３．５．２

震源断層モデル化手法の高度化

目

次

(1)

業務の内容・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・356(a) 業務題目(b) 担当者(c) 業務の目的(d) ５か年の年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
1) 平成２０年度
2) 平成２１年度
3) 平成２２年度
4) 平成２３年度
5) 平成２４年度(e) 平成２３年度業務目的(2)

平成２３年度の成果・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・357(a) 業務の要約(b) 業務の実施方法及び成果
1) はじめに
2) 使用するデータセット3) S波コーダを用いたスペクトル比法による震源スペクトル比の抽出
4) 規模の大きな地震に対するスペクトル比解析の再評価
5) 内陸地殻内地震系列の震源特性パラメータ
6) 不均質すべりモデルとの関係(c) 結論ならびに今後の課題(d) 引用文献(e) 成果の論文発表・口頭発表等(f) 特許出願，ソフトウエア開発，仕様・標準等の策定(3)

平成２３年度業務計画案・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・365

355

(1)

業務の内容

(a) 業務題目

震源断層モデル化手法の高度化(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

メールアドレス

国立大学法人京都大学

教授

岩田 知孝

iwata@egmdpri01.dpri.kyoto-u.ac.jp

助教

浅野 公之

k-asano@egmdpri01.dpri.kyoto-u.ac.jp

防災研究所
同(c) 業務の目的
ひずみ集中帯で発生した地震の震源モデルを収集するとともに、それらの強震記録から
応力降下量等の震源パラメータを推定し、内陸地殻内地震との対比によって特徴を整理する。本研究各項目で収集される断層モデルに関する情報を統合して、震源モデルの高度化を行う。
(d) ５か年の年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
1) 平成２０年度：2008 年岩手・宮城内陸地震の震源過程を強震記録から推定し、そこから断層上の応力降下量分布を推定し、アスペリティでの応力降下量を求め、既往の内陸地
震のそれらと比較した。アスペリティでの平均応力降下量はひずみ集中帯ではない地域で起きたイベントのそれと大きな差がないことが示された。また、2008 年岩手・宮城内陸地
震の本震及び余震（地震系列）の応力降下量を求め、その震源スケーリングを行う方法の構築と分析をはじめた。参照イベントとのスペクトル比をとることによって伝播経路及びサイト特性の影響を取り除くことができる震源スペクトル比法の適用をして、方法の適切性をチェックするとともに、岩手・宮城内陸地震、及び 2004 年中越地震群へ適用をはじめ、震源スケーリングや応力降下量が地域性を持っていることを示した。
2) 平成２１年度：ひずみ集中帯で発生する地震に対する強震動予測の高精度化のため、ひずみ集中帯で生じる地震の震源モデルの高度化を行なった。はじめにこの地域で起きた地
震の震源モデルを収集するとともに、震源特性を分析する。2004 年新潟県中越地震、2007
年新潟県中越沖地震を含む 8 つのひずみ集中帯内外で起きた内陸地殻内地震群の強震記録
から応力降下量を推定した。8 つの地震群の比較対比を行って特徴を整理した。ひずみ集
中帯内外の本震・余震系列の応力降下量の相違はみられず、震源モデル構築においては既
往の内陸地殻内地震の震源モデルパラメータ設定を用いることがよいと判断された。
3) 平成２２年度：ひずみ集中帯内のイベントとして、本震のメカニズム解が横ずれ断層型の 1995 年兵庫県南部地震、1996 年宮城県北部の地震、2003 年宮城県北部の地震、また 1997
年山口県北部の地震を新たに加えた 12 本震を含む全部で 324 イベント（ M w :3.1－6.9）の震源特性を評価した。震源スペクトルの推定には前年度と同様に、S 波コーダ部分を用いた解析を行った。各地震系列の応力降下量と短周期レベルは、ひずみ集中帯の内外、また、
本震のメカニズムタイプによって特徴付けた各地震系列のメカニズムタイプにおいても系
統的な特徴は無かった。解析結果の評価のために、F-net によって得られている地震記録356

