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. 海域観測によるプレート境界の構造と地殻活動
2.1.1. 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傭船航海を中心とした海底地震観測では、地震波速度構造とプレート境界の反射特性を求め、それらからプレート境界にある物性を推定することを目指した(東京大学地震研究所［課題番号：0101］）．また、三陸はるか沖地震震源域の現在の状態を推定し、今後の予測に役立てることを計画した．具体的には、５カ年で、三陸はるか沖地震の震源域及び三陸沖プレート境界をテストフィールドとして、その周辺のプレート境界アスペリテイ分布、地震開始点の推定、物性の特徴を明らかにすることを目的としてきた．
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、北緯４０゜１０’付近を境にし、北側の陸側地殻の地震波速度は、その南側に位置する地殻の地震波速度に対し８％ほど低いことが明らかになった(Hayakawa et al., 2002)．北緯４０゜１０’の北側の領域は、１９６８年、１９９４年の２つの大地震の本震・余震域に位置し、その南側では、２つの本震に対し余震活動もほとんど起きていない．このような速度不連続は、それが地震発生の様式を支配しているか、または大地震の発生の直前または直後に地震波速度が低くなったと考えられる．これは地震波速度構造を繰り返し観測する事により地震発生予測が可能となりうることを意味している．三陸はるか沖地震震源域での構造探査実験（Kodaira et al., 2003）では、震央付近に南北に約120kmの長さの３つの測線で探査を行った．海底地震計は各測線で10kmおきに10台、計30台を用い、人工震源としては、20リットルを2本と17リットルを1本、計57リットルのエアガンアレイを使用した．発振間隔は200-250mとした．海底地震計で取られたデータをみると、初動は地震計から約50kmの距離までみることができ、プレート境界までの構造を求めることが可能である．また、反射波も確認できる．それぞれの地震計では別の測線上のショットも確認でき、ファンシューティング状の記録が得られた．解析では、まず構造を求め、次にプレート境界からの反射波の3次元的マッピングを行う予定である．
三陸沖北緯38度30分から39度30分における構造探査実験からは、北緯３８度４０分～３９度、３９度１０分～２０分にかけての地震空白域（図１）において東西幅約５０ｋｍにわた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(Nakamura et al., 2002；Mochizuki et al., submitted)．これは1996年に得られた結果(Fujie et al., 2002)をほぼ支持する(笠原，2003a,b；Hino, 2003)．図２は一番陸よりの測線に沿ったMoved-out Record Section(反射走時補正記録断面)を示している．この図で上側が海底方向であり，下側が海洋地殻内部方向である．０秒がプレート境界を示している．横軸は反射点の位置である．図３は反射強度と震源分布を比較したものであり，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がもっとも強い．この場所のプレート境界の深さは海面下１８ｋｍである．さらに南に延長した北緯38度から39度における構造探査（Hino et al., 2003）では，沈み込む太平洋プレートの上面とその海洋性地殻のモホ面までの深さと，プレート境界上盤側の島弧側地殻内のＰ波速度分布は，この海域でMiura et al. (2003)が行ったエアガン－OBS探査による結果と良い一致を示しており，大局的な構造の不均質性はあまり大きくないことがわかった．しかしながら，OBSの探査記録に現れるプレート境界からの反射波の振幅は測線ごと，また同一測線においても観測点ごとに大きく変化しており，プレート境界の近傍に顕著な構造の不均質があることが示唆される（図４）．特に強いプレート境界からの反射波は，Fujie et al. (2002)，笠原他（2003a）が指摘している低地震活動・高反射率域の南側延長で観測されているが，さらに南下して微小地震活動度が上がると共に反射波の振幅は低下しており，この低地震活動地域の全域がプレート境界における高い反射波強度で特徴づけられることが確かめられた．それよりさらに南側の1981年宮城県沖地震の破壊域周辺では，定常的な微小地震活動が高くないにもかかわらず，プレート境界からの反射強度が低くなっていることもわかった．これは，プレート境界からの地震波反射強度が，カップリング強度と関係している可能性を示す．
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（Moghaddam, et al., 2003；Mochizuki et al., submitted）（図５）．プレート境界に厚さ１００ｍでＶｐ＝４ｋｍ／ｓより早い物質が存在する場合に比べ，Ｖｐ＝２ｋｍ／ｓの物質が存在する場合の方が，観測波形を説明できることがわかった．しかしながら，Ｖｐ～２ｋｍ／ｓはＰ波速度が異常に遅い物質であり，どのような物質ならこのような性質を説明できるか検討を行っている．また，Ｐ波からＳ波に変換した波群を調べ，１９９６年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に対するＶｐ／Ｖｓの値はほぼ１．７５であった（Mochizuki et al., 2003）．主としてＰ波からＳ波への変換は堆積物と岩石層の境界で発生するが，プレート境界のＳＳ反射波を調べた結果，有意な相を見つけることはできなかった．現在，ＰＰ反射波群，ＳＳ反射波群のデータを説明するためのモデルを構築しつつある．
東京大学地震研究所の特定共同利用研究により，1992年三陸沖地震および1994年三陸はるか沖地震の震源域近傍において海底地震計を用いた微小地震観測を行った（東北大学［課題番号：0501.6］；日野・他，2003；Kuwano et al.，2003）．特に，1994年三陸はるか沖地震の震源域での観測では，長期観測型の海底地震計５台を用いておよそ8ヶ月間の連続観測を行った．これらの観測データの解析と共に，1992年および1994年の余震観測時のデータ再解析も行った．
