2（1）日本列島及び周辺域の長期・広域の地震・火山現象

「日本列島及び周辺域の長期・広域の地震・火山現象」計画推進部会長　松澤　暢
（東北大学大学院理学研究科）
「日本列島及び周辺域の長期・広域の地震・火山現象」計画推進部会員　加藤愛太郎
（東京大学地震研究所）

　地震・火山現象に関する予測システムを構築するためには、まず何よりも枠組みを明確にしなければならない。日本で地震や火山噴火が発生するのは、日本列島がプレート沈み込み帯に位置しているためであるが、プレート沈み込みによって地震・火山噴火が生じる機構は完全には解明されていない。その基本的な仕組みを解明し、長期的に見たときに日本列島はどのような場にあるのかを明らかにすることが、本研究計画の目標である。
　具体的には、日本列島及びその周辺域で、長期的なプレート運動とそれに伴う応力場を明らかにし、上部マントルにおける水の供給・輸送過程とマグマの生成・上昇機構を明らかにして、これらの流体と地震発生との関係を解明することが重要である。このためには、マグマ等の地殻流体の分布を含む広域の地殻・上部マントル構造を明らかにし、また、地震活動と火山活動の相互作用に関する研究を推進する必要がある。さらに、地震現象の予測精度向上に不可欠な地震発生サイクルに関する理解を深めるために、アスペリティやセグメントの破壊様式についての過去の活動履歴を明らかにすると同時に、長期的な内陸の地殻歪の時空間分布を解明する必要がある。
　このような観点から、本研究計画においては、下記の5項目について観測研究が実施されている。

ア.列島及び周辺域のプレート運動、広域応力場
イ.上部マントルのマグマの発生場
ウ.広域の地殻構造と地殻流体の分布
エ.地震活動と火山活動の相互作用
オ.地震発生サイクルと長期地殻ひずみ

　以下では、これらの項目順に従って、平成21年度（2009年度）の成果の概略について述べる。

ア.列島及び周辺域のプレート運動、広域応力場

　本研究項目では、VLBI（国土地理院［課題番号：6013］）、SLR（海上保安庁［課題番号：8005］）、GPS（東京大学地震研究所［課題番号：1410］）といった宇宙技術を用いた広域のプレート運動の実測と、地震のメカニズム解を用いた広域の応力場（高知大学［課題番号：2102］）についての観測研究を実施した。
　VLBIとGPS観測データと統合処理して東アジアから西太平洋に至る地域の変位速度場を算出した結果を図1に示す（東京大学地震研究所［課題番号：1410］）。この際、ユーラシア大陸内の比較的安定と考えられる地域のVLBI、GPS観測点を用いてユーラシアプレートを定義し、この運動を差し引くことでユーラシア安定地塊に対する変位速度場を求めている。しかしながら、こうすることによって、アムールプレート内部の変位速度場は予想とは逆に西向きの変位速度を持ち、日本列島に対する速度場は従来得られてきたものとは一致しない。今後さらに詳細な解析を実施し、より信頼性の高いこの地域の変位速度場、プレート変位速度を得ていく必要がある。
　応力場については、四国～山陽地方において1996年以降の微小地震のP波極性の検測データを用いてメカニズム解決定と応力逆解析を行った。その結果を図2に示す（高知大学［課題番号：2102］）。四国の中央構造線以南（図2‐1）の応力場はほぼ構造線に沿った方向の圧縮であるが、中央構造線付近から瀬戸内海には構造線に斜交する主応力軸をもつ応力場（図2‐2）が見られる。一方、瀬戸内海北部以北には再び東西圧縮の応力場が現れる。これらの結果から、中央構造線付近の応力場は幅数十km以内の剪断帯を形成しており、この剪断帯は中央構造線よりも北側に広く分布していると考えられる。燧灘の東部は横ずれ型の応力場が求められたが、燧灘西部や高縄半島では正断層型の伸張場も見られており、応力場も複雑となっている。ただし燧灘付近の地震のメカニズム解は直上の定常地震観測点が少ないため、メカニズム解を十分に精度良く求められていない事が予想される。今後、蓄積されつつある野外観測点のデータを加えて、メカニズム解分布、応力場逆解析の精度を高めていく予定である。

