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周辺に蓄積さ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（以下では「部会」と述べる）では，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
これは，「(1) プレート境界からの応力が，(2) 地震多発域に伝えられて蓄えられ，(3) 断層周辺の微細構造や流体の影響により地震をトリガーする」プロセスを明確にするという目標に従う分類である．(1) ではプレート間カップリングの時空間変化の定量的把握とカップリングを規定する要因の解明，(2) では内陸地震発生域のマクロな不均質性及び断層の強度とその回復過程の解明，(3) では断層とその周辺の微細構造及び地殻内流体の分布と挙動の解明をそれぞれ掲げ，各機関で種々の観測・研究を行なった．
また，部会では，「地震発生準備過程の物理と解釈—最近の成果と今後の課題—」「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」「地殻のレオロジーと地震発生の関係—歪集中と深部低周波微動のメカニズム—」と題する研究集会を京都大学防災研究所共同研究として開催し，各々のテーマに関する研究の現状と課題等に関する共通認識をもつことに努めた．
以下では，平成11年度から15年度の5か年における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. プレート間カップリングの時間変化の解明
2-1. プレート境界における余効すべりや準静的すべりの定量的把握
2-1-1. 主な成果
(1) サイスミックカップリング率の低いプレート境界でのアスペリティ分布
三陸沖プレート境界では，過去の大地震の波形解析からアスペリティの分布が得られ，同一のアスペリティが繰り返しすべることが明らかになった（永井・他，2001）．1994年三陸はるか沖地震のアスペリティと地震後の準静的すべり領域は相補的な関係にあることがわかり（Yagi et al., 2003），日向灘においても，アスペリティ領域・準静的すべり領域・定常的すべり領域が棲み分けていることが判明した（Yagi et al., 2001; Yagi and Kikuchi, 2003）．東北・北海道地方太平洋側における他の大地震についても，アスペリティの分布が明らかにされた（東京大学地震研究所［課題番号：0111］；山中・菊地，2002；Yamanaka and Kikuchi, 2003）．
(2) 東北・関東地方における小繰り返し地震と準静的すべりの解析
三陸沖ではさらに，多数の小繰り返し地震（相似地震）を発見し，地震モーメントとすべり量の間のスケーリング則（Nadeau and Johnson, 1998）を用いて，プレート境界の準静的すべりの時空間変化を推定した（東北大学［課題番号：0501.4］；図１；Igarashi et al., 2003; Uchida et al., 2003）．その結果，東北地方のプレート境界で発生したM6程度以上の地震はすべて余効すべりを伴っていることが明らかになった．また，海溝付近の群発地震の発生時には大きな準静的すべりが生じており，地震性すべりと準静的すべり（余効すべり）とが連鎖反応的に生じて群発地震となるというモデルを構築した（東北大学［課題番号：0501.4］）．小繰り返し地震の解析は青森県東方沖から関東地方までの広い範囲にわたっても行なわれ，福島県沖の海溝付近では小繰り返し地震の活動が相対的に活発であることや，関東地方の小繰り返し地震の分布には時空間的に粗密が見られることなどが判明した（東北大学［課題番号：0501.4］，東京大学地震研究所［課題番号：0108］；五十嵐・他，2002）．
国土地理院GEONET及び東北大学のGPS連続観測網によって得られた水平・上下変動速度データを用いてすべり欠損インバージョンを行った結果，宮城県沖や青森県東方沖における固着が強いことを示す結果が得られた．また，小繰り返し地震が活発に発生しているところは固着が弱いことが確かめられた（東北大学［課題番号：0501.3］図2；諏訪・他，2004）．さらに，1994年三陸はるか沖地震後に弱まっていた固着が回復してきていることを示唆する結果も得られた（東北大学［課題番号：0501.2］）．
(1) と (2) の結果から，三陸沖や日向灘のようにサイスミックカップリングがあまり強くないと考えられるプレート境界では，「永続的なアスペリティのまわりでの準静的すべりがアスペリティに応力集中をもたらし，やがて地震を発生させる」という，プレート境界地震発生の大局的なシナリオが明らかになりつつある（飯尾・他，2003；松澤，2003）．これは今期の計画における最大の成果と言える．
(3) 釜石沖での固有地震的地震活動
釜石沖では固有地震の解析から，2001年11月末までに99％の確率でM4.8±0.1の地震が発生すると予測されていたが，その予測どおり2001年11月13日にM4.7の地震が発生した．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（東北大学［課題番号：0501.2］；図3；Okada et al., 2003）．固有地震群の再来間隔は約5.3年であるが，1990年と1995年の間では極めて短くなっている．小繰り返し地震のデータは，1992年に三陸沖で群発地震が発生した頃から，準静的すべりの加速がしだいに西に移動していったことを示しており（図4），上述の再来間隔の揺らぎは準静的すべりの擾乱による影響と考えられる（東北大学［課題番号：0501.2］；内田，2003）．
(4) プレート境界域における構造探査と地殻活動モニタリング
