濃尾断層帯の評価

濃尾（のうび）断層帯は、両白山地から濃尾平野北方にかけて位置する活断層帯である。ここでは、平成１０、１２、１３年度に産業技術総合研究所（旧：地質調査所）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

濃尾断層帯は、温見（ぬくみ）断層、濃尾断層帯主部、揖斐川（いびがわ）断層帯、武儀川（むぎがわ）断層からなる。これらの断層帯はいずれも概ね北西−南東方向に延びる。 温見断層は、福井県今立（いまだて）郡池田町から大野市南部を経て岐阜県本巣市北部に至る、長さ約３６ｋｍの断層である。本断層は過去の活動時期の違いから、池田町から大野市南部に至る北西部と、大野市南部から本巣市北部に至る南東部に区分される。本断層は左横ずれを主体とし、北西部では北東側隆起成分、南東部では南西側隆起成分を伴う（図１、２及び表１）。
濃尾断層帯主部は、福井県大野市南部から、岐阜県本巣市、岐阜市北部、山県市南部、関市を経て、美濃加茂市と加茂郡坂祝（さかほぎ）町の境界付近に至る、長さ約５５ｋｍの断層帯である。本断層帯は、過去の活動時期の違いにより、大野市南部から岐阜市北西部に至る根尾谷断層帯、本巣市から美濃加茂市、坂祝町境界に至る梅原断層帯、岐阜市北部に分布する三田洞（みたほら）断層帯に区分される。根尾谷断層帯は、左横ずれを主体とする断層からなる。梅原断層帯は左横ずれを主体とする断層からなり、北西部の一部では北東側隆起成分、南東部では南西側隆起成分を伴う。また、三田洞断層帯は左横ずれを主体とする断層からなり、南西側隆起成分を伴う（図１、２及び表３）。
揖斐川断層帯は、岐阜県揖斐郡藤橋村から本巣市に至る、長さ約２４ｋｍの断層帯である。本断層帯は左横ずれを主体とする断層からなり、南東部では南西側隆起成分を伴う（図１、２及び表５）。
武儀川断層は、岐阜県本巣市から山県市を経て武儀郡武芸川（むげがわ）町に至る、長さ約２９ｋｍの断層である。本断層は左横ずれを主体とし、南東部では北東側隆起成分を伴う（図１、２及び表６）。

２．断層帯の過去の活動

（１）温見断層

温見断層北西部は、１８９１年（明治２４年）の濃尾地震の際に、濃尾断層帯主部の根尾谷断層帯、梅原断層帯とともに長さ約７６ｋｍの地震断層の一部として活動した。その際、本断層北西部に沿っては、最大で３ｍの左横ずれと１．８ｍの北西側隆起が生じた。本断層北西部の平均活動間隔は、約２千２百−２千４百年と推定される（表２）。
温見断層南東部では、過去の活動に関する詳細な資料は得られていないが、少なくとも１８９１年の濃尾地震の際に活動したとする報告はない。

（２）濃尾断層帯主部

根尾谷断層帯と梅原断層帯は、１８９１年の濃尾地震の際に温見断層北西部とともに長さ約７６ｋｍの地震断層の一部として活動した。その際、根尾谷断層に沿っては最大７．４ｍの左横ずれが生じた。
根尾谷断層帯の平均的な左横ずれの速度は２ｍ／千年程度と考えられ、平均活動間隔は約２千１百−３千６百年であった可能性がある。また、梅原断層帯の平均活動間隔は約１万４千−１万５千年であった可能性がある（表３）。三田洞断層帯では、過去の活動に関する詳細な資料は得られていないが、少なくとも１８９１年の濃尾地震の際には活動していないと判断される。

（３）揖斐川断層帯

揖斐川断層帯の最新活動時期は、１世紀以後、１０世紀以前と考えられる（表５）。

（４）武儀川断層

武儀川断層では、過去の活動に関する詳細な資料は得られていないが、少なくとも１８９１年の濃尾地震の際に活動したとする報告はない。

３．断層帯の将来の活動

（１）温見断層

温見断層では、北西部と南東部が単独で活動する場合、それぞれマグニチュード６．８程度、７．０程度の地震が発生する可能性があり、その際には各々１ｍ程度、２ｍ程度の左横ずれが生じる可能性がある。また、温見断層全体が同時に活動する可能性もあり、その場合マグニチュード７．４程度の地震が発生すると推定される（表１）。
北西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）。南東部については、過去の活動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は求めることができない。また、北西部と南東部が同時に活動する場合の地震発生確率は、北西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）濃尾断層帯主部

濃尾断層帯主部では、根尾谷断層帯、梅原断層帯及び三田洞断層帯が単独で活動する場合、それぞれマグニチュード７．３程度、７．４程度及び７．０程度の地震が発生すると推定され、その際にはそれぞれ２−３ｍ程度、３ｍ程度及び１−２ｍ程度の左横ずれが生じる可能性がある（表３）。
また、根尾谷断層帯と梅原断層帯、根尾谷断層帯と三田洞断層帯もしくは濃尾断層帯主部全体がそれぞれ同時に活動する場合もあり、その場合いずれもマグニチュード７．７程度の地震が発生すると推定される（表３）。
根尾谷断層帯と梅原断層帯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４に示すとおりである（注１、２）。根尾谷断層帯と梅原断層帯、もしくは濃尾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、梅原断層帯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。また、根尾谷断層帯と三田洞断層帯が同時に活動する場合の地震発生確率は、根尾谷断層帯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。

（３）揖斐川断層帯

揖斐川断層帯では、全体が１つの区間として活動する場合、マグニチュード７．１程度の地震が発生すると推定され、その際には２ｍ程度の左横ずれが生じる可能性がある（表５）。ただし、平均活動間隔や平均的なずれの速度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は求めることができない。

（４）武儀川断層

武儀川断層では、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程度の地震が発生すると推定され、その際には２ｍ程度の左横ずれが生じる可能性がある（表６）。ただし、平均活動間隔や平均的なずれの速度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は求めることができない。

４．今後に向けて

濃尾断層帯を構成する各断層帯では、１回のずれの量について精度の良い数値が得られていない。また、温見断層の南東部、揖斐川断層帯及び武儀川断層では、最新活動時期を含めた過去の活動に関して、ほとんど資料が得られていない。本断層帯の将来の活動性を明らかにするためには、これらについて精度の良い資料を集積する必要がある。

表１　温見断層の特性

表２　温見断層（北西部）の将来の地震発生確率等

表３　濃尾断層帯主部の特性

表４　根尾谷断層帯と梅原断層帯の将来の地震発生確率等

項　　目	将来の地震発生確率等   （注６）	信頼度  （注７）	備　　考
（根尾谷断層帯） 　地震後経過率 （注８） 　今後３０年以内の地震発生確率 　今後５０年以内の地震発生確率 　今後１００年以内の地震発生確率 　今後３００年以内の地震発生確率 　集積確率 （注９）	０．０３−０．０５ ほぼ０％ ほぼ０％ ほぼ０％ ほぼ０％  ほぼ０％	ｂ	発生確率及び集積確 率は、文献２による。
（梅原断層帯） 　地震後経過率 （注８） 　今後３０年以内の地震発生確率 　今後５０年以内の地震発生確率 　今後１００年以内の地震発生確率 　今後３００年以内の地震発生確率 　集積確率 （注９）	０．００８ ほぼ０％ ほぼ０％ ほぼ０％ ほぼ０％ ほぼ０％	ｂ	発生確率及び集積確 率は文献２による。

表５　揖斐川断層帯の特性

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	揖斐川 （いびがわ） 断層、冠山断層		文献４、５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 　　（北西端） 北緯３５°４６′東経１３６°２２′ 　　（南東端） 北緯３５°３９′東経１３６°３５′ 　 長さ　　　　　約２４ｋｍ	○ ◎ ○	文献４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　　０ｋｍ 　 一般走向　　　Ｎ６０°Ｗ 　 傾斜　　　　　　高角 （地表付近） 　 幅　　　　　　　１５ｋｍ程度	◎ ◎ ○ ○ △	上端の深さが０ｋｍ 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）。 傾斜は文献１３に示 された断層露頭や断 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	左横ずれ断層 　　（南東部では、南西側隆起成分を伴う。）	◎	地形の特徴から推定。
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 ５） は文献４による。
	（２） 過去の活動時期	活動１ （最新活動） 　　　１世紀以後、１０世紀以前	◎	文献１３、１５による。
	（３） １回のずれの量 　　　と平均活動間隔	１回のずれの量　２ｍ程度 （左横ずれ成分） 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７．１程度 ずれの量　 　 　２ｍ程度 （左横ずれ成分）	○ ○ △	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。

