第３章 「準備過程における地殻活動」研究計画
１．はじめに
大地震に至る準備過程の解明のためには，プレート間相互作用によって供給された応力が断層に伝えられて地震を発生させるまでのプロセスを，詳細に明らかにする必要がある．「準備過程における地殻活動」計画推進部会では，平成14年度においても前年度に引き続き，建議の４項目のうちの断層近傍に関連する２項目を１つにまとめ，下記３項目の計画を立案した．
(1) プレート間カップリングの時間変化の解明
(2) 地震多発域へのローディング機構の解明
(3) 断層周辺の微細構造と地殻流体の挙動の解明
これに基づき各機関で種々の観測・研究が行われた．また，「準備過程」計画推進部会では，京都大学防災研究所共同研究として「プレート間カップリングの時空間変化に関する比較研究」と題する研究集会を開催し，各地のプレート間カップリングの性質についての理解を深めた．以下では平成14年度内の主たる成果について報告する．なお，「定常・広域活動」や「直前過程」等の解明が主目的の研究であっても，「準備過程」にとっても重要な成果については，ここでも報告することにする．
２．進捗状況
(1) プレート間カップリングの時間変化の解明
前年度までの研究により，プレート境界においては，準静的すべりの蓄積によりアスペリティに応力が集中して地震に至るという，新しいアスペリティ仮説が生まれてきた．また，アスペリティと準静的すべりを生じる領域の組みあわせによって，カップリングの時空間変化が生じるという重要な成果も得られた．東海スロースリップイベントについては，すべり領域の大きさとその時間変化を推定することができた．
今年度は，小繰り返し地震（相似地震）の解析がさらに進み，カップリングの時空間変動についての知見が蓄積されるとともに，釜石沖の固有地震的地震活動への準静的すべりの関与を示唆する結果が得られた．東海地域においては，2001年スロースリップイベントを契機に，プレート間カップリングと大地震の発生過程の解明が進みつつある．西南日本においては，フィリピン海プレートのイメージングと，日向灘〜南西諸島における地震発生様式の理解が進展した．
(1-a) 東北・関東地方における相似地震の解析
三陸沖プレート境界のアスペリティは，過去の大地震時に特に大きくすべった領域としてマッピングされてきた（山中・菊地，2002a）．14年度には北海道太平洋沖におけるアスペリティマップが得られた（東京大学地震研究所［課題番号：0111］；山中・菊地，2002b）．一方，規模の小さな相似地震の解析により，プレート境界におけるすべりの時空間分布をGPSデータとは独立に推定できる可能性があることも，前年度の解析で示された（内田，2002a）．今年度は，青森県東方沖から福島県沖までの広い範囲にわたって，これまでより小さな地震も含めて相似地震の解析を行った．その結果，三陸沖と同様に福島県沖でも海溝付近では相似地震の活動が活発であり，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（東北大学［課題番号：0501.4］；図1；内田，2002b）．また，M6程度以上のプレート境界地震は常に大規模な余効すべりを伴うことも明らかになった．GPSの解析結果からも，アスペリティの位置では固着度が強いこと，相似地震が活発に発生しているところは固着度が弱いことが確かめられた（東北大学［課題番号：0501.4］）．これらの結果は，上記のアスペリティ仮説に裏付けを与えるものである．
関東地方においても相似地震の調査が行われ，太平洋プレートの沈み込み境界で発生する地震中に多数の相似地震を発見した（図2）．この分布には東北地方と同様に時空間的に粗密が見られ，大地震のアスペリティや余効すべりの発生と関連して発生頻度が変化していた（東京大学地震研究所［課題番号：0108］；五十嵐・他，2002）．
GPSデータの解析からも，カップリング状態の時空間変化を示唆する結果が得られている．2002年11月3日に宮城県沖で発生したM
