工学院大学工学研究科建築学専攻修士論文梗概集

2011 年度

強震動予測手法に関するベンチマークテストと地震動への適用に関する研究
STUDY ON BENCHMARK TESTS FOR STRONG GROUND MOTIONPREDICTION METHODS ANDAPPLICATION TO SEISMIC GROUND MOTION
松本 俊明
Toshiaki MATSUMOTO
Since the validity of the arithmetic precision of the Wavenumber integration method using a theoretical focus model for the parallel
stratification foundation needs to be verified at this research, It aims at using for decision of the reliable input seismic ground motion for adesign, and examination of the countermeasures against earthquake disaster of the building built near the active fa ult by the benchmark test
and actual seismic ground motion simulation.
Keywords: Strong ground motion prediction methods, Theoretical methods, Benchmark tests, 2011 Fukushima Hamadori earthquake,
Surface seismic fault
強震動予測手法、理論的手法、ベンチマークテスト、2011 年福島県浜通りの地震、地表断層
や決定論的手法と呼ばれることがある手法に大別できる。それら本

1．はじめに充実した地震防災対策などを実現するうえで、対象建築物周辺の研究で扱う理論的手法は、震源の近距離から遠距離までの広帯域な地震動強さを知ることは有益である。強震動予測手法を用いた設計

強震動を高精度かつ簡易に計算できる利点がある。一方で対象地盤用入力地震動策定は地震動強さに加えて地震動特性を知るうえでもが平行成層地盤に限定されるため、シミュレーションの対象となる非常に重要な役割を担っている。

サイトが盆地などの地下構造の影響を顕著に受ける場合は、それが近年、その強震動予測手法はレシピ

2)などとして体系化されつつ結果に反映されにくいという点がある。

ある。しかし、同じ震源・観測点を対象としていながら用いる手法・

図 1 には強震動予測に用いる断層震源モデルの概念図と主な震源

計算コードにより得られた結果には大きな差異が生じることがある。

パラメータを示す。断層震源モデルは通常矩形でモデル化され、そそこで本研究では、地震動研究者や実務者の参加を HP22)などで募の全体の形状や大きさを規定するパラメータを巨視的パラメータとり、同じ条件下で様々な手法・計算コードの結果の相互比較を行い、呼ぶことがある。一方、断層面を小断層に分割し、その一つ一つのその適用範囲やバラツキなどを検討する、「強震動予測手法に関するすべりの大きさや角度を規定するパラメータを微視的パラメータとベンチマークテスト

5)6)22)」（以下、ベンチマークテスト）を実施す呼ぶことがある。また、断層面上各点の滑りの時間変化を規定するることで、強震動予測手法の計算精度の妥当性を検証し、信頼性の関数をすべり速度関数などと呼ぶことがある。代表例にはレシピ 2)

高い設計用入力地震動策定などに役立てることを目指す。さらに、で採用されている中村宮武型関数 3)などがある。本研究における震2011 年 4 月 11 日に発生した福島県浜通りの地震を対象に実観測記

源モデルは図 1 に示すような断層震源モデルに従い決定する。

録の再現シミュレーション及び、特徴的な地震動である、地表断層
近傍点で表れるステップ関数状の永久変位（以下、フリングステッ
プ）の検討を行い、強震動予測手法の適用性を確認し、活断層近傍に建てられた建築物の今後の地震防災対策に役立てることを目指す。
なお、本研究で用いる強震動予測手法は、平行成層地盤を対象に理論的震源モデルを用いて地震波を計算する理論的手法の一つである波数積分法 4)（以下、波数積分法）を使用する。

2．理論的手法と断層震源モデルについて
本研究で筆者が用いる波数積分法や後述するベンチマークテス
トで他のチームが使用した薄層法、離散化波数法などは理論的手法

図1

断層震源モデル概念図と震源パラメータ 1)

