「全国を概観した地震動予測地図」
２００８年版

平成 20 年（2008 年）
地震調査研究推進本部 地震調査委員会

発行にあたって
地震調査研究推進本部地震調査委員会は、平成 17 年３月に「全国を概観した地震
動予測地図」報告書を公表し、平成 18 年９月にこれを 2006 年版として、平成 19 年４月には 2007 年版として改訂しました。今回、「全国を概観した地震動予測地図」のうちの「確率論的地震動予測地図」について、地震発生確率値の平成 20 年１月１日
時点での更新結果や長期評価の改訂結果等を反映し、見直しを行った結果を 2008 年
版として改訂しました。2007 年版との変更点については３章に記載しています。
なお、この 2008 年版では、「全国を概観した地震動予測地図」の概要のみを記載しておりますが、地震動予測地図の計算手法などの専門的な内容や報告書の活用方法や
ＦＡＱについては、付属の CD-ROM に詳細な内容が記載されている 2006 年版報告書を
PDF 形式として収録しましたので、併せてご覧下さい。付属の CD-ROM の詳細な収録内
容につきましては、巻末に記載しております。また、特定の場所を拡大した地震動予測地図などをご覧になりたい方は「地震ハザードステーション(J-SHIS)」をご覧ください（http://www.j-shis.bosai.go.jp/）。
今回更新された「確率論的地震動予測地図」も含め、「全国を概観した地震動予測地図」が、国民の防災意識の向上や効果的な地震防災対策を検討する上での基礎資料として活用されることを期待しております。
表紙の説明：二種類の地震動予測地図
地震動予測地図とは、地震が発生した際に、対象としている地域各地を襲うであろう地震動の強さを予測した地図のことです。地震調査委員会の作成している地震動予測地図は、「確率論的地震動予測地図」と「震源断層を特定した地震動予測地図」という、観点の異なる２種類の地図で構成されています。

確率論的地震動予測地図（例：今後 30 年以内に震度６弱以上の揺れに見舞われる確率の分布図）

震源断層を特定した地震動予測地図（例：琵琶湖西岸断層帯の地震を想定した
強震動評価）

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版
目

１．

次

確率論的地震動予測地図（確率論的地震動予測地図の説明と各地域の特徴について説明しています。）

１．１ 概要１．２ 地域別の特徴
１．３ 地震の発生確率などの評価
２．
震源断層を特定した地震動予測地図

・・・・・・・・・・・・ 1
・・・・・・・・・・・・ 5
・・・・・・・・・・・・20（震源断層を特定した地震動予測地図の説明とこれまでに実施した強震動評価結果の概要を説明しています。
）

２．１ 概要
２．２ レシピ（概要）２．３ これまでに実施した強震動評価
３．
2008 年版と 2007 年版との違いについて・・・・・・・・・・・・22
・・・・・・・・・・・・23
・・・・・・・・・・・・23
・・・・・・・・・・・・27（確率論的地震動予測地図 2008 年版と 2007 年版との違いについて説明しています。）

付録
１．用語集
・・・・・・・・・・・・30
２．地震発生確率値などの評価結果一覧表
・・・・・・・・・・・・33
３．震源断層を特定した地震の強震動予測手法(「レシピ」)
・・・・・46
４．2007 年版からの計算手法などの変更点
・・・・・・・・・・・・86
５．地震動予測地図データの公開と利用方法
・・・・・・・・・・・・93
CD-ROM の使い方・収録内容

・・・・・・・・・・・・95

付属の CD-ROM には以下の内容を収録しています。詳細な収録内容については巻末をご覧下さい。
・ 「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版（本書、ＰＤＦ形式）
・ 「今後 30 年以内に震度６弱以上の揺れに見舞われる確率分布図」などの高解像度の図（ＰＤＦ形式）
・ 「全国を概観した地震動予測地図」報告書 2006 年版（ＰＤＦ形式）
本書に記載した地図の海岸線および県境は、国土地理院長の承認を得て、同院発行の数値地図
25000（空間データ基盤）を複製したものである。（承認番号 平１９総複、第１２１０号）

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

１．確率論的地震動予測地図
１．１

概要

確率論的地震動予測地図は、主要活断層と海溝型地震はもちろんのこと、対象地域に影響を及ぼす地震全てを考慮し、地震発生の可能性と地震動の強さを計算し、その結果を地図上に表現したものです。
確率論的地震動予測地図は、設定する「期間」、「揺れの強さ」および「確率」を必要に応じて変えることで、その結果は多様な特徴をもった地図になります。
① 「期間」と「揺れの強さ」を固定した場合の「確率」の分布図
例：今後 30 年以内に震度６弱以上（計測震度 5.5 以上）になる確率の地図
図 1.1-1,図 1.1-2 参照② 「期間」と「確率」を固定した場合の「揺れの強さ」の領域図
例：今後 30 年以内に 3％の確率で見舞われる震度（正確にはこの震度以上）の地図
図 1.1-3 参照

震度６弱以上になる確率－いろいろな地震による揺れの総合化－ある地点で今後 30 年以内に震度 6 弱以上になる確率は、いろいろな地震について「地震が発生する確率×その場所で震度６弱以上になる確率」を総合的に考慮して求めます。
例として、地点 X において 2 つの地震 A, B を考えます。
今後 30 年以内の地震の発生確率 … A: 40%, B: 30%
地震により地点 X が震度 6 弱以上になる確率 … A: 60%, B: 40%のとき、「30 年以内に地震により地点 X で震度 6 弱以上になる確率」は、
地震 A の場合：0.4×0.6 = 0.24 (24%)
地震 B の場合：0.3×0.4 = 0.12 (12%)となります。このとき、30 年以内に地震 A または
地震 B により、地点 X で震度 6 弱以上になる確率は
1-(1-0.24)×(1-0.12) = 0.3312 (約 33%)となります。確率値の単純な足し算で「24%+12%=36%」とはならないことに注意が
必要です。

ミニコラム

地震と地震動の違い
地震とは、地下の岩盤に力が加わり、断層運動というかたちで破壊が生じる現象です。この地震が発生することによって生じる地面あるいは地中の揺れを地震動と言います。地震の震源で発生した振動は地震波として地中を伝わり、その結果地面が揺れます。被害をもたらすような強い地震動を特に強震動と言います。
〔補足〕「あっ、地震だ！」のように日常用語として使う「地震」は、人が感じた大地の揺れを意味することが多いですが、例えば「地震の分布」の「地震」は、これとは違った意味で用いられています。
後者の意味での「地震」は、大地に揺れをもたらす源のことで、地下で発生した岩石の破壊（ずれ）現象のことをいいます。これと区別するために前者を「地震動」と使い分けています。

-1-

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図 1.1-1 今後 30 年以内に震度６弱以上の揺れに見舞われる確率の分布図(平均ケース)
全国を概観すると、地域によって強い揺れに見舞われる可能性に違いがあることが分かります。まず目につくのは、静岡県から四国南部までの太平洋側で 26％以上の地域が広がっていることです。関東平野、宮城県の太平洋側、北海道の太平洋岸でも、高い確率で震度６弱以上の強い揺れに見舞われる可能性があることが分かります。
他にも主要活断層帯のみ及び海溝型地震のみを想定した場合の同様の図などがありますが、それらの図は付属の CD-ROM に収録しています。

-2-

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

図 1.1-2 今後 30 年以内に震度６弱以上の揺れに見舞われる確率の分布図(最大ケース)
主要活断層帯の平均活動間隔、最新活動時期の評価に幅がある場合が多いため、それぞれの中央値を用いて発生確率値を計算する場合（平均ケース：最もあり得るケース）と、確率の幅のうち最大値をとった場合（最大ケース：防災上の観点で有効）の確率論的地震動予測
地図を作成しています。確率論的地震動予測地図は特に断り書きがない場合は、平均ケースのことを示しています。
平均ケースと最大ケースの違いについては、付録１を参照ください。

-3-

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図 1.1-3

今後 30 年以内に３％の確率で一定の震度以上の揺れに見舞われる領域図

今後 30 年以内に３％の確率とは、平均的に約 1000 年に１回発生することに相当します。
震度６強以上になる地域は、静岡県から四国南部までの太平洋側に広く存在します。この他、四国東部の徳島平野、近畿地方の一部、関東平野の沿岸部の一部、長野県を縦断する線状の地域、仙台平野、北海道の太平洋岸でも見られます。
他にも主要活断層帯のみ及び海溝型地震のみを想定した場合の同様の図などがあります
が、それらの図は付属の CD-ROM に収録しています。

-4-

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

１．２

地域別の特徴ここでは、北日本地域、中日本地域、西日本地域に分けて、それぞれの地域の都道
府県庁所在地（北海道は支庁所在地）の約1km 四方の評価対象領域が、今後30 年以
内に震度６弱以上の揺れに見舞われる可能性を示します。3％以上を「高い」、0.1％
以上3％未満を「やや高い」として、相対的な表現をしています。さらに、どのような地震がどの程度影響を及ぼしているのかを、地点毎に示します。これは今後30年以内に震度６弱以上となる可能性のある地震の相対的な影響度を棒グラフで示したも
のです。
１．２．１

北日本地域の特徴

札幌市（北海道）、札幌市（石狩支庁）：やや高い。主要活断層帯の地震の影響度が最も高くなっています。これは発生確率が高い石狩低地東縁断層帯によるものと考えられます。
函館市（渡島支庁）：やや高い。三陸沖北部の地震および活断層が特定されていない場所で発生する地震の影響度が高くなっています。
江差町（檜山支庁）、倶知安町（後志支庁）：やや高い。ともに活断層が特定されていない場所で発生する地震の影響度が高くなっています。江差町では日本海東縁部の震源断層を予め特定しにくい地震の影響度も相対的に高くなっています。
室蘭市（胆振支庁）：活断層が特定されていない場所で発生する地震の影響度が高くなっています。
岩見沢市（空知支庁）：やや高い。これは発生確率が高い石狩低地東縁断層帯によるものです。
旭川市（上川支庁）：主要活断層帯の地震の影響度が高くなっています。また、活断層が特定されていない場所で発生する地震の影響度がこれに次いで高くなっています。
留萌市（留萌支庁）：やや高い。主要活断層帯の地震の影響度が高くなっています。また、活断層が特定されていない場所で発生する地震の影響度がこれに次いで高くなっています。
稚内市（宗谷支庁）：やや高い。主要活断層帯以外の活断層の影響度が高くなっています。
網走市（網走支庁）：やや高い。沈み込んだ太平洋プレート内のやや深い地震、やや浅い地
震の影響度が高くなっています。さらに主要活断層帯以外の活断層で発生する地震の影響も同程度あります。

ミニコラム
自然災害・事故等の発生確率との比較
左の表は、今後30年以内に数％という値が、災害や事故・犯罪にあう可能性と比較して、どの程度に位置するかを統計資料で調べたものです。詳細は付属のCD-ROM中の2006年
版報告書をご覧ください。

-5-

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

図1.2-1 今後30年以内に震度６弱以上の揺れに見舞われる確率（北日本地域、平均ケース）○印は都道府県庁および北海道支庁所在地を示す。

北海道の太平洋側、宮城県の太平洋側、福島県の太平洋岸に確率の高い地域が見られるほか、秋田県の八郎潟でも確率の高い地域があります。また、内陸部や日本海側
でも確率のやや高い地域が広がっています。

-6-

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

浦河町（日高支庁）：高い。海溝型地震で長期評価されている地震とそれ以外の地震とを合わせ、沈み込んだ太平洋プレート内で発生する地震の影響度が最も高くなっています。三陸沖北部、十勝沖・根室沖のひとまわり小さい地震の影響も高くなっています。
帯広市（十勝支庁）、釧路市（釧路支庁）、根室市（根室支庁）：高い。沈み込んだ太平洋
プレート内で発生する地震の影響度が高くなっています。また、釧路市と根室市では十勝沖・根室沖の地震の影響も高くなっています。

図1.2-2 北日本地域の主要活断層帯の位置と海溝型地震の領域
赤線：主要活断層帯の断層モデル上端位置
青線：海溝型地震の領域○印は都道府県庁および北海道支庁所在地-7-

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

影 響 度 （備えるべき地震）
0%20%

札幌市（北海道）
0.5%

40%

60%

80%

100%

①主要活断層帯の地震
主要活断層帯の地震

石狩低地東縁断層帯②海溝型地震札幌市（石狩支庁）
0.6%

三陸沖北部の地震
北海道北西沖の地震

石狩低地東縁断層帯

函館市（渡島支庁）
0.2%

上記以外の地震（沈み込んだﾌﾟﾚｰﾄ内のやや 浅い地震など）

活断層が特定されていない陸域で発生

三陸沖北部③その他の地震
江差町（檜山支庁）
0.1%

主要活断層帯以外の活断層の地震

活断層が特定されていない陸域で発生

倶知安町（後志支庁）
0.1%

日本海東縁部

定されていない場所で発生する地震
日本海東縁部の震源断層を予め特定

活断層が特定されていない陸域で発生

しにくい地震室蘭市（胆振支庁）
0.1%

活断層が特定されていない陸域で発生

岩見沢市（空知支庁）
2.0%

石狩低地東縁断層帯

旭川市（上川支庁）
0.03%

活断層が特定されていない陸域で発生

富良野断層帯・増毛山地
東縁断層帯など

留萌市（留萌支庁）
0.3%

増毛山地東縁断層帯

稚内市（宗谷支庁）
0.5%

主要活断層帯以外の活断層

影 響 度 （備えるべき地震）0%

網走市（網走支庁）
1.7%

20%

沈み込んだ太平洋プレート内のやや浅い地震

浦河町（日高支庁）32.9%

帯広市（十勝支庁）
8.4%

釧路市（釧路支庁）
17.5%

陸域で発生する地震のうち活断層が特

40%

60%

沈み込んだ太平洋プレート内のやや深い地震80%

主要活断層帯以外の
活断層

太平洋プレート内部の地震

沈み込んだ太平洋プレート内のやや深い地震

沈み込んだ太平洋プレート内のやや浅い地震

十勝沖・根室沖の地震

沈み込んだ太平洋プレート内のやや浅い地震

沈み込んだ太平洋プレート内のやや深い地震

沈み込んだ太平洋プレート内のやや深い地震①主要活断層帯の地震
主要活断層帯の地震

100%②海溝型地震三陸沖北部の地震
三陸沖北部のひとまわり小さい地震
十勝沖・根室沖の地震
十勝沖・根室沖のひとまわり小さい地震
沈み込んだﾌﾟﾚｰﾄ内のやや浅い地震
沈み込んだﾌﾟﾚｰﾄ内のやや深い地震
上記以外の地震(色丹島沖の地震など）③その他の地震
主要活断層帯以外の活断層の地震

