平 成 17年 7月 19日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

中央構造線断層帯（金剛山地東縁－和泉山脈南縁）の地震を想定した強震動評価（説明）
１．強震動評価の概要 ......................................................................................................................1
1.1 評価全体の流れ ......................................................................................................................1
1.2 評価地点 .................................................................................................................................1
1.3 評価項目 .................................................................................................................................2
２．震源特性（特性化震源モデル）の設定 ......................................................................................2
2.1 巨視的震源特性 ......................................................................................................................2
2.2 微視的震源特性 ......................................................................................................................3
2.3 その他の震源特性...................................................................................................................4
2.4 「詳細法」に用いる震源断層モデル ......................................................................................5
３．地下構造モデルの設定...............................................................................................................5
3.1 上部マントルから地震基盤までの「大構造」 ........................................................................5
3.2「深い地盤構造」の設定..........................................................................................................5
3.3「浅い地盤構造」の設定..........................................................................................................6
４．強震動計算方法 .........................................................................................................................7
4.1「詳細法」の計算手法 .............................................................................................................7
4.2「簡便法」の計算手法 .............................................................................................................8
4.3 それぞれの手法の特徴............................................................................................................8
５．強震動予測結果とその検証........................................................................................................9
5.1「詳細法」による強震動予測結果............................................................................................95.2「簡便法」による強震動予測結果..........................................................................................11
5.3「詳細法」による強震動予測結果と距離減衰式との比較による検証 ....................................11
６．問題点と今後の課題 ................................................................................................................12
6.1 問題点 ..................................................................................................................................12
6.2 今後の課題 ...........................................................................................................................12
参考文献（アルファベット順）......................................................................................................14

１．強震動評価の概要
1.1 評価全体の流れ
中央構造線断層帯（金剛山地東縁－和泉山脈南縁）の地震を想定した強震動評価全体の流れを以下に示す。図８にはその作業内容をフローチャートにして示した。
① 地震調査委員会による「中央構造線断層帯（金剛山地東縁－伊予灘）の長期評価について」（地震調査委員会，2003a；以下「長期評価」という）1で示された中央構造線断層帯のうち、金剛山地東縁－和泉山脈南縁区間について、金剛山地東縁の断層と和泉山脈南縁の断層が同時に活動する１つの地震の震源断層モデルを想定した（図１参照）。
② ①の巨視的震源特性と過去の活動履歴や平均的なずれの量の分布などから微視的震源特性を評価して特性化震源モデル2を設定した（図９参照）。断層幅に対して断層の長さが３倍以上と長く断層面積が大きいことから、大小２つのアスペリティを設定した。そのう
ち長期評価で明らかに変位が確認されている根来（ねごろ）断層付近に大きなアスペリテ
ィを設定し、このアスペリティと断層東端との中間付近に小さいアスペリティを設定した。
また、破壊開始点に関する情報が十分に得られなかったため、それぞれのアスペリティの端部を破壊開始点とする２通りのケースを想定した。
③ 大阪湾から大阪平野、和歌山平野、奈良盆地を含む「深い地盤構造」（３章参照）の三次
元地下構造モデルを既存の物理探査結果、ボーリング調査結果等より作成した。工学的基
盤3より上の「浅い地盤構造」（３章参照）の地下構造モデルは、国土数値情報の地形分
類データ（国土地理院，1987）を基に最大速度の増幅率の分布として反映させた。
④ ②で作成された特性化震源モデルと③で作成された三次元地下構造モデルを基に震源断層周辺の領域において、約1km四方のメッシュごとに「詳細法」（ハイブリッド合成法：
４章参照）を用いて強震動評価を行った。
⑤ 平均的な地震動分布を評価するため、「簡便法」（４章参照）を用いた強震動評価も行った。
次章以降、上記の評価作業内容について説明するが、強震動評価の構成要素である「震源特性の設定」、「地下構造モデルの設定」、「強震動計算方法」、「予測結果の検証」の考え方について
は、付録の「震源断層を特定した地震の強震動予測手法（「レシピ」）」（以下、「レシピ」という）に基づいたものであり、その内容と重複する事項についてはここでは簡単に記述した。
1.2 評価地点
本評価における評価地点は、次に示す強震動評価範囲の中にある約1km四方のメッシュの中心とした（図９参照）。「詳細法」及び「簡便法」における評価範囲は各々以下のとおりである。
「詳細法」による評価範囲
次の４地点を四隅とする矩形範囲
北西端 北緯 34°54’，東経 134°42’

1

地震調査委員会(2003a)：中央構造線断層帯（金剛山地東縁－伊予灘）の評価（平成15年2月12日公表）
強震動を再現するために必要な震源の特性を主要なパラメータで表した震源モデルを「特性化震源モデル」という。特性化震源モデルは、活断層においては震源断層の形態・規模を示す巨視的震源特性、断層の不均質性を示す
微視的震源特性及び、破壊過程を示すその他の震源特性を考慮した震源断層モデルである。「特性化」はSomervilleet al .(1999)のcharacterizationの訳語に由来する。
3 建築や土木等の工学分野で構造物を設計するとき、地震動設定の基礎とする良好な地盤のことで、そのS波速度は、構造物等の種類や地盤の構造などの状況によって異なるが、多くの場合、300m/s～700m/s程度である。今回の評価
範囲ではVs=350m/s層の上面に相当する。
21