= 6.1の地震後，GEONET観測点で顕著な余効変動が観測されており，同地震の震源域周辺で発生している非地震性すべりによる変動であることを示唆する．また，広域のGPSデータの解析により，三陸はるか沖地震の震源域付近では，1999年ごろから固着が強まっていることが示唆された（東北大学［課題番号：0501.2］）．
(1-b) 釜石沖での固有地震的地震活動
釜石沖では平成13年（2001年）11月13日に，M = 4.7の固有地震的地震が発生した．この地震の位置・規模・発生時期を事前に予測できたこと（Matsuzawa et al., 2002）は，地震予知研究の進展に非常に大きな意味を持つ．広帯域地震記録を用いた波形インバージョンにより推定した断層破壊域は，前回の地震の破壊域と推定精度の範囲内でほぼ一致することがわかり，固有地震の原因と考えられるアスペリティの存在が確認された（岡田・他，2002）．さらに，1989年及び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．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（内田・他，2002c）．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，その意義は大きい（東北大学［課題番号：0501.4］）．
(1-c) 東北地方太平洋沖におけるプレート境界からの反射波と応力降下量の分布
前年度までに行われたエアガン−海底地震計による人工地震探査によって，プレート境界からの広角反射波の反射強度は，プレート境界での地震活動度やカップリング強度と関連があることが強く示唆されるようになった（Fujie
et al., 2002；笠原・他，2002）．14年度にはその検証実験として，宮城沖海域において探査を実施し，良好な探査記録を得た（東京大学地震研究所［課題番号：0101］；東北大学［課題番号：0501.1］）．得られた探査記録では，プレート境界及び沈み込む海洋性地殻のモホからの反射波と考えられる後続波が明瞭にとらえられている．後続波の現れ方が観測点ごとに異なることは，反射強度の地域差を示唆する．13年度の地震探査後に行った微小地震観測のデータ解析を進め，微小地震の多くはプレート境界近傍の小さなクラスタ内に集中して発生していることを明らかにした．このようなクラスタは，プレート境界からの強い反射波が観測された領域と一致する．
東北地方太平洋下で発生する地震の応力降下量の分布を調べ，海溝付近では応力降下量の小さな地震が多く発生していることを確認した．この結果は過去に得られた結果と調和的であるが，今回は構造の影響を除去してコーナー周波数を求めているので，より信頼性が高い（東北大学［課題番号：0501.4］；図3；山下，2002；山下・他，2002）．
(1-d) 東海地域におけるプレート間カップリングのゆらぎ
東海地域では既にすべり欠損モデルが提案されていたが，GPS観測による駿河トラフでの収束速度，20年間の地殻上下変動，最近4年間の水平変動ベクトルが説明可能なモデルを考察した．その結果，上記の地殻変動は，御前崎直下から三河湾域までをカップリング域と考えると説明可能であることがわかった（図4；Kimata et al., 2002a）．
浜名湖付近で発生した2001年スロースリップを説明する断層モデルを，上下変動データも加えて再検討した（図5；木股・他，2002b；Kimata et al., 2002b）．推定された断層は，浜名湖から三河湾北岸域の地下30 kmにおいて70 km×15 kmの大きさをもち，プレートの沈み込みとは逆に東南東へ15 cmすべったとするものである．一方，スロースリップイベントに対応して生じた地震活動度の変化パターンから，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存在する可能性がある（名古屋大学［課題番号：0901］）．
最近20年間に発生したスロースリップイベントについては，辺長測量や上下変動のデータを基に調べられてきた（木股・他，2002a）が，14年度には愛知県下の潮位データの収集と解析を行った．舞阪験潮所の記録は，1960年以降4回ほどのスロースリップイベントを示唆する（名古屋大学［課題番号：0903］）．
