Technical Note of the National Research Institute for Earth Science and Disaster Prevention No. 294

防災科学技術研究所研究資料
第294号

A Study on Strong-Motion Maps for Scenario Earthquakesin Yamasaki Fault Zone
山崎断層帯の地震を想定した
地震動予測地図作成手法の検討

January 2006

独立行政法人

防災科学技術研究所
National Research Institute for Earth Science and Disaster Prevention, Japan

山崎断層帯の地震を想定した地震動予測地図作成手法の検討
先名
㓛刀

重樹・藤原
卓・石井
小林

独立行政法人

広行・河合
透・早川

京子・大井

伸一・青井
讓・森川

昌弘・奥村

防災科学技術研究所

真・

信之・
直子

特定プロジェクトセンター

独立行政法人防災科学技術研究所では、「地震調査研究の推進について-地震に関する観測、測量、調査及び研究の推進についての総合的かつ基本的な施策-」（平成11年4月）に基づき、地震調査研究推進本部地震調査委員会により進められている「全国を概観した地震動予測地図」の作成に資するため、平成13年4月より、特定プ
ロジェクト「地震動予測地図作成手法の研究」を実施しており、その研究の一環として震源断層を特定した地震動予測地図作成手法の検討を行ってきた。
本研究資料では、山崎断層帯の地震を想定した地震動予測地図作成に必要な検討を実施し、その成果をとりまとめた。本検討結果は、地震調査研究推進本部地震調査委員会が作成する「震源断層を特定した地震動予測地図」の具体的な作成事例に資するものとして位置づけられる。

 
１．はじめに

1

２．地震動予測地図の概略
2.1

想定する震源断層

32.2

強震動評価の流れ

11

３．地下構造モデルの設定
3.1

地下構造モデル設定の考え方と方針

13

3.2

対象地域の地質環境

153.3

伝播経路モデル20

3.4

深部地盤構造モデル

213.5

浅部地盤構造モデル

50

４．震源モデルの作成
4.1

山崎断層帯の概要

59

4.2

断層モデルの作成

60

4.3

詳細な計算に用いる震源モデル

86

５．計算に用いた地震動予測手法とパラメータ
5.1

簡便法

87

5.2

詳細法（ハイブリッド合成法）について

92

６．計算結果6.1

簡便法による強震動予測結果

107

6.2

強震動計算に用いた「深い地盤構造」（３章のまとめ）について
113

6.3

「有限差分法」による強震動予測結果

117

6.4

「統計的グリーン関数法」による強震動予測結果

127

6.5

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

131

７．問題点と今後の課題
7.1

問題点

177

7.2

今後の課題

179

参考文献

181

謝辞

195

１．はじめに独立行政法人防災科学技術研究所では、地震調査研究推進本部地震調査委員会が進めている「全国を概観した地震動予測地図」の作成に資するため、平成 13
年 4 月より、特定プロジェクト「地震動予測地図作成手法の研究」を開始し、地震動予測地図作成に必要な技術的問題に関しての研究開発、及び、地震調査委員会及び関連する部会・分科会の指導の下に、実際の地震動予測地図作成に関する作業を実施している。
地震動予測地図には「確率論的手法による地震動予測地図」と「シナリオ地震
による地震動予測地図」の２種類あり、前者は確率論的地震ハザードマップとも呼ばれるもので、ある一定の期間内に、ある地域が強い地震動に見舞われる可能性を、確率を用いて予測した地図である。一般には、期間・地震動レベル・確率のうち２つを固定し、残りの１つの分布を地図上で等値線図として示した地図のことを言い、 後者はこれまでの地震調査委員会強震動評価部会及び強震
動予測手法検討分科会で検討されてきた予測手法を踏まえ、長期評価部会により地震発生の長期確率評価及び断層の形状評価がなされた地震の中で、地震発生の確率が高い地震について、ある想定された震源モデルに対しての地震動分布を予測した地図のことである。
本研究資料では、後者であるシナリオ地震による地震動予測地図のうち、長期評価部会で高い確率と評価された山崎断層帯に関する検討と解析を実施した。

－1－2. 地震動予測地図作成の概略
地震調査委員会では、山崎（やまさき）断層帯について、その位置および形
態、過去や将来の活動等に関する評価結果を「山崎断層帯の評価」（地震調査委員会，2003c；以下「長期評価」という）としてまとめ、公表している｡今回、この報告を踏まえ、強震動評価を行った。
2.1

想定する震源断層

山崎断層帯は、岡山県北東部から兵庫県南東部にかけて分布する活断層帯で、西から那岐山（なぎせん）断層帯、山崎断層帯主部、草谷断層の３つの起震断層に区分される。
山崎断層帯主部は、岡山県勝田郡勝田町から兵庫県三木市に至る長さが約80kmで、左横ずれが卓越する断層帯である。那岐山断層帯は、岡山県苫田（とまた）郡鏡野町から岡山県勝田郡奈義（なぎ）町に至る長さが約32kmで、北側が南側に対して相対的に隆起する断層帯である。草谷断層は、兵庫県三木市から兵庫県加古川市に至る長さが約13kmで、右横ずれが卓越する断層である。2005
年１月１日を起点とした今後30年間の地震発生確率は、山崎断層帯主部のうち北西部で0.08%１%、南東部で0.03%５%、那岐山断層帯で0.07%0.1%、草谷断層でほぼ0%と評価されており、各地震発生確率の最大値をとると、山崎断層帯主部の南東部は、今後30年間に地震が発生する確率が我が国の主な活断層の中では高いグループに属することになる。
本検討では、「長期評価」を参照して、各断層帯の震源断層位置を図2.1および図2.2のように設定した。震源断層としては、山崎断層帯主部のうち、大原断層・土万（ひじま）断層・安富断層と南東部が同時に活動する場合（以下、モデル１とする）、山崎断層帯主部の北西部のうち、大原断層・土万断層・暮坂
峠断層（以下、モデル２とする）、山崎断層帯主部の南東部(以下、モデル３とする)、山崎断層帯主部の南東部と草谷断層が同時に活動する場合(以下、モデル
４とする)、那岐山断層帯 (以下、モデル５とする)を想定した。各ＣＡＳＥの震源断層の形状、アスペリティおよび破壊開始点の位置を図2.32.5に示す。モデル１については、震源断層が長大であるため、アスペリティを３つとした。アスペリティの位置については、「長期評価」により平均的なずれの速度が比較的大きいと推測された大原断層に対応する断層帯北西部に大きいアスペリティ－3－

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月(第１アスペリティ)を、上下方向の平均的なずれの速度から活動性が比較的高いと推定される安富断層に対応する断層帯中央部と、平均的なずれの速度が比較的大きいと推測された琵琶甲断層に対応する断層帯南東部に同規模の小さいア
スペリティ（第２、第３アスペリティ）を配置した(ＣＡＳＥ１１)。破壊開始点は、地盤増幅効果に加えてディレクティビティ効果により、瀬戸内海沿岸地
域で揺れが大きくなると予想されるＣＡＳＥとして、第１アスペリティの北西端の下隅に設定した。また、「レシピ」の改良という観点から、長大な震源断層に対する震源断層パラメータの設定方法について検討することを目的として、
さらに、３ＣＡＳＥ(ＣＡＳＥ１２、１３、１４)を試行ＣＡＳＥとして想定した。モデル２については、震源断層の面積が比較的大きいため、アスペリ
ティを２つとし、大原断層に対応する断層帯北西部に大きいアスペリティ(第１アスペリティ)を、暮坂峠断層の北西端部に小さいアスペリティ(第２アスペリティ)を配置した。破壊開始点は、第１アスペリティの北西端の下隅（ＣＡＳＥ２
１）と、第２アスペリティの南東端の下隅（ＣＡＳＥ２２）の２ＣＡＳＥとした。モデル３については、震源断層の面積が比較的小さいため、平均的なずれの速度が比較的大きいと推測された琵琶甲断層に対応する断層帯中央部にアスペリティを配置し、破壊開始点は、モデル１と同様の観点から、アスペリ
ティの北西端の下隅とした。モデル４については、モデル３と同様に、山崎断層帯主部の南東部の中央部に大きいアスペリティ(第１アスペリティ)を、草谷断層の草谷付近のトレンチ調査結果等を参考に、断層の北東端部に小さいアスペ
リティ(第２アスペリティ)を配置した。破壊開始点は、過去に２つの断層（帯）が同時に活動した可能性があることから、第２アスペリティの北東端の下隅とした。モデル５については、震源断層の面積が比較的小さく、アスペリティの位置を設定するための情報に乏しいことから、平均的なＣＡＳＥとして、断層帯中央部にアスペリティを配置し、破壊開始点をアスペリティの中央下端とした。
まず、簡便法による地震動予測地図作成領域は評価する断層帯のほぼ中心部に位置する山崎断層帯を中心に、西端は那岐山断層帯が評価できる範囲となる
北緯34.00度36.00度まで、東経133.0度136.0度の領域である。図2.2に山崎断層帯・那岐山断層帯において設定された想定断層面分布図を示す。
この領域における簡便法による地震動評価を行う計算地点は国土数値情報の

－4－

2.1

想定する震源断層

３次メッシュに対応している。
一方、詳細法による地震動予測地図作成領域は、全ての断層帯を包括する矩形領域である。領域の４隅の座標値は、
北西端：北緯35.71°, 東経133.25°
北東端：北緯35.71°, 東経135.80°
南西端：北緯34.19°, 東経133.25°
南東端：北緯34.19°, 東経135.80°となっている（本検討では改正測量法以降の日本測地系２０００を用いている）。
この領域は簡便法による地震動の事前評価を行った後に、概ね震度５強よりも強い地震動が予測される領域を想定して設定されたものである。
この領域における詳細法による地震動評価を行う計算地点は矩形の計算領域
を1km間隔にグリッド分割した点である。具体的には、縦Ｘ方向（南北方向）155
グリッド、横（東西方向）213グリッドに分割した各点において地震動評価を行った。上述のように詳細法では、工学的基盤で時刻歴波形が1kmグリッド、155
×213＝33015点で得られるが、本検討でそれらの波形を全て表示することは出来ない。６章では、「詳細法工学的基盤」上において計算された波形のうち、
図2.1の図面に示す岡山市役所（岡山県）・津山市役所（岡山県）・鳥取市役所（鳥取県）・大原町役場（岡山県）・山崎町役場（兵庫県）・姫路市役所（兵庫県）・福崎町役場（兵庫県）・三木市役所（兵庫県）・神戸市役所（兵庫県）・
大阪市役所（大阪府）のそれぞれに最も近い10評価地点について、時刻歴波形、および減衰定数５％の擬似速度応答スペクトルを例として示すこととした。

－5－

防災科学技術研究所研究資料

図 2.1

第 294 号

2006 年 1 月

山崎断層帯および那岐山断層帯の位置図

－6－

2.1

図 2.2

想定する震源断層

山崎断層帯・那岐山断層帯において設定された想定断層面分布図－7－

防災科学技術研究所研究資料

図 2.3

第 294 号

2006 年 1 月

設定断層モデル（CASE1-1CASE1-4）

－8－

2.1

想定する震源断層


図 2.4

設定断層モデル（CASE2-1CASE3）－9－

防災科学技術研究所研究資料

図 2.5

第 294 号

2006 年 1 月

設定断層モデル（CASE4CASE5）－ 10 －

2.2

2.2

強震動評価の流れ

強震動評価の流れ

山崎断層帯の地震を想定した強震動評価全体の流れを以下に示す。図 2.6 には作業内容をフローチャートにして示す。
① 「山崎断層帯の評価」（地震調査委員会，2003c;以下、「長期評価」という）で示されたそれぞれの断層帯（山崎断層帯主部（北西部・南東部）、那岐山（なぎせん）断層帯、草谷断層）の位置図を参考にして、想定する震源断層
モデルの位置・規模（長さ・幅）を設定した。山崎断層帯主部については、
大原断層・土万（ひじま）断層・安富断層と南東部が同時に活動する場合（モデル１）と、大原断層・土万断層・暮坂峠（くれさかとうげ）断層（モデル２）の場合、および山崎断層帯主部の南東部の場合（モデル３）を想定した。
草谷断層については山崎断層帯主部の南東部と同時に活動する場合（モデル４）を想定した。さらに、那岐山断層帯（モデル５）を想定した。モデル
２については、破壊開始点を変えた２通りの震源断層モデルを設定した（ＣＡＳＥ２１、２２）。
② ①の巨視的震源特性等から微視的震源特性を評価して特性化震源モデル 1 を設定した。モデル１については、震源断層が長大であることから、特性化震源モデルの作成にあたって、試行的に別途３通りの方法で特性化震源モデルを設定した。したがって、合計で４ＣＡＳＥ（ＣＡＳＥ１１、１２、１
３、１４）となる。
③ 山崎断層帯周辺の「深い地盤構造」に対する三次元地下構造モデルを既存の物理探査結果、ボーリング調査の結果等より評価した。
「浅い地盤構造」は国土数値情報（国土地理院，1987）を基に作成した。
④ ②で作成された特性化震源モデル、③で作成された三次元地下構造モデルを基に震源断層周辺の領域において、約１km 四方のメッシュごとに「詳細法」（ハイブリッド合成法：４章参照）を用いて強震動評価を行った。
⑤ 平均的な地震動分布を評価するため、「簡便法」（４章参照）による強震動評
価も行った。
－ 11 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

次章以降、上記の評価作業内容について説明するが、強震動評価の構成要素である「震源特性」、「地下構造モデル」、「強震動計算方法」、「予測結果の検証」の考え方については、付録の「活断層で発生する地震の強震動評価のレシピ」（以下、「レシピ」という）に基づいたものであり、その内容と重複する事項についてはここでは簡単に記述した。

‫ޟ‬㐳ᦼ⹏ଔ‫ޠ‬ᣢሽߩ⎇ⓥᚑᨐ

㊀ജ࠺࡯࠲ᣢሽតᩏ࠺࡯࠲
ᷓጀࡏ࡯࡝ࡦࠣ࠺࡯࠲

㔡Ḯᢿጀࡕ࠺࡞ߩ․ᕈൻ

Ꮒⷞ⊛ࡄ࡜ࡔ࡯࠲

㔡Ḯᢿጀࡕ࠺࡞ߩୃᱜ

ਃᰴర࿾ਅ᭴ㅧࡕ࠺࡞
ߩ᭴▽ඨ⚻㛎⊛ᚻᴺ㧔⛔⸘⊛ࠣ࡝࡯
ࡦ㑐ᢙᴺ㧕

ℂ⺰⊛ᚻᴺ

⚻㛎⊛ᚻᴺ

㧔Ꮕಽᴺ㧕

㧔〒㔌ᷫ⴮ᑼ㧕ࡂࠗࡉ࡝࠶࠼วᚑᴺ
࿖࿯ᢙ୯ᖱႎ

ធ⛯๟ᦼ㧦 ⑽0Q〒㔌ᷫ⴮ᑼߣ⺞๺⊛Ꮏቇ⊛ၮ⋚߆ࠄ࿾⴫߳      ;GUߩᦨᄢㅦᐲߩჇ᏷₸ࡂࠗࡉ࡝࠶࠼วᚑᴺ
ߦࠃࠆ‫⚦⹦ޟ‬ᴺᎿቇ⊛ၮ⋚‫ޠ‬਄ߩᵄᒻ

࿾⴫ߩᦨᄢㅦᐲࠍ▚಴⸘᷹㔡ᐲߦ឵▚‫◲ޟ‬ଢᴺ‫ࠆࠃߦޠ‬ᒝ㔡േ੍᷹⚿ᨐ㧔࿾⴫ߩ㔡ᐲಽᏓ㧕‫⚦⹦ޟ‬ᴺ‫ࠆࠃߦޠ‬ᒝ㔡േ੍᷹⚿ᨐ㧔࿾⴫ߩ㔡ᐲಽᏓ㧕̪✂ដߌߒߚಣℂߪ‫⚦⹦ޟޔ‬ᴺ‫ߩޠ‬ಣℂ

図 2.6

予測地図作成の作業の流れ－ 12 －

３．地下構造モデルの設定
3.1

地下構造モデル設定の考え方と方針

地表における地震動予測計算に必要とされる地下構造モデルとしては、図 3.1に示すように震源から地表までを対象としている。地下構造モデルを作成するには、必要となる資料やモデル作成の手法によって、以下のモデルを設定する必要がある。
・伝播経路モデル：震源から対象地域の地震基盤までの広域の地下構造
・深部地盤構造モデル：対象地域の地震基盤から工学的基盤までの地下構造
・浅部地盤構造モデル：対象地域の工学的基盤から地表までの地下構造
地震基盤とは、Ｓ波速度で 3km/s 程度以上の地層
工学的基盤とは、Ｓ波速度で 400m/s 程度の地層;N)@8M<N)@8M

%6DK
図 3.1

3.1.1

地震動の伝播経路と地下構造モデル

伝播経路モデル

伝播経路モデルの対象範囲は、想定地震の断層モデルが平面的にも深さ方向－ 13 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月にも十分入る領域とする。したがって、プレート、上部マントル、下部地殻、上部地殻が含まれ、深さは 40km 程度までを考える。
伝播経路モデルの設定に際しては、文献調査を行い、最新の知見を反映させることを基本とする。必要なパラメータは、層厚、Ｐ波速度、Ｓ波速度、密度、
Ｑ値（Ｑｐ、Ｑｓ）である。
3.1.2

深部地盤構造モデル

深部地盤構造モデルの対象範囲は、地震基盤以浅で工学的基盤までの地層を対象とする。深部地盤構造モデルの設定に際しては、伝播経路モデルの設定と同様に文献調査を行い、最新の知見を反映させることを基本とする。
伝播経路モデルおよび深部構造地盤モデルにおいては、理論的評価手法による地震動の計算を行うことから、３次元のモデル化を行う。
3.1.3

浅部地盤構造モデル

浅部地盤構造モデルの対象範囲は、工学的基盤から地表までの地層を対象とする。浅部地盤構造モデルの作成の考え方は次の地震動算出の考え方によって２種類モデルの作成を行った。
①計算対象範囲及びその周辺地域を簡易的な手法によって地震動を算出する方法として、国土数値情報の微地形区分を用いた増幅倍率を求める。
②ハイブリッド法によって算出された工学的基盤における地震波形を用いて応答計算によって地表の地震動を求めるための地盤モデルの作成。
本検討では、①の考え方に基づいて浅部地盤構造のモデル化を行うこととし、
国土数値情報が基準地域メッシュ（第三次地域区画）（約 1km×1km メッシュ）となっていることから、基準地域メッシュごとに微地形分類を行い、松岡・翠川（1994）および藤本・翠川（2003）の方法によって増幅倍率を求める。

－ 14 －

3.2

3.2

対象地域の地質環境

対象地域の地質環境

本検討では、山崎断層帯を起震断層とする地震動予測地図を作成するため、
山崎断層帯およびその周辺地域の中国地方瀬戸内地域を検討対象地域とした。
図 3.2 に中国地方瀬戸内地域の地形標高図、図 3.3 に表層地質図、表 3.1 に地質構成表を示す。
当地域は先第三系を基盤とし、古第三系、新第三系中新統、鮮新統更新統、
完新統および第四紀火山が分布している。
以下に、それぞれの地質について概述する。
（１）先第三系
当地域は、先第三系が面積の大半を占めており、第三紀以降の地質の分布は狭い。これらの先第三系は、中古生層(付加体)、変成岩類、深成岩類、後期白亜紀火山岩類に大別される。
中古生層は、中国から近畿地方にかけては丹波帯、舞鶴帯、中国帯などと呼ばれ、花崗岩類に貫入されたり、白亜紀以降の火成岩類、堆積岩類に覆われていたりするため、その分布は脊梁山地から瀬戸内にかけて広く点在している。
変成岩類は、岡山県北部から鳥取県にかけて、結晶片岩から成る三郡変成岩類がまとまった分布を見せる。瀬戸内島嶼部には、領家変成岩類が点在して現れる。
深成岩類は、花崗岩花崗閃緑岩を主体とする。大別すると、瀬戸内島嶼部
から香川県、淡路島にかけての領家花崗岩類、脊梁山地から南側の、特に瀬戸内沿岸に広く分布する広島(山陽帯)花崗岩類、島根県から鳥取県および丹後半島付近に広く分布する山陰帯深成岩類に分けられる。形成時期は領家、山陽帯が中後期白亜紀であるのに対し、山陰帯では後期白亜紀から古第三紀に及んでいる。
後期白亜紀火山岩類は、兵庫県および中国地区に広域に分布している。この火山岩類は、花崗岩類の活動とほぼ同時期、あるいはやや先行して形成されたもので、流紋岩安山岩質の溶岩、火砕岩を主体としている。山陽帯に広く分布しており、広島、岡山では高田流紋岩類や吉舎安山岩類、兵庫では相生層群、
生野層群、有馬層群などと呼ばれている。一方、香川県および淡路島の南部には、砂岩層を主体とする和泉層群が、中央構造線に接してその北側に帯状に分－ 15 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

布している。
（２）古第三系
古第三系は、神戸層群および木地山火山岩類からなる。
兵庫県の三田盆地および神戸市北区須磨区にかけての地域には、砂岩、泥岩、礫岩から成る堆積物が分布し、神戸層群と呼ばれる。神戸層群は従来、産出する化石から中新世の第一瀬戸内累層に対比されてきたが、放射年代の測定により形成時期は古第三紀まで遡っている。
木地山火山岩類は安山岩および同質凝灰岩からなり、鳥取県三朝町付近に局所的に分布する。
（３）新第三系（中新統）
新第三系中新統は、海成層および淡水陸成層からなり、山陰地域、中国山地瀬戸内地域および香川県地域に大別される。
山陰地区における本層は、島根では石見層群、出雲層群、鳥取では鳥取層群、但馬では北但層群などと呼ばれている。中部中新統の下部層から下部中新統はグリーンタフ変動による一連の堆積物で、火山噴出物を多く含む地層である。
中部中新統の上部層は主に堆積岩からなり、中海-宍道湖周辺の低地帯に厚く分布している。
中国山地から瀬戸内にかけては、砂岩、泥岩、礫岩などの非グリーンタフ層
が山間の盆地や谷を埋めて局所的に点在している。三次、庄原付近では備北層群、津山付近では勝田層群と呼ばれ、当地域内においては津山盆地で広く分布が見られる。また、児島湾下にも本層が厚く潜在していることがボーリングで確認されている。
香川県に見られる中新統には、小豆島および豊島に狭小に分布する土庄層群
および、五色台、屋島、小豆島などの台地を形成して点在する讃岐層群があり、土庄層群は瀬戸内区に連続する地層である。讃岐層群は安山岩流紋岩質の溶岩、火砕岩からなり、”讃岐石”でも有名である。
淡路島に点在している岩屋累層は、従来は神戸側の神戸層群と一連の地層と見なされていたものである。しかしながら、神戸層群が古第三系と考えられるようになったため、切り離されて中新世の地層とされており、その境界は明石－ 16 －

3.2

対象地域の地質環境

海峡にあると言われている(松浦ほか,1995)。最近の研究では岩屋累層も古第三紀に遡るとの報告もあるが、ここでは中新統として区分とする。
（４）鮮新統更新統
本地域内における鮮新統更新統の地層としては、山陰地域の三朝層群、照来層群、瀬戸内周辺の大阪層群、三豊層群、中国山地の山砂利層などがある。
三朝層群は、鳥取県中部から岡山県境にかけて分布している。玄武岩安山
岩溶岩および火砕岩を主体とし、非火山性の堆積物を挟在している。同様に、兵庫、鳥取の県境付近に広く現れている照来層群も、主に火山噴出物から構成されている。これらの活動時期は主に鮮新世と考えられている。
大阪層群は、鮮新世更新世中期に形成された河成湖成堆積物で、火山灰層や海成粘土層を挟んでいる。当地域では、播磨平野の東部および淡路島に露出しており、播磨平野では西部の沖積層下位にも広がっている。淡路島の大阪
層群は中下部層のみが分布しており、その形成時期は鮮新世から一部更新世である。
三豊層群は、香川県南部の阿讃山地北麓において、和泉層群、領家花崗岩の基盤の凹地を埋めて堆積している。また、沿岸平野部の地下から瀬戸内海海底にかけても広く分布している。礫層、砂層、粘土シルト層からなる湖成層で、大阪層群に対比される。
山砂利層は、岡山県から広島県南東部の中国山地に点在している標高 400
100m 以下の瀬戸内面を構成する礫層である。化石が未発見のため年代は不明であるが、層相や分布高度から鮮新統更新統と考えられている（最近の研究では、放射年代の測定から古第三紀の形成であるとの報告もある）。
この他、局所的に分布する更新統として、蒜山南麓の蒜山原層、津山盆地北東部の日本原層がある。蒜山原層は礫、砂、粘土、珪藻土層からなる湖成層、日本原層は砂礫を主体とする扇状地崖錐性の堆積物である。
（５）完新統、第四紀火山噴出物
完新統は、平野部および河川沿いに分布する。当地域内では特に、播磨平野、岡山平野、中海宍道湖周辺、讃岐平野、丸亀平野などに比較的厚く堆積している。

－ 17 －














































－ 18 －




 








標高図
図 3.2

2006 年 1 月
第 294 号
防災科学技術研究所研究資料

当地域内の第四紀火山噴出物としては、大山が最も広い面積を占めている。
この他、兵庫県北部の神鍋、兵庫-鳥取県境の扇ﾉ山、中海の大根島、鳥取-島根県境付近に点在する玄武岩台地等がある。

ᮡ㜞=O

3.2

対象地域の地質環境


























図 3.3
地質調査所(1995)