3．ベンチマークテスト結果
3.1 2010 年度までの結果
ベンチマークテストの実施要項や検討モデルの詳細は参考文献
5)6)22)を参照されたい。

2009 年度から毎年 2 段階のステップが行われ 2010 年度までにはステップ 1 からステップ 4 が実施された。初年度である 2009 年度は一様地盤や 2 層地盤の点震源モデルを対象としたステップ 1 と 2 層
地盤で横ずれ断層や逆断層の面震源モデルを対象としたステップ 2を計算し検討した。結果としては基本的に実用上ほぼ同等の結果を得るが、地盤減衰のパラメータである Q 値の導入法の違いで、震源から遠方の観測点では波形の振幅だけでなく位相にも大きな影響を与えることを確認した。 5)
2 年目である 2010 年度の検討モデルにおける前年度との主な違い

表1

2011 年度ベンチマークテスト検討モデル一覧

ステップ 5ステップ 6
T51
T52
T53
T61
1990 年神 1990 年伊
1992 年東
奈川県西 豆大島近海
1923 年関東地震
対象地震
京湾の地震
部の地震
の地震
（Mj7.9）（Mj5.7）（Mj5.1） （Mj6.5）点震源
面震源（山 点震源（山（Sato, T.
面震源（Sato, H.
震源（文献）
田・山中, 田・山中,
et al. 1998
ほか, 2005）10)
12)
12)
2003）
2003）
11)
モデル名

関東平野の 3 次元深部地盤モデル 8)を用い出力点直下の平行成層地盤を使用
減衰
あり
有効振動数
0～0.33 Hz（3.0 秒以上）
出力点 19 地点（AIJ ディジタル強震データ集1996 による観測記録 9)）
地盤

は、ステップ 3 の点震源モデルでは工学的基盤まで考慮した 4 層地盤モデルであることや、地表点震源を考慮したことであり、ステッ
プ 4 では震源時間関数にレシピ 2)に準拠した中村宮武型関数 3)を用い、横ずれ断層モデルを断層面破壊伝播のパターンの違いによるモ
デルと、地表断層を考慮してフリングステップを評価するなど、より複雑に、実用的に設定されたモデルを計算した。結果は 2009 年度
同様、基本的には実用上ほぼ同等の結果を得るが、深さ 0km が表現できない場合の地表点震源の扱いや、フリングステップを評価する
際の Q 値の評価法などに注意を要することがわかった。 6)
3.2 2011 年度の結果
ベンチマークテスト最終年度となる 2011 年度はさらに実用的なモデルが設定され、関東平野を地盤モデルの対象にして、関東平野内で発生した中小地震のシミュレーションとしてステップ 5 と大規

表2
層
ρ
Vp
番
(t/m3) (m/s)
号
1 1.95 1800
2 2.05 2100
3 2.1 2300
4 2.15 2400
5 2.25 3000
6 2.3 3200
7 2.45 4200
8 2.6 5000
9 2.65 5500
10 2.7 6000
11 2.8 6700

出力点一覧とその物性値
層上端深さ（m）
Vs
Qp=Qs 久野
浅川 地震研 富津(m/s)(KNO) (ASK) (JSK) (FUT)
500 500f*
0
0
0
0
700
700f
－
－
－
－
900
900f
152
6
406
260
1000 1000f－－－－
1500 1500f 384
511736 1426
1700 1700f－－－－
2400 2000f 616－－－
2900 2000f 676－－－
3200 2000f 1317
201
3067 3347
3530 2000f 1798 7107 7830 6792
3940 2000f 4494 17768 19575 16980*：f は振動数(Hz)、f=1 で記載の数値の Q になるように設定。

模地震シミュレーションとしてステップ 6 を行う。それら検討モデル一覧を表 1 に示す。ステップ 5 は関東平野で発生した中小地震で、

ASK

JSK

それぞれ T51 モデルは 1990 年神奈川県西部地震、T52 モデルは 1990
KNO

年伊豆大島近海の地震、T53 モデルは 1992 年東京湾の地震の計 3 モ

震源

デルである。ステップ 6 は T61 モデルの 1923 年関東地震である。

FUT
N

地盤モデルは地震調査研究推進本部による長周期地震動予測地
8)

