新潟地震(1964)（＊）をその当時の新聞記事等から調べていく際、新潟地震は「日本海東縁」で発生した地震であるという書籍「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」を見つけました。
　その書籍から抜粋したものを当HPの記事にアップしました。
　以下においては、当書籍をQA形式で紹介したもの（【１】）、「日本海東縁」で発生した地震の一覧と新潟地震関連記事一覧（【２】）を作成しました。
　当書籍では「日本海東縁」には４カ所のギャップ（A-D)（第１種地震空白地域）があるという指摘があります。一番南端のギャップ（D）には柏崎刈羽原発があります。そして、そのギャップ（D)は「近未来の地震発生ポテンシャルがきわめて高い地域」であるとのことです。
　以下の記事(【１】、【２】)をお読みになれば、皆さんの日本海側の地震についての知識が深まることと思います。よろしければ、ご覧になってください。
（＊）新潟地震については当HP特集コーナーの「新潟地震」(1964)に詳細が有ります。

1.2　日本列島のテクトニクス
（前略）
　東北日本弧の太平洋側では，太平洋プレート（＊）が日本海溝に沈み込んでいる。西北海道から東北日本と日本海の海陸境界では，アムールプレートと東北日本弧を含むプレートとの収束境界が存在すると考えられている。
（中略）この境界の北への延長ははっきりしないが，留萌沖から稚内西岸へとエシュロン状（雁行状）の逆断層の配列を成して，さらにサハリンへ通じていると推定できる（第5章参照）。
　すなわち，日本海東縁変動帯は，海洋底地殻と接する部分と，そうでない部分とがあることがわかる（第3章の日本海の地殻構造を参照）。この境界が男鹿沖から南へと，どのように延びているのか問題となるところである。以前には，佐渡の西を通って糸魚川−静岡構造線につながると考えられていたが，後に述べる種々の証拠から新潟から北信越に大きな歪みの集中しているところが認められ，その地帯が日本海東縁変動帯と連結しており，日本列島のテクトニクスに主要な役目を果たしている可能性がある。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.4-5）

＊プレートテクトニクスとは　各プレートの動きを量的に扱い，地震現象や山脈・海溝の成因などを全地球的規模で統一的に理解しようとする学説。大陸移動説や海洋底拡大説をさらに体系化した理論で，1960年代後半から急速に発展した。プレート理論。（weblioより）

1.6　まとめ
（前略）日本海東縁変動帯は，北信越から中部日本・近畿の変動地帯（新潟−神戸構造帯），そして中央構造線と連結している可能性が強い。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.15）

4.3　圧縮応力によって形成された地形と構造
（1）地形
（前略）日本海東縁の地理的範囲の定義は明確でないが，東西圧縮を原因とする褶曲が分布する範囲であるとするならば，その範囲は，南端が富山トラフであり，北端は武蔵堆，礼文島から，サハリンへと続いている。西縁は，佐渡海嶺，松前海台および奥尻海嶺の西縁とほぼ一致する。この日本海東縁は，日本海の主要構成要素である北東−南西ないし東西方向の走向をもつ日本海盆，大和海嶺，大和海盆と斜交して接している。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.54）

9.6　まとめ
　明治時代以来約100年間の測地測量データと最近のGPS観測データは，日本海東縁部に歪みの集中帯が存在し，さらに南側では中部地方から近畿地方へとつながっていることを示している。東北地方北部以北の陸域では歪みの集中はあまり明瞭ではない。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.150）

4.1　日本海全体の地形と構造
　日本海は，ユーラシア大陸の東縁に沿って並ぶ沿海の1つで，西縁を沿岸州と朝鮮半島，東縁をサハリン島と白本列島で囲まれた背弧海盆である。その中には大小いくつもの海盆が形成されている。最も大きいのが日本海盆で，その南側の大和海盆との間は大和海嶺が境している（図4.1）。また，大和海盆の西側には隠岐堆・北隠岐堆を隔てて対馬海盆が広がる。これらの海盆の大陸側の斜面は，幅の狭い大陸棚と急傾斜の斜面からなるのに対して，日本列島側では小規模な海嶺とトラフないし海盆が多数分布する幅の広い大陸棚と大陸斜面が広がり，佐渡島，奥尻島，隠岐，竹島などの島も点在する。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.47）

