シリーズ「新・強震動地震学基礎講座」（第 13 回）地震動予測式
強震動委員会司

宏俊（東京大学）

1．はじめにに大きく貢献している．今後もこのように強震記録の蓄積「地震動予測式（Ground Motion Prediction Equation ;により地震動予測式のさらなる発展が期待される．

GMPE）」という言葉にはまだなじみのない方もいると思う．以前は「距離減衰式」という言葉が広く使われていた．

2．地震動予測式の定式化

Boore and Atkinson（2007）は，「距離減衰式」という言

地震動予測式は，地震動強さに影響を及ぼす震源特性，葉は，距離減衰の側面のみを強調して，本来方程式の持っ伝播特性および地盤特性のそれぞれについて，定式化をている地震動強さを評価する側面が反映されていないこと

行ったうえで，観測記録に対して回帰分析を行うことにから，「地震動予測式」を使うことにしている．その経緯

よって定められる．

があり，今は「地震動予測式」という言葉が主流になっている．

地震動予測式の一般化した定式は，下式によって表される．

地震動予測式は，地震動強さの指標（地震動の最大値，log A＝f（M,etc）＋g（X,etc）＋S（VS30,etc）＋C＋δ

または応答スペクトルなど）と，地震規模 M や震源距離

ここで A は地震動強さの指標，例えば最大加速度，最X などのパラメータとを関連づけた回帰モデルを用いて，大速度，または応答スペクトルなどを表す．右辺において，既往の地震で得られる観測データに対して回帰分析を行C は定数項，δはばらつきを表す項である．

い，回帰係数を定めることによってできた方程式である．

（M,etc）は震源特性の項を表す．震源の項を表す変数f

通常比較的シンプルな関数形となっているため，地震動予として最もよく用いられるのが地震規模を表すマグニ

測式による地震動強さの予測，または評価を簡単に計算でチュード M である．M は近年モーメントマグニチュードきる利点がある．このため，地震動予測式は工学分野で地Mw を用いることが多い．Mw と地震動強さの間には強い震動の簡易計算，特に大量計算が必要な地震ハザード評価

相関がみられ，f（M,etc）＝aMW＋c という線形式で表現すで威力を発揮している．最近では，理学の分野でも起きたることが多かったが，近年の研究では，Mw と地震動強さ地震による地震動の強さを評価するツールとして活用されの複雑な相関関係を反映して Mw の二次式または折れ線なている．図 1 に地震動予測式（司・他，2014）と 2016 年

どの関数形も用いられるようになっている．

熊本地震（Mw 7.0）の VS 1.5 km/s の基盤上に変換された

一方，観測データが増えることで，震源特性を M だけ観測記録との比較例を示す．図は地震動の最大加速度，周でなく，震源深さ，震源域のテクトニクス環境（地殻内，期 0.1，0.5，1.0，2.0 秒の加速度応答スペクトル，及び最沈み込むプレート境界やプレート内）などもパラメータと大速度に関するものである．これらの図から，地震動の強して地震動予測式に組み込まれている研究もみられる．

さがいずれも距離の増加に従って減少することが確認ささらに，一部の研究では，正断層地震の場合，それによれ，また，観測記録と既往の地震動予測式の比較から，当る平均的な地震動強さが逆断層や横ずれ断層による地震動該地震による地震動の強弱を判断することができる．

強さよりも小さい傾向にあると報告されていることから，上述のように，地震動予測式は，既往地震の観測記録から構築されるものであることから，地震観測網の発達と観これを地震動予測式に取り入れる動向もみられる（例えば，
Abrahamson et al., 2014）．

測記録の蓄積とともに開発・改良が重ねられてきた．日本

このほかに，応力降下量または短周期レベル及び伏在断では，1960 年代から地震観測網が整備され，1995 年兵庫層効果（または断層上端深さ）をパラメータとした地震動

