1．（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

　「地震予知のための新たな観測研究計画の推進について」（以下、「第1次新計画」という。）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次新計画では以下の4項目を実施してきた。

　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を重視し、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を実施してきた。

（アスペリティ域の特徴）
　アスペリティの位置を高精度で推定することは、地震発生予測のみならず強震動の予測にとっても極めて重要である。日本周辺のプレート沈み込み帯において、アスペリティの分布やその振る舞い、構造的な特徴などを明らかにするための観測研究が行われた。また、これまでアスペリティが知られていない領域でもその位置を推定可能にする目的で、既に位置が知られているアスペリティやゆっくり滑り域と、地下の構造の相関を調べる研究も進められてきた。
　日向灘から奄美大島にいたる海域での相似地震解析を行った結果、日向灘以南では相似地震活動が活発で、その活動度や活動様式には地域差が見られることが分かった。繰り返し型の相似地震活動が活発な地域ではM7級の地震が発生しておらず、これはプレート間固着の強度の違いを反映していると考えられる。相似地震活動から求めた平均滑り量は4cm/年程度と、プレートの相対運動速度にほぼ一致していた（図10）（鹿児島大学［課題番号：2201］）。
　日向灘で、海底地震観測を行い地震波トモグラフィ法によって推定した速度構造によれば、非地震性滑り領域と対応する高ポアソン比の領域が見られた。これは、日向灘のプレート間の固着状態が弱いこととの関連が考えられる。（九州大学［課題番号：2101］、 Tahara et al., 2008）。
　熊野灘で構造探査データの解析を進めた結果、分岐断層周辺の詳細な速度構造イメージが得られ、分岐断層周辺は周囲に比べて地震波速度の低下が見られることが分かった。また、1944年（昭和19年）東南海地震（M7.9）時の滑りが大きいと推定される領域で構造調査を行ったところ、海洋地殻の凸構造を示唆するイメージが得られている（海洋研究開発機構［課題番号：4001］、 Nakanishi et al., 2008）。
　中部日本のGPSデータを用いたブロック断層モデルの解析により、東海・東南海地域のプレート境界における滑り欠損分布を推定した。東海地域における過去の研究成果や1944年東南海地震の震源断層モデルと整合的な結果が得られており、熊野灘と比較して東海地域では滑り欠損が半分程度と小さくなること、深部低周波微動はプレート間の固着がほぼ無くなる場所で発生していることが分かった。さらに、東海地域で発生したゆっくり滑りのうち、2001年1月～2004年8月については固着域から安定滑り領域への遷移領域で発生したことも分かった（図1）（名古屋大学［課題番号：1702］）。
　海底地殻変動観測により、東海沖、相模湾、福島沖、宮城沖の海底基準点で定常的なプレート運動を検出した。これにより、現状の海底観測技術が、数年間の観測によりプレート運動を検出可能なことを実証した（図11）。また、プレート間の固着が福島沖では周囲と比べて強くないことを明らかにした（Matsumoto et al., 2008）（海上保安庁［課題番号：8003］）。
　宮城県沖の想定震源域や福島県・茨城県沖の海溝陸側斜面、房総半島沖において、アスペリティの実体解明を目的として、制御震源と海底地震計を用いた構造探査を実施した。その結果、島弧側マントルの不均質と沈み込む海洋プレートの形状が大地震の破壊域を規定している要因の一つと考えられることが分かった。また、茨城県沖のM7級地震が繰り返し発生している場所付近には海山があり、その海山とアスペリティの位置が一致しないことが分かり、海山ではプレート間の摩擦がむしろ小さいことが分かった（Mochizuki et al., 2008）（東京大学地震研究所［課題番号：1403］）。
　日本海溝・千島海溝沿いのプレート間で発生した相似地震の解析から、プレート間における準静的滑りの時空間変化を調査した結果、アスペリティとそれ以外での滑り速度の違いや、本震発生後の余効滑りによる加速が認められた。また、地殻変動データに基づく推定結果と比較したところ、相似地震解析では余効滑りを過小評価している可能性が示された。また、福島沖、十勝沖等の地震後の余効滑りや2003年（平成15年）十勝沖地震（M8.0）震源域の滑り欠損量をGPS観測から推定し、アスペリティ・モデルが成り立っていることを確認した。また、地震学的な構造探査によって、青森県沖から福島県沖にかけて、アスペリティでは直上のマントルウェッジが高速度になること、三陸沖では海洋性地殻と島弧下部地殻が接している部分がアスペリティに対応することなどの構造的特徴が明らかとなった。この特徴は、周囲の非アスペリティ領域において、マントルウェッジのカンラン岩が海洋プレートからの脱水によって蛇紋岩化していると考えられ、マントルのP波速度からもこの解釈を支持する結果が得られた。（東北大学［課題番号：1201］）。
　釧路沖～十勝沖～えりも岬沖で実施してきた地殻構造探査の結果、2003年十勝沖地震のアスペリティ直上の島弧地殻にP波速度とS波速度の比（Vp/Vs）が大きい場所があり、また、その東隣ではプレート境界に沿って大きなVp/Vsが分布し、反射波も同定できた。これらの結果から、プレート境界の固着強度に流体の有無が大きく関与していることが推察される（北海道大学［課題番号：1004］、 Machida et al., 2009）。

