「全国を概観した地震動予測地図」2008年版

付録３.

震源断層を特定した地震の強震動予測手法(「レシピ」)
平成20年４月11日改訂「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」と呼ぶ）は、地震調査委員会において実施してきた強震動評価に関する検討結果から、強震動予測手法の構成要素となる震源特性、地下構造モデル、強震動計算、予測結果の検証の現状における手法や震源特性パラメータの設定にあたっての考え方について取りまとめたものである。地震調査委員会では、これまでに「活断層で発生する地震」について11件、「海溝型地震」のうちプレート境界で発生する地震について4件、併せて15件の強震動評価を実施し、公表してきている1。また、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K-NETおよびKiK-net観
測網や気象庁および自治体震度計観測網などの観測記録を用いた強震動予測手法の検証を実施した（地震調査委員会強震動評価部会, 2002；2004；2008）。
また、「レシピ」は、震源断層を特定した地震を想定した場合の強震動を高精度に予測するための、「誰がやっても同じ答えが得られる標準的な方法論」を確立することを目指しており、今後も強震動評価における検討により、修正を加え、改訂されていくことを前提としている。
付図3-1に、「レシピ」に従った強震動予測の流れを示す。「レシピ」は、①特性化震源モデル2の設定、②地下構造モデルの作成、③強震動計算、④予測結果の検証の4つの過程からなる。以降では、この流れに沿って各項目について解説する。
なお、上記の「レシピ」は、個々の断層を個別に取り上げて、詳細に強震動評価をする上で参考となる「レシピ」と位置づけられる。一方、約100余りの主要活断層帯で発生する地震の強震動を一括して計算するような場合、「レシピ」に基づきながらも、一部の断層パラメータの設定をやや簡便化した方法が作業上有効と考えられるので、それも併せて掲載する。
1. 特性化震源モデルの設定
特性化震源モデルの設定では、断層全体の形状や規模を示す巨視的震源特性、主として震源断層の不均質性を示す微視的震源特性、破壊過程を示すその他の震源特性、という3つの震源特性を考慮して、震源特性パラメータを設定する。
ここで説明する震源特性パラメータの設定方法は、想定した震源断層で発生する地震に対して、特性化震源モデルを構築するための基本的な方針を示したものであり、強震動予測における震源断層パラメータの標準的な値の設定が、再現性をもってなされることを目指したものである。
以下、特性化震源モデルにおける震源特性パラメータの設定方法について､地震のタイプ（活断層で発生する地震と海溝型地震）ごとに説明する。
1.1 活断層で発生する地震の特性化震源モデル
活断層で発生する地震は、海溝型地震と比較して地震の発生間隔が長いために、最新活動時の地
震観測記録が得られていることは稀である。したがって、活断層で発生する地震を想定する場合には、変動地形調査や地表トレンチ調査による過去の活動の痕跡のみから特性化震源モデルを設定しなければならないため、海溝型地震の場合と比較してそのモデルの不確定性が大きくなる傾向にあ
1 地震調査研究推進本部のホームページで強震動評価が公表されている。http://www.jishin.go.jp/main/index.html
2

強震動を再現するために必要な震源の特性を主要なパラメータで表した震源モデルを「特性化震源モデル」と呼ぶ。
特性化震源モデルは、活断層においては震源断層の形態・規模を示す巨視的震源特性、断層の不均質性を示す微視的震源特性及び、破壊過程を示すその他の震源特性を考慮した震源断層モデルである。「特性化」はSomerville et al.
(1999) のcharacterizationの訳語に由来する。

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る。このため、そうした不確定性を考慮して、複数の特性化震源モデルを想定することが望ましい。
ここでは、過去の地震記録などに基づく震源断層を用いる場合や詳細な調査結果に基づき震源断層を推定する場合（1.1.1 (ア) 参照）と、地表の活断層の情報をもとに簡便化した方法で震源断層を推定する場合（1.1.1 (イ) 参照）とで、異なる巨視的震源特性の設定方法を解説する。付図3-2に、活断層で発生する地震に対する震源特性パラメータの設定の流れを示す。
1.1.1 巨視的震源特性
活断層で発生する地震における震源断層モデルの巨視的震源特性に関するパラメータとして、・ 震源断層モデルの位置と構造（位置、走向、セグメント3）
・ 震源断層モデルの大きさ（長さ・幅）・深さ・傾斜角・ 地震規模・ 震源断層モデルの平均すべり量
N
断層位置（断層原点）
N

断層原点
断層モデル原点

走向θ1
セグメント

傾斜角
δ

断層長さ
断層モデル長さ

断層モデル幅

走向θ2

地

表

デ

上
ル

深
端

さ

モ
層
断 生層
さ
深
発
端
震
下
地
層
生
発
震
地

震源断層面

セグメント
活断層の延長面

断層位置（断層原点）

位置、走向、セグメント断層モデル長さ、幅、深さ、傾斜角を設定する。
(a) 震源断層モデルの位置・構造
震源断層モデルの位置の設定にあたっては、基本的に、地震調査委員会による長期評価結果（以下、「長期評価」と呼ぶ）で示された活断層位置図を参照する。ただし、長期評価で示される断層帯の両端の点は、活断層（帯）の分布が確認された位置の両端を示しているだけなので、震源断層モデルの位置や走向を設定する際には、必ずしもその活断層（帯）の両端の点を結んだ直線の走向に合わせる必要はない。長期評価における記述を参照し、両端の点より震源断層モデルを延長させること（地震調査委員会, 2003d；2004a）や、両端の点を結んだ直線より震源断層モデルを平行移動

3

最大規模の地震を発生させる単位にまとめた活断層の中で，分割放出型地震としてやや規模の小さな地震を発生させる単位で、根拠としたデータにより、地震セグメント、幾何セグメント、挙動セグメントまたは活動セグメントに分類される。強震動評価においては、詳細な定義は行わずセグメントという表現を用いる。

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させること（地震調査委員会, 2004d）を検討する場合もある。また、活断層（帯）が屈曲しており、上記の両端の点を結んだ線から活断層（帯）の一部が5km以上離れている場合には、震源断層モデル
を活断層（帯）に沿って複数の直線でモデル化することも想定する（地震調査委員会, 2003e；2004e）。
セグメントについては、長期評価で活動区間が分けられているものについては、それを強震動評
価におけるセグメントに置き換えることを基本とするが、後述するアスペリティ4の数、位置との関係も考慮して設定する。
なお、長期評価がなされていない活断層（帯）については、変動地形調査や既存のデータをとりまとめた「新編日本の活断層」（活断層研究会編, 1991）、「都市圏活断層図」（国土地理院）、「活断層詳細デジタルマップ」（中田・今泉編, 2002）などを基に設定する。その際、付近に複数の断層が存在する場合には、松田 (1990) の基準に従って、起震断層を設定する。
(ア) 過去の地震記録などに基づき震源断層を推定する場合や詳細な調査結果に基づき震源断層を推定する場合
過去の地震記録などに基づき震源断層を推定する場合には、その知見を生かした断層モデルの設定を行う。
(b) 震源断層モデルの大きさ（長さL・幅W ）・深さ・傾斜角（δ）
震源断層モデルの長さ L (km) については、(a) 震源断層モデルの位置・構造で想定した震源断層
モデルの形状を基に設定する。幅 W (km) については、入倉・三宅 (2001) による下記に示したWとLの経験的関係、

W =L(L < Wmax ) ..........................................................................................................(1-a)

W = Wmax(L ³ Wmax ) ..........................................................................................................(1-b)

を用いる。ここで、

Wmax = Ts sin d
Ts = H d - H s
Ts：地震発生層の厚さ (km) (Ts≦20km)
δ：断層の傾斜角
Hd、Hs：それぞれ地震発生層下限および断層モデル上端の深さ (km)（微小地震の深さ分布から決めることができる (Ito, 1999)）(1)式は、内陸地殻内の活断層で発生する地震の震源断層モデルの幅 W が、地震発生層の厚さに応じて飽和して一定値となることを示している。
活断層の地表トレース

地表

傾斜角

d

断層モデル幅W

地震発生層の厚さTsと断層モデル幅の関係

4

震源断層の中で特に強い地震波を生成する領域（すべり量や応力降下量が大きい領域）。

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地震発生層の厚さTs

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震源断層モデルの傾斜角については、地表から地震発生層の最下部にいたる活断層全体の形状が実際に明らかとなった例は少ないが、その一方で、次の地震規模の推定に大きな影響を与えるため、注意深く設定する必要がある。そこで、対象とする断層についての反射法探査結果など、断層の傾斜角を推定する資料がある場合にはそれを参照する（例えば、地震調査委員会, 2004a）。また、周辺にある同じタイプの断層から傾斜角が推定できる場合には、それらを参照する。上記のような資料が得られない場合は、断層のずれのタイプ（ずれの方向）により次に示す傾斜角を基本とする。
逆断層：45°
正断層：45°
横ずれ断層：90°
ただし、周辺の地質構造、特に活断層の分布を考慮し、対象断層とその周辺の地質構造との関係が説明できるように留意する。また、「長期評価」により、「低角」または「高角」とある場合には、上記の点に留意して、それぞれ、0°～30°、60°～90°の範囲内で設定する。
震源断層モデルの上端の深度 Ds (km) については、微小地震発生層の上面の深度 Hs（km；微小地震の浅さ限界）と一致するものとする。これは、震源の動力学モデルの研究から、地表付近の数kmに及ぶ堆積岩層において応力降下がほとんど発生しなくてもその下の基盤岩部分の地震エネルギ
ーを放出させる破壊が堆積岩層に伝わり、地表に断層変位として達することがわかってきたためである（例えば、Dalguer et al., 2001）。
(c) 地震規模（地震モーメント M0）
地震モーメント M0 (N･m) 、震源断層の面積 S (km2) との経験的関係より算出する。Somerville etal. (1999) によると地震モーメントと震源断層の面積の関係は、(

M 0 = S / 2.23 × 1015

) × 10 .............................................................................................. (2)
3/ 2

−7

となる5。ただし，上式は、過去の大地震の強震記録を用いた震源インバージョン結果をもとにしており、この中にはM8クラスの巨大地震のデータは含まれていない。一方、Wells and Coppersmith (1994)
では余震 ・地殻変動データを基に解析されたM8クラスの巨大地震のデータを含んでおり、これらによる地震モーメントに対する震源断層の面積は、地震規模が大きくなると上式に比べて系統的に小さくなっている。したがって、震源断層の面積が大きい地震については、入倉・三宅 (2001) の提案によるWells and Coppersmith (1994) などのデータに基づいた次式を用いる。

(

)

2

M 0 = S / 4.24 × 1011 × 10− 7 ...................................................................................................(3)なお、(3)式を適用するのは、M0=7.5×1018 (N･m)（モーメントマグニチュードMw6.5相当）以上の地震とし、(3)式の基になったデータの分布より M0=1.0×1021 (N･m) を上限とする必要がある。
＊ここでは、利便性に配慮して機械的に値が求められるように、両式の使い分けの閾値を決めているが､原理的には断層幅が飽和しているかどうかでスケーリング則が変わるため、断層幅が飽和していない場合((1-a)式)は(2)式を、飽和している場合((1-b)式)は(3)式を用いる方が合理的である。震源断層の面積を算出するにあたっては、この点にも配慮して、用いる式を選択することが可能である。

5

Somerville et al. (1999)や入倉・三宅（2001）はCGS単位系で記述されているが、ここではMKS単位系にて記述する
こととする。

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「全国を概観した地震動予測地図」2008年版(イ) 地表の活断層の情報をもとに簡便化した方法で震源断層を推定する場合
長期評価で評価された地表の活断層長さ L (km) から推定される地震規模から、地震規模に見合うように震源断層の断層モデルの面積を経験的関係により推定する。断層モデルの面積の推定までのフローを付図3-3に示す。このフローは、M7以上の場合に適用するものとし、それよりも規模の小さい場合は適宜適切な方法を選定するものとする。
(d) 地震規模（地震モーメント M0）
地震モーメント M0 (N･m) については、長期評価による地震規模（マグニチュード M）と地震モ
ーメント M0 の経験的関係（武村, 1990）を用いて、log M 0 = 1.17 ⋅ M + 10.72 .......................................................................................................(4)とする。ここで、Mは M = (logL+2.9)/0.6（松田, 1975）より求める。今後、長期評価による地震規模
M は気象庁マグニチュード MJMA と等価とする。
(e) 震源断層モデルの面積 S
震源断層の面積 S (km2) と地震モーメント M0 (N･m) の経験的関係より算出する。入倉・三宅（2001）の提案によるWells and Coppersmith (1994) などのデータに基づいた次式を用いる。

