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1.地震発生に至る地殻活動解明のための観測研究の推進

(2)「地震発生に至る準備・直前過程における地殻活動」研究計画

   第1次新計画においては、地震予知の3要素である「時期」、「場所」、「規模」の推定のために、地震がなぜ、どのように発生するのかを深く理解することが重要であるとの認識のもと、地震発生に至る過程を解明するための詳細な研究が実施された。その結果、特にプレート境界型地震の発生過程に関する理解が大きく進展した。地震発生に至る過程の更なる理解のためには、その準備過程から直前過程までの地殻活動を相互に関連する一連の過程として研究する必要がある。そのため、第2次新計画では次の4項目が実施されている。
  ア. プレート境界域における歪・応力集中機構
イ. 内陸地震発生域の不均質構造と歪・応力集中機構
ウ. 地震発生直前の物理・化学過程
エ. 地震発生サイクル

ア. プレート境界域における歪・応力集中機構
   第1次新計画では、地震波を放出する高速な滑りを生じる領域のみならず、ゆっくりとした滑りが定常的あるいは間欠的に生じている領域がプレート境界に存在しており、かつ現在強く固着している領域は過去の大地震の震源域に対応していることがGPS観測から明らかになってきた。つまり、地震性の滑りを生じる領域とゆっくりとした滑りを生じる領域は基本的には棲み分けていることが明らかになってきたのである。このような地震性滑りが卓越する領域をアスペリティと呼び、その周りのゆっくりとした滑りの進行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モデルが提唱された。このような背景のもと、第2次新計画においてはこのモデルの妥当性を検証するための観測研究が重要視されている。また、数値シミュレーションの高度化に必要不可欠な地下の構造やプレート境界面の特性に関する情報が得られる観測研究も重要となっている。

(アスペリティと相似地震)
 2004年(平成16年)11月29日に釧路沖でマグニチュード7.1の地震が発生した。1961年(昭和36年)に同地域で発生したマグニチュード7.2の地震と今回の地震は波形の相似性が高く、ほとんど同じ場所が滑ったと考えられる(気象庁[課題番号:7001])。余震活動は、本震の主破壊域を避けるように生じている(図14)(北海道大学[課題番号:1004]、気象庁[課題番号:7001])。また、この地震に限らず、北海道南東沖の過去の大地震の主破壊域の中では地震活動が低調で、その周辺で活発であることが明らかになった(北海道大学[課題番号:1003])。これらの成果は、プレート境界におけるアスペリティの永続性と繰り返し破壊を示しており、これまでに構築されてきたアスペリティモデルの正しさを裏付けている。このアスペリティの生成原因はまだ解明されてはいないが、襟裳沖では海山の沈み込みを示す構造が見つかっており(北海道大学[課題番号:1004])、沈み込んだ海山がアスペリティとなっている可能性は高いと考えられる。
 相似地震(小繰り返し地震)は小アスペリティの繰り返し破壊であり、その滑りの積算はその周りのゆっくりとした滑りと一致するはずである。このような考え方のもと、2003年(平成15年)十勝沖地震(マグニチュード8.0)の余効滑りについてGPSと相似地震の解析結果を比較すると、両者はよく似た時空間分布を示すが、相似地震からの推定のほうがGPSからの推定に比べて小さな滑りとなることが多い(図15)(東北大学[課題番号:1203])。ゆっくりとした滑りを生じる領域に囲まれた小さなアスペリティの数値シミュレーションを行うと、普段は相似地震が繰り返し発生するものの、近傍の大地震に伴う大きな余効滑りが押し寄せると、この小さなアスペリティでは、普段よりも周波数の低い地震が発生してしまい、相似地震とは判定されなくなる(東北大学[課題番号:1203]、有吉,2005)。この場合は相似地震から求めた余効滑りの量を過小評価することになる。
 北海道や東北地方のように太平洋プレートのプレート境界では多数の相似地震が発見されているが、関東から南海沖にかけてのフィリピン海プレートに関連した相似地震は少ない。また、それらは時間的に集中して活動するものが多い(東京大学地震研究所[課題番号:1403、1406])。一方、日向灘から奄美大島域にかけての相似地震の活動状況を調べたところ、日向灘中南部から都井岬沖にかけての領域では、地震活動域浅部の地震活動の低調な領域でのみ相似地震活動が検知され、他方、種子島南東沖では地震活動が活発な領域に相似地震も数多く発生していることが分かった(図16)(鹿児島大学[課題番号:2201])。このようにフィリピン海プレートの境界に発生する相似地震活動は、太平洋プレートの境界での相似地震に比べて地域性が顕著なのが特徴である。ほぼ完全に固着していると考えられる東海沖から南海沖にかけて相似地震が少ないのは、これまでのアスペリティモデルによる相似地震の解釈と整合するものである。