根室市（根室支庁）
45.7%

十勝沖・根室沖の地震

沈み込んだ太平洋プレート内のやや深い地震

太平洋ﾌﾟﾚｰﾄのﾌﾟﾚｰﾄ間地震
太平洋ﾌﾟﾚｰﾄのﾌﾟﾚｰﾄ内地震
陸域で発生する地震のうち活断層が特定されていない場所で発生する地震
浦河沖の地震

図1.2-3 今後30年以内に震度６弱以上の揺れをもたらす可能性のある地震の影響度（北海道）
市町名の下に記載している確率値は、各々の市役所もしくは役場周辺における、今後30年以内に震度６弱以上の揺れに見舞われる確率を示します。

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「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

青森市（青森県）：やや高い。主要活断層帯の地震の影響度が最も高くなっています。これは、近傍の青森湾西岸断層帯の地震の影響度が高いためと考えられます。また、三陸沖北部の地震の影響度も相対的に高くなっています。
盛岡市（岩手県）：やや高い。三陸沖北部の地震に代表される海溝型地震の影響度が高くなっています。また、主要活断層帯以外の活断層の地震や、さらに活断層が特定されていな
い場所で発生する地震の影響度も相対的に高くなっています。
仙台市（宮城県）：やや高い。今後30年以内の地震発生確率が99％以上という宮城県沖の地
震の震源域に近いため、その地震の影響度が非常に高くなっています。また、主要活断層
帯では長町－利府線断層帯の地震の影響度が高いと考えられます。
秋田市（秋田県）：やや高い。日本海東縁部の秋田県沖の地震の影響度が高くなっています。
また、活断層が特定されていない場所で発生する地震の影響度も相対的に高くなっています。
山形市（山形県）：やや高い。主要活断層帯で発生確率が高いグループに属している山形盆
地断層帯北部の地震の影響度が高くなっています。また、活断層が特定されていない場所で発生する地震や宮城県沖の地震の影響度も相対的に高くなっています。
福島市（福島県）：やや高い。宮城県沖の地震の影響度が最も高くなっています。また、主要活断層帯以外の活断層での地震の影響度も相対的に高くなっています。
影 響 度 （備えるべき地震）0%青森市（青森県）
1.4%

盛岡市（岩手県）
0.2%

20%

40%

青森湾西岸断層帯

三陸沖北部

60%

80%

活断層が特定されていない陸域で発生

三陸沖北部

三陸沖北部のひとまわり
小さい地震

100%

主要活断層帯以外の活断層

活断層が特定されていない陸域で発生①主要活断層帯の地震
主要活断層帯の地震②海溝型地震三陸沖北部の地震
三陸沖北部のひとまわり小さい地震

仙台市（宮城県）
2.8%

秋田市（秋田県）
1.6%

長町－利府線断層帯

秋田県沖の地震
秋田県沖

山形市（山形県）
0.8%

福島市（福島県）
0.1%

宮城県沖地震宮城県沖

山形盆地断層帯

宮城県沖

佐渡島
北方沖

活断層が特定されていない陸域で発生

宮城県沖

主要活断層帯以外の活断層

活断層が特定されていない陸域で発生

佐渡島北方沖の地震
上記以外の地震（沈み込んだﾌﾟﾚｰﾄ内のやや 浅い地震など）③その他の地震
主要活断層帯以外の活断層の地震
太平洋ﾌﾟﾚｰﾄのﾌﾟﾚｰﾄ内地震
陸域で発生する地震のうち活断層が特定されていない場所で発生する地震
日本海東縁部の震源断層を予め特定しにくい地震

図1.2-4 今後30年以内に震度６弱以上の揺れをもたらす可能性のある地震の影響度（東北地方）
市名の下に記載している確率値は、各々の市役所周辺における、今後30年以内に震度６弱以上の揺れに見舞われる確率を示します。

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「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

１．２．２

中日本地域の特徴

この地域は南海トラフの地震（東海地震および東南海地震）の影響が大きく、静岡県、愛知県は全域で確率が高いと評価されています。東京都、神奈川県、埼玉県、千葉県、および茨城県南部が位置する関東平野全域にも確率が高い地域が広がっています。また、長野県の中央部に南北に延びる形で確率の高い地域が広がっています。

図1.2-5 今後30年以内に震度６弱以上の揺れに見舞われる確率（中日本地域、平均ケース）○印は都道府県庁を示す。

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「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

図1.2-6 中日本地域の主要活断層帯の位置と海溝型地震の領域
赤線：主要活断層帯の断層モデル上端位置
青線：海溝型地震の領域○印は都道府県庁- 11 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

影 響 度 （備えるべき地震）
0%

20%

40%

前橋市（群馬県）
0.9%

60%

80%

100%

①主要活断層帯の地震
主要活断層帯の地震

南海トラフ②海溝型地震水戸市（茨城県）
8.3%

茨城県沖

南関東M7程度の地震

南海トラフの地震

太平洋プレート内地震

南関東のM７程度の地震
茨城県沖の地震

宇都宮市（栃木県）
0.3%

太平洋プレート内地震

南関東M7程度の地震

さいたま市（埼玉県）
12.0%

上記以外の地震（三陸沖から房総沖の海溝寄 りの正断層型 の地震など）③その他の地震

南関東M7程度の地震

南海トラフ

太平洋ﾌﾟﾚｰﾄのﾌﾟﾚｰﾄ間地震
太平洋ﾌﾟﾚｰﾄのﾌﾟﾚｰﾄ内地震

千葉市（千葉県）
27.2%

南海
トラフ

ﾌｨﾘﾋﾟﾝ海ﾌﾟﾚｰﾄのﾌﾟﾚｰﾄ内地震

太平洋プレート内地震

南関東M7程度の地震

陸域で発生する地震のうち活断層が特定されていない場所で発生する地震

新宿区（東京都）
11.4%

南関東M7程度の地震

南海トラフ

横浜市（神奈川県）
32.7%

上記以外 の地震（ﾌｨﾘﾋﾟﾝ海ﾌﾟﾚｰﾄのﾌﾟﾚｰﾄ間地震 など）

南関東M7程度の地震

南海トラフ

影 響 度 （備えるべき地震）0%

新潟市（新潟県）
3.4%

20%

40%

60%

80%

①主要活断層帯の地震活断層が特定されていない陸域で発生

佐渡島北方沖富山市（富山県）
2.5%

100%

主要活断層帯の地震②海溝型地震南海トラフの地震

高山・大原断層帯／砺波平野
断層帯・呉羽山断層帯

南関東のM７程度の地震
佐渡島北方沖の地震

金沢市（石川県）
1.0%

福井市（福井県）
1.4%

甲府市（山梨県）
82.3%

森本・富樫断層帯

活断層が特定されていない陸域で発生

南海トラフ

陸域で発生する地震のうち活断層が特定されていない場所で発生する地震
南海トラフ

長野市（長野県）
5.7%

糸魚川―静岡構造線断層帯

岐阜市（岐阜県）
8.1%

南海トラフ

静岡市（静岡県）
86.8%

名古屋市（愛知県）
37.7%③その他の地震
主要活断層帯以外の活断層の地震
ﾌｨﾘﾋﾟﾝ海ﾌﾟﾚｰﾄのﾌﾟﾚｰﾄ内地震

日本海東縁部の震源断層を予め特定しにくい地震

南海トラフ

南海トラフ

図1.2-7 今後30年以内に震度６弱以上の揺れをもたらす可能性のある地震の影響度（関東・中部地方）
市名の下に記載している確率値は、各々の市役所周辺における、今後30年以内に震度６弱以上の揺れに見舞われる確率を示します。

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「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

前橋市（群馬県）：やや高い。影響度としては南海トラフの地震が相対的に高くなっています。
水戸市（茨城県）：高い。沈み込む太平洋プレート内で発生する地震と南関東のマグニチュ
ード７程度の地震の影響度が高くなっています。
宇都宮市（栃木県）：やや高い。南関東のマグニチュード７程度の地震の影響度が高くなっています。このほか、沈み込む太平洋プレート内で発生する地震、活断層が特定されていない場所で発生する地震の影響度も相対的に高くなっています。
さいたま市（埼玉県）：高い。南関東のマグニチュード７程度の地震、南海トラフの地震の影響度が高くなっています。
千葉市（千葉県）：高い。南関東のマグニチュード７程度の地震が最も影響度が高くなっています。また、沈み込む太平洋プレート内で発生する地震の影響度も相対的に高いことが分かります。
新宿区（東京都）：高い。海溝型地震の影響度が高くなっています。最も影響度が高いのは南関東のマグニチュード７程度の地震です。そのほか、南海トラフの地震の影響度も高いことが分かります。
横浜市（神奈川県）：高い。海溝型地震の影響が高くなっています。これに加えて主要活断層帯のうち発生確率が高い神縄・国府津－松田断層帯の地震の影響度も相対的に高くなっています。
新潟市（新潟県）：高い。日本海東縁部の地震である佐渡島北方沖の地震の影響度が高くなっていますが、最も影響度が高いのは活断層が特定されていない場所で発生する地震です。
富山市（富山県）：やや高い。主要活断層帯の地震の影響度が高くなっています。これは地震発生確率の高い高山・大原断層帯や砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の影響であると考えられます。
金沢市（石川県）：やや高い。主要活断層帯の地震の影響度が高くなっています。これは発生確率の高い森本・富樫断層帯の地震によるものであると考えられます。
福井市（福井県）：やや高い。相対的に最も影響度が高いのは、活断層が特定されていない場所で発生する地震です。
甲府市（山梨県）：高い。南海トラフの地震の影響度が最も高いほか、糸魚川－静岡構造線
断層帯の地震の影響も見られます。
長野市（長野県）：高い。主要活断層帯の地震の影響が支配的です。これは、長野県の中央部を南北に走る、発生確率の高い糸魚川－静岡構造線断層帯の地震によるものです。
岐阜市（岐阜県）、静岡市（静岡県）、名古屋市（愛知県）：高い。これらの地域では南海
トラフの地震の震源域に近く、その影響度が非常に高く支配的です。

- 13 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

１．２．３

西日本地域の特徴

この地域では、南海トラフの地震（東海～東南海～南海地震）の影響が大きく、紀伊半島および四国のほぼ全域で確率が高いと評価されています。また、本州の瀬戸内
海沿岸の一部、大分県および宮崎県の太平洋岸、熊本県の沿岸の一部地域でも確率が高い地域が見られます。南西諸島にも確率の高い地域が見られます。内陸部では琵琶湖周辺で確率が高くなっています。

図1.2-8 今後30年以内に震度６弱以上の揺れに見舞われる確率（西日本地域、平均ケース）○印は都道府県庁を示す。

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「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

図1.2-9 西日本地域の主要活断層帯の位置と海溝型地震の領域
赤線：主要活断層帯の断層モデル上端位置
青線：海溝型地震の領域○印は都道府県庁- 15 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

津市（三重県）：高い。三重県および近畿地方では、最も影響度が高いのは南海トラフの地震です。
大津市（滋賀県）、京都市（京都府）、大阪市（大阪府）、神戸市（兵庫県）、奈良市（奈良県）：高い。南海トラフの地震の影響度が最も高くなっていますが、主要活断層帯の地震の影響度も高くなっています。近畿地方には琵琶湖西岸断層帯、上町断層帯、奈良盆地東縁断層帯、山崎断層帯等、地震発生確率の高い活断層が多く、それらの影響が出ていると考えられます。
和歌山市（和歌山県）：高い。南海トラフの地震の影響度が支配的です。
鳥取市（鳥取県）、松江市（島根県）：やや高い。相対的に最も影響度が高いのは、活断層が特定されていない場所で発生する地震です。また、松江市では主要活断層帯以外の活断層の地震も相対的に影響度が高くなっています。
山口市（山口県）：やや高い。沈み込むフィリピン海プレート内で発生する地震と活断層が特定されていない場所で発生する地震の影響度が相対的に高くなっています。
影 響 度 （備えるべき地震）
0%