(

S = 4.24 ⋅ 10 −11 ⋅ M 0 × 10 7

) ...............................................................................................(3)’12

なお、(3)’式を適用するのは、M0=7.5×1018 (N･m)（Mw6.5相当）以上の地震とし、(3)’式の基になった
データの分布より M0=1.0×1021 (N･m) を上限とする必要がある。M0=7.5×1018 (N･m) を下回る場合は、
過去の大地震の強震記録を用いた震源インバージョン結果をもとにしてSomerville et al. (1999) が回帰した地震モーメントと震源断層の面積の関係、(

S = 2.23 ⋅ 10 −15 ⋅ M 0 × 10 7

) ............................................................................................. (2)’23を用いる。ただし，（1.1.1 (c)）に示したように、M7（Mw約6.5）以下の場合には注意が必要である。
(f) 震源断層モデルの幅 Wmodelと震源断層モデルの長さ Lmodel
震源断層幅 W (km) については、(3)’式または(2)’式で求めた震源断層の面積 S (km2) を活断層の長さ L (km) で除した次式により求める。
W = S / L .................................................................................................................................. (5)
ここで、求めた震源断層幅 W (km) と傾斜角 δを考慮した場合に断層モデル下端が地震発生層を貫く場合と貫かない場合で、震源断層モデル幅の算出方法を変える。地震発生層の下限深さは微小地
震の深さ分布から決める（Ito, 1999）。地震発生層の上限深さについては、深い地盤構造からVp=6.0km/s
相当の層の深さを目安とする。
i)

震源断層モデルの下端が地震発生層の下限深さを貫かない場合
震源断層モデルの幅 (km) Wmodel = Wより小さい断層モデルメッシュサイズ6の倍数
震源断層モデルの長さ (km)Lmodel = S Wmodel ..................................................................................................................... (6)6ハイブリッド合成法で用いることを念頭に、震源断層モデルは統計的グリーン関数法で用いるメッシュサイズを最小単位として計算する。現時点では、メッシュサイズを2km四方として計算することとしており、ここでは震源断層モデルの長さと幅は2の倍数として扱っている。今後、統計的グリーン関数法の計算方法の進捗に応じこの値については再検討を行う必要がある。

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ただし、Lより大きい断層モデルメッシュサイズの倍数とする。
ii)

震源断層モデルの下端が地震発生層の下限深さを貫く場合
震源断層モデルの幅 (km) Wmodel = 断層モデル下端深さが地震発生層+2kmよりも浅い断層モ
デルメッシュサイズの倍数
断層モデルの長さは、(6)式により求めるが、Lmodel (km) はL (km) より大きくL+5km以下の断層
モデルメッシュサイズの倍数とする。

傾斜角は、長期評価に基づくこととするが、評価されていない場合には、付図3-4に示すフローに従う。

活断層長さ27km

震源断層長さ27km
14km
震源断層幅19km

地震発生層下端

活断層長さ27km

断層モデル長さ32km
付加部分

14km

19km

断層モデル幅16km

除外部分

地震発生層下端

断層モデル長さおよび幅の概念図（上）初期モデル、（下）修正モデル(g) 震源断層モデルの面積 Smodel
震源断層モデルの面積 Smodel (km2) は、震源断層モデルの長さ Lmodel (km) および震源断層モデル- 51 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版の幅 Wmodel (km) から次式により求める。

S model = Lmodel ⋅ Wmodel .............................................................................................................. (7)震源断層モデルの面積 Smodel (km2) を震源断層面積と等価と見なし、1.1.2 微視的震源特性のパラメータ設定を行う。
(ウ)（ア）と（イ）に共通(h) セグメントごとの地震モーメント M0
複数のセグメントが同時に動く場合は、セグメントの面積の総和を震源断層の面積とし、上式を用いて全体の地震モーメント M0 (N･m) を算出する。個々のセグメントへの地震モーメントの配分
は、すべてのセグメントで平均応力降下量が一定となるよう、次式に示すようにセグメントの面積の1.5乗の重みで配分する。

M 0i = M 0 ⋅ S i

32

∑S

32
i

...................................................................................................... (8)M0i：i番目のセグメントの地震モーメント
Si ：i番目のセグメントの面積＊最近発生した複数のセグメントの破壊を伴う大地震のデータの解析からは、セグメントが連動して地震を起こしても個々のセグメントの変位量は一定とするカスケード地震モデルの適合が良いとの報告もある（例えば、粟田, 2004；遠田, 2004）。特に長大な活断層帯の評価の際には、長期評価と併せてこうした考え方も参照することもある。ただし、セグメント分けを行った場合のスケーリング則や特性化震源モデルの設定方法については、現時点で研究段階にある。

(i) 平均すべり量 D
震源断層全体の平均すべり量 D (m) と地震モーメント M0 (N･m) の関係は、震源断層の面積 S(km2)（もしくは震源断層モデルの面積 Smodel (km2)）と剛性率 μ (N/m2) を用いて、

D = M 0 (μ ⋅ S ) ..........................................................................................................................(9)で表される。剛性率については、地震発生層の密度 ρ (kg/m3)、S波速度 β (km/s) から算出する。

μ = ρ ⋅ β 2 .................................................................................................................................(10)1.1.2 微視的震源特性
活断層で発生する地震における震源断層モデルの微視的震源特性に関するパラメータとして、・ アスペリティの位置・個数
・ アスペリティの面積
・ アスペリティおよび背景領域の平均すべり量・ アスペリティおよび背景領域の実効応力
・ fmax 7
・ 平均破壊伝播速度
・ すべり速度時間関数
7

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

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・ すべり角を設定する。
(a) アスペリティの位置・個数
アスペリティの位置について、起震断層の変位量分布を詳細に調査した最近の研究では、震源断層浅部の変位量分布と起震断層の変位量分布とがよく対応することが明らかにされている（杉山・他, 2002）。これより、震源断層モデルのアスペリティの位置は、活断層調査から得られた1回の地震イベントによる変位量分布、もしくは平均変位速度(平均的なずれの速度)の分布より設定する。
具体的には、
・ 長期評価で、変位量の分布についての記述、または、間接的に変位量の地域的差異を表す記述があった場合には、それを参照する（例えば､地震調査委員会, 2002；2004a）
・ 活断層詳細デジタルマップに記載されている断層の変位量や時代区分の分布を示す資料より平均変位速度（相当）の値を算出する（例えば､地震調査委員会, 2003a；2004c）
等の方法によりアスペリティの位置を設定する。
上記の推定方法は、震源断層深部のアスペリティの位置が推定されないなど、不確定性が高い。
しかし、アスペリティの位置の違いは、強震動予測結果に大きく影響することがこれまでの強震動評価結果から明らかになっている（例えば､地震調査委員会, 2002；2003a）。したがって、アスペリ
ティの位置に対する強震動予測結果のばらつきの大きさを把握するため、複数のケースを設定しておくことが、防災上の観点からも望ましい。
アスペリティの個数は、過去の内陸地震の震源インバージョン結果を整理したSomerville et al.
(1999) によると、1地震当たり平均2.6個としている。また、想定する地震規模が大きくなるにつれて、一般的に同時に動くセグメントが多くなり、アスペリティの数も大きくなる傾向にある。例えば、鳥取県西部地震 (Mw6.8) が2個、兵庫県南部地震 (Mw6.9) が3個であるのに対し、トルコ・コジ
ャエリ地震 (Mw7.4) が5個、台湾・集集地震 (Mw7.6) が6個（Iwata et al., 2001；宮腰・他, 2001）といったこれまでの研究成果がある。アスペリティの個数は、これらの研究成果を参照し、状況に応じて1セグメントあたり1個か2個に設定する。
＊アスペリティの位置については、平均的な地震動を推定することを目的とする場合で平均変位速度の分布などの情報に基づき設定できない場合には、やや簡便化したパラメータ設定として、アスペリティが1個の場合には中央付近、アスペリティが複数ある場合にはバランス良く配置するケースを基本ケースとする。この場合にも、必要に応じ複数ケースを設定することが望ましい。

(b) 短周期レベル A とアスペリティの総面積 Sa
アスペリティの総面積は、強震動予測に直接影響を与える短周期領域における加速度震源スペク
トルのレベル（以下、短周期レベルと呼ぶ）と密接な関係がある。したがって､震源断層モデルの短周期レベルを設定した上で、アスペリティの総面積 Sa (km2) を求めることとする。短周期レベルは、表層地盤の影響が少ない固い地盤の観測点や、表層地盤の影響が定量的に把握できている観測点の地震波形を基に推定することができるが、活断層で発生する地震については、発生間隔が非常に長いため､最新活動の地震による短周期レベルの想定が現時点では不可能である。その一方で、想定する地震の震源域に限定しなければ、最近の地震の解析結果より短周期レベルと地震モーメントとの経験的関係が求められている。そこで、短周期レベルの算出に当たっては、次式に示す壇・他 (2001)
による地震モーメント M0 (N･m) と短周期レベル A (N･m/s2) の経験的関係を用いる（入倉・他，
2002）。

A = 2.46 × 1017 × (M 0 × 107 ) ...............................................................................................(11)13- 53 -

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アスペリティの総面積 Sa (km2) は Sa=πr2 より求められ、等価半径 r (km) は次の(12)式から得られる。ここでは便宜的に震源断層とアスペリティの形状は面積が等価な円形と仮定する。アスペリ
ティの総面積の等価半径 r (km) は(11)式によって推定された短周期レベル A (N･m/s2) を用いて、(12)式より算出される。

r = (7π 4) ⋅ {M 0 ( A ⋅ R )} ⋅ β 2 ...................................................................................................(12)
なお、上式は、シングル・アスペリティモデル（ただ1つのアスペリティを持つモデル）におけるM0とAの理論的関係から (13)式 (Boatwright, 1988) および(14)式 (壇・他, 2001) により導出される。

M 0 = (16 7 ) ⋅ r 2 ⋅ R ⋅ Δσ a ......................................................................................................(13)A = 4π ⋅ r ⋅ Δσ a ⋅ β 2 ...............................................................................................................(14)
ここで、R (km) は断層面積 S (km2) に対する等価半径、Δσa (MPa) はアスペリティの応力降下量、β(km/s) は震源域における岩盤のS波速度である。(13)式と(14)式は、複数のアスペリティモデルを持つ場合（マルチ・アスペリティモデル）にも拡張可能であり、両式の値はアスペリティの分割数に依らないことが入倉・他 (2002)によって示されている。アスペリティが複数存在する場合、等価半N

径 r (km) は∑ r （半径が r , r , …, r のN 個のアスペリティを想定）で与えられる。
i =1

2

i

1

2

N

一方、最近の研究成果から、内陸地震によるアスペリティ総面積の占める割合は、断層総面積の平均22% (Somerville et al., 1999)、15%～27% (宮腰・他, 2001) であり、拘束条件にはならないが、こうした値も参照しておく必要がある。アスペリティがセグメントに2個ある場合、各アスペリティへの面積の配分は、最近の研究成果から16：6（入倉・三宅, 2001）、2：1（石井・佐藤, 2000）となるとの見方も参照する。
震源断層の長さが震源断層の幅に比べて十分に大きい長大な断層に対して、円形破壊面を仮定することは必ずしも適当ではないことが指摘されている。「レシピ」では、巨視的震源特性である地
震モーメントM0 (N･m) を、円形破壊面を仮定しない (3)’式から推定しているが、微視的震源特性であるアスペリティの総面積の推定には、円形破壊面を仮定したスケーリング則から導出される (11)～(14)式を適用している。このような方法では、結果的に震源断層全体の面積が大きくなるほど、既往の調査・研究成果に比較して過大評価となる傾向となるため、微視的震源特性についても円形破壊面を仮定しないスケーリング則を適用する必要がある。しかし、長大な断層のアスペリティに関するスケーリング則については、そのデータも少ないことから、未解決の研究課題となっている｡そこで、このような場合には、(11)～(14)式を用いず、Somerville et al. (1999) による震源断層全体の面積に対するアスペリティの総面積の比率、約22％からアスペリティの総面積を推定する方法がある。
ただし、この場合には、アスペリティの応力降下量の算出方法にも注意する必要があり、この方法については、(d) アスペリティの応力降下量・実効応力及び背景領域の実効応力で説明する。
(c) アスペリティ・背景領域の平均すべり量 Da ,Db
アスペリティ全体の平均すべり量 Da (m) は震源断層全体の平均すべり量 D (m) のξ倍とし、最近の内陸地震の解析結果を整理した結果（Somerville et al., 1999；石井・他, 2000）を基に、ξ=2とする。