三陸沖でのエアガン−海底地震計による人工地震探査によって，深さが20 km程度までの浅部プレート境界域では，プレート境界及び沈み込む海洋性地殻内部からの反射波の強度が空間的に変化し，それが定常的な微小地震の活動度と関連することを見いだした（Fujie et al., 2002）．この観測事実の再現性と普遍性は，宮城沖から三陸沖にかけての領域において実施した同様の探査によっても確認された（図5）．反射波の振幅を説明する構造モデルの検討を行なった結果，プレート境界における地震波反射強度は，そこでの微小地震活動度よりはカップリング強度と関係する可能性が示された（東京大学地震研究所［課題番号：0101］；東北大学［課題番号：0501.1］；笠原・他，2003a, b）．
一方，海底地殻活動モニタリングの面では，機器の実用化とデータの蓄積が行われた．三陸沖海底地震・津波観測システムでは引き続き観測を実施した．長期観測型及び広帯域型海底地震計は実用化に達し，三陸沖，茨城沖日本海溝陸側斜面，及び日本海において繰り返し観測を開始した．三陸沖海底掘削孔内では，傾斜及び広帯域連続地震観測を平成14年度から開始した（東京大学地震研究所［課題番号：0108］）．
(5) スロースリップイベント
日本列島では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年からの東海，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，2003a, b）．
2-1-2. 成果の位置づけ
(1) プレート境界における固着状態と準静的すべりの定量的把握
GPS観測により，50〜100 km 程度のスケールでの準静的すべりについてはほぼ完全に捕えられるようになった．また，将来の大地震の震源域が固着領域としてマッピングされ，しかもその固着状況の時間変化まで捕えられたことは，大地震発生の長期予測の高度化や，内陸における応力・歪蓄積過程の解明に大きく寄与する．一方，三陸沖などでの小繰り返し地震の解析では，準静的すべりをGPSと独立にモニターできることがわかり，陸域から離れた領域や，より小規模な準静的すべりの把握が可能になった意義は大きい．アスペリティ仮説に基づけば，地震発生予測にはアスペリティへの応力・歪集中を把握することが重要であり，準静的すべりの定量化はその主要な手段となりうる．そのため，これらの成果は，大きなアスペリティへの応力・歪集中過程が定量的に把握できるようになってきたことを意味し，中・短期予知への展望を開くものと考えられる．
(2) プレート境界のアスペリティ仮説
大地震の破壊過程の研究，釜石沖の固有地震の解析，及び小繰り返し地震の解析から，プレート境界の大小アスペリティの分布が得られるようになった．釜石沖の固有地震の解析は，同じ場所で繰り返し発生するM5クラスの地震についてアスペリティ仮説が成り立っていることを実証した．アスペリティ仮説は，M3クラスの小地震からM8クラスの巨大地震まで広く成り立っていることが示唆される．固有地震や小繰り返し地震の発見は，プレート境界型地震の発生に対して，地震発生の周期性に基づく長期予測に根拠を与えるものとなる．また，準静的すべりの加速の伝播が固有地震の発生間隔にゆらぎをもたらしたと考えられることは，地震発生のトリガー機構を解明する上で重要な知見と考えられる．
(3) プレート間カップリングの時空間変化を規定する要因の解明
三陸沖でのエアガン−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反射波の強度と微小地震活動やカップリング強度に関連があることを見いだした．反射強度を説明可能な理論波形の計算を通して，プレート境界域の物性の空間分布を議論できるようになりつつあることは，アスペリティの実体解明に向けた進展である．
一方，アスペリティと準静的すべりを生じる領域がかなり明瞭に区分でき，そ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ことがわかったことは，シミュレーションを行なう上で大きな進歩である．これらの情報を基に過去の活動履歴をシミュレートすることにより，摩擦パラメータの分布を推定できる可能性がある．
2-1-3. 今後の課題
次期計画では，アスペリティ仮説が普遍的に成り立つかどうかの検証が重要な課題となる．そのためには，各地域での相互比較ができるだけの精度で，アスペリティと準静的すべりの性質を求める必要がある．具体的には，陸域での高密度GPS連続観測及び海域でのGPS/音響結合式海底地殻変動観測により，アスペリティと準静的すべり域の推定精度を向上させる．これにより，震源域の強度回復の状況や深部のエピソディックな準静的すべりの時空間分布が詳細に調べられれば，プレート境界地震発生のモデル化に寄与できる．また，小繰り返し地震の解析からも準静的すべり発生領域を高い空間分解能で推定し，海陸の地殻変動観測からの結果との相互検証を行う．これらの研究を三陸沖・関東・東海・日向灘において行い，アスペリティ仮説の普遍性と地域性を明らかにする．
アスペリティの実体解明も重要な課題である．プレート間カップリングとプレート境界での地震波反射強度に関係があることが指摘されたが，その物理的理由は明らかになっていない．そのため，海底地震探査をさらに継続して詳細なプレート構造を推定すること等によって解明する必要がある．また，カップリングの時間変化を検出するために，長期間にわたる海底地震観測を実施することも必要である．
アスペリティの連動破壊・遅れ破壊や固有地震の発生間隔のゆらぎに深く関わっていると考えられるプレート境界の摩擦特性についても，小繰り返し地震の解析や岩石実験・シミュレーションを通じて解明する必要がある．
2-2. 東海地域のプレート間カップリングのゆらぎの解明
2-2-1. 主な成果
新たに推定したプレート境界とGPS観測データの再解析から，プレート間カップリングのすべり欠損モデルを求め，固着域は遠州灘からその内陸に分布すると推定した．浜名湖付近で2001年から発生した東海スロースリップについては，上下変動データも加えて断層モデルを再検討し，浜名湖から内陸方向の深さ25〜30 kmのプレート境界領域で，プレートの沈み込みとは逆方向へ4 cm/yrの速さですべったと推定した（名古屋大学［課題番号：0903］；図6；太田・木股，2003）．深部低周波微動はスロースリップ断層よりも内陸側で発生している．上下変動の解析では，1980〜1982年と1987〜1989年にも2001年スロースリップイベント時と同様な動きが見いだされたことから，これらの期間にもスロースリップイベントが発生したと推定した（名古屋大学［課題番号：0903］；木股，2003）．