(2005年8月16日の宮城県沖の地震)
 2005年(平成17年)8月16日に宮城県沖でマグニチュード7.2の地震が発生した。この地震は政府の地震調査研究推進本部地震調査委員会によって「想定されている宮城県沖地震ではない。」と判断された。そのため更に大きな破壊域が残っている可能性があり、今回の地震と想定されている宮城県沖地震との関係の詳細な解明は極めて重要である。今回の地震の震源域は、1978年(昭和53年)宮城県沖地震(マグニチュード7.4)の震源域の南東端に位置しており(気象庁[課題番号:7001])、破壊の開始点については、1978年の地震とほぼ同じである(Okada et al.,2005b)。また、1930年代には1933年、1936年、1937年と3回のマグニチュード7クラスの地震が1978年宮城県沖地震の震源域内で発生しているため、1978年の地震は複数のアスペリティの複合破壊であると考えられる。今回の地震の破壊開始点は1936年の地震とほぼ同じであり、1936年地震の再来であった可能性がある(東北大学[課題番号:1204]、Umino et al.,2006)。
 今回の地震の震源域周辺では、既に三次元トモグラフィ解析や構造探査によってプレート境界の位置が推定されていた(Yamamoto et al.,2006)が、今回の地震の本震とほとんどの余震は、ほぼこのプレート境界に沿って発生していることが分かった(図17)(東北大学[課題番号:1201]、東京大学地震研究所[課題番号:1403])。トモグラフィの結果によれば、この直上のマントルは周囲より相対的に高速度になっている(東北大学[課題番号:1201])。また、構造探査の結果によれば、宮城県沖のプレート境界は海溝から約140キロメートルの地点で折れ曲がり、角度は海溝側で10度、陸側で27度となっており、今回の地震も1978年の地震もこの折れ曲がりより西側で発生し、かつ、この折れ曲がり付近が破壊の停止域となっているように見える(東京大学地震研究所[課題番号:1403])。このように、構造探査で得られた結果から、大地震の発生域の特徴や震源域の端を決定付ける構造の特徴が次第に明らかになりつつある。
 この海域では、海底地殻変動の観測が行われており、年間8センチメートル程度の西北西への地殻変動が観測されていたが、今回の地震に伴って、海底基準局が東方へ約10センチメートル動いたことが明らかになった(図18)(海上保安庁[課題番号:8003]、海上保安庁,2006)。この結果は陸の観測結果から得られた断層モデルから期待される変動量とよく一致しており、海底地殻変動データの信頼度を示すものである。

(深部低周波微動)
 西南日本に見られる深部低周波微動や低周波地震は、フィリピン海プレートと陸のプレートの間の固着域(地震性領域)とゆっくりとした滑りを生じる領域との遷移域で発生している。したがって、この微動を解明することによって、プレート境界の固着度が何によって規定されているかを知る上で、重要な情報が得られる可能性がある。
 詳細な構造探査により、低周波微動域近傍では、VpスラッシュVsが大きく(東京大学地震研究所[課題番号:1404])、また低比抵抗となっていることが分かった(京都大学防災研究所[課題番号:1802])。このことは、微動の発生に流体が関わっている可能性を示している。
 この低周波微動と短期的なゆっくり滑りは同期していることが知られており、また微動の発生源の位置は時間とともに移動していく現象が知られていた(Hirose and Obara,2005、Obara and Hirose,2006)。ゆっくり滑りが、微動と共に移動しているのかどうかは、これまで必ずしも明らかではなかったが、2006年1月には、この短期的なゆっくり滑りと低周波微動の活動が紀伊半島中部から愛知県東部までの全長約200キロメートルの範囲をほぼ連続的に約10キロメートル毎日の速度で移動していったことが観測された(図2)(防災科学技術研究所[課題番号:3002])。この伝播速度は、カナダの西海岸で観測されているゆっくり滑りの伝播速度とほぼ同程度である。
 また、低周波微動は間欠的に発生しているが、ゆっくり滑りの発生の2週間から3か月前頃から低周波微動の発生間隔が次第に短くなっている例がかなり見られることが明らかになった(気象庁[課題番号:7001])。さらに、微動の波形を詳細に調べたところ、ほぼ0.5Hz(ヘルツ)間隔の複数の卓越周波数を持つという特殊なスペクトル構造をしていることが明らかになった(東京大学地震研究所[課題番号:1404])。
 以上の観測結果は、低周波微動とゆっくり滑りの生成モデルを構築し、さらにはプレート境界の固着状況の時空間変化をモデル化する上で、重要な情報を与えるものである。

(西南日本のテクトニクスの解明)
 紀伊半島沖で構造探査を実施した結果、東南海地震と南海地震の震源域境界において、破砕された海洋地殻が沈み込み、かつ、上盤側に高速度・高密度のブロックが存在していることが明らかになった(海洋研究開発機構[課題番号:4001])。さらに、津波データの解析手法を改良し、1944年(昭和19年)東南海地震(マグニチュード7.9)と1946年(昭和21年)南海地震(マグニチュード8.0)の震源域を高分解能で推定したところ(Baba and Cummins,2005)、上記の構造の異常域がまさしく二つの地震の震源域の境界に位置していることが確かめられた(図19)(海洋研究開発機構[課題番号:4001])。また、構造探査から推定された新しいプレート境界の深さを用いて、プレート境界の固着状況を解析したところ、この紀伊半島先端直下ではプレート間の固着が弱いことが明らかになった(京都大学防災研究所[課題番号:1802]、Hashimoto et al.,2005)。
 東南海地震と南海地震のセグメント境界が紀伊半島沖にあることはよく知られているが、なぜ、ここにセグメント境界が存在するのかはこれまで必ずしも明らかではなかった。上記の結果は、この場所に明らかに異常構造が存在しており、そのためにプレート間の固着が弱くてセグメント境界となっている可能性を新たに示したことになる。
 豊後水道から紀伊半島にかけてのプレート境界近傍で発生する地震の規模別頻度分布を表すb値の空間分布を調べたところ、紀伊水道を境にして西側でb値が0.85以下、東側で0.85以上という結果が得られた(高知大学[課題番号:2001])。深部低周波微動の活動や地震活動の等深線は紀伊水道付近を境にして大きく変化していることが知られているが、今回の結果は地震活動の規模別頻度分布も紀伊水道付近を境にして変化していることを示している。
 平成14〜15年度に行われた西南日本合同観測で得られた波形データを用いて解析を行い、四国東部から鳥取県西部にかけての地域におけるS波速度不連続面の分布を求めた結果、沈み込むフィリピン海プレートに関連する速度不連続面が明瞭に示された(図20)(京都大学防災研究所[課題番号:1802])。
 奄美大島東方の喜界島周辺で2000年〜2004年に発生した地震のうち精度の良いものだけを選び出して、観測点補正値を考慮に入れた震源再決定を行ったところ、プレート境界に対応すると考えられる地震活動が明らかになり、この付近のプレート境界が従来考えられていた深さよりも浅い可能性が示された(鹿児島大学[課題番号:2201])。