Da = ξ ⋅ D .................................................................................................................................(15)
これにより、背景領域の平均すべり量 Db (m) は全体の地震モーメント M0 (N･m) からアスペリテ
ィの地震モーメント M0a (N･m) を除いた背景領域の地震モーメント M0b (N･m) と、背景領域の面積
Sb (km2) から､以下の式で算出される。

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「全国を概観した地震動予測地図」2008年版

M 0a = μ ⋅ Da ⋅ S a ......................................................................................................................(16)M 0 b = M 0 − M 0a .....................................................................................................................(17)
Db = M 0 b (μ ⋅ S b ) .................................................................................................................(18)
ここで、μは(10)式の剛性率 (N/m2)である。
個々のアスペリティの平均すべり量 Dai (m) は、個々のアスペリティを便宜的に円形破壊面と仮定した場合に、個々のアスペリティの面積 Sai (km2)（i番目のアスペリティの面積）から算出される
半径 ri (km)（i番目のアスペリティの半径）との比が全てのアスペリティで等しい（Dai/ri = 一定）と経験的に仮定し、次式により算出する。

()

Dai = γ i ∑ γ i3 ⋅ Da ..............................................................................................................(19)
ここで、γiはri / rであり、Dai (m) はi番目のアスペリティの平均すべり量、アスペリティ全体の等価
半径 r (km)は、(12)式により求めることができる。
＊ただし、こうして求まった最大アスペリティの平均すべり量と、トレンチ調査で推定されるすべり量が著しく異なる場合には必要に応じて、(15)式のξの値を調整する。

(d) 震 源 断 層 全 体 及 び ア ス ペ リ テ ィ の 静 的 応 力 降 下 量 と 実 効 応 力 及 び 背 景 領 域 の 実 効 応 力
Δσ,Δσa,σa,σb
アスペリティの静的応力降下量 Δσa (MPa)については、Madariaga (1979)により以下の式が提案されている。

Δσ a = (S S a ) ⋅ Δσ ..............................................................................................................(20-1)
Δσ：震源断層全体の静的応力降下量 (MPa)
S：震源断層全体の面積 (km2)
Sa：アスペリティの総面積 (km2)(20-1)式を用いれば、震源断層全体の面積 S (km2) とアスペリティの総面積 Sa (km2) の比率、および震源断層全体の静的応力降下量 Δσ (MPa) を与えることにより、アスペリティの静的応力降下量
Δσa (MPa) が算出できる。
円形破壊面を仮定できる規模の震源断層に対しては、震源断層全体の地震モーメント M0 (N･m)が震源断層全体の面積 S (=πR2) (km2) の1.5乗に比例する (Eshelby, 1957) ため、(20-1)式と等価な式として、(13)式を変形して得られる次式によりΔσaを算出することができる。

()

Δσ a = (7 16) ⋅ M 0 r 2 ⋅ R .................................................................................................(20-2)
ここで、アスペリティ全体の等価半径 r (km) は、(12)式により求めることができる。
一方、(b) アスペリティの総面積でも触れたように、長大な断層に関しては円形破壊面を仮定して導かれた (12)式を用いたアスペリティの等価半径 r (km) を算出する方法には問題があるため、(20-2)式を用いることができない。この場合には、(20-1)式からアスペリティの静的応力降下量 Δσa(MPa) を求める。震源断層全体の面積 S (km2) とアスペリティの総面積 Sa (km2) の比率は、Somerville et al. (1999) に基づき約22％とする。なお、震源断層全体の静的応力降下量 Δσ (MPa) に
ついては、Fujii and Matsu'ura (2000) の研究成果があり、長大な断層に対する地震モーメント M0 (N･m) と断層形状（断層幅 W (km)と断層長 L (km)）との関係式として次式を提案している。

- 55 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版{}

M 0 = WL2 (aL + b ) ⋅ Δσ ......................................................................................................(21-1)
W：断層幅 (km)
L：断層長さ (km)a, b：構造依存のパラメータ（数値計算により与えられる）内陸の長大な横ずれ断層に対する関係式としては、W=15km、a=1.4×10-2、b=1.0を仮定した上で、収集した観測データに基づく回帰計算により、Δσ=3.1 (MPa) を導出している。例えば、震源断層全体の静的応力降下量 Δσ (MPa) としてこの3.1MPaを用いると、(20-1)式からΔσaは約14.4MPaとなり、既往の調査・研究成果とおおよそ対応する数値となる（地震調査委員会, 2005）。ただし、Fujii andMatsu'ura (2000) による3.1MPaは横ずれ断層を対象とし、上述したようにいくつかの条件下で導出された値であり、その適用範囲等については今後十分に検討していく必要がある（入倉, 2004）が、長大断層の静的応力降下量 Δσ (MPa) に関する新たな知見が得られるまでは暫定値としては Δσ = 3.1(MPa) を与えることとする。
他方、円形破壊面を仮定できる規模の震源断層に対しては、Eshelby (1957) を基に(20-2)式と同様にして次式により震源断層全体の静的応力降下量 Δσ (MPa) を算出することができる。

Δσ = (7 16) ⋅ M 0 R 3 .........................................................................................................(21-2)
アスペリティが複数ある場合には、特にその震源域の詳しい情報がない限り、各アスペリティの応力降下量はアスペリティ全体の応力降下量に一致し、すべて等しいと仮定する。さらに、アスペ
リティの実効応力 σa (MPa) は、経験的にその静的応力降下量 Δσa (MPa) とほぼ等しいと仮定する。
背景領域の実効応力 σb (MPa) は、壇・他 (2002) に基づき､
実効応力∝すべり速度∝（すべり量／立ち上がり時間）
立ち上がり時間 = 震源断層(矩形の場合)の幅／(破壊伝播速度×2)の比例関係・近似関係により、アスペリティの個数がセグメントに１つの場合、アスペリティ領域の幅 Wa (km) を用いて、

σ b = (Db Wb ) (Da Wa ) ⋅ σ a ...................................................................................................(22)より算出し、アスペリティが複数の場合、()

σ b = (Db Wb ) ⋅ π Da ⋅ r ⋅ ∑ γ i3 ⋅ σ a ...................................................................................(23)とする。ここでWb (km) は背景領域が矩形とした場合の幅であるが、震源断層が不整形の場合には、便宜的に震源断層の面積 S (km2) から、断層のおおよそのアスペクト比(L/W)を考慮して、断層幅を求める（例えばアスペクト比が2の場合は Wb = S 2 ）。
＊以上のように設定した震源特性パラメータを用いて計算された地震波形や震度分布が、検証
用の過去の地震データと一致しない場合もある。その場合には、第一義的に推定される地震
規模や、短周期レベルを優先してパラメータを再度設定する。過去の地震波形データがある
場合は、波形のパルス幅などから個々のアスペリティ面積を推定できる可能性がある。

(e) fmax
地震調査委員会強震動評価部会 (2001) では、fmax = 6Hz（鶴来・他, 1997）およびfmax = 13.5Hz（佐藤・他, 1994）の2つのケースを想定し、計算結果を比較した。その結果、fmax = 6Hzのケースの方が、既存の距離減衰式の対応が良いことが分かったため、fmax = 6Hzを用いることとする。

- 56 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版(f) 平均破壊伝播速度 Vr
平均破壊伝播速度 Vr (km/s) は、特にその震源域の詳しい情報がない限り、Geller (1976) による地震発生層のS波速度 β (km/s) との経験式

Vr = 0.72 ⋅ β ............................................................................................................................(24)により推定する。
＊近年の研究においては、Geller (1976) による係数0.72よりも大き目の値が得られている。例えば、Somerville et al. (1999) は収集した15の内陸地震の震源モデルから、破壊伝播速度として2.4km/s～3.0km/sを得ており、平均値は2.7km/sとなっている。これは、地震発生層のS波速度βを3.4km/sとすれば、約0.8倍である（片岡・他, 2003）。なお、「レシピ」に従った計算では、破壊伝播速度を変化させると、特に長周期成分の計算結果が大きくばらつくことも確認されている（地震調査委員会強震動評価部会, 2008）。

(g) すべり速度時間関数 dD(t)/dt
中村・宮武 (2000) の近似式を用いる。中村・宮武 (2000) の近似式は、⎧(2Vm t d ) ⋅ t ⋅ {1 − (t 2t d )}⎪⎪b t − εdD(t ) dt = ⎨⎪c − a r (t − t r )⎪0⎩

0 < t < tb
tb < t < tr................................................... (25)t r < t < tst < 0 or t > t s

ε = (5t b − 6t d ) {4(1 − t d t b )}b = 2Vm ⋅ (t b t d ) ⋅ t b − ε ⋅ (1 − t b 2t d )∝ -tc, ar：係数
tr:(ts-tr)=2:1
Vr：破壊伝播速度 (km/s)で表され、この近似式を計算するためには、すべり速度時間関数の概念図

・ 最大すべり速度到達時間 td (s)・ すべり速度振幅が 1

t に比例するKostrov型関数に移行する時間 tb (s)・ ライズタイム tr (s)・ 最大すべり速度振幅 Vm (m/s)の4つのパラメータを与える。それぞれのパラメータの設定方法は次の通りである。
・ 最大すべり速度到達時間 td (s)t d ≅ 1 (π ⋅ f max ) .......................................................................................................................(26)
・ すべり速度振幅が 1 t に比例するKostrov型関数に移行する時間 tb (s)(25)式で最終すべり量を与えることにより自動的に与えることができる。
・ ライズタイム tr (s)t r ≅ α ⋅W Vr .............................................................................................................................(27)α=0.5・ 最大すべり速度振幅 Vm (m/s)- 57 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版

Vm = Δσ ⋅ 2 f c ⋅ W ⋅ Vr μ ......................................................................................................(28)
ここで各パラメータは、
fc：ローパスフィルタのコーナー周波数(fmaxと同等) (Hz)W = Wa（アスペリティ領域においてはアスペリティの幅とする） (km)= Wb（背景領域においては断層全体の幅とする） (km)である。
＊地震調査委員会でこれまで実施してきた強震動評価では、壇・佐藤 (1998) による重ね合わせを用いている。片岡・他 (2003) によれば、釜江・他 (1991) による重ね合わせを用いた場合に、シミュレーション解析による地震波形が観測記録を最も良く再現できるαとしては、内陸地震（4地震）では、0.2～0.4程度、海溝型地震（2地震）では、0.25～0.6程度としている。「鳥取県西部地震の観測記録を利用した強震動評価手法の検証」（地震調査委員会強震動評価部
会,2002）では、釜江・他 (1991) による重ね合わせを用い、αを0.42～0.49とした場合に観測記録がよく再現できるとしている。αについては、重ね合わせの方法にも配慮して、これらの値を参考に設定することもある。また、すべり速度時間関数を 1t の関数として計算した地

震動は、短周期領域での振幅が小さ目に予測される傾向がある。

(h) すべり角 λ
すべり角 λ (°)については､｢長期評価｣で示されている場合には、これに従う。資料が得られない
場合は、断層のずれのタイプ（ずれの方向）により次に示すすべり角を基本とする。
逆断層：90°正断層：-90°
左横ずれ断層：0°
右横ずれ断層：180°＊実際の地震での震源断層におけるすべり角 λ (°) は場所によってばらつきがある。震源断層モデ
ルにおいて、すべり角 λ (°)を断層全体で一定にした場合には、ディレクティビティ効果が強震
動予測結果に顕著に表れすぎる傾向がある。

1.1.3 その他の震源特性
その他の震源特性に関するパラメータとして、・ 破壊開始点
・ 破壊形態を設定する。
(a) 破壊開始点
中田・他 (1998) による活断層の分岐形態と破壊開始点および破壊進行方向との関係についてのモデル化に基づき、破壊開始点の位置を推定する。破壊開始点の位置は強震動予測結果に大きく影響を与えるため、分布形態がはっきりしない場合には、必要に応じて複数のケースを設定するのが望ましい（例えば、地震調査委員会, 2003c,；2004c）。アスペリティの位置との関係については、Somervilleet al. (1999)、菊地・山中 (2001) によると破壊開始点はアスペリティの外部に存在する傾向にあるた- 58 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
め、アスペリティの内部には設定しないようにする。深さについては、菊地・山中 (2001) によると
内陸の横ずれ断層は深い方から浅い方へ破壊が進む傾向にあるため、震源断層の下部に設定する。
＊破壊開始点については、平均的な地震動を推定することを目的とする場合で、活断層の形状等から破壊開始点を特定できない場合には、やや簡便化したパラメータ設定として、横ずれ成分が卓越する場合にはアスペリティ下端の左右端、縦ずれ成分が卓越する場合には、アス
ペリティ中央下端を基本ケースとする。この場合にも、必要に応じ複数ケースを設定することが望ましい。