表６　武儀川断層の特性

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	武儀川 （むぎがわ） 断層		文献４、５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 断層の位置 　　（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	◎ ○ ○	文献４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　　０ｋｍ 　 一般走向　　　Ｎ６０°Ｗ 　 傾斜　　　　　高角 （地表付近） 　 幅　　　　　　２０ｋｍ程度	◎ ◎ ◎ ○ △	上端の深さが０ｋｍ 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）。 傾斜は文献１２に示 された断層露頭や断 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２０ｋｍ）から推定。
	（３） 断層のずれの向 　　　きと種類	左横ずれ断層 　　（南東部では、北東側隆起成分を伴う。）	◎	地形の特徴から推 定。
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 ５） は文献４による。
	（２） 過去の活動時期	不明 　（１８９１年濃尾地震の際には活動したとす 　　る報告はない）		括弧内の見解は、文 献５などによる。
	（３） １回のずれの量 　　　と平均活動間隔	１回のずれの量　　２ｍ程度 （左横ずれ成分） 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　 　 　　２ｍ程度 (左横ずれ成分)	○ ○ △	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 （Ｍ７．３）	六甲・淡路島断層帯主 部淡路島西岸区間「野 島断層を含む区間」 (兵庫県)	０．０２％−８％	０．０６％−８０％	約１．７−約３．５
１８５８年飛越地震 （Ｍ７．０−７．１）	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 （Ｍ７．４）	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」（地震調査研究推進本部地震調査委員会，２００１）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、４千年の場合は３０年確率の最大値は６％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：粟田ほか（１９９９） 　　文献２：地震調査研究推進本部地震調査委員会（２００１） 　　文献３：苅谷（１９９９） 　　文献４：活断層研究会編（１９９１） 　　文献５：松田（１９７４） 　　文献６：宮腰ほか（１９８８） 　　文献７：中田・今泉編（２００２） 　　文献８：岡田ほか（１９９２） 　　文献９：岡田・松田（１９９２） 　　文献１０：佐藤ほか（１９９２） 　　文献１１：吉岡ほか（２００１ａ） 　　文献１２：吉岡ほか（２００１ｂ） 　　文献１３：吉岡ほか（２００２ａ） 　　文献１４：吉岡ほか（２００２ｂ） 　　文献１５：吉岡ほか（２００３）
注５：	濃尾断層帯主部（根尾谷断層帯）を除く各断層（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。
注６：	評価時点はすべて２００５年１月１日現在。「ほぼ０％」は１０−３％未満の確率値を示す。なお、濃尾谷断層帯主部の根尾谷断層帯、梅原断層帯に関しては、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７：	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８：	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。今回の評価した数字のうち、温見断層（北西部）の０．０５は１１４年を２，２００−２，４００年で割った値である。
注９：	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。

（説明）

１．濃尾断層帯に関するこれまでの主な調査研究

小藤（１８９２）、Ｋｏｔｏ（１８９３）、大森（１９００，１９１０）は、１８９１年（明治２４年）の濃尾地震の際に出現した地震断層について詳細な現地調査を行い、概要を報告した。小川（１９０３）は、濃尾地震後の地形変化の測定を行った。岡山（１９３１）は接峰面図の作成を通して、美濃越前山地の地形概要を調査し、濃尾断層帯を構成する断層について記述した。また、河合（１９５９，１９６４）は本断層帯周辺において詳細な地質調査を行い、幾つかの断層の存在を指摘している。この他、辻村（１９２６）、津屋（１９３７）、村松ほか（１９６４）、別所（１９６７）、井関（１９６６）及び井関・守屋（１９６８）など、多数の研究者により本断層帯に関する記述が行われている。松田（１９７４）は、これらの資料を整理補足するとともに、主に地形観察に基づいて本断層帯一帯の活断層を図示し、その性質の概略を記した。また、村松（１９７６）は、濃尾地震と濃尾断層系について断層変位と地殻変動に関して論じた。なお、三雲・安藤（１９７５）、Ｍｉｋｕｍｏ　ａｎｄ　Ａｎｄｏ（１９７６）は、地表変動や震度分布のデータを基に濃尾地震の震源断層モデルを定めている。
濃尾断層帯一帯の活断層の位置・形態を示した資料としては、岡田（１９７９）、活断層研究会編（１９８０，１９９１）、中田・今泉編（２００２）などがある。
本断層帯の第四紀後期の活動性に関する調査としては、京都大学防災研究所（１９８３，１９８６ａ，１９８６ｂ）、宮腰ほか（１９８８）、岡田ほか（１９９２）、岡田・松田（１９９２）、佐藤ほか（１９９２）、隈元ほか（１９９２）、粟田ほか（１９９９）、吉岡ほか（２００１ａ，ｂ，２００２ａ，ｂ，２００３）などによるトレンチ調査や変動地形調査及びボーリング調査がある。
また、村松ほか（２００２）は、濃尾地震とそれに関連する断層についての資料を取りまとめ、詳細な検討を実施している。

２．濃尾断層帯の評価結果

濃尾断層帯は、両白山地から濃尾平野の北方にかけて、福井県今立郡池田町から、大野市南部、岐阜県揖斐郡藤橋村、本巣市、山県市、武儀郡武芸川（むげかわ）町、岐阜市北部、関市を経て、美濃加茂市と加茂郡坂祝（さかほぎ）町の境界付近に至る断層帯である。
本断層帯は、北西−南東方向に並走する複数の断層から構成される。ここでは、これらの断層を松田（１９９０）の起震断層の定義に基づき、温見（ぬくみ）断層、濃尾断層帯主部、揖斐川（いびがわ）断層帯及び武儀川（むぎかわ）断層に区分した（図１、２）。
なお、本断層帯の周辺には、宝慶寺断層、金草岳（かなくさだけ）断層、笹ヶ峰断層、木知原断層、谷汲断層及び華立断層が分布するが、いずれも単独では断層長が２０ｋｍに満たず、地震調査研究推進本部（１９９７）の基盤的調査観測対象の基準に該当しないことから、詳細な評価の対象とはしないこととした（図３）。

２．１　温見断層

２．１．１　温見断層の位置及び形態

（１）構成する断層

温見断層は、福井県今立郡池田町から大野市南部を経て、岐阜県本巣市に至る活断層である（図１、２）。本断層は、過去の活動時期の違いから（後述）、大野市温見付近を境として北西部と南東部の２つの区間に区分される。北西部は１８９１年の濃尾地震の際に活動した区間に相当する。
本断層の位置・形態については、岡田（１９７９）、活断層研究会編（１９９１）及び中田・今泉編（２００２）などに示され、これらはほぼ一致する。ここでは、断層の位置と名称は活断層研究会編（１９９１）に従った。

（２）断層面の位置・形状

温見断層の長さと一般走向は、断層の両端を端点に持つ線分と考えると、北西部は約１６ｋｍ、Ｎ４０°Ｗ、南東部は約２１ｋｍ、Ｎ６０°Ｗとなる。また、温見断層全体の長さと一般走向は約３６ｋｍ、Ｎ５５°Ｗ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。
断層面の傾斜は、北西部、南東部ともに断層トレースが直線的であることや、トレンチ及び断層露頭の調査結果（吉岡ほか，２００１ａ，２００２ｂ）に基づくと地表付近では高角と推定される。なお、三雲・安藤（１９７５）、Ｍｉｋｕｍｏ　ａｎｄ　Ａｎｄｏ（１９７６）による１８９１年濃尾地震の断層モデルでは、温見断層北西部の断層面の傾斜角は９０°とされている。
断層面の幅は、北西部、南東部ともに、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（約１５ｋｍ）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１０）

温見断層は、河川の屈曲や山地の高度不連続などの地形的特徴（活断層研究会編，１９９１など）に基づくと、全体に左横ずれが卓越し、北西部では北東側隆起成分、南東部では南西側隆起成分を伴うと考えられる。

２．１．２　温見断層の過去の活動

（１）平均変位速度（平均的なずれの速度）（注１０）

温見断層では、北西部、南東部ともに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、温見断層の活動度（注５）をＡ−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