を用いてスペクトル形状や短周期レベルの絶対値の評価を開始した。
4) 平成２３年度：ひずみ集中帯内外で発生した地震の震源モデルの収集を継続してその特徴を分析する。これまで解析してきた規模の大きい地震の震源特性と、強震波形インバージョン等による不均質すべり分布との関係に基づき、震源断層モデル化の高度化に関する検討を行う。
5) 平成２４年度：ひずみ集中帯における強震動予測のための特性化震源モデル構築方法を提案する。
(e) 平成２３年度業務目的
ひ ず み 集 中 帯 で 発 生 し た 地 震 の K-NET、KiK-net 等での強震観測網で得られた強震

記録に基づく 震 源 モ デ ル の 収 集 を 継 続 し 、 震 源 モ デ ル 分 析 保 存 用 装 置 に よ り そ の
特 徴 を 分 析 す る 。こ れ ま で 解 析 し て き た 規 模 の 大 き い 地 震 の 震 源 特 性 と 、強 震 波
形 イ ン バ ー ジ ョ ン 等 に よ る 不 均 質 す べ り 分 布 と の 関 係 に 基 づ き 、他 の 研 究 成 果 を総合して震源断層モデル化手法の高度化を行う。
(2)

平成２３年度の成果(a) 業務の要約
2011 年東北地方太平洋沖地震後に発生した 4 つの内陸地殻内地震（ひずみ集中帯内；2011年長野県北部の地震・2011 年青森県西方沖の地震、ひずみ集中帯外；2011 年静岡県東部の地震・2011 年福島県浜通りの地震）を新たに解析し、これまでに解析したイベントを含み合計 16 本震を含む全部で 356 イベント（ M w :3.1～6.9）を対象として、震源特性の評価を行った。震源スペクトル比の推定には、前年度までと同様に、S 波コーダを用いた解析を行った。また、今年度から、本震など規模の大きい地震のスペクトル形状やコーナー周波数の推定精度を高めるため、幾つかのイベントペアに対しては、データセットとして、可能な限り多くの強震記録と、更に F-net 広帯域地震計記録を用いた評価を試みた。いずれのデータセットによる結果からも、ひずみ集中帯内の地震系列とそれ以外の地震系列の間で、推定された応力降下量の系統的な差は認められなかった。今年度新たに解析した地震について、地震被害に関係する周期帯域までを含む強震波形インバージョンによる不均質
すべり分布は現時点で得られていないため、不均質すべり分布の特徴と、本業務で得られている震源特性についての新たな関係は見いだせなかった。従って、震源モデル構築においては既往の地殻内地震の震源モデルパラメータ設定が利用できる。
(b) 業務の実施方法及び成果
1) はじめに
平成22年度までは、ひずみ集中帯内外で発生したM7クラスの本震とその余震の地震系列を対象に震源特性の違いについて調べてきた。具体的には、ひずみ集中帯内の8地震系列とひ ず み 速 度 が 相 対 的 に 小 さ い 地 域 の 4地 震 系 列 の 計 12地 震 系 列 で あ る 。 染 井 ・ 他 (2010 1) ,2011 2) )に倣い、S波コーダ記録を用いた解析から震源スペクトル比を抽出し、コーナー周
波数、応力降下量を推定して12地震系列間において比較を行った。ここまで対象とした地357