図 2009 年度試作版 で用いられた関東平野の 3 次元深部地盤モデル

Eを用い出力点直下の平行成層地盤を抽出してシミュレーションに使用する。
出力点は図 2、3 に示した関東平野内の 19 地点で、全点において計算をしたが本報では T51、T61 に関して表 2 の 4 出力点に絞って結果を述べる。同表には地盤密度（t/m3）、P 波速度（m/s）、S 波速度（m/s）Q 値と 4 地点それぞれの各層上端深さを示す。4 地点の特徴として、KNO は震源（震源断層破壊開始点）近傍点であること、
ASK は地震基盤（Vs=3200m/s）がごく浅いサイトである。また JSK

図2

T51 モデル（神奈川県西部の地震）震源・出力点図

表3T51 モデル（神奈川県西部の地震）震源パラメータ
震源緯度（°）
震源経度（°）
震源深さ（km）
走行角（°）
傾斜角（°）
すべり角（°）
地震モーメント（Nm）

35.2133
139.0998
15.3
215
35
40
3.3×1016と FUT は比較的震源から遠方のサイトであり、T61 モデルにおいて
FUT は震源断層東側のすべり量が大きい場所に位置するサイトである。
それぞれの地震の概要と震源モデルであるが、T51 モデルの神奈
川県西部地震は 1990 年 8 月 5 日 16 時 13 分に神奈川県西部付近で発生した地震で、気象庁マグニチュードは 5.1 の震源深さは 14km である。 13)。その震源モデルパラメータ 11)を表 3 に示す。モデル化された震源深さは 15.3km で、地震モーメントは 3.3×1016Nm である。

次に、T61 モデルである 1923 年関東地震は、1923 年 9 月 1 日に、フィリピン海プレートが北米プレートに沈み込む相模トラフ沿いに発生した気象庁マグニチュードは 7.9 と言われる海溝型巨大地震である 17)。震源域は神奈川県の西部から、神奈川県全体を覆うように広がり東は千葉県房総半島まで達している。
図 3 には T61 モデルの震源断層モデルと検討出力点図を示す。図3 中の「a」、「b」は図 4 中の「a」、「b」の位置が対応する。表 4 には震源断層モデルのパラメータを示し、さらに図 4 には震源断層の各小断層における最終すべり量（m）分を示す。震源断層の長さは参加を表す。
「工学院」は筆者の計算結果を表す。参加チームは他に、130km、幅は 70km で、小断層は長さ方向に 10 個、幅方向は 7 個の東京理科大学の永野氏、港湾空港技術研究所の野津氏、京都大学防70 個の点震源の集合でモデル化している。総地震モーメントは 9.94

災研究所の浅野氏と地域地盤環境研究所の宮腰氏の合同チーム（以20

×10 Nm である。破壊開始点が位置する神奈川県西部付近の小断層

下、浅野・他または浅野）の合計 4 チームである。各参加チームのは大きなすべりを生じていることがわかる。このような場所をアス

使用手法は表 5 のとおりである。図 5 には T51 モデルの観測波形とペリティと呼ぶことがあり、同様の場所が三浦半島付近にも存在す

計算波形の速度波形 NS 成分の比較を示す。なお比較の際には 0.4Hzる。震源断層モデルの破壊過程は破壊伝播速度 3.0km/s で西から東までのハイカットローパスフィルターを施している。図 5 の上段左へ移動し、図 4 でみると図の右側の破壊開始点から同心円状に広がから KNO、ASK、下段左から FUT、JSK で、それぞれの波形は基線

り左へ移動する。

をずらして上から観測波形、工学院、永野、野津、浅野・他を比較している。図中の+0.205 などという数値は正負の最大振幅を示している。

N

各参加チームの計算結果は基本的に実用上ほぼ同等の結果を得

E
破壊開始点

たことを確認できる。また観測波形との比較の観点から述べると、

ASK

震源近傍点である KNO と地震基盤のごく浅い ASK では震源からのJSK

直達実体波が卓越し継続時間の短い波形であることが確認でき、計算・観測波形とも一致度が高い。一方、JSK や FUT のように震源から遠方になるにつれて表面波の影響により比較的継続時間が長い計ba算波形を得られるが、観測波形の表面波を再現できているとは言えない。これは地盤モデルを平行成層と仮定しているため、盆地などの地下構造の影響を結果に反映できていないためである。