表 3.1
࿾⾰ᤨઍ

౓ᐶ⋵

ቢᣂ਎
╙
྾
♿ ᦝᣂ਎ቢᣂ⛔ጟጊᐢፉ⋵㠽ข⋵㚅Ꮉ⋵ፉᎩㇱ

᷆〝ፉ

ቢᣂ⛔

ቢᣂ⛔
ᄢጊἫጊጤ㘃ᚸ㩓ጊἫጊጤ㘃㨻㩣㩀㩢₵ᱞጤ

ቢᣂ⛔

ቢᣂ⛔



ൎ↰ጀ⟲
஻ർጀ⟲


␹ᚭጀ⟲





ᄢᩮፉ₵ᱞጤ
㨻㩣㩀㩢₵ᱞጤᄢ㒋ጀ⟲๺ਭ⟜ጊ቟ጊጤ


Ꮣᔒฬጀ

⼝ጘጀ⟲

࿯ᐣጀ⟲

ਛㇱጀ

ጤደ⚥ጀ



ᄢ᫪ጀ
Ꮉวਭ೑ጀ

ਅㇱጀ





ᵄᄙጀ

ਤᵄᏪ
⥰㢬Ꮺ
ਛ࿖Ꮺ
ਃ㇭ᄌᚑጤ㘃಴ጀ ᧻ᳯጀ㔕⟲ ฎᳯጀ
⍹
⷗
ጀ
⟲

‐ಾጀ
ᚑ⋧ኹጀ
ฎᶆጀ


ጊ㒶Ꮺ
ᷓᚑጤ㘃

ጊ㒶Ꮺᷓᚑጤ㘃ᐢፉ⧎ፘጤ㘃㗔ኅ⧎ፘጤ㘃㗔ኅ⧎ፘጤ㘃


ਤᵄᏪ
⥰㢬Ꮺ
ਛ࿖Ꮺ
ਃ㇭ᄌᚑጤ㘃

ፉᩮ⋵
ፉᩮඨፉ
ቢᣂ⛔

␹⷏ጀ

㜞↰ᵹ⚉ጤ㘃
ศ⥢቟ጊጤ㘃
ᐢፉ⧎ፘጤ㘃

ᷓᚑ㗔ኅ⧎ፘጤ㘃

ਃ⼾ጀ⟲

਄ㇱጀ

㠽
ข
ጀ
⟲

ᧁ࿾ጊ
ጊ㒶Ꮺ Ἣጊጤ㘃
ᷓᚑ
ጤ㘃
㜞↰
ᵹ⚉ጤ㘃


ጊ㒶Ꮺ 

ጤ㘃
⋧↢ጀ⟲
↢㊁ጀ⟲
᦭㚍ጀ⟲ 
ਛ↢ઍ
㨪ฎ↢ઍ

ਃᦺጀ⟲
ᾖ᧪ጀ⟲

಴㔕







ർૉጀ⟲





ᾖ᧪ጀ⟲

೨ᦼ
ฎ╙ਃ♿

中国瀬戸内地域の地質構成表

ጊ⍾೑ጀ

㞲ᣂ਎

ᣂ

ᓟᦼ
↢ᣂ
 ╙
ਛ
ઍਃ
ᣂ ਛᦼ
♿਎

100 万分の 1 日本地質図第 3 版 CD-ROM 版

ᣣᧄේጀ
⫦ጊේጀ

ᚸ㩓ጊ␹㍿ᄢ㒋ጀ⟲ Ἣጊጤ㘃

表層地質図ਃ㇭ᄌᚑጤ㘃－ 19 －

防災科学技術研究所研究資料

3.3

第 294 号

2006 年 1 月

伝播経路モデル

震源モデルから地震基盤までの伝播経路のモデルについて、図 3.4 に示すように設定した。
モホ面とコンラッド面の深度とＰ波速度は、Zhao and Hasegawa (1993) に基づいて設定した。Ｐ波速度は各グリッドにおける速度値の平均値とした。また、
Zhao and Hasegawa (1993) ではＰ波速度のみが求められているため、Ｓ波速度・密度は Ludwig et al. (1970) により求めた。本地域の物性値を表 3.2 に示す。
表 3.2

物性値一覧

'!$ 
(!$  

%#&







&&







&"







$








Vp=5.9km/s
Vs=3.3km/s
 =2.7g/cm 3 15km
Vp=6.7km/s
Vs=3.8km/s
 =2.9g/cm 3





 32km
Vp=7.9km/s
Vs=4.4km/s
 =3.3g/cm 3

図 3.4





中国地方)瀬戸内地域の伝搬経路モデルの模式断面図－ 20 －

3.4

3.4

深部地盤構造モデル

深部地盤構造モデル

3.4.1

深部地盤構造モデル作成の手順

深部地盤構造モデルの作成にあたっては、対象地域内の物理探査に関する資料および地質に関する資料を収集・整理し、地盤の速度構造モデルとしてとりまとめる。しかし当該地域は、特に中国地域においては、深部構造の検討に有用となるような既往資料は少ない。これは、・阪神淡路地域、中央構造線周辺域を除いて、大規模地震に関する地盤調査がほとんど行われていない。
・地域内に石油、石炭、天然ガス等の資源の可能性が非常に小さく、これらの開発を対象とした大規模な物理探査、地質調査が少ない。
等の理由によるものである。
このように物理探査資料が少なく、高い精度で全域の速度構造モデルを作成することは困難であったため、ここでは以下の手順でモデルを検討した。
①

地質構成、地質構造に関する資料を整理し、地盤の速度構造に対応すると想定される地質区分(地震基盤の設定、堆積層の分類)を行う。

②

ボーリングや物理探査、その他の調査資料を総合的に検討し、地質構造モデルを作成する。

③

地震探査、速度検層等の速度データをとりまとめ、各地層区分に適切な速度値を与えて速度構造モデルとする。

3.4.2

地質区分の設定

深部地盤構造モデルの作成を行うため、3.2 節で述べた構成地質をその年代や岩相を考慮して以下のように区分した。表 3.3 に地質区分表を示す。
（１）基盤岩類（表 3.3 の⑥層）
中古生層、変成岩類、深成岩類、後期白亜紀火山岩類、古第三紀木地山火山
岩類などの先第三系については、岩塊が堅硬で割れ目が少なく、地震基盤に相当するものとして基盤岩類として一括した。ただし、白亜紀後期の和泉層群は、中古生層の付加体とは異なった堆積盆での生成層であり、速度値が 33.5km/s－ 21 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月程度と小さい（伊藤ほか, 1996）ため基盤岩類には含めなかった。
（２）被覆層の区分
基盤岩類を覆う白亜紀以降の地質は、以下のように区分した。
1)

古第三系（表 3.3 の⑤層）
神戸層群

2)

中部中新統下部層下部中新統（表 3.3 の④層）
山陰地域の主にグリーンタフ相当層
兵庫：北但層群、鳥取：鳥取層群中、下部層、島根：(出雲)川合、久利、
波多層、(島根半島)成相寺層、古浦層

3)

中部中新統(上部層) （表 3.3 の③層）
山陰地域の中部中新統上部層および、中国脊梁山地以南の中部中新統（非グリーンタフ相当層）
淡路島の岩屋累層は中下部中新統とされているが、火山岩系統ではなく堆積岩であり、速度値は小さくなると想定されることから、2)には含めない区分とした。

4)

鮮新統(更新統) （表 3.3 の②層）
山陰側に分布する火山岩、火山砕屑岩類、海域に分布する鮮新世堆積物

5)(鮮新統)更新統および完新統（表 3.3 の①層）
大阪層群、三豊層群、山砂利層、大山等の山陰地域の火山噴出物、平野部および谷部の沖積層、洪積層
これらは、層厚が薄いものが多く区分が困難なため、第四系として一括する。淡路島の大阪層群は、その形成時期が概ね鮮新世に含まれるが、播磨側の大阪層群と地質の性状は大きく変わらないと判定し、更新統に含める。

－ 22 －

3.4

深部地盤構造モデル

表 3.3

地質区分表

地質区分

地層名

地質モデル区分

完新統

沖積層

更新統

蒜山原層,日本原層

第四紀火山

大山火山岩類
扇ノ山,神鍋火山岩類
大根島玄武岩アルカリ玄武岩台地

(鮮新統)更新統

大阪層群
三豊層群
山砂利層

鮮新統

三朝層群
照来層群
和久羅山安山岩

②

中部中新統(上部層)

出雲層群
石見層群上部
備北層群,勝田層群
岩屋累層(淡路島)
土庄層群,讃岐層群

③

石見層群中部下部
北但層群

④

神戸層群

⑤

中部中新統下部層下部中新統①

古第三系
木地山火山岩類

白亜紀古第三紀
火成岩類

先白亜系

高田流紋岩類
吉舎安山岩類相生,生野,有馬層群
領家花崗岩類
広島花崗岩類
山陰帯深成岩類
丹波帯,舞鶴帯,中国帯
三郡変成岩類－ 23 －⑥防災科学技術研究所研究資料

3.4.3

第 294 号

2006 年 1 月

地質構造モデルの検討

前述の地質区分に基づき、各地質の分布や構造等を検討した。当該地域における各地質区分の特徴を、以下に概述する。
（１）完新統および更新統(第四系)
播磨平野および香川県の平野部ではボーリング資料が多く、その分布や層厚が概ね把握されている。播磨平野では、姫路、高砂、加古川の臨海部で約 200m の層厚となっている。香川県の讃岐、丸亀、三豊の各平野では、臨海部で最大 150
200m の厚さがある。岡山、倉敷平野は資料が少ないため不明な部分が多いが、第四系の厚さは概ね 100m 以下と推定される。宍道湖-中海の低地帯では音波探査等によって第四系の厚さが推定されており、数 10m と非常に薄い。
播磨平野東側の丘陵を形成する更新統大阪層群については、基盤の中古生層や白亜紀火山岩類に達するボーリング資料が多く、その層厚は最大 200m 以上を有している。一方、淡路島の大阪層群は、断層によって規制された堆積盆地を埋めて分布し、一部では 200m 以上に及んでいると推定される。また、野島断層や志筑断層によって本層が播磨灘側に数 100m 落込んでいる状況が、ボーリングや物理探査で確認されている（村田ほか,1998、吉岡ほか,1996 など）。
この他、河川沿いの第四系については、ボーリング資料で厚さが判明している箇所もあるが、多くは不明である。ただしいずれも数 10m あるいはそれ以下と考えられる。
（２）鮮新統三朝層群および照来層群が広く分布する。岡山-鳥取県境の人形峠周辺で三朝層群のボーリング資料（山田,1961）があるが、それ以外には厚さを確定できる資料はない。基盤を緩く覆っており、200300m、最大 500m 程度と推定される。
一方、地表には現れていないが、石油天然ガス調査の基礎試錐では日本海側の海盆に鮮新世の堆積物が記載されている。

－ 24 －

3.4

深部地盤構造モデル（３）中部中新統(上部層)
中国山地から瀬戸内には備北層群および勝田層群が点在しているが、個々の層厚は比較的薄い。資料は少ないが、概ね 100m 前後、最大でも 200m 程度と推定される。岡山県児島湾では、ボーリング調査で厚い中新統が潜在していることが確認されている(多井, 1963)。
香川県の讃岐層群は、基盤岩類をほぼ水平に覆って台地を形成している。小豆島や五色台では層厚 300500m に達するが、点在する他の台地では薄く、小豆島および豊島の土庄層群は 100m 前後である。
淡路島に点在する岩屋累層は概ね 50m 以下と薄いが、断層変位により播磨灘海底下にも存在することが確認されている（村田ほか, 1998、吉岡ほか, 1996 など）。
中海-宍道湖の低地帯周辺に分布する中部中新統上部層(出雲層群、石見層群上部)については、温泉ボーリング資料がある(山内ほか, 1998、山内, 2001)。松江
温泉では深度約 940m で中部中新統下部層との境界(牛切層/成相寺層)が現れているが、弓ヶ浜では深度 1500m でも成相寺層に達していない。
日本海側では、石油天然ガス調査の基礎試錐、地震探査により本層下位のグ
リーンタフ層上面が想定されており、沿岸部から-2000-3000m の深さにまで落込んでいる（石油開発公団, 1975、石油公団, 1990 など）。
（４）中部中新統下部層下部中新統
グリーンタフを主体とする中新統下部層は、山陰地域の海岸に沿って帯状に広がっている。ここでは地溝状の構造盆地が発達し、これを埋めて厚い本層が分布している。中海、宍道湖の温泉ボーリング以外に本層の厚さを確定できる資料はないが、厚い箇所では 1000m 以上に及ぶと想定される。また、但馬の北但層群は 2000m 以上、豊岡市付近の北但層群は 1500m などの記載もある（国土庁,1974、兵庫県,2000）。
日本海側での本層は、東西方向に延びる背斜構造の北側で深く落ち込んでいる。基盤岩との境界は確認されておらずその層厚は不明であるが、兵庫県沖では-4000m 以深まで達するものと推定される。

－ 25 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月（５）古第三系
三田盆地およびその南側に分布する神戸層群は、有馬-高槻構造線などの断層崖に規制された半地溝部を埋積した形状を成しており、断層崖付近では急激な落込みを呈する。ボーリング資料は分布域端部のみで、盆地内部の厚さを確定できる資料はないが、最大 500m 程度と推定される。
（６）基盤岩類
山地部では被覆層は薄く、概ね表層付近から基盤岩が現れる。日本海側では落込みが大きく、基盤岩の上面は確認されていない。
瀬戸内海では、明石海峡および備讃瀬戸の調査資料があり、基盤の分布も確認されているが、いずれも浅海部であり、ほとんどの海域では基盤岩の形状を推定できる資料はない。大阪湾のデータを参考に、播磨灘最深部を-2000m 程度と推定した。

－ 26 －

3.4

3.4.4

深部地盤構造モデル

地質区分に対応する P 波速度の検討

地質モデルの各地質区分に対して適用するＰ波速度を、以下のような資料を参考として検討した。
・石油、天然ガス調査の基礎試錐資料
・Hi-net 資料
・その他地震探査資料
地質区分と文献による速度値の関係を表 3.4 に示す。各地質区分におけるＰ波
速度値を以下に検討する。
（１）完新統および更新統(第四系)
完新統、更新統は概ね 1.62.0km/s の範囲となる。更新統に区分している大阪層群の一部は鮮新世の堆積物であり、この部分は速度値も若干大きくなっている。ただし、鮮新世の大阪層群は当区域では分布が狭く、とくに区分はしないこととする。
また、第四紀火山も 2km/s 以上の速度値が得られているが、分布が非常に狭いため同様に第四系に含めることとする。
（２）鮮新統鮮新統のデータはほとんどなく、当該地域内では 2.0km/s の値が得られているのみである。これは海底のボーリング調査であり、陸上では若干大きくなるこ
とも考えられる。
（３）中部中新統（上部層）
速度値の下限は概ね 2.0km/s であるが、上限値にはばらつきが見られる。このうち、大きな速度値を示すものは下部層との境界付近に位置している。全体としては 2km/s 台前半の速度値と考えられ、下部層に近づいた範囲では 2km/s 台後
半から 3km/s 台になると推定される。

－ 27 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月（４）中部中新統下部層下部中新統
2km/s 台の値は表層付近の局所的な値であるが、これを除外しても 3.2
4.8km/s まで幅が大きい。中新統の地層は山陰地域から日本海海底にかけて広く分布しており、その層厚は数 1000ｍに達する。このため Hi-net 資料は本層の深部には至っておらず、このため 4km/s 台の速度値が出現していないと考えられる。また、基礎試錐の資料では 4km/s 台の上面を音響基盤として解析している。
したがって、本層は速度層構造としては 3km/s 台と 4km/s 台の２層に区分する必要があると考えられる。
（５）古第三系
対象とする地層が神戸層群のみでデータは少ない。概ね 3km/s 前後の速度値と考えられる。
（６）基盤岩類
全体に速度値の幅は大きいが、深度の浅いボーリング調査や距離の短い物理探査については、表層の緩み、風化帯でとどまっている可能性が大きい。距離の長い地震探査資料では 5km/s 台の速度値が得られており、これが基盤岩類の地震基盤としての真の値と考えられる。

－ 28 －

3.4

表 3.4

深部地盤構造モデル

地質区分と文献資料による速度値(km/sec)



山



陰

中国山地
瀬戸内

四国,淡路
和歌山

2.3

2.3

1.9





1.62.5

1.72.8
完新統,更新統
第四紀火山

2.32.6

(鮮新統)更新統(大阪層群相当層)



鮮新統

2.0

Ｖｐ 中部中新統上部

1.83.6

2.13.6

1.72.9

中部中新統下部下部中新統

2.14.8





古第三系
(神戸層群)



2.04.0

後期白亜系(和泉層群)





2.74.2

4.15.8

基盤岩類






完新統,更新統0.8

第四紀火山

0.71.4

(鮮新統)更新統(大阪層群相当層)




0.8

0.4





──

0.40.8

鮮新統

──





Ｖｓ 中部中新統上部

0.71.7

0.41.7

0.71.6

中部中新統下部下部中新統

1.02.1





古第三系
(神戸層群)



0.41.2



後期白亜系(和泉層群)



0.81.7

2.03.2

基盤岩類

：分布しない ──：データなし－ 29 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

以上の検討結果に基づいて、各地質区分とＰ波速度の関係を以下のように設定
し、速度層モデルを作成する。設定したＰ波速度と地質区分および地層名の関係を表 3.5 に示す。図 3.5 (1)  (6) に検討より作成した地質境界の上面標高等高
線図を示す。
1)

1.8km/s ：完新統および更新統(第四紀火山を含む)

2)2.0km/s ： 鮮新統

3)2.2km/s ：中部中新統(上部層)4)3.5km/s ：(中部中新統下部層下部中新統)の上位層

5)4.5km/s ：(中部中新統下部層下部中新統)の下位層

6)5.0km/s：地震基盤※ 4)と 5)の区分については、境界とする深度は地質文献では判定できないが、基礎試錐の資料では上面から 5001000m にその境があることから、これを参考として速度層境界を検討する。
※ 古第三系の神戸層群は分布が狭く、文献による速度値も近いことから 4)に含める。
※ 表層に近い部分では風化や緩みの影響が大きく、低速度から徐々に基盤岩の真の速度値に近づいていく。このため地表部から基盤岩が出現する地域においても、6)地震基盤の 5.4km/s 層は地表には現れない。この出現深度は地質条
件によって異なるため確定できないが、鳥取県（2003）では地表から 500m
前後の深度で 5.5km/s 層が現れていることから、これを参考として地震基盤の上面深度を推定する。

－ 30 －

3.4

深部地盤構造モデル

表3.5
速度層

第１層

速度値
(km/sec)

速度構造一覧表

地質区分

地層名

完新統

沖積層

更新統

蒜山原層,日本原層
大山火山岩類1.8

扇ノ山,神鍋火山岩類

第四紀火山

大根島玄武岩アルカリ玄武岩台地

(鮮新統)更新統
第２層

2.0

大阪層群,三豊層群,山砂利層
三朝層群,照来層群

鮮新統

和久羅山安山岩
出雲層群,石見層群(上部)

第３層

2.2

備北層群,勝田層群

中部中新統(上部層)

岩屋累層(淡路島)
土庄層群,讃岐層群

第４層

3.5

第５層

4.5

中部中新統

上位層
(古第三系を含む)

(下部層)
下部中新統

下位層

古第三系

石見層群 （上位） 神戸層群
(中下部)
北但層群（下位）



木地山火山岩類
高田流紋岩類,吉舎安山岩類

第６層
地震基盤

相生,生野,有馬層群
5.0

白亜紀古第三紀火成岩類



領家花崗岩類
広島花崗岩類
山陰帯深成岩類
丹波帯,舞鶴帯,中国帯

先白亜系

三郡変成岩類－ 31 －







































 

 







































鮮新統上面標高ᮡ㜞=O?

－ 32 －


























図 3.5 (2)





























































 







完新統および更新統上面標高図
図 3.5 (1)2006 年 1 月
第 294 号
防災科学技術研究所研究資料

ᮡ㜞=O?




















































































































 




ᮡ㜞=O?








































－ 33 －








































































 



ᮡ㜞=O?


中部中新統下部～下部中新統上位層上面標高

図 3.5 (4)

中部中新統上部上面標高
図 3.5 (3)深部地盤構造モデル
3.4
















































 

 

ᮡ㜞=O?








































－ 34 －


























地震基盤上面標高

図 3.5 (6)


























































 




ᮡ㜞=O?


中部中新統下部～下部中新統下位層上面標高
図 3.5 (5)2006 年 1 月
第 294 号
防災科学技術研究所研究資料

3.4

3.4.5

深部地盤構造モデル

速度構造モデルの作成

前項までの検討結果を元に、当該地域の速度構造モデルを検討した。その際、既往文献などとのチェックを行い、図 3.5 (1)  (6) に示した地質構造境界の修正も行った。主な修正箇所は、以下の地域である。
1)

京都北部、若狭湾周辺域
丹後半島の地質文献(山元ほか, 1988)や海域の音響探査(山本ほか, 1993)などから地質モデルを検討した。
海岸部から日本海側にかけては、島根・鳥取から連続する中新統のグリーン
タフが厚いが、若狭湾内では中古生層までの深度は浅い。
2)

播磨灘海底
海底重力探査(駒澤ほか, 1996)や反射法地震探査(横倉ほか, 1996)などから、基盤上面深度は淡路島西方の断層落込み部が最も深く 1000m 程度と推定した。
3)

四国東部紀伊半島の中央構造線沿い（和泉層群の地下構造）

中央構造線沿の北側に沿って、後期白亜系の和泉層群が領家花崗岩類と中央構造線に挟まれた細長い堆積盆を埋めて分布している。和泉層群は中央構造線の左横ずれ運動により、断層北側の堆積盆に形成された上部白亜紀の堆積岩である。既往文献によれば、本層のＰ波速度は 2.74.2km/s であり、地震基盤とはならないので、基盤岩類（三波川帯および領家帯）と区分した。
吉野川北側の反射法地震探査では、和泉層群は 3000m の層厚を有すると推定されている（伊藤ほか, 1996）。一方、中央構造線の南側では逆断層成分を有す
る右横ずれ断層によって深い堆積盆が形成されており、紀淡海峡や吉野川での地震探査では厚さ 10002000m の大阪層群相当層が堆積しているのが確認されている（横倉ほか, 1998；伊藤ほか, 1996；佃ほか, 1996）。これらの既往文献を参考に、和泉層群の分布を推定した。四国から紀伊半島にかけての基盤岩類上
面の最深部は、中央構造線の北側に溝状に分布する形となる。

－ 35 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

本検討地域の一部または周辺部には、深い地盤構造モデルが既に作成されている地域がある。当該地域の東側には、既に地震動予測地図を作成している「琵琶湖西岸断層帯」で用いた深い地盤構造モデルが存在し、表 3.6 に示す速度層モ
デルを設定している。この表において、速度層１５は大阪層群、古琵琶湖層群および相当層、６、７は堆積盆地下における岩盤の風化帯、８の上面が地震
基盤面にあたる。このうち大阪層群、古琵琶湖層群および相当層については、個々の堆積盆地における検討で表 3.7 に示す層区分を行い、全体として 1.6、1.8、2.0、2.2、2.5km/s の５層を設定したものである。
これらの資料も考慮して、当地域における地震基盤までのＰ波速度層区分を設定した。以下に、設定した速度層区分について述べる。
（１）完新統、更新統、大阪層群および相当層
山陰中四国地域の大阪層群および相当層は、隣接する大阪平野の区分と同様の３層区分（1.6、1.8、2.5km/s）とする。区分は、香川ほか（2003）のモデル
による比例配分とする。
検討地域全域としては、京都盆地の区分を含めた５層区分（1.6、1.8、2.0、2.2、2.5km/s）とする。
（２）鮮新統山陰地域にやや広く分布しており、データが少なく判定は困難であるが、大阪層群の最下部層と同じ 2.5km/s 層とする。
（３）第四紀火山
鳥取の大山火山噴出物が対象となり、速度検層の結果から 2.5km/s 層とする。
（４）中部中新統（上部層）
下位層近くでは速度値が大きくなるが、固結度が低く概ね 2km/s 台半ばと考えられ、上記と同様の 2.5km/s 層とする。

－ 36 －

3.4

深部地盤構造モデル（５）中部中新統下部層下部中新統
地層が厚く速度値の幅も大きいため、3km/s 台前半と 4km/s 台前半の２層に区分する。後者はいわゆるグリーンタフに相当し、火山砕屑物を主体とする。速度値のばらつきが大きく判定は難しいが、上位層は 3.3km/s、下位層は 4.4km/sとする。
（６）古第三系
神戸層群が対象となるが、分布は三田盆地付近に限られ層厚も最大 500m 程度と薄い。固結の程度が小さい堆積岩であり、中部中新統下部下部中新統の上位層と同じ 3.3km/s とする。
（７）後期白亜系
和泉層群は、新鮮部では 3.54km/s 程度の速度値が推定され、3.8km/s とする。
（８）地震基盤
地震基盤上面は琵琶湖西岸断層帯で設定している 5.2km/s とする。
山地部で地表に露出している基盤岩については、風化を考慮して表層部の速度値を低下させる。風化帯の設定は、検討地域内の K-NET および KiK-net デー
タを統計処理してＰ波速度と深度の関係式を求め、区分した各層の速度値が現れる深度を風化深度とした。図 3.6 にＰ波速度と深度の関係を示す。

－ 37 －

防災科学技術研究所研究資料

表 3.6

第 294 号

2006 年 1 月

琵琶湖西岸断層帯周辺地域における各速度層の物性値

速度層

Ｐ波速度
（km/s）

１
２

1.6
1.8

0.39
0.43

1.8
1.9

３
４
５
６
７

2.0
2.2
2.5
3.8
4.4

0.62
0.75
0.95
1.8
2.2

2.0
2.0
2.2
2.4
2.5

８

5.2

3.1

2.6

表 3.7

密度（g/cm３）

大阪層群,古琵琶湖層群および相当層の速度層区分


速度値(km/s)

備 考

Ｓ波速度（km/s）

大阪平野

京都盆地

近江盆地

1.6

1.8

1.6

1.8

2.0

1.8

2.5

2.2

2.0

香川ほか(2003)

基準ﾎﾞｰﾘﾝｸﾞ

烏丸ﾎﾞｰﾘﾝｸﾞ澤田ほか(1999)

