３．５．３

強震動評価によるモデル検証

目

次

(1)

業務の内容・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・401(a) 業務題目(b) 担当者(c) 業務の目的(d) ３か年の年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
1）平成２２年度
2）平成２３年度
3）平成２４年度(e) 平成２４年度業務目的(2)

平成２４年度の成果・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・402(a) 業務の要約(b) 業務の実施方法(c) 業務の成果
1) 地下構造モデルの改良
a) 中小地震を用いたスペクトルインバージョンによる地下構造モデルの改良
b) 中小地震の再現計算による地下構造モデルの検証
2) 強震動評価及び震源断層モデルの検証
a) 強震動評価b) 震源断層モデルの検証(d) 結論ならびに今後の課題(e) 引用文献(f) 成果の論文発表・口頭発表等(g) 特許出願，ソフトウエア開発，仕様・標準等の策定

400

(1)

業務の内容

(a) 業務題目

強震動評価によるモデル検証(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

メールアドレス

国立大学法人東京大学地震研究所

教授

纐纈 一起

koketsu@eri.u-tokyo.ac.jp

同

助教

三宅 弘恵

hiroe@eri.u-tokyo.ac.jp(c) 業務の目的
ひずみ集中帯で発生する地震に対する強震動予測の高度化のため、強震動評価による震源断層モデルおよび地下構造モデルの検証を行う。そのため、強震動評価に必要な 震 源 断 層 モ デ ル の 収 集・構 築 と 地 下 構 造 モ デ ル の 収 集・調 整 を 実 施 す る 。さ ら に は 、これらの研究成果を統合し、ひずみ集中帯における強震動の特徴を明らかにし、強震動予測の高度化に資する。
(d) ３か年の年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
1) 平成２２年度：ひずみ集中帯の強震動予測に向けた取り組みの第一段階として、歴史地
震の強震動評価に着手した。対象とする地震は 1828 年 三 条 地 震 と し 、 平 成 22 年 度 は 震源断層のモデル化を行い、簡便法による強震動評価を実施した。加えて、当該地震の震源断層モデルおよび地下構造モデルの検証に必要な地下構造に関する資料の収集を行い、モデルの調整に着手した。
2) 平成２３年度：史 料 に よ る 1 8 2 8 年 三 条 地 震 の 震 度 デ ー タ を 参 考 に 、 平 成 2 2 年
度 に 作 成 し た 断 層 モ デ ル を 調 整 し た 。あ わ せ て 、当 該 地 震 の 被 災 地 お よ び そ の 周
辺 地 域 に お い て ポ ー タ ブ ル 加 速 度 計 を 用 い た 微 動 探 査 を 実 施 し 、観 測 さ れ た デ ー
タ を 用 い て 平 成 2 2 年 度 よ り 作 成 を 開 始 し た 地 下 構 造 モ デ ル を 修 正 し た 。さ ら に 、得られた地下構造モデルを用いて上述の断層モデルに対する詳細法を用いた強震 動 評 価 に 着 手 し た 。ま た 、得 ら れ た 成 果 を 学 術 論 文 と し て ま と め 、国 際 誌 に おいて研究発表を行った。
3) 平成２４年度：平 成 2 3 年 度 ま で に 作 成 し た 地 下 構 造 モ デ ル に つ い て 、観 測 結 果や 既 往 の 研 究 成 果 を 用 い て さ ら に 改 良 す る 。精 緻 化 さ れ た 地 下 構 造 モ デ ル と 史 料等により調整された断層モデルを用いて詳細法による強震動評価とモデルの検証 を 行 い 、計 算 過 程 や 出 力 波 形 等 を デ ィ ス ク ア レ イ に 格 納 す る 。ま た 、国 内 の 学
会 等 に お い て 、今 ま で に 得 た 研 究 成 果 を 発 表 し 、新 た な 専 門 的 知 見 を 得 、成 果 の取りまとめに反映させる。
(e) 平成２４年度業務目的
ひ ず み 集 中 帯 で 発 生 す る 地 震 に 対 す る 強 震 動 予 測 の 高 度 化 の た め 、 1828 年 三 条 地 震を 対 象 と し て 、地 下 構 造 モ デ ル の 改 良 を 行 う と と も に 、強震動評価を 実 施 し て 震 源 断 層
モデルの検証を行う。計算過程のデータや時系列波形の出力はディスクアレイに格納
し 活 用 の た め 整 備 す る 。 地 下 構 造 モ デ ル の 改 良 に 際 し て は 、 平 成 23 年 度 ま で に 構 築 ・401

改良した逆断層構造を取り入れた地下構造モデルを初期モデルとして、地震基盤から工学的基盤までの表層各層について自然地震の観測記録を用いたスペクトルインバー
ジョンの手法による調整を行うとともに、改良された地下構造モデルを用いて中小地震の再現計算を実施し、観測波形との比較から地下構造モデルの検証を行う。改良した地下構造モデルを用いて、南東傾斜断層モデルと北西傾斜断層モデルに対して周期0.1～ 20 秒 の 広 帯 域 に お い て 詳 細 法 に よ る 強 震 動 評 価 を 行 い 、予 測 震 度 分 布 と 史 料 の 被害記録から推定される震度データとの比較、及び予測地震動の粒子軌跡と史料に記載された地震動の特徴との比較から震源断層モデルの検証を行う。
(2)

