阿寺断層帯の長期評価について

地震調査研究推進本部は、「地震調査研究の推進について　−地震に関する観測、測量、調査及び研究の推進についての総合的かつ基本的な施策−」（平成１１年４月２３日）を決定し、この中において、「全国を概観した地震動予測地図」の作成を当面推進すべき地震調査研究の主要な課題とし、また「陸域の浅い地震、あるいは、海溝型地震の発生可能性の長期的な確率評価を行う」とした。

地震調査委員会では、この決定を踏まえつつ、これまでに陸域の活断層として、６９断層帯の長期評価を行い公表した。

今回、引き続き、阿寺断層帯について現在までの研究成果及び関連資料を用いて評価し、とりまとめた。

評価に用いられたデータは量及び質において一様でなく、そのためにそれぞれの評価の結果についても精粗がある。このため、評価結果の各項目について信頼度を付与している。

阿寺断層帯の評価

阿寺（あてら）断層帯は、阿寺山地と美濃高原の境界に位置する活断層帯である。ここでは、昭和５４−５７、６０年度に地質調査所（現：産業技術総合研究所）によって実施された調査をはじめ、これまでに行われた調査研究成果に基づいて、この断層帯の諸特性を次のように評価した。

１．断層帯の位置及び形態

阿寺断層帯は、阿寺断層帯主部、佐見断層帯及び白川断層帯からなる。
阿寺断層帯主部は岐阜県下呂市から恵那郡加子母（かしも）村、付知（つけち）町、坂下町、長野県木曽郡山口村などを経て、岐阜県中津川市北東部に至る断層帯である。全体の長さは約６６ｋｍで、概ね北西−南東方向に延びる。本断層帯は過去の活動時期から、下呂市の北部に南北に位置する北部と、郡上市から中津川市北東部にかけて、北西−南東方向に延びる南部に区分される。いずれも左横ずれが卓越する断層からなり、東側隆起成分を伴う（図１、２及び表１）。
佐見断層帯は、岐阜県恵那郡加子母村から、加茂郡白川町を経て、七宗（ひちそう）町に至る断層帯である。長さは約２５ｋｍで、概ね東北東−西南西方向に延びる。本断層帯は、右横ずれが卓越する断層からなる。また、室山断層や鳥屋峠断層などの左横ずれを示す副次的な断層を伴う（図１、２及び表３）。
白川断層帯は、岐阜県恵那郡加子母村から、加茂郡東白川村、白川町を経て七宗町に至る断層帯である。長さは約３１ｋｍで、概ね東北東−西南西方向に延びる。本断層帯は、右横ずれが卓越する断層からなり、南東側隆起成分を伴う。また、東白川断層などの左横ずれを示す副次的な断層を伴う（図１、２及び表４）。

２．断層帯の過去の活動

（１）阿寺断層帯主部

北部の最新活動時期は約３千４百年前以後、約３千年前以前と考えられ、平均活動間隔は約１千８百−２千５百年であったと推定される（表１）。
南部の平均的な左横ずれの速度は約２−４ｍ／千年であった可能性があり、活動時には、４−５ｍ程度の左横ずれが生じたと推定される。また、南部の最新活動時期は１５８６年（天正１３年）の天正地震であった可能性があり、平均活動間隔は約１千７百年であった可能性がある（表１）。

（２）佐見断層帯

佐見断層帯では、過去の活動に関する資料は得られていない。

（３）白川断層帯

白川断層帯では、過去の活動に関する資料は得られていない。

３．断層帯の将来の活動

（１）阿寺断層帯主部

阿寺断層帯主部は、北部と南部の２つの区間に分かれて活動すると推定される。その場合、北部ではマグニチュード６．８程度の地震が発生すると推定され、その際には１−２ｍ程度の左横ずれが生じる可能性がある。南部ではマグニチュード７．８程度の地震が発生し、その際には４−５ｍ程度の左横ずれが生じると推定される。また、断層帯全体が同時に活動する可能性もあり、その際にはマグニチュード７．８程度の地震が発生すると推定される。
北部と南部の最新活動後の経過率及び将来このような地震が発生する長期確率は表２に示すとおりである。北部は、今後３０年の間に地震が発生する可能性が、我が国の主な活断層帯の中では高いグループに属することになる（注１、２）。
また、阿寺断層帯主部全体が同時に活動する場合の地震発生確率は、南部が単独で活動する場合の確率を超えないものと考えられる。

（２）佐見断層帯

佐見断層帯では、全体が１つの区間として活動する場合、マグニチュード７．２程度の地震が発生し、その際には２ｍ程度の右横ずれが生じる可能性がある。ただし、過去の活動履歴が明らかでないため、将来このような地震が発生する長期確率を求めることはできない。

（３）白川断層帯

白川断層帯では、全体が１つの区間として活動する場合、マグニチュード７．３程度の地震が発生し、その際には２−３ｍ程度の右横ずれが生じる可能性がある。ただし、過去の活動履歴が明らかでないため、将来このような地震が発生する長期確率を求めることはできない。

４．今後に向けて

佐見断層帯と白川断層帯に関しては、過去の活動についてほとんど資料が得られていない。したがって、平均的なずれの速度や最新活動時期など、過去の活動履歴を明らかにする必要がある。

表１　阿寺断層帯主部の特性

表２　阿寺断層帯主部の将来の地震発生確率等

表３　佐見断層帯の特性

表４　白川断層帯の特性

項　　目		特　　性	信頼度   （注３）	根　　拠 （注４）
１．断層帯の位置・形態
	（１） 断層帯を構成す 　　　る断層	白川断層、白川口−水戸野 （みどの） の断層、 　若松断層、宇津尾断層、田代山断層、 　神渕付近の断層、東白川断層、 　捨薙山 （すてなぎやま） 断層、 　捨薙山南方の断層		文献 ８、１０ による。
	（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 　　（北東端） 北緯 ３５°４１′東経 １３７°２３′ 　　（南西端） 北緯 ３５°３５′東経 １３７°０４′ 　 長さ　　　　　約 ３１ ｋｍ	○ △ △	文献 ８、１０ による。 位置及び長さは図 ２ から計測。
		地下における断層面の位置・形状 　 長さ及び上端の位置　地表での長さ・ 　　　　　　　　　　　　　　　 位置と同じ 　 上端の深さ　　　０ ｋｍ 　 一般走向　　　　Ｎ ６５°Ｅ 　 傾斜　　　　　　高角 （地表付近） 　 幅　　　　　　　１５ ｋｍ 程度	◎ ◎ ○ △ △	上端の深さが ０ ｋｍ であることから推定。 一般走向は、断層の 両端を直線で結んだ 方向 （図２参照）。 傾斜は断層の形状か ら推定。 幅は、傾斜と地震発 生層の下限の深さ (約１５ｋｍ) から推定。
	（３） 断層のずれの向 　　　きと種類	右横ずれ断層 （南東側隆起成分を伴う）	◎	地形の特徴から推定。 東白川、捨薙山南方の 断層は左横ずれ断層 （説明文 ２．３．１ （３） 参照）。
２．断層帯の過去の活動
	（１） 平均的なずれの 　　　速度	不明　　　（活動度は B 級）		括弧内の活動度 （注 ９） は文献 ８ による。
	（２） 過去の活動時期	不明
	（３） １回のずれの量 　　　と平均活動間隔	１ 回のずれの量　２−３ ｍ 程度 　　　　　　　　　　　　（右横ずれ成分） 平均活動間隔　　不明	△	断層の長さから推定。
	（４） 過去の活動区間	断層帯全体で１区間	△	断層の位置関係・形 状等から推定。
３．断層帯の将来の活動
	（１） 将来の活動区間 　　　及び活動時の地 　　　震の規模	活動区間　　　　断層帯全体で１区間 地震規模　　　　マグニチュード ７．３ 程度 ずれの量　　　　２−３ ｍ 程度 　　　　　　　　　　　（右横ずれ成分）	△ △ △	断層の位置関係、形 状等から推定。 断層の長さから推定。 断層の長さから推定。

地震名	活動した活断層	地震発生直前の ３０ 年確率 （％）	地震発生直前の 集積確率 （％）	断層の平均活動 間隔 （千年）
１９９５ 年兵庫県南部地震 （Ｍ ７．３）	野島断層 （兵庫県）	０．４ ％ − ８ ％	２ ％ − ８０ ％	約 １．８ − 約 ３．０
１８５８ 年飛越地震 （Ｍ ７．０−７．１）	跡津川断層帯 （岐阜県・富山県）	ほぼ ０ ％ − １３ ％	ほぼ ０ ％ − ９０ ％より大	約 １．７ − 約 ３．６
１８４７ 年善光寺地震 （Ｍ ７．４）	長野盆地西縁断層帯 （長野県）	ほぼ ０ ％ − ２０ ％	ほぼ ０ ％− ９０ ％より大	約 ０．８ − 約 ２．５

