5-3 強震動評価によるモデル検証

5-3 強震動評価によるモデル検証
纐纈一起 （東京大学地震研究所）
and Miyake, 2011）2）に基づいて設定しました。図 1(a)～(d) に震源断層モデルを示します。震源断層は矩形で表わされ濃い矩形がアスペリティです。桃色の星印
は破壊開始点を示しています。いずれの場合も断層の上端の深さは 3 km で、断層の長さ、幅、面積はそれぞれ 30 km、26 km、780 km2、地震モーメントは 3.41019
Nm、モーメントマグニチュードは 6.95 です。設定した二つのアスペリティの面積は 144 km2 と 24 km2、応力降下量は、断層全体の平均値で 3.8 MPa、アスペリティで 18MPa、アスペリティ以外の背景領域では 4 MPa です。

1. 研究の目的
本研究「強震動評価によるモデル検証」では、ひずみ集中帯において、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 を行 い、強 震 動 評 価によって各 々のモデルを検 証 し、ひずみ集 中 帯 に発 生 する強 震 動 の特 徴 を明 らかにする手 法 により、強 震 動 予 測 を高 度 化 することを目 的 としています。
2. 研究の内容
ひずみ集中帯では、2004 年新潟県中越地震（M6.8）、2007 年新潟県中越沖地震（M6.8）など近年大きな被害地震が立て続けに発生しており、2011 年東北地方太平洋沖地震の直後にも M6.7 の地震が発生しています。また、1670 年の地震（M6.8）、1828 年三条地震（M6.9）など過去にも大きな歴史地震が発生し、また、地震防災の観点から、この地域に発生する地震像を明らかにするための調査研究が必要とされています。
震源断層で蓄積されたひずみによってすべりが発生し、地震波が伝播して、それぞれの場所における地震の揺れとなります。本研究では、地震の揺れの様々な特徴を明らかにするために、1828 年三条地震を対象として、(1) 震源断層モデルの収集と構築、(2) 地下構造モデルの収集と調整、(3) 震源断層モデルと地下構造モデルを用いた広帯域地震動評価、(4) 計算結果と史料との比較によるモデル検証を実施しました。
3. 研究の成果
3.1 震源断層モデルの収集と構築
1828 年三条地震については比較的多くの史料が残されており、信濃川流域の三条市、見附市、長岡市等の平地での大きな被害から震源地は三条市付近で M6.9 と推定されていますが（宇佐美, 2003）1）、震源断層の位置の詳細は明らかになっていません。
本研究では、本プロジェクトの「反射法・屈折法による地殻構造調査」による活断層構造に関する成果を参照して、地表トレースが北東から南西に向かって加茂市・三条市・見附市・長岡市を通る傾斜角 35 度の南東傾斜逆断層と傾斜角 50 度の北西傾斜逆断層の二通りの震源断層を想定しました。地震の揺れの分布はアスペリティや破壊開始点の配置に支配されます。本研究ではアスペリティは二か所とし、南東傾斜と北西傾斜の震源断層のそれぞれについて、北東側のアスペリティが南西側のアスペリティより面積が大きい場合とその逆の場合の四通り（Case 1～4）を検討しました。断層パラ
メータは内陸地殻内地震の強震動予測レシピ（Irikura

(a)

(b)

(c)

(d)

図 1 1828 年三条地震の震源断層モデル。(a) Case 1（南東傾斜断層の南西に大きなアスペリティ）、(b) Case 2（北西傾斜断層の南西に大きなアスペリティ）、(c) Case 3（南東傾斜断層の北東に大きなアスペリティ）、(d) Case 4（北西傾斜断層の北東に大きなアスペリティ）。星印は破壊開始点。