＜北西部＞

�@温見地点（トレンチ調査）

温見断層北西部の南東端付近に位置する大野市温見では、段丘面上の逆向き低断層崖（比高０．５−２ｍ）においてトレンチ調査が実施された（吉岡ほか，２００１ａ，２００２ｂ）。トレンチの壁面には、段丘堆積物とそれを覆う湿地堆積物とを切る断層が認められた（図４、５）。吉岡ほか（２００２ｂ）は、壁面に認められる地層を堆積シークエンスに基づいてＡ層−Ｆ層に区分している。
トレンチの南東側壁面では、Ｂ１層を確実に切る断層が認められる。また、Ｂ１層から得られた最も若い年代値は１４−１５世紀である。よって１４世紀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、枝分かれした断層がＢ３層を切り、Ｂ２層に覆われる（吉岡ほか，２００２ｂ）。したがって、Ｂ３層上部とＢ２層下部から得られた^１４Ｃ年代値に基づくと、約３千９百年前以後、６世紀以前に断層活動があった可能性がある。
さらに、断層を挟んだＢ層基底の高度差は約７０ｃｍ、その下位のＤ層基底の高度差は約１５０ｃｍと有意な差が認められる（吉岡ほか，２００２ｂ）。これらの堆積物は水を介した砂層であることから、その高度差は断層活動によるものと考えられる（吉岡ほか，２００２ｂ）。したがって、Ｄ層堆積開始以後、Ｂ層堆積開始より前に断層活動があった可能性がある。その年代は、Ｄ層下位のＥ１層とＢ層基底部（Ｂ３層）から得られた^１４Ｃ年代値に基づくと、約６千年前以後、約４千年前以前である。なお、吉岡ほか（２００２ｂ）はチャネルを埋積した堆積物であるＣ層上部が、この断層活動によって堰止められた堆積物であるとすると、Ｄ２層堆積より後、Ｃ層上部堆積以前に断層活動があったことが示唆されるとしている。
トレンチの北西側壁面では、分岐断層が鬼界アカホヤ火山灰層（約７千３百年前；注１１）を挟むＥ３層を切り、Ｅ２層に覆われている（吉岡ほか，２００２ｂ）。Ｅ２層からは約７千−６千８百年前の^１４Ｃ年代値が得られていることから、約７千３百年前以後、約６千８百年前以前に断層活動があったと推定される。

＜南東部＞

温見断層南東部では、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

１８９１年の濃尾地震（マグニチュード８．０；宇佐美，２００３）において、温見断層北西部は、濃尾断層帯主部の根尾谷断層帯、梅原断層帯とともに長さ約７６ｋｍの地震断層の一部として活動した（松田，１９７４など）。その際、温見断層北西部に沿っては、最大３．０ｍの左横ずれと、最大１．８ｍの北東側隆起を伴った、長さ約１６ｋｍの地震断層が出現した（松田，１９７４）。
温見断層南東部は、少なくとも１８９１年の濃尾地震の際には活動したとする報告はなく、歴史時代に活動があったことも知られていない（松田，１９７４；宇佐美，２００３など）。

以上のことから、温見断層北西部の最新活動は１８９１年の濃尾地震であったと判断される。また、１つ前の活動時期は約３千９百年前以後、６世紀以前、２つ前の活動時期は約６千年前以後、約４千年前以前であった可能性がある。そして、３つ前の活動時期は約７千３百年前以後、約６千８百年前以前であったと推定される（図１１）。
温見断層南東部に関しては、過去の活動に関する詳細な資料は得られていないが、少なくとも１８９１年の濃尾地震の際に活動したとする報告はない。

（３）１回の変位量（ずれの量）（注１０）

＜北西部＞

温見断層北西部が単独で活動する際の、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。しかし北西部の長さは約１６ｋｍの可能性があることから、経験式（１）、（２）を用いると、１回の活動に伴う変位量は約１．３ｍと計算される。したがって、北西部が単独で動く場合の１回の活動に伴う左横ずれ変位量は１ｍ程度の可能性がある。
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）

なお、温見断層北西部は、１８９１年の濃尾地震の際に、濃尾断層帯主部の根尾谷断層帯、梅原断層帯とともに長さ約７６ｋｍの地震断層の一部として活動している。このとき、温見断層の北西部では、最大３．０ｍの左横ずれが生じている。

＜南東部＞

温見断層南東部では、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、南東部の長さは約２１ｋｍの可能性があることから、上述の経験式（１）、（２）を用いると、１回の活動に伴う変位量は約１．７ｍと計算される。したがって、南東部の１回の活動に伴う左横ずれ変位量は２ｍ程度であった可能性がある。

（４）活動間隔

＜北西部＞

温見断層北西部は、最新活動が１８９１年の濃尾地震であり、３回前の活動時期が約７千３百年前以後、約６千８百年前以前と推定されることから、平均活動間隔は約２千２百−２千４百年と推定される。

＜南東部＞

温見断層南東部では、活動時期や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

最新活動（１８９１年の濃尾地震）の際には、温見断層北西部は、濃尾断層帯主部の根尾谷断層帯、梅原断層帯とともに活動した。しかし、温見断層南東部は同地震の際には活動していない。したがって、少なくとも最新活動時には北西部と南東部に活動区間が分けられる。しかし、両者は連続して分布することから、より古い活動においては、温見断層全体が１つの活動区間として活動した可能性もある。
なお、温見断層北西部と濃尾断層帯主部の根尾谷断層帯とは、濃尾地震以前の１つ前と２つ前の活動時期もある程度の範囲で重なることから（２．１．２（２）及び２．２．２（２）を参照）、その際にも両者が同時に活動した可能性も否定できない。

（６）測地観測結果

濃尾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、断層帯周辺で東西方向の縮みが見られる。
また、１９８５年からの約１０年間では、北部で北西−南東方向のわずかな縮みが見られる。
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

濃尾断層帯では１８９１年にマグニチュード８．０の濃尾地震が発生した。
濃尾断層帯周辺の最近６年間の地震観測結果によると、断層帯では微小地震活動があり、断層帯北西部（温見断層、揖斐川断層帯、根尾谷断層帯付近）よりも断層帯南東部（武儀川断層、梅原断層帯、三田洞断層帯付近）のほうが活発である。地震発生層の下限の深さは北西部では約１５ｋｍ、南東部では約２０ｋｍである。

２．１．３　温見断層の将来の活動

（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、温見断層は北西部と南東部の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、北西部では長さが約１６ｋｍの可能性があることからマグニチュード６．８程度の地震が発生し、その際には１ｍ程度の左横ずれが生じる可能性がある。一方、南東部では長さが約２１ｋｍの可能性があることからマグニチュード７．０程度の地震が発生し、その際には２ｍ程度の左横ずれが生じる可能性がある。
さらに、北西部と南東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、温見断層全体が同時に活動する可能性もある。その際には、上述の経験式（１）によると、マグニチュード７．４程度の地震が発生すると推定される。
なお、１８９１年の濃尾地震の際には、温見断層北西部と濃尾断層帯主部の根尾谷断層帯、梅原断層帯が同時に活動した。よって、将来においても温見断層北西部と濃尾断層帯主部が同時に活動する可能性もある。

（２）地震発生の可能性

温見断層北西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）。
温見断層北西部は、平均活動間隔が約２千２百−２千４百年と推定され、最新活動時期が１８９１年の濃尾地震であることから、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０．０５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、いずれもほぼ０％となる。また、現在までの集積確率はほぼ０％となる。表７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。
温見断層南東部では、過去の活動に関する資料がほとんど得られていないため、将来の地震発生確率は不明である。
なお、温見断層全体が同時に活動する場合の地震発生確率は、北西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　濃尾断層帯主部