南西端 北緯 34° 0’，東経 134°42’
南東端 北緯 34° 0’，東経 135°57’
北東端 北緯 34°54’，東経 135°57’
東西幅 115km
南北幅 100km「簡便法」による評価範囲
北緯33°30’～ 35°30’
東経 134° 0’～ 136°30’
1.3 評価項目
本評価における強震動の評価項目は、「詳細法」、「簡便法」それぞれ以下のとおりである。
「詳細法」
・「詳細法工学的基盤」（３章参照）上面の時刻歴波形（計算有効周期範囲：0.1～10秒）（２ケース）
・「詳細法工学的基盤」上面の最大速度分布（２ケース）
・地表の最大速度分布（２ケース）
・震度分布（２ケース）
「簡便法」
・震度分布
本評価では、「詳細法工学的基盤」上面において計算された波形のうち、図９にその位置を示す
奈良市役所（奈良県）、橿原市役所（奈良県）、大阪市此花（このはな）KiK-net観測点（大阪府）、
堺市役所（大阪府）、関西国際空港（大阪府）、和泉市役所（大阪府）、泉南市役所（大阪府）、
和歌山市役所（和歌山県）、神戸市役所（兵庫県）、洲本市役所（兵庫県）の含まれる計算領域（約1km四方のメッシュ）の10評価地点について時刻歴波形及び減衰定数５％の擬似速度応答スペクトルを例として示した。

２．震源特性（特性化震源モデル）の設定
中央構造線断層帯（金剛山地東縁－伊予灘）は、近畿地方の金剛山地の北端から、和泉山脈の南縁、淡路島南部の海域を経て、四国北部を東西に横断し、伊予灘に達する長大な断層帯である。「長期評価」によれば、過去の活動時期の違いから、この断層帯は５つの区間に分けられている。今回の強震動評価では、このうち最も東側の区間となる金剛山地東縁から和泉山脈南縁にかけての区間を対象にした（図１参照）。
この区間は、過去の断層活動から、2005年1月1日を起点とする今後30年以内の地震発生確率が、
ほぼ0～5%で、その最大値をとると、我が国の主な活断層の中では、地震が発生する可能性が高いグ
ループに属する。本評価では、右横ずれの和泉山脈南縁の断層とこれと走向が直交する金剛山地東縁の逆断層が一体として活動するとし、その破壊開始点の位置を変えた２つのケースの特性化震源モデルを想定した。表１に両ケースの震源断層パラメータを示す。また、図１０に活断層で発生する地震の震源特性設定の流れを示す。
2.1 巨視的震源特性(1) 震源断層モデルの位置・形状
震源断層モデルの位置は、「長期評価」による活断層位置図を参照し、活断層分布に沿うように位置（長さと走向）を設定した（図１参照）。具体的には、金剛山地東縁の断層から和泉山脈南縁の断層につながる部分で地表トレースが直角に屈曲した形状としてモデル化し、金剛山地東縁の断2

層を12km、和泉山脈南縁の断層を60kmとした。なお、震源断層モデルは2km四方のメッシュで構成し、走向は、五條市付近の屈曲点の北側（金剛山地東縁）でN16°W、西側（和泉山脈南縁）でN74°Eとした。
(2) 地震発生層の深さ
地下構造モデルの堆積層厚を参考にして地震発生層の上限深さを4km、気象庁の地震カタログによる微小地震の深さ分布（図１１参照）を参照して下限深さを15kmとした。
(3) 震源断層モデルの傾斜 δ
金剛山地東縁の金剛断層で実施された反射法探査結果（佐竹ほか,1999）では15～45°の西傾斜、和泉山脈南縁の根来断層西部で実施された反射法探査（笠原ほか,1998）では45°北傾斜となっている。ここでは両者の断層の地表トレースのなす角が直角になるように接合させ、金剛山地東縁の震源断層モデルの北下端と和泉山脈南縁の震源断層モデルの東下端で一致する震源断層モデル（図２－１参照）を設定した。このとき、断層の傾斜は両断層とも43°となり、震源断層モデル面の交差
角は132°となる。
(4) 震源断層モデルの面積 S
上記の地震発生層の上限・下限の深さ及び傾斜角から断層の幅を算定し[「レシピ」(1)式参照]、
長さを乗じて面積を求め、屈曲した2面により深さ方向で欠損する部分を除いて966km2となる。
(5) 地震モーメント Mo
内陸地震の断層面積と地震モーメントとの関係に基づいて地震モーメントの値を求めた[「レシピ」(3)式参照]。図１２－１に地震モーメントと断層面積の関係について過去の地震の解析結果をまとめたもの（壇ほか,2001）に、今回の設定値をプロットして示した。
(6) 震源断層モデルの平均すべり量 D
震源断層モデル全体の平均すべり量Ｄは、想定震源域の平均的な剛性率μ、地震モーメントMo及び震源断層モデルの面積Ｓを用いて約1.7mと算定した[「レシピ」(5)式参照]。
2.2 微視的震源特性(1) アスペリティ4の個数
アスペリティの個数は、経験上1回の地震（複数のセグメントを持つものを含む）につき平均2.6個との報告があり、1セグメントにつき1～２個とする[「レシピ」1.1(2)微視的震源特性参照]。本
評価では、後述する２つのアスペリティを想定した。
(2) アスペリティの総面積 Sa
アスペリティの総面積は、短周期領域における加速度震源スペクトルのレベル（以下「短周期レベル」という）と定式化できる対応関係があることから、以下の手順で算定した。
① 壇ほか(2001)による「短周期レベル」と地震モーメントとの関係から得られた経験式[「レシピ」(6)式参照]を用いて、地震モーメントから「短周期レベル」を算定した（図１２－２参照）。
② 上記で算定した「短周期レベル」から、便宜的に等価半径rの円形のアスペリティが１つあるという考え方を基にして、アスペリティの総面積Saを求めた[「レシピ」(7)～(9)式参照]。
4