その結果，プレート境界付近で発生する地震のクラスターの位置や大きさは，大きな地震の直後の余震活動（Hino et al., 2000）と定常的な地震活動とでほとんど変わらないことがわかった．長期観測型地震計による観測では，東北大学の微小地震観測カタログで「相似地震」と分類されている地震をいくつか観測することができた．「相似地震」はプレート境界面上の小さなアスペリティの繰り返し破壊であると予想されてきたが，海底地震計を用いた震源再決定の結果はこの予想を裏付けるものであった（図６）．
一方で，震源域で行われた人工地震探査の結果得られた速度構造を用いた震源再決定を行って，クラスター内部での震源の深さ分布を詳細に求めてみると，構造探査によって反射面としてみとめられる海洋性プレートの上面に沿って発生するものの他，海洋性地殻上部の厚さ2km程度の層内にも多くの震源が決定された（図７）．
三陸沖プレート境界でのカップリング強度の空間分布を明らかにするため，人工地震及び自然地震のアレイ観測を行い，プレート境界での散乱波励起効率の空間分布を求めるとともに，セントロイド位置，短周期地震波の放射領域，震源時間関数の立ち上がり時間のマッピングを周波数帯域に留意しながら行った（弘前大学［課題番号：0401］）．具体的には，三陸沖構造探査実験における短周期地震計アレイ観測（12年度），及び浅発地震のエンベロープ解析（14年度）やGPS連続観測データの解析（13～14年度），2001年8月14日に青森県東方沖で発生した地震（M = 6.2）の解析（13～14年度），及び青森県東方沖における地震活動の特徴抽出（15年度）を行った．アレイ観測では人工地震は十分なS/N比では記録できなかったので，プレート境界地震に対するセンブランス解析を行い，後続波の到来方向は大局的なプレート構造の影響を受けていることを確認した．浅発地震のエンベロープ解析では，岩手県宮古付近の太平洋プレート上面での散乱強度が強いことがわかった．また，GPSデータの解析では，1994年三陸はるか沖地震によって変化した青森県東方沖のプレート間カップリングは，2001年の段階では完全に固着するには至っていないと推定した．2001年8月の青森県東方沖の地震では余効変動が観測され，余効すべり域は震源域北側の領域に位置することが明らかになった．青森県東方沖のプレート境界近傍で発生した地震によるモーメント解放の変動を調べた結果，アスペリティ領域の周辺にはモーメント解放率の小さな領域が分布していること，及びアスペリティ領域でのモーメント解放率はその周辺と比べて特に小さくはないことがわかった．
2.1.2. 北海道沖プレート境界の構造と地殻活動
北海道苫小牧沖から釧路沖にかけての海域で，平成11・12年度にそれぞれ27台の海底地震計を用いて，約２か月間の大規模な自然地震観測を行い，このうち平成11・12年度にそれぞれ21，23台で記録が得られた(北海道大［課題番号：0305, 0321］)．また，平成12年度には11年度に得られたデータを用いて震源決定を行い，424個の震源が決定され，このうちの276個は陸上の観測網では検知できないものだった．さらに，このデータに同期間に陸上の臨時高密度地震観測網で観測された420個（海底地震計でも観測された142個も含む）の地震の走時データを加えて，海域から陸域に渡る高精度の震源再決定を行い，トモグラフィー解析によってＰ波速度構造を推定した（Murai et al., 2003）．この水平断面図を図８(b)に，図８(a)中の直線ＡＢでの鉛直断面図を図８(c)にそれぞれ示す．その結果，日高山脈の東側から1982年浦河沖地震(Ms6.8)の震源域にかけての深さ35-45kmに，Ｐ波速度が6.9-7.4km/sの低速度の物質が緩やかに沈み込んでいることがわかった．他の反射・屈折法による地震波探査の結果から判断すると，これはdelaminateしている千島弧の下部地殻と解釈された（図８(d)）．また，その前面の浦河沖での地震の頻発など当衝突帯に見られるテクトニクスは千島弧の西進が大きな原因であることが解明された．
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., 2003；Kodaira etal., 2004)．
東海沖から中部地方におけるフィリピン海プレートの沈み込み構造と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を実施した(図９)．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．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（図10）．モホ面の深さは30km程度である．また，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．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，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，この反射波の振幅が深さ方向に変化していることが認められ，プレート上面の不均質構造を示唆する結果が得られた．これらのことからプレート境界の物性に対する新しい知見が得られつつある．また，新潟－神戸歪集中帯直下の上部地殻は，その周囲の上部地殻に比べ若干低速度（～ 0.2km/s）であることがわかった．また，下部地殻においても速度の不均質構造が見られるが，下部地殻を伝播する波線がすくないことから他のデータ等を組み合わせてさらに詳しく調べていく必要がある．
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年に地震研究所，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，および西南日本の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．平成14年には，平成11年の測線をほぼ含む四国・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11）
