第 34 回地盤震動シンポジウム
日本建築学会 2006.11.30

強震動地震学の発展の歴史とレシピへの展開
History of Innovation in Strong Motion Seismology andDevelopment of “Recipe” for Predicting Strong Ground Motions
入倉

孝次郎*

Kojiro Irikura
From recent developments of the waveform inversion analyses for estimating rupture process using strong motion data
during large earthquakes, we have understood that strong ground motion is relevant to slip heterogeneity rather than
average slip in entire rupture area. Asperities are characterized as regions that have large slip relative to the average slip on
the rupture area, based on slip distributions estimated from the source inversion. Then, we find two kind of scaling
relationships, combined asperity areas versus seismic moment as well as total rupture area versus seismic moment. Basedon the scaling relationships, the source model for the prediction of strong ground motions is characterized by three kindsof fault parameters, outer, inner, and extra fault parameters. The outer fault parameters are to outline the overall pictures of
the target earthquakes such as entire source area and seismic moment The inner fault parameters are parameterscharacterizing fault heterogeneity inside the source area. Further, other fault parameters are considered to complete thesource model such as the starting point and propagation pattern of the rupture. The seismic hazard maps for future large
earthquakes with high probability of occurrence potential are made following the idea of the recipe proposed here by two
governmental organizations, the Head Quarter of Earthquake Research Center and Central Disaster Prevention Council inJapan.
１．はじめに

米国では、1932 年に強震観測を開始し、1933 年のロング・「強震動地震学」とは、地震の時に我々の住む町がどのよ

ビーチ地震で記録が得られたが、当初はそれらの波形が極めうに揺れるかを明らかにして、地震災害をできる限りすくなて複雑であったため、ランダム震動として扱われ、主としてくするための科学である。計器観測に基づく強震動研究は日工学研究者により研究が進められてきた。1966 年のパーク

本では世界に先駆けて 1923 年関東地震のときに地震学と地フィールド地震の時に断層近傍での記録が極めて単純な形

震工学研究者が共同して系統的研究を試みた．その成果の１状であったことから、Aki（1968）は断層モデルに基づく理つとして、東京の山の手と下町における被害の違いは表層地論波形を計算し、観測記録との比較により、強震動記録が地

盤による地震動特性の違いによることが明らかにされた、こ震の震源の解明に極めて重要な情報をもたらすものであるとがあげられる．これは地震被害が地盤の良し悪しに関係しことを明らかにした。その後、米国カルフォルニアでは強震ていることに着目した先駆的研究である。このような成果は観測網の充実が図られ、震源近傍の記録が次々に得られ、構その後の地震災害の軽減に大いに役立っていることはよく造物の被害の研究のみでなく震源断層の破壊過程の研究に知られている．この 1923 年関東地震は切迫している東海・

活かされてきた。

東南海・南海地震と同じ海溝型地震で，今後これらの地震に日本でも 1952 年に SMAC 強震計が開発されて以来強震動

対する被害軽減対策を検討するためにさらなる研究が必要

記録が得られるようになったが、その多くは震源から数とされている．

10km 離れた観測点で得られもので、地盤の影響を大きく受

内陸の活断層の地震である 1948 年福井地震による震災のけており、震源の研究には殆ど活かされなかった。日本で震時も同様の取り組みがなされたが，地震学をはじめとする理源近傍での強震動記録が得られたのは 1995 年兵庫県南部地学研究者と土木や建築の工学研究者の間で研究の興味の違震のときがはじめてである。この地震では実際に被害を被っ

いが顕在化した．理学的な成果は耐震工学に直接的には役立た構造物の近傍で強震動データが得られ，強震動と構造物のたないと考えられため，その後耐震設計に必要な強震動につ被害の関係について直接的な検討が可能となった．