震源断層面の中で特に強い地震波が発生する領域（すべり量や応力降下量が大きい領域）。

3

③ 大小２つのアスペリティの面積比は、石井ほか（2000）を参考に２：１とした。
以上の手順に従い、アスペリティの総面積を算定した結果、震源断層全体の面積に対するアスペ
リティの面積の比は約29％となる。なお、これまでの研究成果では、アスペリティの面積が震源断層の面積と比例関係にあることが経験的に知られており、アスペリティの定義が研究ごとに異なる
ものの、内陸地震によるアスペリティ面積の占める割合は、断層面積の平均22%(Somerville etal.,1999)、15%～27%(宮腰ほか，2001)、平均37%（石井ほか，2000）といった結果が得られている。
今回設定したモデルはこれらから大きく外れたものとはなっていない。
(3) アスペリティの位置「長期評価」によると根来断層で平均右横ずれ変位速度が1.8～3.5m/千年と推定されているため、この付近にアスペリティ（第１アスペリティ）を配置した。また、第1アスペリティが震源断層モデ
ルの西に偏ることと震源断層モデルの長さが幅に比べて3倍以上と長いことから第1アスペリティと和泉山脈南縁の断層の東端との中間の五條谷断層付近に一回り小さな２つ目のアスペリティ（第２アスペリティ）を配置した。
(4) アスペリティと背景領域の平均すべり量 Da・Db
アスペリティ全体の平均すべり量は、最近の内陸地震の解析結果を整理した結果（Somerville etal., 1999）を基に震源断層全体の平均すべり量の2倍とし、アスペリティのすべり量及び背景領域のすべり量を算定した[「レシピ」(10)～(14)式参照]。
この結果、アスペリティの平均すべり量は3.4mとなる。なお、「長期評価」によると、その信頼度は低いものの、１回の地震による変位量は金剛山地東縁の金剛断層で1m以上と推定され、一方、和泉山脈南縁の根来断層の1回の地震の変位量は不明とされている。また、断層の長さから試算されるずれの量は、「長期評価」によれば、地表で４～５mと推定されている。
(5) アスペリティの応力降下量・実効応力及び背景領域の実効応力 ⊿σa・σa・σb
アスペリティの応力降下量・実効応力及び背景領域の実効応力は、アスペリティの面積から１つの円形のアスペリティが存在すると見なして算定し、アスペリティ領域で14.4MPa、背景領域で3.2MPaとなる[「レシピ」(15)～(18)式参照]。
(6) fmax5
fmaxについては、これを推定するための情報がないため、地震調査委員会強震動評価部会(2001)の検討より6Hzに設定した[「レシピ」1.1(2)(e)参照]。
(7) すべり速度時間関数
中村・宮武(2000)の近似式を用いた[「レシピ」(19)～(22)式参照]。
2.3 その他の震源特性(1) 破壊開始点の位置
破壊開始点については、その位置を特定するだけの情報がないが、西のアスペリティ（第１アスペリティ）の西下端を破壊開始点とするケース１とそれと対極の位置になる東のアスペリティ（第２アスペリティ）の東下端を破壊開始点とする2つのケースを想定し、破壊開始点の位置の違いによる影響を評価した。

5

震源スペクトル特性のうち加速度スペクトル振幅レベルが高周波側において急減し始める周波数。

4(2) 破壊伝播様式
破壊は、経験的に破壊開始点から放射状（概ね同心円状）に進行するものとした。
(3) 破壊伝播速度 Vr
平均破壊伝播速度は、地震発生層のＳ波速度との関係(Geller, 1976)から求めた[「レシピ」(23)式参照]。
2.4 「詳細法」に用いる震源断層モデル
強震動計算に用いる震源断層モデルは、約2km×2kmの要素に断層面を分割した要素断層の集まりとして取り扱った（図２－２参照）。

３．地下構造モデルの設定
強震動予測のための地下構造モデルは、その対象を地震波の伝播経路となる上部マントルから地震基盤までの構造（以下、「大構造」という）、地震波の長周期成分の増幅に影響を与える地震基盤から工学的基盤までの地盤構造（以下、「深い地盤構造」という）、地震波の短周期成分の増幅に影響を与える工学的基盤から地表までの地盤構造（以下、「浅い地盤構造」という）の三つに分けて設定を行った。なお、本評価において工学的基盤として設定する地盤のＳ波速度が「簡便法」と「詳細法」で異なっている。「詳細法」では、評価領域の地質構造に応じて作成された三次元地
下構造モデルの最上層の地盤を「詳細法工学的基盤」6と呼び、「簡便法」による「工学的基盤」と区別している。これについては3.2「深い地盤構造」において説明する。
3.1 上部マントルから地震基盤までの「大構造」
地殻構造探査（青木・村松,1974;蔵下ほか,2001;伊神ほか,1982;伊藤ほか,1982）を参考にし、上部地殻の上面の深さを１～４km、Ｐ波速度を6.0km/sとした。さらにZhao et al.(1993,1994)によるこの周辺のコンラッド面の深さや微小地震の震源分布等を考慮して、下部地殻の上面（コンラッド面）の深さを15～17km、Ｐ波速度を6.7km/sとした。上部マントルの上面（モホ面）も同様に深さを32～35km、Ｐ波速度を7.8km/sとした。それぞれのＳ波速度と密度については、Ludwig et al.(1970)によるＰ波速度とＳ波速度、密度の関係より設定した。減衰特性（Ｑ値）については、情報が無い
ため、地震調査委員会（2003c,2004a）で設定された値を参考にした。
以上のように設定した「大構造」における伝播経路の地下構造モデルをまとめると、表２のようになる。三次元有限差分法では、表２のモデルの諸特性を用いた。一方、統計的グリーン関数法[「レシピ」３．強震動計算参照]では、上記の「大構造」を単一層と仮定し、S波速度と減衰特性（Ｑ値）を設定した。S波速度について、平均的な速度として地震基盤のS波速度を用い、減衰特性（Ｑ値）については、震源断層周辺の情報がないため、下式に示す仙台地域の観測記録から推定した佐藤ほか(1994b)による周波数依存のＱ値を用いることとした。
Ｑ=110・f 0.69――――――（1）ここにf：周波数(Hz)