－ 38 －

3.4

深部地盤構造モデル

ฎ╙ਃ♿㔺ጤၞ䈱ᬌጀ⚿ᨐ㪈㪉ㅦᐲ㪲㫂㫄㪆㫊㪴
㪊

㪋

㪌

㪍

㪇

㪇

㪇

㪌㪇

㪌㪇

㪈㪇㪇

㪈㪇㪇

㪈㪌㪇

㪈㪌㪇

ᷓᐲ㪲㫄㪴

ᷓᐲ㪲㫄㪴

㪇

ᓟᦼ⊕੝♿㔺ጤၞ䈱ᬌጀ⚿ᨐ㪉㪇㪇㫐㩷㪔㩷㪉㪉㪅㪇㪏㪉㫏㩷㪄㩷㪉㪊㪅㪋㪐㫐㩷㪔㩷㪋㪇㪅㪐㪋㪐㫏㩷㪄㩷㪈㪈㪅㪇㪏㪏㪉㪌㪇ㅦᐲ㪲㫂㫄㪆㫊㪴
㪊

㪋

㪌

㪍

㫐㩷㪔㩷㪊㪏㪅㪇㪏㪍㫏㩷㪄㩷㪌㪅㪈㪊㪌㪐㫐㩷㪔㩷㪈㪏㪅㪏㪈㪐㫏㩷㪄㩷㪈㪋㪅㪋㪏㪍

㪊㪇㪇

㪊㪌㪇

㪊㪌㪇

㪭㫇㪄㫂㫄㪆㫊

㪭㫊㪄㫂㫄㪆㫊

✢ᒻ㩷㩿㪭㫇㪄㫂㫄㪆㫊㪀✢ᒻ㩷㩿㪭㫊㪄㫂㫄㪆㫊㪀㪭㫇㪄㫂㫄㪆㫊

㪭㫊㪄㫂㫄㪆㫊

ਛฎ↢ઍ㔺ጤၞ䈱ᬌጀ⚿ᨐ

㪇

㪈

㪉

ㅦᐲ㪲㫂㫄㪆㫊㪴
㪊

㪋

㪌

㪍

㪇

㪇

㪇

㪌㪇

㪌㪇

㪈㪇㪇

㪈㪇㪇

㪈㪌㪇

㪈㪌㪇

㪉㪇㪇
㫐㩷㪔㩷㪋㪍㪅㪈㪐㪋㫏㩷㪄㩷㪈㪌㪅㪊㪋㪉㪌㪇✢ᒻ㩷㩿㪭㫇㪄㫂㫄㪆㫊㪀✢ᒻ㩷㩿㪭㫊㪄㫂㫄㪆㫊㪀ᄌᚑጤ㘃㔺ጤၞ䈱ᬌጀ⚿ᨐ

ᷓᐲ㪲㫄㪴

ᷓᐲ㪲㫄㪴

㪉

㪉㪇㪇
㪉㪌㪇

㪊㪇㪇

㪈

㫐㩷㪔㩷㪉㪈㪅㪍㪐㪈㫏㩷㪄㩷㪉㪊㪅㪇㪇㪈

㪊㪇㪇

㪈

㪉

ㅦᐲ㪲㫂㫄㪆㫊㪴
㪊

㪋

㪌

㪍

㪉㪇㪇
㫐㩷㪔㩷㪈㪋㪅㪐㪐㪉㫏㩷㪄㩷㪐㪅㪈㪎㪏㪋㫐㩷㪔㩷㪊㪈㪅㪎㪏㪈㫏㩷㪄㩷㪌㪅㪌㪇㪍㪐

㪉㪌㪇
㪊㪇㪇

㪊㪌㪇

㪊㪌㪇

㪭㫇㪄㫂㫄㪆㫊

㪭㫊㪄㫂㫄㪆㫊

✢ᒻ㩷㩿㪭㫇㪄㫂㫄㪆㫊㪀✢ᒻ㩷㩿㪭㫊㪄㫂㫄㪆㫊㪀㪭㫇㪄㫂㫄㪆㫊

㪭㫊㪄㫂㫄㪆㫊

✢ᒻ㩷㩿㪭㫇㪄㫂㫄㪆㫊㪀✢ᒻ㩷㩿㪭㫊㪄㫂㫄㪆㫊㪀ᷓᚑጤ㘃㔺ጤၞ䈱ᬌጀ⚿ᨐ

㪇

㪈

㪉

ㅦᐲ㪲㫂㫄㪆㫊㪴
㪊

㪋

㪌

㪍

㪇
㪌㪇

ᷓᐲ㪲㫄㪴

㪈㪇㪇
㪈㪌㪇
㪉㪇㪇
㪉㪌㪇

㫐㩷㪔㩷㪋㪊㪅㪍㪈㪉㫏㩷㪄㩷㪈㪇㪅㪉㪈㪉㫐㩷㪔㩷㪉㪇㪅㪇㪏㪌㫏㩷㪄㩷㪈㪎㪅㪏㪍㪊⴫ጀ࿾⾰඙ಽᲤ䈱಴⃻ᷓᐲㅦᐲ඙ಽ ฎ╙ਃ♿ ᓟᦼ⊕੝♿
ਛฎ↢ઍ ᄌᚑጤ㘃 ᷓᚑጤ㘃 㪘㫍㪼㪅
㪈㪅㪏
㪈㪍
㪈㪐
㪈㪍
㪈㪏
㪈㪏
㪉
㪉㪈
㪉㪊
㪉㪇
㪉㪈
㪉㪉
㪉㪅㪉
㪉㪌
㪉㪎
㪉㪌
㪉㪋
㪉㪍
㪉㪅㪌
㪊㪉
㪊㪊
㪊㪈
㪉㪏
㪊㪉
㪊㪅㪊
㪋㪐
㪋㪏
㪋㪐
㪋㪇
㪋㪏
㪊㪅㪏
㪍㪇
㪌㪎
㪌㪐
㪋㪏
㪌㪏
㪋㪅㪋
㪎㪋
㪍㪏
㪎㪉
㪌㪎
㪎㪈
㪌㪅㪉
㪐㪈
㪏㪊
㪐㪇
㪍㪐
㪏㪎
㩿㪭㫇㪃㩷㫂㫄㪆㫊㪀
㩿㫄㪀

㪊㪇㪇
㪊㪌㪇
㪭㫇㪄㫂㫄㪆㫊

㪭㫊㪄㫂㫄㪆㫊

✢ᒻ㩷㩿㪭㫇㪄㫂㫄㪆㫊㪀

図 3.6✢ᒻ㩷㩿㪭㫊㪄㫂㫄㪆㫊㪀

山地部における P 波速度と深度の関係－ 39 －

㪈㪏
㪉㪈
㪉㪌
㪊㪈
㪋㪎
㪌㪎
㪍㪏
㪏㪋

防災科学技術研究所研究資料

3.4.6

第 294 号

2006 年 1 月

物性値の設定Ｓ波速度の値は、検討地域を含む周辺の K-NET および KiK-net のＰＳ検層結果から、Ｐ波速度とＳ波速度の関係を求め設定を行った（図 3.7）
。両者の関係式は以下のとおりである。
Vp 2.0km/s 未満 ： Vs＝0.1620Vp+0.0836
Vp 2.05.0km/s ： Vs＝0.5656Vp-0.5377
 第１、第２層のＳ波速度については、香川ほか（2003）に準拠した値とした。
 地震基盤のＳ波速度は琵琶湖西岸断層帯で設定している 3.1km/s とした。
密度値については、Ludwig et al. (1970) の関係図から求めた（図 3.8）。
表 3.8 に設定した各速度層の物性値を示す。

㪊㪅㪌㪟㫀㪄㫅㪼㫋
㪢㪄㪥㪜㪫ㄭૃᑼ䋨㪉㫂㫄㪆㫊એ਄䋩ㄭૃᑼ䋨㪉㫂㫄㪆㫊ᧂḩ䋩㪊㪉㪅㪌㪭㫊㩿㫂㫄㪆㫊㪀


















㫐㩷㪔㩷㪇㪅㪌㪍㪌㪍㫏㩷㪄㩷㪇㪅㪌㪊㪎㪎㪉㪈㪅㪌㫐㩷㪔㩷㪇㪅㪈㪍㪉㫏㩷㪂㩷㪇㪅㪇㪏㪊㪍

㪈
㪇㪅㪌
㪇
㪇

㪈

㪉

㪊

㪋

㪭㫇㩿㫂㫄㪆㫊㪀

図 3.7

P 波と S 波速度値の関係図－ 40 －

㪌

㪍

3.4

図 3.8

深部地盤構造モデル

Ludwig et al. (1970) によるＰおよびＳ波速度と密度の関係（表 3.8 に示す構造モデル物性値の関係を、◆および■で示す）
表3.8

速度層

山崎断層帯周辺地域の速度モデル物性値
Ｐ波速度（km/s）

Ｓ波速度（km/s）

密度（g/cm３）

１

1.6

0.35

1.8

２
３
４
５

1.8
2.0
2.2
2.5

0.55
0.59
0.71
0.88

1.9
2.0
2.1
2.1

６
７
８
９

3.3
3.8
4.4
5.2

1.3
1.6
2.0
3.1

2.3
2.4
2.5
2.6

－ 41 －

防災科学技術研究所研究資料

3.4.7

第 294 号

2006 年 1 月

３次元速度構造モデルの作成

以上の検討より作成した３次元速度構造モデルを図 3.9 (1)  (8) に、南北方向
断面図を図 3.10 (1) ～ (2) に示す。以下に各速度層の特徴を述べる。
（１）1.62.5km/s 層
大阪湾、播磨灘、紀伊水道および京都、近江盆地では本速度層に対比される
大阪層群相当層が厚く堆積し、最大 3000m 以上に達している。また、播磨平野、岡山平野などの瀬戸内の平野部でも数 100m の厚さがある。
日本海では鮮新統および中部中新統上部層に対比される 2.5km/s 層が厚く、下面深度は-1000-3000m まで落ち込んでいる。
（２）3.3km/s 層
山陰および日本海において 2.5km/s 層の下に厚く、下面の深度は鳥取沖の最深部で-4000m に達する。
山陽側では神戸層群の分布域に限られており規模は小さい。
（３）3.8km/s 層中央構造線北側の和泉層群に対比され、細長い地溝状に分布する。最深部の深度は-3000m に達する。
（４）4.4km/s 層
山陰の海岸部から日本海および兵庫県北部で厚い。上位層である 3.3km/s および 2.5km/s 層も厚いため、本層の下面深度は日本海で-5000-6000m に達する。
（５）5.2km/s 層（地震基盤）
中国山地ではほぼ地表付近から基盤が現れる。上述のように、山陰から日本
海、近江、京都盆地から大阪湾、紀伊水道、および中央構造線沿いに本層上面が深くなる。
（６）工学的基盤
図 3.11 に浅いボーリングデータを用いて作成した工学的基盤（Ｎ値 50 以上の上面）の深度コンター図を示す。
－ 42 －









ᮡ㜞=O?
























 
 

 
 
 
 
 
  

 




 
 
 
 
 

 
 
 
 







































































ᮡ㜞=O?
























 
 
 


 


 












 

 
 
 
 
 
  





 
 
 
 
 

 
 
 
 








































































































－ 43 －




















































P 波速度 2.0km/s 層上面標高

図 3.9 (2)P 波速度 1.8km/s 層上面標高
図 3.9 (1)

深部地盤構造モデル
3.4









ᮡ㜞=O?






























 

 
 
 
 
  


 

 


 

 
 

 
 
 

 
 




































































ᮡ㜞=O?











 
  

 



 
 
 

 











































































































































































－ 44 －




















































P 波速度 2.5km/s 層上面標高

図 3.9 (4)P 波速度 2.2km/s 層上面標高
図 3.9 (3)2006 年 1 月
第 294 号
防災科学技術研究所研究資料









ᮡ㜞=O?
























 
 

 
 
 
 
 
  

 




 
 
 
 
 

 
 
 
 







































































ᮡ㜞=O?
























 
 

 
 
 
 
 
  

 




 
 
 
 
 

 
 
 
 
































































































































－ 45 －




















































P 波速度 3.8km/s 層上面標高

図 3.9 (6)P 波速度 3.3km/s 層上面標高
図 3.9 (5)深部地盤構造モデル
3.4









ᮡ㜞=O?
























 
 

 
 
 
 
 
  

 




 
 
 
 
 

 
 
 
 







































































ᮡ㜞=O?
























 
 
 


 


 












 

 
 
 
 
 
  





 
 
 
 
 

 
 
 
 








































































































－ 46 －




















































P 波速度 5.2km/s 層上面標高

図 3.9 (8)P 波速度 4.4km/s 層上面標高
図 3.9 (7)2006 年 1 月
第 294 号
防災科学技術研究所研究資料

3.4

深部地盤構造モデル

㪭㫇㪉㪅㪌㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪌㪅㪉㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪋㪅㪋㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪉㪅㪌㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪊㪅㪊㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪌㪅㪉㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪊㪅㪏㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪋㪅㪋㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪉㪅㪌㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪊㪅㪊㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪌㪅㪉㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪊㪅㪏㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪋㪅㪋㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪈㪅㪏㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪉㪅㪌㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪉㪅㪌㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪊㪅㪊㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪌㪅㪉㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪋㪅㪋㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪊㪅㪏㫂㫄㪆㫊㩷

図 3.10 (1)構造モデル断面図－ 47 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号㪭㫇㪉㪅㪌㫂㫄㪆㫊㩷

2006 年 1 月

㪭㫇㪈㪅㪏㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪊㪅㪊㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪌㪅㪉㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪉㪅㪌㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪋㪅㪋㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪊㪅㪏㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪊㪅㪊㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪈㪅㪏㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪋㪅㪋㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪌㪅㪉㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪉㪅㪌㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪈㪅㪏㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪋㪅㪋㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪌㪅㪉㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪉㪅㪌㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪈㪅㪏㫂㫄㪆㫊㩷㪭㫇㪉㪅㪇㫂㫄㪆㫊㩷

図 3.10 (2)㪭㫇㪌㪅㪉㫂㫄㪆㫊㩷

構造モデル断面図（つづき）－ 48 －

㪭㫇㪊㪅㪏㫂㫄㪆㫊㩷









ᷓᐲ=O?














































































































－ 49 －









Ｎ値５０以上となる深度
図 3.11深部地盤構造モデル
3.4

防災科学技術研究所研究資料

3.5

第 294 号

2006 年 1 月

浅部地盤構造モデル

浅部地盤構造モデルの評価については、国土数値情報の地形・地質データおよび標高データをもとに表層地盤の増幅倍率を求めることとした。
3.5.1

国土数値情報を用いた表層地盤の増幅率評価の基本的な考え方

地震動評価における表層地盤の増幅率評価については、簡易的に地盤の増幅度を全国同水準に求めることを前提に考える。
評価方法は、国土数値情報に含まれる地形学的情報が全国を網羅しているので、これを用いた経験式から、地表から工学的基盤までの表層地盤の平均Ｓ波速度を推定し、さらに、これと表層地盤の増幅度の関係を表す経験式から表層地盤の増幅度を求める。工学的基盤における地震動強さ（最大速度）に表層地盤の増幅度をかけることにより、地表の地震動強さが求められる。
松岡・翠川（1994）は、地盤情報を含むデータが日本全国 1km メッシュでデータベース化されている国土数値情報を用いる方法を提案している。しかし、松岡・翠川（1994）では、平均Ｓ波速度を推定するための経験式を作成する際に用いたデータが関東のデータであったため、この経験式を全国的に用いるには問題があった。
その後、藤本・翠川（2003）は、全国のＰＳ検層データを用いて地盤の平均Ｓ
波速度と微地形区分の関係式を提案している。
ここでは、藤本・翠川（2003）の方法を用いて地盤の深さ３０ｍまでの平均Ｓ
波速度の評価を行った。
3.5.2

増幅率評価に用いる国土数値情報および地質図

地盤を一律に細かく評価した資料として、国土数値情報（国土交通省国土地理院）や 100 万分の 1 地質図（独立行政法人産業技術総合研究所地質調査総合センター）などがある。前者については地形分類、海岸線、主要河川、標高のデータ、後者については表層地質分布から地質年代のデータを使用する事ができる。このうち、地形分類のデータは、全国を約 1km のメッシュに分けて、メッシュごとに評価されている。しかし、これは県を単位とした分析であり、県によって評価の精度が違ったり、表現が異なったりしており、全国的には統一的でない部分もある。また、これらのデータは主に昭和 40 年代に作成されたた－ 50 －

3.5

浅部地盤構造モデル

めにその後に埋め立てられたり、造成されたりした地域のデータは含まれていない。以上の点を踏まえ、対象地域の地形分類データについて統一的に見直す作業を行った。
表 3.9 に国土数値情報による地形分類および表層地質分類と藤本・翠川（2003）
による微地形区分との関係を示す。ここでは表 3.9 の対応関係を基本として、藤本・翠川（2003）の微地形区分への分類を行うこととした。
なお、以下の２点について、新たに考慮することとした。
①微地形区分の「他の地形（沖積・洪積）」の見直し
国土数値情報を用いた微地形区分の中にある「他の地形（沖積・洪積）」という分類は、その大半が第四紀に噴火した火山の地形であるが、同地域の地質図と比較すると第三紀以前の岩盤が露出している地域が混在している箇所が多く見られた。そこで、「他の地形（沖積・洪積）」に分類される地域の地質図と照らし合わせて、再分類を行った。
②微地形区分がなされていないメッシュの再評価
国土数値情報では、湖や海沿いにおいて 1km メッシュの大半が水面部である場合は対象から除外している。このため、メッシュ内に陸がわずかに存在する場合でも、微地形区分が抜けている場合がある。そこで、データが抜けている湖および海沿いのメッシュに対して微地形ないしは地質を追加する作業を行った。

－ 51 －

防災科学技術研究所研究資料

表 3.9

第 294 号

2006 年 1 月

国土数値情報による地形分類および表層地質分類と藤本･翠川（2003）による微地形区分との関係ᆀ┑䛴ቌᖕᗐ䛴゛⟤䛱⏕䛊䜑ᆀᙟฦ㢦⸠ᮇ䡗⩣ᕖ㻋㻕㻓㻓㻖㻌ᅗᅰᩐೋ᝗ሒ䛱䜎䜑ᆀᙟฦ㢦䛐䜎䛹⾪ᒒᆀ㈹ฦ㢦

䜷䞀䝍

㻔㻌

ᆀᙟฦ㢦

ᆀᙟฦ㢦

䟺᚜ᆀᙟ༇ฦ䟻๧㻙ᇔ❟ᆀᇔ❟ᆀ䝿ᖱᢽᆀ

๧㻚

ᖱᢽᆀ

ெᕝᨭንᆀ

๧㻘

ெᕝᨭንᆀ

䝋䝯䝃䡗ᚃ⫴‭ᆀ㻃䠖䍱㻓㻑㻘㼎㼐୹㻕㻔୔ぽᕗᛮ఩ᆀ

䝋䝯䝃䡗ᚃ⫴‭ᆀ㻃䠖䠐㻓㻑㻘㼎㼐୹㻕㻕▹ᕗ䡗⮤↓ላ㜭

⮤↓ላ㜭

୹㻕㻖

⿍さ▹ୢ

ㆺᗇᖲ㔕

༇㻔㻕䚮୹㻔㻙 㻋▹ୢ▹䛴㻌▹♗ྋᆀ

▹ᕗ䡗▹ୢ

୹㻔㻜

ᡢ≟ᆀᛮ఩ᆀ

ᡢ≟ᆀ

୹㻔㻗

䝱䞀䝤ྋᆀ

䝱䞀䝤ྋᆀ

୹㻔㻙

㻋▹ୢ▹௧አ䛴㻌▹♗ྋᆀ

▹♗ྋᆀ

୹㻜ࠤ㻔㻔

ୢ㝘ᆀ

ୢ㝘ᆀ

᫤௥㻘㻏㻙

ἀ✒䡗Ὕ✒

➠ᄿ⣎ℾᒜ

᫤௥㻗

᩺➠୔⣎

ᒜᆀ䟺᩺➠୔⣎䟻

᫤௥㻖

ཿ➠୔⣎

ᒜᆀ䟺ཿ➠୔⣎௧๑䟻

᫤௥㻕

୯⏍௥

᫤௥㻔

ཿ⏍௥

㻕㻌

㻕㻌

䈓᩺䛥䛱㏛ຊ䛛䜒䛥༇ฦ㻔㻌䚭୹䛐䜎䛹๧䛵䚮ᅗᅰᩐೋ᝗ሒ䛴ᆀᙟฦ㢦䛱䛐䛗䜑୹ฦ㢦䛐䜎䛹๧ฦ㢦䚯༇䛐䜎䛹᫤௥䛵䚮ᅗᅰᩐೋ᝗ሒ䛴⾪ᒒᆀ
䚭䚭㈹ฦ㢦䛱䛐䛗䜑ᒷ▴༇ฦ䛐䜎䛹᫤௥༇ฦ㻕䟻㻃䠖䛵୹こἑᕖ䛑䜏䛴㊝㞫㻋㼎㼐㻌－ 52 －

3.5

3.5.3

浅部地盤構造モデル

表層地盤の増幅の評価

表層地盤の増幅の評価については、前節で示した地震動評価のための微地形
区分ごとに平均Ｓ波を設定し、その平均Ｓ波速度から増幅度を算定する方法を採用した。今回採用した藤本・翠川（2003）では、松岡・翠川 (1994) によって示された式(3-1)の関係を用いて、図 3.12 に示すような３つに区分された地域（東北日本・中央日本・西南日本）の微地形区分ごとの平均Ｓ波速度を算定している。図 3.13 に微地形区分ごとの標高または主要河川からの距離と平均Ｓ波速度の関係を示し、それにより求められている式(3-1)の係数を表 3.10 に示す。

LogAVS = a + b  LogH + c  LogD ± 

AVS；地表から地下 30m までの推定平均 S 波速度(m/s)

a,b,c,σ ；係数（表 3.10）H；標高(m)

D；主要河川からの距離(km)

図 3.12主要構造線に基づく日本列島の地域分け
藤本・翠川（2003）－ 53 －(3-1)

防災科学技術研究所研究資料

図 3.13

第 294 号

2006 年 1 月

地域ごとの微地形区分と地盤の平均 S 波速度
藤本・翠川（2003）－ 54 －

3.5

表 3.10浅部地盤構造モデル

式(3-1)における微地形区分ごとの係数

࿾ᒻಽ㘃
ᓸ࿾ᒻ඙ಽ

ጊ࿾
ฎ╙ਃ♿એ೨
ጊ࿾
ᣂ╙ਃ♿
╙྾♿Ἣጊ
ਐ㒺࿾
⍾␕บ࿾
ࡠ࡯ࡓบ࿾
ᚸ⁁࿾
⍾Ꮊ㨯⍾ਐ
⼱ᐩᐔ㊁
⥄ὼႇ㒐
࠺࡞࠲㨯
ᓟ⢛Ḩ࿾
㧰㧪MO㧰҇MOੱᎿᡷᄌ࿾ၒ┙࿾㨯ᐓᜏ࿾

࿾ၞ
㧱
㧯
㨃
㧱
㧯
㨃
㧱
㧯
㨃
㧱
㧯
㨃
㧱
㧯
㨃
㧱
㧯
㨃
㧱
㧯
㨃
㧱
㧯
㨃
㧱
㧯
㨃
㧱
㧯
㨃
㧱
㨃
㧯
㧯
㧱
㧯
㨃
㧱
㧯
㨃

C

࿁Ꮻଥᢙ
D

E
















































































































࠺࡯࠲
ᢙ









































ǻ

































表中の地域は E: 東北日本、C: 中央日本、W: 西南日本、a, b, c は 式(3-1)の回帰係数、σは標準偏差。
（藤本・翠川 (2003) による）

－ 55 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

また、それぞれの微地形区分における標高のデータに係る係数“b”と主要河川からの最短距離に係る係数“c”は、実測値データを元に決定した関数によるものであるため、表 3.11 および表 3.12 に示す有効な範囲を設定した。
表 3.11係数“ｂ”の標高の範囲

"5'6  
4
4

















#"

-%
&
0)3
1! 2
$*

+,
./(








表 3.12


係数“c”の主要河川からの最短距離の範囲





!




 $#"








松岡・翠川（1994）は、第三紀ないしそれ以前の丘陵地（AVS が 600m/s 程度）を基準とした表層地盤の最大速度増幅度について、式(3-2)を用いて算定することを提案している。

LogARV = 1.83  0.66  LogAVS ± 0.16

(3-2)（100＜AVS＜1500）
AVS；地表から地下 30m までの推定平均Ｓ波速度(m/s)
ARV；地表から地下 30m までの最大速度増幅度
なお、標高値や主要河川からの距離によっては平均Ｓ波速度が 100m/s 未満となる場合が生じるが、ここでは、平均Ｓ波速度が 100m/s 未満となった場合には、
平均 S 波速度 100m/s の最大速度増幅度で評価するものとした。
また、式(3-2)は、平均Ｓ波速度が 600m/s を基準（増幅度＝1.0）としている。
今回の予測地図作成に当たっての基盤の評価は、工学的基盤（Ｓ波速度 400m/s－ 56 －

3.5

浅部地盤構造モデル相当）で行うことを想定しているため、上記増幅度をＳ波速度 400m/s の地盤上に適用する場合には、1.31 で割った増幅度を用いることにした。
以上までに述べた方法で、山崎断層帯周辺地域について、1km メッシュごとに求めた微地形区分と工学的基盤以浅の速度増幅度の分布をそれぞれ図 3.14 と図 3.15 に示す。

図 3.14

国土数値情報を用いた藤本・翠川 (2003) に基づく微地形区分の分布－ 57 －

防災科学技術研究所研究資料

図 3.15

第 294 号

2006 年 1 月

藤本・翠川 (2003) に基づく工学的基盤以浅の速度増幅度分布－ 58 －

４．震源モデルの作成
4.1

山崎断層帯の概要

山崎断層帯は、岡山県北東部から兵庫県南東部にかけて分布する活断層帯で、西から那岐山（なぎせん）断層帯、山崎断層帯主部、草谷断層の３つの起震断層に区分される。
山崎断層帯主部は、岡山県勝田郡勝田町から兵庫県三木市に至る長さが約80kmで、左横ずれが卓越する断層帯である。那岐山断層帯は、岡山県苫田（とまた）郡鏡野町から岡山県勝田郡奈義（なぎ）町に至る長さが約32kmで、北側が南側に対して相対的に隆起する断層帯である。草谷断層は、兵庫県三木市から兵庫県加古川市に至る長さが約13kmで、右横ずれが卓越する断層である。2005
年１月１日を起点とした今後30年間の地震発生確率は、山崎断層帯主部のうち北西部で0.08%１%、南東部で0.03%５%、那岐山断層帯で0.07%0.1%、草谷断層でほぼ0%と評価されており、各地震発生確率の最大値をとると、山崎断層帯主部の南東部は、今後30年間に地震が発生する確率が我が国の主な活断層の中では高いグループに属することになる。
本検討では、「長期評価」を参照して、各断層帯の震源断層位置を図4.1のように設定した。震源断層としては、山崎断層帯主部のうち、大原断層・土万（ひじま）断層・安富断層と南東部が同時に活動する場合（以下、モデル１とする）、
山崎断層帯主部の北西部のうち、大原断層・土万断層・暮坂峠断層（以下、モデル２とする）、山崎断層帯主部の南東部(以下、モデル３とする)、山崎断層帯
主部の南東部と草谷断層が同時に活動する場合(以下、モデル４とする)、那岐山断層帯 (以下、モデル５とする)を想定した。

－ 59 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月


図 4.1

山崎断層帯の位置図（地震調査委員会 (2003) に加筆）

4.2

断層モデルの作成

震源断層モデルの位置については、「長期評価」による活断層位置図（図4.1）を参照に設定した。長さについては、基本的に「長期評価」によったが、山崎
断層帯主部の北西部（長さ約51km）、および草谷断層（長さ約13km）について
は、震源断層モデルの作成の都合上、それぞれ52km、および14kmとした。モデル１については、震源断層が長大であるため、全体で１つのセグメントとする
場合（ＣＡＳＥ１１）の他に、セグメントを２つに分け、「長期評価」を参考に、大原断層・土万断層・安富断層を１セグメント（以下、第１セグメント）、
南東部を１セグメント（以下、第２セグメント）とする場合も想定した（ＣＡ
ＳＥ１２）。セグメントを分けた場合の特性化震源モデルの設定方法についてはレシピに従った。ただし、活断層研究において、セグメント化やグループ化に関しては、まだ議論の途上にあり、今後の研究課題となっている。断層の位置と詳細法解析範囲を図4.2に、活断層で発生する地震の震源特性設定の流れを図4.3に示す。
－ 60 －