イ. 内陸地震発生域の不均質構造と歪・応力集中機構
   プレート内で発生する地震の震源断層周辺へ応力が集中する機構を理解するためには、まず地殻の不均質構造と応力・歪分布を詳細に解明しなければならない。このような観点から第1次新計画においてGEONET等による歪速度分布の推定と高分解能の地下構造推定が精力的に行われ、その結果、下部地殻の一部が弱化し、その直上ないし周辺の上部地殻に応力が集中するというモデルが提案されている。こうした背景から、第2次新計画においては、このようなモデルで内陸の地震発生帯を説明できるか否かの検証が重要視されている。その検証には詳細な構造と応力・歪速度の推定及び弱帯形成の鍵となる流体の分布の把握が極めて重要である。

(流体の分布)
 流体の分布を知るためには、地震波速度分布だけでなく、電気比抵抗の構造が極めて重要なので、地震発生と比抵抗構造との対応関係について事例を積み重ねる必要がある。
 北海道弟子屈地域において重力探査と地磁気地電流(MT)探査を行い、得られた重力異常と比抵抗構造及び地質構造を比較したところ、三者に良い相関が見られた(図21)(北海道大学[課題番号:1005]、市原・他、2006)。この地域では、1938年にマグニチュード6.1の地震が発生しており、当時の被害調査と余震観測から推定された北西から南東の走向を持つ震源断層を境にして、重力異常、比抵抗構造、地質構造のいずれも急変しているように見える。この地域では1950〜1960年代にもマグニチュード6級の地震が続発しており、また2003年十勝沖地震の後、歪が増加していることがGPS観測から明らかになっている。したがって、このような物質・物性の変化が大きい領域において歪が集中し、地震が発生しやすくなっている可能性が考えられる。
 東北地方脊梁部を東西に横断し、焼石岳周辺を通る測線について二次元比抵抗分布を求めて、地震波速度分布や震源分布、歪速度分布と比較した(東北大学[課題番号:1202])。その結果、地震波速度と比抵抗は概ね正の相関を示し、火山近傍のモホ面付近に発生する深部低周波地震は、地殻深部から最上部マントルに存在する低比抵抗・地震波低速度域の縁辺部に位置することが分かった。この深部低比抵抗・低速度域の直上では、GPSから得られた歪速度が大きな値を示しており、この低比抵抗・低速度の領域は下部地殻が軟化している領域を示していると考えられる。通常の地震活動は高比抵抗域ないし高比抵抗域縁辺部で発生している例が多く、これは秋田県中央部(秋田大学[課題番号:1301」)や跡津川断層周辺(東京大学地震研究所[課題番号:1404])で得られた比抵抗構造や他の地域でも同様である。
 一方、跡津川断層(防災科学技術研究所[課題番号:3003])や糸魚川−静岡構造線断層帯南部(東京工業大学[課題番号:1601])において浅部比抵抗構造が求められており、いずれも断層破砕帯の可能性のある低比抵抗層が見いだされている。

(2004年新潟県中越地震)
 2004年(平成16年)新潟県中越地震(マグニチュード6.8)は、活断層が明瞭ではないが大地震を発生させるポテンシャルを持つ地域の特徴を抽出する上で重要な地震と位置付けられ、これまでに数多くの成果が上がっている(Aoki et al.,2005、平田・他,2005、Hirata et al.,2005、飯尾・他,2006、A. Kato et al.,2005a,b、N. Kato et al.,2005、加藤・他、2006、Kato et al.,2006、Korenaga et al.,2005、Matsumoto et al.,2005、松本・他,2006、Okada et al.,2005a、鷺谷,2006、鷺谷・他,2005、Sakai et al.,2005、Sato and Kato,2005、佐藤・他,2006a,b、 関根・松原,2006、Shibutani et al.,2005、汐見・小原,2006、Takahashi et al.,2005、Uyeshima et al.,2005、上嶋・他、2006)。
 新潟県中越地震の震源域周辺の地下構造は、大局的には西北西に傾斜した本震震源断層の上盤側が低速度・低比抵抗(地震波の伝播速度が低速度で電気抵抗が低い)で、南東側の下盤側が高速度・高比抵抗となっており、本震はまさしくこの構造境界で発生した(東京大学地震研究所[課題番号:1404]、東北大学[課題番号:1202])。大きな余震の断層面に沿っても地震波速度が変化しており、また異方性構造も速度構造と相関して変化しているように見える(東北大学[課題番号:1202])。
 余震の発震機構解を多数調べたところ、全体としてはP軸が西北西から東南東方向を向くが断層の端では主軸の方位がばらついている(弘前大学[課題番号:1102])。特に本震震源付近を境にして主応力軸が大きく変化しており(図22)(東京大学地震研究所[課題番号:1404]、Kato et al.,2006)、さらに速度構造や地震波散乱体分布(防災科学技術研究所[課題番号:3001]、東北大学[課題番号:1204])も北と南で大きく異なっているように見える。
 新潟県中越地震の本震と余震域中央部で起った大きな余震は、破壊が深部から始まっているが、余震域北端と南端付近で発生した大きな余震は浅部から破壊が始まった(京都大学防災研究所[課題番号:1803])。一方、下部地殻の深さ20キロメートル付近に見られる地震波反射面は本震が発生した辺りで浅くなっている(九州大学[課題番号:2102])。
 以上のことから、新潟県中越地震の震源域は大局的には西北西に傾斜した大きな断層が動いたが、構造が複雑なために多くの余震を伴い、また特に構造が大きく変化している場所では応力・歪が集中しやすいために、そこが本震の破壊開始点となった可能性が高いと考えられる。この震源域の南側の六日町断層で反射法地震探査が行われ、魚沼丘陵東端部の変動地形学的に推定されていた位置に、西北西傾斜の断層の存在が確認された(東京大学地震研究所[課題番号:1404])。GPS観測から、この地震の余効変動源は浅部に存在している可能性が高い(名古屋大学[課題番号:1703])が、これについては深部から浅部に向けて破壊が伝播し、浅部の堆積層に入って地震性滑りが大きく減速したために、その後、余効変動として歪を解消したという可能性が考えられる。