イ.上部マントルのマグマの発生場

　沈み込み帯の地震・火山活動を理解するためには、島弧の発達過程を明らかにすることが重要となる。特に島弧がどのようにして大陸地殻に成熟していくのか、その問題を解く鍵として、伊豆弧（北緯30度～35度）に噴出する第四紀の流紋岩マグマの成因に関する新しい仮説を提出した。この地域には、地殻起源の二種類の流紋岩マグマが存在していると考えられる。海底カルデラから噴出する流紋岩マグマは伊豆弧の漸新世の古い中部地殻を溶かして生じたものであり、火山島から噴出する流紋岩は中新世以降の新しい地殻起源のマグマである（海洋研究開発機構［課題番号：4002］、Tamuraetal.,2009、Tamuraetal.,2010）。また、伊豆弧本州弧衝突帯における中新世以降の深成岩（丹沢岩体・甲府岩体）は、伊豆弧の古い（始新世・漸新世の）中部地殻が沈み込みにより部分融解してプレートから剥離し、地表に出現したものであると考えられる（海洋研究開発機構［課題番号：4002］、Tanietal.,2010）。
　一方、東北日本弧では沈み込む太平洋スラブの上側に、スラブとほぼ平行に傾斜した低速度層が存在する。これは、沈み込んだスラブから供給された水によって高温のマントル物質が部分溶融して火山フロント直下まで供給されている様子をとらえていると考えられている。しかし、この傾斜した低速度層の下限がどの深さまで到達しているのかは未解決の問題であった。今回、sP変換波を用いて日本海下の地震を高精度に決定し、これらの地震からの波線を用いてトモグラフィを行うことにより、日本海下の深部構造まで明らかにすることに成功した（東北大学［課題番号：1203］、Huangetal.,2010）。その結果（図3）、傾いた低速度域は日本海の下まで達しており、マグマ発生に関与する高温域あるいは水を含んだ領域が少なくとも深さ120km以深から存在していることが示された。
　日本列島全体を覆うスケールでのスラブ由来流体の量、性質の空間変化を追う目的で、岩石学的・地球化学的データに関する文献調査とデータ解析を行った結果、5つの島弧（千島、東北、中部、伊豆‐小笠原、琉球）によってスラブ由来流体の量と組成が異なることが分かった（図4；東京大学理学系研究科［課題番号：1501］、NakamuraandIwamori,2009）。この原因は、それぞれの弧におけるスラブの沈み込み角度・速度とスラブの年齢といったテクトニックセッティングの違いに起因すると考えられる。また、弧ごとにマントルウエッジの組成が系統的に異なり、東北日本と琉球弧の下ではインディアンMORBソース的マントル（Indian‐typeマントル）が卓越し、ユーラシア大陸下から沈み込みの反流としてIndian‐typeマントルが太平洋側に張り出している可能性が考えられる。

