「ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究」成果の概要「ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究」成果の概要
1. はじめに
地震調査研究推進本部では、「地震に関する基盤的調査観測計画」（平成 9 年 8 月）や「今後の重点的調査観測について」（平成 17 年 8 月）を策定し、関係行政機関、大学、独立行政法人、地方公共団体等との連携・協力の下、全国の 110 の主要活断層帯や、主要な海溝型地震についての調査観測を推進しています。
このような状況の中、平成 16 年 10 月の新潟県中越地震、平成 19 年 7 月の新潟県中越沖地震等、近年、「ひずみ集中帯」と呼ばれる褶曲－断層帯において、立て続けに大きな被害地震が発生しました。しかしながら、当該地域は、これまで地震本部の方針等において明確な調査対象としては位置付けられておらず、地震調査観測の空白域となっており、ここで発生する地震像を明らかにするための調査研究の必要性が高まっていました。

図１ 浅部の活断層・活褶曲と地下の震源断このため、ひずみ集中帯を対象として、当層の模式図。

該地域における活断層及び活褶曲等の活構造の全体像（図１）を明らかにし、ひずみ集中帯で発生する地震の規模や時期の長期評価、強震動評価の高度化に資することを目的として、平成 19 年度から平成 24 年度にわたり自然地震観測・制御震源による地殻構造探査などを中心とした調査観測・研究を陸域については新潟地域を中心に、海域については新潟沖から青森沖を中心に実施しました。
ここ第Ⅰ部では、本研究の主要目的であるひずみ集中帯の震源断層モデルの構築とひずみ集中メカニズムの解明を中心に、その概要を紹介します。さらに詳しく知りたい方はサブテーマ毎に成果をまとめた第Ⅱ部をご覧下さい。
2. 震源断層モデルの構築
ひずみ集中帯の地震像を明らかにするためには、地震を引き起こす断層がどこにあるかを知ることが重要となります。それらを明らかにするために、自然地震観測・制御震源による地殻構造探査などを実施しました。得られた断層候補の中から、1828 年越後三条地震に対応すると思われる断層について、強震動を計算し、新たに史料をもとに見積もられた震度と比較することにより断層モデルの検証を行い、おおむね一致する結果が得られたた
め、この手法による震源断層モデルの構築が有効であることを示すことが出来ました。
2.1 新潟地域の震源断層モデル

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東北日本の日本海側に存在す
るひずみ集中帯は、厚い堆積層に覆われており、被害を引き起こす活断層の多くは、その堆積層の下に隠されています。
この地域では、日本海拡大時に引張場のもとで形成されたリフト構造と呼ばれる主に正断層から成る裂け目状の構造が、圧縮場への反転によって既存の正断層

図２ ひずみ集中帯における断層を含む基盤構造の模の構造境界を使って逆断層とし式図。（左）日本海拡大時のリフト構造形成期。伸張て再活動しているため、地震が発場となり正断層が形成されブロック状の構造が発達。

生すると考えられています（図（右）圧縮場へ反転した現在。既存の正断層構造が２）。したがって、現在の震源断逆断層として再活動し、各ブロックが断層セグメントと層の形状や広がりには、日本海拡して活動。

大時の断層システムが大きな影響を与えていると考えられます。
2.1.1 陸域自然地震観測による地殻構造詳細イメージング
地下の構造がどのようになっているのかを調べるため、新潟地域を中心に 300 点の地震観測点を設置し、稠密な自然地震観測を行いました。得られたデータを用いて、地震波ト

