定常的な広域地殻活動

第２章　「定常的な広域地殻活動」研究計画

1.はじめに

地震発生の全過程を理解するには，地震発生の場の性質を解明し，地殻内への応力の蓄積・再配分過程を明らかにしなければならない．このような認識に立ち，建議「地震予知のための新たな研究観測計画」においては，「地震発生に至る地殻活動の解明のための観測研究の推進」の主要な項目の一つとして「定常的な広域地殻活動」を掲げ，以下の3つの研究の指針が示されている．

・プレート境界部分におけるプレートの運動学的特性（位置，性質，変形速度等）の解明及びプレート間カップリングの空間的な非一様性の解明

・プレート内部の応力・歪蓄積過程を支配する不均質構造の解明

・長期的な時間スケールでみた，地震の繰り返し発生の規則性及び複雑性の解明

　大学は，これらの指針に関連した多くの実績及び基礎的研究成果を上げてきた．大学はこれらの成果をふまえて，上記の新しい研究観測計画の中で大いに貢献できるものと考える．「定常的な広域地殻活動」推進部会では，各大学からの研究計画をもとに，建議の指針に準じて以下の3つの主要課題を設定し，平成11年度より研究観測を開始した．

(1) プレート境界域の地殻活動及び構造不均質に関する研究．

(2) プレート内部の地殻活動及び構造不均質に関する研究．

(3) 地震発生の繰り返しの規則性と複雑性に関する研究．

この中で(1)及び(2)は，地震発生場の空間的な非一様性に焦点をあてたものである．即ち(1)は，海域におけるプレート間カップリングの解明の上で必須のものであり，(2)は特にプレート内（陸域）における応力・歪の蓄積過程を理解する上で重要な地殻内不均質構造を解明し，地殻の動的特性を反映している地殻活動との関連性を研究するものである．一方，(3)の課題は，時間軸を導入して地震活動の規則性，或いは定常運動からのずれ等に焦点をあてたものである．尚，本部会は，各大学から提出された研究計画から優先的に実行すべき研究を選択するにあたり，次の基準を設けた．即ち，1)研究内容が建議に合致しており，scienceとしての意義付けが十分にあること，2)計画内容と予算規模が適正で，それに見合った十分な成果が期待できること，3)地震予知に直接関わっていない研究者に対しても，参加の道が開かれていることの3点である．

2.プレート境界域の地殻活動及び構造不均質に関する研究

　プレート境界域の地震の発生メカニズムを解明しその予測モデル構築に貢献するには，まずプレート境界の位置や形状を正確に把握し，プレート境界の物性定数の空間的なゆらぎ（不均質構造）を明らかにする必要がある．このような知見を踏まえ，実際の地殻活動との関連性を明らかにすることにより，プレート境界域の地震活動を支配している物理学的メカニズムに迫ることができると考える．

　プレート境界域の地震の殆どは海域で発生していることから，上記課題を達成するには海底諸観測が極めて重要である．更に，陸域の定常的且つ高精度の観測と組み合わせることによりプレート境界で進行している物理現象を解明できると思われる．

　一方，陸域においては，大学及び基盤的調査観測網に基づく地震観測点が整備されつつあり，列島域の地震活動様式の精度が向上しつつある．このような状況を踏まえ，陸域観測から，列島下に沈み込むプレートの形状やプレート内の応力状態に関しての知見が集積されるようになった．

2.1. 海底地震観測によるプレート境界の地震学的構造

日本列島周辺には，千島・日本・伊豆小笠原・琉球の各海溝および南海トラフの５つの海洋プレート沈み込み帯が存在し，それぞれにおけるプレート境界地震活動に顕著な地域差があることが知られる．こうした地震活動の地域差に対応する地震学的構造の特徴から，地震活動度がどのような構造パラメータにより支配されているのかがわかるだろう．

上記の沈み込み帯の中でも，伊豆小笠原海溝は日本海溝，南海トラフと異なり深さ70 - 80kmまで浅いM>7クラスの地震が極めて少ない．その一方で，深さ400 - 600 kmの深発大地震が顕著である．また，伊豆小笠原〜マリアナにかけての海溝軸に沿っては蛇紋岩海山が点在し，これも他の沈み込み帯と顕著に異なる特徴である．地震発生を支配している要因と沈み込み帯の地殻構造並びにそれから推定される物性の関係を明らかにするために，1998年（平成10年度）伊豆小笠原沖北緯31度において海底地震計と人工震源を用いた観測（図1）行った．走時のトモグラフィ解析を行い，伊豆小笠海嶺を横切る東西（図2），南北（図3）の沈み込みプレート構造を求めた．

これから以下の結果を得た(上村他，2000a，b，c；Kamimura et al., 2000，2001)．東西測線（図2）からわかるように，伊豆小笠原ではフィリピン海プレート下に沈み込む太平洋プレートとのプレート境界にはＰ波速度が6.4km/s程度の物質がある．東北日本など他の島弧においては，対応する部分はこれよりはるかに高Ｐ波速度のマントルウエッジが占めており，きわめて特異な構造である．この低Ｐ波速度層は，他の岩石学的な結果を総合すると，島弧のかんらん岩ウエッジマントルが蛇紋岩化した物質と考えられる．蛇紋石には３つの相がある．特に，低温（250度以下程度）で安定な蛇紋石はクリソタイルと呼ばれ，粘土質であり，断層ガウジの実験から摩擦係数は0.2と極めて小さく安定滑りを示す．クリソタイルは大量の水を吸着する．クリソタイルがプレート間に存在すればプレート間潤滑物質として働くと考えられ，伊豆小笠原での浅い大地震を起こしにくくしていることが説明可能である．また粘土鉱物の持つ不透水性もプレート境界に流体を閉じこめる役割を果たし，非地震性を加速している可能性がある．

日本海溝において太平洋プレートが沈み込む東北日本弧太平洋側は，「地震予知のための新たな研究観測計画」が発足以来，太平洋プレートのカップリング機構を解明する場として位置づけられ，大規模な実験観測が実施されてきた．こうした実験観測は，プレート境界で発生する大地震の発生メカニズムの解明に迫るために，プレート間カップリングの状態を地震波速度構造，プレート境界の反射特性から推定し，これを用いてプレート境界にある物質の物性の推定を試みるものである．

特に，北部の三陸沖においては，東京大学地震研究所が設置した三陸沖光ケーブル式海底地震観測システムによりプレート境界域で発生する地震の震源分布の決定精度が飛躍的に向上しており，海域・陸域にまたがる人工地震探査により精力的に観測実験が行われてきた．この部分の大局的な構造断面は，1997年の海陸合同探査によって提出されている（前年度の年次報告を参照）．

また，この領域では自己浮上式の海底地震計の観測により，微小地震が形成するクラスターの空間分布が最も詳しく明らかになっており（Hino et al., 1996），そうしたクラスターの分布に対応するような地震波速度構造の不均質パターンが明らかとなってきた（図４）．

1996年の三陸沖の海底地震計・人工震源を用いた観測では，北緯38度40分〜39度に存在する地震空白域でプレート境界からの強い反射強度の波を観測した．こうした強い反射強度を説明する地震波速度構造モデルとしては，プレート境界に局在する低Ｐ波速度層（藤江他，2000），あるいは沈み込む海洋性地殻第2層内部の高いVp/Vs比が考えられる（Hino et al., 2000b）が，いずれの地震学的モデルをとるにせよ，そうした不均質構造の形成にはプレート境界近傍に存在する流体が関与していると考えられ，流体の存在がプレート境界における力学的カップリングを弱め，微小地震活動を低下させていると可能性が高い．

さらに，地震波速度構造の不均質と大地震の破壊域の広がりとの間にも関係があることがわかってきた．図5は1999年（平成11年度）に実施した人工地震探査の観測点配置図である．1968年十勝沖地震と1994年三陸はるか沖地震の震源域を縦断する測線において，海底地震計と人工震源を用いた観測を行った．その結果，震源域南側境界の北緯40度10分の南北で地殻の厚さ，速度構造に大きな差があることがわかった（Hayakawa et al., 2000，2001；図6）．この構造境界の南北での速度差は7%におよぶ．また，地殻の厚さは北側で21km，南側で15kmである．この領域におけるプレート境界は40kmと求まった（図7）．こうして明らかとなった構造境界は，1968年および1994年に発生した地震の震源域の南端にあたっている．ただし，測線は，強震記録から推定されているアスペリティー上ではなく，アスペリティーの間を通っていると考えられる．