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．また，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12）．この記録で特徴的なことは，きわめて顕著な後続波が見られることである(図12，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12，青色矢印). また，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（図13）．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. また，平成11年のデータに見られる反射波に対するAVO (amplitude versus offset)解析の結果，観測された反射波は一枚の境界面からの反射波ではなく，プレート上面にP波速度が周囲より遅くなる薄い低速度層（P波速度：3.0km/s ，厚さ：約200m）が存在することを示唆する．得られた速度構造モデルと地震活動との比較によれば，フィリピン海プレートの沈み込みに伴うと考えられる北傾斜の震源分布は，地震が沈み込む海洋性地殻下の上部マントル内で発生していることを示唆する．
また，中国地方下の深さ40－45ｋｍ付近に北傾斜の反射面が存在していることがわかった．この反射面は，四国地域下で確認されたフィリピン海プレートが，その沈み込み角度を保って中国地方下に延長した位置よりも浅部に存在している．中国地方においては，鳥取県西部地震余震域で実施された反射法地震探査でも深さ40－50ｋｍ付近に北傾斜の反射面の存在が指摘されており，反射面が面的な広がりをもって存在していることが推察される．今後，反射法解析や振幅解析を用いて，この反射面の実体を明らかにする必要がある．
１９４６年南海地震の震源の位置および余震域の広がりについての究明は，南海地震の発生機構および陸のプレート下へのフィリピン海プレートの沈み込み運動を考察する観点からも重要である（高知大［課題番号：1302］．震源の位置に関してはJMAの初動時刻を用いて決められた各震源と，初動のセンスおよびS-P時間に基づいて決められた震源とに別れる．破壊が紀伊半島沖の南海トラフ近傍から始まるのか，紀伊半島潮岬やや沖合から始まるのかの違いがある．また南海地震のような巨大地震の場合，破壊域がスムースに形成されるとは考えにくいが，当時の地震記象の解析から３回に分かれて破壊が進行したとして，西側の土佐湾にM8の地震の発生が提唱されている．高速破壊域が紀伊水道周辺ばかりでなく土佐湾付近まで及よんでいたことは，四国西南部の大きな震害や津波の早い到達時間を説明しやすい．陸側の震央の位置は，南海トラフに沿う西南日本外帯の沿岸部付近において，P軸が東西方向の地殻地震と南北方向のマントル最上部地震の２つの震源分布が接するようになる領域付近に対応している．また東南海地震の場合には震源決定法による大きな差はなく，各震央の位置は２つの震源分布が接するようになる領域付近に対応している．それ故，南海地震の発生機構を考える上から２つの分布が接するようになる領域付近の地震学的特徴の詳細な把握が必要となる．他に，南海地震の歪エネルギー蓄積層であると独自に解釈したマントル最上部地震発生層は非常に薄いが，この層の約10km下部側に孤立して地震がたまに発生することがあり，そのメカニズムは周辺の地震のものとは異なってT軸が北西―南東方向の正断層タイプであり，南海地震のメカニズム解とも異なる．これは，脆性的な地震発生層より下部層は全体として塑性的な性質にもかかわらず，局部的に脆性的性質を帯びた物質を含んでいることを示唆する．
電磁気学的探査は，紀伊半島地域での観測を行った（東京大学地震研究所[課題番号:0114] ，京都大学防災研究所[課題番号:0215]，鳥取大学[課題番号:1005]）．紀伊半島地域では，2002-2004年にかけて新しい形のネットワークＭＴ法観測を実施した（山口ほか, 2003）．従来，ＮＴＴ交換局間の長距離中継線を用いて観測を行ってきたが，2002年の時点でそれらが殆どすべて光ファイバーに切り替えられたため，各交換局から局内ユーザへ伸びる回線を用いる観測に切り替えた．この方法を確立させたことで，市内回線が完全に光ファイバーに切り替わるまではネットワークＭＴ法観測を実施することが可能となり，以前に比べてより細密な電極分布で観測を行えるようになった．３年間に取得したデータは膨大な量となり，現在も解析を進めているところであるが，まず和歌山県西部地域を北北西－南南東に切る測線について２次元比抵抗断面を推定した（図14）．この結果，Obara （2002）によって発見された非火山性低周波地震震源域に対応する本測線中央部に，沈み込むスラブ直上から地表付近に達する低比抵抗域が認められた．測線中央部には地殻内に群発地震活動域が分布し，低周波地震とあわせて，これらの地殻活動にスラブから供給される水が関与している可能性が強くなった．
2.2.3. 九州，及び琉球海溝域におけるプレート境界構造と地殻活動
九州地域(日向灘)におけるプレート間カップリングの時空間変化を捉えるために，海底地震観測を中心にプレート形状・発震機構の詳細が調べられた（図15）（九大［課題番号：1103］）．その結果，四国西部の九州下に潜り込むフィリピン海プレートと陸側プレートの境界の形状は，四国西部では東北東-西南西の走向を持ち，スロースリップイベントが確認されている豊後水道で向きを変え，以西では北北東-南南西の走向になることがわかった．また，四国と異なり，九州の深さ40～80kmでは等深線に平行のCompressionが卓越している．90km以深では Down-Dip Extensionではなく地域・深さによって変化している．日向灘では逆断層型地震と正断層型の地震がほぼ同じ頻度で発生していることが分かり，逆断層型地震を上下に挟むように正断層型の地震が発生していることが分かった．これは，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が示唆され，プレート間カップリングの強度を決める上での重要な知見が得られた．さらに，宮崎平野の負の重力異常と年間1mmに達する隆起速度より，地殻下部の低密度物質の存在をモデル化した．この低密度な物体の浮力により日向灘においてはプレート間のカップリングが小さくなり，また，浮力による張力により正断層型の地震が多く発生してことが示唆された．