ウ.広域の地殻構造と地殻流体の分布

　地震学的構造が詳しく調べられている関東地方において、温度検層データに基づいて地殻熱流量の空間分布を推定した。その結果、北緯36度線付近を境に、北側は50mW／m2以上、南側では30～40mW／m2と低熱流量であることが明らかになった。この地殻熱流量を入力データとして、一次元熱伝導方程式に基づく温度構造の推定を試みた。具体的には、放射発熱量とその層厚、および熱伝導率を仮定して、それぞれの地点ごとに温度の深さ分布を推定した（図5；防災科学技術研究所［課題番号：3009］）。その結果、深さ30kmにおいても350度以下の領域が関東一円に存在することがわかった。さらに、この深さで250度の等温線とフィリピン海プレート（PHS）上面の深さがほぼ一致しており、フィリピン海プレートの沈み込みによって陸側プレートが冷却されていることを強く示唆する。実際、関東では陸のモホ近傍でも地震が発生しているが、これは、フィリピン海プレートによって陸側のプレートが冷却され、モホ近傍でも脆性的性質が失われていないためと解釈できる。
　地震波速度不均質のスペクトルを推定するインバージョン解析手法に微小地震のS波データを適用して、東北地方におけるランダムな速度不均質のスペクトルの地域性を明らかにした（東北大学［課題番号：1204］、Takahashietal.,2009）。得られた結果は、第四紀火山の下では特に散乱が強いことを示す（図6）。さらに、不均質構造における多重等方散乱を仮定して直達波のエネルギーとコーダ波部分のエネルギーとの分配比から散乱減衰と内部減衰を定量的に求める方法であるMLTWA（MultipleLapseTimeWindowAnalysis）法をHi‐netで記録された浅い近地地震のS波に適用して、日本全国の散乱減衰と内部減衰の分布図を作成した（図7；東北大学［課題番号：1204］、CarcoleandSato,2010）。得られた結果では、糸魚川‐静岡構造線を境にして東日本と西日本の構造が大きく異なることが明瞭に示されている。
　この大きな構造境界である糸魚川‐静岡構造線について、「糸魚川‐静岡構造線断層帯における重点的な調査観測」による観測点と既存の観測点の記録による地震波速度構造解析を行い、従来にない高解像度の速度構造モデルを推定することができた（図8；防災科学技術研究所［課題番号：3009］）。大局的には深さ数km～十数kmにおける断層帯に沿った低速度異常域が顕著であり、より詳細には低速度異常の程度に地域性が認められ、それらは断層セグメンテーションに関係している可能性がある。下部地殻においては、諏訪湖を中心として南北に広く分布する低速度域がみられ、断層帯北部では断層帯の東側に、南部では西側にそれぞれ位置する。このような低速度域が地殻深部の流体分布に起因するならば、それによる強度の低下を通じてその直上に位置する断層の形成にも影響を及ぼしている可能性がある。
　断層周辺の構造を詳しく調べた例として長野県西部地域における高密度の地震観測網によるP波トモグラフィ結果がある（図9；京都大学防災研究所［課題番号：1806］）。大局的に見て、地震は高速度域で発生している傾向が見られる。詳細に見ると、図9（e）、（i）、（j）のように、震源は高速度域の中の局所的な低速度に沿って分布していることが分かる。例えば図中C1で示す地震分布に沿って小さなスケールの低速度異常が見られる。これらのことから、長野県西部地域における地震波速度構造と地震活動との関係は、ひとつの可能性として以下のように解釈される。大規模な低速度域は水の通路となっており、そこでは間隙水圧は高くないが、高速度域の中の局所的に間隙水圧の高くなった場所、あるいはその極近傍で地震が引き起こされていると考えられる。
　このような水の存在を検出するうえで、地震波速度構造のみならず電気比抵抗構造の推定が重要である。このような観点から秋田県（秋田大学［課題番号：1301］）、蔵王火山周辺（東京工業大学［課題番号：1601］）、跡津川断層域（東京大学地震研究所［課題番号：1411］）、和歌山地域（東京大学地震研究所［課題番号：1412］）、鳥取県中西部域（鳥取大学［課題番号：2001］）等で広帯域MT観測やそのデータ解析が行われた。
　跡津川断層域では広帯域MT観測による比抵抗推定が行われていた（Yoshimuraetal.,2009）が、このデータとネットワークMT観測データとのジョイントインバージョンにより、当該地域の表層から上部マントルに至る比抵抗構造が推定された（東京大学地震研究所［課題番号：1411］）。その結果、新潟‐神戸歪集中帯中軸部の3つの主要な断層（牛首断層、跡津川断層、高山・大原断層帯）深部延長の下部地殻に、上下方向に細長い形状を呈した低比抵抗域の存在が明らかとなった（図10）。静水平衡状態では間隙水は粒界に孤立して存在しやすいため、新潟‐神戸歪集中域の主要3断層下の下部地殻に局在する低比抵抗域を説明するためには、透水性の高い剪断帯が発達していると考えるのが合理的である。また、上部マントルでは、北側（牛首断層‐跡津川断層下）でやや高比抵抗、南側（高山・大原断層帯下）で低比抵抗となるコントラストを示す。NakajimaandHasegawa（2007）による上部マントルの地震波速度構造によると、沈み込むフィリピン海スラブ上部に低速度層が深さ100km（南側：高山・大原断層帯下）から200km（北側：富山平野下）にかけて検出されている。この低速度層は、上記の上部マントルで見られた比抵抗コントラストの描像と調和的である。
　秋田県南部の北緯39度15分付近で広帯域MT観測を実施した。この解析結果に加えて、過去に得られた秋田県内の東西測線の結果もあわせて図11に示す（秋田大学［課題番号：1301］）。lineC、lineD、line09に見られる高比抵抗ブロックの位置は、重力測定によるブーゲー異常が高い部分と一致しており、これらの地殻中部で見られる高比抵抗ブロックは隙間の少ない比較的固い基盤岩に対応すると考えられる。一方、図11のどの断面においてもモホ面の存在する地下30km付近が低比抵抗を示しており、この領域は部分溶融帯に対応する可能性が挙げられる。この地域でも、また蔵王周辺（東京工業大学［課題番号：1601］）でも、地震活動は高比抵抗域ないし、高比抵抗と低比抵抗との境界で発生している。鳥取県でもこれまで同様の傾向が見られており、今年度行った東経133度45分付近の構造の予察的な解析結果（図12；鳥取大学［課題番号：2001］）でも、同様の傾向が見て取れるものの、その傾向は必ずしも明瞭ではないため、今後、より詳細な解析が必要である。