平成２４年度の成果(a) 業務の要約
ひ ず み 集 中 帯 で 発 生 す る 地 震 に 対 す る 強 震 動 予 測 の 高 度 化 の た め 、 1828 年三条地震を対象として、地下構造モデルの改良を行うとともに、強震動評価を実施して震源断層モ
デルの検証を行った。平 成 23 年 度 ま で に 得 ら れ た 逆 断 層 構 造 を 取 り 入 れ た 三 次 元 地 下
構 造 モ デ ル を 初 期 モ デ ル と し て 、自 然 地 震 の 観 測 記 録 を 用 い た スペクトルインバージョ
ンにより改良を加え、中小地震の再現計算により地震基盤から工学的基盤までの地下構造モデルの妥当性を検証した。得られた地下構造モデルを用いて、南東傾斜断層モデルおよび北西傾斜断層モデルに対して周期 0.1～20 秒の広帯域において詳細法による強震動評価を実施し、予測震度分布と史料の被害記録から推定された震度データとの比較、及 び 予 測
地 震 動 の 粒 子 軌 跡 と 史 料 に 記 載 さ れ た 地 震 動 の 特 徴 と の 比 較 か ら 震 源 断層 モ デ ルの 検証を行った。得られた成果を学会で発表した。
(b) 業務の実施方法
・地下構造モデルの改良
平成 23 年度までに得られた逆断層構造を取り入れた三次元地下構造モデルを初期モデルとして、対象地域周辺で発生した地震の K-NET 及び KiK-net の強震観測記録を用いて、スペクトルインバージョン法により地震基盤から工学的基盤までの地下構造モデルを改良した。改良された地下構造モデルに対して、新潟県中越地方及び新潟県中越沖で発生した中小地震の再現計算を行い、観測波形との比較により地下構造モデル妥当性を検証した。
・強震動評価及びモデルの検証
1828 年三条地震を対象として、南東傾斜断層モデルと北西傾斜断層モデルのそれぞれに対して、改良された地下構造モデルを用いて周期 0.1～20 秒の広帯域における強震動評価を行った。広帯域地震動の時刻歴波形は、三次元差分法による長周期地震動シミュレーシ
ョン及び統計的グリーン関数法による短周期地震動シミュレーションの結果からハイブリ
ッド合成法により算出した。予測震度分布と史料の被害記録から推定された震度データとの比較、及 び 予 測 地 震 動 の 粒 子 軌 跡 と 史 料 に 記 載 さ れ た 地 震 動 の 特 徴 との比較から震源
断層モデルを検証した。
(c) 業務の成果
402

1) 地下構造モデルの改良
1828 年三条地震の震源域やその周辺地域における地下構造の特徴は、厚い堆積層に覆われている平野部と硬い岩盤からなる山地とが接していることと、多数の活断層・伏在断層の分布が認められていることである。これらの特徴的な構造は地震動の伝播に影響を与えると考えられる。そこで、これらの特徴を考慮して、全国１次地下構造モデル 1) や新潟地方の地下構造モデル 2) などの地震基盤から工学的基盤までの詳細な三次元速度構造を基に、逆断層構造を取り入れた三次元地下構造モデルを平成 23 年度までに構築してきた。
平成 24 年度の研究では、この逆断層構造を取り入れた三次元地下構造モデルを初期モデルとして、強震動評価のために、自然地震観測記録を用いたスペクトルインバージョン
による地下構造モデルの改良、及び中小地震の再現計算による地下構造モデルの検証を行った。
a) 中小地震を用いたスペクトルインバージョンによる地下構造モデルの改良
スペクトルインバージョンによる地下構造モデルの改良は以下の手順で行った。観測波
形から計算されるスペクトルは、震源スペクトル、伝播経路での幾何減衰と非弾性減衰ス
ペクトル、観測点直下の地震基盤より浅い地盤の応答としてのサイト増幅特性との積で表されるとし、特定の観測点におけるサイト増幅特性を固定する拘束条件を課することによ
り震源スペクトルとサイト増幅特性とのトレードオフを解消して、振幅スペクトルを用いたインバージョンにより、震源スペクトル、伝播経路特性、及びサイト増幅特性を求めた。
解析には、対象領域内及び周辺で発生した中小地震について防災科学技術研究所のK-NET 及び KiK-net 観測点のうち対象領域内及び周辺に位置する観測点で得られた記録を用いた。表 1(P411)に解析に用いた地震の諸元を、図 1(P413)に震央位置を、図 2(P413)に解析に用いた観測点位置を示す。震源距離が 100 km 以内の 20 観測点以上で観測記録が得られていることを条件とした。観測 S 波スペクトルは、S 波の初動から 5 秒間の記録とコサインテーパーを施した前後 2 秒の記録から求めた。南北成分と東西成分をベクトル合成
し 0.2 Hz の Parzen window により平滑化して解析に用いた。スペクトルインバージョンに
おいてはスペクトルの対数を観測量としているため、radiation pattern の効果を評価す
る係数は、全震源球面の対数平均値 0.55 とした。自由地表面の効果を評価する係数は 2とした。また、震源と地震基盤とのインピーダンス比による影響を補正した。震源域の S
波速度および密度は、片岡ほか(2006) 3) を参照してそれぞれ 3,400 m/s 及び 2,700 kg/m 3とした。
震源スペクトルは Brune(1970) 4) に基づいてω −2 乗モデルを仮定し、それぞれの地震の震源スペクトルを決定するパラメータは地震モーメントとコーナー周波数とした。伝播経路
における幾何減衰は震源距離の逆数とし、非弾性減衰を決定するパラメータはそれぞれの周波数における Q 値とした。伝播経路における平均的 S 波速度として片岡ほか(2006) 3) を参照して 3,400 m/s とした。
拘束条件を与えるためのサイト増幅特性は、孔中記録と地表記録を用いた地盤同定解析から求めた。孔中記録と地表記録とを同時に観測する KiK-net の観測点のうち、硬質基盤上にセンサーが設置されている FSKH07、及び NIGH16 を拘束条件のための観測点として選定した。図 3(P414)に同定解析の結果を示す。これらの観測点における硬質基盤の S 波速403