4.2

断層モデルの作成


図 4.2

詳細法解析範囲と想定断層位置－ 61 －

防災科学技術研究所研究資料

図 4.3

第 294 号

2006 年 1 月

活断層で発生する地震の震源特性設定の流れ

4.2.1 断層パラメータの設定
断層パラメータの設定は、地震調査委員会（例えば、2003a, b 参照）で制作された「活断層で発生する地震の強震動評価のレシピ」（以下「レシピ」と呼ぶ）に沿って設定した。設定に関して「レシピ」では以下のように記述されている。
活断層で発生した地震の震源特性の設定においては、評価対象を断層全体の形状や規模を示す巨視的震源特性、主として震源断層の不均質性を示す微視的震源特性、破壊過程を示すその他の震源特性の３つに分けて設定を行い、特性化震源モデルを作成する。以下に説明する震源特性パラメータ設定方法は、基本的には想定するシナリオ地震に対して最初に特性化震源モデルを構築する際－ 62 －

4.2

断層モデルの作成に用いる設定方法であり、強震動評価初期段階における震源特性パラメータの設定が、一貫性をもってなされることを目的としている。
活断層で発生する地震は、海溝型地震と比較して、地震の活動間隔が長いた
めに、最新活動の地震による観測記録が得られていることは少ない。したがって、活断層では地表における過去の活動の痕跡のみから特性化震源モデルを推定しなければならないため、海溝型地震と比較して、そのモデルの不確定性が大きくなる傾向にある。そのため、そうした不確定性を考慮して、複数のモデルを想定することが望ましい。以下では、それぞれの震源特性ごとに説明する。
巨視的震源特性
断層の巨視的震源特性のパラメータとして、・断層の幾何学的位置（基準位置と走向）・断層の大きさ・深さ
・地震規模
・断層の平均すべり量を設定する。それぞれのパラメータの設定方法について、以下に説明する。
但し、地震調査委員会長期評価部会の評価結果があれば、基本的にそれを用いる。
（１）断層の幾何学的位置（基準位置と走向）断層の幾何学的位置については、変動地形調査や既存のデータをとりまとめた「新編日本の活断層」、「都市圏活断層図」などを基に設定する。その際、付近に複数の断層が存在する場合には、松田 (1990) の基準に従って、起震断層を設定する。また、断層間の形状、活動間隔、地表の変位量等の情報により、必要に応じてセグメント分けを行う。セグメント分けした場合には、想定される
地震をすべて設定することが望ましいが、現状では計算量が膨大になることか
ら可能な範囲で確率の高いもの、規模の大きいものなどから順に想定地震を設定する。
地震調査委員会長期評価部会で決定された震源の形状評価があれば、その形
状評価を推定根拠に留意して利用するのが望ましい。

－ 63 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月（２）断層の大きさ（長さ、幅）、深度
長さ L (km) については（１）で想定した起震断層の形状を基に設定する。幅W (km) については、Somerville et al. (1999) による下記に示した W と L の経験的関係、
W=L

（L < Wmax）

W = Wmax （L≧Wmax）(4-1)

を用いる。この関係は内陸の活断層地震の W はある規模以上の地震に対して飽和して一定値となることを示している。ここで、Wmax = Ws/sinθ, Ws:地震発生
層の厚さ (Ws≦20km)、θ:断層の傾斜角。Ws = Hd - Hs。Hd と Hs は地震発生層の下限および上限の深さで微小地震の深さ分布から決められる [Ito(1999)]。
断層上端の深度 D (km) については、微小地震発生層の上面の深度 Hs（微小地震の浅さ限界）と一致するものとする。これは、地表に断層変位が確認されていても、震源の動力学モデルの研究から地表付近の数ｋｍに及ぶ堆積岩層において応力降下がほとんど発生しなくてもその下の基盤岩部分の地震エネルギーを放出させる破壊が堆積岩層に伝わり破壊が地表に達することがわかってきたためである（例えば、Dalguer et al. , 2001）。
（３）地震規模（地震モーメント）
地震モーメントは震源断層の面積（=長さ×幅）との経験的関係より算定する。
Somerville et al. (1999) によると地震モーメント Mo (dyne・cm)と震源断層の面積
S (km2) の関係は、
S=2.23・10-15・Mo2/3(4-2)となる。ただし、(4-2) 式は過去の大地震の強震動記録を用いた震源インバージ
ョン結果を基にしているが、この中にはＭ８クラスの巨大地震のデータは含まれていない。一方、Wells and Coppersmith (1994) では余震 ・地殻変動データを基に解析されたＭ８クラスの巨大地震のデータを含んでおり、これらによる地震
モーメントに対する震源断層の面積は、地震規模が大きくなると (4-2) 式に比べ－ 64 －

4.2

断層モデルの作成て系統的に小さくなっている。したがって、震源断層の面積が大きい地震については、入倉・三宅（2001）の提案による Wells and Coppersmith(1994)をコンパイルした次式を用いる。
S=4.24×10-11×Mo1/2(4-3)

なお、(4-3) 式を適用するのは、両式で表される直線の交点となる震源断層の面積が 291km2 以上（地震モーメントが 4.7×1025[dyn・cm]、Mw6.4 相当以上）の地震とし、(4-3) 式を基としたデータの分布より地震モーメントは 1.0×1028[dyn・cm]を上限とする必要がある。
複数の地震セグメントが同時に動く場合は、地震セグメントの面積の総和を
震源断層の面積とし、上式を用いて全体の総地震モーメント Mo を算定する。
個々のセグメントへの地震モーメントの配分は、すべてのセグメントで平均応力降下量が一定となるよう、次式に示すようにセグメントの面積の 1.5 乗の重みで配分する。
Moi=Mo・Si3/2/ΣSi3/2(4-4)

Moi：ｉ番目のセグメントの地震モーメント
Si ：ｉ番目のセグメントの面積（４）平均すべり量
断層全体の平均すべり量 D (cm) と総地震モーメント Mo (dyne・cm) の関係は、震源断層の面積Ｓ (cm2) と剛性率μ (dyne/cm2) を用いて、
Mo=μ・D・S(4-5)

で表される。剛性率については、地震発生層の密度、Ｓ波速度から算定する。

－ 65 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

微視的震源特性
断層の微視的的震源特性のパラメータとして、・アスペリティの位置・個数
・アスペリティの面積
・アスペリティ、背景領域の平均すべり量
・アスペリティ、背景領域の応力降下量・fmax
・すべり速度時間関数を設定する必要がある。それぞれのパラメータの設定方法について、以下に説明する。
（１）アスペリティの位置・個数
アスペリティの位置、強震動評価地点および破壊開始点の位置関係により強震動予測結果は大きく変化するため、アスペリティの位置の設定は重要である。
地震断層の変位分布を詳細に調査した最近の研究では、深度の浅いアスペリテ
ィの位置が地震断層の変位の大きい領域によく対応することが明らかにされている（杉山ほか, 2002）。したがって、活断層においても詳細な変位分布が把握できれば、アスペリティの位置をある程度特定することが可能である。しかし、実際には活断層において、このようなデータが得られていることはほとんどな
く、アスペリティの位置を１箇所に特定することは困難であることから、・トレンチ調査等で大きな変位量が観測された地点の付近
・防災上の観点から影響が大きいと推定される地点の付近
・強震動予測結果のばらつきといった点を配慮して、複数のケースを想定することが望ましい。アスペリテ
ィ の 個 数は、1) 過去の内陸地震の強震動 インバージョン結果を整理した
Somerville et. al. (1999) によると、１地震当たり平均 2.6 個、2) 想定する地震規模
が大きくなるにつれて、一般的に同時に動くセグメントが多くなり、アスペリ
ティの数も大きくなる傾向にある。例えば、鳥取県西部地震 (Mw=6.8) が２個、－ 66 －

4.2

断層モデルの作成

兵庫県南部地震 (Mw=6.9) が３個に対し、トルコ・コジャエリ地震 (Mw=7.4) が５個、台湾・集集地震 (Mw=7.6) が６個 (Iwata et al., 2001；宮腰ほか，2001) といった研究成果を参照し、状況に応じて１セグメントあたり１個か２個設定する。
（２）アスペリティの面積
アスペリティの総面積は、強震動予測に直接影響を与える短周期領域における加速度震源スペクトルのレベル（以下、短周期レベルと言う）と密接に関係があることから、まず短周期レベルの値を推定してから求めることにする。短周期レベルは、表層地盤の影響が少ない固い地盤の観測点の地震波形や表層地盤の影響が定量的に把握できている観測点の地震波形を基に推定することができるが、強震動評価の対象となる長期発生確率の高い活断層においては、最新
活動の地震による短周期レベルの想定は不可能である。その一方で、震源域を限定しなければ、最近の地震の解析結果より短周期レベルと地震モーメントとの経験的関係が求められている。そこで、短周期レベルの値を算定するのに当たっては、次式に示す壇ほか (2001) による地震モーメント Mo と短周期レベル
A(dyne・cm/s2=10-7N・m/s2) の経験的関係により短周期レベルを設定する。
A=2.46・1017・Mo1/3(4-6)

アスペリティの総面積 Sa は、上記によって推定された短周期レベル A から次の (4-6) 式によって算出される。ここでは、便宜的に震源断層の形状を半径 R の円形割れ目であるとするとともに、アスペリティは複数存在したとしても、等価な半径 r の円形割れ目が一つあるとみなして、アスペリティの総面積 Sa(=π・r2) を求める。
r=(7π/4)・(Mo/(A・R))・β2(4-7)

ここで Mo と A は、次の(4-8)式 (Boatwright, 1988) 及び(4-9)式 (壇ほか，2001) から計算する。
Mo=(16/7)・r2・R・Δσa(4-8)

A=4π・r・Δσa・β2(4-9)－ 67 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

ここで、Δσa はアスペリティの平均応力降下量、βは震源域のＳ波速度。一方、最近の研究成果から、内陸地震によるアスペリティ総面積の占める割合は断層
総面積の平均 22% (Somerville et al., 1999)、15%27% (宮腰ほか, 2001) であり、拘束条件にはならないがこうした値も参照しておく必要がある。アスペリティ
がセグメントに２個ある場合、各アスペリティへの面積の割り振りは、最近の研究成果から 16:6（入倉・三宅, 2001）、2:1（石井ほか, 2000）となるとの見方も参照する。
注：地震規模と断層面積が与えられ、さらに短周期レベルが与えられると、上の関係式からアスペリティの総面積と実効応力が一義的に与えられる。それらのパラメータを用いて計算された地震波形や震度分布が検証用の過去の地震データと一致しないときは、第一義的に推定される地震規模と短周期レベルを優先してパラメータを設定する。過去の地震波形データがある場合にはアスペリ
ティ面積は波形のパルス幅などから推定が可能である。
（３）アスペリティ・背景領域の平均すべり量
アスペリティ全体の平均すべり量 Da は震源断層全体の平均すべり量 D のα倍とし、最近の内陸地震の解析結果を整理した結果（石井ほか，2000）を基にα=２倍とする。
Da=α・D(4-10)

これにより、背景領域の平均すべり量 Db は全体の地震モーメント Mo からアスペリティの地震モーメント Moa を除いた背景領域の地震モーメント Mob を算定することにより、背景領域の面積 Sb から算出される。
Moa=μ・Da・Sa(4-11)

Mob=MoMoa(4-12)

Db=Mob/(μ・Sb)(4-13)

ここで、μは剛性率。
個々のアスペリティの平均すべり量 Dai は、個々のアスペリティを便宜的に－ 68 －

4.2

断層モデルの作成

円形割れ目と仮定した場合に、個々のアスペリティの面積 Sai（ｉ番目のアスペ
リティの面積）から算定される半径 ri（i 番目のアスペリティの半径）との比を全てのアスペリティで等しい（Dai/ri = 一定；平均応力降下量が全てのアスペリ
ティで等しい。）と経験的に仮定し、次式により算定する。
Dai=(γi/Σγi3)・Da（4-14）

ここで、γi は ri / r であり、Dai はｉ番目のアスペリティの平均すべり量である。
また、r は上の「アスペリティの面積」で述べたアスペリティ全体の便宜的な半径である。ただし、こうして求まった最大アスペリティの平均すべり量と、ト
レンチ調査で推定されるすべり量が著しく異なる場合には必要に応じて、(4-10)式のαの値を調整する。
（４）アスペリティの平均応力降下量・実効応力及び背景領域の実効応力
アスペリティの平均応力降下量Δσ a は、(4-8) 式を変形して求めた次の(4-15)
式から算定されることになる。
Δσa=(7/16)・Mo/(r2・R)（4-15）

このため、震源断層全体の地震モーメントが一定の条件の下でも、アスペリ
ティの総面積あるいは震源断層の面積が変化すると平均応力降下量が変化することになる。また、アスペリティが複数ある場合には、特にその震源域の詳しい情報がない限り、各アスペリティの平均応力降下量はアスペリティ全体の平均応力降下量に一致し、すべて等しいと仮定する。さらに、アスペリティの実
効応力 σa は、経験的にその平均応力降下量 Δσa とほぼ等しいと仮定する。
背景領域の実効応力σ b は、実効応力∝すべり速度∝（すべり量／立ち上がり時間）立ち上がり時間=震源断層(矩形の場合)の幅／(破壊伝播速度×2)の比例
関係・近似関係により、アスペリティの個数がセグメントに１つの場合、アスペリティ領域の幅 Wa を用いて、
σb=(Db/Wb)／(Da/Wa)・σa－ 69 －（4-16）

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月より算定し、アスペリティの個数が複数の場合、
σb=(Db/Wb)・(π1/2/Da)・r・Σγi3・σa（4-17）

ここでＷb は背景領域が矩形とした場合の幅であるが、震源断層が不整形の場合には、便宜的に震源断層の面積 S から、W=(S/2)1/2 として求める。
（５）fmax
fmax については震源に依存するものであるのか、地点に依存するものであるのか、実際のところ、十分に解明されていない。したがって、強震動評価の対象範囲が 0.110Hz であることから、fmax を当初は想定せずに強震動評価を行い、その結果、過去の現象と系統だった違いがあれば、その時点で fmax を考慮する。その際には、地域性を考慮して設定するのが望ましいが、そのようなデータが想定されている地域は現状ではほとんどないといえる。地震調査委員会
強震動評価部会（2001）では、fmax=6Hz（鶴来ほか,1997）および fmax=13.5Hz (佐藤ほか, 1994a, b) の２つのケースを想定し、最大加速度の予測結果を比較した結果、fmax=6Hz のケースの強震動予測結果の最大加速度と震源距離との関係が、既存の距離減衰式のばらつきの範囲に収まったため、6Hz の方が妥当と判断した。
（６）すべり速度時間関数
中村・宮武 (2000) の近似式を用いる。中村・宮武 (2000) の近似式は、
2Vm/td・t(1-t/2td)

0<t<tbdD(t)/dt= b/(t-ε)1/2

tb <t<trc-ar(t-tr)

tr <t<ts0

t<0 or t>ts

ただし、
ε=(5tb-6td)/{4(1-td/tb)}b=2Vm・tb/td・(tb-ε)1/2・(1-tb/2td)
c, ar：係数、tr:(ts-tr)=2:1－ 70 －(4-18)

4.2

断層モデルの作成で表され、この近似式を計算するためには、・最大すべり速度振幅 Vm
・最大すべり速度到達時間 td
・すべり速度振幅が 1/t1/2 に比例する Kostrov 型関数に移行する時間 tb
・ライズタイム trの４つのパラメータを与える必要があり、それぞれのパラメータの設定方法は以下の通りである。
・ 最大すべり速度振幅 Vm
Vm=Δσ・(2・fc・W・Vr)1/2/μ(4-19)

fc：ローパスフィルタのコーナー周波数(fmax と同等)
W：断層幅
Vr：破壊伝播速度・最大すべり速度到達時間 td
fmax≒1/(π・td)(4-20)

・すべり速度振幅が 1/t1/2 に比例する Kostrov 型関数に移行する時間 tb(4-16)式で最終すべり量を与えることにより自動的に与えることができる。

・ライズタイム trtr≒W/(2・Vr)

その他の震源特性
その他の微視的震源特性のパラメータとして、・平均破壊伝播速度
・破壊開始点・破壊形態－ 71 －(4-21)

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月を設定する必要がある。それぞれのパラメータの設定方法について、以下に説明する。
（１）平均破壊伝播速度
平均破壊伝播速度 Vr(km/s)は、特にその震源域の詳しい情報がない限り、
Geller(1976)による地震発生層のＳ波速度 Vs(km/s) との経験式
Vr=0.72・Vs(4-22)

により推定する。
（２）破壊開始点
中田ほか(1998)による活断層の分岐形態と破壊開始点および破壊進行方向との関係についてのモデル化に基づき、破壊開始点の位置を推定する。破壊開始点の位置は強震動評価結果に大きく影響を与えるため、分布形態がはっきりしない場合には、必要に応じて複数のケースを設定するのが望ましい。
アスペリティの位置との関係については、Somerville et al.(1999)、菊地・山中(2001)によると破壊開始点はアスペリティの外部に存在する傾向にあるため、アスペリティの内部には設定しないようにする。深さについては、菊地・山中(2001)によると内陸の横ずれ断層は深い方から浅い方へ破壊が進む傾向にあるため、断層の下部に設定する。
（３）破壊形態
破壊開始点から放射状に割れていくものとし、異なる断層セグメント間では、最も早く破壊が到達する地点から破壊が放射状に伝播していくと仮定する。なお、セグメント間の破壊伝播時刻差は、次のように求める。
・ セグメント間が連続している場合は、そのまま連続的な破壊伝播を仮定
・ セグメント間が連続せず離れている場合は、セグメント間の歪み波（Ｓ波）の伝播を仮定して算出する。

－ 72 －

4.2

4.2.2

断層モデルの作成

巨視的震源特性の設定

巨視的震源特性の設定に関して、①③の項目について以下のように検討した。
① 震源断層モデルの位置・形状
震源断層モデルの位置については、「長期評価」による活断層位置図（図4.1
参照）に設定した。長さについては、基本的に「長期評価」によったが、山崎
断層帯主部の北西部（長さ約51km）、および草谷断層（長さ約13km）について
は、震源断層モデルの作成の都合上、それぞれ52km、および14kmとした。モデル１については、震源断層が長大であるため、全体で１つのセグメントとする
場合（ＣＡＳＥ１１）の他に、セグメントを２つに分け、「長期評価」を参考に、大原断層・土万断層・安富断層を１セグメント（以下、第１セグメント）、
南東部を１セグメント（以下、第２セグメント）とする場合も想定した（ＣＡ
ＳＥ１２）。セグメントを分けた場合の特性化震源モデルの設定方法についてはレシピに従った。ただし、活断層研究において、セグメント化やグループ化に関しては、まだ議論の途上にあり、今後の研究課題となっている。
② 地震発生層の深さ
地震発生層の深さについては、モデル５（那岐山断層帯）以外のモデルでは、
その上限、下限を「長期評価」や微小地震の深さ分布(図4.4参照)を参考に、それぞれ３km、21kmに設定した。モデル５については、深さを設定するだけの十分な微小地震記録が得られていないことから、他の断層帯と同様に、３km、21kmに設定した。
③ 震源断層モデルの傾斜
震源断層モデルの傾斜角は、モデル５（那岐山断層帯）以外のモデルについては、「長期評価」により、「地下深部における断層面の傾斜が地表と同様であるとすれば断層面はほぼ垂直と推定されること」から90°とした。モデル５（那岐山断層帯）については、「長期評価」では傾斜は不明とされているが、北側が南側に対して相対的に隆起する断層であるとの記載を参考に、北側隆起－ 73 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月の逆断層を想定し、傾斜角はレシピに従い45°とした。
④ 震源断層モデルの面積 S
まず、上記の地震発生層の上限･下限深さ、および傾斜角から震源断層モデルの幅を算定した[(4-1)式参照]。これより、モデル５（那岐山断層帯）を除く各震源断層モデルの幅は18kmとなる。
モデル５（那岐山断層帯）については、震源断層モデルの傾斜角を45°としていることから、地震発生層の深さの上下限値を考慮して、幅を26kmとした。
次に、各震源断層モデルの面積を、各震源断層モデルの幅と長さから算出した。
⑤ 地震モーメントMo
震源断層モデルの地震モーメントについては、レシピにおいて震源断層の面積が291km2以上の場合に適用するとした内陸地震の地震モーメントMoと断層
面積Ｓとの関係に基づいて推定した[(4-3)式参照] 。地震モーメントMoと断層面積Ｓの関係について過去の地震の解析結果をまとめた図に、今回の設定値をプロットして図4.5(上)に示す。
また、セグメントを分けたＣＡＳＥ１２については、震源断層全体の地震
モーメントを(4-3)式から推定し、これを(4-4)式に従って各セグメントの断層面積の1.5乗に比例するように配分した。なお、近年の研究において、最近発生した複数のセグメントの破壊を伴う大地震のデータの解析から、断層セグメントが連動して地震を起こしても個々のセグメントの変位量は一定とするカスケー
ド地震モデルの適合が良いとの報告もある（例えば，粟田，2004；遠田，2004）。
ただし、セグメント分けを行った場合のスケーリング則や特性化震源モデルの設定方法については、研究段階にあるため、今回の検討対象とはしなかった。
⑥ 平均すべり量Ｄ
震源断層モデル全体、及び各セグメント（ＣＡＳＥ１２）の平均すべり量
Ｄは、想定震源域の平均的な剛性率μ、断層面積Ｓ、および平均すべり量Ｄと地震モーメントMoとの関係式を用いて推定した[(4-5)式参照]。

－ 74 －

4.2

図 4.4

断層モデルの作成

微小地震分布図 (1997.102004.9)－ 75 －

防災科学技術研究所研究資料

図 4.5

第 294 号

2006 年 1 月

地震モーメントＭｏと断層面積Ｓの経験的関係（上）および
地震モーメントＭｏと短周期レベルＡの関係（下）－ 76 －

4.2

4.2.3

断層モデルの作成

微視的震源特性の設定

微視的震源特性の設定に関して①⑦の項目で以下のように検討した。
① アスペリティの数
アスペリティの個数は、経験上、１地震につき平均2.6個で、１セグメントにつき１２個とされている[4.2.1参照]。本検討では、アスペリティの数を、震源断層が長大であるモデル１については３つ（ＣＡＳＥ１２の場合は、第１セグメントに２つ、第２セグメントに１つ）、震源断層の面積が比較的大きいモデル２、４については２つ、そのほかのモデルは１つとした。図4.6～4.8に設定
断層モデルを示す。
② アスペリティの総面積 Sa
アスペリティの総面積は、短周期領域における加速度震源スペクトルのレベル（以下、短周期レベルという）と関係があることから、以下の手順で算定した。
1) 壇ほか(2001)による短周期レベルと地震モーメントとの経験式[(4-6)式参照]を用いて、地震モーメントから短周期レベルを算定した（図4.5(下)参照）。
2) 上記で算定した短周期レベルから、便宜的に等価半径rの円形のアスペリティが一つあるという考え方を基にして、アスペリティの総面積Saを求めた[(4-7)～(4-9)式参照]。
以上の手順に従い、アスペリティの総面積を算定した結果、震源断層全体の面積に対するアスペリティの総面積の比率は、モデル１ではＣＡＳＥ１１、
ＣＡＳＥ１２で約41％、モデル２で約31％、モデル３で約21％、モデル４で約28％，モデル５で約29％となった。これまでの研究成果では、アスペリティの総面積が震源断層全体の面積と比例関係にあることが経験的に知られており、アスペリティの定義が研究ごとに異なるものの、内陸地震によるアスペリティの総面積の占める割合は全断層面積の平均22%(Somerville et al. ,1999)、15%
27%(宮腰ほか，2001)、平均37%（石井ほか，2000）といった結果が得られている。今回想定した震源断層モデルにおけるアスペリティの総面積は、モデル１－ 77 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月のＣＡＳＥ１１、ＣＡＳＥ１２を除きこれらの範囲内にある。なお、ＣＡ
ＳＥ１２では、各アスペリティの面積はＣＡＳＥ１１と異なる（表4.1参照）
が、各セグメントにおける断層全体の面積とアスペリティの総面積の比率は、レシピに従って短周期レベルから算定しているため、ＣＡＳＥ１１と同じになる。
震源断層の長さが震源断層の幅に比べて十分に大きい長大な断層に対して、
円形破壊面を仮定することは必ずしも適当ではないことが指摘されている。レシピでは、巨視的震源特性である地震モーメントMoを、円形破壊面を仮定していない(4-3)式から推定しているが、微視的震源特性であるアスペリティの総面積の推定には、円形破壊面を仮定したスケーリング則から導出される (4-6) (4-9) 式を適用している。このような方法では、結果的に震源断層全体の面積が大きくなるほど、既往の調査・研究成果に比較して過大評価となる傾向となる
ため、微視的震源特性についても円形破壊面を仮定しないスケーリング則を適用する必要がある。しかし、長大な断層のアスペリティに関するスケーリング
則については、そのデータも少ないことから、未解決の研究課題となっている｡
そこで、ここではモデル１に対する試行ＣＡＳＥとして、(4-6)(4-9)式を用いず、入倉・三宅（2001）による震源断層全体の面積に対するアスペリティの総面積の比率、約22%を適用した場合（ＣＡＳＥ１３、ＣＡＳＥ１４）の強震
動予測を行い、その影響について検討した。
各アスペリティ間の面積比については、３つのアスペリティを設定するモデル１（ＣＡＳＥ１２を除く）に対しては、石井ほか(2000)を参考に２:１:１とした。２つのアスペリティを設定するモデル１のＣＡＳＥ１２、モデル２、およびモデル４については、石井ほか(2000) を参考に２:１とした。
③ アスペリティの位置「長期評価」により、大原断層、琵琶甲断層では、水平方向の平均的なずれの速度が比較的大きいと推定されている。同じく安富断層では、上下方向の平均的なずれの速度から、活動性が比較的高いと推定されている。
これらの調査結果を参考に、モデル１については、大原断層に対応する断層
帯北西部に大きいアスペリティ(第１アスペリティ)を、安富断層に対応する断層
帯中央部と琵琶甲断層に対応する断層帯南東部に同規模の小さいアスペリティ（第２、第３アスペリティ）を配置した。モデル２については、大原断層に対－ 78 －

