第２章 「定常的な広域地殻活動」研究計画
１．緒言
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しい研究観測計画”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．
これらの指針を踏まえ，本部会では，前年度に引き続いて下記の主要課題を推進することとした．
(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．
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って，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が解明できよう．三陸沖から東北日本弧にかけての太平洋プレート沈み込み域では，このような方向での研究が前年度に引き続いて進展している(東京大学地震研究所［課題番号：0101］；弘前大学［課題番号：0401］；東北大学［課題番号：0501.6］)．
一方，フィリピン海プレートについては，四国から中国地方を経て日本海に至る大規模海陸合同地殻構造探査が海洋科学技術センターとの共同研究として実施された(東京大学地震研究所［課題番号：0105］)．また，東海地域・四国・琉球海溝域では，自然地震観測に基づく地震活動及び地殻・上部マントル構造の研究が行なわれた(名古屋大学［課題番号：0901］；鹿児島大学［課題番号：1201］；高知大学［課題番号：1302］)．
2.1. 三陸沖-東北日本下プレート境界の構造と地殻活動
東京大学地震研究所の用船航海を中心とした海底地震観測は，三陸沖をその観測フィールドとしている．平成13(2001)年度は北緯39度を横断する南北の測線状で，エアガン・OBSによるプレート境界反射面の面的マッピングを行った(東京大学地震研究所［課題番号：0101］)．この結果，北緯38°40’～39°，39°10’～20’に存在する地震空白域では，東西幅約50kmに渡りプレート境界からのＰ波反射強度が強いことがわかった(中村・他，2002a,b；Nakamura et al., 2002)．これは，1996年に得られた結果(藤江・他，2002；Fujie et
al., 2002)をほぼ支持するものである(笠原，2002a,b,c,d；笠原，2003)．図1は反射強度と震源分布の比較で，反射強度と震源分布の強い相関を示している．反射強度の分布は測線７がもっとも強く．この直下のプレート境界は海面下18kmの深さにある．プレート境界の反射波がどのような物質境界に対応するのかを調べるため有限差分法を用いた理論波形を作り検討した(Maghaddam et al., 2002)．この研究によれば，プレート境界に厚さ100mでP波速度（Vp）が2km/sの物質を仮定すると観測波形を説明できるような反射波が発生する．このＰ波速度の遅い物質がどのような物質に対応するものかを目下検討中である．また，P波からS波に変換した波群を調べ，平成8(1996)年度とほぼ同じ位置の測線についてＳ波速度構造を得た．堆積物はVp/Vs=2～5であり，その下からプレート境界にある層までのVp/Vsはほぼ1.75であった(望月・他，2002；Mochizuki et al., 2002)．主としてP-Sの変換は堆積物と岩石層の境界で発生する．一方，プレート境界のSS反射波に対応する相は，観測されていない．この様なPP反射波群，SS反射波群の出方を説明するためのモデルを構築しつつある．
平成13(2001)年度の三陸沖地震探査後の2ヶ月間にわたる微小地震観測の解析からは，探査域周辺の震源分布が明らかとなった（東北大学［課題番号：0501.6］；日野・他，2002；桑野・他，2002）．観測期間中に発生した微小地震の多くは，プレート境界近傍に震源が決定される(図2)．これまでの海底観測の結果が示しているように，こうしたプレート境界近傍で発生する微小地震は小さなクラスタ内に集中して発生している．これらのクラスタの位置は，陸上の地震観測の結果から知られている地震活動領域と一致しており，これらのクラスタも定常的に活動していると考えられる．こうしたクラスタは，探査領域のほぼ中央にはまったく存在しない．この領域はエアガン探査において強いプレート境界からの反射波が観測される領域（東京大学地震研究所［課題番号：0101］）と一致することに注目すべきである．
平成14(2002)年度の観測航海は，東京大学地震研究所，東北大学，九州大学，千葉大学の共同観測として，平成13(2001)年度の領域を南に延長する1978年宮城県沖地震の震源域の海溝側延長領域で行った(東京大学地震研究所［課題番号：0101］；東北大学［課題番号：0501.1］；図3)．この地域は，これまでプレート境界からの反射波強度と地震活動の関係について研究をすすめてきた三陸沖の南側に隣接している．即ち，本観測は従来の研究対象領域を拡大するとともに，宮城県沖地震震源域の海溝側延長部分におけるプレート間カップリング強度を評価するための指標を与えることを目的とする．得られた探査記録の例を図4に示す．この記録では，海陸プレート境界からの反射波および沈み込む海洋性地殻のモホ面からの反射波と考えられる後続波が明瞭に捉えられている．こうした後続波の記録上での現れ方は観測点毎に異なっており，反射強度の地域差を示唆する．今後は，これまで三陸沖のデータに適用してきたものと同様の処理によって，プレート境界近傍の地震学的構造のイメージングにつなげる予定である．
更に，南部の福島沖の領域においては，定常・臨時の海底地震観測を継続しており，人工地震探査データも含めた総合解析によってプレート境界周辺の地震学的構造が詳細に明らかとなりつつある．特に，この領域における地震活動度の空間変化が，プレート境界上盤側の構造変化パターンと良い相関を持つことがわかってきた．
