シリーズ「新・強震動地震学基礎講座」（第 11 回）長周期地震動
強震動委員会

畑山

健（消防庁消防研究センター）■「長周期地震動」という言葉について「長周期地震動」を英語で表現する場合には，「long-period「長周期地震動」とは，その名のとおり長周期成分に富strong ground motion」と書くことがある．この表現は，

んだ地震動のことであるが，強震動地震学及び地震工学で1971 年 San Fernando 地 震 の 強 震 記 録 を 扱 っ た Hanks

いうところのその周期範囲は，とくには定義されていない． （1975）に見られる．
それは研究者によって若干異なり，下限は 1 秒から数秒，上限は 10 数秒から 20 秒とされているようである．強震動■「長周期地震動」の発生条件

地震学及び地震工学では，低層建築物等の一般的な構造物・長周期構造物に影響を及ぼすような大振幅の長周期地震

施設の固有周期が 1 秒程度以下であることから，これらの動にはおのずと発生条件がある．これはおおよそ次の 2 つ構造物・施設のための入力地震動の研究は，周期 1 秒程度にまとめることができるだろう．

より短い周期の成分を主とする地震動について行われてき（1）規模の大きな（おおむね Mw7 程度以上）の地震が発た．「長周期地震動」という言葉は，その周期よりも長い生した際の震源断層近傍．

周期範囲に固有周期を持つ超高層建築物，免震構造物，大または，型石油タンク，長大橋梁等の構造物（本稿ではこれらを「長（2）規模の大きな地震が発生した際の厚い（km オーダー）周期構造物」と呼ぶことにする）に耐震安全上の影響を及堆積層が存在する堆積平野・堆積盆地上（震源からある程ぼしうる地震動を表現するための概念として存在してい度（最長数百 km 程度）離れていてもよい）．

る．このようなことから，「長周期地震動」の周期範囲は，従来，長周期地震動といえば，もっぱら（2）の条件にそれを考える上での対象構造物等によって変わってしかる該当するいわゆる「堆積層表面波」（後述）のことを指すべきものとも言える．

向きが多かった．しかし，2016 年熊本地震本震の際に，なお，地震学には，地震波の周期 20 秒程度以上の長周震源断層ごく近傍の熊本県西原村において，「長周期速度期の成分を使った解析による地球内部構造や震源過程の研パルス」とも呼ばれる強大な長周期成分を有する地震波が究，いわゆる「長周期地震学」が大発展した時代があり，わが国においては初めて観測された．上述のとおり，長周地震学では「長周期」という言葉は元々周期 20 秒以上の期地震動とは長周期構造物に影響を及ぼしうる地震動のこものを指していた．このことから，地震学でいう「長周期」とと捉えるべきであるから，その地震波が表面波主体であと区別するため，強震動地震学及び地震工学の分野では上るかどうかは関係ないはずである．西原村の震源断層ごく記周期範囲の地震動を指す言葉として，「やや長周期地震近傍で観測された地震動は，表面波主体であるとは考えに動」が使われた．
「やや長周期地震動」という言葉が文献くく，「堆積層表面波」の範疇に入るものでないが，長周で初めて現れたのは，そういった地震動が国内で初めて研期地震動として見なされるべきものである．このようなこ究者の注目を集めた 1968 年十勝沖地震（MJ7.9；MJ は気とから，本稿では（1）も長周期地震動の発生条件とした．

象庁マグニチュード）の際の八戸での強震記録を扱った嶋（1970）である．

以下，それぞれの発生条件について，観測事例を交えて解説する．

わが国において「（やや）長周期地震動」に広く世間一般の関心が高まったのは，2003 年十勝沖地震（MJ8.0）の■規模の大きな地震が発生した際に震源断層近傍で観測さ際に北海道苫小牧市内の製油所の大型石油タンクで発生しれる長周期地震動た甚大なスロッシング被害（石油タンク 2 基での火災等）