3.2 「深い地盤構造」の設定「深い地盤構造」のモデルについては、「レシピ」の中の「「深い地盤構造」のデータがある程度揃っている場合」に相当するものとして、その考え方に基づき、以下の手順でモデルの作成を行
6「詳細法工学的基盤」としては、基本的には「工学的基盤」のＳ波速度（300m/s～700m/s程度）に対応する地盤を選択しているが、評価地域の地質条件によっては、Ｓ波速度が700m/s以上の地盤となる場合もある。

5

った。
①

②

③

④
⑤

地質資料や深層ボーリング、物理探査及び検層、微動アレイ探査等の文献の収集・整理を行い（表３参照）、基盤岩上面の等深線図を作成した（図３－２参照）。これによれば、和泉山脈に分布する和泉層群が中央構造線に沿って約3,000mの厚さで分布しており、地震基盤はきわめて深くなっている。
大阪平野については、ボーリング調査によるN値が50を越える深さ（図３－１参照）や香川ほか（2003）を参考にして「深い地盤構造」のモデル化を行った。紀伊半島から四国について
は、「深い地盤構造」に対応する鮮新－更新統についての速度データがないため、大阪層群の速度層区分に準じてモデル化を行った。
上記のデータをもとに8層からなる速度構造（Vp=1.6km/s層、Vp=1.8km/s層、Vp=2.0km/s層、
Vp=2.2km/s層、Vp=2.5km/s層、Vp=3.3km/s層、Vp=3.8km/s層、Vp=4.4km/s層）として、三次元速度構造モデルを作成した（表４参照）。
山間部に位置するK-NET及びKiK-netデータからP波速度と深さの関係を求め、これを用いて、山間部の風化帯に相当する各速度層の深さを求めた（表４参照）。
密度は、Ｐ波速度よりLudwig et al.(1970)の関係を用いて換算した。

図１３には収集した資料の位置図、図３－１,２には「深い地盤構造」の上面と基底面に相当する
深さの分布図（「深い地盤構造」モデル）を示す。
評価範囲では、この三次元速度構造モデルの最上位であるVp=1.6km/s（Vs=350m/s）層上面を「詳細法工学的基盤」と定義した。ただし、三次元有限差分法により長周期側の地震動を計算する際には、最上層が計算格子間隔に比べて薄く、S波速度が第２速度層に対してかなり遅いため、数値計算が不安定になる可能性がある。ここではこれを避けるために、最上層の速度を第２速度層の速度（ Vp=1.8km/s, Vs=550m/s ）に置き換えた。
なお、Vp=5.2km/s(Vs=3.1km/s)層の上面を地震基盤とした。また、地表に直接「深い地盤構造」（詳細法工学的基盤より固い）に相当する地層が露出する山地丘陵部については、深さ18mまでは第２速度層を、深さ21mまでは第３速度層を、深さ25mまでは第４速度層を、深さ31mまでは第５速度層をそれぞれ風化帯として設定した（表４参照）。
一方、「簡便法」においては、上記の速度構造モデルを用いることなく、評価地点下に一律Vs=400m/sの層が分布するとみなして、これを工学的基盤（Vs=400m/s）と定義した。これは、「全国を概観した地震動予測地図」（地震調査委員会,2005）の中の工学的基盤の定義と同義である。
3.3 「浅い地盤構造」の設定「浅い地盤構造」は、「詳細法」においては「詳細法工学的基盤（Vs=350m/s）」の上に分布し、「簡便法」においては工学的基盤（Vs=400m/s）の上に分布するという前提で、「レシピ」の中の「面的な評価のためのモデル化の方法」に基づいてモデル化を行った。即ち、国土数値情報の地形分類
データを利用した手法(藤本・翠川，2003)を用い、約1km四方のメッシュごとに「浅い地盤構造」における表層30mの平均Ｓ波速度（AVS30）を求めて工学的基盤から地表への最大速度の増幅率を算定した（図５参照）[「レシピ」(25)(26)式参照]。断層の北側では、堺市以南の府県境と大阪湾までの中間付近までの丘陵地では増幅率が１を下回り「浅い地盤構造」での増幅がないが、大阪湾岸沿
いと大阪市では増幅率1.2以上を示している。一方、断層の南側では、和歌山市とその東で増幅率が１を上回る程度であり、和歌山県内のその他の大半の地域では「浅い地盤構造」での増幅はわずかである。断層の東側では橿原市周辺の盆地に増幅率が１を越える部分が認められる。