1944年東南海地震直前に掛川で実施された精密水準測量の観測主簿と手記を再検討し，傾斜変動は地震の直前10分以内に観測されたと推定した．この変動は，2001年スロースリップ発生域で前兆的スリップが発生したと考えると説明が可能である（名古屋大学［課題番号：0903］；高野・他，2003；Takano et al., 2004）．
2-2-2. 成果の位置づけ
スロースリップイベント域は予想される東海地震震源域とは明確に棲み分けていること，スロースリップが最近20年間に3回ほど繰り返し発生し2〜3年間継続することがわかった．このように，東海・東南海地震震源域におけるプレート間カップリングに時間的なゆらぎが生じていることを明らかにした点は重要である．また，過去の測量成果についても，カップリングの時間的ゆらぎを考えて統一的に解釈できることを示した．
2-2-3. 今後の課題
カップリングを定量的に議論する上でプレート形状は基本的な情報であるので，それをより詳細に推定する必要がある．また，過去のスロースリップイベントのモデル化，現在進行中のスロースリップイベントがどのように終息するのかを観測すること，及び，次のスロースリップイベントに対する観測体制を整備すること等が必要である．さらに，スロースリップが東海地震の発生にどのように関わるかを明らかにすることが重要である．
2-3. 西南日本のプレート間カップリングの時空間変動
2-3-1. 主な成果
(1) 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
紀伊半島南部にヒンジラインGPS観測点を設置して繰り返し観測を行った結果，緯度方向の歪速度の減少パターンは観測網中部までほぼ一様で，プレート上面のカップリングが紀伊半島中部まで及んでいることが示唆された（京都大学防災研究所［課題番号：0215］；Hashimoto et al., 2003）．
昭和南海地震の前に観測された異常水位変動について，プレート境界面でのプレスリップを考えたモデルを提唱した．このモデルでは，プレスリップによる地盤の隆起に伴い海水面が相対的に低下し，地下水面も低下するとされる．地震前の井水涸れは安政南海地震の前にも確認されており，この現象の再現性も検証された（京都大学防災研究所［課題番号：0215］；図7；地震予知研究センター，2003a-c）．
(2) 中国・四国地方のフィリピン海プレートのイメージング
四国東部と紀伊半島南部の地殻とスラブの構造を，主としてレシーバ関数解析から推定した（京都大学防災研究所［課題番号：0215］；澁谷，2001, 2002）．地殻の中部あるいは下部にS波の低速度層が存在し，スラブから放出された水との関連が示唆される．一方，紀伊半島でのネットワークMT観測から推定した比抵抗構造は，大局的に北・中・南部の3領域に区分することができ，中部に存在する深さ数十kmまでの低比抵抗領域は，深部低周波微動の分布域と符合することが注目される（京都大学防災研究所［課題番号：0215］；山口・他，2003）．
(3) 日向灘及び南西諸島での地震発生様式
四国西部〜九州下に沈み込むプレートの境界の形状を精度良く決定し，沈み込みに伴う地震の発震機構を明らかにした．宮崎平野の負の重力異常の原因とされる地殻下部の低密度物体（Nakada et al., 2002）の浮力を考えると，日向灘におけるプレート間カップリングが弱いことと，正断層型の地震が多く発生していることが説明できる （九州大学［課題番号：1102］；図8；植平，2003）．
南西諸島地域での臨時地震観測により，やや深発地震面の形状を明らかにすることができた．また，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］；後藤・他，2001；角田・後藤，2002）．
2-3-2. 成果の位置づけ
西南日本陸域側（紀伊半島・四国）はサイスミックカップリング率の高いプレート境界を研究する格好の場である．紀伊半島ではカップリング域が半島中部まで及んでいることが判明し，地震波速度構造及び電気伝導度構造が詳細にわかってきた．九州と南西諸島域ではプレート境界面の形状と震源メカニズム解の分布が詳細に求められた．これらの地域ではカップリング状態の把握を行う上で必要な知見が揃い始めたという状況である．南海地震前の井水涸れのメカニズムと再現性が検証されたことは，次の南海地震の予知ための１つのステップとなる．
2-3-3. 今後の課題
紀伊半島でのGPS観測については今後も観測を継続するとともに，モデル化を進める必要がある．南海地震前の井水涸れのモデルを確定するためには，海岸付近の塩水・淡水境界の変動を観測することが必要であるのに加え，隆起そのものの検証やプレスリップモデル及びコサイスミックモデルの改訂も必要である．紀伊半島域・日向灘・南西諸島域では，制御震源を用いた探査も加えてさらに観測・解析を進め，地震波速度及び電気伝導度構造モデルの高解像度化・高精度化を図り，サイスミック・カップリングの空間分布を広域的に把握することと，その強弱を決める要因の解明を行う必要がある．
3. 地震多発域へのローディング機構の解明
3-1. マクロな不均質性 (特に非弾性的性質) の解明
3-1-1. 主な成果
(1) 東北地方内陸の応力集中機構