図３ （左）基盤形状俯瞰図（地震波の等速度の面）。（右）基盤形状の真上からの俯瞰図。

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モグラフィ（X 線の代わりに地震波を使用した CT スキャンのような手法のこと）により、地殻構造の詳細イメージングを行い、新潟平野周辺の詳細な地殻構造を描き出すことができました。この地域の地殻構造の大きな特徴は、厚い堆積層に相当する低速度層が分布していることです。
図３は、堆積層の下にある基盤に相当する地震波速度を持つ層の上面を三次元的に示した俯瞰図です。越後山地より西側の新潟平野や中越地域の丘陵地域の下では、基盤が極めて深い位置にあることが分かります。凹地を含む低地の構造は、おおむね北東－南西方向に連続し、舟状の凹地構造（トラフ状構造）を形成しています。これは重力異常などから明らかになっている構造とよく対応し、想定していた地下構造のモデル（図２）と一致する結果となりました。2011 年長野県・新潟県県境付近の地震、2004 年中越地震、2007 年
中越沖地震はいずれも凹地を避けるように基盤深度の比較的高い場所で発生しています。
活断層分布を赤実線で示していますが、主要な活断層の多くは基盤形状が大きく変化するところに存在しています。一方、既往研究において歴史史料から大まかに推定された 1828年三条地震の震央は、凹地の真ん中に位置していますが、最近発生した地震の震央と異なっているため、実際の震央位置は、基盤深度の深くない場所にあった可能性があります。
以上の結果から、堆積層に覆われていてもその地下の構造を詳細に調べることにより、活断層の存在する可能性の高い場所、低い場所をある程度推定できることがわかりました。
（詳しくは第Ⅱ部の１－１をご覧ください）
2.1.2 陸域の震源断層モデル
新潟地域のような厚い堆積物に覆われている地域では、地下の震源断層の浅部延長で断層が分岐していたり、角度が急激に変化していたりするため、浅い部分だけを見ていても地下の震源断層を推定することは困難であり（図１）、これまで震源断層の位置と形状が詳細には明らかになっていません。これまで、新潟地域
では資源探査を目的とした多くの地下構造探査が実施されていますが、地殻上部全体をイメージングするような調査はほとんど行われていません。このため、新潟地域について、褶曲や断層と直交する 5測線において地殻構造探査を実施しまし

図４ 新潟地域における地殻構造探査測線

た（図４）。

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図５ 会津-佐渡測線の反射法地震探査断面（上）と速度構造断面（下）。
黒線が推定された断層。
会津から新潟平野、佐渡島を経て大和海盆中軸部に至る大規模な海陸統合
地殻構造探査の結果の一つを図５に示します。
このようにして新潟地域で実施した5 測線での地殻構造探査と、8 測線での高分解能反射法地震探査、石油公団等の基礎物理探査、基礎試錐（ボーリング調査）の資料、さらに各種活断層図をもとに、矩形断層モデルの作成を試みました（図６）。自然地震の震源分布、前述の自然地震波トモグラフィによる地殻構造のデータも参考にしています。
（詳しくは第Ⅱ部の２－１をご覧ください）
2.2 海域の震源断層モデル
ひずみ集中帯の日本海地域について
図６ 新潟地域の震源断層の推定矩形モデル（青の矩形、破線は推定）。赤実線:活断層。

は、粟島周辺及び酒田沖で海域音波探査と堆積物採取を実施しました。また、他の調査研究などで得られている海域の活断層情報も利用し、新潟県から山4

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形県の沿岸海域における活断層の分布と上下変位速度を明らかにしました。さらに東北地
方日本海側の大陸斜面全体の活断層分布も今回の調査で明らかになった知見を取り入れ再考し一部修正しました（図７）。これらの結果は、地震動や津波規模を評価するための重要な情報として活用できます。（詳しくは第Ⅱ部の４－２をご覧ください）

図７ 東北地方日本海側斜面の活断層と変位速度を推定した沿岸海域の活断層位置（青楕円）。
日本海東縁部には多数の活断層が分布していることは知られていますが、それらの深部形状を描き出すための探査は、ほとんど行われていませんでし

図８ 調査海域図。実線：地震探査測線（太線：海た。本プロジェクトでは、図８のよう底地震計による地震探査測線）、★印測線：既な調査海域を設定しマルチチャネル反往研究、黒線：逆断層、赤点：震源、灰色：日本

