（ａ）陸域地質の概要
越前海岸の干飯崎付近からほぼ東西方向の武生付近を結ぶ線を境に、北部と南部で古い地質構成物が大きく異なる。北部を飛騨帯（飛騨帯および飛騨外縁帯）、南部を、美濃−丹波帯と呼んで区別されている。
飛騨帯は、日本列島のなかでも最も古い年齢の岩石が分布する地域で、かつてユーラシア大陸の一部をなしていた、と考えられている。２０億年の間に何回かの変形（地層の変形・褶曲）・変成（高い圧力下、変成岩形成過程）作用を受けた複雑な地史をもつ。主に片麻岩類、花崗岩類からなる。
飛騨帯の南の周辺には飛騨外縁帯と呼ばれる構造帯がある。日本最古の化石を含むオルドビス系を始めとする古生界と、放射性年代が約３００Ｍａ（単位は１００万年）よりも古い結晶片岩類、超塩基性〜塩基性岩類から構成される。敦賀半島周辺では露出していない。
越前海岸周辺での飛騨帯に属する古い地質岩体は、飛騨変成岩類の結晶石灰岩と中生代ジュラ紀の船津花崗岩類である。
美濃帯は、飛騨外縁帯の南側にあり、福井県中央部から近畿地方の広い範囲に分布している。近畿地方の丹波帯の東方延長に当たり、両者を併せて美濃・丹波帯とも呼ばれる。主に三畳〜ジュラ紀の玄武岩類、石灰岩、チャート、泥岩、砂岩等からなる。
これら基盤岩類を覆って、福井県北部の足羽川上流で足羽（ｱｽﾜ）層群の砂岩、礫岩、凝灰岩質泥岩が、狭い範囲に分布している。また越前海岸から武生市周辺にかけて、濃飛流紋岩類相当層（＝面谷（ｵﾓﾀﾞﾆ）流紋岩）の流紋岩−デーサイト溶結凝灰岩や同溶岩等がやや広く分布している。その時代は中生代白亜紀中期〜後期とされている。
福井県丹生郡織田町周辺と敦賀半島から敦賀市南方から琵琶湖北部の野坂山地の広い地域に新生代古第三紀の花崗岩類が基盤岩類を貫いて分布している（中生代白亜紀末期〜古第三紀とする文献もある）。前者は丹生花崗岩類、後者は江若（ｺｳｼﾞｬｸ）花崗岩類と呼ばれている。
引き続く新生代前−中期中新世に福井県嶺北地域では、西谷流紋岩、糸生（ｲﾄｵ）層、国見層が広く分布している。西谷流紋岩は、陸上の流紋岩溶岩、同火砕岩で礫岩を伴う。糸生層は、下部から陸上−水底安山岩溶岩および火砕岩、デーサイト−安山岩火砕岩、淡水成〜汽水成砂岩および礫岩、安山岩−デーサイト火砕岩の各地層に分けられている。国見層は、汽水成−海成礫岩および砂岩からなる。
また、この時期には美濃−丹波帯の中・古生層を貫く小規模な岩脈がある。岩種は安山岩および閃緑斑岩である。
第四紀後期になると山地の河川沿いや平野とその周辺には未固結の礫層が堆積している。
（ｂ）踏査範囲の地質
調査範囲の地質は、古い順から美濃帯中・古生層の泥質岩（混在岩を含む）、砂岩、チャート、緑色岩類、少量の石灰岩とそれらを貫く新第三紀中新世の貫入岩類（安山岩、閃緑斑岩）である。
地質調査所（１９９２）は、この付近の美濃帯中古層を舟伏山および坂本峠ユニットの泥質混在岩、玄武岩および石灰岩、チャート、砂岩の岩種を含むとしている。
踏査した結果の地質図とルートマップは、付図４−１、付図４−２、付図５−１、付図５−２
として巻末に添付している。
（ｃ）断層周辺の地質状況
断層に沿って踏査を行い、主要露頭、主要箇所をカードやルートマップにしてまとめている（図２−２−２−４）。
・岩相からの検討
甲楽城断層、山中断層は共に、泥質混在岩、玄武岩および石灰岩、チャート、砂岩の岩種を含むユニット中を通り、断層両側で、岩相の変化は認められない。一方、概査した程度であるが、柳ヶ瀬断層北部は美濃帯の各ユニットを切断する地質断層と重複しており、断層を境にその両側で地質構造、岩相は大きく異なるものと推定している。
（ｄ）甲楽城断層の露頭状況（図２−２−２−５、図２−２−２−６）
従来の研究の多くは、大谷の南方６００ｍに河口を持ち北西−南東方向に直線状に延びる「大谷沢」に甲楽城断層の南東端を想定している。国道８号線の旧道は「大谷沢」を横切り、旧道から大谷に至る道路には、露頭がある（図２−２−２−７、図２−２−２−８、図２−２−２−９、図２−２−２−１０、図２−２−２−１１、図２−２−２−１２ 露頭甲−１〜６）。また南南東の延長上の林道でも露頭を確認している（図２−２−２−１３ 露頭甲−７）