東北合同観測の観測網の一部を継続するなど稠密な観測を行った結果，S波反射面の空間分布や反射体の内部構造，地震波トモグラフィ解析による詳細な地震波速度構造，震源断層域での比抵抗構造，稠密GPS観測による詳細な歪分布等を得た．反射面は東北日本弧の上部地殻及び下部地殻のかなり広い範囲に存在し，反射体内部には水が存在することが示唆される（堀・他，2004；Umino et al., 2002）．また，下部地殻のVP/VSの大きい領域では反射面の深さの下限が浅くなっていることが判明した．トモグラフィによって見いだされた地震波速度の低速度域にH2Oが存在するのかメルトが存在するのかを，VP/VSの値を基に推定した（Nakajima et al., 2001; Nakajima and Hasegawa, 2003）．宮城県北部地震の震源断層下部に広範囲に分布する低比抵抗域は低速度域にあたる．その低速度域はさらに下部地殻から最上部マントルへと続き，マントル上部からの流体供給路であることを示唆する（東北大学［課題番号：0502.1］；図9）．同様な低比抵抗域は岩手山麓を通る比抵抗断面にも見られる（東北大学［課題番号：0502.5］；高橋・他，2003）．さらに，東西短縮歪が大きくわずかな隆起となっている領域が，ほぼ火山フロントに沿って帯状に分布し，そこでは微小地震の活動度が高いことが明らかになった（東北大学［課題番号：0502.3］；図10；Miura et al., 2002；佐藤・他，2002）．
これらの結果を総合し，内陸地震発生過程の作業仮説を構築することができた（東北大学［課題番号：0502.3］；図11；長谷川・他，2004）．すなわち，地震発生域の下の上部マントルから下部地殻にかけては部分溶融域が存在し，このメルトの固結に伴って放出されたH2OがS波反射面（ブライトスポット）を形成する．また，このH2Oで満たされた領域が連結すると，低比抵抗域として検知される．深部に流体（メルトや高温のH2O等）が存在する領域では塑性変形ないし粘弾性変形が卓越し，上部地殻の弾性的領域の厚さを減少させて歪・応力の集中をもたらし，微小地震活動も活発となる．
(2) 新潟−神戸歪集中帯
国土地理院GEONETによる観測から，新潟から神戸に至る地域が歪速度の顕著に大きな領域（新潟−神戸歪集中帯，NKTZ）となっていることが判明した（Sagiya et al., 2000）．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，幅70 km程度の断層破砕帯部に集中して，1997年〜2002年の期間におよそ12 mm/yrの変動が見いだされた（図12；Hirahara et al., 2003）．変動量の分布は，断層をはさむ幅100 km程度の部分の上部地殻の厚さが10 km程度と薄くなっていて，断層面は定常的にクリープしていると考えれば説明可能である（名古屋大学［課題番号：0902］；平原・他，2003；Hyodo and Hirahara, 2003）．一方，跡津川断層での稠密地震観測からは，クリープ域では地震の上限・下限がともに深くなっていること，跡津川断層及び茂住祐延断層付近では，いくつかのほぼ垂直な面で地震が発生していることがわかった（京都大学防災研究所［課題番号：0214］；伊藤・他，2003）．
御岳群発地震域での水準測量やGPS観測から，地殻の極浅部に地殻変動の圧力源が推定された．この圧力源は地震波の減衰域や低比抵抗域とよく対応する．さらに地球化学的な研究からマントル起源ガスが検出された（名古屋大学［課題番号：0902］；木股・他，2003b）．
(3) 西南日本構造探査と鳥取県周辺での稠密地震観測
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，海洋科学技術センターと共同で平成14年度に実施した（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が確認された（蔵下・他，2002）．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プレート上面に存在する薄い低速度層からのものと推定された（東京大学地震研究所［課題番号：0105］）．
西南日本では全国の大学による合同地震観測も行われた（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］；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，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た．観測期間中に，断層面上での余震分布には大きな時間変化は生じなかった．鳥取県西部地震域を含む中国地方西部では，地震活動評価から活構造を推定することも試みた（京都大学防災研究所［課題番号：0218］）．
(4) 布田川—日奈久断層系での地殻活動調査
九州の布田川—日奈久断層系近傍での地震観測から，地震波の反射面は高角（傾斜角45°以上）で断層にほぼ並行すること（図13），応力場はほぼ南北の主張力軸を持つこと，及び，断層周辺では不均質な地震波速度構造となっていることを明らかにした（松本・他，2003；是永・他；2003）．日奈久断層を横断する測線でのGPS測量では顕著な変位速度は観測されず，現在の断層は固着している可能性がある（九州大学［課題番号：1104］）．
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，地殻中の短波長不均質構造をイメージする手法と散乱係数を推定する方法を開発した．この手法を2000年鳥取県西部地震震源域に適用し，断層上ですべりが大きい部分では散乱強度が小さいこと，断層直下に強い散乱体が分布していることを明らかにした（九州大学［課題番号：1104］；松本，2003）．
(5) その他の地域での観測・研究
台湾集集地震の余震観測データを再解析して，精密な余震分布を得た．余震は本震震源断層の下部延長と，断層から離れた場所の両方に発生している．本震の発生によって誘発・励起された余震活動は，地殻内での応力再配分を考える上で重要である．震源域での地震探査ではユーラシアプレートと付加体の境界からの反射波を観測し，付加体内部の弱面の存在を確認できた．また，地殻深部の速度異常と台湾の造山運動の関係は地殻下部の塑性的変動の重要性を示唆するが，日本の内陸地震の準備過程との対応は明確にできなかった（東京大学地震研究所［課題番号：0118］；Hirata et al., 2000；Nagai, 2003；本田，2004）．