大地震の破壊域の広がりに対応するような速度の不均質性も，流体の関与によって説明が可能である．北緯40度10分の北側の地殻における地震波速度を遅くする原因として，（１）海山列の沈み込みからの脱水，（２）プレート間地震による破砕状態の変化に伴う流体の移動，（３）含水化した海洋地殻の脱水などが考えられる．1968年および1994年の地震の震源域には顕著な地形の高まりがあって，海山の様な構造が沈み込んでいる可能性があり，海山からの水の絞り出しが大地震の発生と震源域直上における地震波速度異常の原因となっているかも知れない．岩森・趙（2000）によれば，含水化した海洋地殻は太平洋プレートのような古く冷たいプレートでは深さ50-60 kmで脱水作用を起こし，大量の水をプレート境界に提供する．プレート境界のアスペリティー間にこの含水化した海洋地殻が存在し，そこから水が継続的に放出され，地殻下部の速度低下をもたらしている可能性である．

重要な点は，アスペリティーとそれ以外の領域で，プレート境界における反射強度が異なっているかどうかである．今回の実験ではそれを明らかにすることはできなかったが，上記の解釈が正しい場合には，アスペリティーの間では，大量の水がプレート境界に存在し，そこでのカップリング強度を低下させている可能性がある．一方，測線の北緯40度10分より南側にはアスペリティーは存在せず，一般的にはカップリングはより小さいと考えられている．そこでの反射強度はより大きい可能性がある．

今後は，アスペリティーを通る測線における反射強度を推定する必要がある．また，この場所の物理化学的現象をより明らかにするために，今後，ウエッジマントル内部の地震波不均質と海溝側への連続的構造を調べる必要があろう．

さらに，海陸にまたがる人工地震探査により，プレート境界地震発生領域の深部構造も明らかになりつつある．1997年に宮城県沖において実施された海上人工地震探査で用いたエアガンの信号を陸上の観測点で観測したところ，明瞭な後続波を捉えることに成功した．この後続波は海陸プレート境界の深さおよそ40km付近を反射点とする反射と考えられる．この反射点の位置は1978年宮城県沖地震の震源域に対応し（Ito et al., 2000，図8），想定震源域を人工地震探査によってイメージングすることが可能となった．

2.2. プレート間カップリングの時空間変化

海域観測において得られた知見は，東北地方の陸域の観測と合わせ，この領域のプレート間カップリングの特徴やその物理機構に関する重要な拘束条件を提供しつつある．陸上のGPS観測網のデータにより，東北日本太平洋側のプレート境界における広域的なカップリング強度の空間変化を明らかになった．特に宮城県沖から福島県沖にかけてカップリングの強い状態がここ数年続いていることが示された（Nishimura et al., 2000）．

一方で，アスペリティーはプレート境界で発生する微小地震のクラスターに対応すると従来考えられてきたが，これらのクラスターを構成する地震の中に相似地震が存在することが,陸上地震観測網の長期的な波形データを丹念に解析することにより明らかとなった（五十嵐・他, 2000）．こうした相似地震は強度が低い領域に囲まれた小さなアスペリティーの繰り返し破壊と考えられる．相似地震群の空間分布をGPSから明らかとなった広域的なカップリング強度の分布と比較してみると，相似地震の発生領域は広域的に強く固着していると考えられる領域の周辺に分布し，上記の考えを支持する（図9）．さらに，こうした考えに基づくと，相似地震の活動履歴からその場における平均的なプレート間すべり速度の見積もりが可能であることから，地震活動の詳細な解析によってプレート境界面でのすべりの時間発展を従来にない高い空間分解能で推定できる可能性が示された．

しかしながら，微小地震活動の空間分布を高精度で明らかにするためには陸上観測網のデータだけでは不十分であり，海底における微小地震の繰り返し観測による研究も開始した．1994年の三陸はるか沖地震の発生領域では顕著な余効すべりの後，大局的なカップリングが回復しつつあることが陸上GPS観測のデータによりわかってきた．この地震の余震の詳細な分布は海底地震観測により詳細に明らかになっており（Hino et al., 2000a），その余震域において再び微小地震観測を行うことにより，広域的なカップリング強度回復に伴う地震活動の時空間変化を明らかにすることができるだろう．

そこで，2000年（平成12年度）には，東京大学地震研究所，海洋研究所，東北大学理学部，千葉大学の共同研究として12年10月14日から同年11月25日までの40日間， 1994年三陸はるか沖地震の震源域において海底微小地震観測を実施した（図10）．用いた地震計は30台，この内長期型は5台である．これらの観測点を余震観測の際と同じ配置にすることにより，余震活動時とカップリング回復期と考えられる2000年時点での地震活動との間での震源分布の相対的な違いを高精度で評価することが可能である．また，1994年の地震の本震破壊開始点周辺においては，さらに稠密な観測網を展開した．

この海域においては海洋科学技術センターにより人工地震探査が実施されており，それにより得られる地震波速度構造モデルと得られる震源分布を比較することにより，地震活動の時間変化が具体的にどの部分で起こっているのかを明らかにすることが可能となる．そこで，上記観測では，震源の絶対位置を可能な限り高精度で求めることを目的として，すべての海底地震観測点周辺の浅部構造を求めるためにエアガン探査も行った．こうしたデータの処理・解析は現在進行中であるが，この探査で得られた浅層構造の情報を取り入れて決定された2000年の観測期間中の震源分布（暫定）を図11に示す．

2.3. 西南日本におけるフィリピン海プレートの沈み込み構造と地殻活動

フィリピン海プレートの沈み込みについては，その境界面の形状や物性の解明に関して，大きな成果が挙げられた．特に，南海道地震震源域及びその陸側の構造に関しては，2000年に，海洋科学技術センターと東京大学地震研究所・京都大学防災研究所・高知大学・九州大学が共同で大規模な構造探査を実施した(Ikawa et al., 2000, Kurashimo et al., 2000a,b； Kodaira et al., 2001；蔵下他2001; 図12)．そのデータ解析が進展し，同地域の精密な地殻構造断面が提出された(図13）.特に，沈み込むフィリピン海プレートの詳細な形状が，南海トラフから四国下の中央構造線まで得られた．このプレート境界面は，特に土佐ばえから中央構造線までの領域で顕著な反射面として捉えられた．その成因としては，沈み込む海洋プレートからの流体（水）の関与が指摘されている（Kodaira et al., 2001）．この領域は，1946年南海道地震において地震時の滑り量の少ない領域に対応しており，カップリングが流体に起因して局所的に低下している可能性がある．また，四国下の島弧側地殻内では，幾つかの明瞭な反射面及びモホ面が確認された．

　一方，西南日本西部から九州，琉球列島にかけては，九州大学，鹿児島大学による観測研究が進行しつつある．特に，近年の九州内の大学微小地震観測網が整備され，機関同士の実時間データ交換も開始された．その結果，広域の地震検知能力および震源決定精度が大幅に向上した．これらのデータは，カップリング研究の基礎となるプレート境界の位置と形状，およびプレートの沈み込みにともなう地震の発震機構を高精度に決めることに大きく貢献している．

　これまでに得られた深発地震面の等深線(スラブ形状)を図14に示す．等深線は，四国西部では東北東−西南西の走向を持ち，地震面は北北西に向かって低角度で深さを増しながら約40kmの深さまで認められる．これらの等深線は四国−九州間の豊後水道で連続的に向きを変え，以西では九州の東海岸線にほぼ平行な北北東−南南西の走向になる．したがって，40km以浅については，スラブは四国−九州間で連続していることが明らかになった．一方，50km以深の等深線は，中国・四国では地震活動度が低く明らかではないが，九州では宮崎県の海岸線にほぼ平行であり，九州内のスラブが中国・四国地方にどのように連続しているのか，あるいは断裂があるのかについて今後明らかにしていく必要がある．2001年4月3日には，従来活動があまり見られなかった周防灘でM5.2の地震が発生した．この地震活動や芸予地震など，中国・四国−九州間の震源を高精度に決定することにより，四国・九州会合部のスラブ形状が明らかになることが期待できる．