エ.地震活動と火山活動の相互作用

　伊豆半島や伊豆諸島の位置するフィリピン海プレート北縁において、マグマの貫入が引き起こす地震活動を定量的に評価するためには、マグマ貫入深度を支配する火山体下の地殻構造と詳細な震源分布を知ることが重要である。それに基づきマグマ貫入過程を詳細に解明することにより、地震活動と火山活動を統一的に理解できるようになると期待される。今年度はこの地域で発生している地震活動とマグマ貫入現象を理解するために、図13に示したような人工地震を用いた構造探査実験を実施するとともに、2009年12月に発生した伊豆半島東方沖群発地震の活動を、過去の活動と比較することにより、この地域のマグマ蓄積過程の解明を目指した研究に着手した（東京大学地震研究所［課題番号：1413］）。
　伊豆半島東方沖で発生する群発地震の大部分は貫入するマグマの先端で発生し、震源の移動がマグマの移動を描出していることが明らかにされている。マグマ移動のメカニズムや、マグマ蓄積に関する物理量の推定が定量的に行われ、群発地震活動は、主活動が深さ3～7kmの浅い活動と、7～10kmの深い活動に大別でき、それらは異なる密度のマグマがそれぞれの浮力中立で停留したと考えられる。1990年代の群発地震は浅い活動が多かったのに対して、2000年以降は今回を除いて全て深い活動であり、今回は1998年以降11年ぶりの浅い活動であった。今回の活動を除き、これまで全ての群発地震活動の震源は、鉛直から約20度南側へ傾斜した面上に並んでおり、これは周辺応力の作る最小主応力の方向に垂直な面にマグマが貫入してきたことを示している。また、マグマ中立深度とダイク内の過剰圧には系統的な相関が存在しており、これはマグマ先端での破壊条件が、ダイクの広がりを制御していることを示している。
　今回の群発地震活動はa）震源が深さ8kmから6kmに上昇する活動、b）深さ6kmから浮力中立深度と思われる4.5kmまで上昇する活動、c）浮力中立点周りに広がる活動の3つの活動に明瞭に分類できる。これまでの活動ではa）とb）に明瞭な区分はなかった。更に、深さ8kmから6kmに上昇する地震活動は、これまでと同様に鉛直から約20度傾斜した面上に分布する。しかし、それ以浅の地震活動はほぼ垂直な面上に分布し、これまでの活動とは異なった面上に地震は発生した（図14）。a）とb）との境界は、これまでの活動における深い活動と浅い活動の境界に一致する。今回の群発地震活動は、深いマグマ蓄積領域と浅いマグマ蓄積領域の境界で、これまでと異なり、マグマが浅部で新たな面を形成して、そこに貫入した現象であると推定される。今回のマグマの貫入量は3～5メガ立米と推定され、1998年の活動（約30メガ立米）、2006年4月の活動（約20メガ立米）に比べて貫入量は少ない小規模なマグマ貫入現象であった。しかし、群発地震発生域から十分離れた気象庁鎌田観測点で検知された地震回数は有意に多く、この高い活動度はマグマが新たな面を形成して貫入したためと考えられる。この現象は、マグマ蓄積範囲が拡大してマグマ溜りが拡張を始める過程を示しており、より大きなマグマ溜りへの成長過程のスナップショットを見せているとも考えられる。
　一方、フィリピン海プレートは九州地域に沈み込み、日向灘において20～30年間隔で大地震を繰り返し発生させている。隣接する南九州には、桜島などの爆発的火山があり、これらの地震活動と火山活動の間の相互作用は大きいと考えられる。このような観点から日向灘の地震活動と南九州の火山活動に関連する応力伝播・物質移動過程のモデル化を目指した観測研究が実施された（京都大学防災研究所［課題番号：1805］）。
