2-2 マルチチャンネル等による海域地殻構造調査

2-2 マルチチャンネル等による海域地殻構造調査
小平秀一 （海洋研究開発機構）

1. 研究の目的
日本海東縁では、1833 年庄内沖地震（M7.5）、1964年新潟地震（MJ7.5）、1983 年日本海中部地震（MJ7.7）、1993 年北海道南西沖地震（MJ7.8）など M7 を超える逆断層のメカニズムで被害地震が繰り返し生じ、これらの地震により生じた津波も発生しています。この海域では、1980 年代前半に、新生プレート収束境界の指摘 1)2)がなされ、その後の調査観測から日本海東縁が単純な 1
ヶ所のプレート境界による地震発生帯ではなく、「ひずみ集中帯」とよばれる変動帯が複数の帯状に形成されていると指摘されるようになりました 3)。2000 年以降、このひずみ集中帯付近で 2007 年新潟県中越沖地震（MJ6.8）などの被害地震が相次いで発生しました。
このような地震発生帯における主な調査研究の 1 つとして地殻構造調査があります。地殻構造調査では調査時の地下構造のスナップショットであるイメージを得ることができ、得られたイメージから過去の構造運動によって生じた現在の地殻構造の状態を読み取ることができます。さらに、地震活動など他の調査・研究と比較することにより、最近まで生じた構造発達であるかを評価することができます。しかし、日本海東縁においては、ひずみ集中帯や地震発生帯の解明を目的とした地殻構造研究は数が少なく、地殻構造と地震発生の関係がよく分かりませんでした。
海洋研究開発機構では、2009 年以降、当機構の深海調査研究船「かいれい」を主に用いて、マルチチャンネル反射法地震探査と海底地震計による屈折法・広角反射法地震探査を実施し（図 1、2）、ひずみ集中帯内の活構造、断層のイメージング、地震波速度の絶対値等を明らかにする研究を行ってきました。本報告書では、1983 年日本海中部地震と 1964 年新潟地震の震源域を横切った測線の調査結果を中心に、地殻構造と地震発生帯の関係を記します。

図 1 本研究の調査海域図。実線：地震探査測線（太線：海底地震計による地震探査測線）、黒線：逆断層、赤点：気象庁一元化震源と地震年報 24)による震源（深さ：0～50 km、期間：2000～2011 年、マグニチュード：MJ ＞1）、★の測線：西坂・他(2001) 23)による地震探査測線、灰色：日本海東縁ひずみ集中帯の分布 25) 、［a］：1964 年新潟地震(MJ7.5)、［b］：1983 年日本海中部地震(MJ7.7)、［c］：1993 年北海道南西沖地震(MJ7.8)、［d］：2007 年新潟県中越沖地震(MJ6.8)。

表 1 本研究における 2009～2012 年度に実施したデータ取得概要。

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2. 観測の概要
観測は、2009 年度～2012 年度の 4 年にわたり、能登半島沖から西津軽沖にかけての海域を中心に実施しました（図 1、表 1）。観測時は、観測海域周辺の漁業活動による影響や日本海を通過した台風・熱帯低気圧の影響などがありましたが、大きなトラブルはなくデータ取得を実施することができました。に位 置 し、本 震 はこの領 域 内 で生 じ ました。さらに、2011 年 3 月 11 日に発生した東北地方太平洋沖地震（MW 9.0）発生後に、翌日 3 月 12 日に MJ 6.4 の地震も発生しております 5) 。また、調査海域南側では近年大地震の発生の報告がない地震空白域にあたります6)7)。
2012 年度は、秋田沖から西津軽沖にかけての大陸棚～日本海盆に至る海域において、マルチチャンネル反射法地震探査を 14 測線（総測線長 1960 km）で実施し、そのうち日本海中部地震震源域北側を横切る 1測線で海底地震計 46 台による屈折法・広角反射法地震探査（測線長 234 km）を行いました（図 1）。調査海域は、日本海中部地震の北側の震源域に位置し、最大余震（MJ7.1）はこの領域内で生じました 8) 。また、調査海域北側は、近年大地震の発生の報告がない地震空白域との指摘があります 7)。
3. データ解析・解釈
3.1 マルチチャンネル反射法地震探査
データ解析は、標準的な 2 次元反射法地震探査のデータ処理を適用して、実施しました。得られたデータ解析結果による一例として、1964 年新潟地震震源域と1983 年日本海中部地震震源域を横切った測線のイメージングを示し、説明します（図 3、4）。