　さらに，今回得られた深発地震面には，九州中部の60km深付近においてサイスミシティのギャップが存在しており，九州−パラオ海嶺の沈み込みとの関係が示唆される．九州における深発地震面は，脊梁下の深さ約80km付近で折れ曲がり，それ以深ではほぼ鉛直に近い角度になる．したがって，深発地震面から推定すると，九州弧の下に沈み込むスラブは，背弧側の九州西部までは達していない．九州の火山フロントは深さ120kmに対応している．地震面の到達深度は，九州北部では約100kmであるが，南下するにつれて深くなり，鹿児島県薩摩半島付近では約200kmまで存在する．150km以深の地震はクラスターを形成する傾向が見られる．この他，深発地震面が約100km深までしか存在しない九州北部において，200km深付近での地震の発生を新たに確認した．この地震は当該地域の深発地震面の深部延長上に発生しており，九州北部においてもスラブは少なくとも200kmの深さまで達している可能性が高いことがはじめて示された．

　また，深発地震の記録波形中にはスラブ上面もしくは上部マントル中に存在する不均質構造によると考えられる変換波が見られる．これは特に九州北部において顕著に見られ，地震波速度トモグラフィによって得られたスラブの高速度域，上部マントルにおける顕著な低速度領域などとの関連が示唆され，今後のデータ蓄積によって精度の高い議論が可能である．

　西南日本に沈み込むフィリピン海プレート内で発生する地震の発震機構については，地震面の等深線に平行のExtension が卓越することが従来から指摘されていたが，九州の40-80km深では，四国以東とは逆に等深線に平行のCompressionが卓越していることが明らかになってきた(図15)．これは，四国−九州間でスラブの走向や傾斜角が大きく変化していることと密接な関係があると考えられ，今後四国−九州間のスラブの連続性や断裂の有無など，スラブの形状をより詳細に調べることにより，これらの起震応力場の成因に関して重要な情報が得られると期待される．一方，九州における90km以深の深発地震については，大局的には従来言われているDown-Dip Extension型とみなせることが再確認された．しかし，発震機構のtension軸は，概略スラブ面内にはあるもののスラブの沈み込む方向とは有意に異なるケースが多く，単純なDown-Dip Extensionにはなっていない．現時点ではまだデータが少なく，これらの特徴がスラブ内応力場の地域性を示しているのか単なるゆらぎなのか判らないが，今後のデータ蓄積によりスラブ内応力場の詳細な空間分布が明らかになると期待される．このほか，プレート境界型（低角逆断層型）地震の発生領域である日向灘において，正断層型の地震が30%以上も存在していることが確認され，プレート間カップリングとの関連性が示唆される．

2.4. 今後の研究課題と展望

これまでの海域人工地震探査により，地震活動が周囲と比較して低い領域に低地震波速度異常が存在することが明らかとなってきた．このことは，人工地震探査によって海陸プレート境界におけるカップリング強度のマッピングを行うことができる可能性を強く示唆する．その一方で，そうした低地震波速度異常域の原因の特定には至っていない．上述のように流体（おそらく水）がその形成に深く関与しているものと考えられるため，低速度異常とそれが低地震活動度と対応するメカニズムを理解するためには，プレート境界近傍におけるＳ波速度構造の推定が必要である．今後，これまでに取得された人工地震データの再解析を行うとともに，プレート境界からの反射強度の空間変化については，反射波強度の入射角依存性の評価が可能な高密度の人工地震探査を進めていく必要がある．2001年度には，そうした高密度探査を1996年度に地震探査を実施した三陸沖において実施する予定である．

三陸沖においては定常的な微小地震の活動度がプレート境界域におけるカップリング強度を忠実に反映しており，その時空間変化を詳細に評価するためには，海底における微小地震観測を強化する必要がある．釜石沖の海底ケーブル式システムはそのために極めて有効なデータをもたらすが，それがカバーできる海域は限られており，当面は自己浮上式海底地震計を用いた繰り返し観測を進めていく必要がある．半〜１年間連続観測が可能な海底地震計システムはすでに実用化の段階に入りつつあるため，長期繰り返し観測も現実的な観測手段となったといえる．こうした観測データは地震活動度の時空間変化の研究のみならず，海域下の３次元地震波トモグラフィを得ることによって，人工地震探査でカバーしきれない広い領域における地震波速度不均質構造をイメージするためにも有効に活用できるものと期待できる．

陸上におけるGPS測位観測は，上述のようにプレート境界におけるカップリング強度の空間分布を明らかにする上で極めて有効なデータを与えており，日本海溝だけでなく，千島海溝，南海トラフでも次々にカップリング領域のマッピングが進められている．しかしながら，カップリング領域のもっとも海溝側は海岸線より100km以上離れているため，陸上観測のデータだけでは，十分な空間的分解能でマッピングがなされているとは言えない．地震学的データと総合してアスペリティーの空間分布とそこでのカップリング強度の時間変化を解明するためには，地震活動のクラスター分布あるいは地震波不均質構造に対応するような空間スケールの分解能が必要であり，それを実現する唯一の方策は海底にも測地観測網を広げることにある．音響−GPS結合式海底測地観測システムはプロトタイプによる観測が実施されるようになった段階であるが，その開発・展開を強力に推進することにより，プレート境界における固着−すべり現象の実態の解明が飛躍的に進展するものと期待される．

　2.3で述べたように，大学の微小地震観測網はプレートの形状やその地震学的構造の解明に大きく貢献してきた．3でも触れるように，このような定常的観測と，機動的高密度観測を組み合わせることによって，プレートのより詳細な構造が明らかになりつつある．高精度の震源データの蓄積に加え，変換波などの後続波を詳しく解析することによって，スラブ上面の形状を確定することが可能である．また，発震機構分布に時間軸を加え，GPS観測データから推定されているアサイスミックなすべりや規模の大きな地震の震源過程などの結果と有機的に結合し，スラブ内応力場のモデル化やプレート間カップリングの研究を進めていく．

3. プレート内部の地殻活動及び構造不均質に関する研究

　日本列島下の内陸地震の発生過程を理解するためには，地震を引き起こす断層系の地下深部までの物性を明らかにするとともに，その周辺の地殻不均質を様々な観測から解明し，地殻内部における応力の蓄積・集中過程の解明を目指さなければならない．第7次地震予知計画の前半の段階までは，日本列島の陸域に関する観測研究は個々のテーマ毎に殆ど独立に行われていた．しかしながら，島弧地殻の複雑性と多様性を考えると，共通の観測フィールドを設定し，上記目的達成のための観測を多面的且つ集中的に行う必要がある．1997年以降，屈折法・反射法を主体とする制御震源探査と高感度地震計による稠密集中観測が密接な連携のもとで実施されるようになった．即ち前者は数100mから数10kmの波長を持つ地殻不均質構造を精度よく求め，後者は，その不均質構造の中での詳細な地殻活動様式を捉えることができる．このような研究観測を，日本列島の代表的な地質・テクトニクス環境のフィールドで実施することにより，内陸地震発生機構の解明に貢献できると考えた．

　このような枠組みの中で，1997-1998年には東北日本弧及びその周辺海域で行われ，日本海溝から日本海までの地殻構造の断面が提出されるとともに，内陸断層系（千屋断層及び北上低地帯西縁断層）及びその下の地殻深部反射特性が明らかとなった．この観測で得られた成果については，既に前年度の年次報告で詳細に述べた（「地震予知のための新たな観測研究計画」平成11年度年次報告：項目別，萩原他2001, RGES, 2000, Sato et al., 2000a-d； Iwasaki et al., 2001a,b； Sato, 2001）. 1999-2000年は，北海道日高地域で，大規模研究観測が行われた．この地域は，西進する千島弧と東北日本弧の衝突が進行しており，更に太平洋プレートは南側から沈み込むという極めて複雑な地質学的環境にある．この衝突に伴う地殻の変形過程を明らかにすることは，北海道地域の地震発生様式の物理機構を解明する上で重要である．

　また，地震観測網のデータおよびこれまでに蓄積されたデータを用いて各研究機関において，地域的な特徴を捉え，地殻不均質構造と地震発生の関連が研究されている（佐藤・平田，2000；吉本他，2000；森谷他，2001；Ohmura　et　al．，2001；Otsuka　et　al．，2000）．さらに1999年台湾集集地震，2000年鳥取県西部地震については，稠密地震観測，高密度アレー観測などが実施された．これらの観測は，主に余震を利用して，大地震発生地域の構造不均質など諸特性を明らかにするために実施されたものである．鳥取県西部で実施された観測は大地震発生域で実施されたものでは最も高密度，大規模のものであり，データは解析中であるが，内陸における大地震発生地域の諸性質の解明に資するものと思われる．