一方，陸域の観測からも東北日本沖プレート境界の構造と地殻活動に関する知見が深まった．東北地方北部と北海道南部で発生した浅発地震のエンベロープ解析からは，散乱強度の空間分布に関する情報を得た(弘前大学［課題番号：0401］；相澤・小菅，2002；相澤，2003)．解析に使用した地震分布に偏りがあるため，散乱強度分布を空間的に一様な精度で求めることはできなかったが，岩手県宮古付近においては，太平洋プレート上面に対応する深さ約50kmでの散乱強度が強いことがわかった．強散乱域が一部に限られることから，プレート境界での地震波散乱強度分布は一様ではないことが示唆される．また，太平洋下で発生する地震の応力降下量の分布を調べたところ，海溝付近では，応力降下量が小さい地震が多く発生していることが判明した（東北大学［課題番号：0501.4］；山下・他，2002；山下，2002）．これは過去の研究と整合する結果であるが，今回は特に，構造の影響を除去してコーナー周波数を求めており，過去の研究よりも信頼できる結果となっている．
相似地震解析からは，三陸沖と同様に福島県沖でも海溝付近では相似地震活動が活発であり，この付近では弱いながらもプレート間がカップリングしていることが判明した（内田・他，2002a,b,c；図5）．津波地震を発生させるためには，完全にプレート間がデカップルしていてはその発生を説明することは困難である．従って，福島県沖が三陸沖と同様に相似地震活動が活発であることは，福島県沖の海溝付近における津波地震発生の可能性を示唆するものである．更に，1989年や1992年のデータ解析により，地震性すべりと余効すべりが連鎖反応的に生じて群発地震が発生するというモデルが構築された（内田・他，2002a,b）．特に1992年の準静的すべりはその後，次第に西に移動し，1995年の釜石沖のM4.8の地震の発生を早めた可能性があることがわかった．これが事実であれば，準静的すべりが地震発生に大きく関係することを実際のデータから検証したことになり，津波地震のみならず，プレート境界型地震の予知にとって極めて重要な成果である．今後さらに検証を進める必要があろう．
2.2. 海陸境界域-陸域観測によるフィリピンプレート境界の構造と地殻活動
2.2.1東海・中部地域におけるプレート境界構造と地殻活動
東海沖から中部地方にかけてのフィリピン海プレートの沈み込みの構造及び中部日本を構成する島弧地殻・上部マントル構造を解明するための大規模な海陸合同構造探査が，2001年8月に実施された(東京大学地震研究所［課題番号：0105］；京都大学防災研究所［課題番号：0202］；名古屋大学［課題番号：0901］；鳥取大学［課題番号：1009］；九州大学［課題番号：1103］；Iidaka et
al., 2003a,b)．この探査の海域部については海洋科学技術センターが担当し，陸域における探査は，東京大学地震研究所をはじめとする全国の大学・関係諸機関が共同して行った．陸域測線下の速度構造モデルによれば．堆積層の構造は地域差が著しい．能登半島の付根に位置する砺波平野では，厚さ3kmの堆積層が存在している．堆積層の下にはP波速度5.3km/s-5.8km/sの層が存在する．上部地殻下部の速度と下部地殻の速度は，それぞれ6.0km/s-6.4km/s,
6.6km/s-6.8km/sと求まった．このデータの特徴的な点は，沈み込むフィリピン海プレート上面からの大振幅反射波が見られたことであり，その走時から深さ20-35kmの範囲での沈み込むプレートの形状が明らかになった．一方，この反射波の振幅を説明するためには，プレート境界において反射係数が大きくなるような構造が要請される．即ち，三陸沖プレート境界や四国下で提案されている低速度層の存在，プレート形状の局所的変化によるfocusing等の可能性について検討中である．また，この測線の中部・北部では，地殻内部にいくつもの反射面が確認され，島弧側下部地殻の構造がある程度押さえられた．本観測の結果によれば，下部地殻は少なくともある程度の厚み(5-7km程度)があり，Aoki
et al. (1972)と大きく異なるものである．
また，自然地震データの解析によれば，東海地域でのslow
slip eventに対応して生じたプレート上面部の地震活動度の変化パターンを把握することによって，フィリピン海プレート内の地震活動域を上下に区分する構造が，プレート内部に存在する可能性がある(名古屋大学［課題番号：0901］；図6)．
2.2.2四国・中国地域におけるプレート境界構造と地殻活動
この地域では，平成11(1999)年に東京大学地震研究所，海洋科学技術センター・京都大学・鳥取大学・九州大学が共同で海陸共同地震探査を行った(Kodaira et al., 2002；蔵下・他，2002；Kurashimo et al., 2003)．この探査で特筆すべきことは，沈み込むフィリピン海プレートからの明瞭な反射波が観測されたことである．このデータから，四国下のプレート境界構造，その上の西南日本に地殻構造が求められているが，陸上観測点の間隔が粗く（1.5km程度）且つ測線が四国から中国地方南部に限定されていたため，西南日本に沈み込むプレートの全体像を捉えるには至らなかった．2002年には，四国・中国域から鳥取沖までの測線において，屈折・広角反射法地震探査を行った．（東京大学地震研究所［課題番号：0105］；京都大学防災研究所［課題番号：0202］；名古屋大学［課題番号：0901］；鳥取大学［課題番号：1009］；九州大学［課題番号：1103］；Iwasaki et al.，2003c；Ito et al.，2003a,b；図7）
この実験の海域部は海洋科学技術センターによって実施され，鳥取沖日本海の230kmの測線に35台の海底地震計が設置された．制御震源として，エアガンを用いている．全長240kmの陸域測線には，東京大学地震研究所をはじめとする全国の大学・関係機関及び米国Texas大の研究者によって，2,284点の観測点が設置され，これまでにない高密度の観測となった．この測線では合計10点（その内の1点は，千葉大学による）の発破点が設けられた．得られた記録の一例として，J9での発破記録を示す（図8）．この記録で特徴的なことは，きわめて優越な後続波が見られることである(図8,赤色矢印). 1999年に実施された探査で得られた記録と対応させると，この相は西南日本弧下に沈み込むフィリピン海プレート上面からの反射波と考えられる．また震央距離140km以遠では見かけ速度8.3㎞/sの相が確認できる(図8,青色矢印).
