京都大学防災研究所年報 第 47 号 A 平成 16 年 4 月
Annuals of Disas. Prev. Inst., Kyoto Univ., No.47 A, 2004

強震動予測レシピ―大地震による強震動の予測手法―
入倉孝次郎

要

旨

強震動記録を用いた断層破壊過程推定のための波形インバージョンの結果から，震源
断層パラメータが地震モーメントに関して 2 つのスケーリング則によって支配されていることが明らかになってきた．スケーリング則の 1 つは震源断層の全破壊域の面積と地震モーメントの関係を与えるもので，これらのパラメータを巨視的断層パラメータと呼ぶ．もう 1 つは震源断層内のアスペリティの総面積を地震モーメントの関数として与えるもので，この関係から震源断層内のアスペリティの分布およびそこでの応力降下(あるいは実効応力) が与えられる．これらのパラメータを微視的震源パラメータと呼ぶ．
これらの２つのスケーリング則に基づいて，強震動の計算に必要とされる震源断層の面
積，地震モーメント，さらに震源断層内の不均質な応力やすべり分布のモデル化が可能となる．我々は，上記の考えを整理して，特定の活断層や海溝域に発生する地震を想定したとき，誰でも同じ答えが得られるように震源断層のモデル化の手続きをレシピとしてまとめた．強震動予測レシピの有効性は，内陸の活断層に起こった 1995 年兵庫県南部地震や 2000 年鳥取県西部地震，海溝域に起こった 2003 年十勝沖地震や 1978 年宮城沖地震について，シミュレーションと観測記録の比較により検証される．
キーワード：強震動，活断層，海溝型地震，アスペリティ，巨視的断層パラメータ，微視的断層パラメータ

１．はじめにうなものであったかを明らかにする必要がある．強震動の記録はそのために欠かすことのできないものである．しか1995 年 1 月 17 日に阪神・淡路地域に多大な被害をもたしながら，兵庫県南部地震の前までの日本の強震動観測体

らした兵庫県南部地震は，日本における地震防災のあり方

制は極めて貧困であった．不十分なデータからできる限りに大きな問題があることを露呈した．この地震による災害の情報を引き出すために，地震の直後から余震の強震動観の大きさは地球科学や建築・土木工学など地震を研究対象

測，高密度アレイ観測，地下構造探査，などが多くの方々としている研究者にとって衝撃的なもので，研究のあり方の協力で行われた．このような地道な研究の積み上げの成に反省を迫るものであった．強震動の研究者もこの地震の果として，1995 年兵庫県南部地震の詳細な破壊過程，破壊前に災害軽減に対する方策を示すことはできなかった．断的強震動の生成，さらに強震動による構造物の崩壊メカニ層近傍におけるキラーパルスの生成などの現象も地震のズムが解明されてきた．また，将来の大地震による災害を後でしか示せなかった．

軽減するために強震動予測がキーパラメータであること

この大震災を受けて，我々に科せられた使命はこの地震が明らかになってきた．

が教えるものをできるかぎり学び取ることにあると考え2003 年十勝沖地震は新たな課題を突きつけている．このる．安全と考えられていた高架橋やビルがなぜ倒壊したの地震では，長周期地震動により震源域から約 200 km も離かを科学的に解明するには，その敷地での強震動がどのよれた苫小牧で石油タンクが破損して大火災が発生するなど，これまでの被害予測では想定されていなかった災害が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引き起こされた．このような被害の元となった長周期地震

幅の時刻歴波形を意味している．

動は，巨大地震によって生成され，大規模堆積盆地によっ

強震動予測レシピは，①想定する地震の震源の特性化，て強められ，長い継続時間となる，といったことは地震学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

的にはよく知られたことではあるが，それによる直接的な化，および③地震動のシミュレーション手法，から構成さ

被害はこれまで極めて少数の例しか報告されてなかった

れる．このレシピを適用することにより，地震災害軽減対ために，地震防災の対策では殆ど考慮されてこなかった．

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長周期地震動の定量的な予測のために不可欠な地殻構造

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および浅部・深部地盤の地下構造の調査は未だ殆ど行われなる．

ていない，という事実は，日本の震災対策の問題点を如実に示すものといえる．
21 世紀の前半にはやってくるであろう南海トラフ地震

このような形で強震動を予測するための最重要課題の 1
つが震源となる断層運動の特性化である．大地震の強震動記録を用いた断層破壊過程推定のための波形インバージ

は，2003 年十勝沖地震と同様にプレート境界に発生する巨ョン (以下本文では，震源インバージョンと記す) により，大地震で，その規模は十勝沖地震をはるかに上回ると予想

強震動生成の震源モデルが明らかとなりつつある．その結される．南海トラフ地震の震源域に近い近畿地方や中部地

果，強震動の評価には，震源に関して断層面積や地震モー方に存在する高度に発達した大都市部は，未だ巨大地震のメントなどの巨視的断層パラメータ (outer fault parameter)

強震動を経験していない．南海トラフ地震による災害を軽だけでなく，震源断層内における不均質なすべり分布など減するには，それによる強震動を高精度で予測して必要なの微視的断層パラメータ (inner fault parameter) が重要な要対策がたてられるかどうかにかかっている．

素であることがわかってきた．将来の大地震に対する強震

ここでは，強震動予測レシピの考え方および震源のモデ動の評価を適切に行うためには，地震の震源の物理モデル

ル化の基礎となる断層パラメータのスケーリング則につに基づいて与えられる地震の相似則に従って巨視的断層

いて概説し，内陸の活断層地震や海溝型地震による強震動

パラメータと微視的断層パラメータを設定する必要があ

計算のための手続きをレシピの形に記述する．強震動予測

る．

レシピの有効性は，内陸の活断層に起こった 1995 年兵庫上に述べた震源インバージョン結果を基に推定された

県南部地震や 2000 年鳥取県西部地震，海溝域に起こった巨視的断層パラメータと微視的断層パラメータは地震モ

2003 年十勝沖地震や 1978 年宮城県沖地震について，シミーメントの関数としてそれぞれ一定のスケーリング則にュレーションと観測記録の比較により検証される．さらに，従っていることがわかっている(Somerville et al., 1999)．こ本研究のまとめとして強震動予測の現状と今後の展望にの 2 つのスケーリング則の関係式はマルチ・アスペリティ

ついて述べる．

モデルを用いて，総地震モーメント，全破壊域面積，全ア

なお，本稿は入倉 (1994, 2000, 2002)，Irikura (2002)，入倉・スペリティ面積，およびアスペリティの応力降下量の間の三宅 (2001, 2002, 2004)，入倉・他 (2002, 2003)，Irikura et al.

関係式として表される．スケーリング則に関する基本的関(2004) など，著者の共同研究の成果をまとめたものである．

係式から，内陸地震および海溝型地震に対する震源のモデ
ル化の手続きが「レシピ」として記述される．

２．強震動予測レシピ
２．１． 強震動予測レシピのための基本的関係式
本研究は，大地震による災害軽減対策を考える上でキーとなる強震動をどのように評価するか，その方法論の確立

ここでは強震動予測のための震源のモデル化に必要とを目指している．強震動計算に必要な震源のモデル化，地される巨視的および微視的断層パラメータに関する基本

下構造のモデル化，さらに数値シミュレーションなど，強的関係式についてまとめる．

震動を評価するための手続きを料理本のように「レシピ」
としてまとめることを試みる．

２．１．１． 巨視的断層パラメータの関係式「レシピ」とは，危険な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巨視的断層パラメータである大地震の全破壊域，すなわ

震動評価を，誰がやっても同じ答えが得られる方法論のこ

ち震源断層の面積 S は地震モーメント M0 に対して自己とを呼ぶことにする．ここでいう強震動とは，単に最大加相似の関係があることが知られている (e.g., Kanamori and