　桜島火山を含む南九州地域についてInSAR解析を行った結果、桜島北部および姶良カルデラ周辺部においては、2006年～2009年の期間、地盤が衛星視線方向に近づく変動パターンが検出された。この期間における水準測量では、姶良カルデラ地下のマグマ溜りにおける増圧を反映した地盤変動が捉えられており、InSAR解析により得られた干渉画像は、水準測量結果から推定される圧力源を仮定した理論干渉画像と概ね調和的である。
　レシーバー関数（RF）のトランスバース成分は傾斜する不連続面の検出に有効であることを利用し、九州へのフィリピン海プレート沈み込みの状況を精度良く推定するために、方位角が118度から178度に位置する遠地地震の波形からRFを計算し、そのトランスバース成分を1次元速度構造により深さに変換し断面に投影した（図15）。その結果、海洋性モホに対応するRFのピークが鮮明に描き出され、地震発生層との対比から、九州中南部の北側では海洋性地殻中で、南側では主にスラブマントル内で地震が発生していると考えられる。ただし、南側の一部の領域では、海洋性地殻内でも地震が発生していることが示された。
　九州中部の別府湾と島原半島には南北伸張場による正断層が発達しており、別府と島原を結び九州中部を東北東‐西南西に横断する地域は、別府‐島原地溝帯と呼ばれている。この地溝帯に沿った地域は歪速度も大きく、地震活動も火山活動も活発であり、両者は地溝帯形成という共通のテクトニクスの下で相互に影響を及ぼしあって発生していると考えられる。このような観点から別府‐島原地溝帯の実体解明をめざした観測研究が実施された（九州大学［課題番号：2201］）。
　レシーバー関数解析から阿蘇カルデラの西部・北西部の約15～21kmの深さにS波速度が約2。3km／sの低速度層が見出された。この低速度層を考慮した解析を行うと別府‐島原地溝に対応するモホ面の深さの変化は認められなかった。一方、別府‐島原地溝帯西部の島原半島や熊本平野を南北に横切る断面では、下部地殻のS波速度が地溝内外で異なり、地溝内で地殻の薄化が起こっている可能性があるものの、レシーバー関数解析も含めた包括的な解析が必要である。
　一方、既存の地震波形データに対し初動極性の再検測を行って起震応力場を推定した結果、最小主応力軸を精度良く推定できた。この軸は阿蘇火山周辺を取り囲む接線方向に回転している結果が得られた。また、応力比は別府‐島原地溝において非常に大きく、最大主応力が中間主応力とかなり近い値を持つことが明らかになった（図16）。ただし、応力比が大きいために最大主応力と中間主応力の分離が困難な場合があるので、この問題を解決するべく、別府‐島原地溝を横断する方向に15点の臨時地震観測点を設置して稠密地震観測を開始した。
　さらに、南海トラフ巨大地震による富士山噴火連動の可能性を評価するために、火道内における気液二相マグマの上昇過程の数値的・解析的研究を実施し、地震波などによって誘発されるマグマ溜りの増圧後、マグマがマグマ溜りから地表まで火道内を流れて噴火に至るまでの過程を、混相流モデルを用いて解析を行った。特に、噴火の推移予測に直結する火道内のマグマ発泡度分布の変化を支配するメカニズムを詳細に明らかにした（防災科学技術研究所［課題番号：3010］）。