また，伸張場島弧に位置する日奈久断層系近傍において臨時地震観測点展開，GPS測量を行った．これらのデータを詳細に解析した結果，日奈久断層周辺には断層にほぼ並行する非常に高角な反射面が存在し，応力テンソルインバージョンによるこの領域の平均的な応力場はほぼ南北に最大主張力軸を持つことがわかった．さらに速度構造インバージョンを行った結果，P波構造の深さ5km以浅で断層帯に沿った帯状の低速度領域が見られ，断層破砕帯を反映していると考えられる．また，断層付近に不均質な速度構造が見られ，断層帯において固着の強弱があることを示している可能性がある．微小地震活動は高Vp/Vs比の領域に集中しており，GPS測量の結果，日奈久断層は現在，固着した状態である可能性が指摘できる． という，結果が得られた．ローディング機構とトリガリングメカニズムは内陸大地震発生域，歪み集中域，だけでなく，発生ポテンシャルがあると評価されている本地域での地殻活動研究が重要な意味を持つと考えられる．他地域との比較を詳細に行うことで新たな知見が生まれると期待される．
屋久島・種子島以北の九州地域については1997年頃までに観測点間隔60km程度の微小地震観測網がほぼ完成し，従来とは比較にならない高精度の震源が得られるとともに，発震機構の解析や３次元地震波速度構造解析などが行われた（鹿児島大[課題番号：1201]）．浅発地震の発震機構解は，九州南部では北西－南東方向に張力，北東－南西方向に圧縮力が働く正断層型が卓越しており，主軸は北に向かうにつれて時計回りに徐々に方向を変え，九州北部での張力軸はほぼ南北方向に分布することが明らかとなった．九州中南部の稍深発地震面についても，これまで断裂していると考えられていた都井岬－桜島の下付近の地震面が深さ70～150km程度の範囲で連続的に水平方向にずれているなどの詳細な形状が明らかとなった(図16)．火山フロントより西側の120km以深の稍深発地震の発震機構は，張力軸が鉛直面に投影するとフィリピン海プレートの沈み込む方向を向いているものの，水平面ではプレートの沈み込む方向にやや斜交しており，単純なdown-dip extension型ではないことが分かった．なお，120km以浅の発震機構は複雑である．鹿児島大学，九州大学および気象庁のデータを用いて求めた九州地方の地殻および最上部マントルの3次元速度構造では，モホ面直下以浅ではかなり複雑であり，それ以深では単純である．深さ10kmの速度分布は表層の地質分布とよく対応しており，別府－島原地溝帯・鹿児島地溝帯付近では明瞭な帯状の低速度域となっている(図17)．モホ面直下では活火山直下の低速度領域よりもむしろ火山フロントよりも前弧側で広範囲に顕著な低速度領域が存在している．それ以深では火山フロントより西側で広範囲に低速度領域が広がっている．
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，様々な観測によってプレート間カップリングの空間的不均質性が明らかになってきた．即ち，地震を起こすアスペリティの位置は空間的にほぼ決まっており，そこでの応力集中はアスペリティ周辺の非地震性すべりによって引き起こされるという，地震発生の大局的なシナリオが明らかになりつつある．これは，プレート境界での応力集中過程の解明にとって，大きな進展である．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．例えば，38度40分～39度に存在する地震空白域においてプレート境界での地震反射波強度が大きく，その場所におけるプレート境界がデカップルし，ずるずる滑ることにより沈み込みにともなうひずみを解消しているとの結論に至った．この研究結果を三陸沖の他の地域へ応用し，地震反射強度の面的分布を明らかにすることにより，非アスペリティ領域とアスペリティの分布を明らかにすることができるだろう．また，1994年三陸はるか沖地震の本震に注目すると，1994年の余震活動も2000年観測結果も本震の破壊開始点付近の地震活動は著しく低く，そこが地震空白域になっていることがわかった．定常的なすべり域内で孤立した非常に小さなアスペリティが巨大地震の破壊の開始点になったと解釈することは可能である．このように観測からプレート境界の不均質構造が得られるようになり，その物理的意味付けがなされるようになってきた．従って，構造探査によってこの領域のプレート境界から地震波反射効率を明らかにすることや，本震の震源の再検討などが今後の重要な研究課題である．
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．
また，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探査では，沈み込むプレートからの顕著な反射波が観測され形状や反射効率の不均質さが求められつつある．今後，これらの物理的性質とアスペリティ-との関係を解明していくことが重要であろう．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，西南日本下における，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の特徴，隣接するアスペリティ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．
近年の詳細な調査によって，九州から西南日本にかけての沈み込むプレートの様子や震源のメカニズム解が明らかになってきた．これらの形状とスロースリップなどの現象との関係の解明が海溝型地震のメカニズムを知る上で重要な情報となるものと思われる．
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．また，この地域では，大規模な合同観測がおこなわれ，断層近傍だけでなく，断層を取り巻く地域の構造が明らかになりつつある．