図 2 本研究で用いたマルチチャンネル反射法地震探査シス
テムと海底地震計。

2009 年度は、能登半島沖から佐渡沖にわたる海域にて、マルチチャンネル反射法地震探査を 8 測線（総測線長 1073 km）行いました。加えて、海底地震計 30 台を用いた屈折法・広角反射法地震探査を大和海盆、地形の高まりである白山瀬、富山トラフ、佐渡島を経て佐渡海盆に至る 1 測線実施しました（図 1）。この屈折法・広角反射法地震探査は、東京大学地震研究所が実施した佐渡島から越後平野を経て西会津地域に至る測線（会津-佐渡沖測線）4)から延長する形となっており、海陸統合測線（測線長 334 km）として行いました。
2010 年度は、新潟沖から庄内沖にかけて、最上トラフ、佐渡海嶺、大和海盆に至る海域において、マルチチャンネル反射法地震探査を 11 測線（総測線長 2472 km）で実施し、そのうちの 1 測線で海底地震計 58 台による屈折法・広角反射法地震探査（測線長 297 km）を行いました（図 1）。調査海域では新潟地震が発生しており、新潟地震震源域を含む大陸棚付近の領域と最上トラフから佐渡海嶺に至る領域でひずみ集中帯が南北に拡がっていると指摘されています。屈折法・広角反射法
地震探査を行った測線では、気象庁が決定した新潟地震の本震の直上を横切ります。
2011 年度は、庄内沖から秋田沖にかけての大陸棚～大和海盆・日本海盆に至る海域において、マルチチャンネル反射法地震探 査 を 11 測線（総測線長 1908km）で実施し、そのうち日本海中部地震震源域南部を横切る 1 測線で海底地震計 55 台による屈折法・広角反射法地震探査（測線長 281 km）を行いました（図 1）。
調査海域北側では、日本海中部地震の南側の震源域

3.1.1 1964 年 新 潟 地 震 震 源 域 ～ 大 和 海 盆 （ 測 線EMJS1003）の反射法地震探査イメージング
図 3 上は 2010 年度に取得した大和海盆北部～佐渡海嶺～最上トラフ～1964 年新潟地震震源域である粟島沖にかけてのイメージングです。このイメージの特徴を、「1964 年新潟地震震源域」、「最上トラフ～佐渡海嶺」、「大和海盆北部」の 3 海域に分けて記します。
1964 年新潟地震は粟島沖を震源とする MJ7.5 の地震で、このマグニチュードは現在まで新潟沖で発生した地震の中では最大です。地震発生後取得された地震・地殻変動・津波などの地球物理学データをもとに断層モデルの推定が実施され、西傾斜の高角逆断層のモデル 9)10)と東傾斜の低角逆断層のモデル 11)12)の 2 つが提案されました 7)。1980 年代以降震源域を含む新潟沖において浅層地震探査の結果により、地質構造が推定され、新潟地震の震源断層は西傾斜の逆断層であることが考察されています 13)。
図 3 上の新潟地震震源域付近の結果を見ると、震源域付近は水深 100m 程度の大陸棚であるため、多重反射の影響が懸念されましたが、基盤までの反射面が確認できます。大きな特徴の 1 つは、2 つの背斜があることです。これらの背斜は比高が 2～3 km で、東側の背斜の裾野が西側の背斜の裾野より下位に位置し、基盤面が不連続になっています。この特徴は、この 2 つの背斜が西傾斜の逆断層によって主に形成されたことを示
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盆へ向かって海底地形が深くなっていく領域では、短縮変形した構造は認められなくなり、大和海盆形成時の正断層的な構造が保存されている領域へ移っていくようにみえます。
大和海盆北部においては、基盤の起伏に富んだイメージになっていますが、短縮変形したイメージは確認できません。図 3 においては、堆積層の厚さは 1 km 前後の領域が多く、最大で約 1.8 km です。基盤下の地殻内の反射面は、弱い反射面が点在していますが、後述する日本海盆と比較すると連続性が悪く、顕著ではありません。モホ面についても、日本海盆と比較すると反射面を顕著に同定することは難しいです。

