Technical Note of the National Research Institute for Earth Science and Disaster Prevention No. 245

防災科学技術研究所研究資料
第245号

A Study on Strong-Motion Maps for Scenario Earthquakes
in Itoigawa-Shizuoka Tectonic Line Fault Zone
糸魚川―静岡構造線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

March 2003

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特定プロジェクト「地震動予測地図作成手法の研究」
メンバー一覧（平成１３年度）

プロジェクトディレクター

藤原

広行

サブディレクター

河合

伸一

研究員

青井

真

客員研究員

石井

透

客員研究員

早川

讓

特別研究員

㓛刀

卓

特別研究員

神野

達夫

特別研究員

森川

信之

特別技術員

小林

京子

技術補助員

原

温子

目

次

1．はじめに・・・・・・

1

2．地震動予測地図作成条件

・・・・・・

3

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

・・・・・・

11

3.2

対象地域の地質環境

・・・・・・

13

3.3

伝播経路モデル・・・・・・

19

3.4

深部地盤構造モデル

・・・・・・

20

3.5

浅部地盤構造モデル

・・・・・・

55

4．断層モデルの設定
4.1

断層モデル設定の考え方と方針

・・・・・・

83

4.2

断層パラメータの設定

・・・・・・

93

5．簡便法による地震動最大値と震度および地震動予測地図
5.1

計算手法

・・・・・・

117

5.2

計算結果

・・・・・・

121

6．詳細法による地震動時刻歴および地震動予測地図
6.1

計算手法

・・・・・・

129

6.2

計算手法に応じた地下構造モデル

・・・・・・

145

6.3

ケース 1 の計算結果

・・・・・・

158

6.4

ケース 2 の計算結果

・・・・・・

175

6.5

ケース 3 の計算結果

・・・・・・

189

6.6

ケース 1 による表層地盤非線形応答

・・・・・・

203

6.7

ケース 2 による表層地盤非線形応答

・・・・・・

237

6.8

ケース 3 による表層地盤非線形応答

・・・・・・

268

7．地震動予測地図の作成結果とその比較考察
7.1 詳細法による各ケースの工学的基盤での最大速度の比較・・・・・・

301

7.2 詳細法による工学的基盤での最大速度と経験的距離減衰式との比較

・・・・・・

304

7.3 詳細法による各ケースの最大速度および震度の比較

・・・・・・

309

・・・・・・

312

8．おわりに・・・・・・

317

9．謝辞

・・・・・・

319

7.4 簡便法と詳細法による地表の震度の比較

1．はじめに
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」作成に資するため、糸魚川－静岡構造線断層帯を起震断層と想定した地震の将来の活動性、形状評価ならびに強震動試算に関する既発表の資料を踏まえ、同地震による地震動予測地図作成手法に関する検討を行った。本報告書はその成果を取りまとめたものである。
糸魚川－静岡構造線断層帯の将来の活動については、地震調査推進本部地震調査委員会の「糸魚川－静岡構造線活断層系の調査結果と評価について」（平成８年９月１１日）に次のように記載されている。牛伏寺断層を含む区間では、現在を含めた今後数百年以内に、Ｍ８程度（Ｍ ７ 1/2〜８ 1/2）の規模の地震が発生する可能性が高い。しかし、地震を発生させる断層区間（場所）がどこまでかは判断できない。
一方、糸魚川−静岡構造線断層帯の形状評価については、地震調査推進本部
地震調査委員会強震動評価部会の「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)」（平成 13 年 5 月
25 日） に、長期評価部会がとりまとめた「糸魚川−静岡構造線断層帯の形状評価について」が添付されており、その中に記述されている。
この形状評価を踏まえ、上記の中間報告では、特定活断層を起震断層と想定した強震動予測手法の適用性を検討する目的で、松本、穂高、安曇等の数地点を対象とし、水平成層の地下構造モデルを用いて、複数の特性化震源モデルに対する強震動の試算を行った。
本検討では、これらの既発表の資料をベースに、地震動の計算に必要な諸パ
ラメータの設定、具体的には、地震動予測地図作成領域の設定、強震動予測に必要な 3 次元地下構造モデルと特性化された断層モデルの設定を行った。次に、経験的距離減衰式を用いた簡便法および高精度な広帯域ハイブリッド法を用いた詳細法によって地震動を計算し、地震動予測地図を作成するために必要な検討を行った。

− 1 −2.地震動予測地図作成条件

想定糸魚川−静岡構造線断層帯地震（ 糸魚川−静岡構造線断層帯を起震断層とした地震 ）の地震動評価の計算対象領域として、震度 5 以上の地震動が予測される領域を対象とした簡便法による地震動予測地図作成領域と、そのなかでさらに震度 6 弱よりも強い地震動が予測される領域を対象とした詳細法による地震動予測地図作成領域の 2 つの領域を設定している。
まず、簡便法による地震動予測地図作成領域は、糸魚川−静岡構造線断層帯を中心とする北緯 35 °10 ′〜37 °30 ′、東経 136 °50 ′〜139 °の領域である。図 2−1 に巨視的断層モデルの設定位置と簡便法による地震動予測地図
作成領域を示す。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 3 次メッシュに対応している。具体的には、簡便法による地震動予測地図作成領域内では、南北に 280 メッシュ、東西に 174 メッシュの計算地点が存在することになる。図 2−1 の地震動予測地図作成領域に計算メッシュを重ね描いた図を図 2−2 に示す。
詳細法による地震動予測地図作成領域は、糸魚川−静岡構造線断層帯に沿って設定された矩形領域である。領域の４隅の座標値は（北緯 36 °50 ′45″／東経 137 °32 ′09″）（北緯 35 °24 ′47″／東経 138 °03 ′45″）（北緯 35 °36 ′25″／東経 138 °51 ′19″）（北緯 37 °02 ′34″／東経 138 °20 ′32″）となっている（なお本検討では全て日本測地系すなわち改正測量法以前の測地
座標系を用いていることに注意のこと）。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 6 弱よりも強い地震動が予測される領域を抽出して設定されたものである。図 2−3 に巨視的断層モデルの設定位置と詳細法による地震動予測地図作成領域を示す。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（南南東〜北北西方向）166 グリッド、横（東北東〜西南西方向）
75 グリッドに分割した各点において地震動評価を行った。図 2−3 の地震動予測
地図作成領域に計算地点を重ね描いた図を図 2−4 に示す。
上述のように詳細法では，工学的基盤で時刻歴波形が 1 km グリッド、166− 3 −75 = 12450 点で得られるが，本報告書でそれらの波形をすべて表示することはできない。そこで，６章では，長野(NAG)，穂高(HOT)，松本(MTS)，安曇(AZU)，
上諏訪(KSW)，小淵沢(KBZ)，甲府(KOF) における工学的基盤波を代表例として示す。これら７地点の位置を図 2−5 に□で示す。 なお，これらの地点のうち，安曇，甲府，長野以外は，断層近傍の地点である。長野と甲府は断層から比較的離れているが，県庁所在地であり防災上重要な地点である。
上記７地点のうち，安曇以外は堆積盆地上に位置する。なお，穂高，松本，安曇の３地点は，「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）」（平成１３年５月２５日）で強震動試算に用いられた K−NET の地点である。

− 4 −

図 2―1想定糸魚川―静岡構造線断層帯地震の地震動予測地図作成領域
簡便法による地震動評価対象領域（図中太線内）− 5 −図 2―2想定糸魚川―静岡構造線断層帯地震の地震動予測地図作成領域
簡便法による地震動評価メッシュ− 6 −図 2―3想定糸魚川―静岡構造線断層帯地震の地震動予測地図作成領域
詳細法による地震動評価対象領域（図中太線）− 7 −

図 2―４想定糸魚川―静岡構造線断層帯地震の地震動予測地図作成領域
詳細法による地震動計算ポイント− 8 −図 2―5想定糸魚川―静岡構造線断層地震の地震動予測地図作成領域
詳細法による地震動計算ポイントのうち、６章において代表例として工学的基盤波を示す７地点の位置

− 9 −

3.

地下構造モデルの設定

3.1

地下構造モデルの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3.1‑1 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/sec 程度以上の地層
工学的基盤とは、Ｓ波速度で 400m/sec 程度の地層

浅部地盤構造モデル

深部地盤構造モデル

伝播経路モデル

図 3.1‑1
A.

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。
− 11 −

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。
B.

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。糸魚川−静岡構造線断層帯は逆断層であることから、深部構造地盤モデルの作成には逆断層を考慮に入れたモデル作りを行う。
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。
C.

浅部地盤構造モデル
深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種類のモデルの作成を行った。
①計算対象範囲およ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。
①については、国土数値情報が第三次地域標準メッシュ（約 1km 1km メッシュ）となっていることから、第三次地域標準メッシュごとに微地形分類を行い、松岡・翠川(1994)の方法によって増幅倍率を求める。
②については、ボーリングデータをデータベース化し、ボーリング１本ごとに１次元の応答計算を行えるようモデル化を行う。必要なパラメータは、層厚、Ｓ波速度、密度、動的変形特性曲線（G/G0,ｈ−γ曲線）であり、対象
地域のデータの収集・整理も行い、解析に利用できるものは利用していく。

− 12 −

3.2

対象地域の地質環境

対象地域は、西南日本本州弧（ユーラシアプレート）と東北日本本州弧（北米プレート）が会合する地域で、通称北部フォッサマグナと呼ばれる地域の西半部にあたる。フォッサマグナの西縁は、北部から神城盆地、松本盆地、諏訪盆地を経て甲府盆地に至る構造盆地が並び、新生代鮮新世末以降に糸魚川−静岡構造線の活動の場が移動したことによって形成されたものと考えられている（例えば、松本市教育委員会(1983)、図 3.2‑1）。また、これらの構造盆地の縁辺にある断層群は、最近数 10 万年以降も繰り返し活動しているものが多く、糸魚川−静岡構造線活断層系として地震防災上の観点から注目されている（例えば、奥村ほか(1995)）。

図 3.2‑1

松本盆地の形成過程を示す模式図（松本市教育委員会(1983)から引用）− 13 −

北部フォッサマグナは新第三系〜下部第四系から構成され、ほぼ北東−南西方向をとるいくつかの構造線（断層）によって帯状区分される（例えば、小坂(1984)、図 3.2‑2 参照）。それらの帯状構造は北西側から順に、西頸城帯（隆起部）、水内帯（沈降部）、中央隆起帯（隆起部）、小諸陥没帯（沈降部）と呼ばれ、それぞれ特徴的な地質構成からなり、図 3.2‑3 に示すような形成過程が復元されている。

図 3.2‑2

北部フォッサマグナの地質帯状区分と構造線（小坂(1984)から引用）− 14 −

図 3.2‑3

北部フォッサマグナの地質構造発達史（山岸・小坂(1991)）

この北部フォッサマグナ地域では、これまでに幾つかの大規模地震波探査が行われており、その結果に基づいて図 3.2‑4 に示すような地質断面図が描かれ、
糸魚川−静岡構造線を始めとする構造線によって先第三系基盤岩類が数 1000m
程度食い違っていると推定されている（Kato(1992)など）。

− 15 −

図 3.2‑4

北部フォッサマグナ地域の地震波探査による断面図（Kato(1992)）− 16 −

参考文献
Asano, S., Kubota, S., Okada, H., Nogoshi, M., Suzuki, H., Ichikawa, K.
and Watanabe,H.(1969); Underground structure in the Matsushiro
Earthquake Swarm area as derived from explosion seismic data.
Special Report, No.5, p.165‑201, Geol. Surv. Japan萩原幸夫・山下昇・小坂共栄・矢野謙治・安井敏夫(1986);

糸魚川−静岡構

造線の重力調査（１）−松本盆地中央部のブーゲ異常と構造解析−、地震研彙報、vol.61、p.537‑550
平林照雄(1967);糸魚川・静岡線北部地域の地質構造、長野県教育センター研究紀要、vol.1、p.51‑75
平田直・佐藤比呂志・伊藤谷生・池田安隆・岩崎貴哉・大久保修平・酒井慎
一・飯高隆・吉井敏剋・篠原雅尚・津村紀子・井川猛・清水信之(1997);
北部フォッサマグナの深部地震構造探査、日本地震学会講演予稿集、No.2、
A41

Ikami, A., Yoshii, T., Sasaki, Y., Hasai, A., Moriya, T., Miyauchi, H.,
Matsumura, R.S., and Wada, K. (1986); A seismic‑reflection profile
in Nagano Prefecture, central Japan, Jour. Phys. Earth., vol.34,
p.457‑474
Kato, H.(1992);

Fossa

Magna ‑ A masked border region separating

southwest and northeast Japan, Bull. Geol. Surv. Japan, vol.43,
p.1‑30Kato, H. and Akahane, S. (1986);

Geology of Nagano district. with

Geological Sheet Map at 1:50,000, Geol. Surv. Japan
小坂共栄(1984);

信越方向、大峰方向ならびに津南−松本線、信州大理学部紀要、vol.19、p.121‑141
熊井久夫(2000);諏訪湖の生い立ちを探る、アーバンクボタ、No.38
隈元崇・池田安隆(1993);南部フォッサマグナ、甲府盆地の低角度逆断層の地下構造とネットスリップ、地震第２輯、vol.46、p.245‑258

国友孝洋・古本宗充(1995);

爆破地震動観測による甲府盆地の地下構造、地震

第２輯、vol.48、p.27‑36
松本盆地団体研究グループ(1977)；

松本盆地の第四紀地質の概観−松本盆地の形成過程に関する研究(1)、地質学論集、No.14、p.93‑102− 17 −

松本市教育委員会(1983);「松本盆地の生い立ちを探る」
新潟県(2001)；新潟県地質図（縮尺 1/200,000)
植村武・山田哲雄編集(1988)；日本の地質４「中部地方Ⅰ」、共立出版社
海野芳聖(1991);

山梨県甲府盆地の堆積過程−地下地質から見た更新世以降の特徴、地学団体研究会専報、No.38、p.19‑25
山岸猪久馬・小坂共栄(1991)；北部フォッサマグナにおける鮮新世〜前期更新世の構造運動、地学団体研究会専報、No.38、p.129‑140
山田哲雄・藤田至則・武内俊昭(1976);

松本市北安曇平における地震探査、地質学論集、No.13、p.51‑60− 18 −

3.3

伝播経路モデル伝播経路として Takeo(1987)による震源インバージョンに用いられた長野県域の地下構造を採用する。表 3.3‑1 に Takeo による地下構造を示す
表 3.3‑1

Takeo(1987)による長野県域の地下構造

参考文献
Takeo, M. (1987): An inversion method to analyze the rupture processes ofearthquakes using near‑field seismograms, Bulletin of the SeismologicalSociety of America, Vol. 77, pp. 490‑513.

− 19 −

3.4

深部地盤構造モデル

ここでは地震動予測地図作成のための深部地盤構造モデルの作成について述べる。ここでいう深部地盤構造モデルとは、地震基盤(Vs≒3km/sec 相当層)から工学的基盤(Vs≒0.7km/sec〜0.4km/sec 程度の層)までの地盤構造である。
深部地盤構造モデルの作成は、各種物理探査結果、ボーリング、地質資料等の既往資料を収集・整理して行う。しかし、広い領域の中でこれらの資料はわずかであることから、深部地盤構造モデルとしては大局的なモデルとならざるを得ない。このような中でも、地質年代で第四紀（現在から 200 万年前まで）の地盤については、ボーリングが数多く掘られ、地質状況の把握やＰＳ検層による速度構造も得られていることがある。
このようなことから、ここでは、地質年代で新第三紀以前の地盤構造モデルと第四紀の地盤構造モデルの二通りに分けて解析を行うこととした。

3.4.1

新第三紀以前の深部地盤構造モデル

図 3.4.1−1 に深部地盤構造モデルを作成する周辺域の地質図を示す。図中に黒枠で示されている範囲が、深部地盤構造モデルを作成する範囲である。なお、
この図 3.4.1−1 は「20 万分の 1 地質図幅集(画像)（産業技術総合研究所

地

質調査総合センター）」に収録されている 6 枚の地質図をつなぎ合わせたものであるため、各図における地質の凡例(色使い)は異なっている。
深部地盤構造モデルの作成手法は、既往資料を収集し検討した結果、図 3.4.1−2 に示す手順で行なうこととした。この図 3.4.1−2 に示す深部地盤構造モデ
ル作成のフローは、不足している地震探査データやボーリングデータを補うた
めに重力データを有効活用する、という考えに基づいて作成したものである。
以下に、この図 3.4.1−2 に示したフローに沿って実際の作業項目ごとに説明
を行なう。
A.

既往資料の収集
収集した既往資料リストは章末の参考資料に示すが、地震探査結果（Ikami etal.(1986),酒井他(1993),山田ほか(1976),など）を中心に、ボーリング資料− 20 −

（KiK‑net,K‑NET、など）、地質図、重力データなどである。
図 3.4.1−3 には、深部地盤構造モデル作成範囲(図中の黒枠)を含む範囲のブーゲー異常分布図を示す。これは、「日本重力 CD‑ROM（産業技術総合研究所

地

質調査総合センター）」に収録されている１km 間隔のグリッドデータ（仮定密
度 2.67g/cm3）を用いて作成したものである。なお、この図における座標系は、
北緯 36 度、東経 136 度を座標原点とする多円錐図法により投影したものである。
用いている楕円体はベッセル楕円体である。
B.

残差重力分布の抽出
図 3.4.1−3 に示したブーゲー異常分布を元データに、フィルター処理を施し残差重力成分の抽出を行なった。図 3.4.1−4 に抽出した残差重力分布図を示す。
残差重力成分は、元データのブーゲー異常分布から長波長成分(プレートなど、対象とする深度よりも深い構造の影響を反映した波長の非常に長い成分)、
およびノイズ成分(地表付近の不均質な構造や、測定誤差・各種補正誤差などに起因する波長の非常に短い成分)を除去した重力成分であり、主に地震基盤付近から上位の地盤構造に対応した重力成分であると考えられる。
フィルター処理を施すに際してはフィルター特性の検討が必要であるが、二次元フーリエ解析(cos‑cos 展開)の手法に基づき、フーリエスペクトル分析を行ない、検討を行った。最終的には、地震基盤と考えることのできる地質的な基盤岩が分布している地域で、残差重力値が同じ値となるようなフィルター特性（今回の結果では、カット・オフ波長約１３０km のローカットフィルター）を採用した。実際に、図 3.4.1−4 に示した残差重力分布図において高重力域(暖色系の部分)となっている箇所は、姫川河口付近の蛇紋岩分布域、長野県北部の中央隆起帯、鳳凰三山に対応する花崗岩分布域など、基盤岩が露頭もしくは極浅部まで分布していると考えられる地域と良く対応しており、残差重力値の分
布形状は地質学的な知見と調和している判断される。
C.

想定地質断面の作成
図 3.4.1−5 に残差重力分布図上に既往の地震探査結果の測線位置および想定地質断面位置を示したものを示す。想定地質断面は、図 3.4.1−5 に示す通り
WSW 側を始点、ENE 側を終点として 18 断面設定した。各想定地質断面の緯度経度については、表 3.4.1−1 を参照されたい。図 3.4.1−6〜図 3.4.1−8 には、想定地質断面を作成する際に参考とした、既往の地震探査結果の例を示す。図− 21 −

3.4.1−9 には作成した想定地質断面の例を示す。
想定地質断面を作成するに際しては、図 3.4.1−7 に示した山田ほか(1976)などの参考資料を元に、各地層に対する P 波速度の推定・確認をした。以下に、松本盆地周辺における代表的な地層名と推定Ｐ波速度の値を下記に示す。ここで示した各層のＰ波速度の値は、経験的には妥当な値であると考えられる。
① 沖積・洪積層：P 波速度は 3km/sec 以下② 大峰累層：P 波速度は 3〜4km/sec 程度③ 青木・内村層：P 波速度は 4〜5km/sec 程度④ 中・古生層〜花崗岩類：P 波速度は 5km/sec 程度以上
上のように設定した地層と P 波速度の関係を元に、地震探査結果や検層資料により速度構造(地質構造)が既知となる箇所はコントロールポイントとして固定し、可能な限り既往資料を反映させた想定地質断面の作成を行なった。
D.

2 次元密度構造モデル
C.で作成した想定地質断面の各地層に対して適切な密度値(大久保ほか(2000),Ludwig et al.(1970)、などを参考にした)を付与することで、2 次元密度構造モデルの初期モデルを作成した。
この初期モデルをスタートとして、2 次元密度構造モデルによる計算重力値
が残差重力分布を満足するまでモデルの修正作業を行なった。修正作業は、各層の密度値については固定とし、境界面の幾何学的な形状の変更のみで残差重力値を満足するような計算重力値を与えるモデルを作成した。しかし、境界面の幾何学形状の変更のみでは残差重力値を満足する計算重力値が得られない場
合は、地質学的な知見を考慮に入れた上で、高密度層の部分的な追加（例えば、
図 3.4.1‑11 に示した断面４や断面５の密度 2.6g/cm3 の層、図 3.4.1‑15 に示した断面１６や断面１７の密度 2.7 g/cm3 および 2.8 g/cm3 の層）など、密度値の修正を一部分において行なった。最終的に求められた 2 次元密度構造モデルを、
図 3.4.1−10〜図 3.4.1−15 に示す。
ここに示した 2 次元密度構造モデルによる計算重力値と残差重力値は、概ね良い一致を示しており、全体としては地質情報、地震探査結果、重力データのいずれのデータもほぼ満足しているモデルであると言える。ただし、以下の場
所においては、計算重力値と残差重力値との間に差異が認められたため、それぞれに場所において、検討を行なった。結果を以下に示す。

− 22 −

・ 飛騨山脈地域
2 次元密度構造モデルの断面３，４，５の左端付近においては、残差重力値はかなりの低重力となっており、基盤が深くなっていることが示唆される。しかし、酒井ほか（1996）によれば、この地域において地震基盤と考えられる Vp=5.9km/sec 層の上面は深度 2000m 程度の浅部に分布している。
このためここでは、2 次元密度構造モデルにおいても地震基盤相当と考えられる密度 2.67g/cm3 層上面を同程度の深度 2000ｍ程度に設定した。このエリアで残差重力値を満足する計算重力値(地盤構造モデル)が得られない原因としては、三雲ほか（1988）や Yamazaki（1996）が地震学的な研究から指摘している、飛騨山脈の下方 10km 前後の深度に LowV−LowQ 域が分布しているということで定性的な説明は可能であると考える。
・ 長野盆地の北部地域
2 次元密度構造モデルの断面４，５の中央部周辺に見られる高重力域を説明するためには、地震基盤相当層(密度 2.67g/cm3 層上面)を浅くするか、浅部に高密度層を想定する必要がある。しかし、Asano et al.(1969)によれ
ば、地震基盤(Vp=6.0km/sec 層上面)の深度は 4000m 程度と深くなっており、これをコントロールデータとするため地震基盤相当層を浅くすることはできない。
一方、地質学的な観点から検討を行なった結果、Kato and Akahane(1986)
により、この箇所では浅部に安山岩などの相対的に高密度と考えられる地
質が基盤岩の上位層として部分的に分布していることが示されている。そこで、地震基盤相当層の上位に、2.5g/cm3 層の一部がやや高密度(2.6g/cm3層)となるモデルを作成した。
・ 甲府盆地の北部地域
甲府盆地の北部から NNE 方向に延びる低重力域（2 次元密度構造モデルの断面１４，１５，１６の右端から中央部）を満足させるためには、2 次元密度構造モデルの表層部に低密度層を加える、もしくは地震基盤相当層上面(密度 2.67g/cm3 層上面)の窪みを想定する必要がある。しかし、地質学的な知見からは、低密度層の存在や地震基盤相当層の窪みなどは非常に考えづらい。そのため、このエリアにおいては、残差重力値を満足する計算重力− 23 −

値は得られなかったものの、地質学的な知見を優先させたモデルを作成した。
E.

速度構造モデルへの変換
速度構造モデルへ変換を行なうために、P 波速度と密度の対応関係を求めた。

この結果を表 3.4.1−2 に示す。この表は、作成した 2 次元密度構造モデルと地震探査結果の交点において、2 次元密度構造モデルの各層の密度と地震探査結果の P 波速度の比較を行なった結果である。たとえば、沖・洪積層(2.2g/cm3層)に対する P 波速度の値は、地震探査結果によるＰ波速度の平均値として2.2km/sec と求まった。地震基盤相当層である花崗岩類(2.67g/cm3 層)や三波川変成岩(2.8g/cm3 層)に対する P 波速度の値としては、それぞれ Vp=5.9km/sec、
Vp=6.0km/sec と求まった。これらの値は、経験的に考えられる各地層のＰ波速度としても妥当な値になっていると考えられる。
S 波速度値については、今回のモデル作成範囲に S 波速度を決めるための適当な資料がなかったため、Ludwig et al.(1970)の関係を用いた。その手順および結果を、図 3.4.1−16 の左側に示す。また、この手順により求められたＳ波速度の値もＰ波速度と同様に、経験的に考えられる値として妥当な値となっていると考えられる。
上記の手順により決定された、P 波速度、S 波速度、密度の各値の妥当性を検討するために、他の資料との比較を行なった。その結果を、図 3.4.1−16 の右側に示す。検討は、「P 波速度と S 波速度の関係」および「P 波速度と密度の関係」の２種についてであるが、どちらの比較結果も既往の資料と矛盾のない結果となっていることが図から確認できる。
以上の結果より、表 3.4.1−2 および表 3.4.1−16−1 に示した決定した各パ
ラメータの値は、妥当なものであることが確認された。
F.