	「長期的な地震発生確率の評価手法について」に示されているように、地震発生確率は前回の地震後、十分長い時間が経過しても１００％とはならない。その最大値は平均活動間隔に依存し、平均活動間隔が長いほど最大値は小さくなる。平均活動間隔が２千年の場合は３０年確率の最大値は１２％程度である。
注３：	信頼度は、特性欄に記載されたデ−タの相対的な信頼性を表すもので、記号の意味は次のとおり。 　　　　◎：高い、○：中程度、△：低い
注４：	文献については、本文末尾に示す以下の文献。 　　文献１：粟田（１９８８） 　　文献２：粟田ほか（１９９３） 　　文献３：平野（１９８１） 　　文献４：平野・中田（１９８１） 　　文献５：廣内ほか（２００３） 　　分軒６：廣内ほか（２００４ａ） 　　文献７：地震調査研究推進本部地震調査委員会（２００１） 　　文献８：活断層研究会編（１９９１） 　　文献９：河田ほか（１９８８） 　　文献１０：中田・今泉編（２００２） 　　文献１１：岡田（１９８１） 　　文献１２：岡田ほか（１９８７） 　　文献１３：岡田（１９８８） 　　文献１４：岡田・松田（１９７６） 　　文献１５：遠田ほか（１９９４ｂ） 　　文献１６：遠田ほか（１９９５） 　　文献１７：遠田ほか（１９９６ａ） 　　文献１８：遠田ほか（１９９６ｂ） 　　文献１９：佃ほか（１９９３） 　　文献２０：佃・山崎（１９８６） 　　文献２１：山崎（１９８８）
注５：	評価時点はすべて２００４年１月１日現在。「ほぼ０％」は１０−３％未満の確率値を示す。なお、阿寺断層帯主部（南部）に関しては、計算に当たって用いた平均活動間隔の信頼度が低い（△）ことに留意されたい。
注６：	地震後経過率、発生確率及び現在までの集積確率（以下、発生確率等）の信頼度は、評価に用いた信頼できるデータの充足性から、評価の確からしさを相対的にランク分けしたもので、ａからｄの４段階で表す。各ランクの一般的な意味は次のとおりである。 　　ａ：（信頼度が）高い　ｂ：中程度　ｃ：やや低い　ｄ：低い 発生確率等の評価の信頼度は、これらを求めるために使用した過去の活動に関するデータの信頼度に依存する。信頼度ランクの具体的な意味は以下のとおりである。分類の詳細については付表を参照のこと。なお、発生確率等の評価の信頼度は、地震発生の切迫度を表すのではなく、発生確率等の値の確からしさを表すことに注意する必要がある。 発生確率等の評価の信頼度
		ａ：過去の地震に関する信頼できるデータの充足度が比較的高く、これを用いて求めた発生確率等の値の信頼性が高い。 ｂ：過去の地震に関する信頼できるデータの充足度が中程度で、これを用いて求めた発生確率等の値の信頼性が中程度。 ｃ：過去の地震に関する信頼できるデータの充足度が低く、これを用いて求めた発生確率等の値の信頼性がやや低い。 ｄ：過去の地震に関する信頼できるデータの充足度が非常に低く、これを用いて求めた発生確率等の値の信頼性が低い。このため、今後の新しい知見により値が大きく変わる可能性が高い。または、最新活動時期のデータが得られていないため、現時点における確率値が推定できず、単に長期間の平均値を確率としている。
注７：	最新活動（地震発生）時期から評価時点までの経過時間を、平均活動間隔で割った値。最新の地震発生時期から評価時点までの経過時間が、平均活動間隔に達すると１．０となる。今回評価した数字のうち、阿寺断層帯主部（北部）の１．２は３，０００年を２，５００年で割った値、１．９は３，４００年を１，８００年で割った値である。
注８：	前回の地震発生から評価時点までの間に地震が発生しているはずの確率。
注９：	佐見断層帯及び白川断層帯では、平均的なずれの速度を具体的に示すことはできないが、活断層の活発さの程度、すなわち活動度（松田，１９７５）は推定できるので、それを示した。 ・活動度がＡの活断層は、１千年あたりの平均的なずれの量が１ｍ以上、１０ｍ未満であるものをいう。 ・活動度がＢの活断層は、１千年あたりの平均的なずれの量が０．１ｍ以上、１ｍ未満であるものをいう。 ・活動度がＣの活断層は、１千年あたりの平均的なずれの量が０．０１ｍ以上、０．１ｍ未満であるものをいう。

（説明）

１．阿寺（あてら）断層帯に関するこれまでの主な調査研究

本断層帯の主部をなす阿寺断層系については、最初に辻村（１９２６）、岡山（１９３０）等が阿寺山地と美濃高原を分ける顕著な断層崖として記載した。その後、Ｓｕｇｉｍｕｒａ　ａｎｄ　Ｍａｔｓｕｄａ（１９６５）は詳細な地形・地質調査を実施し、阿寺断層系の活断層としての実体を定量的に明らかにした。この他、岡田（１９７５，１９８１）、岡田・松田（１９７６）及び平野・中田（１９８１）等が本断層系に関する地形・地質学的調査を行い、その形態等を明らかにしている。また、山田ほか（１９７６）は阿寺断層系の周囲に分布する、東北東−西南西走向の主要な断層について記載を行い、各断層を命名した。

活断層研究会編（１９８０，１９９１）はこれらの研究を総括して、本断層帯を構成する各断層を活断層として図示した。また、佃ほか（１９９３）は、本断層帯周辺の活断層や第四系の情報をストリップマップとして取りまとめた。中田・今泉編（２００２）では、本断層帯を構成する主要な断層を第四紀後期に活動した断層として図示している。

本断層帯の第四紀後期の特性に関する最近の調査としては、Ｔｓｕｋｕｄａ　ａｎｄ　Ｙａｍａｚａｋｉ（１９８４）、岡田ほか（１９８７）、岡田（１９８８）、山崎（１９８８）、粟田（１９８８）、粟田ほか（１９９３）、遠田ほか（１９９４ｂ，１９９５，１９９６ａ，ｂ）、廣内ほか（２００３，２００４ａ）による地形地質調査やトレンチ調査等がある。

また、１５８６年（天正１３年）の天正地震をはじめとする歴史地震との関係に関しては、飯田（１９８０，１９８７）等の研究がある。

２．阿寺断層帯の評価結果

阿寺断層帯は、岐阜県東部から長野県南西端部にかけて分布する断層帯である。

本断層帯は、阿寺山地と美濃高原の境界を北西−南東方向に延びる阿寺断層系（活断層研究会編，１９９１）と、阿寺断層系の周囲に延びる東北東−西南西走向の断層群からなる（図１、２）。ここでは、松田（１９９０）の起震断層の定義に基づいて、前者を阿寺断層帯主部として１つの断層帯とみなし、後者を若栃断層、白巣峠断層、久野川断層帯、佐見断層帯、白川断層帯、かかりき峠断層の各断層帯に区分した。このうち、若栃断層、白巣峠断層、久野川断層帯及びかかりき峠断層については、長さがそれぞれ２０ｋｍに満たず、単独では地震調査研究推進本部（１９９７）による基盤的調査観測の基準に達しないため、詳細な評価は行わないこととした（図３）。

以上のことから、本評価では、阿寺断層帯主部、佐見断層帯及び白川断層帯を主な評価対象とした。

２．１　阿寺断層帯主部

２．１．１ 阿寺断層帯主部の位置及び形態

（１）阿寺断層帯主部を構成する断層

阿寺断層帯主部は、岐阜県下呂市から、恵那郡加子母村、付知（つけち）町、福岡町、川上町、坂下町及び長野県木曽郡山口村等を経て、岐阜県中津川市北東部に至る断層帯である（図１、２）。本断層帯は、過去の活動時期の違いから（後述）、北部と南部の２つの区間に区分される。

北部は下呂市北部に延びる萩原断層からなる。また、南部は岐阜県郡上市から、下呂市、恵那郡付知町等を経て、中津川市の北東部に至る断層帯で、湯ヶ峰断層、小和知（おわち）断層、阿寺断層、城ヶ根山断層、小川断層、柿坂断層、西上田断層、下呂西断層、宮地断層及び野久保断層により構成される。

断層帯の位置・形態については、活断層研究会編（１９９１）、佃ほか（１９９３）及び中田・今泉編（２００２）で概ね一致する。ただし、佃ほか（１９９３）及び中田・今泉編（２００２）では、本断層帯南部の北端に位置する小川断層と柿坂断層については断層トレースを認めていない。また、佃（１９９３）では城ヶ根山断層に関しても断層トレースを示していない。

ここでは、断層帯の位置・形態は主に活断層研究会編（１９９１）によった。ただし、断層帯南端部に関しては、佃ほか（１９９３）に基づいて、岐阜県中津川市川並付近とした。また、本断層帯を構成する各断層の名称は、萩原断層、湯ヶ峰断層及び小和知断層については佃ほか（１９９３）に従い、その他の断層に関しては活断層研究会編（１９９１）に基づいた。