アスペリティ

アスペリティ

アスペリティ

アスペリティ

アスペリティ

アスペリティ

横ずれ成分が卓越
縦ずれ成分が卓越
破壊開始点(☆)とアスペリティの位置の一例(b) 破壊形態
破壊開始点から放射状に破壊が進行していくものとし、異なるセグメント間では、最も早く破壊が到達する地点から破壊が放射状に伝播していくと仮定する。なお、セグメント間の破壊伝播時刻
差は、次のように求める。
・ セグメント間が連続している場合は、そのまま連続的な破壊伝播を仮定
・ セグメント間が連続せず離れている場合は、セグメント間の歪み波（S波）の伝播を仮定して算出する。
1.2 海溝型地震の特性化震源モデル
海溝型地震は、活断層で発生する地震と比較して、地震の発生間隔が短いために、海域によっては過去に発生した地震の状況を示す情報が残されており、特性化震源モデルの設定にあたって､それらの情報を活用することができる。また、4. 予測結果の検証でも説明するように、過去の地震関連データを用いて、それぞれの段階で特性化震源モデルの検証を行い、必要があれば震源特性パラメータの見直しを行う。このような特性化震源モデルの見直しの段階では、観測波形等を説明できる
震源特性パラメータが求められることより、以下の「レシピ」を拡大解釈する形で検討することもある。この場合、過去の地震関連データ（地震規模，震源域，地震波形記録，震度，被害など）す
べてが整合性あるものとはならない可能性もあり、解析の目的に応じて優先順位をつけてデータを採用することが必要となる。付図3-5に海溝型地震に対する震源特性パラメータの設定の流れを示す。

1.2.1 巨視的震源特性- 59 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版

海溝型地震の震源断層モデルの巨視的震源特性に関するパラメータとして、・ 震源断層モデルの位置･構造（位置､走向､深さ）・ 震源断層モデルの大きさ・地震規模
・ 震源断層モデルの平均すべり量を設定する。
(a) 震源断層の位置・構造（位置、走向θ、深さ）
震源断層の位置については、過去の地震の震源域が推定されている場合には、その位置を基に設定する。深さについては、弾性波探査や微小地震分布等で推定されている想定震源域の海洋プレー
ト上面の深さ分布により、地震発生域の上端から下端にかけて設定する。
「長期評価」で決定された震源の形状評価があれば、その形状評価を推定根拠に留意して利用するのが望ましい。
(b) 震源断層の大きさ・地震規模（断層面積S、地震モーメントM0）
震源断層の大きさ・地震規模については、下記のいずれかの方法により設定する。
・ (a) 震源断層の位置・構造（位置、走向θ、深さ）により震源域を明確に設定して、その範囲により面積を算出し、地震規模－断層面積の経験的関係から地震規模を推定する。
・ 過去の地震から想定されている値を基に地震規模を設定し、地震規模－断層面積の経験的関係から震源断層の面積を設定する。
また、上記の地震規模（地震モーメント M0 (N･m)）－断層面積（S (km2)）の経験式については、
過去の地震のデータがある程度得られている場合には、地域性を考慮した式を用いる。例えば、
Kanamori and Anderson (1975) と同様に円形破壊面を仮定した次の関係式 (Eshelby, 1957) を基に震源域の地震の平均応力降下量 Δσ (MPa) を推定することで、地域的な地震モーメント M0 (N･m) と断層面積 S (km2) の関係式を設定する。

()

M 0 = 16 7 ⋅ π 3 2 ⋅ Δσ ⋅ S 3 2 ...............................................................................................(29)
一方、過去の地震のデータがあまり得られていない場合には、平均的な特性を示す地震規模と断層面積 (例えば、宇津, 2001；石井・佐藤, 2000) または地震モーメント M0 (N･m) と断層面積 S (km2)(例えば、佐藤, 1989；Yamanaka and Shimazaki, 1990) などの経験式を用いる。ただし、これらの式を利用するにあたっては経験式のデータセットとなる震源断層の面積がどのように想定されているかに留意する必要がある。
「長期評価」により、震源域の形状評価がある場合には、その形状評価を推定根拠に留意して利用するのが望ましい。
(c) 平均すべり量 D
1.1.1(i)参照。
1.2.2 微視的震源特性
海溝型地震における震源断層の微視的震源特性に関するパラメータとして、・ アスペリティの位置・個数
・ アスペリティの面積- 60 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
・ アスペリティ、背景領域の平均すべり量・ アスペリティ、背景領域の実効応力
・ fmax・ 平均破壊伝播速度
・ すべり速度時間関数
・ すべり角を設定する。
(a) アスペリティの位置・個数
近年の研究（菊地・山中, 2001）、平成15年（2003年）十勝沖地震に関する一連の研究（例えば、
Yamanaka and Kikuchi, 2003；Koketsu et al., 2004；Yagi, 2004など）により、同じ震源域で繰り返し発
生する地震のアスペリティは、ほぼ同じ位置となる可能性が高いことがわかってきた。したがって、想定する震源域で、近年地震が発生していれば、その観測記録の解析からアスペリティの位置を推測することができる。また、近年の観測記録がなくても、アスペリティではプレート間のカップリ
ング率が周辺より高いと考えられることから、地殻変動データよりバックスリップ（すべり欠損）の分布が推定できれば、バックスリップの大きい箇所がアスペリティの位置になると想定される。
あるいは、Wells et al. (2003) やSugiyama (2004) では、負の異常重力域とプレート間地震の震源域におけるアスペリティの位置とに対応関係が見られることを指摘していることから、重力異常のデー
タを参考にすることもできる。
アスペリティの個数は、アスペリティの位置が推定されている場合には、結果的に想定する震源域に含まれるアスペリティの数に相当する。一般的にはアスペリティの数は想定する震源域・地震
規模が大きくなるにつれて、多くなる傾向にある。
(b) アスペリティの総面積 Sa
アスペリティの総面積 Sa (km2)は、強震動予測に直接影響を与える短周期領域における加速度震源スペクトルのレベル（以下、短周期レベルと言う）と密接な関係がある。したがって､震源断層モデ
ルの短周期レベルを設定した上で、アスペリティの総面積を求めることとする。短周期レベルは、表層地盤の影響が少ない固い地盤の観測点の地震波形や表層地盤の影響が定量的に把握できている
観測点の地震波形を基にいくつかの地震については推定されている。一方、想定する地震の震源域に限定しなければ、最近の地震の解析結果より短周期レベルと地震モーメントとの経験的関係が求められている。短周期レベルの値は、条件に応じて下記のいずれかの方法により求める（入倉・他,
2002）。
・想定震源域における最新活動の地震の短周期レベルが推定されていない場合には、壇・他(2001)
による地震モーメント M0 (N･m) と短周期レベル A (N･m/s2) の経験的関係により短周期レベルを設定する（(11)式）。
・想定震源域における最新活動の地震の短周期レベルが推定されている場合には、その推定値と地震モーメントとの経験的関係の傾向を参照して、想定する地震の地震モーメントに応じた短周期レベルを設定する（地震調査委員会, 2003b；2004b）。
アスペリティの総面積 Sa (km2) は、上記によって推定された短周期レベル A (N･m/s2) と前述の
(12)式より算出される。アスペリティが1つの場合は、便宜的に震源断層の形状を半径 R (km) の円形破壊面であるとするとともに、アスペリティは等価半径 r (km) の円形破壊面が一つあるとして、
アスペリティの総面積 Sa (=π×r2) (km2) を求める。
一方、最近の研究成果から、7つの海溝型地震によるアスペリティ総面積の占める割合は断層総面積の35% ± 11%程度(石井・他, 2000)と得られており、拘束条件とはならないがこうした値も参照にしておく必要がある。

- 61 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
アスペリティが複数ある場合、各アスペリティへの面積の配分は、最新活動の地震のアスペリテ
ィの大きさやバックスリップの大きい領域に応じて設定するのが望ましい。そのような分解能がない場合には、最近の研究成果からアスペリティが2つの場合は2：1、アスペリティが3つの場合は2：
1：0.5となる（石井・佐藤, 2000）との見方も参照して設定する。
(c) アスペリティ・背景領域の平均すべり量 Da ,Db
1.1.2(c) 参照。
*これにより求められた最大アスペリティの平均すべり量が、海溝型地震の震源域におけるプレート
相対運動速度と地震の発生間隔から推定される地震時のすべり量の上限値やこれまでの地震時の推定すべり量の最大値の目安と比較して、矛盾がないことを確認することが望ましい。

(d) 震源断層全体の静的応力降下量・アスペリティの平均静的応力降下量・実効応力及び背景領域の実効応力 Δσ,Δσa,σa,σb1.1.2(d) 参照。
＊地震規模、断層面積、さらに短周期レベルが与えられると、上の関係式からアスペリティの総面積と実効応力が一意に与えられる。それらのパラメータを用いて計算された地震波形や震度分布が検証用の過去の地震データと一致しないときは、第一義的に推定される地震規模
や短周期レベルを優先してパラメータを設定する。過去の地震波形データがある場合は、波形のパルス幅などから個々のアスペリティ面積を推定できる可能性がある。

(e) fmax
データの不足等により、地域性を考慮して設定することが困難であるため、現時点では、佐藤・他(1994)により、仙台地域における中小地震の観測記録から推定されたfmax = 13.5Hzを採用する (地震調査委員会, 2003b,；2004b)。
(f) 平均破壊伝播速度 Vr
1.1.2(f) 参照。
(g) すべり速度時間関数 dD(t)/dt
1.1.2(g) 参照。
(h) すべり角 λ
1.1.2(h) 参照。
＊実際の地震での震源断層におけるすべり角は場所によってばらつきがある。震源断層モデルにおいて、すべり角を断層全体で一定にした場合には、ディレクティビティ効果が強震動予測結果に顕著に表れすぎる傾向がある。

1.2.3 その他の震源特性
その他の震源特性に関するパラメータとして、・ 破壊開始点
・ 破壊形態を設定する。

- 62 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版(a) 破壊開始点
破壊開始点の位置については、過去の地震の破壊開始点が把握されている場合にはその位置に設定するのが妥当である。また、菊地・山中(2001)によれば、破壊の進む方向には地域性があり、三陸沖では浅い方から深い方へ、逆に南海トラフでは深い方から浅い方へ破壊が進む傾向がある。このため、今後こうした傾向が様々な海域で明らかになれば、過去の地震の状況が不明な震源域であっても、地域性を考慮した設定を行うことが可能である。
(b) 破壊形態
1.1.3(b) 参照。

2. 地下構造モデルの作成
詳細な強震動評価における地下構造モデルの主なパラメータとしては、成層構造を前提にすれば各層の密度、P波･S波速度、Q値および層境界面の形状などがあり、対象を、
・地震波の伝播経路となる上部マントルを含んで地震基盤までの地殻構造8（以下、「地震基盤以深の地殻構造」と呼ぶ）
・主に地震波の長周期成分の増幅に影響を与える、地震基盤から工学的基盤9までの地盤構造（以下、「深い地盤構造」と呼ぶ）、
・主に地震波の短周期成分の増幅に影響を与える、工学的基盤から地表までの地盤構造（以下、「浅い地盤構造」と呼ぶ）の3つに分けてモデル化を行う。以下では、それぞれのモデル化手法について、その考え方を説明する。なお、後述するハイブリッド合成法では「地震基盤以深の地殻構造」と「深い地盤構造」を合体させた3次元地下構造モデルが必要となる。

地表
表面波
表面波

浅い地盤構造工学的基盤
S波速度300～700m/s
程度の地盤の上面

実体波
深い地盤構造震源断層
地震基盤以深の地殻構造

地震基盤

S波速度3km/s程度の地盤の上面

地下構造モデルの模式図
8

地殻最上部にあるS波速度3km/s程度の堅硬な岩盤。
建築や土木等の工学分野で構造物を設計するとき、地震動設定の基礎とする良好な地盤のことで、そのS波速度は、構造物の種類や地盤の状況によって異なるが、多くの場合、300m/s～700m/s程度である。