３次元構造モデル
以上の手順により、各断面における境界面の幾何学的な形状と物性値(P 波速度、S 波速度、密度)の値が求められた。差分法で計算するためには、計算用モ
デルの各グリッドに物性値を与える必要があるが、その作成方法の詳細については、６章で述べる。

− 24 −

図 3.4.1−1

地質図− 25 −

既存調査結果（点または線情報）

活
断
層
調
査

地
表
踏
査

想定地質断面モデルの作成

拘束条件

国土数値情報

反
射
法
探
査

地質図

ボーリング

屈
折
法
探
査

既存調査結果（面的情報）

重
力
異
常
分
布

残差重力分布の抽出
ﾄﾚﾝﾄﾞ成分･ﾉｲｽﾞ成分の除去など

２次元密度構造モデル
比較

重力値計算

修正

No

2次元密度構造モデル

残差重力を
満足するか

Yes

再確認
速度構造モデルへ変換

2次元速度構造モデル

内挿・外挿

3次元構造モデル(速度、密度、Q値)

図 3.4.1−2

深部地盤構造モデル作成の流れ− 26 −

図 3.4.1−3

ﾌﾞｰｹﾞｰ異常分布図

仮定密度 2.67g/cm3「日本重力 CD‑ROM､地質調査所」より作成
断層位置は「地震調査委員会長期評価部会(2000)」より引用− 27 −

図 3.4.1−4

残差重力分布図

仮定密度 2.67g/cm3､波長約 130km のﾛｰｶｯﾄﾌｨﾙﾀｰ処理「日本重力 CD‑ROM､地質調査所」より作成
断層位置は「地震調査委員会長期評価部会(2000)」より引用− 28 −

図 3.4.1−5

既往資料位置および地質断面位置図

背景は「図 3.4.1−4 残差重力分布図」
断層位置は「地震調査委員会長期評価部会(2000)」より引用− 29 −

表 3.4.1−1
地質断
面番号
度

− 30 −

1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18

経度
分
度
137 32.150
137 34.039
137 35.923
137 37.804
137 39.681
137 41.555
137 43.424
137 45.290
137 47.152
137 49.011
137 50.866
137 52.717
137 54.565
137 56.409
137 58.249
138 0.086
138 1.920
138 3.750

地質断面座標一覧

始点
緯度36°136°原点
分XY度
36 50.750 136960.312
94950.454
36 45.696 139920.076
85648.697
36 40.642 142880.022
76347.072
36 35.587 145840.116
67045.384
36 30.532 148800.167
57743.992
36 25.477 151760.590
48442.709
36 20.421 154721.049
39141.522
36 15.365 157681.657
29840.424
36 10.308 160642.380
20539.405
36 5.252 163603.175
11238.828
36 0.194 166564.166
1938.131
35 55.137 169525.314-7362.510
35 50.079 172486.581 -16662.919
35 45.020 175447.932 -25963.105
35 39.962 178409.486 -35263.258
35 34.902 181371.221 -44563.572
35 29.843 184332.908 -53863.320
35 24.783 187294.856 -63163.059

経度
分度
138 20.526
138 22.366
138 24.202
138 26.034
138 27.862
138 29.688
138 31.509
138 33.327
138 35.141
138 36.952
138 38.760
138 40.564
138 42.364
138 44.161
138 45.955
138 47.746
138 49.533
138 51.317

終点
緯度36°136°原点
分XY
37 2.562 208312.113 118259.088
36 57.497 211271.877 108957.331
36 52.432 214231.823
99655.706
36 47.366 217191.917
90354.018
36 42.300 220151.968
81052.626
36 37.234 223112.391
71751.343
36 32.167 226072.850
62450.156
36 27.101 229033.458
53149.058
36 22.034 231994.181
43848.039
36 16.966 234954.976
34547.462
36 11.899 237915.967
25246.765
36 6.830 240877.115
15946.124
36 1.762 243838.382
6645.715
35 56.694 246799.733-2654.471
35 51.625 249761.287 -11954.624
35 46.556 252723.022 -21254.938
35 41.486 255684.709 -30554.686
35 36.417 258646.657 -39854.425

地質断面番号１の始点および終点が、解析範囲の NW 端、NE 端にそれぞれ対応し、番号１８の始点および終点が、解析範囲のSW 端、SW 端にそれぞれ対応する。
緯度経度から直交座標系への変換は、北緯 36 度､統計 136 度を原点とする多円錐図法による投影で行った。用いた楕円体は、ベッセル楕円体である。

S9

S8

S7

S6

S5

S4

Ikami et al.(1986): A Seismic refraction profile in and around Nagano
Prefecture,Central Japan, J.Phys.Earth,34,457-474.

Asano et al.(1969): Explosion seismic studies of the underground structure in the
Matsushiro earthquake swarm area, J.Phys.Earth,17,77‑90.

図 3.4.1−6

既往資料１

図 3.4.1−5 に示す地質断面と既往資料との交点を破線で示す。あわせて、交差する
地質断面番号および地質断面上での距離程を図中に示す。

− 31 −

大久保ほか(2000):重力異常に基づく糸魚川‑静岡構造線北部の構造解析、測地学会誌、
46,3,177‑186
佐藤･平田(1998):活断層の深部構造と日本列島の成立、科学 68,63‑71.

酒井ほか(1996)：爆破地震動による中部日本地域の地殻構造、月刊地球,18,104‑109.

山田ほか(1976): 松本市北方安曇平における地震探査, 地質学論集、第 13 号,51‑60.

図 3.4.1−7

既往資料２

図 3.4.1−５に示す地質断面と既往資料との交点を破線で示す。あわせて、交差する
地質断面番号および地質断面上での距離程を図中に示す。

− 32 −

酒井(1990)：早川・静岡測線における爆破地震動の観測、地震学会講演予稿集

中谷ほか(1991)：小諸‑身延測線（1983）の浅部地殻構造、地球惑星科学関連学会、1991 年合同大会予稿集

國友ほか(1995)：爆破地震動観測による甲府盆地の地下構造,地震第 48 巻,27‑36

図 3.4.1−8

既往資料３

図 3.4.1−5 に示す地質断面と既往資料との交点を破線で示す。あわせて、交差する
地質断面番号および地質断面上での距離程を図中に示す。

− 33 −

− 34 −

図 3.4.1−9

想定地質断面例（Ｓ８断面）

□：残差重力―：計算重力

2.4

2.4

2.5

2.2
2.4

2.5

2.4

２次元密度構造モデル

2.67□：残差重力―：計算重力
2.2

2.4

2.3

2.5

2.4
2.2
2.5

２次元密度構造モデル

2.67□：残差重力―：計算重力
2.5

2.3

2.4

2.5

２次元密度構造モデル

図 3.4.1−10

2.67

2 次元密度構造モデル（１〜３断面）

図中の数字は各層の密度(g/cm3)を示す。

− 35 −

2.2

□：残差重力―：計算重力

2.2

2.4

2.5

2.2

2.4

2.3

2.4
2.6

2.5

①

②
２次元密度構造モデル

2.67□：残差重力―：計算重力

2.4

2.2
2.5

2.2

2.4

2.5

①

2.6

③

2.8

②
２次元密度構造モデル

2.67□：残差重力―：計算重力

2.2
2.5

2.2

2.4
2.4

③

① ②

2.5

2.8
２次元密度構造モデル

図 3.4.1−11

2.67

2 次元密度構造モデル（４〜６断面）

図中の数字は各層の密度(g/cm3)を示す。
既往資料との交点および既往資料による地表面深度を―■で示す。
(①：Ikami et al.(1986),②:Asano et al.(1969),③:酒井ほか(1996))− 36 −

□：残差重力―：計算重力

2.2

2.4

2.5

2.2

2.2

2.4
①

2.5

②

2.5

2.67

③

2.8
２次元密度構造モデル□：残差重力―：計算重力

2.2

2.2

2.5

2.2

2.4
2.5

2.5

2.67

②
2.8

①

２次元密度構造モデル□：残差重力―：計算重力

2.2

2.5
①

2.2

2.4

2.6

2.5

2.4

2.67
2.8
２次元密度構造モデル

図 3.4.1−122 次元密度構造モデル（７〜９断面）

図中の数字は各層の密度(g/cm3)を示す。
既往資料との交点および既往資料による地表面深度を―■で示す。
(①：Ikami et al.(1986),②:Asano et al.(1969),③:酒井ほか(1996))− 37 −

□：残差重力―：計算重力
2.2

2.5

2.4

2.2

2.4
2.5

2.5

2.67
2.8

２次元密度構造モデル

2.67□：残差重力―：計算重力
2.2

2.5

2.2

2.4

2.5

2.5

2.8
２次元密度構造モデル

2.67□：残差重力―：計算重力
2.2
2.6

2.2

2.5

2.4
2.5
2.8

２次元密度構造モデル

図 3.4.1−13

2.67

2 次元密度構造モデル（１０〜１２断面）

図中の数字は各層の密度(g/cm3)を示す。

− 38 −

□：残差重力―：計算重力

2.2

2.2

2.6

2.6

2.4

2.8

2.67

２次元密度構造モデル□：残差重力―：計算重力

2.2
2.6
2.7

2.2

2.4

2.6

2.7

2.8

2.67

２次元密度構造モデル□：残差重力―：計算重力

2.2

2.6
2.7

2.8

2.2
2.6

2.7
2.67

２次元密度構造モデル

図 3.4.1−142 次元密度構造モデル（１３〜１５断面）

図中の数字は各層の密度(g/cm3)を示す。

− 39 −

□：残差重力―：計算重力

2.2
2.6
2.67

2.7

2.8

2.7
2.67

２次元密度構造モデル□：残差重力―：計算重力

2.2

2.6
2.67

2.8

2.7

⑥

⑦

2.6

2.4

2.5
⑧
2.67

２次元密度構造モデル□：残差重力―：計算重力

2.6

2.2
2.6

⑥
2.67

2.67

2.7

２次元密度構造モデル

図 3.4.1−15⑦

2 次元密度構造モデル（１６〜１８断面）

図中の数字は各層の密度(g/cm3)を示す。
既往資料との交点および既往資料による地表面深度を―■で示す。
(⑥：酒井(1990),⑦:中谷ほか(1991),⑧:國友ほか(1995))− 40 −

表 3.4.1−2密度構造モデル(密度)と既往人工地震探査結果(P 波速度)の比較結果− 41 −

密度モデルにおける地層名(密度(g/cc))と人工地震探査によるP波速度(km/s
対沖･洪積 火山性堆 大峰帯相 層相当
中･古生 花崗岩類 四万十帯 貫入岩類・三波川
2.5
界 2.6
2.67
など 2.7 変成岩類など 2.8
断面番号 既存資料 層 2.2 積物 2.3 当 2.4
Sec4
Ikami et al.
2.3 3.1～4.7
6.0 Asano et al. 2.1
2.1
4.0 6.0 Ave.
2.3
2.1
2.1
4.0
6.0
Sec5
Ikami et al. 2.3 4.7 6.0 Asano et al.
2.1 4.0 6.0 酒井ほか
3.3 5.9 Ave.
2.1
2.3
4.0
6.0
Sec6
Ikami et al.
2.3 4.8 6.0 Asano et al.
2.1 4.4 6.0 酒井ほか
3.3 3.3～4.7
5.9 Ave.
2.6
4.4
6.0
Sec7
Ikami et al. 3.3
3.5 5.9
Asano et al. 3.2 5.9
酒井ほか
3.3 3.3 5.9
Ave.
3.3
3.3
3.3
5.9
Sec8
Ikami et al. 3.0～4.0
5.9 Asano et al.
2.4 4.4 6.0
山田ほか
2.6 3.4 3.8～4.2
Ave.
2.5
3.4
4.0
5.9
6.0
Sec9
Ikami et al.
2.0 3.0
4.0 5.9 Ave.
2.0
3.0
4.0
5.9
Sec17
酒井ほか
4.0～5.3
6.0 中谷ほか
3.6～4.6 4.6～5.0 5.0～5.4
5.8 國友ほか
2.1 3.0 Ave.
3.1
3.9
5.2
4.7
5.9
Sec18
酒井ほか
4.0～5.3
6.0 中谷ほか
3.4～5.4
5.8 Ave.
5.9
平均値
2.6
2.2
3.1
4.1
4.6
5.9
6.0
沖・洪積層において
で塗りつぶしのある結果は､探査結果の精度・分解能を考慮し､平均値の算出には用いていない｡

S 波速度構造の推定手順
1.

表 3.4.1−2 より各層の密度と P 波速度の関係を求める

2.

各層の密度と P 波速度の関係を Ludwig et al.(1970)の結果の図面にプロットする。

（図 3.4.1−16−1 の赤丸）
3.

各層の密度における Ludwig et al.(1970)の結果における P 波速度と S 波速度の比を求る。

（図 3.4.1−16ー1 の赤点線により比を求める。表 3.4.1−16−1 中のＣ）
4.

表 3.4.1−2 において求めた各層のＰ波速度をＰ波速度とＳ波速度の比で除すことにより

Ｓ波速度を推定する。（図 3.4.1−16−1 の青丸。表 3.4.1−16−1 中のＤ）

図 3.4.1−16−2

P 波速度と S 波速度の関係

赤丸は表 3.4.1−16−1 の P 波速度と S 波速度をプロットしたもの「土および岩石の速度測定に関する研究委員会(1988)：土および岩石の速度測定に関する研究報告委員会報告、物理探査,41,240‑241」に加筆− 42 −
図 3.4.1−16−1

密度および P 波速度と S 波速度の関係「Ludwing, W.J. et al.(1970):Seismic Refraction, The Sea, 4,
53‑84, editid by Maxwell, A., Wiley InterScience, New York」に加筆

表 3.4.1−16−1

密度・P 波速度・S 波速度の関係

A
B
C
密度 P波速度 Ludwig et al.
(g/cm3) (km/s) によるVp/Vs
2.2
2.2
2.21
2.3
2.2
1.94
2.4
3.1
1.91
2.5
4.1
1.78
2.55
4.2
1.76
2.6
4.6
1.69
2.67
5.9
1.72
2.8
6.0
1.70

D
S波速度
(=B/Cにより計算)
1.0
1.1
1.6
2.3
2.4
2.7
3.4
3.5

図 3.4.1−16−3

密度と P 波速度の関係

赤丸は表 3.4.1−16−1 の密度と P 波速度をプロットしたもの「土および岩石の速度測定に関する研究委員会(1988)：土および岩石の速度測定に関する研究報告委員会報告、物理探査,41,240‑241」に加筆

図 3.4.1−16

速度構造モデルへの変換手順参考文献●既存深部構造探査
Ikami et al.(1986)： A seismic refraction profile in and around Nagano
Prefecture, Central Japan, J. Phys. Earth,34,457‑474.
Asano et al.(1969): Explosion seismic observations in the Matsushiro
Earthquake Swarm Area, Spec. Rep. Geol. Survey of Japan,No.5.
酒 井 ほ か (1996) ： 爆 破 地 震 動 に よ る 中 部 日 本 地 域 の 地 殻 構 造 、 月 刊地
球,18,104‑109.
酒井(1990)：早川・静岡測線における爆破地震動の観測，地震学会講演予稿集．
中谷ほか(1991)：小諸−身延測(1983)の浅部地殻構造，地球惑星科学関連学会，1991 年合同大会予稿集．
國友ほか(1995)：爆破地震動観測による甲府盆地の地下構造，地震第 48 巻，
27‑36．
山田ほか(1976)：松本市北方安曇平における地震探査，地質学論集，第 13 号，51‑61．
佐藤・平田(1998)：活断層の深部構造と日本列島の成立、科学 68,63‑71.
阿部ほか(2001)：糸魚川−静岡構造線中域部・諏訪盆地における反射法地震探査､地球惑星関連合同学会.
三雲ほか(1988)：飛騨地方の３次元上部地殻構造と活断層及び地殻活動(2)，地震学会講演予稿集，104．
Yamazaki (1996)：A Wall‑Like Low‑Q Zone beneath the Yakedake Volcano,Central Japan, J. Phys. Earth, 44, 23‑38.
大久保ほか(2000)：重力異常に基づく糸魚川‑静岡構造線北部の構造解析、測地学会誌､46,3,177‑186.
信濃毎日新聞社(1998)：信州の活断層を歩く など●既往重力データ
工業技術院地質調査所（2000）：日本重力 CD‑ROM●弾性波速度値／Q 値と密度値との対応関係
科学技術庁国立防災科学技術センター（1981）：関東・東海地域における孔井検層資料集，防災科学技術研究資料，第 65 号
科学技術庁国立防災科学技術センター（1983a）：岩槻深層地殻活動観測井の作井と坑井地質，国立防災科学技術センター研究速報，第 47 号
科学技術庁国立防災科学技術センター（1983b）：下総深層地殻活動観測井の作井と地質，国立防災科学技術センター研究速報，第 48 号
科学技術庁国立防災科学技術センター（1985）：府中深層地殻活動観測井の作− 43 −

井と坑井地質，国立防災科学技術センター研究速報，第 64 号
科学技術庁防災科学技術研究所（1996）：江東深層地殻活動観測井の地質と首都圏地域の地質構造，防災科学技術研究所研究報告，第 56 号，77‑123．
科学技術庁防災科学技術研究所（1999）：関東地域の孔井データ資料集，防災
科学技術研究所研究資料，第 191 号，1‑80．
Ludwig et al.(1970)：Seismic refraction, Maxwell, A. ed., The sea, 4.
Wiley Interscience, New York, 53‑84.
物理探査学会（1990）： 土と岩の弾性波速度土および岩石の速度測定に関する研究委員会（1988）：土および岩石の速度測定に関する研究委員会報告，物理探査，４１，240‑241．
土木物探研究会（1970）：Ｓ波速度について，物理探査，２３，３．
●既往地質データ
工業技術院地質調査所（1999）：20 万分の１地質図幅集（画像），数値地質図
G‑3．
工業技術院地質調査所（1990）：金華山沖海底地質図（２０万分の１），海洋
地質図３３．
関東地方土木地質図編集委員会（1996）：関東地方土木地質図（縮尺 20 万分の１）．
萩原幸男・山下昇・小坂共栄・矢野賢治・安井敏夫(1986);

糸魚川−静岡構造線の重力調査（１）−松本盆地中央部のブーゲ−異常と構造解析−、地震研彙報、vol.61，p.537‑550
平林照雄(1967);糸魚川・静岡線北部地域の地質構造、長野県教育センター研究紀要、vol.1，p.51‑75
平田直・佐藤比呂志・伊藤谷生・池田安隆・岩崎貴哉・大久保修平・酒井慎一・飯高隆・吉井敏剋・篠原雅尚・津村紀子・井川猛・清水信之(1997);
北部フォッサマグナの深部地震構造探査、日本地震学会講演予稿集、No.2、A41

Kato, H.(1992);

Fossa

Magna ‑ A masked border region separating

southwest and northeast Japan, Bull. Geol. Surv. Japan, vol.43,
p.1‑30Kato, H. and Akahane, S. (1986);

Geology of Nagano district. with

Geological Sheet Map at 1:50,000, Geol. Surv. Japan− 44 −

小坂共栄(1984);

信越方向、大峰方向ならびに津南−松本線、信州大理学部

紀要、vol.19、p.121‑141
熊井久夫(2000);諏訪湖の生い立ちを探る、アーバンクボタ、No.38
隈元崇・池田安隆(1993);南部フォッサマグナ、甲府盆地の低角度逆断層の地下構造とネットスリップ、地震第２輯、vol.46、p.245‑258

松本盆地団体研究グループ(1977)；

松本盆地の第四紀地質の概観−松本盆地の形成過程に関する研究(1)、地質学論集、No.14、p.93‑102
松本市教育委員会(1983);「松本盆地の生い立ちを探る」
新潟県(2001)；新潟県地質図（縮尺 1/200,000）
日本の地質「中部地方 I」編集委員会（代表編集委員

植村武・山田哲雄）（1988）：日本の地質４，中部地方 I，共立出版，333p．
海野芳聖(1991);

山梨県甲府盆地の堆積過程−地下地質から見た更新世以降の特徴、地学団体研究会専報、No.38、p.19‑25
山岸猪久馬・小坂共栄(1991)；北部フォッサマグナにおける鮮新世〜前期更新世の構造運動、地学団体研究会専報、No.38、p.129‑140− 45 −

3.4.2

第四紀の深部地盤構造モデル

ここでは、糸魚川−静岡構造線断層帯沿いおよびその周辺に分布する盆地や谷に見られる第四紀の地盤についてのモデル化について述べる。
A.

糸魚川−静岡構造線断層帯沿い及びその周辺に分布する第四紀の地質層序
糸魚川−静岡構造線断層帯沿い及びその周辺に分布する第四紀の地盤は、盆地と大きな谷沿いに見られる。主な分布域は、松本盆地、長野盆地〜小諸、伊那盆地、諏訪盆地、甲府盆地などである。これら盆地の第四紀の地質対比表を
表 3.4.2‑1 にまとめる。当地域の第四紀は、鮮新統最上部〜下部更新統・中部
更新統・上部更新統・完新統に分けられる。鮮新統最上部〜下部更新統は、長野盆地の西縁部から飯山盆地にかけて分布し、主に砂礫層や火山砕屑物からなる。中部更新統は、おもに盆地の西縁部や山間部に小規模に分布する。上部更新統は盆地内に分布する扇状地堆積物や丘陵に分布する湖成〜河成堆積物である。完新統は盆地平坦地をつくる扇状地堆積物や氾らん原堆積物が分布する。
B.

盆地のモデル化の考え方
上述したように、各盆地には＜概略の層厚＞＜モデル化の模式柱状図＞＜モデル決定方法＞
砂礫や火山砕屑物、湖成〜河成および扇状地堆積物が堆積し粘土、砂主体の沖積層ており、その上部に数ｍ〜数十
ボーリング柱状数ｍ～数十ｍ中にはＮ値50未満の砂礫図により確認ｍの砂、粘土などの軟弱層が堆積している。盆地内を埋める砂上部礫質土層数十ｍ～数百ｍ（Ｎ値50以上の砂礫層）
礫層は数十ｍ〜長野や諏訪、甲KiK-netおよび
地質の対比
により決定
府などでは数百ｍになるとい姶良－丹沢テフラ
われており、深度が増すにつれ下部礫質土層数十ｍ～数百ｍ（最終氷期最終寒冷期て速度が大きくなる。
以前の礫層）
物理探査およびHiこのようなことから、以下にnet、深部ボーリングなどよ
新第三系以前り決定
述べるような考え方で第四紀の地層
地層の地盤のモデル化を行う。
図 3.4.2‑1 に地盤のモデル化
図 3.4.2‑1 第四紀地質の地盤のモデル化の概念の概念を示す。
新第三紀以前の地層上面深度は、物理探査および KiK‑net、深部ボーリングデ
ータより決定する。次に、Ｎ値 50 以上の砂礫層については、姶良−丹沢テフラを境界とする地層面（最終氷期最終寒冷期の層準に対比する地層）より上面と下面で分けてモデル化をする。ここでは、姶良−丹沢テフラより上部の礫質土− 46 −

層を上部礫質土層、下部の礫質土層を下部礫質土層と呼ぶ。なお、Ｎ値 50 以上の上面深度およびその上部の地盤についてはボーリング柱状図によりモデル化を行う。

C. 速度構造の設定
対象地域の盆地には、KiK‑net の観測点が４箇所あり、それぞれでＰＳ検層を実施している。これによると、松本盆地にある NGNH08 の KiK‑net では、深度 58mのＳ波速度 830m/sec 上面の層準が森口礫層下位の姶良−丹沢テフラ以下の層準に当たる。これに対比される最終氷期最終寒冷期の層準は、神城盆地では深度約 60m、諏訪盆地では深度約 200m、長野盆地では深度約 60m に分布する。これ以外の地域については、この最終氷期最終寒冷期の層準を目安にして、Ｎ値 50以上が連続する深度と堆積物性状（礫支持型の密実な堆積物であるかどうか）から、甲府盆地は海野(1991)による石和礫層〜韮崎泥流堆積物上面深度、小諸〜上田盆地は山岸・小坂（1991）の古期湖堆積物上面にあるスコリア層を地層面として読みとった（以上、層序表参照）。
これらの地層の弾性波速度（Ｓ波速度、Ｐ波速度）は、盆地内にある４箇所の KiK‑net のＰＳ検層結果を用いて設定した。まず、KiK‑net の速度構造と上記
地質上面との対比を行い、この地質上面を境界として礫層を上部と下部の２層に分けることにした。例えば、松本盆地では森口礫層基底面を礫層の層分け境界とし、それより深い深度の礫層の平均弾性波速度を求めた。同様に他の地点においても下部礫層の平均弾性波速度を求めた。これらのまとめを図 3.4.2‑2
し、４箇所の平均速度を求めると、Ｓ波速度で 890m/sec 程度、Ｐ波速度で2,390m/sec となった。これより、礫層下部のＳ波速度を 900m/sec、Ｐ波速度を2,400m/sec とおくこととする。図 3.4.2‑3 に、盆地におけるＳ波速度 900m/sec
相当層の深度分布を示す。
次に、上部の礫質土層の弾性波速度については、K‑NET のボーリングおよびＰ
Ｓ検層結果を使って、設定することとした。地震動算出の対象領域となる長野
県および山梨県にある K‑NET の観測点の中から、上部礫質土層（ボーリングで確認できるＮ値が 50 を超える礫質土層）の平均Ｓ波速度を求める。これらをまとめると、図 3.4.2‑4 のようになる。24 箇所のＳ波速度の平均を求めると508m/sec となることから、上部礫質土層のＳ波速度を 500m/sec とおくこととする。Ｐ波速度についても同様にまとめると、図 3.4.2‑5 のようになり、Ｐ波
速度の平均を求めると 1,970m/sec となる。このことから、上部礫質土層のＰ波速度を 2,000m/sec とおくこととする。

− 47 −

表 3.4.2‑1
地質時代
Ma

糸魚川〜松本盆地
扇状地礫層

完新世
0.01

森口礫層 Vs900m/s相当層
後
第
期

新

− 48 −

四生紀

古期扇状地Sd

甲府盆地

長池礫層

新期上小湖成層

今井・上の原礫層

上部礫層

Vs900m/s相当層

赤木山礫層

長倉礫層

期
前
期
1.7

鮮新世
5.2

梨ノ木礫層

韮崎岩屑流

大峰

下部礫層

豊野累層

谷浜

水内累層
猿丸累層

名立

棚累層

Vs900m/s相当層
古期上小湖成層

梨ノ木礫層

小諸層群

塩嶺累層

鳥居原礫層
大泉礫層上部

Vs900m/s相当層

中部礫層
黒富士火砕流0.78

木曽〜伊那谷Vs900m/s相当層

上田沢流堆積物

新

世
代

諏訪盆地

Vs900m/s相当層

南郷層
0.13

中

長野盆地〜小諸

波田〜千石礫層

更

松本盆地付近の第四紀の地質対比表

六道原礫層
伊那層群

石和礫層
水ヶ森火山岩類
小樽山火山岩類［植村武・山田哲雄：日本の地質４ 中部地方Ⅰ，共立出版会，1993．から編集］

盆地に設置されたKiK‑netによる下部礫質土層の平均弾性波速度

平均弾性波速度(m/sec)

3000

Ｐ波平均速度2,390m/sec

2500
2000
1500

Ｓ波平均速度
890m/sec

1000
500
0
0

1

2

3

4

5

データ番号

図 3.4.2‑2

松本盆地周辺の盆地に設置された KiK‑net による
下部礫質土層の平均弾性波速度

長野県及び山梨県のK‑NETにおける上部礫質土層の平均Ｓ波速度

平均Ｓ波速度(m/sec)

1000
800
600

平均
508m/sec

400
200
0
0

5

10

15

20

25

30

データ番号

図 3.4.2‑3

長野県および山梨県の K‑NET における上部礫質土層の平均Ｓ波速度

長野県及び山梨県のK‑NETにおける上部礫質土層の平均Ｐ波速度

平均Ｐ波速度(m/sec)

2600
2400
2200
平均
1970m/sec

2000
1800
1600
1400
1200
1000
0

5

10

15

20

25

30

データ番号

図 3.4.2‑4

長野県および山梨県の K‑NET における上部礫質土層の平均Ｐ波速度− 49 −

なお、上部礫質土層より上面の地盤については、ボーリング柱状図の土質とＮ値から、既存のＮ値とＳ波速度の関係により、Ｓ波速度を設定することとする（3.5 浅部地盤構造モデル を参照）。
D.