震系列の結果からは、本震や地震系列全体について、ひずみ集中帯の内外、また、本震の断層タイプによる震源特性の違いは無かった。
平成23年度は、継続的に内陸地殻内地震系列の震源特性評価を行った。これまでに解析した地震系列に加えて、2011年東北地方太平洋沖地震以降に発生した4つの内陸地殻内地震（ひずみ集中帯内：2011年3月12日長野県北部の地震、2011年3月12日青森県西方沖の地震、
ひずみ集中帯外：2011年3月15日静岡県東部の地震、2011年4月11日福島県浜通りの地震）を新たに解析し、計16地震系列356イベント（ M w :3.1-6.9）を対象とした。16地震系列の本
震の震央位置と震源メカニズム解を図1(P367)に示す。また表1(P366)に地震系列ごとの解析したイベント数や地震規模範囲、解析条件について示す。
2) 使用するデータセット
使用するデータセットは、染井・他(2011) 2) と同様、各イベントの観測点配置と震源位
置によって強震観測網K-NET 11) 、KiK-net 12) の1点から4点の観測点記録を用いた解析を行った。これまでのいくつかのサンプル実験により、震源域を囲むことができるならば、地盤条件のよいと考えられる（比較的堅い地盤や岩盤観測点）地点を選んで行った。本年度は、従来の分析に加えて、本震など規模の大きい地震のスペクトル形状やコーナー周波数の推定結果の信頼性を高めるため、幾つかのイベントペアに対しては、データセットとして記録が存在する強震観測点データ、および広帯域地震観測網F-netの広帯域地震計記録（STS-1
及びSTS-2）を収集し、スペクトル形状やコーナー周波数評価を行った。F-net観測点は強震観測点よりまばらであるので、使用できる観測点が少ない反面、広帯域地震計記録（以降、F-net STS記録と称する）は強震記録より低周波数域においてSN比が高いため、コーナ
ー周波数が比較的低周波数側にある規模の大きな地震に対しては有効なデータセットであると考えた。規模の大きな地震に対して、本報でこれらのデータセットを使用した地震系
列は、表1(P366)のデータセットの項目に示した9地震系列である。ただし、2011長野北部
は、他の地震記録の混入や記録の欠落のため、F-net STS記録は使用していない。各地震系列について、イベントの震央位置と使用した観測点を図2(P368～371)に示す。
3) S波コーダを用いたスペクトル比法による震源スペクトル比の抽出
地震の観測波形記録は、時間領域において、震源・パス・サイトの各特性の畳み込み積分の形で表現され、周波数領域でそれらは積の形をとる。そのため、同一観測点で記録された規模の異なる地震の観測スペクトル比を用いることで、パスとサイト特性は経験的に取り除かれ、観測スペクトルから震源特性を抽出することができる。この場合、P 波や S
波部分の観測スペクトルには、震源輻射特性や有限断層の破壊伝播の影響が含まれることにより、求められた震源スペクトル形状やコーナー周波数に観測点ごとのばらつきが見られることがある（例えば、Miyake et al ., 2001 13) ）。
Mayeda and Walter (1996) 14) は S 波コーダ部分を用いて震源特性を評価する方法を提案した。観測された地震波のうち直達 S 波以降の部分は S 波コーダと呼ばれ、散乱波によって構成されていると考えられている。ある地域の地震記録に着目すると、震源時からの経
過時間が直達 S 波の 2 倍以降の S 波コーダ部分では、コーダ波が伝わってくる領域の散乱・減衰特性が似ていれば、各周波数帯の波形振幅は震源距離に依存せず、共通の曲線（ここ358ではコモンシェープと称する）に従って減衰する 15),16) 。Mayeda and Walter (1996) 14) はこの特徴を用いて、コーダに対する震源・パス・サイト特性に関する観測方程式を提案し、大小地震の観測スペクトル比から震源スペクトルを求めた。このような S 波コーダスペク
トル比による解析では、前述した震源輻射特性や有限断層の破壊伝播の影響が小さくなり、
観測点ごとの震源スペクトル比形状のばらつきを抑える利点がある（例えば、Mayeda et al .,2007 17）、染井・他, 2010 1) ）。
本報では、染井・他, 2010 1) に従った S 波コーダスペクトル比解析を行う。S 波コーダ部
分に対する観測方程式と、ここでの解析方法を以下に示す。観測された S 波コーダのスペ
クトルを O ( f ; t )、震源特性を S ( f )、S 波コーダの時間減衰特性を P ( f ; t )、サイト特性をG ( f )とすると、等しい経過時間 T C において、大地震と小地震の観測スペクトル比は(1)式のように表される。

OL ( f ; TC ) S L ( f ) ⋅ PL ( f ; TC ) ⋅ G L ( f )=OS ( f ; TC ) S S ( f ) ⋅ PS ( f ; TC ) ⋅ GS ( f )(1)

ここで、添字 L が大地震、S が小地震の意味を表す。このとき S 波コーダの時間減衰特性、サイト特性は等しく、 P L ( f ; T c )≈ P S ( f ; T c ) 、 G L ( f )≈ G S ( f ) から