（ゆっくり滑りと深部低周波微動）
　ゆっくり滑りや深部低周波微動は、プレート境界の振る舞いの多様性を示すものであり、その物理過程を解明するために様々な観測研究を行ってきた。
　南海トラフ沿いで発生する深部低周波微動および超低周波地震の活動をモニターする手法を確立し、その時空間的な分布の特徴を明らかにした（図12）。深部低周波微動や短期的ゆっくり滑りに同期して発生する深部超低周波地震の震源過程解析を行った結果、特徴的時間が長いほど伝播速度が遅いという法則の存在が示唆された（図13）。また、愛知県から紀伊半島および四国西部から豊後水道にかけての地域で低周波微動活動を単位とする区域を特定し、それぞれの活動の特徴を明らかにした。一方、房総半島沖では6‐7年毎にゆっくり滑りが繰り返し発生しており、微動ではなく群発地震を伴った2007年8月のゆっくり滑りについて、傾斜計およびGPSデータを用いた解析から滑り分布を推定し、地震活動域が滑り領域の周囲に分布していることを明らかにした（防災科学技術研究所［課題番号：3002］）。
　新宮に設置されたボアホール歪計の2004年1月から2008年9月のデータを精査し、紀伊半島南部で発生する深部低周波微動に伴う歪変化を検出した。全部で11個の歪変化を特定し、それぞれについて断層モデルの推定を行った。これらのうち5個は深部低周波微動を伴うが、残り6個は微動活動が無い時期に発生していた。これは、ゆっくり滑りが本質的な現象であり、そのうち特定の条件が満たされた時にのみ低周波微動が発生していることを示唆している（図14）（名古屋大学［課題番号：1702］）。

（西南日本のテクトニクスの解明）
　フィリピン海プレートの沈み込みは、沈み込んだプレートの形状や、西南日本における地震テクトニクスと密接に関連している。そうした西南日本のテクトニクスの解明を目指す研究も進められた。
　自然地震を用いた解析により紀伊半島の下に沈み込むフィリピン海プレートおよびその周辺の構造を明らかにした。海洋地殻は低周波微動の発生域まで顕著な低速度を示し、そこから放出された流体が低周波微動の発生に関与していることが示唆される。また、マントルウェッジは広範囲で低速度であり、蛇紋岩化していることが示唆される。（図15）（京都大学防災研究所［課題番号：1802］）。
　地球深部探査船「ちきゅう」を用いた熊野沖の掘削が開始され、付加体先端から前弧海盆までの8地点で最大1400mの掘削に成功し、分岐断層を貫通して掘削コアや孔内検層データを取得できた（海洋研究開発機構［課題番号：4002］、木下・他, 2008）。
　中部日本のGPSデータに基づいてブロック断層モデルを用いた運動学的な解析を行い、GPSによる速度ベクトルデータを、ブロックの剛体運動、ブロック内で一様な歪、プレート間やプレート内の断層における相互作用という三者に分解した。その結果、紀伊半島の前弧域ではプレート境界にほぼ並行なスリバー運動が見られること、歪集中帯、糸魚川‐静岡構造線、養老断層系などを考慮したブロックがデータ最も良く再現することが分かった。得られたブロック間の相対運動速度は断層の平均変位速度とほぼ整合的であり、また、歪集中帯ブロックの歪速度から計算される地震モーメントの蓄積量は同ブロックで過去85年間に発生した地震の積算量とほぼ釣り合い、蓄積されたエネルギーがほぼ地震で解放されていることが示唆される（図16）（名古屋大学［課題番号：1702］）。

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（国土地理院の全国GPS連続観測網）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た。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。