密度の設定
Ｎ値 50 を超える礫質土
層の密度の設定は、既存の密度とＰ波速度の関係から設定することとする。ここで対象とする地盤は、Ｎ値50 を超える礫質土層であることから、軟岩の密度とＰ波速度の関係を用いる。
図 3.4.2‑5 の自然状態における密度とＰ波速度の関係を示す。この図に、上部礫質土層のＰ波速度2,000m/sec と下部礫質土層のＰ波速度 2,400m/secの速度の線を引き、密度の範囲を読みとると、上部礫質土層（Vp=2,000m/sec）では密度が 1.4〜2.4g/cm3 の範囲にあり、下部礫質土層
図 3.4.2‑5 Ｐ波速度と密度の関係（Vp=2,400m/sec）では 1.5
物理探査学会(1990)に加筆〜2.5g/cm3 の範囲となった。
対象が礫質土であることから、砂質土などと比べると密度が若干高くなることを考慮して、上部礫質土層（Vp=2,000m/sec）、下部礫質土層（Vp=2,400m/sec）ともに 2.1g/cm3 と設定することとした。

E.

まとめ
以上、第四紀の地盤モデルで設定した層序および物性値をまとめると図3.4.2‑6 となる。図 3.4.2‑7 にはＳ波速度 900m/sec 相当層上面深度分布を示し、
図 3.4.2‑8 にはＳ波速度 500m/sec 相当層（工学的基盤）上面深度分布を示す。

− 50 −

＜概略の層厚＞＜モデル化の模式柱状図＞

数ｍ～数十ｍ

粘土、砂主体の沖積層中にはＮ値50未満の砂礫

数十ｍ～数百ｍ

上部礫質土層（Ｎ値50以上の砂礫）＜設定した物性値＞

ボーリング柱状図により、土質、Ｎ値によって個々に設定

Vp = 2,000m/sec
Vs = 500m/sec
ρ＝ 2.1g/cm3

姶良－丹沢テフラ

数十ｍ～数百ｍ

下部礫質土層（最終氷期最終寒冷期以前の礫層）

Vp = 2,400m/sec
Vs = 900m/sec
ρ＝ 2.1g/cm3

新第三系以前の地層図 3.4.2‑6

第四紀地質の地盤モデルで設定した物性値− 51 −

図 3.4.2‑7Ｓ波速度 900m/sec 相当層上面深度分布− 52 −

図 3.4.2‑8Ｓ波速度 500m/sec 相当層（工学的基盤）上面深度分布− 53 −

参考文献
植村武・山田哲雄(1984)：日本の地質４ 中部地方Ⅰ，共立出版会，1993．
小坂共栄：信越方向、大峰方向ならびに津南−松本線, 信州大理学部紀要,
vol.19, pp.121‑141
山岸猪久馬・小坂共栄(1991)：北部フォッサマグナにおける鮮新世〜前期更新世の構造運動、地学団体研究会専報、No.38、pp.129‑140新潟県(2001)：新潟県地質図（縮尺 1/200,000）
Kato, H. and Akahane, S.(1986)：Geology of Nagano district. with Geological
Sheet Map at 1:50,000, Geol. Surv. Japan
山田哲雄・藤田至則・武内俊昭(1976)：松本市北安曇平における地震探査, 地
質学論集, No.13, p.51‑60
平林照雄(1967)：糸魚川・静岡線北部地域の地質構造, 長野県教育センター研究紀要, vol.1, pp.51‑75
熊井久夫(2000)：諏訪湖の生い立ちを探る, アーバンクボタ, No.38
国友孝洋・古本宗充(1995)：爆破地震動観測による甲府盆地の地下構造, 地震
第２輯, vol.48, p.27‑36
海野芳聖(1991)：山梨県甲府盆地の堆積過程−地下地質から見た更新世以降の特徴, 地学団体研究会専報, No.38, pp.19‑25
物理探査学会(1990)： 土と岩 の弾性波速度 −測定と利用−− 54 −

3.5

浅部地盤構造モデル

浅部地盤構造モデルは、地震動の評価方法によって二通りの方法を用いてモデル化を行った。まず、地震動評価の方法を整理すると、一つは、工学的基盤における地震動強さ（最大速度）が求められた場合に、予め求めておいた表層
地盤の増幅倍率をかけて地表の地震動強さを算出する方法がある。これには国土数値情報を利用した簡易的な方法がある。二つには、工学的基盤における地震動強さとして地震波形が求められている場合に、これを入力として地盤の応答計算を行い、地表の地震動強さ（波形）を求める方法がある。以下には、これらの二通りの方法について述べる。
3.5.1
A.

国土数値情報を用いた表層地盤の増幅率の評価

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た。
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おり、これより地盤の増幅度を求め、工学的基盤における地震動強さ（最大速度）にこの増幅度をかけることにより、地表の地震動強さを求める方法である。用いる方法は、松岡・翠川(1994)によって提案された方法とした。
B.

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。前者については微地形分類、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− 55 −

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 3.5.1‑1 に、国土数値情報による地形分類および表層地質分類と松岡・翠川(による微地形区分との関係を示す。ここでは、表 3.5.1‑1 の対応関係を基本として、松岡・翠川(1994)の微地形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。

− 56 −

表 3.5.1‑1

国土数値情報による地形分類および表層地質分類と松岡・翠川による微地形区分との関係

国土数値情報による地形分類および表層地質分類

地盤の増幅度の計算に用いる微地形区分
松岡・翠川(1994)

コード

1)

地形分類

微地形区分

副6

埋立地

埋立地

副7

干拓地

人工改変地

副5

人工改変地

デルタ・後背湿地 D≦0.5 2)

主21

三角州性低地デルタ・後背湿地 D＞0.5 2)

主22

砂州・自然堤防

自然堤防

主23

被覆砂丘

谷底平野

区12、主16 （砂丘砂の）砂礫台地

砂州・砂丘

主19

扇状地性低地

扇状地

主14

ローム台地

ローム台地

主16

（砂丘砂以外の）砂礫台地

砂礫台地

主9～11

丘陵地

丘陵地

時代5,6

沖積・洪積

他の地形（火山など）

時代4

新第三紀

先第三紀

時代3

古第三紀

時代2

中生代

時代1

古生代

1) 主および副は、国土数値情報の地形分類における主分類および副分類。 区および時代は、国土数値情報の表層地質分類における岩石区分および時代区分
2) Ｄは主要河川からの距離(km)− 57 −

C.

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、前項で示した地震動評価のための微地形

区分ごとに平均Ｓ波速度を設定し、その平均Ｓ波速度から増幅度を算定する方式を採用した。そこでまず、松岡・翠川(1994)によって示された式 3.5.1‑1 の関係を用いて微地形区分ごとの平均Ｓ波速度を算定する。
LogAVS = a + b ⋅ LogH + c ⋅ LogD ± σ
AVS・・・(式 3.5.1‑1)；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 2)H；標高(m)

D；主要河川からの距離(km)表 3.5.1‑2式 3.5.1‑1 における微地形区分ごとの係数

No
微地形区分
1
埋立地
2
人工改変地
3 三角州・後背湿地(D≦0.5)
4 三角州・後背湿地(D＞0.5)
5
自然堤防
6
谷底平野
7
砂州・砂丘
8
扇状地
9
ローム台地
10
砂礫台地（段丘）11
丘陵12
その他（火山など）
13
先第三紀

a
2.23
2.26
2.19
2.26
1.94
2.07
2.29
1.83
2
1.76
2.64
2.25
2.87

b
0
0
0
0
0.32
0.15
0
0.36
0.28
0.36
0
0.13
0

c
0
0
0
0.25
0
0
0
0
0
0
0
0
0

σ
0.14
0.09
0.12
0.13
0.13
0.12
0.13
0.15
0.11
0.12
0.17
0.16
0.23

松岡・翠川(1994)による− 58 −

ところで、Matsuoka and Midorikawa(1994)によると、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 と主要河川までの最短距離に係わる係数
c は、実測値データを元に決定した関数によるものであり、対応する標高には有効な範囲が存在する。そこで、Matsuoka and Midorikawa(1994)で示されているグラフから微地形区分ごとに標高の範囲と主要河川までの最短距離の範囲を決定し、範囲から外れる標高値については、標高が範囲を下回る場合は下限を、範囲を上回る場合は上限の値を用いることとした。表 3.5.1‑3 および表
3.5.1‑4 に設定した係数

b の標高の範囲と係数 c の主要河川からの最短距離の範囲を示し、図 3.5.1‑1 および図 3.5.1‑2 に Matsuoka and Midorikawa(1994)
による AVS と標高の関係および主要河川からの最短距離の関係図を示す。
表 3.5.1‑3

係数

微地形区分
自然堤防
谷底平野
扇状地
ローム台地
砂礫台地
その他

表 3.5.1‑4

係数

c

ｂ

標高
下限
1.5
0.7
4.0
7.0
20.0
2.0

の標高の範囲
(m)
上限
80
200
150
180
150
1000

の主要河川からの最短距離の範囲

微地形区分

主要河川からの距離(km)下限
上限
デルタ・後背湿地（D＞0.5）
0.5
4.5− 59 −

図 3.5.1‑1

図 3.5.1‑2

Matsuoka and Midorikawa(1994)による AVS と標高の関係

Matsuoka and Midorikawa(1994)による AVS と主要河川からの距
離の関係− 60 −

松岡・翠川(1994)は、第三紀ないしそれ以前の丘陵地（AVS が 600m/sec 程度）を基準とした表層地盤の速度の増幅度について、式 3.5.1‑2 を用いて算定することを提案している。ここでも同様な方法を用いて表層地盤の増幅度を求めることとした。これにより、何らかの方法によって求められた基盤速度に、この増幅度を掛け合わせることで各メッシュの地表速度が算定できる。
なお、標高値や主要河川からの距離によっては地表から地下 30m までの平均
Ｓ波速度が 100m/sec 未満となる場合が生じるが、ここでは、平均Ｓ波速度が100m/sec 未満となった場合には、平均 S 波速度 100m/sec の速度増幅度で評価するものとした。
LogARV = 1.83 − 0.66 ⋅ LogAVS ± 0.16

・・・(式 3.5.1‑2)(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〜地下 30m までの速度増幅度
また、式 3.5.1‑2 は、平均Ｓ波速度が 600m/sec 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/sec 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/sec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、糸魚川−静岡構造線断層帯周辺について、1km メッ
シュごとの微地形区分の分布および工学的基盤以浅の速度の増幅度の分布を求めた。求めた結果を下記の図として示す。
・図 3.5.1‑3

国土数値情報を用いた微地形区分の分布・図 3.5.1‑4

松岡・翠川(1994)の方法に基づく工学的基盤以浅の速度増幅
度分布− 61 −

図 3.5.1‑3

国土数値情報を用いた微地形区分の分布− 62 −

図 3.5.1‑4

松岡・翠川(1994)の方法に基づく工学的基盤以浅の速度増幅度分布− 63 −

参考文献
国土庁計画調整局・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
松岡昌志・翠川三郎(1993)：「国土数値情報を利用した地盤の平均Ｓ波速度の推定」、日本建築学会構造系論文報告集、第 443 号、pp.65‑71
松岡昌志、翠川三郎(1993)：国土数値情報を利用した広域震度分布予測、日本建築学会構造系論文報告集、第 447 号、pp.51‑56
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、日本建築学会
Masashi Matsuoka and Saburoh Midorikawa(1994)：GIS‑BASED SEISMIC HAZARD
MAPPING USING THE DIGITAL LAND INFORMATION、第 9 回日本地震工学シン
ポジウム、1994− 64 −

3.5.2
A.

ボーリングデータを利用した表層地盤のモデル化

基本的な考え方
入手可能な地盤資料を用いて、精度の良い地表の地震動を求めるために、ボーリング柱状図ごとに地盤のモデル化を行うことを基本とする。
解析に必要な物性値については、極力データを収集するが、ボーリング１本
ごとにはデータがないことから、土質区分ごとに設定して用いることとする。
B.

地盤の増幅率評価方法について
工学的基盤における時刻歴波形より、ボーリングデータによる詳細なモデルに基づいて１次元地震応答計算を行い、地表の時刻歴波形を計算する。１次元
地震応答計算の方法としては、主として、線形解析法(例えば、Haskell,1960)、
等価線形解析法(例えば、Shnabel et al., 1972)、逐次非線形解析法(例えば、吉田・東畑,1995)があり、それぞれに以下の特徴を持つ。
線形解析法−重複反射理論により計算を行うものである。土の非線形性を考慮していないため、大地震による地盤の非線形性を考慮することができない。
等価線形解析法−重複反射理論を基に土の非線形特性を等価な線形の関係に置き換え、解析の間一定の材料特性を用いる方法である。ひずみレベルが大きくなると、精度は低下する。どの程度のひずみまで適用できるかは、必要とする解析の精度や地盤条件にもよるが、一般的には 0.1％〜1％までである。また、強い揺れにより液状化等が生じた場合には、正
しい結果は得られない。
逐次非線形解析法−材料の非線形特性を数学モデルや力学モデルで表現し、材
料特性の変化を逐次計算しながら挙動を求めようとする方法である。
0.1％〜1％を超える大きなひずみレベルでも適用可能である。その一方で、入力パラメータの設定や算出結果の解釈など、専門的な知識を持って解析に当たることが必要となる。
広域の地震動分布の算出には、今までは等価線形法が多く用いられてきた。
これは、等価線形法がパラメータも少なく利用しやすいこと、求められた地震
動分布（震度、加速度）が既往の被害地震の地震動分布を大局的に説明できた− 65 −

こと、等価線形解析結果が逐次非線形解析結果に比べるとたとえば最大加速度
が大きくなる傾向があり防災対策上は安全側の評価ができるなどによることが考えられる。逐次非線形解析は、今までは観測波形の検証や液状化した地盤の過剰間隙水圧の上昇やひずみの増大などをみるために、検討対象地点ごとに利用されてきたことが多く、広域の地震動評価に使われたのはきわめて少ない。
また、応力−ひずみ関係の採用式やそれに用いるパラメータの設定方法など、専門的な知識をもって解析を行うことが必要であること、逐次非線形解析結果を用いた地盤や構造物の評価方法の開発など、逐次非線形解析の広域地震動算
出への課題は多い。このようなことから、逐次非線形解析を広域の地震動評価に用いることは端緒についたばかりで、今後も検討の必要があると考えられる。
以上のことから、ここではボーリングデータによる地表の地震動評価における計算方法としては、等価線形法を採用することとした。用いた解析コードは
SHAKE である。図 3.5.2‑1 に等価線形法による応答計算の流れを示す。

− 66 −

ＳＴＡＲＴ

地盤定数の読み込み密度ρ
せん断弾性係数 G
粘性係数η

入力波形 f(t)の読み込み

フーリエ変換f(t)→Ｆ(iω)

１次元波動方程式
2

ρ
t

u

2

2

＝G
z

u

2

3

+
z

u

2

t

伝達関数Ａ(ω)Ｆ(iω) Ａ(ω)＝Ｆ'(iω)

A( )Em( ) + Fm( )E n( ) + F n( )フーリエ逆変換
Ｆ'(iω)→f'(t)各層の最大せん断ひずみ
γmax

G/G0〜γ、h〜γ曲線
hG/G0波の伝搬方向

地
層
番
号

層
厚

1

ｈ１

入
射
波

反
射
波

土質定数

水平変位
u1=2E1eiωtγ

ＮＯ

収束判定条件ＹＥＳ

解析結果の出力E1

ρ1, G1, η1・・mum=(Em+Fm)eiωt

ｈｍ

Fm

Em

ρm , G m , ηm

・
・
N

ＥＮＤ

図 3.5.2‑1

F1

uN=(EN+FN)eiωt
∞

FN

EN

ρN, GN, βN

計算モデル

ＳＨＡＫＥによる応答計算の流れ− 67 −

C.

ボーリングデータの収集・整理
公的機関が収集整理しているボーリングデータを収集し、位置情報もあわせてデータベース化を行った。データの収集は、自治体で実施している地震被害
想定調査結果や各種地盤図、深井戸資料、K‑NET や KiK‑net などを中心とした。
この時、ボーリングデータ以外に土質試験結果やＰＳ検層結果についても収集を行った。
収集できたボーリング資料は、表 3.5.2‑1 に示すとおりで、図 3.5.2‑2 に解析対象領域でのボーリング位置図を示す。

表 3.5.2‑1

収集したボーリング資料の数量

資料の種類

ボーリング本数

備考

長野県地震被害
想定調査

3,665

ＪＡＣＩＣ

1,459 長野県
528 山梨県

松本平地盤図353

長野市地盤図

232

深井戸資料
防災科研

1,125 Ｎ値なし
14

KiK‑net(長野県、山梨県、群馬県および新潟県の一部)

42 K‑NET(長野県、山梨県、群馬県の一部)
合計

7,418

− 68 −

図 3.5.2‑2

長野県および山梨県周辺のボーリング位置図− 69 −

D.

物性値の設定ボーリング１本ごとにＰＳ検層を実施したり、土質試験を実施していることは少ない。そこで県単位または地域ごとに、土質ごとに区分し、それぞれに対して物性値を設定することとした。
土質区分は、表 3.5.2‑2 の Terzaghi‑Peck による地盤区分を参考に、表 3.5.2‑3に示す土質区分を設定し、それぞれの区分に対して物性値を設定した。

表 3.5.2‑2

Terzaghi‑Peck による地盤区分＜砂の場合＞

表 3.5.2‑3
地質区分＜粘性土の場合＞

Ｎ値

地盤区分

Ｎ値

地盤区分

0〜4

非常に緩い

0〜2

非常に軟らかい

4〜10

緩い

2〜4

軟らかい

10〜30 中位の

4〜8

普通の

30〜50 密な8〜15

硬い50以上 非常に密な

15〜30 非常に硬い

記号

N値

B1
B2
B3
Ap1
腐植土
Ap2
Ac1
Ac2
Ac3
粘性土
Ac4
Ac5
Ac6
As1
As2
砂質土
As3
As4
As5
Ag1
Ag2
礫質土
Ag3
Ag4
ローム・凝 Lm1
灰質粘土 Lm2
Dc1
Dc2
Dc3
粘性土
Dc4
Dc5
Dc6
Ds1
Ds2
砂質土
Ds3
Ds4
Ds5
Dg1
Dg2
礫質土
Dg3
Dg4
K

0～4
4～10
10～
0～1
1～
0～2
2～4
4～8
8～15
15～30
30～
0～4
4～10
10～30
30～50
50～
～20
20～30
30～50
50～
0～4
4～
0～2
2～4
4～8
8～15
15～30
30～
0～4
4～10
10～30
30～50
50～
～20
20～30
30～50
50～

埋土

完
新
世

50以上 固結した

第
四
紀

更
新
世

第三紀

ｲ)

地質名

土質区分の設定
単位体積重量3(kgf/cm )
1.6
1.7
2.0
1.2
1.3
1.4
1.5
1.6
1.7
1.8
1.8
1.7
1.8
1.9
1.9
1.9
1.9
2.0
2.0
2.0
1.4
1.5
1.5
1.6
1.7
1.8
1.8
1.8
1.8
1.8
1.9
1.9
2.0
1.9
2.0
2.0
2.1
2.1

単位体積重量表 3.5.2‑4 に示す道路橋示方書・同解説Ⅴ耐震設計編(1990) による土質分類と単位重量の概略値および道路公団の設計要領(1983)の表 3.5.2‑5 に示す
単位体積重量などをもとに設定を行った。表 3.5.2‑3 に設定した単位体積重量を示す。
− 70 −

表 3.5.2‑4

道路橋示方書・同解説Ⅴ耐震設計編(1990)による土質分類と単位重量、平均粒径、細粒分含有率の概略値

ﾛ)

Ｓ波速度
ＰＳ検層結果をとりまとめ、Ｎ値とＳ波速度の関係を求めて設定することを前提としているが、今回収集できたＰＳ検層結果はわずかであったため、既往のＳ波速度とＮ値の関係式を使って設定することとした。図 3.5.2‑3 に今回用いた Imai and Tonouchi(1982)によるＳ波速度とＮ値の関係を示す。

ﾊ)

せん断剛性比(G/G0)および減衰定数(ｈ)とせん断ひずみ(γ)との関係
今回収集できた動的変形特性試験結果はわずかであったため、既往の試験結果を用いることとした。図 3.5.2‑4 に示した今津・福武(1986)による粘土、砂、砂礫の平均的な G/G0 〜γ、ｈ〜γの関係を用いた。実際には、この曲線にRamberg-Osgood モデル（ＲＯモデル）の曲線がフィッティングするように設定した。

− 71 −

表 3.5.2‑5

土質別定数参考値（ 設計要領 第一集 昭和 58 年４月 道路公団 第一編土工 P28〜29 より抜粋）
種 類

盛
土

部
単体体 内
積重量 摩擦角(t/m3) (度)

状 態

礫および礫
混り砂

締固めたもの

砂

締固めたもの粘着力(tf/m2)

摘要(統一分類)

2.0400(GW),(GP)

粒度の良いもの

2.0

35

0

(SW),(SP)

粒度の悪いもの

1.9

30

0

砂質土

締固めたもの

1.9

25

3 以下

(SM),(SC)

粘性土

〃

1.8

15

5 以下

(ML),(CL)(MH),(CH)

関東ローム

〃

1.4

20

1 以下

(VH)

密実でないものまたは粒度の悪いもの

1.8

35

0

密実なもの

2.1

40

0

密実でないもの

1.9

35

0

密実なものまたは粒度の良いもの

2.0

35

0

密実でないものまたは粒度の悪いもの

1.8

30

0

密実なもの

1.9

30

3 以下

密実でないもの

1.7

25

0

固いもの(指で強く押し多少へこむ)

1.8

25

5 以下

やや軟いもの(指の中程度の力で貫入)

1.7

20

3 以下

軟いもの(指が容易に貫入)

1.6

15

1.5 以下固いもの(指で強く押し多少へこむ)

1.7

20

5 以下

やや軟いもの(指が中程度の力で貫入)

1.6

15

3 以下

軟いもの(指が容易に貫入)

1.4

10

1.5 以下

1.4

5(φ)

3 以下

密実なものまたは粒度の良いもの
礫

礫混り砂

砂
自
然
地
盤

砂質土

粘性土

粘土および
シルト

(GW),(GP)

関東ローム

〃

(SW),(SP)(SW),(SP)(ML),(CL)(MH),(CH)
(ML)
(VH)

表の使用に当たっては､次の点に注意する。
(1) 地下水位以下にある土の単位体積重量は､表中の値からそれぞれ 1.0 を差し引いた値とする。
(2) 単位体積重量の値を決定するときは､次の点に注意すること。
①砕石は､礫と同じ値とする。
②トンネルずりや岩塊などは､粒径や間隙により異なるので既往の実績や現場試験により決定する。
③礫まじり砂質土や礫まじり粘性土は､礫の混合割合および状態により適宜定める。
(3) 内部摩擦角及び粘着力の値は､圧密非排水せん断に対する概略的な値である｡この場合､盛土に対する地下水､湧水などの影響は考慮していない。
(4) 砕石､トンネルずり､岩塊などの内部摩擦角及び粘着力は､礫の値を用いてよい。
(5) 粒度の悪い砂とは粒径のそろった砂をいう。礫の場合も同様である。
(6) 粘性土､粘土及びシルトの区分でＮ値の目安は､おおむね次のとおりである。
固いもの(N=8〜15)、やや軟いもの(N=4〜8)､軟いもの(N=2〜4)(7) 摘要に示す統一分類記号はおおよそその目安である。

− 72 −

図 3.5.2‑3Ｓ波速度とＮ値の関係
Imai and Tonouchi (1982)− 73 −

G／G0 h粘土（今津・福武・μ） hmax=0.23
1.0
0.9
0.8
0.7
0.6
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0.0
1.00E-06

1.00E-05
1.00E-04
1.00E-03
せん断ひずみ γ

1.00E-02

G／G0 h砂（今津・福武・μ） hmax=0.25
1.0
0.9
0.8
0.7
0.6
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0.0
0.000001

0.00001

0.00010.001
せん断ひずみ γ

0.01

G／G0 h

砂礫（今津・福武・μ） hmax=0.23

図 3.5.2‑4

1.0
0.9
0.8
0.7
0.6
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0.0
0.000001

0.00001

0.00010.001
せん断ひずみ γ

採用した動的変形特性曲線

0.01

＜凡例＞
－ ：今津・福武（1986）による定義式－ ：採用した動的変形曲線（定義式をR-Oモデルにフィッティングさせた）
出典：今津雅紀・福武毅芳、砂礫材料の動的変形特性、第21回
土質工学研究発表会（札幌）、1986年6月− 74 −

E.