図4.1

5.1　活断層と地形・地質との関係
　活断層とは，「第四紀中・後期以降繰り返し活動して地震を発生させ，将来も活動すると思われる断層」と定義され，その継続的な活動は地形発達に影響を及ぼす。一部の伏在断層を除いてほとんどの活断層は，段丘面・沖積低地の変形や地形境界などとして，活動の痕跡を地形に明瞭に残している。東北日本は地形構造が規則的で，活断層運動が地形形成に及ぼす影響の特に大きな地域である。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.70）

3.3　地殻不均質構造と地震活動
（2）日本海東縁の浅い地震

　表3.1　日本海東縁に発生した主な地震
　　1)1833年12月7日　酒田沖地震（M7.8)
　　2)1940年8月2日　積丹半島沖地震（M7.5)
　　3)1964年5月7日　男鹿半島沖地震（M6.9)
　　4)1964年6月16日　新潟地震（M7.5)
　　5)1983年5月26日　日本海中部地震（M7.7)
　　6)1983年6月21日　日本海中部地震余震（M7.1)
　　7)1993年7月12日　北海道南西沖地震（M7.8)

（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.39）

はじめに
　日本海東縁の新生プレート境界説が発表されたのは1982年のことである（印刷論文となったのは翌83年）。中村一明と小林洋二によるこの画期的な新説を契機に，日本海東縁のテクトニクスの研究は新しい段階に入った。その直後に発生した1983年日本海中部地震（M＝7.7）のメカニズムは，大陸側のプレートが東に向かって沈み込みを始めつつあるという彼らの主張とみごとに対応するものであった。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.i）

はじめに
（前略）
　しかし，その内容は各分野の研究成果の単なる寄せ集めではない。執筆者たちは，総合研究の途上で分野を越えた真筆な議論を闘わせ，日本海東縁のテクトニクスについて統一したイメージを醸成してきた。そのなかで，日本海東縁に存在するのは海溝軸のような単純なプレート境界ではなく，プレートの相対運動は何条かの「歪み集中帯」によって担われているとの共通理解に達した。また，この歪み集中帯は，大局的には日本海拡大時のテクトニクスによって規定されていることも明らかになった。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.i）

7.2　地質構造が示す歪み集中帯
（1）断層・活褶曲の分布と特徴
　第3章で述べたように，日本海東縁海域には背斜構造と逆断層が連続する断層・摺曲帯がいくつも発達している（図7.2；岡村ほか，1998）。−方，断層や褶曲が全くみられないゾーンも断層・褶曲帯の間に分布する。このことは，日本海東縁では地殻の歪みは断層・褶曲帯に集中してきたことを示している。逆断層は約300万年前以降に成長し始めたと考えられるので，断層・褶曲帯は約300万年間に地殻の短縮歪みが集中した場所であると考えてよい。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.113）

図7.2

7.5　まとめ
　日本海東縁の海域と陸域を通じて，摺曲構造に注目した地質構造の解釈によって，地質学的歪み集中帯を定義できることを示した。その分布から，海域から陸域まで幅約200kmに達する日本海東縁のなかで，過去300万年間という期間をかけて，3−4列の短縮歪みの集中帯は形成されてきたことが明らかになった。このことから，地質学的に明瞭なプレート境界は日本海東縁には存在せず，そこが幅200km以上に達するプレート境界域として変動が進行してきたと考えるのが妥当である。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.121）

9.6　まとめ
　明治時代以来約100年間の測地測量データと最近のGPS観測データは，日本海東縁部に歪みの集中帯が存在し，さらに南側では中部地方から近畿地方へとつながっていることを示している。東北地方北部以北の陸域では歪みの集中はあまり明瞭ではない。
　歪み集中帯の幅は数十−200km程度で場所によって変化する。歪み集中帯の内部では東西ないし北西一南東方向の圧縮が卓越し，歪み速度は0.1ppm／年程度と周囲よりも一桁程度大きい。水平方向の圧縮に伴う上下変動も生じている。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.150）

10.6　まとめ
　地殻の変形が集中的に進行する歪み集中帯は，地質・地形，測地測量など，さまざまな方法で識別することができる。なかでも，地震活動が集中的にみられる地震帯は，まさに現在活動中の歪み集中帯といってよい。この章では，最近約40年間の浅い地震の震源分布に基づいて，日本海東縁の歪み集中帯の分布とその特徴を明らかにした。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.164）

