自然災害科学 J. JSNDS 24-3 267-277（2005）

論文

大角

2004 年８月 10 日奈良県大塔村斜面崩壊時の Hi-net データ解析―斜面崩壊検知への応用―

恒雄 *・浅原裕 **・下川悦郎 ***

Analysis of Ground-vibration induced by the 10 August 2004, Ohtou
Landslide in Nara Prefecture, Japan using the Data of High Sensitivity
Seismograph Network -Application to Landslide DetectingTsuneo OHSUMI * , Hiroshi ASAHARA * * and Etsuro SHIMOKAWA * * *Abstract

A new practical landslide detection system was developed using only records fromthe existing seismograph network, Hi-net (High Sensitivity Seismograph Network,
Japan), for disaster prevention management to rapidly detect sediment disasters. This
was then applied in the Ohtou Landslide case, which occurred in Nara Prefecture, Japanon August 10, 2004. The estimated source point of ground-vibration was located within
an error of approximately 1 km away from the landslide, although the Hi-net stations
were almost 15 km away from the hypocenter. This result demonstrates that thisapplication can be implemented for a new automated slope collapse detecting system
for initial responses to a disaster in regions where landslides occur frequently such as inJapan.
キ－ワ－ド：高感度地震観測網，震源決定，斜面災害，斜面崩壊，エンベロープ
Key words：Hi-net, hypocenter, landslide disaster, slope failure, envelope

用されている。本研究ではこのデータを斜面崩

１．はじめに
防災科学技術研究所 Hi-net（高感度地震観測

壊位置推定へ応用することを模索する。

網）は緊急地震速報等による震源情報決定（震これまで激しい降雨時の危険な状況または冬

源位置・マグニチュード・発生時刻）に広く活

期雪深い地域では斜面崩壊が発生した場合，ヘ**** 鹿児島大学農学部

日本工営株式会社 中央研究所
Nippon Koei Co., Ltd. R & D Center** 株式会社 先端力学シミュレーション研究所
ASTOM R & D

生物環境学科地域資源環境学講座
砂防・水文学分野
Erosion Control and Forest Hydrology, Agicultural Science,
University of Kagoshima
本論文に対する討論は平成 18 年 5 月末日まで受け付ける。

267

大角・浅原・下川：2004 年８月 10 日奈良大塔村斜面崩壊での Hi-net データ解析

268

リ等による災害箇所確認活動が困難なため，崩壊位置の把握が困難であった。一方，防災訓練
等では，斜面崩壊位置を設定し，道路封鎖および土石流発生を想定して訓練が実施されていることもあり 1），斜面崩壊位置の検出は欠くことのできない基本的かつ重要な情報である。本研
究では，斜面崩壊が生じたとき地盤振動を検出し，崩壊箇所または方向を推定する方法を検討する。この手法により主要幹線道路のどの位置で崩壊が生じ，交通網等の寸断が発生しているかどうかが推定できるため，被災者の救援，孤立した集落への迅速な対応が可能となる。
斜面崩壊と振動波形の解析を実施した事例は幾つかみられる。たとえば，Kanamori ら 2），3）は

写真１

大塔村宇井で崩壊した斜面の全景（諏訪 浩 2004.8.14 撮影）

写真２

滑落した地すべりのクローズアップ（諏訪 浩 2004.8.14 撮影）

セントヘレンズ火山等の地震波の解析を実施し，地すべりの摩擦係数の算定を試みている。水野ら 4）は岡山県総社市における斜面崩壊にともなう振動をとらえた Hi-net データを解析すること
で，崩壊位置から 200 km 離れた場所まで P 波，
S 波が伝搬していることを見いだすとともに，現場踏査を含め振動と崩壊の関係を解明することの重要性を示している。
本論文では，災害を管理する事務所等での実用的な斜面災害検知手法として Hi-net データのみを用い簡易化した震源決定手法で斜面崩壊位⥄ὼἴኂ⑼ቇ --61'6 ٤٤㧔㧕

置を決定することを提案する。その一事例とし.XURWDNL+DQD]RQR.DZDNDPL

2+728
7RWVXNDZD(7RWVXNDZD:

写真３
図１
大塔村崩壊現場周辺のHi-net観測点࿑㧝 ᄢႡ᧛፣უ⃻႐๟ㄝߩ+LQHW᷹ⷰὐ)LJ /RFDWLRQRI2KWRX/DQGVOLGHSRLQWDQG+LQHW
VLWH