得られたデータの処理はほぼ完了し，屈折法・広角反射法解析から陸域探査測線下の暫定的な２次元P波速度構造モデルが得られている（図9）．地殻浅部のP波速度構造はT6付近を境に北と南で変化しており，5.7㎞/sのP波速度を持つ層が南に向かって厚くなっている．西南日本弧の地殻の厚さは瀬戸内海付近が最も薄く，南に向かって厚い．島弧下に沈みこむフィリピン海プレート上面は陸域探査測線南端下で深さ約18ｋm付近に存在し，中央構造線付近まで島弧地殻と接している．沈み込み角度は約12度で，深さ約35km付近まで追跡することができる. 今後，海域で得られたデータと合わせた解析を行うことで，さらに深部でのフィリピン海プレートの形状に関する知見が得られ,更にプレート境界の反射強度と1946年南海地震の破壊面や定常的なすべり面との位置関係，他地域との比較によるプレート境界構造の普遍的性質と地域性の解明が進展すると期待される．
平成14（2002）年の地震観測からは，紀伊半島南部から四国南部の沿岸及び海域において，地殻地震とマントル最上部地震（一般的にはフィリピン海スラブの地震）の２つの震源分布が接するようになっている(高知大学［課題番号：1302］)．これら２つの地震群の持つ特徴は異なっており，Ｐ軸の向き，放出エネルギーの大小，地震活動の経年変化などで大きく異なっている．以前指摘してきた活動の特徴は最近の解析結果からも確認できる．即ち，海域も含めての活動，特に地殻地震の活動はＭ４を超す地震が散発的に発生しているが，Ｍの小さい地震の活動低下は顕著である．これは次の南海地震に向け，地殻内の地震発生層に働く東西方向と南北方向の応力差の減少を反映しているのかもしれない．地殻地震やマントル最上部地震の活動からは次の南海地震の発生がさし迫っているようには考えられない．また，南海地震のすべり面は地震発生層の中，発生層の上面あるいは海洋性地殻第３層であるのか結論が出ていない．紀伊半島南岸や土佐湾を中心とする地域の震源再決定によれば，1946年の南海地震の多重震源は地殻地震とマントル最上部地震が接するようになるモホ面下で発生した可能性が高い．四国南岸部付近における地震のＰ軸は地殻地震では東西方向，マントル最上部地震では南北方向の横ずれ型が卓越し，フィリピン海プレートの沈み込みから期待される低角逆断層型及び2000年3月に観測された正断層型の地震は観測されていないことも注目される．
電磁気的探査は，紀伊半島地域（和歌山県）での観測を行った（東京大学地震研究所［課題番号：0114］）．この観測によって，奈良県を除いた紀伊半島のほぼ全域でデータを取得したことになる．更に，中部四国地域のデータのとりまとめと再解析が進み，２次元インヴァージョンで構造を求めた（図10）．これは，著しくデータの質が悪かった瀬戸内海地方のデータの解析を行い，四国地方から中国地方に至るデータをあわせた解析による結果であり，初めて，中国地方北部に至るまでフィリピン海プレートが横たわる高比抵抗域としてイメージングされた．また，開発中であった3次元インヴァージョン手法がほぼ完成し，その性能の評価を行うとともに比較的小規模のデータについてその適用を試みている．
2.2.3. 琉球海溝域におけるプレート境界構造と地殻活動
トカラ列島－奄美大島域でのプレート間カップリング解明のため，奄美大島の５ヶ所と喜界島・悪石島・宝島の計8ヶ所での臨時地震観測を前年度に引き続き実施した(鹿児島大学［課題番号：1201］).平成13(2001)年度に実施した奄美大島周辺海域での自己浮上型海底地震計による臨時観測と陸上臨時観測のデータを用い，3次元地震波速度構造の解析を行った．得られたP波速度分布は深さ10kmから20kmの範囲で奄美大島の北西海域が高速度であるのに対し，南東海域では低速度である．一方，深さ30kmでは奄美大島付近に顕著な低速度領域が存在することが分かった．プレートの沈み込み方向のP波速度深さ断面では，沈み込むスラブに対応する北西に傾斜する高速度領域上方のマントルウエッジ内の深さ30～45kmに顕著な低速度領域が，この高速度領域に平行に伸びるように存在している．地震活動度の高い奄美大島付近でも特に活発な奄美大島南東沖の深さ25～40kmの地震活動はこの低速度領域内で発生していること，P波速度が6.0km/s
を下回る領域で地震がほとんど発生していないこと，深さ15kmでは相対的にVp/Vs値の小さい領域でほとんどの地震が発生していること等が明らかとなった．
海底地震観測期間中に発生したM2.0以上の地震について，3次元地震波速度構造を考慮に入れた震源決定および発震機構解の推定を行った．その結果，深さ50～100kmでは稍深発地震の傾斜角はおよそ43度であり，従来よりも高角度に求まった．奄美大島周辺の深さ30km以浅の地震の発震機構解は正断層型が卓越し，T軸は奄美大島南東岸よりも北西側では島弧軸に平行な北東－南西方向に配列する一方，南東側でのT軸の方向分布は複雑であることが分かった．
2.3. 今後の研究課題と展望
太平洋プレートが東北日本弧下に沈み込む三陸沖では，プレート間カップリングの空間的不均質性が海域及び陸域の観測研究から更に進展した．これまでの海域制御震源地震探査及び自然地震観測によれば，地震活動が周囲と比較して低いプレート境界では，その反射強度が強いことが明らかとなってきた．また，陸域観測からは，プレート境界における応力降下量分布や走時地震観測によって，三陸沖のアスペリティモデルの定量化が始まった．このようなモデルの精緻化は，同地域の応力蓄積・集中過程を解明する上で欠くことができない．また，三陸沖アスペリティモデルが，同じ太平洋プレートの沈み込む他の地域や，フィリピン海プレートの沈み込む関東以西の地域で成立するかどうかは，今後解決すべき大きな問題である．即ち，アスペリティモデルの精緻化と，その普遍性/地域性の検証の2つが，今後の研究の方向性として重要と考える．
一方，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については，海洋科学技術センターの精力的な海底地震探査によって大きく進展した．更に，海陸合同構造探査によって，西南日本化における，固着域から定常的滑りに至るプレート境界の構造が明らかになりつつある．特に，陸域で観測されたプレート境界からの強い反射波が，プレート境界のどの部分に対応しているのか（例えば地震破壊領域か定常的すべり領域か）を明らかにすることは重要である．即ちプレートの沈み込み方向に対する構造変化の解明は，プレート境界の摩擦構成則に対する重要な拘束条件を与えると考える．更に，相異なる震源域における構造の差を明らかにすることは，個々の地震の破壊過程やアスペリティーの特徴，隣接するアスペリティー間の相互作用を考察する上での拘束条件となろう． また．フィリピン海プレート沈み込み域については，構造と地殻活動（地殻変動や自然地震活動）の総合解釈が十分ではない．今後は，この点に留意した研究を推進すべきである．