11.4　まとめ
　中村（1983），小林（1983）による日本海東縁プレート境界説の提唱以来，日本海東縁部では，糸魚川−静岡構造線から佐渡の西側を通って松前海台，奥尻海嶺さらに間宮海峡に抜ける明瞭なプレート境界がしばしば描かれてきた。しかし，第四紀以来の歪み集中帯の分布をみると，歪みははっきりした1つの境界で解消されているのではなく，口絵2で示したように複数の歪み集中帯が分担して受け持ってきた可能性が強い。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.174）

12.5　まとめ
　この章では，歪み集中帯という新しい概念を指針として，日本海東縁の地震発生ポテンシャルの評価を試みた。今後，ほかの地域についても同様の検討が試みられてよい。評価結果は，長期的な地震防災計画，地震予知のための観測計画などを策定する際に，基礎的な情報を与えるものと期待される。しかし，ここで提示したポテンシャル評価は定性的な段階にとどまっており，まだ初歩的なものといわざるをえない。定量的な評価に進むためには，より詳細なデータの蓄積とその総合的な分析が求められる。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.184-185）

1.1　はじめに
（前略）
　近年の研究を通じて，日本海東縁部は海域から陸域にかけて，過去200−300万年間にわたり地殻の変形が起こってきた地帯であり，長い時間スケールでみた地形や地質構造の形成そして断層運動，また短い時間スケールの地殻変動や地震活動が互いに密接に関連していることが理解されるようになってきた。
（中略）
　日本列島の現在のテクトニクスの様式は，ほぼ300万年前から開始し，200万年前には確立されたと考えられる。すなわち，約300万年前に日本列島全体のテクトニクスに大きな変化が起こった。日本海の拡大以降，太平洋プレートはほぼ1500万年間沈み込みを行ってきた。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.3-4）

4.6　まとめ
　現在の日本海東縁の地質構造は，1500万年以上前の日本海の拡大時に形成された正断層を伴う伸張構造に，約300万年前以降の東西圧縮応力によって成長した短縮変形が重なり合ったものと理解できる。
　最近約300万年間にわたって作用し続けた東西圧縮応力によって，南北性の逆断層が数多く発達してきた。逆断層はその上盤に非対称な断面を呈する背斜構造を必ず伴う。逆断層の多くはかつての正断層が再活動したものであり，その位置や形態，あるいは全体的な断層の分布は日本海の拡大時に形成された伸張変形構造に強く規制されている。その−方で，かつての正断層との関係が明瞭でない逆断層もある。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.69）

7.1　はじめに
（前略）
　日本海東縁に分布する活断層の地震発生間隔は1000年以上で，数千年のものも多いと推定されている（栗田，1999）。それに対して，我々が知っているのは歴史地震も含めて数百年間の地震であるから，日本海東縁の活動サイクルのなかでも，一部の期間の地震活動しか知らないことになる。一方，それぞれの活断層は地震が数百回以上繰り返すことによって形成されてきたもので，約300万年間の地穀変動が累積した結果を示している。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.111）

7.2　地質構造が示す歪み集中帯
（1）断層・活褶曲の分布と特徴
　第3章で述べたように，日本海東縁海域には背斜構造と逆断層が連続する断層・摺曲帯がいくつも発達している（図7.2；岡村ほか，1998）。−方，断層や褶曲が全くみられないゾーンも断層・褶曲帯の間に分布する。このことは，日本海東縁では地殻の歪みは断層・褶曲帯に集中してきたことを示している。逆断層は約300万年前以降に成長し始めたと考えられるので，断層・褶曲帯は約300万年間に地殻の短縮歪みが集中した場所であると考えてよい。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.113）

7.5　まとめ
　日本海東縁の海域と陸域を通じて，摺曲構造に注目した地質構造の解釈によって，地質学的歪み集中帯を定義できることを示した。その分布から，海域から陸域まで幅約200kmに達する日本海東縁のなかで，過去300万年間という期間をかけて，3−4列の短縮歪みの集中帯は形成されてきたことが明らかになった。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.121）