3.2 地下構造モデルの収集と調整
地震波が震源から上部マントル・下部地殻・上部地殻を伝播して地震基盤に達し、工学的基盤、さらに浅い地盤を伝わって地表に達する間に地震波は変化を受けます。したがって、深部から浅部までの地下構造モデ
ルは、震源断層モデルと同様に強震動の予測計算にとって非常に重要です。これまでに、プレート構造、上部マントル、下部及び上部地殻、地震基盤から工学的基盤までの構造について、日本全国の三次元モデルが構築・改良されてきました（Koketsu et al., 2008）3）。
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2004 年新潟県中越地震、2007 年新潟県中越沖地震の発生後には、これらの震源域周辺において各種の物理探査が精力的に実施され、地下構造モデル精緻化のための貴重なデータが得られています。本研究では1828 年三条地震の震源域を含む地域の三次元地下構造モデルを初期モデルとして、これまでに実施されたボーリング調査、反射法探査、常時微動観測、微動アレイ探査、自然地震観測記録を用いたスペクトル解析等の結果を用いて地震基盤から工学的基盤までの地下構造を調整しました。また、対象地域には多くの断層が存在することを踏まえて、断層構造をモデル化する手法を新たに開発し、逆断層構造を取り入れた地下構造モデルを構築しました。また、新潟県中越地域及び中越沖地域で発生した中小地震に対して、地下構造モデルを用いた地震動の再現計算結果と観測記録との比較により地下構造モデルを再調整・検証し、広帯域地震動の予測計算に利用できるように地下構造モデルを整備しました。図 2 に地下構造モデルの平面図を示します。新潟市周辺や日本海沿いでは各層上面は深く、山地では浅いという特徴的な構造が確認されます。

(a)Bs Model3(c)138(d)

138.5

139

139.5

140

138

138.5139

図 3 逆断層構造を取り入れた三次元地下構造モデルの東西断面。(a) 北緯 37.5 度、(b) 北緯 37.6 度。茶色の点列は震源断層モデルの小断層位置を表します。

3.3 広帯域地震動シミュレーション
本研究で構築した 1828 年三条地震の Case 1～4 の四通りそれぞれの震源断層モデルと逆断層構造を取り入れた地下構造モデルを用いて、0.1～2 秒の短周期帯域では統計的グリーン関数法、2～20 秒の長周期帯域では三次元差分法により、広帯域地震動シミュレーションを行いました。
まず、予測計算の妥当性を検証するために、工学的基 盤 上 の地 震 動 の最 大 速 度 の距 離 減 衰 を司 ・翠 川
（1999）4）による経験式と比較しました。図 4(a)～(d) に結果を示します。いずれの場合も計算による最大速度は経験式とよく整合しており、予測計算の妥当性を示しています。

800070006500
60005500
50004500
4000
3500
3000
25002000
1500
1000500400300200100500(b)LTd Model3(b)Depth[m]Ns Model3

2nd Uo Model3(a)139.5140(a)

(b)

(c)

(d)

図 2 逆断層構造を取り入れた三次元地下構造モデル。代表
的速度層の上面深さの分布。(a) S 波速度 1.0 km/s、(b) 1.6km/s、(c) 2.1 km/s、(d) 3.4 km/s。白い筋は逆断層の地表トレースに対応します。
図 4 予測計算地震動の最大速度の距離減衰。(a) Case 1、また、図 3 に地下構造モデルの東西断面を示します。
逆断層構造がモデル化されている様子が確認できます。
茶色の点列は震源断層モデルを示し、深部の硬い岩盤内に位置していることが分かります。

(b) Case 2、(c) Case 3、(d) Case 4。曲線は司・翠川（1999）の経験式で、点線は標準偏差を表します。

工学的基盤における最大速度分布を図 5(a)～(d)に示します。震源断層、特に面積の大きなアスペリティの近傍に大きな揺れが広がっています。また、図 2 に示されるように地下構造モデルの各層上面が深い新潟市周辺で最大速度が大きく、山地では揺れの広がりが限90

5-3 強震動評価によるモデル検証定的であるなど、震源断層や地下構造を反映した地震動の特徴が示されています。

(a)

(c)

(a)

(b)

(c)

(d)

(b)

(d)

図 6 予測計算地震動の地表における震度分布。(a) Case 1、(b) Case 2、(c) Case 3、(d) Case 4。
図 5 予測計算地震動の工学的基盤における最大速度分布。