２．２．１　濃尾断層帯主部の位置及び形態

（１）濃尾断層帯主部を構成する断層

濃尾断層帯主部は、両白山地から濃尾平野北方にかけて、福井県大野市南部から、岐阜県本巣市、岐阜市北部、山県市南部及び関市を経て、美濃加茂市と加茂郡坂祝（さかほぎ）町の境界付近に至る断層帯である（図１、２）。本断層帯は、１８９１年の濃尾地震における活動の有無や平均活動間隔など、過去の活動時期の違いに基づくと、根尾谷断層帯、梅原断層帯及び三田洞（みたほら）断層帯の３つの区間に区分される（注１２）。
根尾谷断層帯は、福井県大野市南部から、岐阜県本巣市を経て、岐阜市北西部に至る断層帯で、根尾谷断層（岐阜市伊洞以西の区間）と黒津断層により構成される。
梅原断層帯は、本巣市から岐阜市北部、関市を経て、美濃加茂市と加茂郡坂祝町の境界付近に至る断層帯で、長滝断層と梅原断層により構成される。両断層は右雁行を示し、約７ｋｍに渡って並走する。なお、梅原断層のうち、累積的な変動地形として確認されているのは、山県市高富付近以西の約１９ｋｍ区間に限られ、高富以東の加茂郡坂祝町までの約１４ｋｍ区間では１８９１年の濃尾地震による地震断層のみが確認されている。ただし、高富以東の約１４ｋｍ区間の大部分は沖積低地にあたることから、累積的な変位は地下に伏在しているものと推定して、ここでは、同区間を含めて梅原断層として扱うこととした。
三田洞断層帯は、岐阜市北部に位置する断層帯で、根尾谷断層（岐阜市伊洞以東の区間）と三田洞断層により構成される。
濃尾断層帯主部の位置・形態については、岡田（１９７９）、活断層研究会編（１９９１）及び中田・今泉編（２００２）などに示されている。ここでは、本断層帯を構成する各断層の位置と名称は、活断層研究会編（１９９１）に従った。

（２）断層面の位置・形状

濃尾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、根尾谷断層帯では約３０ｋｍ、Ｎ３５°Ｗ、梅原断層帯では約３６ｋｍ、Ｎ５５°Ｗ、三田洞断層帯では約１９ｋｍ、Ｎ６０°Ｗとなる。また、濃尾断層帯主部全体の長さは、根尾谷断層帯の北西端と梅原断層帯の南東端とを結ぶと約５５ｋｍ、Ｎ５０°Ｗとなる（図２）。
断層面の上端の深さは、いずれ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。
断層面の傾斜は、根尾谷断層帯と梅原断層帯については、複数のトレンチ調査や断層露頭でほぼ垂直−６０°程度の断層面が確認されていること（松田，１９７４；宮腰ほか，１９８８；岡田ほか，１９９２；岡田・松田，１９９２；佐藤ほか，１９９２；苅谷，１９９９；粟田ほか，１９９９など）及び断層トレースが概ね直線的であることから、地表付近では高角と考えられる。また、三田洞断層帯については、断層トレースがほぼ直線的であることから地表付近では高角と推定される。なお、三雲・安藤（１９７５）及びＭｉｋｕｍｏ　ａｎｄ　Ａｎｄｏ（１９７６）による１８９１年の濃尾地震地震の断層モデルでは、根尾谷断層帯と梅原断層帯の断層面の傾斜角は９０°とされている。
断層面の幅は、根尾谷断層帯、梅原断層帯及び三田洞断層帯ともに、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（評価文２．１．２（７）を参照）から、根尾谷断層帯と梅原断層帯では、それぞれ１５ｋｍ程度及び２０ｋｍ程度と推定され、三田洞断層帯では２０ｋｍ程度の可能性があると判断される。

（３）断層の変位の向き（ずれの向き）（注１０）

河川の屈曲や山地の高度不連続などの地形的特徴（活断層研究会編，１９９１など）に基づくと、濃尾断層帯主部は全体に左横ずれが卓越すると考えられる。また、梅原断層帯では北西部の一部で北東側隆起成分、南東部では南西側隆起成分を、三田洞断層帯では南西側隆起成分を伴うと考えられる。

２．２．２　濃尾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１０）

＜根尾谷断層帯＞

根尾谷断層帯のほぼ中央に位置する本巣市中付近では、低位段丘面を開析する神所（こうどころ）川に約２８ｍの左横ずれ変位が見られる。また、神所川支流の堆積物に覆われる低位段丘面上部の年代が約１万６千年前であり、中付近に分布する段丘面の形成時期はこれより少し若いとされている（岡田・松田，１９９２）。このことから、この地点の平均左横ずれ変位速度は２ｍ／千年程度と推定され、ここでは本値を根尾谷断層帯の全体値とみなす。

＜梅原断層帯＞

梅原断層帯では、主成分である左横ずれ成分に関する平均変位速度の資料は得られていない。
梅原断層帯のほぼ中央にあたる山県市高富の鳥羽川流域では、断層帯の北側が沈降域にあたり、深さ１５ｍ付近に阿蘇４火山灰層（約８万５千−９万年前；町田・新井，２００３；注１１）が、また深さ３ｍ付近に姶良Ｔｎ火山灰層（約２万８千年前；注１１）が挟まれている（森山ほか，１９９８；岡田，２００２）。一方、鳥羽川の流域では、相対的な隆起域である断層帯の南側を含めて谷底低地が広がり、河成段丘が分布しない（岡田，２００２）。このことから、梅原断層による更新世後期以降の平均上下変位速度は０．１−０．２ｍ／千年以下の可能性がある。
なお、活断層研究会編（１９９１）は、本断層帯を構成する長滝断層と梅原断層の活動度をＢ−Ｃ級としている。

＜三田洞断層帯＞

三田洞断層帯では、平均変位速度に関する詳細な資料は得られていない。
なお、活断層研究会編（１９９１）は、本断層帯の主体をなす三田洞断層の活動度をＢ−Ｃ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

＜根尾谷断層帯＞

根尾谷断層門脇地点（トレンチ調査）

根尾谷断層のほぼ中央に位置する本巣市門脇では、中位段丘面上の低断層崖においてトレンチが掘削され、段丘堆積物と地溝を埋積する腐植土層、シルト層を切る断層群が確認された（粟田ほか，１９９９；図６）。
トレンチ壁面には、Ｂ層（砂質の腐植土）を切りＡ層（耕作土）に覆われる断層（Ｆ１）や、フラワー構造を伴った断層帯（Ｆ２，３，４）が認められる。Ｂ層の下部からは約２千８百−２千６百年前、約４千−３千９百年前といった^１４Ｃ年代値が得られている。ただし、粟田ほか（１９９９）は、Ｂ層上部は空隙が多く基底付近には小礫を含むなど現在の耕作土と似た産状を示すことから、Ｂ層を旧耕作土の可能性が高いとしている。その場合、Ｂ層の形成時期は得られた^１４Ｃ年代値よりも新しいことになる。ここでは、少なくとも約２千８百年前以後に断層活動があった可能性があると判断する。
また、Ｆ５，７，８断層群に伴うフラワー構造が、Ｃ層（腐植土層）を切り、Ｂ層に覆われる（粟田ほか，１９９９）。その活動時期はＣ層堆積（約４千５百−４千３百年前）より後で、Ｂ層形成時より前である。ただし、Ｂ層は人工改変を受けた耕作土である可能性が高いこと（粟田ほか，１９９９）を考慮すると、その年代の上限は限定できない。よって、ここでは約４千５百年前以後に上述の活動とは別個の断層活動があったと判断する。
トレンチの北西側壁面では、Ｃ層基底（平行葉理を伴う腐植質砂層）がＤ層（腐植質砂層）の上部を削剥して緩く傾斜不整合で覆っている（粟田ほか，１９９９）。また、Ｆ６断層群ではＤ層中に挟まれる鬼界アカホヤ火山灰層（約７千３百年前；注１１）に見かけ０．２ｍの上下変位が生じているが、上位のＣ層の基底部にはそのような上下変位は認められない（粟田ほか，１９９９）。したがって、鬼界アカホヤ火山灰層堆積より後、Ｃ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７千３百年前以後、約４千３百年前以前である。
なお、上記の活動層準以前にも、Ｅ層（シルト質腐植土層）とＦ層（礫混じりシルト質腐植土層）がいずれも地溝の中央部で層厚が大きくなることから、Ｆ層下位のＧ層（礫質シルト質粘土層）堆積より後、Ｄ層堆積より前に少なくとも１回以上の断層活動があった可能性もある。その年代は両層から得られた^１４Ｃ年代値に基づくと約１万４千年前以後、約８千１百年前以前となる。また、Ｆ４断層帯によってＧ層が切られ、下位のＨ層（礫混じり砂質シルト層）と断層を介して接している。さらにＦ４断層帯付近では、Ｇ層を欠いて上位のＦ層が直接Ｈ層を覆っている。したがって、Ｈ層堆積より後、Ｆ層堆積より前に断層活動があった可能性もあり、その年代はＦ層基底から得られた年代値に基づくと約１万３千年前以前となる。