11.1　はじめに
（前略）
　特に，日本海東縁変動帯（この用語については第1章を参照）のように約300万年前から新しく変動が始まった場所では，地質構造が未成熟で，歪みの集中する場所が必ずしも一定せず，広く分散したり，移動してきたりしている可能性が高い（第4章を参照）。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.169）

1.2　日本列島のテクトニクス
　図1.1に日本列島とその周辺の活断層分布（活断層研究会，1991）とGPS観測より求められた歪みの大きい地帯（最大努断歪みが0.07ppm／年より大きい地帯：地震予知総合研究振興会，1999の中の鷺谷原図に基づく）が示されてある。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.4）

図1.1

9.6　まとめ
　明治時代以来約100年間の測地測量データと最近のGPS観測データは，日本海東縁部に歪みの集中帯が存在し，さらに南側では中部地方から近畿地方へとつながっていることを示している。東北地方北部以北の陸域では歪みの集中はあまり明瞭ではない。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.150）

2.1　東アジアのプレート運動研究の歴史
　東アジア地域では，ユーラシアプレート，北米プレート，太平洋プレートの3つの大きなプレートが会合し，それらに挟まれるように，オホーツクプレート，アムールプレート，フィリピン海プレートなどのやや小さなプレートが存在している（図2.1）。これらのプレートどうしの相互作用が，日本海東縁とその周辺地域のテクトニクスを規定している。したがって日本海東縁の地震の起こり方・収束様式などこの地域のテクトニクスは，それらの大プレートと小プレートの相互作用に基づいて理解しなければならない。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.16）

図2.1

2.4　まとめ
　これまで述べてきたように，大陸内部の地震スリップベクトルデータが少ないこと，大陸内部のGPSデータの数はまだ少なく，その信頼性も大きくないこと，日本列島のGPSデータは，プレート境界におけるサイスミック・カップリングや背弧拡大の影響を受けているため，プレート相対運動のデータとして直接は使えないこと，などが原因で，東アジア地域のプレート相対運動はまだ確定していない。最近中国北東部（図2.1のアムールプレートの南縁）で数十GPS観測点の速度ベクトルが得られたが，それらの点は1cm／yrくらいの速度でユーラシアプレートに対して東南東進している（Shene et al.，2000）。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.25）

図1.1

12.4　近未来の地震発生ポテンシャル
（前略）
　日本海東縁の全域を通じて，主地震帯は最も活動度の高い注目すべきゾーンである。この付近でのオホーツクプレートとアムールプレートの収束速度は，Wei and Seno（1998）のモデルによれば0.7−1.5cm／年程度と推定され（図2.2），150−300年間でM7.5の地震の断層すべり量に匹敵する地殻短縮が生じることになる。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.180）

3.1　地殻構造
　固体地球は核・マントル・地殻で構成されており，一番外側の薄い殻の部分が地殻である。地殻とマントルでは，地震波速度や密度に顕著な違いがある。地殻とマントルの境界はモホロビチッチ不連続面（略してモホ面）とよばれ，地震波速度や密度がそこを境にして急激に変わる不連続面をなしている。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.27）

3.1　地殻構造
（前略）
　大陸下の地殻（大陸地殻）と海洋下の地殻（海洋地殻）では，その構造に明瞭な違いがある。大陸地殻は20−70km程度の厚さをもち，単純化すれば，花崗岩質の岩石とその上の堆積物からなる上部地殻と，玄武岩質の岩石からなる下部地殻で構成される。一方，海洋地殻は厚さ6−7km程度であり，玄武岩質の火成岩と堆積物で構成される。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.27）

3.2　地震活動
（2）浅い地震の活動
（前略）
　図3.7と図3.8を重ね合わせてみると，現在の活発な微小地震活動の多くが，過去100年程度の期間に起こった規模の大きな地震の余震活動であることがわかる。すでに述べたように，日本海東縁に沿って1983年日本海中部地震（M7.7），1993年北海道南西沖地震（M7.8）の震源域に顕著な余震活動がみられる。この2つの地震ほどではないが，日本海東縁地域でさらに1964年新潟地震（M7.5），また陸域下でも1894年庄内地震（M7.0），1896年陸羽地震（M7.2），1914年秋田仙北地震（M7.1），1955年二ツ井地震（M5.9），1962年宮城県北部地震（M6.5），1970年秋田県南東部地震（M6.2），1996年秋田・宮城県境（鬼首）地震（M5.9，5.7），1998年岩手県内陸北部（雫石）地震（M6.1）の断層面に沿って，周囲に較べて空間的に集中した微小地震活動が認められる。このことは，規模の小さな微小地震のレベルでみれば，本震発生から100年程度経過していても余震活動が継続していることを意味する。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.36）