（歪集中帯と跡津川合同観測）
　広域地震観測によって、跡津川断層周辺の地震活動がこれまでになく精密に求められた。地震の多くは西北西‐東南東方向の圧力軸を持つ右横ずれ型の発震機構を示す。応力逆解析の結果からも西北西‐東南東方向の最大主応力が推定された。地震波トモグラフィ法解析および制御震源構造探査によって、上部地殻に1858年飛越地震のアスペリティに相当する高速度域が存在し、その下方の下部地殻に存在する低速度域が、上記の高速度域の間にまで及ぶことを示した（図2）（Nakajima and Hasegawa, 2008）。この下部地殻内の低速度域には厚さ数kmの反射波が多くみられる領域も存在する。比抵抗構造探査からは、アスペリティに相当する上部地殻内の非地震発生域は高比抵抗、その周囲の地震頻発域および下部地殻の低速度域は低比抵抗で、流体の存在を強く示唆する。跡津川断層域両端では火山地域があり、低速度域が下部地殻から上部地殻にまで達しており、その非弾性効果が破壊の進展を妨げ、結果的に断層のサイズを規定していると考えられる。GPS観測によれば、高速度域を含む跡津川断層のほぼ全体（深さ15kmまで）が固着している可能性が高く、観測された変位は下部地殻における内部変形でまかなわれていると考えられる。下部地殻低速度域で進行している内部変形によって、地殻内に蓄積された応力が高速度域の境界付近に集中し、最終的には破壊に至るという内陸地震発生モデルが考えられる（Iidaka et al., 2009）。地殻内の流体の存在が媒質の変形に不均質を生じさせ、それにより構造の不均質な部分に応力を集中させ、さらにこの過程が進展すると考えられる（東京大学地震研究所［課題番号：1404］）。
　跡津川断層北東端付近における地震活動を精査し、跡津川断層と茂住祐延（もずみすけのぶ）断層の地震活動が地震発生層の下限まで独立した二つの断層面として存在すること、活動度は茂住祐延断層の方が高いこと、立山火山の活動とは震源の深さの違いから区別できることなごが明らかとなった（京都大学防災研究所［課題番号：1803］）。
　GPS観測からは、新潟‐神戸歪集中帯の中でも跡津川断層の周辺にせん断歪がさらに集中していることが明らかとなった。こうした階層構造は地震波トモグラフィ等で見られる地下構造とも共通しており、両者の間の関係が示唆される。牛伏寺断層の変形の様子と比較すると、地震サイクル中での段階が異なるにも関わらず見かけの固着域の深さは同程度であり、下部地殻内の断層深部延長において変形が集中している結果と思われる（名古屋大学［課題番号：1703］、 鷺谷, 2008）。

（断層周辺の微細構造）
　跡津川断層等で微小地震観測を行って、その発震機構解から応力場の空間的な変化の詳細を明らかにし、断層深部での定常滑りが応力蓄積過程として適当であることを示した（産業技術総合研究所［課題番号：5001］）。
　2005年（平成17年）福岡県西方沖の地震（M7.0）の応力場を推定した。本震震源域では本震の発震機構と整合的な応力場が支配的であるが、余震域の両端部では応力場が時計回りに回転しており、応力場の不均質が明らかとなった。また、地震波トモグラフィや減衰構造の推定から、地震時の滑りが大きかった領域は高速度で減衰が小さいことが分かった（図17）（九州大学［課題番号：2102］）。
　また、布田川‐日奈久断層帯では、断層下部に低速度域が、下部地殻内には反射体が見られ、応力集中が起こり易い状況にあることが分かった。この地域では西南西‐東北東圧縮、北北西‐南南東伸張の応力が見られるが、別府‐島原地溝帯では正断層が卓越する傾向が見られる（図18）（九州大学［課題番号：2102］）。
　野島断層の注水実験から、野島断層の回復過程が2003年以降頭打ちとなっていることが分かった。またデータのモデリングから、断層近傍岩盤の透水係数およびその経年変化を推定した。また、注水と極微小地震活動との間に高い関連性が認められる（京都大学防災研究所［課題番号：1804］）。

（中越地域）
　中越地域は2004年（平成16年）新潟県中越地震（M6.8）発生以後に様々な観測が実施され、内陸地震を起こす震源断層の構造的特徴の詳細が検討され、歪集中帯の一部として注目されてきた。2007年（平成19年）7月16日には新潟県中越沖地震（M6.8）が発生し、その余震観測等を通じてこの地域の特徴がより一層明らかになりつつある。
　2004年新潟県中越地震は、余震分布が新発田‐小出構造線と同一走向で、約60度と傾斜が大きいことから、既存の弱面を用いて発生したと考えられるが、本震と共役な低角東傾斜の断層で大規模な余震も起きている。一方、2007年新潟県中越沖地震は南東傾斜の面が主たる断層面であるが、一部に西傾斜の余震分布も見られた。また、余震データによるトモグラフィ及び制御震源探査、比抵抗構造探査によって、内陸地震震源域の不均質構造の解明が大きく進展し、地質構造との対応、破壊過程や余震発生様式との対応が明らかとなった。中越地域では、基盤岩とその上の堆積層との境界面に過去の地殻活動で生じた凸凹形状が見られ、2004年新潟県中越地震はその境界面に位置する。この地域の下部には低速度域が局在化し、比抵抗構造探査の結果と合わせて考慮すると、この低速度域は流体が関与した構造であると考えられる（図19）（東京大学地震研究所［課題番号：1404］、Kato et al., 2008b、 2009）。
　新潟県中越地震の余震のデータを精査して発震機構解を精査したところ、単純な一枚のせん断滑りでは説明できない極性分布を持つ地震が見つかった。これらは、顕著な速度境界付近で発生したり、余震活動の特定の時期に集中したりする特徴があり、応力場の不均質が原因である可能性がある（弘前大学［課題番号：1102］、小菅・他, 2009）。
　中越地域を対象として三次元地質構造モデルおよび三次元物性値構造モデルを構築した。さらに、この地下構造モデルと摩擦則を想定した断層運動シミュレーションを基礎とする地震発生予測モデルを作成し、2007年新潟県中越沖地震発生への2004年新潟県中越地震の影響を検討した。その結果、下部地殻の粘性の効果によって、2004年新潟県中越地震が2007年新潟県中越沖地震を誘発した可能性が示された（図20）（産業技術総合研究所［課題番号：5001］）。