北海道の弟子屈・屈斜路カルデラ地域では30点の臨時GPS観測点の設置を行い，この地域が伸張場に支配されていることを明らかにした（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］）．
3-1-2. 成果の位置づけ
東北日本内陸の地震発生域への応力・歪の蓄積・集中機構のモデル化が行われたことは大きな進歩である．このモデルによれば，深部に流体が存在し地震発生層が薄くなっているところの地殻は軟化しており，大地震は軟化域の周囲かそれに挟まれた領域で，古い時代に作られた大規模な構造を使って発生しやすいことになる．この考えが正しいとすると，構造探査に基づいて大地震発生ポテンシャルの評価が行えることが示唆され，その意味で極めて重要である．また，東北日本の歪集中帯で発生する微小地震の地震モーメントの重ね合わせでは，観測されている地表の変形量には遠く及ばず，微小地震は歪集中帯における非弾性変形の一部を解消しているに過ぎないと考えられる．これは，プレート境界においては準静的すべりが歪解放の重要な役割を担っていることと共通した面をもつ．
新潟−神戸歪集中帯（NKTZ）における変位速度場や跡津川断層域での変動量の分布を説明するためには，NKTZ周辺での不均質な地殻構造と断層でのクリープを考える必要があることがわかった．このモデルはまだ十分なものとは言えないが，内陸の歪集中を説明する一つのステップと位置づけられる．布田川—日奈久断層帯周辺での地殻活動研究では，速度構造や短波長不均質構造を詳細に把握することができた．
3-1-3. 今後の課題
東北日本内陸での第0近似的な応力・歪の蓄積・集中機構のモデルが得られたが，地殻深部の流体による塑性変形や剛性率の低下が，地殻浅部での弾性歪・応力の集中をもたらしていることの検証が課題である．特に，歪集中域が応力集中域となっているかどうかを検討する必要がある．一方，NKTZでの不均質な地殻構造の成因には下部地殻内での流動変形が深く関わっている可能性があるので，特に非弾性的な構造を詳細に明らかにする必要がある．さらに小規模な断層周辺での歪蓄積過程の議論には，数キロメートル以下の構造分解能を実現し，大規模アレイ観測等による散乱体分布の推定等も併用する必要がある．また，東北日本とNKTZでのモデルの相互比較により，内陸域での応力・歪の蓄積・集中機構が基本的には場所によらず同じなのか，顕著な地域性があるのかの検証も必要である．
3-2. 断層の強度とその回復
3-2-1. 主な成果
(1) 断層の強度
野島断層周辺での応力測定から，断層中心部で剪断応力が小さいこと，その帰結として最大主応力軸が断層にほぼ直交することが明らかになり，断層はweak faultである可能性が高いと考えられる（Yamamoto and Yabe, 2001；佐藤・他；2003）．これは，断層近傍での剪断応力は一般に小さく，応力は小規模なアスペリティ付近にのみ集中すること，及び，応力降下量は剪断応力に比べて無視できない量であることを示唆する．また，断層の剪断応力が小さいことの原因として，断層破砕帯の役割が重要であることも示された（Yamamoto et al., 2002）．さらに，北上山地で測定された応力の張力軸方向の分布から，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も指摘された（東北大学［課題番号：0502.4］；山本・他，2004）．
(2) 断層の強度回復
地震を発生させた断層が強度を回復していく過程を知ることも重要である．野島断層については，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（Kitagawa et al., 2002; 向井・藤森, 2003），異方性の解析によっても強度が比較的短時間に回復したことが示されている（Tadokoro et al., 2002）．3回目の実験では，透水係数が2000年から2003年にかけてさらに30〜50％低下していることが，湧水量と自然電位の観測から推定された（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］；図14）．透水性低下は野島断層の強度回復の進行を示唆するものと考えられる．
3-2-2. 成果の位置づけ
内陸断層の剪断破壊がアスペリティの破壊によって起こることと，断層破砕帯の変形が断層の破壊強度を支配している可能性が指摘された．この視点からは，地震の発生予測のためには，地震前に破砕帯でおこりうる現象の予測とその捕捉が重要と考えられる．断層が極めて弱く，アスペリティによって支えられているとするモデルは，プレート境界のアスペリティ・モデルに近いものである．4-1において述べるように，2000年鳥取県西部地震や2003年宮城県北部の地震などでは，前震と本震など時空間的に隣接する地震間でのすべり域はお互いに重ならないことがわかった．これは，断層は常に臨界状態というわけではなく，アスペリティにおいて地震時に降下した分の応力の再蓄積が無いかぎり，地震は応力の多少の擾乱では発生しえないことを示唆しており，再来間隔に基づく長期予測に根拠を与えるものとなっている．野島断層の透水性の低下の検出により，地震発生サイクルのうちの断層の固着過程の一部を明らかにすることができたと考えられる．
3-2-3. 今後の課題
断層の強度モデルを確定するには，断層周囲の絶対応力の測定数をさらに増やすことと，破砕帯の構造解明が必要である．応力測定には技術的に未解決の問題もあるので，技術開発の分野との協力が不可欠である．これまではトラップ波を利用して破砕帯の平均的な構造（厚さや地震波速度等）を推定することが行われてきた（たとえばLi and Vernon, 2001）が，今後は破砕帯内部の不均質構造を推定する手法を開発する必要がある．注水実験から破砕の固着が進行していることを明らかにすることができたことは成果であるが，地震サイクルの長さを考えれば，さらに実験を行って固着過程の時間変化を追うことが必要である.