OL ( f ; TC ) S L ( f )=OS ( f ; TC ) S S ( f )(2)となり、S 波コーダ部分の観測スペクトル比から震源スペクトル比が得られる。
S 波コーダ解析区間の開始時刻 T C i は、S 波走時の 2 倍以降とし、 T C i =2 T S i + t D i で与える
( i =L , S)。ここで、 T S i は S 波走時であり、震源継続時間 t D i は t D = 2.10×10 -8 M 0 1/3 の関係
式 18) を用いた。地震ペアで等しい経過時間を解析区間とするため、 T CL 、 T CS のうち開始時
刻の遅いものを、そのペアの解析区間の開始時刻とした。
スペクトルの解析区間長は 20.48 秒とし、解析区間の前後それぞれ 1 秒間に対して余弦関数型のテーパを適用する。以上の区間について、フーリエ振幅スペクトルを計算し、3成分のベクトル合成後、中心周波数±10 ％の幅の矩形窓関数により平滑化した。
時間減衰特性 P L ( f ; T c )≈ P S ( f ; T c )の近似をするためには、コモンシェープが保たれている必要がある。図 3(P372)は、2008 年岩手宮城のイベントペアについて、IWTH22（岩手県：東和）と MYGH06（宮城県：田尻）で観測された強震波形記録の各周波数帯域での加速度 RMS エンベロープを、それぞれの震源時からの経過時間(Lapse time)に対して図示している。ここでは、IWTH22 のコモンシェープは保たれているが、一方で、MYGH06 は特に 1.0－2.0 Hz の帯域について、コモンシェープが保たれていない。このようなコモンシェープの特徴の有無が震源スペクトル比に与える影響を確認する。図 4(P373)は、図 3(P372)で示したイベントペアに対して、複数の強震記録から得られた震源スペクトル比である。S 波
コーダ部分の結果に注目すると、IWTH22 のスペクトル比に比べ、MYGH06 のスペクトル比は、全体の平均形状から外れていることがわかる。本報では、図 3(P372)に示したように、コ359

モンシェープの確認を行い、時間減衰特性の近似（ P L ( f ; T c )≈ P S ( f ; T c )）が成り立つ観
測点記録のみを使用することで、観測点ごとごとのスペクトル比形状のばらつきを少なくした。
以上のようにして抽出された、S 波コーダスペクトル比と、同じイベントペア、観測点を用いた S 波スペクトル比の例を図 5(P374)に示す。最終的に得られた S 波コーダスペク
トル比は、観測点ごとのばらつきは S 波スペクトル比よりも小さい。各観測点の S 波コー
ダスペクトル比の対数平均を観測震源スペクトル比とする。モデル化には、Brune(1970) 19)の ω -2 震源スペクトルモデルに基づく震源スペクトル比関数を用いる。図 5(P374)に示した例の観測震源スペクトル比（黒色実線）は、モデルスペクトル比（赤色実線）によって良く説明され、本震と余震のコーナー周波数が推定できた。なお、震源スペクトル比関数の低周波数側のフラットレベルは、基本的に F-net のモーメントテンソル解 20) による地震
モーメントの値を用いて固定している。ただし、F-net の運用開始 1997 年以前の 1995 兵庫南部と 1996 宮城北部の地震モーメントは由来が異なる。すなわち、1995 兵庫南部の本震は Sekiguchi et al . (2002) 3) の値を、余震は中川(1996) 10) の値をそれぞれ用いた。また、1996 宮城北部は、気象庁の CMT 解による値を使用した。さらに、2011 静岡東部の余震（2011年 4 月 19 日 12 時 11 分）は、参考可能な地震モーメントが存在しなかったため、F-net 強震記録を基に震源スペクトルを評価し、フラットレベル（モーメントレベル）を独自に推定することとした。
本報では、原則として S 波コーダスペクトル比による解析を行っているが、2007 能登のように、本震記録の S 波コーダ部分に、直後に発生した余震と考えられる震動が混入している場合は、S 波コーダ部分のスペクトル比を用いず、直達 S 波部分を用いたスペクトル比を用いた。以上のような解析条件の詳細は表 1(P366)に示した通りである。
4) 規模の大きな地震に対するスペクトル比解析の再評価
規模の大きい地震を含む幾つかのイベントペアに対しては、F-net STS 記録と複数の強震記録のスペクトル比を比較した。前節の図 5(P374)を見ても明らかなように、強震記録から得られるスペクトル比の低周波数側は、小地震記録の S/N 比が十分でないために、ス
ペクトル比形状が低周波数側で落ち込んでいくものもある。F-net STS 記録は、低周波数帯域において強震記録よりも高い S/N 比が確保されており（図 6、P375）、コーナー周波数が比較的低周波数側にある規模の大きな地震に対しては、有効なデータセットである。図7(P376)は図 5(P374)で示した強震記録によるスペクトル比と、同じイベントペアに対する
F-net STS 記録によるスペクトル比である。後者のスペクトル比は低周波数側まで、モデ
ルスペクトル比とよく対応している。なお、この例の場合はほぼ同じモデルスペクトル比によって、いずれの記録の観測スペクトル比も説明することができている。
図8(P377,378)には、他のいくつかの本震-余震ペアについて、強震記録1－4点(染井・他、2010 1) )、SN比の確保されている強震記録全部、F-net STS記録のスペクトル比の比較と、それぞれのスペクトル比に対してω 2 スペクトル比をあてはめたモデルスペクトル比を示す。図7(P376)と同じように、ここで掲げたほとんどのイベントペアでF-net STS記録においては大イベント側のコーナー周波数や、フラットレベルあたりまでSN比が確保されて360