（２）断層面の位置・形状

阿寺断層帯主部の長さと一般走向は、断層帯の両端を端点に持つ線分と考えると、北部では約１７ｋｍ、Ｎ１０°Ｗ、南部では約６０ｋｍ、Ｎ５０°Ｗとなる。また、阿寺断層帯主部全体の長さと一般走向は、北部の北端と南部の南東端を結ぶと約６６ｋｍ、Ｎ３５°Ｗとなる（図２）。

断層面の上端の深さは、北部、南部とも断層による変位が地表に認められることから０ｋｍとした。

断層面の傾斜に関しては、北部では、断層露頭において８０°東傾斜−垂直の断層面が確認されていること（河田ほか，１９８８；佃ほか，１９９３；遠田ほか，１９９６ｂ）、また、断層トレースが直線的であることから地表付近では高角と考えられる。南部に関しても、断層露頭により垂直−７０°程度の断層面が確認されていること（岡田ほか，１９８７；佃ほか，１９９３）、断層の地表トレースが直線的であること等に基づくと、地表付近では高角と考えられる。

断層面の幅は、北部、南部ともに地下深部の傾斜も地表付近と同様に高角であるとすれば、地震発生層の深さの下限（約１５ｋｍ：後述）から、１５ｋｍ程度であると推定される。

（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注１１）

阿寺断層帯主部のうち北部は、系統的な左方向への河川の屈曲や、東側隆起を示す低断層崖などの地形の特徴（活断層研究会編，１９９１；佃ほか，１９９３；中田・今泉編，２００２）から、左横ずれが卓越する断層で、東側隆起成分を伴うと考えられる。

南部に関しても、北部と同様に系統的な左方向への河川の屈曲が認められるほか、北東側隆起の高度不連続等が認められることから、左横ずれが卓越する断層からなり、北東側隆起成分を伴うと考えられる。また、地形の変位量に基づくと、左横ずれ成分と北東側隆起成分との比は５：１−８：１程度と推定される（説明文２．１．２（１）参照）。

２．１．２　阿寺断層帯主部の過去の活動

（１）平均変位速度（平均的なずれの速度）（注１１）

＜北部＞

北部では、平均横ずれ変位速度として評価できる資料は得られていない。

上下成分に関しては、下呂市四美辻（しみつじ）に分布する扇状地性の低位段丘１面（立川面相当：約２−３万年前）に２−３ｍ程度の上下変位が推定され、下呂市下羽根に分布する同段丘に４ｍの高度差が確認されている（河田ほか，１９８８；佃ほか，１９９３）。この値は、断層帯南部の阿寺断層における同段丘の上下変位量（１１−２６ｍ）よりも有意に小さく、本値に基づくと、北部の平均上下変位速度は０．１−０．２ｍ／千年程度と推定される。

なお、遠田ほか（１９９６ｂ）は、下呂市四美辻において、トレンチ掘削地点の南側の小尾根が７．５ｍ屈曲していることを見出し、その形成時期を約１万年前以前−低位段丘１面形成時期とみなすと、同地点における平均左横ずれ変位速度は０．７ｍ／千年以下と求められるとしている。

＜南部＞

坂下町坂下には７段の河成段丘面が分布し、本断層帯の活動に伴う段丘面の累積変位が認められる（Ｓｕｇｉｍｕｒａ　ａｎｄ　Ｍａｔｓｕｄａ，１９６５；平野・中田，１９８１；佃ほか，１９９３など）。

このうち、最も古い松源地面（中位段丘１面）の上下変位量は３４ｍと推定されている（平野・中田，１９８１；佃ほか，１９９３）。また、より下位の坂下上位面（低位段丘１面）と坂下下位面（低位段丘２面）の上下・横ずれ変位量がそれぞれ１１ｍ・９０±２０ｍ及び１０ｍ・５０±７ｍであること（佃ほか，１９９３）から、坂下地点における変位量の縦横比は１：５−１：８と推定される。よって、松源地面の左横ずれ変位量は１７０−２７２ｍと求められる。また、松源地面の年代は、御岳Ｐｍ−２Ａ，Ｐｍ−３火山灰層（７０−９０ｋａ：酒井，１９８１）を挟むことから、約７−９万年前と考えられる。したがって、松源地面の累積変位量に基づくと、本地点での平均左横ずれ変位速度は約２−４ｍ／千年、平均上下変位速度は約０．４−０．５ｍ／千年の可能性があると判断される。

また、高部面（中位段丘２面）の左横ずれ変位量は１４０±３５ｍ（Ｓｕｇｉｍｕｒａ　ａｎｄ　Ｍａｔｓｕｄａ，１９６５；佃ほか，１９９３）、上下変位量は１９ｍ（平野・中田，１９８１；佃ほか，１９９３）とされている。ただし、佃ほか（１９９３）に示された地形図に基づくと、この値には若干幅があると判断される。高部面は、木曽川泥流堆積物（５０ｋａ：中村ほか，１９９２）を挟むことから約５万年前に形成されたと考えられる。これらに基づくと、平均左横ずれ変位速度は約２−４ｍ／千年、平均上下変位速度は約０．４ｍ／千年となる。

以上の検討結果を基に、断層帯南部の平均左横ずれ変位速度は約２−４ｍ／千年、平均上下変位速度は約０．４−０．５ｍ／千年の可能性があると判断する。

なお、断層帯南部のほぼ中央に位置する付知町倉屋付近では、低位段丘１面相当面の上下変位量は１７．５−２６ｍとされている（佃・山崎，１９８６）。また、下呂市御厩野（みまやの）付近では、低位段丘１面の上下変位量は、平行する３断層の変位量を併せて１３．４−１６ｍ（北東側隆起）と求められている（安江・廣内，２００２）。これらは、上記の坂下地区の低位段丘１面（坂下上位面）の上下変位量より若干大きく、断層帯南部の中央部−北西部では平均変位速度がやや大きくなる可能性もある。

（２）活動時期

ａ）地形・地質的に認められた過去の活動

＜北部＞

萩原断層四美辻（しみつじ）地点（トレンチ調査）

萩原断層のほぼ中央に位置する下呂市四美辻では、断層変位した尾根によって閉塞された低湿地においてトレンチ（Ａ・Ｂトレンチ）が掘削された（遠田ほか，１９９６ｂ）。トレンチ壁面には、腐植土層、砂層及び砂礫層からなる完新世の堆積物と中生代の美濃帯堆積岩類とを切る断層が確認されている。また、断層近傍では、隆起側の美濃帯堆積岩類中の断層破砕帯から、断層活動により直接もたらされた楔状の崩積性堆積物が４層準（Ｃ，Ｆ，Ｉ，Ｊ層）で認められる（図４、５：遠田ほか，１９９６ｂ）。

Ｂトレンチの南東側壁面では、Ｄ層（腐植土層及び腐植土混じり砂−シルト層）以下の地層が断層に切られ、Ｂ層（腐植土層）に覆われる。また、Ａトレンチでは、崩積性堆積物のＣ層（礫混じり砂層）がＤ層を覆って楔状に分布する。これらより、Ｄ層堆積より後、Ｃ層堆積より前に断層活動が生じたと考えられ、その年代は、Ｄ層とＢ層から得られた^１４Ｃ年代値から、約３千４百年前以後、約３千年前以前と求められる。

同様に、崩積性堆積物であるＦ層（礫混じり砂層）がＧ層（腐植土層）を覆って楔状に分布することから、Ｇ層堆積より後、Ｆ層堆積より前にも断層活動があったと推定される。その年代は、Ｆ層とＧ層から得られた^１４Ｃ年代値から、約６千８百年前以後、約６千５百年前以前と推定される。

また、同様の崩積性堆積物であるＩ層（腐植土混じり砂層及びシルト混じり砂層）がＪ’層（Ｊ層の腐植土化部分）を覆って分布する。よって、Ｊ’層とＩ層上位のＧ層から得られた^１４Ｃ年代値から、約８千年前以後、約７千年前以前に断層活動が推定される。

さらに、Ａトレンチの南東側壁面では、小規模な楔状の崩積性堆積物のＪ層（腐植土層−腐植土混じり砂礫層）が、Ｋ層（礫層及び礫混じりシルト−細砂）を覆って分布する。Ａトレンチの北東側壁面にもＪ層は認められ、その上位にはＪ層が腐植化したＪ’層が分布する。これらのことから、Ｋ層堆積より後、Ｊ層堆積より前に断層活動が推定され、その時期は、Ｊ’層の^１４Ｃ年代値から約９千年前以前と求められる。

以上の調査結果から、北部の最新活動時期は約３千４百年前以後、約３千年前以前と考えられる。また、１つ前の活動時期は約６千８百年前以後、約６千５百年前以前、２つ前の活動時期は約８千年前以後、約７千年前以前、そして３つ前の活動時期は約９千年前以前と推定される。

＜南部＞

西上田断層西上田地点（トレンチ調査）

西上田断層のほぼ中央に位置する下呂市西上田では、山地内に形成された南北方向の凹地でトレンチ（Ａ・Ｂトレンチ）が掘削された（遠田ほか，１９９６ｂ）。トレンチ壁面には、破砕された濃飛流紋岩類と、それと断層関係や不整合関係を示す礫層、砂層、粘土層などが認められている（図６）。