速度，最大速度，震度，という簡便化された指標ではなく，Anderson, 1975; Somerville et al., 1999)．この関係は円形クラFig. 1. Empirical relationships between seismic moment and rupture area for inland crustal earthquakes (upper) and subduction-zone
earthquakes (lower). Thick broken lines are 3-stage scaling relationships proposed by our studies (e.g.， Irikura et al., 2004)
ックを考えたときの断層面全体における平均応力降下量てどの範囲で有効であるかについては，地震モーメントと∆σ c が地震規模に依らず一定であることに対応する．断層

断層面積の経験的関係を用いた検証が必要である．

面全体を等価な円形クラックと仮定すると，Eshelby (1957)
より地震モーメント M0 は，
16M =⋅ ∆σ ⋅ S 3 / 2
0 7π 3 / 2c

内陸の活断層に発生する地震に対して，強震動記録を用いた震源インバージョンから得られたすべり分布から一(1)定基準で定義された全破壊域と地震モーメントの関係がFig. 1 に黒丸で示される (Somerville et al., 1999; 宮腰, 2002)．

で与えられる．すなわち経験的に平均応力降下量が与えら

震源インバージョン解析された地震は 1019 Nm より大きい

れ，断層面積が推定できれば (1) 式より地震モーメントがものは未だ数が少ないので，それを補うため余震域や地殻与えられる．上の自己相似の関係が地震モーメントに対し変動データなどの種々の方法で決められた断層面積と地震モーメントの関係 (Wells and Coppersmith, 1994) も同じ相似性から系統的にずれるのは地震モーメントが 1021 Nm

図に書き加えられている．地震モーメントが 1019 Nm より以上となる．アスペクト比が大きい場合には(2)式のような小さい地震では両者とも S ∝ M 0

2/3

で表せる自己相似の関係，すなわち (1) 式で平均応力降下量一定，となってい関係式の適用が必要となる．その場合、地域に適した α とβ の値を用いる必要がある．

る．しかしながら，それより大きい地震では自己相似の関係から系統的にずれて S ∝ M 0

1/ 2のむしろ関係にそって

２．１．２． 微視的断層パラメータの関係式

いるようにみえる．
これらの関係は，断層長さ L が一定以上大きくなる (例

地殻内地震の震源インバージョンにより得られた震源

えば，L > 20 km) と断層幅が地震発生層の厚さにより一定

断層での不均質なすべり分布についてシステマティック

値 Wmax (約 20 km) で飽和する，という Shimazaki (1986) のな統計的解析を行い，不均質なすべり分布，すなわちアス

考えに対応するものである．さらに，Scholz (2002) は断層

ペリティの分布，が一定のスケーリング則に支配されていすべり量 D と断層長さ L，断層幅の飽和値 Wmax の関係の考ることが Somerville et al. (1999)により示された．彼らは，察から，断層長さ L が 10Wmax より大きくなるような巨大なFig. 2 に示されるように，平均すべり量より 1.5 倍以上大き内陸地震の場合，断層すべり量 D はほぼ一定値となり，結なすべりを有する領域をアスペリティと定義し，そのアス果として S ∝ M 0 の関係になる，という考えを示している．

ペリティの面積 Sa が全破壊域 S に比例して大きくなる，すL が 10Wmax そして Wmax = 20 km に対応する地震のモーメン

なわち Sa / S が地震の大きさに依らずほぼ一定となること

ト M0 は約 1021 Nm 程度であると想定される．

を明らかにした．宮腰 (2002) は 1995 年以後の最近の大きアスペクト比(L /Wmax)が大きいとき，地震モーメントとい地震の解析結果加えても Somerville et al. (1999) による断層面積の関係として円形クラックに対して与えられる

アスペリティに関連する関係式が Fig. 3 に示されるように(1) 式の適用には問題がある．アスペクト比が大きい場合ほぼ変わらないことを示した．

に有効なスケーリング則として，Fujii and Matsu’ura(2000)の生成に，従来知られていた断層面積や平均すべり量のよは以下の式を提案している．

M0 =このことは，特定の活断層に起因する地震による強震動∆σ cWmax L
αL + β(2)

ここで， ∆σ c は平均応力降下量， α と β は構造依存のパ

うな巨視的断層パラメータ (outer fault parameter) のみならず，すべり分布の不均質性のような微視的断層パラメータ(inner fault parameter) が重要な役割を果たしている，ことを意味している．つまり強震動の特性は，断層全体の面積やラメータで数値計算により与えられる．内陸地震に同式を総地震モーメントの大きさよりもむしろ断層すべりの不適用するため，Fujii and Matsu’ura(2000)はリソスフェアの厚均質分布，すなわち微視的断層パラメータ，に支配される．

さを 30 km として α = 1.4 × 10 ， β = 1.0 を導いている．

巨視的断層パラメータ (全破壊域と総地震モーメント)

この関係式は Matsu’ura and Sato (1997)による「２次元のトとここで定義される微視的断層パラメータ (アスペリティ−2

ランスフォーム・プレート境界での準静的なテクトニッ

面積などアスペリティに関連するパラメータ) の理論的関

ク・ローディングによる有限長の断層運動のシミュレーシ

係は Fig. 4 に示された円形アスペリティモデルを用いてョン」を用いて導かれたものである．従って，この式自体模式的に示すことができる．ここではアスペリティモデル

は３次元の断層場での地震発生の理論モデルとしては不に対する理論的関係としてDas and Kostrov (1986) による

十分なものである．ただし，観測データとして得られている Mo -L 関係（Mo：地震モーメント，Ｌ：断層長さ）を説明するための経験的関係式として意味がある．(2)式の物
理学的な意味での有効性については，３次元の動力学モデ
ルに基づく理論的検証および観測データに基づく検証の両面の検討が必要とされる．
海溝型地震についても，断層面積 S は地震モーメント
M0 に関して(1) 式で表されるような自己相似の関係が得ら
れ て い る ( 例 え ば ， Yamanaka and Shimazaki, 1990;

Somerville・他, 2002)．沈み込み帯での地震発生層の幅は内陸部より広いと考えられ，そのため S と M0 はより広い範囲で自己相似の関係にあると推定されている．海溝型地震に対して Wmax は約 100 km と考えると，M0 – S 関係が自己シングル・アスペリティモデルを想定するが，この関係はマルチ・アスペリティモデルにも一般性を失うことなく拡張可能である (入倉・他, 2002)．
アスペリティモデルを想定した場合，アスペリティにおける応力降下量 ∆σa と全破壊域の平均応力降下量∆σcとの関係はMadariaga (1979)により以下の式で表される．

∆σ a = ∆σ c ⋅

S
Sa

(3)

ここでＳは全破壊域，Ｓa はアスペリティ域の全面積である．上式は背景領域での応力降下量をゼロと仮定して導かれたものである．

Fig. 2. Concept of source characterization based on the slip distributions by the waveforms inversions

Fig. 3. Empirical relationships between combined area of asperities and total rupture area (thick broken line) for inland crustal
earthquakes (left: after Irikura and Miyake, 2001) and subduction-zone earthquakes (right). Shadow ranges ±(standard

deviation). Thin solid lines show a factor of 2 and 1/2 for the average. Database obtained by the waveform inversions for the inland
crustal earthquakes is Somerville et al. (1999) and Miyakoshi (2002), for the subduction-zone earthquakes Somerville et al. (2002).