県南部地震では，震源近傍も含む数多くの地震記録が得ら予測式も提案されている．

れた．それ以降，K-NET，KiK-net や気象庁及び自治体震度観測ネットワークに代表される地震観測網が急速に整備

また，地震動の面的分布に影響を及ぼす要因として，破壊伝播効果と上盤効果をあげられる．

され，Mw 9.1 の 2011 年東北地方太平洋沖地震の強震記録（1）破壊伝播効果：断層破壊が近づいてくる方向では地をはじめ，震源近傍の観測記録も含めて豊富な地震データ

震波が重なりあって大振幅になるなど，地震波の振幅が方が得られている．これらの観測記録が地震動予測式の研究

位に依存する現象

NL-6-14

図 1

 震動予測式と観測記録の関係（周期ごとに地震動強さと断層中線距離との関係を表す）．上段：左から，
地最大加速度，加速度応答スペクトルの 0.1 秒，0.5 秒．下段：左から，加速度応答スペクトルの 1 秒，2 秒と最大速度．

（2）上盤効果：断層の上盤にある地域（図 2 参照）における地震動が下盤におけるそれより大きい現象
以上から分かるように，地震動強さに影響を及ぼす震源特性の影響はかなり複雑である．様々なタイプの地震による強震観測データがさらに増えることにより，新しいパラメータが導入されることもあり得ると考えられることか
ら，今後の研究動向から目を離せない状況である．
一方，g（X,etc）は伝播特性を表現する関数形になる．
伝播特性を表す物理量として最も重要なのは震源距離が挙げられる．地震動予測式がかつて「距離減衰式」とも呼ばれていたことから，距離による影響がいかに重要かが分かる．実際には，地震の規模が大きくなるにつれて，地震断

図 2

各種震源距離の定義（日本建築学会（2005）に加筆）

層はより大きくなることから，震源を点と見做せなくなり，面として扱わざる得ないときに震源距離をどのように測る

ら，見かけ上の地震動減衰率はもっと複雑であり，震源深かが重要である．図 2 には，震源からの距離の取り方に関さによって異なることも報告されている（翠川・大竹，するさまざまな提案がまとめた．そのうち，断層最短距離

2003；堀家・西村，2004）．

は最もよく用いられている距離の定義である．

そのほか，日本列島においては，火山フロントを境に特地震動の距離減衰特性は，地震波の種類と伝播する媒質に高周波地震動の減衰特性が異なる場合が報告されておによって異なる．一般的に，半無限大媒質を伝播する実体り，これに対する補正方法が提案されている（たとえば，波の減衰は距離 X に反比例する（=1/X）とされ，表面波森川・他，2003）．の減衰は一般的に 1/X1/2になる．ただし，実際には，地S（VS30,etc）はサイト特性（地盤特性）を表す項である．

震波に含まれている実体波と表面波が明瞭に分離されず，地震動予測式における地盤特性の評価は，従来では，観測地震動の最大振幅はどの波によって生じるかが明らかでな点を地盤，岩盤または地盤種別などで定性的に分類し，地かったり，伝播経路上に強い反射面のある場合には実体波盤の分類ごとに地盤特性の評価を行うことが主流であったでも減衰が早くなったりすることが報告されていることかが，1990 年代からは，サイトの地表から 30 メートルまでNL-6-15の深さまでの平均 S 波速度（VS30）と地盤の増幅特性の相4．おわりに関関係を利用して地盤特性を評価することが広く用いられ

経験的地震動予測手法の 1 つとして地震動予測式を取りている．さらに最近の研究では，長周期成分の増幅特性に上げ，その特徴を紹介した．地震動予測式は地震観測網のついて深部地盤による影響が大きいことから，基盤深さを発達と観測記録の蓄積とともに発展しているので，1960パラメータにした評価式でその影響を評価することが提案

年代以降国内で整備されてきた地震観測網によって震源近されている．一方，地盤の非線形性の影響を評価するため，傍及び M9 クラス地震の観測記録を含む強震観測記録の蓄

