ボーリング調査で明らかとなった濃尾活断層系梅原断層の新期断層運動

浜 出 智 ＊ ● 大 平 明 夫 ゛ ● 岡 田 篤 正 ̈ ● 中 村 俊 夫 ＊ ̈ ● 松 田 時 彦 申 ＊ ● ●＊）名古屋大学文学部地理学教室・院

４６ ４ ­ ０ １ 名 古 屋 市 千 種 区 不 老 町＊＊）

愛知県立大学

４６７材＊ ）

名古屋大学年代測定資料研究センター

４６４０１名古屋市千種区不老町＊＊＊）＊

東京大学地震研究所

１１３

東京都文京区本郷

名古屋市瑞穂区高田町３­２８１。はじめに１８９１（明治２４）年１０月２８日に発生した濃尾地震は、岐阜県本巣郡根尾村付近を震源とする、いわゆる直下型地震（Ｍ８．０）であり（宇佐美、１９８７）、岐阜県や愛知県を中心に大被害をもたらした。このとき、北西方向から南東方向に雁行して連なる延長約８０ｋｍの濃尾地震断層系が出現した（松田、１９７４）。これらは北から、温見・黒津・根尾谷・梅原などの各地震断層であり、いずれも左横ずれの卓越した動きを示していた 。 そ して、 そ の 水 平 変 位 量 は 根 尾 谷 断 層 中 地 区 で 最 大 ７ ． ４ ｍ に も 達 し た （ 林 、 １ ９ ７ １ ） 。
梅原断層は他の地震断層とやや性質が異なって上下の動きが大きく、断層線の北ないし北東側（上流側）が相対的に沈降したので、数カ所に湖沼が地震後に出現した。
特に規模の大きな陥没は、岐阜県高富町の深瀬地区と梅原地区

３ｒ００ʼＮに出現した。それらの深さは１〜３ ｍ で、 面 積 はそ れ ぞ れ 、 ２ ２ ０ ｈ ａと２５ｈａに及んだ。このような地震に伴う沈降は、過去にも梅原

３？ＳＯʼＮ

断層沿いのほぼ同じところに繰り返して現れ、その後の長い期間を通して徐々に埋め立てられてきたと推定される。そこで、

３？４０ʼＮ陥没の起きた土地で深度２５ｍに達するボーリング調査を実施した。そして、過去の地震時の陥３５３０ʼＮ

没 に 伴 う 堆 積 環 境 の 変 化 か ら 、
梅 原 断 層 の 活 動 履 歴 を 推 定 で きた の で こ こ に 報 告 す る 。

２ 。 ヽ ｀ 尾 地 震 断 層 系 の 概
温 見 ・ 黒 津 ・ 根 尾 谷 の 各 地 震
断 層 に 沿 っ て 、 濃 尾 地 震 時 の 左

１３Ｓ ＩＳʼＥ

１３Ｓ ３０ʼＥ

１３６ ４ＳʻＥ

１３？００ʼＥ

Ｆｉｇ．１ＭａｐｓｈｏｗｉｎｇｔｈｅＮｏｂ１Ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ
ＦａｕｎＳｙｓｔｅｍａｎｄｂｏｒｌｎｇｓｉｔｅ­ ４ ９