一方，Das and Kostrov (1984)の円形アスペリティモデル

応力降下量は，r をアスペリティの等価半径と考えれば，に対して，アスペリティにおける応力降下量 ∆σa は，Betti

アスペリティの個数に依らず，(4) 式で与えられることがの相反定理を用いて，地震モーメントM0、の半径R、アス証明されている (入倉・他, 2002)．そのとき，アスペリテ

ペリティ域の半径rの関数として以下の式で与えられる

ィの等価半径 r はNa個のアスペリティがあるとき以下の(Boatwright, 1988)．

式で定義される．

∆σ a =

7 M0⋅
16 Rr 2

r=

(4)

Na

∑r

2

k

(5)

k =1

この式も背景領域での応力降下量をゼロと仮定して導か

ここで rk は個々のアスペリティの半径である．
アスペリティの面積とそこでの応力降下量の情報を得れる．
2

るための別の方法として提案されている加速度震源スペとアスペリティ面積Sa＝πr の関係を用いると(3)式と等しクトルのレベルを用いる方法について理論的考察を試み

くなる．また，ここで与えられる関係式はマルチ・アスペ

る．壇・他 (2001) はFig. 5に示されるようにインバージョ

リティモデルに対して拡張可能で，アスペリティにおけるン結果や強震動記録の解析から全破壊域からの加速度震(4)式は，地震モーメントを与える(1)式，全破壊域S＝πR
2

Fig. 4. Asperity source model for simulating strong ground motions. Distribution of stress change (left) and final slip (right) for asingle-asperity source model (after Boatwright, 1988).

Fig. 5. Empirical relationship between seismic moment and acceleration source spectral level for subduction-zone earthquakes.

源スペクトルレベルA0が地震モーメントに関して次のようれている．
これまで経験的グリーン関数などによる強震動のシミな経験的関係を見出している．

ュレーションでアスペリティ部分のみから短周期地震動

A0 (dyne - cm/s ) = 2.46 ×10 × M
2

17

1/ 3
0

(dyne - cm)が生成されると考えて観測波形とよく一致する結果が得(6)られている(例えば, Miyake et al, 2003)ことは，間接的に

A0a ≈ A の仮定はそれほど悪くないことを示している．
アスペリティからの加速度震源スペクトルのレベル Aoa

Madariaga (1977) および Boatwright (1988)により与えらは，れる関係式を用いて，アスペリティの面積とそこでの応力降下量の関数として以下の式で表現される．
A0 = 4 π βv R S a ∆σ aa(7)(7)式に (1) 式と (3) 式を代入すると，アスペリティの面積は２．１．３． アスペリティモデルの動力学的数値シ
ミュレーション ―アスペリティでのすべり量と全破壊域での平均すべり量の関係―
従来の運動学的な震源モデルでは断層面での応力降下
量やすべり量は任意に与えられるため一般には物理的に要求される拘束条件を満足していない．Das and Kostrov

2⎛ 7π 2⎞(M 0 ) 2
βv R ⎟⎟ ⋅S a = ⎜⎜a 2
⎝ 4
⎠ S ⋅ ( A0 )(8)(1986) によるアスペリティモデルは全破壊域における応力降下量とすべり量の関係を物理的な満足するように与の関係式で与えられる．

えているが，アスペリティに応力降下量を与えると解析解

上の式は，巨視的断層パラメータ (全破壊域 S と総地震として総地震モーメントが得られるが，アスペリティでのモーメント M0) に加えて，アスペリティからの加速度震源

すべり量分布は評価できない．アスペリティでのすべり量

スペクトルレベル A0a が与えられれば，アスペリティ面積

Da と全破壊域での平均すべり量の関係 D は動力学的震源が推定できることを意味する．さらに得られた S/Sa を(3)モデル基づく数値シミュレーションを行うことによって，式に入れればアスペリティの応力降下量 ∆σa が推定される．

はじめて求められる．

しかしながら，観測量として直接与えられるものは A0a

動力学的震源モデルの計算で，断層面における物理的条ではなく，破壊域全域から生成された加速度震源スペクト件として摩擦構成則を規定する臨界すべり量 Dc やアスペ

ルレベル A0 である． A0 はアスペリティ部および背景領域

リティの面積とそこでの応力降下量を与えることによっからの加速度スペクトル A0a，A0b のランダム和で表せる．

て全破壊域でのすべりの分布が数値的に解かれる．一方，

すなわち，アスペリティモデルのすべり量に関する観測量としては
a 2

b 2

A0 = ( A0 ) + ( A0 )(9)Somerville et al. (1999) が震源インバージョン結果からアスペリティ抽出のために定義したものがある．彼らによると
アスペリティのすべり量に対する全破壊域の平均すべり

アスペリティモデルでは，(7)式に(8)を代入して書き換え
ると A0a はつぎの関係で表される．
A0a =

M0
7π
βv R ⋅4S ⋅ Sa量の比 Da /D は約 2 となっている．この定義自体は任意に設定されたものであるが，この考えに基づいて特性化され

2

(10)

たアスペリティモデルを用いて合成された波形が観測波
形によく一致すること (Miyakoshi et al., 2000)から，その定義自体が物理的にも意味あるものと考えられる．ここでは

ここで S と Sa はともに地震モーメントに関して自己相似の関係 (Somerville et al., 1999)，すなわち S ∝ M o2 / 3 そして

S a ∝ M o2 / 3 なら，(10)式から Aoa ∝ M o1 / 3 の関係が導かれる．
(9)式から明らかなように、背景領域からの加速度スペクト

Somerville et al. (1999) で用いられたアスペリティ抽出の物
理的意味について，動力学的震源モデルの数値シミュレー
ションの結果から概説する．
計算に用いたアスペリティモデルは Fig. 6 (a)に示される．

ル A0b が A0a にに比べて十分小さい，すなわち近似的に全破壊域もその中のアスペリティもともに円形とし，アスA0a ≈ A0 が成り立つとすると，上の (10) 式は壇・他 (2001)

ペリティが 1 つ (シングル・アスペリティモデル) と 2 つによる加速度震源スペクトルレベルに関する関係式 (6)の場合 (ダブル・アスペリティモデル) を考える．どのモに対応する．このような地震モーメントに対する加速度震デルでも Somerville et al. (1999) に倣って全破壊域に対す源スペクトルレベルの自己相似性は，森川・藤原 (2003) や佐藤 (2004) らが行った実波形を用いた解析からも見出さるアスペリティ部分の面積比を 0.22 と固定している．モデル MEC1 は 1 個のアスペリティ(22%)，モデル M2DA3 は 2

個の異なる面積のアスペリティ(16%と 6%)，モデル M2EA3(a)は 2 個の同じ面積のアスペリティ(2 つ共 11%)である．
数値
シミュレーションでは，staggered grid を用いた三次元有限差分法を用いている．今回はアスペリティ部分に，内陸地
震の平均的なアスペリティの応力降下量 10.5 MPa (入倉・他, 2002)を与え，破壊伝播速度を S 波速度の 80%に固定した場合について検討した．
ここでは，応力降下はアスペリティのみ，∆σb /∆σ＝0，
したときの数値シミュレーションの結果が示される．全破壊域に対するアスペリティ領域の地震モーメントの比(b)(M0asp / M0)，平均すべり量比 (Dasp /D)，および最大すべり∆σb /∆σa = 0.0
M0asp /M0
Dasp /D
Dmax /D

MEC1
0.530
2.363
2.921

M2DA3
0.458
2.052
2.638

M2EA3
0.450
2.027
2.476

(c)

量比 (Dmax /D) の計算結果が Fig. 6 (b) にまとめられ，モデルの面内でのすべり分布が Fig. 6 (c) に示される．

∆σb /∆σa＝0 のとき，シングルアスペリティでは Dasp / D
は約 2.4 であるのに対し，ダブルアスペリティでは Dasp / D
は約 2.0 となる．なお，パラメトリックな計算をすると，アスペリティと全破壊域でのそれぞれの平均すべり量の比 (Dasp /D) はアスペリティの数が増加するにつれて減少する傾向にある．一方，∆σb /∆σa が大きくなるにつれてDasp / D は小さくなる．シングルアスペリティに対してDasp / D が約 2.0 となるのは ∆σb /∆σa＝0.1 としたときである(入倉・他, 2003)．
また，摩擦構成則のパラメータとして重要な臨界すべり
量 Dc に関して，Dc = 0, 20, 40 cm と変化させた場合や，アスペリティにおける破壊開始点を左端・中央・右端と変化させた場合について検討を行った結果，Fig. 6 (b) で示される値は，さほど変化しないことが確かめられた．
以上まとめると，動力学的震源モデルの計算から，