（2007年能登半島地震（M6.9））
　海陸での余震観測や構造探査を実施し、詳細な余震分布や応力場を推定した。断層の走向は周辺の地質構造と調和的で、応力場は構造に規定されていると考えられる。また、応力場の解析から、浅部の横ずれ型の応力場が深部では逆断層型の応力場へ変化していることが明らかとなった（東京大学地震研究所［課題番号：1403、1404］）。
　能登半島地震の震源域周辺において広帯域MT（地磁気・地電流）観測を実施し、本震直下に低比抵抗領域が存在し、余震域と調和的な広がりを持つこと、断層北東端の余震の空白域が高比抵抗領域に対応することが明らかとなった（京都大学防災研究所［課題番号：1803］）。

（2008年（平成20年）岩手・宮城内陸地震（M7.2））
　2008年岩手・宮城内陸地震の発生に伴い、宮城県北部から震源域を覆う領域において余震観測を実施し、詳細な余震分布と三次元地震波速度構造を推定した。その結果、本震断層に対応すると考えられる西傾斜（傾斜角約40度）の余震の並びと、震源域中央から南にかけて東傾斜の余震の並びが見られ、本震震源付近では西傾斜の余震の並びに対し上盤側が下盤側に比べて低速度である。この結果は今回の地震の原因となった断層がかつて日本海拡大時に生成された断層（正断層）であり、それが反転運動したものである可能性を示している。また、今回の地震の震源は火山に伴う低速度域に近く、地震発生過程がそれらのマグマや流体の分布と密接に関わっていることが示唆される（図21）（東北大学［課題番号：1202］、岡田・他, 2008）。
　GPS観測による地震時の地殻変動から断層運動の推定を行った結果、地震後に出店断層等でゆっくり滑りが発生していたことが明らかになった。また、本震断層においては地震時滑り領域と余効滑り領域が相補的であることが分かった（図5）（東北大学［課題番号：1202］、Ohta et al., 2008）。
　広帯域MT観測からは、本震震源域の東部の深さ5km付近に顕著な低比抵抗域が見出された。断層面および余震分布域は高比抵抗域にあり、地震波速度の高速度分布域に対応していることが明らかにされた（東北大学［課題番号：1202］、秋田大学［課題番号：1301］）。

（流体の分布）
　1938年（昭和13年）の屈斜路湖地震（M6.1）の震源域付近で比抵抗構造探査を行い、三次元比抵抗構造モデルを作成した。カルデラ構造の境界部やその西側の高比抵抗体で地震が発生したことが分かった（図22）（北海道大学［課題番号：1005］、Ichihara et al., 2009）。

（地殻応力と全磁力）
　応力変化に伴う電磁気学的な変化を捉える目的で、伊豆半島北東部において全磁力観測が続けられているが、平成11年以降は変化が認められていない（東京工業大学［課題番号：1603］）。

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捉えた例は無く、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、通常の地震の発生前の間隙水圧の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可能性を検討するための観測から、十勝沿岸で発生したM4.7とM4.0の二つの稍（やや）深発地震について、どちらもほぼ震央方向から散乱波が到来していたことが判明した。ただし、すべての事例でうまくいく訳ではなく、事例の積み重ねとメカニズム解明が必要である（北海道大学［課題番号：1006］）。
　東海地域では、ゆっくり滑り領域の縁辺部上に位置する春野観測点において全磁力の顕著な増加が間欠的に生じていることが明らかとなった。ゆっくり滑りによる地殻内流体の移動に関連した変化である可能性がある。伊豆地方では、与望島で全磁力変化が停滞ないし現象し、手石島で比較的顕著な増加が見られ、深さ2km程度の上部地殻浅部における熱消磁過程が示唆される（東京大学地震研究所［課題番号：1405］）。
　浅間山において絶対重力計による連続観測を実施し、台風通過時の大雨に伴う重力の急上昇と地下水浸透に伴う重力値の緩やかな減少を観測し、地下水の流動を考慮したシミュレーションと整合的であることを確認した。重力観測を高精度化する上でも重要な知見である（東京大学地震研究所［課題番号：1405］）。

（震源核形成過程の半制御実験による解明）
　南アフリカ金鉱山の地下2～3kmにおいて、採掘に伴って発生するM3以下の地震活動とそれに伴う岩盤挙動の至近距離・高感度観測を行った。普通の地震よりも桁違いにゆっくりとした歪変化が観測され、その大きさと継続時間との関係は、プレート境界などのゆっくり地震に対して提唱されるそれらの関係と、傾向が異なることが分かった（図23）（京都大学防災研究所［課題番号：1805］、小笠原・他, 2009）。