崩壊斜面上部西側（斜面に向かって右寄り）の崖錐堆積物（諏訪 浩 2004.8.14 撮影）

自然災害科学 J. JSNDS 24-3（2005）

269て本手法を 2004 年 8 月 10 日奈良県大塔村で発航測会社 Web 上に公開された航空レーザ計測

生した斜面崩壊（図 1，写真 1 ～ 3）時の Hi-net

結果 10）から，崩壊方向は南東方向から北西方向

データに適用し，有効性を検討した。また，震に向かって N 12° W 方向である。崩壊前の気源特性を把握するために，波形解析も実施した。

象条件は，8 月 4 日から 5 日にかけて台風 11 号に伴う 300 mm 程度の雨量を記録したが，6 日から 10 日の降雨量は少なかった。

２．2004 年奈良県大塔村斜面崩壊状況
この崩壊については大規模な地すべり災害として独立行政法人・土木研究所・土砂管理研究
グループ・地すべりチームによりその概要が報
5），6）３．発生源推定
Hi-net データから斜面崩壊地点近傍の各点の。この報告によると，平成 16

UD 成分エンベロープ最大振幅時刻を抽出し，

年 8 月 10 日 00:15 頃（問題の斜面は前兆があり

震源決定の手法 11）を用いて斜面崩壊の位置推定

監視されていて，崩壊の様子はビデオ撮影されを試みた。

告されているているが GPS 補正等による精巧なタイムコー
ドで記録されていたわけではないので，崩壊の3.1

正確な時刻は不明），奈良県大塔村宇井地区に崩壊現場周辺のそれぞれの Hi-net 観測点にお波形データ

おいて，大規模な地すべり災害が発生した。国ける UD，NS，EW 成分速度時刻歴波形を図 2

道 168 号が斜面下方へ滑落し，多量の土砂が熊に示す。なお，Kurotaki では UD が欠測であっ野川に堆積した。崩壊規模は縦約 120 m ×横約たため，解析対象から除外した。

120 m に渡り，国道 168 号が基礎ごと斜面下方

H a n a z o n o ， K a w a k a m i ， To t s u g a w a - W ，へ滑落し，多量の土砂が河川内に堆積した状況

Totsugawa-E の 4 地点における UD 成分にはいが示されている。

ずれも 00:17 前後に振動（速度波形）が検知さ当該地点の地質は，白亜紀の四万十累帯を構れている。なお，この時間帯の震動源が地震に成する緑色岩類やチャートを含む砂岩，泥岩のよるものでないことを確認するために，気象庁