（ｲ）大谷口付近の露頭状況
この付近の美濃帯は、非常にクラッキーな泥質岩は剥離し易くなって小断層が認められる。クラッキーなゾーンは幅１３０〜１５０ｍでこの中に小断層がいくつも存在する。このゾーンを除くとこの地域には連続する破砕帯は見られない。大谷口より南側の海岸露頭で見られる断層は、破砕帯を伴う１ｍ以下のもので破砕物質はほとんどの場合固化しており、中には断層に沿って岩石が流動を起こしたと考えられるものもあり、地下深部で生じた断層であることを示唆するものである。
１）露頭「甲−１」の状況（図２−２−２−７）
地質は主として泥質岩からなり、砂岩を挟みひん岩によって貫かれている。海岸では幅約１３０ｍにわたってクラッキーなゾーンとなっている。断層粘土を伴い周辺岩盤が砂状となった断層はこの区間で約１０本程度認められる。薄い粘土を伴う小規模な断層は１〜３ｍ間隔で分布している。岩種で見ると泥質岩の大部分は破砕の程度が強く、砂岩はそれに比して破砕の程度は弱い。緑色岩類と見られるやや変質した原石は、一見すると円礫状に成っている部分がある。破砕物質のほとんどは固結しているが、一部の断層粘土は未固結である。
断層面の方向にはかなりの変化があり、また、ある方向の断層が、他の方向の断層によって切られたりして、明瞭な方向性あるいは規則性は認められない。比較的大きな断層面についてみると１０〜４０ﾟＷの走向方向のものが多い。
断層面のいくつかには明瞭な条線が読みとれるものがある。確認した２０例で見ると、垂直条線は２例、水平３例、１４例は１０〜６０ﾟで海側に傾斜（北側プランジ）し、右ずれセンスを示す。１例は、逆に１０ﾟで山側に傾斜する。また、断層面に２方向の条線が認められるものが２例あった。いずれも７０〜８０ﾟの高角条線、５〜１５ﾟの角度で海側に傾斜する条線からなる。その内の１例では、低角度の条線で高角度の条線が消されたように見える。この２例は泥質岩に刻まれたものである。
基盤岩を覆う扇状地堆積物中に、変位・変形は認めれれない。
２）露頭「甲−２」の状況（図２−２−２−８）
農道に登る道路の切り割り。露頭の最北部に基盤岩の泥質岩が分布し、一部に貫入岩が認められる。小断層は幾つかある。この基盤岩を覆って、未固結の礫層主体の扇状地礫層が広く分布している。最大１０ｍ以上の層厚を示す。巨礫を含む角〜亜角礫からなり、淘汰は悪い。礫の一部の表面は、風化をうけ褐色となっている。一部でシルト層を挟む。
花粉分析を行ったが花粉・胞子は検出できず、酸化された花粉・胞子は溶脱したと推定される．
扇状地面には暗褐色の土壌がのる．最下部を採取し、火山分析を行った結果、火山ガラスが認められ、屈折率からＡＴと判断した．保存状態が良く現地性かあるいはそれに近いものと判断した．火山ガラス以外に、シソ輝石や普通角閃石が認められた．屈折率と重鉱物の組み合わせからＤＫＰ火山灰に同定できる．この他白色岩片、長石類が含まれることから欝陵島−隠岐火山灰が含まれる可能性がある（巻末分析結果、巻末資料−２）． 今後、資料採集地点を変えて分析数を増やし、分析結果の信頼性を高める必要がある．
３）露頭「甲−３、４」（図２−２−２−９）
露頭甲−２に連続する県道に沿っての露頭。北側の部分には扇状地礫層が分布している。基盤岩は、泥質混在岩、緑色岩類およびそれを貫いた貫入岩の閃緑斑岩、ひん岩である。基盤岩の中古層は閃緑斑岩に比して、破砕されいる。閃緑斑岩の大部分は非破砕である。南北系で東あるいは西に中〜高角度で傾く、小規模な断層が多く認められる。断層面は湾曲し、ほとんどの場合、断層粘土を伴わない。
露頭甲−３の扇状地堆積物が分布している箇所近くで、露頭の下部で約６ｍ、上部で約１ｍの幅を持つ小角礫状に破砕されたゾーンがある。その中に、粘土を伴う断層が４本認められた。どれも１０〜３４ﾟＷ、６０〜９０ﾟＥの走向、傾斜を示す。条線は確認できなかった。破砕帯を不整合に覆う砂礫層はかつて見られたのであるが、現在崩落して見られない（文献で甲楽城断層とされる箇所に相当）。