オ.地震発生サイクルと長期地殻ひずみ

　沈み込みに伴う山脈形成において、背弧域における地殻水平短縮が重要な役割を果たしていることが最近の研究によって分かってきた。反射法地震探査から得られる地下の地質構造から、東北日本弧の背弧域（羽越褶曲帯～北部フォッサ）における地殻変形量を見積もったところ、当該地域に発達するfault‐bend‐foldやfault‐propagation‐foldによる水平短縮量は、鮮新世以降に約10‐15kmであることが分かった（東京大学理学系研究科［課題番号：1501］）。東北日本背弧域での水平短縮量は前弧域のそれを大きく上回っているが、段丘面高度分布から求めた東北日本弧の隆起量分布は、活断層近傍での短波長の変形を差し引くと、背弧から前弧域までほぼ一様である。これは、東北日本弧の下部地殻が広域にわたってほぼ一様な速度で（地殻水平短縮による）地殻厚化を起こしており、それに伴ってアイソスタティックな隆起が生じていると解釈される。隆起量分布データを基に見積もった地殻水平短縮速度は、反射法地震探査によって求めた背弧域の地殻水平短縮速度とほぼ一致する。このように、東北日本弧における地殻水平短縮は、上部地殻では背弧域に集中し、下部地殻では広い範囲でほぼ一様に分布しているらしい。したがって両者の境界にはdetachment断層が存在し、上・下部地殻が力学的にdecoupleしていることが要請され、このdetachment断層は、中新世の日本海拡大時における非対称リフトの形成と密接に関係していると考えられる。
　この東北地方南部の長期的地殻歪みの蓄積過程の解明を目指した反射地震探査を平成22年度に行うために、地質・地形調査・資料収集を行った結果、東北日本背弧域のうち前弧側に位置する高速変形帯である会津盆地西縁断層帯においては、断層の上下すべり速度は年間約1mmと比較的よく求まっているのに対し、その断層構造がこれまでの調査ではよく分かっていないこと、また断層上盤側で内部変形が生じている可能性がある事が明らかになった（東京大学地震研究所［課題番号：1414］）。
　一方、近年の活断層判読手法・調査方法の高度化やLiDARおよび写真測量等による地形計測の技術革新を背景に、従来不明であった活断層をあらたに認定するとともに、地表形状とずれ量分布を詳細に明らかにして、従来の静的な断層モデルや経験式に依存した予測に留まらず、動的な断層モデルの構築に貢献することを最終目標とした調査・研究が実施された（名古屋大学［課題番号：1704］）。2008年岩手・宮城内陸地震は事前に活断層の存在が指摘されていない場所で発生したが、地震直後の調査により、少なくとも厳美町はの木立付近の長さ1km程度の区間に活断層の証拠が存在することが明らかになっている。今年度、地震前後の多時期に撮影された航空写真やLiDARデータを利用して、震源域周辺の活断層と推定活断層および地すべり地形の詳細な分布図を作成し、詳細活断層図として刊行した（図17；国土地理院,2009）。その結果、餅転から荒砥沢ダムに至る北北東‐南南西走向の15km程度の範囲に推定活断層が認定されること、地表地震断層と活断層の位置が一致するのは、はの木立と岡山の2地点であること等が明らかになった。また、地震前後のLiDAR計測結果の差分図によれば、はの木立や岡山では地表地震断層から推定された隆起沈降が明瞭にとらえられること、磐井川沿いにおいては矢櫃ダム付近を境に西方が隆起域、東方が沈降域であり、その変化は緩やかであること、差分図によって地震断層と地すべりとは明瞭に区別できること等がわかった。
　これらの内陸における活断層はトレンチ等から活動履歴を調べることができるが、海底下で発生するプレート境界型巨大地震の過去の活動については、津波のデータが最も情報量が多いと考えられる。2006年千島巨大地震の南西で発生した1963年千島巨大地震（M8.5）の震源過程をロシア・日本・ハワイなどで観測された津波波形を用いて推定したところ、2006年千島地震は1963年千島巨大地震の震源域のすぐ北東側で発生していたことが明らかになった（図18；北海道大学［課題番号：1002］）。1963年千島地震は最大余震が津波地震であったことが知られているが、その最大余震の震源過程も津波波形を用いて解析したところ、この地震はやはり海溝近傍のすべり量が大きくライズタイムが長いといった津波地震の特徴を持っていたことが明らかになった。
　一方、さらに古い津波堆積物を調べるため、各地でジオスライサーやコア資料調査を行った。三重県志摩市では、採取されたコア試料に関して年代測定を行ったところ、約4000年前から約500年前までの間の地層中に、津波堆積物が少なくとも8層挟まれていることが分かった（図19；産業技術総合研究所［課題番号：5006］）。それらの内2‐3層は地震・津波の記録がある時代に堆積しており、これらの砂層と津波の歴史記録との対比を可能にするため、より詳細な年代測定と簡易ボーリングによる補足調査を行った。

