令和 4 年 3 月 14 日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会
強 震 動 評 価 部 会

2016 年熊本地震 ( MJ 7.3 ) の観測記録に基づく
強震動評価手法の検証について（中間報告）

地震調査研究推進本部地震調査委員会強震動評価部会においては、平成 12 年（2000 年）
鳥取県西部地震、平成 15 年（2003 年）十勝沖地震、2005 年福岡県西方沖の地震の観測記録を用いた強震動評価手法の検証を実施してきた（地震調査委員会強震動評価部会，2002；
2004；2008）。今般、「震源断層を特定した地震の強震動予測手法（「レシピ」）」（地震調査委員会，2020）の更なる改善に資するため、平成 28 年（2016 年）熊本地震のうち 4 月 16日に発生した MJ 7.3 の地震（以下、「2016 年熊本地震」という）の観測記録に基づいて強震動評価手法の検証を行った。2016 年熊本地震は、地震調査研究推進本部地震調査委員会（以下、「地震調査委員会」という）により、地震発生前に長期評価が行われ、それに基づいて震源断層を特定した地震動予測地図（シナリオ地震動予測地図）が作成されていた主要活断層帯で発生した地震である。また、これまでに強震動評価手法の検証を行ってきた平成
12 年（2000 年）鳥取県西部地震や 2005 年福岡県西方沖の地震とは異なり明瞭な地表地震
断層が出現し、かつ、断層近傍で多くの顕著な強震記録が得られた地震でもある。
2016 年熊本地震の発生後に地震調査委員会が公表した「平成 28 年（2016 年）熊本地震の評価」（地震調査委員会，2016）では、同地震は主に布田川断層帯布田川区間の活動と考えられると評価している。布田川断層帯布田川区間については、2013 年に公表していた長期評価「布田川断層帯・日奈久断層帯の評価（一部改訂）」（地震調査委員会，2013）において、活断層長さは約 19km であり、地震の規模は MJ 7.0 程度と推定されていた。また、全国地震動予測地図 2014 年版（地震調査委員会，2014）では、長期評価を踏まえて、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）に基づき、シナ
リオ地震動予測地図（図 1）が作成されていた。
2016 年 4 月 16 日に発生した 2016 年熊本地震の規模は MJ 7.3 であり、Shirahama etal. （2016）により長さ約 34km の地表地震断層が確認されている。更に、図 1 及び図 2 に示すように実際に観測された計測震度と布田川断層帯布田川区間のシナリオ地震動予測地
図の予測震度分布を比較すると予測震度は計測震度 6.0 以上を観測した地点も含めて全体的に過小評価であった。
そこで、本中間報告では、「レシピ」の今後の改善に資するため、地震発生後に得られた
地表地震断層や震源インバージョン結果、一連の地震活動の分布など様々な観測事実を踏まえて強震動評価を行い、2016 年熊本地震の観測記録と比較し課題を抽出する。また、課題を踏まえて検討した評価手法を用いて強震動評価を試み、観測記録の再現性への影響等について取りまとめる。なお、「レシピ」の高度化にあたっては、本中間報告が 2016 年熊
本地震の事例解析である点を考慮し、標準的な強震動予測手法としての妥当性については改めて検討する必要がある。
1

【目次】
１

中間報告の概要

3２

震源断層モデル及び地下構造モデルの設定と強震動評価手法

3（１） 初期震源断層モデルの設定

3（２） 地下構造モデルの設定

5（３） 強震動評価手法

7

３

初期震源断層モデルを用いた強震動評価

8

４

課題を踏まえた強震動評価

10（１） 初期震源断層モデルの断層面積を変えずに行う地震モーメントの調整

10（２） 初期震源断層モデルの長さを変え断層面積を変更して行う
12

地震モーメントの調整（３） アスペリティの位置の調整及び浅部領域の震源断層の拡張

13（４） 浅部領域の大すべり域

16（５） 地下構造モデルの影響

17（６） 検討結果のまとめ

18

５

20

今後に向けて

22

参考文献

2

１

中間報告の概要
本章では、中間報告における強震動評価の流れを示す。最初に検討する震源断層モデルは、

2016 年熊本地震の発生後の調査で確認された地表地震断層の長さや一連の地震活動の分布などに基づいて震源断層モデルの長さや幅を決め、他の断層パラメータも「レシピ」に従って設定した特性化震源モデルとした。以下、この震源断層モデルを「初期震源断層モデル」という。地下構造モデルは、ボーリングデータや微動アレイ観測等に基づき J-SHIS V2 モデル （藤原・他，2012）の地下構造モデルを調整した熊本地方の浅部・深部統合地盤構造
モデルを用いることとした。強震動計算は、震源断層から工学的基盤上面まではハイブリッド合成法を適用し、工学的基盤上面から地表への換算は浅部・深部統合地盤構造モデルの平
均 S 波速度から評価した最大速度の増幅率及び震度増分を用いた。評価結果の検証には、
防災科学技術研究所の K-NET や KiK-net 観測点（防災科学技術研究所，2019）、気象庁及び地方自治体（佐賀県、熊本県、大分県、宮崎県）の震度計で得られた観測記録を使用した。
初期震源断層モデルでは、震源断層の面積から「レシピ」に従って設定した地震モーメン
トが観測値の半分程度となり、最大速度（PGV） の計算値は全体的に過小評価となった。
また、断層ごく近傍の観測点における計測震度や擬似速度応答スペクトル（主に長周期側）などの計算値も、観測値に比べて過小評価となった。更に、断層ごく近傍で観測された永久変位を伴った波形も表現できていなかった。そのため、本検討では「レシピ」に準拠して設定した初期震源断層モデルの課題を踏まえて、
・地震モーメントの調整
・アスペリティの位置の変更や地震発生層よりも浅い領域への震源断層の拡張などを組み合わせた複数の震源断層モデルで強震動計算を実施し、震源断層モデルの調整による計算結果の影響や観測記録との比較結果を分析した。
なお、熊本地方の地下構造モデルについては、「地下構造モデル作成の考え方」（地震調査委員会，2017）などに基づいて、ボーリングデータや微動アレイ観測等の情報を考慮した
浅部・深部統合地盤構造モデルが構築されていることから、本検討では同モデルの使用を基本としている。ただし、J-SHIS V2 モデルを用いた計算結果と比較し、地下構造モデルの違いによる影響についての検討も行った。
２

震源断層モデル及び地下構造モデルの設定と強震動評価手法（１）初期震源断層モデルの設定
2016 年熊本地震の強震動評価における課題抽出を行うため、地震発生後に得られた様々な観測事実を踏まえて、「レシピ」における活断層で発生する地震に対する（ア）の手法に従い、震源断層モデルを設定する。ただし、観測事実が全国地震動予測地図 2014 年版における布田川断層帯布田川区間のシナリオ地震動予測地図における断層パラメータと大きく異ならない場合は、全国地震動予測地図 2014 年版の設定を使用することとした。なお、第４章において、それまでに抽出された課題を踏まえて震源断層モデルを修正して強震動評
価を試みることから、本項で設定した震源断層モデルを初期震源断層モデル（震源断層モデ
ル名：Model-I）と呼んでいる。
１）初期震源断層モデルの長さ（巨視的震源特性）
3

前章で述べたように、長期評価による布田川断層帯布田川区間の活断層長さは約 19km であった。強震動評価において、全国地震動予測地図 2014 年版では、「レシピ」における活断層で発生する地震に対する（イ）の手法に従い、長期評価での地表の活断層長さから地震規模を設定し震源断層モデルを設定しているが、その断層モデル長さは 24km と設定されていた。これらの長さは、いずれも図 3 に示した 2016 年熊本地震で出現した地表地震断層の長さ（Shirahama et al., 2016）である約 34km よりも短い。
全国地震動予測地図のシナリオ地震動予測地図を作成する際には、「レシピ」に基づき、長期評価された地表の活断層長さから地震規模を設定し震源断層モデルを設定する場合が多いが、本検討においては地表の活断層長さが地表地震断層よりも短いため、地表地震断層の長さ（約 34km）を初期震源断層モデルの長さとした。図 4 には初期震源断層モデルの地
表面への投影図及び観測点配置、図 5 に Shirahama et al. (2016)の地表地震断層との比較を示す。なお、地表地震断層は南西側の端部で日奈久断層帯高野－白旗区間に沿って走向が変わっているが、本検討では布田川断層帯布田川区間に沿った 1 枚の矩形断層として初期震源断層モデルを作成した。
2016 年熊本地震については強震波形を用いた複数の震源インバージョン結果（例えば、
Kubo et al., 2016; Asano and Iwata, 2016; 吉田・他，2016; Kobayashi et al., 2017）が公表されている。Irikura et al. (2017) によると、震源インバージョンにおける震源断層の長さは約 47km 1であり、この長さは地表地震断層の長さよりも長い。図 6 に震源インバージ
ョン結果の比較図を示す。そこで、震源インバージョンに基づく震源断層の長さを、震源断層モデルの長さに設定した強震動評価も第４章（２）において検討する。なお、布田川断層帯の位置・形状等に基づく震源断層モデルの設定については、2016 年熊本地震後に実施された様々な調査・研究（例えば、文部科学省研究開発局・国立大学法人九州大学，2019）等に基づく長期評価の検討状況も踏まえて、今後も引き続き検討すべきである。
２）その他の巨視的震源特性や微視的震源特性
地震発生層の下限の深さは、長期評価では 10－13 km 程度（布田川断層帯布田川区間付近）と評価されていたが、本検討では 2016 年熊本地震の一連の地震活動分布の深さ（図 7）に基づき 18km とした。震源断層モデルの上端の深さは、全国地震動予測地図 2014 年版の
布田川断層帯布田川区間のシナリオ地震動予測地図では 3km としているが、本検討では次項で示す地下構造モデルの地震基盤上面の深度を参考に 2km としている。なお、断層の傾
斜角は一連の地震活動分布や震源インバージョン結果に基づいて 70°とした。初期震源断層モデルの震源断層幅は、地震発生層の厚さと傾斜角から約 17km とした。
その結果、地震モーメントは震源断層の面積から「レシピ」に従い 1.86×1019Nm とな
り、モーメントマグニチュード(Mw)は 6.8 となった。断層の走向及びすべり角は、全国地震
動予測地図 2014 年版の設定に従い、それぞれ N233°E 及び−160°とした。表１に長期評
価、全国地震動予測地図 2014 年版及び震源インバージョン結果に基づく震源断層形状や地震モーメント等を示す。
Irikura et al. (2017)に示された震源断層長さは、Kubo et al. (2016) 、Asano and Iwata (2016)及び吉田・他（2016）による震源インバージョン結果を、Somerville et al. (1999) の基準に沿ってトリミング
した断層長さを対数平均した値である。

14アスペリティは 2 個設定し、その面積比は 2:1 とする。アスペリティの位置は、傾斜方向にはいずれのアスペリティもその中心が断層の中心付近と対応するように設定し、走向方向には震源インバージョン結果（図 8）を参考に、面積が大きいものを北東側に、小さいものを南西側に配置した。破壊開始点は、気象庁震源カタログ 2の震源情報を参考に、南西側のアスペリティの南西下端とした。すべり速度時間関数は、アスペリティ領域、背景領域ともに中村・宮武（2000）の近似式を用いた。その他の断層パラメータは、「レシピ」に従って設定した。表 2 に初期震源断層モデルの断層パラメータを、図 9 に震源断層モデル図を示す。
（２）地下構造モデルの設定
全国地震動予測地図 2014 年版の布田川断層帯布田川区間のシナリオ地震動予測地図では、深部地盤構造モデルとして J-SHIS V2 モデルを、浅部地盤構造モデルとして若松・松岡（2013）による微地形区分に基づくものを用いていた。本検討で想定する震源断層を含む強震動評価範囲では、「地下構造モデル作成の考え方」（地震調査委員会，2017）などに基づいて、ボーリングデータや微動アレイ観測等の情報を考慮した浅部・深部統合地盤構造モ
デルが構築されている。本検討の強震動評価では、地震基盤以浅は、この浅部・深部統合地
盤構造モデル（以下、SD モデルと呼ぶ。）を用いる。地震基盤については、J-SHIS V2 モデルとする。ただし、SD モデルの堆積層の最下層である Vs2700m/s 層の上面深度が、JSHIS V2 モデルの地震基盤である Vs3100m/s 層の上面深度より深い箇所においては SD モ
デルの Vs2700m/s 層の上面深度を地震基盤上面深度とする。地震基盤より深い地殻構造については、全国１次地下構造モデル（暫定版）（Koketsu et al., 2012）を用いる。以下に、熊本地方の SD モデルの作成について述べる。なお、地下構造モデルの違いが強震動評価に与える影響については、第４章（５）において検討する。
熊本平野については、Senna et al. (2018)によりボーリングデータや微動アレイ観測デー
タなどを用いて、SD モデルが作成されているが、本検討で用いたモデルは、熊本平野の北部や阿蘇地域に関して、微動アレイ探査を追加し、Senna et al. (2018)の SD モデルの範囲を拡張したものである。図 10 に観測点を 1～2km 間隔で設定した微動アレイ探査（小）観測地点分布を、図 11 に観測点を約 5km 間隔で設定した微動アレイ探査（大）観測地点分
布を示す。
SD モデルの深部地盤構造モデルは、微動アレイ探査（大）によって得られた位相速度、
H/V スペクトル（近傍に強震記録がある地点については R/V スペクトル）を用いてジョイ
ントインバージョンにより J-SHIS V2 モデルを調整した。図 12 にジョイントインバージ
ョンに基づく調整結果の例を示す。J-SHIS V2 モデルの S 波速度構造が調整され、SD モデ
ルは J-SHIS V2 モデルよりも、観測記録の位相速度や H/V スペクトルが表現できている。
また、微動アレイ探査（大）が行われていない島原湾海域については、重力データ及び音波

2 1997 年 10 月 1 日以降の気象庁震源カタログには、気象庁の観測データのほか、国立研究開発法人防災科学技術研究所、北海道大学、弘前大学、東北大学、東京大学、名古屋大学、京都大学、高知大学、九州大学、鹿児島大学、国立研
究開発法人産業技術総合研究所、国土地理院、国立研究開発法人海洋研究開発機構、公益財団法人地震予知総合研究振興会、青森県、東京都、静岡県、神奈川県温泉地学研究所、2016 年熊本地震合同観測グループのオンライン臨時観測点（河原、熊野座）、米国大学間地震学研究連合（IRIS）の観測点（台北、玉峰、寧安橋、玉里、台東）の地震観測データを用いている。

5

探査データを用いて深部地盤構造モデルを調整した。以上の解析結果を用いて Kriging 法
による空間補完を実施し、三次元深部地盤構造モデルを構築した。図 13 に深部地盤構造モ
デルの上面深度分布の例（Vs2700m/s 層）を示す。新たに作成した深部地盤構造モデルは、
J-SHIS V2 モデルに対して、熊本平野中心部から西部にかけて Vs2700m/s 層の上面深度が深くなる傾向がある。表 3 に本検討で使用した深部地盤構造モデル等の各層ごとの物性値を示す。なお、Q 値は J-SHIS V2 モデル及び全国 1 次地下構造モデル（暫定版）による値を使用した。
深部地盤構造モデルの検証として、この SD モデルについて、三次元差分法を使用した中小地震の計算結果と観測記録との比較検討を実施した。図 14 に解析範囲と比較に使用した観測地震の震央分布を示す。観測地震は Mw4.9～5.1 の 6 地震を対象とした。それらの地震の諸元を表 4 に示す。三次元差分法では、地下構造モデルとして SD モデル、J-SHIS V2 モデル及び全国１次地下構造モデル（暫定版）（以下、JIVSM モデルと呼ぶ。）を使用し、工学的基盤（Vs350m/s 以上の層）上面の波形を計算し、解析領域内に位置する K-NET 及び
KiK-net 観測点位置での計算波形を出力した。格子サイズ等の差分法の計算条件は表 5 に示す。図 15 に３つのモデルの主な速度層の上面深度分布図を示す。なお、SD モデル及び
JIVSM モデルでは Vs350m/s 層までがモデル化されているのに対し、J-SHIS V2 モデルには Vs600m/s 未満の層は含まれていない。計算結果と比較する観測記録は SD モデルの浅部
地盤構造モデルに基づいて一次元重複反射法により工学的基盤上面まで戻す処理を行ったものとした。
計算波形と観測波形の比較を図 16 に示す。大局的にみて J-SHIS V2 モデルの振幅はやや小さい傾向がある。図 17 に計算波形の PGV の空間分布を示す。これらは計算結果に 0.1～0.5Hz を通過帯域とする帯域通過フィルターを施した結果を基に作成している。この図から熊本平野では J-SHIS V2 モデルの振幅が小さいこと、JIVSM モデルと SD モデルでは空間分布に違いがあることもわかる。
差分法の計算結果と観測記録の比較には、SCEC（Southern California Earthquake
Center）の広帯域地震動評価で検証に使用されている GOF （goodness-of-fit，(1)式）及びCGOF （combined goodness-of-fit，(2)式）の指標を利用した。なお、本検討ではこれら指標を計算するため、周期 1.0～10 秒、1～2 秒、2～5 秒、5～10 秒の範囲の速度フーリエス
ペクトルの水平 2 成分のベクトル合成値を用いた。
GOF = ln(𝑑𝑑𝑑𝑑𝑑𝑑𝑑𝑑 ⁄𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚 )1・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・(1)1

CGOF = |〈ln(𝑑𝑑𝑑𝑑𝑑𝑑𝑑𝑑 ⁄𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚 )〉| + 〈|ln(𝑑𝑑𝑑𝑑𝑑𝑑𝑑𝑑 ⁄𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚 )|〉2

2・・・・・・・・・・・(2)ここで、| |は絶対値、〈 〉は対象周期帯での平均値を表す。

図 18 に示す各モデルの各周期帯の CGOF 及び図 19 に示す地震ごとの GOF を見ると、

SD モデルが他のモデルに比べて観測記録との合致度が高い傾向があることが分かる。これらのことから、多数のボーリングデータや微動アレイ探査データ等を用いて作成された SD
モデルは、他のモデルよりも観測記録に対する説明性が向上していることがわかる。更に、観測波形と SD モデルによる計算波形から読み取った P 波走時と S 波走時を比較すると（図20）、観測走時と計算走時は概ね一致していた。なお、今後、SD モデルを拡張する際には、
6