本トレンチでは、Ｃ層（砂礫層）以下の地層は著しい変形を被るが、それらを覆うＡ層（腐植土層−腐植質粘土層）とＢ層（砂混じり粘土質シルト層−礫混じり粘土層）には変位は認められない。また、Ｂ層の中部−上部には、姶良Ｔｎ火山灰（約２万８千年前、注１２）を多く含有する（遠田ほか，１９９６ｂ）。これらのことから、遠田ほか（１９９６ｂ）では、本断層は２−３万年前まで活発に活動していた後に活動を停止したと考えるのが妥当としている。ここでは、本地点の最新活動時期は少なくとも２万８千年前以前であると推定した。

なお、Ｃ層上部堆積中以後、Ｂ層堆積より前、Ｆ層堆積より後、Ｄ層堆積より前、Ｊ層堆積より後、Ｈ層堆積より前の各層準において変形構造が不連続をなす産状が認められることから、各々の層準に断層活動があったと推定される。ただし、これらの層準からは^１４Ｃ年代値がほとんど得られていないため詳細な活動時期は不明である。

湯ヶ峰断層大林地点（トレンチ調査）

湯ヶ峰断層北部の下呂市大林では、低位段丘１堆積物を切る逆向き低断層崖ないし小凹地においてトレンチが掘削され、Ｆ１−Ｆ３'断層の存在が確認された（廣内ほか，２００４ａ）。

このうち、Ｆ２断層は３ｂ層（礫混じり腐植土層）までを切り、Ｗ層（崩積性堆積物）に覆われる。よって、３ｂ層とＷ層の上位の３ａ層（礫混じり腐植土層）から得られた^１４Ｃ年代値から、約５千年前以後、約２千６百年前以前に断層活動があったと考えられる。また、廣内ほか（２００４ａ）は、本活動の際に、Ｆ１断層も同時に活動し、オープンクラックを形成したとしている。

Ｆ１断層近傍では、４層（礫混じり粘土層）中に副次的断層が延び断層破砕帯の断片を含んだ崩積性堆積物であるＹ層が挟まれる（廣内ほか，２００４ａ）。よって、本層準に断層活動が生じた可能性があり、その年代はＹ層上位の３ｂ層から得られた^１４Ｃ年代値から約１万年前以前と推定される。

また、Ｆ３断層近傍の６層（段丘堆積物）中にも破砕帯の断片を伴う崩積性堆積物であるＺ層が認められる（廣内ほか，２００４ａ）ことから、本層準にも断層活動が生じた可能性がある。ここでは、６層が最終氷期極相期（２０−３０ｋａ）に形成された低位段丘１構成層であることから、本活動は約２万−３万年前に生じた可能性があると判断する。

なお、廣内ほか（２００４ａ）は、緩やかに傾斜する２ｄ層（礫混じり腐植土層）を２ａ層（礫混じり腐植土層）をフラットに覆うとして、本地点の最新活動をこれらの層準間に認めている。ただし、これらの層準から得られている^１４Ｃ年代値はばらつきが大きく、その詳細な活動時期を求めることはできない。

湯ヶ峰断層三ッ石地点（トレンチ調査）

湯ヶ峰断層のほぼ中央に位置する下呂市三ッ石では、低位段丘２堆積物上に認められる比高５ｍの逆向き低断層崖においてトレンチ（岡田ほか，１９８７，１９８８）とピット（佃ほか，１９９３）が掘削された。ピット調査地点付近では、用水路の掘削工事に伴って、完新統を切る断層露頭が発見されている（岡田ほか，１９８７；岡田，１９８８）。

用水路壁面の断層露頭（岡田ほか，１９８７；岡田，１９８８）及びピット（佃ほか，１９９３）では、それぞれ完新統の腐植土層（８−１１世紀、１１−１２世紀）を明瞭に切る断層が確認されている。よって、ここでは１１世紀以後に最新活動があったと考えられる。岡田（１９８８）のトレンチ（図７）においても、約３千５百−３千２百年前の^１４Ｃ年代値を示す腐植土層（Ｂ層）を切る断層が認められるが、最上部の地層が失われていることから、活動年代の上限は不明である。

岡田（１９８８）のトレンチ壁面では、上記の最新活動以前に５回の断層活動が確認されている（図７）。トレンチ壁面の上部には厚い腐植土層（Ｂ，Ｄ，Ｆ，Ｈ層）が堆積し、断層近傍では、これらの腐植土層中に小規模なプリズム層が３層（Ｃ，Ｅ，Ｇ層）ほど楔状に挟まれる。よって、プリズム層の上下の腐植土層から得られた^１４Ｃ年代値から、約４千５百年前以後−約３千２百年前以前、約５千９百年前以後−約４千１百年前以前、約８千１百年前以後−約５千６百年前以前の各年代に断層活動があった可能性がある。さらに、トレンチ壁面では、Ｆ３断層がＫ層（砂礫層）以下の地層を変位させ、Ｊ層（細礫層）ないしＩ層（砂礫層）に覆われる。よってＫ層堆積より後、Ｊ層堆積より前に断層活動が推定される。ただし、これらの地層からは^１４Ｃ年代値が得られていないことから、両層を挟むＨ層とＬ層（腐植土層）から得られた^１４Ｃ年代値を基に、その年代を約１万６千年以後、約７千５百年前以前と推定する。

この他、Ｆ４断層がＭ層（礫層）を切り、上位のＬ層に覆われることから、Ｌ層堆積より前（１万６千年前以前）にも断層活動があったと推定される。

湯ヶ峰断層御厩野（みまやの）地点（トレンチ調査）

湯ヶ峰断層の中南部に位置する下呂市御厩野では、廣内ほか（２００３，２００４ｂ）によりトレンチ調査が実施されている（図８）。

トレンチ壁面には、１ｃ層を切り、１ａ層に確実に覆われる断層（Ｆ１）が認められる。よって、１ｃ層が堆積した後に断層活動があったと考えられ、その年代は１ｃ層下位の２ａ層から得た^１４Ｃ年代値から、１５世紀以後と推定される。

また、トレンチ南東側壁面では２ｂ層（腐植土層）と２ｃ層（腐植土層）が変形し、これらが破砕プリズム層（Ｚ層）に覆われている。よって、１つ前の活動時期は２ｂ層堆積より後、Ｚ層堆積以前と推定され、その年代は、Ｚ層の上下に位置する２ａ層と２ｂ層から得られた^１４Ｃ年代値から、７世紀以後、１５世紀以前の可能性がある。

なお、廣内ほか（２００３，２００４ｂ）は、段丘面上に局所的に湿地を形成する環境が生じたとして、最も下位に分布する腐植土層（２ｃ層：基底の年代は約７千２百−７千１百年前）の形成以前に少なくとも１回の断層活動があったとしている。ただし、腐植土層の形成が断層活動によるものと断定することはできない。

小和知（おわち）断層小郷（おごう）北西地点（断層露頭調査）

湯ヶ峰断層の南東側延長に延びる小和知断層は、低位段丘１を変位させ、概ね北東側隆起の低断層崖を形成する（佃ほか，１９９３など）。加子母村小郷地区の北西に位置する水無神社付近では、小和知断層から３０−５０ｍ南西側に位置する副次的断層（佃ほか，１９９３）の断層露頭が確認されている（平野，１９８１；平野・中田，１９８１；Ｈｉｒａｎｏ，１９８２など）。この露頭では、礫層・腐植土層を変位させるほぼ平行する４本の断層（Ｆ−１−Ｆ−４断層）が認められる（図９）。

このうち、Ｆ−１断層の活動により、Ｈ−２層とＨ−２’層（腐植土層）が上位の礫層を複雑に巻き込んだ産状が認められる（平野，１９８１など）。したがって、Ｈ−２層とＨ−２’層が堆積した後に断層活動が生じた可能性がある。ここでは、確実に変位を被るＨ−２’層の年代値を基に、約４千９百年前以後に断層活動が生じたと推定する。

また、Ｆ−２−Ｆ−４断層により、Ｈ−３層（腐植土層）が階段状に変位しているが、その上位のＨ−２層基底にはそのような大きな変形は認められない。よって、両層から得られた^１４Ｃ年代値に基づくと、約６千５百年前以後、約６千年前以前に断層活動があったと推定される。

なお、平野（１９８１）などは、腐植土層Ｈ−２−Ｈ−４層の形成直後に砂礫層の供給増加をもたらすような断層活動があったと考え、断層の活動時期を推定している。ただし、これらの砂礫層には直接断層活動に関連する層相や分布の特徴は見出されていない。