3.1 北海道日高衝突帯における総合的観測研究

　プレート内（島弧内）の構造的不均質を解明し，地震活動・地殻変動等の地殻活動との関連性を明らかにする目的で，平成11年度から2カ年にわたって北海道日高山脈を中心とする地域で大規模合同実験観測を実施した(図16)．平成11年度は，千島弧から日高衝突帯を経て東北日本弧に至る大局的な構造を解明するための屈折法地震探査と，千島弧側の衝突の形態を解明するための反射法地震探査を行った(Iwasaki et al., 2000a, b； Moriya et al., 2000a)．さらに，日高衝突帯を中心とし約50点の臨時地震観測点を設置し，定常観測点と合わせて稠密地震観測網を構築した(Katsumata et al., 2000)．平成12年度は，反射法を主体とした制御震源探査を衝突帯前縁部で実施し，この地域の地殻短縮の主要因とも考えられる深部断層系やデタッチメント構造のマッピングを目指した(Kato et al., 2000)．また，2カ年にわたり，浦河沖に海底地震計を設置して地震活動を観測した．

3.1.1 制御震源探査による地震学的構造

　2ヶ年にわたる探査によれば，地殻浅部の構造は極めて複雑である(Iwasaki et al., 2000a,b,c )．千島弧側の地殻内には，深さ20-25kmに明瞭な反射面が２枚確認された(図17)．これらの反射面は，日高山脈の東山麓下において急激に東傾斜となる．更に，日高山脈東麓の地殻浅部の地震波速度は，周辺に較べて0.2km/s程度有意に速い．これらの特徴は，西側への千島弧の衝上を明瞭に示すものであり，日高山脈下の高速度体は千島弧の中部・下部地殻を構成していた物質に対応している可能性が高い．実際，日高山脈においては地殻中部・下部の変成岩が露出しており，これらの岩石学的知見と今回の地震学的知見を合わせることによって，中部・下部地殻の物性についての理解が深まるものと期待される．現在，日高山脈下の屈折法・反射法データの再解析中であるが，上記の東傾斜反射面と日高山脈下の断層系（日高主衝上断層）との対応関係，日高山脈南端で確認されている地殻の剥離現象が今回の探査測線上で確認できるかが大きな問題である．

　一方，日高山脈西側から石狩低地帯には褶曲-断層帯が形成され，石狩低地帯西縁には南北につらなる活断層・活褶曲が形成されている．今回の探査によれば，地下数km-10kmに低速度帯が発達している．過去の探査データや基礎試錐データを見直すと，このような低速度帯は，日高山脈の西側にはかなり広域的に存在することが判明した．平成12年の反射法地震探査では，地下数ｋｍに微弱な反射面が確認され（図18），その東側で実施された探査から確認されているデタッチメントとの関連性が注目される．この低速度帯は，東北日本弧側の地殻における大規模なスラストシートの累重を表現している可能性を示唆している．この解釈によれば，日高山脈西側の褶曲-断層帯において，より大規模な地殻の短縮が生じていることになる．北海道中軸帯における短縮変形が約15Maに開始されたと考えると，暫定的な見積もりによれば，この短縮速度は約年4mmに達する可能性がある．

　更に，平成12年に実施された石狩低地帯西縁の馬追丘陵西縁において浅層反射法地震探査によれば（図19），馬追丘陵の西側には，厚い鮮新統から第四系のgrowth strataが形成されており，丘陵西側の西に傾斜した地形面の変形とともに，馬追丘陵が第四紀後半も隆起を続けていることがわかる．この隆起を引き起こした断層は，石油公団の資料を含めて検討すると，馬追丘陵下約3kmに伏在する東傾斜の衝上断層によって引き起こされていると判断される（図20）．馬追丘陵の軸部に露出する西傾斜の逆断層（泉郷断層）は，地下の主衝上断層の運動にともなって形成された二次的なものである．地質学的・変動地形学的な垂直変位量と図21のモデルによって水平短縮量を概算すると，地下の衝上断層の運動は年間約1mm程度となる．

　褶曲-断層帯全体では，衝上断層先端部での年間約1mmの平均短縮速度を大きく上回る量の水平短縮速度が推定されることは，短縮変形の大部分が褶曲の進行など地殻の塑性的な変形で賄われていることを示している可能性がある．また，地殻構造と地質学的な資料から推定される水平短縮速度が年4mmに達することが事実だとすれば，北海道周辺で要請される北米/ユーラシアもしくはアムール/オホーツクプレート間の収束速度（年6mm）に比べて無視できる量ではない．すなわち，両プレート間のかなりの短縮成分が北海道中軸帯で消費されている可能性も想定され，日本海東縁の短縮変形に関するテクトニックな枠組みについても再検討する必要が出てくる．

　北海道中軸部の地殻構造は，このような北日本のテクトニックな枠組みを考察する上でも重要な問題を投げかけており，今後，深部構造探査資料の解析と，地質情報も加味した総合的かつ定量的な検討が必要である．

3.1.2 地震活動及び地震波トモグラフィーによる不均質構造

　日高山脈周辺に臨時地震観測点を設置したことにより，震源決定精度が飛躍的に向上した．図22に示すように，北海道大学の定常観測網でははっきりしなかった震源の線状配列が非常に明瞭になった．また，これにより地殻から上部マントルにいたる震源の深さ分布を議論できるようになった．例えば，太平洋プレートの内部で発生している地震の分布は，日高山脈の西側と東側では大きく異なっていることが分かった．十勝沖から釧路沖にかけては，（１）２重深発地震面の内，上面ではほとんど地震が発生していない，（２）プレート内を垂直または水平に断ち切るような３枚の面上に多くの地震が発生している(図23)，等が明らかとなった．これら３枚の地震面はそれぞれ釧路沖，十勝川沖，広尾沖の太平洋プレート内部に位置している．釧路沖の面は，深さ105km，大きさが30×30kmのほぼ水平な面であり，1993年釧路沖地震（M7.8）の震源域となった．十勝川沖の面は，大きさが30×30kmのほぼ垂直な面であり，上端の深さは約60km，下端の深さは約90km，走向は海溝軸に平行である．広尾沖の面は，走向が海溝軸に直交しており，大きさが水平方向に80km，深さ方向に40kmの東落ちの高角な面である．面の上端の深さは約60ｋｍである．十勝川沖および広尾沖の地震面は，1993年釧路沖地震や1994年北海道東方沖地震（M8.2）のようなプレート内地震を引き起こす可能性があるので，メカニズム解などを今後詳しく検討する必要がある．

　また，十勝平野断層帯や石狩低地東縁断層帯などの活断層沿いでは，活動度は低いものの20km以浅で地震が発生している．定常観測網は観測点密度が低いためこれらの地震のメカニズム解を一意かつ高精度で決定できない場合が多かったが，臨時点を加えることにより，その問題がかなり解消された．P波初動の押し引き分布から推定したメカニズム解を見ると，20km以浅では逆断層タイプの地震が多く，日高山脈周辺では圧縮場が卓越していることが分かる（図24）．またP軸の方位は西側に凸の弧状を呈する活断層の走向にほぼ直交している．すなわち山脈北部で東西に近いが，南に行くに従い南北方向に変化する．これは日高山脈周辺の応力場が千島弧と東北日本弧の衝突によって支配されているためであると考えられる．

　さらに，海底地震観測によって，陸上の観測網だけでは検知できない微小地震活動が明らかになった(図25)．浦河沖ではマントルウェッジ内の深さ80km付近まで微小地震が頻発していることがわかった．震源分布は特定の領域に集中していることはなく，100km四方程度の広がりを持って，地震は散らばって発生していた．また，千島海溝より沖合の海溝軸近傍でも，微小地震活動が認められた．このことから，太平洋プレートには沈み込む前から内部に断層が生じていると考えられる．

　一方，海底地震計データまで含めた地震波トモグラフィーによれば，北緯42.4°付近の日高山脈南西部直下において，東北日本弧の地殻と思われる北東下がりの低速度帯（約6km/s）が確認でき，東経143°付近の日高山脈直下は高速度領域になっていることがわかった（図26）．また，1982年浦河沖地震(M7.1)の震源（図27の★印）直下に，顕著な低速度領域が見出され，ここでは定常的に微小地震が頻発していることがわかった．この領域では強度が弱く応力を蓄積できないために，微小地震活動によって定常的かつ小規模に応力を解放しているのかもしれない．一方，1982年浦河沖地震の震源は高速度領域に位置している．ここでは強度が強く応力を蓄積できるので，大地震が発生するのかもしれない．

