層
活動は 26 層の堆積開始時（7836 ± 259 BC；第 11 図）より前に起こったと推定できる．この場合，2 つ前から次回の活動までの 3 サイクルの平均再来間隔は3283 年以上と求まる．これらのより長期間の平均再来間隔に比べると，トレンチで認められた最近 2 回の活動の間隔は 8 割程度以下と短い．
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2001）は，日本の代表的な活断層における多数サイクルの活動履歴を統計的に検討し，再来間隔の確率密度分布を
BPT モデルで近似してばらつきを α = 0.24 と求めている．この確率分布モデルによれば，再来間隔が平均値の 0.8 倍よりも短い事象が発生する確率は約21 % であり，再来間隔の確率密度分布の 95 % 信頼
区間は平均値の約 0.7～1.4 倍の範囲と計算できる．
このことから判断すると，八幡断層の長期的な平均活動間隔は，最近 2 回の活動の間隔である 2666 年より長い可能性が大きいものの，4000 年程度より長い
可能性は小さいと考えられる．いずれにしても，最新活動からの現在までの経過時間は，それらの平均
活動間隔と同程度もしくはより長いことになる．
八幡断層の周辺には，平均変位速度がより大きい
活断層帯が多数存在する（第 1 図）．古地震調査で確認されたそれらの活断層帯の平均再来間隔は，阿寺断層帯の主部南部では 1 千 7 百年，主部北部では 1
千 8 百年～2 千 5 百年，庄川断層帯では 3 千 6 百年
～6 千 9 百年，濃尾断層帯の温見断層では 2 千 2 百～2 千 4 百年，同断層帯の主部では 2 千 1 百～3 千 6百年とされる（地震調査研究推進本部地震調査委員会，2004b，2004c および 2005）．八幡断層は，それらの活動性の高い活断層帯と同程度の再来間隔を持もつ可能性が大きいにもかかわらず，断層に沿った変動地形，とりわけ変動微地形は相対的に不明瞭である．これは，八幡断層が横ずれ変位の卓越する活断層であり，平均変位速度の上下成分は変動微地形

44

長良川上流断層帯，八幡断層の完新世における複数回の活動が長期間にわたって保存されるほどに大きくないことが一因と考えられる．また，八幡断層の大部分が急峻な山地斜面を通過していることから，大きな地形起伏量をもたらした早い浸食速度が活断層の地形学的な検知限界を低くしていること（金田，2006）
も考えられる．
しかし，東郷・佐藤（1988）は，活断層による谷の屈曲量と上流部分の長さの比（横ずれ谷屈曲率）
が平均変位速度に比例するとの仮説（松田，1975）に着目して，八幡断層のそれは，阿寺断層帯や濃尾断層帯などの A 級活断層のものと変わらないことを報告している．浸食速度が大きい山間部の横ずれ活断層の検出や活動度の評価にあたっては，変動微地形とともに，長期間保存されやすい規模の大きな変動地形にも着目する必要がある．

町田 洋・新井房夫（2003）「新編火山灰アトラス」．
東京大学出版会，336p．
松田時彦（1975）活断層としての石廊崎断層系の評
価．1974 年伊豆半島沖地震災害調査研究報告，
121-125．
松田時彦（1990）最大地震規模による日本列島の地
震分帯図．地震研究所彙報，65，289-319．
中田 高・今泉俊文編（2002）「活断層詳細デジタ
ルマップ」．東京大学出版会，DVD-ROM 2 枚，
60p．付図 1 葉．
Reimer, P. J., Bard, E., Bayliss, A., Beck ,J. W., Blackwell,
P. G., Bronk Ramsey, C., Buck, C. E., Cheng, H.,
Edwards, R. R., Friedrich, M., Grootes, P. M.,
Guilderson, T. P., Haflidason, H., Hajdas, I., Hatté, C.,
Heaton, T. J., Hoffmann, D. L., Hogg, A. G., Hughen,
K. A., Kaiser, K. F., Kromer, B., Manning, S. W., Niu,
M., Reimer, R. W., Richards, D. A., Scott, E. M.,
Southon, J. R., Staff, R. A., Turney, C. S. M., van derPlicht, J. (2013) IntCal13 and Marine13 radiocarbon
age calibration curve 0-50,000 years cal BP,
Radiocarbon, 55, 1869-1887．
産業技術総合研究所（2013）長良川上流断層帯の活動性および活動履歴調査．「活断層の補完調査」
成果報告書，H24-3，31p．http://www.jishin.go.jp/
main/chousakenkyuu/tsuika_hokan/h24_naga.pdf（2014 年 8 月 3 日参照）
鈴木康弘・杉戸信彦（2010）1:25,000 岐阜県活断層
図解説書．岐阜県，104p．
鈴木康弘・杉戸信彦編（2010）1:25,000 岐阜県活断層図．岐阜県，138p．
東郷正美・佐藤 豊（1988）横ずれ谷地形を用いた
活断層の活動度評価について．法政大学多摩研究報告，3，41-60．
脇田浩二（1984）八幡地域の地質．地域地質研究報
告（5 万分の 1 地質図幅），地質調査所，89p．
吉岡敏和・粟田泰夫・下川浩一・杉山雄一・伏島祐
一郎（2005）全国主要活断層活動確率地図及び説明書．構造図 14，産業技術総合研究所地質調
査総合センター，127p.