KNO

FUT
表5

図3

参加チーム
工学院
永野
野津
浅野・他
使用手法 波数積分法 薄層法 離散化波数法 離散化波数法
T51
○
○
○
○
T61
○
○
－
○

T61 モデル（関東地震）震源断層・出力点図
a、b は図 4 中の a、b に対応。

表4

T51 モデルと T61 モデル参加チームと使用手法

T61 モデル（1923 年関東地震）震源断層パラメータ
震源断層長さ（km）
130
震源断層幅（km）
70
破壊開始点緯度（°）
35.3847
破壊開始点経度（°）
139.1144
破壊開始点深さ（km）
10.651走行角（°）294
傾斜角（°）
16
破壊伝播速度（km/s）
3.0
地震モーメント総和（Nm）9.94×1020+0.205-0.259+0.159-0.179+0.159-0.183+0.160-0.181+0.160-0.180観測

観測+0.008-0.012
工学院+0.022-0.014永野+0.022-0.014野津+0.024-0.016浅野+0.022+0.014

工学院
永野
野津
浅野

a
60
+0.045観測-0.051 工学院

幅+0.031-0.029+0.031-0.029+0.032-0.030+0.031-0.029

40

(km)
20

b 00

26

52
78
長さ (km)

104

130

図5

永野
野津
浅野

+0.056-0.058観測+0.016 工学院-0.020+0.016-0.020+0.017-0.021+0.016-0.021永野
野津浅野

T51 モデルの計算と観測の速度波形 NS 成分比較
（上段 KNO、ASK、下段 FUT、JSK。それぞれの波形は上から観測波形、工学院、永野、野津、浅野・他）

0

2.0
図4

4.0

6.0

8.0 (m)T61 モデル震源断層すべり量（m）分布

次に図 6 には T61 モデルの計算速度波形 NS 成分を示す。比較の図中の矢印はすべりベクトル、☆や a、b はそれ際に用いたフィルターは先述と同じである。図 5 と同様の出力点のぞれ図 3 中の破壊開始点や a、b に対応。

結果を示し、各図の波形は上から工学院、永野、浅野・他の順であ

以下より結果を示す。まず、表 5 に T51 と T61 モデルの参加チーる。なお T61 モデルにおいては観測波形との比較を行っていない。

ムとそれぞれが使用した手法を示す。
「○」が参加を表し「－」は不比較結果の傾向としては T51 と同様に一致度が高い。震源断層破壊開始点近傍の出力点である KNO は比較的継続時間が短く振幅は震源過程解析 14)により求められた震源モデルは 2 つのセグメントか

やや大きい波形である。震源断層の破壊伝播が遠ざかる ASK では振らなり、それぞれ西側の井戸沢断層と東側の湯ノ岳断層である。そ幅の小さい波形であり、また地震基盤がごく浅いため実体波が卓越

れぞれの震源パラメータは表 6 に示した通りで、井戸沢断層が上端する波形であることがわかる。震源断層の東側のアスペリティ付近

深さ 0km とモデル化されていることが特徴的であり、図 7 からもわに位置し破壊伝播が近づく FUT は振幅の大きい波形であることがかるように湯ノ岳断層は井戸沢断層にもぐり込むようにモデル化さわかる。また、地震基盤が深く震源断層がもぐり込む側に位置する

れている。
シミュレーションはまず、震源過程解析 14)に用いられた地点と同

JSK は、振幅は比較的小さく震源断層からの地震波が表面波としてじ、図 7 右にプロットした K-net20)、KiK-net21)の全 10 地点を対象に励起されており継続時間の長い波形であることがわかる。

行う。この検討により観測波形との整合性を確認し震源モデルの妥+29.31 工学院-42.16+28.86永野-43.53+28.77浅野-42.44+6.67 工学院
-18.38永野+6.78-17.74浅野+6.91-17.29