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．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．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．
2000年の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，内陸大地震発生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，内陸地震の発生メカニズム解明に資するものと思われる．
3.1. 東北日本弧における総合観測研究
1997-1998年に東北日本弧を横断する構造探査，脊梁山地における電磁気探査及び稠密自然地震観測がなされた．このうちの電磁気学的探査の解析は更に進展した(東京大学地震研究所［課題番号：0114］)．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，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．比抵抗構造が地下のいかなる物性を反映しているのかを考察するため，従来の室内実験によって決定された岩石及び塩水の比抵抗－温度依存性，塩水のつながり方と比抵抗の関係，および地殻熱流量分布から推定される地殻温度構造などの情報の整理を行った．この結果，地殻程度の低温では，比抵抗はほぼ間隙塩水の量とつながり方に強く依存し，温度や岩石の種類にはあまり依存しないことが明らかとなった(図11)．この考察を，東北背弧活動帯で得られた比抵抗構造に適用した結果，低比抵抗部分には5%程度の塩水がつながった状態で存在していることが示唆され，Vp/Vsトモグラフィの結果とも調和的であった．微小地震は，この水の存在域の上部に分布している．地震が相対的に高い比抵抗の領域で起こっていたことは，鳥取県西部地震震源域のほか，いくつかの震源域の調査で明らかになりつつあり，これを力学的にどう解釈するかは今後の課題となろう．
3.2. 北海道日高衝突帯における総合的観測研究
1999-2000年の観測研究は，北海道日高衝突帯を中心とする地域で実施された(東京大学地震研究所［課題番号：0105］；京都大学防災研究所［課題番号：0202］；北海道大学［課題番号：0317］；名古屋大学［課題番号：0901］；鳥取大学［課題番号：1009］；九州大学［課題番号：1103］；爆破地震動研究グループ，2002a,b)．今年度は，これまでに得られた屈折法測線データと稠密な反射法データを統合した解析を実施した．即ち，反射法データに対して屈折法的解析を行うことによって詳細な構造を提出した(足立，2002；Iwasaki et al., 2002, 2003a；鈴木・他，2002；図12).この結果，日高山脈東側の千島前弧の剥離様式がより詳細に明らかになった．即ち，0.3-4kmの厚さを持つ変形の著しい堆積物の下には，2枚の東傾斜の顕著な反射面が存在する．これらの面は，日高山脈に衝上する千島前弧側の中・下部地殻内の反射体と考えられる．実際，これらの面の西側延長上では，中・下部地殻を構成する変成岩が露出しており，その部分ではVpが周囲より高く（6.0-6.1 km/s）で，Vp/Vsも1.85を超える．これら2つの面の下，深さ25-27kmには，ほぼ水平及びやや西下がりの面が見られる．即ち，千島前弧側の地殻は，日高山脈下において，東に衝上する部分と，水平および下に沈みこむ部分に分かれていると考えられる．地殻の裂け目の深さには，非常に強い反射面が存在する．一方，日高山脈西側の褶曲断層帯の部分では，大規模な速度逆転層（低速度層）が2層見つかった．これらの下には，東下がりの反射面が存在する．おそらくは西にもぐりこむ東北日本弧の地殻内反射面に相当するものであろう．また，重力異常陰影図から石狩低地東縁断層帯を調べると，その南端(厚真付近)からほぼ南東方向に約
20 km 程度，延長している可能性が示唆された(北海道大学［課題番号：0301］；山本, 2003；Yamamoto, 2003)．この付近は新旧いずれの活断層分布にも断層がプロットされていない地域である．
上記屈折法モデルの速度構造を用いて，反射法データに対してmigrationを行い，石狩苫小牧低地帯から十勝平野までのマッピングを行った（Iwasaki
et al., 2003b；図13）．得られたイメージは屈折法探査結果を裏付けるもので，千島弧側地殻が深さ25-27kmで2-3つのセグメントに分かれている．この結果は，日高山脈南端の剥離様式とは違い，衝突による地殻変形に地域性のあることを強く示唆する．また，剥離を起こしている場所は深さ25-27kmで，強い反射面がその東側（剥離を起こしていない部分）まで追跡できる．もし，この反射面が地殻内の強度の弱い部分に相当するならば，地殻剥離はこの弱面によって引き起こされたと考えられる．
臨時地震観測についてはその成果が公表されつつある（勝俣・他，2002a,b）.日高山脈下の地殻は東側の高速度帯と西側の低速度帯という衝突に伴う速度パターンが検出された．またマントルウェッジには太平洋プレートに沿うように低速度体が連なっていて，デラミネートした千島島弧の下部地殻が滞留していると考えられる．地震面の形状から推定した太平洋プレートの沈み込み角度は，日高山脈の西側では約25度であるが，東側では約40度と急激に変化していることが分かった．この沈み込み角度急変地帯ではプレート内部を断ち割るような地震活動が見られる．また2重地震面の地震活動は急変地帯の東側では上面が不活発，西側では下面が不活発になっていて応力場も複雑に変化していることを示唆している．図12には，稠密自然地震観測から得られた震源分布（勝俣・他，2002）を重ね合わせてある．日高山脈西部の褶曲断層帯下の地震活動は，日高山脈下に向かって沈み込む東北日本弧上部地殻内に発生しており，変形の著しい地殻最上部の地震活動は極めて低い．日高山脈東側の地殻剥離を起こしている部分で，地震活動が見られることは興味深い．少なくともこの深さまでは脆性破壊を起こしているとすれば，地殻の剥離は延性的な下部地殻内で起きているのではなく，むしろ脆性と延性域境界付近で発生している可能性がある．