図 1 に 2016 年 熊 本 地 震（MJ7.3） の 際 に 西 原 村 小 森が発生してからであろう．この後の頃から，学会における（Nishihara）で観測された地動速度波形，図 2 に同じく西調査検討活動や報道等を含めさまざまな場面において，「や原村小森で観測された地震動の疑似速度応答スペクトルや長周期地震動」よりも「長周期地震動」という言葉がよ（減衰 2％）を示す．西原村小森では，地動速度の最大振く用いられるようになった．本稿でも以後，「長周期地震幅約 2.5 m/s，卓越周期約 3 秒の極めて大きな振幅のパル動」と表記する．

ス状の地震波が観測された．図 2 には比較のため，石油タNL-5-20

ンクに甚大なスロッシング被害をもたらした 2003 年十勝沖地震の際の苫小牧市内（K-NET HKD129）での観測地震動のスペクトルも示した．この図が示しているように，震源断層ごく近傍の西原村小森で観測された地震動は長周期構造物に重大な影響を及ぼしうる長周期地震動であった．
表現定理（本連載講座第 1 回の「強震動とは？」参照）
からわかるように，震源断層近傍の地震動は，地震波が伝播する距離が短いため，震源特性，すなわち断層の破壊過程に支配されたものとなるであろう．一般に，規模の大きな地震は震源断層面上での破壊の継続時間が長い（震源断層面上各点でのすべりの継続時間が長いという意味でも，震源断層面上の破壊伝播の開始から終了までの時間が長いという意味でも）ことから，震源断層から射出される地震波には長周期成分が多く含まれる．そしてその射出波はすべり量が大きいがゆえに大振幅であり，震源断層近傍では距離減衰があまり起きない．従って，そこは長周期地震動が発生しやすい条件下にあると言える．さらに，観測点の位置と断層面の位置関係によっては断層面上の破壊伝播過程による指向性効果が生じることや，地表地震断層が出現するなど地表近くの浅い部分で大きな断層すべりが生じることの影響により，より大きな長周期地震動となることも
図 1

2 016 年熊本地震（MJ7.3）の際に震源近傍から大分平野にかけて観測された地動速度波形（0.0530 Hz）．Nishihara の波形の振幅の縮尺は，他の1/3 としている．

ありうる．
■規模の大きな地震が発生した際に厚い堆積層が存在する堆積平野・堆積盆地上で観測される長周期地震動
一般に地震波が硬い媒質（例えば岩盤）から柔らかい媒質（例えば堆積層）に入射すると地震波は増幅され，その増幅は媒質の性質や構造に応じて周期特性を持つことはよく知られているところである．上述のとおり，規模の大きな地震の震源断層から射出された地震波には，規模の小さな地震からのものに比べて多くの長周期成分が含まれており，このような地震波が堆積平野・堆積盆地（以降まとめて堆積盆地）に入射し，そこに厚い（km オーダーの）堆積層が存在する場合には，長周期成分も増幅され，堆積盆地上では長周期成分に富んだ地震動，すなわち長周期地震動が観測される．
地震の規模と長周期地震動の発生条件の関係は，震源（振幅）スペクトルを大局的に見た場合のものとして広く受け入れられている ω－2 モデルにより端的に理解できる．ω－2モデルでは，地震波の射出強度は，コーナー周期よりも長周期側では地震モーメントに比例し，コーナー周期よりも短周期側では地震モーメントの 1/3 乗に比例する．これに図 22 016 年熊本地震（MJ7.3）の際に震源近傍から大分平野にかけて観測された地震動の疑似速度応答スペクトル（減衰 2%）．

より，一般的には規模の大きな地震は，小さな地震に比べて，射出される地震波が大きいとともに，それに含まれる長周期成分の割合が大きいということになる．このことか

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図 3

堆積層表面波が発生する仕組み．

ら，長周期地震動の発生条件としては地震の規模が大きいする厚い堆積層が存在する堆積盆地であるとされている．

ことがまず必要であることが理解できる．

大分平野内では，振幅が大きく，長周期成分を主体とする堆積盆地における長周期地震動の発生の仕組みとして地震動が長時間継続している．この地震動の主成分は，は，まず，長周期成分に富んだ実体波が堆積盆地内部の堆