(歪集中帯と跡津川合同観測)
 第2次新計画においては、歪集中帯の解明が大きな課題として挙げられており、この問題に取り組むために新潟−神戸歪集中帯内の跡津川断層で合同観測が実施されている。
 新潟−神戸歪集中帯の大局的な構造を推定するために行われた広域トモグラフィの結果では、東北地方と同様に、沈み込む太平洋プレートに平行な地震波低速度域がマントルに認められる。新潟−神戸歪集中帯においては、糸魚川−静岡構造線(糸静線)よりも東側では上部地殻、西側では下部地殻に顕著な低速度異常が認められる(図3)(東北大学[課題番号:1202])。 糸静線の西側の跡津川断層では、合同観測によって詳細な地震波速度構造と比抵抗構造が得られた。跡津川断層に直交する断面における浅部構造は地震波速度と比抵抗に正の相関があり、断層近傍は基本的に高速度・高比抵抗となっている(東京大学地震研究所[課題番号:1404]、京都大学防災研究所[課題番号:1803]、大志万・他,2005)。一方、断層に沿った断面では、断層のやや東部の地震活動の低い領域で高比抵抗となっている。地震波速度は、断層東端(立山火山付近)や西端(白山火山付近)では極めて低速度となっているものの、大局的には西部が高速度、東部から中央部がそれに比べて低速度となっている(図23)。
 地震活動を見ると、東端(立山付近)と西端(白山付近)では地震の深さが非常に浅く、また断層沿いの地震は跡津川断層よりもむしろ茂住-祐延断層に対応しているように見える(京都大学防災研究所[課題番号:1803]、上野・他,2005、和田・他,2005)。断層東部では、浅部に地震活動が見られず、地震発生域の下限が深くなっている。この領域における微小地震の発震機構解やS波異方性の解析から、断層付近の応力場は深くなるにつれて逆断層型から横ずれ型に変化し、また最大圧縮軸の方向は断層から離れたところでは断層に対して高角であるが断層に近づくにつれて45度に近くなることが分かった(産業技術総合研究所[課題番号:5001]、Mizuno et al.,2005)。
 定常的な滑りが起きている可能性が指摘されていた断層東部は次のような特徴がある。浅部では高速度・高比抵抗となっている。地震発生域の下限が深く、その直下でのS波速度構造が周囲より遅く、またVpスラッシュVsが大きくなっている。地震発生域直下では地震波反射面も認められ、また電気比抵抗も小さくなっている(京都大学防災研究所[課題番号:1803])。GPS観測によれば、断層西部では定常的な滑りが発生している可能性が残されているが、断層東部ではむしろ断層が固着しているように見える(東京大学地震研究所[課題番号:1404]、名古屋大学[課題番号:1703])。これらのことから、断層東部では、深さ15キロメートル程度までの地震発生域が固着していて、それより深部が定常的に滑っているというモデル(産業技術総合研究所[課題番号:5001])が最も可能性が高いと考えられる。
 一方、断層東部の断層ガウジ(断層帯内の細流破砕物)を用いて、深さ7キロメートル程度に相当する高温・高圧下での摩擦実験も行われた(防災科学技術研究所[課題番号:3003])。この結果によれば、温度・圧力が増加するにつれて摩擦強度が大きくなっており、断層のごく浅部については、定常的な滑りが生じる可能性は残されている。

(地殻応力と歪)
 GPS観測網が整備されたことにより、日本列島の歪速度場が詳細に明らかになり、それによってプレート間の固着状況や地震時の滑り量分布等が調べられるようになった。しかし、地震発生前の歪変化は極めて小さいと考えられるため、これをとらえるためにはGPSよりも高感度でかつ長期にわたって安定な歪センサーが必要となる。また、GPS等で推定できるのは歪そのものではなくて歪の増分量にすぎず、仮に歪が推定できたとしても、それは弾性歪とは限らない。地震発生場を理解するためには、応力の分布を推定する事が極めて重要である。
 東北地方における掘削コア試料を用いて応力測定を行ったところ(図24)(東北大学[課題番号:1202])、水平最大圧縮応力の方向は大局的にはプレートの相対運動の方向や長期的な歪の短縮方向と一致するものの、脊梁付近についてはこれらの傾向とは斜交し、応力場が乱されている可能性もあることが分かった。
 上記のようにコア試料や掘削孔の変形等を調べることによって地殻応力の推定はある程度可能であるが、応力の時間変化を知ることは難しい。応力場が変化すると岩石の電磁気学的な特性が変化することが実験から知られているため、応力の変化に伴って電磁気学的な変化が観測されることが期待される。このような観点から、伊豆半島北東部において全磁力の観測が続けられている。平成17年度における全磁力観測データは停滞したままであり、この期間に群発地震活動はなく、したがって当初掲げた「群発活動が活発な時期に全磁力が変化する」という仮説とは今のところ矛盾していないデータが取得されていることになる(東京工業大学[課題番号:1603])。