４）露頭「甲−５、６」（図２−２−２−１１、図２−２−２−１２）
中・古生層の泥質岩が主体である。この中に、幅１〜数ｍのひん岩の５本の岩脈が認められる。泥質岩は小角礫状に破砕されてはいるが、岩脈はほとんど破砕されていない。露頭内で一番強く破砕されたクラックな部分はこの露頭の西端にあり、その部分の拡大図を露頭甲−６に示している。
西端の約８０ｍの部分では、全体として砂状から小角礫状に破砕され、その西と中央に、幅数ｃｍの３本の断層粘土が認めらた。断層粘土は淡褐灰白色で、明瞭に直線状に延びる部分と、緩く曲がって延びる部分とがある。粘土の幅も膨縮している。粘土はやや固結しているものから未固結のものまである。
３本の断層粘土の主たる方向は１８〜３４ﾟＷ、６６〜８５ﾟＷの範囲にあり、かなり一定の方向を示す。３本の断層粘土の内、下盤側の２本では、条線は海側（北側）に５０〜６５ﾟの角度で傾く、比較的垂直成分の大きな斜めずれ断層の動きを残している。上盤の１本の断層は同一鏡肌面（３４ﾟＷ８６ﾟＷ）上に２方向の条線が認められる。１本は断層面内で走向方向と海側に１０ﾟで、他の１本は同じ海側に４０ﾟで交わる報告にある。前者、条線の模様は、後者の模様で切られいる部分がある。また、他の２つの方向の条線を残している鏡肌を持つ幅３ｃｍの断層粘土もある。
（ﾛ）大谷沢南東林道
１）露頭「甲−７」の状況（図２−２−２−１３）
リニアメント延長上の谷と周辺には堅岩が、沢の西側には崖錐堆積物が分布している。崖錐堆積物中に滑り面は認められるが、下部を掘削し、基盤に断層がないことを確認している。なお少し離れた基盤中に北西方向の断層がある。断層周辺に活断層地形は認められない。
以上の各露頭で見られるクラッキーなゾーンは全体として北西−南東方向に大谷沢と同方向に延びるものと判断され、文献で甲楽城断層とされるものに相当すると判断した．
（ﾊ）段丘堆積物とクラッキーなゾーンとの関係（図２−２−２−５）
大谷沢の沢口付近には、大谷沢から供給された堆積物からなる扇状地とこの北の小沢の運んだ扇状地が複合して分布している。扇状地末端はは３０〜４０ｍの浸食崖をなし、扇状地末端は消失している。
この二つの扇状地堆積物は、前述の甲楽城断層のほぼ全幅を覆っている。
露頭 甲−２では堆積物は断層によって切られていない。また、扇状地面には変位を示す地形的特徴は認められない。
（ﾆ）甲楽城断層の南東延長
大谷沢の谷頭付近の分水界には、小起伏面が分布しているが、全体として定高性が認められる。谷頭付近のリニアメント延長上の林道で、堅岩露頭（図２−２−２−１３、露頭 甲−７）を確認しており、甲楽城断層はこの付近まで延びないと判断した。
（ｅ）山中断層（図２−２−２−４、図２−２−２−６、図２−２−２−１４）
山中断層相当の断層露頭を確認していない。地質調査所（１９９４）によると御所ヶ谷上流の尾根鞍部で幅３０ｃｍの断層が記載されている。山中断層に沿って調査をおこなった。一部では連続して堅岩が分布し、また小規模な断層もリニアメント上に認められる。
（ｲ）露頭「山−１」の状況（図２−２−２−１５）
山頂の林道沿いの露頭。緑色岩類中に亀裂が認められる。近接して露出する貫入岩類の熱水の影響が大きいものと判断される。直線状の明瞭な断層は認められない。谷に面した箇所では、円弧を描く地すべり面が認められる。面に薄い地すべり粘土を伴う。
（ﾛ）露頭「山−２」の状況（図２−２−２−１６）
リニアメントからやや離れた箇所での小断層。断層面に沿って粘土が付着するが、膨縮し、下部につながらない。
（ﾆ）露頭「山−３」の状況（図２−２−２−１７、図２−２−２−１８）
リニアメント上の露頭で、地質調査所（１９９４）記載と同箇所と推定している。著しく風化を受け赤化した貫入岩類中に断層が、認められる。尾根部で北西方向、西に中角度で傾き、やや離れた西側で南北方向、西へ高角度で傾く幾つかの断層を見い出している。いずれも断層面は湾曲し、一部で膨縮する粘土を伴う。断層面を下に掘削すると、不明瞭となるものもある。