OITH05 で観測されている表面波を入射波とする「盆地転積層に下方向から入射し，重複反射の効果もあいまって長換表面波」と考えられる．図 2 には，OITH05 と OITPC1周期成分が増幅されるというものが考えられるが，これにでの地震動の疑似速度応答スペクトルも示されている．大加えて，次に述べる 2 種類の「堆積層表面波」と呼ばれる分平野内では，長周期成分が大きく増幅されていることがものの発生がその仕組みを特徴づけている（図 3）．そのこれを見てもわかる．「盆地転換表面波」を主体とする長一つは，震源断層から射出された表面波が堆積盆地に入射

周期地震動の観測事例はこれに限らず数多くある．関東平

し，堆積層によって増幅されたり，異なる種類の表面波ま野，濃尾平野，大阪平野，勇払平野，新潟平野など厚い堆たは異なるモードに転換されたりしたものである．もう一積層を有する堆積盆地では，規模の大きな地震が発生した

つは，同じく震源断層から射出された実体波が，堆積盆地際には，もちろん振幅の大小はあるが，「盆地転換表面波」端部などに顕著に見られる横方向に不規則な媒質（水平成が常態的に発生しているものと考えられる．

層構造ではない媒質）に入射し，そこで表面波を主成分と

図 4 は「盆地生成表面波」の観測事例である．これは，する 2 次的な地震波に変換されたものである．川瀬（1993）

1993 年 10 月 12 日に東海道南方沖，深さ 391 km で発生しは，前者を「盆地転換表面波」，後者を「盆地生成表面波」

た MJ6.9 の深発地震の際の大阪平野内（OSA）と大阪平野と呼んだ．今日，これらの言葉はあまり使われなくなった

東縁部にある生駒山地上（ISK）における速度波形である．

が，堆積盆地における長周期地震動発生の仕組みに関する

ISK では，ほぼ直達 P 波と直達 S 波のみからなる単純な概念整理には有用な言葉である．

地震動が観測されている．一方，OSA では，堆積層によっ一般に堆積盆地と周辺岩盤のインピーダンス比は大きいて増幅された直達 S 波到着から約 30 秒後にそれよりも大ため，これらの「堆積層表面波」は，いったん転換・生成きな振幅の地震波が観測されている．その周期は 3 秒程度されると，盆地端部等でくりかえし反射されるなどして盆の長周期である．この地震波は，大阪平野東端部の平野と地内を長時間にわたって伝播し続け，その結果盆地内の地生駒山地の境界付近で直達 S 波入射後に発生し，平野内震動はなかなか減衰しない．すなわち，これらの「堆積層を西方向に伝播してきた表面波であることが解明された表面波」を主成分とする長周期地震動は継続時間が長い．

（Hatayama et al., 1995）．すなわち，ISK で観測されてい図 1 には，「盆地転換表面波」の観測事例も示されている直達 S 波を入射波とする「盆地生成表面波」である．
「盆る．この図には，震源断層近傍から大分平野までの区間に地生成表面波」も，この事例に限らず，規模の大きな地震直線状に並んでいる観測点で記録された速度波形が描かれが発生した際には，堆積盆地端部などで常態的に発生してている．OITH05 が大分平野に入る直前の観測点であるが，いるのであろう．しかし，多くの場合，堆積盆地への入射この地点には厚い堆積層はない．この地点で観測されてい波が実体波のみであることはなく，堆積盆地内では，「盆る地震波は，震源断層が浅く震源から遠方であるため表面地転換表面波」と「盆地生成表面波」が混ざったものが観波主体であると考えられる．OIT010 と OITPC1 が大分平測されるのが通常である．図 4 の地震動は振幅が小さく，野内の観測点である．大分平野は，厚さ最大 3.5 km に達到底構造物に影響を及ぼしうるものではないが，「盆地生NL-5-22図 4