謝辞 谷多和トレンチの調査にあたっては，岐阜県森林公社から植林地での調査の許可をいただき，現地での調査には（株）中央開発の伊藤太久氏および八木達也氏が作業に加わった．これらの機関および方々に感謝申し上げる．
文

献Bronk Ramsey, C. (2009) Bayesian analysis ofradiocarbon dates. Radiocarbon, 51, 337-360．
岐阜県（1997）平成 8 年度 地震関係基礎調査交付金
長良川上流断層帯に関する調査 成果報告書．
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2001）長期的な地震発生確率の評価手法について．46p.
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2004a）長良川上流断層帯の長期評価について．10p．
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2004b）庄川断層帯の長期評価について．23p．
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2004c）阿寺断層帯の長期評価について．48p．
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．49p．
金田平太郎（2006）横ずれ活断層の地形学的検知限界と地形起伏．月刊地球，号外，54，78-84．
活断層研究会編（1991）「新編日本の活断層－分布図と資料－」．東京大学出版会，437p．

（受付：2014 年 8 月 4 日，受理：2014 年 10 月 2 日）

45

粟田泰夫・橋本智雄・細矢卓志

第 1 表．トレンチから採取した試料の 14C 年代．試料はすべて有機質堆積物であり，Beta Analytic Inc.
によって AMS 法で年代測定された．各試料の較正年代については，OxCal により確率密度分
布から求めた 95 % 信頼区間と平均値を示す．較正曲線は IntCal13 データセットを使用．
Table 1. Radiocarbon ages from the Tantawa trench. All samples are organic sediments．Ages are obtained by
AMS analysis at Beta Analytic Inc. 95 % confidence ranges and mean for ages are derived from theprobability distribution function using Oxcal program. Calibration curve is IntCal13.
採取位置

層準

試料名

測定機関	
 ID	
 No. 14C年代（yBP）(conventional)

較正年代（unmodelled,	
 BC/AD）(95%,全区間)