より広域の中小地震を用いた検証や KiK-net 観測点などにおける伝達関数の検討が望まれる。
浅部地盤構造モデルは、ボーリングデータ、微動アレイ探査（小）データ及び若松・松岡（2013）による微地形区分を活用して作成した。図 21 に使用したデータの分布を示す。平
野部では既存資料やボーリングデータより初期速度構造モデルを作成し、微動アレイ探査（小）を実施した地点については、微動アレイ探査（小）データにより浅部地盤の S 波速度
構造を修正した。微動アレイ探査（小）が実施されていない地点は、微動アレイ探査（小）が実施されている地点で推定された S 波速度構造とその地点での微地形区分との整理結果を使用し、浅部地盤の S 波速度構造を修正した。微地形区分のうち、微動アレイ探査がほとんど実施されていない山地等の 6 種の微地形区分に該当する地域では、別途ボーリング
データや PS 検層を用いて浅部地盤の S 波速度構造を設定した。以上の解析結果を使用して Kriging 法による空間補完を実施し、三次元浅部地盤構造モデルを構築した。図 22 に、SD モデルによる表層 30m の平均 S 波速度（AVS30GL）と若松・松岡（2013）の微地形区分による AVS30GL の比較を示す。熊本平野全域及び阿蘇地域において、SD モデルに基づ
く AVS30GL は微地形区分の AVS30GL と比べて小さい。本検討で用いる SD モデルは、上記で得られた浅部地盤構造モデルと深部地盤構造モデルを接合し作成したものである。
（３）強震動評価手法
本検討では、「レシピ」の強震動計算手法に基づき、2016 年熊本地震を評価した。工学的
基盤上面までの地震動の計算は、長周期領域に三次元差分法、短周期領域に統計的グリーン関数法を用い、両者を時間領域で合成するハイブリッド合成法を用いた。本検討での接続周期は、全国地震動予測地図のシナリオ地震動予測地図を作成する際に用いているものと同
じ 1 秒とした。三次元差分法は、GMS（青井・他，2004）を用い、震源断層を含む第１領域（深さ 20km 以浅）での格子サイズは 50m とし、震源は 100m 間隔の点震源で離散化した。統計的グリーン関数法では、要素断層は 2km 間隔に分布させた。計算波形の出力位置
は、工学的基盤上面で 1km メッシュ及び観測点位置とし、地表における計測震度の評価地
点は、250ｍメッシュとした。本検討での強震動計算の概要を表 6 に示す。また、図 23 は計算対象領域を示しており、熊本平野を中心に菊池平野、八代平野及び阿蘇地域を含む南北方向 125km、東西方向 131km、深さ方向 60km の範囲を対象とした。工学的基盤上面については、地下構造モデルとして熊本地方の SD モデルを使用するため、「レシピ」に従って
Vs350 m/s 以上の層上面とした。
なお、本検討での長周期成分の波形比較では、カットオフ周波数 1Hz の低域通過フィル
ター（LPF）処理を施した波形を用いている。これらの波形は、観測波形は地表（KiK-net
は地中）観測点の記録、計算波形はハイブリッド合成を行っていない三次元差分法のみによる工学的基盤上面の結果である。また、工学的基盤上面における PGV 分布の比較についても、前述の観測波形と計算波形をそれぞれ三成分合成した波形の PGV を用いている。
本検討での地表での計測震度 I の計算値は、「レシピ」で示された「「地下構造モデル作成の考え方」に基づいて作成された「浅部・深部統合地盤構造モデル」を用いる場合」に従い、以下のようにハイブリッド合成法により工学的基盤上面で計算された地震動波形から算出7した。まず、工学的基盤上面における計測震度 Ib を、工学的基盤上面における計算波形から気象庁（1996）の方法により算出する。なお、本検討での計測震度の計算値は全国地震動
予測地図のシナリオ地震動予測地図での評価と同様に水平動２成分から算出し、観測値は
上下動も含めた３成分記録から算出した。地表における震度 I は、Ib と工学的基盤上面から地表への震度増分ΔI から、
𝐼𝐼 = 𝐼𝐼𝑏𝑏 + ∆𝐼𝐼 ・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・(3)と算出する。ここで用いる震度増分∆𝐼𝐼は、工学的基盤上面から地表への最大速度の増幅率
𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎 と工学的基盤上面における最大速度𝑃𝑃𝑃𝑃𝑃𝑃𝑏𝑏 を用いて、∆𝐼𝐼 = 2.603 ∙ log10 𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎 − 0.213 ∙ {log10 𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎}2 − 0.426 ∙ log10 𝑃𝑃𝑃𝑃𝑃𝑃𝑏𝑏 ∙ log10 𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎

・・・・・(4)と表される。増幅率𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎 は、（5）
log10 𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎 = −0.852 ∙ log10 (𝐴𝐴𝐴𝐴𝐴𝐴30𝐺𝐺𝐺𝐺 ⁄𝐴𝐴𝐴𝐴𝐴𝐴30𝐸𝐸𝐸𝐸 ) ・・・・・・・・・・・・・・
ただし、100 < 𝐴𝐴𝐴𝐴𝐴𝐴30𝐺𝐺𝐺𝐺 < 1500, 350 ≤ 𝐴𝐴𝐴𝐴𝐴𝐴30𝐸𝐸𝐸𝐸 < 1500と評価される。ここで、𝐴𝐴𝐴𝐴𝐴𝐴30𝐺𝐺𝐺𝐺 及び𝐴𝐴𝐴𝐴𝐴𝐴30𝐸𝐸𝐸𝐸 はそれぞれ、SD モデルに基づく地表から深さ 30m までの平均 S 波速度及び工学的基盤（Vs350 m/s 以上の層）上面から深さ 30m までの平均 S 波速度である。
なお、本検討では「レシピ」に従い SD モデルの平均 S 波速度を用いて工学的基盤上面から地表への最大速度の増幅率を評価する手法を用いたが、SD モデルの情報を更に活用する
ためには、等価線形解析法もしくは逐次非線形解析法による地盤の地震応答解析を実施す
ることが望ましい。また、2016 年熊本地震では強い揺れにより表層地盤中に大きな最大せん断ひずみ（柏・他，2019）が生じ、液状化（若松・他，2017）も発生していることから、表層地盤の非線形特性も考慮することが望ましい。
３

初期震源断層モデルを用いた強震動評価
本章では、震源断層モデルとして初期震源断層モデル（2016 年熊本地震で出現した地表

地震断層の長さを震源断層モデルの長さとし、「レシピ」に従って震源断層の面積から地震モーメント等を設定した震源断層モデル（Model-I））を用いて強震動評価を行った結果を検討する。Model-I の断層パラメータは表 2 に、モデル図を図 9 に示す。
（１）工学的基盤上面における PGV の比較
図 24(a)に LPF を施した工学的基盤上面における計算波形及び同様の LPF を施した地表の観測波形（KiK-net は地中の観測記録を使用）から得られた PGV 分布を、図 24(b)にこれらの PGV の比（計算値／観測値）の分布を示す。なお、ここで用いた観測記録は、図 4に示す防災科学技術研究所の K-NET 及び KiK-net、気象庁、地方自治体の震度計によるものである。図 25 は観測点ごとの PGV の観測値と計算値の比較である。これらから PGV 分
8

布については、計算値は観測値に比べて全体的に過小評価であることがわかる。
（２）断層ごく近傍での速度波形、変位波形及び擬似速度応答スペクトルの比較
断層ごく近傍の西原村小森、KiK-net 益城及び南阿蘇村河陽における観測値と計算値の速度波形の比較を図 26 に、変位波形 3の比較を図 27 に示す。これらの観測波形は西原村小森、南阿蘇村河陽の地方自治体の震度計による地表記録及び KiK-net 益城の地中記録であり、LPF を施している。計算波形は三次元差分法により工学的基盤上面で計算されたものであり、観測波形と同様の LPF を施している。水平成分は、断層走向に対して平行方向（FP）と直交方向（FN）に方位回転して表示している。いずれの観測点においても、速度波形の計算値の振幅は観測値に比べて過小評価であり観測波形に見られる特徴的なパルスが再現できていない。変位波形においては最終変位量も含めて観測波形が再現できていない。
ハイブリッド合成法による工学的基盤上面における速度波形の計算波形を図 28 に示す。
併記している観測波形は、KiK-net 益城も含めて工学的基盤上面への換算をしていない地
表記録であり、計算波形との比較は難しいが参考として掲載している。ハイブリッド合成法
により得られた擬似速度応答スペクトル（工学的基盤上面、減衰定数 h= 5%、RotD50 4）の計算値と観測値の比較を図 29 に示す。この観測値は地表記録の応答スペクトルを、SD モ
デルから求めた AVS30GL 及び AVS30EB と応答スペクトルの周期（T 秒）ごとの増幅率
𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎(𝑇𝑇)の関係式として、

log10 𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎(𝑇𝑇) = 𝑝𝑝(𝑇𝑇) ∙ log10 (𝐴𝐴𝐴𝐴𝐴𝐴30𝐺𝐺𝐺𝐺 ⁄𝐴𝐴𝐴𝐴𝐴𝐴30𝐸𝐸𝐸𝐸 )・・・・・・・・・・・・・・（6）を使用し、工学的基盤上面相当値に換算したものである。ここで𝑝𝑝(𝑇𝑇)は周期ごとの係数でKanno et al. (2006)による値を用いた。各観測点とも周期 0.2～0.5 秒程度から長周期側において計算値は観測値に比べ過小評価となっている。また、各観測点で見られる卓越周期も十分再現できていない。
（３）地表における計測震度の比較
ハイブリッド合成法による地表計測震度の計算値と観測値の分布を図 30(a)に、地表計測
震度の差（計算値－観測値）の分布を図 30(b)に示す。図 31 に観測点ごとの地表計測震度の観測値と計算値の比較を示す。地表計測震度の分布については、計算値がやや過小評価の点が散見されるが、観測値と計算値の差は計測震度で概ね±1.0 以内である。なお、断層ごく近傍で観測された震度 7 を含む高震度の地点については、やや過小評価である。
（４）初期震源断層モデルを用いた強震動評価の課題
本章で行った初期震源断層モデルを用いた強震動計算の結果から、以下の課題が明らか
3

断層ごく近傍の観測点で観測された加速度波形記録から変位波形を導出する際は、加速度波形記録の主要動部分直後にステップ関数状の基線の変動が生じていると仮定し，主要動部分の前と後それぞれについて平均値を用いた零基線補正を施したうえで、大崎（1994）の線形加速度法により時間領域での積分を 2回繰り返した。
4 方向により異なる周期ごとの水平最大応答値を大きさの順に並べ、その中央値をとった指標（Boore,2010）。

9

となった。
・ 地震後に得られた地表地震断層の長さ（34km）や地震発生層などに基づいて「レシピ」
に従ってモデル化した地震モーメント（1.86×1019Nm）は、表 1 に示した震源メカニ
ズム情報や震源インバージョン結果において推定された地震モーメント（4.4～5.3×
1019Nm）の半分程度となった。そのため、PGV の計算値は観測値と比較して全体的に過小評価となった。
・ 断層ごく近傍の観測点における計測震度や擬似速度応答スペクトル（主に長周期側）な
どの計算値が、観測値に比べて過小評価となった。また、断層ごく近傍で観測された速度波形に見られる特徴的なパルスや変位波形に見られる永久変位が再現できていないなど、波形の再現について限界がある。
４

課題を踏まえた強震動評価
本章では前章で明らかになった課題を踏まえて、初期震源断層モデルに対し、地震モーメ

ントの調整や、アスペリティの位置の調整及び地震発生層以浅への震源断層の拡張を行った震源断層モデルにより強震動を評価し、観測記録の再現性への影響について検討する。なお、地震モーメントを調整する際には、断層面積を変えずに調整する方法と震源断層モデルの長さを変えることにより断層面積を変更して調整する方法を検討する。地震発生層以浅へ震源断層を拡張（以下、この拡張した部分を「浅部領域」と呼ぶ。
）する際には、浅部領
域内の大すべり域についても検討する。なお、浅部領域内の短周期震源については付録で検討する。また、本検討で使用する熊本地方の SD モデルと J-SHIS V2 モデルを比較し、使用する地下構造モデルの影響についても検討する。本章及び付録で検討を行う強震動計算について表 7 にまとめる。使用した震源断層モデルの断層パラメータを表 8 に、モデル図を図 32(a)～（j）に示す。図 33 に震源断層モデルの断層面上における SD モデルでの Vs やモーメント解放量分布と、震源断層モデルと断層ごく近傍の観測点の位置関係を示す。それぞれの震源断層モデルの設定については、以下各項で述べる。
なお、本検討で設定する震源断層モデルは、アスペリティ位置等を含めて 2016 年熊本地震に最適となるように調整を行っているものではないため、観測記録との局所的な再現性の向上をもってモデルの優劣を判断することはできないことに留意する必要がある。
（１）初期震源断層モデルの断層面積を変えずに行う地震モーメントの調整
初期震源断層モデルの地震モーメントが観測値と比べて過小であったことから、本項では震源断層モデルの形状を初期震源断層モデルから変更せずに、スケーリング則（地震モーメントと震源断層の面積の経験的関係）に依らず地震モーメントを調整する方法を検討する。観測された地震モーメントに近づけるため、初期震源断層モデルで設定した地震モーメ
ントを 2 倍あるいは 2.3 倍し、断層パラメータを設定した震源断層モデル（震源断層モデル
名：Model-II、II23）を作成した。本モデルは、震源断層の面積を変えずに地震モーメントを増大させるため、平均すべり量が大きくなる。また、本モデルでは、単純に「レシピ」に従うと震源断層全体の面積に対するアスペリティの比率（アスペリティ面積比）が 50％を超えるため、「レシピ」における長大な断層などの場合に暫定的に適用することとしている
方法と同様に、平均応力降下量を 3.1MPa(Fujii and Matsu’ura, 2000)、アスペリティ面積10比を 22％（Somerville et al., 1999）と仮定し、断層パラメータを設定することとした。検討した震源断層モデルの断層パラメータを表 8 に、モデル図を図 32（Model-II、Model-II23）に示す。図 34 は設定した震源断層モデルごとの地震モーメントと断層面積、平均すべり量、短周期レベルの関係である。本モデルは、断層面積からスケーリング則に基づいて算出される地震モーメントを 2 倍あるいは 2.3 倍するモデルであるため、地震モーメントと断層面積や平均すべり量の関係（図 34(a)(b)）は、スケーリング則に基づく他のモデルと異なる傾向になっている。また、短周期レベルについては、平均応力降下量とアスペリティ面積比を仮定し算出しているため、壇・他（2001）による地震モーメントと短周期レベルの経験的な関係より算出した場合よりも小さくなっている（図 34(c)）。
ａ）工学的基盤上面における PGV の比較
工学的基盤上面における計算波形及び地表（KiK-net は地中の観測記録を使用）の観測波
形に LPF を施し、それらから得られた PGV の観測値と計算値を比較した。図 35(a)～(c)にModel-I、II、II23 におけるこれらの PGV の観測値と計算値の分布を、図 35(d)～(f)にこれらの PGV の比（計算値／観測値）の分布を示す。モデル同士の計算値の比較では、ModelII は Model-I に比べて、地震モーメントを増加させたため、断層近傍だけでなく広域に PGVが増加しており、更に地震モーメントを増加させ観測された値に近づけた Model-II23 はModel-II に比べて広域に PGV が増加している。観測値との比較では、Model-I が全体に過小評価であった一方で、Model-II、II23 は広域に計算値が大きくなっており、観測値の再現性がある程度向上していることがわかった。なお、八代平野や菊池平野において各モデルとも過小評価の傾向があるが、両地域は SD モデルの深部地盤構造のモデル化範囲外であるため、地下構造モデルの拡張などにより改善が期待されるが、この検討について今後の課題である。八代平野については、震源断層モデルの南西側に位置しており、地表地震断層と震源断層モデルの配置が南西側の端部で異なっていること（図 5）が影響している可能性も考えられる。図 36 に観測点ごとの PGV の観測値と計算値の比較を示す。Model-II、II23 はModel-I に比べて、全体的に計算値が大きくなり観測値に対する再現性が改善している。ただし、前述の八代平野や菊池平野周辺での過小評価に加えて、観測された PGV が 100cm/s
程度前後より大きい断層ごく近傍の地点は観測値に対して過小評価の傾向がある。
ｂ）断層ごく近傍での速度波形、変位波形及び擬似速度応答スペクトルの比較
断層ごく近傍の観測点である西原村小森、KiK-net 益城及び南阿蘇村河陽における LPFを施した観測値（KiK-net 益城は地中、その他は地表の観測記録を使用）と三次元差分法による工学的基盤上面での計算値の速度波形を図 37 に、変位波形を図 38 に示す。Model-II、
II23 は Model-I と比べて、速度波形では最大振幅が大きくなるものの、いずれのモデルも観測波形の振幅は再現できておらず、特徴的なパルスも再現できていない。変位波形においては、Model-I と比べて振幅がやや大きくなる傾向にあるものの顕著な違いはなく、最終変位量を含めて観測波形は再現できていない。
ハイブリッド合成法による工学的基盤上面における速度波形の計算波形を図 39 に示す。
併記している観測波形は工学的基盤上面への換算をしていない地表記録であるため、計算波形との比較は難しいが参考として掲載している。モデル同士の計算値の比較では、Model11

II、II23 は Model-I に比べて最大振幅が概ね大きくなる。ハイブリッド合成法による擬似
速度応答スペクトル（h=5%）の計算値と、Kanno et al. (2006)の関係により工学的基盤上面相当値に換算した観測値の比較を図 40 に示す。モデル同士の計算値の比較では、ModelII、II23 は Model-I に比べて周期 0.5～1 秒付近より長周期側で振幅が大きくなっており、これらは地震モーメントを増加させた影響と考えられる。Model-II、II23 と観測値を比較すると、西原村小森や KiK-net 益城では観測記録に見られる卓越周期は十分表現されておらず、どちらのモデルも過小評価となっている。南阿蘇村河陽においては長周期側では再現性が高まっている。
ｃ）地表における計測震度の比較
ハイブリッド合成法による地表計測震度の計算値と観測値の分布を図 41(a)～(c)に、地表
計測震度の差（計算値－観測値）の分布を図 41(d)～(f)に、観測点ごとの観測値と計算値の比較を図 42 に示す。いずれのモデルを比較しても大きな違いは見られない。これは、図34(c)からわかるように各モデルの短周期レベルが同程度であるためと考えられる。また、
断層ごく近傍で観測された震度 7 を含む高震度の地点について、Model-II 及び II23 において Model-I と同様にやや過小評価である。
（２） 初期震源断層モデルの長さを変え断層面積を変更して行う地震モーメントの調整
初期震源断層モデルの地震モーメントが観測値と比べて過小であったことから、本項では震源断層モデルの長さを変え断層面積を変更し、スケーリング則に従い地震モーメントを調整する方法を検討する。観測された地震モーメントに近づけるため、震源インバージョ
ン結果を参考に震源断層モデルの長さを 46km、あるいはやや長めの 52km に変更して、これらに対応する断層面積に対してスケーリング則を適用して地震モーメントを求め、断層パラメータを設定した震源断層モデル (震源断層モデル名：Model-III、III52)を作成した。
本モデルは、震源断層モデルの長さを初期震源断層モデルよりも長くすることにより断層面積が増大し、地震モーメントも大きくなり、平均すべり量は図 34(b)からわかるように
Model-II と比べて小さくなる。なお、短周期レベルについては、壇・他（2001）による地
震モーメントと短周期レベルの経験的な関係に従ったモデルであるため、Model-II と比較して大きくなる（図 34(c)）。検討した震源断層モデルの断層パラメータを表 8 に、モデル図を図 32（Model-III、Model-III52）に示す。
図 4 に設定した震源断層モデルの地表面への投影図を示す。震源断層モデルの長さを34km としたモデルに対して、震源断層長さ 46km 及び 52km のモデルは、主に断層を北東方向に拡張している。図 6 に既往の震源インバージョン結果を示す。これらのインバージョン結果と初期震源断層モデルについて走向方向の位置を概ね合わせて並べて示したものが図 8 である。初期震源断層モデルの走向方向のアスペリティ位置がインバージョンにより推定されたアスペリティ位置と概ね整合しており、また、初期震源断層モデルの長さを
主に北東方向に拡張することで、インバージョン結果による震源断層形状により近づいていることが分かる。
ａ）工学的基盤上面における PGV の比較
12