ボーリングデータを用いた地盤のモデル化

ｲ)

モデル化の考え方
地震応答解析を行う場合、各種地盤調査結果および試験結果を用いて、解析プログラムが要求するデータを選択して、地盤のモデル化を行う。一次元解析
であれば地層の分割を行い、それぞれの分割した地層ごとに土質定数を設定する。この場合、分割した地層ごとに調査や試験を行い、解析に必要な定数が得られていることが理想ではあるが、現実にはデータがそろっている資料は少ない。解析に利用できる地盤データとしては、地盤図ないしは柱状図集としてまとめられているボーリング柱状図とＮ値があげられる。ここではボーリング柱状図とＮ値から地盤モデルを作成することを考える。解析に用いる定数は、土質ごとにＮ値等との関係を事前に求めておくこととする。
ﾛ)

地盤のモデル化
そこで、ここでは下記に示すルールに従って、応答計算用データの作成を行った。
①

応答計算に必要なデータ
応答計算に必要とするパラメータは以下のとおりである。
・層境界深度

②

・Ｓ波速度

・密度

・G/G0,ｈ−γ曲線

応答計算を対象とするボーリングデータの選択
まず、以下のルールにより応答計算の対象となるボーリングデータを抽出する。なお、ボーリングデータにはそのデータがある地域の地形・地質状況、地盤資料等を勘案して、前もって沖積と洪積の境界深度を求めておく。
・ Ｎ値があるもの
・ 工学的基盤を洪積礫質土（表 3.5.2‑3 による記号が Dg4：洪積礫質土
でＮ値 50 以上が５回確認できるもの、または洪積礫質土が最下層でＮ値 50 以上が３回確認できるもの）および岩盤または風化岩とした
ときに、工学的基盤を確認できたもの抽出したデータは、4,810 データとなった。

− 75 −

③

ボーリングデータの地層区分
地層の地質、年代およびＮ値をもとに表 3.5.2‑3 の地質区分に分類する。層厚が 1m 未満の場合（以下、薄層と呼ぶ）には、図 3.5.2‑5〜図 3.5.2‑7 に示す
薄層処理を行う。

層厚1m未満の
薄層が存在

Yes

No

薄層の上位に同一
土質が存在

Yes

薄層の下位に同一土質が存在No①上位層と結合する②下位層と結合する

Yes

結合した地層の層厚が1m未満③結合した地層を新たな
薄層とする

No
結合により
薄層ではなくなった薄層が存在する

END

Ⅱへ進む

新たな薄
層

1m
未
満

As

As

As

1m
未
満

As
Ac

→
Ac

As

→
Ac

①薄層の上位に同一土質が存在する場合図 3.5.2‑5AcAc②薄層の下位に同一土質が存在する場合

Ac
As
As
Ac

Ac
As

→

Ac

③結合した地層の層厚が1m未満の場合

薄層の上下に同一土質の層が存在する場合− 76 −1m
未満層厚1m未満の
薄層が存在

Yes

層厚1m未満の薄層が連続して存在Yes④連続する薄層をブロック化する

Yes

Yes

薄層ブロックの厚さが1m未満

薄層の上下に地層が存在する⑤薄層ブロックを2分割し、それぞれを上下の層につなげるNo

薄層の上下に地層が存在す
る

No

No

No

⑥薄層ブロックを下層につなげる⑦薄層ブロックを1層とみなし、ブロック内でもっとも層厚の大きい土質で代
表させる

Ap
As

層厚
1m未
満

⑧薄層を2分割し、それぞれを上下の層につなげる→⑨薄層を下層に
つなげる

Ap As

④薄層のブロック化

図 3.5.2‑6

薄層が連続する場合（その１）− 77 −

薄層ブ
ロック

1m
未
満

As

As

Ap
As

Ap As
→

Ac

薄層ブ
ロック

→

等分

As

Ac

Ac

⑤薄層ブロックを上下の層につなげる場合

地表面
1m
未
満

Ap
As

Ap As
→

Ac

薄層ブ
ロック

→

Ac

Ac

⑥薄層ブロックを隣接する層につなげる場合

Ac
1m
以
上

Ac

As
Ap
As

→

Ac

A A A
s p s

薄層ブ
ロック

As

※薄層ブロック内でAsの層厚がもっとも大きいため，薄層ブロック全体をAs層で代表するAc※層厚が最も大きい層が複数ある場合は，g→p→c→sの順で優先

Ac

→

Ac

⑦薄層ブロックを1層とみなす場合

As

As

As

Ap
→
Ac

As

Ap
→
Ac

Dc

⑧薄層を2分割して上下の層につなげる場合

図 3.5.2‑7Dc⑨薄層を隣接する層につなげる場合

薄層が連続する場合（その２）− 78 −※Ap層とDc層は，時代区分が異なるため，結合しない④

同一地層の層分割
地盤のモデル化に際しては、地震動を正確に再現するという観点から言えば、層分割を小さくしていく方が好ましい。しかし、層分割が小さくなるほどコン
ピュータへの負荷が増えること、また実用的に非常な高周波数成分の応答まで必要ではないこと、そして小さい層分割にしたときにそれぞれの層に対して定数をどう与えるかなど問題点がある。そこで、要求される振動数の波が通ることを目的として層分割を行う。
地盤のモデル化に際する層分割については、以下に示す周波数と S 波速度の関係式から波長を求め、その波長の 5〜6 分の 1 の層厚になるようにする。
Vs
f
ここで

λ：波長(m)Vs：S 波速度(m/s)
ｆ：考慮する周波数(Hz)なお、上記のことからＳ波速度および考慮する周波数と層厚の関係は、表
3.5.2‑6 に示すような関係となる。
表 3.5.2‑6S 波速度と周波数、層厚の関係

Ｓ波速度(m/sec)
100
150
200
250
300
350
400

考慮する周波数、層厚
5Hz
10Hz
15Hz
3.3m
1.7m
1.1m
5.0m
2.5m
1.7m
6.7m
3.3m
2.2m
8.3m
4.2m
2.8m
10.0m
5.0m
3.3m
11.7m
5.8m
3.9m
13.3m
6.7m
4.4m

15Hz までを計算対象周波数とすると、Ｓ波速度が 100m/sec 前後では層厚を1m 程度、200m/sec 前後では 2m 程度、300m/sec 前後では 3m 程度の層厚となる。
ここでは、15Hz までを計算対象周波数と考え、波長の 1/5 の層厚を越えないよ
うに地層の細分化を行った。

− 79 −

⑤

物性値
応答計算には、上述の地層の層区分ごとにＳ波速度、密度、G/G0,ｈ−γ曲線を与えることが必要である。密度および G/G0,ｈ−γ曲線は、表 3.5.2‑3 および図 3.5.2‑4 より層区分の地層ごとに与える。Ｓ波速度は、図 3.5.2‑3 によるＮ
値とＳ波速度の関係よりＳ波速度を求める。Ｎ値は、地層区分ごとに平均したＮ値を用いることとした。しかし、地層区分の中にはＮ値のないものもあり、このような地質区分については表 3.5.2‑3 で設定したＮ値をもとに地質ごとの平均的な値を用いることにした。
埋土

：N=7

ローム

：N=4

沖積腐植土：N=1

洪積腐植土：N=2

沖積粘性土：N=3

洪積粘性土：N=6

沖積砂質土：N=20

洪積砂質土：N=20

沖積礫質土：N=20

洪積礫質土：N=30

工学的基盤となる礫質土層でＮ値が 50 以上および岩・風化岩の上面のＳ波速度については、図 3.5.2‑8 に示すように K‑NET のＰＳ検層結果の平均Ｓ波速度から 500m/sec 程度とした。

長野県及び山梨県のK‑NETにおける上部礫質土層の平均Ｓ波速度

平均Ｓ波速度(m/sec)

1000
800
600

平均
508m/sec

400
200
0
0

5

10

15

20

25

30

データ番号

１） 長野県および山梨県における K‑‑NET における地盤データを用いた
２） 25 地点の平均Ｓ波速度を単純平均すると、508m/sec となる。

図 3.5.2‑8

Ｎ値５０となる礫質土層の平均Ｓ波速度− 80 −

参考文献
国土庁計画調整局・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
松岡昌志・翠川三郎(1993)：「国土数値情報を利用した地盤の平均Ｓ波速度の推定」、日本建築学会構造系論文報告集、第 443 号、pp.65‑71
松岡昌志、翠川三郎(1993)：国土数値情報を利用した広域震度分布予測、日本建築学会構造系論文報告集、第 447 号、pp.51‑56
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、日本建築学会
Masashi Matsuoka and Saburoh Midorikawa(1994)：GIS‑BASED SEISMIC HAZARD
MAPPING USING THE DIGITAL LAND INFORMATION、第 9 回日本地震工学シン
ポジウム、1994
Haskell, N.A.(1953)：The Dispersion of Surface Waves on Multilayered Media,
Bull. Seism. Soc. Amer., 43
Shnabel,P.B.,Lysmer,J. and Seed,H.B. (1972)：SHAKE, A Computer Program for
Earthquake Response Analysis of Horizontally Layered Sites, Report No.
EERC 72‑12, University of California, Berkeley
吉田望、東畑郁生(1995)：YUSAYUSA‑2、SIMMDL‑2理論と使用法（改訂版

Ver.2.02）
Terzaghi, K. & R.B.Peck (1948)：Soil Mechanics in Engineering Practice
日本道路協会(1990)：道路橋示方書・同解説
道路公団(1983)：設計要領

Ⅴ耐震設計編

第一集、第一編土工、pp.28‑29

Imai T.& Tonouchi K. (1982)：Correlation of N Value with ESOPT Ⅱ S‑wave
Velocity and shear Modulus
今津雅紀、福武毅芳(1986)：砂礫材料の動的変形特性、第 21 回土質工学研究発
表会、pp.509‑512
今津雅紀、福武毅芳(1986)：動的変形特性のデータ処理に関する一考察、第 21回土質工学研究発表会、pp.533‑536− 81 −

4.

断層モデルの設定

4.1

断層モデル設定の考え方と方針

強震動評価部会による以下の 2 つの中間報告に記載されている断層パラメータの設定方法に準拠した。
（１）「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)」、強震動評価部会、平成 13 年 5 月 25 日 (以降「平成 13
年 5 月の中間報告」と呼ぶ) の「ケース４」の断層パラメータの設定方法（２）「南海トラフの地震を想定した強震動評価手法について (中間報告)」、強震動評価部会、
平成 13 年 12 月 7 日 (以降「平成 13 年 12 月の中間報告」と呼ぶ) の断層パラメータの設定方法
図 4.1－1 に、本試算で用いた断層パラメータの設定方法を示す。
以下、本章では、項目ごとに中間報告で採用されたモデル・値について、[記述する。ただし、全く同じモデル・値を採用する場合には記述しない。

− 83 −]内に

図 4.1−1

断層パラメータの設定方法− 84 −

4.1.1

巨視的断層パラメータ（１）地震を発生させる断層区間
A～F
発生可能性
A (大) ：北部１、北部２、中部１、中部２
B (大) ：北部１、北部２、中部１
C (大) ：
中部１、中部２
D (小) ：
中部１
E (小) ：北部１、北部２
F (小) ：
中部２
[平成 13 年 5 月の中間報告では、A を想定]
（２）断層の位置 (緯度、経度、標高、深さ)、走向、傾斜角、すべり方向
北部１と北部２の傾斜角のみ 40°～70°で未定[平成 13 年 5 月の中間報告では、40°に設定]（３）地震発生層の深さ
地震発生層下限の深さ 15 km
地震発生層上限の深さは不明[平成 13 年 5 月の中間報告では、4～17 km と設定]
（４）断層の長さ、幅
上記（１）から（３）の情報から設定（５）地震モーメントもしくは平均すべり量、短周期レベル、f max
・地震モーメントは、断層面積との平均的な関係に基づき設定（平均以外もありえる）[平成 13 年 5 月の中間報告のケース 4 では、Wells and Coppersmith (1994)のデータの平均的な値に設定]
・平均すべり量は、地震モーメントと断層面積から算出
・短周期レベルは、地震モーメントとの平均的な関係に基づき設定（平均以外もありえる）[平成 13 年 5 月の中間報告のケース 4 では、壇・他 (2001) の
データの平均的な値に設定]
・f max は、兵庫県南部地震などの内陸地震の f max を考慮して設定− 85 −

[平成 13 年 5 月の中間報告のケース 4 では、鶴来・他 (1997) による兵庫県南部地震の値である 6 Hz を採用]

− 86 −

4.1.2

微視的断層パラメータ（１）地震モーメントおよび短周期レベルのセグメントへの分配
自己相似則に基づき、地震モーメントはセグメントの面積の 1.5 乗に比例して、短周期レベルはその自乗を面積に比例して配分[平成 13 年 5 月の中間報告のケース 4 とやや異なるが、付録の記述の通りであり、中間報告のケース 1 およびケース 2 と同じ]
（２）アスペリティの個数
各セグメントにおいて、先験的に１個[平成 13 年 5 月の中間報告のケース 4 では、各セグメントに先験的に２個としたが、糸魚川－静岡構造線断層帯の場合は、４セグメントあり、１セグメントあたり２個とす
ると、全体で８個となる。下に示す考え方に照らして、やや多い数である。このため、１セグメントあたり１個とすることとした。]
アスペリティの数の設定の考え方
a すべり分布のインバージョンの結果がわかっている場合（概ね、平均発生間隔が比較的短い海溝型の場合が該当する。）
は、その結果を基に数を設定する。
b すべり分布のインバージョンの結果がわかっていない場合（概ね、平均発生間隔が比較的長い内陸の活断層の場合が該当する。）は、－ 地表の変位分布データが詳細にある場合は、そのデータを基に設定する。
－ 地表の変位分布データが詳細にはない場合は、Somerville et al.(1999)で１地震当たりアスペリティの数が平均 2.6 個であるとしていること、最近の巨大地震であるコジャエリ地震が５個、
集集地震が６個程度（場所的には互いに隣接している）であることを踏まえて、
各セグメントに１～２個設定する。
（３）アスペリティの位置 (緯度、経度、標高、深さ)
地図上での位置(断層走向方向への位置)：
・中部１と中部２は、地表変位量の大きなところ（松本、茅野）− 87 −

・北部１と北部２は、未知[平成 13 年 5 月の中間報告では、北部１と北部２のアスペリティは
南寄り]
深さ方向への位置：
・すべて浅い場合
・すべて深い場合・浅いものと深いものが混在している場合[平成 13 年 5 月の中間報告では、すべて浅い場合]（４）アスペリティの総面積
アスペリティの総面積は、断層総面積、地震モーメント、短周期レベルから、理論的および経験的関係式により算出（５）各アスペリティの面積および長さと幅各アスペリティの面積は、アスペリティの総面積を、セグメントの面積に比例して配分
各アスペリティの長さ、幅は、正方形として算出（６）アスペリティの平均すべり量
各アスペリティの平均すべり量は、各セグメントの平均すべり量の 2 倍として算出（７）アスペリティの実効応力
アスペリティの実効応力は、アスペリティの平均応力降下量と概ね等しいことを踏まえ、断層全体の地震モーメント、総面積、およびアスペリティの総面積、平均応力降下量の関係式から算出（８）背景領域の地震モーメントもしくは平均すべり量
各セグメントにおける背景領域の地震モーメントもしくは平均すべり量は、セグメント
全体の地震モーメントとアスペリティの地震モーメントから算出（９）背景領域の実効応力
背景領域の実効応力は、各セグメントにおいて、アスペリティの実効応力、幅、平均
すべり量、および背景領域の幅、平均すべり量から算定（１０）アスペリティおよび背景領域のすべり時間関数
中村・宮武 (2000) の論文を参考に設定− 88 −

4.1.3

その他の断層パラメータ（１）破壊開始点
破壊開始点は、活断層の分岐形態から、北部２と中部１の間に設定
ただし、破壊開始点の深さは、Somerville et al. (1999) の結果に基づき、アスペリテ
ィの下端に設定[平成 13 年 5 月の中間報告では、地震発生層の中央、深さ 10.5 km/sに設定]
（２）破壊伝播様式
同心円状（３）破壊伝播速度
破壊伝播速度は、Geller (1976) による剪断波速度との経験的な関係式に基づき設
定（４）破壊開始時刻差
連続した複数セグメントの場合、破壊開始時刻差は、セグメント間の連続的な破壊伝播を仮定して算出
連続しない複数セグメントの場合、破壊開始時刻差は、セグメント間の歪み波（S 波）の伝播を仮定して算出− 89 −

4.1.4

簡単な論理ツリー
地震を発生させる断層区間↓ A～F
北部１と北部２の傾斜角↓ 40° ～70°
地震モーメント↓ 平均的な値、平均の半分、平均の２倍
短周期レベル↓ 平均的な値、平均の半分、平均の２倍
アスペリティの個数↓ 各セグメントに先験的に１個か２個
北部１と北部２のアスペリティの位置↓ 南寄り、北寄り
アスペリティの深さ
浅部、深部、混在

設定値の強震動の予測結果に与える影響の度合いは、（１）

地震を発生させる断層区間をどう設定するかは、地震のシナリオをどのように考えるかに直結する内容であり、強震動の予測結果に極めて大きく影響する。

（２）

北部１と北部２の傾斜角とアスペリティの個数は、最大アスペリティの位置が同じならば，特定の場所を除いて、強震動の予測結果に大きくは影響しない。

（３）

地震モーメントと短周期レベルの設定値は、強震動の値の大小に影響する。ただし、地図上に示される強弱のパターンはほとんど変わらない。

（４）

北部１と北部２のアスペリティの位置をどう設定するかは、地図上に示される強震動の値の強弱のパターンに大きく影響する。

（５）

アスペリティの深さは、強震動の予測結果に大きく影響する。

と推測される。そこで、本試算では、平成 13 年 5 月の中間報告と同じく、地震を発生させる断層区間としては、発生可能性が高く、最も影響が大きいと推測される A を選定し，アスぺリティの深さとしては、地表に断層が現れていることから、全て浅い− 90 −

場合を選定した。また、地図上に示される強震動の値の強弱のパターンを調べるために、上の簡単な論理ツリーのうち、下線を付した 2 つのケースを計算することが適当と考えた。

− 91 −

4.1.5

検討ケースの候補

4.1.4 で示した簡単な論理ツリーにおいて下線を付した 2 つのケースは、以下のとおりである。
ケース１（基本ケース）
地震を発生させる断層区間
北部１と北部２の傾斜角
地震モーメント
短周期レベルアスペリティの個数
北部１と北部２のアスペリティの位置
アスペリティの深さ：A：40°：平均的な値：平均的な値：各セグメントに１個：南寄り：すべて浅い場合

ケース２
地震を発生させる断層区間
北部１と北部２の傾斜角
地震モーメント
短周期レベルアスペリティの個数
北部１と北部２のアスペリティの位置
アスペリティの深さ：A：40°：平均的な値：平均的な値：各セグメントに１個：北寄り：すべて浅い場合− 92 −

4.2

断層パラメータの設定

4.2.1

各ケースに共通な断層パラメータ

本報告書では、震源モデルとして、先述のとおり、2 つのケースを考えているが、これらに共通な巨視的モデルは、表 4.2.1－1 のとおりである。ここに、断層全体の破壊開始点（断層全体で最も早く破壊が開始する点）は、中部１の北端の深さ 13.8 km の位置である。また、各セグメントの破壊開始時刻差は、隣り合うセグメントの破壊開始点の相対距離を破壊伝播速度で割って求めた。ただし、中部１と北部２は、連続しておらず、その間は破壊しないため、破壊伝播速度ではなく、歪み波の伝播速度である S 波速度を用いた。
図 4.2.1−1 に、巨視的モデルを示す。

− 93 −

表 4.2.1―1

断層パラメーター一覧

断層区分

北部１

北部２

中部１

中部２

位置

南端

北端

北端

北端

北緯

36°32′

36°32′

36°13′

36°05′

東経137°51′137°51′137°58′138°02′

走向

N03Ｅ

N16W

N23W

N42W

傾斜角

40E

40E

80E

80E

すべり方向

東側隆起の逆断層 東側隆起の逆断層 左横ずれ

左横ずれ

地震発生層の深さ (km)

4〜17

4〜17

4〜17

4〜17

断層面の長さ Lm (km)

26

35

17

34

断層面の幅 Wm (km)

20.2

20.2

13.2

13.2

断層面積 Sm (km2)

525.2

707.0

224.4

448.8

断層総面積 S (km2)

1905.4

強震動計算用の長さ (km) 注1

26

36

18

34

強震動計算用の幅 (km) 注 1

20

20

14

14

総地震モーメントM0(dyn-cm)注3

150

モーメントマグニチュードMw注3

7.38

気象庁マグニチュード MJ 注4

7.90

平均すべり量 D (cm) 注5244

地震モーメント M0m (dyn-cm) 注6

4.13

平均すべり量 Dm (cm) 注7244

総短周期レベル A (dyn-cm/s2) 注8
短周期レベル Am (dyn-cm/s2) 注9

2.82
1.48

10

27

1026

6.45

1026

283
1026
1026

1.72

1.15

1026

159

1025

9.66

3.2

1026

225

1025

1.37

アスペリティ
総面積 S asp(km2) 注10636.7

面積 Sm asp(km2) 注11

175.5

236.2

75.0

150.0

487

565

318

450

131

131

131

131

強震動計算用の長さ (km) 注14

14

16

10

12

強震動計算用の幅 (km) 注14

14

16

10

12

平均すべり量 Dm asp (cm) 注12
実効応力m asp (bar) 注13− 94 −

1026

背景領域
平均すべり量 Dm back (cm) 注15

121

141

79

112

21.6

24.9

21.5

30.4

fmax (Hz) 注17

6

6

6

6

破壊開始点

南端

南端

北端

北端

破壊開始点の深さ (km) 注18

13.8

13.8

13.8

13.8

破壊様式

同心円状

同心円状

同心円状

同心円状

破壊伝播速度 v (km/s) 注19

2.5

2.5

2.5

2.5

破壊開始時刻差 (sec) 注 20

17.2

4.0

0.0

6.4

m back (bar) 注16

実効応力

震源における媒質のパラメータ密度：2.7 g/cm3S 波速度：3.46 km/s

剪断剛性率：3.23 1011 dyn/cm2

注1

強震動計算用の長さおよび幅
メッシュの大きさを 2 km 2 km とするため、この大きさに合わせた。

注2

総地震モーメント M0
総地震モーメントは、Wells and Coppersmith (1994) の内陸地震の断層面積と地震モメントのデータに基づき設定
図4.2.1 2〜図4.2.1 4の★印が想定糸魚川−静岡構造線断層帯地震結果は、Somerville et al. (1999) の経験式で算出した値の約 2 倍、阿部 (1990) の内陸地震の断層面積と地震モーメントのデータとほぼ一致

注3

モーメントマグニチュード MW
Kanamori (1977) の定義式 MW=[logM0(dyn-cm)−16.1]/1.5 で算出

注4

気象庁マグニチュード MJ
武村 (1990) の経験式 MJ=[logM0(dyn-cm)−17.72]/1.17 で算出− 95 −

注5

平均すべり量 D
D=M0/( S) で算出

注6

各セグメントの地震モーメント M0m

自己相似則に基づき、地震モーメント M0 をセグメントの面積 Sm の 1.5 乗に比例して配分

注7

各セグメントの平均すべり量 Dm
Dm=M0m/( Sm) で算出

注8

総短周期レベル A
壇・他 (2001) の経験式 A (dyn-cm/s2)=2.46

1017[M0(dyn-cm)]1/3 で算出

図4.2.1−5の★印が想定糸魚川−静岡構造線断層帯地震

注9

各セグメントの短周期レベル Am
自己相似則に基づき、短周期レベル A の自乗を、セグメントの面積 Sm に比例して配分

注10

アスペリティの総面積 S asp
Boatwright (1988) および壇・他 (2001) に基づき、r=(7 /4)[M0/(AR)] 2 で算出
ここに、r=(S asp/ )0.5、R=(S / )0.5

注11

各アスペリティの面積 Sm asp
アスペリティの総面積 Sasp を、セグメントの面積 Sm に比例して配分

注12

各アスペリティの平均すべり量 Dm asp
各セグメントの平均すべり量 Dm の 2 倍として算出

注13

各アスペリティの実効応力m asp

アスペリティの実効応力は、アスペリティの平均応力降下量と概ね等しいことを踏まえて、
Boatwright (1988) および壇・他 (2001) に基づき、 m asp =(7/16)[M0/(r2R)] で算出− 96 −

注14

強震動計算用のアスペリティの長さおよび幅

メッシュの大きさを 2 km

注15

2 km とするため、この大きさに合わせた。

背景領域の平均すべり量 Dm back

各セグメントにおいて、地震モーメントが M0m となるように、
Dm back=M0m back/( Sm back) で算出
ここに、M0m back=M0m− Sm aspDm asp、Sm back=Sm−Sm asp で算出

注16

背景領域の実効応力m back

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／（２破壊伝播速度）の関係に基づき、各セグメントにおいて、 m back =(Dm back/Wm back)(Wm asp/Dm asp) m aspで算出
ここに、Wm back=Wm、Wm asp=Sm asp0.5

注17

fmax

鶴来・他 (1997) による 1995 年兵庫県南部地震の値、6 Hz を採用

注18

破壊開始点の深さ

最初に破壊するセグメント（中部１）の破壊開始点の深さは、Somerville et al. (1999) の結果および兵庫県南部地震のアスぺリティと破壊開始点との関係に基づき、アスペリティの下端に設定
その他のセグメントの破壊開始点の深さは、最初に破壊するセグメント（中部１）の破壊開始点と同じ深さに設定

注19

破壊伝播速度ｖ

Geller (1976) の経験式 v=0.72

注20

で算出

破壊開始時刻差

各セグメントの破壊開始時刻差は、隣り合うセグメントの破壊開始点の相対距離を破壊伝播速度で割って算出
ただし、中部１と北部２は、連続しておらず、その間は破壊しないため、破壊伝播速度ではなく、歪み波の伝播速度であるS波速度を用いて算出− 97 −

北部１

北部２

中部１

中部２

図 4.2.1−1

巨視的モデルの地表面への投影図− 98 −

★想定糸魚川―静岡構造線断層帯地震□Wells and Coppersmith(1994)

図 4.2.1―2

断層面積と地震モーメントとの関係（その１）★想定糸魚川―静岡構造線断層帯地震○Somerville et al.(1994)

図 4.2.1―3 断層面積と地震モーメントとの関係（その２）− 99 −

★想定糸魚川―静岡構造線断層帯地震△阿部(1990)

図 4.2.1―4 断層面積と地震モーメントとの関係（その３）★想定糸魚川―静岡構造線断層帯地震

図 4.2.1―5 短周期レベルと地震モーメントとの関係（壇・他、2001 に加筆）

− 100 −

4.2.2

ケース１独自の断層パラメータ

ケース１の計算に用いた断層モデルを図 4.2.2−1 と図 4.2.2−2 に示す。

− 101 −

北部１(傾斜角 40E)