いては，耐震工学の研究者が中心となって断層運動などの地

1995 年兵庫県南部地震は期せずして地震災害軽減のため

震学の知識とは無関係に独自の研究として取り組まれてきの研究にあり方に反省を迫る契機となった。この地震の後、た．そのような理学と工学の乖離の影響として，地震防災の

日本においても強震動観測網が整備され、それ以後の被害地要となる強震動の研究が地震学からも耐震工学からも重要

震では震源近傍域で貴重な記録が得られるようになった。よ視されない風潮が生じた．地震学のみならず耐震工学にとっうやく日本でも強震動記録が断層の破壊過程など地震学のて重要な強震動観測が兵庫県南部地震の前まで日本では極基礎的研究や揺れによる構造物の破壊のメカニズムなど工めて貧困な状態のままであったことはその端的な例である．

学的研究に重要な情報を提供することが理解されるように-1-

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なった。
本研究のメーンテーマである「強震動予測レシピ」の考え

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加えられている．断層面積と地震モーメントの関係は、地震

播理論，工学的研究の成果である構造物被害のメカニズムと

モ ー メ ン ト が 1019 Nm よ り 小 さ い 地 震 に 対 し て は

耐震設計の方法論，などの知識をベースとして提案されたもS ∝ M0メントの関係 (Wells and Coppersmith, 1994) も同じ図に書き

のである．

2/3

、それより大きい地震ではむしろ S ∝ M 0

1/ 2

の関

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

２．強震動予測レシピ

ば，L > 20 km) と断層幅が地震発生層の厚さにより一定値「レシピ」とは，危険な活断層や海溝域が存在するとき，

Wmax (約 20 km) で飽和する，という Shimazaki (1986) の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考えに対応するものである．さらに，Scholz (2002) は断層

動評価を，誰がやっても同じ答えが得られる方法論のことを呼ぶことにする．ここでいう強震動とは，単に最大加速度，
最大速度，震度，という簡便化された指標ではなく，一般的すべり量 D と断層長さ L，断層幅の飽和値 Wmax の関係の考察から，断層長さ L が 10Wmax より大きくなるような巨大な内陸地震の場合，断層すべり量 D はほぼ一定値となり，結な構造物に対する破壊力を知ることのできる大振幅の時刻

果として S ∝ M 0 の関係になる，という考えを示している．

歴波形を意味している (入倉, 2004)．

L が 10Wmax そして Wmax = 20 km に対応する地震のモーメ

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

ント M0 は約 1021 Nm 程度になる．

つが震源となる断層運動を特性化することにある．大地震の断層面全体の平均応力降下量は、地震が一定規模（地震モ

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メントが 1019 Nm 程度）以下では、断層長さと断層幅の比、ージョン (以下本文では，震源インバージョンと記す) によ

アスペクト比(L /Wmax)、が１に近いので、円形クラックを仮り，強震動生成の震源モデルが明らかとなりつつある．その定して評価すると、地震規模に依らずほぼ一定(約 2.3 MPa)

結果，強震動の評価には，震源に関して断層面積や地震モーになる。地震規模が大きくなると、断層幅に対して断層長さ

メントなどの巨視的断層パラメータ (outer fault parameter)が大きくなり円形クラックを仮定するわけにはいかない。断だけでなく，震源断層内における不均質なすべり分布などの層面全体のアスペクト比(L /Wmax)が大きい場合に有効なス

微視的断層パラメータ (inner fault parameter) が重要な要素

ケーリング則として，Fujii and Matsu’ura(2000)は以下の式をであることがわかってきた．将来の大地震に対する強震動の提案している．

評価を精度良く行うためには，地震の震源の物理モデル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パラメ

Mータと微視的断層パラメータが適切に設定されることが不可欠である。

0

=

2
Δσ W
L
c max

(1)

αL + βこの関係式を用いると全破壊域での平均応力降下量はほぼ一定となる (入倉, 2004)．この問題に関してデータに基づ

巨視的断層パラメータ

く検証は未だ十分なされていない．今後の検討課題の１つで大地震のときの全破壊域，すなわち震源断層の面積 S はある．大規模地震に対して，地震モーメントについては観測