7）

互層および第三紀の貫入火成岩から構成される 。

一元化震源リストを調査し，その結果，同日

紀伊山地では，第四紀を通じての隆起量が 1000

00:00 から 00:30 には紀伊半島内に地震は検知さm 以上に達するとされる。この急激な隆起によれていないことを確認した。

り，穿入蛇行を伴う深い V 字谷が形成され，その両側の急斜面には滝が発達した懸谷が分布す

3.2る 8）。これらの急斜面では斜面崩壊や土石流な発生時刻抽出のために Hanazono，Kawakami，

エンベロープ解析

どが発生しやすく，明治の十津川大水害では，

Totsugawa-W，Totsugawa-E の 観 測 波 に エ ン ベ

規模が大きな崩壊が発生し，河道を堰き止めて，

ロープ解析法 12），13） を適用した。まず，取得し水深が最大数 10 m に及ぶ天然ダムが形成された振動記録をもとに，エンベロープを求めた。

た。斜面崩壊状況を諏訪 9）による写真 1 ～ 3 か多くの研究で，振動記録の自乗平均振幅（Mean

ら分析すると，崩壊した面にむかって左側にはSquare）やその平方根（Root Mean Square）か

崩落面と思われる基盤岩が現れ，右側には崖錐らエンベロープを算出し，その形状の特徴を調堆積物（talus）が存在し，基盤岩には断層変位

べている 14）。両者はそれぞれ MS エンベロー

で み ら れ る 擦 り 傷 の よ う な 条 線（slickenline）

プ，RMS エンベロープと称される。本検討でがみられる。植生は植林されてから 20 年程度経は，P 波と S 波の検出に解析事例が多い RMS エ

過したスギ・ヒノキ林であり，40 ～ 50 年経過

ンベロープ 15） を採用した。図 3 に Hanazono，したシイ・カシの自然林に比べ崩壊を生じやす

Kawakami，Totsugawa-W，Totsugawa-E の 8 月

い一般的な傾向と調和する。

10 日の 00:10 から 00:22 までの Hi-net 観測波形

大角・浅原・下川：2004 年８月 10 日奈良大塔村斜面崩壊での Hi-net データ解析

270

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図２

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崩壊現場周辺の速度時刻歴波形（UD：上下，NS：南北，EW：東西）
㧔8'਄ਅ㧘16ධർ㧘㧱㨃᧲⷏㧕
)LJ9HORFLW\WLPHKLVWRU\DW+LQHWREVHUYDWLRQSRLQWV/DWLWXGH

/RQJLWXGH+\SRFHQWHUGLVWDQFH NP 

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9HO PNLQH㧱㨃㨁㧰

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9HO PNLQH
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9HO PNLQH   +DQD]RQR㧔+1=㧕             .DZDNDPL㧔.$:㧕

9HO PNLQH(19(/23(     9(/2&,7<            (19(/23(     9(/2&,7<

9HO PNLQH

自然災害科学 J. JSNDS 24-3（2005）

9HO PNLQH

6WDWLRQQDPH  

7RWVXJDZD:㧔7.:㧕          7RWVXJDZD(㧔7.(㧕  

ἴኂ⑼ቇ --61'6 ٤٤㧔㧕ㅪ⛯⸥㍳ߣࠛࡦࡌࡠ࡯ࡊ⸃ᨆ㨪  UD，NS，EW
਄߆ࠄ 8'16(:図３ ࿑㧟
連続記録とエンベロープ解析
0:10 ～
0:22（上からの順） ߩ㗅

)LJ  6HLVPRJUDP DQG HQYHORSHG VHLVPRJUDP DQDO\VHV IURP  㨪            ⴫   8' ᚑಽߩࠛࡦࡌࡠ࡯ࡊᦨᄢᝄ᏷᷹ⷰᤨೞ
DWHDFKVWDWLRQ  8'16(:           7DEOH6WDWLRQQDPHORFDWLRQK\SRFHQWHUGLVWDQFHDQGDUULYDOWLPHRI
表１ UD 成分のエンベロープ最大振幅観測時刻
PD[LPXPDPSOLWXGHRIHQYHORSHVHLVPRJUDP 8' +\SRFHQWHUGLVWDQFH NP 

$UULYDOWLPH+DQD]RQR

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271

大角・浅原・下川：2004 年８月 10 日奈良大塔村斜面崩壊での Hi-net データ解析

272の UD，NS，EW 成分とそれぞれのエンベローにどの程度反映されるのか検討した（図 4）。

プ波形を示す。次に，エンベロープの振幅最大発生源決定の計算にあたっては，震央距離毎となる時刻を読み取り，これを最大振幅時刻との重み付けは行っていない。演算ではそれぞれして震源決定に用いた。表 1 に UD 成分のエンの弾性波速度を仮定した時の走時残差の自乗和

ベロープ最大振幅時刻を示す。

が最小になる点を求めた。

3.3

発生源位置推定計算

3.4

推定結果

発生源位置推定の計算式は付録：計算式に示崩壊位置を推定したところ，弾性波速度を 2す。通常の数十 km の深さにある震源決定と異km/sec に設定した条件において崩壊現場位置かなり地表面付近の崩壊現象による震源決定を扱ら 823 m，弾性波速度を 3 km/sec に設定した条う事から，震源の深さはゼロで固定とし，算定件において崩壊現場位置から 1.2 km と算定され式を簡略化した。弾性波速度は KiK-net 地点 PS

た。観測点はいずれも崩壊地点から 10 ～ 15 km

検層による工学的基盤の P 波・S 波速度分布 16）程度離れており，用いた手法は簡易なものであか ら，P 波 で 3 km/sec 程 度，S 波 で 2 km/sec

る。これらの条件にもかかわらず位置推定の精程度である。一方，武田 17）による散乱重合法に度は良好であった。

基づく深部地下構造マッピングにおける河内長

次 に，Hanazono，Kawakami，Totsugawa-W，野－紀和測線の浅部速度構造モデルから当該地

Totsugawa-E の観測波のレコードセクション（図点の P 波速度は 5.2 km/sec であり，そこから S5）を作成し，観測波形のみかけ速度を算定し波速度は 3 km/sec 程度と推定される。そこでた。比較のために 6 km/sec，3 km/sec のみか