射法探査と、海底地震計を用いた地震海東縁ひずみ集中帯の分布。

波屈折法探査を行い、新潟沖から青森沖に至る海域で地殻上部の詳細な反射波断面と 4 測線での上部マントルにおよぶ地震波速度構造断面を得ました。そこから既知の逆断層のうち、比較的顕著な逆断層を抽出することができました。また、ひずみ集中帯とその地殻構造との関係では以下のことがわかりました。
・日本海東縁の地殻構造は、主に 3 つタイプ（島弧地殻、遷移地殻、海洋地殻（図８の赤色、緑色、青色側線部分にそれぞれ対応））に分けられること。なお、島弧地殻は厚いところでは 25km 程度にもなる主に花崗岩質岩石から成る地殻に、海洋地殻は 10km 程度の厚さの主に玄武岩質岩石から成る地殻に、遷移地殻はその中間的な性質をもつ地殻に対応し

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「ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究」成果の概要ます。
・日本海東縁で指摘されてきたひずみ集中帯は、3 つのタイプに区分されること。1 つは島弧地殻領域に分布しているひずみ集中帯、2 つ目は地殻構造が遷移地殻と島弧地殻との境界に近い部分に分布しているひずみ集中帯、3 つ目は地殻構造が遷移地殻と海洋地殻との境界付近に分布しているひずみ集中帯です。
さらに詳しく見ると、・南部（能登半島沖～山形沖）では、島弧地殻領域が北部（秋田沖～西津軽沖）と比べて非常に広く、ひずみ集中帯や被害地震はすべて島弧地殻が形成されている領域に分布しています。
・北部（秋田沖～西津軽沖）では、南部と比べて島弧地殻領域が狭くなり、島弧地殻の領域だけではなく、「島弧地殻と遷移地殻」や「遷移地殻と海洋地殻」の地殻構造の境界付近でもひずみ集中帯が分布しています。
深部まで詳細に明らかになった地殻構造は、ひずみ集中帯の地震テクトニクスを明らかにする上で基本的な情報となります。（詳しくは第Ⅱ部の２－２をご覧ください）
断層の深部がどこまで達しているかは、断層の長さと並んで地震の規模を見積もるためには重要なパラメータです。そのためには、制御震源を用いて詳細に地殻構造を明らかにし、その中から断層を選び出す方法があります。
ほかにも、震源の深さを知ることで、断層の下端を見積もる方法があります。
この方法は広範囲にわたり見積もれるといった利点があります。
新潟県上越沖において長期間観測可能な海底地震計を用いた地震観測、図９ 海底地震計による震源決定結果。

1964 年新潟地震震源域での海底ケーブルインライン式地震計を用いたリアルタイム地震観測を実施し、精度の高い震源分布を得ることができました（図９）。（詳しくは第Ⅱ部の１－２をご覧下さい）
2.3 1828 年越後三条地震の強震動評価

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図１０ 計算による地表震度分布（背景色）と史料により見積もられた震度（丸印）の比較。
断層の位置などを変えた２つの計算例。
明らかになった震源断層モデルや地下構造モデルを基にして、1828 年三条地震を対象とする、震源モデルと地下構造モデルを構築し地震動シミュレーションを行い、モデルを検証しました。その結果、強震動評価は、史料地震学的に新たに推定した震度分布とおおむね整合的なものとなりました（図１０）。本研究で用いた強震動評価とモデル検証の方法は、他の地域においても同様に適用可能で強震動予測の高度化が進むことが期待されます。
（詳
しくは第Ⅱ部の５－３をご覧ください）