4.2

断層モデルの作成

応する断層帯北西部に大きいアスペリティ(第１アスペリティ)を、暮坂峠断層の北西端部に小さいアスペリティ(第２アスペリティ)を配置した。モデル３については、琵琶甲断層に対応する断層帯中央部にアスペリティを配置した。モデル
４については、モデル３と同様に、山崎断層帯主部の南東部の中央部に大きい
アスペリティ(第１アスペリティ)を、草谷断層の草谷付近のトレンチ調査結果等を参考に、草谷断層の北東端部に小さいアスペリティ(第２アスペリティ)を配置した。モデル５については、アスペリティの位置を設定するための情報に乏しいことから、レシピに従って、平均的なＣＡＳＥとして断層帯中央部にアスペリティを配置した。アスペリティを配置した深さについては、どのモデルについても断層中央とした。
なお、ＣＡＳＥ１３、ＣＡＳＥ１４については、アスペリティの平面的な位置は、ＣＡＳＥ１１で設定した位置と西端部を一致させることとし、深さは断層中央部とした。
④ アスペリティ・背景領域の平均すべり量
アスペリティ全体の平均すべり量は、最近の内陸地震の解析結果を整理した結果（Somerville etal. ,1999）を基に震源断層全体の平均すべり量の２倍とし、各アスペリティのすべり量、および背景領域のすべり量を算定した [(4-10)(4-14)
式参照]。
この結果、アスペリティの平均すべり量は、モデル１、２、３、４、およびモデル５で、それぞれ約5.0ｍ、約3.2ｍ、約1.9ｍ、約2.7ｍ、および約2.6ｍとなる。「長期評価」と直接比較ができないモデル１、４以外の、モデル２、３、およびモデル５に対する「長期評価」による1回のずれの量は、山崎断層帯主部の北西部で約２ｍ、山崎断層帯主部の南東部で２ｍ程度（以上、左横ずれ成分）、および那岐山断層帯で約２３ｍ（上下成分）であり、いずれのモデルについても両者は調和的である。また、参考までに、モデル１、モデル４について、
断層長さから推定される１回の活動に伴う変位量を比較すると、モデル１（断層長さ80km）で6.4ｍ、モデル４（断層長さ44km）で3.5ｍとなり、これらも概ね調和的な結果となっている。なお、地表での１回のずれの量と強震動インバージョンで推定されている平均すべり量とがどのような関係にあるか十分に検証されているわけではないことに注意が必要である。

－ 79 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月⑤ アスペリティの応力降下量・実効応力、および背景領域の実効応力
アスペリティの応力降下量・実効応力、および背景領域の実効応力は、アスペリティの面積から１つの円形のアスペリティが存在すると見なして算定した[(4-15)(4-17)式参照]。
ただし、(4-6)(4-9)式を用いずに、震源断層全体の面積に対するアスペリテ
ィの総面積の比率を約22%として算出したＣＡＳＥ１３では、アスペリティの応力降下量は24.2MPaで、ＣＡＳＥ１１の約1.9倍となった。これは、(4-6)(4-9)
式を用いて短周期レベルから算出されるアスペリティの総面積（約593km2）と震源断層全体の面積の約22%として算出されるアスペリティの総面積（約310km2）の比率に相当する。
Madariaga (1979)によれば、アスペリティの応力降下量Δσaと震源断層全体の平均応力降下量Δσの関係は、次の理論式で与えられる。
Δσa =(S/Sa)・Δσ(4-23)

S：震源断層全体の面積
Sa：アスペリティの総面積(4-15)式は、円形破壊面を仮定できるような規模の震源断層に対しては、(4-1)
式と等価であるため、(4-6)(4-9)式を用いて短周期レベルからアスペリティの総面積を算定し、さらにレシピ(4-15)式を用いてアスペリティの応力降下量Δσa を推定できる。しかし、モデル１のように、震源断層の長さが震源断層の幅に比べて十分に大きい長大な断層に対しては、円形破壊面を仮定することが適当ではないため、レシピ(4-6)(4-9)式を用いた場合には、震源断層全体の面積が大きくなるほど、アスペリティの総面積が既往の調査・研究成果に比較して過大となる傾向がある（ＣＡＳＥ１１）。また、ＣＡＳＥ１３のように、震源断層全体の面積に対するアスペリティの総面積の比率を設定し、円形破壊面を仮定した(4-15)式からアスペリティの応力降下量Δσaを推定した場合には、
地震モーメントが大きくなるほど、Δσaが既往の調査・研究成果に比較して過大となる傾向にある。このような場合には、Madariaga (1979) による、震源断層の微視的震源特性に関するスケーリング則として一般的に成立する理論式（(4-23)式）を用いて、震源断層全体の面積に対するアスペリティの総面積の比－ 80 －

4.2

断層モデルの作成

率の逆数（S/Sa）と震源断層全体の平均応力降下量ΔσからΔσa を推定することができる。長大な断層に対するΔσについては、研究事例も少なく、汎用性のある数値を設定することは難しいが、ここでは試行的に、震源断層全体の面積に対するアスペリティの総面積の比率を約22％とした上で、Fujii andMatsu'ura(2000)が長大な横ずれ断層の巨視的震源特性に対する関係式から導出
した3.1MPa を用いた場合について検討することとした(ＣＡＳＥ１４)。この値を用いると、アスペリティの応力降下量Δσaは、約14.4MPaとなり、ＣＡＳＥ１１（約12.6MPa）と同程度になる。ただし、3.1MPaは、長大な横ずれ断層の巨視的震源特性に関する経験式として、地震発生層の剛性率を40GPa（モデル１は約32GPa）、断層幅を15km（モデル１は18km）とする等のいくつかの条件下で導出された値であり、その適用範囲等については検討課題となっている（入倉, 2004）。
これらのＣＡＳＥの地震モーメントMoと断層面積Ｓの関係について図4.5(上)に、また、短周期レベルAと地震モーメントMoとの関係について、図4.5(下)にプロットして示す。ＣＡＳＥ１３については、図4.5(下)から、壇ほか（2001）
がまとめたデータのばらつきの範囲内ではあるが、短周期レベルがやや大き目に推定されている。一方、ＣＡＳＥ１４の短周期レベルは、アスペリティの応力降下量がやや増大した一方でアスペリティの総面積が小さくなったため、壇ほか（2001）による経験式 [(4-6)式参照] に比較して若干小さい。
⑥ fmax
fmax については、これを推定するための情報がないため、地震調査委員会強震動評価部会 (2001) の検討結果に基づき､６Hzに設定した。
⑦ すべり速度時間関数
中村・宮武 (2000) の近似式を用いた[ (4-18)(4-21)式参照]。

－ 81 －

防災科学技術研究所研究資料

図 4.6

第 294 号

2006 年 1 月

山崎断層帯（ＣＡＳＥ１１１４）における設定断層モデル－ 82 －

4.2

図 4.7

断層モデルの作成

山崎断層帯（ＣＡＳＥ２１・２２・３）における設定断層モデル－ 83 －

防災科学技術研究所研究資料

図4.8

第 294 号

2006 年 1 月

山崎断層帯（ＣＡＳＥ４・５）における設定断層モデル－ 84 －

4.2

4.2.4

断層モデルの作成

その他の震源特性① 破壊開始点の位置
破壊開始点については、その位置を特定するだけの情報が得られていない。
そこで、ＣＡＳＥ１では、地盤増幅効果に加えてディレクティビティ効果 により、瀬戸内海沿岸地域で揺れが大きくなると予想されるＣＡＳＥとして、第１
アスペリティの北西端の下隅に設定した（図4.6）。ＣＡＳＥ２は、破壊開始点の違いが評価結果に与える影響を調べるために、第１アスペリティの北西端の下隅（ＣＡＳＥ２１）とする場合と、第２アスペリティの南東端の下隅（ＣＡＳＥ２２）とする場合の２ＣＡＳＥを想定した（図4.7）。ＣＡＳＥ３については、ＣＡＳＥ１と同様の観点から、アスペリティの北西端の下隅に設定した（図4.7）。ＣＡＳＥ４については、過去に２つの断層（帯）が同時に活動した可能性がある（兵庫県, 2001）ことから、第２アスペリティの北東端下隅とした（図4.8）。ＣＡＳＥ５については、アスペリティの中央下端とした（図4.8）。
② 破壊伝播様式
破壊は、経験的に破壊開始点から放射状（概ね同心円状）に進行するものとした。
③ 破壊伝播速度
平均破壊伝播速度は、地震発生層のＳ波速度との関係(Geller, 1976)から求めた[(4-22)式参照]。

－ 85 －

防災科学技術研究所研究資料

4.3

第 294 号

2006 年 1 月

詳細な計算に用いる震源モデル

強震動計算に用いる震源モデルは、震源断層を約2km×2kmの要素メッシュに分割して設定した（図4.6図4.8）は山崎断層帯ＣＡＳＥ１についてはアスペリ
ティの大きさ等を変えた４ＣＡＳＥについて強震動予測を実施した。またＣＡ
ＳＥ２については、同一のアスペリティにおいて、破壊開始点を変更した２Ｃ
ＡＳＥを想定した。その他の断層帯（ＣＡＳＥ）については最も平均的なアス
ペリティ配置（断層帯の中央）のＣＡＳＥについて実施した。各ＣＡＳＥにおける断層傾斜角、アスペリティおよび破壊開始点の位置を図4.6図4.8に、震源特性パラメータを表4.1に示す。

表 4.1

断層パラメータ一覧

－ 86 －

５．計算に用いた地震動予測手法とパラメータ
5.1

簡便法

簡便法では、以下の手順で、工学的基盤（S 波速度 400m/s 相当）での最大加速度と最大速度、地表での計測震度を算出する。

①

工学的基盤（S 波速度 400m/s 相当）での最大加速度の算出
司・翠川（1999）の最大加速度 PGA(cm/s2 ) の距離減衰式（5-1）式により、

まず、地盤上での最大加速度を算出する。
log PGA = 0.50M W + 0.0043D + 0.61  log(X + 0.0055  10 0.50 MW )  0.003X

(5-1)

ここで、
MW : モーメントマグニチュード

D: 震源深さ (km)X

: 断層最短距離 (km)

司・翠川（1999）は Joyner and Boore（1981）に従って岩盤・地盤を分類しているが、S 波速度との対応は不明である。そこで、本検討では、岩盤での値を工学的基盤における最大加速度とみなす。すなわち、（5-1）式から求められる地盤上の最大加速度を、1.4（司・翠川,1999）で除して岩盤での値に変換し、工学的基盤における最大加速度とする。
② Vs=600m/s の硬質地盤での最大速度の算出
司・翠川（1999）の最大速度 PGV (cm/s) の距離減衰式（5-2）式により、VS = 600m/sの硬質地盤での最大速度を算出する。
log PGV = 0.58M W + 0.0038 D  1.29  log( X + 0.0028  100.50 M W )  0.002 X－ 87 －(5-2)

防災科学技術研究所研究資料③

第 294 号

2006 年 1 月

工学的基盤（S 波速度 400m/s 相当）での最大速度の算出
VS = 600m/s の層から工学的基盤までの増幅率を松岡・翠川（1994）による表

層地盤の最大速度増幅度算定式（5-3）式から算出する。具体的には 1.31 倍する。
log ARV = 1.83  0.66log AVS ± 0.16 (100 < ARV < 1500)

(5-3)

ここで、

ARV

: 地下 30m から地表までの最大速度増幅度

AVS: 地下 30m から地表までの平均 S 波速度(m/s)④ 地表での最大速度の算出
表層地盤による地盤の増幅は、微地形区分ごとに表層 30m の平均 S 波速度を設定し、平均 S 波速度から増幅度を算定する方法により評価する。
松岡・翠川（1994）による表層地盤の増幅度評価の方法は次の通りである。
まず、国土数値情報に基づいて微地形区分に分類した上で、各微地形区分毎に表層 30m の平均 S 波速度を評価する。次に（5-3）式を用いて、各微地形ごとに求められた表層 30m の平均 S 波速度から、第三紀ないしそれ以前の丘陵地（平均 S 波速度が 600m/s 程度）を基準とした最大速度増幅度を求める。
本検討でも同様な方法により表層の増幅度を求める。ただし、本検討では S
波速度 400m/s の工学的基盤において強震動を評価し、その最大速度を求めるので、工学的基盤から地表までの増幅度は S 波速度 400m/s の地盤を基準としたものにしなければならない。
そこで、まず、松岡・翠川（1994）による基準地盤（平均 S 波速度が 600m/s 程度）から S 波速度 400m/s の工学的基盤までの増幅度を（5-3）式により求める。
表層地盤の最大速度増幅度算定式（5-3）式に基づき地表での最大速度を算出する。具体的には 1.31 倍となる。次に、松岡・翠川（1994）または藤本・翠川(2003)に示された手順により求められた表層地盤最大速度増幅度を 1.31 で除し、得られた値を本検討における S 波速度 400m/s の工学的基盤から地表までの最大速度増幅度とすることにより、地表での最大速度を算出する。図 5.1 に、簡便法による地図作成領域における S 波速度 400m/s の工学的基盤から地表までの最大速度増幅度（松岡・翠川(1994)）を、図 5.2 には簡便法による地図作成領域における－ 88 －

5.1

簡便法


S 波速度 400m/s の工学的基盤から地表までの最大速度増幅度（藤本・翠川(2003)）を示す。
⑤

計測震度 I の算出
翠川ほか（1999）の最大速度 PGV (cm/s) と計測震度 I との関係式（5-4）式から計測震度を算出する。
I = 2.68 + 1.72log PGV ± 0.21

－ 89 －(4 < I < 7)(5-4)

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月


図 5.1

簡便法による S 波速度 400m/s の工学的基盤から地表までの速度増幅度 (松岡・翠川(1994))－ 90 －

5.1

簡便法



図 5.2

簡便法による S 波速度 400m/s の工学的基盤から地表までの速度増幅度 (藤本・翠川(2003))－ 91 －

防災科学技術研究所研究資料

5.2

第 294 号

2006 年 1 月

詳細法（ハイブリッド合成法）について

詳細法計算（ハイブリット合成法計算）とは、予め求めておいた２つの計算結果を合成する方法である。ここでは、短周期側を統計的グリーン関数法、長周期側として波数積分法または差分法によりもとめた時刻歴波形を川瀬・松島(1998)が用いた手法と同様の手法で合成する。合成はある周期（接続周期）を中心とするマッチングフィルターを用い、時刻歴波形をフィルター処理して行う。
5.2.1

三次元有限差分法① 手法の概要
有限差分法は有限要素法とならんで解析領域全体を離散化して解く方法（領域法）の代表的なものである。具体的には、対象領域内に配置された離散化された節点(格子点)において、波動場を記述する波動方程式の変数にテイラー展開を適用し微係数を差分近似することで格子点での値に関する連立一次方程式（差分方程式）を作成し、これを逐次解いていく方法である。
格子点毎に独立に物理定数が付与できるので不均質性が強い場の問題を解くのに適するほか、非線形の問題にも適用でき、応用範囲が広い。解き得る問題の規模は計算機の記憶容量と計算時間に依存するが、差分法の計算アルゴリズ
ム自体がベクトル化に適しており、他の手法と比べて大規模な数値演算が容易に行える利点がある。また、他の領域型の離散化手法と同様にすべての格子点での応答が同時に得られるので、可視化の技法を使えば地動の面的分布は容易に表現できる。しかし、次に示すような領域法に属する離散化手法が避けて通れない難点がある。第一は、空間上の離散化された格子点すべてに地盤の弾性定数を与えなければならず扱うデータ量が膨大となることである。第二は空間上の離散化によって生じる数値誤差のため計算精度に留意する必要があり、適用できる周波数帯域は格子点間隔から決まる特定の周波数よりも低周波数側に限定されることである。第三は地盤の半無限性（無限境界）の扱いが完全ではないことである。これらに加え、次のような差分法特有の問題点があげられる。
差分格子は一般的には等間隔の直交格子が基本となるため、格子点の配置に
有限要素法のような融通性がなく複雑な境界条件の扱いも容易ではない。例えば、凹凸がある地表面の応力解放条件を満足させるのは容易ではない。時空間上の有限差分法では計算効率が陰解法と比べて格段に優れている陽解法を採用－ 92 －

5.2

詳細法（ハイブリッド合成法）についてするのが普通である。陽解法とは各時間ステップ毎の各格子点における解をその点自身とその極く近傍の格子点の数ステップ前までの解を用いて、式を解かずに直接計算するだけで求める方法であり、陰解法に比べて計算に必要な記憶容量が非常に少なくて済み、計算時間も大幅に短縮されるという利点がある。
しかし、陽解法を採用する場合、空間および時間の離散化において数値安定性を考慮する必要があり、空間的に変化する Q値を導入する場合、近似的な扱いとならざるを得ない。上述したようないくつかの難点もあるが、有限要素法と比べて簡便で計算時間が速いので、最近では大規模な領域を対象とした地震波の波動伝播問題によく用いられている。
② 地盤および波動伝播特性のモデル化と精度(1) 格子点の配置
媒質の離散化における格子点（グリッド）の配置方法として、食い違い格子あるいはスタッガードグリッド（staggered grid）と呼ばれるものを用いる。
これは、変位（あるいは速度）を評価する格子点と応力を評価する格子点を
格子点間隔 h の半分だけずらす方法である（例えば、Virieux and Madariaga,
1982）。変位勾配から歪み・応力が決まるという物理的な性質をよく表しており自然であり、数値安定性が向上する利点がある。ただし、変位（あるいは速度）の各成分の格子点が互いに異なる点にあるため、厳密には同一点での値を求めることができない不自由さがある。
(2) 離散化誤差と数値安定性
微分演算の差分近似は、微分点の前後での値の変化が十分に小さいことを仮定してテイラー展開を用いて誘導されるので、離散化誤差を小さくするた
めには格子点間隔を対象波長に対して小さく選ぶ必要がある。格子点間隔を
対象波長の何分の一以下にすべきかは差分方程式の近似度（あるいは精度ともいう）によって決まる。微分法の値は近似度４（４次精度）の場合、その周囲の４つの格子点の値から定まる。三次元波動場の計算に最近よく用いられる差分法は空間に関して近似度 4 のものが多い（例えば、Frankel and Vidale,
1992; Graves, 1996;Pitarka, 1999）。実際の計算上の精度を確保するための格子点間隔は、空間に関して近似度４の場合、対象波長の５分の１以下にする必要がある（Levander、1988）。それよりも短い波長の波は減衰させられる（例－ 93 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

えば、Buell, 1991; 竹中, 1993）と同時に位相速度の変化（数値分散）が顕著になる。波動方程式を陽解法型の差分方程式に近似して解く場合の差分スキー
ムの安定性を確保するための必要条件は、単位の時間ステップ t だけ経過したときの波面の進行距離が単位のグリッド内におさまるという条件である。
この場合、グリッド間隔 h の等間隔グリッドを用いた三次元差分方程式では、
最速波の速度を Vmax とすると時間ステップ t は以下の条件を満足しなければならない（Graves、1996）。
t < 0.495h /Vmax（5-5）(3) 吸収境界条件
計算機の能力に限界があることから、有限差分法でモデル化できる媒質の範囲（計算領域）は限られる。計算領域の境界面に何らの境界条件も与えな
いとこれらの面は剛体壁（固定端）として振る舞うため、この面に達した波は完全反射して計算領域内に戻ってきてしまう。しかし、実際の地盤にこのような壁は存在しない。この計算上の反射波を防ぐには、十分大きな計算領域を設定し、反射波が着目地点に戻ってくる前に計算を打ち切る必要がある。
しかし、この方法では計算する地震波の継続時間が長ければ長いほど計算領域を大きくとらなければならなくなり、記憶容量、計算時間とも膨大になってしまう。そこで、計算領域を必要以上に大きくとらない方法として、境界面に入射した波が吸収される吸収境界条件（absorbing boundary condition）が開発された。この吸収境界条件としては Clayton and Engquist（1977）のものが有名であるが、この吸収境界条件だけでは反射波の抑止が完全ではない。
そこで最近では、境界面から 20 あるいは 30 点の格子点を帯状の波動吸収領域として用い、この中では時間ステップ毎に波の振幅に指数関数を乗じ振幅を徐々に減少させる方法（Cerjan et al., 1985）が用いられている。Graves（1996）、
Pitarka（1999）、Aoi and Fujiwara(1999)の有限差分法では、Clayton and Engquist（1977）の吸収境界条件と Cerjan et al.（1985）の帯状の吸収領域が併用されている。
(4) 地表面における応力解放条件
直交格子を基本とする有限差分法で地表面における応力解放条件を満足さ－ 94 －

5.2

詳細法（ハイブリッド合成法）について

せ、かつ数値安定性を確保することはそう簡単ではない。有限差分法で地表面を扱う方法の一つは自由地表面での応力零の条件を陽に定式化する方法である（Zero - stress formulation）。地表面が水平な場合には場の逆対称性を利用
して応力零の条件を満足するために必要な地表面上および地表面より上の空
中の格子点の変位や応力の値を容易に計算できる（例えば、Levander, 1988;
Graves, 1996; Pitarka, 1999; Aoi and Fujiwara, 1999）。この場合には数値的な安定性が確保され精度もよい。しかし、この方法を凹凸がある地表面に適用することは難しい。
(5) Q値
媒質の一般的な非弾性減衰を考慮するには応力と歪みとのコンボリューシ
ョンの操作が必要となるため単純な陽解法を維持できなくなり、計算に必要な記憶容量や計算時間が格段に増大する（例えば、Emmerich and Korn, 1987）。
そのため、これまでの有限差分法の計算では Q値の効果を無視する場合が多い（例えば、Yomogida and Etgen, 1993; Olsen and Archuleta, 1996）。最近、近似的扱いにより陽解法を維持したまま空間的に変化する Q値の効果を有限差分法に導入するテクニックが提案され、その有効性の確認が行われている（Graves, 1996）。このテクニックでは、限られた帯域波の計算を前提に非弾性減衰による位相速度の分散性を無視し、P 波と S 波の Q値を区別せずに周波数に比例する Q値を仮定することで、各時間ステップの速度場および応力場に指数関数型の減衰項を乗じる操作を施す。強震記録から推定された Q値に関する多くの既往の研究では Q値が周波数にほぼ比例する結果となっている。
これらの研究で用いた記録の分解能からは約 1Hz よりも低周波数帯域で Q値
が周波数に比例するのかどうか定かではないが、約 1Hz より高周波数帯域の観測結果に基づけば、Graves（1996）の周波数比例の Q値の仮定は不自然ではない。ただし、この方法では P 波と S 波の Q値を区別できない。

－ 95 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月③ 震源のモデル化
断層面上の滑り時間関数や破壊時刻といった運動学的パラメターを先験的に与える運動学的断層モデルの場合、有限差分法のような領域法に属する離散化手法で最も問題なのは、一つの格子点にダブルカップルを厳密に作用させるのが簡単ではないことにある。この問題点の解決法として、分布震源を用いる方
法とソースボックス法の二通りがある（竹中, 1993）。前者は有限な広さを持つ
複数の格子点にそれぞれ異なった向きのシングルフォースを作用させることで分布震源としてダブルカップルを近似的に表現する方法である（Aboudi, 1971）。
この方法は簡便なことからよく用いられてきた（例えば、Frankel, 1993）。最近、
Graves（1996）はこの方法と食い違い格子（スタッガードグリッド）との取り合わせがよいことに着目し、三次元場の食い違い格子におけるモーメントテンソ
ルの表現式を導いている。Aoi and Fujiwara（1999）でも Graves（1996）と同様の方法でダブルカップルの点震源をモデル化している。
④ 不等間隔格子による有限差分法
本検討では、不連続隔格子を用いた Aoi and Fujiwara（1999）の有限差分法により計算を行う。有限差分法による計算を行う際には、計算の対象とする媒体
を直方体の格子点に離散化する。この時、計算の安定条件を満たすために、格子間隔は（5-6）式と次の条件を満たす必要がある。
f < Vmin /(6h)（5-6）

ここで、 f は計算したい最大周波数(Hz)、 Vmin (km/s) はモデル内の媒質の伝播速度のうち最も遅い速度、 h(km) は最小格子間隔である。
また、用いる格子点数はすなわち必要とする計算機のメモリ量となるため、同
じメモリ量を使用できる場合はより大きな領域を計算できる。
以上の理由により三次元盆地構造を考慮した地震動の計算に不連続間隔格子による有限差分法を用いた。

－ 96 －

5.2

詳細法（ハイブリッド合成法）について⑤ 三次元有限差分法による計算条件
以下の条件で計算を実施することとした。
・グリッド
・グリッド数・最小グリッド間隔
・出力点総数・出力波継続時間・出力波時間刻み

1550×2130×146
482,019,000
0.08km33015
100 秒
0.0083 秒

領域内の最小弾性波速度 550m/s と最小グリッド間隔 0.08km を用いると(5-6)
式により 0.87 秒までの計算を精度よく行うことが可能である。このような理由から、後述するハイブリッド法によるマッチングフィルターの中心周期 1 秒としている。

－ 97 －

防災科学技術研究所研究資料

5.2.2

第 294 号

2006 年 1 月

統計的グリーン関数法

壇・佐藤 (1998) による統計的グリーン関数法は、断層面を小断層に分割し、小断層ごとに Boore (1983) の統計的震源モデルを分布させ、Irikura (1986) の方法
でω2 モデルに従うように重ね合わせる方法に準拠するが、断層の非一様すべりを破壊モデルを規定する量のうち、低振動数の地震波の放出量に対応する非一様すべり量 Dpq と高震動数の地震波の放出量に対応する非一様すべり量 V pq とを考慮した合成方法である。小地震波である半経験的グリーン関数が使用できな
い場合にも使用できるが、位相をランダムと仮定しており、特に短周期で有効な方法である。
①

統計的グリーン関数（加速度フーリエスペクトル）の作成
断層の食い違い理論(Aki and Richards,1980)によれば、無限媒質のときの遠方場

における S 波の変位波形 u(t)は、u(t) =Fμ  V[ ,t  r( ) /  ]dS( )4  3 r S(5-7)と表される。ここに、 F は S 波の放射特性(radiation pattern)、  は媒質の密度、
は媒質の S 波速度、r は震源距離、 を断層面上の点、V[ ,t] は断層面上の点  におけるすべり速度時間関数、 S( ) は断層面である。本文では、(5-7)式の(5-8)式に相当する部分を震源時間関数部といい、そのフーリエ変換を震源スペクトルと呼ぶ。

M 0t (t) = μ  S V[ ,t  r( ) /  ]dS( )(5-8)

今、すべり速度時間関数 V[ ,t] が、断層面上で  によらず同形とすると、点  が破壊する時刻を T( ) として、(5-8)式は下のように書くことができる。

M 0t (t) = μ  S V[t  r( ) /   T( )]dS( )－ 98 －

(5-9)