北部２(傾斜角 40E)

地表

地表

深さ 4.0深さ 4.0幅 20.0幅 20.0

深さ 16.9

深さ 16.9
12.0

14.0

20.0

16.0

長さ 26.0

長さ 36.0

中部１(傾斜角 80E)

中部２(傾斜角 80E)

地表

地表

深さ 4.0深さ 4.0

幅 14.0

幅 14.0

深さ 17.8

深さ 17.8

10.0 8.0

10.0

長さ 18.0

図 4.2.2―1

12.0

12.0

長さ 34.0

ケース１の計算に用いた断層モデル（断層面の傾斜方向に沿ったもの）
図中の★は各セグメントの破壊開始点で、数字の単位は km である。
また、各要素断層の大きさは、2km 2km である。

− 102 −

北部１

北部２

破壊開始点

中部１

中部２

図 4.2.2―2

ケース１の計算に用いた断層モデル（− 103 −の部分がアスペリティ）

4.2.3

ケース２独自の断層パラメータ

ケース２の計算に用いた断層モデルを図 4.2.3−1 と図 4.2.3−2 に示す。

− 104 −

北部１(傾斜角 40E)

北部２(傾斜角 40E)

地表

地表

深さ 4.0深さ 4.0幅 20.0幅 20.0

深さ 16.9
14.0

深さ 16.9

12.0

16.0

長さ 26.0

中部１(傾斜角 80E)

20.0

長さ 36.0

中部２(傾斜角 80E)

地表

地表

深さ 4.0深さ 4.0

幅 14.0

幅 14.0

深さ 17.8

深さ 17.8

10.0 8.0

10.0

長さ 18.0

図 4.2.3―1

12.0

12.0

長さ 34.0

ケース２の計算に用いた断層モデル（断層面の傾斜方向に沿ったもの）
図中の★は各ゼグメントの破壊開始点で、数字の単位は km である。
また、各要素断層の大きさは、2km 2km である。

− 105 −

北部１

北部２

破壊開始点

中部１

中部２

図 4.2.3―2

ケース２の計算に用いた断層モデル（− 106 −の部分がアスペリティ）

4.2.4

ケース 3 独自の断層パラメータ

ケース 3 の計算に用いた断層モデルを図 4.2.4‑1 と図 4.2.4‑2 に示す。

− 107 −

北部 1（傾斜角 40E）

北部 2（傾斜角 40E）

地表

地表

深さ 4.0深さ 4.0幅 20.0幅 20.0

深さ 16.9

深さ 16.9
12.0
14.0
長さ 26.0

20.0
16.0
長さ 36.0

中部 1（傾斜角 80E）

中部 2（傾斜角 80E）

地表

地表

深さ 4.0深さ 4.0

幅 14.0

幅 14.0

深さ 17.8

深さ 17.8
10.0 8.0
長さ 18.0

図 4.2.4‑1

10.0

12.0
12.0
長さ 34.0

ケース 3 の計算に用いた断層モデル（断層面の傾斜方向に沿ったもの）
図中の★は各セグメントの破壊開始点で、数字の単位は km である。
また、各要素断層の大きさは、2km 2km である。

− 108 −

北部１

北部２

破壊開始点

中部１

中部２

図 4.2.4‑2

ケース 3 の計算に用いた断層モデル（− 109 −の部分がアスペリティ）

4.2.5

すべり速度時間関数

中村・宮武 (2000) の近似式によるすべり速度時間関数を用いた。計算に用いたパラメータは表 4.2.5−1 のとおりである。また、図 4.2.5−1〜図 4.2.5−4 には、すべり速度時間関数およびすべり時間関数を示す。

− 110 −

表 4.2.5‑1

中村・宮武（2000）によるすべり速度時間関数のパラメータ一覧

断層区分

北部１

北部２

中部１

中部２

領域

ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ 背景領域

ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ 背景領域

ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ 背景領域

ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ 背景領域

断層幅

W [km]

13.25

20.20

15.37

20.20

8.66

13.20

12.25

13.20

最終すべり量

D [m]

4.87

1.21

5.65

1.41

3.18

0.79

4.50

1.12

実効応力

[M Pa]

13.10

2.16

13.10

2.49

13.10

2.15

13.10

3.04

密度

[g/cm3]

2.70

2.70

2.70

2.70

2.70

2.70

2.70

2.70

せん断波速度[km/s]

3.46

3.46

3.46

3.46

3.46

3.46

3.46

3.46

剛性率

[GPa]

32.30

32.30

32.30

32.30

32.30

32.30

32.30

32.30

破壊伝播速度v [km/s]

2.50

2.50

2.50

2.50

2.50

2.50

2.50

2.50

fmax

fmax [Hz]

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

最大すべり速度Vm [m/s]

8.09

1.65

8.71

1.90

6.54

1.33

7.78

1.87

最大すべり速度
到達時刻

t d [sec]

0.053

0.053

0.053

0.053

0.053

0.053

0.053

0.053

ライズタイムt r [sec]

2.65

4.04

3.07

4.04

1.73

2.64

2.45

2.64

すべり終了時刻t s [sec]

3.98

6.06

4.61

6.06

2.60

3.96

3.68

3.96

Kostrov型関数に t [sec]b
移行する時刻

0.07

0.07

0.07

0.07

0.07

0.07

0.07

0.07

中村・宮武(2000)によるすべり速度時間関数を計算するのに用いるパラメータ(上段)及び計算されるすべり速度時間関数(下段)を決めるパラメータ− 111 −

(a)北部１のアスペリティにおけるすべり速度時間関数(b)北部１のアスペリティにおけるすべり時間関数(c)北部１の背景領域におけるすべり速度時間関数(d)北部１の背景領域におけるすべり時間関数

図 4.2.5―1

計算に用いたすべり速度時間関数およびすべり時間関数（北部１）
細線は、理論的方法のプログラムへ入力するために、すべり速度時間関数を多数の三角形で近似したもの− 112 −

(a)北部２のアスペリティにおけるすべり速度時間関数(b)北部２のアスペリティにおけるすべり時間関数(c)北部２の背景領域におけるすべり速度時間関数(d)北部２の背景領域におけるすべり時間関数

図 4.2.5―2

計算に用いたすべり速度時間関数およびすべり時間関数（北部２）
細線は、理論的方法のプログラムへ入力するために、すべり速度時間関数を多数の三角形で近似したもの− 113 −

(a)中部１のアスペリティにおけるすべり速度時間関数(b)中部１のアスペリティにおけるすべり時間関数(c)中部１の背景領域におけるすべり速度時間関数(d)中部１の背景領域におけるすべり時間関数

図 4.2.5―3

計算に用いたすべり速度時間関数およびすべり時間関数（中部１）
細線は、理論的方法のプログラムへ入力するために、すべり速度時間関数を多数の三角形で近似したもの− 114 −

(a)中部２のアスペリティにおけるすべり速度時間関数(b)中部２のアスペリティにおけるすべり時間関数(c)中部２の背景領域におけるすべり速度時間関数(d)中部２の背景領域におけるすべり時間関数

図 4.2.5―4

計算に用いたすべり速度時間関数およびすべり時間関数（中部２）
細線は、理論的方法のプログラムへ入力するために、すべり速度時間関数を多数の三角形で近似したもの− 115 −

参考文献
阿部勝征 (1990): フィリピン・ルソン島地震 (1990 年 7 月 16 日) の地震学的調査, 地震研究所彙報, Vol. 65, pp. 851-873.
Boatwright, John (1988): The seismic radiation from composite models of faulting, Bulletin of
the Seismological Society of America, Vol. 78, No. 2, pp. 489-508.
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, 第 545 号, pp. 51-62.
Geller, R. (1976): Scaling relations for earthquake source parameters and magnitudes,
Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 66, No. 5, pp. 1501-1523.
Kanamori, H. (1977): The energy release in great earthquakes, Journal of GeophysicalResearch, Vol. 82, No. 20, pp. 2981-2987.
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, 第 2 輯, 第 53 巻, 第 1 号, pp. 1-9.
Somerville, Paul, Kojiro Irikura, Robert Graves, Sumio Sawada, David Wald, Norman
Abrahamson, Yoshinori Iwasakai, Takao Kagawa, Nancy Smith, and Akira Kowada (1999):
Characterizing crustal earthquake slip models for the prediction of strong ground motion,
Seismological Research Letters, Vol. 70, No. 1, pp. 59-80.
武村雅之 (1990): 日本列島およびその周辺地域に起こる浅発地震のマグニチュードと地震モーメントの関係, 地震, 第 2 輯, 第 43 巻, 第 2 号, pp. 257-265.
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, 1997 年合同大会予稿集, p. 103.
Wells, Donald L. and Kevin J. Coppersmith (1994): New empirical relationships among
magnitude, rupture length, rupture width, rupture area, and surface displacement, Bulletinof the Seismological Society of America, Vol. 84, No.4, pp. 974-1002.

− 116 −

5. 簡便法による地震動最大値と震度および地震動予測地図
5.1 計算手法（1）簡便法基準地盤における地震動強さ（距離減衰式）
簡便法により計算する簡便法基準地盤（S 波速度 400m/s 相当）における地震
動強さ指標は、最大加速度と最大速度とする。計算には、司・翠川(1999)の距離減衰式を用いる。司・翠川(1999)は、断層面からの距離の取り方として、断層最短距離と等価震源距離を用いた 2 つの式を求めているが、ここでは断層最短距
離を用いた式を採用する。
log PGA = 0.50MW + 0.0043D + 0.61log (X + 0.0055 10

0.50MW) - 0.003X(5.1−1)log PGV = 0.58MW + 0.0038D - 1.29 log (X + 0.0028 10

0.50MW) - 0.002X

PGA;

最大加速度(cm/s2)

PGV;

最大速度(cm/s)

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)(5.1−2)最大加速度の距離減衰式と最大速度の距離減衰式とでは、地盤特性の評価方
法の内容が異なっている。最大加速度の距離減衰式に関しては、司・翠川(1999)
が Joyner and Boore (1981)に従って岩盤・地盤を分類しているが、S 波速度との明確な対応は不明である。そこで、本検討では、岩盤での値を簡便法基準地盤（S 波速度 400m/s 相当）における最大加速度とみなす。(5.1−1)式自体は地盤上の最大加速度の式なので、司・翠川(1999)に従い、(5.1−1)式から求まる地盤上の最大加速度を 1.4 で除して岩盤上の値に変換し、これを簡便法基準地盤（S 波
速度 400m/s 相当）上の最大加速度とする。一方、最大速度の距離減衰式である(5.1−2)式の基準地盤は S 波速度 600m/s の硬質地盤なので、(5.1−2)式の基準地
盤（S 波速度 600m/s）から簡便法基準地盤（S 波速度 400m/s 相当）までの最大− 117 −

速度の増幅率は、松岡・翠川(1994)による表層地盤の速度増幅度算定式
log ARV = 1.83 -0.66 log AVS (± 0.16)(5.1−3)(100 < AVS < 1500)
ARV;

地下 30m から地表までの速度増幅率

AVS;

地下 30m から地表までの平均 S 波速度(m/s)

を用いて算定される速度増幅度の比として評価することにする。具体的にはその比の値が 1.31 となるので、(5.1−2)式から求められた最大速度に 1.31 を乗じ、それを簡便法基準地盤の最大速度とする。
（2）国土数値情報を用いた表層地盤の速度増幅度
表層地盤による地震動の増幅は、微地形区分ごとに表層 30m の平均 S 波速度を設定し、その平均 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。まず初めに、国土数値情報に基づいて微地形区分に分類した上で、各微地形区分ごとに表層 30m の平均 S 波速度を評価する。次に(5.1−3)式を用いて、各微地形区
分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速度増幅度を求める。ただし、本検討では S 波速度 400m/s の簡便法基準地盤において強震動を評価し、その最大速度を求めるので、簡便法基準地盤から地表までの速度増幅度は 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（S 波速度 600m/s）から簡便
法基準地盤（S 波速度 400m/s 相当）までの増幅度を求める。具体的には、(5.1−3)式にそれぞれの S 波速度を代入して算定された速度増幅度の比を増幅度とする。このようにして求めた比の値は 1.31 となる。次に、松岡・翠川(1994)に示された手順により求められた表層地盤の速度増幅度を 1.31 で除し、得られた値を本検討における簡便法基準地盤から地表までの速度増幅度とする（３章地下構造モデルの設定を参照）。

− 118 −

（3）地表における地震動強さ
簡便法により計算する地表での地震動強さ指標は、(5.1−2)式で算定された簡便法基準地盤での最大速度値に対して簡便法基準地盤から地表までの増幅度（３章地下構造モデルの設定を参照）を乗じることにより得られる地表での最大速度である。
（4）地表における計測震度
翠川・他(1999)が示している最大速度と計測震度との関係式
IINSTR = 2.68 + 1.72 log PGV (± 0.21)(5.1−4)(4 < IINSTR < 7)
IINSTR

;

計測震度

PGV

;

最大速度

を用いて、地表での最大速度から計測震度を計算し、その分布を求める。上記の最大速度と計測震度との関係式における最大速度 PGV は水平動２成分を合成した最大速度である。一方、司・翠川(1999)の距離減衰式から求められる最大速
度は水平２成分のうちの大きい方の値である。このように、厳密な意味では両者の定義が異なるが、本検討では両者の結論に大きな相違はないと考える− 119 −

参考文献
Joyner, W. B. and D. M. Boore (1981). Peak horizontal acceleration and velocity
from strong motion records including records from the 1979 Imperial Valley,
California, earthquake, Bull. Seism. Soc. Am., Vol.71, pp. 2011-2038.
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, 日本建築学会
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, Vol.1, pp. 51-56.
司宏俊・翠川三郎(1999). 断層タイプ及び地盤条件を考慮した最大加速度・最大速度の距離減衰式, 日本建築学会構造系論文報告集, 第 523 号, pp.
63-70.

− 120 −

5.2 計算結果（1）計算領域と巨視的断層モデル
簡便法による想定糸魚川−静岡構造線断層帯地震（ 糸魚川−静岡構造線断層
帯を起震断層とした地震 ）の強震動評価の計算対象領域は、糸魚川−静岡構造線断層帯を中心とする東経 136 °50 ′〜139 °、北緯 35 °10 ′〜37 °30 ′の領域である。
表 5.2−1 に示す位置が地表トレースとなるように、計算に用いる巨視的断層
モデルの断層パラメータを設定した。北部 1・北部 2 に関しては水平面に対する傾斜角 40°、中部 1・中部 2 に関しては傾斜角 80°の面に沿って上端深さが 4 kmとなるところまで埋め込んだものが、本計算に用いる巨視的断層モデルの断層パラメータである。表 5.2−2 に巨視的断層パラメータ一覧を、図 5.2−1 に巨視的断層モデルの設定位置と簡便法による強震動計算領域を示す。
（2）簡便法による地震動最大値と震度想定糸魚川−静岡構造線断層帯地震の強震動評価の対象領域において前節の手順により算定された簡便法基準地盤から地表までの速度増幅度を図 5.2−2 に示す。
想定糸魚川−静岡構造線断層帯地震に対して算定された簡便法による地震動
最大速度と震度の分布図を示す。まず、(5.1−1)式および(5.1−2)式により算定された簡便法基準地盤での最大加速度と最大速度の分布を図 5.2−3 と図 5.2−4 に示す。
次に、簡便法基準地盤での最大速度の分布（図 5.2−4）に地表までの速度増
幅度を乗じた地表での最大速度の分布を図 5.2−5 に示す。
最後に地表での最大速度の分布（図 5.2−5）に対して、(5.1−4)式を用いて計算された計測震度の分布を図 5.2−6 に示す。

− 121 −

表 5.2−1 断層モデルの地表トレース位置
断層区分
原点位置
北緯
東経
走向
断層の長さ(km)

北部 1
南端
36 °32 ′137 °51 ′
N03E
26

北部 2
北端
36 °32 ′137 °51 ′
N16W
35

中部 1
北端
36 °13 ′137 °58 ′
N23W
17

中部 2
北端
36 °05 ′138 °02 ′N42W
34

表 5.2−2 巨視的断層パラメータ
断層区分
北部 1
北部 2
中部 1
中部 2
断層原点位置
南端
北端
北端
北端
北緯
36 °31 ′52″ 36 °32 ′43″ 36 °13 ′09″ 36 °05 ′15″
東経137 °54 ′11″ 137 °54 ′04″ 137 °58 ′26″ 138 °02 ′21″
N03E
N16W
N23W
N42W
走向
傾斜角
40°
140°
80°
80°
26
35
17
34
断層面の長さ(km)
20.2
20.2
13.2
13.2
断層面の幅(km)
4.0
4.0
4.0
4.0
断層上端深さ(km)
地震モーメント
1.5×10 27(dyn-cm)
MW
7.38
MJ
8.08

− 122 −

図 5.2−1

簡便法による想定糸魚川―静岡構造線断層帯地震の強震動評価の対象領域（図中の矩形領域）と巨視的断層モデルの設定位置（地
表トレースとともに示す）− 123 −

図 5.2−2 簡便法による想定糸魚川―静岡構造線断層帯地震の強震動評価の対象領域における簡便法基準地盤から地表までの速度増幅度− 124 −

図 5.2−3 簡便法による想定糸魚川―静岡構造線断層帯地震の強震動評価―

簡便法基準地盤上の最大加速度分布− 125 −―

図 5.2−4

簡便法による想定糸魚川―静岡構造線断層帯地震の強震動評価―

簡便法基準地盤上の最大速度分布− 126 −―

図 5.2−5簡便法による想定糸魚川―静岡構造線断層帯地震の強震動評価―

地表の最大速度分布―− 127 −

図 5.2−6簡便法による想定糸魚川―静岡構造線断層帯地震の強震動評価―

地表の計測震度分布―− 128 −

6. 詳細法による地震動時刻歴および地震動予測地図
6.1

計算手法
6.1.1で計算の手順を述べ、6.1.2では計算手法の詳細に関して述べる。図6.1‑1に計算手順を示す。本章では地盤の深度レベルに応じて計算手法やモデルを説明するため、図6.1‑1のように地盤に関する用語を定義する。
6.1.1

計算手順

(1)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（Pitarka(1999)による不等間隔格子有限差分法）、短周期成分を統計的グリーン関数法（壇・他(2000)）によりそれぞれ
計算し、合成する方法である。
(2)手順[２]：工学的基盤における波形計算
図 6.1‑1 に示すように、深部地盤の上面の S 波速度（Vs）は 1000m/s から 2400m/s
まで変化する。さらに、この深部地盤の上面以浅に Vs＝500m/s に至る速度層を設定している地域がある。そのような地域では、深部地盤上面の波形を入力波形とし、１次元重複反射理論により周波数増幅関数を評価して Vs=500m/s 層の上面における波形を求めた。本報告では、Vs=500m/s に至る層があるところではその上面、そのほかのところでは深部地盤の上面を連続した面とみなし、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=500m/s 層のあるところでは Vs=500m/s 層上面の波形を指し, Vs=500m/s 層の無いところでは
深部地盤上面における波形を指す。工学的基盤におけるＳ波速度は、500m/s から 2400m/s までの幅を有していることに注意が必要である。
(3)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率は、3 章地下構造モデルの設定で示された簡便法基準地盤（S 波速度 400m/s 相当）から地表までの増幅度に、工学的基盤から簡便− 129 −

法基準地盤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)による表層地盤の速度増幅度算定式(6.1-1)式にそれぞれの S 波
速度を代入して算定された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。ただし、工学的基盤のうち(6.1−1)式の適用範囲である Vs=1500m/s を超えるところについては、ここではVs=1500 m/s として処理することにより、増幅度を頭打ちさせた。
log ARV = 1.83

0.66 log AVS (± 0.16)(6.1−1)(100 < AVS < 1500)

ARV;

地下 30m から地表までの速度増幅率

AVS;

地下 30m から地表までの平均 S 波速度(m/s)(4)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(6.1-2)式に示す翠川・他(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+1.72 logPGV±0.21
I：計測震度(4<I<7)（6.1-2）

PGV：地表最大速度(cm/s)

なお、翠川・他(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。

− 130 −

・ボーリング地点における個別評価(5)手順[５]：地表面における波形（最大速度）
それぞれのボーリング地点における工学的基盤おける「詳細法」による波形
を入力波形として、等価線形法により地表波形を計算した。等価線形法には、代表的なプログラムである SHAKE（Shnabel et al., 1972）を使用した。最大
速度は、速度波形より読み取った。
(6)手順[６]：地表面における計測震度
ボーリング地点では、地表面において、水平２成分の地震波形が計算される。
地震波形から計測震度を計算するには、３成分（直交水平２成分＋鉛直成分）の地震波形が必要である(気象庁,1996)が、ここでは鉛直成分の振幅は零である
として、計測震度を計算することとした。一般的に水平動より上下動の方がその振幅が小さいため、計測震度の値にはほとんど影響しない。

− 131 −

地下構造

計算手法および計算モデル
手順[4]

速度
最大値

計測

翠川(1999)

震度

による変換

地表面
手順[3]
浅層地盤

Vs＜500m/s

松岡・翠川(1994)による増幅度
波形
手順[2]

工学的基盤

1 次元重複反射理論

Vs=500m/s

による増幅

に至る層

1 次元水平成層モデル
波形

深部地盤上面
Vs=1000m/s

広帯域地震動
Vs=1100m/s
深部地盤

Vs=2400m/s
地震基盤上面
Vs=3460m/s
伝播経路（上部マントルから地震基盤）

Vs=3930m/s

Vs=4620m/s

実線（細線）：深部地盤上面
実線（太線）：工学的基盤
破線：そのほかの地盤境界

図 6.1‑1

計算の流れと地下構造（ボーリング地点における個別評価は除く。）− 132 −

長周期域 ３次元有限差分法 ３次元格子モデル

短周期域 統計的グリーン関数法 １次元水平成層モデル

Vs=1600m/s

手順[1]6.1.2

計算手法(1) ハイブリッド合成法
ハイブリッド合成法は、短周期領域での地震動を統計的グリーン関数法で、
長周期領域を3次元差分法で算定し、最終的に両者を重ね合わせて広帯域地震動を作成する方法である。この手法の特徴は、地盤や断層の不均質性の影響を受けにくく波動モデルで説明可能な長周期地震動を物理モデルに基づいて理論的に計算し、逆に地盤や断層の不均質性の影響を受け易く統計的にしか説明できない、もしくは理論的な計算効率が悪い短周期地震動を統計的に計算することである。両領域を接続する周期は、地下構造データや振動特性、差分法計算に用いる計算機の能力を考慮して決定する。短周期成分はハイパスフィルタ処理
を、長周期域成分はローパスフィルタ処理を行った後、両者を重ね合わせて接続する（このフィルタをマッチングフィルタと呼ぶ）。両フィルタとも接続周期Tcで0.5となるコサイン型（-90°〜90°）で、Tc/1.4〜Tc/0.6の周期幅で1から0に減衰する。
想定糸魚川−静岡構造線断層の近くに位置する松本周辺での深部地盤の一次周期は3秒程度である（（（財）地震予知総合研究センター、2001））。松本盆地の一次モードによる地震動が3次元差分法で計算可能なように、併せて計算機の性能も考慮し、接続周期を1.5秒とした。図6.1‑2に今回用いた接続周期1.5秒のマッ
チングフィルタを示す。

− 133 −

図6.1‑2

マッチングフィルタ− 134 −

(2)統計的グリーン関数法(a) 地震基盤における統計的グリーン関数の作成
地震基盤における統計的グリーン関数は、佐藤（1994a、1994b）が仙台地域で観測された主に海溝型地震の記録から推定したパラメータを用いたスペクト
ルモデルと経時特性モデルを用いて、Boore（1983）と同様の手法で作成した。
地震基盤における S 波主要動のスペクトルは、次式で表わされる地震動の加速度フーリエスペクトルのモデルによって表現した。
Apq ( f )M0 pq 2 f

F
4

2
2

pq

pq

1
exp
rpq

1 ( f / fcpq )frpq
Q( f ) pq

1
1

f / f max pq

2

pq

pq

sb

sb

m

（6.1−3）
ここに、pq は要素断層に関する添字で、Apq(f) は地震動の加速度フーリエスペ
クトル、F は地震波の放射特性、rpq および bpq は要素断層における地殻の密度および剪断波速度、M0pq は地震モーメント、fcpq は臨界振動数、fmaxpq 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、rsb および bsb は
地震基盤の密度および剪断波速度である。rpq と bpq は、震源における密度 3.03
g/cm3 と S 波速度 3.93 km/s 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相違 (佐藤,1978) を考慮した項である（壇・他、2000）。
地殻の Q 値である Q(f) は、

Q=110f 0.69

f≧0.8Hz（6.1−4）Q=110

f＜0.8Hz（6.1−5）で表わされる値とした。
（6.1.2−4）式は、佐藤・他(1994b)の推定値であるが、最近の研究では、0.8Hz 前後以下で Q 値が頭打ちするかあるいは減少することが指摘されていることから、0.8Hz 以下で一定値とした。
要素断層の大きさは、4 章で述べたように 2km 2km である。断層モデルの中− 135 −

心点付近で、地震モーメント M0pq を 3.28

1023 dyn‑cm、断層の長さ Lpq を 2 km 、

幅 Wpq を 2 km 、実効応力 σpq を 10MPa として、統計的グリーン関数を作成した。なお、 fcpq は以下の式から算出できる。

fcpq

1/ 3

7 /16 1/ 6

pq
pq

M0 pq
（6.1−6）

更に、強震動を評価する領域内にある 1 地点を考えると、その地点は各要素
断層から見て常に同じ方位に位置しているわけではないこと、および、短周期の地震記録には明確な放射特性が見られないことから、F は平均的な値を用いることとした。計算地点と断層面との幾何学的関係および断層の滑りのタイプを考慮して、Boore and Boatwright (1984)に示された F の値のうち SH 波 (S 波のうち重力の方向に直交する成分) と SV 波 (S 波のうち SH 波に直交する成分) の値の大きい方を採用した。具体的には、 北部 1・2 断層では、30°dip
dip‑slip の SV 波の値である 0.62 を、
中部 1・2 断層では、vertical strike‑slipの SH 波の値 0.45 を採用した。 fmaxpq と m は、佐藤・他 (1994b)の推定値である fmaxpq= 13.5 Hz および m = 4.2 である。
一方、時刻歴波形の作成には経時特性あるいは位相特性が必要であるが、地震基盤における S 波主要動の経時特性に関しては現在までに十分な研究成果が得られていない。しかし、本検討では、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するため、佐藤・他(1994a)の仙台地域の工学的基盤における地震記録から求められた経験的経時特性モデルを準用した。

E(t)= (t‑ ta) / (tb ‑ ta))2(ta≦t≦tb)(6.1−7)E(t)=1(tb≦t≦tc)(6.1−8)E(t)= exp(‑ln10 (t‑tc)/ (td ‑ tc))

(tc≦t≦td)(6.1−10)

ここに、
log (tb ‑ ta)=0.229 MJMApq ‑1.112(6.1−11)log (tb ‑ ta)=0.433MJMApq‑1.936(6.1−12)log (tb ‑ ta)=0.778logrpq‑0.340(6.1−13)− 136 −

である。気象庁マグニチュードは、佐藤(1989)に基づいて、地震モーメント M0pqから算出した。
（b）深部地盤上面での統計的グリーン関数の作成
各計算ポイント直下の三次元地盤モデルから、各計算ポイント毎に 1 次元地盤モデルを作成し、（a）において作成された地震基盤における統計的グリーン関数を入射波とし、S 波の１次元重複反射理論により、3 次元地盤構造モデル上面での統計的グリーン関数を計算する。Qs 値は、（6.1−5）式、（6.1−5）式と同じである。これは、佐藤ほか（1994b）において、仙台で観測された強震記録のスペクトルインバージョンに基づき求められた経験的地盤増幅率が Qs ＝110f 0.69 を用いた 1 次元地盤モデルによりほぼ説明できることが示されているためである。
（c）深部地盤上面における統計的グリーン関数を用いた波形合成（b）で作成された深部地盤上面における統計的グリーン関数を用いて、壇・佐藤（1998）の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り波形合成を行なう。この際，大地震の要素断層の滑り量と応力降下量が再現される
ように、震源スペクトルを補正した。このようにして算定された要素断層の波形を大地震の断層面全体の破壊過程を考慮して合成した。

− 137 −

(3)3次元差分法

A. 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ー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− 138 −

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。
B. 地盤および波動伝播特性のモデル化と精度
・ 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。図6.1‑3 にGraves(1996)の論文に記載されている食い違い格子の模式図を示す。図中、速度の各成分は黒印の点で計算され、応力の各成分は、その黒印の点から半グリッド(h/2)だけずれた白印の点で計算される。また、媒質を規定するパラメータである密度およびラーメの定数（密度、Ｐ波速度、Ｓ波速度を与えればラーメの定数は一意に定まる）は白丸の点毎に独立に与えられる。

− 139 −

図6.1‑3

食い違い格子の模式図

・ 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ー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分の一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Δtだけ経過した− 140 −

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Δt は以下の条件を満足しなければならない（Graves、 1996）。

Δt< 0 495 h/ Vmax

（6.1-14）・ 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)の有限差分法
では、Clayton andEngquist(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。
・

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 - stressformulation）。地表面が水平な場合には場の逆対称性を利用し− 141 −

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）。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。
・ 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-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。
C.