いて、モデルスペクトル比との対応もみることができる。2004留萌は、強震記録とF-net STS
記録とで、高周波数側で観測スペクトル比形状がやや異なっている。この違いについての些細な検討が必要であるが、使用したF-net観測点が、使用している強震観測点より遠い観測点ばかりであることがこの差を作っている可能性がある。なお、次節以降のパラメータの比較は、データセットごとの結果を別々に取り扱っている。
5) 内陸地殻内地震系列の震源特性パラメータ推定されたコーナー周波数 f c と地震モーメント M 0 の関係について図9(P379)に示す。
応力降下量一定の破線を基準とすると、0.01 MPaから100 MPaという4桁オーダーの範囲内
で、各地震系列に対しては2－3桁オーダーのばらつきを示している。各地震系列に現れたばらつきは、各々のイベントの震源特性を表していると考えられる。
推 定 さ れ た コ ー ナ ー 周 波 数 fc と 地 震 モ ー メ ン ト M0 か ら 応 力 降 下 量 を 求 め る 。
Eshebly(1957) 21) により、円形クラックを仮定した場合の応力降下量 Δ σ とクラック半径r の関係式はΔσ =7 ⎛ M0 ⎞⎜⎟16 ⎝ r 3 ⎠(3)となり、S 波の震源スペクトルに対しては、Brune(1970 19) ,1971 22) )により、コーナー周波数 f c とクラック半径 r が以下の(4)式で関係付けられている。

f c = 0.37

β

(4)

r

ここで β は震源域での S 波速度を表し、破壊速度は 0.9 β を仮定している。β は Matsubara

et al. (2008)による日本列島下の三次元地震波速度構造の標準モデル 23) を基に与えた。
上の(3)、(4)式から応力降下量 Δ σ は、以下の(3)式により求められる。

Δσ =⎛ fc ⎞
7⎟⎟
M 0 ⎜⎜
16⎝ 0.37 β ⎠3(5)地震系列間の応力降下量の比較を行うために、得られた応力降下量について、各地震系列
全イベントの応力降下量と、本震の応力降下量を図 10(P380)に示す。なお、規模の大きな地震に対しては、データセットを変えた場合の結果を別々に図示した。全イベントの応力降下量と本震の応力降下量は、同じ傾向を示している。また、ひずみ集中帯内の地震系列と、それ以外の地震系列の間では、応力降下量の系統的な差は認められず、本震の断層タ
イプによって特徴付ける各地震系列の断層タイプ間においても系統的な特徴は無かった。
これは、データセットを変えた場合の結果についても言える。したがって、震源断層モデ
ル構築においては既往の内陸地殻内地震の震源モデルパラメータ設定を用いることが良い
361