5.2

詳細法（ハイブリッド合成法）について

以上により地震基盤における S 波の主要動の統計的グリーン関数を Boore(1983)の統計モデルに準拠して作成した。この統計モデルは、

 fr
M 0 pq (2f ) 2
 
F
1
1
pq
 2 pq pq
A pq ( f ) =
exp


2
3
m
4  pq  pq 1+ ( f / f cpq ) 1+ ( f / f max pq ) rpq
 sb  sb
 Q( f ) pq(5-10)
で表される地震動の加速度フーリエスペクトルのモデルである。
ここに、 pq は要素断層に関する添え字で、 A pq ( f ) は地震動の加速度フーリエスペクトル、F は地震動の放射特性、 pq および  pq は要素断層における地殻の密度およびせん断波速度、 M 0 pq は地震モーメント、 f cpq は臨界振動数、 f max pq は高周波遮断振動数、m は定数、rpq は震源距離、Q( f ) は地殻の Q値、 sb および  sb は地震基盤の密度およびせん断波速度である。最終項は、自由表面の影響および要素断層における地殻のインピーダンスと地震基盤のインピーダンスとの比較との相違を考慮したものである。
また、震源の大きさに関する量である M 0 pq および f cpq については、以下の式で求める。

M 0 pq = μ pq L pqW pq Dpq1  3(7 /16)f cpq =
 pq  pq  M 0 pq7 μ pq Dpq
 pq =
16 L pqW pq / 
16

ここに μ pq (=  pq  pq ) は地殻の剛性率、  pq は実効応力である。
2－ 99 －(5-11)

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

時刻歴（統計的経時特性）の作成
時刻歴の作成には経時特性もしくは位相特性が必要であるが、地震基盤における S 波の主要動の経時特性に関しては、現在までに研究があまりされていない。このプログラムでは、最終的に統計的グリーン関数を定義する位置を工学的基盤上と考え、気象庁マグニチュード M JMApq と震源距離 R pq とで規定される佐藤ほか(1994a)による仙台地域の工学的基盤における S 波の主要動の地震記録から求められた統計的経時特性を準用している。
経時特性の式は以下の式で表される。
[(t  t a ) /(t b  t a )]2E(t) = 1exp[(ln10)(t  t ) /(t  t )]cdc
(t a  t  t b )(t b  t  t c )(t c  t  t d )(5-12)

ここで、log(t b  t a ) = 0.229M JMApq 1.112
log(t c  t b ) = 0.433M JMApq 1.936
log(t d  t c ) = 0.778log rpq  0.34である。気象庁マグニチュードは、佐藤(1989)による式で地震モーメント M 0 pq より(5-13)で計算する。
M JMApq =log M 0 pq (dyne  cm) 16.2
1.5－ 100 －

(5-13)

5.2



詳細法（ハイブリッド合成法）について

要素地震波形（種地震）の作成①および②の結果より要素地震波形（種地震）を作成する。種地震の作成は①で作成した加速度フーリエスペクトルにランダムな位相を与え(理論的なスペクトルに[-π,π]の一様な乱数で位相を与える)、ランダムな位相を与えた後の処理は以下の通り。
(1) 与えたフーリエ振幅と乱数位相で、フーリエ逆変換を行って、時刻歴を作成する。
(2) この時刻歴に（時間領域で）統計的経時特性をかける。フーリエ変換をして、位相情報を残す。（振幅の情報は捨てる。）(3) 再度、与えた加速度フーリエ振幅と残しておいた位相で、フーリエ逆変換を行って、時刻歴を作成する。
(4) 位相情報を変化させないようにエンベロープ処理を行う。
図 5.3 にランダムな位相を与えた種地震（要素地震）波形例を示す。

図 5.3

要素地震波形例－ 101 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

本検討で用いた種地震作成パラメータを表 5.1 に示す。
表 5.1

山崎断層帯における種地震作成パラメータ一覧

パラメータ

パラメータ名称値

単位

M 0 pq
 pq
L pq
W pq
Dpq
μ pq

地震モーメント

2.31E+23

dyne・cm

実行応力

100

bar

要素断層長さ

2.0

km

要素断層幅

2.0

Km

すべり量

0.17296m

要素断層の剛性率

32.3

GPa

 sb
 pq

地震基盤 S 波速度3.46km/sec

要素断層 S 波速度3.46km/sec

 sb
 pq

3

地震基盤密度 (g/cm )

2.7

g/cm3

要素断層密度 (g/cm3)

2.7

g/cm3

f max pq

高周波遮断成分 fmax

6

Q( f )

F
m

Hz

地殻のＱ値( f > 1Hz)

100 f

地殻のＱ値( f  1Hz)

100

ラディエーションパターン

0.62

係数

4.0

－ 102 －

0.69

5.2

詳細法（ハイブリッド合成法）について

 波形合成法（統計的グリーン関数法）アルゴリズム●壇・佐藤(1998)の方法
壇・佐藤(1998)は、断層の非一様すべり破壊モデルを規定する量のうち、低振動数の地震波の放出量に対応する非一様すべり Dpq と高振動数の地震波の放出量に対応する非一様すべり速度 V pq とを考慮した合成方法を提案した。壇・佐藤(1998)の合成方法は、大地震の ( p,q) 番目の要素断層の震源スペクトル M 0 pq ( ) お
よび小地震の震源スペクトル M 0S ( ) を下式のように変更したものである。

M 0 pq ( ) =μLSW S Dpq,(1+ j / Dpq )(1+ j / Spq ) Dpq =

V pq
Dpq

=

2 pq

μDpq,

2
 Spq =,
 pq

M 0S ( ) =μLSW S DS,(1+ j / cs ) 2

 pq =LSW S.
（5-14）

ここに、大地震の要素断層の大きさと小地震の大きさは等しいとしている( pq = S) 。また、 j は虚数単位、  cs は小地震の臨界円振動数で、 μ は媒質のせん

断剛性率、 は媒質の S 波速度、 pq は実効応力、 pq は要素断層を面積が等価な円としたときの半径である。上の大地震の ( p,q) 番目の要素断層の震源スペクト
ル M 0 pq ( ) と小地震の震源スペクトル M 0S ( ) との比率をとると、スケールファク
ター Fpq ( ) は、

Fpq ( ) =(1+ j / cs ) 2
DS (1+ j / Dpq )(1+ j / Spq )Dpq（5-15）となる。壇・佐藤(1998)の合成方法によって得られる合成波形のフーリエ変換の低振動数領域および高振動数領域における振幅は、距離補正項を無視すると、－ 103 －

防災科学技術研究所研究資料abul ( ) =  
p=1 q=1

Dpq
DS

uS ( )ul ( ) =   pq
p=1 q=1   Sab

第 294 号

2006 年 1 月(  0)（5-16）2

uS ( )

(  )となる。ただし、高振動数領域における振幅はランダム和となることを考慮した。ここで非一様な実効応力  pq が全ての要素断層において 1に等しいとして、小地震の実効応力  S に対する比率を d と等しいとして、小地震のすべり量 DS に対する比率を c とおくと、ul ( ) = abcuS ( )ul ( ) = abduS ( )(  0)(  )(5-17)と な る 。 さら に小 地震 と大 地震 との 間 で巨 視 的断 層パ ラメ ータ の相 似 則(a = b = c = n,d = 1) が成り立っていると仮定すると、

ul ( ) = n 3 uS ( )ul ( ) = nuS ( )(  0)(  )(5-18)となる。
壇・佐藤(1998)は、この合成方法を、Wald and Somerville(1995)の測地データと
周期４秒以上地震記録から同定した。計算の対象としている周期は 0.067 秒4秒であり、やや短周期帯域の地震動を主体にしている。
壇・佐藤(1998)は、これらの合成波形より算定した計測震度は、報告されている気象庁の震度と良く対応した値となって強震動の予測問題という観点から、断層の非一様すべり破壊モデルによる結果を、従来の巨視的断層モデルおよび(5-19)で定義される断層面全体の短周期レベルが非一様すべり破壊モデルと等しくなるような等価一様すべり破壊モデルの２つを考え、３つのモデルによる合成結果を相互比較した。

－ 104 －

5.2

詳細法（ハイブリッド合成法）について

A = 4  2ab

  (  )
pq

2

pq

(5-19)

p=1 q=1

その結果、計算対象となっている６地点のうち５地点で、非一様すべり破壊
モデルによる合成結果と等価一様すべり破壊モデルによる合成結果はほぼ同じとなり、従来の巨視的断層モデルによる合成結果はやや小さくなった。以上より距離補正項を入れたスケールファクター Fpq ( ) の式を以下に示す。

Fpq ( ) =r (1+ j / cs ) 2(rS  rpq )
 S expDS (1+ j / Dpq )(1+ j / Spq )  rpq
2Q


Dpq

－ 105 －

(5-20)

防災科学技術研究所研究資料

5.2.3

第 294 号

2006 年 1 月

ハイブリッド合成法

ハイブリッド合成法は、短周期領域と長周期領域においてそれぞれ求めておいた 2 つの計算結果を合成して広帯域地震動を評価する方法である（例えば、川瀬・松島, 1998 ;入倉・釜江, 1999）。今回は、短周期側では統計的グリーン関数法により求めた Vs=550m/s 層上面での時刻歴波形を用いる。長周期側では三次元有限差分法により求めた Vs=550m/s 層上面での時刻歴波形を用いる。合成
は、ある周期（接続周期）を中心とするコサイン型フィルタの組み合わせによるマッチングフィルタを用いて時刻歴波形をフィルタ処理し、時刻歴で重ね合わせて行う。三次元有限差分法により周期 0.87 秒までの計算を精度よく行うことが可能であることから、ハイブリッド合成法によるマッチングフィルタの中心周期を 1.0 秒とした。図 5.4 に、用いたマッチングフィルタを示す。統計的グリーン関数法により計算された波形のロールオフ周期、カットオフ周期はぞれ
ぞれ、0.71 秒、1.6 秒であり、三次元有限差分法により計算された波形のロール
オフ周期、カットオフ周期はぞれぞれ、1.6 秒、0.71 秒である。 Vs=550m/s 層
上面でのハイブリッド合成波を入射波とした。計算波形を表示する 10 地点では、
Vs=550m/s 層上面でのハイブリッド合成波を「詳細法工学的基盤」での合成波と呼ぶ。６章で図 2.1 に示す 10 地点での時刻歴速度波形及び減衰定数 5％の疑似速度応答スペクトルを表示する。


図 5.4

使用したマッチングフィルター（中心周波数 1Hz）と波形合成概念図－ 106 －

６．計算結果
本検討で用いた強震動計算方法としては、ここまで述べた特性化震源モデルと三次元地下構造モデルの影響を取り入れてハイブリッド合成法を用いて地震波形を求める「詳細法」と、過去のデータを基にマグニチュードと距離をパラメータとする経験式により最大速度を算定する「簡便法」とを使い分けた。以下にそれぞれの手法の結果について記す。
6.1

簡便法による強震動予測結果「簡便法」による強震動予測結果を図6.1図6.5に示す。本検討では、松岡・
翠川 (1994) による地盤増幅率と藤本・翠川 (2003) による地盤増幅率の両方を使い、結果を比較している。「簡便法」による震度分布は比較的滑らかに変化している。「簡便法」では、工学的基盤から地表への最大速度の増幅率の影響は反映されているが、「詳細法」と異なり地震基盤から工学的基盤までの増幅は考慮されていない。また断層付近に着目すると、「簡便法」ではディレクティ
ビティ効果を評価していないため、震度は、後述の「詳細法」の震度より大きめとなっている。図6.1に山崎断層帯（北西部＋南東部）（地表震度・最大速度
は松岡・翠川 (1994) および藤本・翠川 (2003) ）、図6.2に山崎断層帯北西部（地表震度・最大速度は松岡・翠川 (1994) および藤本・翠川 (2003) ）、図6.3に山崎断層帯南東部（地表震度・最大速度は松岡・翠川 (1994) および藤本・翠川 (2003) ）図6.4に山崎断層帯南東部＋草谷断層（地表震度・最大速度は松岡・翠川 (1994) お
よび藤本・翠川 (2003) ）、図6.5に那岐山断層帯（地表震度・最大速度は松岡・
翠川 (1994) および藤本・翠川 (2003) ）の結果を示す。

－ 107 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月


図 6.1

山崎断層帯（北西部＋南東部：ＣＡＳＥ１）の簡便法の結果－ 108 －

6.1

簡便法による強震動予測結果


図 6.2

山崎断層帯北西部（ＣＡＳＥ２）の簡便法の結果－ 109 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月


図 6.3

山崎断層帯南東部（ＣＡＳＥ３）の簡便法の結果－ 110 －

6.1

簡便法による強震動予測結果


図 6.4

山崎断層帯南東部＋草谷断層（ＣＡＳＥ４）の簡便法の結果－ 111 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.5

第 294 号

2006 年 1 月

那岐山断層帯（ＣＡＳＥ５）の簡便法の結果－ 112 －

6.2

6.2

強震動計算に用いた「深い地盤構造」（３章のまとめ）について

強震動計算に用いた「深い地盤構造」（３章のまとめ）について「深い地盤構造」については、強震動評価対象地域として、山陰地方、中国
山地から瀬戸内地域、および近畿地方の地下構造モデルを作成した。ただし、特に中国山地から瀬戸内地域については、有用な資料が少ない状況にある。また、近畿地方の一部については、「琵琶湖西岸断層帯を想定した強震動評価」（地震調査委員会, 2004a）で用いた三次元地下構造モデルを転用した。
以下に、三次元地下構造モデルの作成手順について示す。
① 地質構成、地質構造に関する資料を整理し、地盤の速度構造に対応すると想定される地質区分（地震基盤の設定、堆積層の分類）を行った。
② ボーリングや物理探査、その他の調査資料を総合的に判断し、地質構造モデ
ルを作成した。
③ 地震探査、速度検層等の速度に関するデータを収集し、各地質区分に適切な速度値を与えて速度構造モデル（Ｐ波速度）を作成した。これにより、三次元地下構造モデルをVp=1.8km/s、Vp=2.0km/s、Vp=2.2km/s、Vp=2.5km/s、Vp=3.3km/s、Vp=3.8km/s、Vp=4.4km/s、Vp=5.2km/sの８層構造として作成した（図6.6参照） 。ただし、対象地域が広範囲に及ぶため、地域によって含まれる速度層は異なる（表6.1参照）。
④ 対象地域内のK-NET、KiK-netのＰＳ検層結果から、Ｐ波速度とＳ波速度の関係を次式のように求め、これを用いて、Ｓ波速度を推定した。

VS = 0.1620VP  0.5377(2.0  VP  5.0(km/s))

ただし、浅部のVp=1.8km/s層については、対象地域が大阪層群上面に対応することから、同地域を対象に推定されている既往の研究成果（香川ほか, 2003）
を参考に設定した。この結果、三次元地下構造モデルのＳ波速度は上層から、
Vs=550m/s、Vs=590m/s、Vs=710m/s、Vs=880m/s、Vs=1.3km/s、Vs=1.6km/s、
Vs=2.0km/s、Vs=3.46km/sとした。なお、Vp=5.2km/s層については、広域的な地殻構造を考慮してVs=3.46km/sとしている。また、密度は、Ludwig et al. (1970)
により推定した。
－ 113 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月⑤ 山地部で地表に露出している基盤岩については、対象地域内のK-NET、KiK-net のＰＳ検層結果を利用して風化帯の各速度層の深度を設定した（表6.2参照）。図6.6は、１層目の上面を深さ０mとしたときの各速度層上面の深度コンターである。また、表6.1に、三次元地下構造モデルにおける各速度層と密度､および地質の対応表を示す。この図より大阪平野から大阪湾内、中央構
造線断層帯周辺、および兵庫県北部で地震基盤の深い地域が見られる。これ
らの地域を除くと、評価範囲の「深い地盤構造」は非常に薄く、固い地盤構造となっている。本検討では、主に大阪平野から瀬戸内地域では、Vs=550m/s
層の層厚が５ｍ以上であるため、Vs=550m/s層を、その他の地域ではVs=550m/s
層の層厚が５ｍ未満であるため、Vs=590m/s層を「詳細法工学的基盤」とした。
地震基盤はVs=3.46km/s層とした。
一方、｢簡便法｣においては、上記の三次元地下構造モデルを用いることな
く、評価地点下に一律Vs=400m/sの層が分布しているとみなして、これを｢工学的基盤｣と定義した。 ｢簡便法｣における工学的基盤の定義は、｢確率論的地
震動予測地図の試作版(地域限定)｣（地震調査委員会, 2002c）の中の「工学的基盤」の定義と同義である。

－ 114 －

6.2

図6.6

強震動計算に用いた「深い地盤構造」（３章のまとめ）について「深い地盤構造」に用いた三次元地下構造モデル（各速度層上面の深さ分布 [GLm]）－ 115 －

防災科学技術研究所研究資料

表6.1

第 294 号

2006 年 1 月

各地域の地質構造と３次元地下構造モデルに用いた物性分布

表6.2

風化帯の設定－ 116 －

6.3

6.3

「有限差分法」による強震動予測結果「有限差分法」による強震動予測結果

４章に示した９つの断層モデル（図 4.6～4.8 参照）における「有限差分法」
による地震動予測計算結果平面図を図 6.76.9 および、振幅値のスナップショ
ットを図 6.10～6.15 に示す。
計算結果には、マッチングフィルターと同じローパスフィルターを適用しており、スナップショットの振幅表示はそれぞれの時間における最大振幅で正規化している。いずれのＣＡＳＥにおいても、主となる破壊の伝播方向において、
ディレクティビティ効果の影響で振幅が大きくなっている。山崎断層帯のＣＡＳＥでは、断層帯が長さ８０ｋｍと大きく、アスペリティの深さも若干浅い部分があるが、地震基盤まで地盤構造が浅く、断層近傍の振幅は比較的小さくなっている。半面ディレクティビティ方向にある神戸市付近においては、地盤構造が深くなることから、断層最短距離が５０ｋｍ以上あるにもかかわらず大きくなっている。また、神戸市南東部の大阪湾において地震動の継続時間に着目すると、断層破壊が始まってから 30 秒経過した時点でも他の地域と比べ相対的に振幅が大きい。これは地盤構造が厚くなっているためである。スナップショ
ットは、理論的手法（有限差分法）により計算された「詳細法工学的基盤」における地震波(速度振幅)の平面的な伝播の様子をいくつかの時刻で示したものである。計算結果には、ハイブリッド合成法で用いるものと同等のローパスフ
ィルターを施している。また、地震波の伝播の様子を分かり易くするために、
振幅値は、任意の速度振幅値で正規化している。いずれの結果においても、ディレクティビティ効果が顕著に現れる破壊進行方向には、強い地震波が伝播していることがわかる。

－ 117 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月


図 6.7

差分法による工学的基盤上面 (Vs=750m/s) の最大速度分布(CASE1-1CASE1-3)（差分法結果に 1Hz のローパスフィルターをかけたもの）－ 118 －

6.3

図 6.8

「有限差分法」による強震動予測結果

差分法による工学的基盤上面 (Vs=750m/s) の最大速度分布(CASE1-4CASE2-2)（差分法結果に 1Hz のローパスフィルターをかけたもの）－ 119 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.9

第 294 号

2006 年 1 月

差分法による工学的基盤上面(Vs=750m/s)の最大速度分布(CASE3CASE5)（図は差分法の結果に 1Hz のローパスフィルターをかけたもの）－ 120 －

6.3

図 6.10「有限差分法」による強震動予測結果

有限差分法による計算結果例：

CASE1-1 のスナップショット（Ｘ軸）（有限差分法の１ＨｚＬＯＷＰＡＳＳの結果の最大速度値を１-１で表現）－ 121 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.11

第 294 号

2006 年 1 月

有限差分法による計算結果例：

CASE2-1 のスナップショット（Ｘ軸）（有限差分法の１ＨｚＬＯＷＰＡＳＳの結果の最大速度値を１-１で表現）－ 122 －

6.3

図 6.12「有限差分法」による強震動予測結果

有限差分法による計算結果例：

CASE2-2 のスナップショット（Ｘ軸）（有限差分法の１ＨｚＬＯＷＰＡＳＳの結果の最大速度値を１-１で表現）－ 123 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.13

第 294 号

2006 年 1 月

有限差分法による計算結果例：

CASE3 のスナップショット（Ｘ軸）（有限差分法の１ＨｚＬＯＷＰＡＳＳの結果の最大速度値を１-１で表現）－ 124 －

6.3

図 6.14「有限差分法」による強震動予測結果

有限差分法による計算結果例：

CASE4 のスナップショット（Ｘ軸）（有限差分法の１ＨｚＬＯＷＰＡＳＳの結果の最大速度値を１-１で表現）－ 125 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.15

第 294 号

2006 年 1 月

有限差分法による計算結果例：

CASE5 のスナップショット（Ｘ軸）（有限差分法の１ＨｚＬＯＷＰＡＳＳの結果の最大速度値を１-１で表現）－ 126 －

6.4

6.4

「統計的グリーン関数法」による強震動予測結果「統計的グリーン関数法」による強震動予測結果

４章に示した９つの断層モデル（図 4.6～4.8 参照）における「統計的グリーン関数法」による地震動予測計算結果平面図を図 6.166.18 に示す。
計算結果には、0.0520Hzのバンドパスフィルターを適用しており、いずれのＣＡＳＥにおいても、主となる破壊の伝播方向やアスペリティ付近直上において、振幅が大きくなっている。山崎断層帯のＣＡＳＥでは、断層帯が長さ８０ｋｍと大きく、アスペリティの深さも若干浅い部分があるが、地震基盤まで地盤構造が浅く、断層近傍の振幅は比較的小さくなっている。半面ディレクテ
ィビティ方向にある神戸市付近においては、地盤構造が深くなることから、断層最短距離が４０ｋｍ以上あるにもかかわらず大きくなっている。

－ 127 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.16

第 294 号

2006 年 1 月

統計的グリーン関数法による工学的基盤上面 (Vs=550m/s) の最大速度分布（CASE1-1CASE1-3）－ 128 －

6.4

図 6.17「統計的グリーン関数法」による強震動予測結果

統計的グリーン関数法による工学的基盤上面 (Vs=550m/s) の最大速度分布（CASE1-4CASE2-2）－ 129 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.18

第 294 号

2006 年 1 月

統計的グリーン関数法による工学的基盤上面 (Vs=550m/s) の最大速度分布（CASE3CASE5）－ 130 －

6.5

6.5

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

詳細法（ハイブリッド合成法）の計算手順を以下に記す。
6.5.1

計算手順

手順[１]：深部地盤上面における波形計算
深部地盤上面における波形をハイブリッド合成法により求める。ハイブリッド合成法は、長周期成分を理論的方法（Aoi and Fujiwara(1999)による不等間隔
格子有限差分法）により、短周期成分を統計的グリーン関数法（壇ほか(2000)）
によりそれぞれ計算し、合成する方法である。
手順[２]：工学的基盤における波形計算
深部地盤の上面の S 波速度（Vs）は 550m/s から 3460m/s まで変化する。本
検討では、Vs=550m/s に至る層の上面を工学的基盤と定義した。したがって、
工学的基盤での波形といえば、Vs=550m/s 層のあるところでは Vs=550m/s 層
上 面 の 波 形 を 指 し 、 Vs=550m/s 層 の 無 い と こ ろ で は 、 そ の 下 層 部 層 の
Vs=590m/s が上部に存在すると仮定した。Vs=590m/s 層もない場合は、薄く
Vs=590m/s が堆積していると仮定した。
手順[３]：地表における最大速度の計算
工学的基盤から地表までの最大速度増幅率を算定し、これを詳細法による工学的基盤での最大速度に乗じて地表における最大速度を求める。
工学的基盤から地表までの最大速度増幅度は、3 章の地下構造モデルの設定で作成された地盤モデルと簡便法における標準地盤（S 波速度 400m/s 相当）
か ら 地 表 ま で の 増 幅 度 に 、 工 学 的 基 盤 (Vs=550m/s) か ら 簡 便 法 基 準 地 盤(Vs=400m/s)までの増幅度の補正係数を乗じて求める。増幅度の補正係数は、
松岡・翠川(1994)による表層地盤の最大速度増幅度算定式(6-1)式にそれぞれのS 波速度を代入して算定された最大速度増幅度の比とする。すなわち補正係数
は（工学的基盤の S 波速度／400）0.66で算定される。本検討では Vs=550m/s から Vs=400m/s までの増幅倍率(6-1)式－ 131 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

より 1.23 倍と計算している。
log ARV = 1.83  0.66log AVS ± 0.16 (100 < ARV < 1500)

(6-1)

ここで、

ARV

: 地下 30m から地表までの最大速度増幅度

AVS: 地下 30m から地表までの平均 S 波速度(m/s)

手順[４]：地表における計測震度
計算された地表最大速度より、次の(6-2)式に示す翠川ほか (1999) による最大速度と計測震度の経験的関係式を用いて、計測震度相当値を算定した。
I = 2.68 + 1.72log PGV ± 0.21

(4 < I < 7)

(6-2)

I : 計測震度
PGV : 地表最大速度(cm/s)
なお、翠川ほか(1999)では 0 < I < 7 の式と 4 < I < 7 の２つの式が提示されているが、0 < I < 7 の式は低震度データが強く反映され高震度データがあまり反映さ
れない怖れがあり、かつ計測震度と旧気象庁震度との関係のばらつきも高震度になるほど小さくなる傾向があるため、比較的震度の大きな地域での地震動をより精度良く評価することが重要と考え、 4 < I < 7 の式を選定した。

－ 132 －

6.5

6.5.2

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

ハイブリッド合成法による「詳細法工学的基盤」上の時刻歴波形、および擬似速度応答スペクトル「詳細法」の評価範囲の全地点について、有限差分法と統計的グリーン関数法による計算結果にマッチングフィルターを施した後に合成することによって（ハイブリッド合成法）、「詳細法工学的基盤」上の時刻歴波形が計算される。
図6.19図6.24に、岡山市役所（岡山県）・津山市役所（岡山県）・鳥取市役所（鳥取県）・大原町役場（岡山県）・山崎町役場（兵庫県）・姫路市役所（兵庫県）・福崎町役場（兵庫県）・三木市役所（兵庫県）・神戸市役所（兵庫県）・
大阪市役所（大阪府）のそれぞれに最も近い10評価地点について、ハイブリッド合成法によって計算された各ＣＡＳＥの波形を、また、図6.25図6.30には減
衰定数５％の擬似速度応答スペクトルを示す。
① モデル１（ＣＡＳＥ１１）
震源断層の長さが80kmと長大であることから、全体的な傾向として、継続時
間が他のモデルに比べて長くなっている。各評価地点で比べてみると、破壊進
行方向と反対方向に位置する津山市役所、鳥取市役所（に最も近い評価地点、
以下、同様）等では、短周期成分が卓越し、継続時間が長い。一方、震源断層
モデル直上、あるいは破壊進行方向と同じ方向に位置する福崎町役場、三木市
役所、神戸市役所等では、相対的に継続時間は短く、第１アスペリティの影響によると考えられる周期２４秒程度の明瞭なパルス波が認められる。第２、第３アスペリティに対しては、アスペリティの面積が第１アスペリティに比べて小さい（２分の１）ため、短周期成分が卓越した波形となっている。大阪市
役所では、「深い地盤構造」の影響と見られる長周期成分が卓越した後続波が長時間継続している。また、震源断層の南側にある姫路市役所では、アスペリ
ティに対応した明瞭な３つの波群が確認できる。岡山市役所では、0.8秒付近に明瞭なピークが見られ、同地域における「深い地盤構造」の影響と考えられる。
破壊開始点直上に位置する大原町役場では、地表の地盤が固く、地震基盤が非常に浅いこともあり、0.2秒程度と短周期成分が卓越した地震波となっている。