(2005年福岡県西方沖の地震)
 2005年(平成17年)3月20日に福岡県西方沖においてマグニチュード7.0の地震が発生した。合同観測により、この地震について以下の知見が得られた(東京大学地震研究所[課題番号:1403]、九州大学[課題番号:2102]、Matsumoto et al.,2006、Uehira et al., in press)。この地震の余震は西北西から東南東の走向のほぼ鉛直な面状に分布するが、断層両端では北西から南東の走向となっている(図4)。この地震の余効滑りは主として浅部で生じた。推定された地震波速度構造を見ると、全体的には断層が低速度の領域に対応しており、破壊の開始点で低速度、滑りの大きかったところと破壊の終端で高速度となっている。余震の波形の解析によれば、破壊開始点直下や地震断層南西部延長から強い反射波が見られ、また最大余震周辺では応力降下量の大きな余震が発生している。

(断層周辺の微細構造)
 1995年(平成7年)兵庫県南部地震(マグニチュード7.3)を発生させた野島断層において、断層の回復過程を調べるために注水実験を始めとする各種実験観測が行われている(京都大学防災研究所[課題番号:1804])。観測を開始した1997年からのデータを解析した結果、時間とともに断層強度が回復する過程を示唆する結果が得られた。また、断層帯内を伝わってくる波(トラップ波)の解析から、野島断層破砕帯の幅は北東側が狭く、南西側が広いことが推定された。
 兵庫県南部地震と1891年(明治24年)濃尾地震(マグニチュード8.0)を例にして、地震時の断層滑り過程を再現する数値実験を行った結果、断層周辺の応力分布が、破壊伝播方向や分岐断層への滑りの伝播に大きな影響を与えることが分かった(防災科学技術研究所[課題番号:3003])。このことは、断層周辺において応力を計測し、また断層の強度及び構造を調べることによって、地震発生時の断層面の滑り分布を予測できる可能性を示している。
 日奈久断層周辺での4年間(2000年〜2003年)にわたるGPS繰り返し観測のデータを解析した結果、この断層の上部地殻は、ほぼ固着している可能性が高いことが分かった(九州大学[課題番号:2102])。また、2003年度(平成15年度)に行われた合同探査実験や臨時観測網、狭い範囲に配置した多数の地震計(地震計アレイ)のデータを解析することにより、この周辺の地殻中深部の深さ20キロメートル程度に明瞭な地震波反射面が存在することが明らかになった。

ウ. 地震発生直前の物理・化学過程
   地震発生直前においては不可逆的な物理・化学過程が存在していると考えられているが、その実体はまだよく分かっていない。第1次新計画において摩擦構成則に基づくシミュレーションにより大地震前に生成する破壊核の挙動の理解は進んだが、その破壊核を近代的観測で直接とらえた例は無く、いくつか報告されている事例はあくまでも傍証にすぎない。また、流体の存在は地震発生に深く関わっていると考えられるが、間隙水圧の上昇が地震発生を促すという事例は人工的な誘発地震では知られているものの、通常の地震発生前の間隙水圧変化や流体の挙動に関する直接的証拠は得られていない。さらに、地震発生直前に電磁気学的異常が生じるとの報告もあるが、それらの現象と地震発生との関連の検討はまだ十分ではなく、また、その現象を説明する説得力のあるモデルはまだ構築されていない。
 このような背景のもと、地震学的直前過程、流体の挙動と地震発生の関係、及び電磁気学的時間変化と地震発生の関係に注目して、研究が実施された。

(電磁気的変化と地殻内流体)
 VHF帯の散乱波が地震発生前に変化するという可能性を検討するための観測が北海道で平成14年12月から始められており、平成17年度は根室市落石に新しい観測点を設置した(北海道大学[課題番号:1006])。また、散乱源を特定するために、64MHz(メガヘルツ)帯の発信器を北海道東部の3か所に設置した。平成17年度中は北海道の東部や東方沖の地震活動が極めて低く、根室の半径150キロメートル以内では、100キロメートルより浅いマグニチュード5以上の地震は起こらなかったが、近地で発生したマグニチュード4の地震のいくつかについては、地震前に散乱波を観測することができた。64MHz(メガヘルツ)帯の散乱波もとらえられたので、今後データが蓄積されれば、散乱体の位置が詳しく調べられると期待される。
 東海地方・伊豆地方においてプロトン磁力計による観測を行っているが、2000年頃と2004年頃に変化が見られる(東京大学地震研究所[課題番号:1405]、気象庁[課題番号:7002])。東海地域で観測されているゆっくり滑りと関連している可能性があるが、地殻内の磁化の不均質による局所的な地磁気の空間分布と、地殻活動とは直接関係しない広域的な地磁気永年変化との合成によって、見かけ上生じ得る可能性もある(東京大学地震研究所[課題番号:1405])。伊豆半島東部の磁力観測点近傍において自然電位の測定をしたところ、標高が高いほど高電位になっていることが分かった。これは地形効果から期待される電位差とは逆であり、広域にわたって熱水対流系が存在していることを示唆している(気象庁[課題番号:7002])。
 長野県西部地域における10kHz(キロヘルツ)の高速サンプリングデータを基に、1ミリ秒の時間分解能で初動を読み取り、これにDD(二重時間差)トモグラフィの手法を適用して構造を推定したところ、地震活動が高い領域に囲まれている領域が局所的に低速度となっていることが明らかになった(防災科学技術研究所[課題番号:3004])。