Somerville et al. (1999) より得られた Sa / S = 0.22 かつ

Dasp /D = 2 を満たす内陸地震の平均像としての震源モデル
は，1 つのアスペリティ (シングルアスペリティ) の場合はFig. 6. Dynamic solution of three selected circular asperity
models with fixed rupture velocity (0.8Vs) and critical slip Dc =0.4 m. (a) Asperity location for each circular fault model. Star
represents the rupture starting point, R and r are the radii of thefault and asperity. The ratio between the combined asperity
area (Sa = 90km2) and total rupture area (S = 408km2) is 0.22.
This ratio is partitioned for the double asperities, 11 % for eachasperity of model M2EA3 and 6 -16 % for M2DA3. The stressdrop in the asperity is ∆σa = 10.5 MPa. (b) The table specifies
the ratios of seismic moment (M0asp / M0), average slip (Dasp /D),and maximum slip (Dmax /D) between the asperity area andtotal rupture area in case of ∆σb /∆σa = 0. (c) Final slip
distribution along the diameter of the fault (in-plane direction)in the case of ∆σb /∆σa = 0. (after Dalguer et al, 2004).

∆σb /∆σ a= 0.1，2 つのアスペリティ(ダブルアスペリティ)の場合は∆σb /∆σ a= 0 ということになる．

２．２． 内陸地震のための強震動予測レシピ
２．２．１． 巨視的断層パラメータ
Step 1. 震源断層の全体の長さ L と幅 W の推定
Step 2. 総地震モーメント M0 の推定
Step 3. 震源域の平均応力降下量 ∆σ c の推定
活断層を想定した強震動予測を行う場合，断層全体の長さ L は地質調査等により推定，断層幅 W は地震発生層の深さ限界 (Hd) と浅さ限界 (Hs) との関係より推定される．
震源断層の傾斜角(δ) を考えて L が (Hd - Hs) / sin δ(すなわち震源断層が地震発生層を横切る幅) より短いとStep. 5.

アスペリティの応力降下量∆σa の推定

きは，W = L で近似される．L がそれより長いとき，W は

Step. 6.

アスペリティの個数 n の推定

飽和し W = Wmax = (Hd - Hs) / sin δ の式で与えられる．Wmax

Step. 7.

個々のアスペリティ(半径 ri) での変位量 Dai の推は経験的に15〜20 kmの範囲で与えられる．なお震源断層

定の総面積 S は S = LW で評価される．
震源インバージョン結果から内陸の活断層に発生する
地震について断層面積 S は，内陸の活断層に発生する地震について，Somerville et al.

(1999) によって示されるアスペリティ総面積 Sa および最S (km2) = 2.23×10-15×M02/3 (dyne-cm)(11)で表せる (Somerville et al., 1999)．なお 1 dyne-cmは10-7 Nmに相当する．断層長さ L と断層幅 W から断層面積 S が与えられれば，(11) 式から地震モーメントが推定されることとなる．上の断層面積と地震モーメントの関係から(1)式により推定される全破壊域の平均応力降下量は 2.3 MPaとなる．
しかしながら，(11) 式の基となった震源インバージョン

大アスペリティ面積 Sl と地震モーメント M0 に関する自己相似の経験的関係式は，

Sa (km2) = 5.00×10-16×M02/3 (dyne-cm)(13)

Sl (km2) = 3.64×10-16×M02/3 (dyne-cm )(14)で表される．上式のためのアスペリティ抽出でアスペリテ
ィ部の平均すべり量 Dasp に対する断層面全体の平均すべり
量 D の関係は Dasp /D = 2 となっている．

のデータは主としてMwが7以下の地震に限られる．そこで，(11) 式と(13) 式，(14) 式の関係の別の表現として，アより大きな地震に対する経験的関係を推定するため，Wells

スペリティの総面積 Sa および最大アスペリティの面積 Sl

and Coppersmith (1994) によりコンパイルされた余震域やは断層総面積 S に対して，

地殻変動データから決められた断層面積と地震モーメン

Sa (km2) = 0.215×S (km2)(15)

Sl (km2) = 0.150×S (km2)(16)

トの関係と (11) 式を比較する．その結果，両者はおよそ1026 dyne-cmよりも小さな地震についてはほぼ同じとみなしてもいいが，それよりも大きな地震に対してWells andCoppersmith (1994) による断層面積は (11) 式が与えるもと表される(入倉・三宅， 2001)．
アスペリティの応力降下量 ∆σa は全破壊域 S とそこのに比べては系統的に小さくなっている ( 入倉・三宅,での平均応力降下量 ∆σc ，それにアススペリティの総面

2001)．その時，断層面積 S は地震モーメント M0 につい

積 Sa が与えられれば(2)式から推定される．内陸地震にてつぎの関係で与えられる．

対して得られている平均応力降下量 2.3 MPa (Somerville et

S (km2) = 4.24×10-11×M01/2 (dyne-cm)(12)al., 1999) および (15)式から得られる Sa /S = 0.215 を(2)式に代入すると，アスペリティの応力降下量は約 10.5

上の式で与えられる断層面積 S と地震モーメント M0 を

MPa で与えられる．すなわち，Somerville et al. (1999) の(1)式に代入すると，平均応力降下量は地震モーメントとと解析した内陸地震の平均像はアスペリティ面積が全破壊

もに大きくなることになる．さらに大きな地震 (L > 10Wmax，

域の約 22 %で，そのときアスペリティの応力降下量は約すなわち M0 > 1021 Nm)では，S が M0 に比例する (Scholz,

10.5 MPa ということになる．

2002) と考えると，平均応力降下量はある大きさの地震モーメントで頭打ちして減少に転じることになる．
先に述べたように Fujii and Matsu’ura (2000)による(2)式をアスペクト比が大きい場合，先に述べたように平均応力降下量は円形クラックに対する(1)を用いると地震モーメ
ントともに大きくなる．テクトニック・ローディング・モ

用いると全破壊域での平均応力降下量は一定となる．このデ ル に 基 づ い て Fujii and Matsu’ura(2000) は 断 層 幅問題に関してデータに基づく検証は未だ十分なされていWmax=15km を仮定して(2) 式を用いて平均応力降下量をない．今後の検討課題の１つである．大規模地震に対して，

3.1MPa と推定している．この値を用いると，アスペリティ

地震モーメントについては観測記録から精度良い推定がの平均応力降下量は約 14.4 MPa になる．このようにして得可能であるが，断層面積についてはその定義を明確にする

られる平均応力降下量が物理的に有効かどうかは，この値必要がある．

を用いて得られる計算結果と観測記録との比較による検証が必要である．

２．２．２． 微視的断層パラメータ

活断層に起因する地震ではアスペリティの個数は一般に断層セグメントの数に応じて増加すると考えられる．まStep. 4.

アスペリティの総面積 Sa の推定

た，内陸活断層地震に対してはトレンチ調査などの活断層調査から1回の地震あたりのアスペリティのすべり量が推Fig. 7. Relationship between location of asperities and observed surface displacement for the 1992 Landers earthquake. (modification of
Wald and Heaton, 1994).