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］)．東北背弧活動帯を東西に切る広帯域ＭＴ法観測からは，微小地震震源分布，地震波速度構造（特にVp/Vs比）に密接な関連をもった構造が得られた（Ogawa et al., 2001，小川, 2002，図18）．上部地殻内に３つの孤立した東に傾いた低比抵抗体が認められ，その上方に微小地震が分布していた．また，奥羽脊梁山地下の下部地殻に低比抵抗帯が認められ，そこにP波やS波の散乱体が位置していた．
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（上嶋, 2003）．この結果，地殻程度の低温では乾燥岩石の比抵抗は極端に高く，含水岩石の比抵抗は，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．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，上部地殻内の低比抵抗部分には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（図19）．微小地震は，この水の存在域の上部に分布している．地震が低比抵抗領域の上側の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20).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），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21）．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．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（勝俣・他，2002）．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20)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．2000-2001年にかけて十勝・日高地域を東西に大滝村から浦幌町まで約220kmにわたって横切る測線上でおいて広帯域ＭＴ法観測を行い，２次元インヴァージョン解析により比抵抗構造を得た（北海道大学[課題番号：0301]，東京大学地震研究所[課題番号:0114]，東北大学[課題番号:0502]，京都大学防災研究所[課題番号:0202]，東京工業大学[課題番号:0801] ，秋田大学[課題番号:0602]）（茂木, 日高2000 MT探査グループ, 2002a,図22）．測線はほぼ爆破地震動研究グループによる屈折法地震探査測線と一致しており，両者の結果を比較することができる．日高山脈では東側に傾斜した高比抵抗構造があり，それが衝突により突き上げられた千島弧の下部地殻である可能性がある．山脈西部以西は比較的低い比抵抗値の構造が分布しており，その高比抵抗層との境界に地震が多く発生している．石狩低地帯付近では深度5km位まで非常に低い比抵抗を示す層が分布し，厚い堆積層が分布していると考えられる．
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．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，M7.3の内陸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．特に，３次元速度構造と破壊過程の関連について，詳細な研究が行われ，速度構造の変化と変位との関連が明らかにされた（図23）．また，地震波の反射面が地震発生層の下部および上部マントルにも新たに見いだされ，前者は内陸大地震の破壊開始過程に関連するものとして注目される．後者については，これまでに知られていなかった反射面であり，フィリピン海プレートとの関連が注目されているが，その広がりもよくわからないので，今後の調査が期待される新発見である．
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，低周波地震との関係など今後の発展が期待される．
2001年に2000年鳥取県西部地震震源域を南北に切る測線で広帯域ＭＴ法観測を実施した（京都大学防災研究所[課題番号:0202] ，鳥取大学[課題番号:1005]，東京大学地震研究所[課題番号:0114]，東京工業大学[課題番号:0801] ，秋田大学[課題番号:0602]）（2001年地殻比抵抗研究グループ, 2002）．ＭＴ法の観測環境としては良好とはいえないが，観測期間中に大きな地磁気擾乱が発生するという幸運もあり，この地域としては比較的S/N比の良い時系列データを取得することができた．これらのデータによって，電気比抵抗構造はこれまでとは違って格段に精度が向上した．その結果，地震発生域の下方に低比抵抗の地域が存在することや，比抵抗構造が変化する地域が地震の多発地域と一致することなどが見いだされている．図24に，求められた比抵抗構造モデルを示す．
また，2003年には，島根県東部（東経133度付近）を南北に切る測線で広帯域ＭＴ法観測を実施した．島根県東部は中国地方背弧を東西に横たわる地震活動帯中で，地震空白域が存在するとされる地域である．これまで山陰地域内や東北背弧（図18，図24）その他の地震活動帯で確認されてきた，地震発生領域の直下に低比抵抗領域が位置するという描像が，空白域ではどのようになっているかを確認する目的があった．幸い今回も，10月29日に最大級の磁気嵐が発生し非常に良好なデータを得ることができた．現在データ解析を実施中である．
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た．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(図25)．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．