度は、地盤同定解析の結果の平均値 2,600 m/s とした。媒質密度は Ludwig et al. (1973) 5)による S 波速度と媒質密度との関係から 2,530 kg/m 3 とした。
図 4(P415)にスペクトルインバージョンにより推定されたサイト増幅特性を示す。図中、
解 析 結 果 は 黒 色 太 線 で 示 さ れ て い る 。 黒 色 細 線 は 平 均 値 ±標 準 偏 差 、 青 線 は 野 津 ・ 長 尾(2005) 6) による結果を示す。サイト増幅特性のピーク周波数については本研究の結果は野津・長尾(2005) 6) と結果と調和的である。ただし、長周期帯域における増幅率はやや小さい。これは、野津・長尾(2005) 6) ではスペクトル解析対象区間を S 波初動から 160 秒間とっているのに対して、本研究では 5 秒間としていることによると考えられる。
b) 中小地震の再現計算による地下構造モデルの検証
地下構造モデルの妥当性を検証する目的で、対象領域で発生した中小地震に対して、周辺の K-NET 及び KiK-net 観測点の記録を用いて広帯域地震動再現計算を行った。再現計算の対象とした地震は、新潟県中越地方で発生した Mw 5.1 の地震（地震 1）と新潟県中越沖で発生した Mw 4.4 の地震（地震 2）である。これらの地震の震央位置は気象庁、震源深さ、
発震機構解、地震モーメントは防災科学技術研究所 F-net による値を採用した。これらの諸元を表 2(P411)に示す。また、図 5(P412)に再現計算の対象とした地震の震央位置と観測点位置を示す。広帯域地震動再現計算は、三次元差分法により計算される長周期地震動と統計的グリーン関数法により計算される短周期地震動とをハイブリッド合成法により接続して得られる広帯域地震動とした。接続周期は 1.5 秒とした。三次元差分法の計算においては、最小格子間隔は 200 m とした。本研究で用いている三次元差分法及び統計的グリーン関数法については、次節で詳述する。
対象とした二つの地震の震源モデルは、これらの地震についての F-net による解析結果と加速度観測記録のスペクトル解析結果に基づいて構築した。地震モーメントは F-net の値を採用した。応力降下量は地震モーメントとコーナー周波数から円形クラックを仮定して計算した。地震 1 では 7.7 MPa、地震 2 では 6.6MPa となった。コーナー周波数は S 波部分の加速度観測記録から計算した変位スペクトルを幾何減衰と非弾性減衰を補正して計測した。震源における S 波速度は 3,400 m/s とした。断層面積はスケーリング則を参照して
地震モーメントとの関係から設定した。断層の長さと幅は等しいと仮定した。それぞれの地震について震源断層を 2×2 で分割し震源位置に配置した。ライズタイムは断層幅の半分を破壊伝播速度で割った値とした。破壊伝播速度は S 波速度の 0.7 倍、2,400 m/s と仮定した。表 3(P411)にこれらの値を示す。
図 6(P417,418)に、ハイブリッド合成法による広帯域地震動の再現計算について K-NET
新潟強震観測点及び K-NET 長岡強震観測点における結果を示す。
2) 強震動評価及び震源断層モデルの検証
1828 年三条地震を対象として想定される震源断層モデルと、本研究で改良された逆断層構造を取り入れた三次元地下構造モデルを用いて、広帯域地震動シミュレーションを行い、予測震度分布と史料の被害記録から推定される震度データとの比較、及び予測地震動の粒子軌跡と史料に記載された地震動の特徴との比較から震源断層モデルの検証を行った。
404

a) 強震動評価
本研究では、1828 年三条地震の断層として想定される南東傾斜断層と北西傾斜断層のそれぞれについて震源断層モデルを構築した。南東傾斜及び北西傾斜震源断層モデルの位置と発震機構を表 4(P412)に示す。南東傾斜震源断層モデルは走向 40 度、傾斜 35 度、北西傾斜震源断層モデルは走向 220 度、傾斜 50 度とし、どちらの場合も逆断層を仮定した。南東傾斜の震源断層の位置は、断層北西端の地表への延長が地表においた基準点に一致するようにした。また、北西傾斜の震源断層の位置は断層の南東端の指標への延長が地表においた基準点と一致するようにした。図 7(a)、7(b) (P419)に、それぞれ南東傾斜震源断層
モデル、北西傾斜震源断層モデルと、地下構造モデルの断面図の比較を示す。
南東傾斜及び北西傾斜の震源断層について、強震動予測レシピ 7),8),9) に準拠して設定した特性化震源の断層パラメータを表 5(P412)に示す。どちらの場合も震源パラメータは同一とした。震源断層内に大小二つのアスペリティを仮定した。また、大きいアスペリティ
を断層の南西に配置した場合と、北東に配置した場合を検討した。破壊開始点は大きいア
スペリティの中央部とした。
大きいアスペリティが断層の南西に位置する南東傾斜の震源断層モデルをケース 1A、大きいアスペリティが断層の南西に位置する北西傾斜の震源断層モデルをケース 1B、大きい
アスペリティが断層の北東に位置する南東傾斜の震源断層モデルをケース 2A、大きいアス
ペリティが断層の北東に位置する北西傾斜の震源断層モデルをケース 2B とし、4 通りの破壊シナリオを検討した。図 8(a)、(b)、(c)、及び(d) (P420,421)に、それぞれケース 1A、
1B、2A、及び 2B の震源断層モデルを示す。図中、青色菱形は予測強震動を例示する地点である。
広帯域地震動は、三次元差分法による長周期波形と統計的グリーン関数法による短周期波形とのハイブリッド合成によった。接続周期は 2 秒とした。評価地点は工学的基盤上である。三次元差分法によるシミュレーションは応力－速度スタガード格子に基づいたコー
ド 10) に基づいている。計算対象領域は東経 138.5～139.5 度、北緯 37～38.4 度、深さ 0～80 km の範囲とした。断層すべりは Graves (1996) 11) に従いモーメントテンソルに等価な力に置き換えた。震源時間関数は中村・宮武 (2000) 12) を用いて、ライズタイムは断層（あるいはアスペリティ）の幅の半分を破壊伝播速度で割った値 13) とした。また、粘弾性条件
による非弾性減衰 14) を採用し、参照周期 4 秒における Q 値は 100 とした。計算対象領域の外側に吸収体 15) を置くことにより領域の端からの反射波による影響を防いでいる。また、
統計的グリーン関数法による強震動計算においては、震源スペクトル、SH 波及び SV 波それぞれの放射特性係数(radiation pattern)、震源から地震基盤までの伝播経路における幾何減衰及び非弾性減衰、震源と地震基盤とのインピーダンス比による振幅増幅、地震基盤
から工学的基盤までの地盤における SH 波及び SV 波それぞれの重複反射による影響を考慮した。
本研究で検討したケース 1A、1B、2A、及び 2B について、広帯域地震動シミュレーショ
ンで得られた最大速度の距離減衰をそれぞれ図 9(a)、(b)、(c)、及び(d) (P422,423)に示す。断層最短距離とした場合を左図、等価震源距離とした場合を右図に示した。図中、司・翠川 (1999) 16) による経験式を赤線で示した。いずれのケースにおいても、計算された最大405