1944年東南海地震直前に掛川で実施された精密水準測量について，観測手簿と手記を再検討し，地震発生直前に10μradを超えるプレスリップが先行した可能性を見いだした（図6）．プレスリップ域は，2001年スロースリップ域に相当する（名古屋大学［課題番号：0903］）．
以上のように，2001年スロースリップイベントを契機に，東海地域におけるプレート間カップリングの全体像と，プレート境界域における巨大地震の発生過程との統一的な理解が可能になりつつある．浜名湖から三河湾域にかけてはプレートの沈み込みがほとんど平坦となることから，スロースリップが生じやすいのかもしれない（名古屋大学［課題番号：0903］）．
(1-e) 南海トラフでのプレート間カップリングと昭和南海地震のプレスリップ
紀伊半島でのGPSトラバース観測網について，10ヶ所の観測点でのデータを解析し，2000年3月〜2001年3月の期間の変位場を得た．この変位場を震源断層及びその延長部での断層モデルで説明するには，紀伊半島中部直下の領域までカップリングが必要であることが明らかとなった（京都大学防災研究所［課題番号：0215］；橋本・他，2002）．
地下水位観測は，平成14年度からは，和歌山県龍神村・本宮町と四国太平洋沿岸において開始した．昭和南海地震前の地下水変動の原因について，震源断層面及びその延長上におけるプレスリップのモデル計算を行って検討した結果，深さ25 km以深のプレート境界面でプレスリップが生じると，地下水異常の観測された地点の分布を説明することができることがわかった（京都大学防災研究所［課題番号：0215］；梅田・他，2003）．
(1-f) 中国・四国地方のフィリピン海プレートのイメージング
フィリピン海スラブとその上側の地殻構造を把握するために，3次元地震波速度構造解析と比抵抗構造解析が行なわれた（京都大学防災研究所［課題番号：0215］）．速度構造解析の結果，四国側において，沈み込むフィリピン海スラブに対応する高速度域が存在することが判明した．四国東部では，プレート構造に対応すると推測される高比抵抗領域が，広帯域MT観測データのインバージョンからイメージングされつつある．四国東部から鳥取県西部を通る断面においても，アサイスミックなフィリピン海スラブが中国地方の下まで達していることが示唆される．比抵抗構造では，山陰側の50〜60
kmより深い部分に非常に高比抵抗の層が存在し，中部日本や東北日本とは大きく異なるイメージが得られている．
(1-g) 日向灘及び南西諸島での地震発生様式
日向灘での海底地震観測と九州東岸地域での陸上地震観測の結果，高精度の震源分布とメカニズム解を得ることができた（図7；九州大学［課題番号：1102］；植平・他，2002）．逆断層型地震と同程度の頻度で発生している正断層型地震は，逆断層型地震を上下に挟むように発生していることがわかった．このことは，プレート境界の上盤側と下盤側の両方で正断層型の地震が発生していることを示唆し，この地域のプレート間カップリングを評価する上での重要な知見と考えられる．
南西諸島地域については，平成13年度に実施した奄美大島周辺海域での海底・陸上臨時観測のデータを用い，3次元地震波速度構造解析を行なった．得られた地震波速度構造を考慮に入れて解析した結果，奄美大島周辺の深さ30 km以浅の地震のメカニズム解は正断層型が卓越することがわかった（鹿児島大学［課題番号：1201］）．
(1-h) スロースリップイベント
日本列島では今期計画の間に，1989年東京湾，1996年房総沖，1997年豊後水道，1999年銚子沖，2000年銚子沖，2001-2002年東海，2002年房総沖などでのスロースリップイベントの事例が蓄積されつつある．これらに共通する特徴をまとめると，スロースリップイベントや余効すべりはアスペリティとは棲み分けていること，スロースリップイベントは地震発生帯と準静的すべり域の遷移帯に起こったことなどが挙げられる（京都大学防災研究所［課題番号：0220］；川崎，2003）．