工学的基盤上面における計算波形及び地表（KiK-net は地中の観測記録を使用）の観測波
形に LPF を施し、それらから得られた PGV の観測値と計算値を比較した。図 43(a)～(c)にModel-II、III、III52 におけるこれらの PGV 分布を、図 43(d)～(f)にこれらの PGV の比（計算値／観測値）の分布を示す。モデル同士の計算値の比較では、Model-III は Model-IIと比べて、断層の拡張した北東方向でわずかに大きい領域がみられるものの、全体的には概ねやや小さくなっている。また、震源断層モデルの長さを更に長くして地震モーメントの値を観測された値により近づけた Model-III52 は、Model-III と比べて全体的にやや大きくなっているが、Model-II と比べると概ねやや小さい。図 44 に示す観測値と計算値の比較においても、Model-III、III52 の計算値は Model-II に比べて全体的に PGV が小さくなる傾向がある。これは、Model-III、III52 は Model-II より平均すべり量が小さくなっていることが影響していると考えられる。
ｂ）断層ごく近傍での速度波形、変位波形及び擬似速度応答スペクトルの比較
断層ごく近傍の観測点である西原村小森、KiK-net 益城及び南阿蘇村河陽における LPFを施した観測値（KiK-net 益城は地中、その他は地表の観測記録を使用）と三次元差分法による工学的基盤上面での計算値の速度波形を図 45 に、変位波形を図 46 に示す。Model-III、
III52 は Model-II と比べて、速度波形では最大振幅がやや小さくなる傾向にあり、いずれのモデルも観測波形の振幅は十分再現できておらず、特徴的なパルスも再現できていない。
変位波形においても、Model-II と比べて顕著な違いはなく、最終変位量を含めて観測波形は再現できていない。
ハイブリッド合成法による工学的基盤上面における速度波形の計算波形を図 47 に示す。
モデル同士の計算値を比較すると、Model-III、III52 は Model-II に比べて最大振幅がやや大きくなる地点や振動方向が多い。ハイブリッド合成法による擬似速度応答スペクトル（h=5%）の計算値と観測値の比較を図 48 に示す。Model-III、III52 と観測値を比較すると、西原村小森と KiK-net 益城は観測記録に見られる卓越周期は十分表現されておらず、
周期 0.5 秒付近より長周期側で過小評価となっている。南阿蘇村河陽は周期 1～2 秒付近でやや過小評価となっている。
ｃ）地表における計測震度の比較
ハイブリッド合成法による地表計測震度の計算値と観測値の分布を図 49(a)～(c)に、地表
計測震度の差（計算値－観測値）の分布を図 49(d)～(f)に、観測点ごとの観測値と計算値の比較を図 50 に示す。モデル同士の計算値を比較すると、Model-III、III52 は Model-II に比べて、断層近傍や断層を延長した北東方向の領域で計測震度が増加している。また、全体的に計測震度が大きくなっており、観測値の再現性が改善している。これは、Model-III、
III52 は Model-II に比べて、短周期レベルが大きいことが影響していると考えられる。
（３） アスペリティの位置の調整及び浅部領域の震源断層の拡張
第１項や第 2 項で検討したように地震モーメントを調整して観測された地震モーメントに近づけただけでは、断層近傍の地震動に関しては観測記録の再現性が不十分であった。そのため、本項では「①アスペリティの深さの影響」と、「②地震発生層よりも浅い領域（浅13部領域）の震源断層の拡張の影響」について検討する。なお、本検討では①と②ともに ModelII の震源断層モデルを基にして、アスペリティの位置の調整及び浅部領域の震源断層の拡張を行った。
①については、アスペリティの位置による地震動に対する影響を検討するため、初期震源断層モデルではアスペリティの中心の深さを断層中心付近に配置していたが、本検討では
図 8 の震源インバージョン結果を参考にして北東側の大きなアスペリティの上端を地震発
生層上端（深さ 2km）に沿わせて配置（震源断層モデル名に付与する記号：U1）する震源断層モデル（震源断層モデル名：Model-II_U1）を作成した。
②については、地震発生層より浅い領域（浅部領域）にすべりを付与することにより、断層ごく近傍の変位波形の再現性が向上する可能性があるため、本検討では浅部領域へ震源
断層を拡張したモデルを検討する。浅部領域へ拡張する際の震源断層パラメータの設定について、本項では「浅部領域を背景領域とみなし、浅部領域を含めた断層全体にスケーリン
グ則などを適用して震源断層パラメータを設定した震源断層モデル（震源断層モデル名：
Model-II_U1_S1）」と、「浅部領域を含めずに地震発生層内の震源断層にスケーリング則などを適用し震源断層パラメータを設定し、浅部領域については地震発生層内の背景領域と同じパラメータを与えた震源断層モデル（震源断層モデル名：Model-II_U1_S2）」を作成した。また、本項においては、浅部領域については、応力降下量を 0MPa と仮定し、短周期震源を配置せず、すべり速度時間関数は西原村小森の観測記録を参考にパルス幅 2.5 秒のSmoothed ramp 関数を設定する。つまり、浅部領域は統計的グリーン関数法による短周期の地震動は計算せずに、三次元差分法による長周期の地震動のみが計算される震源断層モデルである。浅部領域における三次元差分法の震源は、地震発生層内と同様に 100m 間隔の点震源で離散化しているが、Vs が 1000m/s より遅い層が震源とならないように深さ200m 未満には震源を配置しなかった。アスペリティの位置については、①で検討したものと同様に北東側の大きなアスペリティの上端を地震発生層上端（深さ 2km）に沿わせて配置する。なお、浅部領域に大すべり域を設定した震源断層モデルや短周期震源を設定した震源断層モデルについては、第４項及び付録で検討する。
検討した震源断層モデルの断層パラメータを表 8 に、モデル図を図 32（Model-II_U1、Model-II_U1_S1、Model-II_U1_S2）に示す。
ａ）工学的基盤上面における PGV の比較
工学的基盤上面における計算波形及び地表（KiK-net は地中の観測記録を使用）の観測波
形に LPF を施し、それらから得られた PGV の観測値と計算値を比較した。図 51(a)～(d)に Model-II、II_U1、II_U1_S1、II_U1_S2 におけるこれらの PGV 分布を、図 51(e)～(h)にこれらの PGV の比（計算値／観測値）の分布を示す。モデル同士の計算値の比較では、
アスペリティ位置を浅くした Model-II_U1 は Model-II と比べて、北東側の大きなアスペリ
ティ周辺で PGV が顕著に大きくなる。一方、浅部領域へ震源断層を拡張した ModelII_U1_S1 と II_U1_S2 は、アスペリティ位置を浅くした Model-II_U1 と比べて断層近傍で
PGV が更に大きくなる。なお、図 51 から断層近傍においては、浅部領域へ震源断層を拡張する影響よりも、アスペリティ位置を浅くすることの影響の方が大きい傾向が見える。図 52に示す観測点ごとの PGV の観測値と計算値の比較においても、PGV が 100cm/s 程度前後
14

より大きい断層ごく近傍の地点において Model-II の計算値に比べて Model-II_U1 が大きな値を示す傾向にあり、Model-II_U1_S1 と II_U1_S2 では更に大きな値となり、観測値の再現性が改善している。
ｂ）断層ごく近傍での速度波形、変位波形及び擬似速度応答スペクトルの比較
断層ごく近傍の観測点である西原村小森、KiK-net 益城及び南阿蘇村河陽における LPFを施した観測値（KiK-net 益城は地中、その他は地表の観測記録を使用）と三次元差分法による工学的基盤上面での計算値の速度波形を図 53 に、変位波形を図 54 に示す。ModelII_U1_S1 と II_U1_S2 は Model-II や II_U1 と比べて、速度波形の最大振幅は、概ね ModelII、Model-II_U1、Model-II_U1_S2、II_U1_S1 の順に大きくなる傾向を示し、観測値の再現性の改善が見られた。また、Model-II_U1_S1 と II_U1_S2 では、速度波形に見られる特徴的なパルスや、最終変位量も含めた変位波形の再現性の改善が見られたが、西原村小森のFP 成分や UD 成分、南阿蘇村河陽の FP 成分のように依然として観測された振幅を十分に表現できていない振動方向もある。
図 55（a）及び(b)に地下構造モデルとして SD モデルを用いた場合の西原村小森を通る
南北測線（測線位置は図 4 を参照）における Model-II、II_U1、II_U1_S1 及び II_U1_S2の三次元差分法による工学的基盤上面での計算値の PGV 分布を示す。これから断層ごく近傍における PGV は、アスペリティを浅く配置することで振幅は大きくなり、浅部領域に震源断層を拡張することで更に大きくなることが確認できる。図 56 に図 55 と同じ南北測線
における Model-II_U1_S2 の最終変位量分布について、浅部領域のみと地震発生層内のみの寄与を分離して示す。これから浅部領域へ震源断層を拡張した場合、最終変位量への寄与
は、断層ごく近傍は浅部領域の影響が支配的であり、それよりも遠方では地震発生層内の影響が大きくなることが分かる。
ハイブリッド合成法による工学的基盤上面における速度波形の計算波形を図 57 に示す。
西原村小森や南阿蘇村河陽においては、Model-II_U1_S1 や II_U1_S2 は Model-II や II_U1に比べて最大振幅が大きくなっている。ハイブリッド合成法による擬似速度応答スペクト
ル（h=5%）の計算値と観測値の比較を図 58 に示す。西原村小森の周期 1 秒付近及び KiKnet 益城の周期 5 秒付近より長周期側において、Model-II_U1_S1 や II_U1_S2 の計算値はModel-II_U1 と比べて振幅が大きくなり、観測値の再現性も改善している。ただし、両観測点の観測値で周期 0.5～1 秒に見られるピークについて観測値に比べて過小評価となっている。西原村小森や南阿蘇村河陽の周期 0.5 秒から短周期側において、Model-II_U1_S1、
II_U1_S2 及び II_U1 は Model-II と比べて振幅が大きくなり、西原村小森では観測値と比べて過大評価となっている。また、南阿蘇村河陽では周期 1 秒より長周期側において ModelII_U1、Model-II_U1_S1 及び II_U1_S2 の計算値は観測値と比べて過大評価となっている。
ｃ）地表における計測震度の比較
ハイブリッド合成法による地表計測震度の計算値と観測値の分布を図 59(a)～(d)に、地表
計測震度の差（計算値－観測値）の分布を図 59(e)～(h)に、観測値と計算値の比較を図 60に示す。モデル同士の計算値を比較すると、Model-II_U1 は Model-II と比べて、断層近傍で計測震度 6.0 以上の領域が拡がっている。また、Model-II_U1 の分布と Model-II_U1_S2
15

の違いは顕著ではないが、Model-II_U1_S1 は Model-II_U1_S2 や Model-II_U1 と比べて短周期レベルがわずかに大きいため、計測震度がやや大きくなる傾向がある。また、ModelII_U1、II_U1_S1、II_U1_S2 は Model-II と比べて、断層ごく近傍で観測された震度 7 を含む高震度の地点において、観測値の再現性が改善している地点が見られる。
（４） 浅部領域の大すべり域
前項において浅部領域に震源断層を拡張した場合を検討し、浅部領域をすべて背景領域として取り扱った結果、断層近傍の観測記録の再現性に改善が見られたが、既往研究（例えば、Ikutama et al., 2018; 田中・他，2018; 貴堂・他，2019; Irikura et al., 2020）で浅部領域に大すべり域を設定した検討が行われていることから、本項でも、浅部領域の一部に断層ごく近傍で観測された永久変位と同程度のすべり量を与える大すべり域（浅部大すべり域）を設定した場合について検討を行う。本検討では、Model-II_U1_S1 を基にして、浅部
大すべり域の位置は浅部領域のうち北東側の大きなアスペリティ直上の部分とし、そのすべり量は西原村小森での最終変位量を考慮し 4m とした震源断層モデル（震源断層モデル
名：Model-II_U1_S1_L4）を作成した。また、本項においては浅部領域については、応力降下量を 0MPa と仮定し、短周期震源を配置せず、すべり速度時間関数は浅部大すべり域とそれ以外の浅部領域ともにパルス幅 2.5 秒の Smoothed ramp 関数を設定する。つまり、この震源断層モデルは、前項のモデルと同様に浅部領域は統計的グリーン関数法による短周期の地震動は計算せずに、三次元差分法による長周期の地震動のみが計算される震源断層モデルである。
検 討 した 震源 断 層モ デル の 断層 パラ メ ータ を表 8 に 、 モ デ ル図 を図 32 （ ModelII_U1_S1_L4）に示す。
ａ）工学的基盤上面における PGV の比較
工学的基盤上面における計算波形及び地表（KiK-net は地中の観測記録を使用）の観測波
形に LPF を施し、それらから得られた PGV の観測値と計算値を比較した。図 61(a)～(b)にModel-II_U1_S1、II_U1_S1_L4 におけるこれらの PGV 分布を、図 61(c)～(d)にこれらの
PGV の比（計算値／観測値）の分布を示す。モデル同士の計算値の比較では、浅部大すべり域を設定した Model-II_U1_S1_L4 は II_U1_S1 に比べて、浅部大すべり域の近傍や破壊が進行する断層から北東方向の領域において、PGV がやや大きくなる。図 62 に示す観測点ごとの PGV の観測値と計算値の比較において、観測された PGV が比較的大きな地点で、Model-II_U1_S1_L4 の計算値は Model-II_U1_S1 の計算値に比べてやや大きな値となる地点があるが、観測値の再現性は Model-II_U1_S1 と比べて大きな違いはない。
ｂ）断層ごく近傍での速度波形、変位波形及び擬似速度応答スペクトルの比較
断層ごく近傍の観測点である西原村小森、KiK-net 益城及び南阿蘇村河陽における LPFを施した観測値（KiK-net 益城は地中、その他は地表の観測記録を使用）と三次元差分法による工学的基盤上面での計算値の速度波形を図 63 に、変位波形を図 64 に示す。浅部大すべり域を設定したことによる影響は、西原村小森と南阿蘇村河陽のように浅部大すべり域の近傍に位置する観測点で現れ、Model-II_U1_S1_L4 の PGV や最終変位量が Model16

II_U1_S1 と比べて大きくなる。一方、KiK-net 益城は浅部大すべり域から離れているため影響を受けていない。前項の Model-II_U1_S1 において観測された振幅を十分に表現できていなかった西原村小森の FP 成分や UD 成分、南阿蘇村河陽の FP 成分については、浅部
大すべり域を設定したことにより更に再現性は改善した。一方、西原村小森や南阿蘇村河陽の速度波形の FN 成分は、今回の設定では過大評価となっている。
ハイブリッド合成法による工学基盤上面における速度波形の計算波形を図 65 に示す。
Model-II_U1_S1_L4 の計算波形の最大値は Model-II_U1_S1 と比べて、KiK-net 益城ではほとんど変わらないが、西原村小森と南阿蘇村河陽では概ね大きくなっている。ハイブリッド合成法による擬似速度応答スペクトル（h=5%）の計算値と観測値の比較を図 66 に示す。
西原村小森における Model-II_U1_S1_L4 の計算値は、Model-II_U1_S1 の計算値と比べて周期 0.5～1 秒より長周期側で大きくなっており、観測値と比べて周期 1 秒より長周期側で過大評価の傾向があるが、周期 0.5～1 秒に見られるピークについては再現できていない。
南阿蘇村河陽における Model-II_U1_S1_L4 の計算値は、Model-II_U1_S1 の計算値と比べて周期 0.5～1 秒より長周期側で大きくなっており、観測値と比べても周期 0.5 秒～1 秒より長周期側で過大評価の傾向が強まっている。
ｃ）地表における計測震度の比較
ハイブリッド合成法による地表計測震度の計算値と観測値の分布を図 67(a)～(b)に、地表
計測震度の差（計算値－観測値）の分布を図 67(c)～(d)に、観測点ごとの観測値と計算値の比較を図 68 に示す。 浅部大すべ り域を設定 したことに よる影響は 小さく、ModelII_U1_S1_L4 の計算値は Model-II_U1_S1 と比べて、浅部大すべり域の近傍でわずかに大きくなる傾向があるものの、観測値の再現性に関しては大きな違いはない。
（５） 地下構造モデルの影響
地下構造モデルの違いが観測値の再現性に与える影響を確認するために、深部地盤構造
モデルと浅部地盤構造モデルに分けて検討をする。なお、本項の検討においては、震源断層モデルとして Model-II_U1_S1 を用いる。
ａ）深部地盤構造モデルの違いによる影響
深部地盤構造モデルの違いが観測値の再現性に与える影響を確認するため、熊本地方の
SD モデルと J-SHIS V2 モデルを用いて工学的基盤上面において三次元差分法でそれぞれ計算した結果を比較した。このときの工学的基盤上面は、SD モデルについては「レシピ」
に従い S 波速度 350m/s 以上の層上面とし、J-SHIS V2 モデルについては 600m/s 以上の層上面としている。
図 69(a)～(b)に SD モデルと J-SHIS V2 モデルのそれぞれの PGV 分布を、図 69(c)～(d)にこれらの PGV の比（計算値／観測値）の分布を示す。SD モデルの方が、熊本平野や断層近傍で PGV の大きな領域が広がっている。また、図 70 に示す観測点ごとの PGV の計算
値と観測値の比較においては、断層からの距離が比較的近いと考えられる相対的に PGV が大きな地点で SD モデルが J-SHIS V2 モデルより大きな値を示す傾向にあり、観測記録に対する再現性も高まっている。なお、本章の第１項でも述べたように、八代平野や菊池平野
17において、SD モデルでも観測値と比べて過小評価の傾向があるが、これら地域は SD モデルの深部地盤構造のモデル化範囲外であるため、地下構造モデルの拡張などにより改善が期待されるが、この検討について今後の課題である。
断層ごく近傍の観測点における速度波形を図 71 に、変位波形を図 72 に示す。西原村小森や KiK-net 益城の速度波形では SD モデルの方が J-SHIS V2 より振幅が大きい。一方、変位波形では、両モデルで差異は見られない。
図 55 に震源断層モデルとして Model-II_U1_S1 を用いた場合の西原村小森を通る南北測線における SD モデル（図 55(a)及び(b)）と J-SHIS V2 モデル（図 55(c)及び(d)）による
PGV 分布を、図 56 に震源断層モデルとして Model-II_U1_S2 を用いた場合の最終変位量分布を示す。これらから PGV は地下構造モデルによる違いが顕著であるが、最終変位量には顕著な差異は見られないことが分かる。
ｂ）浅部地盤構造モデルの違いによる影響
本検討で用いている工学的基盤上面から地表面までの最大速度に対する増幅率は(5)式により計算している。浅部地盤構造モデルの違いが観測値の再現性に与える影響を確認するため、本検討で使用した表層 30m の平均 S 波速度 AVS30GL と工学的基盤上面から深さ 30mの平均 S 波速度 AVS30EB ともに SD モデルから算出する手法（改訂手法）と、AVS30GL は微地形区分（若松・松岡，2013）からの推定値とし AVS30EB は一律 350m/s として算出する手法（従来手法）を適用した地表の計測震度を比較する。このときの工学的基盤上面における震度や最大速度については両手法ともに同じものを用い、震源断層モデルとして
Model-II_U1_S1、深部地盤構造モデルとして SD モデルを用いてハイブリッド合成法で計算された計算波形を用いて算出している。
地表計測震度の観測値と計算値の比較を図 73(a)～(b)に、地表計測震度の差（計算値－観測値）の分布を図 73(c)～(d)に、観測点ごとの観測値と計算値の比較を図 74 に示す。これ
らから改訂手法を使用した地表計測震度は、従来手法により計算したものよりも全体的に大きな値を示し、観測記録に対する再現性も高まっていることがわかる。
（６）検討結果のまとめ
以下に本章での検討結果をまとめる。
ａ）地震モーメントの調整・観測された地震モーメントに近づけるために、断層面積を変えずに地震モーメントを増やした場合（Model-II）や震源断層モデルの長さを長くして断層面積を増大させ地震モーメ
ントを増やした場合（Model-III）について検討した。
・周期１秒よりも長周期側における PGV は、いずれのモデルによる計算結果も初期震源断層モデルに比べて全体的に大きくなり観測値の再現性に改善が見られたが、断層近傍は過小評価の傾向があった。また、Model-III による PGV は Model-II に比べて、平均すべり量が小さいため、全体的に概ね小さくなる傾向がある。なお、観測された地震モーメントにより近づけるために、断層面積を変えずに更に地震モーメントを増やした場合（ModelII23）や更に震源断層モデルの長さを長くし面積を増大させた場合（Model-III52）は、そ18