図3.8

4.1　日本海全体の地形と構造
　日本海は，ユーラシア大陸の東縁に沿って並ぶ沿海の1つで，西縁を沿岸州と朝鮮半島，東縁をサハリン島と白本列島で囲まれた背弧海盆（＊）である。その中には大小いくつもの海盆が形成されている。最も大きいのが日本海盆で，その南側の大和海盆との間は大和海嶺（＊）が境している（図4.1）。また，大和海盆の西側には隠岐堆・北隠岐堆を隔てて対馬海盆が広がる。これらの海盆の大陸側の斜面は，幅の狭い大陸棚と急傾斜の斜面からなるのに対して，日本列島側では小規模な海嶺とトラフないし海盆が多数分布する幅の広い大陸棚（＊）と大陸斜面が広がり，佐渡島，奥尻島，隠岐，竹島などの島も点在する。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.47）
＊海盆とは　海底の大規模な凹所。規模はさまざまである。海底の凹所でも細長いものは海溝またはトラフと呼ぶ。（ブリタニカ国際大百科事典より）
＊海嶺とは　長く狭い海底の高まりで，比較的急な斜面をもつ。（ブリタニカ国際大百科事典より）
＊大陸棚とは　陸棚ともいう。大陸や大きな島の周辺の深さ約　200mまでの傾斜がきわめてゆるやかな海底。（ブリタニカ国際大百科事典より）

4.1　日本海全体の地形と構造
（前略）
　かつて，日本列島とユーラシア大陸とは連続した陸地であったため，日本海は存在しなかった。いまから約3000万年前の漸新世に，当時の日本列島とユーラシア大陸との間に割れ目が生じ始め，それから約1500万年の間に日本列島がユーラシア大陸から離れて太平洋側へ移動するという，大きな地殻変動が起こった（たとえばTamaki，1995）。この変動によって，現在の日本海の基本的な地形と地質構造の骨格が形成された。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.47）

4.3　圧縮応力によって形成された地形と構造
（1）地形
　北海道から東北日本が接する日本海東縁は，日本海の他の海域とは異なり，波長の短い海嶺群が発達することによって特徴づけられる。これらの海嶺群は，大和海盆や大和海嶺で代表される北東−南西方向の構造とは異なり，南北から北北東−南南西方向の走向（＊）を示す（図4.1）。このような地形は後述するように，東西圧縮応力によって形成された摺曲構造を示している（図4.4）。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.54）

＊逆断層とは　水平方向に圧縮応力がかかっている場所に存在する。左右からの圧縮応力に対し、その力を逃がすために破断面ができて、片方が斜め下へ、もう一方が相手にのしかかるように斜め上へ動いた形で生成した断層。（Wikiより）
＊背斜構造とは　背斜（はいしゃ、英: anticline[1]）は、構造地質学において、山状になっていて古い地層が中心部に来ているような褶曲である。（Wikiより）
＊走向とは　地層の層理面や断層面などの面と水平面との交線の方向。一方、それらの面の最大傾斜角を単に傾斜というが、その際傾斜する向きも示さなければならない。これら走向と傾斜という二つの独立な量によって、層理面や断層面の姿勢は一義的に表現される。走向の表現方法としては、北から東または西に振れる角度によって、たとえば「N20゜E」や「N30゜W」と表記されるのが一般的である。［伊藤谷生・村田明広］（日本大百科全書（ニッポニカ）より）

図4.4

4.6　まとめ
　現在の日本海東縁の地質構造は，1500万年以上前の日本海の拡大時に形成された正断層を伴う伸張構造に，約300万年前以降の東西圧縮応力によって成長した短縮変形が重なり合ったものと理解できる。
　最近約300万年間にわたって作用し続けた東西圧縮応力によって，南北性の逆断層が数多く発達してきた。逆断層はその上盤に非対称な断面を呈する背斜構造を必ず伴う。逆断層の多くはかつての正断層が再活動したものであり，その位置や形態，あるいは全体的な断層の分布は日本海の拡大時に形成された伸張変形構造に強く規制されている。その−方で，かつての正断層との関係が明瞭でない逆断層もある。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.69）