根尾谷断層金原（きんばら）地点（トレンチ調査）

根尾谷断層の南東部に位置する本巣市金原では、宮腰ほか（１９８８）などによりトレンチ調査が実施された。トレンチ壁面の下半部では、礫層と基盤岩とが高角度の断層面で接する。
宮腰ほか（１９８８）は、トレンチ壁面に認められた地層を�T層−�]�T層に区分して、それらの平均上下変位量の違いから、�]�T層の堆積後に少なくとも４回の活動（�X層堆積後−�W層堆積以前、�Z層堆積後−�X層堆積以前、�]層堆積後−�Z層堆積以前、�]�T層堆積後−�]層堆積以前）があったとしている。しかし、得られた^１４Ｃ年代試料が限られているため、個々の断層活動の年代は判断できない。

＜梅原断層帯＞

長滝断層金原谷上流地点（断層露頭調査）

長滝断層のほぼ中央に位置する本巣市金原谷の上流では、極めて新鮮な形態を持つ断層凹地や低断層崖が認められ、礫混じり腐植土層下部（１７−１９世紀）が断層に切られている（苅谷，１９９９；図７）。したがって、本地点では１７世紀以後に断層活動があったと考えられる。

梅原断層高田（こうでん）地点（トレンチ調査）

梅原断層のほぼ中央に位置する山県市高田では、越切峠の東側の沖積低地において、変動地形から予想された推定断層線と直交するようにトレンチが掘削された（岡田ほか，１９９２）。トレンチ壁面下部には、Ｆ１−Ｆ５の５本の断層が認められた（図８）。
トレンチ上部では、鬼界アカホヤ火山灰層（約７千３百年前）を上部に挟む３層（泥炭層）が上面で４０ｃｍ程度南南西上がりに変形を被る。よって、３層堆積より後に断層活動が生じたと考えられ、その年代は約７千３百年前以後となる。岡田ほか（１９９２）は、この３層上面を１８９１年の濃尾地震以前の地表面と推定し、地震時には水田に撓曲が生じたと推定している。
断層の下盤側のみに分布する３ａ層（粘土層）は、１８９１年の濃尾地震時と同様の地変（断層の北側が相対的に沈降し、湖沼状態が出現；大森，１８９４など）により形成した可能性がある（岡田ほか，１９９２）。また、３層基底面あるいは４層（泥炭層）中に挟まれる姶良Ｔｎ火山灰層（約２万８千年前）の乱れは、３ａ層堆積より前に強い地震動が生じたことを示唆する（岡田ほか，１９９２）。これらのことから、岡田ほか（１９９２）は、３層下部が堆積した後に１つ前の断層活動が生じた可能性が高いとしている。ここでは３層下部堆積より後、３ａ層堆積より前に断層活動があった可能性があると判断し、両層から得られた^１４Ｃ年代値に基づいて、その年代を約２万４千年前以後、約２万２千年前以前とする。
トレンチの東側壁面では、Ｆ４断層が４層下部を切り、４層下部と７層下部が断層を挟んで接する。このＦ４断層の低下側には３ａ層と同様の性格を持つ４ａ層が発達する（岡田ほか，１９９２）。これらのことから、４層下部堆積より後、４ａ層堆積より前に断層活動があった可能性がある。また、その年代は、４層上部に姶良Ｔｎ火山灰層を挟むことと４層下部から得られた^１４Ｃ年代値に基づくと、約３万１千年前以後、約２万８千年前以前となる。
Ｆ３断層は、５層以下の地層を切り４層に覆われる。よって、５層堆積より後、４層堆積より前に断層活動があったと考えられる。また、Ｆ２断層及びＦ５断層は、６層までを切り５層に覆われることから、６層堆積より後、５層堆積より前にも断層活動があったと考えられる。岡田ほか（１９９２）によると、これらの地層からは３０，０００ｙＢＰより古い値の^１４Ｃ年代値が得られているが、これらの値は気体係数法による炭素同位体年代測定法の限界に近い値とされている。よって、これらの^１４Ｃ年代値を用いて断層活動時期を特定することはできない。
なお、岡田ほか（１９９２）は、さらに下位においてＦ１断層が７層上部までを切り、５層に覆われるとし、この断層と６層との関係は不明であるとしている。この断層活動は、Ｆ２断層及びＦ５断層の活動に対比されると判断される。

梅原断層上洞（じょうぼら）地点（トレンチ調査）

梅原断層のほぼ中央に位置する山県市上洞では、小規模な扇状地を横切る断層を対象としてトレンチ（上洞−１、−２、−３）が掘削された（粟田ほか，１９９９）。トレンチ壁面には幅約１０ｍに渡る断層帯が認められた。
上洞−２トレンチの西側壁面では、扇状地堆積物（Ｃ−Ｇ層）と旧耕作土（Ｂ層）を切り、現耕作土（Ａ層）に覆われる断層帯が認められた（図９）。断層帯は、フラワー構造を伴う多くの断層群からなるが、トレンチ壁面の全域にわたって上部のＢ層から基底のＧ層まで一様に断層に切られており、変位の累積は認められない（粟田ほか，１９９９）。したがって、少なくともＦ層（腐植質−シルト質粘土層：１万３千年前）より後に１回の活動しか無く、その時期は旧耕作土であるＢ層の形成よりも後と考えられる。

＜三田洞断層帯＞

三田洞断層帯では、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

１８９１年の濃尾地震（マグニチュード８．０：宇佐美，２００３）では、根尾谷断層帯と梅原断層帯は、温見断層の北西部とともに長さ約７６ｋｍの地震断層の一部として活動した（松田，１９７４など）。また、その際、根尾谷断層帯に沿って最大約７．４ｍの左横ずれ、梅原断層帯では約３−５ｍの左横ずれと２ｍ程度の相対的な北側の沈降を伴った地震断層が出現した（松田，１９７４）。
三田洞断層帯では、１８９１年の濃尾地震の際には活動しておらず、歴史時代に活動があったことも知られていない（松田，１９７４；宇佐美，２００３など）。

以上の調査結果をまとめると、濃尾断層帯主部の過去の活動は次のようにまとめられる。
根尾谷断層帯の最新活動は、１８９１年の濃尾地震であり、１つ前の活動時期は約４千５百年前以後、１８９１年以前と考えられる。また、２つ前の活動時期は約７千３百年前以後、約４千３百年前以前の可能性がある。なお、約１万４千年前以後、約８千１百年前以前に１回以上の断層活動があった可能性があり、約１万３千年前以前にも断層活動が推定される。
梅原断層帯の最新活動は、１８９１年の濃尾地震である。また、１つ前の活動時期は約２万４千年前以後、約２万２千年前以前、２つ前の活動時期は約３万１千年前以後、約２万８千年前以前であった可能性がある。また、それ以前にも２回の活動が確認されているが、その年代は不明である。
三田洞断層帯では、１８９１年の濃尾地震の際に活動していないことを含めて、歴史時代に活動があったことは知られていない。

（３）１回の変位量（ずれの量）（注１０）

＜根尾谷断層帯＞

根尾谷断層帯が単独で活動する際の、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、根尾谷断層帯の長さは約３０ｋｍと推定されることから、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２．４ｍと計算される。したがって、根尾谷断層帯が単独で動く場合の１回の活動に伴う左横ずれ変位量は２−３ｍ程度の可能性がある。
なお、根尾谷断層帯は、１８９１年の濃尾地震の際に、梅原断層帯、温見断層北西部とともに長さ約７６ｋｍの地震断層の一部として活動している。このとき、根尾谷断層では最大７．４ｍの左横ずれ変位が生じている。

＜梅原断層帯＞

梅原断層帯が単独で活動する際の、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、梅原断層帯の長さは約３６ｋｍと推定されることから、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２．９ｍと計算される。したがって、梅原断層帯が単独で動く場合の１回の活動に伴う左横ずれ変位量は３ｍ程度の可能性がある。

＜三田洞断層帯＞

三田洞断層帯では、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、三田洞断層帯の長さは約１９ｋｍと推定されることから、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１．５ｍと計算される。したがって、三田洞断層帯の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。