この他、御所ヶ谷西の”山中断層に沿っての谷が大きく屈曲する”箇所で約２００ｍ連続する露頭の観察を行った。そこでは、貫入岩が広く分布し、断層は認められない（図２−２−２−１４中の露頭山−４）。
山中断層は、リニアメント上で小規模な断層の確認される箇所もあるが、一部で堅岩も露出し、全域にわたるリニアメントも認められないこと、系統的河谷の屈曲間の尾根にリニアメントが認められないことから、「活断層であることが疑わしい」ものと判断した．
柳ヶ瀬断層は上板取付近までは、南からやや明瞭あるいは明瞭なリニアメントとして追跡できる．上板取付近以南で柳ヶ瀬断層は、両側に三角末端面を伴う直線的な明瞭な断層谷として判読される．しかし、上板取から北ではリニアメントは山中を通る．上板取付近から二ツ屋跡付近にかけて不明瞭ながら尾根鞍部、三角末端面そして左横ずれを示唆する尾根・谷の屈曲が判読される．この地点からさらに北部の長さ約２．５ｋｍ程度不明瞭なリニアメントとして判読できる．甲楽城断層断層、山中断層、柳ヶ瀬断層北部のリニアメントは何れも北東−南西方向、ないし北北西−南南東方向を示し、全体として見かけ上、雁行（いわゆる左雁行）に分布している．左雁行は一連の断層が右ずれする際に出現する断層様式とされており、山中断層や柳ヶ瀬断層北部で推定されている、左横ずれの断層センスとは一致しない．
甲楽城断層−柳ヶ瀬断層付近の山地には小起伏面（傾斜が２０ﾟ以下の傾斜および平坦面）が様々な高度で分布している．甲楽城断層付近の山地では甲楽城断層相当のリニアメントを挟んで、両側の山地高度や小起伏面の分布に差異は認められない．
鉢伏山から北に延びる山地の西側に面する斜面の標高４００〜５００ｍに沿って、柳ヶ瀬断層北部相当のリニアメントが通る．リニアメントに沿っての両側の小起伏面に顕著な分布や高度の差異はない．
（ｲ）露頭「柳−１」の状況（図２−２−２−２１）
文献記載の柳ヶ瀬断層北端付近の露頭である。チャート中に北西方向の断層が認められる。露頭はリニアメントからやや外れ箇所にあり、直接柳ヶ瀬断層と関係はないと判断される。
（ﾛ）露頭「柳−２」の状況（図２−２−２−２２）
文献記載の柳ヶ瀬断層直下に位置する露頭である。土石流堆積物が基盤（チャート）を覆い、その境界は、掘削の結果、不整合であることを確認している。
（ﾆ）露頭「柳−３」の状況（図２−２−２−２３）
文献記載の柳ヶ瀬断層を南に望む。一部に直線谷がある。
（ﾎ）露頭「柳−４」の状況（図２−２−２−２４）
板取付近から南の栃ﾉ木峠を望む。断層直線谷が延びる。
（ﾍ）露頭「柳−５」の状況（図２−２−２−２５−１、図２−２−２−２５−２）
明瞭なリニアメント上の尾根に位置する柳ヶ瀬断層の露頭である。断層は東側の基盤岩と西側の未固結の礫層を切っている。断層面はほぼ南北走向で６０ﾟＥに傾く。断層を覆って約４０ｃｍ程度の褐色土壌がのる。礫層は、厚さ４ｍ程度で基盤岩の泥質岩を不整合に覆っている。礫は中礫を主体とし、かなり締まっている。断層面上の尾根は傾斜が緩やかに変わる遷緩点である。
（ﾄ）「ルートマップ林道−柳−６」の状況（図２−２−２−２６）
柳ヶ瀬断層通過の板取付近でＮ６〜３４Ｗ／３５〜６０Ｗ、幅１．５〜３．６ｍの破砕された泥岩の同断層の報告がある。この北の林道に沿って、南北方向で、西へ中角度で傾く、小規模な断層が認められ、柳ヶ瀬断層に関連するものと思われる。二つ屋跡より敦賀トンネル入口付近まで断層の存在を示唆する露頭を確認していない。
ほぼ北北西−南南東方向に延びる柳ヶ瀬断層を境に美濃帯の中・古生層の構造と岩相は大きく異なることから、同断層はいわゆる「地質断層」と重複している．
切峰面図で見ると、南部の柳ヶ瀬断層を境にして、西側山地が東側山地より低くなっているが、柳ヶ瀬北部から甲楽城断層南部では高度差はなくなり、大谷沢付近以北の甲楽城断層は東側が極端に高くなる．この様に地形的にも一連のものとは判断できない．
活断層として系統的な変位地形、およびやや明瞭なリニアメントとして判読できる区間は栃ノ木峠から板取付近までの区間である．この区間で既に述べた第四系を切る露頭もあることから最近も活動的柳ヶ瀬断層が存在する可能性がある。