速度は、最大速度の既往の経験式と整合的であり、本研究で用いたモデル及び強震動予測
手法の妥当性を示している。
図 8(P420,421)に青色菱形で位置の示された、(a)加茂市役所、(b)三条市役所、(c)見附
市役所、(d)長岡市役所、(e)燕市役所、(f)新潟市役所、及び(g)柏崎市役所における速度波形とフーリエスペクトルを、それぞれ図 10～16(P424～437)に示す。(a)、(b)、(c)、及び(d)の図が、それぞれケース 1A、1B、2A、及び 2B の結果である。速度波形の図は、上から南北、東西、上下成分ごとに統計的グリーン関数法による短周期地震動、三次元差分法
による超周期地震動、及びハイブリッド合成による広帯域地震動が表示されている。
これらの地点の地質学的特徴を見ると、図 8(P420,421)に示されるように、ほとんどの地点は第四紀層の上に位置している。加茂市役所、見附市役所は新第三紀層との境界の近傍、三条市役所、長岡市役所は境界からやや離れたところ、燕市役所、柏崎市役所はさらに境界から遠いところ、新潟市役所は第四紀の新潟平野の中央に位置している。新第三紀との境界から離れるに従ってその地域では表層地盤が厚くなり長周期表面波がよく発達すると考えられる。新潟平野の中央に位置する新潟市役所では 6～7 秒を卓越周期とする表面波がよく発達している。柏崎市役所、燕市役所、三条市役所、長岡市役所でも表面波がよく発達しているが、新潟市役所と比べると卓越周期はやや短くなっている。加茂市役所及び見附市役所では表面波はあまり発達していない。
震源断層との相対的位置で見ると、加茂市役所、見附市役所、長岡市役所は、南東傾斜
震源断層モデル、及び北西傾斜震源断層モデルのいずれに対しても断層浅部の近傍に位置していることが分かる。加茂市役所は、ケース 2B の北西傾斜震源断層モデルの北東に設定
した大きいアスペリティに近いことから、その他のケースよりも速度振幅が大きい。見附
市役所においては、北西傾斜震源断層モデルの場合に南東傾斜震源断層モデルの場合よりもアスペリティと近いことから、ケース 1B 及び 2B の速度振幅が 1A、2A での速度振幅よりもやや大きい結果となった。長岡市役所においては、短周期地震動の振幅は、大きいアス
ペリティが断層の南西にあるケース 1A 及び 1B の場合に大きくなっているが、破壊伝播方向に位置することから長周期地震動の速度振幅がケース 2A 及び 2B で大きくなっている。
また、三条市役所及び燕市役所は、北西傾斜震源断層モデルの直上に位置し、大きいアス
ペリティと破壊開始点が断層北東にあるケース 2B に対してはアスペリティの直上に位置している。このため、短周期地震動の速度振幅はケース 1B 及び 2B の場合に大きくなっている。長周期地震動の速度振幅は、ケース 1A 及び 2A の破壊伝播方向に位置することから、
ケース 1B あるいは 2B の場合に近い値を示している。新潟市役所と柏崎市役所は、それぞれ震源断層から北東と南西に離れた位置にあるため、S 波部分の短周期地震動の速度振幅と表面波部分の長周期地震動の速度振幅がほぼ同等となっている。以上のように、これらの観測点における速度波形の特徴は、アスペリティ位置や破壊伝播方向との相対的位置、及び表層地質に依っていることが認められる。
図 17(a)、(b)、(c)、及び(d) (P438)に、ケース 1A、1B、2A、及び 2B の工学的基盤上における最大速度分布を示す。いずれのケースにおいても震源断層の近傍では大きな速度振幅が得られた。速度振幅 40 cm/s 以上の範囲をケース 1A と 2A、あるいはケース 1B と 2Bと比較すると、大きいアスペリティとは逆側ではあるが破壊伝播方向に分布が伸びている
ことが分かる。また、震源断層から北側の新潟平野では震源から離れているものの、厚い406