基盤最大加速度をパラメータとした評価式を導入する研究積により，大きな進歩を遂げてきている．今後，このようが増えている．に地震観測網のさらなる発達と観測記録の充実により，地上述の通り，震源特性，伝播特性及び地盤特性による地震動への影響について，さまざまな評価方法が試みられて震動予測式も改良され，高精度の地震動予測ができることが期待される．

いる．
謝辞
3．地震動予測式の適用

図 1 の作成には，K-NET，KiK-net の強震記録を使用し地震動予測式では，地震動に影響を及ぼす震源特性，伝た．編集担当の干場充之委員，岩田知孝委員からは本稿を播経路及び地盤特性のすべてについて，数少ないパラメー改善するための非常に有益なご意見をいただきました．記タからなる方程式によって予測または評価しようとしておして感謝いたします．

り，複雑な物理の過程を簡単なモデルで表現しているため，参考文献計算値にはバラつきが伴う．この点について留意すべきである．

Abrahamson et al., 2014, Earthquake Spectra, 30 (3), 1025-

また，地震動予測式は既存の観測データをもとに回帰分1055.

析して構築されるものであることから，地震動予測式の適Boore and Atkinson, 2007, PEER 2007/01.

用範囲は用いたデータのマグニチュードや震源距離の範囲

堀家・西村，2004，建築学会構造系論文集，575，73-79.などによって制約されることがある．したがって地震動予

森川・他，2003，日本地震工学会論文集，3（4），14-26.

測式を適用する際には，これらの条件を確認して利用する

翠川・大竹，2003，日本地震工学会論文集，3（1），59-ことが重要である．

70.
日本建築学会，2005，地盤震動─現象と理論─ .
司・他，2014，第 14 回日本地震工学シンポジウム論文集，2021-2030.

（第 14 回）強震動予測と震源モデル
強震動委員会

三宅弘恵（東京大学）

1．はじめにがら強震動を再現することを意味する．強震動評価の場合，

強震動予測とは，将来の地震を想定し，それに伴う地震合わせる対象は，震度分布・地震動予測式（距離減衰式）・の揺れを予測することである．通常は，過去の地震の解析そして観測された時刻歴波形となる．強震動予測では，合を行い，そこから得られる物理則・経験則を演繹的に活用

わせる対象はもっぱら地震動予測式であり，最近は，応答し，将来の地震の強震動予測が行われる．経験的手法・半スペクトルの地震動予測式を周期ごとに合わせることで，経験的手法・理論的手法，これらのハイブリッドの計算手広い帯域の強震動予測を目指すことが多い．

法があり，新・強震動地震学基礎講座の該当項目をご覧い

強震動予測において，強震動評価を通じて理解された最

ただきたい．強震動予測では，想定通りの地震が起きると新の知見を活かすことは重要だが，場合によっては既往以は限らないが，最新の知見を活用して震源モデルと地下構上の想定が困難となる．そのため，自然界に存在するバラ造モデルを作成し，第三者による再現が担保された計算手ツキを反映した多数回試行に加え，最新の知見では見逃し法によって予測が行われる．

うる不確定性を反映した予測が行われている．とはいえ，一方，強震動評価とは，過去の地震を対象とし，観測記

強震動予測において「将来の地震を想定し」という文言は録に合うように，震源モデルや地下構造モデルを調整しな重く，震源モデルの出来栄えが予測結果に与える影響は大NL-6-16