このアレイ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，その有効性を検証した．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ため，2002年11月‐2004年1月にかけて，断層面上での３ヶ月ごとの時間変化を調べた．また，余震分布と岩田・関口（2002）による断層面上のすべり分布との比較もおこなった．余震は，すべり量の大きいところをさけて発生している傾向がみられるが，断層面上での余震分布の推移からは大きな時間変化は検出できていない．
2003年4月22日から23日にかけては，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．現在，レシーバー関数を用いた解析も行われつつある．
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26）．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27）．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．
3.4.3. 九州・日奈久断層地域における総合地殻構造探査
この 探査は，2003年12月に地震研究所や九州大学をはじめとする全国の大学・関係機関の研究者によって実施された．この実験・観測は，熊本県下益城郡豊野町を中心として東西56km，南北34kmの2本の測線上に地震計を200-300m間隔で展開した屈折・広角反射法地震探査と，この測線の周辺の5箇所に展開したアレイ観測からなる（図28，図29）．前者は，断層を横断する方向と平行な方向における地殻構造（特にその上部“地震発生層までの”構造）を屈折波・反射波を用いてその速度構造を精緻化するとともに反射体の分布のイメージングを行うものであり，後者は断層および周辺域での反射面･散乱体の検出を目指すものであった．また，観測期間中に展開された臨時観測点と定常観測点で得られた走時データを総合し，この地域の3次元的な構造解明を目指す．制御震源として火薬を用い，7箇所に発震点を設けた．また，アレイ観測は，5箇所で実施された．
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，地震波の反射面が地震発生層の下部および上部マントルにも新たに見いだされ，前者は内陸大地震の破壊開始過程に関連するものとして注目される．後者については，これまでに知られていなかった，反射面であり，フィリピン海プレートとの関連が注目されているが，その広がりもよくわからないので，今後の調査が期待される新発見である．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．また，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た．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．そのアレイで，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た．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．現在，レシーバー関数を用いた解析も行われつつあり，今後の成果が期待される．また，さまざまな地域において活断層近傍での構造探査がおこなわれ，データ解析が進みつつある．それらの結果を比較検討することにより，地域性を越えた本質的な内陸地震発生のメカニズム解明に近づくことが期待される．
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
4.1 はじめに
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，産業技術総合研究所活断層研究センター（旧地質調査所）や自治体によって行われている．本計画は，長期予測の手法の吟味や，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，活断層等の調査研究を行う．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す．
4.2 地震時の横ずれ量推定手法の開発
陸域の活断層，特に中部～西日本の活断層には横ずれ断層が多い．縦ずれ断層の場合には，地表面がずれを検出する場合の基準面となるが，横ずれ断層の場合には，ずれを検出するための基準となるものが少なく，ずれの量を推定することは一般に困難である．単に地震の発生時期だけでなく，ずれの量をも合わせて地震の繰り返し発生モデルを検討するためには，横ずれ量の検出が隘路となっている．このため，地震時の横ずれ量を推定する手法を開発した．
4.2.1 ３次元トレンチ調査による横ずれ量の推定
手法開発は，丹那断層と中央構造線活断層系畑野断層で行った．丹那断層では，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（近藤他, 2003），畑野断層では，歴史時代の活動による横ずれ量を推定でき（後藤他, 2003a），手法が確立できた．以下に手法の具体例として畑野断層について述べる．
調査地点は北側上がりの逆向き低断層崖（後藤・中田，2000）の延長上で沖積扇状地面にある水田である．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条掘削して断層を確認した後，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と西側の南北トレンチの西側壁面に，チャネル充填堆積物が露出した．平面掘削でこのチャネル充填堆積物の上面を露出させ，右横ずれを確認した．横ずれ量2.5+-0.5m，上下には北側上がり0.5-1.0mのずれがあった．断層の上端は自然堆積物によって覆われており，炭化木片等の14Ｃ年代から最終活動時期が歴史時代（AD1520-1630）となることがわかった（後藤他, 2003a）．
4.2.2 地形指標と人工指標を用いた横ずれ量の推定