定される．これらの値を基に，Fig. 6 (b)で示されるような

２．１．４． その他の断層パラメータ

Dasp や Dmax に対する拘束を与えることができる．ただし，この場合地表近傍における断層変位は地下深部に比べて地表付近の地層の剛性率が小さいことによって増幅されている可能性があることに注意を要する．

断層破壊の開始点，破壊伝播の方向，破壊の終端
断層面のどこから破壊が開始するかということも強震
動予測における重要な要素である．内陸地震の場合，破壊

アスペリティの位置について現在いくつかの試みが提が地震発生層の下端からの開始する場合が多いことが経案されているが決め手となるものはまだない．1つは活断験的に知られている．この現象は地震発生の準備過程で地層調査で得られる地表断層すべりの大きい地域の直下に震発生層の下部地殻が塑性変形を起こすのに対し，上部地

アスペリティを設定する．Fig. 7 に示されるように，1992

殻の塑性変形が押さえられ固着すると，下部地殻における年Landers 地震の詳細な震源インバージョン結果から地表変形が上部地殻に局所的な応力集中を起こすことによるすべりの大きいところとアスペリティの位置がよく一致と考えられる (飯尾, 1998)．Ito (1999) は，地震発生層の下しているのがこの方法の根拠付けとなっている．

限が急激に変化するところに破壊開始点が一致する場合

その他に，地震活動のモニタリング結果から，アスペリが多いとし，地震発生層の下限分布を調べて，それが急変

ティでは一般に地震活動が低くその周りで地震活動が相するところを見出せば，かなり高い割合で大地震の発生位

対的に大きい，それと同じような理由で地震活動が高いと置を見つけることが出来る，と報告している．

ころはクラックが多く分布しているので地震波の散乱がまた中田・他 (1998) は，Fig. 8 に示されるように断層大きい (Nishigami, 2000)，などの性質を利用する方法の検線の平面形態とガラスなどの脆性破壊が伝播したときの討が必要である．

亀裂の形状の類似性に着目して，断層破壊開始点および破壊伝播方向を推定できる可能性を示している．一方，亀・山下 (1998) や Kame and Yamashita (2003) は断層破壊の成Step 2. 総地震モーメント M0 の推定．

長と停止のメカニズムについて理論的検討を行い，破壊がStep 3. 震源域の深さを反映した平均応力降下量 ∆σ c の推定．

進行するにつれて断層の枝別れが生じて停止することを示している．これらの研究は定量的にはまだ問題が残されているが，震源のモデル化に重要な情報を提供するものである．

または想定地震の震源断層の面積はわからないが，地震モーメン
トが与えられる場合

Step 1. 総地震モーメント M0 の推定．
Step 2. 震源断層の総面積 S の推定．
Step 3. 震源域の深さを反映した平均応力降下量 ∆σ c の推定．
沈み込み帯に発生する地震は繰り返しほぼ同じ震源域を持つことが知られている (例えば， 永井・他, 2001)．その繰り返し間隔は内陸の活断層地震に比べて短いため過去の地震が歴史資料として残っている場合がある．前回の地震がいつ起こったか，或いはその情報がどの程度残されているか，等により震源パラメータの与えかたが異なってくる．

1つは宮城県沖地震や十勝沖地震のような過去の地震が計器観測以後に起こっている場合である．同じ大きさの地震が繰り返し起こると考えると，地震記録から総地震モー
メント，余震域などから全破壊域が推定可能である．2つ目は安政東海・安政南海，宝永地震のような過去の地震が計器観測以前起こった歴史地震の場合である．この場合には地震モーメントや破壊域は直接的には得られないが被害分布や地殻変動のデータや最近のGPS観測データなどから間接的に推定される．3つ目は想定東海地震のように過Fig. 8. Illustrative models of fault branching and rupture
propagation (after Nakata et al., 1998).

去の発生の記録がない地震である．このような場合についても，2つ目の場合と同様にプレート境界面や温度分布な
どの地質学・地球物理学的情報やGPS観測データなどから破壊域の推定され，近域の地震から推定される平均応力降

破壊伝播様式
多くの場合，破壊は発震点から円状に伝わると仮定して，その破壊速度は一般に媒質の S 波速度の関数として与えられる．なお，シミュレーションされた地震動が分割された断層要素のサイズに対応した人為的周期性をもつことがあるが，破壊速度に一定のばらつきを与えることでこの人
為的周期性を防ぐことができる．

下量から地震モーメントが推定される．
南海トラフに発生する南海地震や東南海地震を例として地震調査研究推進本部 地震調査委員会 (2001) の強震
動評価部会が地震発生域の推定方法をまとめている．微小地震の震源分布からプレート境界面を決め，過去の地震の地殻変動・津波高分布から逆解析された震源域，さらにGPS観測から推定されるバックスリップの大きい領域などか
ら震源断層の総面積Sが推定される．海溝型地震に対する

２．３． 海溝型地震のための強震動予測レシピ

断層面積とマグニチュードの経験的関係式 log10S (km2) =M – 4.0 (佐藤, 1989) から推定される平均応力降下量は約２．３．１． 巨視的断層パラメータ

3.0 MPa となる．ここでの M は気象庁マグニチュードであるが，海溝型地震の気象庁マグニチュードはほぼモーメ

想定地震の震源断層の総面積が与えられる場合

Step 1. 震源断層の総面積 S の推定．

ントマグニチュードに等しいと仮定して，M を地震モーメ
ントに変換して (1) 式から平均応力降下量が計算される．

Fig. 9. Some proofs of the repetition of asperities. Left: Slip distributions for the 1952 and 2003 Tokachi-oki earthquakes (after Yamanaka
and Kikuchi, 2003). Right: Spatial distribution of the moment release and aftershocks for the 1968 Tokachi-oki and 1994
Sanriku-Haruka-oki earthquakes. (after Nagai et al., 2001).

従って，将来の海溝型地震を想定した巨視的断層パラメ

Wmax < L < 10 Wmax (1021 Nm < M0 < 1023 Nm) のとき，ータは，はじめに震源断層の総面積を推定し，次に経験的

L ∝ M 01 / 2 , S ∝ M 01 / 2 ,関係から深さ依存を考慮した平均応力降下量を仮定し，そそして10 Wmax < L (M0 > 1023 Nm) のとき， L ∝ M 0 ,れにより円形クラックモデルの式から総地震モーメント

S ∝ M 0 として表される．

を評価する，という手順で与えられる．ただし，想定する地震の断層面積について直接的な情報が得られない場合

２．３．２． 微視的断層パラメータには，まず地震モーメントを推定し，経験的関係から得られた深さ依存を考慮した平均応力降下量を用いて断層面

アスペリティの面積が与えられる場合

Step. 4. アスペリティの総面積 Sa の推定．

積を求める方法が準用される．
海溝型地震の場合は，前述したように断層幅の限界 Wmax
は約 100 km程度と想定される．それに対応する地震モー

Step. 5. アスペリティの応力降下量∆σa の推定．
Step. 6. 個々のアスペリティ(半径 ri) での変位量 Dai の推

メントが約 1021 Nm (Mw 8の地震) となる．従って，断層す
べり量 D，断層長さ L，断層幅 W に関して内陸地震と同定．

Step. 7. アスペリティの個数 n の推定．

様の関係があるとすると，海溝型地震を支配する巨視的断層パラメータのスケーリングは，Fig. 1 の下図に示される

または加速度震源スペクトルレベルが与えられる場合

ように，
21

L < Wmax (M0 < 10 Nm) のとき L ∝ M

1/ 3
,
0

S∝M

2/3
，
0

Step. 4. アスペリティからの加速度震源スペクトルレベ

ル A0a の推定．

アスペリティの位置については地震の繰り返し周期がStep. 5. アスペリティの総面積 Sa の推定．

相対的に短いため，Fig. 9 に示されるように同一地域で繰

Step. 6. アスペリティの応力降下量∆σa の推定．

り返し起こった地震のアスペリティがほぼ同じところに

Step. 7. 個々のアスペリティ(半径 ri) での変位量 Dai の推見られるという興味ある研究がなされている (例えば，

定．

Step. 8. アスペリティの個数 n の推定．

Yamanaka and Kikuchi, 2003, 2004; 永井・他, 2001)．このことは過去の地震のアスペリティマップを作っておくと将来の地震に対する強震動予測に重要な情報となること