地震モーメント M0 に対して一定の相似則で結ばれているこ記録から精度良い推定が可能であるが，断層長さ L や断層幅と は 30 年 以 上 も 前 か ら 知 ら れ て い る (Kanamori and

W の推定は必ずしも容易ではない。震源インバージョンにAnderson, 1975)．近年の強震動記録を用いた震源インバージ基づいた定量的議論が必要とされている．

ョンから得られたすべり分布に基づいて、全破壊域と地震モ

海溝型地震について，断層面積 S と地震モーメント M0 のーメントの関係が研究され、同様の関係が得られることが確

経験的関係 Fig.1 の下図のようにまとめられる。(Yamanaka

かめられた(Somerville et al., 1999)．この震源断層と地震モーand Shimazaki, 1990; Somerville・他, 2002)．沈み込み帯でのメントの関係は内陸の活断層に発生する地震と海溝域に生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 とじる地震とは異なることもわかってきた。

M0 はより広い範囲で S ∝ M 0

内陸の活断層に発生する地震に対して，強震動記録を用2/3の関係が成り立っており、その場合平均応力降下量は約 3.0 MPa になる．海溝型地震に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定

対して Wmax は約 100 km と考えると，M0 – S 関係が系統的に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

ずれるのは地震モーメントが 1021 Nm(Mw 8 の地震)以上とな

上図に黒丸で示される (Somerville et al., 1999; 宮腰, 2002)．

る．図で示されている関係は、L < Wmax (M0 < 1021 Nm) のと

震源インバージョン解析された地震は 1019 Nm より大きいもき L ∝ M 01 / 3 , S ∝ M 02 / 3 ，Wmax < L < 10 Wmax (1021 Nm < M0 <のは未だ数が少ないので，それを補うため余震域や地殻変動

1023 Nm) のとき， L ∝ M 01 / 2 , S ∝ M 01 / 2 , そして 10 Wmax < L* 愛知工業大学地域防災センター 客員教授 Adjunct Professor, Disaster Prevention Research Center, Aichi Institute of Technology/ 京都大学名誉教授・理博/ Professor Emeritus, Kyoto Univerdity-2-

第 34 回地盤震動シンポジウム
日本建築学会 2006.11.30(a)(b)
one earthquakes (b). Thick broken lines are 3-stage scaling relationships proposed by our studies (e.g.，Irikura et al., 2004)(b)

Fig. 1. Empirical relationships between seismic moment and rupture area for inland crustal earthquakes (a) and subduction-zone
earthquakes (b). Thick broken lines are 3-stage scaling relationships proposed by our studies (e.g.，Irikura et al., 2004)(M0 > 1023 Nm) のとき， L ∝ M 0 , S ∝ M 0 として表される．

された．それによると，アスペリティの面積 Sa が全破壊域 S

微視的断層パラメータ

らずほぼ一定となる。宮腰 (2002) は 1995 年以後の最近のに比例して大きくなる，すなわち Sa / S が地震の大きさに依内陸の活断層地震の強震動記録を用いた震源インバージ

大きい地震の解析結果加えても Somerville et al. (1999) によョンにより得られた震源断層での不均質なすべり分布につるアスペリティに関連する関係式が Fig. 2 左に示されるよういてシステマティックな統計的解析を行い，不均質なすべりにほぼ変わらないことを示した．

分布，すなわちアスペリティの分布，が一定のスケーリング

このことは，震源断層からの強震動の生成には、従来か則に支配されていることが Somerville et al. (1999)により示ら知られていた断層面積や平均すべり量のような巨視的断-3-

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

Fig. 3. Empirical relationship between seismic moment and acceleration source spectral level for subduction-zone earthquakes.
層パラメータ (outer fault parameter) のみならず，すべり分布