6４．強震動計算方法
本評価で用いた強震動計算方法は、ここまで述べた特性化震源モデルと三次元地下構造モデルを取り込んでハイブリッド合成法により地震動波形を求める「詳細法」と、過去のデータを基にマグニチュードと距離をパラメータとする経験式（距離減衰式）により最大速度（速度振幅の最大値）を算定する「簡便法」を用いた。以下にそれぞれの手法について説明し、特徴を記す。
4.1「詳細法」の計算手法(1) 詳細法工学的基盤（三次元地下構造モデルの最上層の上面）における波形計算
３章で述べた上部マントルから地震基盤までの「大構造」及び「深い地盤構造」より、三次元地下構造モデルを再構築した。このモデルを用いて、ハイブリッド合成法により詳細法工学的基盤上面における180秒間の時刻歴波形を計算した。ここで用いたハイブリッド合成法では、長周期成分を
三次元有限差分法（Pitarka, 1999）、短周期成分を統計的グリーン関数法（壇ほか，2000）によりそれぞれ計算する。そして、両者にフィルター処理（マッチングフィルター）を施した上でそれらを合成することによって広帯域地震動を評価する。接続周期は1.5秒とした。なお、波形は、評価範囲（図９参照）内の11,500メッシュ（約1km四方のメッシュ）で求めた。
統計的グリーン関数法では、次に述べるように、2.4「詳細法」に用いる震源断層モデルで示した各要素断層について地震基盤と「詳細法工学的基盤」（三次元地下構造モデル最上層の上面）における統計的グリーン関数を順次作成して波形合成を行った。
①

地震基盤における統計的グリーン関数の作成
仙台地域で観測された主に海溝型地震の記録から佐藤ほか(1994a, 1994b)が推定したスペク
トルモデルと経時特性モデルを用いて、Boore(1983)と同様の手法により、地震基盤における統計的グリーン関数を作成した。経時特性には、仙台地域の工学的基盤における地震記録から
佐藤ほか(1994a)により求められた経験的経時特性モデルを準用した。

②「詳細法工学的基盤」での統計的グリーン関数の作成
各計算ポイント直下の三次元地下構造モデルから、各計算ポイントでの地震基盤よりも上位の「深い地盤構造」の一次元地下構造モデルを作成し、地震基盤における統計的グリーン関数
を入射波とし、S波の一次元重複反射理論により「詳細法工学的基盤」での統計的グリーン関数を計算した。

③「詳細法工学的基盤」における統計的グリーン関数を用いた波形合成「詳細法工学的基盤」における統計的グリーン関数を用いて、壇・佐藤(1998）の断層の非一様すべり破壊を考慮した半経験的波形合成法により波形合成を行った。

なお、統計的グリーン関数法の計算にあたっては、放射特性係数（ラディエーションパターン係数）Fを与えるが、計算地点と断層面との幾何学的関係及び断層の滑りのタイプを考慮して、Boore
and Boatwright (1984) に示された F の値のうち S 波の全震源球面上の平均値である 0.63 を水
平２成分の自乗和平均と考え、0.63を 2 で除した0.445 をFとして採用した。
上記のハイブリッド合成法を用いて計算された水平２成分の時刻歴波形より最大値（最大速度）を求める際には、２成分の波形のベクトル合成を行い、その最大値を読み取った。
(2) 地表における最大速度の計算
地表における最大速度は、３章の「浅い地盤構造」で求めた平均S波速度（AVS30）から「レシピ」(26)式を用いて最大速度の増幅率を求め、これを「詳細法工学的基盤」上面における最大速7

度に乗じて推定した。ただし、「レシピ」(26)式は、基準地盤(平均S波速度がVs=600m/s)に対する増幅率として定義されているため、基準地盤から「詳細法工学的基盤」（Vs=350m/s）までの増幅率(1.71)で「レシピ」(26)式で算出された増幅率を除した値を「詳細法工学的基盤」の最大速度に乗じて求めている。
地表における最大速度を精度よく求めるには、「浅い地盤構造」についても一次元地下構造モデルを作成し、これを用いて地表における時刻歴波形を計算し、その結果から最大値を求めることが望ましいが、ここでは、面的に十分な地盤調査データが得られていないことから一次元地下構造モデルの作成は行わず、微地形区分を利用した経験的な方法を用いることとした。
(3) 地表における計測震度の計算計算された地表最大速度より、(2)式に示す翠川ほか(1999)による最大速度と計測震度の経験的関係式を用いて計測震度相当値を算定した。
I=2.68+1.72・log PGV±0.21(I=4～7)―――――――（2）I：計測震度 PGV：地表最大速度(cm/s)
なお、翠川ほか(1999)ではI=0～7の式とI=4～7の2つの式が提示されているが、I=0～7の式は低震度データの特性が強く反映され高震度データの特性があまり反映されていない怖れがある。ここでは、比較的震度の大きな地域での地震動をより精度良く評価することが重要と考え、I=4～7の式を選択した。
4.2「簡便法」の計算手法(1) 工学的基盤における最大速度の計算
次に示す司・翠川(1999)による最大速度の距離減衰式を用いて基準地盤（Vs=600m/s）における最大速度を求めた。
log PGV = 0.58Mw+0.0038D－1.29－log(X+0.0028・100.50Mw)－0.002X ――（3）
PGV:最大速度(cm/s)
Mw:モーメントマグニチュード
D:震源深さ(km)X：断層最短距離(km)さらに、Ｓ波速度がVs=400m/sの地盤を工学的基盤とみなし、藤本・翠川(2003)による表層地盤の速度増幅度算定式より求まる係数(1.31)を乗じることにより、工学的基盤(Vs=400m/s)における最大速度を求めた。
(2) 地表面における最大速度の計算
３章の「浅い地盤構造」で求めた平均S波速度（AVS30）から最大速度増幅率を「レシピ」(26)
式より求め、「工学的基盤」上面の最大速度にこの増幅率を乗ずることによって地表における最大速度を求めた。
(3) 地表における計測震度の計算
地表における計測震度については、4.1「詳細法」の計算手法での地表における計測震度の求め方と同じ方法を用いた。
4.3 それぞれの手法の特徴
以下にそれぞれの手法の特徴をまとめる。
(1)「詳細法」の特徴・２章で述べた微視的震源特性、その他の震源特性の影響を評価することができる。すなわ
ち、「長期評価」や「形状評価」及び最新の地震学の知見に基づいて想定された特性化震源
8