20%

40%

60%

津市（三重県）
62.5%

80%

南海トラフ

大津市（滋賀県）
7.2%

琵琶湖西岸断層帯など

京都市（京都府）
6.5%

琵琶湖西岸断層帯など

100%①主要活断層帯の地震
主要活断層帯の地震②海溝型地震南海トラフの地震

南海トラフ③その他の地震

大阪市（大阪府）
23.0%

南海トラフ

上町断層帯
など

陸域で発生する地震のうち活断層が特定されていない場所で発生する地震

南海トラフ

神戸市（兵庫県）
8.2%

奈良市（奈良県）
16.0%

主要活断層帯以外の活断層の地震
ﾌｨﾘﾋﾟﾝ海ﾌﾟﾚｰﾄのﾌﾟﾚｰﾄ内地震

南海トラフ

奈良盆地東縁
断層帯など

南海トラフ

和歌山市（和歌山県）
35.1%

南海トラフ

影 響 度 （備えるべき地震）
0%

20%

40%

60%

80%

①主要活断層帯の地震
主要活断層帯の地震

100%②海溝型地震

鳥取市（鳥取県）
0.8%

活断層が特定されていない陸域で発生

南海トラフの地震
安芸灘～伊予灘～豊後水道の松江市（島根県）
0.8%

山口県（山口市）
0.7%

ﾌﾟﾚｰﾄ内地震③その他の地震

活断層が特定されていない陸域で発生

南海トラフ

フィリピン海プレート内
地震

活断層が特定されていない陸域で発生

主要活断層帯以外の活断層の地震
ﾌｨﾘﾋﾟﾝ海ﾌﾟﾚｰﾄのﾌﾟﾚｰﾄ内地震
陸域で発生する地震のうち活断層が特定されていない場所で発生する地震

図1.2-10 今後30年以内に震度６弱以上の揺れをもたらす可能性のある地震の影響度（近畿・山陰地方）
市名の下に記載している確率値は、各々の市役所周辺における、今後30年以内に震度６弱以上の揺れに見舞われる確率を示します。

- 16 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

岡山市（岡山県）：高い。南海トラフの地震の影響度が高くなっています。
広島市（広島県）：高い。海溝型地震の安芸灘～伊予灘～豊後水道のプレート内地震の発生領域に近いため、その影響度が高くなっています。次いで南海トラフの地震の影響度が高くなっています。
徳島市（徳島県）、高松市（香川県）、松山市（愛媛県）、高知市（高知県）：高い。南海
トラフの地震の震源域に近いため、その影響度が非常に高く支配的です。また、松山市については、安芸灘～伊予灘～豊後水道のプレート内地震の発生領域に近いことから、その影響も高くなっています。
影 響 度 （備えるべき地震）
0%

20%

40%

岡山市（岡山県）
9.1%

60%

80%

100%

①主要活断層帯の地震

南海トラフ

主要活断層帯の地震②海溝型地震広島市（広島県）
10.2%

安芸灘～伊予灘～豊後水道のプレート内地震

南海トラフ

南海トラフの地震
安芸灘～伊予灘～豊後水道のﾌﾟﾚｰﾄ内地震③その他の地震

徳島市（徳島県）
46.5%

南海トラフ

高松市（香川県）
21.4%

南海トラフ

ﾌｨﾘﾋﾟﾝ海ﾌﾟﾚｰﾄのﾌﾟﾚｰﾄ内地震
陸域で発生する地震のうち活断層が特定されていない場所で発生する地震
松山市（愛媛県）
22.7%

上記以外の地震（主要活断層帯以外の活断層 の地震など）

南海トラフ

高知市（高知県）
54.3%

南海トラフ

影 響 度 （備えるべき地震）
0%

20%

40%

80%

100%

①主要活断層帯の地震

福岡市（福岡県）
2.3%

佐賀市（佐賀県）
0.6%

60%

警固断層帯

主要活断層帯の地震②海溝型地震南海トラフの地震

活断層が特定されていない陸域で発生

警固断層帯

安芸灘～伊予灘～豊後水道の長崎市（長崎県）
0.7%

活断層が特定されていない陸域で発生

雲仙断層群

熊本市（熊本県） 布田川・日奈久断層帯
2.0%フィリピン海プレート内地震

大分市（大分県）
15.7%

活断層が特定されていない陸域で発生

フィリピン海プレート内地震

南海トラフ

ﾌﾟﾚｰﾄ内地震
日向灘の地震日向灘のひとまわり小さい地震③その他の地震
主要活断層帯以外の活断層の地震
ﾌｨﾘﾋﾟﾝ海ﾌﾟﾚｰﾄのﾌﾟﾚｰﾄ内地震
陸域で発生する地震のうち活断層が特定されていない場所で発生する地震

宮崎市（宮崎県）
13.3%

鹿児島市（鹿児島県）
3.7%

那覇市（沖縄県）
15.3%

南海トラフ

日向灘

フィリピン海プレート内
地震

フィリピン海プレート内地震

日向灘のひとまわり小さい地震

フィリピン海プレート内
地震

南西諸島付近南西諸島付近の震源断層を予め特定しにくい地震上記以外の地震（ﾌｨﾘﾋﾟﾝ海ﾌﾟﾚｰﾄのﾌﾟﾚｰﾄ間地震 など）

南西諸島付近図1.2-11 今後30年以内に震度６弱以上の揺れをもたらす可能性のある地震の影響度（山陽・四国・九州・沖縄地方）
市名の下に記載している確率値は、各々の市役所周辺における、今後 30 年以内に震度６弱以上の揺れに見舞われる確率を示します。

- 17 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

福岡市（福岡県）：やや高い。主要活断層帯の地震の影響度が高くなっています。これは発生確率の高い警固断層帯（南東部）の地震によるものであると考えられます。
佐賀市（佐賀県）：やや高い。最も影響度が高いのは活断層が特定されていない場所で発生する地震です。次いで、主要活断層帯の地震の影響度が高くなっています。
長崎市（長崎県）：やや高い。最も影響度が高いのは、活断層が特定されていない場所で発生する地震です。次いで主要活断層帯の地震の影響度が高く、これは雲仙断層群の地震によるものと考えられます。
熊本市（熊本県）：やや高い。活断層が特定されていない場所で発生する地震の影響度が最も高く、次いで沈み込むフィリピン海プレート内で発生する地震の影響度が高くなっています。影響度の高い主要活断層帯の地震としては、布田川・日奈久断層帯があります。
大分市（大分県）：高い。最も影響度が高いのは南海トラフの地震です。沈み込むフィリピ
ン海プレート内の地震や安芸灘～伊予灘～豊後水道のプレート内地震の影響度がやや高くなっています。また、主要活断層帯の地震の影響度も見られ、これは近傍にある別府－
万年山断層帯の影響であると考えられます。
宮崎市（宮崎県）：高い。最も影響度が高いのは沈み込むフィリピン海プレート内で発生する地震であり、日向灘のプレート間地震およびひとまわり小さいプレート間地震がこれに次いでいます。南海トラフの地震の影響度はこれらの地震に比較すると低くなっています。
鹿児島市（鹿児島県）：高い。南西諸島周辺の浅発地震の影響度が最も高くなっています。
次いで、沈み込むフィリピン海プレート内で発生する地震、活断層が特定されていない場所で発生する地震の影響度が高くなっています。
那覇市（沖縄県）：高い。沈み込むフィリピン海プレート内で発生する地震と南西諸島周辺の浅発地震の影響度が高くなっています。

- 18 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

ミニコラム
地震の種類
日本列島とその周辺では、日本列島が載っている陸側のプレートと、太平洋プレートおよびフィリピン海プレートという厚さ数十ｋｍ程度の地球表面を覆う岩盤があり、海側の２つのプレートが陸側のプレートの下に沈み込んでいます。この地域で発生する地震は、その分布から、「陸域および沿岸域で発生する地震」と「海溝等のプレート境界やその近くで発生する地震」の２つに大きく分けられます。

溝
海
島
千

相模
トラフ

日本海溝 伊豆・小笠原 海溝

陸側のプレート

ラフ
南海ト

太平洋
プレート

南

フィリピン海
プレート

西諸
島
海溝

図

日本列島とその周辺のプレート

図中の矢印は陸側のプレートに対する海のプレートの相対運動を示します。
陸域及び沿岸域で発生する地震の領域

正断層

海 溝
(トラフ)

逆断層

活断層に発
生する地震

右横ずれ断層 左横ずれ断層
海のプレート（太平洋プレート
フィリピン海プレート）

陸側のプレート

沈み込む(沈み込んだ)
プレート内の地震の 向 プレート間地震
ートむ方
レ
プ み込
沈

沈み込んだプレート内の深い地震
海溝等のプレート境界やその近くで発生する地震の領域

図

日本列島とその周辺で発生する地震のタイプ
断層面上の矢印は相対的なずれの向きを示します。

- 19 -

海溝型地震

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

１．３

地震の発生確率などの評価

地震調査委員会は主要な活断層と海溝型地震について、その発生可能性を評価して公表してきました。長期評価の結果一覧は付録２を参照ください。

図 1.3-1 主要活断層の評価結果
約2,000の活断層の中から、発生する地震の規模が大きく、社会的・経済的影響が大きい主要活断層帯を選び、地震が発生した場合の規模(マグニチュード)や、発生確率(今後30年以内に発生する確率など)を評価しています。図には、評価した主要活断層の位置を示すと同時に、「我が国の主な活断層の中では高いグループに属する」活断層については、地震が発生した
場合の規模と今後30年以内に発生する確率値を吹き出し中に示します(2008年1月現在)。

- 20 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

ミニコラム

過去に発生した地震の地震発生直前における確率
過去に発生した地震に対して、その地震が発生する前にさかのぼり、発生可能性について計算してみたものが以下の表です。
地震名

活動した活断層

1995年兵庫県南部地震（M7.3）
1858年飛越地震(M7.0-M7.1)
1847年善光寺地震(M7.4)

六甲・淡路島断層帯主部淡路島西岸区間「野島断層を含む区間」（兵庫県）
跡津川断層帯（岐阜県・富山県）
長野盆地西縁断層帯（長野県）

地震発生直前の30年確率(%)

断層の平均活動間隔

0.02～8%約1700年～約3500年

ほぼ0%～13%約1700年～約3600年

ほぼ0%～20%

約800年～約2500年

図 1.3-2 主な海溝型地震の評価結果
海溝型地震のうち、南海トラフ（東南海・南海地震）、三陸沖から房総沖にかけての地
震（宮城県沖地震を含む）などについて、地震が発生した場合の規模（マグニチュード）
や、発生確率（今後 30 年以内に地震が発生する確率など）を評価しました。

- 21 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

２．震源断層を特定した地震動予測地図「震源断層を特定した地震動予測地図」とは、特定の想定地震が発生した場合の地震動強さの分布です。
２．１

概要

長期評価の結果をもとに、特定の地震が発生した場合の揺れの強さを予測するもの
で、以下の手順で計算します。詳細な計算手法については、付属のCD-ROMを参照。
（発生場所、発生規模）
地震発生可能性の長期評価

地下で発生する地震を特定②地震の規模を特定する。
XXkm
・ 断層の長さ・ 断層の幅XXkm
・ 断層上端の深さ XXkm
・ マグニチュード X.X①震源断層を特定③震源断層の破壊過程を考慮。
・ アスペリティ・ すべり量・ 応力降下量など

地震波の伝わり方に基づき、地表の揺れを計算④深部の三次元的な地下構造を考慮します。
⑤「ハイブリッド合成法」により「工学的基盤」の地震波形を計算します。
⑥浅部地盤による揺れの増幅を考慮して、「震度」を計算します。

- 22 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

２．２

レシピ（概要）「レシピ」とは、危険な(地震発生の可能性が高い)活断層や海溝域が存在するとき、そこで引き起こされる可能性の高い将来の地震による強震動予測を、誰がやっても同じ答えが得られる標準的な方法論としてまとめたものです。ここでいう強震動とは、
単に最大加速度、最大速度、震度、という単純化された指標だけではなく、一般的な構造物に対する破壊力を知ることのできる大振幅の計算波形を意味しています。
強震動予測の「レシピ」は、① 想定する地震の震源の特性化、② 震源と対象地域を包含する地下構造・地盤構造のモデル化、③ 地震動のシミュレーション手法、④ 予測結果の検証から構成されます。この「レシピ」を適用することにより、地震災害軽減対策の要である、構造物の被害に関係する周期0.1秒から10秒の広い周期帯域における強震動の高精度予測が可能となります。
このレシピは随時見直しを行っており、最近では平成17年（2005年）３月20日に発生した福岡県西方沖の地震において、多数の観測記録が得られたことから、レシピそのものの検証を行い、改良しました。このレシピの最新版の詳細については、付録３または付属CD-ROMを参照下さい。また、「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について」は付属CD-ROMを参照下さい。

２．３

これまでに実施した強震動評価

平成 20 年４月現在、12 の主要活断層帯と３つの海溝型地震の強震動評価を行いました。震源断層が破壊される過程を特定できない場合は複数のケースを想定し、地表の揺れを計算しています（図 2.3-1～図 2.3-4 参照）。

図 2.3-1- 23 -

これまでに評価を行った地域

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

図 2.3-2 これまでに評価した各強震動予測結果（その１）
各強震動予測結果の詳細は付属の CD-ROM 中の「全国を概観した地震動予測地図
報告書（主文）」2006 年版の４章を参照してください。
- 24
- 24
- -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

図 2.3-3 これまでに評価した各強震動予測結果（その２）
各強震動予測結果の詳細は付属の CD-ROM 中の「全国を概観した地震動予測地図
報告書（主文）」2006 年版の４章を参照してください。

- 25 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

図 2.3-4 これまでに評価した各強震動予測結果（その３）
警固断層帯を除く各強震動予測結果の詳細は付属の CD-ROM 中の「全国を概観した地震動予測地図報告書（主文）」2006 年版の４章を参照してください。警固断層帯の強震動評価についての詳細は付属 CD-ROM 中の 2008 フォルダの KEGO.PDF(「警固断層帯（南東部）の地震を想定した強震動評価について」)を参照してください。
- 26 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

３. 2008 年版と 2007 年版との違いについて
地震動予測地図は作成手法の高度化の検討の成果に加え、時間の経過や大地震の発生による地震発生確率の変化を踏まえ、適切な時期に見直していくべきものです。この一環として、2006 年９月に更新した 2006 年版、2007 年４月に更新した 2007 年版に引き続き、今回 2008 年版地震動予測地図として更新しました。ここでは、2008 年
版と 2007 年版の地震動予測地図の違いについて説明します。2007 年版との計算手法などの変更点については付録４を参照してください。