当性を確認する。なお紙面の都合上本報では FKS013 と IBRH14 の 2地点について述べる。
N
E

FKS013c+57.98 工学院-71.78+57.79 永野-72.60+58.15 浅野-71.87+30.91-33.19+30.99

湯ノ岳断層

井戸沢断層

工学院

-33.04+30.86

a

b

広域地図
永野

d
IBRH14浅野

破壊開始点-33.36
井戸沢断層、湯ノ岳断層と出力点

図6T61 モデルの計算と観測の速度波形 NS 成分比較

a、b、c、d は図 8 中の a、b、c、d に対応。

（上段 KNO、ASK、下段 FUT、JSK、それぞれの波形は上から、

図7震源モデルと検討出力点

工学院、永野、浅野・他）
図 8 には井戸沢断層と湯ノ岳断層それぞれのすべり量分布を示す。
図中の☆印は震源断層の破壊開始点に対応するが、湯ノ岳断層は井4．実地震動シミュレーション
本研究で使用する波数積分法の計算精度の妥当性と適用範囲を戸沢断層にもぐり込んでいるので図 7 では湯ノ岳断層の破壊開始点

ベンチマークテストによって確認した。本研究ではさらに 2011 年 4は隠れている。井戸沢断層は断層面の浅部で大きなすべり量を生じ

月 11 日に発生した福島県浜通りの地震（以下、浜通り地震）を対象ていることがわかる。湯ノ岳断層の破壊開始点は、井戸沢断層の破に実地震動のシミュレーションを行った。本研究では、震源断層の壊開始点から破壊が始まって 8 秒遅れで破壊が始まるようにモデル

周辺の K-net20)、KiK-net21)の観測速度波形との比較、さらに後述の化されている。

井戸沢断層と湯ノ岳断層に沿って現れた特徴的な地震動であるフリc

ングステップのシミュレーションを行い、断層近傍の地震動シミュ

a

井戸沢断層

16

湯ノ岳断層

レーションに特に有用な波数積分法の適用性を確認する。
12

対象とする浜通り地震は、2011 年 4 月 11 日 17 時 16 分に発生した、福島県浜通りを震源とする正断層型の活断層による地殻内地震である。気象庁マグニチュードは 7.0 で震源深さは 6km。福島県や茨城県では最大震度 6 弱が観測され、東京でも最大震度 4 が観測さ13)れた。 また、この浜通り地震に伴い既知の活断層

18)である、井戸幅8(km) 40

沢断層と湯ノ岳断層に沿って、それぞれ断層面をはさんで上端側で

0

4

8

12

16

ある西側が沈下し、下端側である東側が隆起した地表断層が現れた

20
24
長さ (km)

d0

4

8

12

b

ことが報告されている。 19)
本研究のシミュレーションに用いる震源モデルは、引間による 14)、
震源断層周辺の K-net20)、KiK-net21)の強震波形を用いて震源過程解

0
図8

0.5

1.0

1.5

2.0

2.5 (m)

福島県浜通りの地震の震源断層すべり量(m)分布析が行われたモデルである。その震源モデルとシミュレーションで

右：井戸沢断層、左：湯ノ岳断層、矢印はすべりベクトル。

検討する出力点のプロットを図 7 に示す。図 7 の左側は広域地図で☆や a、b、c、d はそれぞれ図 7 中の破壊開始点や a、b、c、あり、右図が拡大図で震源断層と出力点を示す。右図中のそれぞれd に対応。〇印の小断層近傍に地表断層近傍出力点を設定（図

「a」、
「b」、
「c」、
「d」は図 8 中の「a」、
「b」、
「c」、
「d」が対応する。

10 対応）

側 100m）、h1（上盤側 100m）の速度波形と変位波形を示す。
FKS013-NS60

IBRH14-NS

14
12

50

観測

+13.12

40

-8.53

30

+8.82

20

計算

-4.97

10

観測

+2.12
-1.29

10

Velocity (cm/s)