横ずれと調和的な断層変位地形が随所に認められる。温見断層は尾根・谷の左横ずれが最大１、０００ｍ程度であり、活動度はＡ〜Ｂ級の活断層とされている（活断層研究会、１９９１）。黒津断層は尾根・谷の左横ずれが最大２５０ｍ程度とされており、Ｂ〜Ｃ級の活断 層 と さ れて い る （ 活 断 層 研 究 会 、 １ ９ ９ １ ） 。
根尾谷断層に沿う地域では、断層線を境に河谷は系統的に左屈曲しており、そのずれの量は、最大２ｋｍにも達する（松田・岡田、１９６８；井関・守屋、１９６８；松田、１９７４）。
この横ずれの量は、１８９１年の濃尾地震の際に生じた横ずれ量よりもはるかに大きい。
すなわち、濃尾地震の時に生じた断層運動と同じ様な動きが、根尾谷断層に沿って過去にも繰り返され、その変位が累積されて、大きな左横ずれを示す地形が形成されたと考えられている。根尾谷断層に沿う中地区では、低位段丘面を開析する谷が２８ｍの左横ずれを受けている。この河成段丘面を覆う湖沼性積物に含まれていた材の１４Ｃ年代は１４、４７０年前であった。したがって、２８ｍの左横ずれの谷はそれ以降に形成されたものである。これから計算される平均変位速度は約２ｍ／１、０００年であり、根尾谷断層はＡ級下位の活断層であると考えられる（活断層研究会、１９９１：岡田・松田、１９９２）。
梅原断層は、前述の各断層とは異なり、幅の広い谷底平野を横切るために、断層変位地形が不明瞭である。梅原断層は濃尾地震時に生じた地変の連なりから、岐阜県関市の何カ所かで下位〜中位の河成段丘面（鵜沼面〜各務原面）を横切っていると考えられる。しかしながら、これらの河成段丘面には断層変位の累積を示す地形はほとんど認められない。また、梅原断層高田地区で行われたトレンチ調査によって明らかにされた濃尾地震以前のイベントは、２０、０００年前と２８、０００年前である。このようなこＦｉｇ，２Ｂｏｒｉｎｇｓｉｔｅａｔｕｍｅｈａｒａ．Ｔｈｅｐｅｎｔａｇｒａｍｓｈｏｗｓｂｏｒｌｎｇｓｌｔｅ．Ｔｈｅｓｅｃｔｌｏｎｏｆｈｏｒｉｚｏｎｔａｌｌｉｎｅ
ｓｈｏｗｓｔｈｅｐｏｎｄｗｈｉｃｈｈａｄｂｅｅｎｆｏｒｍｅｄａｆｔｅｒとから、梅原断層のＮｏｂ１Ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ．（ｕｓｅｄ１：２，５００ｍａｐｏｆｕｒｂａｎ

活動度は、根尾谷断ｐｌａｎｎｉｎｇｉｎＴａｋａｔｏｍｌＴｏｗｎ）­５０層 と 比 べ て 相 当 に 低 く ， Ｂ 〜 Ｃ 級 で あ る と 考 え ら れ て い る （ 岡 田 ， １ ９ ８ ６ ： 活 断 層 研 究会，１９９１：梅原断層トレンチ調査団，１９９２）。

３。掘削結果１）掘削地点の場所および掘削方法
掘削を行ったのは、岐阜県山県郡高富町梅原地区の水田で、濃尾地震の際に陥没が生じ、湖沼が出現した場所である。また、本地点の北西約５００ｍの地点では１９８１年にトレンチ調査が行われており（梅原断層トレンチ調査団、１９９２）、ボーリングによるイベントの認定の有効性をクロスチェックできる場所であると考えられる。
掘削はシンウォール・サンプラーを用い、深度２５ｍのオールコアを採取した。
２ ） 堆 積 物 の 層 相 お よ び 年 代
堆 積 物 の 層 相 は 以 下 の よ う で あ っ た 。
­２５．０ｍ〜­２４．７ｍ：砂疎­ ２ ４ ． ７ ｍ 〜 ­ ２ ４ ． ４ ｍ ： 暗 褐 色 腐 植 質 シル トー ２ ４ ． ４ ｍ 〜 ­ １ ９ ． ５ ｍ ： 青 灰 色 砂 質 シ ル ト ， 砂 喋 の 互 層­ １ ９ ． ５ ｍ 〜 ­ １ ８ ． ８ ｍ ： 暗 褐 色 腐 植 質 シル トー１８．８ｍ〜­１７．０ｍ：砂疎­ １ ７ ． ０ ｍ 〜 ­ １ ６ ． ３ ｍ ： 暗 褐 色 腐 植 質 シル トー １ ６ ． ３ ｍ 〜 ­ １ ３ ． ６ ｍ ： 青 灰 色 砂 質 シ ル ト ， 細 砂 ， 砂 疎 の 互 層­ １ ３ ． ６ ｍ 〜 ­ １ ０ ． １ ｍ ： 暗 〜 茶 褐 色 泥 炭 質 シ ル ト ， 泥 炭 の 互 層­ １ ０ ． １ ｍ 〜 ­ ８ ． ３ ｍ ： 青 灰 色 疎 混 じ り 砂 質 シ ル ト ， 細 砂 〜 中 砂­ ８ ． ３ ｍ 〜 ­ １ ， ０ ｍ ： 暗 〜 茶 褐 色 泥 炭 質 シ ル ト ， 泥 炭 の 互 層 （ ­ ４ ． ０ ｍ に 火 山 灰 を 挟 む ）堆 積 物 の 年 代 は 以 下 の よ う に 得 ら れ た 。