9- 63 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版

2.1 「地震基盤以深の地殻構造」
上部マントルから地震基盤までの「地震基盤以深の地殻構造」は、震源インバージョン解析で用いられているモデルや大規模弾性波探査、基礎試錐等の大深度ボーリングの結果、震源決定に使われているモデル、地震観測データを使用した三次元地震波速度構造（例えば、Zhao et al., 1994；
Matsubara et al., 2005）等を参照してモデル化を行う。また、海溝型地震等で海域のモデルが必要な場合にも同様な方法でモデル化を行う（例えば、田中・他, 2006）。
2.2 「深い地盤構造」
2.2.1 通常の場合「深い地盤構造」のモデル化においては、まず地質情報や各種構造探査のデータを用いて、下記の標準的なモデル化手法（纐纈, 2006; Koketsu and Miyake, 2007）の手順 (1) ～ (2) により０次モデル10を構築する。次に、面的に存在する探査データを用いて、手順 (3) ～ (5) により精度の高い層境界面の形状を持った0.5次モデルを構築する。ただし、面的な探査データが存在しない場合には、
地震観測記録のスペクトル比等を用いて、手順 (6) を先取りすることにより0.5次モデルを構築する。
最後に、地震観測記録の波形やスペクトル比等を用いて、手順 (6) ～ (7) により１次モデルを構築
し最終モデルとする。なお、モデル化の過程においては、状況に応じて低次のモデル化に立ち戻ることを妨げない。こうした「深い地盤構造」のモデル化の流れを付図3-6に示す。
手順(1)
表層地質やボーリング柱状図などの地質情報や各種構造探査の結果から総合的に判断して、速度
構造と地質構造の対比を行う（「総合的判断」の手順は鈴木, 1996；藤原・他, 2006などを参考）。

既往モデルにおける層区分の対応関係（地震調査委員会, 2005）

深層観測井のP波速度分布と地層の対比 鈴木 (1996)10

これまで実施した強震動評価および防災科学技術研究所の取組みにより､「深い地盤構造」の全国０次モデル（藤原・他, 2006）が完成しつつあるので、これを利用することができる。全国１次モデルの構築も平成21年度末を目途に進められている（纐纈・他, 2008）。

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「全国を概観した地震動予測地図」2008年版

中深層地殻活動観測井を利用した検層結果

山水 (2004)

手順(2)
手順(1)の対比結果に基づき、屈折法探査、反射法探査、ボーリング検層、微動探査，自然地震記
録のスペクトル比解析などの結果を参照して各層にP波およびS波速度と密度を与える。
手順(3)
面的に存在する探査データ（屈折法探査や重力探査など）や地質コンター図などを用いて、各速度層を区切る境界面の形状を決定する。決定はインバージョンで行うが，十分なデータがない場合
は補間などの順解法を用いる。手順(4)の情報やデータはインバージョンの拘束条件あるいは補間の追加データとして扱う。

左図：
首都圏の構造探査測線
Afnimar et al. (2002)

右図：ブーゲー異常図（密度2.2g/cm3）
田中・他 (2005）

手順(4)断層や褶曲の形状など、不連続な構造に関する情報を収集する。反射法やボーリング検層のデータは、用いる
速度構造が手順(2)の速度と矛盾しないように注意して深度へ変換する。

関東地域の深層ボーリング（丸印、黒丸は基盤到達）と反射法探査測線（灰色実線）。灰色領
域では基盤がほぼ露頭。
纐纈 (2006）- 65 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
手順(5)
工学的基盤上面の形状は、微動探査結果やボーリング
情報等を補間して求める。また、必要ならば、基盤がごく浅い地域にも風化層を設定する。

工学的基盤上面深度分布
山中･山田（2002）

手順(6)K-NETやKiK-netなどの自然地震記録に対してスペクトル比解析（この解析も可能ならインバージ
ョンで行う）などを適用して得られた、複数の観測点における速度構造を用いて、地下構造モデル
を調整・修正する。

地震観測記録と計算波形のH/V
スペクトル比田中・他 (2005）

手順(7)観測記録のある中規模地震をいくつか選び、手順(6)の調整された地下構造モデルを用いて、各観測点における地震動をシミュレーションする。その結果が観測記録に一致するようにモデルをさらに調整する（この調整も可能ならインバージョンで行う）。

- 66 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版

観測波形と地震動シミュレーションによる波形の比較
および速度モデルの修正結果
Hikima and Koketsu (2005)

なお、Q値については、地震観測記録を説明できるように適切に値を決めることが必要である。
参考までにこれまでの地震調査委員会における強震動評価で用いた値を既往研究と比較して下
図に示す。

1400

4

1200

2
推本･強震動評価
清野(2005)
Brocher (2008)(2006)

100.0

推本･強震動評価
清野(2005)
Brocher (2008)(2006)1000
Qs

log Qs

3

800
600
400
200
0

1.0

2.0

3.0

4.0

5.0

0.0

Vs (km/s)

1.0

2.0
3.0
Vs (km/s)

4.0

5.0

S波速度(VS)とQ値(QS)の関係
2.2.2 水平成層構造が仮定できる場合
水平成層構造が想定可能なことがあらかじめわかっている場合には、水平成層構造に対する強震動の理論計算がはるかに容易であるから、3次元的に不均質なモデルをあえて作ることは適切でない。
水平成層構造モデルは「地震基盤以深の地殻構造」と同様の方法、震源インバージョン解析で用いられているモデルや、大規模弾性波探査や基礎試錐等の大深度ボーリングの結果、震源決定に使われているモデル等を参照してモデル化を行う。

2.3 「浅い地盤構造」「浅い地盤構造」の地下構造モデルは、表層地質データや地盤調査に利用されているボーリング- 67 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
データを収集して一次元速度構造モデルを作成するのが基本である。浅い地盤で強震時に発生する可能性のある非線形現象を高い精度で評価するためにも、こうしたモデル化が必要である。しかしながら、「浅い地盤構造」は水平方向に局所的に大きく変化することが稀ではなく、面的に精度よく詳細なモデルを作成するためには膨大なデータの収集を必要とし、多くの労力を要する。また、利用可能なボーリング情報がほとんど存在しない地域も多い11。そのため、面的に「浅い地盤構造」を評価するにあたっては、国土数値情報などの地形・地盤分類を基に経験的な方法により増幅率を算出するモデル化が考案されている。ここでは、これらの手法として、「浅い地盤構造」のボーリングデータによるモデル化の方法と面的な評価によるモデル化の方法について説明する。
2.3.1 ボーリングデータによるモデル化の方法
ボーリングデータによるモデル化の方法では、ボーリング地点の一次元成層構造の密度、P･S波速度、層厚、減衰特性の設定を行う（例えば、高橋・福和, 2006）。さらに、「浅い地盤構造」は大地震により大きなひずみを受けると非線形な挙動を示すことから、非線形特性を表すパラメータの設定を行う必要がある。これについては、土質試験を行って設定するのが望ましいが、当該地盤に対する土質試験結果が得られない場合には既往の土質試験結果を用いて設定する。
この方法は、一般的にボーリングデータの存在する地点でのみ評価可能となるが、面的に評価するにあたっては、多数のボーリングデータや地形・地質データを収集し、地形・地質から区分できる地域ごとに代表となるボーリング柱状図を抽出し、これを分割した領域ごとに当てはめる方法がある。このとき、分割した領域の大きさは東西－南北約500mないし約250mとすることが多い。
2.3.2 面的な評価によるモデル化の方法
面的な評価によるモデル化の方法としては、松岡・翠川 (1994) や藤本・翠川 (2003) による国土数値情報を利用した方法が代表的である。この方法では、全国を網羅した約1kmメッシュの領域ごとの国土数値情報のうち、地形区分データや標高データ等を利用して、新たに作成した微地形区分データから、「浅い地盤構造」による最大速度の増幅率を算出する。
最近では、日本全国の地形・地盤を統一した分類基準によって再評価した日本全国地形・地盤分
類メッシュマップが構築されている（若松・他, 2004、3.2.1 参照）。これらの方法を用いれば、全国を約1kmメッシュまたは250mメッシュの領域ごとに、比較的簡便に「浅い地盤構造」をモデル化することができる。

3. 強震動計算
強震動計算では、地盤のモデル化や設定条件の違いから工学的基盤上面までの計算方法と工学的基盤上面～地表の計算方法では異なるため、それぞれについて説明する。なお、強震動計算の結果
は、時刻歴波形、最大加速度、最大速度、応答スペクトルなどを指している。
3.1 工学的基盤上面までの計算方法
11

ボーリングデータが実は存在したとしても、有効利用の仕組みが不十分なためにデータが散逸しているのが実情である。地域の防災対策のためにも、今後、産学官の協力の下でデータを組織的にかつ継続的に統合化し、地下構造
データベースとして整備していく仕組み作りが必要と考えられ、科学技術振興調整費による「統合化地下構造データ
ベースの構築」のプロジェクト（藤原, 2007）などの成果が期待される。

- 68 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版

工学的基盤上面までの強震動計算方法は、経験的手法、半経験的手法、理論的手法、ハイブリッド合成法の4つに大きく分類され、データの多寡・目的に応じて手法が選択されている（例えば、香川・他, 1998）。それぞれの手法の特徴を述べると、以下のようにまとめられる。
経験的手法
過去のデータを基に、最大加速度、最大速度、加速度応答スペクトル等の値をマグニチュードと距離の関数で算出する最も簡便な方法である。平均的な値で評価するため、破壊過程の影響やアスペリティの影響は個別には考慮しない。工学的基盤上面における最大速度を求める距離減衰式としては、司・翠川(1999)による経験式がよく用いられる。

()

log PGVb = 0.58M w + 0.0038D − 1.29 − log X + 0.0028 ⋅100.50 M w − 0.002 X ………………(30)
PGVb：工学的基盤上面の最大速度(cm/s)
Mｗ：モーメントマグニチュード Mw=(logM0-9.1)/1.5
D：震源深さ(km)X：断層最短距離(km)(Kanamori, 1977)

半経験的手法既存の小地震の波形から大地震の波形を合成する方法で、経験的グリーン関数法と統計的グリーン関数法がある。経験的グリーン関数法は、想定する断層の震源域で発生した中小地震の波形を要素波（グリーン関数）として、想定する断層の破壊過程に応じて足し合わせる方法である。時刻歴波形を予測でき、破壊過程の影響やアスペリティの影響を考慮できる。ただし、予め評価地点で適当な観測波形が入手されている必要がある。統計的グリーン関数法は、多数の観測記録の平均的特性をもつ波形を要素波とする方法である。評価地点で適当な観測波形を入手する必要はない。しかし、評価地点固有の特性に応じた震動特性が反映されにくい。時刻歴波形は経験的グリーン関数法と同様の方法で計算される。
理論的手法
地震波の伝播特性と表層地盤の増幅特性を弾性波動論により計算する方法。時刻歴波形を予測でき、破壊過程の影響やアスペリティの影響を考慮できる。この方法では震源断層の不均質特性の影
響を受けにくい長周期領域については評価し得るものの、短周期地震動の生成に関係する破壊過程
および地下構造の推定の困難さのため、短周期領域についての評価は困難となる。
ハイブリッド合成法
震源断層における現象のうち長周期領域を理論的手法、破壊のランダム現象が卓越する短周期領域を半経験的手法でそれぞれ計算し、両者を合成する方法。時刻歴波形を予測でき、破壊の影響やアスペリティの影響を考慮できる。広帯域の評価が可能。
特性化震源モデルおよび詳細な地下構造モデルが利用可能な地域では、面的に強震動計算を行う方法として、半経験的手法である統計的グリーン関数法（例えば、釜江・他, 1991；壇・佐藤, 1998）と理論的手法である三次元差分法（例えば、Aoi and Fujiwara, 1999；Graves, 1996；Pitarka, 1999）を合わせたハイブリッド合成法（例えば、入倉・釜江, 1999)がよく用いられる。この理由としては、・ 特性化震源モデルと三次元地下構造モデルの影響を直接取り入れることが可能
・ 面的な予測が可能
・ 強震動評価の対象となる周期帯(0.1秒～10秒)に対応が可能といった利点があるためである。半経験的手法で統計的グリーン関数法を用いるのは面的な予測が- 69 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
容易であるため（経験的グリーン関数法は基本的に波形が観測された地点でしか適用できないため）であり、理論的手法で三次元差分法を用いるのは、他の不整形な地盤構造のための計算方法（例えば、有限要素法、境界要素法等）と比較して、大規模な地下構造を取り扱う上で、大規模な数値演算を容易に行え、かつ計算時間も速いという利点があるためである。ただし、水平多層構造で想定可能な地域があれば、理論的手法においては水平多層構造のみ適用可能な波数積分を用いる方法（例
えば、Kohketsu, 1985; Hisada, 1995)を利用することができる。この方法は水平多層構造のグリーン関数の計算に最もよく用いられている方法であり、モデル化や計算が比較的簡単で、震源断層モデ
ルおよび水平多層構造モデルが妥当であれば、実体波や表面波をよく再現できることが多くの事例から確かめられている。ハイブリッド合成法等については、例えば、「森本・富樫断層帯の地震を想定した地震動予測地図作成手法の検討」（先名・他, 2004）等を参考にされたい。
＊ハイブリッド合成法では、理論的手法の精度の限界および半経験的手法の有効性を考慮して、接続周期を決めることが望ましい。