(1-i) その他の観測・研究
13年度までに行なわれた三宅島・神津島・新島近海の群発地震活動域における地震観測データの処理が進められた．震源の移動は，張力場にある地殻のクラックに流体が吸引されて地震が発生したことを示唆している（東京大学地震研究所［課題番号：0119］；酒井・他，2002）．
日本海側での十字アレイ観測網を構成する長期観測型海底地震計と広帯域地震計は平成14年に全台回収され，陸上観測点での広帯域地震データと共に解析が行なわれている．（東京大学地震研究所［課題番号：0108］）
台湾での余震観測データについては，連係震源決定法とDouble-difference震源決定法により震源再決定を行った結果，余震は既存の活断層の深部延長で発生していること，ユーラシアプレートの付加体下部の滑り面（デコルマ）に集中していることが分かった．また，本震の震源断層から離れた場所に余震が集中して発生していることも明瞭になった（東京大学地震研究所［課題番号：0118］; Nagai et al., 2003）．
(2) 地震多発域へのローディング機構の解明
ローディング機構の解明のうちのマクロな不均質性については，東北地方におけるVP/VS構造が詳細に解明されてきた．断層の強度に関しては，その回復が比較的短期間に行われること，同じ場所で地震が繰り返して発生するためには，応力蓄積過程の存在が不可欠であるとわかったことなどが前年度までの主要な成果である．14年度においては，東北地方内陸の応力集中機構のモデル化がさらに進展し，新潟−神戸歪集中帯での集中的観測と変形機構のモデリングが始められた．また，2000年鳥取県西部地震震源域や日奈久断層系での不均質構造に関する情報が蓄積されつつある．
(2-a) 東北地方内陸の応力集中機構
東北地方においては14年度までに，詳細な地震波速度構造・S波反射面の分布・主要な断層周辺における比抵抗構造・地震時の詳細なすべり分布・断層周辺の応力分布等が明らかになってきた．高密度地震観測データの解析により見いだされた低VS領域について，VP/VSが大きい場合はメルト，大きくない場合はH2Oの存在が示唆される．鳴子火山下の最上部マントルから下部地殻に分布する部分溶融域から地表付近まで伸びる管状の低速度域（図8），1962年宮城県北部地震（M
= 6.5）の震源域直下の低VS域，及び長町・利府断層の深部延長上の深さ15
km付近の顕著な低速度域（図9）では，いずれもH2Oの存在が考えられる．一方，長町・利府断層地域の低速度域のさらに深部延長ではメルトの存在が示唆される（東北大学［課題番号：0502.1］；中島，2002a-d）．
GPS観測データの解析から，東北地方中央部では歪場と地震活動との相関が良いことが見いだされていた（Miura et al., 2002；佐藤・他，2002）が，14年度にはそれが東北地方全域について認められることを明らかにした．すなわち，東西短縮を示す歪集中帯は，下北半島から那須岳周辺まで奥羽脊梁山脈沿いに続いており（図10），その領域での地震活動度が高い（東北大学［課題番号：0502.3］）．
これらの結果により，脊梁付近では地下のマグマによる熱や，マグマの固結に伴って放出された水の影響により地殻の弾性的厚さが減少し，これによる歪や応力の集中によって微小地震が活発に発生するというモデル（図11）が検証されつつある（東北大学［課題番号：0502］）．
(2-b) 断層の強度
断層のまさつ強度に関しては，野島断層で得られたコア試料を用いた地殻応力測定結果を基に議論されてきた．14年度は平林（NIEDによる）と岩屋（同）のコアを用いて測定を行った．その結果，野島断層はweak faultであろうこと，断層のまさつ強度に破砕帯が重要な役割を果たしていることなどがわかってきた（Sato et al., 2002；Yamamoto et al., 2002a, b）．さらに，他地域での応力の情報とGPSによる変位速度の測定結果を比較することにより，地震断層は一般にweak faultである可能性があることや，内陸地殻の応力が上部マントルの流動によって生じている可能性があることなどが指摘された（東北大学［課題番号：0502.4］；山本・佐藤，2002）．