堆積層の影響により表面波が発達し、大きな速度振幅が得られている。図 10～16(P424～ 437)の 各 地 点 に お け る 広 帯 域 速 度 波 形 や フ ー リ エ 振 幅 ス ペ ク ト ル の 特 徴 か ら 示 さ れるように、最大速度の分布は震源断層、アスペリティの位置、破壊伝播方向、及び地下構造に依存していることが認められる。
工学的基盤上で得られた広帯域ハイブリッド合成波 3 成分を用いて、工学的基盤上における計測震度を計算した。図 18(a)、(b)、(c)、及び(d) (P439)に、それぞれケース 1A、
1B、2A、及び 2B について、工学的基盤上における震度分布を示す。震源断層の近傍で大きな震度が得られており、大きいアスペリティの直上では特に高震度領域が見られる。図17(P00)に示された最大速度分布とは異なり、新潟平野では大きな震度は現れていない。これは、大きな速度振幅を与えている波動が周期の長い表面波が主体であるために、計測震度を計算するときに適用するフィルターにより振幅が低減されるためである。
工学的基盤から地表までの表層地盤による最大速度振幅の増幅特性 17) と最大速度と計
測震度との経験式 18) を用いて計算される震度増分を工学的基盤で求められた計測震度に加算して地表における震度を推定した。図 19(a)、(b)、(c)、及び(d) (P440)に、ケース
1A、1B、2A、及び 2B に対する震度増分の分布を、図 20(a)、(b)、(c)、及び(d) (P441)に、
ケース 1A、1B、2A、及び 2B に対する地表震度の分布を示す。震源断層近傍や大きいアス
ペリティの直上で大きな震度となっていることが分かる。特に北西傾斜震源断層モデルのケース 1B 及び 2B の場合には、震源断層直上の地域が第四紀層に覆われており、工学的基盤における最大速度と同様に、地表における震度にも極めて大きな値が現れている。
b) 震源断層モデルの検証
図 21(a)、(b)、(c)、及び(d) (P442,443)に、それぞれケース 1A、1B、2A、及び 2B について、地表における計算された震度分布と史料に記載された被害から推定された歴史震
度 19) との比較を示す。震度の分布から見ると、いずれのケースにおいても、予測震度は史料から推定された歴史震度を概ね説明できるようである。ただし、南東傾斜震源断層モデ
ルによる予測震度は、断層の南東に位置する栃尾などの歴史震度 20) より過大となり、北西傾斜震源断層モデルによる予測震度は、断層の直上の地点で高震度地域の中に点在する低震度の歴史震度より過大となった。また、両傾斜の震源断層モデルにおいて、大きいアス
ペリティと破壊開始点を南西に設定したケースの方が、歴史震度の再現性が若干良い結果を得た。
図 22(P444)、23(P445)、及び 24(P446)に、それぞれ入蔵新田、吉野屋村、及び真木新田
におけるハイブリッド合成法により得られた変位波形の粒子軌跡を示す。粒子軌跡から見ると、史料の記事 21) にある入蔵新田及び吉野屋村における地震動の向き、真木新田における地震動到来方向と整合的であった。
(d) 結論ならびに今後の課題
ひずみ集中帯で発生する地震に対する強 震 動 予 測 の 高 度 化 の た め 、 1828 年三条地震の震源域及びその周辺地域を対象として、地下構造モデルを構築・改良し、南東傾斜及び北西傾斜の震源断層モデルを構築し、これらを用いて広帯域地震動シミュレーションを実施
し震源断層モデルの検証を行った。
407

対象地域は、地形的には山地と平野が接し、表層地質的には第四紀、新第三紀が接しており、また活断層構造が多数認められる複雑な地下構造となっている。このことから、地震基盤から工学的基盤に至る表層地盤の各層について詳細な速度構造モデルを作成するとともに、逆断層構造を取り入れた三次元地下構造モデルを構築し、既存のボーリング調査
結果、微動アレイによる位相速度分散曲線、自然地震の観測記録によるスペクトル等を用いてモデルを改良し、中小地震の観測記録の再現計算によりモデルの妥当性を検証し、強震動予測計算に利用できるように整備した。
また、本研究で得られた成果を用い、南東傾斜震源断層モデル及び北西傾斜震源断層モ
デルとして、大きいアスペリティと破壊開始点を断層の南西または北東に配置した特性化
震源モデルを構築した。
本研究で得られた地下構造モデルと震源断層モデルを用いて、三次元差分法シミュレー
ションにより長周期地震動、及び統計的グリーン関数法により短周期地震動を工学的基盤で計算し、それらをハイブリッド合成することにより、周期 0.1～20 秒における広帯域地
震動評価を行った。得られた広帯域地震動から地表における震度を推定した。推定震度と史料に記載された被害から推定した歴史震度との比較、あるいは広帯域地震動から見積もられる粒子軌跡と史料の記述にある地震動の特徴との比較から、モデルの検証を行った。
南東傾斜震源断層モデルも北西傾斜震源断層モデルのいずれも、史料による歴史震度を概ね説明できる結果となった。ただし、計算された予測震度は、南東傾斜震源断層モデルの場合、断層の南東地域の歴史震度に対して過大となり、北西傾斜震源断層モデルの場合、断層の直上において高震度領域の中に点在する低震度の歴史震度に対して過大となった。
強震動予測の高度化にとって、過去の震度分布を再現し震源断層モデルを検証することは有意義である。その際、史料に記載された被害等から震度を推定する精度の向上は重要である。また、震度分布再現において、高震度情報のみならず低震度情報も重要であることが判明した。
(e) 引用文献
1) Koketsu, K., H. Miyake, H. Fujiwara, and T. Hashimoto: Progress towards a Japan
integrated velocity structure model and long-period ground motion hazard map,
Proceedings of the 14th World Conference on Earthquake Engineering, Paper No. S10-038,
2008.
2) 引間和人・鈴木晴彦・三宅弘恵・古村孝志・纐纈一起：新潟地域の3次元速度構造一次モデルの構築, 日本地震学会講演予稿集秋季大会, D22-01, 2007.
3) 片岡正次郎・佐藤智美・松本俊輔・日下部毅明：短周期レベルをパラメータとした地
震動強さの距離減衰式，土木学会論文集Ａ, Vol.4, pp.740-757, 2006.
4) Brune, J. N., Tectonic stress and the spectra of seismic shear waves fromearthquakes, Bull. Seismol. Soc. Am., Vol.77, pp.420-439, 1970.
5) Ludwig, W. J., S. Murauchi, N. Den, P. Buhl, H. Hotta, M. Ewing, M. Asanuma, T.
Yoshii, and N. Sakajiri, Structure of East China Sea-West Philippine Sea margin off
southern Kyushu, Japan, J. Geophys. Res., Vol.78, pp.2526-2536, 1973.
6) 野津厚・長尾毅：スペクトルインバージョンに基づく全国の港湾等におけるサイト増408

幅特性, 港湾空港技術研究所資料, No.1112, 56pp., 2005.
7) 入倉孝次郎・三宅弘恵：シナリオ地震の強震動予測, 地学雑誌, Vol.110, pp.849-875,
2001.
8) 地震調査研究推進本部：震源断層を特定した地震の強震動予測手法（『レシピ』），2009.
http://www.jishin.go.jp/main/chousa/09_yosokuchizu/g_furoku3.pdf
9) Irikura, K., and H. Miyake: Recipe for predicting strong ground motion from crustal
earthquake scenarios, Pure Appl. Geophys., Vol.168, pp.85-104, 2011.
10) Virieux, J.: P-SV wave propagation in homogeneous media: Velocity-stressdifference method, Geophysics, Vol.51, pp.889-901, 1986.
11) Graves, R. W., Simulating seismic wave propagation in 3D elastic media using
staggered-grid finite differences, Bull. Seismol. Soc. Am., Vol.86, pp.1091-1106,
1996.
12) 中村洋光・宮武隆：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近似
式，地震 2, Vol.53, pp.1-9, 2000.
13) Day, S. M.: Three-dimensional finite difference simulation of fault dynamics:
rectangular faults with fixed rupture velocity, Bull. Seismol. Soc. Am., Vol.72 ,pp.705-727, 1982
14)

Robertsson,

J.