小和知断層小郷地点（トレンチ調査）

小和知断層の北西部に位置する加子母村小郷では、低位段丘１面上において、１５８６年の天正地震の際に陥没したとされる（加子母村史編纂委員会，１９７２）断層陥没池（岡田，１９７５）を横切って、約４０ｍに渡るトレンチが掘削された（遠田ほか，１９９５，１９９６ａ）。トレンチ壁面にはＯＦ−１−ＯＦ−７まで７本の断層が確認されている（図１０、１１）。

トレンチ南西部の最上部には、幹と根がそのままの状態で残っている埋もれ木を含むＣ層が分布する。これらは、一斉に立ち枯れした樹木である可能性が高く、加子母村史編纂委員会（１９７２）の記述と一致する。また、トレンチ北東端の低断層崖部では、Ｊ層（段丘構成層）とＢ層（礫混じり腐植土層）の下部を切るＯＦ−７断層が認められる。Ｂ層のうち、確実にＯＦ−７断層に切られる層準から得られた^１４Ｃ年代値に基づくと、少なくとも３世紀以後に断層活動があったと考えられる。

トレンチ北東部の低断層崖基部では、ＯＦ−１断層がＦ層（腐植土層）を切り、プリズム層であるＤ−２層に覆われる。この断層に確実に切られるＦ層からは約９千４百−８千８百年前、またＤ−２層からは約５千３百−５千年前といった^１４Ｃ年代値が得られている。よって、約９千４百年前以後、約５千年前以前に断層活動があったと考えられる。

また、ＯＦ−１断層の副次的断層がＦ層（泥炭−粘土層）下部を切り、Ｆ層中の砂層に覆われるとされている（遠田ほか，１９９５，１９９６ａ）。ここでは、この副次的な断層を覆うＦ層上部とＯＦ−１断層に近接するＦ層下部から得られた^１４Ｃ年代値に基づき、約１万１千年前以後、約８千８百年前以前に断層活動があった可能性があると判断する。

トレンチ中央部では、ＯＦ−２断層がＦ層下部を切り、Ｆ層中部に覆われる（遠田ほか，１９９５，１９９６ａ）。また、ＯＦ−２断層に並走するＯＦ−３断層は、Ｈ層（礫混じり粘土層：年代不明）とＩ層（礫混じり砂層：年代不明）を切り、Ｆ層に覆われる。両断層を覆うＦ層の^１４Ｃ年代値は、ＯＦ−２断層で約１万１千−１万年前、ＯＦ−３断層で約１万１千年前とほぼ同年代を示すことから、これらの両断層は同時期に形成されたと判断され、その年代は約１万１千年前以前と推定される。

なお、遠田ほか（１９９５，１９９６ａ）は、砂礫層Ｉ層を切るＯＦ−４断層の近傍に分布するＥ層（泥炭層）を、断層の変位により規制された小凹地に堆積した腐植土と考え、腐植土層最下部の^１４Ｃ年代（約６千５百−６千３百年前）を同活動年代と推定している。また、本トレンチ調査地点付近において、岡田（１９７５）は、泥炭層に挟まれて礫層が分布することを見出し、これを断層活動に起因すると推定している。ただし、これらの腐植土層や礫層の形成が断層活動によるものと断定することはできない。

小和知断層小和知地点（トレンチ調査）

小和知断層のほぼ中央に位置する加子母村小和知地点では、低位段丘２を切る小和知断層の低断層崖と、低位段丘１と低位段丘２とを分ける段丘崖とに挟まれた地溝状の凹地が認められ、この凹地においてトレンチが掘削されている（山崎，１９８８；佃ほか，１９９３）。トレンチ壁面には、強く破砕された濃飛流紋岩類と、それと断層で接する礫層や腐植土層が認められている（図１２）。

本地点では、Ｂ層（腐植土層）を切り、ＡＤ１，９４９年以降に形成された溜池堆積物に覆われる断層が認められる。Ｂ層のうち、確実に断層に切られる層準から得た^１４Ｃ年代値に基づくと、約３千７百年前以後に断層活動があったと考えられる。

また、トレンチの南東側壁面では、Ｄ層（腐植土層）の中部までを切り、上位のＢ層（腐植土層）に覆われる副次的断層が認められる。ただし、Ｄ層のうち断層に切られた層準からは年代試料が得られていない。よって、Ｄ層下位のＦ層（腐植土層）とＢ層から得られた^１４Ｃ年代値に基づくと、約８千２百年前以後、約３千８百年前以前に断層活動があったと考えられる。

トレンチの北西側壁面では、Ｇ層（巨礫を含む砂礫層）とＦ層を切る断層がＤ層とＥ層（砂礫層）に覆われる。よって、Ｄ層とＦ層から得られた^１４Ｃ年代値に基づくと、約８千２百年前以後、約６千年前以前に断層活動があったと考えられる。

さらに山崎（１９８８）と佃ほか（１９９３）は、トレンチ北西側壁面の距離程４−６ｍ付近でＧ層中の礫が縦方向に回転しており、これが上位のＦ層に不整合に覆われることから、両層準の間に断層活動を推定している。よって、山崎（１９８８）により指摘された不整合面の上下から得られた^１４Ｃ年代値に基づき、約９千年前以後、約８千年前以前にも断層活動があった可能性があると判断する。


阿寺断層倉屋地点（トレンチ調査）

付知町倉屋では、阿寺断層による低断層崖が発達しており、付知川沿いの低位段丘１面（付知上位面）をみかけ上北東上がりに変位させている。この低断層崖の北西端付近で、Ｔｓｕｋｕｄａ　ａｎｄ　Ｙａｍａｚａｋｉ（１９８４）、佃・山崎（１９８６）によりトレンチ調査が実施されている。トレンチ壁面には、高角度の断層が認められ、上盤側には濃飛流紋岩類とそれを覆う段丘堆積物、下盤側には砂礫層と腐植物を多く含む砂質土層との互層が分布する。

トレンチ壁面では、約６千５百−６千３百年前の^１４Ｃ年代値を示す試料を含むＣ層（腐植土層）が断層に切られている。また、トレンチの南西部ではＣ層が撓んでいる産状も確認される。よって、本地点での最新活動時期は約６千５百年前以後と考えられる。

なお、佃・山崎（１９８６）は、主断層から派生する小断層が各腐植土中で消滅することを見出し、また、佃ほか（１９９３）は、各腐植土層を覆って砂礫層が発達することから、それらが断層活動に伴う堆積物であるとの考えを併用して、腐植土層と砂礫層との間に断層活動を求めている。この考えによると、断層活動の時期は、約６千５百年前以後、約７千４百年前以後−約６千３百年前以前、約１万１千年前以後−約８千３百年前以前、約１万３千年前以後−約１万１千年前以前となる。

阿寺断層田瀬地点（断層露頭調査）

阿寺断層のほぼ中央に位置する福岡町田瀬では、尾根や谷の明瞭な屈曲構造が認められ、リニアメント沿いの林道に断層露頭が確認されている（遠田ほか，１９９４ｂ）。

露頭では、１２−１４世紀の^１４Ｃ年代値を示す旧表土を覆って、花崗岩ブロックを含む腐植土層・砂層が分布する。また、これらの腐植土層・砂層を切って、花崗岩が見かけ逆断層で覆う。さらに、１５−１７世紀の^１４Ｃ年代値を示す表土が断層を覆っている。これらのことから、本地点では１２−１７世紀に最新活動があったと考えられる。

また、主断層から分岐した断層が、低角度で腐植土層（約９千６百−９千３百年前）と花崗岩を切る。遠田ほか（１９９４ｂ）は、これを、最初に生じた断層が地表付近で低角となったものとしている。ただし、この低角断層の変位の上限は不明であることから、約９千６百年前以後に１つ前の断層活動があった可能性があると判断する。

なお、上記の露頭の北東側に位置する小谷の斜面基部では、腐植質粘土層と腐植質粘土質角礫層とが３０°程度南東に傾斜し、これらの地層を大きな木片を含む淘汰の悪い砂礫層がほぼ水平に不整合関係で覆っている（遠田ほか，１９９４ｂ）。遠田ほか（１９９４ｂ）は、それらの地層の傾斜は断層変位による可能性があるとし、上位の水平な分布を示す砂礫層は同一の地震動による崩落性堆積物である可能性が高いとしている。しかし、同時に遠田ほか（１９９４ｂ）は、一度の断層運動による変位だけで約３０°の傾斜を説明することは困難であるとしている。ここでは、これらの地層間には花崗岩を覆ってシルト・砂・礫層が、みかけ上水平に広く分布することから、上記の傾斜は断層による変形ではないと判断する。

阿寺断層小野沢峠地点（断層露頭調査）

阿寺断層のほぼ中央に位置する福岡町小野沢峠では、更新世末−完新世の堆積物を切る断層の露頭が確認され、岡田・松田（１９７６）により、活動履歴の解明を目的とした古地震学的研究が行われている。

本断層露頭では、Ｎ１層（腐植土層：約５千３百−４千７百年前）以下の地層を明瞭に切断する断層（Ｌ断層）が確認される。よって、約５千３百年前以後に断層活動があったと考えられる。