浜通り地震の震源断層パラメータセグメント
井戸沢断層 湯ノ岳断層
震源断層長さ（km）
26
14
震源断層幅（km）
16
16
震源断層上端深さ（km）
02
震源断層下端深さ（km）
14.13
15.86
破壊開始点緯度（°）
36.9451 37.02831
破壊開始点経度（°）
140.678 140.6658
破壊開始点深さ（km）
5.70
9.79
走行角（°）
158
125
傾斜角（°）
6260
破壊伝播速度（km/s）
2.8
2.8
地震モーメント総和（Nm） 7.84×1019 3.56×1019
全体地震モーメント総和（Nm）
1.14×1020

Velocity (cm/s)

表6

8

計算

6

+2.58
-1.60

4
2

0

0
0

図9

5

10

15
20
time (S)

25

30

0

5

10

15
20
time (S)2530福島県浜通りの地震における観測と計算の速度波形 NS 成分の比較（左 FKS013、右 IBRH14、それぞれ波形は上が観測

表 7 には本報で示す出力点の地盤物性値を示す。地盤モデルは引波形、下が計算波形）

間の震源過程解析 14)を参考にし、J-SHIS の深部地盤データ 7)を用いて出 力 点 直下 を 抽 出し 、 地震 基盤 以 深 は全 出 力 点共 通 で福 山他（1998）16)の地盤モデルを結合してシミュレーションに使用する。

FKS013

井戸沢断層・地表断層線

Nc

下端側（隆起）特徴的であるのは地表断層近傍の検討地点は堆積層が薄く岩盤が厚い地盤モデルとなっている。
h10

浜通り地震検討出力点の一部と物性値
K-net
KiK-net
井戸沢断層 井戸沢断層
古殿
十王
上端側
下端側
(FKS013) (IBRH14)

0
－
7
14
16
20
311
315
319
346
－
702
2662
3000
18000
33000
100000

0
－
－
－
－
－
－
－
36
97
－
210
2443
3000
18000
33000
100000

0
－
－
－
－
－
－
－
43
99
－
205
2396
3000
18000
33000
100000

図 10

f1

120

FN

100

50
40

ており、波数積分法における震源モデルの妥当性を確認した。
次に、図 10 に井戸沢断層における地表断層近傍での検討出力点を示す。図 10 左が井戸沢断層の拡大図で、右が地表断層近傍での検

UD

30
20
10
0

-10 0

10

FP

20

f1

FN

80
60
40

UD

20

FP

0
-20 0

30

10

h1

40

Velocity (cm/s)

-40
-60

h1

50

FP

FP

0
0

10

20

FN
UD

-80
-100
time (s)図 1130time (s)time (s)

-20

20

-40

-20

0

波形で下が計算波形である。計算波形は概ね観測波形と良く一致し

井戸沢断層における地表断層近傍出力点

6020

ルターを施した。波形はそれぞれ基線をずらして比較し、上が観測

地表断層近傍出力点拡大

70**：14 層目以深は福山他 199816）を結合。Qs=300f。

分の比較を示す。比較の際には 0.03Hz から 0.8Hz のバンドパスフィ

上端側（沈下）井戸沢断層拡大*：f は振動数(Hz)、f=1 で記載の数値の Q になるように設定。

図 9 には FKS013、IBRH14 における観測と計算の速度波形 NS 成

FNdDisplacement (cm)

1 1.9 1800 550 60f*－
2 1.95 2000 650 100f
0
3 2.1 2400 950 100f－
4 2.15 2600 1200 150f
3
5 2.25 3200 1500 150f
8
6 2.3 3400 1600 150f－
7 2.35 3600 1800 150f
18
8 2.4 4000 2100 200f
27
9 2.5 5000 2700 200f
37
10 2.55 4600 2900 200f
96
11 2.65 5500 3200 300f
235
12 2.7 5700 3300 300f
330
13 2.75 6000 3400 300f
2449
14 2.4 6000 3550 600f** 3000
15 2.8 6700 3830 600f
18000
16 3.2 7800 4460 600f
33000
17 3.3 8000 4570 600f 100000

1km
FP

1km

破壊開始点

30

Displacement (cm)

層
ρ
Vp
Vs
番
Qp=Qs
(t/m3) (m/s) (m/s)
号

層上端深さ（m）

Velocity (cm/s)