と考えられる。
6) 不均質すべりモデルとの関係
本震のような規模の大きな地震を対象として、収集、整理された震源断層モデルの不均
質すべり分布から、震源断層モデル特性である巨視的及び微視的断層パラメータを抽出し、本報で得られた震源特性パラメータとの関係を調べた。巨視的及び微視的断層パラメータは、Somerville et al . (1999) 34) の規範により、不均質すべりモデルから破壊総面積とアスペリティ総面積が抽出されている（例えば、宮腰, 2002 35) 、Asano and Iwata, 2011 36) ）。
これらの面積と、従来のデータセットで求めたコーナー周波数から(2)式を基に推定されるクラック面積とを比較したものが図 11(P381)である。クラック面積は、不均質すべり
モデルの破壊総面積と対応している傾向が見られた。なお、今年度新たに解析したイベントについては、強震記録を用いた波形インバージョンによる不均質すべりモデルなどが現時点までには収集できなかった。
(c) 結論ならびに今後の課題
平成 23 年度は、日本国内のひずみ集中帯内外で発生した内陸地殻内地震の 16 地震系列
356 のイベントについて、震源特性分析を行った。染井・他(2010) 1) の手法に倣って、S 波
コーダ部分を用いた震源スペクトル比の抽出を行い、コーナー周波数、応力降下量を推定した。また、規模の大きな地震を含む幾つかのイベントペアに対しては、観測点数を 1-4
点と絞るのではなく、S/N 比が確認された強震観測記録全てを用いたスペクトル比をとること、および広帯域に良好な S/N が保証される F-net STS 記録によるスペクトル比評価を行った。ほとんどのイベントにおいては、これら 3 つのデータセットによる結果は類似のスペクトル比を示し、F-net STS 記録は低周波数側での S/N 比が確保されていることから、モデルスペクトル比の評価が概ねよいことが分かった。ただし 2004 留萌では、データセッ
トによるスペクトル比形状がかなりちがっており、原因を調べる必要がある。いずれのデータセットによる結果も、相対的には、ひずみ集中帯内の地震系列とそれ以外の地震系列の間で、推定された応力降下量の系統的な差は認められず、本震の断層タイプによって特徴付ける各地震系列の断層タイプ間においても系統的な特徴は無かった。また、この傾向
はイベントペアを変えた場合の推定コーナー周波数のばらつきを考慮しても確認できると考えられる。したがって、震源モデル構築においては既往の地殻内地震の震源モデルパラ
メータ設定方法を用いることができると考えられる。
規模の大きい地震は、強震波形インバージョン等から、不均質すべりモデルが得られており、本報は、それらのモデルの収集、整理を行った。さらに、震源断層モデル特性である巨視的・微視的パラメータ（破壊総面積、アスペリティ総面積）を抽出した。本報で求めたコーナー周波数から推定されるクラック面積は、不均質すべりモデルの破壊総面積に対応しているようにみられる。今後、震源モデルの収集を継続的に行って、スペクトル形
状やコーナー周波数の特徴との比較を継続する。
(d) 引用文献
1) 染井一寛，浅野公之，岩田知孝: ひずみ集中帯内外で発生した地殻内地震系列間の震源特性の比較, 第 13 回日本地震工学シンポジウム論文集, pp.305-312, 2010.
362

2) 染井一寛，浅野公之，岩田知孝: ひずみ集中帯内外でのＭ７クラス地殻内地震系列間の震源特性の比較(2), 日本地球惑星科学連合 2011 年大会, SCG062-P01, 2011.
3) Sekiguchi, H., Irikura, K., and Iwata, T.: Source inversion for estimating thecontinuous slip distribution on a fault—introduction of Green’s functions convolved
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6) Kato, A, Sakai, S., Iidaka, T., Iwasaki, T., Kurashimo, E., Igarashi, T., Hirata,N., Kanazawa, T., and Group for the aftershock observations of the 2007 Noto Hanto
earthquake: Three-dimensional velocity structure in the source region of the Noto
Hanto earthquake in 2007 imaged by a dense seismic observation, Earth Planets Space,Vol. 60, pp. 105-110, 2008.
7) 独 立 行 政 法 人 防 災 科 学 技 術 研 究 所 : 平 成 20 年 岩 手 宮 城 内 陸 地 震 ,http://www.hinet.bosai.go.jp/