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、− 142 −

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。Pitarka et al.(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。
D.

不等間隔格子による有限差分法

本検討では、不等間隔格子を用いたPitarka(1999)の有限差分法により計算を行う。不等間隔格子の模式図を図6.1‑4に示す。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（6.1.2 10）式と次の条件を満たす必要がある。

f< Vmin /(6h)（6.1-15）

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等間隔格子による有限差分法を用いた。

− 143 −

図6.1‑4
E.

不等間隔格子の模式図

想定糸魚川−静岡構造線断層帯地震における三次元差分法の計算条件
接続周期は1.5秒であるため、マッチングフィルタのカットオフ周期は約1秒となる。従って差分法で解析する最短周期を1秒とする。
最小グリッド間隔ｈは最も遅い弾性波速度Vminが1km/sであり、(6.1‑14)式をみたすようにh=166mとした。また時間刻みΔtは（6.1‑15）式をみたすようにΔ
t=0.005秒とした。

− 144 −

6.2

計算手法に応じた地下構造モデル

計算に直接用いるデータは計算手法の特徴等から各計算手法で異なる。本節では、3章で説明された物理検層、重力異常、地質等から推定された地下構造に基づいて作成した計算用のモデルの概要を示す。
(1)3次元格子モデル
図6.1−1の手順[1]の3次元差分法で用いる。3次元格子モデルは3.3節の深部地盤モデルで説明された各断面の地層境界を補間して作成した3次元の深部地
盤に、伝播経路（長野県域の上部地殻〜地震基盤の大構造）を下部に追加した3次元地下構造から作成した。これらの詳細は6.2.1項に説明する。
(2)水平成層地盤（Vs≧1000m/s）
図6.1−1の手順[1]の統計的グリーン関数法で用いる。3次元格子モデルを作成した3次元地盤から抜き出した計算点直下の1次元地盤構造を用いた。次に最上層がVs=1100m/s以上でかつその上面にVs=500 m/sに至る堆積層が乗る場合、両層間の大きなインピーダンス比を避けるため、層上面が1000m/sとなるような遷移層を上面に埋め込んだ。これらの詳細は6.2.2項で述べる。
(3)水平成層地盤（1000>Vs≧500m/s）
図6.1−1の手順[2]で用いる。基盤を深部地盤の最上層の速度であるVs=1000m/sとし、それに500m/sに至る水平成層地盤（3.4.2項参照）を上乗せした一次
元水平成層モデルを用いた。これらの詳細は6.2.3項で述べる。

− 145 −

6.2.1 3次元格子モデル
本項では3次元差分法で用いた3次元格子モデルの詳細を述べる。
(1) 3次元深部地盤の作成
3.4節で設定された深部地盤の1から18までの鉛直断面より3次元の深部地盤を作成した。図6.2‑1に示すように断面間毎、地層毎に三角形の集合で3次元境界面を補間して3次元化をおこなった。図6.2‑2、図6.2‑3に3次元深部地盤を示す。

− 146 −

リンク

トレース

１． 地層境界面の情報入力（※トレース：２次元断面における地層外周の節点列。
リンク：２断面間で結ぶべき節点の対。）

２． 3角パッチの生成
図6.2 ‑1

3次元深部地盤の作成− 147 −

(b)(a)全層表示(c)(b)より Vs1.1=km/ｓ層除去(d)(a)より Vs1.0=km/s 層除去( c )より Vs=1.6km/s 層除去※これらの図は 1km 間隔の格子データを図化しており、実際はさらに滑らかである。

(e)(d)より Vs=2.4km/ｓ層除去
図 6.2‑2 3 次元深部地盤（東南より北西を見る）− 148 −

(a)(b) (a)より Vs=1.0km/s 層除去

全層表示( c ) (b)より Vs=1.1km/ｓ層除去

(e)

(d)

( c )より Vs=1.6km/s 層除去(d)よりVs=2.4km/ｓ層除去
図6.2‑33次元深部地盤（北より南を見る）− 149 −

(2) 深部地盤と伝播経路の接続
表6.2-1に、深部地盤に対応した速度モデルの物性を示す。ただし、基盤層は伝播経路による物性値に置き換えたため、取り消し線付きで示す。また、密度モデルの2.5および2.6の層は、それぞれの連続性に関する根拠となる詳細な資料が現状ないため、計算用速度モデルとしては1つの層としてモデル化し、密度を両者の単純平均値(密度2.55)と設定し、更にその密度から3.4.1項で示した方法により速度値を設定した。堆積層のＱはKinoshita,S.(1994)および壇他(2000)を参考に新たに設定した。
差分法で計算する領域は深部地盤と伝播経路であるため、両者を接続したモデルを作成する必要がある。
深部地盤の基盤層（表6.2-1、層番号5）は伝播経路の密度2.7の層（表6.2-2、
層番号5）と対応すると考えられるため、同層で接続する。すなわち、深部地盤の基盤層の物性を伝播経路の密度2.7の層に一致させ、更に下には伝播経路の密度3.0、3.2の層をそれぞれ地下20km、30kmの位置に付け加える。
表6.2‑13次元地盤構造

密度モデル

速度モデル

密度
（g/cm3）

層番号

密度（g/cm3）P波速度（km/s）

S波速度（km/s）

Q

2.2

1

2.2

2.2

1.0

100

2.3

2

2.3

2.2

1.1

100

2.4

3

2.4

3.1

1.6

100

4

2.55

4.2

2.4

150

3.4(密度モデル)→3.46

150

2.5
2.6
2.67
2.8

5

2.67(密度モデ 5.9(密度モデル)→2.7ル)→6.0

表 6.2‑2

伝播経路

層番号

5
6
7

− 150 −

(3)格子モデル
格子モデルは(2)で述べた伝播経路と深部地盤を接続したモデルから生成した。水平方向のグリッドは、X、Y方向とも全て最小グリッド間隔ｈ(=166m)で分割した。従って地図作成領域である約165km 75kmの範囲で996 451格子となる。
図6.2‑4に格子位置を示す。鉛直方向のグリッド間隔は深度に応じた速度で変化させる。表6.2‑3に格子分割を示す。
表6.2‑3

鉛直方向の格子分割
層厚(m)

鉛直方向
格子間隔数
格子間隔（ｍ）
N

3500

1.0 h=

167

22

6000

2500

2.5 h=

417

7

3.46

20000

14000

3.5 h=

583

24

6

3.93

30000

10000

4.0 h=

667

7

4.62

40000

10000

4.0 h= 667
合計格子間隔層番号Vs

最大深さ(m)

1

1.0

3500

2

1.1

< 35003

1.6< 3500

4

2.4

5

29
82

最大深さは全モデル化範囲で最も深い底面の深さ
・Q値
表6.2‑1および表6.2‑2のQ値は周期２秒でのQ値として算定した。
・吸収領域
地図領域から外部に逸散する波動の吸収のため、地図領域の外周部に3kmの幅の吸収領域を設けた。吸収領域の物性は地図領域外周の物性を外周面の法線方向に延長して作成した。

− 151 −

図6.2‑4

差分格子− 152 −

6.2.2

一次元水平成層地盤（Vs≧1000m/s）

本項では統計的グリーン関数法で用いた一次元水平成層地盤に関して詳細に説明する。
6.2.1(2)で述べた深部地盤と伝播経路をあわせたモデルで、計算点直下の構造を抜き出して1次元水平成層地盤を作成した。この1次元水平成層地盤の中には最表層のVsが1100m/sを超え、さらにその上にVs = 500 m/sに至る堆積層が乗る場合がある。この場合、両層間で生じる大きなインピーダンス比を避けるた
め、1次元水平成層地盤の上面が1000m/sとなるような遷移層を上面に埋め込んだ。
(1)

遷移層の設定とその増幅特性
遷移層の設定では以下の点に着目した。
1)遷移層の下面から上面（Vs=500m/s）に至る増幅は比較的平滑な周波数特性を有すること
2)オリジナルの1次元地盤構造をなるべく保存するように遷移層の層厚は最小限にとどめることこれらを満足できるような遷移層を検討した。検討に用いたモデルを図6.2‑5に示す。Vs = 500 m/sに至る堆積層の層厚は平均的な層厚として50mとした。その下に大きなインピーダンス比となるようにVs=3460m/sの基盤層を設定し、さらにVs=3460m/sからVs=1000m/sまで速度低下する遷移層を基盤層の上面に挿入した。図6.2‑6に示すように層厚が19、38、77、153、307ｍの5種類の遷移層を検討した。遷移層は各層で周波数特性を持たないように波長に対して十分短くなるように14層でモデル化した。
図6.2‑7は遷移層下面での入射波に対するVs=500m/sに至る層上面の応答倍率である。遷移層が最も薄い19ｍでは、遷移層の効果が弱く、Vs=500m/sに至る層の増幅特性が顕著である。層厚153ｍでは2〜3Hzで増幅が認められるが、それより高振動数では平坦である。また層厚307ｍでは全振動数域で平坦な増幅特性である。ここでは上記着目点2)を尊重して層厚153ｍを採用した。表6.2‑4に層厚153ｍの遷移層を示す。
(2) 遷移層の埋め込み方法
一次元水平成層地盤の上面から遷移層の各層を順次埋め込み、埋め込んだ地層のS波速度がオリジナルの一次元水平成層地盤と一致した時点で埋め込みを中止する。

− 153 −

図6.2‑5

遷移層の検討に用いたモデル

H=19m
H=38m
H=77m

H=153m

H=307m

図6.2‑6

検討した遷移層のモデル− 154 −

H=19m
H=38m

遷移層無

H=77m
H=153m
H=307m

図6.2‑7
表6.2‑4
密度(g/cm3)
2.2
2.3
2.3
2.3
2.3
2.4
2.4
2.4
2.4
2.5
2.55
2.6
2.6

VS
(m/s)
1000
1100
1210
1331
1464
1611
1772
1949
2144
2358
2594
2853
3138

伝達関数

採用した遷移層

H(m)
6.3
6.9
7.6
8.3
9.2
10.1
11.1
12.2
13.4
14.7
16.2
17.8
19.6

下面
深度(m)
6
13
21
29
38
48
59
71
85
100
116
134
153

− 155 −

Qs

110f0.69 f≧0.8Hz
110
f＜0.8Hz6.2.3一次元水平成層地盤（Vs<1000m/s）

本項では、図6.1‑1に示す深部地盤上面から工学基盤までの地盤モデルについて説明する。なお、S波重複反射理論の計算では、図6.2‑8に示すように、本項で説明する水平成層地盤の下に統計的グリーン関数法の最上面のS波速度である1000m/sの基盤層を設けて、同基盤に広帯域地震動を鉛直入射する。
・深部地盤上面〜工学基盤間の厚さについて
深部地盤上面〜工学基盤間の厚さは、1000m/s層の深部地盤上面を900m/s相当
層の上面（図3.4.2‑7）とみなした上で、900m/s相当層の上面深度と500m/s相当
層の上面深度（図3.4.2‑8）との差に等しいとした（両層の領域は一致する）。
・ 深部地盤上面〜工学基盤間の速度構造について
図 6.2‑9 は糸魚川−静岡構造線沿い地域の地層の上面深度とその S 波速度の関係をプロットしたものである。用いたデータは Hi‑net 等の PS 検層データである。水平成層地盤モデルは、深度とともに S 波速度が増大する傾向を反映するため、図 6.2‑9 の実線で表わされる三層構造とした。図 6.2‑8 に各層の物性と層厚を示す。Q 値は(6.1−4)式と（6.1−5）式を用いて与えた。
計算モデルは、この速度構造の一層目上面から「深部地盤上面〜工学基盤」
間の厚さだけ切り取ったものを基盤層に上載して作成した。従って、深部地盤
上面〜工学基盤間の厚さが薄い場合には、上載部分が一層のみまたは二層構造となっている場合もある。

密度2.2g/cm3 Vs=500m/s H=10m
密度2.3g/cm3 Vs=700m/s H=40m

深部地盤上面〜工学基盤間の厚さD

密度2.3g/cm3 Vs=900m/s H=D
D -50m密度2.3g/cm3 Vs=1000m/s H=∞

図 6.2‑8

深部地盤上面〜工学基盤間の水平成層地盤（Vs<1000m/s）と基盤層− 156 −

020

Depth(m)

40

60

80

100

図 6.2‑9

0

200

400
600
Vs(m/s)800

1000

地層の上面深度と S 波速度の関係− 157 −

6.3

ケース1の計算結果

深部地盤の Vs=2400m/s の層の上面深さ分布を図 6.3‑1 に、深部地盤モデル上
面の S 波速度を図 6.3‑2 に示す。深部地盤の上面から詳細法工学的基盤に至る
地盤増幅率（ SHAKE により評価された地震動速度最大値の比 ）を図 6.3‑3 に示す。
詳細法により図 2‑5 の長野・穂高・松本・安曇・上諏訪・小淵沢・甲府の工学的基盤でそれぞれ評価されたケース１の地震動の時刻歴を図 6.3‑4〜6.3‑10に示す。いずれも、上から順に 加速度 NS・加速度 EW・速度 NS・速度 EW の波形である。また、詳細法により工学的基盤で評価されたケース１の地震動の速度最大値を図 6.3‑11〜6.3‑13 に示す。図 6.3‑11 は NS 成分、図 6.3‑12 は EW 成
分、図 6.3‑13 は NS 成分と EW 成分の最大値である。
次に、松岡・翠川（1994）に基づいて詳細法工学的基盤から地表に至る地盤
増幅率を評価し、図 6.3‑14 に示す。図 6.3‑13 に示した工学的基盤での速度最大値と図 6.3‑14 に示した地盤増幅率を用いて地表で評価されたケース１の地震動の速度最大値を図 6.3‑15 に示す。この結果に翠川・ほか（1999）による換算式を適用して評価されたケース１の計測震度を図 6.3‑16 に示す。特に断層面近傍では、不均質な断層破壊性状を強く反映した震度分布が得られており、地理的に見てアスペリティを破壊が通過していった先の地域や、アスペリティの直上の地域などでは、震度６強以上の非常に強い震動に見舞われることがわかる。

− 158 −

0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
110
120
130
140
150
160

0

100

0

10

200

300

20

30

40

50

400 500 600 700 800
2.4km/s モデル上面深さ6070

900 1000 3300 [m]図 6.3-1 深部地盤の V s = 2400 m/s 層の上面深さ分布− 159 −

0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
110
120
130
140
150
160
0

1000

10

20

30

40

50

1100
1600
2400
モデル上面S波速度603460 [m/s]図 6.3-2 深部地盤の上面Ｓ波速度Ｖs [m/s]− 160 −

70

図 6.3-3 深部地盤の上面から詳細法工学的基盤に至るケース１の地盤増幅率（ SHAKE により評価された地震動速度最大値の比 ）− 161 −

図 6.3-4 詳細法により長野の工学的基盤で評価されたケース１の地震動の時刻歴（ 上から順に 加速度 NS ・ 加速度 EW ・ 速度 NS ・ 速度 EW ）− 162 −

図 6.3-5 詳細法により穂高の工学的基盤で評価されたケース１の地震動の時刻歴（ 上から順に 加速度 NS ・ 加速度 EW ・ 速度 NS ・ 速度 EW ）− 163 −

図 6.3-6 詳細法により松本の工学的基盤で評価されたケース１の地震動の時刻歴（ 上から順に 加速度 NS ・ 加速度 EW ・ 速度 NS ・ 速度 EW ）− 164 −

図 6.3-7 詳細法により安曇の工学的基盤で評価されたケース１の地震動の時刻歴（ 上から順に 加速度 NS ・ 加速度 EW ・ 速度 NS ・ 速度 EW ）− 165 −

図 6.3-8 詳細法により上諏訪の工学的基盤で評価されたケース１の地震動の時刻歴（ 上から順に 加速度 NS ・ 加速度 EW ・ 速度 NS ・ 速度 EW ）− 166 −

図 6.3-9

詳細法により小淵沢の工学的基盤で評価されたケース１の地震動の時刻歴（ 上から順に 加速度 NS ・ 加速度 EW ・ 速度 NS ・ 速度 EW ）− 167 −

図 6.3-10 詳細法により甲府の工学的基盤で評価されたケース１の地震動の時刻歴（ 上から順に 加速度 NS ・ 加速度 EW ・ 速度 NS ・ 速度 EW ）− 168 −

図 6.3-11 詳細法により工学的基盤で評価されたケース１の地震動の速度最大値（ NS 成分 ）− 169 −

図 6.3-12 詳細法により工学的基盤で評価されたケース１の地震動の速度最大値（ EW 成分 ）− 170 −

図 6.3-13 詳細法により工学的基盤で評価されたケース１の地震動の速度最大値（ NS 成分と EW 成分の最大値 ）− 171 −

図 6.3-14 詳細法工学的基盤から地表に至る地盤増幅率（ 松岡・翠川（1994）に基づく増幅率， ただし増幅率の値は
Vs ＝ 1500 m/s からの増幅率の値によって頭打ちさせた ）− 172 −

図 6.3-15 詳細法により地表で評価されたケース１の地震動の速度最大値− 173 −

図 6.3-16 詳細法により評価されたケース１の計測震度− 174 −

6.4

ケース2の計算結果

三次元地下構造モデルの上面から詳細法工学的基盤に至る地盤増幅率（ SHAKE により評価された地震動速度最大値の比 ）を図 6.4‑1 に示す。
詳細法により図 2‑5 の長野・穂高・松本・安曇・上諏訪・小淵沢・甲府の工学的基盤でそれぞれ評価されたケース２の地震動の時刻歴を図 6.4‑2〜6.4‑8 に示す。いずれも、上から順に 加速度 NS・加速度 EW・速度 NS・速度 EW の波形である。また、詳細法により工学的基盤で評価されたケース２の地震動の速度最大値を図 6.4‑9〜6.4‑11 に示す。図 6.4‑9 は NS 成分、図 6.4‑10 は EW 成分、
図 6.4‑11 は NS 成分と EW 成分の最大値である。
図6.4‑11に示した工学的基盤での速度最大値と図6.3‑14に示した地盤増幅率を用いて地表で評価されたケース２の地震動の速度最大値を図6.4‑12に示す。
この結果に翠川・ほか（1999）による換算式を適用して評価されたケース２の計測震度を図6.4‑13に示す。
ケース１と比較すると諏訪より南で、中部断層のアスペリティが同一なためほぼ同じ最大速度分布が得られている。しかし諏訪より北では、北部断層のアスペリティが各々のセグメントの北側に移動したため、最大速度値の大きい領域が北側に移動するとともに、ディレクテビィティの効果が薄まったことやアスペリティ付近の深部地盤の影響から最大速度値が減少している。

− 175 −

図 6.4-1 深部地盤の上面から詳細法工学的基盤に至るケース２の地盤増幅率（ SHAKE により評価された地震動速度最大値の比 ）− 176 −

図 6.4-2 詳細法により長野の工学的基盤で評価されたケース２の地震動の時刻歴（ 上から順に 加速度 NS ・ 加速度 EW ・ 速度 NS ・ 速度 EW ）− 177 −

図 6.4-3 詳細法により穂高の工学的基盤で評価されたケース２の地震動の時刻歴（ 上から順に 加速度 NS ・ 加速度 EW ・ 速度 NS ・ 速度 EW ）− 178 −

図 6.4-4 詳細法により松本の工学的基盤で評価されたケース２の地震動の時刻歴（ 上から順に 加速度 NS ・ 加速度 EW ・ 速度 NS ・ 速度 EW ）− 179 −

図 6.4-5 詳細法により安曇の工学的基盤で評価されたケース２の地震動の時刻歴（ 上から順に 加速度 NS ・ 加速度 EW ・ 速度 NS ・ 速度 EW ）− 180 −

図 6.4-6 詳細法により上諏訪の工学的基盤で評価されたケース２の地震動の時刻歴（ 上から順に 加速度 NS ・ 加速度 EW ・ 速度 NS ・ 速度 EW ）− 181 −

図 6.4-7 詳細法により小淵沢の工学的基盤で評価されたケース２の地震動の時刻歴（ 上から順に 加速度 NS ・ 加速度 EW ・ 速度 NS ・ 速度 EW ）− 182 −

図 6.4-8 詳細法により甲府の工学的基盤で評価されたケース２の地震動の時刻歴（ 上から順に 加速度 NS ・ 加速度 EW ・ 速度 NS ・ 速度 EW ）− 183 −

図 6.4-9 詳細法により工学的基盤で評価されたケース２の地震動の速度最大値（ NS 成分 ）− 184 −

図 6.4-10 詳細法により工学的基盤で評価されたケース２の地震動の速度最大値（ EW 成分 ）− 185 −

図 6.4-11 詳細法により工学的基盤で評価されたケース２の地震動の速度最大値（ NS 成分と EW 成分の最大値 ）− 186 −

図 6.4-12 詳細法により地表で評価されたケース２の地震動の速度最大値− 187 −

図 6.4-13 詳細法により評価されたケース２の計測震度− 188 −

6.5

ケース3の計算結果

三次元地下構造モデルの上面から詳細法工学的基盤に至る地盤増幅率（ SHAKE により評価された地震動速度最大値の比 ）を図 6.5‑1 に示す。
詳細法により図 2‑5 の長野・穂高・松本・安曇・上諏訪・小淵沢・甲府の工学的基盤でそれぞれ評価されたケース３の地震動の時刻歴を図 6.5‑2〜6.5‑8 に示す。いずれも、上から順に 加速度 NS・加速度 EW・速度 NS・速度 EW の波形である。また、詳細法により工学的基盤で評価されたケース３の地震動の速度最大値を図 6.5‑9〜6.5‑11 に示す。図 6.5‑9 は NS 成分、図 6.5‑10 は EW 成分、
図 6.5‑11 は NS 成分と EW 成分の最大値である。
図6.5‑11に示した工学的基盤での速度最大値と図6.3‑14に示した地盤増幅率を用いて地表で評価されたケース３の地震動の速度最大値を図6.5‑12に示す。
この結果に翠川・ほか（1999）による換算式を適用して評価されたケース３の計測震度を図6.5‑13に示す。

− 189 −

図 6.5‑1

深部地盤の上面から詳細法工学的基盤に至るケース 3 の地増幅率（SHAKE により評価された地震動速度最大値の比）− 190 −

図 6.5-2 詳細法により長野の工学的基盤で評価されたケース 3 の地震動の時刻歴（上から順に 加速度 NS・加速度 EW・速度 NS・速度 EW）− 191 −

図 6.5-3 詳細法により穂高の工学的基盤で評価されたケース 3 の地震動の時刻歴（上から順に 加速度 NS・加速度 EW・速度 NS・速度 EW）− 192 −

図 6.5-4 詳細法により松本の工学的基盤で評価されたケース 3 の地震動の時刻歴（上から順に 加速度 NS・加速度 EW・速度 NS・速度 EW）− 193 −

図 6.5-5 詳細法により安曇の工学的基盤で評価されたケース 3 の地震動の時刻歴（上から順に加速度 NS・加速度 EW・速度 NS・速度 EW）− 194 −

図 6.5-6 詳細法により上諏訪の工学的基盤で評価された
ケース 3 の地震動の時刻歴（上から順に加速度 NS・加速度 EW・速度 NS・速度 EW）− 195 −

図 6.5-7 詳細法により小淵沢の工学的基盤で評価された
ケース 3 の地震動の時刻歴（上から順に加速度 NS・加速度 EW・速度 NS・速度 EW）− 196 −

図 6.5-8 詳細法により甲府の工学的基盤で評価されたケース 3 の地震動の時刻歴（上から順に加速度 NS・加速度 EW・速度 NS・速度 EW）− 197 −

図 6.5-9 詳細法により工学的基盤で評価されたケース 3 の地震動の速度最大値（NS 成分）− 198 −

図 6.5-10 詳細法により工学的基盤で評価されたケース 3 の地震動の速度最大値（EW 成分）− 199 −

図 6.5-11 詳細法により工学的基盤で評価されたケース 3 の地震動の速度最大値（NS 成分と EW 成分の最大値）− 200 −

図 6.5-12 詳細法により地表で評価されたケース 3 の地震動の速度最大値− 201 −

図 6.5-13 詳細法により評価されたケース 3 の計測震度− 202 −

6.6 ケース１による表層地盤非線形応答
ここでは、6.3 のケース１の詳細法によるハイブリッド合成波を用いて浅部地盤応答計算を行い、地表における加速度ないしは速度波形を求め、気象庁の計
測震度の考え方を元に計測震度を求めた。さらに、6.3 で求めたハイブリッド合成波に微地形による増幅倍率をかけ地表における最大速度および計測震度と比較を行った。検討の流れを図 6.6‑1 に示す。

ハイブリッド合成波（水平２波形）＜6.3で検討＞
工学的基盤
速度波形

浅部地盤構造モデル

SHAKE
工学的基盤
最大速度
応答解析
微地形による増幅倍率
松岡・翠川(1994)
加速度・せん断応力
深度分布

地表加速度波形

計測震度

速度波形

地表最大速度

最大速度と計測震度の関係
翠川他(1999)

地表最大速度

計測震度
比較

比較

図 6.6‑1

検討の流れ− 203 −

A.