7.1　はじめに
　東北日本弧は東側から太平洋プレートが沈み込むことによって発達してきた島弧（＊）である。通常の島弧では海洋プレートの沈み込みに近い前弧域で圧縮応力が強く，その反対側の背弧（＊）側では伸張応力場になることが多い。しかしながら，背弧側に位置する日本海東縁には，前弧側の太平洋沿岸域よりも東西圧縮による断層・摺曲が顕著に発達し（Nakamura and Uyeda，1980），M7.5を超える逆断層型の大地震も大陸斜面に沿って系統的に発生してきた（Ohtake，1995）。このような背弧側の東西圧縮歪みをうまく説明する仮説として登場したのが，日本海東縁収束プレート境界（＊）説である（中村，1983；小林，1983）。その説が発表された直後の1983年に日本海中部地震が起き，さらにその10年後に北海道南西沖地震が発生したこともあって，日本海東縁が収束境界であるという考えは，地震や地球物理の研究者に広く受け入れられるようになった。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.111）

＊島弧とは　列島の多くは、プレートの境界域（海溝付近）に形成されており、この種の列島は島弧（とうこ、island arc）または弧状列島（こじょうれっとう）と呼ばれる。日本列島も島弧の一つである。（Wikiより）
＊背弧（はいこ）とは　日本海のように沈み込み帯の島弧の大陸側、すなわち背弧にある海を縁海と呼び、その海底を背弧海盆という。
参照元：http://home.hiroshima-u.ac.jp/nakakuki/mantle_research/backarc.html
＊収束プレート境界とは　収束型境界（しゅうそくがたきょうかい）とは、プレートテクトニクス理論において、プレート同士が接近している境界のこと。圧縮力が働いており、多くの場合片側のプレートがもう一方のプレートの下に沈み込んで海溝となる。（Wikiより）

8.3　断層活動の規模
（1）起震断層・活動セグメントの長さ
（前略）
　日本海の沖合い海域では，しばしばM7.5以上の巨大地震が発生し，それらの震源断層の長さは80−145kmと，内陸の活動セグメントの2−数倍にも及んでいる（第3章および第5章参照）。しかし，それらの巨大地震は，複数のセグメントが同時に破壊した多重セグメント地震とされており，個々のセグメントの規模は内陸の活動セグメントと差が認められない。
　たとえば，1983年日本海中部地震（M7.7）では，震源断層の長さは100kmであるが，サブイベントの破壊開始時刻や破壊伝搬速度の違いから3つのセグメントが連動破壊したと解析されている（Sato，1985，図8.4）。また1993年北海道南西沖地震（M7.8）では，震源断層の長さは145kmであるが，破壊過程の不均一性と断層面の傾斜方向の違いなどから5つセグメントが連動破壊したと解析されている（Tanioka et al.，1996）。さらに1964年新潟地震（M7.5）では，長さ80kmの震源断層のほぼ中央から南北双方向に破壊が伝搬したと解析されている（Abe，1975）。これらの震源過程から推定されるセグメントの長さは25−40kmである。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.128）

＊活動セグメントとは　活断層を，過去の活動時期，平均変位速度，平均活動間隔，変位の向きなどに基づいて区分した断層区間のこと（behavioralsegment: McCalpin, 1996）。固有地震（＊＊）を繰り返す活断層の最小単元と考えることができる。（活断層データベースより）
＊＊固有地震とは　固有地震（こゆうじしん, Characteristic earthquake）とは、ある断層において、ほとんど同じ間隔と規模をもって、周期的に繰り返し発生する地震のこと。固有地震は震源域・規模や地震波形までも類似していることから、相似地震（そうじじしん）という呼び方もある。
　また、地震は地殻内でランダムに発生するという考え方に対して、固有地震のように一定の時間的間隔をもってほぼ同じ震源域・規模の地震が発生するという学説を固有地震説と呼ぶ。
　現在地震学では一般的に、マグニチュード6-7を超えるような大地震においては、そのほとんどが固有地震であると考えられている。（Wikiより）