課題と展望

　長期・広域の歪の時空間変化を調べる上で、GPSやVLBI、SLRといった宇宙技術を用いた観測が威力を発揮し、日本列島周辺のプレート運動について次第に明らかになってきている。しかし、日本の地震活動を理解するうえで重要な位置を占めるアムールプレートの運動については、まだ未解明な部分が多く、今後も周辺諸国と協力して観測を進めることが必要不可欠である。一方、近年、InSARの解析精度が向上して、大地震前後の変化のみならず、ゆっくりとした変動についても解析が進んでおり、地下のマグマの動きや大地震後の粘性緩和について大きな情報をもたらしてくれるものと期待される。
　上部マントルのマグマの発生場については、その起源が日本海の深部にまで及んでいる可能性があり、大陸内の火山も沈み込むプレートにその原因があるとする説が有力になりつつある。今後、観測から地震波の速度・異方性・減衰構造を明らかにするとともに、実験から得られる岩石の脱水が生じる温度・圧力条件、地表で見られる岩石の組成、および数値シミュレーションから得られる温度分布とマントルウェッジ内の流れの分布を、相互に比較検討することにより、全体像を明らかにしてく必要がある。
　地震学的な広域の地殻構造については、直達波を用いたトモグラフィや人工地震探査のみならず、後続波も用いたトモグラフィや、レシーバー関数、地震波干渉法、散乱波の解析等から詳細が明らかになりつつある。電磁気学的構造についても、広帯域MTの3次元解析が行われるようになり地震波トモグラフィとの比較が容易になりつつある。さらに広帯域MTとネットワークMTのジョイントインバージョンが可能となったことにより、浅部から深部まで信頼度の高い比抵抗分布が得られつつある。地震波速度は含水量に敏感であり、散乱波解析からは不均質の特徴的波長や周波数毎の減衰が得られ、さらに比抵抗は間隙水の連結度に敏感であるため、これらを総合的に判断することにより地下の水の分布と状態の両方が得られると期待される。この研究を一層進めるためには、地下の水の存在形態に関する実験も進展させる必要がある。
　地震活動と火山活動の相互作用については、大規模な観測が始まったばかりであるが、現時点での予備的解析結果だけを見ても、伊豆半島東方沖や九州中部や南部において興味深い結果が出ており、今後のデータ解析の結果が期待される。火山活動については、過去に似た活動を繰り返していても、その繰り返しの結果、地下の状態が変化して、新たなステージに突入する危険性に常に注意を払う必要がある。
　同様のことは巨大地震の発生サイクルについてもあてはまり、現在考えられているアスペリティモデルが正しいとしても、2004年のスマトラ島沖地震のように、非常に広域のアスペリティを壊す長大な地震が発生する可能性を常に考慮する必要がある。実際、津波堆積物の解析からは、東北日本から北海道にかけても数百年に一度、極めて大きな津波を引き起こす大地震が生じてきたことが明らかになってきており、これらの超巨大地震の発生メカニズムの解明が極めて重要である。また、内陸においても、長期的な地殻歪みが特定の領域に集中してくメカニズムはまだ完全には解明されておらず、今後、歪集中帯とそれ以外の領域の比較観測が重要となっている。また、活断層の活動を調べる上で、LiDAR計測は極めて強力なツールであり、今後、さらに活用されることが望まれる。

参考文献

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図1.VLBIとGPSを統合した東アジアの変位速度ベクトル場（GEONETについては選択して表示）（東京大学地震研究所［課題番号：1410］）。

図2.四国‐山陽地方における応力逆解析結果（高知大学［課題番号：2102］）。色付きの線分は最大圧縮応力（σ1）の方向を示し、色は応力比Φ=（σ2‐σ3）／（σ1‐σ2）を表す。黒色線分は最小圧縮応力（σ3）の方向を示す。どちらの線分も地表に投影している。

図3.東北地方のP波速度の鉛直断面図（東北大学［課題番号：1203]；Huang et al.,2010）。白丸は微小地震、赤丸は低周波地震、赤星印は過去の大地震である。

図4.日本列島に供給されるスラブ由来流体の量とマントルウェッジ組成の広域変化（東京大学理学系研究科［課題番号：1501］；Nakamura and Iwamori,2009）。