­１０．２ｍ（泥炭）３１，８３０士５１０ｙｒ．Ｂ．Ｐ．

（ＮＩＪＴＡ­１６９１）­１６．３ｍ（泥炭中の植物質）４６，６００士１，３８０ｙｒ．Ｂ．Ｐ．

（ＮＵＴＡ­１６６７）­２４．６ｍ（泥炭中の植物質）５８，５５０土三ミミ辿０ｙｒ．Ｂ．Ｐ．

（ＮｔＪＴＡ­１６６６）­４．０ｍの火山灰層は、ｂｕｂｂｌｅｗａ□型の火山ガラスを主体とし、その屈折率の平均値は
１ ． ５ ０ ０ で あ っ た 。 こ の よ う な 特 徴 か ら 、 こ の 火 山 灰 層 は 、 南 九 州 の 姶 良 カ ル デ ラ よ り 噴
出 し た 、 Ａ Ｔ 火 山 灰 （ 町 田 ・ 新 井 、 １ ９ ７ ６ ） に 対 比 さ れ る と 考 え ら れ る 。 Ａ Ｔ 火 山 灰 層 の 年
代は、町田・新井（１９７６）によれば約２２、０００年前とされたが、松本ほか（１９８７）によれば、約２４、７００年前とされている。

４。考察
濃尾地震の際には、梅原断層の活動に伴って北東側（河川の上流側）が相対的に沈降したので、地震後に湖沼が出現した。人工的に排水が行われない自然状態では、長­５１­

期 に わ た っ て こ の よ う な 湖 沼 状 態 が 継 続 し 、
青 灰 色 の 粘 土 〜 シ ル ト 層 が 堆 積 す る と 考 えら れ る 。 す な わ ち 、 地 震 時 の 急 激 な 沈 降 によ っ て 水 深 が 増 す の で 、 そ れ ま で 徐 々 に 堆積 し て い た 腐 植 層 を シ ル ト 〜 砂 層 が 覆 う 。
さ ら に 、 湖 沼 が 埋 積 さ れ て い く 過 程 で 、 シル ト 〜 砂 層 が 腐 植 層 に 漸 移 し て い く と み な
さ れ る 。 こ の よ う な 堆 積 相 の 変 化 を 認 定 す
る こ と に よ っ て 梅 原 断 層 の 活 動 履 歴 が 推 定
で き る と 考 え ら れ る 。
今回、採取した柱状試料では、­２４．４ｍ、０い白
白‥‥‥
イ‥
二
尚
古圭いʼ。
ʼ言
玉子
言
言
ｙ匹…
…
…
…
。