図１２ 各地震群（ひとつの本震及びその余震群）の応力降下量の比較。青、赤はそれぞれひずみ集中帯内外の地震に対応。
図１１ 新潟県、山形県、秋田県の

このような強震動の予測には、浅部の地下構造の浅部・深部統合地盤モデルにお詳細な様子がわかっていなければなりません。そこで、ける工学的基盤上面の深さ分

新潟県、山形県、秋田県を対象として浅部・深部統合布。

地盤モデル（図１１）を作成し、新潟県の地盤モデルを前述の強震動の理論波形計算に組み入れました。

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「ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究」成果の概要（詳しくは第Ⅱ部の５－１をご覧ください）
また、強震動の理論波形計算には、震源特性が基本的な情報として使われます。そこで、ひずみ集中帯で起きた地震の震源パラメータ（断層サイズ、応力降下量：断層に働いていた力が地震発生時に解放され低下する量）を推定し、震源特性にひずみ集中帯内外で違いがあるか調べました。その結果、ひずみ集中帯内外、また断層タイプによる震源特性の違いはほとんどなく、むしろ各地震群の中で特性の違いがあるということ（図１２）がわかりました。すなわち、ひずみ集中帯の地震に対する強震動理論計算にも従来通りの手法を適応してよいことが分かりました。
（詳しくは第Ⅱ部の５－２をご覧ください）
2.4 活動度の評価
断層の位置・形状から強震動を予測できますが、地震によるリスクを評価するには過去にどれくらい発生したかも重要な情報です。
そのための基礎資料として、陸域では、新潟地域の活構造を検討するために、空中写真判読やいくつかの代表的な地点でボーリング調査を行い、堆積物の年代測定などを行いました。加えて陸域の地殻構造調査の結果も考慮し、活断層・活褶曲における上下変位速度を明らかにしました（図１３）。
その結果、多くの活断層の変位速度が明らかになるとともに、角田・弥彦断層が海域にまで延びる活断層であること、高田平野東縁や国中平野の活断層の長さが倍近くになるなど、これまでの研究で未確認の活構造を数多く見出しました。
（詳しくは第Ⅱ部の４－１を

図１３ 活構造の上下変位速度（赤数字、単位は mm/年）。白数字は既往研究。

ご覧ください）海域では、図７で示すように、新潟県から山形県の沿岸域において海域音波探査と堆積物採取を実施し断層の上下変位速度を明らかにしました。（詳しくは第Ⅱ部の４－２をご覧ください）
また、歴史資料などを調査することによっても、過去にどれくらい発生したかを見積もることが出来ます。現在の山形県・新潟県・長野県におけるひずみ集中帯で、近世（安土図１４ 「史資料データベース」のページ。

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桃山時代～江戸時代）以前に発生した古地震（歴史地震）や津波などについて、歴史学・地質学・地震学に関係する記録の収集と解析を実施し、データベースを構築しました（図１４）。ここで新たに見積もった 1828 年越後三条地震の震度は、上記の強震動予測の検証に用いられています。
（詳しくは第Ⅱ部の６－１をご覧ください）
また、近世以降明治・大正・昭和等の日本海東縁部周辺で発生した地震に関する資料を収集し、震度等を検討した解析を行い、震源域を推定しました（図１５）。その結果、秋田市の沿岸と沖合部分では、最近 400 年間は被害地震が発生しなかったことが判りました。
（詳しくは第Ⅱ部の６－２をご覧ください）
3. ひずみ集中メカニズムについて
東北日本弧の場合、日本海側に褶曲-逆断層帯が発達することは、地質・地形学的に古く

図１５ 近世以降の主な被害地震の震源域分布。黄色楕円が空白域。

から明らかに認識されていました。近年、こうした領域は、GPS 観測などの測地観測によっても、ひずみが集中している地域であることが明らかにされました。この地域のひずみ集中メカニズムについては、太平洋からのプレートの沈み込みの影響や、北米（オホーツク）-ユーラシア（アムール）のプレート相互作用に求める考え方など多様なものがあります。今後、ひずみ集中のメカニズム解明を進めるには、沈み込むプレートと陸側プレートを一つのシステムと見て、定量的な把握を行っていく必要があります（図１６）。日
本海東縁から日本海側の
図１６ 東北日本のひずみ集中プロセスについての概念図。