きい．

源内部の微細構造によって，強震動パルスや短周期地震動が生成されることが分かってきたためである．震源内部の2．近年の進歩

微細構造を，ランダムやフラクタルとして与える場合もあ1995 年兵庫県南部地震以降に特集された，日本地震学

るが，アスペリティに相当する特徴的な長さに相関させる会ニュースレターの強震動地震学基礎講座に「強震動と震事が多い．最後に破壊開始点と破壊伝播速度を仮定する．

源」の項目がある（泉谷，1997）．理学と工学が地震計測

他方，応力に基づく動力学的な手法によってシナリオ地の異なる背景を抱えながらも，観測が充実し，震源インバー震を作成する場合は，上記とは大きく異なる．まず，断層ジョンが発展することによって，強震動と震源の関係が明の幾何形状と周辺の応力場を決める．次に，対象とする領らかになってきたことが記されている．また，強震動地震域に力を加え，破壊開始点が自然に生まれる（あるいは，学の究極の目的の流れの一つとして，強震動予測が挙げら強制的に破壊させる）．その後，断層破壊は予め仮定したれている．しかし，震源断層の微細構造に関する普遍的法摩擦則に従って進展し，破壊できるエネルギーを使い果た則を見出すまでには至っていないとされている．

したところで止まり，最終的な地震規模や断層面積が決ま

その後，震源インバージョンの蓄積と高精度化によって，極めて小さな地震から巨大地震における震源断層の不均質る．また，断層の境界条件により，アスペリティが自然に形成される．

性が定量化され，微細構造も地震規模にスケーリングする

いずれの場合も，断層近傍強震動は震源の影響を大きく普遍的法則が見いだされるようになった．また，理論的グ受ける．特に，破壊開始点に対するアスペリティや強震動リーン関数を用いた震源インバージョン以外の手法（エン生成域の相対位置が，応力降下量と相まって強震動パルスベロープインバージョンやバックプロジェクション，広帯に影響することが知られている．

域地震動解析法など）によって長周期から短周期に至る震シナリオ地震を作成する場合，地球科学や地震学の知見源像の解明が進んだ．現在では強震動予測という言葉は市を取り入れられる箇所が多数ある．断層の幾何形状や応力民権を得るようになり，大地震の強震動の予測が実現され場に観測調査事実を反映する他，地震活動やトモグラフィるようになっている．ただし，超巨大地震や長大断層の地から示唆される構造不均質，すべり欠損分布などがアスペ震に関しては，経験頻度も少なく，強震動予測のための震リティの設定に活用されている．全く情報がない場合は，源モデルの研究は開発途上である．

世界で起きた想定規模に近い地震の震源モデルを張り付け

この他の進歩として，強震動予測結果の検証が行われるる方法もとられている．

ようになった．強震動予測結果そのものがデータベース化されるようになり，想定した活断層や海溝型の領域で発生

4．シナリオ地震の強震動予測した地震と比較ができるようになった意義は大きい．2016

一般に地震は，小さな地震ほど数多く発生し，大きな地年熊本地震のように，強震動予測に使われていた地震規模

震は発生頻度が少ない，グーテンベルグ・リヒター則にが実際の地震規模とある程度近い場合は，どの設定が原因従っているとされる．そのため，確率論的な地震予測や地で観測地震動と予測地震動が異なったのか，検証が進めら

震動予測では，一定の期間におけるもっともらしい地震のれている．

発生や地震の揺れが示される．相対的に発生確率が高い地震を対象に，シナリオ地震の強震動を予測することは，具3．シナリオ地震の震源モデル体的なイメージを持って対策するために役立つ．加えて，将来の地震を想定するためには，地震のシナリオを作成

低頻度かつ巨大規模の地震に備えるためには，シナリオとする必要がある．では，強震動予測の震源モデルとして，いう形で地震を抜き出して，地震の揺れを提示し，備えるシナリオ地震をどのように作成するのだろうか？