­１６．３ｍ、­１０．１ｍの層準で下位の腐植層がｐｅａｔ
ｐｅａｔｙｓｉｌｔｐｅａｔ
・ Ａ Ｔｐｅａｔｐｃａｔｙｓｉｌｔ
ｐｅａｔｂｒｏｗｎｐｅａｔｙｓｉｌｔ

ｄａｒｋｇｒｅｙｈｕｍｉｃｓａｎｄｙｓＨｔ
ｄａｒｋｇｒｅｙｈｕｍｉｃｓｉｌｔ

上 位 の シ ル ト 〜 砂 層 に 覆 わ れ て い る 。 そ れｂｌｕｉｓｈｇｒｅｙｓｉｌｔｙｓａｎｄａｎｄｇｒａｖｅｌ

らの年代はそれぞれ、５８、６００年前、４６、６００

ｂｌｕｉｓｈｇｒｅｙｓａｎｄｙｓＨｔ

年前、３１、８００年前であった。

ʻｐｏｓ３１，８３０ ５１０ｙ．Ｂ．Ｐ

ところで、５８、６００年前を示す年代値は、
加 速 器 質 量 分 析 法 に よ っ て 得 ら れ る 、 古 いぃ

年 代 の 限 界 値 に 極 め て 近 い こ と か ら 、 実 際

エの 年 代 は 、 得 ら れ た 年 代 値 よ り も 古 い 可 能ー・俯
犬‥ここら｛性が高い。これらのことから、１００年前、３１、８００年前、４６、６００年前、５８、６００年前以前に 、 地 震 に 伴 う 沈 降 が 生 じ 、 本 地 点 の 堆 積
環 境 が 急 変 し た こ と が 推 定 さ れ る 。

１と こ ろ で 、 梅 原 断 層 高 田 地 区 の ト レ ン チ

２８、０００年前とそれ以前に３回の計６回である。
これらのうち、トレンチ調査による２８、０００
年 前 の イ ベ ン ト は 、 ボ ー リ ン グ 調 査 に よ って 明 ら か と な っ た ３ １ 、 ８ ０ ０ 年 前 の イベ ン ト に対 応 す る 可 能 性 が 高 い 。

１｝
一・一一ぃ
Ｉ

し て １ 桁 大 き く 、 梅 原 断 層 の 活 動 度 は 、 同ぃ

ら か に 小 さ い と み な さ れ る 。

ｂｌｕｉｓｈｇｒｅｙｓｉｌｔｙｓａｎｄａｎｄｇｒａｖｅ
ｓａｎｄａｎｄｇｒａｖｅｌ

ｓｊｌｔｙｓａｎｄａｎｄｇｒａｖｅｌ

ｓｉｌｔｙｓａｎｄａｎｄｇｒａｖｅｌ，ｈｕｍｉｃｓｉｌｔ
ｂｒｏｗｎｓａｎｄｙｓｉｌｔ
ｓｉｌｔｙｓａｎｄａｎｄｇｒａｖｅｌ
ｂｌｕｉｓｈｇｒｅｙｓａｎｄｙｓｉ□
ｂｌｕｉｓｈｇｒｅｙｓａｎｄｙｓｉｌｔ