更新の結果
2008 年版と 2007 年４月に公表した 2007 年版との確率の値の差分（平均ケース）を
図 3.1 に示し、各地域で確率値が変化した主な原因を下記に記載します。
・

・

・

・

・
・

・
・

北海道北部に見られる確率値の低下は、サロベツ断層帯が「その他の活断層（サロベツ撓曲帯）」から「主要活断層帯（サロベツ断層帯）」となり、平均ケースの地震発生確率が低くなったことによる（参考：平成 19 年 11 月 サロベツ断層帯の長期評価公表）。しかし、最大ケースの地震発生確率は高くなっているため、この地域の最大ケースの確率値は高くなっている（図 1.1-2）。
北海道東部、青森県東部で見られる確率値の上昇は、計算基準日を 2007 年１月１日→2008 年１月 1 日に更新したことにより、それぞれ千島海溝沿い、三陸沖北部の海溝型地震の地震発生確率が高くなったことによる。
宮城県で見られる確率値の上昇は、計算基準日を 2007 年１月１日→2008 年１月 1日に更新したことにより、宮城県沖の海溝型地震の発生確率が高くなったことによる。
山形県で見られる確率値の低下は、山形盆地断層帯の平均ケース地震発生確率が低くなったことと想定している地震の規模が小さくなったことによる（参考：平成 19 年８月 山形盆地断層帯の長期評価の一部改訂）。また、山形盆地断層帯北部の最大ケースの地震発生確率は高くなったが、想定している地震の規模が小さくなったため、この地域の最大ケースの確率値も低くなっている（図 1.1-2）。
佐渡島周辺で見られる確率値の若干の上昇は、この地域の震源不特定地震の頻度が上昇したことによる。
富山県で見られる確率値の低下は、魚津断層帯が「その他の活断層（黒菱山断層帯）」から「主要活断層帯（魚津断層帯）」となり、地震発生確率が低くなったことによる（参考：平成 19 年５月 魚津断層帯の長期評価公表）。
長野県南部でみられる確率値の低下は、伊那谷断層帯の地震発生確率が低くなったことによる（参考：平成 19 年 10 月 伊那谷断層帯の長期評価の一部改訂）。
九州北部で見られる確率値の上昇は、警固断層帯が「その他の活断層（警固断層）」から「主要活断層帯（警固断層帯）」となり、警固断層帯南東部の地震発生確率が従来の警固断層よりも高くなったことによる（参考：平成 19 年３月 警固断層帯の長期評価公表）。

- 27 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

・

関東南部から四国地方にかけての太平洋沿岸で見られる確率値の上昇は、計算基
準日を 2007 年１月１日→2008 年１月 1 日に更新したことにより、南海トラフの地
震の発生確率が高くなったことによる。

-3.0

-2.0

-0.1

0.0

+0.1

+2.0

図3.1 2008年版と2007年版の確率値の差の分布図（今後30年以内に震度６弱以上の揺れに見舞われる確率）
赤色：2008 年版の確率値が 2007 年版より大きい
青色：2008 年版の確率値が 2007 年版より小さい- 28 -+3.0（ポイント）

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

表 3.1

都道府県庁所在地がある市役所舎及び北海道の支庁舎付近において、
今後 30 年以内に震度６弱以上の揺れに見舞われる確率（2008 年）

県庁所在 30年以内震度６弱以上
地・北海道
確率
の支庁の名
2008年
(2007年)称札幌
0.5%(0.5%)
0.6%(0.6%)
石狩
0.1%(0.1%)
渡島桧山
0.1%(0.1%)
0.1%(0.1%)
後志
2.0%(2.0%)
空知
上川
0.03%(0.03%)
0.3%(0.3%)
留萌
0.5%(0.6%)
宗谷網走
1.7%(1.7%)
0.1%(0.1%)
胆振
32.9%(32.6%)
日高十勝
8.4%(8.3%)
17.5%(17.3%)
釧路
45.7%(44.9%)
根室
1.4%(1.3%)
青森
盛岡
0.2%(0.2%)
2.8%(2.8%)
仙台
1.5%(1.6%)
秋田
山形
0.8%(2.4%)
0.1%(0.1%)
福島
8.3%(8.3%)
水戸宇都宮
0.3%(0.3%)
0.9%(0.9%)
前橋
12.1%(12.0%)
さいたま
千葉
27.2%
(27.1%)
11.4%(11.4%)
東京
横浜
32.9%(32.7%)

県庁所在 30年以内震度６弱以上
地・北海道
確率
の支庁の名
2008年
(2007年)
称新潟
3.4%(3.3%)
2.5%(2.6%)
富山
1.0%(1.0%)
金沢
福井
1.4%(1.4%)
82.3%(82.0%)
甲府
5.7%(5.7%)
長野
岐阜
8.1%(7.9%)
86.8%(86.5%)
静岡
37.7%(37.1%)
名古屋津
62.5%(61.3%)
7.2%(7.1%)
大津
6.5%(6.4%)
京都
大阪
23.0%(22.5%)
8.2%(8.0%)
神戸
16.0%(15.7%)
奈良
35.1%(34.1%)
和歌山
鳥取
0.8%(0.8%)
0.8%(0.8%)
松江
9.1%(8.7%)
岡山広島
10.2%(9.7%)
0.7%(0.6%)
山口
46.5%(44.9%)
徳島
高松
21.4%(20.6%)
22.7%(21.8%)
松山
54.3%(52.3%)
高知
福岡
2.3%(0.6%)
0.6%(0.5%)
佐賀
長崎
0.7%(0.7%)
2.0%(2.0%)
熊本
大分
15.7%(15.0%)
13.3%(13.0%)
宮崎
3.7%(3.7%)
鹿児島
15.3%(15.4%)
那覇- 29 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

付録１.

用語集

【距離減衰式に基づく方法とハイブリッド合成法】
距離減衰式に基づく方法（下左図）は主に地震の規模と断層面からの距離を考慮して計算を行います。この方法による予測震度は、微細な様子を示すものではなく、震度分
布の大要を表したものと言えます。
「確率論的地震動予測地図」ではこの方法を用いています。一方、ハイブリッド合成法（下右３枚の図）では、破壊が始まる場所や、強い地震波を出す領域（アスペリティ）の位置を仮定して、複雑な地盤構造を考慮した計算を行います。この方法は、距離減衰式に基づく方法に比べて、より実際の地震の起こり方を想定した震度分布を予測することが出来ます。
「震源断層を特定した地震動予測地図」
はこの方法を用いています。
北北

アスペリティ

北北

アスペリティ
アスペリティ

破壊開始点

アスペリティ

アスペリティ

（ケース１）

距離減衰式に基づく方法

破壊開始点（ケース２）

震度

破壊開始点

アスペリティ

（ケース３）

ハイブリッド合成法
３以下

４

５弱

５強

６弱 ６強以上【揺れの違いの主な原因】
揺れの大きさは、地震の規模、断層からの距離によっても変わりますが、地盤の軟らかさやその厚さなどによって大きく変わります。
地盤の違いによって、揺れの大きさは大きく変わります。

断層からの距離の違いによって、揺れの大きさは変わります。

- 30 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版【平均ケースと最大ケース】
主要活断層帯の平均活動間隔、最新活動時期の評価に幅がある場合が多いため、それぞれの中央値を用いて発生確率値を計算する場合（平均ケース）と確率の幅のうち最大値をとった場合（最大ケース）の確率論的地震動予測地図を作成しています。確率論的地震動
予測地図は特に断り書きがない場合は、平均ケースのことを示しています。一方、長期評
価で「我が国の主な活断層の中では高いグループに属する」といった評価は、最大ケースに基づいて行われており、そのため、高いグループに属する活断層付近においても確率論
的地震動予測地図（平均ケース）では低く示されている場合があります。平均ケースと最大ケースの差は、発生確率が高いと評価された活断層のうち平均ケースと最大ケースとで発生確率に差が大きく出ているものによってもたらされており、以下の地域（周辺の活断層）が主に挙げられます。
北海道北部（サロベツ断層帯）、
石狩平野～馬追丘陵～勇払平野（石狩低地東縁断層帯）、
庄内平野（庄内平野東縁断層帯）、山形盆地（山形盆地断層帯）、
越後平野（櫛形山脈断層帯）、
砺波平野～金沢平野（砺波平野断層帯・呉羽山断層帯、森本･富樫断層帯）、
長野県西部（境峠・神谷断層帯）、琵琶湖西岸（琵琶湖西岸断層帯）、
熊本平野～八代平野（布田川・日奈久断層帯）

北海道北部
石狩平野～馬追
丘陵～勇払平野

庄内平野、山形盆地
越後平野
砺波平野～金沢平野
琵琶湖西岸

長野県西部

熊本平野～八代平野

今後 30 年以内に震度６弱以上の揺れに見舞われる確率の分布図（最大ケース）
点線で囲んでいる領域が平均ケース（図 1-1.1）と比べて、主に違っている地域です。

- 31 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版【ポアソン過程とBPT分布】
活断層や海域で起こる地震は繰り返し発生すると考えられており、その間隔は BPT 分布（Brownian Passage Time 分布）に従うと考えられています。BPT 分布は、左下図の黒線のグラフ（これを、確率密度関数といいます）で表されるもので、例えば、最新の活動から 2500 年後～2530 年後に再び地震が起こる確率は、左下図の水色の部分の面積で求めることが出来ます。
「現在、最新活動から 2500 年経過している」とき、「現在から 30 年以内に地震が発生する確率」は、「水色の面積÷（水色の面積＋黄色の面積）」で求めることが出来ます。最新活動からの経過年数と、30 年以内に地震が発生する確率は右下図のようになります。
30年以内に地震が発生する確率の計算方法（最新活動時期が分かっている場合）30年以内に地震が発生する確率（最新活動時期が分かっている場合）

0.001

30年以内に地震が発生する確率
（％）

10
2530年

0.0008

確率密度

2500年
0.00060.00040.0002

9
8
7
6
5
4
3

2.2%

2
1

2500

0

0
0

1000

2000

3000

4000

5000

0

6000

1000

最新活動からの時間（年）

2000
3000
4000
最新活動からの時間（年）

5000

6000

一方、活断層や海域によっては、最新の活動時期が分からない場合があります。そのような場合は、「平均で何年の間隔で地震が発生するか」だけを用いて確率を計算しています。このときの計算には、地震の発生が「ポアソン過程」であると仮定します。
「現在から 30 年以内に地震が発生する確率」は、左下図の「水色の面積÷（水色の面
積＋黄色の面積）」で求めることが出来ます。現在からの年数と、その時点から 30 年以内に地震が発生する確率は右下図のようになります。この場合、30 年以内に地震が発生する確率は、基準日によらず一定です。
30年以内に地震が発生する確率（最新活動時期が分からない場合）

30年以内に地震が発生する確率（最新活動時期が分からない場合）

10
30年以内に地震が発生する確率（％）

0.0005

確率密度0.00040.00030.000230年

0.0001

9
8
7
6
5
4
3
2

1.0%

1
0

0
0

1000

2000
3000
4000
現在からの時間（年）

5000

0

6000

- 32 -

1000

2000
3000
4000
現在からの時間（年）

5000

6000

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

付録２.

地震発生確率値などの評価結果一覧表

地震調査委員会は、主要な活断層や海溝型地震（プレートの沈み込みに伴う地震）の活動
間隔、次の地震の発生可能性〔場所、規模（マグニチュード）及び発生確率〕等を評価し、随時公表している。
平成 20 年１月１日現在、主要活断層帯、海溝型地震として南海トラフの地震（東南海･南海地震）、三陸沖から房総沖にかけての地震（宮城県沖地震を含む）、千島海溝沿いの地震（第二版）、日本海東縁部の地震、日向灘および南西諸島海溝周辺の地震、相模トラフ沿いの地震について評価をまとめ公表している。
本表は、時間が経過したことに伴う確率値の変動や、あるいは長期評価の改訂に伴う値の更新を反映させている。
なお、ここに示した地震発生確率の算定基準日は、平成 20 年(2008 年)１月１日である。
１． 主要断層帯の長期評価の概要（算定基準日 平成 20 年（2008 年）１月１日）（陸域・沿岸域の活断層から発生する地震の今後 30,50,100 年以内の地震発生確率等）

断層帯名（断層帯/活動区間 ）

我が国の
長期評価で
主な
地震発生確率 （注１）
予想 した
活断層に
地震規模
おける
（マグニチュード） 相対的評価 30年以内 50年以内 100年以内

神縄・国府津-松田断層帯

7.5程度

0.2%～16%糸魚川-静岡構造線断層帯

８程度(71/2～8 1/2)

14%

7.6程度

0.02%～13%

6.9程度

6%～11%

10%～20%20%～30%6%～11%

10%～20%20%～30%（牛伏寺断層を含む区間） (注2)

境峠・神谷断層帯
（主部）

（注3）

阿寺断層帯
（主部/北部 ）三浦半島断層群

6.6程度（主部/ 武山断層帯 ）もしくはそれ以上

富士川河口断層帯

8程度（8±0.5）琵琶湖西岸断層帯
山形盆地断層帯（ 北部 ）

警固断層帯

0.4%～30%

1%～50%

平均活動間隔最新活動時期
約800年-1300年
12世紀-14世紀前半
約1000年20%40%
約1200年前
約1800年-5200年

0.04%～20%

0.09%～40%
約4900年前-2500年前
約1800年-2500年
約3400年前-3000年前
1600年-1900年程度
約2300年前-1900年前
1500年-1900年