弾性的な地殻構造の相当部分が明らかになりました（詳しくは第Ⅱ部の１－１、１－２、２－１および２－２をご覧ください）。これは、ひずみ集中メカニズムを明らかにする数値シミュレーションなどを実行する上で基本となるデータとなるものと期待されます。

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3.1 非弾性的性質
地質・地形学的な現象としてのひずみ集中を解明するためには、弾性的性質だけでは不十分であり、非弾性的性質（粘性など）も解明する必要があります。例えば、地層の褶曲は岩石の粘性流体的性質の表れです。
ひずみ集中帯を東西方向に横切るように、糸魚川市、上越市、十日町市、南魚沼市にまたが る 全 長 約 80km の 線 上 に

図１７ GPS 観測により明らかになった 2008 年から 2010

GPS 観測点を設置し、地表の年の地殻変動速度の分布。

変位量を計りました（図１７）。その結果、上越・中越地域では、糸魚川市と南魚沼市の間で、年間約 1cm の短縮が生じていますが、その中でも東頸城丘陵（上越市と十日町の境界付近）ではその半分に相当するような顕著な変形集中が見られました。これは、東頸城丘陵の地下で断層クリープ（ずるずるとした断層のずれ）が生じている可能性を示唆しています。現時点
では、東北地方太平洋沖の巨大地震の余効変動が継続中であり、これが次第に終息して地震発生前の状態に戻っていく様子を調べることが重要だと考えられます。（詳しくは第Ⅱ部の３をご覧下さい）
粘性を推定するためには、地震波の減衰構造を調べ、そこから推定する方法も一般的です。新潟地域において自然地震観測で得られたデータを使って推定しています。
（詳しくは第Ⅱ部の１－１をご覧下さい）
3.2 各地域のひずみ集中メカニズム陸域では新潟地域を中心に調査観測を実施しましたが、ひずみ集中帯の他の地域についてもひずみ集中メカニズムの解明に資する知見を得ました。

図１８ 各深さにおける比抵抗構造の平面図。C1 は石狩東縁断層帯直下の、C2 は支笏カルデラ直下

3.2.1 北海道地方の低比抵抗域。暖色系は低比抵石狩地域に地震観測点を設置し、詳細な震源分布10抗域。

「ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究」成果の概要や地震波速度構造を明らかにし、さらに地磁気地電流（マグネトテルリク:MT）法による比抵抗構造探査により、深部の構造や流体の分布の推定を行いました（図１８）。石狩平野東縁断層帯の下に局所的な低速度、低比抵抗域が見られ、そこでは深部から流体が上昇してきている可能性があり、それが活断層の活動や地震発生に影響する可能性も指摘されました。（詳しくは第Ⅱ部の１－５をご覧ください）
3.2.2 東北地方
東北地方内陸では、ひずみが集中している領域が、脊梁山地と宮城県北部と日本海沿岸の 3 箇所にあります。脊梁山地と宮城県北部については、そのひずみ集中帯の下部地殻から上部マントルにかけて、地震波の伝わる速さが遅い領域が広がっていることがわかっています。このような地震波低速度域は、岩石が柔らかいために、東