海溝型地震については，信頼性ある震源インバージョン結を意味する．その他，GPSなどによる地殻変動データから，果が内陸地震に比べて少なく，ばらつきが大きい．最近

バックスリップの位置と大きさを推定する精度が改良さSomerville・他 (2002) は主に北米や南米の太平洋岸に発生れてくると，近い将来にカップリングの大きい固着域の推した沈み込み帯地震(10個)の解析からアスペリティの面積

定，そしてアスペリティの位置の設定が可能となる，と思と全破壊域の比Sa /S は平均 25 % という値を得ている．しわれる．

かしながら，結果として得られた平均応力降下量は 0.2〜

2.1 MPa，アスペリティの応力降下量は 0.7〜8.4 MPaとば

３． 強震動予測レシピの検証

らつきが大きく，Kanamori and Anderson (1975)， 佐藤(1989) や Yamanaka and Shimazaki (1990) などで既に得ら本研究で提案される強震動予測のための震源モデルの有れている平均応力降下量との違いがあまりにも大きい．こ

効性の重要な検証はMiyakoshi et al. (2000)およびMiyake etのばらつきの原因は震源域の深さや地域による違いもあ

al. (2003)によりなされている．前者は，Somerville et al.

るが，データの信頼性にも問題がある．沈み込み帯地震の(1999) の方法で抽出されたアスペリティを持つ震源モデ

震源インバージョンの場合，解析に用いている周期範囲がルを用いて数値計算された波形が震源インバージョンと同数秒以上の長周期に限られていたり，観測点数が少なく震じ周期範囲で観測波形と良く一致する，ことを示した．ま源域のカバレッジが偏っている可能性があるため，これら

た，後者は，経験的グリーン関数法を用いた強震動のシミのパラメータについての検証が望まれる．

ュレーション波形と観測波形の比較から，強震動生成に関1978年宮城県沖地震 (M 7.4) や1968年十勝沖地震(Mわる応力降下量が大きな領域が上記定義で抽出されたアス

7.9) では少ないながら比較的震源近くで加速度記録が得

ペリティ領域 (大すべり域) にほぼ一致すること示し，アられており，サイト増幅特性や伝播経路特性を取り除くこスペリティをもつ震源モデルが広い周波数帯域の強震動評とで加速度震源スペクトルレベルの評価が可能である．そ価に有効であることを示した．

れによりアスペリティ面積が (8) 式から，アスペリティに

我々は上記の定義に基づいて特性化されたアスペリティ

おける応力降下量が(3) 式から推定される．ここで推定さを有する震源断層モデルを特性化震源モデルと呼ぶこととれたアスペリティの面積および応力降下量の有効性は，速する．実際の強震動予測では情報の多寡に応じた具体的な度記録で顕著に記録されている破壊伝播方向に現れる指モデル化が必要とされる．ここでは内陸地震および海溝型

向性パルスの幅とその振幅から検証することができる

地震へのレシピの適用例を紹介し，設定された特性化され(Somerville, 2003)．

た震源モデルの断層パラメータが，工学的にも重要な短周歴史地震では加速度記録は得られていないが，海溝型地震に対する地震モーメントと加速度震源スペクトルレベ

期も含む広帯域の強震動波形の合成に有効であるかどうかを検証する．

ルの経験的関係式からスペクトルレベルを推定すれば，同様にアスペリティの面積と応力降下量が推定される．アス

３．１． 内陸地震

ペリティの個数とその位置は震源断層の形状や歴史地震の震度分布を総合的に判断して推定される．

1995 年兵庫県南部地震と 2000 年鳥取県西部地震

沈み込み帯の地震に対しては，GPSデータから推定され本稿で提案する強震動評価のためのレシピの有効性にるバックスリップなどの経験的情報を震源のモデル化のついては，1995年兵庫県南部地震 (入倉・他, 2002) や2000

拘束条件に取り入れられる．例えば南海トラフ地震の場合

年鳥取県西部地震 (池田・他, 2002a, 2002b) を例に，統計

バックスリップ量はプレートの相対運動速度 (5 〜 7的グリーン関数法および経験的グリーン関数法を用いた

cm/year) と最大発生間隔 (150年) から7.5〜11 m に拘束さ検証が試みられている．

れる．このような条件によりアスペリティでの変位量の最大値が拘束される．

1995年兵庫県南部地震の断層破壊は，明石海峡付近の深さ約 17 km にはじまり，北東の神戸方向および南西の淡路島方向の両方向に進んだ．強震動評価のための震源断層

ステップ5：アスペリティにおける応力降下量∆σa は，全として，Kamae and Irikura (1998) によって Fig. 10 (a) に示

破壊域での平均応力降下量∆σ c とSa /Sから(2)式を用いて，されるような神戸側に2つ，淡路側に1つの計3セグメント

10.5 MPaと推定される．強震動計算に必要な実効応力σeaからなるモデルが提案されている．

は∆σaと同じとする．

この地震の巨視的断層パラメータはこれまでの研究成

ステップ6と7：アスペリティの数は Kamae and Irikura(1998) に従い，1セグメントに1つのアスペリティを配置

果から以下のようにまとめられる．
2

ステップ1：全破壊域 S は 51 x 20.8 km とする．

し，計3個を設定．

ステップ2：平均応力降下量 ∆σ c は2.3 MPa と仮定．

強震動の計算は統計的グリーン関数法 (釜江・他, 1991)

19

ステップ3：総地震モーメント M0 は 3.29 x 10 Nm．

を用いてなされた．従って小地震のすべり速度時間関数の微視的パラメータは以下のように与えられる．

設定はここでは省略される．観測点での地盤増幅特性は小ステップ4：アスペリティの総面積と全断層面積の比 Sa /S

地震から経験的に推定されたものを用いている．

は内陸地震に対する平均的経験式から0.22と仮定する．

(a)

(b)

(c)

(d)

Fig. 10. Ground motion simulation for the 1995 Kobe earthquake using the stochastic Green’s function method. (a) Characterized source
model based on Kamae and Irikura (1998). (b) Source parameters. (c) Variability of simulated response spectra for 10 different
element earthquakes. (d) Comparison between observed and simulated velocities of NS component at KBU station.

なお fmax は Kamae and Irikura (1998) に従い 6 Hz と仮定

係式 (6) から推定される平均的な加速度震源スペクトルした．背景領域での実効応力の強震動への影響を吟味する

レベルよりも若干小さい．残りの加速度震動が背景領域かため，強震動の計算は次の4つのモデルを仮定してなされら発生しているとして，背景領域での実効応力σebを求める

た．

と約 4.0 MPa で，アスペリティでの実効応力の約 38 %計算に用いたモデルは以下の４つで、各モデルともアス
ペリティの実効応力はすべて10.5 MPa とし背景領域の実
効応力のみ異なる．

となる．これが上のモデル 4 に対応する．モデル 4 の震源パラメータが Fig. 10 (b) に示される．
震源断層の極近傍の神戸大学 (KBU) でモデル 1とモデモデル 1: σeb = 0.

ル 4 に対する合成結果の速度応答スペクトルおよび波形

モデル 2: σeb = 0.2 σeaがFig. 10 (c) と (d) でそれぞれ観測記録と比較される．統モデル 3: σeb = 0.1 σea

計的グリーン関数法でランダム波生成により作成される

モデル 4: σeb = 4.0 MPa (= 0.38 σea)

小地震の合成結果への影響がFig. 10 (c) に示される．10回

アスペリティでの応力降下量 (∆σa = 10.5 MPa) を与えの異なるランダム波生成の試行で作られた10個の小地震たとき (7) 式から理論的に推定される加速度震源スペクの波形を用いて合成された本震波形の応答スペクトルがトルレベルA0a は地震モーメントを与えた時に経験的的関Fig. 11. Ground motion simulation for the 2003 Tokachi-oki earthquake (after Kamae and Kawabe, 2004) using the empirical Green’s
function method. Upper: characterized source modeling consisting of three asperities. Black contours show the slip distribution in
every 1m obtained by Yamanaka and Kikuchi (2003). Lower: comparison between observed and simulated waveforms for TKCH07
station.