応答解析結果詳細法で算出された工学的基盤の波形を入力とし、ボーリング地点ごとに応答計算を行い、地表の計測震度および速度を求めた。
応答計算は等価線形法を用い、以下の条件で計算を行った。
（詳細は 3.5 参照）① 応答計算に用いた波形………想定糸魚川−静岡構造線断層帯地震＜ケース１＞における解放工学的基盤のハイブリッド合成波を用いた。ハイブリ
ッド合成波は速度波形であることから、微分して加速度波形にして計算に用いた。成分は水平２成分である。
② 入力した地層境界……計算領域内のボーリングデータにおける風化岩な
いしはＮ値 50 以上となる砂礫層上面を工学的基盤面とした。工学的基盤のＳ波速度は K‑NET および Hi‑net 等を参考に 500m/sec と設定した。
③ 大きさ……計算されたハイブリッド合成波そのものの大きさとした。
④ 対象とした領域……長野市付近、松本市付近、諏訪市付近、甲府盆地の４カ所とした。これらの領域での計算対象のボーリング数は、表 6.6‑1 の示
すとおりである。
⑤ 地盤のモデル化……土質区分は Terzaghi‑Peck による地盤区分を参考に設定した・ 単位体積重量……道路橋示方書・同解説Ⅴ耐震設計編(1990)をもとに設定
・ Ｓ波速度……Imai and Tonouchi(1982)によるＳ波速度とＮ値の関係
・ せん断剛性比(G/G0)および減衰定数(ｈ)とせん断ひずみ(γ)との関係……今津・福武(1986)による粘土、砂、砂礫の平均的な G/G0〜γ、ｈ〜γの関係を用いた。
⑥ 検討に用いた解析手法……ＳＨ波の重複反射理論に基づいた等価線形解
析とする。用いた解析コードは、SHAKE である。
表 6.6‑1

応答計算を対象としたボーリング数
地域

ボーリング数

長野市付近

２７４

松本市付近

２９１

諏訪市付近

１２０

甲府市付近

３３

計

７１８

− 204 −

応答計算結果は、地表における加速度波形として出力される。２成分の地表の加速度波形を３成分のベクトル波形と見なし、気象庁の計測震度の算出方法
を用いて計測震度を求めた。次に、この加速度波形を数値積分し、速度波形に変換し、最大速度を求めた。
以下に、工学的基盤におけるハイブリッド合成波の最大速度に微地形による速度の増幅倍率をかけ、さらに翠川ら(1999)の速度と計測震度の関係より震度を算出した結果（簡便法、メッシュによる表現、6.3 参照）と今回の応答計算によって算出した計測震度とを併せた図を図 6.6‑2〜図 6.6‑6 に示した。これら示した図は、まずは全域の分布図、次にそれぞれ４カ所の領域の拡大図の順に示している。
これらの分布図によると、応答計算の結果と微地形による増幅倍率をかけた
結果とが整合する場合、応答計算の結果の方が大きくなる場合または小さくなる場合など様々である。違いの大きいものでは震度で２ランクの違いがある。
例えば、長野市の南部ではメッシュで震度５強となっているがボーリングポイ
ントでは震度６弱となっているところがある（図 6.6‑3）。松本市付近ではメッ
シュで震度６弱となっているがボーリングポイントで震度７となっているところがある（図 6.6‑4）。このようにボーリングポイントが全てではないが、応答計算を行って地表の計測震度を求めた方が大きくなる傾向が多く見られる。
次に、速度の分布図を図 6.6‑7〜図 6.6‑11 に示した。速度の分布においても応答計算の結果と微地形による増幅倍率をかけた結果とが整合する場合、応答計算の結果の方が大きくなる場合または小さくなる場合など様々である。長野市付近ではメッシュの黄色にポイントの緑色が分布（図 6.6‑8）、豊科町付近ではメッシュの赤色部分にポイントの橙色が分布（図 6.6‑9）、岡谷付近ではメッ
シュの橙色部分にポイントの黄色が分布（図 6.6‑10）するなど、計測震度の分布とは逆にメッシュよりもボーリングポイントの方が小さくなる傾向が多く見られた。

− 205 −

□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.6‑2

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の震度分布＜ケース１、領域：全域＞− 206 −

□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.6‑3

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の震度分布＜ケース１、領域１：長野市付近＞− 207 −

□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.6‑4

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の震度分布＜ケース１、領域２：松本市付近＞− 208 −

□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.6‑5

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の震度分布＜ケース１、領域３：諏訪市付近＞− 209 −

□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.6‑6

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の震度分布＜ケース１、領域４：甲府市付近＞− 210 −

(cm/s)(cm/s)□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.6‑7

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の速度分布＜ケース１、領域：全域＞− 211 −

(cm/s)(cm/s)□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.6‑8

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の速度分布＜ケース１、領域１：長野市付近＞− 212 −

(cm/s)(cm/s)□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.6‑9

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の速度分布＜ケース１、領域２：松本市付近＞− 213 −

(cm/s)(cm/s)□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.6‑10

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の速度分布＜ケース１、領域３：諏訪市付近＞− 214 −

(cm/s)(cm/s)□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.6‑11

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の速度分布＜ケース１、領域４：甲府市付近＞− 215 −

B.

代表地点の工学的基盤波形および地表波形、深さごとの加速度、応力、ひずみ

応答計算結果の代表地点として、糸魚川−静岡構造線断層帯地震では４つの領域から２地点ずつを選んだ。選定には、その地域で工学的基盤までの深さの深いものと浅いものを選ぶことを念頭にした。それぞれ抽出した地点の位置は、
震度分布図および速度分布図に矢印とボーリング番号が記されている。
基本的には工学的基盤から地表に行くにしたがい加速度分布は大きくなり、
応力とひずみは小さくなっている。
松本市付近のボーリング番号 54384011‑0104406（図 6.6‑17）、諏訪市付近の53387172‑0105798（図 6.6‑21）では、加速度の分布が工学的基盤の加速度よりも一旦小さくなってから徐々に加速度大きくなる形を示している。両ボーリン
グにおける共通点は工学的基盤の上層に砂礫があり、砂や粘土に比べると減衰ｈが大きくなる砂礫の G/G0,ｈ−γ曲線を使っていることが原因と考えられる。
特に松本市付近の地盤は S 波速度が 345m/s と速いことから、剛性の高い地盤に非線形効果を入れるのは検討が必要である。

− 216 −

・長野市周辺(kine)
30.0

p044034.ew

0.0

*
-21.1

-30.0

0.0

20.0

40.0

(kine)
30.0

60.0

80.0

(sec

54387190‑0104839.ew

0.0

-30.0

*
-26.0
0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤速度波形（上）と地表速度波形（下）
(gal)
300.0

p044034.ew

0.0*-241.8-300.0

0.0

20.0

40.0

279.6
*

(gal)
300.0

60.0

80.0

(sec

54387190‑0104839.ew

0.0-300.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤加速度波形（上）と地表加速度波形（下）図 6.6‑12
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の加速度波形例＜ケース１、領域１：長野市付近、工学的基盤までの深さの深いもの＞− 217 −

STRESS(kg/cm2)

STRAIN0

0.0E+00 2.0E-01 4.0E-01 6.0E-01
00.0E+00 5.0E-04 1.0E-03 1.5E-03
0

5

5

5

10

10

10

300

Depth(m)200

Depth(m)100

Depth(m)ACC(gal)
0

15

15

15

20

20

20

25

25

25

深さ‑加速度の関係

深さ‐応力の関係

深さ‑ひずみの関係

地盤モデル

S波速度
(m
216
281
500

密度
(g/cm
1.9
1.8
2.1

層厚
(m
17.5
2.4
-

G/G0,hγ曲線
砂
粘土-

図 6.6‑13
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の深さ方向の応答計算結果例＜ケース１、領域１：長野市付近、工学的基盤までの深さの深いもの＞− 218 −

(kine)30.0

p051032.ns

20.1
*

0.0

-30.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

(kine)
30.0

55380134‑0101436.ns

20.8
*

0.0

-30.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤速度波形（上）と地表速度波形（下）
194.9
*

(gal)
200.0

p051032.ns

0.0-200.0

0.0

20.0

40.0

(gal)
300.0

60.0

80.0

(sec

55380134‑0101436.ns

0.0*-229.5-300.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤加速度波形（上）と地表加速度波形（下）図 6.6‑14
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の加速度波形例＜ケース１、領域１：長野市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 219 −

ACC(gal)
0

STRESS(kg/cm2)500

0.0E+00
0

STRAIN
1.0E-01

0.0E+00 5.0E-05 1.0E-04 1.5E-04
0

0.5

0.5

1

1

1

1.5

1.5

1.5

2

Depth(m)0.5Depth(m)Depth(m)05.0E-02

2

2

2.5

2.5

2.5

3

3

3

3.5

3.5

3.5

4

4

4

深さ‑加速度の関係

深さ‐応力の関係

深さ‑ひずみの関係

地盤モデル

S波速度
(m
212
500

密度
(g/cm3)
1.7
2.1

層厚
(m
3.80
－

G/G0,ｈ－γ曲線
粘土－

図 6.6‑15
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の深さ方向の応答計算結果例＜ケース１、領域１：長野市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 220 −

・松本付近39.4*(kine)
40.0

p025065.ns

0.0

-40.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

(kine)
50.0

41.4
*

54384011‑0104406.ns

0.0

-50.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤速度波形（上）と地表速度波形（下）
(gal)
600.0

568.2
*

p025065.ns

0.0-600.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

(gal)
600.0

54384011‑0104406.ns

0.0-600.0*-579.2
0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤加速度波形（上）と地表加速度波形（下）図 6.6‑16
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の加速度波形例＜ケース１、領域２：松本市付近、工学的基盤までの深さの深いもの＞− 221 −

ACC(gal)

STRESS(kg/cm2)
1000

STRAIN0

0.0E+00 5.0E-01 1.0E+00 1.5E+00
00.0E+00
0

5

5

5

10

Depth(m)500

Depth(m)Depth(m)

0

10

15

15

20

20

20

S波速度
(m
345
500

深さ‐応力の関係

地盤モデル
密度
層厚
3
(g/cm )
(m
2
18
2.1
－

2.0E-031015

深さ‑加速度の関係

1.0E-03

深さ‑ひずみの関係

G/G0,hγ曲線
砂礫－

図 6.6‑17
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の深さ方向の応答計算結果例＜ケース１、領域２：松本市付近、工学的基盤までの深さの深いもの＞− 222 −

(kine)60.0

p018076.ns

0.0

-60.0

*
-57.0
0.0

20.0

40.0

(kine)
70.0

60.0

80.0

(sec

54372788‑0106125.ns

0.0

-70.0

*
-64.6
0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤速度波形（上）と地表速度波形（下）
799.6
*

(gal)
800.0

p018076.ns

0.0-800.00.0(gal)
2000.0

20.0

40.0

60.0

80.0

(sec

54372788‑0106125.ns
1151.2*0.0-2000.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤加速度波形（上）と地表加速度波形（下）図 6.6‑18
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の加速度波形例＜ケース１、領域２：松本市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 223 −

ACC(gal)
1000

STRESS(kg/cm2)
1500

0

1

1

1

2

2

2

3

3

3

4

4

4

5

5.0E-01

STRAIN

0.0E+000

1.0E+00

0.0E+00 5.0E-04 1.0E-03 1.5E-03
0Depth(m)500

Depth(m)Depth(m)

0

5

5

6

6

6

7

7

7

8

8

8

9

9

9

深さ‑加速度の関係

深さ‐応力の関係

深さ‑ひずみの関係

地盤モデル

S波速度
(m
237
351
500

密度
(g/cm3)
1.8
2.0
2.1

層厚
(m
4.25
3.53
－

G/G0,ｈ－
γ曲線
粘土
砂礫
－

図 6.6‑19
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の深さ方向の応答計算結果例＜ケース１、領域２：松本市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 224 −

・ 諏訪市周辺(kine)
50.0

44.4
*

p026107.ew

0.0

-50.0

0.0

20.0

40.0

47.4
*

(kine)
50.0

60.0

80.0

(sec

53387172‑0105798.ew

0.0

-50.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤速度波形（上）と地表速度波形（下）

(gal)
900.0

864.1
*

p026107.ew

0.0-900.0

0.0

(gal)
800.0

20.0

40.0

753.8
*

60.0

80.0

(sec

53387172‑0105798.ew

0.0-800.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤加速度波形（上）と地表加速度波形（下）図 6.6‑20
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の加速度波形例＜ケース１、領域３：諏訪市付近、工学的基盤までの深さの深いもの＞− 225 −

STRESS(kg/cm2)

STRAIN0

0.0E+00 5.0E-01 1.0E+00 1.5E+00
00.0E+00 2.0E-03 4.0E-03 6.0E-03
0

5

5

5

1000

Depth(m)Depth(m)500

10Depth(m)ACC(gal)
0

10

10

15

15

15

20

20

20

深さ‑加速度の関係

深さ‐応力の関係

深さ‑ひずみの関係

地盤モデル

S波速度
(m
151
298
271
500

密度
(g/cm3)
1.6
2
2
2.1

層厚
(m
1
2.5
14.8
-

G/G0,hγ曲線
粘土
砂礫
砂礫
-

図 6.6‑21
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の深さ方向の応答計算結果例＜ケース１、領域３：諏訪市付近、工学的基盤までの深さの深いもの＞− 226 −

(kine)
40.0

31.9
*

p022094.ns

0.0

-40.0

0.0

20.0

(kine)
50.0

40.0

40.2
*

60.0

80.0

(sec

54381006‑0024127.ns

0.0

-50.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤速度波形（上）と地表速度波形（下）
880.5
*

(gal)
900.0

p022094.ns

0.0-900.00.0(gal)
2000.0

20.0

40.0

60.0

80.0

(sec

54381006‑0024127.ns

1365.6*0.0-2000.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤加速度波形（上）と地表加速度波形（下）図 6.6‑22
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の加速度波形例＜ケース１、領域３：諏訪市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 227 −

ACC(gal)
1000

STRESS(kg/cm2)
1500

STRAIN0

0.0E+00 5.0E-01 1.0E+00 1.5E+00
00.0E+00
0

2

2

2

4

4

4

6

Depth(m)500

Depth(m)Depth(m)

0

6

8

8

10

10

10

12

12

12

深さ‐応力の関係

2.0E-0368

深さ‑加速度の関係

1.0E-03

深さ‑ひずみの関係

地盤モデル

S波速度
(m
221
280
500

密度
(g/cm3)
1.7
1.8
2.1

層厚
(m
3.00
6.65
－

G/G0,ｈ－
γ曲線
粘土
粘土
－

図 6.6‑23
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の深さ方向の応答計算結果例＜ケース１、領域３：諏訪市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 228 −

C.

応答計算結果において「ひずみ」が１％を超える地点

今回、解析に用いた等価線形法では、ひずみが１％前後以上になると、地盤の非線形性が大きくなり計算の精度が落ちると言われている。
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の場合、入力地震動の大きさが大きいことにより、応答計算結果のひずみの値が大きくなることも考えられる。そこで、ひずみが１％を超える結果になっているボーリングの分布を求めた。
糸魚川−静岡構造線断層帯地震のケース１の場合、今回計算した範囲では合計３７地点でひずみが１％を超えるところが出てきた。この地点をプロットしたのが、図 6.6‑24 および図 6.6‑25 である。入力地震動の大きくなる松本市周辺に多く分布しており、その他には長野市や茅野市にもそれぞれ１点分布している。

図 6.6‑24

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の応答計算結果に見られるひずみが１％を超える地点＜ケース１、領域１：長野市付近＞− 229 −

＜領域２（松本市付近）＞＜領域３（諏訪市付近）＞

図 6.6‑25

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の応答計算結果に見られるひずみが１％を超える地点＜ケース１、領域２および３：松本市付近および諏訪付近＞− 230 −

D. 簡便法による計測震度および速度とボーリング地点の応答計算結果による
計測震度および速度との比較
簡便法（工学的基盤の最大速度に微地形による増幅倍率をかける方法、6.3 参照）による計測震度または速度とボーリング地点の応答計算結果の計測震度または速度について、横軸に簡便法による結果、縦軸にボーリング地点の応答計
算結果をとって比較を行った。さらに、この結果を微地形の分類ごとにも分けて比較を行った。
①計測震度の分布
計測震度の分布では、計測震度が簡便法で 5.0 から 6.5、応答計算で 4.5 から 7.0 に入る範囲に分布する傾向を示し、応答計算の方が簡便法よりもやや大きくなる傾向を示している。特に、砂礫台地、扇状地、自然堤防で応答計
算による計測震度の方が大きくなる傾向を示した。先第三紀以前および谷底
平野ではほぼ簡便法による計測震度と応答計算による計測震度が 1:1 の線上付近となっており、デルタ・後背湿地（D≦0.5）では応答計算による計測震度の方が小さくなる傾向を示している。
②速度の分布速度の範囲は、簡便法では数十 cm/s から 150cm/s まで広く分布しているが、応答計算では数十 cm/s から 100cm/s までの範囲に分布しており、応答計算の方が小さくなっている。
微地形による特徴としては、デルタ・後背湿地（D≦0.5）および谷底平野において簡便法による速度が大きくなっても応答計算による速度はそれほど大きくならない傾向にある。砂礫台地では大多数は簡便法と応答計算による速度がほぼ 1:1 の線上付近に位置しているが、応答計算の 50cm/s より小さい速度では簡便法による速度が大きくなっている地点がある。先第三紀以前では簡便法の方が応答計算よりやや大きくなっている。扇状地ではおおむね簡便法による速度と応答計算による速度が 1:1 の線上付近に分布している。
簡便法で用いた工学的基盤の最大速度に対する微地形による増幅倍率は、松岡・翠川(1994)によるものであるが、国土数値情報による微地形分類が第三次
地域標準メッシュの約 1km メッシュを用いていること、地盤の平均 S 波速度と地理的条件との関係においてばらつきがあることなどから、増幅倍率にばらつきを持っている。また、松岡・翠川の方法の検証は、1987 年千葉県東方沖地震
時の関東地方の強震記録を用いているが、本検討の糸魚川−静岡構造線断層帯における断層近傍の強震動のような大きな震動を用いておらず（40cm/s 以下）、− 231 −

強震時の地盤の非線形性が考慮されていない。今回の結果を見ても、50cm/s 以
下であれば、簡便法による速度と応答計算による速度が 1:1 の線上付近に分布している。
一方、応答計算では、等価線形法を用いており、強震時に地盤のひずみが大きくなった場合に減衰定数の過大評価による短周期成分の減少と剛性低下の過大評価による長周期化が起こり、実際と異なった結果となる。
このようなことから、応答計算に逐次非線形解析法を用いることが考えられる。逐次非線形解析法は、等価線形解析に比べると強震観測結果をよく説明できるとされているが、これらの研究成果は強震観測地点での地盤情報が調べられて、観測波形を説明できるようにパラメータの設定を行っている場合が多い。
地震動予測地図を作成する場合には、ボーリング１本ごとにパラメータの設定を行うことはできないので、逐次非線形解析法で用いている構成則の性質を十分理解した上で、パラメータを注意して設定することが必要である。

− 232 −

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

先第三紀以前
砂礫台地
扇状地
自然堤防
デルタ後背湿地(D≦0．5)

7

8

その他
ローム台地
谷底平地
デルタ後背湿地(D>0．5)
丘陵

先第三紀以前ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

8

6

5

4

7

6

5

4

3

3
3

4

5

6

7

3

8

4

5

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

8

8
砂礫台地

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

その他

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度7

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

8

7

6

5

4

3

7

6

5

4

3
3

4

5

6

7

8

3

4

5

6

7

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

8

8

8
ローム台地

扇状地

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度6

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

7

6

5

4

3

7

6

5

4

3
3

4

5

6

7

8

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

3

4

5

6

7

8

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

図 6.6‑26(1)
微地形による表層地盤の増幅倍率を用いた計測震度とボーリ
ングデータを用いた応答計算による計測震度の関係 ＜ケース１＞− 233 −

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

8

8
自然堤防

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

谷底平地

7

6

5

4

7

6

5

4

3

3
3

4

5

6

7

3

8

4

6

7

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

888
デルタ後背湿地(D>0．5)

デルタ後背湿地(D≦0．5)

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度5

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

7

6

5

4

7

6

5

4

3

3
3

4

5

6

7

8

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

3

4

5

6

7

8

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

8
丘陵

7

6

5

4

3
3

4

5

6

7

8

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

図 6.6‑26(2)
微地形による表層地盤の増幅倍率を用いた計測震度とボーリ
ングデータを用いた応答計算による計測震度の関係 ＜ケース１＞− 234 −

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

200
先第三紀以前
砂礫台地
扇状地
自然堤防
デルタ後背湿地(D≦0．5)

その他
ローム台地
谷底平地
デルタ後背湿地(D>0．5)
丘陵

ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

200

150

100

50

0

先第三紀以前

150

100

50

0
0

50

100

150

200

0

50

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

200

200
ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

150

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

200
その他

150

100

50

0

砂礫台地

150

100

50

0
0

50

100

150

200

0

50

100

150

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

200

200
ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

200
ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

100

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

ローム台地

150

100

50

0

扇状地

150

100

50

0
0

50

100

150

200

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

0

50

100

150

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

図 6.6‑27(1)
微地形による表層地盤の増幅倍率を用いた地表速度とボーリ
ングデータを用いた応答計算による地表速度の関係 ＜ケース１＞− 235 −

200

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

200
ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

200
谷底平地

150

100

50

0

150

100

50

0
0

50

100

150

200

0

50

100

150

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

200

200
ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

200
ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

自然堤防

デルタ後背湿地(D>0．5)

150

100

50

デルタ後背湿地(D≦0．5)

150

100

50

0

0
0

50

100

150

200

0

50

100

150

200

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

200
丘陵

150

100

50

0
0

50

100

150

200

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

図 6.6‑27(2)
微地形による表層地盤の増幅倍率を用いた地表速度とボー
リングデータを用いた応答計算による地表速度の関係 ＜ケース１＞− 236 −

6.7 ケース２による表層地盤非線形応答
ここでは、6.6 のケース１と同様にケース２についての応答計算結果について
まとめる。
A.

応答解析結果ケース２における詳細法で算出された工学的基盤の波形を入力とし、ボーリ
ング地点ごとに応答計算を行い、地表の計測震度および速度を求めた。
応答計算は 6.6 のケース１と同様な条件で計算を行った。計算の対象したのは、長野市付近、松本市付近、諏訪市付近、甲府盆地の４カ所の領域である。
工学的基盤におけるハイブリッド合成波の最大速度に微地形による速度の増幅倍率をかけ、さらに翠川ら(1999)の速度と計測震度の関係より震度を算出した結果（簡便法、メッシュによる表現、6.3 参照）と今回の応答計算によって算出した計測震度とを併せた図を図 6.7‑1〜図 6.7‑5 に示した。
これら示した図は、まずは全域の分布図、次にそれぞれ４カ所の領域の拡大図の順に示している。
これらの分布図によると、応答計算の結果と微地形による増幅倍率をかけた
結果とが整合する場合、応答計算の結果の方が大きくなる場合または小さくなる場合など様々である。違いの大きいものでは震度で２ランクの違いがある。
例えば、長野市の南部ではメッシュで震度５強となっているがボーリングポイ
ントでは震度６強となっているところがある（図 6.7‑2）。松本市付近ではメッ
シュで震度５強となっているがボーリングポイントで震度６強となっているところがある（図 6.7‑3）。このようにボーリングポイントが全てではないが、応答計算を行って地表の計測震度を求めた方が大きくなる傾向が多く見られる。
次に、速度の分布図を図 6.7‑6〜図 6.7‑10 に示した。速度の分布においても応答計算の結果と微地形による増幅倍率をかけた結果とが整合する場合、応答計算の結果の方が大きくなる場合または小さくなる場合など様々である。長野市付近ではメッシュの黄色にポイントの緑色が分布（図 6.7‑7）、松本市付近ではメッシュの黄色部分にポイントの橙色が分布（図 6.7‑8）、岡谷付近ではメッ
シュの橙色部分にポイントの黄色が分布（図 6.7‑9）するなど、計測震度の分布とは逆にメッシュよりもボーリングポイントの方が小さくなる傾向が多く見られた。

− 237 −

□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.7‑1

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の震度分布＜ケース２、領域：全域＞− 238 −

□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.7‑2

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の震度分布＜ケース２、領域１：長野市付近＞− 239 −

□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.7‑3

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の震度分布＜ケース２、領域２：松本市付近＞− 240 −

□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.7‑4

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の震度分布＜ケース２、領域３：諏訪市付近＞− 241 −

□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.7‑5

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の震度分布＜ケース２、領域４：甲府市付近＞− 242 −

(cm/s)(cm/s)□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.7‑6

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の速度分布＜ケース２、領域：全域＞− 243 −

(cm/s)(cm/s)□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.7‑7

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の速度分布＜ケース２、領域１：長野市付近＞− 244 −

(cm/s)(cm/s)□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.7‑8

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の速度分布＜ケース２、領域２：松本市付近＞− 245 −

(cm/s)(cm/s)□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.7‑9

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の速度分布＜ケース２、領域３：諏訪市付近＞− 246 −

(cm/s)(cm/s)□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.7‑10

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の速度分布＜ケース２、領域４：甲府市付近＞− 247 −

B.