(震源核形成過程の半制御実験による解明)
 南アフリカの金鉱山ではこれまでに地震・歪観測を実施しており、採掘に伴って小規模な地震が発生することが知られている。採掘計画を検討することにより、次の地震の発生位置と時期がある程度予測可能なため、地震発生を待ち構えて近傍で観測することができる。その意味で「半制御実験」と呼ばれている(京都大学防災研究所[課題番号:1805])。
 これまでに地震に伴う歪ステップには、先行する歪変化が確認されていなかったが、本年度には、ゆっくりとした歪ステップの前に前駆的な歪変化が発見された(図25)。これらは地震としては検知されていないことから、小さなゆっくり滑りの前駆的な滑りをとらえた可能性が考えられる。
 また、マグニチュード1程度(震源断層サイズにして20メートル程度)の小さな地震も、大きな自然地震程度に高速破壊であり、このような小地震の破壊過程といえども大地震と同じように複雑であることも示唆された(Yamada et al.,2005)。さらに、地震波形解析に基づいて、南アフリカ金鉱山の地震発生監視に用いられている岩盤応力変化推定手法を日本の群発地震に適用したところ、規模の大きな地震に先立ち応力の低下が示唆される結果が得られた(Kawakata,2006)。

エ. 地震発生サイクル
   第2次新計画では、アスペリティモデルを更に進展させ、地震発生サイクルの実体の解明と、そのサイクルの揺らぎを生じる原因を解明するために、「地震発生サイクル」という本小項目を新たに設けている。現在の地震発生サイクルの研究は、近代的地震観測データと数値シミュレーションに基づく物理学的モデルを用いる研究と、過去の地震発生の履歴に基づく統計学的モデルを用いる研究の二つに大別される。この2種類のモデルを統合し、より高度で定量的な大地震発生時期の予測モデルを構築することが本小項目の目標である。
 通常考えられている地震発生サイクルよりももっと長いサイクル(サイクルを超えたサイクル)で、大規模な地震が発生している可能性が以前から指摘されていたが、2004年(平成16年)インドネシア・スマトラ島沖大地震(マグニチュード9.0:米国地質調査所)は、そのような地震が実際に発生し得ることを明確に示した。これにより、平成17年度にはサイクルを超えたサイクルの解明を中心として、以下の研究が実施された。

(サイクルを超えたサイクル)
 将来の根室半島沖地震を予測するために、1894年(明治27年)に発生した根室沖の地震と1973年(昭和48年)根室半島沖地震(マグニチュード7.4)について、津波データの解析を行った(図26)(北海道大学[課題番号:1007])。その結果、1894年の地震は1973年より大きく、かつプレート境界深部にまで断層面が存在している可能性が高いことが分かった。2003年十勝沖地震が1952年十勝沖地震より小さく、厚岸沖のプレート境界が破壊されなかったことを考えると、将来発生すると考えられる根室沖の地震は1894年の様な震源域の大きな地震になる可能性があると考えられる。
 大分県佐伯市米水津村間越の龍神池において、南海地震履歴解明のためコア試料を採取して解析を行ったところ、宝永地震のような大津波を発生させた地震が、過去3,500年間において約500年間隔で発生していたことを示唆する結果が得られた(東京大学地震研究所[課題番号:1406])。海外においても、1960年のチリ地震が300〜400年間隔で発生する余効変動を伴う巨大地震の一つであることが明らかになった(産業技術総合研究所[課題番号:5003]、Cisternas et al.,2005)。三陸海岸の大槌湾の北側に隣接する吉里吉里湿地の泥炭層中の津波砂層を調べたところ、2,000〜5,000年前の期間に約500年間隔で大規模な津波が生じていて、また海岸が時々隆起していたことが明らかになった(東京大学地震研究所[課題番号:1406])。常磐海岸北部においても3枚の津波堆積物と思われる砂層を発見し、地震発生時またはその直後に海岸が隆起したことを示す証拠が得られた(東京大学地震研究所[課題番号:1406])。これらの結果は、津波を伴う地震ないしその余効変動によって海岸が急激に隆起した事を示唆している。
 このような海岸の隆起が生じるためには、プレート境界深部が滑らないと説明が困難である。実際、2003年十勝沖地震の後、地震発生域よりも深部でも余効滑りが生じたことが明らかになっており(東北大学[課題番号:1201]、油井,2005)、また東北地方においても地震発生域よりも深部にまで、プレート境界の滑り欠損域が広がっていた(Suwa et al.,2006)。このように、大規模な地震の後に深部で大きな余効滑りを生じる可能性は高いと考えられる。

(活断層系のセグメンテーション)
 糸静線活断層系の松本市付近について詳細地形判読とトレンチ調査を行い、新規の横ずれ変位地形を検出した。その結果、従来定義されていた牛伏寺断層が北へ更に約15キロメートル延びることが分かった。また、海外の事例研究として、トルコ北アナトリア断層系1943〜1944年地震断層及び中国富薀断層系1931年地震断層において、地震断層の地表変位計測を詳細に実施し、微細なセグメント構造を解明した(産業技術総合研究所[課題番号:5002]、Kondo et al.,2005)。

(地震活動と応力の関係)
 多重応力変化と速度状態依存摩擦構成則を考慮した応力−地震活動反応特性を用いた地震活動の時空間モデルの最適化手法を南カリフォルニアに適用して、1980年以降の地震活動が再現可能であることを示した(Toda et al.,2005)。また、その逆過程解析手法を東海地域の微小地震発生に当てはめ、1980年代のゆっくり滑りを微小地震活動から明らかにするとともに、プレート境界での深部応力変化の推定に有効であることを示した(産業技術総合研究所[課題番号:5002]、Toda and Matsumura,2005)。