平均値と標準偏差 (±σ ) で示される．

加速度・速度・変位における合成結果は良好であり，パ

合成波形の応答スペクトルの平均は0.3秒以上では観測
波形ときわめてよく一致しているが，より短周期ではやや(a)

過大評価となっている．これは強震動により地盤が非線形化した効果が合成の際考慮されていないなどの原因が考えられる．Fig. 10 (d) に示される速度波形や加速度波形から，合成波形の最大速度と包絡形は観測にほぼ一致しているが，最大加速度が系統的に過大評価になっている．これは応答スペクトルが短周期のところで若干過大になっていることに対応している．今後強震動計算の際，地盤の非線形効果を考慮などの検討が必要とされる．なお，モデル

1からモデル4で背景領域の実効応力がアスペリティでの(b)

実効応力に対して0〜38 %の範囲で増加させているが，合成地震動の最大速度や最大加速度は背景領域の実効応力を増加させても殆ど変わらないことがわかった．
また，池田・他 (2002b) は2000年鳥取県西部地震に関して，
強震動記録を用いた震源インバージョン結果に基づいて特性化された震源モデルと経験的グリーン関数法 (Irikura.

1986; Irikura and Kamae, 1994) を用いてフォワードモデリ
ングにより最適震源モデルを推定したのち，アスペリティ
面積に入倉・三宅 (2001) で示された±σ (=1.34) 倍のばらつきを与えて強震動シミュレーションを行い，微視的断層パラメータのばらつきが強震波形や応答スペクトルに与える影響を検討している．いずれの場合も，合成された最大加速度・最大速度・応答スペクトルレベルは観測記録と比べて倍半分の範囲に収まることが確認されている．

３．２． 海溝型地震
2003 年十勝沖地震と 1978 年宮城県沖地震

Fig. 12. (a) Assumed source model for the 1978 Miyaki-ken Oki
earthquake. (b) Comparison of observed records and thesimulated velocity ground motions at the Kaihoku Bridge(DKHB) from the source model indicated above for the 1978
Miaygi-ken Oki earthquake by the stochastic Green’s function
method. The directivity pulses are clearly seen in bothobserved and simulated motions (The Earthquake ResearchCommittee, 2002).

海溝型地震における強震動予測レシピに基づく震源のモデル化の検証として，ここでは2003年十勝沖地震への適用例 (Kamae and Kawabe, 2004) と1978年宮城県沖地震への適用例 (地震調査推進本部 地震調査委員会, 2002) を紹介する．

2003年十勝沖地震について Kamae and Kawabe (2004) は，
Yamanaka and Kikuchi (2003) が求めた遠地実体波の震源イ
ンバージョン結果を参考に，Fig. 11上図に示されるように3つのアスペリティからなる特性化震源モデルを構築し，経験的グリーン関数法を用いた本震波形のシミュレーシ
ョンを行った．
巨視的および微視的断層パラメータの値は，２．３．に示される海溝型地震のための強震動予測レシピに基づいて設定されている．北海道南東部の強震観測点における観測波形と合成波形の比較の一例がFig. 11下図に示される．

ルス的な波だけでなく，その後につづく波群や継続時間なども再現されていることがわかる．この結果は，特性化震源モデルが内陸地震に限らず海溝型地震においても有効であることを示す一例であると言える．
また，地震調査研究推進本部 地震調査委員会 (2002) では，想定宮城県沖地震の強震動予測が行われ，レシピに基づいて作成された特性化震源モデルにより合成された強震動波形と1978年宮城県沖地震の観測記録との比較がなされている．想定宮城県沖地震の特性化震源モデルにおけるパラメータは強震動予測レシピに準じて与えられており，巨視的断層パラメータに関しては，まず地震モーメン
トが定められ，深さに応じた平均応力降下量を与えた後に断層面積が求められた．微視的断層パラメータは，地域性を考慮した加速度震源スペクトルレベルおよび観測された速度記録に見られる指向性パルスの幅から主要なアス

東海・南海地震による被害軽減のためにさらなる研究が必

ペリティの面積とそこでの応力降下量が推定される．アス

要とされている．

ペリティの位置は一倍強震計記録を用いた震源インバー

内陸の活断層の地震である 1948 年福井地震による震災

ジョン結果 (菊地・山中, 2001) を参考に Fig. 12 (a) のようの時も同様の取り組みがなされたが，地震学をはじめとすに設定された．ここでは，1978年宮城県沖地震の強震記録

る理学研究者と土木や建築の工学研究者の間で研究の興が得られている開北橋に対して合成された波形と観測記

味の違いが顕在化した．理学的な成果は耐震工学に直接的録の比較が Fig. 12 (b) に示される．合成波形は1978年宮城には役立たないと考えられため，その後耐震設計に必要な県沖地震の強震記録に見られる指向性パルスをよく再現

強震動については，耐震工学の研究者が中心となって断層しており，ここでのモデル化の有効性を示していると考え運動などの地震学の知識とは無関係に独自の研究としてられる．

取り組まれてきた．そのような理学と工学の乖離の影響と想定宮城沖地震に対する地震調査委員会の報告では，特して，地震防災の要となる強震動の研究が地震学からも耐性化震源モデルによる合成波形から推定された震度分布

震工学からも重要視されない風潮が生じた．地震学のみなと前回地震時の気象庁震度分布やアンケート調査の震度

らず耐震工学にとって重要な強震動観測が兵庫県南部地分布との比較を行い，レシピによるモデル化の有効である

震の前まで日本では極めて貧困な状態のままであったこ

ことが詳述されている(地震調査研究推進本部 地震調査委とはその端的な例である．

員会, 2002)．

1995 年兵庫県南部地震はそれまで日本では得られなかった震源域の強震動波形を初めて我々に提供するととも

４．

おわりに

に，実際に被害を被った構造物の近傍で強震動データが得られ，強震動と構造物の被害の関係について直接的な検討

本研究は，強震動記録を用いた震源インバージョンから導かれた震源断層パラメータを支配する2つのスケーリンが可能となった．この地震は期せずして地震災害軽減のための研究にあり方に反省を迫る契機となった．

グ則を基に，強震動予測のための震源の面積と地震モーメ

実際には，1960 年代に断層モデルに基づき決定論的に地ントの関係を与えるもので，モデル化の手続きをレシピと震動を評価する試みがなされて以来，強震動予測の研究はしてまとめたものである．スケーリング則の1つは震源断

震源の物理学や地殻媒質や表層地盤における波動伝播の層の全破壊域これらのパラメータを巨視的断層パラメー問題としてとらえられ理学的にも重要な課題となっていタとよび，その関係から巨視的震源像がモデル化される．

た．1980 年代以降，震源インバージョンによる震源の破壊

もう1つは震源断層内のアスペリティの総面積も地震モー過程の詳細な研究により，工学的にも重要な周波数帯域にメントの関数として与えるもので，この関係からより詳細耐えられる震源のモデル化が可能となりつつある．1995 年

な微視的断層内の不均質な応力やすべり分布がモデル化

兵庫県南部地震の研究の成果として，地震災害軽減のためされる．アスペリティの分布およびそこでの応力降下 (あの強震動予測は，地震の発生場の応力蓄積，断層破壊過程，

るいは実効応力) を微視的震源パラメータとよぶ．

震源から地表面へ到る地震動の伝播，複雑な地殻媒質や表強震動予測レシピの有効性は，内陸の活断層に起こった層地質での増幅特性，さらに構造物の動的応答と被害予測

1995年兵庫県南部地震や2000年鳥取県西部地震，海溝域になど，地質学，地形学，測地学， 地震学，地震工学，地起こった2003年十勝沖地震や1978年宮城沖地震について，