また、断層によって変形させられたＮ４層（砂礫層）とＮ３層（腐植土層：約９千４百−９千年前）を、Ｎ１層が水平に覆う。したがって、Ｎ３層堆積より後、Ｎ１層堆積より前に断層活動があった可能性があり、その年代は約９千４百年前以後、約４千７百年前以前である。

阿寺断層坂下地点（断層露頭調査、トレンチ調査）

阿寺断層の南部に位置する坂下町坂下付近では、木曽川の右岸に多数の河成段丘群が発達する。阿寺断層は、これらの段丘群を北西−南東に切って明瞭な断層変位地形を出現させており、これらを対象として多数の調査が行われている。

平野（１９８１）、Ｈｉｒａｎｏ（１９８２）は、これらの段丘群のうち、最も若い西方寺下位面、中位面及び上位面の^１４Ｃ年代値を求めている。それによると西方寺下位面は約２千年前以後、中位面は約２千４百年前以後−約２千１百年前以前、上位面は約７千２百年前以後−約６千７百年前以前の各年代値を示す。これらから、約２千４百年前以後と、約７千２百年前以後−約２千１百年前以前に、それぞれ断層活動が推定される。

岡田（１９８１）は、ＪＲ坂下駅の北方約４００ｍの地点で断層露頭調査を実施している。この露頭では、約２千８百−２千４百年前の^１４Ｃ年代値を示す腐植土層が断層により明瞭に切られている。よって、ここでは約２千８百年前以後に断層活動があったと考えられる。

また、佃（１９８８）は、完新世の西方寺中位面上に認められる比高約２ｍの低断層崖上でトレンチ調査を実施した。トレンチ壁面では、西方寺中位面を構成する砂礫層（Ｂ、Ｃ層）及び大−巨礫を含む礫層（Ｄ層）が断層崖に向かって急激に立ち上がり、断層で切られる。また、Ｂ層上部に分布する腐植土層からは約２千８百−２千１百年前の^１４Ｃ年代が得られている。よって、ここでは約２千８百年前以後に断層活動があったと考えられる。

阿寺断層青野原地点（トレンチ調査）

阿寺断層の南東端付近に位置する長野県山口村青野原では、高位段丘と花崗閃緑斑岩からなる山地との間に、幅約１００ｍの地溝が発達し、地溝の南西縁には比高約５ｍの低断層崖が認められる。この低断層崖を対象としてトレンチ調査が実施されている（粟田，１９８８）。

トレンチ壁面には、沖積層を切る断層が２ヶ所で認められた。このうち、北東側壁面では、最上部の腐植土層（Ｂ層：約２千５百−２千２百年前）と花崗岩類（Ｇ層）を切る断層（主断層）が認められる。よって、約２千５百年前以後に断層活動があったと考えられる。

また、同じく北東側壁面では砂礫層（Ｃ層：約５千６百−５千４百年前）が断層に向かって層厚を増し、また主断層の近傍で小規模な撓曲状の変形を被る産状が認められる。そのうち、Ｃ層下部の傾斜は、上位のＢ層の基底よりも大きい。このことより、粟田（１９８８）及び佃ほか（１９９３）は、Ｃ層堆積より後、Ｂ層堆積より前に断層があったとしている。ここでは、両層から得られた^１４Ｃ年代値から、約５千６百年前以後、約２千２百年前以前に断層活動があった可能性もあると判断する。

なお、北西側壁面では、腐植土層（Ｅ層：約４千５百−４千１百年前）を切り、腐植土混じり砂礫層（Ｄ層：１−２世紀）に覆われる断層（副断層）が認められる（粟田，１９８８；佃ほか，１９９３）。ただし、この活動が北東側壁面の主断層で確認された２つの活動のいずれに相当するかは判断できない。また、粟田（１９８８）及び佃ほか（１９９３）は、Ｄ層等を断層活動によって形成された地溝中に堆積したものであるとして、それらの堆積開始以前に断層活動があったとしている。

阿寺断層青野原地点（トレンチ調査）

地点の約１５０ｍ南東では、地溝の南西縁を限る低断層崖を横切ってトレンチ調査（１９９１年馬籠トレンチ）が実施されている（佃ほか，１９９３；図１３）。

トレンチ壁面では、腐植土層（Ｂ層：約２千９百−２千６百年前）と土岐砂礫層を切る断層が認められる。よって、約２千９百年前以後に断層活動があったと考えられる。また、断層近傍では腐植土層（Ｄ層：上部は約４千４百−４千年前）を覆って、楔状に砂礫層（Ｃ層）が挟まれる。この砂礫層は断層活動による崩積性堆積物と推定される（佃ほか，１９９３）。よって、Ｂ層及びＤ層から得られた^１４Ｃ年代を基に、約４千４百年前以後、約２千６百年前以前に断層活動があったと推定される。

なお、佃ほか（１９９３）は、Ｆ層より下位の地層を確実に切る２条の小断層を確認しているが、それらの小断層が活動した層準は特定できなかったとしている。また、厚さ１ｍ弱の腐植土層（Ｄ層）の堆積中には断層活動の痕跡は認められなかったとした。

阿寺断層青野原地点（トレンチ調査）

地点の約２５０ｍ南東に位置する低断層崖の南東末端部では、遠田ほか（１９９５，１９９６ａ）によってトレンチ調査が実施されている。

トレンチ壁面には、Ｄ層（砂礫層）が液状化して、Ｂ層（泥炭層：１４−１５世紀、１５−１７世紀）に貫入し、Ａ層（砂質土壌）に覆われる産状が認められる（遠田ほか，１９９５，１９９６ａ）。遠田ほか（１９９５，１９９６ａ）では、この液状化の発生時期が１５世紀以後と推定され、本断層帯の他の調査地点で求められた最新活動時期と調和的であること、また数ｃｍ程度の礫径を持つ亜角−亜円礫を５０％程度含む砂礫層が液状化していることから、ごく近傍の断層運動による可能性が高いとし、阿寺断層が活動したとするのが妥当としている。

阿寺断層伝田原（でんだはら）地点（トレンチ調査）

阿寺断層南東端付近に位置する山口村伝田原では、中位段丘２面に認められる比高約５ｍの南南西上がりの低断層崖上にトレンチが掘削されている（遠田ほか，１９９５，１９９６ａ）。トレンチ壁面にはＤＦ−１−ＤＦ−３断層の３本の断層が確認された（図１４）。

トレンチ壁面では、腐植土層を挟む砂層（Ｃ層）が断層に切られ、かつ向斜状に大きく褶曲させられている。また、このＣ層を覆って腐植土層（Ｂ層：１５−１７世紀）が傾斜不整合で接する。よって、Ｃ層堆積（最上部の年代は１３−１４世紀）より後、Ｂ層堆積より前に断層活動があったと考えられ、その年代は１３世紀以後、１７世紀以前である。

なお、遠田ほか（１９９６ａ）は、Ｃ層より下位の地層の変形や層厚の変化等から、複数回の断層運動の記録が残されている可能性もあるが、本トレンチの壁面からは明瞭な層準を特定することはできないとしている。

以上の地形・地質調査の結果に基づくと、断層帯南部の最新活動時期は１５世紀以後−１７世紀以前と推定される。また、１つ前、２つ前及び３つ前の活動時期は、それぞれ７世紀以後−１５世紀以前、約４千４百年前以後−約３千２百年前以前及び約５千９百年前以後−約４千１百年前以前の可能性がある。さらに、４つ前の活動時期は約６千５百年前以後−約６千年前以前と推定され、５つ前の活動時期は約９千年前以後−約８千８百年前以前の可能性がある。６つ前の活動時期は約１万１千年前以前と推定される。

ｂ）先史時代・歴史時代の活動

１５８６年（天正１３年）の天正地震（マグニチュード８．２：飯田，１９８０；もしくは７．８：宇佐美，２００３）では、中部地方の西部から近畿地方の東部にかけての広い地域で、震度�Yに相当する被害があったとされる（宇佐美，２００３）。

阿寺断層帯主部付近では、小和知断層に沿う断層陥没地に池が生じたとの伝承がある（加子母村史編纂委員会，１９７２）。また、小和知断層小郷地点では、トレンチ壁面の最上部に、幹と根がそのままの状態で残っている埋もれ木を含む地層の分布が確認されている。これらは、一斉に立ち枯れした樹木である可能性が高く、加子母村史編纂委員会（１９７２）の記述と一致する（遠田ほか１９９５，１９９６ａ）。この他、小和知断層近傍の大威徳寺には、１５８６年の天正地震によって被害を被ったとの記録が残る（飯田，１９８０）。

さらに、上述した地形・地質的調査の結果からは、阿寺断層帯主部（南部）は１５世紀以後、１７世紀以前に活動したと推定されている。

以上のことから、１５８６年の天正地震の際に、阿寺断層帯主部（南部）が活動した可能性があると判断する。なお、阿寺断層帯主部（北部）に関しては、この地震による断層に沿った被害は知られておらず、地形・地質的調査結果からも、該当する年代には活動していないと考えられる。