日高山脈西部の断層-衝上断層帯の先端部における浅層反射法地震探査と既存データの解釈も含めた総合的な地質構造の解析によれば，北海道中軸部の水平短縮速度は1～3.5mm/yとなる(加藤・他，2002)．屈折法探査により日高山脈の西側で求められた速度逆転層(図12)は，同地域の基礎試錘データとの比較により，石狩層群と推定される（香束・他，2002）．香束・他(2002)は，過去の反射法データと基礎試錘データを再解析し，この石狩層群が衝突開始前に一続きの層であったと仮定し，この地域の水平圧縮量を60kmと推定した．これは，速度にして3-4mm/yとなる．一方，同じ考えを上記の屈折法モデル中の低速度層に適用すると，水平圧縮量が30km(1-2
mm/y)となる．いずれにせよ，Seno
et al. (1996)により見積もられたプレート収束成分（9mm/y）の10～50%が日高山脈西部の褶曲断層帯で消費していることになる．従って，オホーツク及びユーラシア（アムール）プレートの収束が日本海東縁に集中しているという考えは再検討を要すると思われる．
更に電磁気学的探査も，地震探査測線に実施されており，その結果も提出されつつある（北海道大学［課題番号：0301］；茂木・日高2000MT探査グループ，2002a,b）より総合的・統合的な解釈を行う段階に来つつある．
3.3. 鳥取県西部地震震源域における観測研究
平成13(2001)年鳥取県西部地震の震源域では，これまでにない稠密な観測網による地震観測がなされ，震源域の不均質構造が，各種の方法で明らかにされてきている（京都大学防災研究所［課題番号：0202］）．震源近傍の稠密観測データによって，詳細な発震機構の分布および３次元速度構造を得た．また，前駆的地震活動と本震の震源過程との関連を種々のパラメ－タについて検討した．さらに，震源断層近傍での観測データによって，断層トラップ波を検出し，破砕帯構造を推定した．加えて，稠密観測のデータによって，震源域周辺の地殻・最上部マントルにおける詳細なS波反射体構造を推定した．また，平成14(2000)年度に実施された四国－中国横断測線による調査などで，西南日本横断トランセクトが得られつつある．これらの構造によって，プレートおよび内陸における詳細な構造が得られ，地震発生との関連が明らかにされつつある．また，鳥取県西部地震での人工地震探査では，上部地殻のみならず，上部マントルにおける，顕著な反射面が得られ，内帯の深部構造に関する新たな知見が発見された．これらの構造とフィリピン海プレートの無地震スラブの関係，低周波地震にとの関係など今後の発展が期待される．
一方広帯域MT法による共同観測のデータ解析から，2次元比抵抗構造モデルを求めた(京都大学防災研究所［課題番号：0202］；東京大学地震研究所［課題番号：0114］；鳥取大学［課題番号：1004］)．この観測には11台の観測システムを使用し，内1台はリファレンス観測のため鳥取県東部に設置し，残り10台を，図14aに示すように，ノイズ源となるものを避けつつ，震源域周辺にできるだけ南北方向の測線になるように配置した．図中の星印は，鳥取県西部地震の震央を示す．測線の総延長は約30kmである．ＴＭモードのデータをもとに２次元インバージョンにより比抵抗構造を求めた．その際，２次元構造の走向は東西方向と仮定し，図12aに破線で示すような南北断面での比抵抗構造を求めた．図14bには，2000年鳥取県西部地震の余震の震源分布を同じ比抵抗構造に重ねたものを示す．星印は強震計記録により求められた初期破壊の開始点を示す．深さ5km～10kmに高比抵抗な領域が存在し，その下部に低比抵抗領域が存在していることが分かる．そして，1989,
1990, および1997年の群発的活動と西部地震の余震の震源は，低比抵抗領域と高比抵抗領域の境界付近から高比抵抗領域側に分布していることがわかる．また，初期破壊の開始点は高比抵抗領域の中に位置していることがわかった．
3.4 西南日本における総合的観測研究
3.4.1. 合同自然地震観測
西南日本において，2002年から2年間にかけて全国の大学による合同地震観測がおこなわれている．この観測網は，2000年鳥取県西部地震の余震域を中心にT字型に展開された40点の衛星テレメータ観測点アレーで，西南日本下のプレーと境界まで含めた深部構造の解明とともに，鳥取県西部地震域を中心とする島弧地殻不均質構造の解明を目指すものである(図7)．各々の観測点では短周期もしくは中周期地震計３成分が設置されており，波形データは衛星テレメータを介してリアルタイムで各大学に送信されている．
このアレーによるリアルタイムでの震源分布の把握は，今後の研究を遂行する上での基礎的データとなる．地震観測点の数が増えた昨今では，検測者がP波，S波の到着時刻を読取って瞬時に震源決定をおこなうことは困難になってきている．そこで，千葉(2003)
の方法を用いて自動検測精度向上の試みが進行中である（東京大学地震研究所［課題番号：0105］）．この処理方法で決められた震源分布（2002年11月‐2003年1月）と本震直後の稠密余震観測の記録を用いて決められた震源分布の比較を行い，その有効性を検証中である．この方法は，断層面上での地震活動のパターンの時間的推移を詳細に調べる場合にも有効である．また，2003年4月22日から23日にかけて断層面の西側に位置するところで低周波地震の活発な活動が見られ，その震源の深さは約30kmの深さに集中した．また，孤立した低周波地震のほか数分間継続する微動も観測された．
3.4.2. 中央構造線活断層系の浅層反射法地震探査
中央構造線活断層系は日本内陸で最も活動的な右横ずれ活断層である．この活断層系は三波川帯と領家帯の地質境界断層に一致する活断層とその北側数kmを並走する活断層から構成される．地質境界断層とその北側を並走する活断層の幾何学的関係を明らかにするため，愛媛県新居浜市大生院地区で浅層反射法地震探査を実施した（東京大学地震研究所［課題番号：0105］）．この地域には地質境界断層が再活動した活断層である石鎚断層（地表での傾斜は35゜）とその北約1.5kmを並走する岡村断層（地表ではほぼ垂直）が分布する（図15）．測線は新居浜市高山から渦井川沿いに新居浜市川口までの約3.6kmである．重合した時間断面では往復走時1秒付近まで明瞭な反射面を認められる（図16）．最も明瞭な反射面は石鎚断層の地表トレースの位置から往復走時0.7秒付近まで北へ緩く傾斜するもので，三波川結晶片岩と和泉層群の境界に相当すると考えられる．地質境界断層より浅部，岡村断層の南では北傾斜の反射面が，北では南傾斜の反射面が認められる．これらは和泉層群からの反射面と考えられる．岡村断層の地表トレースの直下で南傾斜の反射面は南への延長をたたれることから断層面の存在が推定できる．三波川結晶片岩と和泉層群の地質境界断層を示す明瞭な反射面は，岡村断層の地表トレースの下部延長でも途切れることなくより深部へ延長する．このことは北へ低角度で傾斜する地質境界断層が岡村断層により大きく変位していないことを示す．