弾性波速度を 2 km/sec ～ 3 km/sec と仮定してけ速度もあわせて示した。距離レンジが短いた

震源決定を行い，斜面崩壊地点を推定するととめ，みかけ速度の計算には大きな誤差が含まれもに，弾性波速度の差異が決定される震源位置

るものの，エンベロープ最大振幅観測時刻をもとに推定すると，1 ～ 2 km/sec 程度である。こᄢⷺ࡮ᵻේ࡮ਅᎹ㧦 ᐕ  ᦬  ᣣᄹ⦟ᄢႡ᧛ᢳ㕙፣უߢߩ +LQHW ࠺࡯࠲⸃ᨆ

れは前述の武田による深部地下構造の基盤の速度に比べて小さい速度である。したがって，観測された波群は，基盤中を伝搬したものではな
く，表層近くを伝播したものであると考えられる。なお，弾性波速度を 1 km/sec に設定した.DZDNDPL

条件では崩壊現場位置から 969 m とやや遠ざかる結果となった。
+DQD]RQR

+\SRFHQWHU

４．震源特性
ここでは発生時刻抽出を目的としたもので
7RWVXNDZD:はなく，時間毎の振動数成分を調べる目的で，

7RWVXNDZD(
9 NPVHF

9 NPVHF(VWLPDWHG 3RLQWV

00:16 から 00:18 までの 2 分間の UD 成分における非定常スペクトルを求めた。非定常スペクト
ルとは，時間毎の振動数成分がどのように変化

9 NPVHF

+\SRFHQWHU

してゆくかを縦軸に振動数，横軸に時間をとって示したものである。本研究では，神山 18）の非࿑㧠 ᢳ㕙፣უ૏⟎ߣ⊒↢Ḯផቯ૏⟎Ყセ

図４‫ޟ‬࿖࿯࿾ℂ㒮ߩᢙ୯࿾࿑ P ࡔ࠶ࠪࡘ㧔ᮡ㜞㧕‫「 ޠ‬国土斜面崩壊位置と発生源推定位置比較)LJ  &RPSDULVRQ RI K\SRFHQWHU ODQGVOLGH
地理院の数値地図
250 m メッシュ（標高）」SRLQW DQGHVWLPDWHGSRLQWV

定常スペクトル手法を用いた。これはシステム関数を有する並列な帯域フィルタ（march filter）

自然災害科学 J. JSNDS 24-3（2005）

273

㪢㪸㫎㪸㫂㪸㫄㫀㩷㪫㫆㫋㫊㫌㫂㪸㫎㪸㪄㪜㩷㪫㫆㫋㫊㫌㫂㪸㫎㪸㪄㪮
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図５

観測波のレコードセクション（矢印はエンベロープ最大振幅観測時刻）࿑㧡 ᷹ⷰᵄߩ࡟ࠦ࡯࠼࠮࡚ࠢࠪࡦ ⍫ශߪࠛࡦࡌࡠ࡯ࡊᦨᄢᝄ᏷᷹ⷰᤨೞ )LJ  5HFRUGVHFWLRQRIREVHUYHGWLPHKLVWRU\ を用い，ある特定の周波数帯域だけをとりだし，分が卓越していることが分かる。Hi-net の特性 19）

その振幅包絡線を求めるというものである。図が 40 Hz 程度以下であり，高振動数に関する応6 の下段に UD 成分の時刻歴波形を示し，上段

答は検知できないが，渓流の近傍で観測していに UD 成分の非定常スペクトルを示す。

る土石流振動が高振動数（30 ～ 100 Hz）20），21）で   $UURZ$UULYDOWLPHRIPD[LPXPDPSOLWXGHRIHQYHORSHRIVHLVPRJUDP

図 6 から Totsugawa-E 以外は振幅が大きくなあるのに対し，この斜面崩壊で観測された振動る時間帯（00:17 以降）において 2 Hz 付近の成は低い振動数であった。原因としては 2 つ考えᄢⷺ࡮ᵻේ࡮ਅᎹ㧦 ᦬ 
ᣣᄹ⦟ᄢႡ᧛ᢳ㕙፣უߢߩHi-net+LQHW࠺࡯࠲⸃ᨆ
大角・浅原・下川：2004 ᐕ
年８月
10 日奈良大塔村斜面崩壊での
データ解析