人的および財政的資源の制約により，３次元トレンチ調査は各年度一回しか遂行できず，目的達成のためには，より簡便な手法が必要となった．本手法（堤・後藤, 2002, 2003）はその要請に応えるものである．横ずれを示す段丘崖・河谷などの地形指標および道路・畦などの人工指標の分布を，まず空中写真で明らかにする．その後，現地でそれらの指標と断層変位地形との関係を検討し，断層のずれによると判断された場合は，巻き尺でずれの量を計測した．空中写真判読で認定できた横ずれの最小値は約2mである．中央構造線活断層系，有馬—高槻断層帯などに適用して，横ずれ量を復元した．以下では，中央構造線活断層系について述べる．
四国の中央構造線活断層系のほとんどの区間が中世以降に破壊したことが明らかとなっている（後藤他, 2001など）．四国の中央構造線に沿う約40地点で，地形・人工指標から，最新活動およびそれ以前の地震に伴う横ずれを見出すことができた（図30）．1本の断層に沿って複数の変位指標が存在する場合，それらの変位量の最大値と最小値が2～3倍程度異なることがあるが，最新イベントに伴う変位量と複数のイベ ントの累積変位量を論理的に識別することが可能である．確認された変位指標のすべてが，沖積低地および最終氷期最盛期以降に形成された段丘面上に位置する．中央構造線の最新イベントに伴う横ずれの量は断層ごとに大きく異なり，四国東部の父尾断層で求められた約7mが最大で，最小値は四国西部の重信断層や伊予断層で求められた2～3mである．
4.3 地震の発生時のずれの量の同時測定による繰り返し発生モデルの改良．
活断層で起こる地震の発生時予測は，これまで統計モデルに基づいて行われてきた（島崎, 2001）．大分県と共同で調査を行った別府湾の海底活断層について，地震の発生時と上下ずれ量とを同時測定し，より精度の高い発生時予測が可能かどうかを検討した．
まず音波探査結果のより詳細な解析（岡村, 2003; Shimazaki et al., 2003）．により，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）（千田他, 2003）の海底部分についてその位置を特定することができた．次に，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11,000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31），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．時間予測モデルはこれまで南海地震などの海域の大地震で成り立つことが知られていた（Shimazaki, 2002）が，活断層で発生する地震について，長期間成り立つことが明らかとなった．
4.4 強震動予測に役立つ震源モデルの推定手法
強震動予測の最も基本的パラメータは震源規模Mである．また，実際の破壊過程を支配するのはアスペリティであり，海域の大地震のようにアスペリティが保存されるかどうかは，重要な問題である．またもし保存されるなら，その位置が予め推定可能かどうかは，強震動予測の精度を左右する．
4.4.1 震源規模の推定
歴史地震と活断層の活動との対応を明らかにし（小田切・島崎, 2001），活断層帯で発生する地震規模推定のための手法（連動セグメントモデル）を開発した（小田切・島崎， 2000）．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長とを調査した．その結果，現在用いられている起震断層は，その活断層系での最大規模の活動単位として妥当ではあるが，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，起震断層全体や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．
4.4.2 アスペリティ
四国の中央構造線活断層系や別府湾の海底活断層の調査（岡村, 2003; Shimazaki et al,, 2003）から，長期に累積されたずれの量（平均ずれ速度と期間との積）と，最新活動時のずれの量との間に良い相関があることがわかった．このことは，地震時のずれの量が，平均ずれ速度から推定可能であることを示している．兵庫県南部地震のように，断層浅部のアスペリティは，地表でのずれの量の大きい部分にあることが知られているので，平均ずれ速度の分布から，断層浅部のアスペリティの位置が推定可能である．また，このことは，アスペリティが保存されることをも示している．海域の大地震との違いは，アスペリティ以外の部分が非地震性すべりによってずれることなく，断層に沿ったずれの量の不均質性が時間とともに増大することである（島崎, 2004）．なお断層深部のアスペリティについては，活断層の情報から推定することは困難である．
以下では四国の中央構造線活断層系の結果を示す．最新活動時の横ずれ量は，既に述べたように最大7mから最小2～3m（ただし2mが推定可能な最小値）まで変化する（図30）．地震調査委員会によれば最新活動時期は16世紀で，四国の鳴門市付近から佐多岬北西沖までが，同時に活動したと推定されている．地形学的に求められた平均ずれ速度と，最新活動時のこれらの値は，ほぼ相関している（堤・後藤, 2002, 2003）．すなわち，横ずれ量は地域によって2～7mと大きく変化し，ずれ速度の大きな部分ではずれの量が大きく，断層浅部にアスペリティが存在すると推定される．
4.5 北海道太平洋岸における巨大津波の発見
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（平川・中村, 2002; 平川他 2003; Hirakawa et al., 2002）．十勝と根室における過去約6,500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ことがわかった．十勝では17世紀初頭頃と推定される最新の巨大津波堆積物が，少なくとも標高 17m までの海食崖上で確認でき，釧路以東でも少なくとも 5m 以上の波高であったことがわかった．古津波砂層は，最近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，巨大な津波が十勝から根室に及ぶ広範囲を，300～500 年毎にくり返し襲ってきたことが判明した（平川, 2003）．