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」という本小項目が新たに設けられた。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。この二種類のモデルを統合し、より高度で定量的な大地震発生予測モデルを構築することが本小項目の目標である。
　通常考えている地震発生サイクルよりももっと長いサイクル（超サイクル）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年にインドネシア・スマトラ島沖で発生したM9の大地震は、そのような地震が実際に発生しうることを明確に示した。このような超サイクルの地震および地震発生サイクルの揺らぎの解明を中心として、以下の研究を実施した。

（超サイクルの地震）
　日本海溝や相模トラフ、南海トラフ等で発生する海溝型の大地震について、通常の地震サイクルを超える数百年に一度の超サイクルが存在することが明らかとなった。日本海溝では869年の貞観地震、南海トラフでは684年白鳳地震、1361年康安（正平）地震、1707年宝永地震、関東では1293年正応（永仁）地震、1703年元禄関東地震がこれに該当する。また、海溝型地震の発生間隔に2倍程度の揺らぎがある例が見出された。（東京大学地震研究所［課題番号：1406］）。
　津波堆積物の調査によって、海溝型地震は常に同じような規模で発生するのではなく、まれに複数の震源域が連動破壊して巨大津波を発生させることを、千島海溝西部や宮城県沖日本海溝で明らかにし、チリ海溝やインド洋東岸でも巨大津波の履歴の解明に成功した。また、津波堆積物が分布しない隆起域では、ヤッコカンザシやカキ等の化石の調査によって連動型地震の履歴を明らかにできることを、南海トラフやミャンマー西岸で明らかにした（産業技術総合研究所［課題番号：5003］、 Sawai et al., 2008）。
　また東北日本弧の長期的な隆起速度を求め、測地学的に求め得られた地殻変動の速度と大きく異なることを示した（産業技術総合研究所［課題番号：5002］、 Matsu’ura et al., 2009）。

（地震発生サイクルの揺らぎ）
　釜石沖におけるM5弱の繰り返し地震の解析から、再来間隔が周囲における準静的な滑りのゆらぎによって変化するとともに、間隙圧の時間変化に起因すると考えられる強度の揺らぎによって規模や再来間隔、連鎖破壊のしやすさも変化している可能性や、近傍の一回り小さな地震の活動によって地震時の破壊過程に揺らぎが生じている可能性が示された。（図24）（東北大学［課題番号：1203］、島村, 2008）。
　余効滑りやゆっくり滑りの伝播速度が、基本的に有効法線応力で規定されることを数値シミュレーションによって示すとともに、プレート境界における極めて高い間隙水圧の影響で摩擦が非常に小さくなる可能性を示した。また、小繰り返し地震の積算滑りが、余効滑りの積算滑りと一致することをシミュレーションから示した（東北大学［課題番号：1203］）。
　津波波形データを用いて、千島海溝沿いで発生した1894年（明治27年）根室沖の地震、1918年（大正7年）中千島の地震、1963年（昭和38年）択捉島沖の地震、1973年（昭和48年）根室半島沖地震（M7.4）、2003年十勝沖地震、2006年（平成18年）中千島の地震、2007年中千島の地震の断層モデルや滑り分布推定を行った。その結果、1894年の地震は1973年の地震よりも破壊域が広く大規模だったこと、1973年と2003年の震源域の間に未破壊領域があること、2006年の地震が1918年の地震の繰り返しだった可能性のあることなどが明らかとなった。南千島での調査の結果、北海道の火山噴火に伴う噴出物が確認され、今後年代決定で使えることがわかった（北海道大学［課題番号：1007］、伊尾木・谷岡, 2009）。

（活断層系のセグメンテーション）
　活断層で発生する地震の規模予測のため、活断層を、固有の活動履歴をもつと考えられるセグメント単位に区分するとともに、断層長および変位量などの断層パラメータと地震規模の関係を確立するため、日本、中国、トルコ、パキスタン等において詳細なデータを収集した。また、これらのセグメント間の連動破壊についての動的破壊シミュレーションを実施した。その結果、セグメント連動破壊に関するいくつかの経験則を導くことができた（産業技術総合研究所［課題番号：5002］）。

課題と展望

（プレート境界域における歪・応力集中機構）
　プレート境界のアスペリティの位置を正しく把握し、また、そこでの滑り欠損をGPSや相似地震からモニタリングしていくことは、地震発生の中・長期予測にとって極めて重要である。過去に大地震が発生した場所は、地震記録の解析等でアスペリティの分布が推定できるが、そうした記録が無い場所については、構造的な特徴や現在の地殻変動から推定するしかない。現計画ではそうした研究が進められ、地震学的な不均質構造とアスペリティの分布に良い対応関係があることが明らかとなった。しかし、こうした構造的特徴とアスペリティが対応する原因まで明らかになったとは言えず、今後も観測事例を積み重ねるとともに、構造的特徴の物理的実体を解明することが待たれる。また、アスペリティの多くは海域の地下深くに位置しており、その詳細な振る舞いを観測的に明らかにするため、相似地震や数値シミュレーションを用いたアスペリティの振る舞いに関する検討も進みつつあり、今後も研究を進める必要がある。
　プレート境界における多様な物理過程の代表例として注目された深部低周波微動やゆっくり滑りは、世界各地の報告例から、沈み込み帯にある程度普遍的な現象であることが明らかとなった。南アフリカの金鉱山で得られた事象は、ゆっくり滑り現象の規模と継続時間の関係等がわかりつつあり、より多くの観測事例に基づいた検証が今後の課題である。