基本的にポストフェイリュアな状態にある断層で破砕度が弱いところは，地震時には大きなすべりを生じることが期待されるが，鳥取県西部地震の震源過程もその考えで説明できるように見える．一方，弱くて不均質な領域が広範に存在していれば，地震時の破壊が拡散されて停止しやすくなることが期待される．鳥取県西部地震の北部はこのような状況になっている可能性が高い．これは断層のセグメント構造を説明する候補の一つである（東北大学［課題番号：0502］）．
地震を発生させた断層がどのように強度を回復していくかを知ることも重要である．これは野島断層におけるS波偏向異方性の解析や複数回の注水実験を基に議論されてきた（京都大学防災研究所［課題番号：0207］；東京大学地震研究所［課題番号：0107］；Tadokoro et al., 2002）．1997年及び2000年に行った２回の注水実験により，断層周辺岩盤の透水性が３年間に約50%低下したことが複数の観測項目（湧水量，歪，自然電位，誘発地震発生の時空間特性）から推定された（西上，2002）．14年度（2003年3月）に実施した第３回注水実験の解析は進行中であるが，固着（透水性低下）がさらに進んでいるかどうかを検証する（京都大学防災研究所［課題番号：0207］）．
(2-c) 内陸歪集中帯での観測と変形機構のモデリング
新潟・神戸変動帯（NKTZ）の一部を形成する跡津川断層を横切る稠密GPSアレイ観測の結果，1997〜2002年の期間に，幅70 kmの断層破砕帯に集中しておよそ12 mm/yrの変動が見出された（図12）．NKTZにおける変位速度場を説明する運動学的モデルの構築も行われた．NKTZ直下の下部地殻にはWeak Zone（上部マントルと同じ粘弾性体）を置き，その上部の地殻の弾性定数の値は周囲の半分とした（図13）．跡津川・牛首両断層に，それぞれ1.5 mm，2.0 mmのくいちがいをクリープ運動として与えることで，NKTZでの歪集中領域の幅や跡津川・牛首断層での高歪速度が説明可能である（名古屋大学［課題番号：0902］）．
NKTZに属する花折断層では，稠密GPS観測網のキャンペーン観測の繰り返し等により，断層南部周辺の歪蓄積状態を測定している（京都大学防災研究所［課題番号：0214］）．
(2-d) 西南日本構造探査と鳥取県周辺での稠密地震観測
西南日本においては，海洋科学技術センターと共同で，南海トラフから西南日本弧を経て背弧海盆に至る大規模な制御震源地震探査を実施した（東京大学地震研究所［課題番号：0105］）．この測線は1999年のJAMSTECとの共同探査測線にほぼ一致しており，今回のデータにおいても海洋プレートからの明瞭な反射波（蔵下・他，2002）が確認された．一方，内陸側では地殻内反射波が確認され，西南日本弧の地殻内不均質構造についても新たな知見が得られることが期待される．
西南日本では全国の大学による合同地震観測も行われている（東京大学地震研究所［課題番号：0105］；九州大学［課題番号：1103］）．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イで，西南日本下のプレート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．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．京都大学防災研究所は，ホスト大学として観測点の保守に当たるとともに，基礎的データの処理を行っている（京都大学防災研究所［課題番号：0202］）；鳥取大学［課題番号：1003］では2000年鳥取県西部地震の余震活動，周辺の微小地震の帯状配列と大地震の関係等について調査した．
(2-e) 日奈久断層系での地震波反射面