1993 年 10 月 12 日に東海道南方沖，深さ 391 km で発生した MJ6.9 の深発地震の際に大阪堆積盆地内と周辺岩盤上で観測された地動速度波形（NS 成分）．

成表面波」のみを取り出して観測できるのは，このような■おわりに深発地震に限られることから，「盆地生成表面波」の純粋な観測事例として示した．

長周期地震動の影響を受ける長周期構造物は，一般の構造物に比べて減衰が小さく，地震応答の周期選択性が強い周辺山地等との境界に近い堆積盆地内側の端部では，盆という性質を有している．すなわち，対象構造物の地震ハ

地境界付近で発生し，盆地内部に伝播した「盆地生成表面ザード評価には高い地震動予測精度が求められることを意

波」等（「等」には「盆地生成回折波」と呼ばれるものが味する．大振幅の長周期地震動をもたらす規模の大きな地含まれる）と盆地内部の堆積層に下から入射した実体波が震の震源スペクトルのコーナー周期は，ちょうど長周期地増幅的干渉を起こし，局所的に揺れが大きくなる地帯が出震動の周期帯域にあることからもわかるように，それは震現するという現象が発生しうる．この増幅的干渉は「エッ源断層の複雑な破壊過程の影響を強く受ける．また，長周ジ効果」や「盆地端部効果」と呼ばれる．本稿で言ってい期地震動の予測においては，予測対象地点が存する堆積盆る長周期地震動の周期帯域の下限ぎりぎり，もしくはそれ地全体による影響のみならず，ときに数百 km にも及ぶ震よりも短い周期帯域に関係することになるが，1995 年兵源断層から予測対象堆積盆地までの長い伝播経路の影響を庫県南部地震（MJ7.3）の際に生じた「震災の帯」の成因考慮する必要がある．高精度の長周期地震動予測にはこれの一つとして，この「エッジ効果」が考えられているらすべてを適切にモデル化する必要があり，今後の研究に（Kawase, 1996）．

期待されるところ大である．

震源断層からある程度離れた厚い堆積層が存在する堆積編集担当の干場充之委員と岩田知孝委員のご助言のおか

盆地上で観測される長周期地震動で，長周期構造物に影響げで，原稿を大きく改善できました．記して感謝申し上げを及ぼすような大振幅のものを考えると，その主成分は震ます．

源断層から射出される表面波を源とする「盆地転換表面波」

参考文献と考えられる．このことから，こうした長周期地震動は，（1）
震源断層が浅い地震で大きく発生する（震源断層が浅いほ

川瀬，1993，地震 2，171-190.

うが大きな表面波が励起されるから），（2）数百 km 程度

Kawase, 1996, Seismo. Res. Lett., 67, No. 5, 25-34.

離れた遠い地震でも大きなものが観測される（表面波の距

Hanks, 1975, Bull. Seism. Soc. Am., 65, 193-225.

離減衰は実体波に比べて弱いから），（3）震源断層から見

Hatayama, Matsunami, Iwata and Irikura, 1995, J. Phys.

た方位特性がある（震源断層における表面波射出強度の方位特性に影響されるから）等の一般的性質を有することとEarth, 43, 131-155.
嶋，1970，第 3 回日本地震工学シンポジウム，277-284.

なる．

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（第 12 回）経験的／統計的グリーン関数法
強震動委員会
1．はじめに

芝良昭（電力中央研究所）

経験的グリーン関数法は，モデル化が困難な短周期地震

強震動地震学は，理学と工学の境界領域に位置し，特に動特性を規定する諸条件のうち，震源から観測点に至る地耐震設計や防災の分野と密接な関係がある．建物や橋梁の震波の伝播経路特性に相当するグリーン関数を，余震のよような人工構造物の耐震性能を求めたい場合，対象構造物うな経路をほぼ等しくする小地震の観測記録で「経験的に」の固有周期付近における地震動の振る舞いを知ることが決代用しようとするものであり，Hartzell（1978）のアイディ定的に重要である．これら人工構造物の固有周期はおおむアに端を発する．小地震記録の重ね合わせによって大地震