O.

A.,

J.

O.

Blanch,

and

W.

W.

Symes:

Viscoelastic

finite-difference modeling, Geophysics, Vol.59, pp.1444-1456, 1994.
15) Cerjan, C., D. Kosllof, R. Kosllof and M. Reshef: A nonreflecting boundary
condition for discrete acoustic and elastic boundary condition, Geophysics, Vol.50,
pp.705-708, 1985.
16) 司宏俊・翠川三郎：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, No.523, pp.63-70, 1999.
17) 藤本一雄・翠川三郎：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, pp.11-22, 2005.
18) 藤本一雄・翠川三郎：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, pp.214-246, 2005.
19) 矢田俊文・卜部厚志：1828 年三条地震による被害分布と震源域の再検討, 資料学研究,
No.7, pp.1-14, 2010.
20) 宇佐美龍夫：日本被害地震総覧, 東京大学出版会, 605pp., 2003.
21) 植竹富一・中村亮一・宇佐美龍夫・渡邊健：1828 年越後三条地震の地変等の記事について, 歴史地震, No.20, pp.233-242, 2005.

409

(f) 成果の論文発表・口頭発表等
著者

題名

発表先

発表年月日

実，宮

1828 年 三 条 地 震 の 高

日本地球惑星科学連合

平成 24 年 5

川幸治，浦野幸子，纐纈

震度域における微動2012 年大会（幕張メッ

月 23 日

一起

観測セ国際会議場，千葉市）

三宅弘恵，石瀬素子，纐

1828 年 三 条 地 震 の 強

日本地震学会 2012 年秋

纈一起，増田徹，西山震動シミュレーショ

季大会（函館市民会館， 月 18 日

昭仁，鈴木晴彦，眞鍋俊ン：史料に基づく震源函館市）

平，引間和人モデルの評価三宅弘恵，坂上(g) 特許出願，ソフトウエア開発，仕様・標準等の策定
1) 特許出願
なし
2) ソフトウエア開発
なし
3) 仕様・標準等の策定
なし

410

平成 24 年 10

表1スペクトルインバージョンによる地下構造モデルの改良に用いた中小地震一覧。震

央位置の緯度・経度は世界測地系である。
番号

発震年月日

発震時刻

緯度

経度

1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24

1998/4/4
2004/10/23
2004/10/23
2004/10/23
2004/10/23
2004/10/23
2004/10/23
2004/10/25
2004/11/6
2004/11/8
2004/11/9
2004/12/23
2004/12/25
2004/12/28
2005/1/18
2005/6/20
2005/8/21
2005/11/4
2005/12/25
2007/7/16
2007/7/16
2009/8/2
2009/8/2
2010/5/1

1:40:10.10
18:19:24.07
18:54:35.42
18:57:26.28
19:49:26.14
19:52:29.84
21:44:27.62
06:07:23.36
15:16:50.00
11:49:34.67
04:15:59.73
21:03:43.31
10:23:31.83
18:30:36.84
21:50:32.85
13:03:13.18
11:29:30.19
01:01:54.91
23:08:37.32
10:18:40.25
21:08:02.12
00:57:01.85
02:54:31.35
18:20:37.29

37.5447
37.36237.38537.2063
37.29237.32637.27337.31837.37137.38637.35437.39537.40637.32237.37137.22937.29837.43738.17437.50637.50938.30438.31237.559138.3803
138.958
138.956
138.8635
138.894138.945138.943
138.956
139.004
139.048138.999138.953
138.96138.983138.997138.591138.712138.478138.851138.547138.63138.782
138.774
139.191

表2

深さ
(km)
26.2
2.2
7.7
7.5
17.6
14.8
14.6
14.3
1.2
0.9
0.0
10.5
10.5
8.0
7.6
14.5
16.7
27.7
23.0
18.1
20.4
27.7
26.3
9.3

Mj

震央

4.6
4.2
4.7
5.3
4.8
4.3
5
4.9
4.5
4.4
5
4.5
4.4
5
4.7
5
5
4.8
4.2
4.9
4.4
4.9
4.8
4.9

OFF S NIIGATA PREF
MID NIIGATA PREF
MID NIIGATA PREF
MID NIIGATA PREF
MID NIIGATA PREF
MID NIIGATA PREF
MID NIIGATA PREF
MID NIIGATA PREF
MID NIIGATA PREF
MID NIIGATA PREF
MID NIIGATA PREF
MID NIIGATA PREF
MID NIIGATA PREF
MID NIIGATA PREF
MID NIIGATA PREF
MID NIIGATA PREF
MID NIIGATA PREF
OFF S NIIGATA PREF
OFF N NIIGATA PREF
OFF S NIIGATA PREF
OFF S NIIGATA PREF
OFF N NIIGATA PREF
OFF N NIIGATA PREF
NE NIIGATA PREF

観測
点数
22
27
37
43
25
34
32
26
38
37
46
43
46
46
47
48
45
45
21
31
50
28
25
52

Moment(Nm)fc(Hz)

3.29E+15
3.25E+14
2.08E+15
8.06E+15
1.03E+15
3.91E+14
4.13E+15
3.28E+15
9.50E+14
7.68E+14
6.45E+15
1.86E+15
9.97E+14
5.61E+15
3.92E+15
8.53E+15
1.09E+16
2.88E+15
2.44E+14
1.45E+16
1.89E+15
3.94E+15
3.48E+15
3.53E+15