0.2%～11%

7.8程度

我が国の
主な
活断層の
中では

7.3程度

高い
グループ
に属する

0.4%～20%

1%～30%
約2100年前-1000年前
約1900年-4500年

0.09%～9%0.2%～20%

0.3%～30%

0.002%～8%0.004%～10%

0.01%～20%

約2800年前-2400年前
約2500年-4000年
約3900年前-1600年前
約3100年-5500年

7.2程度

0.3%～6%7.9程度

0.05%～6%

0.09%～10%

0.2%～20%

約3300年-6300年

もしく はそれ以下

もしくはそれ以下

もしくはそれ以下

約5200年前-3300年前 もしくはそ
れ以後

7.3程度

0.05%～6%

0.09%～10%

0.2%～20%

7.6程度

ほぼ0%～6%庄内平野東縁断層帯

7.5程度

ほぼ0%～6%

黒松内低地断層帯

7.3程度以上

2%～5%
以下（南東部 ）

石狩低地東縁断層帯（主部）

砺波平野断層帯・呉羽山断層帯（砺波平野断層帯東部）

布田川・日奈久断層帯（ 中部 ）

0.4%～9%0.9%～20%
約4300年前-3400年前

3000年-7000年程度
約4300年前-3700年前
ほぼ0%～10% ほぼ0%～20%

約3500年-11000年
約7500年前-2200年前
2400年-4600年程度

ほぼ0%～10% ほぼ0%～20%
約3000年前-18世紀末- 33 -

3%～9%
以下

7%～20%
以下

3600年-5000年程度以上
約5900年前-4900年前

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

我が国の
長期評価で
主な
地震発生確率
予想 した
活断層に
地震規模
おける
（マグニチュード） 相対的評価 30年以内 50年以内 100年以内

断層帯名（断層帯/活動区間 ）櫛形山脈断層帯
山崎断層帯（主部/ 南東部 ）中央構造線断層帯

6.8程度

0.3%～5%7.3程度

0.03%～5%8.0程度

ほぼ0%～5%7.4程度

ほぼ0%～5%

ほぼ0%～7%

ほぼ0%～10%7.2程度

ほぼ0%～5%

ほぼ0%～9%ほぼ0%～20%

7.2程度

ほぼ0%～5%

ほぼ0%～7%

2%～4%

3%～7%

6%～10%

0.03%～4%

0.06%～7%

0.1%～10%

0.6%～8%

1%～20%

京都盆地-奈良盆地断層帯南部（奈良盆地東縁断層帯）

森本・富樫断層帯
高山・大原断層帯（国府断層帯）別府－万年山断層帯(注5)（大分平野-由布院断層帯/西部 ）別府－万年山断層帯（大分平野-由布院断層帯/東部 ）サロベツ断層帯
雲仙断層群（南西部/ 北部 ）木曽山脈西縁断層帯（主部/南部 ）砺波平野断層帯・呉羽山断層帯（砺波平野断層帯西部）

0.06%～8%0.1%～20%

グループ
に属する

ほぼ0%～10%

約2000年

約3600年-4300年
約4700年前-300年前
約700年-1700年
約2000年前-18世紀初頭に2回

約2300年-3000年
約2200年前-6世紀
約4000年-8000年

4%以下

7.3程度

ほぼ0%～4%

ほぼ0%～7%

ほぼ0%～10%6.3程度

ほぼ0%～4%

ほぼ0%～7%

ほぼ0%～10%

7%以下

10%以下
約5100年前以後
約2500年-4700年
約2400年前-11世紀
約4500年-24000年
約6500年前-3800年前

ほぼ0%～3%

ほぼ0%～6%

ほぼ0%～10%もしくはそ約5000年-12000年 れ以下

もしく はそれ以上

もしくはそれ以上

もしくはそれ以上

約6900年前-2700年前

2%～3%

3%～5%

6%～10%

7.2程度

もしくはそれ以上

約11000年前-1200年前

約2000年前-200年前

7.6程度

6.7程度

別府－万年山断層帯

ほぼ0%～20%
約5000年高い

三浦半島断層群

8000年程度
約28000年前-9000年前
ほぼ0%～3%

ほぼ0%～5%

ほぼ0%～10%

1900年-4900年程度
6-7世紀

7.3程度

ほぼ0%～3%

邑知潟断層帯（注6）

7.6程度

2%

長岡平野西縁断層帯

8.0程度

北由利断層

7.3程度

立川断層帯

7.4程度

0.5%～2%

岩国断層帯

7.6程度

0.03%～2%（野稲岳-万年山断層帯）

ほぼ0%～9%

1-4世紀

7.2程度

(主部/ 衣笠･北武断層帯 )約3600年前-6世紀
約2000年-12000年

6.7程度

7.5程度

約2800年-4200年

3000年程度

我が国の
主な
活断層の
中では

上町断層帯

最新活動時期約3200年前-2600年前（注4）（金剛山地東縁－和泉山脈南縁 ）平均活動間隔ほぼ0%～4%0.001%～9%

3％～4％

5％～8％

4000年程度
約3900年前-6世紀（最大2.6%）

1200年-1900年程度

我が国の
主な
活断層の
中では
やや高い
グループ
に属する

約3200年前-9世紀
約1200年-3700年
2％以下

4％以下

9％以下
13世紀以後

2％以下

3％以下

6％以下

0.8%～4%2%～7%3400-4000年程度
約2800年前以後
10000年-15000年程度
約20000年前-13000年前- 34 -

0.05%～3%

0.1%～6%約9000年-18000年
約11000年前-10000年前

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

断層帯名（断層帯/活動区間 ）屏風山・恵那山- 猿投山断層帯

我が国の
長期評価で
主な
地震発生確率
予想 した
活断層に
地震規模
おける
（マグニチュード） 相対的評価 30年以内 50年以内 100年以内

7.7程度

ほぼ0%～2%

当別断層

7.0程度

ほぼ0%～2%

十日町断層帯

7.4程度

1%

7.3程度

1%

2%

3%～5%

7.3程度

1%

2%

4%

人吉盆地南縁断層

7.1程度

1%以下

新庄盆地断層帯(注7)

6.6～7.1程度

0.7%～1%

1%～2%

2%～5%

青森湾西岸断層帯(注7)7.3程度

0.5%～1%

0.8%～2%2%～3%（恵那山－猿投山北断層帯）（西部） (注7)

曽根丘陵断層帯(注8)山形盆地断層帯（ 南部 ）(注7)

函館平野西縁断層帯
布引山地東縁断層帯（西部）

0.001%～6%

ほぼ0%～4%

2000年-3000年程度
2%

3%～5%
不明

2%以下

4%以下

ほぼ0%～1%

ほぼ0%～2%

ほぼ0%～3%

ほぼ0%～2%

ほぼ0%～4%

ほぼ0%～1%

ほぼ0%～2%

ほぼ0%～4%

長町－利府線断層帯(注9)7.0～7.5程度

1％以下

2％以下

3％以下

（主部/ 北西部 ）六甲・淡路島断層帯(主部/六甲山地南縁－淡路島東岸区間 )伊勢湾断層帯(白子－野間断層)

不明
3000年-6000年程度

13000年-17000年

約28000年前-400年前
概ね8000年
約7300年前-2400年前
約10000年以上
約10000年前-7世紀
3000年程度以上
約16000年前以後
3000年-5000年程度

7.2程度

0.6%～1%

1%～2%

2%～3%

7.1程度

0.5%～1%

0.8%～2%

2%～5%

7.7程度

0.005%～1%

7.3程度

ほぼ0%～1%

7.7程度

0.08%～1%

(注4)

山崎断層帯

2000年-4000年程度

17000年程度

ほぼ0%～1%

4％以下

月岡断層帯

約8000年以上

14000年前以後

我が国の
主な
活断層の
中では
やや高い
グループ
に属する

2％以下

（ 紀淡海峡－鳴門海峡 ）2500年程度不明

1％以下

中央構造線断層帯

約10000年前以後

約7300年前-3200年前

7.3程度（南西部/ 南部 ）概ね2000年-3000年

不明

頓宮断層

雲仙断層群

約7600年前-5400年前

約11000年前-2200年前

7.0程度（呉羽山断層帯）(注7)

約7200年-14000年

ほぼ0%～8%出水断層帯

砺波平野断層帯・呉羽山断層帯

最新活動時期7500年-15000年程度

7.0～7.5程度
7.4程度

ほぼ0%～3%

平均活動間隔不明
約2100年-6500年
約4500年前-16世紀
約4000年-6000年

0.009%～2%

ほぼ0%～2%

0.02%～4%

ほぼ0%～3%

約3100年前-2600年前
7500年以上
約6500年-900年前

0.2％～2％

0.4％～4％約1800年-2300年
868年播磨国地震
900年-2800年程度

7.9程度

ほぼ0%～0.9% ほぼ0%～2%

7.0程度

0.2%～0.8%

ほぼ0%～5%16世紀
8000年程度

0.3％～1％

0.7％～3％概ね6500年前-5000年前- 35 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

断層帯名（断層帯/活動区間 ）三峠・京都西山断層帯（京都西山断層帯）

高山・大原断層帯（高山断層帯）(注7)

屏風山・恵那山- 猿投山断層帯（屏風山断層帯）（注7）

十日町断層帯（東部）(注7)

養老－桑名－四日市断層帯
三方・花折断層帯（花折断層帯/ 中南部 ）三峠・京都西山断層帯（三峠断層）(注7)

増毛山地 東縁断層 帯・沼田－砂川 付近の断層帯（増毛山地東縁断層帯）(注7)

魚津断層帯(注7)7.5程度（主部） (注7)

十勝平野断層帯(注11)（光地園断層）

(注4)

6.8程度

0.2%～0.7%

0.4%～1%7.0程度

0.4%～0.7%

0.6%～1%8程度

ほぼ0%～0.7% ほぼ0%～1%

ほぼ0%～3%7.3程度

ほぼ0%～0.6% ほぼ0%～1%

ほぼ0%～2%7.2程度

0.4%～0.6%

0.7%～1%

1%～2%

7.8程度

0.6%以下

1%以下

2%以下

7.2程度
8.0程度

7.3－8.0程度(注4)(石鎚山脈北縁西部－伊予灘 )十勝平野断層帯（主部）(注7)

鈴鹿西縁断層帯(注7)
屏風山・恵那山- 猿投山断層帯(注7)（加木屋断層帯）

山崎断層帯
(注7)

（那岐山断層帯）

8.0程度
もしくはそれ以上

2%

不明
1%～2%

不明（注10）1400年-1900年

4200年-6500年
2800年前-6世紀
5000年-7000年程度
3世紀以前
5000年程度以上

我が国の 0.4％以上
主な
活断層の 0.2%～0.4%
中ではやや高い もしく はそれ以上グループに属する 0.1%～0.4%

0.6％以上不明
8000年程度以下
１％以上
不明
0.3%～0.7%

0.6%～1%

もしくはそれ以上

もしくはそれ以上

0.2%～0.7%

0.5%～1%

7000年-18000年程度

もしくはそ
れ以下

不明
7000年-21000年程度
約21000年前以後に2回

ほぼ0%～0.3% ほぼ0%～0.6% ほぼ0%～2%

ほぼ0%～0.3% ほぼ0%～0.6% ほぼ0%～2%

約1000年-1600年
16世紀
約1000年-2500年
16世紀
約1000年-2900年

ほぼ0%～0.3% ほぼ0%～0.6% ほぼ0%～2%

0.5%～0.6%

7.6程度

0.08%～0.2%

0.1%～0.3%

0.3%～0.6%

7.4程度

0.1%

7.3程度

0.07%～0.1%

7.5程度

4000年-8000年程度

13－16世紀

0.2%～0.3%

鈴鹿東縁断層帯不明
4000年-12000年程度

0.1%～0.2%

7.0～7.5程度

約3500年-5600年

0.8%～2%

8.0程度

生駒断層帯

最新活動時期4000年程度
1%

7.6程度

平均活動間隔約2400年前-2世紀(注4)（石鎚山脈北縁 ）中央構造線断層帯

ほぼ0%～3%0.7%（讃岐山脈南縁－石鎚山脈北縁東部 ） もしくはそれ以上

中央構造線断層帯

ほぼ0%～0.8% ほぼ0%～1%

7.6程度

7.3程度

福井平野東縁断層帯

中央構造線断層帯

我が国の
長期評価で
主な
地震発生確率
予想 した
活断層に
地震規模
おける
（マグニチュード） 相対的評価 30年以内 50年以内 100年以内

16世紀
17000年-22000年程度
不明
約18000年-36000年
不明
30000年程度

0.2%

0.3%
不明

0.1%～0.2%

0.2%～0.3%

約30000年-40000年
不明

ほぼ0%～0.1% ほぼ0%～0.3% ほぼ0%～0.6%

3000年-6000年
1600年前-1000年前頃

ほぼ0%～
0.07%

- 36 -

約6500年-12000年
ほぼ0%～0.1% ほぼ0%～0.2%
約3500年前-2800年前

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

断層帯名（断層帯/活動区間 ）別府－万年山断層帯（別府湾-日出生断層帯/西部 ）富良野断層帯（西部）

長井盆地西縁断層帯

我が国の
長期評価で
主な
地震発生確率
予想 した
活断層に
地震規模
おける
（マグニチュード） 相対的評価 30年以内 50年以内 100年以内
ほぼ0%～
0.05%