れぞれ Model-II や Model-III と比べて、PGV は全体的にやや大きくなった。
・計測震度に関して、Model-III の計算結果は初期震源断層モデルや Model-II に比べて、短周期レベルが大きいため 5、全体的に値が大きくなり、観測値の再現性が向上した。
・いずれのモデルによる工学的基盤上面での計算波形でも断層ごく近傍の観測点の速度波形に見られる特徴的なパルスや、変位波形に見られる永久変位は再現できていない。
ｂ）アスペリティの位置の調整や地震発生層より浅い領域の震源断層の拡張
・地震モーメントの調整では観測記録の再現性が不十分であった断層近傍の地震動に関して、アスペリティの深さの影響や地震発生層より浅い領域（浅部領域）への震源断層の拡張について検討した。
・PGV に関しては、北東側のアスペリティを浅く配置することで、断層近傍で値が大きくなった。加えて、震源断層を背景領域として浅部領域に拡張することで更に大きな値とな
り観測値の再現性が改善した。
・計測震度に関しては、北東側のアスペリティを浅く配置することで、断層近傍で高震度域が広がり観測値の再現性が改善した。震源断層を背景領域として浅部領域に拡張した影響
は、浅部領域に背景領域を追加する S2 の方法の場合は顕著ではないが、浅部領域も含めてスケーリングする S1 の方法では短周期レベルがわずかに大きくなり、結果として計測
震度がやや大きくなった。
・断層近傍の観測値の再現には、アスペリティの深さの影響も大きいことが分かった。
・断層ごく近傍の観測点の速度波形に見られる特徴的なパルスや、変位波形に見られる永久
変位は、震源断層を背景領域として浅部領域に拡張することで再現性が改善した。なお、最終変位量は、断層ごく近傍は浅部領域の影響が支配的であり、それよりも遠方では地震発生層内の影響の方が大きくなる。
・北東側のアスペリティの直上の浅部領域に大すべり域を設定した場合、今回の浅部大すべり域の配置や設定では、浅部大すべり域の近傍に位置する観測点における速度波形や変位波形の一部について再現性が改善したが、過大評価となる振動方向も見られた。
ｃ）地下構造モデルの影響
・深部地盤構造モデルの違いによる影響は、最大速度や速度波形で顕著であり、PGV では
熊本平野や断層近傍において SD モデルの計算値は J-SHIS V2 モデルよりも大きく、SD
モデルの適用により観測値の再現性が高まった。一方、断層ごく近傍の永久変位については、深部地盤構造モデルの違いによる顕著な差異は見られない。
・最大速度に対する増幅率の評価について、本検討で採用した AVS30GL、AVS30EB ともに
SD モデルから算出する手法（改訂手法）を用いて計算した地表震度分布は、AVS30GL は微地形区分（若松・松岡，2013）からの推定値とし AVS30EB は一律 350m/s として算出する手法（従来手法）により計算したものよりも、全体的に大きな値を示し、観測記録に対する再現性も高まった。
5 Model-II は、「レシピ」における長大な断層などの場合に暫定的に適用することとしている方法と同様に、平均応力降下量を 3.1MPa(Fujii and Matsu’ura, 2000)、アスペリティ面積比を 22％（Somerville etal., 1999）と仮定し断層パラメータを設定していることに留意する必要がある。

19

・観測記録に対する再現性向上に関して、熊本地方の SD モデルの使用が重要な要素であることを確認した。
なお、本検討で設定した震源断層モデルについては、アスペリティや浅部大すべりの位置等を含めて 2016 年熊本地震に最適となるように調整を行っているものではないこと、特に断層ごく近傍の観測点での計算波形は震源断層モデルと観測点の位置関係に大きく影響を受けることを踏まえると、観測記録との局所的な再現性の向上をもってモデルの優劣を判断することはできないことに留意する必要がある。
５

今後に向けて2016 年熊本地震は、地震調査委員会により地震発生前に長期評価が行われ、それに基づいてシナリオ地震動予測地図が作成されていた主要活断層帯で発生した地震である。
本検討では、2016 年熊本地震の発生後に得られた地表地震断層や一連の地震活動の分布など、様々な観測事実を踏まえて「レシピ」に基づいて設定した初期震源断層モデルに対して強震動評価を行ったところ、地震規模が過小となり、その結果、PGV も観測記録と比較して全体的に過小評価となった。また、断層ごく近傍の観測点における計測震度などの計算
値は過小評価となり、速度波形や変位波形も十分に再現することができなかった。そこで、これらの課題を踏まえて、本検討では、地震モーメントの調整、アスペリティ位置の調整、
地震発生層以浅への震源断層の拡張、地下構造モデルの影響などを検討し、観測記録の再現性への影響などについて取りまとめた。
今後は、2016 年熊本地震後に実施された様々な調査・研究（例えば、平成 28 年熊本地震
を踏まえた総合的な活断層調査（文部科学省研究開発局・国立大学法人九州大学，2019））
や以下の点も踏まえて、観測記録の再現性向上のための方策などについて更に検討する必要がある。なお、長期評価における検討状況も踏まえつつ、地震発生時に推定される地下の震源断層の長さが地表で確認される断層（地表地震断層・活断層）の長さと異なる事例があること（地震調査委員会長期評価部会，2010）や地震発生層の推定の不確かさを踏まえた
強震動予測手法のあり方についても検討することが重要である。また、2016 年熊本地震については、断層近傍で多くの強震動が観測された。「地震調査研究の推進について－地震に関する観測、測量、調査及び研究の推進についての総合的かつ基本的な施策（第３期）－」（地震調査研究推進本部，2019）でも指摘されている断層近傍の強震動評価手法の高度化のためには、今後も引き続き強震観測網の維持整備に努めることが重要である。更に、2016
年熊本地震の観測記録の再現性は、「地下構造モデル作成の考え方」（地震調査委員会，2017）などに基づいて、ボーリングデータや微動アレイ観測等の情報を考慮して構築された SD モデルの適用により向上した。今後も引き続き、地下構造モデルの高度化の推進が望まれる。
・断層ごく近傍の強震動の再現に必要と考えられる地震発生層より浅い領域における震源
断層のモデル化について、観測事実や震源物理、ひいては地下構造を考慮して強震動評価にどのように取り入れるか必要性も含めて検討する。
・断層ごく近傍に適用可能な強震動（特に周期 1 秒程度以下の短周期地震動）評価手法の検討が必要である。
20

・広帯域地震動による計測震度分布や PGV 分布の再現性を詳細に検討するためには、地盤の一次元地震応答解析の適用や表層地盤の非線形特性の考慮が重要である。
・「レシピ」の高度化にあたっては、本検討が 2016 年熊本地震についての事例解析である点を考慮し、標準的な強震動予測手法としての妥当性は改めて検討する必要がある。

21

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24

（ａ）詳細法ケース 1（ｂ）詳細法ケース 2

図1

全国地震動予測地図 2014 年版シナリオ地震動予測地図における

布田川断層帯布田川区間の地表震度分布（(a)詳細法ケース１、(b)ケース２）と2016 年熊本地震（MJ 7.3）で観測された震度（丸印）の比較（星印：シナリオ地震動予測地図の破壊開始点）

25

図2

全国地震動予測地図 2014 年版シナリオ地震動予測地図における

布田川断層帯布田川区間の地表計測震度（詳細法各ケース）と2016 年熊本地震（MJ 7.3）で観測された計測震度の観測点ごとの比較

26

図3

2016 年熊本地震に伴う地表地震断層の分布 (Shirahama et al., 2016)☆破壊開始点位置、□K-NET 及び KiK-net 観測点、△気象庁及び地方自治体観測点■熊本平野、■菊池平野、□八代平野、■阿蘇・九重方面、■福岡・佐賀方面■天草方面、■熊本南東部・宮崎方面
図4

初期震源断層モデル（Model-I）、Model-III 及び III52 の各震源断層モデルの
地表投影位置（灰色実線）と観測点分布

Model-II 及び II23 の投影位置は Model-I と同じ。震源断層モデル面と地表との交線を黒実線で、ModelI、III 及び III52 の震源断層モデルの長さをそれぞれ赤、青及び緑矢印で、図 55 及び図 56 における西原
村小森を通る南北測線を水色実線で示す。

27

図5

Model-I の震源断層モデル及びアスペリティの地表投影位置及びShirahama et al. (2016)による地表地震断層の確認位置

震源断層モデルの地表投影を青点線で、アスペリティの地表投影を橙点線、震源断層モデル面と地表との交線を黒実線で、布田川断層帯に沿った地表地震断層を白丸で、日奈久断層帯に沿った地表地震断層を白四角で、断層近傍の観測点を赤三角（93011 は南阿蘇村河陽、93048 は西原村小森、KMMH16 は KiK-net
益城）で示す。

28

( a ) Kubo et al. (2016)( c ) 吉田・他 (2016)( b ) Asano and Iwata (2016)

図6

2016 年熊本地震についての既往文献の震源インバージョン結果

29

図7

2016 年熊本地震の地震波トモグラフィーによる
3 次元地震波速度構造と震源分布の比較（文部科学省研究開発局・国立大学法人九州大学（2019））

上図は速度構造解析に用いた地震の震央分布であり、図中の黄色の枠は解析範囲を示す。下図は解析範
囲の速度構造断面であり、（a）は 2016 年熊本地震発生以前の震源分布を速度構造に重ねたもの、（b）は2016 年熊本地震の震源分布を速度構造に重ねたもの。（a）、（b）いずれも上段が P 波速度（Vp）、中段が S
波速度（Vs）、下段が Vp/Vs を示す。2016 年熊本地震及び一連の地震活動のうち規模の大きい地震の震源を星印で、Asano and Iwata (2016)による 2016 年熊本地震の大すべり域をコンターでそれぞれ示す。

30

表1

長期評価 (2013)
全国地震動予測地図(2014 年版)
F-net モーメントテンソル解*
Kubo et al. (2016)
Asano and Iwata(2016)
吉田・他 (2016)
Irikura et al. (2017)a 震源インバージョン結果

震源断層形状と地震モーメント等の比較

震源断層
長さ (km)
約 19

震源断層
幅 (km)
11–17 程度

震源断層
面積 (km2)－

地震モーメント
(Nm)
－

Mw

24

14

336

7.40×1018

6.5

－

－

－

4.42×1019

7.1

56 b

24 b

1344

5.3×1019a

42 b

18 b

756

4.50×1019a

7.1
7.0

44 b
46.9 c18 b19.8 c792
930 c

4.8×1019a－

Somerville et al. (1999) の基準に沿ってトリミングした値
Kubo et al. (2016)、Asano and Iwata (2016)、吉田・他 (2016)の３つのモデルの対数平均* 防災科学技術研究所が運用する F-net のモーメントテンソルカタログ（福山・他，1998）による
b
c

31

7.1
－

南阿蘇村河陽

Along Strike

→南西

北東←

2.13kmAlong Dip

[ Model-Ⅰ ]KiK-net 益城

西原村小森
18km

破壊開始点

アスペリティ
背景領域

34km

20km

[ Model-Ⅱ_U1_S1 ]34km
2.13km

18km[ Model-Ⅲ ]46km[Asano & Iwata(2016)][Kubo et al.(2016)][吉田・他(2016)]

図8

各震源断層モデルでのアスペリティの配置と震源インバージョン結果の比較

32

表2

初期震源断層モデル（Model-I）の断層パラメータ

巨視的震源パラメータ

設定方法

断層モデル原点（地中） 北緯［°］32.9134

東経［°］131.0226

走向θ

Shirahama et al.(2016) による地表トレースとの対応を考慮して設定

N233°E

全国地震動予測地図 2014 年版における布田川断傾斜角δ［°］

70

層帯布田川区間の設定
地震活動分布・震源インバージョン等の設定を

すべり角γ［°］-160参照「布田川・日奈久断層帯の地震を想定した強震動評価」（地震調査委員会，2003）
浅部・深部統合地盤構造モデルの地震基盤上面
深度を参考に設定

断層モデル上端深さ D 0［km］

2

震源断層長さ L［km］

34

Shirahama et al. (2016)の地表地震断層の長さ

震源断層幅 W［km］

17.03

地震発生層厚、傾斜角 δ より算出

断層モデル長さ LMODEL［km］

34

2km メッシュ

断層モデル幅 WMODEL［km］

18

2km メッシュ

震源断層面積 S［km2］

578.91

地震モーメント M 0［Nm］

1.86E+19

𝑆𝑆 = 𝐿𝐿 × 𝑊𝑊

モーメントマグニチュード M w

6.8

平均すべり量 D［m］

1.03

平均応力降下量Δσ［MPa］

3.3

短周期レベル A［Nm/s2］

1.41E+19

微視的震源パラメータ

アスペリティ

面積 S a [km2]

121.18

平均すべり量 D a［m］

2.06

実効応力σa［MPa］

15.6

地震モーメント M 0a［Nm］

アスペリティ 1

80.79

平均すべり量 D a1［m］

2.29

地震モーメント M 0a1［Nm］

背景領域

地震発生層

5.77E+18

計算用面積［km×km］

10×8

面積 S a2 [km ]40.39

平均すべり量 D a2［m］

1.62

2

アスペリティ 2

7.80E+18

面積 S a1 [km ]2

地震モーメント M 0a2［Nm］

2.04E+18

計算用面積［km×km］

6×62

面積 S b [km ]457.73

平均すべり量 D b［m］

0.76

地震モーメント M 0b［Nm］

1.08E+19

実効応力σb［MPa］

2.7

S 波速度β ［km/s］

3.4

密度ρ ［t/m3］2.7

剛性率μ ［N/m ］
2

3.12×101033

𝑀𝑀0 = (𝑆𝑆⁄4.24 × 1011 )2 × 10−7
𝑀𝑀𝑤𝑤 = (log 𝑀𝑀0 − 9.1)⁄1.5
𝐷𝐷 = 𝑀𝑀0 ⁄(𝜇𝜇 × 𝑆𝑆)

Δ𝜎𝜎 = (7⁄16) ∙ 𝑀𝑀0 ⁄𝑅𝑅3

𝐴𝐴 = 2.46 × 1010 × (𝑀𝑀0 × 107 )1⁄3
𝑆𝑆a = 𝜋𝜋𝑟𝑟 2 ，𝑟𝑟 = (7𝜋𝜋⁄4) ∙ {𝑀𝑀0 ⁄(𝐴𝐴 ∙ 𝑅𝑅)} ∙ 𝛽𝛽 2
𝐷𝐷a = 2 × 𝐷𝐷

𝜎𝜎a = ∆𝜎𝜎a ，∆𝜎𝜎a = (7⁄16) ∙ 𝑀𝑀0 ⁄(𝑟𝑟 2 ∙ 𝑅𝑅)
𝑀𝑀0a = 𝜇𝜇 ∙ 𝐷𝐷a ∙ 𝑆𝑆a
𝑆𝑆a1 = 2⁄3 ∙ 𝑆𝑆a

𝐷𝐷a1 = �𝛾𝛾𝑖𝑖 ⁄∑ 𝛾𝛾𝑗𝑗 3 � ∙ 𝐷𝐷a ，𝛾𝛾𝑖𝑖 = 𝑟𝑟𝑖𝑖 ⁄𝑟𝑟
𝑀𝑀0a1 = 𝜇𝜇 ∙ 𝐷𝐷a1 ∙ 𝑆𝑆a1
𝑆𝑆a2 = 1⁄3 ∙ 𝑆𝑆a

𝐷𝐷a2 = �𝛾𝛾𝑖𝑖 ⁄∑ 𝛾𝛾𝑗𝑗 3 � ∙ 𝐷𝐷a ，𝛾𝛾𝑖𝑖 = 𝑟𝑟𝑖𝑖 ⁄𝑟𝑟
𝑀𝑀0a2 = 𝜇𝜇 ∙ 𝐷𝐷a2 ∙ 𝑆𝑆a2
𝑆𝑆b = 𝑆𝑆 − 𝑆𝑆a

𝐷𝐷b = 𝑀𝑀0b ⁄(𝜇𝜇 × 𝑆𝑆b )𝑀𝑀0b = 𝑀𝑀0 − 𝑀𝑀0a𝜎𝜎b = (𝐷𝐷b ⁄𝑊𝑊b ) ∙ �𝜋𝜋 1⁄2 ⁄𝐷𝐷a � ∙ 𝑟𝑟 ∙ ∑ 𝛾𝛾𝑖𝑖 3 ∙ 𝜎𝜎a ，𝑊𝑊b = 𝑊𝑊

全国地震動予測地図 2009 年版における詳細法用の「地震基盤以深の地殻構造」の上部地殻の値

Along Strike

NE

▽GL

70°
2㎞

アスペリティ2
アスペリティ1

Da2=1.6m

D a1=2.3m
σ a=15.6MPa

18㎞

背景領域

16.9㎞

★
D b =0.8m
σ b=2.7MPa

破壊開始点

34㎞

図9

初期震源断層モデル（Model-I）のモデル図

34

18㎞

Depth

Along Dip

2.13㎞

SW

10km

図 10

微動アレイ探査（小）観測地点（地理院タイルに加筆）

赤枠は本検討の浅部地盤構造モデル化の範囲、薄い赤枠は Senna et al.(2018)の浅部地盤構造モデル化の範囲を示す。黒丸は Senna et al. (2018)で使用した観測地点（473 地点）、赤丸は追加した観測地点（854 地点）を示す。

KMMA027
KMMA033

KMMA034

KMMA040

図 11

微動アレイ探査（大）観測地点（地理院タイルに加筆）

黄三角は Senna et al. (2018)で使用した観測地点（26 地点）、赤三角は追加した観測地点（16 地点）を示す。グレーの点線で示した範囲が深部地盤構造モデル化範囲を示す。

35

KMMA027

KMMA033

KMMA034（KMM005、K-NET 大津）

図 12

KMMA040（KMM007、K-NET 高森）―

J-SHIS V2 モデル―

浅部・深部統合地盤構造モデル

●

観測記録

ジョイントインバージョンに基づく調整結果の例

KMMA0XX は微動アレイ探査(大)地点名を示す。地点名に続く括弧には近傍の強震観測点名を示す。

36

( b ) Senna et al.(2018)の深部地盤構造モデル( a ) J-SHIS V2 モデル( c )本検討で使用した深部地盤造モデル

図 13

深部地盤構造モデルの上面深度分布（Vs 2700 m/s 層の例）

図中のグレーの線は、SD モデルの深部地盤構造のモデル化範囲を示す。

37

表3

本検討で使用した深部地盤構造モデルにおける各層の物性値

No.

Vp（m/s）

Vs（m/s）

密度(kg/m3)

Qp

Qs

1

1600

350

1850

60

60

2

1600

400

1850

60

60

3

1700

450

1900

60

60

4

1800

500

1900

60

60

5

2000

600

1900

100

100

6

2400

900

2050

100

100

7

2500

1100

2150

150

150

8

4000

2100

2400

200

200

層区分

使用した層構造熊本地方の浅部・深部地盤構造モデルとして追加した構造堆積層*
J-SHIS V2モデルの層厚を調整した構造

9

5000

2700

2500

200

200

10

5500

3100

2600

300

300

11

5500

3200

2650

300

300

12

5800

3400

2700

680

400 上部地殻第2層

13

6400

3800

2800

680

400

下部地殻

14

7500

4500

3200

850

500

マントル

地震基盤**J-SHIS V2モデルの層厚を調整した構造全国１次地下構造モデル（暫定版）* 熊本地方の堆積層に見られる主な速度層として設定。
** J-SHIS V2モデルのVs2700m/s層より深い層のうち、熊本地方で見られる層。
調整した深部地盤構造と逆転する箇所においては調整した構造を優先して層境界を設定。

38

図 14

検証に用いた地震（☆）と観測点（△）
赤枠は計算領域を示す。
表4

検証に用いた地震の諸元

震源位置は気象庁、震源メカニズム解、地震モーメントは F-net による。
Date

Lat.

Lon.