4. 断層周辺の微細構造と地殻流体の挙動の解明
4-1. 断層及びその周辺の微細構造の解明
4-1-1. 主な成果
(1) 鳥取県西部地震断層の微細構造
2000年鳥取県西部地震後に行った稠密余震観測データの解析により，詳細な3次元地震波速度構造とメカニズム解の分布が得られた（京都大学防災研究所［課題番号：0202］；図15；Shibutani et al., 2001；澁谷・前田, 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とから，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（関口・岩田，2001）．このことは，本震時のすべりが，高速度異常域で表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］［課題番号：0210］）．
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］；九州大学［課題番号：1104］；浅野，2002；松本，2003）．それによると，主破壊域では散乱係数が小さいが，余震活動の活発な領域において散乱係数が大きいことが判明した．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する．また，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（鳥取大学［課題番号：1003］）北側領域の深部では，南部に比べて散乱係数が大きく，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（東北大学［課題番号：0502.2］）．
(2) 東北地方の断層周辺の微細構造
地震波速度トモグラフィによって得られた長町−利府断層及び2003年宮城県北部地震の震源断層周辺の微細構造を見ると，逆断層であるにもかかわらず，下盤側の方が地震波速度が大きくなっている（図16；岡田・他，2003）．これは，これらの断層がインバージョン・テクトニクスによって作られたとする考え方を支持する結果であり，上記の地震が過去に作られた構造を利用して発生したことを示唆する（東北大学［課題番号：0502.2］）．それに加えて，鬼首地域，2003年宮城県北部地震震源域においても，地震波速度トモグラフィ，地震波エンベロープインバージョン，反射法地震探査から，地震断層・活断層を地震波速度急変帯・高地震波散乱係数領域・地震波反射面としてイメージングできた．また，2000年鳥取県西部地震や2003年宮城県北部地震などでは，前震と本震のように時空間的に隣接する地震間でのすべり域はお互いに重ならないこと，及び，余震のメカニズム解から推定される震源域周辺の応力場は，本震のすべりに伴う擾乱を顕著に受けることも判明した（京都大学防災研究所［課題番号：0202］；東北大学［課題番号：0502.2］）．
4-1-2. 成果の位置づけ
鳥取県西部地震については地下構造と破壊過程の関係が議論できるようになった．それに加えて，長町−利府断層周辺域，鬼首地域，2003年宮城県北部地震震源域においても，地震波速度トモグラフィ，地震波エンベロープインバージョン，反射法地震探査から，地震断層・活断層を地震波速度急変帯・高地震波散乱係数領域・地震波反射面としてイメージングできた．それには，double-difference（DD）法やDDトモグラフィといった新しい手法を用いて，震源分布や震源域での地震波速度構造を詳細に知ることができるようになったことが貢献している．その結果．地震時のすべりの大きさと，地震波速度構造や散乱構造とに相関が見られることが明らかになってきた．さらに，4-2において述べるように，比抵抗構造も併せて推定することにより，断層域での物理的な性質だけでなく，温度構造や物性の分布などと断層破壊の関連についての研究が始められたことも重要である．
4-1-3. 今後の課題
地震断層・活断層を地震波速度・散乱波・地震波を用いてイメージングできるようになり，地下構造と破壊過程の議論ができるようになってきた点で大きな進展が見られた．しかし，結果の普遍性・特異性を明らかにするためには，さらに事例研究を重ねることが必要である．また，規模の大きな地震が最近発生した地域以外での活断層についても，高密度観測網のデータを利用するなどして詳細な地下構造を推定する必要がある．さらに，構造の時間変化を追うことで，断層破砕度やアスペリティでの固着状態の時間変化を推定することも必要である．
4-2. 流体の分布と挙動の解明
4-2-1. 主な成果
(1) 低周波地震の活動
地震予知研究の成果ではないが，西南日本のフィリピン海プレートの沈み込み帯において低周波微動が広域に発生していることが発見され，流体が関与するメカニズムが考えられている（Obara, 2002）．2000年鳥取県西部地震発生前に地殻深部で低周波地震が発生したことも，地殻流体の存在と移動を強く示唆する（京都大学防災研究所［課題番号：0202］；Ohmi et al., 2001）．
東北地方北部の十和田付近で発生している低周波地震については，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見いだした．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，地殻中部及び深部の低周波地震が低速度域の上端付近で発生していることが明らかになった（弘前大学［課題番号：0402］；図17；大谷，2003）．これは東北地方の他の領域での低周波地震発生域の速度構造と共通する特徴である．
(2) 比抵抗分布と地震活動
千屋断層を含む東北日本の脊梁山地，1962年宮城県北部地震震源域，岩手山麓，長町−利府断層，2000年鳥取県西部地震震源域，北海道日高地方，糸魚川−静岡構造線などでの比抵抗構造を推定した．