ね 0.1 秒（低層建築物）から 20 秒程度（大型貯蔵タンク，の強震波形をシミュレートできれば，評価可能な周波数帯長大橋など）の範囲に分布することから，強震動地震学で域は事実上，小地震記録の S/N 比のみに依存する．震源は第一義的に，このような比較的短周期の地震動を適切に近傍の地震記録であれば，小地震でも広帯域で十分な S/評価・予測することが求められる．なお，ここで言う短周N 比が期待できるため，経験的グリーン関数法は経験的な期とは，遠地地震記録などを主体的に扱うような地震学の手法が不得手とする震源近傍の強震動評価に対する有効な立場から見ると短周期ということであって，工学や防災の手法といえる．ただし，経験的グリーン関数はあくまでも立場から見ると周期 1 秒以上の地震動は高層ビルなど特殊地震波の伝播経路を経験的に表すものであり，大地震の震な構造物にしか影響しないので，（相対的に）長周期とい源過程については別途規定する必要がある．つまり，「小う位置づけになる．実際，地震本部の長周期地震動予測地地震の重ね合わせ」とは震源過程の定式化に他ならない．

図や気象庁の長周期地震動階級という名称は後者の立場に

本稿では主に Irikura（1986）に基づいて，経験的グリー拠るものである．

ン関数法による波形合成のプロセスを解説する．

周期 1 秒以下の短周期地震動の評価・予測における問題は，いわゆる理論的手法，あるいは決定論的手法による計2．経験的グリーン関数法の定式化算が困難，という点にある．波形計算に必要な震源過程や

図 1 に経験的グリーン関数法の模式図を示す．経験的グ

波動伝播のモデル化においては，いずれも計算対象となるリーン関数として用いる地震記録の震源断層（以下では要波長のサイズに応じた空間分解能が必要とされる．現状で素地震とする）は，波形合成の対象となる大地震（以下では計算機能力の問題もさることながら，主にこうした震源は目標地震とする）の震源断層の近傍に位置し，観測点ま断層や地震波伝播媒質のモデル化精度の観点から，周期 1での地震波の伝播経路を共有するものと仮定する．またこ

秒程度以下の短周期地震動を，差分法をはじめとした理論

こでは説明を単純化するため，目標地震と要素地震は同一的手法で定量的に解くことはきわめて困難であると考えらの応力降下量を持つものとする．目標地震の震源断層は要れる．このため，特に工学分野では既往の観測記録に基づ

素地震の震源断層サイズで等間隔のセルに分割され，各セき，最大加速度や応答スペクトルなど構造物の応答に影響ルから要素地震波が放射されるものとして，断層面上の破する強震動指標を統計的に抽出するいわゆる経験式を構築

壊伝播と各セルから観測点までの距離に応じた時間差と，することによって，耐震設計における入力地震動の高度化

距離減衰の違いを考慮して要素地震波を重ね合わせる．あを図ってきた．このような方法論は経験的手法と総称され，わせて目標地震と要素地震のすべり関数の違いについても経験式の多くは，震源距離に対する強震動レベルの変化を補正を加える．このとき，目標地震の断層分割数やすべり表す形で定式化され，距離減衰式あるいは地震動予測式量の補正の設定根拠として，震源のスケーリング則が用い（Ground Motion Prediction Equation ; GMPE）と呼ばれられる．既往地震の解析結果から，地震の規模（地震モーる．経験的手法は数少ないパラメータで平均的な地震動のメント M0）といくつかの震源パラメータの間には次式の振る舞いを予測できることから扱いが簡便であり，また既ような関係が統計的に成り立つことが知られている．

往の地震記録から大きく乖離しない安定的な予測結果が得られるという利点がある．反面，観測記録が少ない大地震の震源近傍などでは，過去の記録に依拠する経験的手法のここで L, W, D, T はそれぞれ断層長，断層幅，すべり量，適用は困難になる．震源近傍では大加速度の地震動が観測ライズタイムで，大文字と小文字は規模の異なる地震を表される可能性が高く，耐震工学や地震防災の観点からも精す．上記の関係式に基づけば，目標地震の断層分割数は長度のよい強震動予測が要請される．