ことも重要である．強震動予測におけるシナリオ地震は，ここでは，二つの方法を簡単に紹介する．一つは，すべりに基づく運動学的な手法によってシナリオ地震を作成す

このような考えに基づき作成されており，確率論的な地震動予測を補う目的がある．

る場合である．まず，対象とする活断層や海溝型の領域をシナリオ地震の強震動予測では，規模が大きな地震が対選ぶ．次に，震源全体の巨視的断層パラメータである，地象となることが多く，紙面の都合でわずかなケースしか公震規模や断層面積を決める．この段階で，簡便法と呼ばれ表されないこともある．そのため，仮に M7 や M8 の地震る地震動予測式を用いた経験的手法による計算が可能となが起きると，このような揺れの可能性がある，というメッる．強震動の時刻歴を計算する詳細法の場合，アスペリティセージにとどまらず，自分の住んでいるところは地震の揺や強震動生成域，これらの応力降下量といった震源内部のれが小さいかもしれない，という安全情報に捉えられるこ微視的断層パラメータも決める必要がある．なぜなら，震ともあり，工夫が必要である．「実際の揺れは大きくなる

NL-6-17

ことがあります」と地図に書く，あるいは背景にシナリオ5．おわりにという文字を入れる方法が国内外で実施されているが，示地震の震源には，類似性と相違性があるが，現在の強震されていないシナリオ地震や予測地震動を想像するのは，動予測の震源モデルは，主に類似性に重きを置いたモデル

シナリオを作成したことがある筆者であっても困難と感じ化が行われている．そのため，パラメータのバラツキや不る．

確定性だけではカバーできない Kanamori（2014）等でもシナリオ地震の強震動予測の使い方の正解は存在しない

指摘されているアウトライヤー現象（平均値から特異に大が，「シナリオ A やシナリオ B では，このような震度の広きく，あるいは特異に小さく外れてしまう現象）を，震源がりとなっているが，実際に震度が 1 あるいは 2 ずれた場物理に基づいてモデル化できるかどうかは，今後の研究課合に，どのような対応をすれば良いか」という，ずれ補正題であろう．のオペレーションの訓練に使う方法も有効とされている．

断層面の数 km スケールの強震動予測のための震源モデ2017 年 8 月 25 日に内閣府から公表された南海トラフ沿ルは，おおむね構築されてきた．断層破壊の成長過程や停いの大規模地震の予測可能性について（報告）では，防災止過程に関わるサブ km スケールの超微細構造を見出すべ

対応を検討する 4 つのケースが示されると共に，ケースがく，超高密度観測や実験からその道が開けることを期待し独り歩きしないよう「将来，ここで検討したケース以外のたい．

現象が発生する可能性がある」「様々なケースを対象とし文献て検討を深めることが必要」と記載されている．高頻度か
ら低頻度に応じたシナリオ，確率表現が困難な不確定性の泉谷，1997，日本地震学会ニュースレター，9（1），9-10.

高いシナリオ，それぞれに応じた震源モデルと強震動予測

http://www.zisin.jp/publications/document02_02.html

を今後作成し，整理していくことが必要である．

Kanamori, 2014, Annu. Rev. Earth Planet. Sci,, 42, 7-26.
内閣府，2017，南海トラフ沿いの大規模地震の予測可能性について（報告）．http://www.bousai.go.jp/jishin/nankai/tyosabukai_wg/index.html（第 15 回）震源近傍の強震動〜指向性パルスとフリングステップ〜
強震動委員会

久田嘉章（工学院大学）

震源近傍の強震動として，ここでは指向性パルスとフリ的に重なり合うことによって，指向性パルスは発生する．

ングステップと呼ばれる 2 種類の特徴的なパルス波を紹介

1995 年兵庫県南部地震の際，神戸市では六甲断層帯の走したい．例として図 1 は，横ずれ断層の 1992 年米国・ラ向に直交する北北西-南南東方向に多くの建物をなぎ倒す

ンダース地震で出現した地表地震断層の近傍の Lucerne

ような強烈な強震動が観測されたが，指向性パルスがそのValley 観測点における速度・変位波形である．左側は断成因のひとつと考えられている（その破壊力からキラーパ層走向に直交する成分であり，上図の速度波形では正・負ルスとも呼ばれた）．