盤工学，土木・建築工学，防災学等々関連する多くの分野

シミュレーションと観測記録の比較により検証された．

の研究成果を総動員してなされようになった．
本研究のメーンテーマである「強震動予測レシピ」の考

最後に，強震動予測研究の到達点と今後の進むべき方向について概括する．

えはこれまでの理学的研究の成果である震源の物理と波動伝播理論，工学的研究の成果である構造物被害のメカニ

計器観測に基づく強震動研究は日本では世界に先駆けズムと耐震設計の方法論，などの知識をベースとして提案て 1923 年関東地震のときに地震学と地震工学研究者が共されたものである．しかしながら，実際には強震動予測研

同して系統的研究が試みられた．その成果の１つとして東究は理学的にも工学的にも必ずしも十分な信頼を得る成

京の山の手と下町における被害の違いが表層地盤による果には達していない．

地震動特性の違いによることが明らかにされたことがあ

強震動予測レシピをより信頼あるものとして発展させげられる．このような成果はその後の地震災害の軽減に大るには次の 2 つの課題に対する集中的な研究が必要とされいに役立っていることはよく知られている．この関東地震ている．

は発生可能性の高い東海・南海地震と同じ海溝型地震で，

1) 強震動評価のための巨視的・微視的断層パラメータ (アリティ部で余震が少ない) や余効変動 (アスペリティの周スペリティ) の研究

辺) を詳細に調べ，さらに次の地震の準備過程としての地

強震動評価のための震源のモデルは巨視的断層パラメー

震性すべりと非地震性すべりの領域分けを通じて，アスペタに加えて微視的断層パラメータの推定が必要とされる．

リティ領域が浮き彫りとなる可能性がある．これらの研究中でもキーとなるのが微視的パラメータとしてのアスペの積み重ねにより，アスペリティは繰りかえすかどうか，

リティの位置，サイズ，応力降下量 (強震動評価には実効

その物理的メカニズムなどが明確になっていくことが期

応力) の推定精度である．

待される．

これらのパラメータの評価法は内陸活断層地震と海溝型地震とでは異なる．

2) 長周期地震動の評価に関する研究

内陸地震については，活断層について地表すべり分布，

2003 年十勝沖地震では北海道内の各地の大型石油タン

断層幾何形状，地震史などの調査研究や，そこでの地震活

クに主にスロッシングに起因する被害が引き起こされた．

動から地震発生層の浅部と深部限界などの調査研究に基特に大きな被害の出た苫小牧西港南岸地域は震源域からづいて，破壊開始がどこで始まりどこでとまるかの検討か

150 km も離れていた．被害の元となったのは周期数秒からら，全破壊域や地震モーメントなどの巨視的パラメータが10 数秒程度の長周期地震動である．震源域で生成された地推定される．微視的パラメータについては，歴史地震の調

震動が勇払平野のような堆積盆地構造により増幅・伸長さ

査研究や地表すべりの不均質性などから，アスペリティのれ，大振幅で継続時間の長い震動に成長したと考えられる．

位置とその再現性，等が推定される．2000 年鳥取県西部地

このような長周期地震動は決して例外的なものではない．

震では地震規模が大きくても地震前に震源を特定できな

M8 クラスの巨大地震が発生すれば強い長周期の地震動がい地震が存在することが明らかになった．その後の詳細な

広範囲の地域に伝わることは地震学的にはよく知られて断層調査で活断層の存在が指摘されたが，地震前に活断層いることである．しかしながら，巨大地震による長周期地を特定するための断層調査の方法論の研究がいまだ不十震動についてこれまで地震防災の観点からは殆ど検討さ分なことは明白であろう．鳥取県西部地震のような未成熟

れてこなかった．このような長周期地震動は，石油タンク

な活断層の調査には地表調査だけでなく反射法探査等にだけではなく，超高層ビルディング，免震構造物，長大橋

よる地下構造探査によりフラワー構造など活断層特有のなど周期数秒以上の固有周期をもつ構造物に大きな震動構造の調査がキーとなる，と思われる．地表すべり分布のを引き起こし，大被害をもたらす可能性があることに，十みからのアスペリティの推定では，深さの特定など重要な分な注意が必要とされている．

情報が得られない．地震活動のデータに基づいて b 値や再21 世紀の中頃までには確実に起こると考えられる南海

起時間の極小値の分布，反射 (散乱) 係数などの空間分布，

トラフ地震では，2003 年十勝沖地震よりも広い領域でより等の研究から将来の地震のアスペリティの大きさ，数，位

大きな長周期地震動に襲われることになる．震源域に近い

置，などの微視的パラメータの推定の研究が試みられてい大阪平野，濃尾平野などの大規模堆積盆地では，人口の集る．地震観測データや反射波データを用いた地下の散乱帯中だけでなく多数の長大構造物があり，長周期地震動に襲の分布や反射係数の変化などとアスペリティの関係の研われたならば大被害が引き起こされる可能性がある．南海究の発展が望まれる．

トラフ地震の時に生成される長周期地震動の大きさやそ

海溝型地震については，GPS 観測や地震活動の調査研究から，バックスリップや非地震性すべり，或いは相似地震の特徴を知ることは長大構造物の被害を最小限に食い止めるために不可欠な緊急の課題である．

のなどの地震性すべりの分布，などから巨視的パラメータが推定される．海溝型地震は繰り返し周期が短いことから謝 辞

過去の地震の震度分布あるいは計器観測データが得られる場合がある．そのため，微視的パラメータについて過去

本稿は三宅弘恵氏のコメントにより大きく改善された．

の地震の破壊過程の解析結果や強震動記録から求められ「強震動予測レシピ」の考えは、三宅弘恵氏に加え、岩田る短周期震源スペクトルレベルなどから推定されている．

知孝氏，釜江克宏氏，川辺秀憲氏，Luis Angel Dalguer 氏，

海溝型地震についても，地震活動のデータや反射法探査デ

香川敬生氏，宮腰研氏，関口春子氏，そのほか様々の方とータなどを用いて将来の地震のアスペリティの研究の発の共同研究の成果および議論に基づくものである．

展が望まれる．また海溝型地震の繰り返し間隔が短いことから個々の巨大地震について地震サイクルを見ることができる可能性がある．地震発生直後から，余震域 (アスペ

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Recipe for Predicting Strong Ground Motion from Future Large Earthquake

Kojiro Irikura

Synopsis
We propose a recipe for the prediction of strong ground motion based on the most recent findings of seismology andearthquake engineering. The fault parameters of seismic sources for simulating ground motions are characterized from the
waveform inversion results using strong motion data. Then, the source model of a future large earthquake is defined bythree kinds of parameters, which we call: outer, inner, and extra fault parameters. The outer fault parameters define theentire source area for the earthquake. The inner fault parameters are parameters characterizing fault heterogeneity inside thefault area. The extra fault parameters are related to the propagation pattern of the rupture.
Ground motion time histories in broadband periods are estimated using a hybrid scheme, long period motions in anumerical calculation for the 3D geological structure and short period motions in stochastic simulation technique for thesource model given by the recipe. The validity and applicability of the procedures for characterizing the earthquake sources
for strong ground prediction are examined in comparison with the observed records and broadband simulated motions forthe 1995 Kobe, 2000 Tottori, 2003 Tokachi-Oki, and 1978 Miyagi-ken Oki earthquakes. In future directions, strong groundmotions taking into account the source dynamics are encouraged to constrain fault parameters.
Key words: strong ground motion, active fault, subduction-zone earthquake, asperity, outer fault parameters, inner fault
parameters.