平均±1σ

N	
 6.9/1.50

13層

TT1N-723

Beta- 344061

1540 ± 30

426

588

504 ± 48N	
 6.9/1.40

22層

TT1N-721

Beta- 340039

2950 ± 30

-1260

-1051

-1158 ± 51

N	
 4.6/1.70

22層

TT1N-23

Beta- 341666

3510 ± 30

-1918

-1748

-1829 ± 47

N	
 3.3/1.85

22層

TT1N-18

Beta- 340030

3100 ± 30

-1431

-1283

-1358 ± 43N	
 6.9/1.35

22層

TT1N-720

Beta- 340038

3700 ± 30

-2199

-1981

-2090 ± 49N	
 5.8/1.50

22層

TT1N-516

Beta- 341669

3470 ± 30

-1884

-1695

-1798 ± 53

N	
 6.9/1.25

23層

TT1N-718

Beta- 341673

4260 ± 30

-2921

-2762

-2883 ± 37N	
 6.9/1.20

23層

TT1N-717

Beta- 341672

4790 ± 30

-3645

-3521

-3572 ± 41N	
 5.8/1.35

23層

TT1N-513

Beta- 341668

4810 ± 30

-3652

-3525

-3580 ± 41N	
 6.9/1.15

23層

TT1N-716

Beta- 340037

5280 ± 30

-4232

-3996

-4120 ± 65

N	
 5.0/1.40

23層

TT1N-26

Beta- 340033

5900 ± 30

-4837

-4713

-4769 ± 35N	
 4.4/1.55

23-24層TT1N-17

Beta- 340029

3780 ± 30

-2296

-2060

-2207 ± 56

N	
 4.6/1.45

24層

TT1N-6

Beta- 341665

4070 ± 30

-2851

-2491

-2628 ± 93N	
 6.9/1.10

24層

TT1N-715

Beta- 340036

5670 ± 30

-4583

-4448

-4501 ± 34N	
 5.8/1.45

24層

TT1N-511

Beta- 341667

5760 ± 30

-4701

-4535

-4613 ± 46

N	
 6.9/0.85

24層

TT1N-710

Beta- 340035

6580 ± 30

-5611

-5480

-5531 ± 34N	
 6.9/0.70

25層

TT1N-707

Beta- 341671

8010 ± 40

-7062

-6776

-6928 ± 82

N	
 6.9/0.65

26層

TT1N-706

Beta- 340040

8280 ± 40

-7468

-7185

-7333 ± 84

N	
 6.9/0.60

26層

TT1N-705

Beta- 341670

8600 ± 40

-7721

-7567

-7617 ± 39N	
 4.4/1.05

26層

TT1N-20

Beta- 340031

7130 ± 30

-6061

-5926

-6008 ± 29N	
 6.9/0.40

26層

TT1N-701

Beta- 340034

8560 ± 40

-7634

-7528

-7581 ± 24N	
 4.7/1.40

F-1断層帯 TT1N-14

Beta- 340028

4850 ± 30

-3702

-3536

-3636 ± 43N	
 4.8/1.05

F-1断層帯 TT1N-9

Beta- 340027

5190 ± 30

-4044

-3960

-4001 ± 31N	
 4.8/0.55

F-1断層帯 TT1N-11

Beta- 344060

6670 ± 30

-5640

-5537

-5592 ± 28

底面

F-1断層帯 20121107

Beta- 341678

4120 ± 30

-2866

-2579

-2718 ± 85

底面

F-1断層帯 TT1B-1

Beta- 344062

4260 ± 30

-2921

-2762

-2883 ± 37

S	
 6.9/1.50

22層

TT1S-721

Beta- 341677

3610 ± 30

-2110

-1889

-1972 ± 45

S	
 6.9/1.30

24層

TT1S-717

Beta- 341676

4890 ± 30

-3712

-3637

-3675 ± 24

S	
 5.2/1.40

24層

TT1S-509

Beta- 340042

5510 ± 30

-4449

-4274

-4365 ± 37

S	
 6.9/1.00

26層

TT1S-710

Beta- 340041

6460 ± 30

-5481

-5368

-5423 ± 34

S	
 3.6/1.40

26層

TT1S-12

Beta- 341674

6690 ± 40

-5674

-5529

-5607 ± 37

S	
 6.9/0.80

26層

TT1S-706

Beta- 340040

8280 ± 40

-7468

-7185

-7333 ± 84

S	
 4.7/1.05

26層

TT1S-24

Beta- 340032

6970 ± 30

-5974

-5756

-5853 ± 49

S	
 3.9/0.90

26層

TT1S-14

Beta- 341675

7550 ± 40

-6473

-6271

-6416 ± 37

第 2 表．谷多和トレンチで明らかになった八幡断層の活動時期．イベント年代および再来間隔の平均値と標準偏差は，OxCal プログラムによる．
Table 2. Ages of faulting events on the Hachiman fault, at the Tantawa trench site. Ages and single standard deviations
are derived from the probability distribution function using Oxcal program.

イベント
E1

95%

イベントの年代	
 （BC/AD）
68%
95%
平均値±1σ-2630 -2513 -2150 -2061

95%-2352 ± 161
2125

E2

-5418 -5346 -4703 -4616

再来間隔	
 （yr）
68%
95%
平均値±1σ-5018 ± 237

46

2364

2975

3214

2666 ± 278

長良川上流断層帯，八幡断層の完新世における複数回の活動

0

30 km

庄川

A 級活断層B 級活断層

大日岳

F

高山

F
長良

F

川上

尾

濃

流

層
断
町
日
二

F

烏帽子岳

図の範囲

阿

寺

F

岐阜

那
留
断

層
断
野
大

川→
長良

35°50’