モデルに対する地震動を評価することができる。
・ ３章で述べた三次元地下構造モデルの影響を評価することができる。
・ 時刻歴波形を求めることができる（本評価では「詳細法工学的基盤」での波形）。
・ 微視的震源特性や地下構造モデルを設定するための情報を必要とする。
・ 計算負荷が大きく、現状では一度に計算できる範囲は限定され、時間も要する。
(2)「簡便法」の特徴
・ 平均的な地震に対する地震動分布を評価するので、微視的震源特性の影響は反映できない。
・ 三次元地下構造の影響を考慮できない。
・ 計算負荷が小さく、一度に広範囲の計算ができる。

５．強震動予測結果とその検証
5.1「詳細法」による強震動予測結果「詳細法」による強震動予測結果を下記のとおり示す。
「詳細法工学的基盤」での時刻歴波形と擬似速度応答スペクトル「詳細法工学的基盤」での速度分布のスナップショット「詳細法工学的基盤」での最大速度分布図
地表の最大速度分布図「詳細法」による強震動評価結果：震度分布図

図１４
図１５
図１６
図１７
図６

(1) ハイブリッド合成法による「詳細法工学的基盤」での時刻歴波形予測結果
図１４に奈良市役所（奈良県）、橿原市役所（奈良県）、大阪市此花（このはな）KiK-net観測点（大阪府）、堺市役所（大阪府）、関西国際空港（大阪府）、和泉市役所（大阪府）、泉南市役所（大阪府）、和歌山市役所（和歌山県）、神戸市役所（兵庫県）、洲本市役所（兵庫県）を含む
メッシュの中心を代表評価地点とし（図９にその位置を示す）、ハイブリッド合成法により計算されたそれぞれの地点の「詳細法工学的基盤」での速度波形及び減衰定数5%擬似速度応答スペクトルを示す。
① ケース１（図１４－１～３）
震源断層に近い関西国際空港、泉南市役所、和歌山市役所、和泉市役所、堺市役所で振幅が大きい。特に第１アスペリティ直上の泉南市役所や至近の関西国際空港では第１アスペリティからの波群が短時間に集中している。第１アスペリティの南にあって破壊が近づいてくる位置にある
和歌山市役所でもディレクティビティ効果7により波形の振幅が大きい。なお、泉南市役所や和歌山市役所での計算波形では波群が２つに分かれている。先に到達した波群は、第１アスペリティから到達した波群で後の波群は第２アスペリティから到達した波群である。第２アスペリティから到達する波群の方が伝播距離が長いため相対的に短周期成分が減衰している。
破壊が近づいてくる断層東方の橿原市役所、奈良市役所では、第１アスペリティと第２アスペ
リティからの波群がほぼ同時に到達するため波形全体の包絡形状が相対的に短い。
洲本市役所では、第１アスペリティからの距離が堺市役所とほぼ同じであるが振幅が小さい。
7

断層破壊がS波の伝播速度に近い速度で伝播することにより、破壊の進行方向では地震波が重なり合い、結果としてその振幅が大きくなる（パルスが鋭くなる）。一方、破壊の進行と逆の方向では、地震波は重なり合わず、その振幅は大きくならない。

9これは、洲本市役所が破壊進行方向とは逆の方向に位置するためである。また、泉南市役所や和歌山市役所と同様２つのアスペリティからの波群が距離の違いにより時間差をおいて到達しており、第２アスペリティからの波群では短周期成分が小さくなっている。
断層北方に位置する和泉市役所、堺市役所、大阪此花KiK-net観測点では断層に近いほど振幅が大きく、逆に遠いほど大阪平野の「深い地盤構造」の影響により地震動の継続時間が長く長周期成分が相対的に大きくなる傾向を示す。
② ケース２（図１４－４～６）
ケース２では、断層東方の破壊が遠ざかる位置にある奈良市役所、橿原市役所で、2つのアスペリティからの波群が時間差をおいて到達するため、ケース１よりも振幅が小さく継続時間が長くなっている。また、西側の第１アスペリティの方が東側の第2アスペリティよりも遠いため第１アスペリティからの波群の到達が遅れるとともに大きく減衰している。
断層西方の破壊が近づく位置にある洲本市役所では、２つのアスペリティからの波群の多くが同時に到達し、波形の継続時間が短くなっている。
断層北方に位置するもののうち堺市役所、大阪此花KiK-net観測点では大阪平野の「深い地盤構造」により地震動の継続時間が長いが、ケース１に比べて長周期成分が小さくなっている。その他の地点では、ケース１と大きな差は認められない。
以上のように、各地点の時刻歴波形には、断層面上の破壊伝播特性と堆積層の深さなどの地域特性を反映した結果が認められる。また、ケースの違いによる擬似速度応答スペクトル特性の変化は、
ケース２で破壊進行方向と逆方向に位置する奈良市役所、橿原市役所でケース１に比べて長周期成分が小さくなっており、破壊進行方向側に位置する洲本市役所では、長周期成分が大きくなっている。擬似速度応答スペクトルの卓越周期付近のスペクトルレベルを読み取ると、第１アスペリティに近い泉南市役所では周期0.2～1秒の帯域において100cm/sに達している。大阪此花KiK-net観測点の擬似速度応答スペクトルでは周期7～9秒付近にもピークが認められ、大阪平野の「深い地盤構造」
により励起された長周期地震動の特徴が認められる。これらの状況を平面的に示した速度分布の時系列変化（スナップショット）を図１５に示した。
なお、統計的グリーン関数法では、P波は考慮されていない。したがって、ハイブリッド合成後の波形のS波到達時間よりも前（P波初動付近）は、有限差分法のみにより計算されているため長周期成分しか有していないことに注意が必要である。
(2) 「詳細法工学的基盤」上面の最大速度分布予測結果
各ケースの「詳細法工学的基盤」上面での最大速度の分布を比較して図１６に示した。
① ケース１
２つのアスペリティに近い地域や第１アスペリティの破壊進行方向の前面（アスペリティの南側）に位置する地域を中心に最大速度が大きくなっている。また、ディレクティビティ効果により断層から東方に離れた奈良盆地方面では、周辺の地域に比べて最大速度が大きくなる傾向がある。また、断層の北側にやや大きな最大速度の分布が認められる傾向があるが、これは大阪平野の「深い地盤構造」の影響によるものと考えられる。
② ケース２２つのアスペリティに近い地域を中心に最大速度が大きくなっている。ディレクティビティ効
果によりケース１とは逆に最大速度分布が西に伸びている。特に大阪湾南部と紀淡海峡南西ではケース１に比べて速度が顕著に大きくなっている。