（４）活動間隔

＜根尾谷断層帯＞

根尾谷断層帯は、最新活動が１８９１年の濃尾地震であり、２回前の活動時期が約７千３百年前以後、約４千３百年前以前の可能性があることから、平均活動間隔は約２千１百−３千６百年の可能性があると判断される。

＜梅原断層帯＞

梅原断層帯は、最新活動が１８９１年の濃尾地震であり、２回前の活動時期が約３万１千年前以後、約２万８千年前以前の可能性があることから、平均活動間隔は約１万４千−１万５千年の可能性があると判断される。

＜三田洞断層帯＞

三田洞断層帯では、活動時期、平均変位速度等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

濃尾断層帯主部は、過去の活動時期が異なることから、根尾谷断層帯、梅原断層帯及び三田洞断層帯の３つの区間に分かれて活動してきたと推定される（注１２）。
また、これらの断層（帯）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。
１８９１年の濃尾地震では、根尾谷断層帯と梅原断層帯は温見断層北西部と同時に活動している。しかし、三田洞断層帯はこの地震では活動していない。なお、前述したように、過去の活動履歴に基づくと、根尾谷断層帯と温見断層北西部とは濃尾地震以前にも同時に活動した可能性も示唆される（２．１．２（５）を参照）。

（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　濃尾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

２．２．２（５）に記述したように、濃尾断層帯主部は根尾谷断層帯、梅原断層帯及び三田洞断層帯の３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３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）に基づくと、根尾谷断層帯では、長さが約３０ｋｍと推定されることから、マグニチュード７．３程度の地震が発生すると推定され、その際には２−３ｍ程度の左横ずれが生じる可能性がある。梅原断層帯では、長さが約３６ｋｍと推定されることからマグニチュード７．４程度の地震が発生すると推定され、その際には、３ｍ程度の左横ずれが生じる可能性がある。また、三田洞断層帯では長さが約１９ｋｍと推定されることからマグニチュード７．０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。
また、根尾谷断層帯と、梅原断層帯ないし三田洞断層帯とは、ほぼ連続して分布することから、将来の活動においては、これらが同時に活動する可能性もある。さらに、濃尾断層帯全体が同時に活動する可能性もある。その場合、前述の経験式（１）によると、いずれもマグニチュード７．７程度の地震が発生すると推定される。
なお、１８９１年の濃尾地震の際には根尾谷断層帯、梅原断層帯と温見断層北西部が同時に活動している。よって、将来においても濃尾断層帯主部と温見断層北西部が同時に活動する可能性もある。

（２）地震発生の可能性

根尾谷断層帯、梅原断層帯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４に示すとおりである（注１、２）。
根尾谷断層帯は、平均活動間隔が約２千１百−３千６百年の可能性があり、最新活動時期が１８９１年の濃尾地震であることから、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０．０３−０．０５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、いずれもほぼ０％である。また、現在までの集積確率もほぼ０％となる。表８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。
梅原断層帯は、平均活動間隔が約１万４千−１万５千年の可能性があり、最新活動時期が１８９１年の濃尾地震であることから、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０．００８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、いずれもほぼ０％である。また、現在までの集積確率もほぼ０％となる。表９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。
三田洞断層帯は、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。
なお、根尾谷断層帯と梅原断層帯が同時に活動する場合、もしくは濃尾断層帯全体が同時に活動する場合の地震発生確率は、梅原断層帯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。また、根尾谷断層帯と三田洞断層帯が同時に活動する場合の地震発生確率は、根尾谷断層帯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。

２．３　揖斐川断層帯

２．３．１　揖斐川断層帯の位置及び形態

（１）揖斐川断層帯を構成する断層

揖斐川断層帯は、岐阜県揖斐郡藤橋村から本巣市に至る断層帯である（図１、２）。本断層帯は、揖斐川断層と冠山断層から構成される。本断層帯の位置・形態は、岡田（１９７９）、活断層研究会編（１９９１）及び中田・今泉編（２００２）などに示されている。ここでは、各断層の位置と名称は活断層研究会編（１９９１）に従った。

（２）断層面の位置・形状

揖斐川断層帯の長さ及び一般走向は、断層帯の北西端と南東端を直線で結ぶと約２４ｋｍ、Ｎ６０°Ｗ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。
断層面の傾斜は、断層のトレースが概ね直線的であることや、トレンチ調査結果（吉岡ほか，２００２ａ）に基づくと地表付近では高角と推定される。
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（約１５ｋｍ）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１０）

揖斐川断層帯は、河川の屈曲や山地の高度不連続などの地形的特徴（活断層研究会編，１９９１など）に基づくと、全体に左横ずれが卓越する断層からなり、揖斐川断層の南東部では南西側隆起成分を伴うと考えられる。

２．３．２　揖斐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１０）

揖斐川断層帯では、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、揖斐川断層の活動度をＢ級、冠山断層の活動度をＣ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

揖斐川断層塚地点（トレンチ調査）

揖斐川断層の北西部に位置する揖斐郡藤橋村塚では、低位段丘面（�T−�V面）上で断層に沿って３箇所でトレンチ（Ａ−Ｃトレンチ）が掘削された（吉岡ほか，２００２ａ，２００３）。このうち、低位�U面と�V面の境界をなす段丘崖付近で掘削されたＡトレンチでは、低位�V段丘堆積物を切る断層が確認され、堆積物の横ずれ変位が検討された（図１０）。また、低位�T面上の低断層崖を横切って掘削されたＣトレンチでは、複数回の断層活動時期の検討が行われた（図１１）。
Ａトレンチでは、段丘面離水後の二次的な堆積物（�W層：１世紀）を切る断層が認められた（吉岡ほか，２００３）。この断層を覆う腐植質土層（�T層）からは約１万−９千９百年前の値を示す^１４Ｃ年代試料が得られているが、これは段丘崖からの再堆積によるものと考えられる。また、Ｃトレンチでは、腐植質土壌（Ｄ層）を切り、礫混じり土壌（Ｂ層）及び表土（Ａ層）に覆われる断層が認められた。Ｄ層のうち、断層に確実に切られる地層から得られた最も若い年代は、約４千−３千８百年前である。また、Ｂ層からは８−１０世紀の^１４Ｃ年代値が得られている。したがって、両トレンチの結果に基づくと、本地点の最新活動時期は１世紀以後、１０世紀以前と考えられる。
なお、吉岡ほか（２００３）は、Ｃトレンチにおいて、断層の見かけ隆起側で礫層（Ｆ層）を覆って分布する約２千８百−２千５百年前の年代を示す腐植質土壌が、Ｄ層上部に相当すると判断した。そして、断層の隆起側にＤ層中部の分布が認められないことから、Ｄ層堆積中の約７千６百年前以後、約３千８百年前以前に少なくとも１回の活動があった可能性を指摘している。また、吉岡ほか（２００３）では、Ｃトレンチの北西壁面において、Ｅ層とＦ層が接する直立ないし逆転する境界を断層と推定し、それをＤ層がなめらかに覆うとして、Ｅ層堆積より後Ｄ層堆積より前に少なくとも１回の活動があったと推定している。しかし、Ｄ層中の層序区分が図から読みとれないことなどから、１つ前の活動時期については十分に限定することが出来ない。

ｂ）先史時代・歴史時代の活動

揖斐川断層帯付近では、１８９１年に濃尾地震が発生している。ただし、本断層帯については、濃尾地震の際に活動したという記録はない（松田，１９７４）。

以上の調査結果に基づくと、揖斐川断層帯の最新活動時期は１世紀以後、１０世紀以前と考えられる。

（３）１回の変位量（ずれの量）（注１０）

揖斐川断層帯では、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、本断層帯の長さは約２４ｋｍと推定されることから、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１．９ｍと計算される。したがって、本断層帯の１回の活動に伴う左横ずれ変位量は２ｍ程度であった可能性があると判断する。
なお、吉岡ほか（２００３）は、塚地点のＣトレンチにおいて、Ｄ層基底が見かけ約１ｍの上下変位を示すことを見出している。また、吉岡ほか（２００３）は、Ａトレンチの壁面に露出した２条の断層について、本流性の円礫層である�X層の堆積時の流路方向が、トレンチ内の別の壁面で復元された同流路方向と同じと仮定して、それぞれの断層による�X層基底の左ずれ量を２．５ｍ程度及び４ｍ程度（合計６．５ｍ程度）と見積もっている。ただし、いずれもそれらが何回の断層活動によるものかは明確ではないため、ここでは参考値として扱う。