なお、７６２年（天平宝宇６年）の地震（マグニチュード７．０以上：宇佐美，２００３）では、美濃・飛騨・信濃で罹災者に対し１戸につき穀物２斛を携わったとの記録がある（宇佐美，２００３）。ただし、本断層帯の活動との関係は不明である。

（３）１回の変位量（ずれの量）（注１１）

＜北部＞

北部では、１回の活動に伴う変位量を直接示す資料は得られていない。しかし、北部の長さは約１７ｋｍと考えられることから、経験式（１）及び（２）を用いると、１回の活動に伴う変位量は約１．４ｍと計算される。したがって、北部の１回の活動に伴う左横ずれ変位量は１−２ｍ程度であった可能性がある。

用いた経験式は松田（１９７５）による次の式である。ここで、Ｌは断層の長さ（ｋｍ）、Ｍはマグニチュード、Ｄは１回の活動に伴う変位量である。

　　　　　ＬｏｇＬ＝０．６Ｍ−２．９ 　　　　　（１）
　　　　　ＬｏｇＤ＝０．６Ｍ−４．０　　　　　（２）

＜南部＞

坂下町坂下（阿寺断層）では、阿寺断層による段丘の変位量が計測されている（Ｓｕｇｉｍｕｒａ　ａｎｄ　Ｍａｔｓｕｄａ，１９６５；平野・中田，１９８１；佃ほか，１９９３など）。このうち、西方寺上位面の左横ずれ変位量は、Ｓｕｇｉｍｕｒａ　ａｎｄ　Ｍａｔｓｕｄａ（１９６５）に基づくと約１４ｍとされているが、断層北東側の約２０ｍ以遠の段丘崖を投影すると２０ｍとなる（佃ほか，１９９３）。また、西方寺中位面の左横ずれ変位量について、Ｓｕｇｉｍｕｒａ　ａｎｄ　Ｍａｔｓｕｄａ（１９６５）は北東に延びる擁壁を基準として約１８ｍとしている。しかし、この擁壁の南東方には砂礫層からなる尾根状の高まりが残されており、これを段丘崖の名残とみなすと、変位量は約１０ｍとなる（佃ほか，１９９３）。ここでは、佃ほか（１９９３）の解釈に基づき、西方寺上位面の左横ずれ変位量は約２０ｍ、西方寺中位面の左横ずれ変位量は約１０ｍと判断する。過去の活動時期に基づくと、西方寺上位面は４−５回、西方寺中位面は２回の活動の累積変位を被ると推定されることから、南部の１回の活動に伴う左横ずれ変位量は４−５ｍ程度と推定される。

また、本断層帯南部の長さは約６０ｋｍであることから、上述の経験式（１）及び（２）を用いると、１回の活動に伴う変位量は約４．８ｍと求められる。この値は、坂下地区の段丘面の変位量から求めた値（４−５ｍ程度）と整合的である。

以上の検討結果から、南部の１回の左横ずれ変位量は４−５ｍ程度と推定される。

（４）活動間隔

＜北部＞

北部では、最新活動時期が約３千４百年前以後、約３千年前以前と考えられ、２つ前の活動時期が約８千年前以後、約７千年前以前と推定されることから、平均活動間隔は約１千８百−２千５百年と推定される。

なお、２つ前から１つ前の活動時期の間隔は、１つ前から最新活動時期の間隔に比べて倍程度と、個々の活動の間隔にはばらつきが認められる。

＜南部＞

南部では、最新活動が１５８６年の天正地震、５つ前の活動時期が約９千年前以後、約８千８百年前以前の可能性があることから、平均活動間隔は約１千７百年の可能性がある。また、１回のずれの量（４−５ｍ程度）と平均変位速度（２−４ｍ／千年）から平均活動間隔を求めると約１千−２千５百年となり、上記の値と調和的である。

なお、５つ前から４つ前の活動時期の間隔と２つ前から１つ前の活動時期の間隔は他の活動間隔に比べて長く、個々の活動の間隔にはばらつきが認められる。

（５）活動区間

阿寺断層帯主部は、最新活動（１５８６年の天正地震）では、南部のみが活動したと考えられることから、少なくとも最新活動時には、北部と南部に活動区間が分けられる。しかし、両者は互いに近接して分布することから、より古い活動においては断層帯主部全体が１つの活動区間として活動した可能性もある。

（６）測地観測結果

阿寺断層帯周辺における１９９４年までの約１００年間の測地観測結果では、断層帯周辺で北西−南東方向の縮みが見られる。

また、１９８５年からの約１０年間の測地観測結果や最近５年間のＧＰＳ観測結果では、顕著な歪みは見られない。

（７）地震観測結果

阿寺断層帯周辺の最近約６年間の地震観測結果によると、阿寺断層帯主部の中央部の地震活動は低調である。佐見断層帯付近では微小地震活動が見られるが、白川断層帯付近では活動は低調である。地震発生層の下限の深さは約１５ｋｍである。ただし、阿寺断層帯主部の南端付近と佐見断層帯の西端付近では約２０ｋｍの深さまで微小地震が発生している。

２．１．３　阿寺断層帯主部の将来の活動

（１）活動区間及び活動時の地震の規模

２．１．２（５）に記述したように、阿寺断層帯主部は北部と南部の２つの区間に分かれて活動してきたと推定される。したがって、将来においても２つの区間に分かれて活動すると推定される。この場合、前述の経験式（１）、（２）によると、北部では長さが約１７ｋｍと考えられることから、マグニチュード６．８程度の地震が発生すると推定され、その際には１−２ｍ程度の左横ずれが生じる可能性がある。一方、南部では長さが約６０ｋｍの可能性があることから、マグニチュード７．８程度の地震が発生する可能性がある。またその際には、過去の活動に基づくと、４−５ｍ程度の左横ずれが生じると推定される。

さらに、北部と南部はほぼ連続した地表トレースを示し、ずれの方向も同様の傾向を示すことから、断層帯全体が同時に活動する可能性もある。その際には、前述の経験式（１）によるとマグニチュード７．８程度の地震が発生すると推定される。

（２）地震発生の可能性

北部及び南部の最新活動後の経過率及び将来このような地震が発生する長期確率は表２に示すとおりである（注１、２）。

北部は、平均活動間隔が約１千８百−２千５百年と推定され、最新活動時期が約３千４百年前以後、約３千年前以前と考えられることから、平均活動間隔に対する現在までにおける地震後経過率は１．２−１．９となる。また、地震調査研究推進本部地震調査委員会（２００１）に示された手法（ＢＰＴ分布モデル、α＝０．２４）によると、今後３０年以内、５０年以内、１００年以内、３００年以内の地震発生確率は、それぞれ６％−１１％、１０％−２０％、２０％−３０％、５０％−７０％となる。また、現在までの集積確率は８０％−９０％より大となる。本評価で得られた地震発生の長期確率は、今後３０年の間に地震が発生する可能性が、我が国の主な活断層の中では高いグループに属することになる。表５にこれらの確率値の参考指標（地震調査研究推進本部地震調査委員会長期評価部会，１９９９）を示す。

南部は、平均活動間隔が約１千７百年、最新活動時期が１５８６年の天正地震の可能性があることから、平均活動間隔に対する現在までにおける地震後経過率は０．２となる。また、地震調査研究推進本部地震調査委員会（２００１）に示された手法（ＢＰＴ分布モデル、α＝０．２４）によると、今後３０年以内、５０年以内、１００年以内の地震発生確率はそれぞれほぼ０％、３００年以内の地震発生確率は０．０２％となる。表６にこれらの確率値の参考指標（地震調査研究推進本部地震調査委員会長期評価部会，１９９９）を示す。

なお、断層帯全体が同時に活動する場合の地震発生確率は、南部が単独で活動する場合の確率を超えないものと考えられる。

２．２　佐見断層帯

２．２．１　佐見断層帯の位置及び形態

（１）佐見断層帯を構成する断層

佐見断層帯は、岐阜県恵那郡加子母（かしも）村から加茂郡白川町を経て、七宗（ひちそう）町に至る断層帯である（図１、２）。本断層帯は、佐見断層、門和佐（かどわさ）断層、笹峠断層及び鳥屋峠断層からなり、これらの断層が概ね幅４−５ｋｍの範囲に分布する。本断層帯の位置と形態は、活断層研究会編（１９８０，１９９１）、中田・今泉編（２００２）等に示されている。ここでは、各断層の位置及び名称は活断層研究会編（１９９１）に従った。

（２）断層面の位置・形状

佐見断層帯の長さは、断層帯の北東端と南西端を直線で結ぶと約２５ｋｍ、一般走向はＮ６０°Ｅとなる（図２）。

断層面の上端の深さは、断層による変位が地表に認められることから０ｋｍとした。

断層面の傾斜と深部形状についての資料は無いが、後述のように本断層帯は横ずれを主体とする断層であり、また、断層の地表トレースが概ね直線的であることから、地表付近では高角であると推定される。