274

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9HO PNLQH
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図６ UD 成分における非定常スペクトル
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SLFNLQJWLPH

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られる。1
つは土石流と斜面崩壊による震源特
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7LPH VHF

性の違い，もう 1 つは，2 つの観測における伝播経路上での減衰構造の差異である。

卓越振動数の差異に寄与していることも考えら

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れる。

石川

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23）

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は崩壊土砂の流動（土石流化）の定義

土石流と斜面崩壊といった震源に違いがあるをこれまでの研究者（Varnes24），Hutchinson25））場合，震源特性に差異が現れてくるか，可能性の成果を引用し整理している。そのなかで，「すのある因子を以下に述べる。

べり」（斜面崩壊を含む）と「流動」の区別として，

前述の土木研究所の土砂管理研究グループ・「すべり」は固体としての運動で移動距離が小さ

地すべりチームは，本崩壊事象の継続時間，すいもの，「流動」は撹拌が著しく移動距離が大き6）

べり速度をまとめている 。同報告によれば，

いものとして芦田 26）らの定義を紹介している。

崩壊の縦方向は 120 m，継続時間は 20 秒，す今回，監視を行っていた近畿地方整備局のカ

べり速度については最大すべり面方向で 3.3 m/

メラにより崩落発生の瞬間がビデオ撮影された。

sec，水平方向で 2.5 m/sec とされている。通常，

この映像はテレビで報道され，Web 上で公開さことから，れている 27）。この映像を見ると崩壊には 20 秒

水平方向で 2.5 m/sec とゆっくりとした挙動がを要している。植生の移動状況から撹拌ではな

土石流は 10 m/sec 程度で流下する

22）

自然災害科学 J. JSNDS 24-3（2005）

275

く，平行移動の挙動であり，「すべり」と判断

位置を決定する場合，観測された波動が，地震される。以上のことから，（1）すべり速度，（2）による振動か斜面崩壊によるものかを識別する

撹拌を伴う運動か，（3）移動距離の規模，等の必要がある。振動数をもとにしたフィルタリン

因子の違いが震源特性として現れ，観測波の卓グ技術だけでなく，たとえばリアルタイム地震

越振動数の差異に寄与している可能性がある。

情報（緊急地震速報）29）から地震情報を取得し，今後，土石流による振動と斜面崩壊による振地震が発生したときの情報とリンクすることで動で震源特性が異なることを明確にし，さらに識別する技術も考えられる。

その因子を同定するためには，まず，（1）観測波形をもとに，卓越振動数を比較することで，６．まとめ

両者の卓越振動数の違いが減衰構造によるもの

2004 年 8 月 10 日に奈良県大塔村で発生したでないことを確かめた後に，（2）土石流や斜面

斜面崩壊を例として，Hi-net をデータ利用し，崩壊に伴う振動波形の観測，解析を様々な事例

崩壊位置の推定を行うシステムの有効性を検討について行うことが考えられる。

した。

５．今後の課題

いて崩壊現場位置から 823 m の所に震源決定さ

1 ）弾性波速度を 2 km/sec に設定した条件にお実用化にあたっては，以下の課題が残される。

れた。観測点がいずれも崩壊地点から 10 ～ 15

1 ）今回用いた Hi-net 観測網における観測点のkm 程度離れていることを考慮すると，用いた間隔は約 20 km である。今回の崩壊はこのネッ

手法は簡易なものであるにもかかわらず位置推

トワークのほぼ中央で発生した。発生源決定は定の精度は良好である。

成功したものの，振動の減衰等により，必ずし2 ）観測波のレコードセクションを作成し，斜も明瞭なシグナルが得られなかった観測点もあ面崩壊による振動波形のみかけ速度は 1 ～ 2

ることから，確実な発生源決定のためには当該

km/sec であることが分かった。このことから規模の地すべりに適用する場合においても，観観測された波群は深層基盤を伝播したものでは測点の密度をさらに高くすることが望ましい。