唆しています。背斜の上位の堆積層は、多重反射によるノイズの影響が強いため、詳細な構造がはっきりしませんが、反射面は振幅が弱く、コヒーレントも良くありません。先行研究 13)と比較すると、これらの 2 つの背斜は粟島隆起帯とよばれる背斜群の一部であると推定されます。また、2 つの背斜の西側の裾野の反射面はさらに西側に続く基盤の反射面に対して不連続になっており、基盤が海底下 0.5 km までに上昇し、堆積層中及び基盤では短周期の非対称背斜や断層の発達が認められます。これらの高まりは、先行研究 13) と比較すると、新潟沖隆起帯とよばれる部分に位置していると推定されます。
最上トラフ（図 3 上）は大陸棚と佐渡海嶺の間に位置する地形的な凹地です。基盤は西へ傾斜しており、それと共に堆積層も厚く、佐渡海嶺との境界部で基盤が最も深くなり、くさび状の形状となっています。最上トラフを横切る他の測線では、最上トラフ南部では基盤が西へ傾斜していますが、北部では逆にトラフの東側で基盤が深くなる構造になっています。また、トラフ内の堆積層には西傾斜の逆断層が作用して形成されたことが示唆される非対称な背斜が認められます。さらに、トラフの東縁および西縁においては、逆断層を伴った地形にも現れている背斜が形成されています。
最上トラフの西側に位置している佐渡海嶺は複数の背斜群から構成されており、海底地形から見るとこれらの背斜が北東－南西方向に連なっています。図 3 上でイメージされた背斜は西傾斜の逆断層を伴って形成されたと推定されるものが多く、断層運動により基盤も不連続となっています。全体的に西傾斜の逆断層が多い
点は、大和海盆形成時の東縁部で生じた西傾斜の正断層が逆断層へと転換した結果（インバージョンテクトニクス）を示していることが推定されます。また、大和海

図33.1.2 西津軽沖大陸棚～1983 年日本海中部地震震源域～日本海盆（測線 EMJS1205）の反射法地震探査
イメージング
図 4 上は、2012 年度に取得した日本海盆～1983 年
日本海中部地震震源域～西津軽沖にかけての日本海盆～1983 年日本海中部地震震源域～男鹿半島沖にかけてのイメージングです。このイメージングの特徴について、「西津軽沖大陸棚～西津軽海盆」、「1983 年日本海中部地震震源域」、「日本海盆」の 3 海域に分けて記します。
まず、西津軽沖大陸棚～西津軽海盆では、大陸棚が津軽半島西方沖から津軽海峡まで広がり、西側には西津軽海盆が南北約 50 km・幅約 20 km にわたって存在し、その海盆西縁は奥尻海嶺とよばれる地形があります 14)。大陸棚の堆積層の層厚は、最も厚いところで 3km を超えている部分もあります。堆積層内に短縮変形した背斜と逆断層がイメージされていますが、地殻内にそれに対応する反射面は、現時点での解析結果では明瞭ではありません。この領域は、定常的な地震活動

1964 年新潟地震震源域～大和海盆（測線 EMJS1003）における地震探査のイメージングの結果。（上）反射法地震探

査イメージングの結果。（下）海底地震計による地震波速度構造。
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地震活動の詳細は陸上観測網から遠すぎるため分からず、歴史地震も現段階では確認されていませんが、今後十分に検討する必要があります。