10

(3) 地表の最大速度分布と震度分布予測結果
図１６で示した両ケースの「詳細法工学的基盤」での最大速度値に「浅い地盤構造」による増幅率を掛け合わせて地表における最大速度値を求めた結果を図１７に示した。また、これら最大速度値より経験式で換算して求めた震度の分布を図６に示した。
① ケース１
断層の北側では、第１アスペリティの直上付近に当たる泉南市の沿岸付近及び第２アスペリテ
ィの直上付近の和泉市を中心に最大速度値が大きくその値が100cm/sを越え、震度６強以上の地域が認められる。大阪平野では堺市付近まで震度６弱の地域が、その北側の大阪市の大部分で震度５強の地域がそれぞれ認められ、大阪湾岸に沿って神戸市まで震度５強の地域が認められる。
断層の南側では、第１アスペリティの破壊進行方向に位置する和歌山市では最大速度が100cm/sを越え、震度６強以上の地域が認められる。また、紀ノ川沿いに震度５強の地域が広く分布している。断層の東方の奈良県側では、ディレクティビティ効果が現れ、震度５強を越える領域は奈
良盆地の大半を占めている（図６－１，図１７参照）。
② ケース２断層の北側では、第１アスペリティの直上付近に当たる泉南市の沿岸付近及び第２アスペリテ
ィの直上付近の和泉市等で最大速度値が大きくその値が100cm/sを越え、震度６強以上の地域が認められる。また、大阪平野では堺市の南半分まで震度６弱の地域が、その北側の大阪市のほとんどの部分で震度５強の地域がそれぞれ認められ、大阪湾岸に沿って神戸市まで震度５強の地域が認められる。断層の南側では、和歌山市でケース１と異なりほとんど震度６弱に留まっている。
紀ノ川沿いではケース１と同様に震度５強の地域が広く分布している。断層の西方の淡路島南部
では、ディレクティビティ効果により震度５強を越える領域はケース１に比べて広い範囲に分布する（図６－２，図１７参照）。
なお、４章で説明したように地表の最大速度から計測震度への換算は経験的な方法((２)式)を用いているが、この式の基となっている統計データ群には計測震度6.0を越えるものが少ないため、計
測震度6.0を越えたものの換算については精度が十分でないと考えられる。また、ひずみレベルが大きい場合の「浅い地盤構造」の非線形挙動の影響については考慮されていないという問題もある。
さらに、1km四方のメッシュ内での「浅い地盤構造」の増幅特性のばらつきが強震動予測結果に与える影響なども考慮すると、震度６強と震度７の境界を十分な精度で求められないと判断される。そこで、本報告では、最終的に計測震度6.0以上と評価されたところはすべて「震度６強以上」とし、震度７となる可能性もあることを示した。
5.2「簡便法」による強震動予測結果「簡便法」による強震動予測結果（震度分布）を図１８に示す。「簡便法」による震度分布は比較的滑らかに変化している。「簡便法」では、工学的基盤から地表までの「浅い地盤構造」の影響は反映されているが、「詳細法」と異なり、地震基盤から工学的基盤までの「深い地盤構造」による影響は考慮されていない。また「簡便法」ではアスペリティの影響やディレクティビティ効果な
ど断層面の破壊伝播による影響が考慮できない。そのため、これらの影響が大きく現れる地域においては「簡便法」の震度が「詳細法」の震度（図６参照）よりも小さい値となっている。
5.3 「詳細法」による強震動予測結果と距離減衰式との比較による検証
強震動予測結果の検証として、横軸に断層最短距離をとり、「詳細法工学的基盤」の１層下の速度層（Vs=550m/s）上面における最大速度値をVs=600m/s相当に換算補正した値と司・翠川（1999）の距離減衰式（経験式）とを比較して図７に示す。いずれのケースも大局的には予測結果と距離減11