数 千 年 で あ る （ 岡 田 ・ 松 田 、 １ ９ ９ ２ ） の に 対じ 濃 尾 地 震 断 層 系 の 根 尾 谷 断 層 と 比 べ て 明

ｐｅａｔｄａｒｋｂｒｏｗｎｈｕｍｉｃｓｉｌｔ

一巡一｝

一
心一胆丿
幾欲ら

れ る 。 こ の 値 は 、 根 尾 谷 断 層 の 活 動 周 期 がｂｒｏｗｎｐｅａｔｙｓＨｔ

４ｐｏｓ４６，６００士１，３８０ｙ，Ｂ．Ｐ

こ の よ う な こ と か ら 、 梅 原 断 層 の 活 動 周期は、約１５、０００年〜３０、０００年程度と推定さｐｅａｔｂｒｏｗｎｓｉｌｔ

調 査 に よ っ て 明 ら か に さ れ た イ ベ ン ト は 、
１００年前の濃尾地震時、約２０、０００年前、

ｄａｒｋｂｒｏｗｎｐｅａｔｙｓｉｌｔ

ｓａｎｄａｎｄｇｒａｖｅｌ・ｐｏｓ５８，５５０ １，７６０ｙ．Ｂ．Ｐ
ｄａｒｋｂｒｏｗｎｈｕｍｉｃｓｏｔ

Ｆｉｇ．３Ｂｏｒｅｈｏｌｅｌｏｇａｔｕｍｅｈａｒａ

５ ２ 一

引用文献
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，７７，１５５­１６５．
宇佐美龍夫（１９８７）：『新編日本被害地震総覧』．東京大学出版会，４３５ｐ．
梅原断層トレンチ調査団（１９９２）：濃尾断層系から発生した古地震の考察一梅原断層のト レン チ 調 査 ­ ． 地 学 雑 誌 ， １ ０ １ ， （ 印 刷 中 〉 ．
岡 田 篤 正 （ １ ９ ８ ６ ） ： １ ９ ８ １ 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，３，２８­３２．
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，（印刷中）．
活断層研究会編（１９９１）：『［新編］日本の活断層一分布図と資料』．東京大学出版会，
４３７ｐ．
林上（１９７１）：濃尾地震に伴う根尾谷断層の水平変位量一根尾村中地区の場合一．地理学評論，４４，８７５­８７７．
町田洋・新井房夫（１９７６）：広域に分布する火山灰一姶良Ｔｎ火山灰の発見とその意義­．科学，４６，３３９­３４７．
松田時彦（１９７４）：１８９１年濃尾地震の地震断層．地震研速報，１３，８５­１２６．
松田時彦・岡田篤正（１９６８）：活断層．第四紀研究，７，１８８­１９９．
松本英二・前田保夫・竹村恵二・西田史朗（１９８７）：姶良Ｔｎ火山灰（ＡＴ）の１４Ｃ年代．
第四紀研究，２６，７９­８３．

­ ５ ３

ＬａｔｅＱｕａｔｅｒｎａｒｙＭｏｖｅｍｅｎｔｏｎｔｈｅｕｍｅｈａｒａＦａｕｌｔｏｆｔｈｅＮｏｂ１ＡｃｔｉｖｅＦａｕｌｔ
Ｓｙｓｔｅｍ，Ｃｅｎｔｒａ１Ｊａｐａｎ．

Ｓａｔｏｓｈ１ＨＡＭＡＤＥ末，ＡｋｉｏＯＨ工ＲＡ末，ＡｔｓｕｍａｓａＯＫＡＤＡ木末，ＴｏｓｈｉｏＮＡＫＡＭＵＲＡ゛゛末ａｎｄＴｏｋｉｈｉｋｏＭＡＴＳＵＤＡ求末求末●）ＧｒａｄｕａｔｅＳｔｕｄｅｎｔｓ，Ｄｅｐｌｌｌ・ｔｍｅｎｔｏｆＧｅ（）ｌｒｒａｐｈｙ，Ｎａｇｏｙａｕｎ沁ｅｒｓｌｔｙ．Ｆｕｒｏ一ｃｈｏ，Ｃｈ１１｛ｕｓａ­ｋｕ，？ｉａｇｏｙａ４６４­０１，Ｊａｐａｎ●●｝ＡｉｃｈｉＰｒｅｆ（３ｃｔｕｒａ１Ｕｎ抄ｅｒｓｌｔｙ．３­２８Ｔ£１ｋａｄａ­ｃｈ０，１ｓｌｌｚｕｈｏ­ｋｕ，Ｎａｇｏｙａ４６７，
Ｊａｐａｎ・・・）ＤａｔｌｎｇａｎｄＲ１１１１；ｅｒｉａｌｓＲｅｓｅａｒｃｈＣｅｎｔｅｒ，Ｎａｇｏｙａｕｎ沁ｅｒｓｌｔｙ．１７ｕｒｏ­ｃｈｏ，
Ｃｈｉｌｉｕｓａ­ｋｕ，Ｎａｇｏｙａｚ１６ｚ１­０１，Ｊ零蔀ｎ養養蚕養）ＥａＭｈｑｕａｋｅＲｅｓｅａｒｃｈＪＥｎｓ５ｔｌｔｕｔｅ，Ｔｏｋｙｏｕｎｌｖｅｌ｀ｓｌｔｙ．Ｈｏｎｇ０，１３ｕｎｋｙｏ­ｋｕ，Ｔｏｋｙｏ１１３，Ｊａｐａｎ