が新潟沖～秋田沖の大陸棚と比べると低調で、歴史地震も認められていませんが 15)、イメージングの結果から、図 3 上のような新潟沖～秋田沖における大陸棚のイメージの特徴の傾向に沿っています。大陸棚の西側に位置する西津軽海盆においては、堆積層の層厚が最大で約 3 km に達し、海盆中央部では、海底地形に現れるような短縮変形した構造は認められません。しかし、海盆東縁及び西縁（奥尻海嶺）の海盆両縁は、海底地形にも現れている短縮変形した構造が発達し、背斜とそれに関連した逆断層の形成が認められます。
1983 年日本海中部地震震源域は、図 4 の奥尻海嶺から西側に位置します。日本海中部地震の震源域は男鹿半島沖から西津軽沖にかけて約 140 km にわたっており、久六島付近を境に余震分布の走向が南部では北東－南西方向、北部では北西－南東方向へと変わります 8)。図 4 上に示した測線は震源域北部を横切っています。この領域には震源域の西端に位置する部分において東傾斜の逆断層を伴った非対称な背斜の発達が認められ、さらにこの背斜に対応する東へ傾斜する明瞭な反射面を地殻内に同定することができます。
この背斜以外にも西津軽海盆までの間に、複数の短縮変形した構造が認められますが、その構造に対応する地殻内の反射面は確認できません。
日本海盆では、堆積層は 1～1.5 km の層厚で、基盤下の地殻内の反射面やモホ面が明瞭にイメージされます。その中で、松前海台と大和堆の間まで領域において、背斜とそれに関連した逆断層の構造が地形や堆積層中に確認できます。この構造に接続する形で、地殻内には断層とみられる明瞭な反射面としてイメージされており、その一部はモホ面近傍まで達しています。このような地殻全体を横切るような断層は複数の測線で認められ、空間的に連続しています。この構造に沿った

図4

3.2 海底地震計による屈折法・広角反射法地震探査
3.2.1 1964 年 新 潟 地 震 震 源 域 ～ 大 和 海 盆 （ 測 線EMJS1003）の地震波速度構造
図 3 下は 2010 年度に取得した大和海盆北部～佐渡海嶺～最上トラフ～1964 年新潟地震震源域である粟島沖にかけての海底地震計を用いた屈折法・広角反射法地震探査から求めた地震波速度構造です。
大和海盆北部では、地殻は約 16 km の厚さで、海洋底拡大で形成した標準的な海洋地殻 16)17) よりも厚くなっています。この地殻構造には、島弧上部地殻 18)に相当していると考えられる P 波速度約 5.5～6.4 km/s の部分はほとんど存在していません。海盆北部の地殻は、P波速度 6.6 km/s を境に地殻上部と下部に分けられます。
地殻上部にあたる前者は、厚さ約 5 km で急な速度勾配をもっています。地殻下部にあたる後者は、約 8 kmの厚さで緩やかな速度勾配をもっています。このような特徴から、大和海盆北部は海洋地殻と島弧地殻の中間的な地殻（遷移地殻）と分類されます。大和海盆の中央部では、下部地殻最下部の P 波速度はより速くなっており（約 7.1～7.3 km/s）、この高速度部の存在は、大和海盆形成時のマントル温度がやや高い状態であったことを示していると考えられます。
大和海盆から東に位置する佐渡海嶺では、地殻は徐々に厚くなり、佐渡海嶺下では厚さは約 23.5 km になります。さらに佐渡海嶺から東の最上トラフ～沿岸域にかけての領域の地殻には、島弧上部地殻 18) に相当していると考えられる P 波速度約 5.5～6.4 km/s の部分が厚く存在しています。この速度を示す部分は、最上ト