九州においては，日奈久断層系近傍に10点の臨時観測点を展開してデータ収録を行っている（九州大学［課題番号：1104］）．地殻内反射面は日奈久断層にほぼ並行する走向を持ち，傾斜角が45度以上と非常に高角であること，及び，応力場はほぼ南北に最大主張力軸を持つことが判明した（清水・他，2002）．さらに，日奈久断層を横断する測線において 12年度から開始した繰り返しGPS観測の結果，現在のところ日奈久断層は固着している可能性が示唆された．一方，データ処理に関しては，大規模アレイ観測において得られたデータから地殻中の散乱係数を推定する方法を開発し，実際のデータへの適用に関するデコンボリューション処理アルゴリズムの開発を行った（松本，2002）．
(2-f) その他の地域での観測・研究
弟子屈・屈斜路カルデラ地域では，5点においてGPS観測を実施し，データの蓄積を図った．本対象地域で2003年2月に発生した群発地震は，非ダブルカップル成分に富むような正断層型メカニズム解をもつことが明らかになった．今回の活動は火山性の地震活動と考えられるが，過去に発生したM6クラスのテクトニックな地震の震源域と5 km程度しか離れていないことは興味深い（北海道大学［課題番号：0304］）．
四国では，中央構造線付近に発生する地震の特徴を概括した（高知大学［課題番号：1303］）．中央構造線に沿う活動帯は少し北側にあり，深さは10 kmより深い．また，地殻上部と下部を分ける深さ付近では，物性が少し異なる可能性がある．
(3) 断層周辺の微細構造と地殻流体の挙動の解明
前年度までの観測・研究により，断層周辺の微細構造と地殻流体との関連を示唆する結果が多く得られてきた．今年度は，2000年鳥取県西部地震の余震データの解析から，震源域とその周辺での微細構造が詳細に明らかになった．また，比抵抗構造がさらに多くの地域において推定され，地震活動との関係を議論するためのデータが蓄積されつつある．
(3-a) 鳥取県西部地震断層の微細構造
2000年鳥取県西部地震の余震データの解析が進んだことにより，断層とその周辺での微細構造が明らかになってきた．鳥取県西部地震直後に行った震源近傍の稠密観測データによって，詳細なメカニズム解の分布及び3次元速度構造を得た（図14；澁谷・他，2002）．余震域周辺には数％の高速度異常域がパッチ状に分布していることが判明した．この高速度異常域ではS波速度も高速度異常を示し，VP/VSは1.75程度とかなり大きい．このことから，この高速度異常域はより深部起源の貫入岩体に対応すると推察される．主破壊は中央部南東側の高速度異常域と南東端部の高速度異常域の間を縫うように深いところから浅いところへ伝播した．このことは，本震時のすべりが，高速度異常域で現されるような断層面上の不均質構造による拘束を受けたことを示唆する（京都大学防災研究所［課題番号：0202］；関口・岩田，2001）．
稠密余震観測のデータからは，散乱係数の分布も得られた（東北大学［課題番号：0502.2］；浅野，2002）．それによると，主破壊域では散乱係数が小さい（図15）が，余震活動の活発な領域において散乱係数が高いことが判明した．このことは，震源域は基本的に破砕されているが，破砕度の小さいところで大きな破壊が生じたことを示唆している．また，北側では余震分布から断層が箒状になっていると推定されているが，この領域の深部では南部に比べて散乱係数が高く，媒質の不均質性が断層の破壊過程を支配した可能性を示している．
(3-b) 東北地方北部の低周波地震発生域の構造
東北地方北部の十和田付近においては，地震活動の特徴把握を継続して行った（弘前大学［課題番号：0402］）．低周波地震は地殻中部（深さ10 km程度）と地殻深部（深さ25 km程度）の２か所に分かれて分布し，深さ5 kmを中心に分布する高周波地震の震源域とはオーバーラップせず，震源域の棲み分けがあることを再確認した（渡邉・他，2002）．また，多変量ARモデルに基づくレシーバ関数解析を行った結果，十和田近傍の深さ10 km付近と25 km付近に低速度層が存在することがわかり，それらの上端付近で地殻中部及び深部の低周波地震が発生していることが明らかになった（図16；大谷，2003）．
(3-c) 比抵抗分布と地震活動