7.3程度

ほぼ0%～
0.08%

ほぼ0%～
0.2%

平均活動間隔最新活動時期
13000年-25000年程度
約7300年前-6世紀
4000年程度

7.2程度

ほぼ0%-0.03% ほぼ0%-0.05% ほぼ0%-0.1%

7.7程度

0.02%以下

2世紀-1739年
5000年-6300年程度
0.04%以下

0.1%以下（7.5±0.5）

ほぼ0%～
0.02%

ほぼ0%～
0.06%

ほぼ0%～0.3%

7.2程度

ほぼ0%～
0.01%

ほぼ0%～
0.02%

ほぼ0%～
0.05%

8.0程度

ほぼ0%～
0.008%

ほぼ0%～
0.01%

ほぼ0%～
0.03%

大阪湾断層帯

7.5程度

0.004%以下

0.007%以下

0.02%以下

伊勢原断層

7.0程度

ほぼ0%～
0.003%

ほぼ0%～
0.005%

ほぼ0%～
0.01%

4000年-6000年程度

6.9程度

ほぼ0%～
0.002%

ほぼ0%～
0.004%

ほぼ0%～
0.009%

5000年-10000年程度

7.6程度

0.001%

0.002%

0.005%

7.3程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

約5600年-7600年 れ以下

もしく はそれ以上

もしくはそれ以上

もしくはそれ以上

15-17世紀

8.0程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

跡津川断層帯

7.9程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

庄川断層帯

7.9程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

北上低地西縁断層帯

7.8程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

7.8程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

7.8程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

7.4～7.8程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

7.7程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

7.7程度

ほぼ0%

有馬-高槻断層帯
富良野断層帯（東部）

関東平野北西縁断層帯（主部）

伊勢湾断層帯（主部/南部 ）布引山地東縁断層帯（東部）

野坂・集福寺断層帯(野坂断層帯)伊那谷断層帯
（主部）

（注12）

阿寺断層帯
（主部/南部 ）福島盆地西縁断層帯
信濃川断層帯(長野盆地西縁断層帯)

屏風山・恵那山- 猿投山断層帯（猿投－高浜断層帯）

牛首断層帯

7.5程度

約2400年前以後
1000年-2000年程度
1596年慶長伏見地震
9000年-22000年程度
約4300年前-2400年前
13000年-30000年程度
約6200年前-2500年前
約3000年-7000年
9世紀以後

5世紀-18世紀初頭

概ね2000年前-1500年前
25000年程度
11000年前頃
もしくはそ

約5200年－6400年
14-18世紀
約2300年-2700年
1858年飛越地震
約3600年-6900年
11-16世紀
16000年-26000年
4500年前頃
約1700年
1586年天正地震
8000年程度
約2200年前-3世紀
800年-2500年
1847年善光寺地震
40000年程度
約14000年前頃
約5000年-7100年- 37 -

ほぼ0%

ほぼ0%

11-12世紀

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

断層帯名（断層帯/活動区間 ）別府－万年山断層帯（別府湾-日出生断層帯/東部 ）柳ヶ瀬・関ヶ原断層帯（主部/北部 ）

関谷断層

我が国の
長期評価で
主な
地震発生確率
予想 した
活断層に
地震規模
おける
（マグニチュード） 相対的評価 30年以内 50年以内 100年以内

7.6程度

ほぼ0%

7.6程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%～
0.004%
ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

7.5程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

双葉断層

6.8-7.5程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

山田断層帯

7.4程度

（郷村断層帯）もしくはそれ以上

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

別府－万年山断層帯（崩平山-亀石山断層帯）

濃尾断層帯（主部/ 梅原断層帯 ）会津盆地西縁・東縁断層帯

7.4程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

7.4程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

7.4程度

ほぼ0%

7.3程度
7.3程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

木津川断層帯

7.3程度

ほぼ0%

水縄断層帯

7.2程度

ほぼ0%

7.2程度

ほぼ0%

7.2程度

ほぼ0%

7.2程度

ほぼ0%

7.2程度

ほぼ0%

7.2程度

ほぼ0%

7.1程度以上

ほぼ0%

7.1程度

ほぼ0%

（ 北部 ）

湖北山地断層帯（北西部）

三方・花折断層帯（三方断層帯）

布田川・日奈久断層帯（北東部 ）

伊勢湾断層帯（主部/北部 ）能代断層帯
六甲・淡路島断層帯(主部/淡路島西岸区間 )約2400年前-2世紀

1927年北丹後地震
約4300年-7300年
13世紀以後1891年濃尾地震

ほぼ0%

横手盆地東縁断層帯

13世紀頃

約14000年-15000年

ほぼ0%（主部/ 根尾谷断層帯 ）14-17世紀

約10000年-15000年

ほぼ0%

濃尾断層帯

約2300年-2700年

8000年-12000年程度

ほぼ0%

北伊豆断層帯

1596年慶長豊後地震

約6400-9100年

ほぼ0%（会津盆地西縁断層帯）

約1300年-1700年

17世紀頃
ほぼ0%

（主部/北部 ）最新活動時期約2600年-4100年

7.5程度

木曽山脈西縁断層帯

平均活動間隔約7600年-9600年
1611年会津地震
約1400年-1500年
1930年北伊豆地震
約2100年-3600年
1891年濃尾地震

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

約4000年-25000年
1854年伊賀上野地震
14000年程度
679年筑紫地震
3400年程度

ほぼ0%

ほぼ0%
1896年陸羽地震

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%～
0.001%
ほぼ0%

約3000年-4000年
11-14世紀
約3800年-6300年
1662年の地震

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

約11000年-27000年
約1500年前-1200年前
10000年-15000年程度
概ね1000年前-500年前
1900年-2900年程度
1694年能代地震- 38 -

ほぼ0%

1800年-2500年程度
ほぼ0%
1995年兵庫県南部地震

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

断層帯名（断層帯/活動区間 ）長尾断層帯
雫石盆地西縁-真昼山地東縁断層帯（真昼山地東縁断層帯/ 北部 ）湖北山地断層帯
（南東部）

濃尾断層帯
（温見断層/ 北西部 ）山崎断層帯（草谷断層）

六甲・淡路島断層帯(先山断層帯)

標津断層帯
会津盆地西縁・東縁断層帯（会津盆地東縁断層帯）

菊川断層帯
柳ヶ瀬・関ヶ原断層帯（主部/南部 ）増毛山地 東縁断層 帯・沼田－砂川 付近の断層帯（沼田－砂川付近の断層帯）

木曽山脈西縁断層帯（清内路峠断層帯）

山田断層帯
（主部）

雲仙断層群
（北部）

（注14）

伊那谷断層帯（南東部）

濃尾断層帯（武儀川断層）

長良川上流断層帯
阿寺断層帯（白川断層帯）

西山断層帯
横手盆地東縁断層帯（ 南部 ）

我が国の
長期評価で
主な
地震発生確率
予想 した
活断層に
地震規模
おける
（マグニチュード） 相対的評価 30年以内 50年以内 100年以内

7.1程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

6.7-7.0程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

6.8程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

6.8程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

6.7程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

6.6程度

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

7.7程度以上

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

7.7程度

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

7.6程度

最新活動時期
概ね30000年程度
9-16世紀約6300年-31000年
1896年陸羽地震
概ね7000年程度
15-17世紀
約2200年-2400年
1891年濃尾地震
5000年程度
5-12世紀5000年-10000年程度
11世紀-17世紀初頭
不明
不明
不明
不明
不明

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

7.6程度

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

7.5程度

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

7.4程度

不明（注13）

7.4程度

不明（注13）7.3程度以上

不明（注13）

7.3程度

不明（注13）

7.3程度

不明（注13）

7.3程度

不明（注13）

7.3程度

不明（注13）

7.3程度

不明（注13）

7.3程度

不明（注13）もしくはそれ以上

平均活動間隔約8500年前-2100年前
不明
約4900年前-15世紀
不明
不明

不明（注13）

不明（注13）

不明
不明
不明

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

約3300年前以前
不明
約5000年前以後

不明（注13）

不明（注13）

不明
不明
不明

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

不明
不明
不明
不明（注13）

不明（注13）

不明
不明

不明（注13）不明
不明（注13）約12000年前-概ね2000年前

不明（注13）不明
不明（注13）
約6000年前-5000年前以後- 39 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

断層帯名（断層帯/活動区間 ）津軽山地西縁断層帯(注15)（南部）

津軽山地西縁断層帯

鴨川低地断層帯(注16)
境峠・神谷断層帯（霧訪山－奈良井断層帯）

阿寺断層帯（佐見断層帯）柳ヶ瀬・関ヶ原断層帯（浦底－柳ヶ瀬山断層帯）

三方・花折断層帯(注17)

三峠・京都西山断層帯（上林川断層）

布田川・日奈久断層帯（南西部 ）

石狩低地東縁断層帯（南部）

福井平野東縁断層帯
（西部）

(注18)

濃尾断層帯
（揖斐川断層帯）

雲仙断層群（南東部） (注14)

屏風山・恵那山- 猿投山断層帯（赤河断層帯）

関東平野北西縁断層帯（平井－櫛挽断層帯）

高山・大原断層帯（猪之鼻断層帯）
雫石盆地西縁-真昼山地東縁断層帯（真昼山地東縁断層帯/ 南部 ）濃尾断層帯
（温見断層/ 南東部 ）濃尾断層帯（主部/ 三田洞断層帯 ）五日市断層帯（五日市断層）7.1-7.3程度

不明（注13）

6.8-7.3程度

不明（注13）

7.2程度

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

7.2程度

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

7.2程度

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

7.2程度

不明（注13）

不明（注13）

7.2程度

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

7.2程度

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

7.2程度

不明（注13）7.1程度以上

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

7.1程度

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

7.1程度

不明（注13）

7.1程度

不明（注13）

7.1程度

不明（注13）

7.1程度

不明（注13）

7.1程度

不明（注13）

6.9-7.1程度

不明（注13）

不明（注13）

7.0程度

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

7.0程度

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

7.0程度

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

平均活動間隔最新活動時期不明
1766年の地震

(注15)

（北部）

（花折断層帯/ 北部 ）

我が国の
長期評価で
主な
地震発生確率
予想 した
活断層に
地震規模
おける
（マグニチュード） 相対的評価 30年以内 50年以内 100年以内

不明
1766年の地震
不明
不明
不明
不明
不明
不明
不明
不明（注13）不明
不明
1662年の地震
不明
不明

不明（注13）

不明（注13）不明
約7500年前-2200年前
不明
不明
不明
1948年福井地震
不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）不明
1-10世紀不明
約7300年前以後
不明

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

不明
不明
不明
不明
不明（注13）

不明（注13）

不明
不明
不明
不明
不明
不明
不明

不明（注13）

不明（注13）不明
7-12世紀- 40 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

断層帯名（断層帯/活動区間 ）
警固断層帯

我が国の
長期評価で
主な
地震発生確率
予想 した
活断層に
地震規模
おける
（マグニチュード） 相対的評価 30年以内 50年以内 100年以内

7.0程度

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

6.9程度

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

6.6程度

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

6.5程度

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）

6.5程度

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）三浦半島断層群

6.1程度

（南部）

もしくはそれ以上不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）折爪断層(注20)(最大7.6程度)(注19)（ 北西部 ）

雫石盆地西縁-真昼山地東縁断層帯（雫石盆地西縁断層帯）

柳ヶ瀬・関ヶ原断層帯（主部/中部 ）五日市断層帯（己斐－広島西縁断層帯）

野坂・集福寺断層帯(集福寺断層)

元荒川断層帯東京湾北縁断層
岐阜一宮断層帯
荒川断層

平均活動間隔最新活動時期不明
2005年福岡県西方沖の地震
不明
約2800年前-14世紀
不明
約7200年前-7000年前
不明
約23000年前以前
不明
不明
不明
約26000年前-22000年前

不明（注13）

不明（注13）

不明（注13）不明
不明

上尾市付近を境に北部と南部に分けられ、北部のみが活断層と判断される。
活断層ではないと判断される。
活断層ではないと判断される。
活断層ではないと判断される。

注１： 確率値は有効数字１桁で記述している。ただし、30年確率が10％台の場合は2桁で記述する。また「ほぼ０％」とあるの-3
は、10 ％未満の確率値を表す。
注２： 「地震に関する基盤的調査観測計画」（地震調査研究推進本部，1997）による全国の主要断層帯の区分では、糸魚川－静岡構造線断層帯は北部、中部、南部の３つに分けられている。牛伏寺断層は中部の一部であり、長期評価では「牛伏寺断層を含む区間」がどこまでか判断できないとしている。なお、最新活動時（1200年前）には、北部と中部が同時に活動した。
注３： 境峠・神谷断層帯(主部)は、最新活動時期を約４千９百年前以後－約２千５百年前以前、１つ前の活動を約７千７百年前以後－約６千７百年前以前の可能性があるとし、これら過去２回の活動の間隔を基に平均活動間隔（約１千８百－５
千２百年）を求めている。ただし、最新活動時期の年代幅が大きく、またそのため、平均活動間隔に関しても十分に時期を絞り込むことができなかった。したがって、これらの値から算出した地震後経過率（0.5-2.7）及び将来の地震発生確率（今後30年：0.02％－13％）は、いずれも大きく幅を持たせた評価となっていることに留意する必要がある。
注４： 中央構造線断層帯は、５つに分かれて活動すると評価されており、上表にはそれぞれの数値を示した。しかし、これらは１つの断層帯として同時に活動する可能性もある。その場合はマグニチュード8.0程度もしくはそれ以上の地震が発生し、その長期確率は、５つの区間が個別に活動する長期確率を超えることはないと評価されている。
注５： 別府－万年山断層帯（大分平野－由布院断層帯/西部）は、最新活動時期が十分絞り込まれておらず、通常の手法では平
均活動間隔を求めることができない。ここでは、過去の活動時期から、約2000年前－18世紀に２回の活動があったとして平均活動間隔を求めている。また、地震発生確率の計算に際しては、通常のＢＰＴ分布を用いることができるだけの信頼度がないと考えて、ポアソン過程で求めた。
注６： 邑知潟断層帯は、最新活動時期が十分絞り込まれておらず、通常の手法では平均活動間隔を求めることができない。そこで、過去の活動時期から、約4900年前－９世紀に３回の活動があったとして平均活動間隔を求めている。また、地震発生確率の計算に際しては、通常のＢＰＴ分布を用いることができるだけの信頼度がないと考えて、ポアソン過程で求めた。
注７： 最新活動の時期が特定できていないため、通常の活断層評価で用いている計算方法（地震の発生確率が時間とともに変動するモデル：ＢＰＴ分布モデル）ではなく、地震発生確率が時間的に不変とした考え方（ポアソン過程）により長期確率を求めている。
注８： 曽根丘陵断層帯は、最新活動時期が約10000年前以後と求められているが、平均活動間隔2000-3000年に対して十分に絞り込まれていない。このため、地震発生確率の計算に際しては、ポアソン過程を用いた。