なく，表層近くを伝播したものであると考えら

2 ）今回は降雨のない状況で斜面崩壊が発生しれる。

たが，一般に降雨時に発生することが多い。降3 ）今回の斜面崩壊による振動の卓越振動数は，

雨ノイズが含まれていない今回の事例において非定常スペクトルの解析から 2 Hz 程度と求めらも，振動の減衰やその他のノイズの影響でエンれた。これは土石流による振動の観測結果と比

ベロープ最大振幅時刻の決定は容易ではなかっべると著しく低振動数であった。

た。降雨時には地下 200 m に設置されている Hinet や富士地震観測網 28）においても降雨ノイズ

付録：計算式の影響を受けてさらに S/N 比が低下することがUD エンベロープが最大値をとる時刻を使用想定され，今回規模の斜面崩壊であっても振動して震源決定を行う。未知数を減少させるための検出がさらに困難になる。実用化にあたって

震源の深さは 0 km で固定とする。震源要素を

は降雨時に観測されることも想定し，降雨ノイ（λ，φ，t0），i 番目の観測点における発現時をズの影響を除去する技術が必要である。

ti，その理論走時を fi（λ，φ，t0）とする。こ3 ）今回の斜面崩壊は地震と直接関係してない

こで，N は震源決定に使うデータ数，λは経度，と考えられる事象であったが，新潟県中越地震

φは緯度，t0 は震源時である。この時，最小自（2004）の様に地震が起因して，多くの斜面崩壊

乗法による震源決定演算は次のように書ける。

が生じる場合がある。このように多くの地震が発生するなかで，本システムを用いて斜面崩壊（1）

大角・浅原・下川：2004 年８月 10 日奈良大塔村斜面崩壊での Hi-net データ解析

276

ここで，wi は観測データ i についての重みであする。

るが今回 wi は全て 1 とする。

（4）式（1）を満たす震源を求めるために，非線形最小自乗法では初期値の周りで線形近似をして解を求める。理論走時 fi（λ，φ，t0）を仮の（5）

震源要素（初期値）（λ0，φ0，t00）のまわりの一次式に展開すると次のようになる。

謝

辞

本研究には防災科学技術研究所による Hi-net（高感度地震観測網）のデータを利用させていただきました。ここに記して御礼申し上げます。
（2）

参考文献
ここで，
（δλ，δφ，δ t0）は推定震源要素（λ，1 ）平成の鳶崩れに備える，天然ダムによる大土石流

φ，t0）と仮の震源要素（λ0，φ0，t00）との差を想定した防災訓練・報告書，国土交通省北陸地である。
式（2）を式（1）に代入して，（δλ，δφ，
δ t0）を求めればよく，式（1）の S を最小にするためにはδλ，δφ，δ t0 で偏微分したもの
が 0 になればよい。

方整備局立山砂防工事事務所，36 p，平成 14 年
10 月 5 日．
2 ）Kanamori, H., J.W.Given, and T.Lay, Analysis ofseismic body waves excited by the Mount St.
Helens eruption of May 18, 1980, J.Geophys. Res.,89, 1856-1866, 1984.
3 ）Brodsky, E E., Gordeev, E. and Kanamori, H.,

これは式（3）を解くことと同等である。

Landslide basal friction as measured by seismic
waves, Geophsical Research Letters, Vol.30, No.24,
2236, 2003.
4 ）水野高志，伊藤潔，諏訪浩：岡山県総社市における斜面崩壊にともなう地震動，日本地震学会
ニュースレター，Vol.13，No.1，pp.16-17，2001．
5 ） 藤 澤 和 範， 野 村 康 裕： 奈 良 県 大 塔 村 で 発 生 した 地 す べ り 災 害， 土 木 技 術 資 料，46-9，pp.4-5，
2004.9．
6 ）藤澤和範，野村康裕，小山内信智，池田正，谷口房一：奈良県大塔村で発生した地すべり災害（続報），土木技術資料，46-10，pp.4-9，2004.10．
7 ）日本の地質 6，近畿地方，297 p，共立出版，1993．
8 ） 奈 良 県 環 境 資 源 デ ー タ， 地 形・ 地 質 の 状 況，