両振幅，下図の変位波形には片振幅のパルス波が，それぞ

図 2 と図 3 に示す単純な横ずれ断層のモデルで，指向性れ記録されている．一方，右側の断層走向平行成分では，パルスの成因を説明する．まず図 2 は最も単純な点震源（ダ速度波形では片振幅のパルス波が，変位波形には地表地震

ブルカップル震源）による S 波の放射特性であり，図 2（1）

断層のすべり変位に起因する約 2 m の振幅のステップ関数

は断層を上から見た平面図である．断層面の線上とそれに状の波形が現れている（なお，記録は震源断層全体からの直交する線上で，それぞれの線に直交する方向に最大振幅地震動の寄与で構成されていることから，変位波形がすべが生じるが，45°傾斜する線上では振幅が 0 になる．一方，り変位そのものを表しているわけではない）．前者と後者

図 2（2）は，図 2（1）の A-A’ 断面における断層面の平のパルス波形の主要な成因が，それぞれ指向性パルスとフ行成分（紙面に垂直な成分）の放射特性である．断層面にリングステップと解釈されている．以下に両者の成因や特直交する線上で最大振幅となるが，断層面の延長線上（地徴を紹介する．

表面の①点）では振幅が 0 であり，地表面の②点など断層指向性パルス：震源断層の近傍の観測点において，断層の延長面からある程度離れないと振幅が現れない．

面を伝播するすべり破壊が近づいて来る場合，断層各点か現実の震源断層は点ではなく面であり，断層破壊が移動ら発生するパルス状の強震動（以下，要素パルス）が建設する．このため放射特性にはドップラー効果のような指向NL-6-18

図 11992 年ランダース地震の Lucerne 観測点の指向性パルスとフリングステップ（速度波形（上）と変位波形（下），提供：Strong-Motion Virtual Data Center）

図 2

図 3

点震源の S 波放射特性（右横ずれ断層の例）

破壊伝播効果によるランダム波と指向性パルス波の成因の説明図

NL-6-19

図 4

図 5

逆断層による指向性パルス波の成因の説明図

地表地震断層のすべりによるフリングステップの説明図

性が生じる．図 3（1）の右横ずれ断層で破壊が左から右合は，断層走向平行成分にも要素パルスが建設的に重なり，に伝播するとして，断層に近い地表の観測点 A，B の強震指向性パルスとなる（宮武，1999）．但し，図 2（2）の放動特性の違いを考察する．図 2（1）の放射特性より断層射特性に示すように断層の延長面上では振幅が 0 であるた面の近傍では断層走向に直交する成分と平行する成分の振め，図 3（2）の断層面直上に近い観測点 C では振幅は小幅が大きくなるが，ここではまず断層走向直交成分に着目

さく，観測点 D のように断層の延長面上から程度離れなする．一般に断層破壊の伝播速度は S 波の伝播速度は近いと振幅が大きくならない．従って，指向性パルスは，一い値であるため，断層破壊が近づく方向にある観測点 B

般に断層走向の平行成分より直交成分に顕著に現れる．

では，断層面の各点から発生する要素パルスが短時間で建同様に，縦ずれ断層（逆断層・正断層）の場合も，断層設的（同位相で）に重なり，大振幅のパルス（指向性パル面に近い観測点で指向性パルスが現れるが，その発生にはス）に成長する．一方，破壊伝播が遠ざかる方向にある観断層面の傾斜角と断層破壊の伝播の向きが重要になる．図

測点 A では，要素パルスは時間的にはばらばらに到着す

4（1）は高角の逆断層で，断層破壊が下から上に伝播するるため，結果的に継続時間が長く，相対的に振幅が小さな場合である．この場合，断層の延長面上に近い観測点 Aランダム性状の波形となる．

では断層走向の直交方向に指向性パルスが生じるが，延長次に断層走向平行成分を考察する．まず図 2 の放射特性面から離れた観測点 B では，放射特性の最大振幅方向かから分かるように点震源の直近では要素パルスの平行成分