さ方向と幅方向のそれぞれで，要素地震とのモーメント比NL-5-24

図 1

経験的グリーン関数法の模式図．すべり量補正関数の形状は入倉・他（1997）に従った．の 1/3 乗を与えればよいことになる．また，すべり量の補広く用いられるようになった．

正についても，定量的には要素地震の振幅をモーメント比なお ω－2 モデルは，遠地項実体波（P 波または S 波）の 1/3 乗倍することになるが，Irikura（1986）ではあわの震源スペクトルを説明するためのモデルであり，震源近せて震源スペクトルの相似則を満たすことを条件に加えて傍の地震動評価では無視できない近地項や中間項の寄与は－2いる．Aki（1967）が提唱した ωモデルでは，変位震源含まれていない．しかしながら，遠地項の寄与は震源距離

スペクトル振幅は低周波数側で地震モーメントに漸近し，のみならず波数との積に依存して大きくなることから，波高周波数側では（角）周波数 ω の－2 乗で減衰する．さ数が大きくなる短周期地震動では比較的震源に近い地点にらに両者が接続するコーナー周波数は断層長の－1 乗，すおいても遠地項が卓越する．一方で長周期地震動の合成になわち地震モーメントの－1/3 乗に比例する．このとき，対しては，近地項，中間項を考慮できる差分法をはじめと変位震源スペクトルに ω2 を乗じて得られる加速度震源ス

した理論的手法の適用が可能であり，経験的グリーン関数

ペクトルは，コーナー周波数よりも高周波数側で平坦な特法や，後述の統計的グリーン関数法と組み合わせたハイブ性を有するが，その振幅はコーナー周波数の規模依存性をリッド法により，最終的に震源近傍の強震波形を得ること反映して地震モーメントの 1/3 乗に比例することになる．

ができる．

結局，相似則として ω－2 モデルを仮定した場合，目標地震と要素地震の震源スペクトル比は，長周期側で地震モー3．不均質震源への拡張メント比に，短周期側ではその 1/3 乗に一致しなければな震源パラメータのスケーリング則は，統計的には有意にらない．Irikura（1986）は上記の条件を満たすように，成り立つものの，パラメータの分布には一定のばらつきが要素地震と目標地震それぞれのすべり関数の違いを補正す存在する．またすべり量 D については断層面上で一定値る関数を提案するとともに，1983 年日本海中部地震の本をとるという暗黙の仮定がなされている．すべり量が空間震と大きい余震の強震記録を対象に，それぞれ，より規模的に非一様な不均質震源の場合，経験的グリーン関数法での小さい余震記録を経験的グリーン関数として用いた波形

は震源の応力降下量を制御パラメータとして定式化され合成を行って良好な再現結果を得た．

る．応力降下量はひずみ降下量（断層長さの次元とすべり先述のように，経験的グリーン関数法は主として工学的量の比）に比例するので，同一面積の断層ですべり量が異に重要な短周期地震動の予測・評価への適用を期待されてなる場合はすべり量と応力降下量が比例する．一方でスペいる．短周期地震動の場合，波形の重ね合わせがランダムクトルのコーナー周波数は変わらないため，応力降下量のになることから，特に統計的な特性である振幅スペクトル補正は結局，要素地震の全周期帯域に対して目標地震とのが精度よく再現されることが重要となる．この点からも，応力降下量比 C を一律に乗じることに相当する．これは震源の相似則に適合した広帯域スペクトル特性を担保しつ要素地震の波形を一律に C 倍することに等しい．また応つ，大地震の強震波形を合成可能な Irikura（1986）の定力降下量比は目標地震の断層面上の異なる地点で独立に設式化は有用であり，経験的グリーン関数法は耐震設計にお定することができるので，原理的にはそのまま不均質震源ける入力地震動の策定をはじめとした工学的な実務面でもに拡張可能である．例えば Kamae and Irikura（1998）は，NL-5-25