3.2 地表面までの計算方法
地表面までの計算方法は、「浅い地盤構造」の地下構造モデルがボーリングデータによってモデル化された場合と面的な評価によってモデル化された場合とで異なるため、それぞれのケースについて説明する。
3.2.1 ボーリングデータによってモデル化された「浅い地盤構造」の場合
ボーリングデータによる詳細なモデルに基づいて、工学的基盤における時刻歴波形を入力として一次元地震応答計算を行い、地表の時刻歴波形を計算する。一次元地震応答計算の方法としては、主として、線形解析法（例えば、Haskell, 1960)、等価線形解析法（例えば、Schnabel et al., 1972)、
逐次非線形解析法（例えば、吉田・東畑, 1991)があり、それぞれに以下の特徴を持つ。
線形解析法
重複反射理論により計算を行うものである。土の非線形特性を考慮していないため、大地震により非線形性が生じる場合には正しい結果が得られない。
等価線形解析法
重複反射理論を基に土の非線形特性を等価な線形の関係に置き換え、解析の間、一定の材料特性を用いる方法である。ひずみレベルが大きくなると精度は低下する。どの程度のひずみレベルまで適用できるかは、必要とする精度や地盤条件にもよるが、一般的には0.1～1%までである。また、強い揺れにより液状化等が生じた場合には、正しい結果は得られない。
逐次非線形解析法
材料の非線形特性を数学モデルや力学モデルで表現し、材料特性の変化を逐次計算しながら挙動を求めようとする方法である。したがって、1%を超える大きなひずみレベルでも適用可能となる。
その一方で、設定すべきパラメータが多く、専門的な知識を持って解析にあたることが重要である。
広域の地震動分布の算出には、今までは等価線形解析法が多く用いられてきた。この理由は、等価線形解析法がパラメータも少なく利用しやすいこと、求められた地震動分布（震度、加速度）が既往の被害地震の地震動分布を大局的に説明できたことなどが挙げられる。逐次非線形解析法は、今までは観測波形の検証や液状化した地盤の過剰間隙水圧の上昇やひずみの増大などをみるために、- 70 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
検討対象地点ごとに利用されてきたことが多く、広域の地震動評価に使われた例はまだ多くはない。
また、採用する応力－ひずみ関係式やそれに用いるパラメータの設定など専門的な判断をもって個々の解析を行うことが必要であるなど、逐次非線形解析法による広域地震動算出への課題は多い。
このようなことから、逐次非線形解析法を広域の地震動評価に用いることは始まったばかりで、まだ検討の必要があると考えられる。
3.2.2

面的な評価によってモデル化された「浅い地盤構造」の場合

工学的基盤における最大速度の値に微地形区分から想定される増幅率 amp を掛け合わせること
で地表の最大速度を算出する。
微地形区分から想定される増幅率 amp は以下の手順で評価する。
① 全国を網羅した約1kmメッシュの領域ごとの微地形区分データ（例えば、若松・他, 2005）、
または約250mメッシュの領域ごとの微地形区分データ（例えば、若松・松岡, 2007）を用いる。
② その区分に次式に示す標高と表層30mの平均S波速度AVS30との経験的関係（例えば、松岡・他, 2005)をあてはめる。

log AVS 30 = a + b ⋅ log E v + c ⋅ log S p + d ⋅ log Dm ± σ ..................................................(31)
AVS30：表層30mの平均S波速度(m/s)
EV：標高(m)Sp：傾斜*1000（傾斜は正弦）Dm：先第三系・第三系の山地・丘陵からの距離(km)σ:：標準偏差a, b, c, d：微地形区分ごとに与えられる回帰係数③ 工学的基盤から地表への最大速度の増幅率 amp については、表層30mの平均S波速度AVS30との相関性が認められる。そこで次式を用いて、AVS30から最大速度の増幅率 amp を算出する（例えば、藤本・翠川, 2006）。

log(amp ) = 2.367 − 0.852 ⋅ log AVS 30 ± 0.166（100<AVS30 <1500）......................(32)

amp：平均S波速度600m/sの工学的基盤を基準とした最大速度増幅率
地表の震度を求める方法は、工学的基盤における地震動を距離減衰式等の経験式で求めた場合とハイブリッド合成法等により波形が求められている場合では異なる。
ⅰ) 距離減衰式等の経験式で工学的基盤上の最大速度が求められている場合「最大速度と計測震度の関係式」（例えば、藤本・翠川, 2005）を用いる。

I = 2.002 + 2.603 ⋅ log(PGVb ) − 0.213 ⋅ {log(PGVb )}2

I = 2.165 + 2.262 ⋅ log (PGVb )(I < 4 )(4 ≤ I)................................(33)ii) ハイブリッド合成法等により工学的基盤上の波形を求めた場合
工学的基盤上の時刻歴波形から気象庁（1996）の方法に従って算出した「工学的基盤上震度」に対して、「最大速度増幅率」および「最大速度と計測震度の経験的関係式」より求められる「震度増分」を加える方法により地表での震度を算出する。

- 71 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版「最大速度と計測震度の関係式」（藤本・翠川, 2005）、

I = 2.002 + 2.603 ⋅ log(PGV ) − 0.213 ⋅ {log(PGV )}2(4 ≤ I ) ............................................(34)を用い、「震度増分」は、

ΔI = 2.603 ⋅ log(amp ) − 0.213 ⋅ {log(amp )} − 0.426 ⋅ log(PGVb ) ⋅ log(amp ) ..............(35)2と表される。ここで、PGVは地表最大速度(cm/s)、ampは最大速度増幅率、PGVbは工学的基盤上の最大速度(cm/s)である。
＊工学的基盤上面における最大速度の値に微地形区分から想定される増幅率 amp は、表層30mの平均S波速度AVS30の関係から算出している。しかし、山地や丘陵地では30mよりもかなり浅い深さに工学的基盤が現れることが多く、これらより算出される増幅率 amp
は過小評価になって工学的基盤より以浅の軟弱層の影響をうまく説明できていないとの指摘があり、表層30m以外の深さによる平均S波速度を用いた増幅率の提案がなされている（例えば、川瀬・松尾, 2004；濱田・他, 2007）。このように、山地や丘陵地等の工学的基盤が30mよりも浅いところに現れる場合には、別途検討が必要と考えられる。
＊ボーリングデータを収集できる場合には、微地形区分ごとのAVS30あるいはAVS30と増幅率の関係などを独自に評価することによって、より地域性を取り入れた結果が期待できる（例えば、中央防災会議, 2001；2003）。

4. 予測結果の検証
予測結果の検証では、強震動予測結果が妥当であるかどうかを確認する方法について説明する。
予測結果の検証は、予測結果と過去の観測事実との比較により行うが、活断層で発生する地震と海溝型地震では地震の発生間隔が異なり、これまでに得られている情報量にも違いがあるため、それぞれの検証方法について示す。
4.1 活断層で発生する地震の強震動予測結果に対する検証
活断層で発生する地震は、発生間隔が長いため、最新活動における地震の震度情報や観測情報が得られていない場合が多い。したがって、基本的には、距離減衰式を用いた推定値との比較により、活断層で発生する地震の強震動予測結果の検証を行う。
4.1.1 距離減衰式を用いた推定値との比較
半経験的手法や理論的手法による計算結果と距離減衰式を用いた推定値とを比較し、計算結果が距離減衰式を用いた推定値のばらつき（以下、「距離減衰式のばらつき」と呼ぶ）の範囲内にあることを確認する。
距離減衰式を用いた推定値と強震動予測結果との比較にあたっては、地域性を考慮した距離減衰式を用いることが望ましい。地域性を考慮した距離減衰式が作成されていない場合には、既存の距
離減衰式との比較を行う。この場合は、設定した震源特性や地下構造モデルの特性が平均的な特性と違う場合には、予測結果のばらつきの傾向も異なってくることから、その点にも十分に留意した
上で比較・検証を行うことが重要である。

- 72 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版＊検証の結果、距離減衰式のばらつきの傾向と強震動予測結果の傾向にかなり差が出て妥当性に問題がある場合には、設定した特性化震源モデルや地下構造モデルを修正する。

4.1.2 震度分布との比較
震度分布は、面的に強震動予測結果を検証するにあたって、現在、最もよく使われる指標である。
震度分布としては、明治中期以降の観測情報はそのまま利用することができる。また、江戸時代以降に発生した地震については被害情報が比較的整っていることより、それら被害情報から震度分布が推定されている。震度分布による検証は、震源特性パラメータを設定する比較的早い段階で経験的方法や半経験的方法を用いて行う。
＊この震度分布と計算結果が合わない場合は、震源特性または地下構造モデルの見直しを行う。

4.1.3 観測波形記録との比較
1997年以降のK-NETおよびKiK-net観測網の充実により、強震動予測結果の時刻歴波形と観測記録を比較し、検証することが可能となった。観測記録との比較において、計算波形をどの程度まで合わせることができるかという点については、観測波形の質、震源や観測点の地盤状況などの情報の多寡によりケースごとに異なる。現状では条件が整えば、観測記録の位相までを精度良く合わせる
ことは可能であるが、面的な予測ということを考え合わせると、時刻歴波形の最大値、継続時間、周期特性やスペクトル特性がある程度説明できることをもって検証と位置付ける。
＊計算結果を観測波形に合わせるためには、微視的震源特性や地下構造モデルについて検討し直すことが必要となる。微視的震源特性の把握には震源近傍の強震記録が必要であり、地下構造モデルの検証には強震記録が不可欠であるため、K-NETおよびKiK-net観測網や気象庁および自治体震度計観測網のさらなる充実が望まれる。

4.2 海溝型地震の強震動予測結果に対する検証
海溝型地震は活断層で発生する地震と比較して発生間隔が短いために、最新活動における地震の被害情報や観測情報が残されている場合が多い。したがって、その情報と過去の地震を想定した強震動予測結果を比較することで、強震動予測結果の検証および震源特性などの見直しが可能となる。
検証の項目としては、震度分布、観測波形記録、距離減衰式を用いた推定値との比較が挙げられる。
4.2.1 震度分布との比較
4.1.2 参照。
4.2.2 観測波形記録との比較
1960年代以降からデジタル強震記録が得られはじめているため、1968年十勝沖地震以降の海溝型地震を想定する場合には、強震動予測結果の時刻歴波形と観測記録を比較し、検証することが可能である。また、1997年以降はK-NETおよびKiK-net観測網の充実により、より多くの観測記録が得られるようになった。観測記録との比較において、計算波形をどの程度まであわせることができるかという点については、観測波形の質、震源や地盤状況などの情報の多寡によりケースごとに異なる。
現状では条件が整えば、位相までを精度良く合わせることは可能であるが、面的な予測ということ- 73 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
を考え合わせると時刻歴波形の最大値、継続時間、周期特性やスペクトル特性がある程度説明できることをもって検証と位置付ける。
＊計算結果を観測波形に合わせるためには、微視的震源特性や地下構造モデルについて検討し直すことが必要となる。微視的震源特性の把握には震源近傍強震記録が必要であり、地下構造モデルの検証には、強震記録が不可欠であり、K-NETおよびKiK-net観測網や気象庁および自治体震度計観測網、さらには海底地震計のさらなる充実が望まれる。
＊ 強震動評価の目的は計算波形を観測波形にあわせることではないため、この作業に終始することのないよう留意する必要がある。

4.2.3 距離減衰式を用いた推定値との比較
4.1.1 参照。
なお、既往の研究成果から、大地震の観測記録が中小地震の観測記録を用いた経験的グリーン関数法により比較的精度良く再現できることが確認されている（例えば、Kamae and Irikura,
1998 ; 池田・他, 2002）。したがって、ハイブリッド合成法による強震動予測結果の検証方法として、対象とする震源断層の周辺で発生した中小地震の観測記録が予め得られている地点を対象に、経験的グリーン関数法とハイブリッド合成法の結果を比較することも可能である。