（内陸地震発生域の不均質構造と歪・応力集中機構）
　跡津川断層周辺における集中観測や中越地域、能登半島地震、岩手・宮城内陸地震の震源域周辺等における観測により、大規模な内陸地震を引き起こす断層周辺の詳細な構造が明らかにされた。これらの観測から、内陸地震のアスペリティに相当する高速度域の存在や、断層深部延長の下部地殻に局在する低速度域や反射波が多く見える領域の存在が確認されるとともに、これらの不均質構造に対する流体の関与が示唆され、内陸地震の応力集中や発生が不均質構造によって強く規定されていることが明らかとなった。特に、地震、地殻変動、電磁気などから多角的に得られた構造、活動特性が内陸地震の応力の集中機構を知る上で極めて重要であることが示された。観測の事例をさらに増やすとともに、不均質構造を考慮した内陸地震の準備過程や発生サイクルのモデル化が課題である。
　現時点における別の課題として、これまでの観測対象には最近大地震が起きた地域が多く、近い将来に大地震を起こす可能性の高い断層については情報が少ないことが挙げられる。日本列島の内陸地震の再来期間は短くても1000年以上であるが、地震サイクル中の段階が異なる複数の断層帯に関する比較も行っていく必要がある。

（地震発生直前の物理・化学過程）
　地震発生直前に異常変化が発生するかどうかは、将来、短期的な地震発生予測が可能になるかどうかを左右する重大問題であるが、地震予知研究を40年以上続けてきた現時点においても答えが出ていない。摩擦構成則等の物理法則から前駆現象が期待されるかどうかも重要であるが、地震予知計画においては、その前駆現象が観測可能かつ解釈可能である必要がある。
　前駆的な地殻変動については、現在の観測技術に照らして検証に耐えうるだけの観測例が過去に無く、南アフリカの金鉱山における観測でも、ゆっくりとした歪変化の直前に見られた場合を除けば、前駆的な変化は検出されていない。今後は、ゆっくり地震と通常の地震の関係を明らかにすること、通常の大地震の直前過程の有無の検証を行っていくことが求められる。

（地震発生サイクル）
　日本海溝や日向灘における小繰り返し地震は、単純化された地震サイクルの姿を示しているが、それでも周囲で発生した大地震の影響による揺らぎが見られる。また、小繰り返し地震のアスペリティを精査すると、さらに詳細構造が見えてくる場合もある。
　一方、津波堆積物などから南海トラフなどのプレート境界で発生する巨大地震を調べると、毎回にたような地震が起きるのではなく、数回に一度規模の大きい地震が起きていることが明らかとなった。2004年スマトラ‐アンダマン地震を考えても、次に起きる海溝型地震が巨大地震になるかどうかを知ることは防災上特に重要である。地震サイクルの中で時々こうした超巨大地震が生じるしくみを理解することは今後の課題である。超巨大地震の存在は、通常の繰り返しではサイクルが完了せず1サイクル前とは異なる状態になっていることを示唆する。この状態の違いを識別する手法を開発することは重要な課題である。