強震記録等に基づいて推定された 1995 年兵庫県南部地震

まれている Q 値などの伝播経路特性や，評価地点の地下の不均質震源断層すべり分布を，3 つのすべりの大きい領構造に基づく地盤応答特性を別途設定し，グリーン関数に域に対応する矩形サブイベントでモデル化し，各サブイベ反映させる．特に地盤応答特性の評価では，地震基盤以浅ントにそれぞれ大きさの異なる一様な応力降下量を仮定しの速度構造の推定精度が計算波形の精度に直結するため，て，経験的グリーン関数法により震源域の強震記録を再現

物理探査や微動計測をはじめとする地下構造調査の充実がした．

重要となってくる．一方で，震源過程の反映については経強震動予測という立場からは，既往の被害地震で観測さ験的グリーン関数法と同様の定式化が可能であり，別途構れた広帯域強震記録から震源モデルを推定し，主要な震源築されたシナリオ地震の特性化震源モデルを直接適用できパラメータの統計的な特徴を抽出するというアプローチもるという利点がある．

重要である．強震記録から震源における短周期地震動の励起特性を求めるには，同じく短周期帯域で精度のある地震5．おわりに波伝播経路特性を用いる必要があり，ここでも経験的グ周期 1 秒以下の短周期地震動に対し，有限の大きさを持リーン関数は有力なツールとなりうる．Kamae and Irikura

つ断層の震源過程を反映しつつ波形合成をするための手法（1998）では試行錯誤的な手法で震源モデルを構築したが，として経験的・統計的グリーン関数法を取り上げ，その特Shiba and Irikura（2005）は経験的グリーン関数法と最適徴について概観した．今後，海溝型巨大地震や内陸活断層化手法の一種である焼きなまし法を組み合わせた震源モデ地震を対象とした強震動予測が社会的にもまた工学的にもル推定法を提案している．

ますます重要となってくると考えられる．強震観測網の充実による基礎データの拡充とともに，強震動予測手法につ4．統計的グリーン関数法

いても改良が重ねられることによって，確度の高い強震動

これまで述べてきたように，経験的グリーン関数法は周予測による社会への貢献が期待される．

期 0.1 秒程度までの短周期領域を含めた波形合成法として発展してきた．特に観測記録が少なく，また震源断層の広謝辞

がりを考慮する必要がある震源近傍の広帯域強震動評価に編集担当の干場充之委員，岩田知孝委員からは本稿を改おいては，経験的手法を補完する有力な手法といえる．し善するための非常に有益なご指摘をいただきました．記しかしながら経験的グリーン関数法では，グリーン関数として感謝いたします．て用いることのできる適切な小地震記録が必要であり，観参考文献測点のない地点や，地震活動度が低く記録が得られない地域に対しては同手法を直接適用することができない．特にAki, 1967, J. Geophys. Res., 72, 1217-1231.

地震防災のように，面的な地震動予測が必要な場合においHartzell, 1978, Geophys. Res. Lett., 5, 1-4.ては，この問題が顕在化する．そこで小地震記録そのもの

Irikura, 1986, Proc. 7th Japan Conf. Earthq. Eng., 151-156.

を人工的に作成し，震源の破壊過程に応じた波形合成を行

入倉・他，1997，日本地震学会講演予稿集，2，B25.

う手法が統計的グリーン関数法として提案された（釜江・釜江・他，1991，建築学会構造系論文集，430，1-9.

他，1991）．統計的グリーン関数法では，位相特性はラン

Kamae and Irikura, 1998, Bull. Seism. Soc. Am., 88, 400-－2

ダムとし，ωモデルに従う振幅スペクトルと経験的に求められた波形の包絡形状を同時に満たすように小地震記録

412.
Shiba and Irikura, 2005, Earth Planets Space, 57, 571-590.

が合成される．さらに経験的グリーン関数では自動的に含NL-5-26