西津軽沖大陸棚～1983 年日本海中部地震震源域～日本海盆（測線 EMJS1205）における地震探査のイメージングの結果。（上）反射法地震探査イメージングの結果。（下）海底地震計による地震波速度構造。
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分された地殻構造とひずみ集中帯や逆断層の分布を重ねてみると、ひずみ集中帯の分布は、島弧地殻の中に分布しているタイプ、島弧地殻と遷移地殻の境界付近に分布しているタイプ、遷移地殻と海洋地殻の境界付近に分布しているタイプの 3 つに分けられることがわかります。さらに、この 3 タイプに区分される地殻構造やひずみ集中帯は北側（秋田沖～西津軽沖）と南側（能登半島沖～山形沖）における発生する地震の違いに関係していることも分かりました。
まず、南部（能登半島沖～山形沖）は、島弧地殻と遷移地殻の 2 タイプの地殻構造が分布しています。この 2 タイプの地殻構造の中で、島弧地殻の中にひずみ集中帯や歴史地震の震源域（1833 年庄内沖地震や1964 年新潟地震）が分布しています。島弧地殻が形成されている領域は北部（秋田沖～西津軽沖）と比べると相対的に非常に広く、海岸線から 100km 以上西まで達し、能登半島沖大陸棚、新潟沖・山形沖大陸棚、最上トラフ、佐渡海嶺において活構造が多く認められる領域が含まれます。これらの活構造は、反射法地震探査の結果から、堆積層中や基盤において、変形が認められますが、基盤下の地殻内には、接続する断層を示唆するようなイメージは現時点で得られておりません。そのため、反射法地震探査のイメージのみから、各々の断層の深度を特定することは困難ですが、海底地震計による地震探査から得られた速度構造（図 3）によると、上・中部地殻の不均質性が強く、さらに同じプロジェクトで東京大地震研究所が実施した粟島沖や佐渡沖における海底地震観測の結果 19) 20)によると、本研究における島弧地殻に区分している領域で発生した地震の多くが深度 15 km より浅い部分で決まっています。これらのことから、島弧地殻に発達している断層の多くは上・中部地殻の中に形成されていると推定されます。また、島弧地殻が形成されている領域より西側には遷移地殻を形成している大和海盆が位置していますが、この領域では堆積層や基盤において短縮変形した構造は認められず、現在のところ歴史地震も確認されておりません
15)。
一方、北部（秋田沖～西津軽沖）では、島弧地殻・遷移地殻・海洋地殻の 3 タイプ共に地殻構造が分布しています。ひずみ集中帯についても、3 タイプすべてが分布しています。1 つは秋田沖・西津軽沖大陸棚や西津軽海盆などに沿って分布する領域です。この領域は島弧地殻を形成しており、地殻構造の特徴は南部における佐渡海嶺～新潟沖・山形沖大陸棚に至る海域とほぼ同様です。そして、2 つ目のひずみ集中帯の領域は、東経 139 度付近に沿って分布しており、地殻構造が遷移地殻と島弧地殻との境界付近に対応します。この領域内で日本海中部地震が発生しました。3 つ目のひずみ集中帯は、日本海中部地震震源域から西へ約 100km に位置する日本海盆南東部（松前海台と大和堆のラフと佐渡海嶺の領域毎のブロック状に分かれているように見えます。一方、下部地殻は約 6.6～7.0 km/s の P
波速度をもち、島弧下部地殻 18)に対応していると考えられます。以上のことから、この領域の地殻構造は島弧地殻に分類されます。
3.2.2 西津軽沖大陸棚～1983 年日本海中部地震震源域～日本海盆（測線 EMJS1205）の地震波速度構造
図 4 下は、2012 年度に取得した日本海盆～1983 年
日本海中部地震震源域～西津軽沖にかけての日本海盆～1983 年日本海中部地震震源域～男鹿半島沖にかけての地震波速度構造です。
日本海盆南部の地殻は約 10 km の厚さであり、海洋底拡大で形成した標準的な海洋地殻 16)17) とほぼ同等、もしくは若干厚くなっています。P 波速度分布は標準的な海洋地殻 16)17)と同等になりますが、下部地殻最下部の P 波速度は少し速くなっています（約 7.2 km/s）。これらの特徴から、日本海盆南部では、日本海拡大によって形成した海洋地殻が存在していると考えられます。