課題と展望
  (プレート境界域における歪・応力集中機構)
 平成17年度の研究によって、第1次新計画以降提唱されてきたアスペリティモデルの正しさを裏付ける結果が多数得られている。宮城県沖の地震についても、単純な一つのアスペリティの繰り返し破壊ではなく、1978年の地震で破壊された複数のアスペリティが、1930年代には数年おきに一つずつ壊れた可能性が出てきた。この結果、一見複雑に見えた宮城県沖の地震も、複数のアスペリティが、あるときは単独で、あるときは複合して破壊されるという上記のアスペリティモデルで解釈可能となる。
 一方で、1938年(昭和13年)福島県東方沖地震(マグニチュード7.5)のように、1サイクル前の地震が見当たらず、単純なアスペリティモデルでは説明困難な地震が未だに存在する。しかし、後述のように、サイクルを超えたサイクルが存在し、複数のアスペリティが同時に壊れる巨大地震が時には発生することが明らかになった以上、それより小さなスケールの地震発生も想定できる可能性がある。つまり、マグニチュード8相当のアスペリティが時に複合破壊してマグニチュード9の地震を生じ得るのであれば、マグニチュード6相当のアスペリティが時に複合破壊してマグニチュード7の地震を起こすのかもしれない。観測事例を積み上げ、またシミュレーションも併用することにより、アスペリティの複合破壊時に何が生じているのかが明らかになれば、アスペリティモデルは更に高度化できると期待される。
 また、平成16年度に引き続き、地震波速度構造と地震時滑り域に相関が見えてきたのも、大きな成果である。このことはアスペリティや地震時滑り域が、速度構造から推定できることを示唆しており、これが確立されれば、過去の活動履歴がよく知られていない地域においても地震発生ポテンシャル評価が可能となるため、今後も、地震波速度構造の解析は極めて重要である。
 地震発生の時期を推定するためには、アスペリティを取り囲む領域におけるゆっくりとした滑りをモニターすることが重要である。相似地震からこのゆっくりとした滑りを推定する場合には、同一の小アスペリティにおける相似地震発生の時間間隔が狭いほど、その周辺での滑りの速度が大きいということを仮定している。しかし、同一のアスペリティでの地震の発生間隔が狭くなりすぎると、地震波の卓越周期が伸びて相似地震と同定されなくなる危険性がシミュレーション結果から指摘されている。実際、ゆっくりとした滑りについてGPSと相似地震から推定された結果は、概ね一致するものの、詳細に見ると異なっている場合があるため、シミュレーションで得られたようなことが実際に生じているのかを観測から確かめる必要がある。ただし、比較する相手のGPSによる推定結果も、海溝近くになると精度が悪くなる。今後は、海底地殻変動のデータも蓄積されるため、それも参考にしながら、相似地震のマグニチュードと滑り量の関係則を確立していくことが重要である。

(内陸地震発生域の不均質構造と歪・応力集中機構)
 比抵抗と速度構造の両方の分解能が向上し、また震源決定精度も向上したことにより、三者の相関が認められる事例が増えてきた。これにGPS観測から推定される歪速度と、発震機構解や異方性構造から推定される応力分布と併せて、跡津川断層等、いくつかの断層については深部モデルを構築するための情報が揃いつつある。今後はデータ解析とモデル構築を同時に進めて、モデルから期待される現象が観測で見られるかどうか、常に検証しながら研究を進めていくことが効果的であると考えられる。
 地震発生場の理解のためには、媒質の性質を明らかにする必要がある。Vp、Vs、比抵抗はそれぞれ独立な情報を含んでおり、これに更に地震波減衰構造や異方性構造の情報が加われば、地下に存在すると想定される流体の種類や存在形態、体積について、推定の幅を狭めることができるようになると期待される。この意味で、跡津川断層や中越地震震源域における各種データの総合的解析が極めて重要である。

(地震発生直前の物理・化学過程)
 南アフリカの金鉱山での歪計の記録において、地震ではないゆっくりとした歪みステップの前に更にゆっくりとした前駆的変化が観測されたのは、特筆すべき重要な成果である。このゆっくりとした歪みステップが本当に断層面内のゆっくり滑りなのか、またそのような歪みステップを起こした領域はどのような場所なのか等について解明が進めば地震予知研究について大きな貢献となると期待される。もし、これが断層滑りによるものであることが実証されれば、ゆっくり滑りとはいえ、前駆滑りが実際に存在することが、実験室ではなく野外で確かめられたことになり、その価値は極めて大きい。
 一方、地震発生前に電磁気的な現象に変化が見られるのかどうか、また見られるとしたらどのような原理に基づくものなのかどうかはまだよく分かっていない。直前過程解明のための電磁気的観測を行っている北海道や伊豆周辺では、平成17年度は際立った活動が無かったが、電磁気的現象も特に際立った活動が見られなかったことは、これまでの仮説が否定されないことも意味している。今後データを蓄積していくことはもちろん重要であるが、原理の解明も平行して行っていく必要がある。VHF電波について、64MHz(メガヘルツ)の送信機を使って異常域を特定しようとする研究が平成17年度より始まったことは、このVHF散乱波の発生源と地震の関係を解明する上で非常に重要な意味があると考えられる。