表7

f10

f1

h1

0

10

20

30

-50

FN
-100

UD

-150
-200
time (s)

井戸沢断層における地表断層近傍点での速度波形（左）と変位波形（右）上段から順に f1（下盤側 100m）、h1（上端側 100m）。
波 形 は そ れ ぞ れ 断 層 平 行 成 分 FP(N22W) 、 断 層 直 交 成 分
FN(N68E)、上下成分(UD)を示す。各成分の方向は図 10 参照。

討出力点の拡大図である。なおこの検討は井戸沢断層単体で検討である。検討する対象地点として井戸沢断層の浅部ですべり量の大き

図 11 には井戸沢断層におけるフリングステップを検討した結果

かった地点（図 8 中○印検討地点近傍の小断層）で地表断層に直交を示す。波形はすべて左列に速度波形、右列に速度波形を 1 回積分するように上盤側と下盤側にそれぞれ、地表断層との最短距離を遠した変位波形を示し、0.8Hz までのハイカットローパスフィルター

い方から順に 1000m、900m、・・・、200m、100m と 10 点ずつ 100mを施している。図の上段から順に f1、h1 地点である。それぞれ波形

間隔で合計 20 点の出力点を設けた。この検討で、波数積分法の適用の成分は、図 10 に示すように断層面に平行な成分 FP(N22W)と断層

範囲をさらに追及する。なおこの 20 地点のうち本報では f1（下盤面に直交する成分 FN(N68E)である。

図 11 の左列の速度波形を見ると、すべての地点において時刻約 3

理論的手法の場合（その 1）、日本建築学会技術報告集、第 17秒から約 6 秒の 3 秒間という短時間で最大速度に達する衝撃的なパ

巻

ルス波が確認できる。これは当該地点近傍の小断層の滑り速度関数6） 久田嘉章

第 35 号、pp.43-48、2011
他：強震動予測手法に関するベンチマークテスト：に酷似している。また、このパルス波は UD 成分で顕著で、下盤側理論的手法の場合（その 2）、日本建築学会技術報告集、第 18の f1 地点では FN 成分にも顕著に表れており、断層面の破壊伝播の巻

指向性がうかがえる。

第 38 号、pp.101-106、2012

7） 地震ハザードステーション（J-SHIS）：深部地盤データ、2009

一方、図 11 右列の変位波形を見ると、f1 地点では FN 成分と UD

http://www.j-shis.bosai.go.jp/map/JSHIS2/download.html?lang=jp

成分に顕著な永久変位が確認できる。また FP 成分でも他の 2 成分

8） 地震調査研究推進本部：長周期地震動予測地図 2009 年度試作に比べ小さいが永久変位が現れている。h1 地点では UD 成分に明瞭

版、http://www.jishin.go.jp/main/chousa/09_choshuki/dat/index.htmに永久変位が現れており、FP 成分にも小さいが観察できる。下盤側、

9） 日本建築学会・強震観測小委員会：ディジタル強震データ集、

上端側それぞれが隆起、沈下していることがシミュレーションによっても確認できる結果となった。さらに下盤側、上端側それぞれの建築雑誌 4 月号、1996
10） Sato, H. et al, Earthquake source fault beneath Tokyo, Science, 309,

FP 成分からは右横ずれを被っていることがわかり、当該地点近傍の

pp.462-464, 2005

小断層のすべり角の影響が結果に表れた。先述の滑り速度関数の議

11） Sato, T. et al, Estimates of regional and local strong motions during

論と合わせると、速度波形と変位波形の双方の側面からこのようなthe great 1923 Kanto, Japan, earthquake (Ms 8.2). Part 1: Source