図8.4

9.6　まとめ
（前略）
　歪み集中帯の幅は数十−200km程度で場所によって変化する。歪み集中帯の内部では東西ないし北西一南東方向の圧縮が卓越し，歪み速度は0.1ppm／年程度と周囲よりも一桁程度大きい。水平方向の圧縮に伴う上下変動も生じている。
　歪み集中帯の成因，測地学的な歪み速度と地質学的な歪み速度の違いなどに関する仮説はあるが，いまなお未解明の問題である。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.150）

12.2　過去の大地震
（前略）
　表12.1は，既存の地震カタログに基づいて，これまでに日本海東縁に発生したM7以上の浅発大地震をまとめたものである。地震を抽出した範囲，震源要素の出典については表の脚注を参照されたい。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.175）
＊浅発地震とは　震源の深さが70キロより浅い地震。（コトバンクより）

表12.1

12.2　過去の大地震
（前略）
　表12.1によれば，最近約370年の間に日本海東縁では，M7以上の大地震が平均して約20年に1回の割合で発生していることになる。太平洋側の日本海溝沿いに比べると頻度は相対的に低い。しかし，震源が内陸部ないしその沿岸に位置することを考慮すれば，日本海東縁の地震危険度は決して低くない。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.176）

12.2　過去の大地震
（前略）
　一方，日本海東縁では，全域を通じてM8を越える巨大な地震は知られていない。地震の規模と発生頻度の関係を表すグーテンベルク・リヒターの式からは，M7以上の地震が20個発生する間にM8以上の地震が2個程度発生することが期待される。しかし実際には，この期間にM8以上の地震は発生しておらず，地震規模は最大でも1993年北海道南西沖地震のM7.8にとどまった。日本海東縁地域では，M7 3/4付近に地震規模の上限があり，将来もM8級の巨大地震が発生する可能性は低いと判断される。地震の上限規模についてはUtsu（1974）の統計学的な研究がある。この調査でも，日本海東縁では太平洋側の三陸沖，十勝沖などに比べてはるかに小さい上限規模が得られている。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.176）

12.4　近未来の地震発生ポテンシャル
（前略）
　主地震帯の海域部について，ここに発生した大地震の時系列をプロットすると図12.2（a）のようになる。20世紀に入ってから，大地震の発生頻度が加速度的に高まっていることがわかる。この時系列のパターンは，1973年根室半島沖地震（M7.4）に至るまでの千島−日本海溝沿いの大地震の生起状況と酷似し（図12.2（b）），日本海東縁に次の大地震が迫りつつあることを示唆する。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.180）

図12.2

12.4　近未来の地震発生ポテンシャル
（前略）
　図12.3には，近年の大地震の未破壊領域がA−Dの記号で示されている。これらの大地震のギャツプ（第1種地震空白域）は，近未来の地震発生ポテンシャルの考察にあたって特に注目すべき領域である。以下に，これら各区間における近未来の地震発生ポテンシャルを個別に検討し，あわせて周辺地域についても言及する。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.180-181）

＊ギャツプ（第1種地震空白域）とは　帯状に細長く連なる海溝型地震の発生地帯の中で、周囲では大地震が起こっているにもかかわらず、大地震を起こしていない地域である。大きな力がかかっているため大地震が近づいていると考えられ、大地震の未破壊域とされる。（Wikiより）

図12.3

12.4　近未来の地震発生ポテンシャル
（3）新潟一長野地域（ギャップD）
　新潟市付近から長野県北部に至る信濃川，頸城丘陵に沿う地域では，地質学的時間スケールの歪み集中帯と明治期以後の歪み集中帯が顕著に重なり合っている。この地域では，最近200年以内に北端部で1964年新潟地震（M7.5），南端部では1847年善光寺地震（M7.4）が発生している。両地震の震源域に挟まれる全長約140kmの区間（ギャップD）は，近未来の地震発生ポテンシャルがきわめて高い地域として，特別の注意を払う必要がある。
　もし，この区間全体が一時に破断すれば，式（12.1）から地震の規模はM7 3/4程度となる。
（「日本海東縁の活断層と地震テクトニクス」P.183）