層

谷多和地点（第 2 図）

層

断

幡

八

郡上市

活断層（ケバは低下側）

川→
長良

活断層（位置が不明確）
推定活断層
0

5

10 km

137°00’

第 1 図．長良川上流断層帯と谷多和トレンチ地点の位置図．長良川上流断層帯は，
八幡，二日町，大野および那留断層から構成される．活断層の分布は鈴木・杉戸編（2010）による．ただし，索引図の活断層は吉岡ほか（2005）による．
Fig. 1. Location of Tantawa trench site on the Hachiman faut, in the Nagarakawa-joryu fault
zone. The Nagaragawa-joryu fault zone consists of the Hachiman, Futsukamachi,
Ono, and Naru faults. Active faults are from Suzuki and Sugito ed. (2010), except
for those in the index map from Yoshioka et al. (2005)．

47

粟田泰夫・橋本智雄・細矢卓志- 27250.000000

L3

L2

L2

L3

650

750

800

850

550

700

600

L2

- 19000.000000

200 m- -27000
27000.000000

L3
L2
550

- 19250.000000

L2

L2

L2

- 19500.000000

70

800

0

55

L3

断層

850

八幡

600

750

0

650

谷多和地点（第 3 図）

L3

90

0

0

50

- -19500
19500.000000

L3

左屈曲，60-70m 程度

500

L3

- 19250.000000- -19000
19000.000000

100- -27500
27500.000000

00- 27750.000000

55- -28000
28000.000000

脇田（1984）の断層露頭

0

部

60

0

落

谷

L3

650

0

75

0

70

0

80

0

85

尾根の傾斜急変点

L3
川→- 19750.000000

断層（破線は推定，ケバは低下側）
断層鞍部

55

0

90

- 19750.000000

低位 2 段丘面

500

L2

550

低位 3 段丘面

左屈曲する尾根
左屈曲する河谷- 28000.000000

L2- 27750.000000- 27500.000000

L2- 27250.000000

L2

L2- 27000.000000

第 2 図．谷多和トレンチ地点周辺の変動地形と八幡断層．2 m 間隔の等高線図はグリッド間隔 2 m の DEM から作成．
座標系は日本平面直角座標系の 7 系を使用．
Fig. 2. Map of the tectonic geomorphology around the Tantawa trench site. 2-meter-contour map is generated from 2-m-gridDEM. Projection of the map is the Plane 7 of the Japan Projection System.

48

長良川上流断層帯，八幡断層の完新世における複数回の活動

）
27W
（N

-27500黒色土層の露頭

ma

sl

630

作業道

63

5

w
W

-19300

632

5

63

トレンチ

630

635

630

635

0

10 m

断層の推定通過位置

第 3 図．谷多和トレンチ地点の実測地形図．等高線間隔は 25 cm．座標系は，日本平面直角
座標系の 7 系を使用．
Fig. 3. Ground survey map of the Tantawa trench site. Contour interval is 25 cm．Projection of the
map is the Plane 7 of the Japan Projection System.

0
F-3

断層

2
4

1m

F-6

(N70

W)

2

N8

20121107 (-2718）

4

F-

(N60

W)
断層
F-4
(N65
断層
W)
(N70
F-2
W)
断層
(N70
W)
F-5

TT1B-1 (-2883）

6

断層

副断

層群

1断

層

帯

(N

56

6

W

)

S8
第 4 図．トレンチの平面図と壁面および底面に露出した断層群．底面の F-1 断層帯から採取した試料の14C 年代（較正年代の平均値，BC/AD）を示す．
Fig. 4. Plane view of the trench, showing ruptures exposed on the trench walls and bottom. Solid squares denote
the radiocarbon samples with calibrated age in average (BC/AD).

49

50

0

1

E1

2

3

N8

1m

N7

N6

N5

F-1

N4

E5

N3

E4

N2

F-3

F-5

N1

第 5 図．トレンチ北側壁面のモザイク写真．断層活動イベントの層準（E1～5）と主な断層（F-1～6）を示す．白線で囲った範囲が北側壁面で，水平と鉛直のグリッドは 1 m 間隔．白線の外側の画像は歪みが大きく，グリッドに正しく投影されていない．
Fig. 5. Mosaic photograph of the trench north wall. Horizons of faulting events (E1-5) and major faults (F-1 to 6) are indicated. White dotted line encloses
the area of the north wall with vertical and horizontal grid of 1 m interval. Image outside of the line is badly deformed and doesn't fit for the grid.