る．つまり強震動の特性は，断層全体の面積や総地震モーメの 不 均 質 性 の よ う な 微 視 的 断 層 パ ラ メ ー タ (inner fault

ントの大きさよりもむしろ断層すべりの不均質分布，すなわ

parameter) が重要な役割を果たしている，ことを意味していち微視的断層パラメータ，に支配される．

-4-

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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３．レシピに基づく震源パラメーターの設定

る応力降下量 Δσa と全破壊域の平均応力降下量Δσc との関係はMadariaga (1979)により以下の式で表される．

Δσ a = Δσ c ⋅S
Sa

巨視的断層パラメータの設定
Step 1. 震源断層の全体の長さ L と幅 W、そして震源断層の(2)

面積 S を推定。

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． 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 Δσ c の推定

強震動予測に重要なアスペリティでの応力降下量は断層面

内陸の活断層地震の場合，断層全体の長さ L は地質調査

全体の応力降下量と断層面積とアスペリティ面積の比から

等により推定，断層幅 W は地震発生層の深さ限界 (Hd) と容易に推定されることになる。

浅さ限界 (Hs) との関係より推定される．断層幅は地震発生

海溝型地震の場合、未だ震源近傍域における強震動観測データが少なく、信頼ある震源インバージョンの結果が極めて層の幅で飽和する、すなわち、W = Wmax = (Hd - Hs) / sin δ ． L

限られている。比較的精度よい震源インバージョン結果を選が Wmax よりも短いときは W = L で近似される．L がそれよんで、同様のまとめを行った結果、Fig. 2右に示されるようり長いときは W = Wmax．Wmax は経験的に 15～20 km の範囲に、断層面積とアスペリティ総面積の関係は内陸活断層地震

で与えられる．なお震源断層の総面積 S は S = LW で評価

に対するものとほぼ一致する結果が得られた。

される．

アスペリティの面積とそこでの応力降下量の情報を得る

海溝型地震の場合、微小地震の震源分布や地震波探査によための別の方法として加速度震源スペクトルのレベルを用る地下構造調査結果からプレート境界面を決め，過去の地震いる方法が提案されている．全破壊域からの加速度震源スペの地殻変動・津波高分布から逆解析された震源域，さらに

クトル・レベル A0 は地震モーメントに関して次のような経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

験的関係で与えられる（壇・他,2001)．

から震源断層の総面積 S が推定される．

A0 (dyne - cm/s2 ) = 2.46 ×1017 × M 01 / 3 (dyne - cm)

微視的断層パラメータの設定(3)

Step. 4.
アスペリティからの加速度震源スペクトルのレベル A は， Step. 5.
ao

アスペリティの総面積 Sa の推定
アスペリティの応力降下量Δσa の推定

Madariaga (1977) および Boatwright (1988)により与えられる

Step. 6.

アスペリティの個数 n の推定関係式を用いて，アスペリティの面積とそこでの応力降下量

Step. 7.

個々のアスペリティ(半径 ri) での変位量 Dai の推定の関数として以下の式で表現される．
A0 = 4 π βv R S a Δσ aa

これらのパラメータの与え方については、レシピの検証の(4)

ところで述べる。

アスペリティの面積は2⎞⎛ 7π 2(M 0 )2
S a = ⎜⎜
βvR ⎟⎟ ⋅a 2⎠ S ⋅ ( A0 )⎝ 4

４．強震動予測レシピの検証(5)

前章で述べた強震動予測レシピの有効性を検証するため、内陸の活断層地震である 1995 年兵庫県南部地震と海溝型地の関係式で与えられる．

震である 2003 年十勝沖地震を例として、レシピに基づく予上の式は，巨視的断層パラメータ (全破壊域 S と総地震モ

測と実際の観測の比較を行った。

ーメント M0) に加えて，アスペリティからの加速度震源ス
ペクトルレベル A0a が与えられれば，アスペリティ面積が推1995 年兵庫県南部地震

定できることを意味する．さらに得られた S/Sa を(3) 式に入れればアスペリティの応力降下量 Δσa が推定される．ただし、観測量として直接与えられるものは A0a ではなく，破壊域全強震動評価のためのレシピの検証を目的として，震源インバージョン結果を参考に設定された特性化震源モデルと統計的グリーン関数法および経験的グリーン関数法を用いて、域から生成された加速度震源スペクトルレベル A0 なので、地震動の予測を行い、実際の観測との比較が試みられている