(地震発生サイクル)
 前述のとおり、アスペリティモデルによって地震発生サイクルはある程度説明できるようになってきた。しかし、サイクルを超えたサイクルも含めた地震発生については、まだまだモデル化は充分とは言えない。地震発生域よりも深部のプレート境界で滑り欠損が生じ、時にゆっくり滑りとして解消されることを説明するモデルもいくつか提案されているが、そのような運動を支配する構成則が完全に確立しているわけではない。今後、実験や数値シミュレーションを通じて、この深部に関する構成則を構築していく必要がある。また、数百年に一度発生すると考えられる巨大地震について、その全貌を明らかにする研究が今後とも必要である。そのためには、スマトラやチリ等、海外の事例研究も極めて重要である。前述のとおり、マグニチュード8のアスペリティの複合破壊による超巨大地震のみならず、もっと小さな規模のアスペリティの複合破壊を理解するためにも、このような研究を推進する必要がある。
 また、逆にサイクルを超えたサイクルを理解する上で、もっと小規模のアスペリティの複合破壊が示唆を与える可能性がある。つまり、小アスペリティの繰り返し破壊である相似地震の震源が近接して多数ある領域の活動を丹念に調べることにより、アスペリティの複合破壊について重要な示唆が得られる可能性があるため、相似地震活動についての研究を今後更に高度化する必要がある。

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図14: 臨時海底地震観測による2004年11月29日釧路沖地震(マグニチュード7.1)の余震分布(北海道大学[課題番号:1004])。等値線は滑り量分布。



図15: 相似地震解析による2003年十勝沖地震の余効滑り(東北大学[課題番号:1203])。(a)空間分布。黄色い箇所は、余効滑りが大きい。(b)図(a)の1〜8の領域におけるGPS(青線)と相似地震(赤線)から推定された余効滑りの時間変化。



図16: 相似地震群に属する地震の発生率の空間分布(鹿児島大学[課題番号:2201])。発生率は緯度・経度方向プラスマイナス0.1度ごとにプラスマイナス0.2度の範囲で、相似地震群に属する地震数を解析対象地震数で除して求められている。円の大きさは解析対象地震の発生数、濃淡は発生率を示す。プラス印は解析に用いた地震観測点である。星印は、1926年以降に発生したマグニチュード7.0以上(太線)とマグニチュード6.5〜6.9(細線)の地震の震央である。



図17: 海底地震観測データを用いた地震波トモグラフィ解析による宮城県沖の三次元P波速度構造(東北大学[課題番号:1201])。a)プレート境界上盤側内における地震波速度の変化。鉛直断面図中の青点線に沿った面に沿ったP波速度を示した。黒点は速度構造とともに求めた震央、黄色星と赤丸はこの構造を用いて再決定した2005年8月16日の宮城県沖の地震の本震及び余震の震央。b)X-Y断面におけるP波速度の分布。白線の内側が十分な解像度で構造が求められている。赤丸は速度構造とともに求められた震源分布、黄色星と黒点が2005年の地震の本震及び余震の震源。白丸はトモグラフィ解析に用いた地震のうち相似地震に分類されたもの。



図18: 2005年8月16日に宮城県沖で発生した地震に伴う海底地殻変動(海上保安庁[課題番号:8003]、海上保安庁,2006.)。この地震の前後に、震源の近傍に設置されている海底基準点の緯度経度を正確に計測し、位置の変化を求めた。その結果、震源域近くの海底が、地震に伴って東方向に約10センチメートル移動したことが検出された。



図19: 東南海・南海地震セグメント境界で発見された不整形構造(海洋研究開発機構[課題番号:4001])。



図20: 四国東部から鳥取県西部地域下の変換波の波形解析に基づく速度不連続面の推定(京都大学防災研究所[課題番号:1802])。



図21: 北海道弟子屈地域における地質、重力異常、比抵抗構造の比較(北海道大学[課題番号:1005])。



図22: 2004年新潟県中越地震震源域の構造(東京大学地震研究所[課題番号:1404]、Kato et al.,2006)。トモグラフィによって推定されたP波速度5.5キロメートル毎秒の等速度面の深さ分布を示す。白い点線は、深さ5キロメートルの等深線。本震の位置を赤星印で、また発震機構解から推定された応力場の最大主圧縮力軸の方向を矢印で示す。



図23: 合同観測によって推定された跡津川断層に沿った鉛直断面における地震波速度構造と比抵抗構造(東京大学地震研究所[課題番号:1404]、京都大学防災研究所[課題番号:1803])。上から順にP波速度、S波速度、VpスラッシュVs、及び断層中央部の比抵抗構造を示す。



図24: 東北日本を横断する測線に沿った水平最大圧縮方向(黒塗りのシンボル)と長期の地殻歪の最大短縮方向(白抜きのシンボル)(東北大学[課題番号:1202])。破線は太平洋プレートと北米プレート間の相対運動方向。横軸は火山フロントからの距離、縦軸は北から時計回りに測った方位。黒丸は平成15年度から今年度までの研究で推定した方位。黒菱形は山本・他(2004)により推定された方位。黒三角はその他の文献から採取したデータ。



図25: 南アフリカ金鉱山の24bit(ビット)25Hz(ヘルツ)連続観測データの精査で得られた様々なタイプの歪ステップ(京都大学防災研究所[課題番号:1805])。(a)通常の地震ステップ。ステップが速いためスパイク状のステップ応答が記録されている。(b)ステップ応答が非常に小さく遅いステップと思われる例。(c)とりわけ遅く、ステップの1/3に及ぶ顕著な前駆変化が観測された例。(d)とりわけ遅いステップの別の例。



図26: 1894年の根室沖の地震と1973年根室半島沖地震の津波の比較(北海道大学[課題番号:1007])。(上)1973年及び1894年根室沖地震の断層モデルをプレート境界面の等値線図の上に投影。色付の箱型は佐竹・他(2005)が推定した1952年十勝沖地震の滑り量分布を示す。(下)1973年及び1894年根室沖地震で発生した津波の鮎川での観測波形と計算波形の比較


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