E2

WSW

0

1

2

E3

3

N0

F-6

ENE

粟田泰夫・橋本智雄・細矢卓志

51

0

1

2

3

N8

30

26

25

24

1m

706 (-7333)
705 (-7617
701 (-7581)

707 (-6928)

715 (-4501)
710 (-5531)

721 (-1158)
720 (-2090)
718 (-2883)
717 (-3570)
716 (-4120)

723 (504)13

連続試料 :700 番台

N7

23

N6

40

511 (-4613)

513 (-3580)

516 (-1798)

N424

傾斜 86W

F-1

TT1B-1 (-2883)

fa

11 (-5592)

15

20 (-6008)

26

17 (-2207)
6 (-2628)

23 (-1829)

9 (-4001)fb

14 (-3636)

2220121107 (-2718)

026 (-4769)

連続試料 :500 番台

N5

T01

52

T13

T15

18 (-1358)

13

E5

60

51
60

F-3

傾斜 62W

fc

F-5

F-5

F-5c

fb

傾斜 70E

N76W 88NE

傾斜 40E

E4

40

13

N2

b

F-5

a

60

火山灰試料 (TT1N-T01〜T15）

0

1

2

N70W 86NE

E3

3

N0

ENE

632.04 masl

F-6

N74W 90

N1

14Ｃ年代試料 ( 試料番号 :TT1N- と較正年代の平均値（BC/AD)）N3

第 6 図．トレンチ北側壁面のスケッチ．断層を赤線，断層活動のイベント層準（E1～E5）を三角で示す．
Fig. 6. Log of the trench north wall. Red lines show faults. Horizons of faulting event (E1-5) are indicated by solid triangles.

E2

E1

22

15

12

北側壁面

WSW

長良川上流断層帯，八幡断層の完新世における複数回の活動

0

2

3

S8

52

30

26

24

22

1m

706 (-7333)

710 (-5423)

717 (-3675)

721 (-1972)25

連続試料 :700 番台

S7

13

S6

509 (-4365)

40

24 (-5853)

23

S5

傾斜 84W

24

F-1

fb
fa

26

15-23

12 (-5607)

25

14 (-6416)

fa
fb
fa

S4

40

15

51

E5?

22-23

60

fb

F-2

E4

S2

60

52

40

F-4

fb

S1

13

0

1

N40W 88E

2

3

S0

ENE

632.04 masl

F-5

fb

60

52

40

14Ｃ年代試料 ( 試料番号 :TT1S- と較正年代の平均値（BC/AD）
）

52

S3

第 7 図．トレンチ南側壁面のスケッチ（左右を反転）．断層を赤線，断層活動のイベント層準（E1～5）を三角で示す．
Fig. 7. Log of the trench south wall (inside out). Red lines show faults. Horizons of faulting event (E1-5) are indicated by solid triangles.

E2

E1

15

12

南側壁面

WSW

粟田泰夫・橋本智雄・細矢卓志

長良川上流断層帯，八幡断層の完新世における複数回の活動

層序

層

相

14 C 較正年代（平均値），火山灰，

その他の年代推定根拠など

12

角礫を主とする盛り土

2004 年度の作業道の建設に伴う

13

木片を多量に含む森林土の最表層

近世以後の林業に伴うと推定

15

腐植質黒色土〜褐色森林土

AD 504

腐植質黒色土1158 BC〜2090 BC

23

砂礫混じり腐植質黒色土

2883 BC〜4769 BC（再堆積）

腐植質黒色土2628 BC〜5531 BC

砂礫混じり腐植質黒色土

6928 BC（再堆積）

腐植質黒色土5423 BC〜7617 BC

24
25

埋没黒色土

22

断層活動
の層準

E1（確実）

E2（推定）
2630

低位 3 段丘堆積物40

低位 3 段丘堆積物〜崖錐堆積物

K-Ah 由来の火山ガラを少量含む
AT 由来の火山ガラスを含む

51

崖錐堆積物〜基盤岩の風化部

AT 由来の火山ガラスを含む

52

崖錐堆積物〜基盤岩の風化部

AT 由来の火山ガラスを含む

53

基盤岩（奥美濃酸性岩類）

中生代白亜紀第 8 図．谷多和トレンチの地質総括図．
Fig. 8. Generalized geologic column of the Tantawa trench.