A0a ≈ A0 のような仮定が必要である．これまで経験的グリー(入倉・他, 2002)．

ン関数などによる強震動のシミュレーションでアスペリテ

1995年兵庫県南部地震の断層破壊は，明石海峡付近の深さ

ィ部分のみから短周期地震動が生成されると考えて観測波

約 17 km にはじまり，北東の神戸方向および南西の淡路島

形とよく一致する結果が得られている(例えば, Miyake et al,

方向の両方向に進んだ．強震動評価のための震源断層として，

2003)ことは，間接的に A0a ≈ A の仮定はそれほど悪くないこ

Kamae and Irikura (1998) によって Fig. 4 (a) に示されるようとを示している．

-5-

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な神戸側に2つ，淡路側に1つの計3セグメントからなるモデから以下のようにまとめられる．

ルが提案されている．

ステップ1：全破壊域 S は 51 x 20.8 km2とする．
ステップ2：平均応力降下量 Δσ c は2.3 MPa と仮定．

この地震の巨視的断層パラメータはこれまでの研究成果

(a)

(b)
(c)

(c)

(d)

Fig. 4. 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 for synthesized motions. (c) Variability of synthesized
pseudo-velocity response spectra using 10 trials of stochastic Green’s functions. (d) Comparison between observed and simulated
velocities of NS component at KBU station.
ステップ3：総地震モーメント M0 は 3.29 x 1019Nm．

験的に推定されたものを用いている． fmax は Kamae andIrikura (1998) に従い 6 Hz と仮定した．

微視的パラメータは以下のように与えられる．
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

背景領域での実効応力の与え方についてはいくつかの考は内陸地震に対する平均的経験式から0.22と仮定する．

え方が提示されている。１つは、アスペリティを有する震源

ステップ5：アスペリティにおける応力降下量Δσa は，全破モデルの動力学的シミュレーションから、宮武（2000）は、壊域での平均応力降下量 Δσ c とSa /Sから(2)式を用いて，アスペリティ以外を応力降下ゼロとしても、スリップ速度関10.5 MPaと推定される．強震動計算に必要な実効応力σea数の分布形状から背景部での実効応力はアスペリティ部のはΔσaと同じとする．

約20%程度あることを示した。その結果を参考にすると背景

ステップ6と7：アスペリティの数は Kamae and Irikura (1998)

領域の実効応力σebは、σeb = 0.2 σea程度とすべきことになる。

に従い，1セグメントに1つのアスペリティを配置し，計3

一方、Das and Kostrov (1986)のアスペリティモデルに基づい個を設定．

て(4)式で推定される加速度震源スペクトル・レベル A0a は、強震動の計算は統計的グリーン関数法 (釜江・他, 1991)

同じ地震モーメントに対して(3)式から推定される加速度震を用いてなされた．観測点での地盤増幅特性は小地震から経源スペクトル・レベルA0よりもやや小さい。この差を背景領-6-

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域からの実効応力に換算すると約0.38 σeaと評価される。

比較から、最大速度や最大加速度は背景領域の実効応力をこ

ここでは背景部の実効応力の強震動への影響を吟味するの程度の範囲で増加させても殆ど変わらないことがわかっため，アスペリティの実効応力は10.5 MPaに固定し、アスペ

た． 応答スペクトルレベルは観測記録と比べて倍半分の範

リティでの実効応力に対して0～38 %の範囲で増加させるモ囲に収まることが確認されている．

デルを設定し強震動の計算を行った。この報告では、上記モ
2003 年十勝沖地震

デルの中で、２つの極端なケースを比較する。モデル１：背景領域の実効応力 σea が ゼロ、モデル 4：

背景領域の実

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

効応力は σea = 4.0 MPa (σea = 0.38 σea)である。モデル 4 の震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