－ 133 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月② モデル２（ＣＡＳＥ２１、ＣＡＳＥ２２）
ＣＡＳＥ２１の場合、全体的な傾向はＣＡＳＥ１１と同じである。ただし、震源断層の長さが52kmとやや短いため、継続時間も短くなっている。また、
ＣＡＳＥ１１と同様に、震源断層モデル直上、あるいは破壊進行方向と同じ方向に位置する福崎町役場、三木市役所、神戸市役所では、第１アスペリティの影響によると考えられる明瞭なパルス波が認められるが、第１アスペリティの面積が小さくなったため、卓越周期は1.5秒３秒程度とやや短周期側に移行している。大阪市役所では、「深い地盤構造」の影響と考えられる長周期成分が卓越した後続波が、ＣＡＳＥ１１に比べてより顕著に現れている。
ＣＡＳＥ２２の場合、破壊進行方向と同じ方向に位置する津山市役所では、
ＣＡＳＥ２１に比べて継続時間が短く、第１アスペリティの影響によると考えられる周期２３秒程度の明瞭なパルス波が認められる。一方、破壊進行方
向と反対方向に位置する福崎町役場、三木市役所、神戸市役所では、相対的に継続時間が長く、ＣＡＳＥ２１の場合に見られた周期２４秒程度のピークが小さくなっている。大阪市役所においても、同様に周期２４秒程度のピー
クが小さく、ＣＡＳＥ１１、ＣＡＳＥ２１と比較して、短周期成分が卓越した地震波となっている。岡山市役所では、ＣＡＳＥ１１同様に、0.8秒付近に明瞭なピークが見られ、同地域における「深い地盤構造」の影響と考えられる。
③ モデル３
モデル３の場合、モデル２のＣＡＳＥ２１とほぼ同様の傾向を示す。神戸
市役所では、破壊進行方向と同じ方向に位置する場合のディレクティビティ効
果が認められる。

－ 134 －

6.5

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果④ モデル４
モデル４の場合、破壊進行方向と同じ方向に位置する福崎町役場や山崎町役場では、ディレクティビティ効果により、長周期成分の振幅がモデル３に比べて大きい。また、破壊進行方向と逆の方向に位置する神戸市役所では、モデル３で見られた長周期のピークが認められず、逆に短周期側の振幅が増幅している。三木市役所や姫路市役所でも、同様にモデル３に比べて短周期成分の振幅が大きくなっている。
⑤ モデル５
モデル５の場合、津山市役所では、ＣＡＳＥ１１やＣＡＳＥ２１に比べて短周期側にピークが認められる。震源断層周辺の地点では、継続時間が非常に短く、津山市役所と同様に短周期成分が卓越している。
なお、統計的グリーン関数法では、Ｐ波は考慮されていない。したがって、
ハイブリッド合成後の波形のＳ波到達時間よりも前（Ｐ波初動付近）は、有限差分法のみにより計算されており、接続周期に相当する周期１秒以上の長周期成分しか有していない。

－ 135 －

防災科学技術研究所研究資料

図6.19

第 294 号

2006 年 1 月「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/sないしVs=590m/s）における計算波形例（ＣＡＳＥ１１）－ 136 －

6.5

図6.20

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/sないしVs=590m/s）における計算波形例（ＣＡＳＥ２１）－ 137 －

防災科学技術研究所研究資料

図6.21

第 294 号

2006 年 1 月「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/sないしVs=590m/s）における計算波形例（ＣＡＳＥ２２）－ 138 －

6.5

図6.22

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/sないしVs=590m/s）における計算波形例（ＣＡＳＥ３）－ 139 －

防災科学技術研究所研究資料

図6.23

第 294 号

2006 年 1 月「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/sないしVs=590m/s）における計算波形例（ＣＡＳＥ４）－ 140 －

6.5

図6.24

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/sないしVs=590m/s）における計算波形例（ＣＡＳＥ５）－ 141 －

防災科学技術研究所研究資料

図6.25

第 294 号

2006 年 1 月「詳細法工学的基盤」上の地震動の減衰定数５％
擬似速度応答スペクトル（ＣＡＳＥ１１）－ 142 －

6.5

図6.26

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果「詳細法工学的基盤」上の地震動の減衰定数５％
擬似速度応答スペクトル（ＣＡＳＥ２１）－ 143 －

防災科学技術研究所研究資料

図6.27

第 294 号

2006 年 1 月「詳細法工学的基盤」上の地震動の減衰定数５％
擬似速度応答スペクトル（ＣＡＳＥ２２）－ 144 －

6.5

図6.28

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果「詳細法工学的基盤」上の地震動の減衰定数５％
擬似速度応答スペクトル（ＣＡＳＥ３）－ 145 －

防災科学技術研究所研究資料

図6.29

第 294 号

2006 年 1 月「詳細法工学的基盤」上の地震動の減衰定数５％
擬似速度応答スペクトル（ＣＡＳＥ４）－ 146 －

6.5

図6.30

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果「詳細法工学的基盤」上の地震動の減衰定数５％
擬似速度応答スペクトル（ＣＡＳＥ５）－ 147 －

防災科学技術研究所研究資料

6.5.3

第 294 号

2006 年 1 月

ハイブリッド合成法による「詳細法工学的基盤」上の最大速度分布

各ＣＡＳＥの「詳細法工学的基盤」上での最大速度の分布を比較する（図 6.31
 6.33 参照）。地震動の最大速度は、「詳細法工学的基盤」上で求められた２成分の時刻歴波形のベクトル合成を行い、その最大値として求めている。モデル１（ＣＡＳＥ１１）、モデル２、モデル３、モデル５では、断層直上でも最大で 50  60 cm/s 程度と、これまでの強震動予測結果に比べると小さい。これは、地震基盤から地表までの地盤構造が非常に薄いため、地震波の増幅が小さかったためである。モデル４では、ごく一部で 80 cm/s 程度と予測された。ＣＡＳＥ１２ＣＡＳＥ１４については、微視的震源特性の設定方法による違いを比較するために試行したＣＡＳＥで、6.5.5 節で説明する。
また、強震動予測結果の検証として、「詳細法工学的基盤」上面における最大速度を Vs=600m/s 相当に換算補正した値と、司・翠川（1999）の距離減衰式（経験式）とを比較して図 6.34  6.35 に示す。強震動予測結果は、ＣＡＳＥ１
１、ＣＡＳＥ２１、２２については、断層近傍で全体的に小さ目の評価となっている。また、ＣＡＳＥ２２では、震源断層からの最短距離で 70 km 
100 km において、距離減衰式を大きく上回る地点が見られる。これは、ディレクティビティ効果等の影響によると推察される。その他のＣＡＳＥは、全体的に距離減衰式と良い対応を示している。

－ 148 －

6.5

図6.31

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果「詳細法工学的基盤」上の最大速度分布 (CASE1-1CASE1-3)－ 149 －

防災科学技術研究所研究資料

図6.32

第 294 号

2006 年 1 月「詳細法工学的基盤」上の最大速度分布 (CASE1-4CASE2-2)－ 150 －

6.5

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

図6.33「詳細法工学的基盤」上の最大速度分布(CASE3CASE5)－ 151 －

防災科学技術研究所研究資料

図6.34

第 294 号

2006 年 1 月「詳細法工学的基盤」上の最大速度と司・翠川 (1999) による距離減衰式の比較 (CASE1-1CASE2-2)－ 152 －

6.5

図6.35

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果「詳細法工学的基盤」上の最大速度と司・翠川 (1999) による距離減衰式の比較 (CASE3CASE5)－ 153 －

防災科学技術研究所研究資料

6.5.4

第 294 号

2006 年 1 月

ハイブリッド合成法による地表の最大速度分布、および震度分布

図6.31図6.33で示した各ＣＡＳＥの「詳細法工学的基盤」上での最大速度に、「浅い地盤構造」による増幅率を乗じて、地表における最大速度を求めた結果を図6.36図6.38に示した。また、これらの最大速度より換算して求めた地表の震度分布を図6.39図6.41に示した。ここでは、図6.39図6.41を中心に説明する。
①

モデル１（ＣＡＳＥ１１）
図6.39（上）は、モデル１のＣＡＳＥ１１の地表における震度分布図である。

大原断層、土万断層、および山崎断層帯主部の南東部の震源断層近傍では、概ね震度６弱震度５強と予測された。ただし、安富断層周辺では､断層近傍でも震度５強に留まっている。また、姫路市東部から三木市にかけて、および神戸市の沿岸地域でも震度６弱が予測された。
②

モデル２
図6.40（中）は、モデル２の地表における震度分布図（ＣＡＳＥ２１、２

２）である。ＣＡＳＥ２１では、ＣＡＳＥ１１とほぼ同様の傾向を示すが、山崎断層帯主部の南東部が含まれないため、同断層帯の周辺では、震度５強
震度５弱と予測された。ＣＡＳＥ２２では、震源断層周辺の震度分布についてはＣＡＳＥ２１との大きな差異は見られない。震源断層からやや離れた鳥
取県西部の倉吉平野周辺では、ディレクティビティ効果 と「深い地盤構造」、「浅い地盤構造」における地震波の増幅により、概ね震度５強震度５弱、ごく一部で震度６弱が予測された。一方、神戸市の沿岸では、破壊進行方向と逆方向に位置するため、震度５弱震度４に留まった。
③

モデル３･モデル４
図6.41は、モデル３（上）、モデル４（中）の地表における震度分布図である。

モデル３では、震源断層近傍において、概ね震度６弱が予測された。また、姫路市東部のごく一部の地域で震度６強以上、神戸市の沿岸地域でも震度６弱が予測された。モデル４では、震源断層近傍で概ね震度６弱、一部で震度６強以－ 154 －

6.5

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

上が予測された。モデル３で震度６弱が予測された神戸市の沿岸地域では、破壊進行方向と逆方向に位置するため、概ね震度５強に留まった。
④

モデル５
図6.41（下）は、モデル５の地表における震度分布図である。アスペリティの直上、およびその南側で概ね震度６弱震度５強が予測された。
以上の結果をこれまでの他の地震での強震動評価結果と比較すると、想定した地震規模に比べて、震源断層周辺の震度がやや小さくなっている。これは、先にも述べたが、震源断層周辺の地盤が非常に固く、「深い地盤構造」、「浅い地盤構造」を含め、地震基盤と地表の間での地震波の増幅が小さかったためである。
なお、6.5.1で説明したように地表の最大速度から計測震度への換算は、経験的な方法（(6-2)式）を用いている。この基となる統計データには計測震度 6.0 を越えるものは少ないため、計測震度 6.0 を越えるものの換算については精度が十分でないと考えられる。また、ひずみレベルが大きい場合の「浅い地盤構造」
における非線形挙動の影響については評価されていないという問題もある。これに加え、強震動予測結果のばらつきの問題なども考慮に入れると、震度６強と震度７の境界を十分な精度で求められていないと判断される。

－ 155 －

防災科学技術研究所研究資料

図6.36

第 294 号

2006 年 1 月

ハイブリッド法による「地表」の最大速度分布 (CASE1-1CASE1-3)－ 156 －

6.5

図6.37

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

ハイブリッド法による「地表」の最大速度分布 (CASE1-4CASE2-2)－ 157 －

防災科学技術研究所研究資料

図6.38

第 294 号

2006 年 1 月

ハイブリッド法による「地表」の最大速度分布 (CASE3CASE5)－ 158 －

6.5

図6.39

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

ハイブリッド法による「地表」の震度分布 (CASE1-1CASE1-3)－ 159 －

防災科学技術研究所研究資料

図6.40

第 294 号

2006 年 1 月

ハイブリッド法による「地表」の震度分布 (CASE1-4CASE2-2)－ 160 －

6.5

図6.41

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

ハイブリッド法による「地表」の震度分布(CASE3CASE5)－ 161 －

防災科学技術研究所研究資料

6.5.5

第 294 号

2006 年 1 月

震源断層パラメータの設定方法の違いが強震動予測結果に与える影響について

モデル１に対して、「レシピ」の改良という観点から、試行ＣＡＳＥとして別途設定した震源断層パラメータを用いた３ＣＡＳＥ(ＣＡＳＥ１２、１３、
１４) の強震動評価結果について述べる｡
図6.31、図6.32に３ＣＡＳＥの詳細法工学的基盤における最大速度分布、図6.36、
図6.37に地表における最大速度分布を示す｡なお、本評価のうち、レシピに従って実施した結果は、これまでの他の地震での評価結果と比較すると、想定した地震規模に比べて震源断層周辺の最大速度（震度）がやや小さくなっている。
したがって、ここでは、各ＣＡＳＥ間の相対的な比較のみを行うこととする。
① ＣＡＳＥ１２：セグメント分けしたＣＡＳＥ
最大速度分布の傾向はＣＡＳＥ１１とほぼ同じである。やや詳細に見ると、第１アスペリティ(大原断層に対応する断層帯北西端部)周辺では、同アスペリテ
ィから発生する地震波の短周期レベルがＣＡＳＥ１１の方が若干大きいため、最大速度もややＣＡＳＥ１１の方が大きい。一方、第３アスペリティ（琵琶甲断層に対応する断層帯南東部）周辺では、逆に、同アスペリティから発生する地震波の短周期レベルがＣＡＳＥ１２の方が若干大きいため、最大速度もややＣＡＳＥ１２の方が大きくなる傾向が見られる｡また、安富断層付近に設置したアスペリティの近傍では、アスペリティの面積や応力降下量はＣＡＳＥ
１１と同程度であるが、予測された最大速度は、ＣＡＳＥ１２の方が大きい。
② ＣＡＳＥ１３：アスペリティの総面積を震源断層全体の面積の約22％としたＣＡＳＥ
最大速度分布の定性的傾向はＣＡＳＥ１１とほぼ同じであるが、絶対値はＣＡＳＥ１１と比べるとかなり大きく、最大で２倍程度となっている｡これは、短周期レベルが他のＣＡＳＥと比べて大きいこととも対応している（表4.1参照）。

－ 162 －

6.5③

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

ＣＡＳＥ１４：アスペリティの総面積を震源断層全体の面積の約22％とし、震源断層全体の平均応力降下量を3.1MPaとしたＣＡＳＥ
モデル１の中では最大速度が最も小さくなっている。この結果は、短周期レベルが最も小さいこととも対応している（図4.5）。また、ＣＡＳＥ１１やＣ
ＡＳＥ１２と比較すると、最大値は小さいが、最大速度の変化がやや滑らかになっているように見える｡また、神戸市の沿岸地域の最大速度は、ＣＡＳＥ１
１やＣＡＳＥ１２に比べると大きくなっている｡これは、アスペリティの面積が小さくなったことにより、アスペリティから生成されるパルス波の卓越周期が短くなったことと、神戸市周辺の深い地盤構造により地震波が増幅されたことが原因と推察される｡
以上の検討結果から、アスペリティに関する震源断層パラメータの算定方法の違いは、強震動予測結果に影響を与えることが分かった｡セグメント分けを行った場合（ＣＡＳＥ１２）では、セグメントに設定するアスペリティの面積がＣＡＳＥ１１と異なってくるが、アスペリティの総面積や応力降下量はＣ
ＡＳＥ１１とほぼ同じであるので、強震動予測結果はＣＡＳＥ１１と大差がない。アスペリティの面積を震源断層全体の面積の約22％とするだけの場合（ＣＡＳＥ１３）では、強震動予測結果が大きめに評価された｡本断層帯の場
合、地震基盤が浅いことから、短周期成分の影響が顕著となるため、「石狩低地東縁断層帯の地震を想定した強震動評価」（地震調査委員会､2004b）での検討結果よりも、さらに違いが明瞭に現れたと推察される。また、震源断層全体の面積の約22％とし、さらに震源断層全体の平均応力降下量を設定する場合（ＣＡＳＥ１４）では、モデル１のように長大な断層に対しても、既往の研究と同程度の応力降下量が推定でき、強震動予測結果もレシピに従った結果と同程度となる。図6.42図6.53にはＣＡＳＥ１ＣＡＳＥ５（ＣＡＳＥ１２ＣＡ
ＳＥ１４を除く）に関する６つのＣＡＳＥの差分法領域（低周波領域）および統計的グリーン関数法領域（高周波領域）による測線の波形状況を示す。

－ 163 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.42

第 294 号

2006 年 1 月

差分法領域（低周波領域）による測線の波形状況 (CASE1-1)（左上図は地盤構造の深さ分布（断面赤線）を示す。）－ 164 －

6.5

図 6.43「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

統計的グリーン関数法領域（高周波領域）による測線の波形状況(CASE1-1)（左上図は地盤構造の深さ分布（断面赤線）を示す。）－ 165 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.44

第 294 号

2006 年 1 月

差分法領域（低周波領域）による測線の波形状況 (CASE2-1)（左上図は地盤構造の深さ分布（断面赤線）を示す。）－ 166 －

6.5

図 6.45「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

統計的グリーン関数法領域（高周波領域）による測線の波形状況(CASE2-1)（左上図は地盤構造の深さ分布（断面赤線）を示す。）－ 167 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.46

第 294 号

2006 年 1 月

差分法領域（低周波領域）による測線の波形状況 (CASE2-2)（左上図は地盤構造の深さ分布（断面赤線）を示す。

－ 168 －

6.5

図 6.47「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

統計的グリーン関数法領域（高周波領域）による測線の波形状況(CASE2-2)（左上図は地盤構造の深さ分布（断面赤線）を示す。）－ 169 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.48

第 294 号

2006 年 1 月

差分法領域（低周波領域）による測線の波形状況 (CASE3)（左上図は地盤構造の深さ分布（断面赤線）を示す。）－ 170 －

6.5

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

ᴾ

図 6.49

統計的グリーン関数法領域（高周波領域）による測線の波形状況(CASE3)（左上図は地盤構造の深さ分布（断面赤線）を示す。

－ 171 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.50

第 294 号

2006 年 1 月

差分法領域（低周波領域）による測線の波形状況 (CASE4)（左上図は地盤構造の深さ分布（断面赤線）を示す。）－ 172 －

6.5

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

ᴾ

図 6.51

統計的グリーン関数法領域（高周波領域）による測線の波形状況(CASE4)（左上図は地盤構造の深さ分布（断面赤線）を示す。）－ 173 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

ᴾ

図 6.52

差分法領域（低周波領域）による測線の波形状況 (CASE5)（左上図は地盤構造の深さ分布（断面赤線）を示す。）－ 174 －

6.5

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

ᴾ

図 6.53

統計的グリーン関数法領域（高周波領域）による測線の波形状況(CASE5)（左上図は地盤構造の深さ分布（断面赤線）を示す。）－ 175 －

７．問題点と今後の課題
7.1

問題点

 







アスペリティや破壊開始点の位置は地表における強震動予測結果に大きく影響する（地震調査委員会, 2003a,b; 2004a,b）。しかし、情報の不足等により、モデル１、２、３については、破壊開始点を確定的に扱えなかった。そこで、モ
デル１、モデル３では、地盤増幅効果に加えてディレクティビティ効果 により、瀬戸内海沿岸地域で揺れが大きくなると予想される位置に破壊開始点を設定した。モデル２では複数のＣＡＳＥを想定した。また、モデル５については、アスペリティや破壊開始点の位置、傾斜角や断層の種類についての情報が得られなかったので、「長期評価」やレシピを参照して平均的なＣＡＳＥを想定した。
アスペリティの総面積、および応力降下量は、強震動予測結果に大きく影響する（地震調査委員会, 2004b）。ここでは、レシピの改良を目的として、長大な震源断層モデルとなるモデル１に対し、試行ＣＡＳＥとして、別途３ＣＡＳ
Ｅの震源断層モデルを設定した。その結果、セグメント分けをした場合（ＣＡ
ＳＥ１２）では、レシピに従って震源断層パラメータを設定したため、アスペリティの総面積や応力降下量はＣＡＳＥ１１とほぼ同じとなり、従って強震動予測結果もＣＡＳＥ１１と大差がなかった。アスペリティの面積を震源
断層全体の面積の約22％とするだけの場合（ＣＡＳＥ１３）では、強震動予測結果がＣＡＳＥ１１に比べて大きめに評価された｡アスペリティの総面積
を震源断層全体の面積の約22％とし、これとFujii and Matsu'ura(2000)により推定されている震源断層全体の平均応力降下量3.1MPaから、アスペリティの応力降下量と震源断層全体の平均応力降下量に関する理論式によりアスペリティの応力降下量を推定した場合（ＣＡＳＥ１４）では、既往の研究事例や強震動予測結果から乖離しない震源断層パラメータや予測結果が得られた。ただし、ここで用いた震源断層全体の平均応力降下量3.1MPaは、長大な横ずれ断層の巨視的震源特性に関する経験式として、限られたデータに基づき、地震発生層の剛性率を40GPa、断層幅を15kmとする等、いくつかの条件下で導出された値である。したがって、例えば、これらの条件と大きく異なる震源断層を想定する必要がある場合には、3.1MPaをそのまま適用できない可能性がある。
－ 177 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月「深い地盤構造」の三次元地下構造モデルの構築にあたっては、物理探査の結果を中心に可能な限りの情報収集を行ったが、今回の評価対象地域は、一部を除き、調査等が十分には実施されていないため、十分な情報が得られなかった。また、本断層帯が位置する中国山地周辺で基盤岩が露出している地域については、風化帯を設定したが、このための情報も十分ではなかった。したがって、このように調査結果等の資料が非常に限られている地域に対する三次元地下構造モデルの構築にあたっては、いくつかの仮定が必要となった。
地表における最大速度や震度を精度よく求めるには、「浅い地盤構造」についても一次元地下構造モデルを作成し、これを用いて算定される地表における
時刻歴波形から推定することが望ましい。
しかし、ここでは地表における時刻歴波形を求めるだけの十分な地盤調査データが得られていないことより、一次元地下構造モデルの作成は行わず、微地
形区分（約１km四方のメッシュごとの情報）を利用した経験的な方法を用いた。
また、地表の計測震度も、経験式を用いて地表の最大速度より換算して求めた。

－ 178 －

7.2

今後の課題

7.2 今後の課題
個々の断層帯について想定したアスペリティや破壊開始点の位置は、必ずしも確定的なものではない。特に、モデル１３では破壊開始点の位置、モデル
５（那岐山断層帯）では、アスペリティや破壊開始点の位置、傾斜角や断層の種類についての情報が得られなかった。より信頼性の高い強震動予測を行うた
めには、例えば､深部構造探査等、これらの震源断層パラメータをより正確に推定するための継続的な調査研究が必要である。
アスペリティと破壊開始点の位置は、地表の地震動に大きな影響を与えることが報告されている（地震調査委員会，2003a,b; 2004a,b）。本検討でも、大原断層・土万断層・暮坂峠断層（モデル２）に対して、２ＣＡＳＥを想定することにより、破壊開始点の違いが強震動予測結果に与える影響について検討した。
また、モデル３において破壊開始点をアスペリティの南東下端に配置した場合に、震源断層モデルの北西延長に位置する評価領域で推定される強震動は、モデル４で得られる結果にほぼ相当すると考えられるため、これらの領域について、両モデルの強震動予測結果を比較した。アスペリティと破壊開始点の位置等、情報の不足等により現状において確定的に扱えない震源断層パラメータに対しては、このような震源断層パラメータによる強震動予測結果のばらつきの大きさを把握しておくことが、強震動予測結果に対する評価・判断を行う上では非常に重要である。
震源断層の長さが震源断層の幅に比べて十分に大きい長大な断層に対するレ
シピの改良を目的として、モデル１に対して、①：２つのセグメントに分割（ＣＡＳＥ１２）②：震源断層全体の面積に対するアスペリティの総面積の比率を約22％（ＣＡＳＥ１３）③：②とFujii and Matsu'ura(2000)による震源断層全体の平均応力降下量3.1MPaから、Madariaga (1979)の理論式を用いてアスペリティの応力降下量を推定（ＣＡＳＥ１４）の３ＣＡＳＥについて試行的に検討した。その結果、ＣＡＳＥ１４では、モデル１のように長大な断層に対しても、既往の研究と同程度の応力降下量が推－ 179 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

定でき、レシピに従った結果と同程度の強震動予測結果が得られた。ただし、ＣＡＳＥ１４で用いた震源断層全体の平均応力降下量 3.1MPa は、その適用範
囲や適用条件について十分な検討が行われていない 。また、ＣＡＳＥ１２で行ったセグメント分けについては、例えば、粟田（2004）、遠田（2004）によるカスケード地震モデル等、新しいモデルが提案されているが、現時点では研究段階にある。以上のように、長大な断層に対する震源断層のモデル化やパラメータの設定方法については、調査研究に必要なデータが不足していることもあり、研究途上の段階にある。今後はそれらの研究成果を取り入れながら、ここで検討した方法の検証も行うことにより、レシピの改良を進めていく必要がある。
また、より精度の高い強震動予測を行うためには、中小地震観測記録を用いた手法や深部地盤構造探査などにより、今後さらに地下構造（「深い地盤構造」、
および「浅い地盤構造」）に関する情報を充実させ、詳細な地下構造モデルを構築していく必要がある。

－ 180 －

参考文献
Aki, K. (1957): Space and time spectra of stationary stochastic waves, with specialreference to microtremors, Bull. Earthq. Res. Inst., 35, 415-456.
Aki, K. and P. G. Richards (1980): Quantitative seismology, W. H. Freeman.
Aoi, S. and H. Fujiwara (1999): 3D Finite-Difference Method using discontinuous grids,
Bull. Seism. Soc. Am., 89, 918-930.
新井 洋（2003）：微動観測に基づく境港市の２次元Ｓ波速度構造の推定、日本
地震工学大会-2003 梗概集、pp.50-51
新井 洋・日比野浩・Purido.N・久保哲夫（2001）：米子市における 2000 年鳥取
県西部地震の強振動シミュレーション、第 26 回地震工学研究発表会講演論
文集、１、pp.369-372
粟田泰夫・鈴木康弘（1996）：1995 年兵庫県南部地震を生起した野島断層系の活動履歴及び活動性調査、平成７年度活断層研究調査概要報告書、地質調査
所研究資料集№259
粟田泰夫(2004)：活断層から発生する地震規模の予測手法に関する諸問題，月刊
地球，号外 No.46，163-167．
朴 成実ほか（1996）：人工地震探査による兵庫県南部地震震源域及びその周辺
地域の地殻構造、日本地震学会講演予稿集、№２、B73
朴 成実ほか（1996）：高密度人工地震観測による淡路島北部浅部地殻構造、日本地震学会講演予稿集、№２、B74
Boatwright, J.(1988)：The seismic radiation from composite models of faulting, Bull.
Seism. Soc. Am., 78, 489-508.
Boore, D. M.（1983）: Stochastic simulation of high-frequency ground motions based onseismological models of the radiated spectra, Bull. Seism. Soc. Am., 73,
1865-1894.
Boore, D.M., and J. Boatwright (1984): Average body-wave radiation coefficients, Bull.
Seism. Soc. Am., 74, 1615-1621.
千田昇・岡田篤正・中田

高・金田平太郎（2002）：1:25,000 都市圏活断層図

ÿNo.396「山崎」、国土地理院技術資料、Ｄ.1

地質調査所（1995）：100 万分の１日本地質図第３版 CD-ROM 版
中国地方土木地質図編纂委員会（1984）：中国地方土木地質図,同解説書
中国地方基礎地盤研究会（1995）：山陰臨海平野地盤図－ 181 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

Dalguer L.A, K. Irikura, J. Riera, and H. C. Chiu (2001): Fault Dynamic Rupture
Simulation of the Hypocenter area of the Thrust Fault of the 1999 Chi-Chi(Taiwan) Earthquake,Geophysical Research Letters, April 1,vol. 28, no. 7,1327-1330.
壇一男・佐藤俊明(1998）：断層の非一様滑り破壊を考慮した半経験的波形合成法
による強震動予測，日本建築学会構造系論文集，509，49-60．
壇一男・渡辺基史・佐藤俊明・宮腰淳一・佐藤智美(2000)：統計的グリーン関数法による 1923 年関東地震（MJMA7.9）の広域強震動評価，日本建築学会構造系論文集，530，53-62．
壇一男・渡辺基史・佐藤俊明・石井透(2001)：断層の非一様すべり破壊モデルから算定される短周期レベルと半経験的波形合成法による強震動予測のための震源断層のモデル化，日本建築学会構造系論文集，545，51-62．
Fujii Y. and Matsu'ura M.(2000):Regional Difference in Scaling Laws for Large
Earthquakesand its Tectonic Implication, Pure and Applied Geophysics, 157,
2283-2302.
藤本一雄・翠川三郎(2003)：日本全国を対象とした国土数値情報に基づく地盤の平均Ｓ波速度分布の推定，日本地震工学会論文集，第 3 巻，第 3 号，1-15.
藤田和夫・笠間太郎（1983）：神戸地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１
地質図幅）、地質調査所
藤田和夫・前田保夫（1984）：須磨地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１
地質図幅）、地質調査所
古川隆治・富沢昭文（1985）：基礎試錐「鳥取沖」、石油技協誌、50、pp.43-52
古瀬慶博・河野芳輝（1988）：重力異常から推定される北陸地域の浅部地殻構造，
日本地震学会秋季大会講演予稿集，145-145．
Geller, R.J. (1976): Scaling relations for earthquake source parameters and magnitudes,
Bull.Seism. Soc. Am., 66, 1501-1523.
Graves, W. Robert (1996):Simulating Seismic Wave Propagation in 3D Elastic Media
Using Staggered-Grid Finite Differences, Bull. Seis. Soc. Am., 86, pp.1091-1106.