衰式による曲線とが良い相関を示している。２つのケースを比較するとケース２でやや小さめの速度が認められる。
６．問題点と今後の課題
6.1 問題点
今回の強震動計算では、地表における時刻歴波形を求めるだけの十分な地盤調査データが得られていないことから、地表の最大速度は、微地形区分（約1km四方毎の情報）を利用して経験的な方法を用いて地表の最大速度分布を求めた。また、地表の計測震度も経験式を用いて地表の最大速度より換算して求めている。したがって、「浅い地盤構造」の影響を理論的に評価していない。また、
浅いところでのひずみレベルが大きい場合の非線形挙動を含む影響については考慮されていないため、強震動予測結果（地表の最大速度・震度）には、誤差が含まれていることに留意が必要である。
また、断層付近の「深い地盤構造」は、断層の上盤側に下盤に比べて地震波速度が大きい層が分布しているため、速度構造が逆転している部分がある。詳細法の計算に用いた三次元地下構造モデ
ルにおいては、計算の都合上、この部分の速度を上盤と同じ速度としたが、その影響について詳細には検証していない。
本断層帯は、地表トレースが大きく屈曲しており、屈曲点の両側で断層変位の傾向がそれぞれ異なっている（横ずれ断層と逆断層）が、これらが一体となって一つの地震を引き起こすときの動きとして考えれば整合性がある。ただし、このように屈曲した断層の破壊開始点の位置を一般化して説明できるだけの知見や情報は十分に得られていない。したがって、強震動予測結果に影響を与える特性化震源モデルの設定条件には絞り込みが困難なものや仮定が含まれている。
6.2 今後の課題
今回の強震動評価では、震源断層モデルのうち、第１アスペリティの位置については「長期評価」
で明らかな変位が認められている根来断層付近に設定したが、第２アスペリティの位置を特定するだけの情報がなかったため、第１アスペリティと和泉山脈南縁の震源断層モデルの東端との中間に設定した。それぞれのアスペリティに破壊開始点の位置を設定して破壊の進行方向の異なる２つのケースにおける強震動予測計算を行った。これまでの強震動評価において、アスペリティと破壊開始点の位置は、強震動予測結果に大きな影響を与えることがこれまでに報告されており（地震調査委員会,2003b,2003c,2004b)、このため、現状において確定的に取り扱えない震源パラメータがある
場合には、パラメータの違いによる強震動予測結果の違いやばらつきの大きさを把握しておくこと
が強震動評価を行う上で重要である。本断層帯においても、今後の活断層や深部地下構造の調査研究により、震源特性に関する情報が増えれば、想定するケースを絞り込める可能性があり、より信
頼性の高い強震動予測が可能となる。
また、本地域に限らず、これまでの調査資料や地下構造探査等に基づき作成された三次元地下構造モデルを微動探査等の結果や評価領域及びその周辺で発生した多くの中小地震や遠方で発生した大地震等の観測記録が説明できるように修正することにより、強震動予測の精度の向上が期待できる。
問題点で触れたように、本評価では、地表の震度を計算する際に簡便な手法を用いて「浅い地盤構造」の増幅特性を推定しているが、大阪湾岸の埋立地などでは、「浅い地盤構造」の地盤特性によっては強い揺れに伴い、液状化などの非線形挙動が予想される。このような地域に対して、より精度の高い強震動評価を行うためには、「浅い地盤構造」のモデル化に加えて、非線形挙動に伴う地盤の力学特性の変化を考慮した強震動予測手法を検討する必要がある。
本評価では、三次元有限差分法を実施するに当たり、「深い地盤構造」の最上層のVp=1.6km/s（Vs=350m/s)を第二層のVp=1.8km/s（Vs=550m/s）の速度に置き換えた。これは、評価対象領域内の最上層の層厚が計算格子の間隔（100m）に対して比較的薄いことなどによる計算上の数値不安定を12回避するため、やむを得ずとられた措置である。なお、大阪平野では、最上層が100～300ｍ程度の厚さで分布しているが、「深い地盤構造」全体の厚さ(1000～1500m程度)に比べると比較的に薄いことから、今回の計算結果に与える影響は、顕著ではないと考えられる。ただし、第二層との速度差が大きいため、今後その影響について不均質構造の情報の整備状況や計算環境の進展に応じて精査していく必要がある。

13

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15

表２
名称
地震基盤
上部地殻
下部地殻
上部マントル「大構造」の伝播経路の地下構造モデル

上面深さ
(km)
0.1～3.5
１～4
15～17
32～35

層厚
(km)
0.5～4
12～15
16～19
―

P波速度
(km/s)
5.2
6.0
6.7
7.8

16

S波速度
(km/s)
3.1
3.4
3.8
4.4

密度
(g/cm3)
2.6
2.7
2.9
3.3

Q値
100
300
500
500

表３

地下構造モデルに関する文献（図１３－２参照）

17

表４
速度層区分

「深い地盤構造」の三次元地下構造モデルの構成

P波速度

S波速度

密度

(km/s)(km/s)(g/cm3)Q値

各速度層に相当
する風化深度8
(m)

第１速度層
1.6

0.35

1.8

110

－

1.8

0.55

1.9

110

18

2.0

0.59

2.0

110

21

2.2

0.71

2.1

110

25

2.5

0.88

2.1

110

31

3.3

1.3

2.3

110

47

3.8

1.6

2.4

110

57

4.4

2.0

2.5

110

68

第２速度層
第３速度層

第４速度層

第５速度層

第６速度層
第７速度層

第８速度層

8

対応する
主な地質
菖蒲谷層
大阪層群
菖蒲谷層
大阪層群
菖蒲谷層
大阪層群
神戸層群
菖蒲谷層
大阪層群
神戸層群
菖蒲谷層
大阪層群
神戸層群
神戸層群
神戸層群
和泉層群
基盤岩の風化帯
和泉層群
基盤岩の風化帯

山地や丘陵で表層に工学的基盤相当層が存在する場合の風化の度合いによる速度構造を考慮した場合の深度。

18