Depth

Mw

(km)

M0

Strike

Dip

Rake

(Nm)

Pulse width,
(sec)

1

2016.04.14 22:38

32.6768130.7352

11.1

4.9

2.42e+16

213

74

171

0.68

2

2016.04.14 23:43

32.7670130.8273

14.2

4.9

2.71e+16

279

67

-22

0.70

3

2016.04.16 09:48

32.8470130.8350

15.9

5.1

6.27e+16

230

38

-112

0.93

4

2016.04.16 16:02

32.6992130.7200

12.3

5.1

5.65e+16

255

30

-88

0.90

5

2016.04.19 20:47

32.5718130.6532

10.8

4.9

2.13e+16

202

81

-173

0.65

6

2016.08.31 19:46

32.7217130.6172

12.8

4.9

2.96e+16

262

32

-108

0.72

注：最右列のパルス幅は、地震動シミュレーションのすべり速度時間関数として用いた
smoothed ramp 関数のパルス幅を意味しており、経験式（Sommerville et al., 1999）による断層面
積から円形断層を仮定して求めた等価半径を破壊伝播速度（2.52km/s と仮定）で除して算出した。

表5

検証で行った三次元差分法計算の条件

第 1 領域の格子サイズ（単位：ｍ）
dx1

dy1

dz1

70

70

35

第 1 領域の格子数
1263

1203

時間間隔（秒）
0.00357143
時間ステップ数

141

28000

※第 2 領域の格子サイズは 3 方向とも第 1 領域の 3 倍（5km 以深）39

SD モデルJ-SHIS

V2 モデル

全国１次モデル

図 15 3 つの地下構造モデルの主な速度層の上面深度分布図

40

(a) KMM006 (K-NET 熊本)(b) KMM008 (K-NET 宇土)

図 16

深部地盤構造モデルの検証における観測波形と計算波形の比較(その１)示している波形は、0.1Hz～0.5Hz のバンドパスフィルタを施した速度波形（単位は cm/s）。

41

(c) KMMH14 (KiK-net 豊野)(d) KMMH16 (KiK-net 益城)

図 16

深部地盤構造モデルの検証における観測波形と計算波形の比較(その２)示している波形は、0.1Hz～0.5Hz のバンドパスフィルタを施した速度波形（単位は cm/s）。

42

図 17

深部地盤構造モデルの検証における計算波形の最大速度分布の比較

最大速度は、0.1-0.5Hz のバンドパスフィルタを施した波形に基づく。

43

SD モデルの深部地盤構造モデル化範囲

図 18 SD、J-SHIS、JIVSM の各地下構造モデルに対する K-NET、KiK-net 観測点における各周期帯の CGOF 値（左上：微地形区分（若松・松岡，2013））

図 19

６つの地震に対する GOF の周期ごとの観測点平均（実線）と標準偏差（破線）44図 20 6 つの地震に対する観測波形と SD モデルによる計算波形から読み取ったP 波走時と S 波走時（reduced travel time）の比較
各パネル内の上段は走時差の空間分布（星印は震央）、下段は観測走時（青丸）と計算走時（赤丸）の比較。Reduced travel time の計算には、上部地殻に相当する P 波速度（5.5km/s）と S 波速度（3.1km/s）
を用いた。

45

(a)ボーリングデータ(b)微動アレイ探査（小）データ

senna(2018)モデル
作成範囲(c)微地形区分（若松・松岡，2013）

山地

山麓地

丘陵

火山地

火山山麓地

火山性丘陵

岩石台地

砂礫質台地

ローム台地

谷底低地

扇状地

自然堤防

後背湿地

旧河道・旧池沼

三角州・海岸低地

砂州・砂礫州砂丘

砂州・砂丘間低地

干拓地

埋立地

磯・岩礁

河原

河道

湖沼

図 21

本報告における浅部
深部統合地盤モデル
作成範囲(d)100 万分の 1 地質図

浅部地盤構造モデルの作成に使用したデータの分布図（地理院タイルに加筆）
赤枠は浅部地盤構造モデルを作成した範囲を示す。

46

(a) 若松・松岡（2013）による微地形区分に基づく AVS30GL(b)浅部・深部統合地盤構造モデルを用いて求めた AVS30GL

図 22

若松・松岡（2013）による微地形区分に基づく表層 30m の平均 S 波速度（AVS30GL）と本検討で使用した浅部・深部統合地盤構造モデルに基づく AVS30GL の比較（広域）（赤枠は浅部地盤構造モデルを作成した範囲を示す。）（地理院タイルに加筆）
47

表6

本検討における強震動計算の概要（青字は付録に掲載した震源断層モデルの計算に使用）
工学的基盤上の計算波形
広帯域地震動計算手法
マッチング周期長周期地震動計算手法

ハイブリッド合成法
1秒
三次元有限差分法（GMS、青井・他[2004］）

差分格子

第1領域：50m（深さ方向400グリッドまで）
第2領域：150m（それより深い領域）

解析範囲

東西131km，南北125km，深さ60km

解析時間刻み
最小Vs
有効周期
震源モデル

0.0025秒
350m/s0.8秒程度（50ｍ×5/Vsmin)以上
100m間隔の点震源で離散化

すべり速度時間関数

地震発生域：中村・宮武（2000）、
浅部領域(背景領域)：Smoothed Ramp 関数
浅部領域(大すべり域)：Smoothed Ramp 関数
又は中村・宮武（2000）

短周期地震動計算手法

地震発生層における計算浅部領域
における計算地震基盤のVs
地震基盤の密度
地震発生層のVs
地震発生層の密度
地震基盤のVs
地震基盤の密度
地震発生層のVs
地震発生層の密度f max
放射特性係数伝播経路のQ値（ f/f max ) m
小断層による地震基盤波の経時特性
震源モデル
共通

統計的グリーン関数法（壇・佐藤［1998］,壇・他 [2000]）
3400m/s
2700kg/m 33400m/s
2700kg/m 3
3200m/s
2650kg/m 3
3200m/s
2650kg/m 3
6Hz
0.445
110ｆ 0.69 （ｆ≥1Hz）、110（f<1Hz）(佐藤・他[1994b]）m=4.2 (佐藤・他[1994b]）
経験的経時特性モデル（佐藤・他[1994a]）
2㎞間隔の点震源で離散化

地下構造モデル

熊本地方の浅部・深部統合地盤構造モデル（Senna et al.[2018])を拡張したモデルとJ-SHIS V2を結合したモデル

出力地点の間隔

1㎞メッシュ

観測記録との比較に用いる評価地点

K-NET、KiK-net、気象庁観測点、
自治体震度観測点

計算手法
評価地点の間隔

地表の計測震度2章（３）強震動評価手法に示す手法による。
250ｍメッシュ48

☆破壊開始点位置、□K-NET 及び KiK-net 観測点、△気象庁及び地方自治体観測点■熊本平野、■菊地平野、□八代平野、■阿蘇・九重方面、■福岡・佐賀方面■天草方面、■熊本南東部・宮崎方面
図 23

本検討における計算対象領域

初期震源断層モデル（Model-I）、Model-III 及び III52 の各震源断層モデルの
地表投影位置（灰色実線）と観測点分布49

( a ) PGV 分布 ( Model-I)

図 24( b ) PGV 比（計算/観測）分布 ( Model-I)

初期震源断層モデル（Model-I）による評価観測された地表の PGV と工学的基盤上面で計算された PGV の分布
及び PGV 比（計算/観測）分布
観測値はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した地表波形（KiK-net は地中の観測記録を使用）の PGV、計算値は 1Hz の LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における計算波形の PGV を使用。

図 25

初期震源断層モデル（Model-I）による評価

観測点ごとの観測された地表の PGV と工学的基盤上面で計算された PGV の比較
観測値はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した地表波形（KiK-net は地中の観測記録を使用）の PGV、計算値は 1Hz の LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における計算波形の PGV を使用。

50

( a ) 西原村小森( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 26

初期震源断層モデル（Model-I）による評価

断層ごく近傍の観測点における LPF 処理を施した速度波形の比較
観測波形はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した波形（KiK-net 益城は地中記録、その他は地表記
録を使用）、計算波形は 1Hz の LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における波形を使用。
波形に添えている数字は最大振幅を示す。

51

( a ) 西原村小森( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 27

初期震源断層モデル（Model-I）による評価

断層ごく近傍の観測点における LPF 処理を施した変位波形の比較
観測波形はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した波形（KiK-net 益城は地中記録、その他は地表記
録を使用）、計算波形は 1Hz の LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における波形を使用。
波形に添えている数字は最終変位量（20～30 秒の間の平均値）を示す。

52

( a ) 西原村小森( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 28

初期震源断層モデル（Model-I）による評価

断層ごく近傍の観測点におけるハイブリッド合成法による速度波形の比較
計算波形はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における波形を使用。参考として地表における観測記録を併記。波形に添えている数字は最大振幅（cm/s）を示す。

53

( a ) 西原村小森( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 29

初期震源断層モデル（Model-I）による評価

断層ごく近傍の観測点におけるハイブリッド合成法による擬似速度応答スペクトル（h=5%）の比較
観測値は地表での値を SD モデルから求めた AVS30GL を用いて Kanno et al. (2006)の関係により工学的
基盤上面相当値に換算した応答スペクトル、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における応答スペクトルを使用。

54

( a ) 計測震度分布 (Model-I)

図 30( b )計測震度差（計算-観測）分布 (Model-I)

初期震源断層モデル（Model-I）による評価観測された震度と計算された震度の分布及び計測震度差（計算-観測）分布
観測値は地表波形に基づき算出した計測震度、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における計算波形に表層における増幅を考慮（詳細は第２章（３）参照）し算出した計測震度を使用。

図 31

初期震源断層モデル（Model-I）による評価

観測点ごとの計測震度の観測値と計算値の比較
観測値は地表波形に基づき算出した計測震度、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における計算波形に表層における増幅を考慮（詳細は第２章（３）参照）し算出した計測震度を使用。

55

表 7 本検討で強震動計算を実施したケース一覧
浅部領域のすべり速度時間関数

浅部領域
ケース

震源断層モデル名

断層
長さ

地震発生層内のＭ₀(Nm)

拡張

アスペリティ
位置*

有：〇

***

浅部領域拡張の場合の浅部領域の短周期地震****

スケーリング方法**
背景領域

無：ー

浅部
地盤
モデル

大すべり域

大すべり
域
有：〇
無：－

長周期

広帯域

地震動

地震動

（差分法計算）（ﾊｲﾌﾞﾘｯﾄﾞ計算）

掲載

掲載

有：〇

有：〇

無：－

無：－

掲載箇所

1

Model-Ⅰ34km

1.86E+19

断層中心

ー

ー

ー

ー

ー

SD

ー

〇

〇

3章、４章(1)2Model-Ⅱ34km

3.73E+19

断層中心

ー

ー

ー

ー

ー

SD

ー

〇

〇

4章(1)、(2)、(3)

3

Model-Ⅱ23

34km

4.29E+19

断層中心

ー

ー

ー

ー

ー

SD

ー

〇

〇

4章(1)

4

Model-Ⅲ46km

3.41E+19

断層中心

ー

ー

ー

ー

ー

SD

ー

〇

〇

4章(2)

5

Model-Ⅲ5252km

4.36E+19

断層中心

ー

ー

ー

ー

ー

SD

ー

〇

〇

4章(2)

6

Model-Ⅱ_U1

34km

3.73E+19

地震発生層上端

ー

ー

ー

ー

ー

SD

ー

〇

〇

4章(3)

7

Model-Ⅱ_U1_S1

34km

4.47E+19

地震発生層上端〇

S1

Smoothed ramp

ー

ー

SD

ー

〇

〇

4章(3)、(4)、(5)、付録

8

Model-Ⅱ_U1_S2

34km

3.84E+19

地震発生層上端〇

S2

Smoothed ramp

ー

ー

SD

ー

〇

〇

4章(3)

9

Model-Ⅱ_U1_S1_L434km

4.53E+19

地震発生層上端〇

S1

Smoothed ramp

Smoothed ramp

ー

SD

〇

〇

〇

4章(4)、付録

10

Model-Ⅱ_U1_S1

34km

4.47E+19

地震発生層上端〇

S1

Smoothed rampーー

J-SHIS

ー

〇

ー

4章(5)

11

Model-Ⅱ_U1_S1_NM

34km

4.47E+19

地震発生層上端

〇

S1

中村・宮武

ー

ー

SD

ー

〇

〇

付録

12

Model-Ⅱ_U1_S1_NM_HYBshal

34km

4.47E+19

地震発生層上端

〇

S1

中村・宮武

ー

背景領域（浅部領域全体）

SD

ー

ー

〇

付録

13

Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM

34km

4.53E+19

地震発生層上端〇

S1

Smoothed ramp

中村・宮武

ー

SD

〇

〇

〇

付録

14

Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM_HYBshal

34km

4.53E+19

地震発生層上端〇

S1

Smoothed ramp

中村・宮武

浅部大すべり域のみ

SD

〇

ー

〇

付録

*地震発生層内の断層面における北東側のアスペリティの位置**浅部領域を含めてスケーリング＝Ｓ１、浅部領域を含めずスケーリングし、浅部領域を背景領域として追加＝Ｓ２***地震発生層のすべり速度時間関数は中村・宮武（2000）を使用****地震発生層内には短周期震源を設定

56

表 8 本検討で使用した震源断層モデルごとの断層パラメータ（その１）Model-Ⅰ

Model-ⅡModel-Ⅱ_U1

Model-Ⅱ_U1_S1

Model-Ⅱ_U1_S2

Model-Ⅱ23

32.9134 (地中)131.0226 (地中)2
N233°E
70
-160
34
2
18
－
17.03
－
578.91578.91
34
18
2100
2.4
1.06E+103400
2.7
3.12E+10－
1.86E+19

32.9134 (地中)131.0226 (地中)2
N233°E
70
-160
34
2
18
－
17.03
－
578.91578.91
34
18
2100
2.4
1.06E+103400
2.7
3.12E+10－
3.73E+19

32.9080(地表)131.0274(地表)0N233°E
70
-160
34
2
18
2.13
17.03
72.36
578.91651.28
34
20
2100
2.4
1.06E+103400
2.7
3.12E+10
1.28E+18
4.34E+19

32.9080(地表)131.0274(地表)0N233°E
70
-160
34
2
18
2.13
17.03
72.36
578.91651.28
34
20
2100
2.4
1.06E+103400
2.7
3.12E+10
1.13E+18
3.73E+19

32.9134 (地中)131.0226 (地中)2
N233°E
70
-160
34
2
18
－
17.03
－
578.91578.91
34
18
2100
2.4
1.06E+103400
2.7
3.12E+10－
4.29E+19

3.73E+192)
7.0
2.06

4.47E+193)
7.0
2.32

3.84E+194)
7.0
2.06

4.29E+195)
7.0
2.37

平均応力降下量Δσ [MPa]1.86E+191）
6.8
1.03
3.3

3.1 6)

3.1 6)

3.1 6)

3.1 6)

短周期レベルA [Nm/s 2 ]1.41E+19

1.30E+19 7)

1.38E+19 7)

1.30E+19 7)

1.30E+19 7)

121.182.06
15.6
7.80E+18
80.79
2.29
5.77E+18
10 x 840.39
1.62
2.04E+18
6x6
457.730.76
1.08E+19
2.7
－
－
－
－
－
－

127.36
4.13
14.1
1.64E+19
84.91
4.57
1.21E+19
10 x 842.45
3.23
4.29E+188x6
451.55
1.48
2.09E+19
2.5
－
－
－
－
－
－

143.284.64
14.1
2.08E+19
95.52
5.15
1.53E+19
12 x 847.76
3.64
5.42E+188x6
435.63
1.67
2.27E+19
2.3
－
－
－
72.36
1.67
1.28E+18

127.36
4.13
14.1
1.64E+19
84.91
4.57
1.21E+19
10 x 842.45
3.23
4.29E+188x6
451.55
1.48
2.09E+19
2.5
－
－
－
72.36
1.48
1.13E+18

127.36
4.75
14.1
1.89E+19
84.91
5.26
1.39E+19
10 x 8
42.45
3.72
4.93E+188x6
451.551.70
2.40E+19
2.5
－
－
－
－
－
－

8.51
2.29
15.6
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
6.39
1.62
15.6
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
17.03
0.76
2.7
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
－
－
－
－
－
－
－
－

8.51
4.57
14.1
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
6.39
3.23
14.1
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
17.03
1.48
2.5
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
－
－
－
－
－
－
－
－

8.51
5.15
14.1
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
6.39
3.64
14.1
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
17.03
1.67
2.3
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
－
－
－
－
－
－
－
－

8.51
4.57
14.1
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
6.39
3.23
14.1
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
17.03
1.48
2.5
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
－
－
－
－
－
－
－
－

8.51
5.26
14.1
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
6.39
3.72
14.1
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
17.03
1.70
2.5
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
－
－
－
－
－
－
－
－

ライズタイム t r[sec]

－

－

－

－

－

断層幅 W b [km]fmax [Hz]

－
－
－
－
－
－
－
－

－
－
－
－
－
－
－
－

－
－
－
－
－
－
－
－

－
－
－
－
－
－
－
－

－
－
－
－
－
－
－
－

ライズタイム t r[sec]

－

－

2.5

2.5

－

モデル
巨視的震源パラメータ
断層モデル原点 北緯[°]東経[°]
断層モデル上端深さD 0 [km]走向θ
傾斜角δ [°]
すべり角γ [°]
震源断層長さL [km]地震発生層上限深さ（浅部領域深さ）H s [km]地震発生層下限深さH d [km]震源断層幅(浅部領域)Ｗ shallow [km]震源断層幅(地震発生層)Ｗ deep [km]震源断層面積（浅部領域）S shallow [km2 ]震源断層面積（地震発生層）S deep [km2 ]震源断層面積（浅部領域+地震発生層）S [km2 ]断層モデル長さL MODEL [km]断層モデル幅W MODEL [km]浅部領域のS波速度 V sshallow [m/s]
浅部領域の密度ρ shallow [t/m3 ]浅部領域の剛性率μ shallow [N/m2 ]地震発生層のS波速度 V sdeep [m/s]
地震発生層の密度ρdeep [t/m3 ]地震発生層の剛性率μ deep [N/m2 ]浅部領域の地震モーメントM 0shallow [Nm]
地震発生層の地震モーメントM 0deep [Nm]
地震モーメントM 0 [Nm]
モーメントマグニチュードM W
平均すべり量D [m]

微視的震源パラメータ

アスペリ
ティ

面積S a [km2 ]平均すべり量D a [m]実効応力σa [MPa]
地震モーメントM 0a [Nm]

地
震
発
生
層

アスペリ
ティ1

面積S a1 [km2 ]平均すべり量D a1 [m]
地震モーメントM 0a1 [Nm]
計算用面積 [km x km]

アスペリ
ティ2

面積S a2 [km2 ]平均すべり量D a2 [m]
地震モーメントM 0a2 [Nm]
計算用面積 [km x km]

背景領域

面積S b [km2 ]平均すべり量D b [m]
地震モーメントM 0b [Nm]
実効応力σb [MPa]

浅 大すべり域
部
領域
背景領域

面積S shal_a [km2 ]すべり量D shal_a [m]
地震モーメントM 0shal_a [Nm]
面積S shal_b [km2 ]すべり量D shal_b [m]
地震モーメントM 0shal_b [Nm]

すべり速度時間関数パラメータ
断層幅 W a１ [km]
最終すべり量 D a1 [m]アスペリティ1

実効応力 σ a [Mpa]中村・宮武 S波速度 Vs
deep [km/s]（2000）
3
パラメータ 密度 ρ deep [t/m ]剛性率 μ deep [N/m2 ]破壊伝播速度 V r deep [m/s]fmax [Hz]断層幅 W a2 [km]地
震発 アスペリティ2
生層

最終すべり量 D a2 [m]実効応力 σ a [Mpa]中村・宮武 S波速度 Vs
deep [km/s]（2000）
3
密度
ρ
[t/m
]
deep
パラメータ
剛性率 μ deep [N/m2 ]破壊伝播速度 V r deep [m/s]fmax [Hz]断層幅 W b [km]
最終すべり量 D b [m]背景領域

実効応力 σ b [Mpa]中村・宮武 S波速度 Vs
deep [km/s]（2000）
3
パラメータ 密度 ρ deep [t/m ]剛性率 μ deep [N/m2 ]破壊伝播速度 V r deep [m/s]fmax [Hz]断層幅 W a1 [km]
最終すべり量 D shal_a [m]実効応力 σ a [Mpa]大すべり域

中村・宮武 S波速度 Vs deep [km/s]（2000）密度 ρ deep [t/m3 ]パラメータ
剛性率 μ deep [N/m2 ]破壊伝播速度 V r deep [m/s]fmax [Hz]Smoothed
Ramp関数
パラメータ