53

E3（確実）
E4（確実）
E5（確実）

粟田泰夫・橋本智雄・細矢卓志

F-1断層帯

◎

◎◎

◎
◎

1.0
13層
15層

0.8

22層

＋

0.7
0.6
0.5

＋

＋

23層

＋

E1

(23-24層）

24層

0.4
25層

0.3

＋

E2

0.2

＋
26層

0.1

0.0
-10000＋26層基底から地表面までの相対高度0.9N6.9mにおける
連続試料

-8000

-6000

-4000

-2000

1

2000

較正年代（BC/AD）
第 9 図．トレンチで採取した試料の較正年代と堆積層準との比較．15，22，24 および 26 層の各層の試料が示す年代の概略範囲を灰色の背景で示す．各試料の層準は，北側壁面の N6.9 m における連続試料の採取
位置での 26 層基底から地表までの相対高度で規格化した．
Fig. 9. Comparison between calibrated radiocarbon ages and stratigraphic sequence of samples from the trench.
Approximate range of calibrated ages from units of 15, 22, 24, and 26 are shown by dark shading. Relative heights
of samples are normalized to a section at the continuous sampling location at 6.9meter in the north wall.

火山ガラスの
形態別含有量

試料番号 テフラ名 (/3000粒子)
TT1N-T15
TT1N-T14
TT1N-T13
TT1N-T12
TT1N-T11
TT1N-T10
TT1N-T09
TT1N-T08
TT1N-T07
TT1N-T06
TT1N-T05
TT1N-T04
TT1N-T03
TT1N-T02
TT1N-T0112

重鉱物の含有量(/3000粒子)
Opx
0.1

GHo
0.2 0.4

Cum

β石英(/3000粒子)

火山ガラスの屈折率(nd)
1.500

1.500

K-Ah混在AT以降
バブルウォール(Bw)タイプ
パミス(Pm)タイプ
低発泡(O)タイプ

Opx: 斜方輝石
GHo: 緑色普通角閃石
Cum: カミングトン閃石

Count 個数20
0

第 10 図．トレンチから採取した試料の火山灰分析結果．分析は（株）古澤地質による．
Fig. 10. Tephra analysis of the samples from the trench. Analyzed by Furusawa Geological Survey Inc.

54

角閃石の屈折率(n2)
1.670

1.680

長良川上流断層帯，八幡断層の完新世における複数回の活動

Phase 15層

TT1N-723

Phase 22層

TT1S-721
TT1N-721
TT1N-23
TT1N-18
TT1N-720
TT1N-516

E1（ 95％：-2630 〜 -2061, 平均:-2352±161）

F-1断層

TT1N-14
TT1N-920121107
TT1B-124層

TT1S-717
TT1S-509
TT1N-6
TT1N-715
TT1N-511

Phase

E2（95%：-5418 〜 -4616, 平均:-5018±237）
TT1S-710
TT1S-12Phase 26層

TT1S-706
TT1S-24
TT1S-14
TT1N-705
TT1N-20
TT1N-701
境界基底（95%：-8387 〜 -7578, 平均:-7836±259）-10000

-8000

-4000

-6000

-2000

-1/1

2000

Model 年代 (BC/AD)
第 11 図．OxCal プログラムによる各試料と断層活動イベントの較正年代の解析結果．試料の較正年代については，
確率密度分布と 95 % 信頼区間を示す．イベントおよび基底境界の年代の平均値は，OxCal の解析機能を使用して求めた．
Fig. 11. Calibrated and modeled age distribution of the radiocarbon samples and faulting events using OxCal program.
Probability distribution functions and the 95 % confidence ranges for those distributions of modeled ages areshown. Mean ages of events and base boundary are also calculated for events and boundary base.

55

粟田泰夫・橋本智雄・細矢卓志

現在（2014）

断層活動イベントE0（次回）

26±
66

E1（最新）

R=

R=2125 to 3214 yrs（95%）
2364 to 2975 yrs（68%）
=3

3
28

R>

E2（一つ前）

8
27

yrs
16

5
=3

R>

yrs

yrs

（二つ前）
26層基底（before -7836±259）-10000

-8000

-6000

-4000

-2000

-1/1

2000

Model 年代 (BC/AD)
第 12 図．谷多和トレンチで解明された 2 回の断層活動と前後の開区間を含む活動履歴の総括．
Fig. 12. Summary of the age ranges of two faulting events and open intervals before and after those
events at the Tantawa trench.

56