　今回の観測データでは，日高山脈周辺を含む道東から道央，道南にかけての領域において，地殻から深さ100kmの上部マントルにいたる部分の速度構造も得られている．同地域の以前の研究よりも高分解能・高精度の結果であると考えられる．例えば，太平洋プレート上面付近の速度は，日高山脈西側と東側ではかなり異なっている．これは震源分布の違いとよく対応している．すなわち十勝・釧路沖の太平洋プレート上面付近では地震が発生していないが，この領域は西側に比べて低速度になっている．

　また，観測点特性を補正した後のコーダ波エンベロープ振幅値の時間変動から散乱体の３次元空間分布と相対的な散乱係数を推定した（平・蓬田，2001）．その結果，50km以浅では日高地方南西部で散乱係数の大きい領域が広がっていて，微小地震活動が活発な領域と一致していることが分かった．さらに日高山脈直下深さ90〜110kmで散乱係数の非常に大きい領域が存在し，沈み込む太平洋プレート上面付近と一致していることも明らかとなった．

3.2日本列島下の電磁気学的不均質構造

　比抵抗（あるいは電気伝導度）は，特に温度や間隙高電気伝導物質（水，メルト，炭素皮膜）の存在，そのつながり方に敏感であり，桁で変化し得る物理量である．スラブの沈み込みによって日本列島下にもたらされる水は，まず第一に，日本列島の火山活動を規定している．また，室内岩石破壊実験により，地殻内に存在する水が地震活動と深い関わりを持つことが明らかになりつつある．これらの点を考慮し，「地震予知研究計画」における電磁気学的な研究観測として，島孤スケールの上部マントルに至る大局的な比抵抗構造決定と，特定の地震断層などの地殻活動地域スケールの比抵抗精密構造決定を目指すこととした．大局構造の決定のためにネットワークＭＴ法（ＮＭＴ）観測を実施し，精密構造決定のために広帯域ＭＴ法（ＷＢＭＴ）観測を実施する．比抵抗構造は地震学的な構造とは独立な情報を持っているので，比抵抗構造と各種の地質学的，地球物理学的情報をあわせて総合的に解釈することにより，地殻活動予測モデル構築の際の物質や場の条件により良い制約が与えられるものと期待される．

3.2.1 ネットワークＭＴ法（ＮＭＴ）観測

　ＮＭＴ観測においては，ＮＴＴ通信用回線を用いて面的な長基線地電位差観測を行い，数100から10⁵秒の帯域で固定点磁場変動に対する各地電位差変動の応答関数を決定し，その応答関数から列島スケールの上部マントルに至る大局的な比抵抗構造を推定する．長基線で地電位差観測を行うため，小スケールの複雑な表層不均質の影響を無視し得る，Ｓ／Ｎ比が増大する，効率的に面的な観測が行える，などの特長を有する(Uyeshima et al., 2001a)．

　1989年に最初のＮＭＴ観測が北海道中東部において行われて以来，1994-1998年度における第７次，及びその後の地震予知計画で日本全国的に観測が展開され地電位差データが蓄積された（図28）．昨年度における解析から，例えば東北日本において，地電位差の変動方向が磁場の変動方向にかかわらず海岸線に直交する傾向があり日本周辺の海陸分布・海底地形分布が観測量に多大な影響を及ぼしていること，島弧の走向に沿って長周期側で背弧側に位相の高まりが見られることなどが確認された(Uyeshima et al., 2001b)．本年度は，新たに，1994-1995年，1997-1999年にわたって行われた九州におけるＮＭＴ観測データの再解析及びコンパイルが進められた．その結果，九州においてもvolcanic frontより背弧側で周期10³秒以上の長周期の位相値が高くなる傾向が捉えられた（図29）．ただし，図29に示されているように，東北・北海道弧より位相が高い値を示している点，島弧に沿って連続的に高位相値が見られるのではなく（熊本県南部，宮崎県中西部にデータの空白域があるためあまり明瞭ではないが）別府島原地溝帯の南，霧島火山域の北側にあたる火山活動が非活発な地域でやや低い位相値を示していることが着目される．高位相値は，深い方向に相対的に低比抵抗物質が存在することを示唆する．北海道東部における２次元解析（上嶋ほか，1992）から，この周期帯が100km程度以深のマントルウェッジ部分に感度があるとされていたので，さらに解析を進め，沈み込みに伴う温度構造，水の移動のモデリング結果や，地震波速度構造との比較（Iwamori and Zhao, 2000）を行っていくことで，日本列島下にもたらされる大局的な水の移動に関して，制約が与えられるものと期待される．

　2000年度におけるＮＭＴ観測（図28）は，昨年度に引き続き，北海道，中国四国の各大学研究者を中心として，札幌および函館周辺域，高知県西部において実施された．前者は都市ノイズが著しく，良好な電磁場レスポンスを得るために観測の継続が必要であった．後者の観測では，光ファイバーの芯線を用い，橋上，頭集，土佐清水，大方，土佐中村，口屋内，木屋が内，窪川，梼原，東津野の各地点で観測を行った（ネットワークＭＴ西日本グループ, 2001）．この観測は，前年度から行われてきた中国四国西部地域における観測（ネットワークＭＴ西日本グループ, 2000）を継続したものであり，中国四国弧東側で見出された，スラブ上面の低比抵抗層（Yamaguchi et al., 1999）や背弧側の（地震活動に関連するものと思われる）下部地殻低比抵抗層（塩崎ほか, 1999）の西への延長，九州の別府島原地溝帯の東側延長が構造でどのように捉えられるかを調べるために実施された．これらのデータについては，現在そのコンパイルが進行している段階である．

　2000年度のトピックの一つとして，三宅島火山噴火があげられる．６月２６日のマグマ貫入事件に始まり，７月８日には山頂大陥没，８月１８日には大規模に噴石を吹き上げた山頂噴火，その後山頂噴火を繰り返しながら大量の二酸化硫黄噴出と現在に至るまで活発な活動が継続している．三宅島において，構造決定と自然電位変化モニターを目指してＮＭＴ連続観測を行っていた．自然電位モニターは，界面動電現象（たとえばIshido and Mizutani, 1981）を検出するためのものであり，地下流体の移動を検出することを目論んでいる．７月８日から８月１８日に至る期間，三宅島では繰り返し傾斜ステップと呼ばれる活動が繰り返し起こっていた（Ukawa et al., 2000）．その傾斜ステップは，広帯域地震計では，継続時間40-50sで山側がゆっくりと上昇する変動として捉えられていたが，その速度波形とほぼ相似な自然電位変化が全島的に捉えられた（図30）．傾斜ステップは，期間中，繰り返し発生したが，図30で示した笠地蔵の鉛直速度変化1mm/sあたり牧場−大路池の自然電位変化振幅が約5mVとなるきれいな線形相関が認められた．自然電位変化の広がりから，ソースの場所は山頂カルデラ南西部1-4kmの深さに求められ，関連する物理パラメタを仮定して図30で示した傾斜ステップに対して，50kPa/mの駆動圧力勾配を受けた水がソースから周囲に流動したとすると観測された自然電位分布を説明することが明らかとなった．この現象を完全に説明する物理モデルはまだ完成していないが，傾斜ステップに伴って水の流動が関与していたことを強く示唆する（上嶋ほか, 2001, 笹井ほか, 2001）．

3.2.2 広帯域ＭＴ法（ＷＢＭＴ）観測

　ＷＢＭＴ観測においては，広帯域ＭＴ観測装置を用いて，数100Hzから数1000秒の帯域で電磁場観測を行い，各電磁場間応答関数から断層などの地殻活動域スケールの精密比抵抗構造を推定する．特に短周期を含む広帯域での連続的な応答関数が求められるため，上部下部地殻の詳細な比抵抗構造が推定し得るという特長を有する．