東北脊梁山地では千屋断層・川舟断層下部及び出羽丘陵下部の上部地殻内に低比抵抗域が見つかった．断層周辺で発生する微小地震は，低比抵抗域周縁の高比抵抗域に分布し，下部地殻の低比抵抗域には地震波の反射面や，散乱強度の強い領域が分布する（東京工業大学［課題番号：0801］；Ogawa et al., 2001）．宮城県北部地震震源断層下部には低比抵抗域が広範囲に分布し（Mitsuhata et al., 2001），地震波トモグラフィから得られた低速度域にあたる．低速度域はさらに下部地殻，最上部マントルへと続いている（東北大学［課題番号：0502.1］）．岩手山麓を通る比抵抗東西断面でも，地殻底部の低周波地震発生域から1998年岩手県内陸北部の地震（M6.2）の震源域下まで延びる低比抵抗域が存在することが判明した（東北大学［課題番号：0502.5］；図18；高橋・他，2003）．長町−利府断層域では断層深部に高比抵抗層と低比抵抗層が明瞭に見られ，1996年宮城県愛子の地震（M5.0）はその境界部付近で発生した（東京工業大学［課題番号：0801］；東北大学［課題番号：0502.5］）．
鳥取県西部地震震源域周辺での南北比抵抗断面では，深さ5〜10 kmの高比抵抗域の下部に低比抵抗領域が存在する．1989年・1990年・1997年の群発的地震活動，及び2000年鳥取県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（京都大学防災研究所［課題番号：0202］；鳥取大学［課題番号：1005］；図19；Oshiman et al.，2003）．糸魚川−静岡構造線では，歪集中域が低比抵抗域となっており，低比抵抗が非弾性的性質の強い領域を表している可能性がある（東京工業大学［課題番号：0801］）．
1999年Izmit地震の震源域については，深部に存在する低比抵抗層が部分溶融層を表し，そこでの脱水反応によって供給された水が上昇し，浅部の高比抵抗層で地震が発生するというモデルが提唱された（東京工業大学［課題番号：0802］）．
(3) 流体分布の推定
比抵抗構造が地下のどのような物性を反映しているのかを知ることは重要である．室内実験に基づく岩石と塩水の比抵抗—温度依存性，及び塩水のつながり方と比抵抗の関係に加え，地殻温度構造も考慮して地下での水の分布について定量的な推定を行った．その結果，地殻程度の低温状態では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．東北脊梁山地で得られた比抵抗構造にこの考えを適用すると，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することが示唆される（東京大学地震研究所［課題番号：0114］；図20；上嶋，2003）．
室内実験に基づく研究では，H2Oの発生が蛇紋岩のVPとVSに及ぼす効果を明らかにした．これを基に地球内部低速度層における流体分布について検討を行い，上部地殻の顕著な低速度層に数％までの熱水の存在を指摘した（大阪大学［課題番号：1501］；Sato and Ito, 2001）．
(4) 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，主要部分である質量分析装置部分を実験室でテストできるようになった．活断層域では土壌ガスの化学・同位体組成や活断層からのガス放出量の測定を行ない，活断層を通して上がってくる地殻流体の特性を調べた（東京大学［課題番号：0701］）．
4-2-2. 成果の位置づけ
十和田での低周波地震の観測から，低周波地震は地震波速度の低速度域上端付近で発生することが再確認された．比抵抗構造については多くの地震発生域に共通する特徴を明らかにできた点で大きな進展があった．宮城県北部地震震源域や岩手山麓では，マントル上部から地殻内地震震源域までの流体供給路と見られる低比抵抗域を見いだし，東北日本内陸の歪・応力蓄積過程のモデル化に貢献した．一方，多くの地域において，地震発生層は高比抵抗域となっていることがわかってきたことから，高比抵抗領域から内陸地震のアスペリティ領域を推定できる可能性が指摘された．また，比抵抗構造から地下の水の分布について定量的な推定を行う試みがなされ，地震活動に対する水の役割を考える上での基本的な情報が提供できるようになりつつある．
4-2-3. 今後の課題
鳥取県西部や十和田での低周波地震活動の概要を明らかにできたが，地殻内流体の役割を解明するには至らなかった．今後は，地殻構造と地震発生様式を詳細に解明することから地殻流体の存在状況を，地震波散乱強度分布の時間変化の追跡などにより地殻流体の移動に関する知見を得る必要がある．比抵抗構造については，水が存在するとされる低比抵抗帯の上部に存在する相対的な高比抵抗領域で地震が発生する例がいくつか明らかになったが，これが一般的な特徴なのかを明らかにすることと，力学的にどう解釈するかが今後の課題である．また，活断層地域のMT観測の事例の積み上げ，3次元比抵抗構造の推定，深部低比抵抗領域の詳細な形状の推定，低比抵抗領域での流体の種類と分布形態に関する物質科学分野等との共同研究等を進める必要がある．
5. まとめ
5-1. プレート間カップリングの時間変化の解明
この5カ年の研究により，北海道・東北の太平洋沖合及び日向灘で発生した大規模地震については，破壊過程の研究からアスペリティ領域が特定され，同じアスペリティが繰り返しすべる場合があることが確かめられた．これは釜石沖の固有地震の解析によっても実証された．これらのことから，サイスミックカップリング率が低いプレート境界での地震の発生については，アスペリティ仮説がほぼ成り立っていることが確認された．また，アスペリティへの応力・歪の集中に果たす準静的すべりの重要性が明らかになった．プレート境界での50〜100 km 程度のスケールでの準静的すべりについてはGPS観測により，それ以下のスケールでのすべりは小繰り返し地震の解析から定量的に把握できるようになった．その結果，プレート境界でのアスペリティ領域と準静的すべり域が棲み分けていることが明らかになった．これらのことから，プレート境界では，「永続的なアスペリティのまわりでの準静的すべりがアスペリティに応力集中をもたらし，やがて地震を発生させる」という，プレート境界地震発生の大局的なシナリオが描けるようになった．三陸沖ではさらに，プレート境界からの反射波の強度の解析を通して，プレート境界域の物性の空間分布を議論できるようになりつつある．これらは，プレート境界地震の準備過程を理解する上で非常に大きな成果である．
東海地域では，2001年東海スロースリップと過去のスロースリップの解析を通して，東海・東南海地震震源域におけるプレート間カップリングに時間的なゆらぎがあることが明らかになった．サイスミックカップリング率の高いプレート境界である紀伊半島や九州では，GPSトラバース観測，地震波速度・比抵抗構造の推定，震源メカニズム解の空間分布等により，カップリング状態の把握を行う上で必要な知見が揃い始めた．昭和南海地震前の井水涸れのメカニズムと再現性が検証されたことは，次の南海地震の予知に向けた前進である．しかし，カップリング率が低いプレート境界に比べると，地震発生の基本的なシナリオを描くまでには至っていないのが現状である．