図5.温度検層データに基づく深さ30kmにおける推定温度分布（防災科学技術研究所［課題番号：3009］）。カラースケールは温度を表す。Hori（2006）によるフィリピン海プレート上面の等深線を灰色実線で示す。また2000年1月～2007年9月の期間内に、深さ27.5～32.5kmで発生した地震の震源を丸印で併せて示す。震源は気象庁一元化処理震源カタログによる。

図6.微小地震のS波データから推定されたフォンカルマン型スペクトルの勾配の地域性（東北大学［課題番号：1204］；Takahashi et al.,2009）。赤い色ほどスペクトルの勾配が緩く短波長に富む。

図7.1‐2Hzの散乱減衰（QS‐1）と、8‐16Hzの内部減衰（Qi‐1）の分布図（東北大学［課題番号：1204］；Carcole and Sato,2010）。暖色系ほど減衰が大きいことを示す。

図8.糸魚川‐静岡構造線断層帯およびその周辺域におけるP波速度構造（防災科学技術研究所［課題番号：3009］）。深さ毎のP波速度分布と領域図を示す。領域図中の三角印と黒点は、解析に使用した観測点と震源をそれぞれ表す。A～Dは上部地殻のEは下部地殻の低速度異常域を表す。

図9.長野県西部地震の断層に直交する鉛直断面に投影されたP波速度偏差分布（京都大学防災研究所［課題番号：1806］）。実線は、チェッカボードテストによる復元率が0.3以上の領域を示す。Lは低速度域、Hは高速度域を表す、Aは長野県西部地震の余震と考えられ、矢印の方向に並んでいる。B,C,Eは面状の地震分布であり、矢印の方向に並んでいる。

図10.跡津川断層域における広帯域MT観測とネットワークMT観測データを用いたジョイントインバージョンによって推定された比抵抗構造を示す。測線の位置（左）と、推定された比抵抗構造の深さ断面図（右）（東京大学地震研究所［課題番号：1411］）、深さ断面図の上には、京都大学防災研究所地震予知研究センター上宝観測所によって決定された震源データ（2000年1月～2004年5月）を重ねて表示する。

図11.秋田県で実施されたMT法による観測点配置（左）と得られた比抵抗構造（右）（秋田大学［課題番号：1301］）。

図12.鳥取県での広帯域MTの測線の位置（左）と、今回設置した東経135度45分付近の測線での一次元比抵抗構造解析の結果（右）（鳥取大学［課題番号：2001］）。気象庁1元化処理震源カタログより1997年からの10年間に鳥取県中西部地域で発生した震源を南北断面に投影したものを重ねて表示している（表示にはSEISPCを使用）。

図13.フィリピン海プレート北縁での構造探査実験の測線（東京大学地震研究所［課題番号：1413］）。赤星印は海中発破、黄色四角は海底地震計の設置箇所を示す。伊豆大島内の●は約300点の稠密地震観測点を示す。

図14.2009年12月の伊豆半島東方沖群発地震の活動と過去の活動との比較（東京大学地震研究所［課題番号：1413］）。上図が震央分布で、下図は上図の緑線に投影した断面図を示す。赤丸は2009年12月の活動（酒井，私信）であり、1993年、1997年、2006年の活動との比較をそれぞれ左、中、右の図に示す。

図15.レシーバー関数のトランスバース成分を用いた九州南部のイメージングの結果（京都大学防災研究所［課題番号：1805］）。赤四角は新たに展開した観測点を示す。

図16.九州における主応力軸（左）と応力比（右）の分布（九州大学［課題番号：2201］）。左図で、青線が最大、緑線が中間、赤線が最小主圧縮軸方向を示す。3軸のうち水平面に近い2軸を表示した。右図では円の半径が応力比を示す。最大と中間主応力が近くなると値は1に近づく。反対に中間、最小主応力が同じ場合は0となる。円の外側、内側の細い円は95％信頼区間を示す。

図17.2008年岩手・宮城内陸地震における、はの木立付近の変動地形学図（a）と地震前後のLiDAR計測結果の差分図（b）との比較（名古屋大学［課題番号：1704］；国土地理院，2009）。

図18.津波波形インバージョンにより推定された1963年千島地震のすべり量分布と2006年千島地震の震源域（矩形領域）との比較（北海道大学［課題番号：1002］）。

図19.志摩半島志島低地で得られた堆積物の柱状図（産業技術総合研究所［課題番号：5006］）。