参考文献

　Ichihara, H., T. Mogi, H. Hase, T. Watanabe and Y. Yamaya, Resistivity and density modelling in the 1938 Kutcharo earthquake source area along a large caldera boundary. Earth Planets and Space, in press, 2009.
　Iidaka, T., Kato, A., Kurashimo, E., Iwasaki, T., Hirata, N., Katao, H., Hirose, I. ＆ Miyamachi, H., 2008. Fine structure of P‐wave velocity distribution along the Atotsugawa fault, central Japan, Tectonophysics （in press）, 2009.
　伊尾木圭衣, 谷岡勇市郎, 中千島沖巨大地震による津波の北海道オホーツク海沿岸での挙動, 地震2, 第61巻, 印刷中, 2009
　Kato, A., Sakai, S., Kurashimo, E., Igarashi, T., Iidaka, T., Hirata, N., Iwasaki, T., Kanazawa, T. and Group for the aftershock observation of the 2007 Niigataken Chuetsu‐oki Earthquake, Imaging heterogeneous velocity structures and complex aftershock distributions in the source region of the 2007 Niigataken Chuetsu‐oki Earthquake by a dense seismic observation, Earth Planets Space, 60, 1111‐1116, 2008b.
　Kato, A., E. Kurashimo, T. Igarashi, S. Sakai, T. Iidaka, M. Shinohara, T. Kanazawa, T. Yamada, N. Hirata, and T. Iwasaki, Reactivation of ancient rift systems triggers devastating intraplate earthquakes, Geophys. Res. Lett., 36, L05301, doi:10.1029/2008GL036450, 2009.
　木下正高・Harold Tobin・芦寿一郎・Siegfried Lallemant・木村学・Elizabeth Screaton・Moe Kyaw Thu・眞砂英樹・Daniel Curewitz・IODP第314/315/316航海乗船研究者，南海トラフ巨大地震震源域への掘削調査を開始，科学，78, No.6, 2008.
　小菅正裕・岩渕　智・村田和則，稠密余震観測データを用いて推定した2004年新潟県中越地震震源域の応力場，地震2，61，印刷中，2009．
　Machida, Y., M. Shinohara, T. Takanami, Y. Murai, T. Yamada, N. Hirata, K. Suyehiro, T. Kanazawa, Y. Kaneda, H. Mikada, S. Sakai, T. Watanabe, K. Uehira, N. Takahashi, M. Nishino, K. Mochizuki, T. Sato, E. Araki, R. Hino, K. Uhira, H. Shiobara, and H. Shimizu, Heterogeneous structure around the rupture area of the 2003 Tokachi‐oki earthquake （Mw=8.0）, Japan, as revealed by aftershock observations using Ocean Bottom Seismometers, Tectonophysics, 465, 164‐176, 2009.
　Matsumoto, Y., T. Ishikawa, M. Fujita, M. Sato, H. Saito, M. Mochizuki, T. Yabuki, and A. Asada, Weak interpolate coupling beneath the subduction zone off Fukushima, NE Japan, inferred from GPS/acoustic seafloor geodetic observation, Earth Planets Space, 60, e9‐e12, 2008.
　Mochizuki, K., T. Yamada, M, Shinohara, Y. Yamanaka, and T. Kanazawa, Weak Interplate Coupling by Seamounts and Repeating M~7 Earthquakes, Science, 321, 5839, 1194‐1197, 2008.
　Nakajima, J., and A. Hasegawa, Existence of low‐velocity zones under the source areas of the 2004 Niigara‐Chuetsu and 2007 Niigarta‐Chuetsu‐Oki earthquakes inferred from travel‐time tomography, EPS, 60, 1127‐1130, 2008.
　Nakanishi A., S. Kodaira, S. Miura, A. Ito, T. Sato, J.‐O. Park, Y. Kido, Y. Kaneda, Detailed structural image around splay‐fault branching in the Nankai subduction seismogenic zone: Results from a high‐density ocean bottom seismic survey, J. Geophys. Res., 113, B03105, doi:10.1029/2007JB004974, 2008.
　小笠原宏・川方裕則・石井　紘・中谷正生・矢部康男・飯尾能久・南アフリカ金鉱山における半制御地震発生実験国際共同研究グループ，南アフリカ金鉱山における半制御地震発生実験‐至近距離観測による地震発生過程の解明に向けて‐，地震2, 印刷中, 2009.
　Ohta et al., Coseismic fault model of the 2008 Iwate‐Miyagi Nairiku earthquake deduced by a dense GPS network, EPS, Vol. 60, No. 12, 1,197‐1,201, 2008.
　岡田知己・海野徳仁・長谷川昭・2008年岩手・宮城内陸地震緊急観測グループ, 2008年岩手・宮城内陸地震, 科学, 78, 978‐984, 2008.
　鷺谷威，GPS観測に基づく日本列島の地震テクトニクス，地震2，61，S479‐S488，2009.
　Sawai, Y., Kamataki, T., Shishikura, M. et al., Aperiodic recurrence of geologically recorded tsunamis from the past 5,500 years in eastern Hokkaido, Japan. Jour. Geophysical Research, doi:10.1029/2007JB005503, 2008.
　Tahara, M, K. Uehira, H. Shimizu, M. Nakada, T. Yamada, K. Mochizuki,M. Shinohara, M. Nishino, R. Hino, H. Yakiwara, H. Miyamachi, K.Umakoshi, M. Goda, N. Matsuwo and T. Kanazawa, Seismic velocity structure around the Hyuganada region, Southwest Japan derived from seismic tomography using land and OBS data and its implications for interplate coupling and vertical crustal uplift, PEPI, 167, 19‐33, 2008.