浅
部
領
域

最終すべり量 D shal_b [m]実効応力 σ b [Mpa]

背景領域

中村・宮武 S波速度 Vs deep [km/s]（2000）密度 ρ deep [t/m3 ]パラメータ
剛性率 μ deep [N/m2 ]破壊伝播速度 V r deep [m/s]Smoothed
Ramp関数パラメータ1) 地震発生層のみでスケーリング, 2) [地震発生層のみでスケーリング]×2 , 3) [地震発生層+浅部領域でスケーリング]×2
4) [地震発生層のみでスケーリング]×2＋[地震発生層の背景領域のすべり量と浅部領域の面積・剛性率から計算した浅部領域の M0] ,5) [地震発生層のみでスケーリング]×2.3 , 6) レシピの暫定的な設定 , 7) レシピの暫定的な設定のアスペリティ面積比 22%より算出

57

表8
モデル
*：計算結果は付録に掲載

本検討で使用した震源断層モデルごとの断層パラメータ（その２）Model-Ⅲ

Model-Ⅲ52

Model-Ⅱ_U1_S1_NM*
Model-Ⅱ_U1_S1_NM_HYBshal*

Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM*
Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM_HYBshal*

32.9080(地表)131.0274(地表)0N233°E
70
-160
34
2
18
2.13
17.03
72.36
578.91651.28
34
20
2100
2.4
1.06E+103400
2.7
3.12E+10
1.91E+18
4.34E+19

32.9080(地表)131.0274(地表)0N233°E
70
-160
34
2
18
2.13
17.03
72.36
578.91651.28
34
20
2100
2.4
1.06E+103400
2.7
3.12E+10
1.28E+18
4.34E+19

32.9080(地表)131.0274(地表)0N233°E
70
-160
34
2
18
2.13
17.03
72.36
578.91651.28
34
20
2100
2.4
1.06E+103400
2.7
3.12E+10
1.91E+18
4.34E+19

4.47E+193)
7.0
2.32

4.53E+194)
7.0
2.32

Model-Ⅱ_U1_S1_L4

巨視的震源パラメータ
断層モデル原点 北緯[°]東経[°]
断層モデル上端深さD 0 [km]走向θ
傾斜角δ [°]
すべり角γ [°]
震源断層長さL [km]地震発生層上限深さ（浅部領域深さ）H s [km]地震発生層下限深さH d [km]震源断層幅(浅部領域)Ｗ shallow [km]震源断層幅(地震発生層)Ｗ deep [km]震源断層面積（浅部領域）S shallow [km2 ]震源断層面積（地震発生層）S deep [km2 ]震源断層面積（浅部領域+地震発生層）S [km2 ]断層モデル長さL MODEL [km]断層モデル幅W MODEL [km]浅部領域のS波速度 V sshallow [m/s]
浅部領域の密度ρ shallow [t/m3 ]浅部領域の剛性率μ shallow [N/m2 ]地震発生層のS波速度 V sdeep [m/s]
地震発生層の密度ρdeep [t/m3 ]地震発生層の剛性率μ deep [N/m2 ]浅部領域の地震モーメントM 0shallow [Nm]
地震発生層の地震モーメントM 0deep [Nm]32.9674(地中) 32.9998(地中)131.1082(地中) 131.1597(地中)2
2
N233°E
N233°E
70
70
-160
-160
46
52
2
2
18
18
－
－
17.03
17.03
－
－
783.23885.40783.23885.40
46
52
18
18
2100
2100
2.4
2.4
1.06E+10
1.06E+10
3400
3400
2.7
2.7
3.12E+10
3.12E+10－－
4.36E+19
3.41E+19
4.36E+191)
7.0
1.58
4.0

4.53E+194)
7.0
2.32

平均応力降下量Δσ [MPa]3.41E+191)
7.0
1.40
3.8

3.1 6)

3.1 6)

3.1 6)

短周期レベルA [Nm/s 2 ]1.72E+19

1.87E+19

1.38E+19 7)

1.38E+19 7)

1.38E+19 7)

200.55
2.79
14.8
1.75E+19133.703.09
1.29E+19
14 x 10
66.85
2.19
4.56E+188x8582.680.92
1.66E+19
3.0
－
－
－
－
－
－

246.02
3.16
14.5
2.42E+19
164.013.50
1.79E+19
14 x 12
82.01
2.47
6.33E+18
10 x 8639.370.97
1.94E+19
3.0
－
－
－
－
－
－

143.284.64
14.1
2.08E+19
95.52
5.15
1.53E+19
12 x 847.76
3.64
5.42E+188x6
435.63
1.67
2.27E+19
2.3
25.54
4.00
1.08E+18
46.82
1.67
8.26E+17

143.284.64
14.1
2.08E+19
95.52
5.15
1.53E+19
12 x 847.76
3.64
5.42E+188x6
435.63
1.67
2.27E+19
2.3
－
－
－
72.36
1.67
1.28E+18

143.284.64
14.1
2.08E+19
95.52
5.15
1.53E+19
12 x 847.76
3.64
5.42E+188x6
435.63
1.67
2.27E+19
2.3
25.54
4.00
1.08E+18
46.82
1.67
8.26E+17

10.64
3.09
14.8
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
8.51
2.19
14.8
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
17.03
0.92
3.0
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
－
－
－
－
－
－
－
－

12.77
3.50
14.5
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
8.51
2.47
14.5
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
17.03
0.97
3.0
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
－
－
－
－
－
－
－
－

8.51
5.15
14.1
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
6.39
3.64
14.1
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
17.03
1.67
2.3
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
－
－
－
－
－
－
－
－

8.51
5.15
14.1
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
6.39
3.64
14.1
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
17.03
1.67
2.3
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
－
－
－
－
－
－
－
－

8.51
5.15
14.1
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
6.39
3.64
14.1
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
17.03
1.67
2.3
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0
8.51
4.00
14.1
3400
2.7
3.12E+102448
6.0

ライズタイム t r[sec]

－

－

2.5

－

－

断層幅 W b [km]fmax [Hz]

－
－
－
－
－
－
－
－

－
－
－
－
－
－
－
－

－
－
－
－
－
－
－
－

17.03
1.67
2.3
3400
2.7
3.12E+10
2448
6.0

－
－
－
－
－
－
－
－

ライズタイム t r[sec]

－

－

2.5

－

2.5

地震モーメントM 0 [Nm]
モーメントマグニチュードM W
平均すべり量D [m]

微視的震源パラメータ

アスペリ
ティ

面積S a [km2 ]平均すべり量D a [m]実効応力σa [MPa]
地震モーメントM 0a [Nm]

地
震
発
生
層

アスペリ
ティ1

面積S a1 [km2 ]平均すべり量D a1 [m]
地震モーメントM 0a1 [Nm]
計算用面積 [km x km]

アスペリ
ティ2

面積S a2 [km2 ]平均すべり量D a2 [m]
地震モーメントM 0a2 [Nm]
計算用面積 [km x km]

背景領域

面積S b [km2 ]平均すべり量D b [m]
地震モーメントM 0b [Nm]
実効応力σb [MPa]

浅 大すべり域
部
領域
背景領域

面積S shal_a [km2 ]すべり量D shal_a [m]
地震モーメントM 0shal_a [Nm]
面積S shal_b [km2 ]すべり量D shal_b [m]
地震モーメントM 0shal_b [Nm]

すべり速度時間関数パラメータ
断層幅 W a１ [km]
最終すべり量 D a1 [m]アスペリティ1
地
震
発
生層

すべり速度 実効応力 σ a [Mpa]時間関数 S波速度 Vs
deep [km/s]
中村・宮武
密度 ρ deep [t/m3 ]（2000）

パラメータ 剛性率 μ deep [N/m2 ]破壊伝播速度 V r deep [m/s]fmax [Hz]断層幅 W a2 [km]

（
）

す
べ
アスペリティ2
り
速
度
時
間
関
数
背景領域

最終すべり量 D a2 [m]
すべり速度 実効応力 σ a [Mpa]時間関数 S波速度 Vs
deep [km/s]
中村・宮武
3
密度
ρ
[t/m
]
deep
（2000）
パラメータ 剛性率 μ deep [N/m2 ]破壊伝播速度 V r deep [m/s]fmax [Hz]断層幅 W b [km]
最終すべり量 D b [m]
すべり速度 実効応力 σ b [Mpa]時間関数 S波速度 Vs
deep [km/s]
中村・宮武
密度 ρ deep [t/m3 ]（2000）

パラメータ 剛性率 μ deep [N/m2 ]破壊伝播速度 V r deep [m/s]fmax [Hz]断層幅 W a1 [km]（浅部 大すべり域
領域

最終すべり量 D shal_a [m]
すべり速度 実効応力 σ a [Mpa]時間関数 S波速度 Vs
deep [km/s]
中村・宮武
密度 ρ deep [t/m3 ]（2000）
パラメータ 剛性率 μ deep [N/m2 ]破壊伝播速度 V r deep [m/s]

）

す
べ
り
速
度
時
間
関
数

fmax [Hz]Smoothed
Ramp関数パラメータ

最終すべり量 D shal_b [m]背景領域

すべり速度 実効応力 σ b [Mpa]時間関数 S波速度 Vs
deep [km/s]
中村・宮武
3
密度
ρ
[t/m
]
deep
（2000）
パラメータ 剛性率 μ deep [N/m2 ]破壊伝播速度 V r deep [m/s]Smoothed
Ramp関数パラメータ1) 地震発生層のみでスケーリング, 2) [地震発生層のみでスケーリング]×2 , 3) [地震発生層+浅部領域でスケーリング]×2
4) [地震発生層のみでスケーリング]×2＋[地震発生層の背景領域のすべり量と浅部領域の面積・剛性率から計算した浅部領域の M0] ,5) [地震発生層のみでスケーリング]×2.3 , 6) レシピの暫定的な設定 , 7) レシピの暫定的な設定のアスペリティ面積比 22%より算出

58

（ａ）

Model-Ⅱ

Along Strike
NE

70°

SW

▽GL

2㎞

アスペリティ 2
アスペリティ 1
Da1=4.57m
σa=14.1MPa

18km

18㎞

16.9㎞

Da2=3.23m
σa=14.1MPa

DepthAlong Dip

2.13km

背景領域 Db=1.48m
σb=2.5MPa:破壊開始点

34km（ｂ）

Model-Ⅱ_U1

Along Strike
NE

70°

SW

▽GL

2㎞

2.13km

Da1=4.57m
σa=14.1MPa

アスペリティ 2

18㎞

16.9㎞

Da2=3.23m
σa=14.1MPa

18km

Depth

Along Dip

アスペリティ 1

背景領域 Db=1.48m
σb=2.5MPa:破壊開始点

34km

Model-Ⅱ_U1_S1・Model-Ⅱ_U1_S1_NM＊
Dshal_b=1.67m
σb=2.3MPa

Along Strike
▽GL

NE

SW

背景領域

Along Dip

アスペリティ 1

20km■:短周期震源なし

図 32

アスペリティ 2

Da1=5.15m
σa=14.1MPa

背景領域

70°

Da2=3.64m
σa=14.1MPa

18.8㎞

Db=1.67m
σb=2.3MPa
34km:破壊開始点

本検討で使用した震源断層モデルのモデル図（その１）
＊

付録に掲載

59

20㎞

Depth

（ｃ）

（ｄ）

Model-Ⅱ_U1_S2
Dshal_b=1.48m
σb=2.5MPa

Along Strike
NE

▽GL

SW

背景領域

Da1=4.57m
σa=14.1MPa

20km

背景領域

70°

アスペリティ 2

20㎞

18.8㎞

Da2=3.23m
σa=14.1MPa

Db=1.48m
σb=2.5MPa
34km:破壊開始点■:短周期震源なし（ｅ）

Model-Ⅱ23

Along Strike
▽GL

NE

70°

SW

2㎞

2.13km

アスペリティ 1

Da1=5.26m
σa=14.1MPa

18km

Da2=3.72m
σa=14.1MPa

16.9㎞

背景領域 Db=1.70m
σb=2.5MPa
34km

図 32

:破壊開始点

本検討で使用した震源断層モデルのモデル図（その２）

60

18㎞

Depth

Along Dip

アスペリティ 2

DepthAlong Dip

アスペリティ 1

（ｆ）

Model-Ⅲ

Along Strike

70°

SW

▽GL

NE

2㎞

2.13km

アスペリティ 1
背景領域

18km

Da2=2.19m
σa=14.8MPa

Da1=3.09m
σa=14.8MPa

Db=0.92m
σb=3.0MPa

18㎞

16.9㎞

Depth

Along Dip

アスペリティ 2:破壊開始点

46km（ｇ）

Model-Ⅲ52

Along Strike
▽GL

70°

SW

2㎞

Db=0.97m
σb=3.0MPa

Da1=3.50m
σa=14.5MPa

52km

（ｈ）

:破壊開始点Model-Ⅱ_U1_S1_L4・Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM＊
Along Strike

Dshal_a=4.00m
σa=14.1MPa

▽GL

NE

20km

大すべり域

背景領域

アスペリティ 1

アスペリティ 2

Da1=5.15m
σa=14.1MPa

Da2=3.64m
σa=14.1MPa

Dshal_b=1.67m
σb=2.3MPa

SW

70°
18.8㎞

Db=1.67m
σb=2.3MPa

背景領域

34km
■:短周期震源なし

図 32

18㎞

16.9㎞

:破壊開始点

本検討で使用した震源断層モデルのモデル図（その３）
＊

付録に掲載
61

20㎞

Depth

背景領域

18km

Along Dip

Along Dip

アスペリティ 2
Da2=2.47m
σa=14.5MPa

アスペリティ 1

Depth

NE
2.13km（ｉ）

Model-Ⅱ_U1_S1_NM_HYBshal＊

Along Strike▽GLNE

Dshal_b=1.67m
σb=2.3MPa

SW

背景領域

70°

Along Dip

アスペリティ 1

18.8㎞

Da2=3.64m
σa=14.1MPa

背景領域

20㎞

Depth

20km

20㎞

Depth

アスペリティ 2

Da1=5.15m
σa=14.1MPa

Db=1.67m
σb=2.3MPa
34km:破壊開始点（ｊ）

Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM_HYBshal＊
Dshal_a=4.00m
σa=14.1MPa

Along Strike
NE

▽GL

SW

背景領域

大すべり域

Along Dip

Dshal_b=1.67m
σb=2.3MPa70°

アスペリティ 1

20km

アスペリティ 2

Da1=5.15m
σa=14.1MPa

Da2=3.64m
σa=14.1MPa

18.8㎞

背景領域 Db=1.67m
σb=2.3MPa34km■:短周期震源なし

図 32:破壊開始点

本検討で使用した震源断層モデルのモデル図（その４）
＊

付録に掲載

62

( a ) Model-II_U1_S1 の断層面上の Vs 及び( b ) Model-II_U1_S1_L4 の断層面上の Vs 及びモーメント解放量

モーメント解放量( c ) 断層トレース（震源断層モデル面と地表の交線）と断層ごく近傍の観測点の配置図
星印：破壊開始点

Along strike [km]図 33

震源断層モデルと断層ごく近傍の観測点の位置関係(a)及び(b)の上段は震源断層モデル上の SD モデルの Vs 分布、下段は三次元差分法における各点震源のモーメント解放量分布を示す。(c)の黒線は断層トレース（震源断層モデル面と地表の交線）、赤線はアスペリティ位置を示す。それぞれの図中の星印は破壊開始点を示す

63

Model-Ⅰ
Model-ⅡModel-Ⅱ23
Model-Ⅲ
Model-Ⅲ52○ 浅部領域なし△ 浅部領域あり（S1）□ 浅部領域あり（S2）◆ Kubo et al. (2016)▼ Asano & Iwata (2016)★ 吉田・他 (2016)(a) 地震モーメントと断層面積 (b) 地震モーメントと平均すべり量(c) 地震モーメントと短周期レベル

図 34

震源断層モデルごとの(a)地震モーメントと断層面積、(b) 地震モーメントと平均すべり量及び(c)地震モーメントと短周期レベルの比較(a)の赤線は観測された地震モーメント（F-net）を示し、黒線は入倉・三宅（2001）による地震モーメントと断層面積の経験的関係を示す。（c）の黒線は壇・他（2001）による地震モーメントと短周期レベルの経験的関係を示す。

64

( a ) PGV 分布 ( Model-Ⅰ )( d ) PGV 比（計算/観測）分布 ( Model-Ⅰ )( b ) PGV 分布 ( Model-Ⅱ )( e ) PGV 比（計算/観測）分布 ( Model-Ⅱ )( c ) PGV 分布 ( Model-Ⅱ23 )( f ) PGV 比（計算/観測）分布 ( Model-Ⅱ23 )図 35

初期震源断層モデルの断層面積を変えずに行う地震モーメントの調整観測された地表の PGV と工学的基盤上面で計算された PGV の分布 及び PGV 比（計算/観測）分布
観測値はカットオフ周波数１Hz の LPF 処理を施した地表波形（KiK-net は地中の観測記録を使用）の PGV、計算値は 1Hzの LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における計算波形の PGV を使用。

65

図 36

初期震源断層モデルの断層面積を変えずに行う地震モーメントの調整

観測点ごとの観測された地表の PGV と工学的基盤上面で計算された PGV の比較
観測値はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した地表波形（KiK-net は地中の観測記録を使用）の PGV、計算値は 1Hzの LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における計算波形の PGV を使用。

66

( a ) 西原村小森( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 37

初期震源断層モデルの断層面積を変えずに行う地震モーメントの調整
断層ごく近傍の観測点における LPF 処理を施した速度波形の比較

観測波形はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した波形（KiK-net 益城は地中記録、その他は地表記録を使用）、計算
波形は 1Hz の LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における波形を使用。波形に添えている数字は最大振
幅を示す。

67

( a ) 西原村小森( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 38

初期震源断層モデルの断層面積を変えずに行う地震モーメントの調整
断層ごく近傍の観測点における LPF 処理を施した変位波形の比較

観測波形はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した波形（KiK-net 益城は地中記録、その他は地表記録を使用）、計算
波形は 1Hz の LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における波形を使用。波形に添えている数字は最終変
位量（20～30 秒の間の平均値）を示す。

68

( a ) 西原村小森( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 39

初期震源断層モデルの断層面積を変えずに行う地震モーメントの調整

断層ごく近傍の観測点におけるハイブリッド合成法による速度波形の比較
計算波形はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における波形を使用。参考として地表における観測記録を併記。
波形に添えている数字は最大振幅（cm/s）を示す。

69

( a ) 西原村小森( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 40

初期震源断層モデルの断層面積を変えずに行う地震モーメントの調整

断層ごく近傍の観測点におけるハイブリッド合成法による擬似速度応答スペクトル（h=5%）の比較
観測値は地表での値を SD モデルから求めた AVS30GL を用いて Kanno et al. (2006)の関係により工学的基盤上面相当値に換算した応答スペクトル、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における応答スペクトルを使用。

70

( a ) 計測震度分布 ( Model-Ⅰ )( d )計測震度差（計算-観測）分布 ( Model-Ⅰ )( b ) 計測震度分布 ( Model-Ⅱ )( e )計測震度差（計算-観測）分布 ( Model-Ⅱ )( c ) 計測震度分布 ( Model-Ⅱ23 )( f )計測震度差（計算-観測）分布 ( Model-Ⅱ23 )図 41

初期震源断層モデルの断層面積を変えずに行う地震モーメントの調整観測された震度と計算された震度の分布及び計測震度差（計算-観測）分布
観測値は地表波形に基づき算出した計測震度、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における計算波形に表層における増幅を考慮（詳細は第２章（３）参照）し算出した計測震度を使用。

71

図 42

初期震源断層モデルの断層面積を変えずに行う地震モーメントの調整
観測点ごとの計測震度の観測値と計算値の比較

観測値は地表波形に基づき算出した計測震度、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における計算波形に表層における増幅を考慮（詳細は第２章（３）参照）し算出した計測震度を使用。