(a)(a) Case 1、(b) Case 2、(c) Case 3、(d) Case 4。

続いて、地表における震度分布を図 6(a)～(d) に示します。地表震度は工学的基盤での震度に、工学的基盤より浅い地盤の震度増分を加算して求めています。
震源断層、特に面積の大きいアスペリティの近傍で大きな震度となっており、広い範囲で震度 5 強以上となっています。震度は周期 0.1～2 秒の短周期地震動の振幅を反映していますので、最大速度分布とは異なり、地震基盤が深い新潟市周辺では大きな震度は現れていません。
図 7 に工学的基盤における周期 0.4 秒及び 5 秒の5% 減衰 速度応答の分布を示します。図 7(a)の比較的短周期では、震源断層からの距離に依存した速度応答分布となっていますが、図 7(b)の比較的長周期では、新潟平野にかけて長周期地震動の励起が確認できます。

(b)

図 7 予測計算地震動の工学的基盤における 5%減衰速度応答分布。(a) 周期 0.4 秒、(b) 周期 5 秒。震源断層モデル
Case1 の場合を表します。

図 8 は地震動と地下構造との関係を示すもので、新潟市役所と柏崎市役所の波形、フーリエスペクトル、91

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5%減衰速度応答スペクトルを比較しています。図 8(a)の新潟市役所は S 波速度が小さく表層が厚い地域、図8(b)の柏崎市役所はそれほど厚くない地域に位置しています。新潟市役所では、長周期のスペクトル振幅が大きく、長周期地震動が長く続いていることが分かります。

も同様に適用され、強震動予測の高度化が進むことが期待されます。
(a)

(a)

(b)

図 8 広帯域地震動の特徴。 (a) 新潟市役所、(b) 柏崎市役所。左から Case 1 の速度波形、フーリエスペクトル、5％減(b)

衰速度応答スペクトル。スペクトルの横軸は周期。黒線は短周期、赤線は長周期、青線は広帯域地震動。

3.4 シミュレーション結果と史料の比較によるモデル検証
Case 1 と Case 2 について予測計算による震度分布と史料による震度（矢田・卜部, 2010）5）の比較を図 9 に示します。震度分布は図 6 と同じ分布の震源断層近傍を拡大表示したものです。史料による震度は丸印で示しています。図 9(a) の Case 1 の南東傾斜断層の場合、断層南東での予測震度が史料による震度と比較すると過大であり、図 9(b) の Case 2 の北西傾斜断層の場合、大きな震度領域内に分布する低震度の再現性が不十分ですが、どちらの場合も史料による震度分布を概ね再現しています。また、計算された地震動の揺れの向きは、どちらの断層の場合も、史料に記載された揺れの向きと整合的でした。

図 9 予測計算による地表震度分布と史料（丸印）による震度の比較。(a) Case 1、(b) Case 2。

参考文献
1) 宇佐美龍夫（2003）：日本被害地震総覧, 東京大学出版会, 605pp.
2) Irikura, K., and H. Miyake (2011): Recipe forpredicting strong ground motion from crustal
earthquake scenarios, Pure Appl. Geophys., Vol.168,
pp.85-104.
3) Koketsu, K., H. Miyake, H. Fujiwara, and T.
Hashimoto (2008): Progress towards a Japan
integrated velocity structure model and long-period
ground motion hazard map, Proc. 14th World Conf.
Earthq. Eng. Paper No.S10-038.
4) 司宏俊・翠川三郎（1999）：断層タイプ及び地盤条件を考慮した最大加速度・最大速度の距離減衰式,
日 本 建 築 学 会 構 造 系 論 文 報 告 集 , No.523,
pp.63-70.
5) 矢田俊文・卜部厚志（2010）：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

3.5 まとめ震源断層や地下構造に関する研究は、ここ数年大きく発展し、ひずみ集中帯に関しても 2004 年新潟県中越地震や 2007 年新潟県中越沖地震以降、調査研究が精力的に実施されています。これらの成果を活用し、本研究では 1828 年三条地震を対象として、震源モデルと地下構造モデルを構築すると共に地震動シミュレーションを行い、計算結果と史料との比較から地震像を明らかにする手法により、強震動予測の高度化のためにモデル検証を実施しました。
震源断層モデル構築の手順は Irikura and Miyake(2011)2) 等 に 示 さ れ 、 三 次 元 地 下 構 造 モ デ ル はKoketsu et al. (2008)3)により日本全国で構築され、調整のための各種データは利用可能であり、強震動シミュレーションの手法も発展しています。本研究で用いた強震動評価とモデル検証の方法は他の地域において92