ÿ第一瀬戸内累層群以降を

長谷川修一・斉藤 実（1989）：讃岐平野の生いたち

ÿ、アーバンクボタ 28,古瀬戸内海と瀬戸内火山岩類、pp.52-59

中心に

橋爪道郎ほか（1966）：第１回,第２回倉吉爆破および花房爆破観測より得られた
西部日本の地殻構造、地震第２輯、19、pp.125-134－ 182 －

参考文献

Haskell, N. A.(1960)：Crustal reflection of plane SH waves, J. Geophys. Res., 65,4147-4150.
服部 仁（1978）：上石見地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）、
地質調査所
服部 仁・片田正人（1964）：５万分の１地質図幅「根雨」及び同説明書、地質調査所
平田 直ほか（1996）：淡路島横断反射・散乱法地震探査(TAPS)(2)、地球惑星科
学関連学会 1996 年合同大会予稿集、A21-P11
広川 治・東郷文雄・神戸信和（1954）：５万分の１地質図幅「大屋市場」及び同説明書、地質調査所
広島県（1980）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「府中」広島県（1982）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「尾道・土生」
広島県（1997）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「上石見・新見・
油木」
Hisada, Y. (1995):An efficient method for computing Green’s functions for a layered
half-spacewith sources and receivers at close depth (part2),Bull. Seis. Soc. Am., 85,
pp.1080-1093.
北陸地方土木地質図編纂委員会（1991）：北陸地方土木地質図解説書，国土開発
技術センター
本州四国連絡橋公団（1993）：本州四国連絡橋地質地盤調査誌
兵庫県（1982）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「由良・鳴門海峡」
兵庫県（1984）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「北条」兵庫県（1987）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「佐用・坂根」
兵庫県（1989）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「高砂」
兵庫県（1990）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「播州赤穂・姫路・
坊勢島・寒霞渓」
兵庫県（1993）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「福知山」
兵庫県（1995）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「神戸」兵庫県（1999）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「出石・大江山」
兵庫県（2000）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「城崎・宮津」
兵庫県（2001）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「香住」－ 183 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

ÿ兵庫県地質図解説書・土木

兵庫県土木地質図編纂委員会（1996）：兵庫の地質ÿ

地質編

ÿ兵庫県南部

兵庫県立人と自然の博物館（1997）：阪神・淡路大震災と六甲変動

ÿ

地震域の活構造調査報告
市原稔編（1993）：大阪層群、創元社

今村外治・長谷 晃・多井義郎・小島丈兒（1988）：日本地方地質誌『中国地方』
新版、朝倉書店
井本伸広・松浦浩久（1991）：園部地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１
地質図幅）、地質調査所
猪木幸男・弘原海清（1980）：上郡地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１
地質図幅）、地質調査所
猪木幸男・坂本 亨（1977）：多里地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１
地質図幅）、地質調査所
入倉孝次郎・釜江克宏(1999)：１９４８年福井地震の強震動、地震２、52、129-150．

ÿ

入倉孝次郎・三宅弘恵(2001)：M８クラスの大地震の断層パラメーター 断層長

ÿの再検討、さ、幅、変位と地震モーメントの関係

http://sms.dpri.kyoto-u.ac.jp/irikura/welcomeJ.html.
入倉孝次郎・三宅弘恵(2002)：予測のための震源のモデル化，月刊地球／号外，
37，62-77．
入倉孝次郎 (2004)： 強震動予測レシピ大地震による強震動の予測手法, 京都大学防災研究所年報, 47A.
石井透・佐藤俊明・Paul G. Somerville(2000)：強震動評価のための不均質断層モ
デルの主破壊領域の抽出，日本建築学会構造系論文集，527，61-70．
Ito, K.(1999): Seismogenic layer, reflective lower crust, surface heat flow and large
inland-earthquakes, Tectonophysics, 306, 423-433.
伊藤谷生ほか（1996）：四国中央構造線地下構造の総合物理探査、地質学雑誌、
102-4、pp.346-360－ 184 －

参考文献

Iwata, T., H. Sekiguchi, and K. Miyakoshi (2001), Characterization of source processesof recent destructive earthquake inverted from strong motion records in the dense
network,Proceedings of US-Japan Joint Workshop and third grantees meeting for
US-Japan Cooperative Research on Urban Earthquake Disaster Mitigation, Aug.
2001, 53-59.

ÿ

地震調査委員会(2001)：糸魚川 静岡構造線断層帯（北部、中部）を起震断層と想定した強震動評価手法について（中間報告）・
地震調査委員会(2002a)：糸魚川ÿ静岡構造線断層帯（北部、中部）の地震を想定した強震動評価．
地震調査委員会(2002b)：高山・大原断層帯・呉羽山断層帯の評価．
地震調査委員会(2002c)：確率論的地震動予測地図の試作版（地域限定）について．
地震調査委員会(2002d)：鳥取県西部地震の観測記録を利用した強震動評価手法の検証について（地震調査委員会(2002a)の別添）．
地震調査委員会(2003a)：布田川・日奈久断層帯の地震を想定した強震動評価．
地震調査委員会(2003b)：森本・富樫断層帯の地震を想定した強震動評価．
地震調査委員会（2003c）：山崎断層帯の長期評価について、
地震調査委員会(2004a)：琵琶湖西岸断層帯の地震を想定した強震動評価．
地震調査委員会(2004b)：石狩低地東縁断層帯の地震を想定した強震動評価．
地震調査委員会(2005)：長期評価における確率値の更新と活断層の地震規模の表記について．
地震予知総合研究振興会地震調査研究センター（1999）：平成１０年度科学技術庁委託「強震動評価手法のレビューと事例的検討」報告書、603-715．
香川県（1972）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「観音寺」
香川県（1974）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「高松南部」
香川県（1975）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「高松・草壁・西大寺・寒霞渓」
香川県・徳島県（1972）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「池田」
香川敬生・入倉孝次郎・武村雅之(1998)：強震動予測の現状と将来の展望、地震
２、51、339-354．

－ 185 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

香川敬生・趙 伯明・宮腰 研（2003）：地殻・地盤構造情報の収集と物性値の特性化、平成 13 年度科学技術振興調整費 地盤災害軽減のための強震動予測
マスターモデルに関する研究、平成 13 年度研究成果報告書、pp.119-130
海上保安庁水路部（1992）：５万分の１沿岸の海の基本図海底地形地質調査報告「美保関」
釜江克宏・入倉孝次郎・福知保長(1991)：地震のスケーリング則に基づいた大地
震時の強震動予測：統計的波形合成法による予測、日本建築学会構造系論
文集、430、1-9．
釜田正毅・武村雅之(1999)：近地で観測されたレーリー波から推定した 1993 年
能登半島沖地震の震源深さ，震源メカニズムと能登半島周辺の地下構造、
地震 2、52、255-270．
神野達夫・森川信之・先名重樹・成田章・藤原広行(2002)：金沢平野における３次元構造モデル、第 107 回物理探査学会学術講会予稿集．
鹿野和彦・中野 俊（1985）：美保関地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）、地質調査所
鹿野和彦・中野 俊（1986）：恵曇地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１
地質図幅）、地質調査所
鹿野和彦・竹内圭史（1991）：今市地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１
地質図幅）、地質調査所
鹿野和彦・山内靖喜（1994）：松江地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１
地質図幅）、地質調査所
鹿野和彦・吉田史郎（1985）：境港地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１
地質図幅）、地質調査所
河合正虎（1957）：５万分の１地質図幅「津山東部」及び同説明書、地質調査所
河村知徳・荒井良祐・小先章三・中田友之・津村紀子・伊藤谷生（1998）：反射法地震探査による淡路島小倉地区の詳細な地下構造調査、月刊地球、号外
21、pp.144-148
河野芳輝・古瀬慶博（1989）：日本列島重力異常図（１００万分の１）
，東京大
学出版会．
Kawase, H. (1996): The cause of the damage belt in Kobe: "The Basin-Edge Effect",constructive

interferenceofdirectS-wavewithdiffracted/Rayleigh waves, Seism. Res. Lett., 67, 25-34.

－ 186 －

thebasin-induced参考文献

菊地正幸・山中佳子(2001)：『既往大地震の破壊過程=アスペリティの同定』、サ
イスモ、5(7)、6-7．
国土地理院(1987)：国土数値情報，国土情報シリーズ 2，大蔵省印刷局．
神戸信和・広川 治（1963）：５万分の１地質図幅「佐用」及び同説明書、地質調査所
工業技術院地質調査所（1989）：日本の主要地熱地域の地質と温泉・変質帯分布．
地質調査所報告，270，482．Ludwig, W. J., J. E. Nafe, C. L. Drake (1970):
Seismic Refraction, in the Sea, Vol. 4, part 1,Wiley-Interscience, 74.
工業技術院地質調査所（2000）：日本重力 CD-ROM ．
経済企画庁（1967）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「米子」
近畿地方土木地質図編纂委員会（1981）：近畿地方土木地質図、同説明書
衣笠善博・馮 少孔・杉山長志・石川浩次（1997）：Ｐ波及びＳ波ＶＳＰを用いた深層地質調査、物理探査学会第 96 回学術講演論文集、pp.108-112
小泉金一郎・藤本博巳・井口博夫・内津 将・河野芳輝（1994）：瀬戸内海における海上重力測定、測地学会誌、40-4、pp.333-345
国土交通省土地・水資源局国土調査課：全国地下水資料台帳、国土調査ホーム
ページ、http://tochi.mlit.go.jp/tockok/tochimizu/F9/download.html
国土庁土地局国土調査課（1973）：土地分類図（香川県）
国土庁土地局国土調査課（1974）：土地分類図（兵庫県）
国土庁土地局国土調査課（1974）：土地分類図（岡山県）
駒澤正夫・太田陽一・渋谷昭栄・熊井 基・村上 稔（1996）：大阪湾の海底重力調査とその構造、物理探査、49-6、pp.459-473
蔵下英司・篠原雅尚・津村紀子（1998）：バイブレータ震源構造探査による淡路
島北部の上部地殻速度構造、地震第２輯、51、pp.233-237
栗本史雄・牧本 博（1990）：福知山地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）、地質調査所
栗本史雄・松浦浩久（1993）：篠山地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１
地質図幅）、地質調査所
京都市（2003）：平成 14 年度地震関係基礎調査交付金 京都盆地の地下構造に関する調査成果報告書（概要版）
Ludwig, W. J., J. E. Nafe, and C. L. Drake (1970): Seismic Refraction, in the Sea, Vol.
4,part 1, Wiley-Interscience, 74.

－ 187 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

Madariaga, R. (1979): On the relation between seismic moment and stress drop in thepresence of stress and strength heterogeneity, J. Geophys. Res., 84, 2243-2250.
松田時彦（1990）：最大地震規模による日本列島の地震分帯図、東京大学地震研究所彙報、65、1、289-319．
松岡昌志・翠川三郎(1994)：国土数値情報とサイス ミックマイクロゾーニング，
第 22 回地盤震動シンポジウム資料集，23-34．
松浦浩久・栗本史雄（1995）：広根地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１
地質図幅）、地質調査所
松浦 誠・芳賀保夫（1976）：主要都市及びその周辺部の地盤特性と基礎工法 2.
中国地区、基礎工、4-12、pp.44-62
翠川三郎・藤本一雄・村松郁栄(1999)：計測震度と旧気象庁震度および地震動強さの指標との関係，地域安全学会論文集，1，51-56．
三梨 昂・徳岡隆夫（1988）：中海・宍道湖 地形・底質・自然史アトラス、島根大学山陰地域研究総合センター
光野千春・沼野忠之・高橋達郎（1982）：岡山の地学、山陽新聞社
光野千春・大森尚泰（1965）：５万分の１地質図幅「周匝」及び同説明書、地質調査所
宮腰研・関口春子・岩田知孝(2001）：すべりの空間的不均質性の抽出，平成 12年度科学振興調整費 「地震災害軽減のための強震動予測マスターモデルに関する研究」研究成果報告書，99-109．
水野清秀・服部 仁（1990）：明石地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１
地質図幅）、地質調査所

ÿ本庄断層の水野清秀・吉岡敏和・岡村 眞・松岡裕美（1996）：淡路島南部,湊

活動性調査、平成７年度活断層研究調査概要報告報告書、地質調査所研究
資料集№259
中田高・今泉俊文（編）(2002)：活断層詳細デジタルマップ、東京大学出版会．
中田高・隈元崇(2002)：断層分岐モデルに基づく起震断層帯の設定と破壊開始点の推定、地震調査委員会強震動評価部会第 24 回強震動予測手法検討分科会
参考資料．
中田高・島崎邦彦・鈴木康弘・佃栄吉(1998)：活断層はどこから割れ始めるのか？
-活断層の分岐形態と破壊伝播方向-、地学雑誌、107、512-528．

－ 188 －

参考文献

中村洋光・宮武隆(2000)：断層近傍強震動シミュレーションのための滑り速度時
間関数の近似式，地震２，53，1-9．
村田明弘・竹村恵二・宮田隆夫・林愛明（1998）：野島断層 500ｍボーリング

コアの層序と累積変位、月刊地球、号外 21、pp.137-143
日本の地質『中国地方』編集委員会編（1993）：日本の地質７中国地方、共立出版
日本の地質『四国地方』編集委員会編（1993）：日本の地質８四国地方、共立出
版
西田良平・寺田一樹・吉川大智・野口竜也・金本宏司・岡本拓夫（2002）：2000
年鳥取県西部地震と弓ヶ浜半島の地下構造、物理探査、55-6、pp.473-484
野口竜也・西田良平・岡本拓夫・平澤孝規（2003）：人工地震・微動・重力観測による鳥取平野の地盤構造の推定、第 27 回地震工学研究発表会論文集、
CD-ROM
Obara, K., S. Hori, K. Kasahara, Y. Okada, S. Aoi (2000): Hi-net: High sensitivity
seismograph network in Japan, Eos Trans., 81, 48.
岡本拓夫・西田良平・野口竜也（2003）：鳥取県西部地震(2000,M7.3)時に認められた境港市の以上震域に関する一考察、第 27 回地震工学研究発表会論文集、
CD-ROM
岡山県（1979）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「岡山南部」
岡山県（1980）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「津山東部」
岡山県（1982）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「周匝・上郡」
岡山県（1987）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「大山・湯本」
岡山県（1990）：５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「坂根・佐用」太田良平（1962）：５万分の１地質図幅「米子」及び同説明書、地質調査所
太田良平（1962）：５万分の１地質図幅「湯本」及び同説明書、地質調査所
尾崎正紀・栗本史雄・原山 智（1995）：北条地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）、地質調査所
尾崎正紀・松浦浩久（1988）：三田地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１
地質図幅）、地質調査所
尾崎正紀・松浦浩久・佐藤喜男（1996）：神戸層群の地質年代、地質学雑誌、102-2、pp.73-83－ 189 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

Pitarka, A. (1999): 3D Elastic Finite-Difference Modeling of Seismic Motion Using
StaggeredGrids with Nonuniform Spacing, Bull. Seism. Soc. Am., 89, 54-68.
Sato. H., H. Hirata, T. Ito, N. Tsumura, and T. Ikawa（1998）：Seismic reflection
profiling across the seismogenic fault of the 1995 Kobe earthquake, southwesternJapan Tectonophysics，286，pp.19-30
佐藤智美・川瀬博・佐藤俊明(1994a)：ボアホール観測記録を用いた表層地盤同定手法による工学的基盤波の推定及びその統計的経時特性，日本建築学会
構造系論文集，461，19-28.
佐藤智美・川瀬博・佐藤俊明(1994b)：表層地盤の影響を取り除いた工学的基盤
波の統計的スペクトル特性，仙台地域のボアホールで観測された多数の中
小地震記録を用いた解析，日本建築学会構造系論文集，462，79-89．
澤田明宏・長尾年恭・伊藤 潔・木下正高（1999）：琵琶湖ボーリング孔の温度検層データから抽出した過去の気候変動、烏丸地区深層ボーリング調査団
編、琵琶湖東岸・烏丸地区深層ボーリング調査、琵琶湖博物館研究報告、№12、pp.147-153
沢田順弘・徳岡隆夫・山内靖喜・三瓶良和・西村清和（2001）：宍道地溝帯中軸部,美保湾で発見された更新世火山とその地質学的意義、地質学雑誌、107-6、pp.392-405
石油開発公団（1975）：昭和 49 年度大陸棚石油・天然ガス基礎調査 基礎物理探ÿ山陰」調査報告書

査「北陸石油公団（1983）：昭和 63 年度国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐「鳥取沖」
調査報告書
石油公団（1990）：昭和 63 年度国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐「香住沖」
調査報告書
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集，第 523 号，63-70．
四国地方土木地質図編纂委員会（1998）：四国地方土木地質図,同解説書
新編島根県地質図編集委員会（1997）：1:200,000 新編島根県地質図、内外地図株
式会社－ 190 －

参考文献

Somerville, P.G., K. Irikura, R. Graves, S. Sawada, D. Wald, N. Abrahamson, Y.
Iwasaki, T.Kagawa, N. Smith, and A. Kowada(1999):Characterizing crustal
earthquake slip models forthe prediction of strong ground motion, SeismologicalResearch Letters, 70, 59-80.
杉山雄一・関口春子・粟田泰夫・伏島祐一郎・下川浩一(2002)：活断層情報と不均質震源特性との関係、平成 13 年度科学振興調整費「地震災害軽減のための強震動予測マスターモデルに関する研究」研究成果報告書、119-129．
鈴木茂之・壇原 徹・田中 元（2003）：吉備高原に分布する第三系のフィッション・トラック年代、地学雑誌、112-1、pp.35-49
高橋 浩・寒川 旭・水野清秀・服部 仁（1992）：洲本地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）、地質調査所
玉木賢策・湯浅真人・村上文敏（1982）：海洋地質図 20『隠岐海峡海底地質図』、
地質調査所
田中 均・山田悦子・入江紀嘉・福元俊一・小西純一（2001）：微動アレーによる岡山市内の地下構造推定、第 36 回地盤工学研究発表会講演論文集、
pp.2333-2334
田中 隆・小草欽治（1981）：山陰沖における中期中新世以降の構造運動、地質学雑誌、87-11、pp.725-736
鳥取県（1966）：鳥取県地質図説明書
鳥取県（2002）：平成 13 年度鳥取県西部地震関連地域の地下構造調査
鳥取県（2003）：平成 14 年度鳥取県西部地震関連地域の地下構造調査
鳥取県（2004）：鳥取県西部地震関連地域の地下構造調査
佃 栄吉（1997）：中央構造線活断層系（紀伊半島地域）の活動性調査、地質調
査所研究資料集№303（平成８年度活断層研究調査概要報告書）、pp.73-94
佃

栄吉・佐藤

努（1996）：徳島県鳴門市坂東観測井周辺の地下構造、第 11回地質調査所研究講演会資料 兵庫県南部地震の地質学的背景、pp.90-93
津久井雅志（1984）：大山火山の地質、地質学雑誌、90、pp.643-658
津久井雅志・西戸祐嗣・長尾敬介（1985）：蒜山火山群・大山火山のＫ-Ar 年代、
地質学雑誌、91、pp.279-288
津村紀子ほか（1996）：淡路島横断反射・散乱法地震探査(TAPS)による地質構造解明(速報)、地球惑星科学関連学会 1996 年合同大会予稿集、A21-P12－ 191 －

防災科学技術研究所研究資料

第 294 号

2006 年 1 月

鶴来雅人・香川敬生・入倉孝次郎・古和田明(1997)：近畿地方で発生する地震の
fmax に関する基礎的検討、地球惑星科学関連学会合同大会予稿集、103．
通商産業省（1970）：昭和 43 年度広域調査報告書「北島根地域」
通商産業省工業技術院地質調査所（2000）：日本重力 CD-ROM，地質調査所編集．
上村不二雄・坂本 亨・山田直利（1979）：若桜地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）、地質調査所
氏家良博（1976）：広島・岡山両県の北部に分布する中新統備北層群の堆積環境について、地質学雑誌、82-1、pp.51-67
Wells, D. L. and K. J. Coppersmith (1994): New empirical relationships among
magnitude,rupture length, rupture width, rupture area, and surface displacement,
Bull. Seism. Soc. Am.,84, 974-1002.
山田直利（1961）：５万分の１地質図幅「奥津」及び同説明書、地質調査所
山田直利（1966）：５万分の１地質図幅「智頭」及び同説明書、地質調査所
山本博文・上嶋正人・岸本清行（1989）：海洋地質図 35『鳥取沖海底地質図』、
地質調査所
山本博文・上嶋正人・岸本清行（1993）：海洋地質図 40『経ヶ岬沖海底地質図』、
地質調査所
山元孝広・星住英夫（1988）：丹後半島新第三系の層序と中期中新世の火山活動、
地質学雑誌、94-10、pp.769-781
山元孝広・栗本史雄・吉岡敏和（2000）：龍野地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）、地質調査所
山元孝広・栗本史雄・吉岡敏和（2002）：山崎地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）、産業技術総合研究所
山本裕雄・栗田祐司・松原尚志（2000）：兵庫県淡路島北部の第三系岩屋層から産出した始新世石灰質ナンノ・渦鞭毛藻化石とその意義、地質学雑誌、106-5、pp.379-382
山中浩明・石田 寛（1995）：遺伝的アルゴリズムによる位相速度の逆解析，日本建築学会構造系論文集，468，9-17．
山内靖喜（2001）：宍道断層はどのようにしてできたか、島根県地学会会誌、16、pp.25-29：宍道低地帯東部における熱水資源評価、応用地質、
山内靖喜・岩田昭夫（1998）
39-4、pp.361-371－ 192 －

参考文献

山内靖喜・岩田昭夫・野村律夫・佐藤 勉・角 秀紀（1997）：松江温泉第二温泉源と竹内団地泉源の掘削資料について、山陰地域研究、13、pp.11-23
横倉隆伸・加藤直巳・山口和雄・宮崎光旗（1996）：反射法深部地下構造探査による 1995 年兵庫県南部地震震源域周辺の断層・基盤構造、第 11 回地質調査所研究講演会資料 兵庫県南部地震の地質学的背景、pp.33-36
横倉隆伸ほか（1998）：大阪湾における反射法深部地下構造探査、地質調査所月報、49-11、pp.571-590
米子工業高等専門学校（1985）：岡山県臨海地帯地盤図
吉田望・東畑郁生(1991)：YUSAYUSA-2 理論と使用方法．
吉川宗治・岩崎好規・井川 猛・横田 裕（1992）：反射法地震探査による和歌
山県西部の中央構造線の地質構造、地質学論集、40、pp.177-186
吉岡敏和・水野清秀・栗田泰夫（1996）：淡路島中部,志筑断層及び先山断層の活動性調査、平成７年度活断層研究調査概要報告報告書、地質調査所研究資料集№259Zhao, D., S. Horiuchi, and A. Hasegawa, (1992): Seismic velocity structure of the crust
beneaththe Japan Islands, Tectonophysics, 212, 289-301.
Zhao, D., A. Hasegawa, and H. Kanamori (1994): Deep structure of Japan subduction
zone as derived from local, regional and teleseismic events, J. Geophys. Res., 99,
22313-22329.

－ 193 －

謝辞
本検討は、地震調査研究推進本部地震調査委員会及び関連する部会・分科会の指導の下に実施された。検討作業では、応用地質株式会社の森野道夫氏、岩本鋼司氏、濱田俊介氏、滝沢文教氏、篠原秀明氏に御協力を頂いた。改めて心より感謝の意を表します。

－ 195 －