72

( a ) PGV 分布 ( Model-Ⅱ )( d ) PGV 比（計算/観測）分布 ( Model-Ⅱ )( b ) PGV 分布 ( Model-Ⅲ )( e ) PGV 比（計算/観測）分布 ( Model-Ⅲ )( c ) PGV 分布 ( Model-Ⅲ52 )( f ) PGV 比（計算/観測）分布 ( Model-Ⅲ52 )図 43

初期震源断層モデルの長さを変え断層面積を変更して行う地震モーメントの調整観測された地表の PGV と工学的基盤上面で計算された PGV の分布 及び PGV 比（計算/観測）分布
観測値はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した地表波形（KiK-net は地中の観測記録を使用）の PGV、計算値は 1Hzの LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における計算波形の PGV を使用。

73

図 44

初期震源断層モデルの長さを変え断層面積を変更して行う地震モーメントの調整

観測点ごとの観測された地表の PGV と工学的基盤上面で計算された PGV の比較
観測値はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した地表波形（KiK-net は地中の観測記録を使用）の PGV、計算値は 1Hzの LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における計算波形の PGV を使用。

74

( a ) 西原村小森( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 45

初期震源断層モデルの長さを変え断層面積を変更して行う地震モーメントの調整
断層ごく近傍の観測点における LPF 処理を施した速度波形の比較

観測波形はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した波形（KiK-net 益城は地中記録、その他は地表記録を使用）、計算
波形は 1Hz の LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における波形を使用。波形に添えている数字は最大振
幅を示す。

75

( a ) 西原村小森( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 46

初期震源断層モデルの長さを変え断層面積を変更して行う地震モーメントの調整
断層ごく近傍の観測点における LPF 処理を施した変位波形の比較

観測波形はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した波形（KiK-net 益城は地中記録、その他は地表記録を使用）、計算
波形は 1Hz の LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における波形を使用。波形に添えている数字は最終変
位量（20～30 秒の間の平均値）を示す。

76

( a ) 西原村小森( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 47

初期震源断層モデルの長さを変え断層面積を変更して行う地震モーメントの調整
断層ごく近傍の観測点におけるハイブリッド合成法による速度波形の比較

計算波形はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における波形を使用。参考として地表における観測記録を併記。
波形に添えている数字は最大振幅（cm/s）を示す。

77

( a ) 西原村小森( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 48

初期震源断層モデルの長さを変え断層面積を変更して行う地震モーメントの調整

断層ごく近傍の観測点におけるハイブリッド合成法による擬似速度応答スペクトル（h=5%）の比較
観測値は地表での値を SD モデルから求めた AVS30GL を用いて Kanno et al. (2006)の関係により工学的基盤上面相当値に換算した応答スペクトル、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における応答スペクトルを使用。

78

( a ) 計測震度分布 ( Model-Ⅱ )( d )計測震度差（計算-観測）分布 ( Model-Ⅱ )( b ) 計測震度分布 ( Model-Ⅲ )( e )計測震度差（計算-観測）分布 ( Model-Ⅲ )( c ) 計測震度分布 ( Model-Ⅲ52 )( f )計測震度差（計算-観測）分布 ( Model-Ⅲ52 )図 49

初期震源断層モデルの長さを変え断層面積を変更して行う地震モーメントの調整観測された震度と計算された震度の分布及び計測震度差（計算-観測）分布

観測値は地表波形に基づき算出した計測震度、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における計算波形に表層における増幅を考慮（詳細は第２章（３）参照）し算出した計測震度を使用。

79

図 50

初期震源断層モデルの長さを変え断層面積を変更して行う地震モーメントの調整
観測点ごとの計測震度の観測値と計算値の比較

観測値は地表波形に基づき算出した計測震度、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における計算波形に表層における増幅を考慮（詳細は第２章（３）参照）し算出した計測震度を使用。

80

( a ) PGV 分布 ( Model-Ⅱ )( e ) PGV 比（計算/観測）分布 ( Model-Ⅱ )( b ) PGV 分布 ( Model-Ⅱ_U1 )図 51( f ) PGV 比（計算/観測）分布 ( Model-Ⅱ_U1 )アスペリティの位置の調整及び浅部領域の震源断層の拡張観測された地表の PGV と工学的基盤上面で計算された PGV の分布 及び PGV 比（計算/観測）分布（その１）
観測値はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した地表波形（KiK-net は地中の観測記録を使用）の PGV、計算値は 1Hzの LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における計算波形の PGV を使用。

81

( c ) PGV 分布 ( Model-Ⅱ_U1_S1 )( g ) PGV 比（計算/観測）分布 ( Model-Ⅱ_U1_S1 )( d ) PGV 分布 ( Model-Ⅱ_U1_S2 )( h ) PGV 比（計算/観測）分布 ( Model-Ⅱ_U1_S2 )図 51

アスペリティの位置の調整及び浅部領域の震源断層の拡張観測された地表の PGV と工学的基盤上面で計算された PGV の分布 及び PGV 比（計算/観測）分布（その２）
観測値はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した地表波形（KiK-net は地中の観測記録を使用）の PGV、計算値は 1Hzの LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における計算波形の PGV を使用。

82

図 52

アスペリティの位置の調整及び浅部領域の震源断層の拡張

観測点ごとの観測された地表の PGV と工学的基盤上面で計算された PGV の比較
観測値はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した地表波形（KiK-net は地中の観測記録を使用）の PGV、計算値は 1Hzの LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における計算波形の PGV を使用。

83

( a ) 西原村小森( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 53

アスペリティの位置の調整及び浅部領域の震源断層の拡張

断層ごく近傍の観測点における LPF 処理を施した速度波形の比較
観測波形はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した波形（KiK-net 益城は地中記録、その他は地表記録を使用）、計算
波形は 1Hz の LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における波形を使用。波形に添えている数字は最大振
幅を示す。

84

( a ) 西原村小森( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 54

アスペリティの位置の調整及び浅部領域の震源断層の拡張

断層ごく近傍の観測点における LPF 処理を施した変位波形の比較
観測波形はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した波形（KiK-net 益城は地中記録、その他は地表記録を使用）、計算
波形は 1Hz の LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における波形を使用。波形に添えている数字は最終変
位量（20～30 秒の間の平均値）を示す。

85

緑：アスペリティ 地震発生層中央
青：アスペリティ 地震発生層上端（U1）
茶：浅部領域あり（S1）
赤：浅部領域あり（S2）Peak Velocity [ cm/s ]( ａ ) Fault-parallel [ SD ]( ｃ ) Fault-parallel [ J-SHIS V2 ]

200

200

100

100

0

0

-2000

-1000

0

1000

2000

3000

4000 -2000-1000

Peak Velocity [ cm/s ]( ｂ ) Fault-normal [ SD ]

1000

2000

3000

4000

( ｄ ) Fault- normal [ J-SHIS V2 ]

200

200

100

100

0

-2000

0

Distance from Fault [ m ]Distance from Fault [ m ]

0

-1000

0

1000

2000

3000

4000

-1000

0

1000
1000

2000
2000

3000

4000
4000

Distance from Fault [ m ]Distance from Fault [ m ]

図 55

-2000
-2000

西原村小森を通る南北測線における断層近傍の最大速度分布(a)及び(b)に、地下構造モデルとして SD モデルを用いた場合の西原村小森を通る南北測線（測線位置は図 4 の水色実線）における Model-II（緑）、II_U1（青）、II_U1_S1（茶）及び II_U1_S2（赤）の三次元差分法による工学的基盤上面での計算値の断層走向に対して平行成分と直交成分の分布をそれぞれ示す。(c)及び(d)は、地下構造モデルとして J-SHIS
V2 モデルを用いた場合の同様な図である。

86

Disp. Offset [ cm ]100▲：地震発生層のみ▲：浅部領域のみ▲：浅部領域＋地震発生層

0△：SD
×：J-SHIS V2

-100

西原村小森
-200

-2000

-1000

0

1000

2000

3000

4000

Distance from Fault [ m ]図 56

西原村小森を通る南北測線における断層近傍の最終変位量分布

本図は、西原村小森を通る南北測線（測線位置は図 4 の水色実線）における Model- II_U1_S2 の三次元差分法による工学的基盤上面での最終変位量（断層走向に対して平行成分）の計算値（赤）の分布を示す。地下構造モデルとして SD モ
デルを用いた場合を△で、J-SHIS V2 モデルを用いた場合を×で示し、併せて浅部領域のみ（灰）と地震発生層内のみ（青）の寄与を分離して示す。黒三角は、西原村小森観測点の位置を示す。

87

( a ) 西原村小森( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 57

アスペリティの位置の調整及び浅部領域の震源断層の拡張

断層ごく近傍の観測点におけるハイブリッド合成法による速度波形の比較
計算波形はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における波形を使用。参考として地表における観測記録を併記。
波形に添えている数字は最大振幅（cm/s）を示す。

88

( a ) 西原村小森( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 58

アスペリティの位置の調整及び浅部領域の震源断層の拡張

断層ごく近傍の観測点におけるハイブリッド合成法による擬似速度応答スペクトル（h=5%）の比較
観測値は地表での値を SD モデルから求めた AVS30GL を用いて Kanno et al. (2006)の関係により工学的基盤上面相当値に換算した応答スペクトル、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における応答スペクトルを使用。

89

( a ) 計測震度分布 ( Model-Ⅱ )( e )計測震度差（計算-観測）分布 ( Model-Ⅱ )( b ) 計測震度分布 ( Model-Ⅱ_U1 )( f )計測震度差（計算-観測）分布 ( Model-Ⅱ_U1 )図 59

アスペリティの位置の調整及び浅部領域の震源断層の拡張観測された震度と計算された震度の分布及び計測震度差（計算-観測）分布（その１）
観測値は地表波形に基づき算出した計測震度、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における計算波形に表層における増幅を考慮（詳細は第２章（３）参照）し算出した計測震度を使用。

90

( c ) 計測震度分布 ( Model-Ⅱ_U1_S1 )( g )計測震度差（計算-観測）分布 ( Model-Ⅱ_U1_S1 )( d ) 計測震度分布 ( Model-Ⅱ_U1_S2 )( h )計測震度差（計算-観測）分布 ( Model-Ⅱ_U1_S2 )図 59

アスペリティの位置の調整及び浅部領域の震源断層の拡張観測された震度と計算された震度の分布及び計測震度差（計算-観測）分布（その２）
観測値は地表波形に基づき算出した計測震度、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における計算波形に表層における増幅を考慮（詳細は第２章（３）参照）し算出した計測震度を使用。

91

図 60

アスペリティの位置の調整及び浅部領域の震源断層の拡張
観測点ごとの計測震度の観測値と計算値の比較

観測値は地表波形に基づき算出した計測震度、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における計算波形に表層における増幅を考慮（詳細は第２章（３）参照）し算出した計測震度を使用。

92

( a ) PGV 分布 ( Model-Ⅱ_U1_S1 )( b ) PGV 分布 ( Model-Ⅱ_U1_S1_L4 )図 61( c ) PGV 比（計算/観測）分布 ( Model-Ⅱ_U1_S1 )( d ) PGV 比（計算/観測）分布 ( Model-Ⅱ_U1_S1_L4 )浅部領域の大すべり域の設定観測された地表の PGV と工学的基盤上面で計算された PGV の分布 及び PGV 比（計算/観測）分布
観測値はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した地表波形（KiK-net は地中の観測記録を使用）の PGV、計算値は 1Hzの LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における計算波形の PGV を使用。

93

Model-Ⅱ_U1_S1
図 62 浅部領域の大すべり域の設定
Model-Ⅱ_U1_S1_L4

図 62

浅部領域の大すべり域の設定

観測点ごとの観測された地表の PGV と工学的基盤上面で計算された PGV の比較
観測値はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した地表波形（KiK-net は地中の観測記録を使用）の PGV、計算値は 1Hzの LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における計算波形の PGV を使用。

94

( a ) 西原村小森

ObsModel-Ⅱ_U1_S1
Model-Ⅱ_U1_S1_L4( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 63

浅部領域の大すべり域の設定

断層ごく近傍の観測点における LPF 処理を施した速度波形の比較
観測波形はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した波形（KiK-net 益城は地中記録、その他は地表記録を使用）、計算
波形は 1Hz の LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における波形を使用。波形に添えている数字は最大振
幅を示す。

95

( a ) 西原村小森

ObsModel-Ⅱ_U1_S1
Model-Ⅱ_U1_S1_L4( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 64

浅部領域の大すべり域の設定

断層ごく近傍の観測点における LPF 処理を施した変位波形の比較
観測波形はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した波形（KiK-net 益城は地中記録、その他は地表記録を使用）、計算
波形は 1Hz の LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における波形を使用。波形に添えている数字は最終変
位量（20～30 秒の間の平均値）を示す。

96

( a ) 西原村小森

ObsModel-Ⅱ_U1_S1
Model-Ⅱ_U1_S1_L4( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 65

浅部領域の大すべり域の設定

断層ごく近傍の観測点におけるハイブリッド合成法による速度波形の比較
計算波形はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における波形を使用。参考として地表における観測記録を併記。
波形に添えている数字は最大振幅（cm/s）を示す。

97

( a ) 西原村小森

ObsModel-Ⅱ_U1_S1_L4
Model-Ⅱ_U1_S1_L4( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 66

浅部領域の大すべり域の設定

断層ごく近傍の観測点におけるハイブリッド合成法による擬似速度応答スペクトル（h=5%）の比較
観測値は地表での値を SD モデルから求めた AVS30GL を用いて Kanno et al. (2006)の関係により工学的基盤上面相当値に換算した応答スペクトル、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における応答スペクトルを使用。

98

( a ) 計測震度分布 ( Model-Ⅱ_U1_S1 )( c )計測震度差（計算-観測）分布 ( Model-Ⅱ_U1_S1 )( b ) 計測震度分布 ( Model-Ⅱ_U1_S1_L4 )( d )計測震度差（計算-観測）分布( Model-Ⅱ_U1_S1_L4 )図 67

浅部領域の大すべり域の設定観測された震度と計算された震度の分布及び計測震度差（計算-観測）分布（その１）
観測値は地表波形に基づき算出した計測震度、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における計算波形に表層における増幅を考慮（詳細は第２章（３）参照）し算出した計測震度を使用。

99

Model-Ⅱ_U1_S1
Model-Ⅱ_U1_S1_L4
_L4

図 68

浅部領域の大すべり域の設定

観測点ごとの計測震度の観測値と計算値の比較
観測値は地表波形に基づき算出した計測震度、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における計算波形に表層における増幅を考慮（詳細は第２章（３）参照）し算出した計測震度を使用。

100

( a ) PGV 分布( c ) PGV 比（計算/観測）分布( Model-Ⅱ_U1_S1 (工学的基盤以深：SD） )( Model-Ⅱ_U1_S1 (工学的基盤以深：SD） )( b ) PGV 分布( d ) PGV 比（計算/観測）分布( Model-Ⅱ_U1_S1 (工学的基盤以深：J-SHIS V2)) ( Model-Ⅱ_U1_S1 (工学的基盤以深：J-SHIS V2))

図 69

深部地盤構造モデルの影響観測された地表の PGV と工学的基盤上面で計算された PGV の分布 及び PGV 比（計算/観測）分布
観測値はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した地表波形（KiK-net は地中の観測記録を使用）の PGV、計算値は 1Hzの LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における計算波形の PGV を使用。

101

Model-Ⅱ_U1_S1（SD）
Model-Ⅱ_U1_S1（J-SHIS V2）

図 70

深部地盤構造モデルの影響

観測点ごとの観測された地表の PGV と工学的基盤上面で計算された PGV の比較
観測値はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した地表波形（KiK-net は地中の観測記録を使用）の PGV、計算値は 1Hzの LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における計算波形の PGV を使用。

102

( a ) 西原村小森

ObsModel-Ⅱ_U1_S1 SD
Model-Ⅱ_U1_S1 J-SHIS V2( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 71

深部地盤構造モデルの影響

断層ごく近傍の観測点における LPF 処理を施した速度波形の比較
観測波形はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した波形（KiK-net 益城は地中記録、その他は地表記録を使用）、計算
波形は 1Hz の LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における波形を使用。波形に添えている数字は最大振
幅を示す。

103

( a ) 西原村小森

ObsModel-Ⅱ_U1_S1 SD
Model-Ⅱ_U1_S1 J-SHIS V2( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

図 72

深部地盤構造モデルの影響

断層ごく近傍の観測点における LPF 処理を施した変位波形の比較
観測波形はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した波形（KiK-net 益城は地中記録、その他は地表記録を使用）、計算
波形は 1Hz の LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における波形を使用。波形に添えている数字は最終変
位量（20～30 秒の間の平均値）を示す。

104

( a ) 計測震度分布( c ) 計測震度差（計算-観測）分布( Model-Ⅱ_U1_S1 (工学的基盤以深：SD）、( Model-Ⅱ_U1_S1 (工学的基盤以深：SD）、

工学的基盤以浅：改訂手法）

工学的基盤以浅：改訂手法）( b ) 計測震度分布( d ) 計測震度差（計算-観測）分布( Model-Ⅱ_U1_S1 (工学的基盤以深：SD）、( Model-Ⅱ_U1_S1 (工学的基盤以深：SD）、

工学的基盤以浅：従来手法）

図 73

工学的基盤以浅：従来手法）

浅部地盤構造モデルの影響観測された震度と計算された震度の分布及び計測震度差（計算-観測）分布（その１）
観測値は地表波形に基づき算出した計測震度、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における計算波形に表層における増幅を考慮（詳細は第２章（３）参照）し算出した計測震度を使用。

105

Model-Ⅱ_U1_S1 改訂手法
Model-Ⅱ_U1_S1 従来手法

図 74

浅部地盤構造モデルの影響

観測点ごとの計測震度の観測値と計算値の比較
観測値は地表波形に基づき算出した計測震度、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における計算波形に表層における増幅を考慮（詳細は第２章（３）参照）し算出した計測震度を使用。