図１９ 東北地方脊梁山地のひずみ集中帯を説明する「下部地殻軟化モデル」。

西から押されると変形しやすく、そのためにひずみが集中していると考える「下部地殻軟化モデル」（図１９）で説明できます。そこで、日本海沿岸にあるもう一つのひずみ集中帯に注目し、北部の庄内平野周辺に高密度の臨時地震観測網を展開して、このモデルが日本海沿岸でも成立するかどうかを調べることにしました。その結果、この地域でも「下部地殻軟化モデル」で説明できることがわかりました。（詳しくは第Ⅱ部の１－６をご覧ください）
3.2.3 中部地方
御嶽山は、日本海東縁変動帯－新潟・神戸構造帯へと延びるひずみ集中帯の中に位置する成層火山であり、その周辺域では 1979 年以降微小な群発地震活動が活発化し、1984 年には長野県西部地震（マグニチュード 6.8）が発生しています。御嶽山
周辺域において機動的地震観測を実施し、詳細な地震活動をとらえて地震波速度構造や応力（地殻内に働いている力）場を明らかにしました。その結果、群発地震の発生域付近には間隙流体圧の高まり（図２０）があることがわかり、また、流体11

図２０ 推定された御嶽山（赤三角）周辺の間隙流体圧分布。青緑色の領域が周囲より圧が高い。

「ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究」成果の概要があると高くなる P 波速度/S 波速度比の高い領域が推定されました。この地域では、既に広域 MT 探査による低比抵抗の分布やリチウム同位体分析による深部起源の流体が観測されており、これらの先行研究の結果と矛盾しません。このことから御嶽山周辺域の群発地震活動域の深部に安定した流体源があると予想されました。
（詳しくは第Ⅱ部の１－７をご覧ください）
3.2.4 近畿地方
琵琶湖西岸の活断層集中帯において、稠密
地震観測を実施し、ひずみ蓄積と地震発生メカニズムに関して、以下のようなモデルを構築しました（図２１）。沈み込むフィリピン海プレートが深さ 60km 程度に達する部分から脱水した水が下部地殻に達し、下部地殻を局所的に弱化します。この地域の最大圧縮応力の方向はほぼ東西なので、南北方向の下部地殻内の局所的に弱化された領域は、逆断層的な変形を行う延性的な（破壊されずに、つまり地震を起こさずに、引き伸ばされる）せん断帯を形成します。この延性的なせん断

図２１ 琵琶湖西岸活断層集中域において推定されたひずみ集中と地震発生のメカニ帯における逆断層運動により、直上に逆断層ズム。北から見た模式図。

的なひずみ集中が発生し、逆断層型の地震が卓越します。このモデルに従えば琵琶湖西岸断層帯は逆断層であることも、この延性的なせん断帯の動きによるものと考えられます。（詳しくは第Ⅱ部の１－４をご覧ください）
3.2.5 九州地方
現在日本列島の中でも顕著な伸張場を形成している別府島原地溝（リフト）帯を含む九州地域において、ひずみ集中メカニズムモデルを構築しました（図２２）。地溝帯では流体の供給があるために地震活動が活発で、地震のない地域では流体による強度低下が起こらず、地震発生に至らない可能性を表しています。（詳しくは第Ⅱ部の１－８をご覧

図２２ 九州における地震発生の模式図。上ください）段が別府島原地溝帯、下段が断層帯と地震活動のない地域。

3.3 火山12

「ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究」成果の概要

火山は、マグマの貫入などによりひずみが局所的に集中しているところで北岳

南岳
昭和火口桜島の噴出物す。このため、桜島、阿蘇山、草津白根山などを対象としてひずみ集中メカ

姶良カルデラ低速度領域（カルデラ噴出物）
海底断層？
地形学的カルデラ
圧力源

ニズムを考察しました。たとえば、桜島・姶良カルデラでは、図２３に示すような地震発生メカニズムが推定されました。姶良カルデラ中心部の深部に低速度領域がありますが、これはマグマ貫入