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「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
引用文献（アルファベット順）
Afnimar, K. Koketsu, and K. Nakagawa (2002) : Joint inversion of refraction and gravity data for thethree-dimensional topography of a sediment-basement interface, Geophysical Journal International, 151,
243-254.
Aoi, S. and H. Fujiwara (1999) : 3D Finite-Difference Method using discontinuous grids, Bulletin of the
Seismological Society of America, 89, 918-930.
粟田泰夫 (2004) : 活断層から発生する地震規模の予測手法に関する諸問題, 月刊地球, 号外No.46,
163-167.
Boatwright, J. (1988) : The seismic radiation from composite models of faulting, Bulletin of the SeismologicalSociety of America, 78, 489-508.
Brocher, T. M. (2008) : Key elements of regional seismic velocity models for ground motion simulations,
Journal of Seismology, 12, doi:10.1007/s10950-007-9061-3.
中央防災会議 (2001) : 第11回東海地震に関する専門調査会 資料3-1, 平成13年12月11日.
中央防災会議 (2003) : 第16回東南海・南海地震等に関する専門調査会 参考資料2, 平成15年12月16日.
Dalguer L.A., K. Irikura, J. Riera, and H. C. Chiu (2001) : Fault Dynamic Rupture Simulation of the
Hypocenter area of the Thrust Fault of the 1999 Chi-Chi (Taiwan) Earthquake, Geophysical Research
Letters, vol. 28, No. 7, 1327-1330.
壇 一男・佐藤俊明 (1998) : 断層の非一様滑り破壊を考慮した半経験的波形合成法による強震動予測, 日本建築学会構造系論文集, 509, 49-60.
壇 一男・渡辺基史・佐藤俊明・石井 透 (2001) : 断層の非一様すべり破壊モデルから算出される
短周期レベルと半経験的波形合成法による強震動予測のための震源断層のモデル化, 日本建築学会構造系論文集, 545, 51-62.
壇 一男・佐藤俊明・入倉孝次郎 (2002) : アスペリティモデルに基づく強震動予測のための震源モ
デルの特性化手法, 第11回日本地震工学シンポジウム, 555-560.
Eshelby, J. D. (1957) : The determination of the elastic field of an ellipsoidal inclusion, and related problems,Proceedings of the Royal Society, A241, 376-396.
Fujii, Y. and M. Matsu'ura, (2000) : Regional Difference in Scaling Laws for Large Earthquakes and its
Tectonic Implication, Pure and Applied Geophysics, 157, 2283-2302.
藤本一雄・翠川三郎 (2003) : 日本全国を対象とした国土数値情報に基づく地盤の平均Ｓ波速度分布の推定, 日本地震工学会論文集, Vol.3, 3, 13-27.
藤本一雄・翠川三郎 (2005) : 近年の強震記録に基づく地震動強さ指標による計測震度推定法, 地域安全学会論文集, No.7, 241-246.
藤本一雄・翠川三郎 (2006) : 近接観測点ペアの強震記録に基づく地盤増幅度と地盤の平均S波速度の関係, 日本地震工学会論文集, Vol.6, No.1, 11-22.
藤原広行 (2007) : 統合化地下構造データベースの構築に向けて, シンポジウム「統合化地下構造データベースの構築に向けて」予稿集, 9-22.
藤原広行・河合伸一・青井 真・先名重樹・大井昌弘・松山尚典・岩本鋼司・鈴木晴彦・早川 譲 (2006): 強震動評価のための深部地盤構造全国初期モデル，第12回日本地震工学シンポジウム, 0340,
1466-1469.
Geller, R.J. (1976) : Scaling relations for earthquake source parameters and magnitudes, Bulletin of the
Seismological Society of America, 66, 1501-1523.
Graves, R. W. (1996) : Simulating Seismic Wave Propagation in 3D Elastic Media Using Staggered-Grid
Finite Differences, Bulletin of the Seismological Society of America, 86, 1091-1106.
濱田俊介・福和伸夫・森田義美・加藤智和・金子史夫・宮田善郁・高橋広人 (2007) : 中山間地域に- 75 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
おける地震ハザードマップの精度向上にむけて, 地域安全学会, No.9, 131-136.
Haskell, N.A. (1960) : Crustal reflection of plane SH waves, Journal of Geophysical Research, 65, 4147-4150.
Hikima, K. and K. Koketsu (2005) : Rupture processes of the 2004 Chuetsu (mid-Niigata prefecture)earthquake, Japan: A series of events in a complex fault system, Geophysical Research Letters, 32,
L18303, doi:10.1029/2005GL023588,.
Hisada, Y. (1995) : An efficient method for computing Green’s functions for a layered half-space with sources
and receivers at close depth (part2), Bulletin of the Seismological Society of America, 85, 1080-1093.
池田隆明・釜江克宏・三輪 滋・入倉孝次郎 (2002) : 経験的グリーン関数法を用いた2000年鳥取県西部地震の震源のモデル化と強震動シミュレーション, 日本建築学会構造系論文, 561, 37-45.
入倉孝次郎・釜江克宏 (1999) : 1948年福井地震の強震動, 地震2, 52, 129-150.
入倉孝次郎・三宅弘恵 (2001) : シナリオ地震の強震動予測, 地学雑誌, 110, 849-875.
入倉孝次郎・三宅弘恵・岩田知孝・釜江克宏・川辺秀憲 (2002) : 強震動予測のための修正レシピとその検証, 第11回日本地震工学シンポジウム論文集, 567-572.
入倉孝次郎 (2004) : 強震動予測レシピ－大地震による強震動の予測手法－, 京都大学防災研究所年報, 47A.
石井 透・佐藤俊明・Paul G. Somerville (2000) : 強震動評価のための不均質断層モデルの主破壊領域の抽出, 日本建築学会構造系論文集, 527, 61-70.
石井 透・佐藤俊明 (2000) : 強震動評価のための不均質断層モデルの主破壊領域の面積とモーメン
トの関係, 日本地震学会2000年秋季大会予稿集, B09.
Ito, K. (1999) : Seismogenic layer, reflective lower crust, surface heat flow and large inland-earthquakes,
Tectonophysics, 306, 423-433.
Iwata, T., H. Sekiguchi, and K. Miyakoshi (2001) : Characterization of source processes of recent destructive
earthquake inverted from strong motion records in the dense network, Proceedings of US-Japan Joint
Workshop and third grantees meeting for US-Japan Cooperative Research on Urban Earthquake Disaster
Mitigation, 53-59.
地震調査委員会 (2002) : 糸魚川-静岡構造線断層帯（北部，中部）を起震断層と想定した強震動評価（平成14年10月31日公表）.
地震調査委員会 (2003a) : 森本･富樫断層帯の地震を想定した強震動評価（平成15年3月12日公表）.
地震調査委員会 (2003b) : 宮城県沖地震を想定した強震動評価（平成15年6月18日公表）.
地震調査委員会 (2003c) : 布田川･日奈久断層帯の地震を想定した強震動評価（平成15年7月31日公表）.
地震調査委員会 (2003d) ; 三浦半島断層群の地震を想定した強震動評価（平成15年10月28日公表）.
地震調査委員会 (2003e) : 山形盆地断層帯の地震を想定した強震動評価（平成15年11月25日公表）.
地震調査委員会 (2004a) : 砺波平野断層帯･呉羽山断層帯の地震を想定した強震動評価（平成16年3月22日公表）.
地震調査委員会 (2004b) : 三陸沖北部の地震を想定した強震動評価（平成16年5月21日公表）.
地震調査委員会 (2004c) : 琵琶湖西岸断層帯の地震を想定した強震動評価（平成16年6月21日公表）.
地震調査委員会 (2004d) : 高山・大原断層帯の地震を想定した強震動評価（平成16年9月27日公表）.
地震調査委員会 (2004e) : 石狩低地東縁断層帯の地震を想定した強震動評価（平成16年11月29日公表）.
地震調査委員会 (2005) : 山崎断層帯の地震を想定した強震動評価（平成17年1月31日公表）.
地震調査委員会強震動評価部会 (2001) : 糸魚川-静岡構造線断層帯（北部，中部）を起震断層と想定した強震動評価手法（中間報告）（平成13年5月25日公表）.
地震調査委員会強震動評価部会 (2002) : 鳥取県西部地震の観測記録を利用した強震動評価手法の検証（平成14年10月31日公表）.
地震調査委員会強震動評価部会 (2004) : 2003年十勝沖地震の観測記録を利用した強震動予測手法の- 76 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
検証（平成16年12月20日公表）.
地震調査委員会強震動評価部会 (2008) : 2005年福岡県西方沖の地震の観測記録に基づく強震動評価
手法の検証（平成20年4月11日公表）.
香川敬生・入倉孝次郎・武村雅之 (1998) : 強震動予測の現状と将来の展望, 地震2, 51, 339-354.
釜江克宏・入倉孝次郎・福知保長 (1991) : 地震のスケーリング則に基づいた大地震時の強震動予測：統計的波形合成法による予測, 日本建築学会構造系論文集, 430, 1-9.
Kamae, K. and Irikura, K. (1998) : Source model of the 1995 Hyogo-ken Nanbu earthquake and simulation ofnear-source ground motion. Bulletin of the Seismological Society of America, 88, 400-412.
Kanamori, H. (1977) : The energy release in great earthquakes, Journal of Geophysical Research, 82,
2981-2987.
Kanamori, H. and D.L. Anderson (1975) : Theoretical basis of some empirical relations in seismology,
Bulletin of the Seismological Society of America, 65, 1073-1095.
片岡正次郎・日下部毅明・村越 潤・田村敬一 (2003) : 想定地震に基づくレベル２地震動の設定手法に関する研究, 国土技術政策総合研究所研究報告, 15.
活断層研究会編 (1991) : 新編日本の活断層－分布図と資料, 東京大学出版会, 448p.
川瀬 博・松尾秀典 (2004) : K-NET, KiK-net, JMA 震度計観測網による強震記録から分離したサイト
増幅特性とS波速度構造との対応，日本地震工学会論文集, 第4巻, 第4号, 126-145.
菊地正幸・山中佳子 (2001) : 『既往大地震の破壊過程=アスペリティの同定』, サイスモ, 5(7), 6-7.
清野純史 (2005) : 不整型地盤のシミュレーション解析, 地盤震動－現象と理論－, 252-267.
気象庁 (1996) : 気象庁告示第4号.
Kohketsu, K. (1985) : The extended reflectivity method for synthetic near-field seismograms, Journal of
Physics of the Earth, 33, 121-131.
纐纈一起 (2006) : 地下構造と長周期地震動, 日本地震工学会誌, No.4, 12-15.
Koketsu, K., K. Hikima, S. Miyazaki, and S. Ide (2004) : Joint inversion of strong motion and geodetic data
for the source process of the 2003 Tokachi-oki, Hokkaido, earthquake, Earth, Planets and Space, Vol.56,
No.3, 329-334.
Koketsu, K. and H. Miyake (2007) : Proposal for a standard procedure of modeling 3-D velocity structures inJapan, Proceedings of the 2nd International Workshop on Long-Period Ground Motion Simulation and
Velocity Structures, 41-44.
纐纈一起・三宅弘恵・引間和人 (2008) : 全国１次地下構造モデル構築の現状, 第2回シンポジウム「統合化地下構造データベースの構築」予稿集, 63-64.
国土地理院 : 1:25,000 都市圏活断層図.
Matsubara, M., H. Hayashi, K. Obara, and K. Kasahara (2005) : Low-velocity oceanic crust at the top of thePhilippine Sea and Pacific plates beneath the Kanto region, central Japan, imaged by seismic tomography,
Journal of Geophysical Research, 110, B12304, doi:10.1029/2005JB003673.
Madariaga, R. (1979) : On the relation between seismic moment and stress drop in the presence of stress andstrength heterogeneity, Journal of Geophysical Research, 84, 2243-2250.
松田時彦 (1975) : 活断層から発生する地震の規模と周期について, 地震2, 28, 269-283.
松田時彦 (1990) : 最大地震規模による日本列島の地震分帯図, 東京大学地震研究所彙報, 65, 1,
289-319.
松岡昌志・翠川三郎 (1994) : 国土数値情報とサイスミックマイクロゾーニング, 第22回地盤震動シンポジウム資料集, 23-34.
松岡昌志・若松加寿江・藤本一雄・翠川三郎 (2005) : 日本全国地形・地盤分類メッシュマップを利用した地盤の平均S波速度分布の推定, 土木学会論文集, No.794／I-72, 239-251.
宮腰 研・関口春子・岩田知孝 (2001) : すべりの空間的不均質性の抽出, 平成12年度科学振興調整費「地震災害軽減のための強震動予測マスターモデルに関する研究」研究成果報告書, 99-109.