　1998, 1999年度にわたって，全国の大学，国立機関の研究者からなる地殻比抵抗研究グループによる電磁気共同観測により，東北地方を東西に横切る測線（奥羽脊梁山地および出羽丘陵）でＷＢＭＴ観測が実施された（図28）．その解析は2000年度にもまたがって実施された．以前，ＴＭモード（電場が２次元走向に直交するモード）応答関数のみを用いた２次元インヴァージョン解析が行われ，プレリミナリーな２次元断面が得られていた（高橋ほか, 2000, 1998年電磁気共同観測ＭＴデータ整理委員会, 1999, 地殻比抵抗研究グループ, 1999）．その後，ＴＭ，ＴＥ（電場が２次元走向に平行）両モードを用いた解析が行われ，最終的な２次元断面が得られた（Ogawa et al., 2001，図31）．以前の結果に比べると，断層帯にそう数100hm.m以下の低比抵抗体の位置が深くなり，上部地殻内の微小地震がその低比抵抗体とその上部の高比抵抗体との境界近くに発生していることが明らかとなった．この結果は，低比抵抗が水の存在によるものと仮定して，微小地震の発生にその水が関与していることを示唆する．下部地殻内にも高低比抵抗の分布が見られるが，奥羽脊梁山地の直下の相対的に低比抵抗な領域に地震波の反射面や散乱体が分布するなど，活構造，地震発生域や地震波構造との間に密接な関連が見出された．

　2000年度には，日高衝突帯を東西に横切る測線で電磁気共同観測が実施された（図28）．日高衝突帯は，1999,2000年度にわたって地震の共同観測が行われた場所であり，千島弧の衝突及び地震波でとらえられたとされるリソスフィアのデラミネーション（Tsumura et al., 1999）が電磁気的にどのように捉えられるか，衝突に伴って地殻内の水がどのように再配分されそれと現在の地殻活動がどのような関係にあるのかを明らかにするのが観測の主たる目的である．広帯域ＭＴ観測装置１３台を用いて，穂別町から浦幌町に至る約150kmの測線上（総観測点数２５点）でＷＢＭＴ観測を行い，その後，長周期ＭＴ観測装置を用いて長周期側データ取得を目指した電磁場連続観測を行った．現在，解析が進行している段階であり，リモートリファレンス処理を行うことで，良好な電磁場レスポンスが得られつつある（地殻比抵抗研究グループ, 2001）．今後さらにデータの吟味，解析を進める必要がある．

3.3 2000年集集地震（台湾）及び鳥取地震における機動的地震観測

　1999年台湾大地震の余効的地殻活動の研究，制御震源・自然地震による地殻構造調査を実施して，台湾における衝突型プレート境界大地震発生メカニズムの研究を実施した[課題番号：0118]．衝突型プレート境界は，日本では伊豆，北海道日高などで類似の構造があるが，台湾ではそれらの構造が著しく，容易に観察できる．また，衝突型境界では，プレート沈み込み帯（海溝）での地震テクトニクスと類似の現象が陸上で観察できる点で，こうした研究を国外で行うことは，わが国の海溝型地震の発生機構解明にも貢献できる．

　この研究によって実施した地形調査・余震観測のデータ解析によって，1999年台湾大地震の発生が，ユーラシアプレートとフィリピン海プレートの衝突域に出来た滑り面（デコルマ）とそこから立ち上がるランプ面の形状に支配されていたことが分かった（Hirata et al., 2000a,b; Nakao et al., 2000）．平成11年度，12年度に北海道日高で行われている「島弧地殻の変形過程の合同観測研究」との比較研究を行った結果，衝突帯で，地殻中部のデタッチメント断層，地殻下部（Moho面）での滑り面が，地殻の変形・地震発生に大きく寄与している可能性が見出された．本研究によって台湾の研究者との共同研究の推進に寄与できた．

　平成12年（2000）年鳥取県西部地震（M7.3）について，京都大学防災研究所および東京大学地震研究所企画部が中心となって，全国大学等で合同地震観測を実施した．本震発生の約１週間後，10月13日から，震源域およびその周囲において70点余の高感度短周期地震観測のデータが得られた．観測は12月初旬まで約１ヶ月半続けられた．11月末にはバイブロサイスによる構造調査が実施され，その発振波形もこれらの観測網で観測された．これらの観測は本震発生地域の構造不均質を調査する目的で実施された．本推進部会に関連する課題としては次のようなことがあげられ，データが解析されつつある．すなわち，精密余震分布，３次元地震波速度構造，地震波Q構造，地震波反射面の空間分布および地震波散乱体の分布など各種の構造不均質と震源断層との関連などである．予備的な解析結果であるが，多数の地震の発震機構の解析から，震源域の詳細な応力場の決定もなされている．さらに地震発生層の下方に反射面が検出され，その地域的な変化も見いだされている．これらの結果は「準備過程における地殻活動の研究」とも密接に関連しており，活断層が見いだされていない地域の大地震発生過程の解明に重要な知見をもたらすものである．

3.4 まとめと今後の展望

　平成9年度以降，各プロジェクトの連携が強まり，その結果，特に陸域については同一のフィールドにおいて多面的な研究が実施され，一定の成果を上げていると思われる．東北日本弧については，海溝軸から島弧を経て縁海にいたる詳細な地殻構造断面が得られた(RGES, 2000； Iwasaki et al., 2001b)．一方，内陸部において，内陸地震断層を明瞭な形でmappingすることができた(Sato, 2001； Sato et al, 2000a-d)．さらに，電磁気学的観測から，断層近傍の比抵抗の不均質分布が得られ（Ogawa et al., 2001），微小地震活動との対応関係が調べられつつある．構造不均質と自然地震活動との関係についての研究は，他の地域でも行われつつある（例えば，Ito and Shibutani, 2000； Moriya et al., 2000b,c）.東北日本弧の実験では，個別のプロジェクトの最終結果が出つつあり，今後はこれらを総合的・統一的に議論・解釈を行うことが必要不可欠である．北海道における集中実験・観測では，日高衝突帯の詳細な構造が求められつつある(Iwasaki et al., 2000a-c； Kato et al, 2000)．この地域では，衝突運動に関係した多くの地質学的データが集積しており，地震学的構造と地質学的モデルとの対応関係が明らかになりつつある．一方，衝突帯前縁部における複雑な構造は，衝突に伴う島弧地殻の変形に関して新しい拘束条件を与えるものである．前縁部の変形過程は，日本海側プレート境界での収束運動にも大きく関係しており，北日本のテクトニクスの枠組みを再構築する必要があると思われる．

　電磁気学的探査においては，データの一次的解析，コンパイルが進み，MT観測からスラブの沈み込みに関連すると思われるいくつかの興味深い構造が明らかになってきた．また，ＷＢＭＴ観測からは，活構造，地震発生域や地震波構造との間に密接な関連を持った，地殻内の詳細な比抵抗不均質構造が得られるようになった．さらに，様々なテクトニック温度圧力条件を持った場で比抵抗構造を解明し，地震波速度構造，減衰構造，さらに，地震発生域や地震発生様式との比較，さらには岩石破壊室内実験からの制約などを総合することによって，地殻内流体の地震発生に及ぼす影響がより明らかになると期待される．今後，陸域での構造決定の精度向上のため，日本周辺海域における海底電磁気観測は非常に重要である．前弧側海域の地下は，まさに水を伴ったスラブが沈み込みを開始する場であり，背弧側海域の地下は，スラブからの脱水が継続（あるいは中止）する場であり，そこでの構造を直接求めることは，スラブの沈み込みによって日本列島下にもたらされる水の性質を調べる上で重要な意味を持つ．また，地震学的情報から非地震すべり領域と反射面との対応が議論されているが，電磁気的にそれがどのように捉えられるかも追求すべき課題であろう．

４. 地震発生の繰り返しの規則性と複雑性に関する研究

地震発生の繰り返しの実態の解明は，地震発生の長期的予測を行うための基本となるという意味で重要である．現在，地質調査所や地方自治体によって，陸域大地震の発生時期の長期予測のために，活動間隔や最終活動時期の推定を目的とする活断層調査が行われている．しかし，その予測手法の吟味と，予測を単に時期だけでなく震源断層の物理的性質（震源の静的・動的パラメータ，破壊伝播様式，破壊強度分布等）へ拡大することが，長期予測の信頼度を向上させ，的確な強震動予測を実施するために必要である．このため，活断層の地形・地質・地球物理学的調査によって，地震時のずれの量やその空間分布，断層の分岐形状，活動履歴等の情報を得て，地震発生の繰り返しモデルの改良による時期予測の精度および確度の向上，および強震動予測に役立つ震源モデルの推定手法の開発を目指している．

一方，海域の大地震については系統的な調査体制がなく，地震系列の同定や新たなイベントの発見も重要となっている．歴史地震，津波痕跡，活断層等の調査研究によって，海域地震の発生時予測に貢献するとともに，予測手法の吟味や震源断層の物理的性質の予測へ近づくことができると考える．