- 41 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

注９： 長町－利府線断層帯は、最新活動時期が約16000年前以後と求められているが、平均活動間隔3000年に対して十分に絞り込まれていない。このため、地震発生確率の計算に際しては、ポアソン過程を用いた。
注10： 十日町断層帯（東部）では、約3900-3300年前に活動した可能性があるが、これを最新活動と限定できなかったことから、不明としている。
注11： 十勝平野断層帯（光地園断層）は、最新活動時期が十分絞り込まれておらず、通常の手法では平均活動間隔を求めることができない。ここでは、過去の活動時期から、約21000年前以後に２回の活動があったとして平均活動間隔を求めている。また、地震発生確率の計算に際しては、通常のＢＰＴ分布を用いることができるだけの信頼度がないと考えて、ポアソン過程で求めた。
注12： 伊那谷断層帯（主部）の最新活動時期は、14世紀以後、18世紀以前と推定されている。18世紀以前であることは、1725
年の高遠の地震以降に本断層帯付近で大きな被害地震が起こっていないことに基づいていることから、最新活動時期を
西暦1300年以後、西暦1725年以前として地震発生確率を算出している。
注13： 平均活動間隔が判明していないため、地震発生確率を求めることができない。
注14： 雲仙断層群（北部、南東部）は、平均活動間隔が求められていないため、地震発生確率は不明となっている。
しかし、信頼度が低い情報ながら、これらの断層帯における平均変位速度は１ｍ／千年程度に達する可能性が指摘されている。このため、これらの断層帯においては平均活動間隔が最新活動時期からの経過時間よりも短い可能性もあり得るため、注意が必要である。
注15： 津軽山地西縁断層帯は、北部及び南部に分かれると評価されている。平均活動間隔が不明のため、地震発生確率は求めることができないが、最新活動時期が1766年であり、地震後経過年数が短いため、近い将来の地震発生確率はごく小さ
いと考えられる。なお、最新活動と考えられる地震の規模が断層帯の長さに比べて大きいため、発生する地震の規模は幅を持った値としている。
注16： 鴨川低地断層帯に関しては、活断層であるかどうかの確実な証拠に乏しく、活断層としての存在そのものについて疑問視した調査結果も報告されている。よって、今後、本断層帯の活動時期や活動性に関する確実な資料を得る必要がある。
注17： 三方・花折断層帯（花折断層帯/北部）は、平均活動間隔が不明のため、地震発生確率は求めることができないが、最新活動時期が1662年の地震である可能性があることから、近い将来の地震発生可能性は小さいと考えられる。
注18： 福井平野東縁断層帯（西部）は、平均活動間隔が不明のため、地震発生確率は求めることができないが、最新活動時期
が1948年であり、地震後経過年数が短いため、近い将来の地震発生確率はごく小さいと考えられる。
注19： 警固断層帯（北西部）は、平均活動間隔などが不明のため、地震発生確率は求めることができないが、最新活動時期が2005年であり、地震後経過年数が短いため、近い将来の地震発生確率はごく小さいと考えられる。なお、断層面の位
置・形状や活動履歴の検討をするための地形学・地質学的な資料が得られていないことから、長期評価は主に地震観測結果などの地球物理学的な資料に基づいて行った。
注20： 折爪断層は、将来の活動可能性を明確にするために必要な資料が十分得られていない。鮮新世の地層を大きく変位させているので、第四紀に活動した断層であることはほぼ確かであると考えられているが、第四紀後期に活動を繰り返していることを示す確かな証拠はこれまで発見されておらず、特に、北部の辰ノ口撓曲においては第四紀後期の活動性は衰えている可能性もある。このため、発生する可能性がある地震の規模についても、便宜的に最大値を記載しているものの、この値は断層全体が一つの区間として活動した場合の試算値に過ぎないことに注意する必要がある。

（参考）1995年兵庫県南部地震発生直前における確率
断層帯名

発生した地震規模(マグニチュード)地震発生確率30年以内

平均活動間隔

六甲・淡路島断層帯主部
淡路島西岸区間「野島断層を含む区間」

7.3

0.02%～8%

1700年～3500年- 42 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

２．海溝型地震の長期評価の概要（算定基準日 平成 20 年(2008 年)１月１日）（海溝型地震の今後 10,30,50 年以内の地震発生確率）

領域または地震名

南
海
ト
ラ
フ
の
地
震

南海地震

長期評価で予想した
地震規模（マグニチュード）地震発生確率
10年以内

10%程度

8.4前後

平均発生間隔（ 注１ ）

30年以内

50%程度

50年以内

80%～90%

8.5前後
20%程度

8.1前後

60%～70%程
度

90%程度

（注7）

津波地震

正断層型

三陸沖北部
固有地震以外のプレート間地震
宮城県沖

Mt8.2前後
7%程度
20%程度（Mtは津波の高さか30%程度
ら求める地震の規 (2%程度)＊ (6%程度)＊ (9%程度)＊
模）

8.2前後

8.0前後

7.1～7.6

7.5前後

1%～2%
(0.3%～
0.6%)＊

4%～7%
6%～10%（1%～2%）(2%～3%)＊
＊

ほぼ0%
～0.3%

0.1%～10%

60%程度

90%程度

－

60%程度

99%

－

30%～40%8.0前後
三陸沖南部海溝寄り
福島県沖
茨城県沖
十勝沖

30%～40%

7.7前後

80%～90%90%～98%10%程度以7.4前後（複数の地2%程度以下 7%程度以下
下震が続発する）
6.8程度
8.1前後

50%程度

90%程度

－

ほぼ0%

0.1%～1%

10%～20%

3%～7%

40%程度

70%～80%5%～10%

50%程度

80%程度

連動
8.3程度
根室沖

7.9程度

）

（

第
二

111.6年（次回までの
(注 ２)
標準的な値
86.4年）

色丹島沖
択捉島沖

7.8前後
(注 ４)

（Mw8.2前後）
8.1前後

(注 ４)

（Mw8.5前後）

10%～20%- 43 -

133.3年程度＊（530年程度）*（）は特定海域での値－
400年～750年＊（1600年～3000年）*（）は特定海域での値－
約97.0年
39.6年前

連動

千
島
海
溝
沿
版い
の
地
震

114.0年（次回までの
(注 ２)
標準的な値
90.1年）

63.1年前
三
陸
沖
海
か
溝
ら
寄
房
り
総
沖
の

三
陸
沖
か
ら
房
総
沖
に
か
け
て
の
地
震

最新発生時期（下段：ポアソン過程を適用したものを除く）

61.0年前

同時

東南海地震

（注 １）

（上段）

60%程度

80%～90%11.3年程度－
37.1年
29.6年前105年程度
110.4年前
400年以上－15.5年程度

－
72.2年

(注 ３)

4.3年前
72.2年

(注 ３)

34.5年前
72.2年

(注 ３)

38.4年前
72.2年

(注 ３)

44.2年前

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

領域または地震名

長期評価で予想した
地震規模（マグニチュード）平均発生間隔

（ 注１）

30年以内

50年以内

40%程度

80%程度

90%程度

60%程度

90%程度

90%程度以
上

（

10%程度

30%程度

50%程度

第 沈み込んだプレート内のやや深い地震
二

7.5程度

30%程度

70%程度

80%程度

北海道北西沖の地震

7.8程度

0.002%～
0.04%

0.006%～
0.1%

0.01%～
0.2%

北海道西方沖の地震

7.5前後

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

北海道南西沖の地震

7.8前後

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

青森県西方沖の地震

7.7前後

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

秋田県沖の地震

7.5程度

山形県沖の地震

7.7前後

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

新潟県北部沖の地震

7.5前後

ほぼ0%

ほぼ0%

ほぼ0%

佐渡島北方沖の地震

7.8程度

1%～2%

3%～6%

5%～10%

安芸灘～伊予灘～
豊後水道のプレート内地震

6.7～7.4

10%程度

40%程度

50%程度

日向灘の
プレート間地震

7.6前後

5%程度

10%程度

20%程度

日向灘の
ひとまわり小さい
プレート間地震

7.1前後

30%～40%70%～80%80%～90%南西諸島周辺の
(注5)
浅発地震

－

－

－

－

九州から南西諸島周辺(注5)のやや深発地震

－

－

－

－

与那国島周辺の地震

7.8程度

10%程度

30%程度

40%程度

日
本
海
東
縁
部
の
地
震

日
向
灘
お
よ
び
南
西
諸
島
海
溝
周
辺
の
地
震

1%程度以下 3%程度以下 5%程度以下- 44 -

（注 １）

（上段）

10年以内

）

千
十勝沖・
7.1前後
島 ひとま
根室沖
わり小
海
さいプ
溝 レート
7.1程度
色丹島沖・
沿 間地震
(注 ４)
択捉島沖
（Mw7.7程度）
版いの地 沈み込んだプレート内
8.2前後のやや浅い地震震

地震発生確率

最新発生時期（下段：ポアソン過程を適用したものを除く）

17.5年
－
10.5年
－
82.8年
－
27.3年
－
3900年程度
約2100年前
1400～3900年程度
67.4年前500～1400年程度
14.5年前500～1400年程度
24.6年前1000年程度以上－
1000年程度以上
174.1年前
1000年程度以上
43.5年前500～1000年程度
－
約67年
－
約200年
－
約20～27年
－
－
－
－
－
約100年
－

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

領域または地震名

相
模
ト
ラ
フ
沿
い
の
地
震

長期評価で予想した
地震規模（マグニチュード）大正型関東地震

7.9程度

元禄型関東地震（注 6）8.1程度

その他の南関東のＭ７程度の地震

6.7～7.2程度

地震発生確率（ 注１ ）

（注 １）

（上段）

10年以内

30年以内

ほぼ0%～
0.08%

ほぼ0%～1% ほぼ0%～6%

ほぼ0%

平均発生間隔

50年以内

最新発生時期（下段：ポアソン過程を適用したものを除く）

200～400年
84.3年前ほぼ0%

ほぼ0%

2300年程度
304.0年前

30%程度

70%程度

90%程度

23.8年
－

上記表中、「ほぼ０%」とあるのは、10-3 %未満の確率値を表す。
注１： これらの評価は、基準日を元に更新過程を適用。また、三陸沖から房総沖の海溝寄りの地震、三陸沖北部の一回り規模の小さい地震、福島県沖の地震、茨城県沖の地震、千島海溝沿いのひとまわり規模の小さい地震および沈み込んだプレート内の地震、日本海東縁部の秋田県沖の地震、佐渡島北方沖の地震、日向灘および南西諸島海溝周辺の地震、相模トラフ沿いのその他の南関東のM7程度の地震については、ポアソン過程を適用。
注２： 時間予測モデルに基づいて推定。
注３： 千島海溝沿いの区分けした各領域でM８程度のプレート間地震が繰り返し発生するとし、それらの発生間隔はどの領域でもほぼ同程度と仮定した。そこで、各領域の地震発生間隔（十勝沖 108.9年及び51.6年、根室沖 79.2年、色丹島沖 76.2年、択捉島沖 45.1年）の違いをばらつきと見なし、それらの値の平均値72.2年が平均発生間隔を近似するものとした。
注４： 過去の地震のMとMwの差が大きいため、Mwも参考として示した。Mwは「モーメントマグニチュード」のことである。地震の規模を表すマグニチュード(M)は、観測点における地震波(地震動)の大きさ(揺れの大きさ)の分布を使って算出するのに対して、Mwは震源の物理的な規模を表す地震モーメントという量を使って算出するマグニチュードである。地震の震源域の規模を反映し、マグニチュードの頭打ち(地震が大きくてもマグニチュードはその割に大きくならない現象)を回避できるために、物理的な意味が明確な指標である。
注５： これらの領域については、地震発生の特性を明らかにするための十分な知見が得られていないことや、長大な設定領域において発生する場所を特定できないこと等により、対象となる地震の平均発生間隔などを評価しなかった。
注６： 元禄型関東地震は、大正型関東地震の想定震源域が房総半島南沖～南東沖へ拡大・連動したタイプとしているので、ここでは大正型関東地震と元禄型関東地震の発生確率を互いに独立して扱うものとは考えていない。
注７： 南海トラフで発生する地震のうち、東海地震については中央防災会議が国としての評価を「東海地震に関する専門調査会報
告」(2001年)として公表しており、中央防災会議はこの報告の中で、東海地震がいつ発生してもおかしくないとしている。
想定東海地震の震源域が単独で破壊した事例は知られていないため、過去の事例に基づいて発生間隔を推定するこれまでの長期評価の手法では発生確率を求めることはできない。
しかし、地震調査研究推進本部では、確率論的地震動予測地図を作成するにあたり東海地震の発生確率が必要であるため、以下の方法で求めた。
・平均活動間隔は「南海トラフの地震の長期評価」に想定東海地震の震源域の全域または一部地域が活動したと記載のある、明応東海地震(1498年)、慶長地震(1605年)、宝永地震(1707年)、安政東海地震(1854年)の４つ地震の発生間隔の平均値
118.8年とした。
・最新活動時期は1854年安政東海地震とした。
・平均活動間隔のばらつきを表すパラメータは、長期評価が行われている東南海地震と同じ0.20を用いた。
・隣接する地域と連動する場合と単独で発生する場合が同一の発生間隔であると仮定した。
東海地震は隣接する地域との連動性のメカニズムが未解明であるため、発生確率を求めるためには、上記のようないくつかの仮定を行う必要があった。したがって、長期評価結果として公表している他の海溝型地震の発生確率と同程度の信頼度はないことに留意する必要がある。

「全国を概観した地震動予測地図」報告書で用いた方法による想定東海地震の確率
地震発生確率
想定地震規模地震名
平均発生間隔マグニチュード
30年以内
東海地震
８程度
87%(参考値)
118.8年(参考値)※ここで示している確率値は、既に公表した長期評価の値です。付録４は地震動予測地図を計算するために用いた値であり、ここで示している長期評価の確率値と若干異なっています。付録４で示している確率値には絶対的な精度がないことを考慮して、ここでは数値をまるめた表現としておりますので、各地震の長期評価の確率値としては付録２の値をご参照下さい。（なお、計算上は１００%に近くとも、９９%と表現しております。）- 45 -

「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。

- 46 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
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。

- 47 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
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）。

- 48 -

地震発生層の厚さTs

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
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。

- 49 -

「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。

- 50 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
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。

- 52 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
・ 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 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008年版
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。

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「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。

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「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）。

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「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。

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「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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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 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

付録４.