断層面の幅は、地下深部でも地表付近と同様に高角であるとすれば、地震発生層の深さの下限から１５ｋｍ程度である可能性がある。

（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注１１）

佐見断層帯は、河川の屈曲などの地形的特徴（活断層研究会編，１９９１など）から、全体に右横ずれが卓越すると考えられる。
なお、室山断層と鳥屋峠断層は、本断層帯の主体をなす佐見断層と斜交して西北西−東南東方向に延び、左横ずれ成分を有する。

２．２．２　佐見断層帯の過去の活動

（１）平均変位速度（平均的なずれの速度）（注１１）

佐見断層帯では、平均変位速度に関する資料は得られていない。
なお、活断層研究会編（１９９１）は、本断層帯を構成する断層のうち、佐見断層、笹峠断層及び室山断層の活動度をＢ級としている。

（２）活動時期

ａ）地形・地質的に認められた過去の活動

佐見断層帯では、過去の活動履歴に関する詳細な資料は得られていない。

ｂ）先史時代・歴史時代の活動

２．１．２（２）ｂ）参照。

（３）１回の変位量（ずれの量）（注１１）

佐見断層帯では、１回の活動に伴う変位量を直接示す資料は得られていない。しかし、本断層帯の長さは約２５ｋｍの可能性があることから、前述の経験式（１）及び（２）を用いると、１回の活動に伴う変位量は約２．０ｍと計算される。したがって、本断層帯の１回の活動に伴う右横ずれ変位量は２ｍ程度であった可能性があると判断する。

（４）活動間隔

佐見断層帯では、活動時期、平均変位速度が求められていないため、平均活動間隔を求めることができない。

（５）活動区間

佐見断層帯を構成する各断層は概ね４−５ｋｍの幅で分布することから、松田（１９９０）の起震断層の基準に基づけば、１つの断層帯を構成しているとみなせる。よって、ここでは断層帯全体が１つの活動区間として活動したと推定する。

（６）測地観測結果

２．１．２（６）参照。

（７）地震観測結果

２．１．２（７）参照。

２．２．３　佐見断層帯の将来の活動

（１）活動区間及び活動時の地震の規模

２．２．２（５）で述べたように、佐見断層帯は全体が１つの活動区間として同時に活動すると推定される。この場合、長さが約２５ｋｍの可能性があることから、前述の経験式（１）及び（２）により地震の規模を求めると、マグニチュード７．２程度の地震が発生し、その際には２ｍ程度の右横ずれが生じる可能性がある。

（２）地震発生の可能性

佐見断層帯では、過去の活動に関する資料が得られていないため、将来の地震発生確率は不明である。

２．３　白川断層帯

２．３．１　白川断層帯の位置及び形態

（１）白川断層帯を構成する断層

白川断層帯は、岐阜県恵那郡加子母（かしも）村から加茂郡東白川村、白川町を経て、七宗（ひちそう）町に至る断層帯である（図１、２）。本断層帯は、白川断層、白川口−水戸野（みどの）の断層（注１０）、若松断層、宇津尾断層、田代山断層、神渕付近の断層（注１０）、東白川断層、捨薙山（すてなぎやま）断層及び捨薙山南方の断層（注１０）から構成され、これらの断層が概ね５ｋｍの幅をなして断続的に分布する。本断層帯の位置と形態は、活断層研究会編（１９８０，１９９１）、中田・今泉編（２００２）等に示されている。中田・今泉編（２００２）では、白川断層と田代山断層に加えて、田代山断層の４ｋｍ程度西方の七宗町神渕付近に、長さ約５ｋｍの推定活断層（神渕付近の断層）を認めている。ここでは、各断層の位置と名称は活断層研究会編（１９９１）に従い、中田・今泉編（２００２）に示された神渕付近の断層も併せて評価した。

（２）断層面の位置・形状

白川断層帯の長さは、断層帯の北東端と南西端を直線で結ぶと約３１ｋｍ、一般走向はＮ６５°Ｅとなる（図２）。

断層面の上端の深さは、断層による変位が地表に認められることから０ｋｍとした。

断層面の傾斜と深部形状についての資料は無いが、後述のように本断層帯の多くは横ずれを主体とする断層からなること、また、断層の地表トレースに関しても概ね直線的であることから、地表付近では高角である可能性があると判断する。

断層面の幅は、地下深部でも地表付近と同様に高角であるとすれば、地震発生層の深さの下限から１５ｋｍ程度である可能性がある。

（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注１１）

白川断層帯は、河川の屈曲や山地斜面の高度不連続などの地形的特徴（活断層研究会編，１９９１、中田・今泉編，２００２）から、全体に右横ずれが卓越し、南東側隆起成分を伴うと考えられる。

なお、東白川断層と捨薙山南方の断層は、本断層帯の主体をなす白川断層などと斜交して西北西−東南東方向に延び、左横ずれ成分を有する。

２．３．２　白川断層帯の過去の活動

（１）平均変位速度（平均的なずれの速度）（注１１）

白川断層帯では、平均変位速度に関する資料は得られていない。

なお、活断層研究会編（１９９１）は、本断層帯を構成する断層のうち、白川断層、宇津尾断層及び田代山断層の活動度をＢ級としている。

（２）活動時期

ａ）地形・地質的に認められた過去の活動

白川断層帯では、過去の活動履歴に関する詳細な資料は得られていない。

ｂ）先史時代・歴史時代の活動

２．１．２（２）ｂ）参照。

（３）１回の変位量（ずれの量）（注１１）

白川断層帯では、１回の活動に伴う変位量を直接示す資料は得られていない。しかし、本断層帯の長さが約３１ｋｍの可能性があることから、前述の経験式（１）及び（２）を用いると、１回の活動に伴う変位量は約２．５ｍと計算される。したがって、本断層帯の１回の活動に伴う右横ずれ変位量は２−３ｍ程度であった可能性があると判断する。

（４）活動間隔

白川断層帯では、活動時期、平均変位速度が求められていないため、平均活動間隔を求めることができない。

（５）活動区間

白川断層帯を構成する各断層は、概ね５ｋｍの幅をなして断続的に分布する。このうち、白川断層と白川口−水戸野の断層間、田代山断層と神渕付近の断層間には、それぞれ長さ３−４ｋｍ程度の小規模なステップが存在する。ここでは、松田（１９９０）の基準に基づいて、断層帯全体が１つの活動区間として活動した可能性があると判断する。

（６）測地観測結果

２．１．２（６）参照。

（７）地震観測結果

２．１．２（７）参照。

２．３．３　白川断層帯の将来の活動

（１）活動区間及び活動時の地震の規模

２．３．２（５）で述べたように、白川断層帯は全体が１つの活動区間として同時に活動する可能性がある。この場合、長さが約３１ｋｍの可能性があることから、前述の経験式（１）及び（２）により地震の規模を求めると、マグニチュード７．３程度の地震が発生する可能性があり、その際には２−３ｍ程度の右横ずれが生じる可能性がある。

（２）地震発生の可能性

白川断層帯では、過去の活動に関する資料が得られていないため、将来の地震発生確率は不明である。

３．今後に向けて

佐見断層帯と白川断層帯に関しては、過去の活動についてほとんど資料が得られていない。したがって、平均的なずれの速度や最新活動時期など、過去の活動履歴を明らかにする必要がある。

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表５　阿寺断層帯主部（北部）の地震発生確率及び参考指標

付表

地震発生確率等の評価の信頼度に関する各ランクの分類条件の詳細は以下のとおりである。

• 図１　阿寺断層帯の概略位置図
• 図２　阿寺断層帯の位置と主な調査地点
• 図３　阿寺断層帯の評価において考慮した断層
• 図４　萩原断層四美辻地点：Ａトレンチ北東側壁面のスケッチ（遠田ほか，１９９６ｂ）
• 図５　萩原断層四美辻地点：トレンチ各壁面のスケッチ（遠田ほか，１９９６ｂ）
• 図６　西上田断層西上田地点：Ａトレンチ南側壁面（東側）及び東側壁面のスクッチ（遠田ほか，１９９６ｂ）
• 図７　湯ヶ峰断層三ッ石地点：トレンチ壁面のスケッチ（佃ほか，１９９３）
• 図８　湯ヶ峰断層御厩野地点：トレンチ壁面のスケッチ（廣内ほか，２００３，２００４ｂ）
• 図９　湯ヶ峰断層小郷北西地点：断層露頭のスケッチ（佃ほか，１９９３）
• 図１０　小和地断層小郷地点：トレンチ壁面（北東部）のスケッチ（遠田ほか，１９９５）
• 図１１　小和知地点小郷地点：トレンチ壁面（南西部）のスケッチ（遠田ほか，１９９５，１９９６ｂ）
• 図１２　小和知断層小和知地点：トレンチ壁面のスケッチ（佃ほか，１９９３）
• 図１３　阿寺断層青野原地点：トレンチ北西側壁面の詳細図（佃ほか，１９９３）
• 図１４　阿寺断層伝田原地点：トレンチ壁面のスケッチ（遠田ほか，１９９５）
• 図１５　阿寺断層帯主部の活動の時空間分布