日本海盆から 1983 年日本海中部地震震源域にかけての地殻は陸域に向かって緩やかに厚くなり、14～16 km の厚さになります。この領域の地殻は大和海盆よりも薄くなっていますが，速度分布は大和海盆と類似しています。これらの特徴から、この地殻構造は上記の大和海盆と同様に、海洋性と大陸性の中間的な特徴である遷移地殻と推定されます。また、この領域の地殻下部には、P 波速度 7.1 km/s 以上の部分が厚さ約 2 km存在しています。この薄い高速度層の存在は、日本列島がアジア大陸から分裂・リフティングの際にマントル温度が高い状態であったことを示している可能性があります。1983 年日本海中部地震の震源域下では、地殻の厚さは約 19 km、モホ面は約 21 km に位置しています。この震源域を境に、地殻構造は陸側と海側で変化しており、震源域より陸側の沿岸域では島弧地殻の特徴を示しています。震源域南部（男鹿半島沖）を横切る
測 線 での地 殻 構 造 も上 記 と同 様 な特 徴 をもっています。
4. 議論
図 1 では、本研究で実施した測線と共に、調査で得られた結果から推定される逆断層の分布と地殻構造の分類を示しています。「3.2 海底地震計による屈折法・広角反射法地震探査」で記しましたが、地殻構造は大きく 3 つに区分（島弧地殻・遷移地殻・海洋地殻)され、島弧地殻（図 1 の赤線部分）は大陸棚・佐渡島・白山瀬・佐渡海嶺などの領域に分布します。遷移地殻（図 1の緑線部分）は大和海盆・富山トラフ・日本海中部地震震源域付近～日本海盆南東部（松前海台と大和堆の間）に分布し、海洋地殻（図 1 の青線部分）は日本海盆（遷移地殻の領域より西側）に分布します。これらの区
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2-2 マルチチャンネル等による海域地殻構造調査間）に位置する領域です。この領域では、日本海中部地震震源域付近より地殻が薄くなっていき、地殻構造は遷移地殻と海洋地殻との境界付近に位置します。ここで特に注目したいのは、2 つ目の日本海中部地震震源域を含むひずみ集中帯の領域です。図 5 に日本海中部地震震源域付近のイメージングを拡大して示しました。この図を見ると、震源域の西端に位置する部分において東傾斜の逆断層を伴った非対称な背斜の発達が認められます（図 5 中の紫矢印）。この背斜に対応する東へ傾斜する明瞭な反射面を地殻内に同定することができます。日本海中部地震発生直後に実施された海底地震観測と陸上観測網の統合処理で得られた余震分布 21)と比較すると、深度 10～18 km に分布した東へ傾斜する震源（●印）とよく対応します。この反射面に接続している背斜は、震源域北部から南部まで震源分布の走向に沿ってイメージされています。さらに、先行研究で得られた震源モデルに関する解析結果 22)が東傾斜の逆断層によって引き起こされた地震であることか
ら、この反射面は日本海中部地震の震源断層である可能性が高く、接続している背斜に関連した構造であるとみられます。また、地震波速度構造と比較すると、震源断層とみられる反射面を境に、地殻構造が陸側と海側で異なっており、震源域より陸側の沿岸域では島弧地殻の特徴を示しています。つまり、反射面はちょうど地殻構造の境界付近に形成されており、それが震源断層として作用した可能性を示唆します。さらに、この反射面は下部地殻下部まで達しているので、島弧地殻内に形成されている断層より深いことが考えられます。一方、
海陸統合処理により余震分布 21) では、東傾斜に並ぶ震源とは異なるクラスター状の震源（○印やᇞ印）があると指摘されています。この震源分布に関しては、震源域東側に形成されている背斜に関連した西傾斜の逆断層によるものであると推定されます（図 5 中の灰色点線）。ただし、この西傾斜の逆断層については地殻内に接続する反射面が認められません。また、関連して形成された背斜は、空間的な構造の連続性はよくありません。したがって、クラスター状の震源は震源域の一部で生じた副次的断層として作用したとみられます。