地殻流体についての情報をもたらすと考えられる比抵抗分布についても，全国電磁気共同観測によるデータが揃ってきた．14年度は長町・利府断層域においてMT観測を行った（東京工業大学［課題番号：0801］；東北大学［課題番号：0502.5］）．図17の比抵抗構造では，活断層深部に高比抵抗層と低比抵抗層が明瞭に見られ，その境界部で地震が発生したことがわかる．千屋断層周辺域では，太田断層を横切る東西測線で広帯域MT観測を実施した（秋田大学［課題番号：0601］）．岩手山山麓部に発生する地殻底部低周波地震の震源域，及び雫石盆地-田沢湖東部の浅発地震震源域における広帯域MT観測を平成13年度及び平成14年度に実施した（東北大学［課題番号：0502.5］；東京工業大学［課題番号：0801］）．解析の結果，浅発地震域の下に顕著な低比抵抗域があることと，地殻深部低周波地震の震源域とモホ近傍の低比抵抗域とは密接な関係にあることがわかった（高橋・他，2002）．
鳥取県西部地震震源域周辺での広帯域MT観測のデータ解析を進め，南北断面での比抵抗構造を求めた（図18；京都大学防災研究所［課題番号：0202］；鳥取大学［課題番号：1005］； 2001年地殻比抵抗研究グループ，2002）．深さ5 km〜10 kmは高比抵抗であるが，その下部に低比抵抗領域が存在することを見い出した．また，1989年，1990年，1997年の群発的活動，及び鳥取県西部地震の余震の震源は，抵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事が判明した．14年度は，島根県東部と大山火山周辺の地震活動の低調な地域に着目した調査も実施した（鳥取大学［課題番号：1005］）．
四国地方外帯の上部地殻内には顕著な低比抵抗領域が存在し，上部地殻地震発生域と関連が見られる．14年度は四国東部の既存の測線を補足する形で比抵抗調査を行い，深部構造解析に使用できるデータを得た（鳥取大学［課題番号：1006］）．前年度までに実施した四国西部での広帯域MT観測のデータをもとにフォワードモデリングによって求めた予察的な比抵抗構造によると，低周波微動の発生領域と思われる深さでの比抵抗は非常に低く，低周波微動発生領域に地殻流体（水）が存在していることを示す可能性がある（京都大学防災研究所［課題番号：0215］；鳥取大学［課題番号：1006］）．
北アナトリア断層で発生した1999年イズミット地震の震源域における地殻流体の役割を調べることを目標に，14年度は西端域及び東端域でMT観測を実施した．断層中央部での余震は高比抵抗層中で発生しているが，西端部での地震は低比抵抗層中で発生するという違いがある（東京工業大学［課題番号：0802］；Oshiman
et al., 2002）．
(3-d) その他の観測・研究
マントル中の流体の挙動を明らかにするためのマントルヘリウム連続測定装置を開発については，マントルヘリウム連続測定装置の実験室での組み立てを行なった．連続測定のテストを実験室で行ない，改善点の検討を行なっている（東京大学大学院理学系研究科［課題番号：0701］）．
3. まとめ
(1) プレート間カップリングの時間変化の解明
前年度までの研究により，大地震のアスペリティ周辺での準静的すべりの重要性がわかってきた．14年度においても相似地震やGPSの解析が進み，東北地方については，より広域なカップリング状態の把握と，より規模の小さな地震と準静的すべりに関する理解が進んだ，福島県沖海溝付近では相似地震の活動が活発であり，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．釜石沖の固有地震的地震活動からは，固有地震の原因と考えられるアスペリティの存在が確認された．さらに，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．
東海地域については，2001年東海スロースリップを説明する断層モデルが構築され，過去のスロースリップについての知見も得られつつある．南海地域については，GPSトラバース観測の結果を説明するには，紀伊半島中部直下の領域までカップリングが必要であることが判明した．1944年東南海地震や昭和南海地震前の地殻変動や地下水変動の解析からは，いずれも地震発生前にプレスリップがあった可能性が見いだされた．日向灘及び南西諸島では，詳細な震源分布や地震発生様式など，カップリング状態を理解する基礎的データが蓄積されつつある．