2.02
2.83
1.54
1.18
2.63
3.16
1.56
1.42
1.80
1.99
0.88
1.72
2.38
1.14
1.17
0.96
0.94
2.17
3.19
0.65
2.17
1.97
1.38
1.78

⊿σ
（Mpa)
5.9
1.6
1.7
2.9
4.0
2.7
3.4
2.0
1.2
1.3
0.9
2.0
2.9
1.8
1.4
1.6
1.9
6.3
1.7
0.9
4.2
6.5
2.0
4.3

広帯域地震動再現計算の対象とした中小地震の諸元。
地震

Mw

発震時

経度

緯度

深さ

走向

傾斜

すべり角

（年/月/日 時:分）

（度）

（度）

(km)

（度） （度）（度）

地震 1

2004/10/23 18:57

138.8635

37.2063

5

222

55

98

4.86E+16

5.1

地震 2

2007/07/16 21:08

138.6297

37.5088

11

187

54

70

5.21E+15

4.4

モーメント
(Nm)

※深さ、走向、傾斜、すべり角、地震モーメントは防災科学技術研究所 F-net による値。
震央位置の緯度・経度は世界測地系である。
表3

広帯域地震動再現計算の対象とした中小地震の断層面積、断層長さ（=断層幅）、及びライズタイム。
日時

断層面積(km 2 )長さ＝幅 (km)ライズタイム(s)地震 12004/10/23 18:57

2.77

1.66

0.34

地震 2

2007/07/16 21:08

1.66

1.29

0.16

※震源断層は断層面を 2×2 で分割し震源位置周辺に配置した。ライズタイムは断層幅の半分を破壊伝播速度で割った値とした。破壊伝播速度 2.4 km/s は S 波速度 3.4 km/s の 0.7
倍とした。

411

表4

1828 年三条地震の震源断層モデルの位置と発震機構。震央位置の緯度・経度は世界測地系である。
南東傾斜モデル北西傾斜モデル

震源断層の基準東経 (度)138.83483

震源断層の基準北緯 (度)37.44800

断層上端深さ (km)33

断層下端深さ (km)1823

走向 (度)

40220

傾斜 (度)

35

50

すべり角 (度)表5901828 年三条地震の特性化震源モデルの断層パラメータ。
断層全体

アスペリティ１

アスペリティ２

背景領域

断層面積 (km 2 )

780

144

24

612

応力降下量 (MPa)

3.8

18.0

18.0

4.0

地震モーメント (Nm)

3.4×10 19

1.44×10 19

0.0956×10 19

1.9×10 19

平均すべり量 (m)1.4

ライズタイム (s)--破壊伝播速度 (km/s)

--

2.4

f max (Hz)

--

6.0

2.8
2.5

412

1.0
0.83

5.4

図 1

スペクトルインバージョンによる地下構造モデル改良に用いた中小地震の震央位置。

数字は表 1(P411)の地震番号に対応している。

図2スペクトルインバージョンによる地下構造モデルの改良に用いた観測点位置。

図中の文字は K-NET 及び KiK-net 強震観測点のコードを示す。

413

図 3

地盤構造同定解析の結果。上図：NIGH16。下図：FKSH07。右図は地下構造モデル。

横軸は S 波速度(km/s)、縦軸は深さ(km)、青線は同定モデル、赤線はボーリングデータによる構造。左図は地表記録と地中記録のフーリエ振幅スペクトル比。青色実線は解析に用いた 15 地震についての観測スペクトル比の平均値、青色点線は平均値±標準偏差、赤線は地下構造モデルによる計算値。

414

図 4 スペクトルインバージョン解析より推定された新潟県におけるサイト増幅特性。黒線は本研究による結果であり、太線は平均値、細線は標準偏差を示す。青線は野津・長尾 (2005)によって求められたサイト増幅特性。

415

図 5 広帯域地震動の再現計算の対象とした中小地震の震央（赤星）と K-NET 及び KiK-net の強震観測点。枠線は 1828 年三条地震の計算対象範囲を示す。

416

新潟県中越地方で発生した Mw 5.1 の地震の広帯域地震動再現計算結果。

新潟県中越沖で発生した Mw 4.4 の地震の広帯域地震動再現計算結果。
図 6(a) ハイブリッド合成法による K-NET 新潟における広帯域地震動再現計算結果。上図は新潟
県中越地方、下図は新潟県中越沖で発生した中小地震に対する結果を示す。上段は南北、中段は東西、下段は上下成分。左欄は速度波形、右欄はフーリエスペクトル。黒線は観測値、緑線はハ
イブリッド合成波、赤線は統計的グリーン関数法、青線は三次元差分法による再現値。

417

新潟県中越地方で発生した Mw 5.1 の地震の広帯域地震動再現計算結果。

新潟県中越沖で発生した Mw 4.4 の地震の広帯域地震動再現計算結果。
図 6(b) ハイブリッド合成法による K-NET 長岡における広帯域地震動再現計算結果。上図は新潟
県中越地方、下図は新潟県中越沖で発生した中小地震に対する結果を示す。上段は南北、中段は東西、下段は上下成分。左欄は速度波形、右欄はフーリエスペクトル。黒線は観測値、緑線はハ
イブリッド合成波、赤線は統計的グリーン関数法、青線は三次元差分法による再現値。