（４）活動間隔

揖斐川断層帯では、最新活動時期は判明しているが、それ以前の活動時期や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

揖斐川断層帯を構成する揖斐川断層と冠山断層は１−２ｋｍの間隔で並走することから、松田（１９９０）の基準に基づけば、全体が１つの活動区間として活動したと推定される。

（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　揖斐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、揖斐川断層帯は全体が１つの活動区間として同時に活動すると推定される。この場合、長さが約２４ｋｍと推定されることから、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７．１程度の地震が発生し、その際には２ｍ程度の左横ずれが生じる可能性があると判断される。

（２）地震発生の可能性

揖斐川断層帯では、最新活動時期は判明しているが、それ以前の活動時期や平均変位速度など、過去の活動に関する資料が不足しているため、将来の地震発生確率は不明である。

２．４　武儀川断層

２．４．１　武儀川断層の位置及び形態

（１）構成する断層

武儀川（むぎがわ）断層は、岐阜県本巣市から山県市を経て武儀郡武芸川（むげがわ）町まで、ほぼ武儀川の上流に沿って延びる断層である（図１、２）。本断層の位置・形態は、岡田（１９７９）、活断層研究会編（１９９１）及び中田・今泉編（２００２）などに示されており、ほぼ一致する。ここでは、断層の位置と名称は活断層研究会編（１９９１）に従った。

（２）断層面の位置・形状

武儀川断層の長さ及び一般走向は、断層帯の北西端と南東端を直線で結ぶと約２９ｋｍ、Ｎ６０°Ｗ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。
断層面の傾斜は、断層の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（約２０ｋｍ）から、２０ｋｍ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１０）

武儀川断層は、河川の屈曲や山地の高度不連続などの地形的特徴（活断層研究会編，１９９１など）に基づくと、全体に左横ずれが卓越し、南東部では北東側隆起成分を伴うと考えられる。

２．４．２　武儀川断層の過去の活動

（１）平均変位速度（平均的なずれの速度）（注１０）

武儀川断層では、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、武儀川断層の活動度を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

地形・地質的な過去の活動に関する資料に関しては、信頼性のあるものは得られていない。
なお、吉岡ほか（２００１ｂ）は、本断層の南東部に位置する山県市中洞（なかほら）において、推定断層線上でトレンチ調査を実施し、発見された埋没チャネルが上流の谷に対してオフセットしていないことから、約４千２百年前以後に断層活動が無かったとしている。しかし、中田・今泉編（２００２）によれば、トレンチ掘削地点は右ステップで雁行配列する断層線のほぼ末端に位置するため、本断層の活動が無かったとすることの信頼性は低いものと考えられる。

ｂ）先史時代・歴史時代の活動

武儀川断層付近では、１８９１年に濃尾地震が発生している。ただし、本断層については、濃尾地震の際に活動したという記録はない（松田，１９７４）。

（３）１回の変位量（ずれの量）（注１０）

武儀川断層では、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、本断層の長さは約２９ｋｍと推定されることから、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２．３ｍと計算される。したがって、本断層帯の１回の活動に伴う左横ずれ変位量は２ｍ程度であった可能性があると判断する。

（４）活動間隔

武儀川断層では、活動時期、平均変位速度等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

武儀川断層は、ほぼ連続して分布することから松田（１９９０）の基準に基づけば、全体が１つの活動区間として活動したと推定される。

（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。

２．４．３　武儀川断層の将来の活動

（１）活動区間及び活動時の地震の規模

２．４．２（５）で述べたように、武儀川断層は全体が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２９ｋｍと推定されることから、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程度の地震が発生し、その際には２ｍ程度の左横ずれが生じる可能性があると判断される。

（２）地震発生の可能性

揖斐川断層帯では、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

濃尾断層帯を構成する各断層帯では、いずれも、１回のずれの量について精度の良い数値が得られていない。また、温見断層の南東部、揖斐川断層帯及び武儀川断層では、最新活動時期を含めた過去の活動に関して、ほとんど資料が得られていない。本断層帯の将来の活動性を明らかにするためには、これらについて精度の良い資料を集積する必要がある。

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（平成１０年度活断層・古地震研究調査概要報告書），１５１−１３０．

別所文吉（１９６７）：山嶽の靜動および環根尾断層地質構造図．金沢大学教育学部地学教室，地質彙報，初号，３６４ｐ．

岐阜県文化財保護センター（１９９５）：徳山に埋もれた歴史を探る．「１９９５年度徳山地区埋蔵文化財調査現地説明会資料」，２１ｐ．

林　上（１９７１）：濃尾地震にともなう根尾谷断層の水平変位量−根尾村中地区の場合．地理学評論，４４，８７５−８７７．

林　唯一（１９８３）：水鳥地区の根尾谷断層および濃尾地震．岐阜女子大学地域文化研究報告，１，７３−８８．

池田隆司・小村健太朗・飯尾能久・塚原弘昭（１９９４）：根尾谷活断層ドリリング（１）−深度３００ｍまでの結果．日本地震学会講演予稿集，２，３９８−３９８．

井上大栄・宮腰勝義・楠　健一郎・木方建造・大山隆弘・曽根賢治・鈴木浩一・上田圭一・藤光康宏・本島　睦・本荘静光・佐竹義光（１９９１）：第四紀層下に分布する断層の調査法・活動性評価法．電力中央研究所報告，Ｕ２２，１５０ｐ．

井関弘太郎（１９６６）：濃尾地震（１８９１年）にみられた濃尾平野の活断層．名古屋大学文学部研究論集（史学），１６，２３１−２４３．

井関弘太郎・守屋以智雄（１９６８）：根尾谷断層に関する資料．地学雑誌，７７，１５５−１６５．

地震調査研究推進本部（１９９７）：「地震に関する基盤的調査観測計画」．３８ｐ．

地震調査研究推進本部地震調査委員会長期評価部会（１９９９）：「（改定試案）長期的な地震発生確率の評価手法について」．７４ｐ．

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．

金折裕司・猪原芳樹・宮腰勝義・角田隆彦・佐竹義典・日比野　敏（１９８５）：「上金原地区における根尾谷断層の性状（その１）予察トレンチ調査及びボーリング調査結果」．電力中央研究所土木研究所立地部，２号印刷物，２５ｐ．

活断層研究会編（１９８０）：「日本の活断層−分布図と資料」．東京大学出版会，３６３ｐ．

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．

苅谷愛彦（１９９９）：濃尾活断層系長滝断層の変位地形と最新活動．地質調査所速報，ｎｏ．ＥＱ／９９／３（平成１０年度活断層・古地震研究調査概要報告書），１３１−１４０．

河合正虎（１９５９）：飛騨高原西部における後期中生代の地殻変動−第２報（越前・美濃山地の地質学的研究）．　地質学雑誌，６５，７６０−７６５．

河合正虎（１９６４）：５万分の１地質図「根尾」および同地質説明書，地質調査所，６６ｐ．

Ｋｉｔａｇａｗａ，Ｈ．　ａｎｄ　ｖａｎ　ｄｅｒ　Ｐｌｉｃｈｔ，Ｊ．（１９９８）：Ａｔｍｏｓｐｈｅｒｉｃ　ｒａｄｉｏｃａｒｂｏｎ　ｃａｌｉｂｒａｔｉｏｎ　ｔｏ　４５，０００ｙｒＢ．Ｐ．：Ｌａｔｅ　Ｇｌａｃｉａｌ　ｆｌｕｃｔｕａｔｉｏｎｓ　ａｎｄ　ｃｏｓｍｏｇｅｎｉｃ　ｉｓｏｔｏｐｅ　ｐｒｏｄｕｃｔｉｏｎ．　Ｓｃｉｅｎｃｅ，２７９，１１８７−１１９０．

小池一之・町田　洋編（２００１）：「日本の海成段丘アトラス」．東京大学出版会，ＣＤ−ＲＯＭ　３枚・付図２葉・１２２ｐ．

小坂和夫（１９８７）：美濃帯中・古生層の大規模な折れ曲がり帯とそれを変位させる"濃尾活断層系"．地質学雑誌，９３，３６９−３７２．

小藤文次郎（１８９２）：濃尾大地震ノ震源．東洋学芸雑誌，９，１４７−１５８．

Ｋｏｔｏ，Ｂ．（１８９３）：Ｏｎ　ｔｈｅ　ｃａｕｓｅ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｇｒｅａｔ　ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ　ｉｎ　ｃｅｎｔｒａｌ　Ｊａｐａｎ，１８９１．Ｊｏｕｒ．Ｃｏｌ．Ｓｃｉ．，Ｉｍｐ．Ｕｎｉｖ．Ｊａｐａｎ，５，２９５−３５３．