今後も，「準静的すべりの蓄積によりアスペリティに応力が集中し，地震発生に至る」というアスペリティ仮説を検証するための観測研究は引き続き重要な課題であるので，「定常的な広域地殻活動」の計画によって実施される観測とも密接な連携をとりつつ，研究を推進する必要がある．また，準静的すべりやスロースリップの特質に関する理解が重要であるので，観測事例やシミュレーション例を増やし，準静的すべりがいかにして地震をトリガーするかを解明する必要がある．さらに，地震の発生を予測するには，アスペリティへの応力集中状態を知らなければならないので，その検出法を考案しなければならない．
(2) 地震多発域へのローディング機構の解明
ローディング機構の解明のうちのマクロな不均質性については，東北地方における地震波速度構造が詳細に解明されたことから，低速度領域に水が存在するのかメルトが存在するのかについての理解が進んだ．GPS観測データの解析からは，東北地方全域について歪場と地震活動との相関が良いことが明らかになった．これらのことから，東北脊梁山地付近では地下のマグマによる熱や，マグマの固結に伴って放出された水の影響により地殻の弾性的厚さが減少し，これによる歪や応力の集中によって微小地震が活発に発生するというモデルが検証されつつある．跡津川断層では稠密GPSアレイ観測の結果が出始め，歪集中帯のモデル化にも着手した．よりミクロな不均質性としての断層の強度に関しては，断層はweak faultと考えられることや，破砕帯が断層のまさつ強度に重要な役割を果たしていることなどがわかってきた．
今後は，東北地方以外の，たとえば新潟−神戸歪集中帯での歪集中と地震発生を説明する仮説も構築し，その検証を行う必要がある．そのためには，東北地方で行われたのと同程度の精度で地殻構造と各種の不均質構造を明らかにしなければならない．また，断層の強度とその回復に関する知見は主として野島断層に関して得られたものであるので，他の断層に関する情報抽出も必要である．現状では応力の空間分布に関する理解が依然として不足しているので，現在の応力測定手法の改善しながら測定例を増やすこと，地震データを用いた応力テンソルインバージョンを広域に実施することなどにより，内陸地震発生域へのローディング機構をトータルに理解できるようにしなければならない．
(3) 断層周辺の微細構造と地殻流体の挙動の解明
断層およびその周辺の不均質性の調査により，断層周辺の微細構造と地殻流体との関連を示唆する結果が多く得られてきた．今年度は，2000年鳥取県西部地震断層とその周辺での微細構造と本震時のすべりの関係が明らかになってきた．本震時のすべりは断層面上の不均質構造による拘束を受けたことや，震源域は基本的に破砕されているが，破砕度の小さいところで大きな破壊が生じたことを示唆する結果が得られた．地殻流体についての情報をもたらすと考えられる比抵抗分布についても，全国電磁気共同観測によるデータが揃ってきた．一般的には，高比抵抗域と低比抵抗域の境界部で地震が発生する傾向があるように見える．流体が関与して発生すると考えられている低周波地震については，十和田近傍においても低速度層上端付近で発生していることが明らかになった．
しかし，内陸のアスペリティとしての断層の微細構造は，まだ特定の断層についてしか解明できていないので，多くの断層についての調査を進める必要がある．比抵抗構造と地震発生の関係については一定の傾向が見られることがわかってきたが，比抵抗構造と地震波速度等の地震学的構造を統一的に説明するモデルの構築が重要である．これまでに行われている比抵抗と地震波速度の分布の他に，地震波散乱強度分布の推定等を進め，地震発生に対する地殻流体の寄与を，流体の存在形態の違いを考慮に入れつつ解明する必要がある．
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図の説明（PDFﾌｧｲﾙ・783KB）