3.5 まとめと今後の展望
1997年度以降，内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るようになった．北海道における集中実験・観測に関しては，日高衝突帯直下の地震学的構造・電磁気学的自然地震発生様式・衝突帯前縁部のアクティブテクトニクスの研究について進展があった．反射法データの詳細な解析によれば，1999-2000年の実験域では，千島弧側地殻が2-3つのセグメントに分かれて剥離が進行していると考えられる．千島側地殻が剥離するためには，必ずしもその地殻を構成している物質そのものの強度が低い必要はない．今回得られた結果では，剥離が起きている場所から東側（千島弧側）に向かってほぼ同じ深さに反射面が追跡できる．即ち，千島弧側の地殻は，反射面（弱面？）を使って剥離が進行している可能性がある．また，自然地震観測によれば，ちょうど剥離している部分に微小地震が発生している．従って，地殻剥離は，延性領域で起きているのではなく，脆性/延性域境界に沿って進行しているのかもしれない．一方，衝突帯前縁部では，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，このようなデータの上に今回の結果が出された．この地域における制御震源データは，2枚の低速度層の存在を強く示唆しており，東北日本弧側地殻が折りたたまれている可能性がある．実際，試錘データから，低速度層は石狩層群に対応したもともとは一続きの層序であったと考えられる（香束・他，2002）. 即ち，この石狩層群を含む部分が，短縮の際の”detachment”として働いた可能性が高い．このような短縮運動の実態としての構造が顕著な形でイメージングされ，その結果としてより定量的・統一的な地殻変形（短縮変形）の見積もりが可能となった．実際，この部分では1-4mm/yの短縮が進行していると推定される．従って，プレート収束成分（9mm/y）の10～50%が日高山脈西部の褶曲断層帯で消費していることを意味し，1999-2000年の観測は、北日本のテクトニクスの枠組みを構築する上で重要な拘束条件を提供したと言える．
鳥取県西部地震震源域における余震観測・制御震源観測においては，断層近傍の不均質構造と地震破壊時のすべり量分布との関係が捉えられた．余震多発領域及び3次元トモグラフィーで得られた高速度域は，地震時のすべり量の比較的大きな領域を取り囲むように存在している．更に，電磁気学的構造から，鳥取県西部地震の破壊様式・過去の地震活動域と比抵抗構造の対応関係が明らかになった．また，東北日本弧脊梁部においては様々なデータが蓄積し，トモグラフィーの知見と自然地震を用いた反射体分布の推定，微小地震活動を総合して，歪・応力集中モデルが提出されている（東北大学［課題番号：0502］）.また，地殻内断層帯における流体分布の解明に向けた研究が行なわれつつある．西南日本横断構造探査や，この地震震源域における構造探査も実施され，西南日本弧地殻に対する新しい知見が得られると思われる．これらの知見は，内陸域における歪・応力集中過程のモデル構築において，重要な拘束条件となるであろう．今後は，このような内陸地震発生のメカニズムの解明，特にその歪・応力集中様式解明のため，より総合的観測研究を進展させるべきである．
４．地震発生の繰り返しの規則性と複雑性に関する研究
地震サイクルの理論的背景となる地震発生の繰り返しの実態の解明は，特に地震の発生時期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．陸域の大地震の発生時期を統計的に長期予測するために，活断層調査による活動間隔や最終活動時期の推定が，地質調査所や自治体によって行われている．本計画では，その予測手法の吟味や，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）へと拡大するために，活断層の調査研究を行うとともに．地震時のずれの量やその空間分布，断層の分岐形状，活動履歴等に基づいて地震発生の繰り返しモデルを改良して長期予測に役立てるとともに（Shimazaki, 2002a, b, c），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きた．
4.1. 北海道太平洋沿岸の津波調査（巨大津波発生の検証）
北海道の太平洋沿岸は千島海溝沿いに発生する巨大地震が頻発する地域であるが，既知の津波をはるかに超える津波の存在が，津波堆積物調査によって明らかとなった（東京大学地震研究所［課題番号：0116］；平川・中村,
2002；平川・他，2003；Hirakawa et
al., 2002）．平成14年度には，これまでの調査による150
カ所を越える地点での記載（柱状図を作成）に基づいて以下のような結果を得た．まず，古津波砂層の年代は年代既知の火山灰層（中村・平川,
2002a,b, 2003）と新たに測定したAMS C-14年代（数字は暦年補正値：2 σの中央値単位はka）に従って整理し(図17)，十勝と根室における過去約6500年間の古津波の数と年代は，かなりよく一致し，大半は同じ津波によってもたらされた可能性が高いことがわかった．次に地形を利用して，巨大津波の認定と規模（波高）の推定を行った．海岸線をなす段丘の急崖上に津波堆積物が分布すれば，それは津波の遡上高ではなく，ミニマムの波高を示す．十勝では17世紀初頭と推定される最新の巨大津波堆積物が，少なくとも標高
17 m までの海食崖上で確認できる．釧路以東ではまだ調査は不十分であるが，少なくとも 5
m 以上の海食崖より大きな波高であったことは確実である．海食崖の高さに基づくこの津波の波高分布のあらましを図18（海食崖上の津波堆積物に基づく巨大津波の波高分布：１７世紀初頭の津波の例）に示す．さらに，低地でもラグーンと太平洋を分ける砂州（標高 5
~ 6 m）の地形による津波の規模（波高）評価を合わせ，図17の古津波砂層は，最近のおよそ
400 年間に生じた津波の規模をはるかに上回る巨大津波だったと考えられる（ただし根室周辺では，海食崖が低いので，十勝の記載地点よりも相対的に小規模な津波も記録されている可能性がある）．また，十勝と根室の間を結ぶきわめて重要な資料が釧路のラグーン・春採湖の湖底ボーリングによって得られている（七山・他，2001）. それによれば，津波堆積物は，十勝で得られた結果とほぼ完璧に一致する． 以上の津波堆積物および年代測定データによれば，過去