日本には横ずれ断層が多いので，長期予測手法の吟味や地震時のずれの空間分布推定にはまず，横ずれ量の推定手法自体を確立する必要がある．平成11年度からの調査によって，ほぼ確実に横ずれ量を推定する手法が確立できた．また，震源断層の基本的物理量である規模については，歴史地震と活断層データを統合することによって，活断層系から発生する地震の震源規模を推定するモデルを提案した．さらに，台湾での活断層調査によって，全長100kmに及ぶ車蘢埔断層を1999.9.21台湾地震の起震断層として予想し得たかどうかを調査した．ほぼ全域において地表地震断層の出現位置が予想できたが，数カ所では想定し得なかったことが判明した．

海域の地震については，史料調査によって江戸時代の宮城県沖地震を同定することができ，発生確率の推定などの長期予測に貢献した．また，紀伊半島での津波痕跡調査から，歴史時代および先史時代の東海地震の発生経過を明らかにしつつある．

4.1 横ずれ量の推定手法の確立

　平成１１年度には丹那断層において１９３０年の北伊豆地震，およびそれに先行する地震一回分の横ずれ量を，考古学的トレンチ調査手法の導入によって，推定することができた．これに引き続き平成１２年度は，横ずれ量推定手法を確立するため，中央構造線活断層系畑野断層でトレンチ掘削・地層抜き取り調査を行った．調査の結果，最新活動時に地表で 2.5+-0.5mの右横ずれ変位が生じた痕跡をみいだすことができた．手法はほぼ確立したものと考える．

　中央構造線活断層系は，右横ずれ平均変位速度5〜10mm/yrに達する顕著なＡ級活断層であり，今回調査した畑野断層は四国中央部にあって，13世紀〜17世紀の歴史時代に活動したとされている（後藤他，2001）．調査地点は愛媛県宇摩郡土居町津根地区の沖積扇状地面上の水田で，北側上がりの逆向き低断層崖の延長上に位置し（後藤・中田，2000），ほぼ連続的に堆積物が存在する可能性が高い．調査では最初に，断層に直交する長さ６〜８m，深さ１．５mのトレンチ（南北トレンチ）を２条掘削し，断層を確認した．その後，横ずれ変位量を検出するため断層に平行なトレンチ（東西トレンチ）を２条掘削し，南北トレンチとつなげて□型にした．東西トレンチの断層北側の壁面には断層に直交するチャネル充填堆積物が露出した（図32）．チャネル充填堆積物は断面が幅約１m，深さ約50cmで小〜大礫からなり，基質がルーズな粗粒砂〜細礫から構成されている．このため，しまりの良い他の堆積物と明瞭に区別できる．このチャネル充填堆積物は，断層をはさんで南側では西側の南北トレンチの西側壁面に露出した．したがって，南北トレンチ掘削による消出部分を誤差として考慮して，右横ずれ2.5+-0.5m，北側上がり0.5-1.0mの変位量が見積もることができた．断層の上端は現耕作土だけでなくその直下の自然堆積物によっても覆われているので，最新イベントの年代の上限値が決まる可能性が高い．さらに，南北トレンチの１つを深さ約３mまで掘り下げて地層抜き取り装置を使い，最新活動に先行するイベントをみいだした（遠田他, 2001）．

4.2 活断層系から発生する地震の震源規模

　活断層系における大地震発生時の活断層の活動パターンを推定するために，活断層で起きた地震の震源規模と活断層の長さとを調査した．その結果，松田（1990）によって提案された起震断層は，その活断層系での最大規模の活動単位として妥当であることと，歴史地震の多くは起震断層の長さの1/4〜1の断層長に相当する規模を持つことがわかった．一つの大地震の活動単位となる断層設定としては，起震断層や隈元（1998）の個々の断層セグメントとともに，隣接する断層セグメントの組み合わせをも考慮した，連動セグメントモデルが歴史地震データを最も良く説明するものとして，提案された（小田切・島崎，2000）．

4.3 1999.9.21台湾地震の地表地震断層の出現予想

　1999.9.21台湾地震は逆断層が活動した近年における少ない例で，この地震の位置・規模・発生時期がどの程度予測可能であったかを検証することは，現在日本で進めている陸域地震の長期予測研究の水準を検証する上で重要である．平成12年度は，地震発生位置の予測精度について関して，次の２点を検討した．(1)地震前に撮影された航空写真に基づいて作成した活断層分布図と，1999年の地震断層分布図の比較による「位置推定精度」，(2)全長100kmに及ぶ車蘢埔断層を起震断層として認識し得たか否か．

　(1)については，ほぼ全域において地震断層の出現位置を予想し得たことが判明すると同時に，数カ所で想定し得なかったことも判明し，その意義をさらに考察する必要性が確認された．台湾大学・中山大学・台湾師範大学等と共同で1999.9.21台湾地震以前の空中写真判読を実施し，2万5千分の1スケールの活断層詳細マップを作成し，併せて現地調査（トレンチ調査・変位地形調査）も実施した．活断層認定の判読基準は渡辺・鈴木(1999)に準拠し，従来の台湾中央地質調査所の活断層図を大幅に改めた．航空写真は1970年代に撮影された縮尺２万分の１程度のものを用いた．それによれば，車蘢埔断層に沿う変位地形は撓曲を主としているため，従来のリニアメント解析では見逃されやすい傾向があるが，最新の活断層認定法では極めて明瞭な変位地形として認定され，そのほぼ全長に追跡でき，地震断層との位置の比較が可能となった．図33には変位地形が明瞭な草屯地区における1999年の地震断層と，活断層トレースを示している．

　(2)については，台湾中央地質調査所発行の活断層図ではさらに北方の活断層と同一の断層と扱われているが，変位地形の連続性から今回の震源断層にほぼ相当する部分（約80km）を起震断層として想定し得たことがわかった．この結果，1999年台湾地震は，現在進めている活断層研究によって発生位置をほぼ予測可能なタイプの地震であったことが判明した（鈴木他, 2000）．

4.4宮城県沖地震の同定

　1978年宮城県沖地震は，仙台平野から岩手県・福島盆地にまたがる地域に震度５の被害域を生じ，小津波伴い，金華山沖の浅い海域を震源とする海溝型地震である．これと類似する地震は，1897年，1936年にも起きており，約４０年弱の間隔で再帰的に起きていることがわかる．さらに江戸時代の事例の中にも1978年宮城県沖地震と類似する地震事例がこれまでの研究によって指摘されている．しかし，宇佐美（1996）の資料によってこの付近に発生したとされるほぼ同規模の地震は，少数ではあるが他にも存在する．どの地震が1978年宮城県沖地震とほぼ同じ震源を持つのかを同定する作業が，文部科学省・地震調査研究推進本部地震調査委員会で必要とされた．そこで，江戸時代，明治期の宮城県平野部に被害を生じた地震事例の古文書史料の見直し作業を行い，震度分布，津波来襲地点の分布図の作成を行った．その結果，1717年，1793年，1835年，1861年の江戸時代に起きた４度の地震は１９７８年宮城県沖地震に極めてよく似た震度分布，津波分布を示す事例であることが判明した（都司, 2001）．この結果は，宮城県沖地震の長期評価に大きく貢献した．

4.5先史時代の東海地震

　紀伊半島南東海岸は，東海沖の巨大地震の発生する海域に面しており，歴史上にも1707年宝永地震，1854年安政東海地震，1944年東南海地震による津波の被害を被ってきた．新宮以北の海岸線は東海地震が起きるたびごとにおおむね沈下をくり返しており，歴史時代，および先史時代にわたる津波痕跡の残りやすい海岸である．平成１０-１１年度に行った浜名湖湖底の津波堆積層の検出に引き続き，平成１２年度は，紀伊半島尾鷲市須賀利の大池，および海山町にある船越池，および大城池の３つの潟湖の湖底堆積層物のピストンコア採取調査を行った．

　大池の東開口部付近の湖底のサンプルから，９条の津波堆積層を検出し，そのうち，木片の採取できた７層についてＣ１４年代測定を行った結果，おのおのプラスマイナス４０年の誤差を見込んで，670YBP(1950年を基準として670年前)（暦年補正を施した結果では，AD1297），1000YBP(AD1023)，1270YBP（AD675），1790YBP，1950YBP，2060YBP,　2480YBPの年代数値を得た．最初の３つの痕跡は歴史記録の正平南海津波（1361），嘉保東海地震(1096)，白鳳南海地震(684)か，またはそれらとペアをなす東海地震による津波であろうと推定される．大池の湖中央部のコアからは，1670YBP，2150YBP，2410YBPの年代を示す津波堆積層が検出された（都司他, 2001）．