図 5 （上）測線図。赤線の範囲を下図に表示しました。右上
図の震源分布は気象庁一元化震源と地震年報 23) による震源（深さ：0～50 km、期間：2000～2011 年、マグニチュード：MJ ＞1）。左上図の震源分布は海底地震観測と陸上観測網の統合処理で得られた余震分布 21)。（下）マルチチャンネル
反射法地震探査によって得られた深度断面と海底地震計による地震波速度構造と海陸統合処理によって得られた余震
分布 21)の結果との比較。

5. まとめ・今後の課題
本研究に関してまとめると、下記の通りです。
・今回の研究で得られたデータから、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）に分けらます。
・地殻構造の区分とひずみ集中帯の分布との対応を考慮すると、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ます。1 つは島弧地殻が形成している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位置しているひずみ集中帯です。
・3 つに区分されたひずみ集中帯と日本海東縁で過去に生じた被害地震と比較すると、例えば庄内沖地震や新潟地震は島弧地殻内のひずみ集中帯に発達した断層が作用して生じた地震です。
・一方、日本海中部地震は遷移地殻と島弧地殻との地殻構造の境界付近に分布しているひずみ集中帯に発70

2-2 マルチチャンネル等による海域地殻構造調査て、新しく非常に重要なデータを提供しました。しかし、現状ではまだまだ測線数が少ないので、より精度の高い議論をすることができません。日本海には定常的に地震観測点が粟島沖を除けばないので、自然地震を使った地殻構造イメージング(例えば地震波トモグラフィー)にも限界があります。したがって、海底地震計による地震探査測線数をより密にし、地震計の数も増やして、より広範囲で精度の高い地震波速度構造を得る必要があります。
・今回の研究により、日本海の地殻構造は島弧地殻から海洋地殻まで非常に変化に富んだ領域であることが分かりました。反射法地震探査によって、さらに地殻構造全体の情報をより精度良く得るためには、原理的に震源と受振点の距離（オフセット）をできるだけ長くする必要があります。したがって、重要となる測線については、受振ケーブル（ストリーマーケーブル）をより長くするか、発震船と受振船を分けて探査を行う二船式反射法地震探査を行う必要があります。さらに、地殻構造の空間的な変化も非常に富んでいるので、重要な領域については三次元地震探査の実施も必要となります。
・地殻構造と地震発生の関連を議論する上では、地殻構造探査だけではなく、海底地震観測による自然地震観測も日本海においてより広域で実施して、海域の地震活動を把握する必要があります。

達した断層が作用して生じた地震です。
・ひずみ集中帯と地殻構造の空間的な分布で比較すると、北側（秋田沖～西津軽沖）と南側（能登半島沖～山形沖）とで違いがあることも分かりました。
・南部（能登半島沖～山形沖）では、島弧地殻が形成されている領域が北部（秋田沖～西津軽沖）と比べて相対的に非常に広く、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の領域が狭くなり、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。調査海域で最も大きい被害地震である 1983 年日
本海中部地震は、「島弧地殻と遷移地殻」の地殻構造の境界で生じた地震であることが分かりました。
今後の課題としては、以下が上げられます。
・今回得られたデータのみでは、多くの断層について、断層の深さや角度などのパラメータのすべてを特定することは難しいことが考えられます。例えば、日本海中部地震付近や日本海盆のひずみ集中帯について、地殻内に断層とみられる反射面がイメージされており、定量的に特定することができる可能性がありますが、島弧地殻内に発達しているひずみ集中帯の断層については地殻内に断層とみられる反射面が現時点でイメージされていないので難しいと見られます。したがって、今後、海域での自然地震観測の研究、東北日本の陸域での断層パラメータに関する研究や今回得られた反射法地震探査データを用いた構造地質学的な解析を行うことによって、各々の断層に関する検討の精度を上げる必要があります。
・インバージョンテクトニクスに関連した島弧地殻内のひずみ集中帯と日本海中部地震の断層が生じている地殻構造の境界域に分布しているひずみ集中帯は、異なる地殻構造で生じていますが、両方とも日本海の形成に関連しているという見方もできます。したがって、今後岩石学等の他分野の日本海の形成に関する研究と連携しながら、震源断層の発達と日本海の形成との関係性に関する議論を進め、理解を深める必要があると考えています。
・島弧地殻内に多くのひずみ集中帯が分布していることを考慮すると、大陸棚から陸上にかけての海陸統合地殻構造探査によるイメージングは非常に重要となります。現実的には、海域の沿岸域や陸域の調査は、様々な制約条件がより多くなるので、困難を伴いますが、重要性が高いと推定される領域から優先的に調査を実施する必要性があります。
・海底地震計による地震波速度構造の結果は、今回の研究において、日本海東部の地殻構造の議論に対し

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