地震予知のためには，発生時期の予測精度の向上が必要である．アスペリティ仮説に基づけば，地震発生時期の推定にはアスペリティへの応力・歪集中の評価が必要である．応力や歪の集中の度合いを測定することは困難であるが，アスペリティ周辺で発生する準静的すべりを定量的に測定することは可能であることが，今期の研究により明らかになった．そのため，次期計画においては，準静的すべりの測定を通してアスペリティへの応力集中を間接的に評価する手法の実用化を最重点課題として，全力を挙げて取り組むべきである．具体的には，陸域での高密度GPS連続観測，海域でのGPS/音響結合式海底地殻変動観測，小繰り返し地震の解析により，アスペリティと準静的すべり域の位置及びすべり量の時間変化の推定精度を格段に向上させる．これらを三陸沖・関東・東海・日向灘等での比較研究として行い，準静的すべりの特性の普遍性と地域性を明らかにする．また，海底地震探査や長期海底地震観測から詳細なプレートの構造を推定して，アスペリティの実体解明に迫る．さらに，小繰り返し地震の解析，岩石実験，シミュレーションを通じて，プレート境界の摩擦特性の分布を推定する．これらを総合し，準静的すべりがアスペリティの破壊をトリガーするメカニズムの解明と，準静的すべりの時空間分布からアスペリティの破壊を予測するモデルの構築を行い，地震発生時期の予測へとつなげるべきである．
5-2. 地震多発域へのローディング機構の解明
内陸での地震発生については，プレート境界でのアスペリティモデルのような指導原理は得られていない．しかし，東北日本内陸や新潟−神戸歪集中帯（NKTZ）に関するマクロな不均質性の解明が進み，地震発生域への応力・歪の蓄積・集中機構のモデル化が行われた．東北日本のモデルによれば，深部に流体が存在して地震発生層が薄く地殻が軟化している地域では非弾性変形が進行し，その周辺での変形の遅れを埋め合わせるべく，大地震は地殻の軟化域の周辺で起こると考えられる．一方，NKTZでの変位速度場を説明するためには，跡津川断層周辺での不均質な地殻構造と断層でのクリープを考える必要があり，不均質な地殻構造の成因には下部地殻内での流動変形が深く関わっている可能性がある．これらのモデルにおいてはこのように，地震発生に対する地殻の非弾性変形の役割が重要とされる．これは，プレート境界においては準静的すべりがアスペリティへの応力・歪集中に重要な役割を担っていることと共通した面をもつ．
東北日本のモデルが正しいとすると，大地震は軟化域の周囲において，古い時代に作られた大規模な構造を使って発生しやすいことになり，構造探査に基づいて大地震発生ポテンシャルの評価が行える可能性がある．従って，次期計画においてはこのモデルの検証，すなわち，地殻深部の流体による塑性変形や剛性率の低下が地殻浅部での弾性歪・応力の集中をもたらしているか，歪集中域が応力集中域となっているかどうか等をまず検討する必要がある．一方，大規模な歪集中域であるNKTZに関しては，各種探査手法を動員して，下部地殻内での流動特性から断層周辺での微細構造まで種々のスケールでの不均質構造を推定し，歪集中が大地震の発生に結びつくのかを解明することが急務である．その結果を東北日本のモデルとも比較し，内陸地震発生のモデルの近似度を第0次から第1次へと引き上げなければならない．
よりミクロな不均質性としての断層の強度に関しては，主として野島断層周辺における応力測定から，断層がアスペリティによって支えられているという，プレート境界のアスペリティモデルに近い考えが提案された．このモデルを検証するには，断層周囲の絶対応力の測定数をさらに増やすことと，破砕帯内部の構造解明が必要であるので，応力測定や微細構造解明の技術的な革新が求められる．野島断層では注水実験から断層の固着過程の一部を明らかにすることができたと考えられるが，地震サイクルの長さを考えれば，固着過程の時間変化をさらに追うことが必要である．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．特に，内陸地震発生のモデル化が行われつつある東北日本やNKTZに存在する断層に関して，マクロな不均質性とミクロな不均質性がどのように関わっているのかを具体的に明らかにする必要がある．
5-3. 断層周辺の微細構造と地殻流体の挙動の解明
2000年鳥取県西部地震震源域，長町−利府断層周辺域，2003年宮城県北部地震震源域等において，地震波速度トモグラフィ，反射法地震探査，散乱波の解析等から，地震断層・活断層のイメージングが進められた結果，断層は地震波速度急変帯・散乱強度の大きな領域・地震波反射面として捕えられる場合があることがわかってきた．断層上で特に地震時すべりの大きい領域（アスペリティ）では，地震波速度・散乱係数・比抵抗分布と相関が見られることが判明した．このように，各断層に共通する性質の抽出が進んだことは大きな成果である．また，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も多く得られてきた．十和田では低周波地震が地震波速度の低速度域上端付近で発生することが再確認された．宮城県北部地震震源域や岩手山麓では，マントル上部から地殻内地震震源域までの流体供給路と見られる低比抵抗域を見いだし，東北日本内陸の歪・応力蓄積過程のモデル化に貢献した．
しかし，内陸のアスペリティとしての断層の微細構造は，十分な数の断層について解明できたとは言えないので，さらに事例研究を重ねる必要がある．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，両者の関係を統一的に説明するモデルの構築が重要である．また，内陸地震発生に対する地殻内流体の役割を具体的に解明するには至らなかった．次期計画では，トモグラフィ法・レシーバ関数法・散乱法を用いた解析により詳細な地殻構造を推定するとともに，その時間変化を追跡し，地殻流体の存在状況と流体の移動に関する知見を得るなどの取り組みが必要である．また，深部低比抵抗領域の詳細な形状の推定や流体の分布形態に関しては，分野を横断した共同研究も進める必要がある．
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