場合の検討結果は、小断層のパラメータに依存する傾向にあること

estimation of a calibration event and modeling of wave propagationが分かった。

paths, Bull. Seismo. Soc. Am., Vol.88, No.1, pp.183-205, 1998
12） 山田伸之

他：関東平野における近い構造モデルの比較のための中規模地震の地震動シミュレーション、地震 2 第 56 巻

5．まとめと今後の研究方針
本研究では、まず、ベンチマークテストによって平行成層地盤を

pp.111-123 2003

対象とした理論的震源モデルによる波数積分法の計算精度の妥当性

13） 気象庁ホームページ：http://www.jma.go.jp/jma/index.htmlの検証を行った。その結果、各参加チーム間で基本的には実用上ほ

14） 引間和人：2011 年 4 月 11 日福島県浜通りの地震（Mj7.0）の強ぼ同等の結果を得ることができ、波数積分法の計算精度の妥当性を震波形による震源過程解析―強震波形による 2 枚の断層面の推確認した。一方で観測波形との比較において、シミュレーション結定とその連動―、日本地震学会 2011 年度秋季大会、講演予稿

果は波形後続の表面波の評価がうまくできない傾向にあり、平行成集 P.210 2011

層地盤を対象とした場合の大きな留意点である。ベンチアークテス

15） 久田嘉章

トは今後、使用した計算データ、計算ソフト、マニュアルなどを HP22)
上に公開する予定であり、多くの設計者が適切な設計用入力地震動を用いることのできる一つの指標になることを目指す。

他：2011 年 4 月 11 日福島県浜通りの地震による地

表断層近傍の建物被害調査、日本地震学会 2011 年度秋季大会、講演予稿集 P.211 201116） 福山英一

浜通りの地震におけるシミュレーションは震源断層周辺の強震観測記録との比較を行い、精度よく観測波形を再現することができた。

他：オンライン広帯域地震データを用いた完全自動メカニズム決定、地震 2 第 51 巻 pp.149-156 1998
17） 山中浩明

そして、本報における地表断層近傍点での検討の場合、震源特性と編著、武村雅之他

著：地震の揺れを科学する み

えてきた地震動の姿、東京大学出版会、p.156 2006

して地表断層直下の小断層が結果に影響している傾向にあることを

18） 中田高他

編：活断層デジタルマップ、東京大学出版会、2002

確認した。

19） 例えば、丸山正他：2011 年 4 月 11 日福島県浜通りの地震に今後は、地表断層の現地測量調査 19)との変位量の整合性を確認す伴い井戸沢断層に沿って出現した地震断層の緊急現地調査報

ると同時に、現地建物被害調査 15)が行われた地点や、事前に想定さ告、産業技術総合研究所報告書、2011（調査年月日 2011 年 4

れていた活断層の位置 18)において強震動シミュレーションを試み、

月 17 日）活断層近傍に建設されている建物の地震防災対策の検討に役立てら

http://unit.aist.go.jp/actfault-eq/Tohoku/report/idosawa/idosawa.pdf

れることを目標とする。

20） 防災科学技術研究所：強震ネットワーク K-net

参考文献

21） 防災科学技術研究所：基盤強震観測網 KiK-net

http://www.k-net.bosai.go.jp/k-net/
1） 久田嘉章

他

著：建築の振動応用編第 6 章、あさくら出版

2） 地震調査研究推進本部

地震調査委員会：付録

震源断層を特http://www.kik.bosai.go.jp/kik/22） ベンチマークテストホームページ：

定した地震の強震動予測手法「レシピ」、平成 20 年 4 月 11 日
3） 中村洋光

他：断層近傍強震動シミュレーションのための滑り

速度時間関数の近似式、地震 2 第 53 巻 pp.1-9 2000
4） 例えば

本研究は，文部科学省・私立大学戦略的研究基盤形成支援事業「工久田嘉章：成層地盤における正規モード解及びグリーン関数の効率的な計算法、日本建築学会構造系論文報告集

第501 号、pp.49-56、1997
5） 久田嘉章

http://kouzou.cc.kogakuin.ac.jp/test/home.htm
謝辞

他：強震動予測手法に関するベンチマークテスト：

学院大学総合研究所・都市減災研究センター」による助成、及び、同省・科学研究費補助金・基盤研究（B）「設計用入力地震動作成のための強震動予測手法の適用と検証」による研究助成を受けました。
防災科学技術研究所 K-net、KiK-net の強震観測記録を使用しました。