4.6 活断層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．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より約150m東側に認められる最も低地側の断層で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．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，これまでの調査対象であった活断層の最新活動の際（約4500年前）には活動していないことが判明した．両者の断層で，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, 2003b）．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．
4.7 まとめと展望
海域の大地震の繰り返し発生の規則性は，アスペリティが保存され，アスペリティが繰り返しずれることに起因することが，明らかになっている（例えば，山中・菊地, 2002） ．陸域の地震についても，5ヵ年で得られた成果が，同様な地震像を明らかにした．この結果，陸域の大地震の長期予測に関し，大局的な物理的基礎が得られ，予測の信頼性を高めることができた．また活断層で発生する地震についても，時間予測モデルが成り立つことがわかり，より精度の高い発生時予測が可能となった．さらに，地表における地震時のずれの量の空間分布は，ほぼ同じパターンが繰り返されるので，断層深部を除き，アスペリティの位置が予測できる．この他，活断層で発生する大地震，南海地震や千島海溝沿いの大地震などの長期予測で使用された手法やデータを提供した．
中央構造線活断層系や別府湾海底活断層等で，地震時のずれの量やその空間分布，断層の分岐形状，活動履歴が解明され，繰り返しの物理的性質が明らかになったことから，長期予測の信頼度が高まり，時間予測モデルによる時期予測の精度向上が可能となった．また，強震動予測に役立つ浅部アスペリティの位置も予測可能となった．一方，震源の動的パラメータ，破壊伝播様式等については，十分な成果が得られなかった．また，上記の地震像は比較的少数の活断層で得られた豊富なデータに基づくものであり，さらに多くの活断層についての実証が望まれる．今後は，ずれの量や時間間隔が，繰り返しによってゆらぐ原因が，海域の大地震で示唆されているように，アスペリティの相互作用によるものかどうか，また，巨大津波などによって示される，地震サイクルを超えたゆらぎの原因などの探求が望まれる．
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．プレート境界での反射強度の不均質分布が明らかになり，震源分布やアスペリティ領域との比較検討がなされるようになった．こうして，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．
東海地域においては，構造探査から沈み込むフィリピン海プレート上面での反射効率の不均質構造が見られ，沈み込むリッジの存在が示唆され，GPSで観測されたスロースリップの原因の究明に重要な情報がもたらされるなど大きな進展が見られた．
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．構造の解明に加えて，AVO解析などからプレート上面に低速度層の存在が示唆されるなど，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つつある．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．こうして，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．
このような多面的観測は，まだ応力蓄積・集中プロセスのよくわかっていない内陸地震については有効である．しかし，内陸地震は，プレート境界地震に比べてスケールが一桁小さい．従って．様々な不均質構造や運動を捉えるという点で，観測上の難しさがある．最近のGPS観測によって，新潟から神戸に至る帯状領域で大規模な歪集中が発見された（Sagiya et al.,2000）．このような集中域は，日本列島内規模構造線とともに，内陸地震の応力集中プロセスを規定する重要な要因と思われる．内陸地震における応力蓄積・集中プロセスを解明するには，まず，このような現象の規模の大きい地域で，内陸地震のスケールに合わせた多面的な観測を行うべきであろう．2003年に九州日奈久断層域で行われた合同観測は，内陸地震断層のスケールに合わせた観測で，今まで以上に3次元的不均質構造や散乱構造に重点をおいた．このような観測は，次期計画の観測研究の出発点と位置づけられるものである．
海域の大地震の繰り返し発生の規則性は，アスペリティが保存され，アスペリティが繰り返しずれることに起因することが明らかになってきているが，陸域の地震についても，同様な地震像が明らかになった．この結果，陸域の大地震の長期予測に関し，大局的な物理的基礎が得られ，予測の信頼性を高めることができた．また活断層で発生する地震についても，時間予測モデルが成り立つことがわかり，より精度の高い発生時予測が可能となった．さらに，地表における地震時のずれの量の空間分布は，ほぼ同じパターンが繰り返されるので，断層深部を除き，アスペリティの位置が予測できることがわかった．中央構造線活断層系や別府湾海底活断層等で，地震時のずれの量やその空間分布，断層の分岐形状，活動履歴が解明され，繰り返しの物理的性質が明らかになった．このことから，長期予測の信頼度が高まり，時間予測モデルによる時期予測の精度向上が可能となった．また，強震動予測に役立つ浅部アスペリティの位置も予測可能となった．今後は，この地震像について，さらに多くの活断層においての実証が望まれる．さらに，ずれの量や時間間隔が繰り返しの際にゆらぐ原因が，アスペリティの相互作用によるものかどうか，地震サイクルを超えたゆらぎの原因などの探求が望まれる．
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