源パラメータが Fig. 4 (b) に示される．

(地震調査委員会, 2005)を紹介する．

震源断層の極近傍の神戸大学 (KBU) でモデル 1とモデ

地震調査委員会は、十勝沖地震の震源断層に関する研究成ル 4 に対する合成結果の速度応答スペクトルおよび波形が果に基づき、「レシピ」をそのまま適用して十勝沖地震のシ

Fig. 4 (c) と (d) でそれぞれ観測記録と比較される．統計的ミュレーション解析を行い、その結果を観測記録との比較をグリーン関数法でランダム波生成により作成される小地震行っている。震源断層の位置と幾何形状はHonda et al. (2004)の合成結果への影響がFig. 4 (c) に示される．10回の異なるを参考にしてFig. 5の右下図のように決められた。
この地震の巨視的パラメーターとして、はじめに地震モー

ランダム波生成の試行で作られた10個の小地震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平均値と標準メントが遠地実体波の解析から推定されているYamanaka

偏差 (±σ ) で示される．

and Kikuchi (2003)による値 (1.05 1021N-m)を用いている。モ

合成波形の応答スペクトルの平均は0.3秒以上では観測波ーメント・マグニチュードMwは8.0となる。断層面全体の平形ときわめてよく一致しているが，より短周期ではやや過大

均応力降下量を3.0 MPaを仮定すると、断層面積は9000 km2

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と与えられる。

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．

微視的パラメーターとして、はじめに多くの強震動記録をFig. 10 (d) に示される速度波形や加速度波形から，合成波形

用いた震源インバージョン結果を参考に３個とした。それぞの最大速度と包絡形は観測にほぼ一致しているが，最大加速れの位置は震源インバージョンのすべり分布を参考に、経験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

的グリーン関数法を用いたフォーワード・モデリングにより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計算と観測が調和的になるように設定した。アスペリティのいる．今後強震動計算の際，地盤の非線形効果を考慮などの総面積と応力降下量は加速度震源スペクトルの経験的レベ検討が必要とされる．モデル1とモデル4による合成地震動のFig. 5. Comparison of waveforms and pseudo-velocity-response spectra between observed and synthesized.

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ルからレシピに従って設定した。このようにして設定したア観測された計測震度と合成波形から推定された震度の比

スペリティ位置がFig. 5の右下図で黒丸で示される。アスペ

較がFig. 6に示される。合成結果の震度は、工学的基盤におリティでの実効応力は上に述べた応力降下量に等しいとしける合成波形を計算し、その最大速度に浅い地盤構造について取り扱った。

ての増幅率（藤本・翠川, 2003)をかけて地表の最大速度を推

ハイブリッド合成法により得られた地表における加速度波

定し、最大速度と気象庁計測震度の関係 (翠川・他, 1999)を形と減衰５%の疑似速度応答スペクトルの観測との比較結用いて推定したものである。合成結果の震度分布が広域で概果の一例がFig. 5 に示される。この図に示される震源域に近ね観測に一致していることがわかる。詳細に吟味すると、合い十勝沖地方や釧路沖地方の観測点 (HDKH05、TKCH11、

成結果の震度は小さい震度の地域で過大になっていたり、計

HKD093)では、波形の振幅値や疑似速度応答スペクトルの形

算の途中で合成結果の最大速度が観測より若干過少に評価

状は観測記録の傾向を概ね反映している。震源域近くの観測されたり、などの問題が残されている。

点で浅い地盤構造による非線形性の影響で、合成波形が短周

十勝沖地震の合成結果と観測の比較は，特性化震源モデル

期で過大評価されたり、卓越周期が低周波側にシフトした観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測点もある。

を示す一例であると言える．

Distribution of Seismic Intensity
Observed

Comparison of seismic intensity
between synthesized and observed

Intensity (Syntetics)

Intensity (Observed)

Synthetics

Intensity (Observed)

Fig. 6. Comparison of seismic intensity between observed and synthesized.