418

図 7(a) 南東傾斜の震源断層モデルと地下構造モデルの比較。北緯 37.5 度断面。

図 7(b) 北西傾斜の震源断層モデルと地下構造モデルの比較。北緯 37.6 度断面。

419

図 8(a) 1828 年三条地震の南東傾斜の震源断層モデル（ケース 1A）。大きいアスペリティ（灰色）と破壊開始点（桃色星）は断層南西に設定している。

図 8(b) 1828 年三条地震の北西傾斜の震源断層モデル（ケース 1B）。大きいアスペリティ（灰色）と破壊開始点（桃色星）は断層南西に設定している。
420

図 8(c) 1828 年三条地震の南東傾斜の震源断層モデル（ケース 2A）。大きいアスペリティ（灰色）と破壊開始点（桃色星）は断層北東に設定している。

図 8(d) 1828 年三条地震の北西傾斜の震源断層モデル（ケース 2B）。大きいアスペリティ（灰色）と破壊開始点（桃色星）は断層北東に設定している。
421

図 9(a) ケース 1A について広帯域地震動シミュレーションで得られた工学的基盤上の最大速度の距離減衰。左：断層最短距離、右：等価震源距離。赤太線と赤細線は司・翠川(1999) による経験式と標準偏差を示す。

図 9(b) ケース 1B について広帯域地震動シミュレーションで得られた工学的基盤上の最大速度の距離減衰。左：断層最短距離、右：等価震源距離。赤太線と赤細線は司・翠川(1999) による経験式と標準偏差を示す。

422

図 9(c) ケース 2A について広帯域地震動シミュレーションで得られた工学的基盤上の最大速度の距離減衰。左：断層最短距離、右：等価震源距離。赤太線と赤細線は司・翠川 (1999) による経験式と標準偏差を示す。

図 9(d) ケース 2B について広帯域地震動シミュレーションで得られた工学的基盤上の最大速度の距離減衰。左：断層最短距離、右：等価震源距離。赤太線と赤細線は司・翠川 (1999) による経験式と標準偏差を示す。

423

図 10 (a) 加茂市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 1A に対してハイブリッド合成で得られた結果。

図 10 (b) 加茂市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 1B に対してハイブリッド合成で得られた結果
424

図 10 (c) 加茂市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 2A に対してハイブリッド合成で得られた結果

図 10 (d) 加茂市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 2B に対してハイブリッド合成で得られた結果
425

図 11 (a) 三条市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 1A に対してハイブリッド合成で得られた結果。

図 11 (b) 三条市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 1B に対してハイブリッド合成で得られた結果。
426

図 11 (c) 三条市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 2A に対してハイブリッド合成で得られた結果。

図 11 (d) 三条市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 2B に対してハイブリッド合成で得られた結果。
427

図 12 (a) 見附市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 1A に対してハイブリッド合成で得られた結果。

図 12 (b) 見附市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 1B に対してハイブリッド合成で得られた結果。
428

図 12 (c) 見附市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 2A に対してハイブリッド合成で得られた結果。

図 12 (d) 見附市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 2B に対してハイブリッド合成で得られた結果。
429

図 13 (a) 長岡市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 1A に対してハイブリッド合成で得られた結果。

図 13 (b) 長岡市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 1B に対してハイブリッド合成で得られた結果。
430

図 13 (c) 長岡市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 2A に対してハイブリッド合成で得られた結果。

図 13 (d) 長岡市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 2B に対してハイブリッド合成で得られた結果。
431

図 14 (a) 燕市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 1A に対してハイブリッド合成で得られた結果。

図 14 (b) 燕市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 1B に対してハイブリッド合成で得られた結果。
432

図 14 (c) 燕市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 2A に対してハイブリッド合成で得られた結果。

図 14 (d) 燕市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 2B に対してハイブリッド合成で得られた結果。
433

図 15(a) 新潟市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 1A に対してハイブリッド合成で得られた結果。

図 15(b) 新潟市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 1B に対してハイブリッド合成で得られた結果。
434

図 15(c) 新潟市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 2A に対してハイブリッド合成で得られた結果。

図 15(d) 新潟市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 2B に対してハイブリッド合成で得られた結果。
435

図 16 (a) 柏崎市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 1A に対してハイブリッド合成で得られた結果。

図 16 (b) 柏崎市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 1B に対してハイブリッド合成で得られた結果。
436

図 16 (c) 柏崎市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 2A に対してハイブリッド合成で得られた結果。

図 16 (d) 柏崎市役所における広帯域速度波形とフーリエ振幅スペクトル。
ケース 2B に対してハイブリッド合成で得られた結果。
437

(a) ケース 1A(b) ケース 1B(c) ケース 2A(d) ケース 2B

cm/s
図 17 広帯域地震動シミュレーションによる工学的基盤上の最大速度分布。

438

cm/s

(a) ケース 1A(b) ケース 1B(c) ケース 2A(d) ケース 2B

図 18 広帯域地震動シミュレーションによる工学的基盤上の震度分布。

439

(a) ケース 1A(b) ケース 1B(c) ケース 2A(d) ケース 2B

図 19 工学的基盤から地表に対する震度増分の分布。

440

(a) ケース 1A(b) ケース 1B(c) ケース 2A(d) ケース 2B

図 20 広帯域地震動シミュレーションによる地表の震度分布。

441

図 21(a) ケース 1A に対して広帯域地震動シミュレーションより得られた地表における震度分布と史料による歴史震度（矢田・卜部, 2010）との比較。

図 21(b) ケース 1B に対して広帯域地震動シミュレーションより得られた地表における震度分布と史料による歴史震度（矢田・卜部, 2010）との比較。

442

図 21(c) ケース 2A に対して広帯域地震動シミュレーションより得られた地表における震度分布と史料による歴史震度（矢田・卜部, 2010）との比較。

図 21(d) ケース 2B に対して広帯域地震動シミュレーションより得られた地表における震度分布と史料による歴史震度（矢田・卜部, 2010）との比較。

443

(a) ケース 1A(b) ケース 1B(c) ケース 2A(d) ケース 2B
図 22 入蔵新田におけるハイブリッド合成法により得られた周期 5 秒以下の変位波形の粒子軌跡。

444

(a) ケース 1A(b) ケース 1B(c) ケース 2A(d) ケース 2B
図 23 吉野屋村におけるハイブリッド合成法により得られた周期 5 秒以下の変位波形の粒子軌跡。

445

(a) ケース 1A(b) ケース 1B(c) ケース 2A(d) ケース 2B
図 24 真木新田におけるハイブリッド合成法により得られた周期 5 秒以下の変位波形の粒子軌跡。

446