ら外れるため指向性パルスは生じない．一方，図 4（2）も最大振幅となるが，図 3（1）のように断層破壊が水平は低角逆断層の場合は，断層の延長面は遠方に外れるため，に移動する場合は，点震源が通り過ぎた瞬間に振幅が小さ

例え断層面の直上（観測点 C）でも指向性パルスは生じなくなり，指向性パルスに成長することはない．一方，図 3（2）い．のように，横ずれ断層で断層破壊が下から上に伝播する場

NL-6-20以上のことから指向性パルスは，断層の破壊が一様な伝播であること，その破壊伝播が観測点に向かうこと，観測（観測点 C）より大きな変位が生じる．

点が断層面に近いこと，が発生する条件になる．観測点が断層面のごく近傍では，グリーン関数は永久変位に相当断層面から離れている，破壊伝播が遠ざかる，さらには破する静的グリーン関数の寄与が支配的になる．このため，壊伝播が単純ではなくギクシャクと複雑である場合は，要フリングステップは表現定理（香川（2017）の図 2 の【詳素パルスに建設的干渉が起こらず，ランダム性に富んだ波細法】を参照）における静的グリーン関数の寄与として定形になる．

義が可能であり，これを用いると厳密かつ効率的にフリン

フリングステップ：断層面のごく近傍において断層すべグステップが計算できる（Hisada and Bielak, 2003）．静りに起因する永久変位を伴うステップ関数状の変位波形は的グリーン関数は震源距離の 2 乗に反比例し，実体波や表フリングステップと呼ばれている．フリング（fling）とは面波に比べて距離とともに急激に減衰する．このため，フ「放り投げる・急に動かす」という意味であり，地震の原

リングステップは地表地震断層から離れたり，地表に断層因となる断層面の弾性反発（Elastic Rebound）によるイが現れない場合は振幅が小さく，指向性パルスなどに比べメージから命名されている（例えば，Bolt and Abrahamson,て殆ど目立たなくなる．なお，著者は半無限成層地盤にお2003）．その速度波形は片振幅が卓越する長周期のパルスいてフリングステップを含む理論的な強震動計算用のコー波となるため，フリングパルス，あるは長周期パルスと呼ドや計算例を公開しているので，興味ある読者で試して頂ばれることがある．フリングステップが最も顕著に観測さきたい（http://kouzou.cc.kogakuin.ac.jp/Open/Green/）．

れるのは大規模な地表地震断層のごく近傍であり，断層を横切るライフラインや建物・土木施設に甚大な影響を与え謝辞るため，近年，工学分野で特に注目されている．近年の強編集担当の干場充之委員，岩田知孝委員からは非常に有震観測網の充実により，図 1 のランダース地震のほか，益なご指摘をいただきました．記して感謝いたします．

1999 年台湾・集集地震，1999 年トルコ・コジャエリ地震，

参考文献

2002 年アラスカ・デナリ地震，我が国では 2014 年長野県神城断層地震（K-NET 白馬），2016 年熊本地震（西原村Bolt and Abrahamson, 2003, International Handbook ofなど）でもフリングステップが主要な成因と思われる長周Earthquake & Engineering Seismology, Part B, IASPEI,

期パルスが観測されている．

983-1012.

フリングステップの卓越する方向は断層のすべり方向で

Hisada and Bielak, 2003, Bull. Seism. Soc. Am., 93, 1154-あり，図 5（a）に示す横ずれ断層であれば断層走向平行

1168.

成分（観測点 A と B）に，図 5（b）のような縦ずれ断層

香川，2017，日本地震学会ニュースレター，NL-3-25-27.

であれば断層走向の直交成分と上下成分に現れる．断層面

宮武，1999，地震 II，52，151-161.

が傾斜している場合は，上盤側の方（観測点 D）が下盤側

NL-6-21