4.6 まとめと今後の展望

　横ずれ断層の横ずれ量を推定する手法は確立できたが，横ずれ量の空間分布を求めるには，多数地点での調査が必要である．残念ながら大学の調査で，現在これを実現することは難しく，開発された手法は今後産業総合研究所や地方自治体の活断層調査に利用されることを期待する．地震時のずれの量の空間分布については，別府湾海底活断層の縦ずれ量の空間分布を１３年度調査する予定である．また，過去の地震履歴について大分県で調査が進められており，これと連携を取ることにより，地震時のずれの量やその空間分布，断層の分岐形状，活動履歴等の情報を得て，地震発生の繰り返しモデルを検討する．ただし，最近大地震が発生していないため，破壊伝播等について実証できないという難点がある．別府湾中央断層の活動による1596年慶長の地震については，津波史料との比較による実証を進めたい．

活断層から発生する地震の震源規模については，これまで提案された起震断層モデルやセグメントモデルよりも，より良く観測結果を説明する連動セグメントモデルを提案した．このモデルは，統計的調査に基づいているが，今後は各地で行われている活断層調査結果等，個別の事例による検討と物理的イメージを持つモデルへの改良へと進める．

1999年台湾地震は，現在進めている活断層研究によって発生位置をほぼ予測可能なタイプの地震であったことがわかった．特に変位地形の連続性から，今回の震源断層にほぼ相当する部分（約80km）を起震断層として想定することができる．また，ほぼ全域において地震断層の出現位置を地震前に撮影された航空写真に基づいて予想できる．ただし，数カ所では予想できなかったことが判明した．平成13年度には，この地表地震断層の位置と既存の活断層トレースが異なる地域について検討を行う．また，被害集中帯の予測に関する検討を進める．さらに平成14年度には，これまでの判読結果をデジタル化して，地表地震断層の位置や被害分布のGISデータとの比較を行う予定である．

宮城県沖地震の長期評価については，江戸時代，明治時代の史料を用いた調査によって，宮城県沖地震の同定を可能とし，大きく貢献できた．ひきつづき，歴史上の地震の震源位置，マグニチュード，史料欠失時期等の調査を行う予定である．

　東海地震については，紀伊半島の潟湖の津波堆積物調査によって，3回の歴史地震を含む7回の古津波が発生したことが明らかとなった．平成１３年は，引き続き，紀伊半島の潟湖の調査を行うとともに，平成１２年度調査で発見された17世紀の十勝沖の大津波および，それ以前の古津波についての調査を行う．これらの結果は，海溝の大地震はいつも同じ規模のものが起きているわけではなく，時折「超大型」の地震（例えば，宝永地震）がまじることを示唆している．このような「超大型」地震は歴史記録でも及ばない長い時間スケールで起きるので，津波痕跡調査が重要である．なお，産業総合研究所活断層研究センターの調査によれば，十勝沖の17世紀の大津波と同時と考えて矛盾しない津波痕跡が釧路，根室地方で見い出されており，地殻隆起もあったとされている．　

5. まとめと展望

定常的な広域地殻活動部会が推進してきたプレート境界域の地殻活動及び構造不均質については，特にプレート間カップリングの空間的不均質構造に関して，知見が深まった．特にプレート境界の反射強度と自然地震活動との間には負の相関があることが強く示唆されており，構造探査からプレート間カップリングの強度を推定できる可能性が出てきた．更に，詳細な構造探査によって，流体が関与すると考えられる低速度体の存在も明らかになってきた．流体はカップリング強度を支配する重要な要因と考えられる．

　一方，プレート内部の地殻活動及び構造不均質に関する研究においては，島弧下の様々な空間スケールの構造が求められた．東北日本弧では，島弧横断構造とともに内陸地震断層のマッピングが行われ，地震波速度だけでなく，比抵抗構造も求められている．更に，北海道においては，日高衝突帯における島弧地殻変形過程が明らかになりつつある．

　更に，地震発生の繰り返しの規則性と複雑性に関する研究においては，日本に多い横ずれ断層において，地震一回分の横ずれを推定する手法がほぼ確立した．また，史料調査による宮城県沖地震の同定が，長期予測に貢献した．さらに，津波痕跡の地質学的調査により，数百年間隔で発生すると考えられる超大型の海溝型地震についても，過去に遡ってその活動履歴が明らかになりつつある．

　以上述べたような成果は，プレート境界地震及び内陸地震の発生予測モデル構築において，想定断層面の形状や摩擦構成則，断層を取り巻く場の不均質性に関して重要な拘束条件を与えるものと考えらる．しかしながら，このような予測モデル構築に大きく貢献するためには，以下の点が考慮されなければならない．

(1)上記の研究は，多面的に実施されており，個々の研究データを総合的に解析・解釈する必要がある．例えば，陸域における合同探査・観測では，詳細な構造と地殻活動が得られつつあるが，両者の関連性を明らかにし，地殻活動の発生メカニズム，ひいてはその原因である地殻内応力の蓄積過程を構造不均質の面から解明するに至っていない．

(2)定常的な広域地殻活動の研究成果をより効率的に地震発生モデルに結びつけるには，モデリング・シミュレーション分野の研究者グループとの連携体制を確立・強化する必要があろう．例えば，定常的な広域地殻活動分野として重要な成果をモデリンググループに提供するだけでなく，シミュレーションから期待される変動や活動を検証する研究，即ち，仮説検証型の研究があってよい．

(3)大学以外の機関が実施している類似のプロジェクトとの関係を明確にする必要がある．まず，大学が本地震予知研究計画の中で実施する研究の特徴，独自性を明らかにすべきであろう．さらに必要とあれば，連携や共同研究等の形態をとり，研究の効率化を図るべきであろう．

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第2節

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第3節

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Okamura M., I. Koscu, M. Matsuoka, Preliminary Report on Submarine Active Faults by high-resolution acoustic survey in the Gulf of Izmit, Eastern Marmara Sea, Turkey,　Nato Advanced Series, pp124, 2000.

岡村眞・松岡裕美・佃栄吉・都司嘉宣，沿岸湖沼堆積物による過去１万年の地殻変動と歴史津波モニタリング，月刊地球，162-168，2000.

太田陽子・渡辺満久・鈴木康弘・澤祥・柳田誠・宮脇明子・金幸隆，台湾中部，921集集地震による地震断層−とくにその性状と既存の活断層との関係，日本地理学会春季学術大会予稿集，57

太田陽子・渡辺満久・鈴木康弘ほか3名，台湾中部921 地震の地表地震断層−とくにその性状と累積性，地球惑星科学関連学会2000年合同大会予稿集，Sl-001．

遠田晋次・堤浩之・後藤秀昭・木村治夫・杉戸信彦・近藤久雄・池田哲哉・高田圭太・松木宏彰・原口強・島崎邦彦，中央構造線活断層系畑野断層の最新活動とその変位量，地球惑星科学関連学会2001年合同大会予稿集，Jm-P025．

都司嘉宣，歴史史料から見た1978 年宮城県沖地震の再帰性，地球惑星科学関連学会2001年合同大会予稿集，Jm-003．

都司嘉宣・岡村眞・松岡裕美，三重県尾鷲市須賀利浦大池の湖底津波堆積物，地球惑星科学関連学会2001年合同大会予稿集，Sm-019．

渡辺満久・太田陽子・鈴木康弘・澤祥，台湾中部，921 集集地震時の地表地震断層と既存の活断層の関係，地球惑星科学関連学会2000年合同大会予行集，Sl-002．

図18．2000年度反射法地震探査によって得られたS-2〜S-4（図16参照）の時間断面図．縦軸は，往復走時である．

図22．震源分布比較図．Ａ）北海道大学の定常地震観測網のみで決定した場合．Ｂ）定常点に日高大学合同地震観測点を追加した場合．

図23．太平洋プレート内フラクチャー

　　　ゾーン付近の震源断面図．

図15.発震機構から推定したＰ軸及びＴ軸の分布．

震源の深さが３０ｋｍ以浅は赤，４０〜９０ｋｍは緑，１００ｋｍ以深は青のバーでＰ軸の方向を示す．