400 年間くらい経験していない巨大な津波が十勝から根室に及ぶ広範囲を，200
~ 500 年毎にくり返し襲ってきたと見なすべきだろう．十勝では年代を特定できる1667-1856年 の約 200 年間，さらにその後現在に至るまでの合計約
350 年間にわたって，津波砂層として認定される規模の津波は生じていない（平川,
2003）．
4.2. 別府湾海底活断層調査（活動時期とずれの量の同時推定）
平成13年度に調査を行った別府湾の海底活断層について，これまでの試料およびデータの整理を行うとともに，音波探査結果のより詳細な解析を行った（東京大学地震研究所［課題番号：0116］；岡村,
2003）．その結果，別府湾の南岸を境界とし大分市の真下を通ると考えられる断層（府内断層）の海底部分についてその位置を特定することができた．この断層は別府湾全体の断層活動を考える上でも，また防災の観点からも重要な断層である．今後さらに詳しい調査を行い，その活動履歴を解明する可能性が得られた．また，これまでの堆積物試料の解析から過去5回のイベントが見いだされている亀川沖西断層について，さらに2回のイベントを認定することができた．その結果，過去11000年間で7回のイベントについて活動時期と垂直変位量が明らかになり（図19），地震発生の繰り返し様式を解明するために貴重なデータが得られた．結果はほぼ時間予測モデルに適合している．
4.3. 北上低地西縁断層帯における地層抜き取り調査（断層活動の相互作用の解明に向けて）
奥羽山脈を挟んで，東側には北上低地西縁断層帯が，西側には横手盆地東縁断層帯が延びており，地震探査によって両者は地下数kmで収斂していることが明らかになっている．断層の相互作用が考えられるが，横手盆地東縁断層帯の千屋断層の活動（1896年陸羽地震）に対し，北上低地西縁断層帯では最新の活動はおよそ4500年前にあったとされており，相互作用は認められない（渡辺,
2002）．また，千屋断層の活動間隔3000〜4000年に対し，北上低地西縁断層帯の平均活動間隔は1万6千〜2万6千年とされている．そこで，北上低地西縁断層帯の最新活動時期を再検討し，地震時のずれの量を解明するための調査を行った(東京大学地震研究所［課題番号：0116］)．調査地点は花巻市西方の北湯口で，これまでの調査対象であった断層（トレース2）より約150m東側に認められる最も低地側の断層（トレース1）である．ここではジオスライサーによる地層抜き取り調査を，撓曲崖を挟んで西側6本，東側1本の合計7本行った．撓曲崖の比高は1〜2mであり，一回分の地震による変形と考えられる．自然堆積層中から採取した腐植層や材を年代測定した結果，トレース1の最新活動時期は約3300年前以降で，少なくとも約3300〜6000年前の間には断層活動はなかったものと考えられる．すなわち，トレース2での最新活動の際（約4500年前）には活動していないことになる．トレース1では約3300年前以降の活動で1〜2m，トレース2では約4500年前の活動で約2mとなり，ずれの量に大きな差はない．また，活動間隔は，1200〜4500年程度となり，千屋断層の活動間隔と大きな差は認められないことが判明した（後藤・他,
2003）．北上低地西縁断層帯と横手盆地東縁断層帯との相互作用の解明には至らなかったが，相互作用を否定するようなこれまでの結果を覆すことができた．
4.4. 地震時のずれ量の空間分布調査
地震時のずれの量をトレンチ調査やジオスライサー調査によって，推定する手法を確立した（近藤・他，2003；後藤・他，2002）．さらに平成13年度には新手法を開発し，中央構造線活断層系の横ずれ量を測定した（堤・後藤,
2002, 2003）．これに引き続き，平成14年度には研究対象断層を拡大して同様な調査を行った(東京大学地震研究所［課題番号：0116］)．まず過去500年間に活動した可能性が指摘されている阿寺断層・御母衣断層（1586年天正地震），有馬−高槻断層帯（1596年慶長伏見地震），野坂断層・三方断層（1662年寛文地震），木津川断層帯（1854年伊賀上野地震），跡津川断層（1858年飛越地震）について空中写真判読を行った．その結果，有馬-高槻断層帯・野坂断層・木津川断層帯では複数の地点で歴史地震に伴うずれの量を復元できる可能性があることが判明した．特に有馬−高槻断層帯に沿っては宝塚市から高槻市にかけての地域で，条里制地割りに起因する道路や畦の系統的な右横ずれが多く見出され，これらの指標の現地確認（都市化により消失したものも多い）と測量を行った．これまでのところ，断層帯中部の清荒神断層で約3m，東部の真上断層で3〜4m，安威断層で2〜3mの横ずれを検出しており，有馬−高槻断層帯中東部の約25kmの区間の最新活動に伴う横ずれ量は 2〜4m程度でほぼ一定であることが明らかとなった．
4.5. 歴史地震の研究
古地震の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）解明のために，史料の収集と解析を進めている（村上・都司,
2002；小山,
2002；都司,
2002a, 2003）．約４０年間隔で，きわめて相互に似通った地震として発生している，宮城県沖地震の地震像を鮮明にするために，最近２０年間に新たに刊行された東北地方各市町村誌のなかから，近世以後に起きた宮城県沖地震に関する古文書史料を収集した(東京大学地震研究所［課題番号：0123］)．特に注目したのは，日記中の有感地震の記事である．約４０年を１サイクルとする宮城県沖地震に対し，有感地震の活発さの上にもなんらかのサイクルが認められかどうかを今後検討する．また，津波の記録は海底地変の存在を直接に証言し，震源に対する情報を与えてくれるので，海岸部での小津波の記録も重視した．特に，仙台平野の北上川流域，岩手県，青森県で，このような日記史料を多数収集した．その時系列的，統計的議論を今後推進していきたい．また，大船渡市，気仙沼市，石巻市などで，江戸時代に起きた宮城県沖地震の津波記録を新たに発掘した．その理学的解釈も今後の課題である．
糸魚川ー静岡構造線線活断層系の局部的な活動による過去の地震事例として，大正大町地震や，安政５年（1858）青木湖周辺の地震などの，小規模な被害地震がある．長野県大町市の郷土史研究家から，大正大町地震にかんする詳細な調査記録を提供頂いた．その他，糸静線上あるいはその近辺に発生した歴史地震の記録を静岡県・山梨県・および長野県大町において多数発掘した(東京大学地震研究所［課題番号：0122］)．