ＴｈｅＮｏｂｉＥａｒｔｈｑｕａｋｅｉｎｏｃｔｏｂｅｒ２８，１８９１ｉｓｏｎｅｏｆｔｈｅｌａｒｇｅｓｔｏｎｌａｎｄ
ｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ（Ｍ＝８．０）ｗｈｌｃｈｈａｖｅｏｃｃｕｒｒｅｄｌｎｔｈｅｈｉｓｔｏｒｙｏｆＪａｐａｎ．Ａｔｔｈｉｓ
ｔｉｍｅ，ｔｈｅＮｏｂｉｅａｒｔｈｑｕａｋｅｆａｕｌｔｓｙｓｔｅｍ，ｅｘｔｅｎｄｌｎｇｃａ８０ｋｍｆｒｏｍＮＷｔｏＳＥ，ｗａｓａｐｐｅａｒｅｄ脂疸ｈｔｈｅｓｕｒｆａｃｅｒｕｐｔｕｒｅ．Ｔｈｉｓｓｙｓｔｅｍｃｏｎｓｉｓｔｓｍａｌｎｌｙｏｆ
Ｎｕｋｕｍｉ，Ｋｕｒｏｔｓｕ，Ｎｅｏｄａｎｉ，ａｎｄｕｍｅｈａｒａＦａｕｌｔｓａｎｄｈａｓｂｅｅｎａｃｃｏｍｐａｎｉｅｄ
ｐｒｅｄｏⅢ１ｎａｎｔｌｙｗｌｔｈｌｅｆｔ­１ａｔｅｒａｌｄｌｓｐｌａｃｅｍｅｎｔ。
ＵｎｌｉｋｅｍｏｓｔＮｏｂ１ＥａｒｔｈｑｕａｋｅＦａｕｌｔｓ，ｔｈｅｕｍｅｈａｒａＦａｕｌｔｔｒｅｎｄｌｎｇｌｎｔｈｅ
ｄｉｒｅｃｔｉｏｎｏｆＷＮＷｔｏＥＳＥｗａｓａｓｓｏｃｌａｔｅｄｗｌｔｈｌａｒｇｅｃｏｍｐｏｎｅｎｔｏｆｖｅｒｔｉｃａｌｄｉｓｐｌａｃｅⅢｅｎｔ．ＡｓｎｏｒｔｈｅａｓｔｓｌｄｅｏｆｔｈｅＦａｕｌｔｗａｓｒｅｌａｔｌｖｅｌｙｓｕｂｓｌｄｅｄ，ｓｏｍｅ
ｐｏｎｄｓｈａｄｔａｋｅｎｐｌａｃｅａｆｔｅｒｔｈｅｅａｒｔｈｑｕａｋｅ．０ｎｅｏｆｔｈｅｌａｒｇｅｓｔｐｏｎｄ，ｗｈｌｃｈ
ｅｘｔｅｎｔｗａｓａｂｏｕｔ２５ｈａ，ｗａｓｓｌｔｕａｔｅｄａｔｕｍｅｈａｒａ，Ｔａｋａｔｏｍ１Ｔｏｗｎ，ＧｌｆｕＰｒｅｆｅｃｔｕｒｅ。
Ｗｅｃａｒｒｌｅｄｏｕｔａｂｏｒｌｎｇｏｆ２５Ⅲｄｅｅｐａｔｔｈｅｃｅｎｔｒａｌｐａｒｔｏｆｔｈｌｓ