（3）
ただし，

http://www.eco.pref.nara.jp/keikaku/data/
gojo_yoshino.html
9 ）諏訪浩との私信．

については，球面三角10）国道 168 号奈良県大塔村地すべり航空レーザ計

法の余弦定理などを使って，R：地球の半径，Δ：測，アジア航測株式会社，http://www.ajiko.co.jp/

仮の震央（緯度φh，経度λh）と観測点（緯度φs，経度λs）の間の角距離，v：地震波速度とおくと式（4），（5）と書ける。最初の仮の震源を適当に選び，式（3）を解いてその差を仮の震源情報に加え，繰り返し計算して収束点を解とtopics/ct/nara/nara.htm
11）Geiger, L.; Herdbestimmung bei Erdbeben aus den
Ankunftszeiten, Nachr. Koninglichen Gesell. Wiss.
Gottingen Math. Phys. 4. 1910, 331.
12） 佐 藤 春 夫： 地 震 波 の エ ン ベ ロ ー プ 解 析： 現 状

自然災害科学 J. JSNDS 24-3（2005）277と 今 後 の 課 題， 物 理 探 査， 第 51 巻，1998，
pp.453-470．

26）芦田和男，江頭進治，大槻英樹：山腹崩壊の流動機構に関する研究，京都大学防災研究所年報，第13）小原一成：S 波エンベロープ拡大現象，
地震，第 2 輯，
第 54 巻，2001，pp.159-170．

26 号，B-2，pp.209-221，1983．
27）国道 168 号奈良県吉野郡大塔村宇井地先におけ

14）小原一成：深部低周波微動の時系列的特徴―トリガー現象と周期性―，地学雑誌，112(6)，2003，
pp.837-849．

る地すべりの崩落について，http://www.kkr.mlit.
go.jp/plan/2004-jisuberi-0810/
28） 鵜 川 元 雄， 大 竹 政 和： 富 士 山 直 下 の 異 常 な 微15） 斉 藤 竜 彦， 佐 藤 春 夫，Fehler, M.， 大 竹 政 和：
Markov 近似法と輻射伝達理論による波形エンベ

小 地 震 活 動 に つ い て， 地 震， 第 2 輯，37 巻，pp.129-133，1984．

ロープのモデリング，東京大学地震研究所特定29）浅原裕，大角恒雄，藤縄幸雄：リアルタイム地震

共同研究 B「短波長不均質構造と高周波地震波の情報を用いた地震動到達前情報の可能性，地球惑輻射特性」研究成果発表会

星合同大会，幕張メッセコンベンションセンター，

研究発表会・講演要 旨 集，2002.1，http://wwweic.eri.u-tokyo.ac.jp/

2004 年 5 月．

viewdoc/scat2002/saito.pdf
16）KiK-net 基 盤 強 震 観 測 網， 土 質 図，http://www.
kik.bosai.go.jp/kik/17）武田哲也：新しい散乱重合法に基づく深部地下構
造マッピング―広角反射法データへの適用―，東京大学学位論文，平成 13 年 6 月．
18）神山真：強震地震動の非定常スペクトル特性とその波動論的考察，土木学会論文報告集，第 284 号，pp.35-48，1979.4．
19）Obara, K., Hi-net: High sensitivity seismographnetwork, Japan, Lecture Notes in Earth Sciences,98, 79-87, 2002.
20）大角恒雄，長山孝彦，槇納智裕：振動センサーによる土石流検知データの周波数分析およびエンベ
ロープ解析への適用，土木学会西部支部・第 2 回土砂災害に関するシンポジウム，2004.8．
21）大角恒雄：振動センサーを用いた土石流感知シス
テムの試み，北陸の建設技術，vol.148，2003 10．
22）Suwa, H., Sawada, T., Mizuyama, T., Arai, M.
and Takahashi, T., 1997: Obser vational study on
viscous debris flows and countermeasures against
them, Proc. Intern. Symposium on Natural Disaster
Prediction and Mitigation, Kyoto, pp.401-406.
23）石川芳治：地震による土石流の発生に係わる地形，
地質条件，砂防学会誌，Vol.51，No.5，pp.35-42，
1999．
24）Varnes, D. J., Landslide Types and Processes, In
Landslides and Engineering Practice (Eckel, E. B.,ed.), HRB, Specical Report. 29, pp.20-47, 1958.
25）Hutchinson, J. H., General Report, Morphologicaland Geotechnical Parameters of Landslides in
Relation to Geology and Hydrogeology, Landslides,
Proceedings of the Fifth International Symposium on
Landslides, pp.3-35, 1988.

（投 稿 受 理：平成 16 年 12 月 20 日
訂正稿受理：平成 17 年 8 月 22 日）