- 77 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
中田 高・島崎邦彦・鈴木康弘・佃 栄吉 (1998) : 活断層はどこから割れ始めるのか？－活断層の分岐形態と破壊伝播方向－, 地学雑誌, 107, 512-528.
中田 高・今泉俊文編 (2002) : 活断層詳細デジタルマップ, 東京大学出版会.
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2, 53, 1-9.
Pitarka, A. (1999) : 3D Elastic Finite-Difference Modeling of Seismic Motion Using Staggered Grids with
Nonuniform Spacing, Bulletin of Seismological Society of America, 89, 54-68.
佐藤良輔編著 (1989) : 日本の地震断層パラメータ・ハンドブック, 鹿島出版会, 390p.
佐藤智美・川瀬 博・佐藤俊明 (1994) : 表層地盤の影響を取り除いた工学的基盤波の統計的スペク
トル特性, 仙台地域のボアホールで観測された多数の中小地震記録を用いた解析, 日本建築学
会構造系論文集, 462, 79-89.
Schnabel, P.B., J. Lysmer, and H. B. Seed (1972) : SHAKE, A Computer Program for Earthquake Response
Analysis of Horizontally Layered Sites, Report No. EERC 72-12, University of California, Berkeley.
先名重樹・藤原広行・河合伸一・青井 真・功刀 卓・石井 透・早川 譲・森川信之・本多 亮
・小林京子・大井昌弘・八十島裕・神野達夫・奥村直子 (2004) : 森本・富樫断層帯の地震を想定した地震動予測地図作成手法の検討，防災科学技術研究所研究資料, 255.
司 宏俊・翠川三郎 (1999) : 断層タイプ及び地盤条件を考慮した最大加速度・最大速度の距離減衰式, 日本建築学会構造系論文集, 523, 63-70.
Somerville, P.G., K. Irikura, R. Graves, S. Sawada, D. Wald, N. Abrahamson, Y. Iwasaki, T. Kagawa, N.
Smith, and A. Kowada (1999) : Characterizing crustal earthquake slip models for the prediction of strong
ground motion, Seismological Research Letters, 70, 59-80.
杉山雄一・関口春子・粟田泰夫・伏島祐一郎・下川浩一 (2002) : 活断層情報と不均質震源特性との関係, 平成13年度科学振興調整費「地震災害軽減のための強震動予測マスターモデルに関する研究」研究成果報告書, 119-129.
Sugiyama, Y. (2004) : Asperities And Multi-Segment Ruptures in Subduction Zones And Inland Active Fault
Systems, Proceedings of International Conference in Commemoration of 5th Anniversary of The 1999
Chi-Chi Earthquake, Taiwan, 1-9.
鈴木宏芳 (1996) : 江東深層地殻活動観測井の地質と首都圏地域の地質構造, 防災科学技術研究所研究報告, No.56.
武村雅之 (1990) : 日本列島およびその周辺地域に起こる浅発地震のマグニチュードと地震モーメン
トの関係, 地震2, 43, 257-265.
高橋広人・福和伸夫 (2006) : 地震動予測のための表層地盤のモデル化手法の提案と検証, 日本建築学会構造系論文集, 599, 51-59.
田中康久・纐纈一起・三宅弘恵・古村孝志・佐藤比呂志・平田 直・鈴木晴彦・増田 徹 (2005) : 首
都圏下の速度構造の大大特コミュニティモデル(1)：屈折法・重力・自然地震データによる第一次モデル, 地球惑星科学関連学会2005年合同大会, S079-P010.
田中康久・三宅弘恵・纐纈一起・古村孝志・早川俊彦・馬場俊孝・鈴木晴彦・増田 徹 (2006) : 首
都圏下の速度構造の大大特統合モデル(2)：海溝型地震のためのモデル拡張とチューニング, 日
本地球惑星科学連合2006年大会予稿集, S116-P014.
遠田晋次 (2004) : 断層セグメントの多重破壊とスケーリング則, 月刊地球, 号外No.46, 168-174.
鶴来雅人・香川敬生・入倉孝次郎・古和田明 (1997) : 近畿地方で発生する地震のfmaxに関する基礎的検討, 地球惑星科学関連学会合同大会予稿集, 103.
宇津徳治 (2001) :『地震学第３版』, 共立出版.
若松加寿江・松岡昌志・久保純子・長谷川浩一・杉浦正美 (2004) : 日本全国地形・地盤分類メッシ
ュマップの構築, 土木学会論文集, No.759／I-67, 213-232.
若松加寿江・松岡昌志・杉浦正美・久保純子・長谷川浩一 (2005) : 日本の地形・地盤デジタルマッ- 78 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
プ, 東京大学出版会.
若松加寿江・松岡昌志 (2007) : 九州の地形・地盤分類250mメッシュマップの構築, 日本地震工学会
大会－2007梗概集, 102-103.
Wells, D.L. and K.J. Coppersmith (1994) : New empirical relationships among magnitude, rupture length,
rupture width, rupture area, and surface displacement, Bulletin of the Seismological Society of America,
84, 974-1002.
Wells, R.E., R.J. Blakely, Y. Sugiyama, D.W. Scholl, and P.A. Dinterman (2003) : Basin-Centered Asperities
in Great Subduction Zone Earthquake: A Link between Slip, Subsidence, And Subduction Erosion,
Journal of Geophysical Research, Vol.108, No.B10, 2507, doi:10.1029/2002JB002072.
Yagi, Y. (2004) : Source rupture process of the 2003 Tokachi-oki earthquake determined by joint inversion ofteleseismic body wave and strong ground motion data, Earth, Planets and Space, Vol.56, No.3, 311-316.
山水史生 (2004) : 関東地域の中深層地殻活動観測井を利用したVSP法速度構造調査, 防災科学技術
研究所資料, No.251.
Yamanaka, Y. and K. Shimazaki (1990) : Scaling relationship between the number of aftershocks and the sizeof the main shock, Journal of Physics of the Earth, 38, 305-324.
Yamanaka, Y. and M. Kikuchi (2003) : Source process of the recurrent Tokachi-oki earthquake on September
26, 2003, inferred from teleseismic body waves, Earth, Planets and Space, Vol.55, No.12, e21-e24.
山中浩明・山田伸之 (2002) : 微動アレイ観測による関東平野の3次元S波速度構造モデルの構築，物
理探査, 55-1, 53-65.
吉田 望・東畑郁生 (1991) : YUSAYUSA-2 理論と使用方法.
Zhao D., A. Hasegawa, and H. Kanamori (1994) : Deep structure of Japan subduction zone as derived fromlocal, regional, and teleseismic events, Jounal of Geophysical Research, 22, 313-327.

- 79 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版

地震観測記録に基づくプレート等深線やインバージョン結果

地下構造データ

活断層調査

活断層で
発生する地震海溝型地震

特性化震源モデル

地下構造モデル

特性化震源モデル

巨視的震源特性

地震基盤以深の地殻構造

巨視的震源特性

微視的震源特性

深い地盤構造微視的震源特性

その他の震源特性

浅い地盤構造その他の震源特性

強震動計算

強震動計算

統計的グリーン関数法

三次元有限差分法

ハイブリッド合成法

予測結果の検証
過去の地震記録

OK

NG
震源断層モデルや地下構造モデルの
見直し

終了

付図3-1

距離減衰式

震源断層を特定した地震の強震動予測手法（ハイブリッド合成法）の流れ- 80 -

特性化震源モデル
活断層調査

地震観測等

×約22%
(Somerville et al.,

巨視的震源特性
マグニチュード M

活断層上のすべり分布、最近の活断層で発生した地震の解析結果等

微視的震源特性1999)

アスペリティの位置・数

震源断層形状

長大な断層(4)式
震源断層面積 S⊿σ=3.1MPa(Fujii and Matsu'ura, 2000)

（12）式

経験的関係

(7)式

（20-2）式（20-1）式(2),(3)式
地震モーメント M0

震源断層モデル

分配率
Madariaga (1979)

アスペリティの応力降下量 ⊿σa- 81 -

面積 Smodel(9),(10)式

M0

(11)式
平均すべり量 D

各アスペリティの面積 Sai

加速度震源
スペクトル
短周期レベルA

各アスペリティの応力降下量⊿σai(5)式（15）～（19）式
各アスペリティの実効応力σai

各アスペリティ及び背景領域= ⊿σai

地震発生層の地震発生層の

震源断層のσai

S波速度 β密度 ρ形状等

背景領域の実効応力σbの平均すべり量 Dai,Db（25）～（28）式（22）,（23）式(24)式

すべり速度時間関数

その他の震源特性
破壊伝播速度

fmax

破壊開始点
破壊伝播様式

YES

距離減衰式に基づく検証

強震動評価終了

NO
特性化震源モデルの見直し

付図3-2 活断層で発生する地震の震源特性パラメータ設定の流れ- 81 （過去の地震記録や詳細な調査結果に基づき震源断層を推定する場合）「全国を概観した地震動予測地図」2008年版

地震モーメント M0

アスペリティの総面積 Sa

活断層調査長期評価
活断層長さ L

地震モーメント M0(2)’,(3)’式
震源断層面積 S(5) 式- 82 -

断層幅 W

断層モデル下端が地震発生層を貫く

YES

地震発生層の下限深さが+2km深くなることを許容する Wmodel(6) 式 修正断層モデル長さ
Lmodel

必要に応じLmodelを最大+5kmまで延長NO
修正断層モデル幅
Wmodel

(7) 式

(6) 式
修正断層モデル長さ
Lmodel

付図3-3 活断層で発生する地震の震源特性パラメータ設定の流れ- 82 （地表の活断層の情報をもとに簡便化した方法で震源断層を推定する場合）(7) 式

震源断層モデル面積
Smodel「全国を概観した地震動予測地図」2008年版(4) 式
マグニチュード M傾斜角δが評価されているNO

縦ずれ成分卓越

δ=90°

YES

逆断層

NO

δ=60°

- 83 -

YES

傾斜角が低角

YES

δ=30°

NO
δ=長期評価の傾斜角
傾斜角が高角

YES

NO
δ=45°

付図3-4

活断層で発生する地震の震源断層モデルの傾斜角設定の流れ- 83 -

δ=60°「全国を概観した地震動予測地図」2008年版

YES

NO

特性化震源モデル
過去の海溝型地震の解析結果等

過去の地震の震源域、地震観測記録に基づくプレート等深線

微視的震源特性

巨視的震源特性

アスペリティの位置・数

震源断層形状アスペリティの総面積 Sa（12）式（20-2）式

分配率（29）式
アスペリティの応力降下量 ⊿σa

地震モーメント M0

各アスペリティの面積 Sai（11）式- 84 -

加速度震源スペクトル
短周期レベルA

各アスペリティの応力降下量⊿σai

平均すべり量 D（9）式（15）～（19）式
各アスペリティの実効応力σai
σai

地震発生層の

過去の地震の震源

S波速度

各アスペリティ及び背景領域= ⊿σaiの平均すべり量 Dai, Db

背景領域の実効応力σb（22）,（23）式（28）式（24）～（27）式
すべり速度時間関数
fmax

その他の震源特性
破壊伝播速度

破壊開始点

過去の地震記録に基づく検証NO

破壊伝播様式

YES

強震動評価終了

特性化震源モデルの見直し

付図3-5

海溝型地震の震源特性パラメータ設定の流れ- 84 -「全国を概観した地震動予測地図」2008年版

震源断層面積 S

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版

物理探査資料

地形・地質資料

・屈折法探査・反射法探査・重力探査
・微動アレー探査
・速度検層

・地形図
・地質図
・地質断面図・コンター図

速度情報の抽出（位置情報、速度値、深度等）

深層ボーリング・資源関係ボーリング
・温泉ボーリング

地質分布の把握（地質区分の設定、地質分布、各層のコンター等）

速度構造と地質構造の対比

速度層の設定手順(1)～(2)速度層境界面ごとの深部分布（0次モデル）
必要に応じ再検討、新たな調査結果等を反映、もしくは新たな調査を行い、新しい情報を組み入れる

面的探査データ（屈折法探査、重力探査等）
不連続情報の入力（断層・褶曲等）

手順(3)～(5)速度層境界面ごとの深部分布（0.5次モデル）

風化層の設定地震観測記録手順(6)
地震観測記録のスペクトル比による調整（面的探査データがない場合の0.5次モデル）

手順(7)
地震動シミュレーション結果と地震観測記録による調整（波形形状・スペクトル比）

強震動評価のための深い地盤構造モデル（1次モデル）

付図3-6

強震動評価のための深い地盤構造モデル作成の流れ- 85 -