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Okada, T., Takahashi, H., Matsuwo, N., Uchida, K., Kanazawa T., and Shimizu, H.:
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10) 中川博: 1995 年兵庫県南部地震系列の震源パラメター, 京都大学大学院理学研究科

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11) Kinoshita, S.: Kyoshin Net (K-NET), Seism. Res. Lett., Vol. 69, pp.309-332, 1998.
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19) Brune, J. N.: Tectonic stress and the spectra of seismic shear waves fromearthquakes, J. Geophys. Res., Vol.75, pp.4997-5009, 1970.
20) 福山英一，石田瑞穂，Dreger, D. S.，川井啓廉: オンライン広帯域地震データを用いた完全自動メカニズム決定, 地震第 2 輯, Vol.51, pp.149-156, 1998.
21) Eshelby, J.: The determination of the elastic field of an ellipsoidal inclusion,and related problems. Proc. R. Soc. London, Ser. A, Vol. 241, 376-396, 1957.
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23) Matsubara, M., Obara, K., and Kasahara, K.: Three-dimensional P-and S-wave
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26) Asano, K. and Iwata, T.: Source rupture process of the 2004 Chuetsu, Mid-Niigata
Prefecture,

Japan,

earthquake

inferredfromwaveform

inversion

with

dense

strong-motion data, Bull. Seism. Soc. Am., Vol.99, pp.123-140, 2009.
27) Asano, K. and Iwata, T.: Source process and near-source ground motions of the2005 West Off Fukuoka Prefecture earthquake, Earth Planets Space, Vol.58, pp.93-98,
2006.
28) Asano, K. and Iwata, T.: Source-rupture process of the 2007 Noto Hanto, Japan,
earthquake estimated by the joint inversion of strong motion and GPS data, Bull. Seism.
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29) 引間和人，纐纈一起: 波形記録と測地データを用いた 2007 年新潟県中越沖地震の震源過程解、日本地球惑星科学連合 2008 年大会予稿集, S146-015, 2008.
30) Aoi, S., Sekiguchi, H., Morikawa, N., and Kunugi, T.: Source process of the 2007
Niigata-ken Chuetsu-oki earthquake derived from near-fault strong motion data, Earth
Planets Space, Vol.60, pp.1131-1135, 2008.
31) 堀川晴央: The 2007 Chuetsu-oki, Japan, Earthquake: Rupture over a Complicated364Fault System, 日本地球惑星科学連合 2008 年大会予稿集, S142-P002, 2008.
32) 宮腰研，倉橋奨，入倉孝次郎: 2007 年新潟県中越沖地震の震源モデルに関するレ

ビュー, 2008 年日本地震学会秋季大会予稿集, C11-01, 2008.
33) 浅野公之，岩田知孝: 強震波形による 2008 年岩手・宮城内陸地震の震源破壊過程,
平成 20 年度京都大学防災研究所研究発表講演会予稿集, A18, 2009.
34) Somerville, P., Irikura, K., Graves, R., Sawada, S., Wald, D., Abrahamson, N.,
Iwasaki, Y., Kagawa, T., Smith, N., and Kowada, A.: Characterizing Crustal Earthquake
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pp.59-80, 1999.
35) 宮腰研: 不均質震源の特性化, 月刊地球号外, Vol.37, pp.55-61, 2002.

36) Asano, K. and Iwata, T.: Characterization of Stress Drops on Asperities Estimatedfrom the Heterogeneous Kinematic Slip Model for Strong Motion Prediction for Inland
Crustal Earthquakes in Japan, Pure Appl. Geophys., doi: 10.1007/s00024-010-0116-y,
2011.
(e) 成果の論文発表・口頭発表等
著者

題名

発表先

発表年月日

染井一寛，浅野公之， ひずみ集中帯内外での M7 ク

日本地球惑星科学連

平成 23 年 5岩田知孝

ラス地殻内地震系列間の震合 2011 年大会（千葉

月 26 日源特性の比較(2)県千葉市）(f) 特許出願，ソフトウエア開発，仕様・標準等の策定
1) 特許出願
なし
2) ソフトウエア開発
なし
3) 仕様・標準等の策定なし(3)