ｓｕｂｓｉｄｅｄａｒｅａ．Ａｎｄｓａｍｐｌｅｓｏｂｔａｌｎｅｄｆｒｏｍｔｈｉｓｃｏｒｅｗｅｒｅｌｎｖｅｓｔｉｇａｔｅｄｆｒｏｍ
ｓｔｒａｔｉｇｒａｐｈｉｃａｌａｎｄｃｈｒｏｎｏｌｏｇｉｃａｌｐｏｉｎｔｓｏｆｖｌｅｗ。Ａｓａｒｅｓｕｌｔ，ｔｈｒｅｅｃｙｃｌｅｓ，ｗｈｉｃｈｓｈｏｗｔｈｅｐｈｅｎｏｍｅｎａｆｒｏⅢａｂｒｕｐｔｃｈａｎｇｅｏｆｆａｃｉｅｓｔｏｇｒａｄｕａｌｓｈａｌｌｏｗｉｎｇｏｆｐｏｎｄ，ｗｅｒｅｒｅｃｏｇｎｉｚｅｄｗｌｔｈｉｎｔｈｌｓｃｏｒｅ．Ｔｈｏｓｅｃｙｃｌｅｓｃｈａｎｇｉｎｇ
ｆｒｏｍｈｕⅢｉｃｌａｙｅｒｔｏｓｉｌｔｙｏｒｓａｎｄｙｌａｙｅｒａｒｅｃｏｎｓｉｄｅｒｅｄｔｏｉｎｄｉｃａｔｅｔｈｅ
ｅｖｅｎｔｏｆａｂｒｕｐｔｓｕｂｓｉｄｅｎｃｅｃａｕｓｅｄｂｙｔｈｅｆａｕｌｔｉｎｇ。
１４Ｃ­ｄａｔｉｎｇｒｅｖｅａｌｓｔｈａｔｅｖｅｎｔｓｄｅｄｕｃｅｄｆｒｏｍｔｈｅａｐｒｕｐｔｓｕｂｓｉｄｅｎｃｅｈａｖｅ
ｔａｋｅｎｐｌａｃｅａｔｔｈｅｔｉｍｅｓ；ｂｅｆｏｒｅ３１，０００ｙｒ．Ｂ．Ｐ．，４６，０００ｙｒ．Ｂ．Ｐ．ａｎｄ
ｐｒｅ­５９，０００ｙｒ．Ｂ．Ｐ。
Ｔｈｕｓ，ｔｈｅｍｏｖｅｍｅｎｔａｌｏｎｇｔｈｅｕｍｅｈａｒａＦａｕｌｔｈａｖｅｔａｋｅｎｐｌａｃｅａｔｔｈｅ
ｌｎｔｅｒｖａｌｏｆ１５，０００­３０，０００ｙｅａｒｓ．ＴｈｅａｃｔｉｖｉｔｙｏｆｔｈｅｕｍａｈａｒａＦａｕｌｔｉｓ
ｏｂｖｌｏｕｓｌｙｌｏｗｅｒｔｈａｎｔｈｅＮｅｏｄａｎ１Ｆａｕｌｔ；ｔｈｅｍａｊｏｒ・３ｅｐｅｎｔｏｆｔｈｅＮｏｂ１Ｆａｕｌｔ
Ｓｙｓｔｅｍ．

­５ ４ ­

口頭発表
１）浜出智・大平明夫・岡田篤正・中村俊夫・松田時彦（１９９１）：ボーリング調査で明らかとなった濃尾活断層系梅原断層の新期断層運動．

地震学会１９９１年度秋期大会，

地震学会講演予稿集，２６６．

５ ５ ­