中央構造線にきわめて近い愛媛県の松山市付近，および新居浜市で起きた，慶長元年伊予豊後地震（慶長元年閏７月９日）によって被災した寺院の記録を緻密に調査した（中西,
2002）．
4.6. 南海トラフの巨大地震の津波堆積物調査
歴史時代，先史時代の南海地震の再帰性調査（都司, 2002b；都司・他,
2002）の一環として，高知県須崎市の桐間ケ池（きりまがいけ）の湖底鉛直コアサンプリングを行った(東京大学地震研究所［課題番号：0123］)．１９６０年チリ津波，１９４６年昭和南海地震，１７０７年宝永地震の津波を検出したほか，１４９８年明応東海地震とペアをなしておきたと見られる「明応南海地震」の津波によるものとおぼしい津波痕跡を検出した．
4.7. 1999年台湾地震の地表地震断層の出現予測
既に，活断層から地表地震断層のほとんどの部分の位置を予測できることを示した（Ota et. al.,
2002；太田・他,
2003）が，さらに，活断層直上および逆断層上盤側の撓曲帯に被害が集中することを明確にした（Suzuki,
2002a, b）．車籠埔断層の活動履歴を明らかにするために，トレンチ調査等の既存の研究を検討し，問題点を整理した(東京大学地震研究所［課題番号：0115］)．変動地形学的見地から，２回の断層変位を被っていると判断される河成段丘面を検出し，その形成時期を特定するために年代測定を進めている．研究はまだ途上にあるが，1999年以前の活動はいくつかの研究が指摘しているほどには新しくなく，概ね数百年前よりは古い可能性が高い(宍倉・他,
2002)．
4.8. まとめと今後の展望
地震発生時とずれの量の同時測定により，時間予測モデルにほぼ適合する地震の繰り返し発生のデータを得ることができた．また横ずれ断層のずれの量の空間分布について，引き続き調査が進められた．一方，北海道の太平洋岸では過去400年間には知られていない巨大津波が繰り返し発生していたことが明らかとなり，その波高分布や履歴が詳細にまとめられた．これによって，地震の繰り返し発生を超えるゆらぎの存在があきらかとなった．津波堆積物調査は南海地震についても進行中である．また，地震の繰り返し発生に大きな影響を与えると考えられる断層の相互作用に関連して，地下数kmで収斂している北上低地西縁断層帯と横手盆地東縁断層帯の活動が，必ずしも相互作用を否定する状況ではないことを示すことができた．さらに，歴史地震データが収集され，1999年台湾地震についても，履歴調査が行われた．
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大きな進展が見られた．特に，三陸沖においては，歪・応力集中機構としてのアスペリティモデルの定量化・精緻化を目指した研究が進んだ．即ち，海域における構造探査と自然地震観測より，地震活動とプレート境界反射強度の対応関係が，より高精度に，またより広域的に調べられるようになった．更に，陸域におけるGPS及び自然地震観測と合わせて，島弧下まで含めたプレート境界の運動が明らかになりつつある．また，これまでの地震データから，プレート境界の力学的特性を強く拘束する応力降下量やb値の分布まで求められるようになった．もし，海域観測で精密な構造がわかっている場所においてこれらの量が精度よくもとめられるならば，その対応関係を演繹的に用いることによって，応力降下量やb値から構造の特性が求められる可能性がある．また，最新のデータから得られた成果を元に，現在までに蓄積されてきたデータを再解析することによって，プレート境界の応力蓄積・集中の時間的な変遷の過程が追跡できるかもしれない．三陸沖を中心とする海域での研究は，他の海域と比較にならないほど進んでおり，そこでの応力集中機構の精緻化は地震予知上極めて重要である．その一方で，三陸沖におけるアスペリティモデルがどの程度一般的なものであるかを検証することも重要である．他の海域における総合的観測を立ち上げる時期に来ていると言えよう．即ち，三陸沖におけるアスペリティモデルの精緻化とともに，その普遍性と地域性の解明が必要である．
また，西南日本におけるプレート境界不均質構造については，海域構造探査や海陸共同構造探査によって大きく進展した．これらのデータを詳細に検討することによって，プレート境界の物性及びその空間的不均質性に関して新しい知見が得られるものと期待される．西南日本は，島弧下に沈み込むプレート境界を研究する格好の場であり，地震・地殻変動を組み合わせた観測を行うことにより，プレート境界の構造だけでなく，そのすべり特性等についての理解が進展し，プレート境界の摩擦構成則に対する研究が進展する可能性がある．
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．日高衝突帯においては，島弧―島弧衝突による地殻変形様式が明らかになりつつある．特に，剥離や褶曲断層運動に対応する構造の詳細が求められ，地質学的時間スケールでの地殻短縮過程が明らかになりつつある．このことは，日本列島で最近明らかになった歪集中帯における変形様式を考える上でも重要である．鳥取県西部震源域の余震観測により，余震分布・速度不均質構造と地震時のすべり量分布の対応関係に加えて，電磁気学的構造や地殻・マントル構造に関する新しい成果が得られつつある．これらの結果を土台にし，この内陸地震の発生様式をより総合的に理解する必要がある．電磁気学的探査においては，スラブの沈み込みに関連する構造や，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．特に，これらのデータから，地殻内の含水率を推定する試みがなされた．地殻内流体が地震発生に果たす役割の重要性は，かねてから指摘されているところであるが，このような研究の今後の進展が期待される．
地震発生時とずれの量の同時測定により，時間予測モデルにほぼ適合する地震の繰り返し発生のデータを得ることができた．また横ずれ断層のずれの量の空間分布について，引き続き調査が進められた．一方，北海道の太平洋岸では過去400年間には知られていない巨大津波が繰り返し発生していたことが明らかとなり，その波高分布や履歴が詳細にまとめられた．これによって，地震の繰り返し発生を超えるゆらぎの存在があきらかとなった．また，地震の繰り返し発生に大きな影響を与えると考えられる断層の相互作用に関連して，地下数kmで収斂している北上低地西縁断層帯と横手盆地東縁断層帯の活動が，必ずしも相互作用を否定する状況ではないことを示すことができた．
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図の説明（PDFﾌｧｲﾙ・1.04MB）