平成２４年度業務計画案

これまでの震源データセットのうち、規模の大きい地震の強震動生成領域情報の収集と推定を行う。平成 23 年度までに分析を行ってきた震源特性と、不均質すべり分布及び強震動生成領域との関係を整理し、震源断層モデル化手法の高度化を行うことにより、ひずみ集中帯における強震動予測のための特性化震源モデル構築方法を提案する。

365

表 1 解析対象とした地震系列の諸元と解析条件

366

図 1 対象とした各地震系列の本震の震央位置と震源メカニズム解。
斜線部はひずみ集中帯のおよその分布を表す。

367

図 2 対象とした各地震系列の震央分布と、使用した観測点分布。

368

図 2（続き） 対象とした各地震系列の震央分布と、使用した観測点分布。

369

図 2（続き） 対象とした各地震系列の震央分布と、使用した観測点分布。

370

図 2（続き） 対象とした各地震系列の震央分布と、使用した観測点分布。

371

a)

b)

c)

d)

図 3 コモンシェープの確認a)b)は、コモンシェープが保たれている観測点例（IWTH22）。c)d)は、コモンシェープが保たれていない観測点例（MYGH06）。 a),c)：大地震と小地震の各周波数帯域での加速度 RMS エンベロープ。黒色実線が大地震、青色実線が小地震。縦の破線の区間（この場合は 20-40 秒）は解析対象区間。b),d)：
解析対象区間内のエンベロープ比（横軸は経過時間）。緑色実線は比が一定（=1）の基準を表している。

372

図 4 図 3 に示したイベントペアの S 波コーダスペクトル比例
図 3 で示した MYGH06 のスペクトル比を橙色実線、IWTH22 のスペクトル比を青色実線で表す。黒色
実線は全観測点の対数平均、灰色実線は、各観測点のスペクトル比。

373

a)

b)

図 5 図 3 に示したイベントペアのスペクトル比例。b) S 波コa) S 波部分を用いたスペクトル比（黒色実線）と ω-2 スペクトルモデル比（赤色実線）。
ーダ部分を用いたスペクトル比（黒色実線）と ω-2 スペクトルモデル比（赤色実線）

374

a)

b)

図 6 加速度 Fourier 振幅スペクトルの例
黒色実線は大地震 S 波コーダ部、青色実線は小地震 S 波コーダ部、青色破線はノイズ。a) 強震観測
点 IWTH05 の例。b) F-net 観測点（STS-2 記録）TYS の例。

375

図 7 図 4 で示した強震記録によるスペクトル比（黒色実線）と、同じイベントペアに対する F-net
STS によるスペクトル比（緑色実線）。

376

図 8 データセットによるスペクトル比の違い
上)染井・他(2010)で使用しているデータセット（強震記録 1－4 点）、中)複数強震記録（記録のある限り）、下)F-net STS 記録。左から各イベントペア。

377

図 8（続き） データセットによるスペクトル比の違い
上)染井・他(2010)で使用しているデータセット（強震記録 1－4 点）、中)複数強震記録（記録のある限り）、下)F-net STS 記録。左から各イベントペア。

378

図 9 コーナー周波数 fc と地震モーメント M0 の関係

fc は染井・他(2010)のデータセット（表 1 のデータセット A）から評価したもの。なお、規模の大きな地震に表示されているエラーバーは、複数の大地震／小地震イベントペアによる大地震のコー
ナー周波数のばらつき（対数標準偏差）である。

379

図 10 各地震系列の応力降下量
本震の応力降下量は大きめのシンボルで示している。エラーバーは、イベントペアを変えた場合のよるばらつき（対数標準偏差）である。灰色塗は、複数強震記録、緑色塗は、F-net STS 記録から評価した結果である。また、青色はひずみ集中帯内の地震、赤色はひずみ集中帯外の地震を表す。

380

、震源断層の不均質すべりモデル
図 11 本報で求められた fc から推定されるクラック面積（丸印）から抽出された破壊総面積（四角印）、アスペリティ総面積（星印）。不均質すべりモデルと面積の抽出（Slip characterization）は、それぞれ図中の引用の通り。

381