図10：活動様式ごとの相似地震群の震央分布（左図）と震央分布図に示されている5つの領域についての震源断面分布（右図）。◇印は相似地震群の震源を表しており、赤色は繰り返し型、橙色は稍繰り返し型、青色はバースト型、水色は稍バースト型、白色はその他である。震央分布図の星印は1923年以降に発生したM7.0以上の地震の震央（気象庁データ）、断面分布の灰色は鹿児島大学で決定された微小地震の震源分布である（鹿児島大学［課題番号：2201］）。

図11：海底基準点のユーラシアプレート安定域に対する動き（海上保安庁［課題番号：8003］）。黒い矢印は国土地理院の電子基準点の速度ベクトルを示す。

図12：2001年～2009年1月の西南日本における深部低周波微動（赤）及び深部超低周波地震（青）発生状況（防災科学技術研究所［課題番号：3002］）。

図13：（左）深部超低周波地震の理論波形（実線）と観測波形（点線）との比較。理論波形は震源時間が8秒（橙）、12秒（青）、16秒（緑）の場合であり、このうち12秒が最適である。（右）超低周波地震の応力降下量を10kPa及び1MPaにしたときの特徴的時間と伝播速度との関係（防災科学技術研究所［課題番号：3002］）。

図14：新宮ボアホール観測点で検出された12個の歪変化イベントについて求めた歪変化の主軸および推定された断層モデルと、断層モデルによる歪主軸の計算値の比較。青で囲まれたイベントは奈良県南部の微動活動に伴うもので、赤で囲まれたイベントは微動活動を伴わずに発生した。それぞれについて推定された断層モデルは、微動活動の位置および微動活動の空白域にほぼ対応している（名古屋大学［課題番号：1702］）。

図15：レシーバ関数イメージ。（a）潮岬  田尻測線（AA’）、（b）新宮  河内長野測線（BB’）、（c）尾鷲  京丹後測線（CC’）。黒丸は深部低周波イベント。（d）本研究で求められたフィリピン海プレート上面のコンター（青線）と三好・石橋（2004）によるコンター（緑線）（京都名大学防災研究所［課題番号：1802］）。　

図16：GPS速度ベクトル（左上、2006年1月～2008年8月）をブロック断層モデル解析によって、ブロックの剛体回転運動（右上）、ブロック間相互作用（左下）、ブロック内歪（右下）の各成分からの寄与に分解した。プレート沈み込みによる影響やブロック運動からの寄与が東海と紀伊半島の前弧部分で異なること、紀伊半島の前弧部分がスリバー的な運動をしていることなどが分かる（名古屋大学［課題番号：1702］）。

図17：福岡県西方沖地震断層の構造模式図。北西部と南東部にセグメント境界があり、強い不均質が存在すると考えられる。断層面上では高速度異常を示すアスペリティが見出された（九州大学［課題番号：2102］）。

図18：応力テンソル逆解析によって得られた九州内陸の応力分布。赤が最大圧縮軸、青は最小圧縮軸を示す。日奈久断層周辺ではほぼ横ずれ断層運動を示す応力が、別府島原地溝帯内部では正断層型の分布が見られる（九州大学［課題番号：2102］）。

図19：日本海東縁部の構造と内陸地震発生の概念モデル（東京大学地震研究所［課題番号：1404］）。

図20：下部地殻の粘性の効果と三次元地殻構造を考慮した、2004年中越地震によるクーロン破壊応力の時間変化。左からそれぞれ直後、2年後、4年後の平面図（上図）と断面図（下図）。F1は2004年中越地震、F2は2007年中越沖地震の断層面を表す。約2年後には2007年中越沖地震の震源付近で地震発生を促進させる応力場に変化したことが分かる（産業技術総合研究所［課題番号：5001］）。

図21：2008年岩手・宮城内陸地震震源域におけるS波速度構造と余震分布。白星、白丸は、本震および余震を、三角は火山を示す。（a‐d）S波速度偏差の鉛直断面図．地表の四角は活断層の地表トレースを示す。（e）深さ24kmにおけるS波速度偏差分布。黒+は深さ20kmより浅い地震、破線で囲った領域は余震活動が低調な領域、太線は活断層を示す（東北大学［課題番号：1202］）。

図22：弟子屈―屈斜路地域の三次元比抵抗構造（北海道大学［課題番号：1005］、市原・他、 2007）。

図23：Mponeng金鉱山地下2.9キロメートルの断層帯で確認されたスロー歪ステップと他のデータの比較（安武2009立命修士論文より；Ide et al. 2006の図に加筆修正）。安武（2009）はまた、Bambanani鉱山でNaoi et al. （2006；GRL）が発見したスロー歪ステップのモーメント（Mo）の下限や、それらより速いが動的応答が少ないイベント（LDRイベント；Little Dynamic Response）の下限も推定し同図にプロットした（えんじ色の点線）。クリーム色は日本付近の地震・地殻変動観測網のノイズレベルから推定される観測が可能なMoと継続時間のおおまかな範囲である。SSS（えんじ色の丸）と自然のより大きなスローイベント（SSEやETS、Silent EQ）を結ぶえんじ色の点線1．は、通常の地震性のイベント（Regular earthquake）のスケーリング則と平行であるように見える。SSSとShorter stepsとを結ぶえんじ色の点線2．は、Ide et al. （2007）が提唱するスケーリング則と平行であるように見える（京都大学防災研究所［課題番号：1805］）。

図24：（釜石沖の繰り返し地震の活動。（a）セントロイドの位置、断層の大きさ、応力降下量の比較。色は応力降下量を表す。（b） M‐T図。シンボルはグループの分類を表す（東北大学［課題番号：1203］）。