106

【付

録】

地震発生層より浅い領域に震源断層を拡張した場合の追加検討（参考）付－1

本中間報告の第４章の第３項及び第４項においては、地震発生層より浅い領域（浅部領域）に震源断層を拡張した場合を検討したが、浅部大すべり域とそれ以外の浅部領域について、ともに応力降下量を 0MPa と仮定し、すべり速度時間関数としてパルス幅 2.5 秒のSmoothed ramp 関数を用い、短周期震源を配置しなかった。この検討において、浅部領域における短周期地震動の発生能力について意見が分かれていることから、本付録では、その研究的観点から様々なパラメータを予備的に考察するため、浅部領域で設定されたすべり
速度時間関数の違いや浅部領域への短周期震源の設定が地震動に与える影響について追加検討する。なお、浅部領域におけるすべり速度時間関数の設定については、本付録でも限られたケースのみを検討しており、2016 年熊本地震に最適となるよう調整を行っているもの
ではないことに留意する必要がある。
本付録では、浅部大すべり域を設定しない震源断層モデルと設定する震源断層モデルをわけて検討するが、設定しない震源断層モデルについては、第４章第３項で検討した ModelII_U1_S1 を基にして、浅部領域のすべり速度時間関数を中村・宮武（2000）の近似式に変更したもの（震源断層モデル名：Model-II_U1_S1_NM）と、その変更に加えて浅部領域に短周期震源を設定したもの（震源断層モデル名：Model-II_U1_S1_NM_HYBshal）を作成した。浅部領域で用いた中村・宮武（2000）の近似式や実効応力は、Model-II_U1_S1 の地震発生層内の背景領域で設定したものと同じ形状や値となるようにした。付図１(a)及び(b)に中村・宮武（2000）の近似式（黄）と Smoothed ramp 関数によるすべり速度時間関数（灰）とそのフーリエ振幅スペクトルの比較を示す。また、浅部領域における統計的グリーン関数法の要素断層は、地震発生層内と同様に 2km 間隔に分布させたため、浅部領域では要素断層は１列となっている。
浅部大すべり域を設定する震源断層モデルについては、第４章第４項で検討した ModelII_U1_S1_L4 を基にして、浅部大すべり域のすべり速度時間関数を中村・宮武（2000）の近似式に変更したもの（震源断層モデル名：Model-II_U1_S1_L4_NM）と、その変更に加
え て 浅 部 大 す べ り 域 に 短 周 期 震 源 を 設 定 し た も の （ 震 源 断 層 モ デ ル 名 ： ModelII_U1_S1_L4_NM_HYBshal）を作成した。浅部大すべり域で用いた中村・宮武（2000）の近似式や実効応力は、Model-II_U1_S1 の地震発生層内のアスペリティで設定したものと同じ形状や値となるようにした。浅部領域の浅部大すべり域以外の領域については、浅部大す
べり域におけるパラメータ変更の影響を確認する観点から、Model-II_U1_S1_L4 と同様にすべり速度時間関数はパルス幅 2.5 秒の Smoothed ramp 関数とし、短周期震源を設定しないこととした。付図１(a)及び(b)に浅部大すべり域に設定した中村・宮武（2000）の近似式（赤）と Smoothed ramp 関数（黒）によるすべり速度時間関数とそのフーリエ振幅スペク
トルの比較を示す。また、浅部大すべり域における統計的グリーン関数法の要素断層は、地
震発生層内と同様に 2km 間隔に分布させたため、浅部大すべり域では要素断層は１列となっている。
検 討した震 源断層 モデル の断層パ ラメー タを表 8 に、モ デル図を図 32（ ModelII_U1_S1_NM 、 Model-II_U1_S1_L4_NM 、 Model-II_U1_S1_NM_HYBshal 、 ModelII_U1_S1_L4_NM_HYBshal）にそれぞれ示す。
（１）浅部大すべり域を設定しない震源断層モデル
付－2ａ）工学的基盤上面における PGV の比較
工学的基盤上面における計算波形及び地表（KiK-net は地中の観測記録を使用）の観測波
形に LPF を施し、それらから得られた PGV の観測値と計算値を比較した。付図 2(a)～(b)に Model-II_U1_S1、II_U1_S1_NM における PGV 分布を、付図 2(c)～(d)にこれらの PGVの比（計算値／観測値）の分布を、付図 3 に観測点ごとの PGV の観測値と計算値の比較示
す。モデル同士の計算値の比較では、浅部領域のすべり速度時間関数を中村・宮武（2000）の近似式に変更した影響はほとんど見られず、観測値の再現性も Model-II_U1_S1 と比べて大きな違いはない。なお、本項での検討は LPF を施した長周期側での比較であるため、Model-II_U1_S1_NMの 浅 部 領 域 に 短 周 期 震 源 を 設 定 し た

Model-

II_U1_S1_NM_HYBshal については対象としなかった。
ｂ）断層ごく近傍での速度波形、変位波形及び擬似速度応答スペクトルの比較
断層ごく近傍の観測点である西原村小森、KiK-net 益城及び南阿蘇村河陽における LPFを施した観測値（KiK-net 益城は地中、その他は地表の観測記録を使用）と三次元差分法による工学的基盤上面での計算値の速度波形を付図 4 に、変位波形を付図 5 に示す。モデル同士の計算値の比較では、速度波形について、Model-II_U1_S1_NM は Model-II_U1_S1 に比べて、断層近傍の PGV がやや小さくなる傾向があるが、変位波形では大きな違いは見られない。なお、本項での検討は LPF を施した長周期側での比較であるため、ModelII_U1_S1_NM の浅部領域に短周期震源を設定した Model-II_U1_S1_NM_HYBshal については対象としなかった。
ハイブリッド合成法による工学的基盤上面における速度波形の計算波形を付図 6 に示す。
浅 部 領 域 の す べ り 速 度 時 間 関 数 を 中 村 ・ 宮 武 （ 2000 ） の 近 似 式 に 変 更 し た ModelII_U1_S1_NM は、Model-II_U1_S1 と比べて、西原村小森で水平動の振幅が小さくなるものの、その他の計算波形については大きな違いはない。浅部領域に短周期震源を設定したModel-II_U1_S1_NM_HYBshal と設定していない Model-II_U1_S1_NM を比べると、計算波形に大きな違いはない。ハイブリッド合成法による擬似速度応答スペクトル（h=5%）の計算値と観測値の比較を付図 7 に示す。モデル同士の計算値の比較では、西原村小森において Model-II_U1_S1_NM の計算値が Model-II_U1_S1 と比べて、周期 1 秒程度から長周期側でやや小さくなっているが、他の地点は大きな違いはない。西原村小森の擬似速度応
答スペクトルの違いは、付図 1(b)のフーリエ振幅スペクトルの違いと概ね整合的である。
Model-II_U1_S1_NM と II_U1_S1_NM_HYBshal の比較では、いずれの地点でも大きな違いは見られない。
ｃ）地表における計測震度の比較
ハイブリッド合成法による地表計測震度の計算値と観測値の分布を付図 8(a)～(c)に、地
表計測震度の差（計算値－観測値）の分布を付図 8(d)～(f)に、観測値と計算値の比較を付図9 に示す。モデル同士の計算値を比較すると、Model-II_U1_S1_L4、II_U1_S1_L4_NM 及び II_U1_S1_L4_NM_HYBshal で大きな違いはなく、浅部大すべり域を設定しない場合は、浅部領域のすべり速度時間関数の変更や短周期震源の設定の影響は見られない。短周期震源の設定の影響が見られないのは、浅部領域の実効応力を地震発生層内の背景領域と同じ
付－3小さな値に設定しているためと考えられる。
（２）浅部大すべり域を設定した震源断層モデルａ）工学的基盤上面における PGV の比較
工学的基盤上面における計算波形及び地表（KiK-net は地中の観測記録を使用）の観測波
形に LPF を施し、それらから得られた PGV の観測値と計算値を比較した。付図 10(a)～(b)に Model-II_U1_S1_L4、II_U1_S1_L4_NM における PGV 分布を、付図 10(c)～(d)にこれらの PGV の比（計算値／観測値）の分布を示す。モデル同士の計算値の比較では、浅部大す べ り 域 の す べ り 速 度 時 間 関 数 を 中 村 ・ 宮 武 （ 2000 ） の 近 似 式 に 変 更 し た ModelII_U1_S1_L4_NM は Smoothed ramp 関数を用いている Model-II_U1_S1_L4 に比べて、浅部大すべり域の近傍や破壊が進行する断層から北東方向の領域において、PGV が大きくなる。
付図 11 に示す観測点ごとの PGV の観測値と計算値の比較において、観測された PGV
が比較的大きな地点で、Model-II_U1_S1_L4_NM の計算値は、観測値と比べて過大評価となっている。なお、本項での検討は LPF を施した長周期側での比較であるため、ModelII_U1_S1_L4_NM の 浅 部 大 す べ り 域 に 短 周 期 震 源 を 設 定 し た ModelII_U1_S1_L4_NM_HYBshal については対象としなかった。
ｂ）断層ごく近傍での速度波形、変位波形及び擬似速度応答スペクトルの比較
断層ごく近傍の観測点である西原村小森、KiK-net 益城及び南阿蘇村河陽における LPFを施した観測値（KiK-net 益城は地中、その他は地表の観測記録を使用）と三次元差分法による工学的基盤上面での計算値の速度波形を付図 12 に、変位波形を付図 13 に示す。ModelII_U1_S1_L4_NM は Model-II_U1_S1_L4 と比べて、速度波形については、浅部大すべり
域により近い西原村小森や南阿蘇村河陽において PGV が大きくなり、観測値と比べても過大評価となる。一方、KiK-net 益城は浅部大すべり域から離れているため影響を受けていない。変位波形については、いずれの観測点においても両モデル間で大きな違いはなく、浅部
大すべり域を設定していない Model-II_U1_S1_NM や II_U1_S1（付図 5）と比べると、両モデルともに特に西原村小森で最終変位量が大きくなり再現性の改善が見られた。なお、本項での検討は LPF を施した長周期側での比較であるため、Model-II_U1_S1_L4_NM の浅部領域に短周期震源を設定した Model-II_U1_S1_L4_NM_HYBshal については対象としなかった。
ハイブリッド合成法による工学的基盤上面における速度波形の計算波形を付図 14 に示す。浅部大すべり域のすべり速度時間関数を中村・宮武（2000）の近似式に変更した ModelII_U1_S1_L4_NM は、Model-II_U1_S1_L4 と比べて、いずれの観測点においても両モデル間で最大値には大きな違いはない。浅部大すべり域に短周期震源を設定した ModelII_U1_S1_L4_NM_HYBshal と設定していない Model-II_U1_S1_L4_NM を比べると、西原村小森において南北成分の最大値が大きくなる。ハイブリッド合成法による擬似速度応
答スペクトル（h=5%）の計算値と観測値の比較を付図 15 に示す。KiK-net 益城や南阿蘇村河陽では各モデルの計算値を比較して大きな違いは見られないが、浅部大すべり域により近い西原村小森では、Model-II_U1_S1_L4_NM の計算値は、Model-II_U1_S1_L4 と比べて周期 2 秒程度から長周期側でやや小さくなり、観測値の再現性が向上している。この
付－4

違いは、付図 1(d)のフーリエ振幅スペクトルの違いと概ね整合的である。西原村小森のModel-II_U1_S1_L4_NM_HYBshalの 計 算 値 は 、 Model-II_U1_S1_L4_NM

や

II_U1_S1_L4 と比べて、概ね周期１秒より短周期側でやや大きな値となり、観測値と比べても過大評価の傾向が強くなる。
ｃ）地表における計測震度の比較
ハイブリッド合成法による地表計測震度の計算値と観測値の分布を付図 16(a)～(c)に、地
表計測震度の差（計算値－観測値）の分布を付図 16(d)～(f)に、観測点ごとの計測震度の観測値と計算値の比較を付図 17 に示す。Model-II_U1_S1_L4_NM の計算値は ModelII_U1_S1_L4 と比べて、浅部大すべり域近傍と断層から北東方向の領域において計測震度の 計 算 値 が 増 加 し て い る 。 Model-II_U1_S1_L4_NM_HYBshal の 計 算 値 は ModelII_U1_S1_L4_NM と比べて、浅部大すべり域近傍と断層から北東方向の領域において計測
震度の計算値が更に増加しており、観測値と比べると浅部大すべり域に近い領域で計測震度がやや過大になる地点はあるものの、観測値の再現性については大きな違いはない。
参考文献（アルファベット順）
Kanno, T., A. Narita, N. Morikawa, H. Fujiwara, and Y. Fukushima (2006): A new
attenuation relation for strong ground motion in Japan based on recorded data,
BulletinoftheSeismologicalSocietyof

America,96,

pp.879-897,

doi:

10.1785/0120050138.
中村洋光・宮武隆（2000）：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 第 2 輯，53，pp.1-9.

付－5

( ｂ )

slip(m)( ａ )time ( s )frequency ( Hz )付図-1 （a）「浅部大すべり域」及び「浅部領域（背景領域）」におけるすべり速度時間関数と（b）そのフーリエ振幅スペクトル
黒線は浅部大すべり域の Smoothed ramp 関数、灰線は浅部領域の Smoothed ramp 関数、赤線は浅部大すべり域の中村・宮武(2000)の近似式（地震発生層内の北東側のアスペリティと同じ）、黄線は浅部領域の中村・宮武（2000）の近似式（地震発生層内の背景領域と同じ）をそれぞれ示す。

付－6

( a ) PGV 分布( c ) PGV 比（計算/観測）分布( Model-Ⅱ_U1_S1 )( Model-Ⅱ_U1_S1 )( b ) PGV 分布( d ) PGV 比（計算/観測）分布( ｂ ) PGV 分布( c ) PGV 比（計算/観測）分布( Model-Ⅱ_U1_S1_NM )( Model-Ⅱ_U1_S1_NM )付図-2 浅部領域におけるすべり速度時間関数の影響（浅部大すべり域なし）
観測された地表の PGV と工学的基盤上面で計算された PGV の分布 及び PGV 比（計算/観測）分布
観測値はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した地表波形（KiK-net は地中の観測記録を使用）の PGV、計算値は 1Hzの LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における計算波形の PGV を使用。

付－7

Model-Ⅱ_U1_S1
Model-Ⅱ_U1_S1_NM

付図-3 浅部領域におけるすべり速度時間関数の影響（浅部大すべり域なし）
観測点ごとの観測された地表の PGV と工学的基盤上面で計算された PGV の比較
観測値はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した地表波形（KiK-net は地中の観測記録を使用）の PGV、計算値は 1Hzの LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における計算波形の PGV を使用。

付－8

( a ) 西原村小森

ObsModel-Ⅱ_U1_S1
Model-Ⅱ_U1_S1_NM( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

付図-4 浅部領域におけるすべり速度時間関数の影響（浅部大すべり域なし）
断層ごく近傍の観測点における LPF 処理を施した速度波形の比較
観測波形はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した波形（KiK-net 益城は地中記録、その他は地表記録を使用）、計算
波形は 1Hz の LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における波形を使用。波形に添えている数字は最大振
幅を示す。

付－9

( a ) 西原村小森

ObsModel-Ⅱ_U1_S1
Model-Ⅱ_U1_S1_NM( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

付図-5 浅部領域におけるすべり速度時間関数の影響（浅部大すべり域なし）
断層ごく近傍の観測点における LPF 処理を施した変位波形の比較
観測波形はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した波形（KiK-net 益城は地中記録、その他は地表記録を使用）、計算
波形は 1Hz の LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における波形を使用。波形に添えている数字は最終変
位量（20～30 秒の間の平均値）を示す。

付－10

( a ) 西原村小森

ObsModel-Ⅱ_U1_S1
Model-Ⅱ_U1_S1_NM_NM
Model-Ⅱ_U1_S1_NM_HYBshal_NM_HYBshal( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

付図-6 浅部領域におけるすべり速度時間関数・短周期震源の影響（浅部大すべり域なし）
断層ごく近傍の観測点におけるハイブリッド合成法による速度波形の比較
計算波形はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における波形を使用。参考として地表における観測記録を併記。
波形に添えている数字は最大振幅（㎝/s）を示す。

付－11

( a ) 西原村小森

ObsModel-Ⅱ_U1_S1
Model-Ⅱ_U1_S1_NM
Model-Ⅱ_U1_S1_NM_HYBshal( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

付図-7 浅部領域におけるすべり速度時間関数・短周期震源の影響（浅部大すべり域なし）
断層ごく近傍の観測点におけるハイブリッド合成法による擬似速度応答スペクトル（h=5%）の比較
観測値は地表での値を SD モデルから求めた AVS30GL を用いて Kanno et al. (2006)の関係により工学的基盤上面相当値に換算した応答スペクトル、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における応答スペクトルを使用。

付－12

( a ) 計測震度分布( d )計測震度差（計算-観測）分布( Model-Ⅱ_U1_S1 )( Model-Ⅱ_U1_S1 )( b ) 計測震度分布( e )計測震度差（計算-観測）分布(Model-Ⅱ_U1_S1_NM )(Model-Ⅱ_U1_S1_NM )( c ) 計測震度分布( f )計測震度差（計算-観測）分布(Model-Ⅱ_U1_S1_NM_HYBshal )(Model-Ⅱ_U1_S1_NM_HYBshal )付図-8 浅部領域におけるすべり速度時間関数・短周期震源の影響（浅部大すべり域なし）
観測された震度と計算された震度の分布及び計測震度差（計算-観測）分布
観測値は地表波形に基づき算出した計測震度、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における計算波形に表層における増幅を考慮（詳細は第２章（３）参照）し算出した計測震度を使用。

付－13

Model-Ⅱ_U1_S1
Model-Ⅱ_U1_S1_NM
Model-Ⅱ_U1_S1_NM_HYBshal

付図-9 浅部領域におけるすべり速度時間関数・短周期震源の影響（浅部大すべり域なし）
観測点ごとの計測震度の観測値と計算値の比較
観測値は地表波形に基づき算出した計測震度、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における計算波形に表層における増幅を考慮（詳細は第２章（３）参照）し算出した計測震度を使用。

付－14

( a ) PGV 分布 ( Model-Ⅱ_U1_S1_L4 )( c ) PGV 比（計算/観測）分布 ( Model-Ⅱ_U1_S1_L4 )( b ) PGV 分布 ( Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM ) ( d )PGV 比（計算/観測）分布 ( Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM )付図-10 浅部大すべり域におけるすべり速度時間関数の影響観測された地表の PGV と工学的基盤上面で計算された PGV の分布 及び PGV 比（計算/観測）分布
観測値はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した地表波形（KiK-net は地中の観測記録を使用）の PGV、計算値は 1Hzの LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における計算波形の PGV を使用。

付－15

Model-Ⅱ_U1_S1_L4
Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM

付図-11 浅部大すべり域におけるすべり速度時間関数の影響
観測点ごとの観測された地表の PGV と工学的基盤上面で計算された PGV の比較
観測値はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した地表波形（KiK-net は地中の観測記録を使用）の PGV、計算値は 1Hzの LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における計算波形の PGV を使用。

付－16

( a ) 西原村小森

ObsModel-Ⅱ_U1_S1_L4
Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

付図-12 浅部大すべり域におけるすべり速度時間関数の影響
断層ごく近傍の観測点における LPF 処理を施した速度波形の比較
観測波形はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した波形（KiK-net 益城は地中記録、その他は地表記録を使用）、計算
波形は 1Hz の LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における波形を使用。波形に添えている数字は最大振
幅を示す。

付－17

( a ) 西原村小森

ObsModel-Ⅱ_U1_S1_L4
Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

付図-13 浅部大すべり域におけるすべり速度時間関数の影響
断層ごく近傍の観測点における LPF 処理を施した変位波形の比較
観測波形はカットオフ周波数 1Hz の LPF 処理を施した波形（KiK-net 益城は地中記録、その他は地表記録を使用）、計算
波形は 1Hz の LPF 処理を施した三次元差分法による工学的基盤上面における波形を使用。波形に添えている数字は最終変
位量（20～30 秒の間の平均値）を示す。

付－18

Obs

( a ) 西原村小森

Model-Ⅱ_U1_S1_L4_L4_L4_NM
Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM_L4_NM_HYBshal
Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM_HYBshal( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

付図-14 浅部大すべり域におけるすべり速度時間関数・短周期震源の影響
断層ごく近傍の観測点におけるハイブリッド合成法による速度波形の比較
計算波形はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における波形を使用。参考として地表における観測記録を併記。
波形に添えている数字は最大振幅（㎝/s）を示す。

付－19

( a ) 西原村小森

ObsModel-Ⅱ_U1_S1_L4
Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM
Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM_HYBshal( b ) KiK-net 益城( c ) 南阿蘇村河陽

付図-15 浅部大すべり域におけるすべり速度時間関数・短周期震源の影響
断層ごく近傍の観測点におけるハイブリッド合成法による擬似速度応答スペクトル（h=5%）の比較
観測値は地表での値を SD モデルから求めた AVS30GL を用いて Kanno et al. (2006)の関係により工学的基盤上面相当値に換算した応答スペクトル、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における応答スペクトルを使用。

付－20

( a ) 計測震度分布( d )計測震度差（計算-観測）分布(Model-Ⅱ_U1_S1_L4 )(Model-Ⅱ_U1_S1_L4 )( b ) 計測震度分布( e )計測震度差（計算-観測）分布(Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM )(Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM )( c ) 計測震度分布( f )計測震度差（計算-観測）分布(Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM_HYBshal )(Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM_HYBshal )付図-16 浅部大すべり域におけるすべり速度時間関数・短周期震源の影響観測された震度と計算された震度の分布及び計測震度差（計算-観測）分布
観測値は地表波形に基づき算出した計測震度、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における計算波形に表層における増幅を考慮（詳細は第２章（３）参照）し算出した計測震度を使用。

付－21

Model-Ⅱ_U1_S1_L4
Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM
Model-Ⅱ_U1_S1_L4_NM_HYBshal

付図-17 浅部大すべり域におけるすべり速度時間関数・短周期震源の影響
観測点ごとの計測震度の観測値と計算値の比較
観測値は地表波形に基づき算出した計測震度、計算値はハイブリッド合成法による工学的基盤上面における計算波形に表層における増幅を考慮（詳細は第２章（３）参照）し算出した計測震度を使用。

付－22