2007 年版からの計算手法などの変更点対象とする地震から地震発生確率を算定するための条件を、2007 年版公表時点から
付表 4-1 のように変更しました。また、2007 年１月～12 月にかけて公表した主要活断層帯の長期評価（一部改訂も含む）の諸元の比較を付表 4-2 と付表 4-3 に、2008
年１月１日時点で行った地震発生確率値の更新に伴い、変化した主な海溝型地震の地
震発生確率の変化を付表 4-4 に、主要活断層帯のマグニチュードと断層面の諸元について付表 4-5 に示します。
付表 4-1
地震の分類
主要活断層帯作成条件（下線部が前回公表時からの変更点）
・

・
・
海溝型地震

今回作成の地図の作成条件

・・

更新過程を適用した地震発生確率の算定において、時間軸原点を「平成 19 年(2007 年)1 月 1 日」から「平成 20 年(2008 年)1 月 1 日」に変更。
ポアソン過程を適用した地震発生確率の算定については変更なし。
平成 19 年 12 月末までに公表した長期評価の公表結果（一部改訂も含む）を反映する※１。
更新過程または時間予測モデルを適用した地震発生確率の算定において、時間軸原点を「平成 19 年(2007 年)1 月 1 日」から「平成 20
年(2008 年)１月１日」に変更。
ポアソン過程を適用した地震発生確率の算定については変更なし。

震源断層をある ・程度特定できる ・地震

平成 19 年 12 月末までに追加で公表した長期評価の改訂を反映する。
平成 19 年（2007 年）能登半島地震の断層モデル（地殻変動データから推定した震源断層モデルを基に設定）を考慮※２。地震発生確率は30 年、50 年ともほぼ 0%とする。

震源断層を予め ・特定しにくい地震

地震発生頻度分布に使用する気象庁の震源データについて、データの改訂及び更新（2005 年末までのデータ→2006 年末までのデータ）を反映する。

※１ 2007 年１月～12 月に公表した主要活断層の長期評価（一部改訂も含む）は以下の通り。
平成 19 年 3 月公表
警固断層帯
平成 19 年 5 月公表
魚津断層帯
平成 19 年 8 月公表
山形盆地断層帯（一部改訂）
平成 19 年 10 月公表
伊那谷断層帯（一部改訂）
平成 19 年 11 月公表
サロベツ断層帯※２

国土地理院資料（第 169 回地震調査委員会提出資料）を基に、長さ 34km、幅 20km、走向 55 度、傾斜角 63 度の南東傾斜の逆断層として設定した。

- 86 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

付表 4-2

長期評価が改訂された主要活断層帯の諸元の比較
2007 年版

断層帯名

平均ケース

2008 年版

最大ケース

平均ケース

全体

山形盆地

北部

平均活動間隔3000 年

3000 年3250 年2500 年

最新活動時期

3104 年前

6000 年前2754 年前

3900 年前

30 年発生確率

3.9%

7.2%

2.2%

7.6%

50 年発生確率

6.5%

12%

3.6%

12%

断層長さ、傾斜60km、西 45 度

30km、西 45 度

マグニチュード

7.8

7.3

断層帯

南部
平均活動間隔2500 年2500 年

最新活動時期(ポアソン)(ポアソン)

30 年発生確率

1.2%

1.2%

50 年発生確率

2.0%

2.0%

断層長さ、傾斜32km、西 45 度

マグニチュード

7.3
境界

全体

平均活動間隔7500 年

3000 年

5800 年

5200 年

最新活動時期3404 年前

6500 年前

458 年前708 年前

30 年発生確率0.0077%

7.4%

ほぼ 0%

ほぼ 0%

50 年発生確率

0.013%

12%

ほぼ 0%

ほぼ 0%

断層長さ、傾斜48km、西 60 度

マグニチュード

7.7

伊那谷
断層帯

最大ケース

主部

38km、西 70 度
8.0

前縁
平均活動間隔12000 年

4000 年

最新活動時期

17750 年前

28000 年前

30 年発生確率

1.6％

6.3％

50 年発生確率

2.6％

10％

断層長さ、傾斜57km、西 30 度

マグニチュード

7.8- 87 -

42km、西 70 度

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

付表 4-2

長期評価が改訂された主要活断層帯の諸元の比較（続き）
2007 年版

断層帯名

その他の活断層2008 年版
平均ケース

最大ケース

新野断層*
平均活動間隔

10300 年

25000 年

25000 年

伊那谷

最新活動時期(ポアソン)(ポアソン)(ポアソン)

断層帯

30 年発生確率

0.29%

0.12%

0.12%

南東部

50 年発生確率

0.48%

0.20%

0.20%

断層長さ、傾斜13km、90 度

30km、西 60 度

マグニチュード

6.7

7.3*その他の活断層としてモデル化- 88 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

付表 4-3

長期評価が新たに公表された主要活断層帯の諸元の比較
2007 年版

断層名

その他の活断層2008 年版
平均ケース

最大ケース

北西部

警固

平均活動間隔－－最新活動時期

3 年前

3 年前

30 年発生確率

ほぼ 0%

ほぼ 0%

50 年発生確率

ほぼ 0%

ほぼ 0%

断層長さ、傾斜30km、90 度

マグニチュード

7.0

断層帯

南東部
平均活動間隔15100 年

4300 年

3100 年

最新活動時期(ポアソン)

3850 年前

4300 年前

30 年発生確率

0.20%

1.9%

5.6%

50 年発生確率

0.33%

3.2%

9.2%

断層長さ、傾斜19km、90 度

32km、90 度

マグニチュード

7.0

7.2

平均活動間隔2200 年

8000 年

8000 年

最新活動時期(ポアソン)(ポアソン)(ポアソン)

30 年発生確率

1.4%

0.37%

0.37%

50 年発生確率

2.2%

0.62%

0.62%

断層長さ、傾斜28km、90 度

マグニチュード

7.2

平均活動間隔15500 年

6000 年

4000 年

最新活動時期(ポアソン)

2550 年前

5100 年前

サロベツ

30 年発生確率

0.19%

0.0038%4.0%

断層帯

50 年発生確率

0.32%

0.0068%6.6%

断層長さ、傾斜39km、90 度

44km、東 30 度

マグニチュード

7.5

7.6

魚津断層帯

- 89 -

24km、南東 45 度
10km、南東 60 度
7.3

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

付表 4-4

主な海溝型地震の地震発生確率の変化

地震名2007 年版

2008 年版

30 年確率50 年確率30 年確率50 年確率

南海地震

53%

86%

55%

87%

東南海地震

64%

92%

66%

92%

想定東海地震

87%

97%

87%

97%

宮城県沖地震ほぼ 100%

ほぼ 100%

ほぼ 100%

ほぼ 100%三陸沖南部海溝寄りの地震

80%

95%

80%

95%

三陸沖北部のプレート間大地震

3.2%

34%

3.8%

36%

十勝沖の地震

0.32%

17%

0.45%

19%

根室沖の地震

37%

75%

39%

76%

色丹島沖の地震

45%

79%

47%

80%

択捉島沖の地震

56%

85%

57%

86%

大正型関東地震0.089%

1.0%

0.10%

1.1%

注）ここで示している確率値は、地震動予測地図を計算するために用いた値であり、付録２で示している長期評価の確率値と若干異なっています。ここで示している確率
値には絶対的な精度がないため、各地震の長期評価の確率値としては付録２の値をご参照下さい。

- 90 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

付表 4-5

変更もしくは追加した、モデル化した主要活断層帯のマグニチュードと断層面の諸元

ここで示した主要活断層帯のマグニチュードと断層面の諸元は、確率論的地震動予測地図を計算するためにモデル化したものであり、長期評価で公表した諸元と必ずしも一致しないことがあります。また、設定した断層モデルの例を付図 4-1 に示す。

コード

断層名称
山形盆地
断層帯

1801

1802

5101

5102

5101

山形盆地
断層帯
北部
山形盆地
断層帯
南部
伊那谷
断層帯
境界断層
伊那谷
断層帯
前縁断層
伊那谷
断層帯
主部

断層面
のずれ
の向き

西側隆起の
逆断層

西側隆起の
逆断層

西側隆起の
逆断層

MJ

断層
長さ

断層面
の幅

断層面の
傾斜角

地震発生層
の深さ

2007
年版

MW 7.1

30km
30km

17km
17km

西傾斜
45 度

4-16km2008年版

MW 6.8

30km

18km

西傾斜
45 度

4-16km

MW 6.8

32km

18km

西傾斜
45 度

4-16km

7.7

48km

17km

西傾斜
60 度

3-18km

7.8

57km

30km

西傾斜
30 度

3-18km

MW 7.3

42km
38km

18km
18km

西傾斜 70 度
西傾斜 70 度

2-19km

MW 6.8

32km

18km

西傾斜
60 度

2-18km

MW 7.0

44km

18km

東傾斜
30 度

7-25km

MW 6.8

24km
10km

19km
19km

南東傾斜 45 度
南東傾斜 60 度

3-15km

MW 6.7

30ｋｍ

16km

90 度

2-18km

MW 6.7

32ｋｍ

16km

90 度

2-18km

2007
年版
2008
年版

2007
年版

2008
年版
2007
年版

5102

9901

10501

10801

10802

伊那谷
断層帯
南東部

西側隆起の
逆断層

サロベツ
断層帯

東側隆起の
逆断層

魚津
断層帯

南東側隆起の逆断層（右横ずれ成分を伴う）

警固断層帯
北西部

左横ずれ断層

警固断層帯
南東部

左横ずれ断層（南西側隆起成分を伴う）

2008
年版
2007
年版
2008
年版
2007
年版
2008
年版
2007
年版
2008
年版
2007
年版
2008
年版

- 91 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

断層モデル原点上端位置

長さ 44km断層モデル上端位置

海

0km
←南西

北東→

2km
深
さ

陸

傾斜角
30°

7km

地震発生層の深さ25km
付図 4-1

設定した断層モデルの概念図（サロベツ断層帯の例）

上図：断層帯の位置（「サロベツ断層帯の長期評価について」の評価文より）。
設定した断層モデル上端位置（実線）を併せて表示した（図 1.2-2、図 1.2-6、図 1.2-9 で示している断層モデル上端位置は、この「断層モデル上端位置」を示している）。矢印は活傾動（矢印の向きは地形面が傾き下がる向き）を示す。点線は地表の断層（この場合は活傾動）の端のおおよその位置を示す。
下図：断層モデルの概念図
青実線が設定した断層モデルであり、青点線は長期評価で公表されたおおよその断層位置と地震発生層の上端深さを結ぶものである。

- 92 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

付録５.

地震動予測地図データの公開と利用方法

報告書の文章および図面一式は、地震調査研究推進本部ホームページ（http://www.jishin.go.jp/）上で公開しています（付図 5-1）。主な図面については、本書付属 CD-ROM に収録しているファイルと同等の、約 1km 四方の評価対象領域を判別できる分解能をもった PDF 形式のファイルなどを提供しています。
また、本報告書に掲載されている評価結果の図面を作成するために用いたデータや計算条件、および作成プロセスについても、「地震ハザードステーション J-SHIS (Japan Seismic
Hazard Information Station)」（以下では、「地震ハザードステーション」という）として、(独)防災科学技術研究所のサーバーからインターネットを用いて公開しています（付図5-2、
http://www.j-shis.bosai.go.jp/）。

付図 5-1

地震調査研究推進本部ＨＰで公開されている「全国を概観した地震動予測地図」
に関するページ（http://www.jishin.go.jp/）- 93 -

「全国を概観した地震動予測地図」2008 年版

地震ハザードステーショントップページ(http://www.j-shis.bosai.go.jp)

平均ケースの図はもちろんのこと、
最大ケースの確率論的地震動予測
地図もご覧いただけます。

確率論的地震動予測地図（拡大例）

震源断層を特定した地震動予測地図
クリックした地点の計算値が左側の表に表示されるほか、工学的基盤の計算波形を表示することもできる。

クリックした地点の計算値が左側の表に表示される。

付図 5-2

地震ハザードステーション（http://www.j-shis.bosai.go.jp/）の表示例- 94 -