地震発生
領域
中速度領域

中速度領域
地震発生
領域

高速度領域
（基盤）

低速度領域
（マグマを含む）

緩衝領域
圧力源による圧力源と考えられています。そこからマグマ供給

カルデラ縁に沿って浅い場所までのびる低速度領域があり、低速度領域には地震が発生していないことからマグマを含む溶け

図２３ 桜島・姶良カルデラ周辺の地震発生のメカニズムの模式図。

た領域あるいは破砕が進んだ領域と考えられます。この領域の膨張が、周辺の中速度領域において地震を発生させると考えられます。 草津白根山においては、地殻変動観測、地震観測（図２４）に加え、水位・水温・降水量、火山ガス、湖水・温泉水などの化学組成観測などから、火山性流体である火山ガスや熱水の動きと地震活動が対応していることが明らかになり、地震観測も火山性流体の分布や移動を把握する上で有効であることが明ら

図２４ 草津白根山の震源分布。右かになりました。
（詳しくは第Ⅱ部の１－３～１－

図は震源の緯度・時間分布。

９をご覧ください）
以上のように、ひずみが集中している各地域や火山の調査結果を見てみると、地殻内あるいはマントル最上部の流体がひずみ集中帯の形成に重要な役割を果たしている可能性があることがわかります。今後もこの流体に注目してゆくことが重要となります。
3.4 電磁気的手法による流体の検出
このような流体を検出する有力な方法の一つは電磁気的手法です。
この手法をひずみの集中する東北地方と火山に適用しました。まず、背弧域（島弧の脊梁山脈より日本海側の地域）、特に、庄内平野－新庄・山形盆地

図２５ 庄内平野－新庄・山形盆地測線の比抵抗構造断面。

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周辺域は、ひずみが集中している地域で、1894 年庄内地震をもたらした庄内平野東縁断層帯、鳥海山や月山などの活火山が分布する活動帯であるにもかかわらず、電磁気的構造探査による地下深部の詳細な描像は得られていませんでした。このため、庄内平野－新庄・山形盆地周辺域をほぼ東西に横切る測線で地磁気地電流（マグネトテルリク：MT)法による比抵抗構造探査を実施しました。その結果、背弧域において断層帯に沿う低比抵抗帯（図２５）が見出されました。これは、3.2.2 の地震学的手法から得られた「下部地殻軟化モデル」と矛盾しません。
また、日本各地の活火山（霧島山、富士山、樽前山、伊豆大島、三宅島、浅間山、桜島）周辺域において、MT 法による比抵抗構造探査やその連続観測、自然電位マッピング等を実施し、火山流体の存在と移動・その時間変化を計測しました。その結果、霧島山では柱状の低比抵抗体が傾きながら新燃岳方向に伸びていることがわかるなど、火山へのマグマ供給経路に関して新たな知見が得られました。（詳しくは第Ⅱ部の１－３をご覧ください）
4. 今後の課題
本研究では、陸域では新潟地域を中心に、地殻構造などを明らかにしてきました。今後は、ひずみ集中帯の他の地域が同様の構造になっているか明らかにする必要があります。
今回試算したような 1828 年越後三条地震のように、各地で震源断層モデルを構築し、強震動評価を実施することが可能になると期待されます。
ひずみ集中メカニズムについては、弾性的性質など基本的な情報を得ることが出来まし
たが、非弾性的性質についても同様に明らかにする必要があります。特に、東北地方太平洋沖地震後から現在も続いている余効変動を活用した臨時稠密 GPS 観測や SAR 干渉解析などにより地殻変動を余すことなく詳細に記録することが、非弾性的性質を明らかにする上で重要となります。また、各地域のひずみ集中メカニズムの調査で明らかとなったように、地下の流体の存在が重要な役割を果たしている可能性が示されていますので、今後も注目しておく必要があります。これらの情報を統合することで、ひずみ集中帯の粘弾性モデルの構築、数値シミュレーションの実施につながれば、ひずみ集中メカニズムの解明が可能になるものと期待されます。
以上、「ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究」プロジェクトの成果について、その概要を紹介してきました。詳しい説明は、次の第Ⅱ部をご覧下さい。なお、ここ第Ⅰ部や次の第Ⅱ部で紹介している成果は、観測データの見直し、新たな現象の発見、現象の解釈の再検討の結果、見直される可能性があります。

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