隈元　崇・岡田篤正・遠田晋次・上田圭一・池田安隆（１９９２）：１９９１年濃尾活断層系根尾谷断層（金原地区）トレンチ調査．活断層研究，１０，８５−９１．

京都大学防災研究所（１９８３）：濃尾地震断層系のトレンチ調査．地震予知連絡会会報，２９，３６０−３６７．

京都大学防災研究所（１９８６ａ）：１９８１年濃尾活断層系梅原断層（高田地区）トレンチ調査．活断層研究，３，２８−３２．

京都大学防災研究所（１９８６ｂ）：１９８１年濃尾活断層系根尾谷断層（佐野地区）トレンチ調査．活断層研究，３，３３−３６．

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，３３６ｐ．

松田時彦（１９７４）：１８９１年濃尾地震の地震断層．地震研究所研究速報，１３，８５−１２６．

松田時彦（１９７５）：活断層から発生する地震の規模と周期について．地震第２輯，２８，２６９−２８３．

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．

三木晴男・渡辺　晃・島田充彦（１９６５）：根尾断層周辺に発生する極微小地震の観測．地震第２輯，１８，１０３−１１２．

三雲　健・安藤雅孝（１９７５）：濃尾地震の解析的再現．科学，４５，５０−５８．

Ｍｉｋｕｍｏ，Ｔ．　ａｎｄ　Ａｎｄｏ，Ｍ．　（１９７６）：Ａ　ｓｅａｒｃｈ　ｉｎｔｏ　ｔｈｅ　ｆａｕｌｔｉｎｔｇ　ｍｅｃｈａｎｉｓｍ　ｏｆ　ｔｈｅ　１８９１　ｇｒｅａｔ　Ｎｏｂｉ　ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ，Ｊ．Ｐｈｙｓ．　Ｅａｒｔｈ，２４，６３−８７．

宮腰勝義・緒方正虔・角田隆彦・佐竹義典・田中和広・木方建造・猪原芳樹・金折裕司（１９８８）：根尾谷断層の活動性−岐阜県金原における断層の分布・性状と活動様式の解析−．電力中央研究報告，Ｕ８８０５２，１−３８．

森山昭雄・鈴木毅彦・加古久訓（１９９８）：岐阜県高富低地の古環境変動と木曽川の大規模変遷．日本第四紀学会講演要旨集，２８，９０−９１．

村松郁栄（１９７６）：根尾谷断層と濃尾地震．地質学論集，１２，１１７−１２７．

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．

村松郁栄・梶田澄雄・鈴木静枝・杉村　新（１９６４）：水鳥断層の構造．岐阜大学学芸部研究報告，３，３０８−３１７．

村松郁栄・松田時彦・岡田篤正（２００２）：「濃尾地震と根尾谷断層帯−内陸最大地震と断層の諸性質−」．古今書院，３４０ｐ．

中村新太郎・別所文吉（１９３３）：根尾断層をめぐる地質構造．地質学雑誌，４０，４１７−４１９．

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・付図１葉・６０ｐ．

日本第四紀学会第四紀露頭集編集委員会編（１９９６）：「第四紀露頭集−日本のテフラ」．日本第四紀学会，３５２ｐ．

Ｎｉｋｌａｕｓ，Ｔ．　Ｒ．（１９９１）：ＣａｌｉｂＥＴＨ　ｖｅｒｓｉｏｎ　１．５，ＥＴＨ　Ｚｕｒｉｃｈ，２ｄｉｓｋｅｔｔｓ　ａｎｄ　ｍａｎｕａｌ，１５１ｐ．

野村倉一（１９８０）：「濃尾地震のツメ跡」．教育出版文化協会，１２８ｐ．

小川琢治（１９０３）：濃尾地震後地形変化の測定結果（万国測地学委員会の報告）．地学雑誌，１５，８５７−８５９．

岡山俊雄（１９３１）：美濃越前山地内部の断層地形（一）（二）．地理学評論，７，９２０−９４２，１０３５−１０６２．

大森房吉（１８９４）：濃尾地震概況．明治二十四年十月二十八日大震報告．４８−８８．

大森房吉（１９００）：明治二十四年十月二十八日濃尾大地震ノ調査（第二回報告）．震災予防調査会報告，３２，６７−８７．

大森房吉（１９１０）：地震ノ種類ニ就キテ．震災予防調査会報告，６８甲，３−１９．

岡田篤正（１９７９）：愛知県内の活断層に関する解説．「愛知県の地質・地盤（その４）」，愛知県防災会議地震部会，１７−２１．

岡田篤正（１９８６）：中部日本の活断層とプレート境界問題．月刊地球，８，７５６−７６２．

岡田篤正（１９８７）：濃尾地震断層系根尾谷断層［巡検資料］．活断層研究，４，７１−９０．

岡田篤正（２００２）：濃尾断層系の諸性．「濃尾地震と根尾谷断層帯−内陸最大地震と断層の諸性質−」．古今書院，１９１−３３０，３４０ｐ．

岡田篤正・松田時彦（１９９２）：根尾村水鳥および中付近における根尾谷断層の第四紀後期の活動性．地学雑誌，１０１，１９−３７．

岡田篤正・渡辺満久・安藤雅孝・佃　為成・平野信一（１９９２）：濃尾活断層系から発生した古地震の考察−梅原断層のトレンチ調査．地学雑誌，１０１，１−１８．

産業技術総合研究所（２００１）：温見断層のトレンチ調査（福井県大野市温見地区）．地震予知連絡会会報，６６，３７６−３７９．

佐藤比呂志・岡田篤正・松田時彦・隈元　崇（１９９２）：根尾谷断層水鳥断層崖のトレンチ壁面の地質．地学雑誌，１０１，５５６−５７２．

田畑茂清・原　義文・井上公夫（１９９９）：濃尾地震（１８９１）に起因した土砂移動の実態．砂防学会誌，５２，２４−３３．

辻村太郎（１９２６）：「日本地形誌」．古今書院，４５４ｐ．

津屋弘達（１９３７）：水鳥の地震断層と附近の地質．地震，９，３９８−４１０．

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，６０５ｐ．

脇田浩二（１９９１）：谷汲地域の地質．地域地質研究報告（５万分の１地質図幅），地質調査所，５１ｐ．

脇田浩二・原山　智・鹿野和彦・三村弘二・坂本　享・広島俊男・駒澤正夫（１９９２）：１：２００，０００地質図幅「岐阜」．地質調査所．

渡辺　晃・中村正夫（１９６７）：根尾谷近傍に発生する微小地震の２，３の性質．地震第２輯，２０，１０６−１１５．

吉岡敏和・粟田泰夫・下川浩一・石本裕己・吉村実義・松浦一樹（２００１ａ）：濃尾地震断層系・温見断層の活動履歴調査．活断層・古地震研究報告，Ｎｏ．１（２００１年），９７−１０５，産業技術総合研究所地質調査研究センター．

吉岡敏和・苅谷愛彦・吾妻　崇・松崎達二・川崎輝雄（２００１ｂ）：武儀川断層の活動履歴調査．活断層・古地震研究報告，Ｎｏ．１（２００１年），１０７−１１４，産業技術総合研究所地質調査総合センター．

吉岡敏和・粟田泰夫・佐々木俊法・田中竹延・柳田　誠（２００２ａ）：揖斐川断層の活動履歴調査．活断層・古地震研究報告，産業技術総合研究所地質調査総合センター，Ｎｏ．２，．８１−８９．

吉岡敏和・粟田泰夫・下川浩一・石本裕己・吉村実義・松浦一樹（２００２ｂ）：トレンチ調査に基づく１８９１年濃尾地震断層系・温見断層の活動履歴．地震第２輯，５５，３０１−３０９．

吉岡敏和・粟田泰夫・佐々木俊法・田中竹延・柳田　誠（２００３）：揖斐川断層の完新世における活動履歴−岐阜県藤橋村におけるトレンチ調査結果．活断層研究，２３，６３−６８．

表７　温見断層（北西部）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。