５．おわりにの「強震動地震学」の分野は米国に比べて４半世紀ほど立ち

米国では 1970 年代から高密度な強震動観測を始め、強震

後れていたことになる。

動研究に重視するようになった。日本でも 1995 年兵庫県南「強震動地震学」の目標の１つは、将来発生の予測される部地震を契機として、強震動観測網が整備され、その後の被大地震に対し、震源断層における破壊過程、伝播経路での波害地震では震源近傍域で貴重な記録が得られるようになっ

動伝播、表層地盤での増幅・減幅、などを考慮して、信頼性た。この地震の後、ようやく日本でも強震動記録が震源の物

ある強震動を予測して、地震災害の軽減に役立てることにあ理のための基礎的研究や構造物の安全のための応用研究にる。その意味で、「強震動予測レシピ」は「強震動地震学」

重要な情報を提供することが理解されるようになった。日本の１つのマイル・ストーンに成り得るものと考える。そのた-8-

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25-45.

めには、「レシピ」の元となる巨視的・微視的断層パラメー

釜江克宏、入倉孝次郎、福知保長 (1991)： 地震のスケーリ

タの地域性、適用範囲を明確にし、いつでもどこでも信頼性

ング則に基づいた大地震時の強震動予測 ―統計的波形のある強震動予測が可能となるものにする必要がある。

合成法による予測―、日本建築学会構造系論文報告集、信頼性ある「強震動予測レシピ」の構築には、強震動記録

No.430, 1-9.

を用いた高精度の震源インバージョン、そのために高精度地

Kamae, K. and K. Irikura (1998). Source model of the 1995

下構造モデルが不可欠である。これらの情報は単に「強震動Hyogo-ken Nanbu earthquake and simulation of near-source

研究」のみならず、地震学の基礎的研究から地震災害軽減のground motion, Bull. Seism. Soc. Am., 88, 400-412

ための工学、さらに都市防災、リスク・コミュニケーション

Kanamori, H. and D. L. Anderson (1975). Theoretical basis ofなど人文・社会科学的研究にも必要とされている。強震動研

some empirical relations in seismology, Bull. Seism. Soc. Am.,

究が切迫する巨大地震に対する防災・減災戦略のキーと位置

65, 1073-1095.

づけられるものと考える。建築学会の地盤震動小委員会がこMiyake,

H.,

T.

Iwata

and

K.

Irikura(2003).

Source

れまで強震動研究のみならず地震災害に軽減のための研究

characterization for broadband ground-motion simulation:

において重要な役割を果たしてきた。今後も本小委員会が地

Kinematic heterogeneous source model and strong motion

盤震動の研究を通じて日本の地震防災のエンジンとなるこ

generation area, Bull. Seism. Soc. Am., 93, 2531-2545.
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近の強震動予測研究－どこまで予測可能となったのか？」,
56-61, 2002.

謝辞
本稿で提案されている「強震動予測レシピ」は、三宅弘恵

森川信之・藤原広行 (2003). 十勝沖～根室沖の地震の震源及氏との共同研究によるものである。ここで述べられている考び伝播経路特性, 日本地震学会講演予稿集 2003 年度秋季

えは、岩田知孝氏，釜江克宏氏，川辺秀憲氏，Luis Angel

大会, P104.
壇一男・渡辺基史・佐藤俊明・石井透 (2001). 断層非一様す

Dalguer 氏，香川敬生氏，宮腰研氏，関口春子氏，そのほか

べり破壊モデルから算定される短周期レベルと半経験

様々の方との共同研究の成果および議論の中から生まれた的波形合成法による強震動予測のための震源断層のモものである．

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地震動予測地図の説明―, 45-80.