代表地点の工学的基盤波形および地表波形、深さごとの加速度、応力、ひずみ

応答計算結果の代表地点として、糸魚川−静岡構造線断層帯地震では４つの領域から２地点ずつを選んだ。選んだ地点はケース１と同じ地点である。それ
ぞれ抽出した地点の位置は、震度分布図および速度分布図に矢印とボーリング
番号が記されている。
基本的には工学的基盤から地表に行くにしたがい加速度分布は大きくなり、
応力とひずみは小さくなっている。
諏訪市付近の 53387172‑0105798（図 6.7‑20）では、ケース１と同様に加速度の分布が工学的基盤の加速度よりも一旦小さくなってから徐々に加速度大きくなる形を示している。一方、松本市付近のボーリング番号 54384011‑0104406（図6.7‑16）では、ケース１とは異なり、工学的基盤の加速度よりも小さくなることはなく地表にいくにしたがって大きくなっている。これは、工学的基盤に入力する波形の大きさや周期特性の違いによるもので、ケース２ではケース１より 200gal 強の小さな入力となっている。

− 248 −

・長野市周辺(kine)
20.0

p044034.ew

0.0

-20.0

*
-18.0
0.0

20.0

40.0

(kine)
30.0

60.0

80.0

(sec

54387190‑0104839.ew

0.0

*
-23.0

-30.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤速度波形（上）と地表速度波形（下）
(gal)
300.0

229.3
*

p044034.ew

0.0-300.0

0.0

20.0

(gal)
300.0

40.0

256.3
*

60.0

80.0

(sec

54387190‑0104839.ew

0.0-300.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤加速度波形（上）と地表加速度波形（下）図 6.7‑11
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の加速度波形例＜ケース２、領域１：長野市付近、工学的基盤までの深さの深いもの＞− 249 −

STRESS(kg/cm2)

STRAIN0

0.0E+00 2.0E-01 4.0E-01 6.0E-01
00.0E+00 5.0E-04 1.0E-03 1.5E-03
0

5

5

5

10

10

10

300

Depth(m)200

Depth(m)100

Depth(m)ACC(gal)
0

15

15

15

20

20

20

25

25

25

深さ‑加速度の関係

深さ‐応力の関係

深さ‑ひずみの関係

地盤モデル

S波速度
(m
216
281
500

密度
(g/cm
1.9
1.8
2.1

層厚
(m
17.5
2.4
-

G/G0,hγ曲線
砂
粘土-

図 6.7‑12
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の深さ方向の応答計算結果例＜ケース２、領域１：長野市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 250 −

(kine)
20.0

18.0
*

p051032.ns

0.0

-20.0

0.0

20.0

(kine)
20.0

40.0

17.7
*

60.0

80.0

(sec

55380134‑0101436.ns

0.0

-20.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤速度波形（上）と地表速度波形（下）
366.6
*

(gal)
400.0

p051032.ns

0.0-400.0

0.0

20.0

(gal)
600.0

40.0

501.3
*

60.0

80.0

(sec

55380134‑0101436.ns

0.0-600.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤加速度波形（上）と地表加速度波形（下）図 6.7‑13
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の加速度波形例＜ケース２、領域１：長野市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 251 −

ACC(gal)
500

STRESS(kg/cm2)
1000

0.0E+00
0

0.5

0.5

0.5

1

1

1

1.5

1.5

1.5

Depth(m)0Depth(m)STRAIN

0.0E+00 1.0E-01 2.0E-01 3.0E-01
02Depth(m)

0

2

2.5

2.5

3

3

3

3.5

3.5

3.5

4

4

4

深さ‐応力の関係

4.0E-0422.5

深さ‑加速度の関係

2.0E-04

深さ‑ひずみの関係

地盤モデル

S波速度
(m
212
500

密度
(g/cm3)
1.7
2.1

層厚
(m
3.80
－

G/G0,ｈ－γ曲線
粘土－

図 6.7‑14
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の深さ方向の応答計算結果例＜ケース２、領域１：長野市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 252 −

・松本付近(kine)
30.0

p025065.ns

0.0

-30.0

*
-28.5
0.0

20.0

40.0

(kine)
40.0

60.0

80.0

(sec

54384011‑0104406.ns

0.0

*
-31.4

-40.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤速度波形（上）と地表速度波形（下）
(gal)
400.0

p025065.ns

0.0-400.0*-346.5
0.0

20.0

40.0

(gal)
500.0

60.0

80.0

(sec

54384011‑0104406.ns

0.0-500.0*-464.8
0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤加速度波形（上）と地表加速度波形（下）図 6.7‑15
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の加速度波形例＜ケース２、領域２：松本市付近、工学的基盤までの深さの深いもの＞− 253 −

STRESS(kg/cm2)

STRAIN0

0.0E+00 5.0E-01 1.0E+00 1.5E+00
00.0E+00 5.0E-04 1.0E-03 1.5E-03
0

5

5

5

Depth(m)Depth(m)500

10Depth(m)ACC(gal)
0

10

10

15

15

15

20

20

20

深さ‑加速度の関係

S波速度
(m
345
500

深さ‐応力の関係

地盤モデル
密度
層厚
(g/cm3)
(m
2
18
2.1
－

深さ‑ひずみの関係

G/G0,hγ曲線
砂礫－

図 6.7‑16
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の深さ方向の応答計算結果例＜ケース２、領域２：松本市付近、工学的基盤までの深さの深いもの＞− 254 −

(kine)50.0p018076.ns

0.0

*
-41.4

-50.0

0.0

20.0

40.0

(kine)
50.0

60.0

80.0

(sec

54372788‑0106125.ns

0.0

-50.0

*
-44.9
0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤速度波形（上）と地表速度波形（下）
(gal)
600.0

p018076.ns

0.0-600.0*-593.0
0.0

20.0

40.0

(gal)
700.0

60.0

80.0

(sec

54372788‑0106125.ns

0.0-700.0*-682.4
0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤加速度波形（上）と地表加速度波形（下）図 6.7‑17
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の加速度波形例＜ケース２、領域２：松本市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 255 −

ACC(gal)

STRESS(kg/cm2)
1000

0

1

1

1

2

2

2

3

3

3

4

4

4

5

5.0E-01

STRAIN

0.0E+000

1.0E+00

0.0E+00 2.0E-04 4.0E-04 6.0E-04
0Depth(m)500

Depth(m)Depth(m)

0

5

5

6

6

6

7

7

7

8

8

8

9

9

9

深さ‑加速度の関係

深さ‐応力の関係

深さ‑ひずみの関係

地盤モデル

S波速度
(m
237
351
500

密度
(g/cm3)
1.8
2.0
2.1

層厚
(m
4.25
3.53
－

G/G0,ｈ－
γ曲線
粘土
砂礫
－

図 6.7‑18
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の深さ方向の応答計算結果例＜ケース２、領域２：松本市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 256 −

・諏訪市周辺(kine)
50.0

44.5
*

p026107.ew

0.0

-50.0

0.0

20.0

40.0

47.0
*

(kine)
50.0

60.0

80.0

(sec

53387172‑0105798.ew

0.0

-50.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤速度波形（上）と地表速度波形（下）

(gal)
900.0

839.6
*

p026107.ew

0.0-900.0

0.0

(gal)
800.0

20.0

40.0

714.2
*

60.0

80.0

(sec

53387172‑0105798.ew

0.0-800.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤加速度波形（上）と地表加速度波形（下）図 6.7‑19
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の加速度波形例＜ケース２、領域３：諏訪市付近、工学的基盤までの深さの深いもの＞− 257 −

ACC(gal)

STRESS(kg/cm2)
1000

STRAIN0

0.0E+00 5.0E-01 1.0E+00 1.5E+00
00.0E+00
0

5

5

5

10

Depth(m)500

Depth(m)Depth(m)

0

10

15

15

20

20

20

深さ‐応力の関係

4.0E-031015

深さ‑加速度の関係

2.0E-03

深さ‑ひずみの関係

地盤モデル

S波速度
(m
151
298
271
500

密度
(g/cm3)
1.6
2
2
2.1

層厚
(m
1
2.5
14.8
-

G/G0,hγ曲線
粘土
砂礫
砂礫
-

図 6.7‑20
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の深さ方向の応答計算結果例＜ケース２、領域３：諏訪市付近、工学的基盤までの深さの深いもの＞− 258 −

(kine)30.0

p022094.ns

0.0

-30.0

*
-27.8
0.0

20.0

(kine)
50.0

40.0

41.3
*

60.0

80.0

(sec

54381006‑0024127.ns

0.0

-50.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤速度波形（上）と地表速度波形（下）
882.3
*

(gal)
900.0

p022094.ns

0.0-900.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

(gal)
2000.054381006‑0024127.ns

1366.1*0.0-2000.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0

(sec

基盤加速度波形（上）と地表加速度波形（下）図 6.7‑21
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の加速度波形例＜ケース２、領域３：諏訪市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 259 −

ACC(gal)
1000

STRESS(kg/cm2)
1500

STRAIN0

0.0E+00 5.0E-01 1.0E+00 1.5E+00
00.0E+00
0

2

2

2

4

4

4

6

Depth(m)500

Depth(m)Depth(m)06

1.0E-032.0E-03

6

8

8

8

10

10

10

12

12

12

深さ‑加速度の関係

深さ‐応力の関係

深さ‑ひずみの関係

地盤モデル

S波速度
(m
221
280
500

密度
(g/cm3)
1.7
1.8
2.1

層厚
(m
3.00
6.65
－

G/G0,ｈ－
γ曲線
粘土
粘土
－

図 6.7‑22
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の深さ方向の応答計算結果例＜ケース２、領域３：諏訪市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 260 −

C.

応答計算結果において「ひずみ」が１％を超える地点

ケース１と同様にひずみが１％を超える結果になっているボーリングの分布を求めた。
今回計算した範囲では合計２３地点でひずみが１％を超えるところが出てきた。この地点をプロットしたのが、図 6.7‑23 および図 6.7‑24 である。入力地
震動の大きくなる松本市周辺に多く分布しており、その他には長野市や茅野市にもそれぞれ１点分布している。ケース１との違い（ケース１では３７地点）
は工学的基盤に入力する波形の違い（大きさ、スペクトル特性）による。

図 6.7‑23

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の応答計算結果に見られるひずみが１％を超える地点＜ケース２、領域１：長野市付近＞− 261 −

＜領域２（松本市付近）＞＜領域３（諏訪市付近）＞

図 6.7‑24

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の応答計算結果に見られるひずみが１％を超える地点＜ケース２、領域２および３：松本市付近および諏訪付近＞− 262 −

D. 簡便法による計測震度および速度とボーリング地点の応答計算結果による
計測震度および速度との比較
ケ―ス１と同様に、簡便法（工学的基盤の最大速度に微地形による増幅倍率をかける方法、6.3 参照）による計測震度または速度とボーリング地点の応答計算
結果の計測震度または速度について、横軸に簡便法による結果、縦軸にボーリング地点の応答計算結果をとって比較を行った。さらに、この結果を微地形の分類ごとにも分けて比較を行った。
①計測震度の分布
計測震度の分布では、計測震度が簡便法で 4.7 から 6.3、応答計算で 4.5 から 6.5 に入る範囲に分布する傾向を示し、応答計算の方が簡便法よりもやや大きくなる傾向を示している。ケース１と同様な分布をしており、上述したように今回の方が計測震度の領域が狭い分、分布がかたまった形状をしている。
砂礫台地、扇状地、自然堤防で応答計算による計測震度の方が大きくなる傾向を示した。先第三紀以前および谷底平野ではほぼ簡便法による計測震度と応答計算による計測震度が 1:1 の線上付近となっており、デルタ・後背湿地（D≦0.5）では応答計算による計測震度の方が小さくなる傾向を示している。
②速度の分布速度の範囲は、簡便法では数十 cm/s から 150cm/s まで広く分布しているが、応答計算では数十 cm/s から 100cm/s までの範囲に分布しており、応答計算の方が小さくなっている。分布形状はケース１とほぼ同じである。
微地形による特徴としては、デルタ・後背湿地（D≦0.5）および谷底平野において簡便法による速度が大きくなっても応答計算による速度はそれほど大きくならない傾向にある。砂礫台地では大多数は簡便法と応答計算による速度がほぼ 1:1 の線上付近に位置しているが、応答計算の 50cm/s より小さい速度では簡便法による速度が大きくなっている地点がある。先第三紀以前では簡便法の方が応答計算よりやや大きくなっている。扇状地ではおおむね簡便法による速度と応答計算による速度が 1:1 の線上付近に分布しているものが大半であるが、簡便法で 30〜50cm/s の間で応答計算の方が大きくなっている地点が存在している。

− 263 −

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係
先第三紀以前
砂礫台地
扇状地
自然堤防
デルタ後背湿地(D≦0．5)

7

8

その他
ローム台地
谷底平地
デルタ後背湿地(D>0．5)
丘陵

先第三紀以前ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度8

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

6

5

4

7

6

5

4

3

3
3

4

5

6

7

3

8

4

5

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

8

8
砂礫台地

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

その他

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度7

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

8

7

6

5

4

7

6

5

4

3

3
3

4

5

6

7

3

8

4

5

6

7

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

8

8

8
ローム台地

扇状地

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度6

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

7

6

5

4

3

7

6

5

4

3
3

4

5

6

7

8

3

4

5

6

7

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

図 6.7‑25(1)
微地形による表層地盤の増幅倍率を用いた計測震度とボー
リングデータを用いた応答計算による計測震度の関係 ＜ケース２＞− 264 −

8

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

8
谷底平地

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

8

7

6

5

4

3

7

6

5

4

3
3

4

5

6

7

8

3

4

5

6

7

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

デルタ後背湿地(D>0．5)

7

6

5

4

デルタ後背湿地(D≦0．5)

7

6

5

4

3

3
3

4

5

6

7

8

3

4

5

6

7

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

8
ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度888
ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

自然堤防

丘陵

7

6

5

4

3
3

4

5

6

7

8

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

図 6.7‑25(2)
微地形による表層地盤の増幅倍率を用いた計測震度とボー
リングデータを用いた応答計算による計測震度の関係 ＜ケース２＞− 265 −

8

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

200
先第三紀以前
砂礫台地
扇状地
自然堤防
デルタ後背湿地(D≦0．5)

150

その他
ローム台地
谷底平地
デルタ後背湿地(D>0．5)
丘陵

ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

200

100

50

0
50

100

150

100

50

200

0

50

100

150

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

200

200

200
その他

ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

150

0
0

150

100

50

0

砂礫台地

150

100

50

0
0

50

100

150

200

0

50

100

150

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

200

200

200
ローム台地

ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

先第三紀以前

150

100

50

0

扇状地

150

100

50

0
0

50

100

150

200

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

0

50

100

150

200

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

図 6.7‑26(1)
微地形による表層地盤の増幅倍率を用いた地表速度とボー
リングデータを用いた応答計算による地表速度の関係 ＜ケース２＞− 266 −

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

200
ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

200
谷底平地

150

100

50

0

150

100

50

0
0

50

100

150

200

0

50

100

150

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

デルタ後背湿地(D>0．5)

150

100

50

0

デルタ後背湿地(D≦0．5)

150

100

50

0
0

50

100

150

200

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

0

50

100

150

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

200
ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

200

200

200
ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

自然堤防

丘陵

150

100

50

0
0

50

100

150

200

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

図 6.7‑26(2)
微地形による表層地盤の増幅倍率を用いた地表速度とボー
リングデータを用いた応答計算による地表速度の関係 ＜ケース２＞− 267 −

200

6.8 ケース３による表層地盤非線形応答
ここでは、6.6 および 6.7 のケース１、ケース２と同様にケース３についての応答計算結果についてまとめる。
A.

応答解析結果ケース３における詳細法で算出された工学的基盤の波形を入力とし、ボーリ
ング地点ごとに応答計算を行い、地表の計測震度および速度を求めた。
応答計算は 6.6 のケース１と同様な条件で計算を行った。計算の対象したのは、長野市付近、松本市付近、諏訪市付近、甲府盆地の４カ所の領域である。
工学的基盤におけるハイブリッド合成波の最大速度に微地形による速度の増幅倍率をかけ、さらに翠川ら(1999)の速度と計測震度の関係より震度を算出した結果（簡便法、メッシュによる表現、6.3 参照）と今回の応答計算によって算出した計測震度とを併せた図を図 6.8‑1〜図 6.8‑5 に示した。
これら示した図は、まずは全域の分布図、次にそれぞれ４カ所の領域の拡大図の順に示している。
これらの分布図によると、応答計算の結果と微地形による増幅倍率をかけた
結果とが整合する場合、応答計算の結果の方が大きくなる場合または小さくなる場合など様々である。違いの大きいものでは震度で２ランクの違いがある。
例えば、長野市の南部ではメッシュで震度５強となっているがボーリングポイ
ントでは震度６強となっているところがある（図 6.8‑2）。松本市付近ではメッ
シュで震度５強となっているがボーリングポイントで震度６強となっているところがある（図 6.8‑3）。このようにボーリングポイントが全てではないが、応答計算を行って地表の計測震度を求めた方が大きくなる傾向が多く見られる。
次に、速度の分布図を図 6.8‑6〜図 6.8‑10 に示した。速度の分布においても応答計算の結果と微地形による増幅倍率をかけた結果とが整合する場合、応答計算の結果の方が大きくなる場合または小さくなる場合など様々である。長野市付近ではメッシュの黄色にポイントの緑色が分布（図 6.8‑7）、松本市付近ではメッシュの黄色部分にポイントの橙色が分布（図 6.8‑8）、岡谷付近ではメッ
シュの橙色部分にポイントの黄色が分布（図 6.8‑9）するなど、計測震度の分布とは逆にメッシュよりもボーリングポイントの方が小さくなる傾向が多く見られた。

− 268 −

□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.8‑1

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の震度分布＜ケース３、領域：全域＞− 269 −

□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.8‑2

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の震度分布＜ケース３、領域１：長野市付近＞− 270 −

□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.8‑3

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の震度分布＜ケース３、領域２：松本市付近＞− 271 −

□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.8‑4

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の震度分布＜ケース３、領域３：諏訪市付近＞− 272 −

□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.8‑5

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の震度分布＜ケース３、領域４：甲府市付近＞− 273 −

(cm/s)(cm/s)□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.8‑6

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の速度分布＜ケース３、領域：全域＞− 274 −

(cm/s)(cm/s)□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.8‑7

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の速度分布＜ケース３、領域１：長野市付近＞− 275 −

(cm/s)(cm/s)□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.8‑8

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の速度分布＜ケース３、領域２：松本市付近＞− 276 −

(cm/s)(cm/s)□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.8‑9

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の速度分布＜ケース３、領域３：諏訪市付近＞− 277 −

(cm/s)(cm/s)□：浅部地盤の増幅度として微地形を使った結果○：ボーリングごとに応答計算によって求めた結果

図 6.8‑10

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の速度分布＜ケース３、領域４：甲府市付近＞− 278 −

B.

代表地点の工学的基盤波形および地表波形、深さごとの加速度、応力、ひずみ

応答計算結果の代表地点として、糸魚川−静岡構造線断層帯地震では４つの領域から２地点ずつを選んだ。選んだ地点はケース１と同じ地点である。それ
ぞれ抽出した地点の位置は、震度分布図および速度分布図に矢印とボーリング
番号が記されている。
基本的には工学的基盤から地表に行くにしたがい加速度分布は大きくなり、
応力とひずみは小さくなっている。
長野市付近の 54387190‑0104839（図 6.8‑12）、松本市付近の 54384011‑0104406（図 6.8‑16）および諏訪市付近の 53387172‑0105798（図 6.8‑20）では、ケース１と同様に加速度の分布が工学的基盤の加速度よりも一旦小さくなってから徐々に加速度大きくなる形を示している。これは、工学的基盤の直上に砂礫ががあり、砂や粘土に比べると減衰ｈが大きくなる砂礫の G/G0,ｈ−γ曲線を使っていることが原因と考えられる。

− 279 −

・長野市周辺(kine)
30.0

p044034.ew

0.0

*
-22.4

-30.0

0.0

20.0

40.0

(kine)
30.0

60.0

80.0

(sec

54387190‑0104839.ew

0.0

-30.0

*
-25.7
0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤速度波形（上）と地表速度波形（下）
(gal)
300.0

257.5
*

p044034.ew

0.0-300.0

0.0

20.0

40.0

288.4
*

(gal)
300.0

60.0

80.0

(sec

54387190‑0104839.ew

0.0-300.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤加速度波形（上）と地表加速度波形（下）図 6.8‑11
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の加速度波形例＜ケース３、領域１：長野市付近、工学的基盤までの深さの深いもの＞− 280 −

STRESS(kg/cm2)

STRAIN0

0.0E+00 2.0E-01 4.0E-01 6.0E-01
00.0E+00 5.0E-04 1.0E-03 1.5E-03
0

5

5

5

10

10

10

300

400

Depth(m)200

Depth(m)100

Depth(m)ACC(gal)
0

15

15

15

20

20

20

25

25

25

深さ‑加速度の関係

深さ‐応力の関係

深さ‑ひずみの関係

地盤モデル

S波速度
(m
216
281
500

密度
(g/cm
1.9
1.8
2.1

層厚
(m
17.5
2.4
-

G/G0,hγ曲線
砂
粘土-

図 6.8‑12
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の深さ方向の応答計算結果例＜ケース３、領域１：長野市付近、工学的基盤までの深さの深いもの＞− 281 −

(kine)20.0

p051032.ns

0.0

-20.0

*
-19.4
0.0

20.0

40.0

(kine)
30.0

60.0

80.0

(sec

55380134‑0101436.ns

0.0

*
-21.0

-30.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤速度波形（上）と地表速度波形（下）
(gal)
300.0

p051032.ns

0.0-300.0*-285.9
0.0

20.0

40.0

(gal)
400.0

60.0

80.0

(sec

55380134‑0101436.ns

0.0*-329.0-400.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤加速度波形（上）と地表加速度波形（下）図 6.8‑13
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の加速度波形例＜ケース３、領域１：長野市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 282 −

STRESS(kg/cm2)

STRAIN

0.0E+00 5.0E-02 1.0E-01 1.5E-01
00.0E+00 1.0E-04 2.0E-04 3.0E-04
0

0.5

0.5

0.5

1

1

1

1.5

1.5

1.5

500

Depth(m)Depth(m)02Depth(m)ACC(gal)
0

2

2

2.5

2.5

2.5

3

3

3

3.5

3.5

3.5

4

4

4

深さ‑加速度の関係

深さ‐応力の関係

深さ‑ひずみの関係

地盤モデル

S波速度
(m
212
500

密度
(g/cm3)
1.7
2.1

層厚
(m
3.80
－

G/G0,ｈ－γ曲線
粘土－

図 6.8‑14
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の深さ方向の応答計算結果例＜ケース３、領域１：長野市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 283 −

・松本付近(kine)
40.0

p025065.ns

0.0

-40.0

*
-38.4
0.0

20.0

40.0

(kine)
50.0

60.0

80.0

(sec

54384011‑0104406.ns

0.0

-50.0

*
-43.5
0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤速度波形（上）と地表速度波形（下）
(gal)
600.0

p025065.ns

0.0-600.0*-590.0
0.0

20.0

40.0

(gal)
600.0

60.0

80.0

(sec

54384011‑0104406.ns

0.0-600.0*-531.0
0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤加速度波形（上）と地表加速度波形（下）図 6.8‑15
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の加速度波形例＜ケース３、領域２：松本市付近、工学的基盤までの深さの深いもの＞− 284 −

STRESS(kg/cm2)

STRAIN0

0.0E+00 5.0E-01 1.0E+00 1.5E+00
00.0E+00 5.0E-04 1.0E-03 1.5E-03
0

5

5

5

1000

Depth(m)Depth(m)500

10Depth(m)ACC(gal)
0

10

10

15

15

15

20

20

20

深さ‑加速度の関係

深さ‐応力の関係

S波速度
(m
345
500

地盤モデル
密度
層厚
(g/cm3)
(m
2
18
2.1
－

深さ‑ひずみの関係

G/G0,hγ曲線
砂礫－

図 6.8‑16
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の深さ方向の応答計算結果例＜ケース３、領域２：松本市付近、工学的基盤までの深さの深いもの＞− 285 −

(kine)50.0p018076.ns

0.0

*
-41.3

-50.0

0.0

20.0

40.0

(kine)
50.0

60.0

80.0

(sec

54372788‑0106125.ns

0.0

-50.0

*
-48.8
0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤速度波形（上）と地表速度波形（下）
885.2
*

(gal)
900.0

p018076.ns

0.0-900.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

(gal)
2000.054372788‑0106125.ns

1240.0*0.0-2000.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤加速度波形（上）と地表加速度波形（下）図 6.8‑17
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の加速度波形例＜ケース３、領域２：松本市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 286 −

STRESS(kg/cm2)

STRAIN0

0.0E+00 5.0E-01 1.0E+00 1.5E+00
00.0E+00 5.0E-04 1.0E-03 1.5E-03
0

1

1

1

2

2

2

3

3

3

4

4

4

1000

1500

Depth(m)Depth(m)500

5Depth(m)ACC(gal)
0

5

5

6

6

6

7

7

7

8

8

8

9

9

9

深さ‐応力の関係

深さ‑ひずみの関係

深さ‑加速度の関係

地盤モデル

S波速度
(m
237
351
500

密度
(g/cm3)
1.8
2.0
2.1

層厚
(m
4.25
3.53
－

G/G0,ｈ－
γ曲線
粘土
砂礫
－

図 6.8‑18
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の深さ方向の応答計算結果例＜ケース３、領域２：松本市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 287 −

・ 諏訪市周辺
46.4*(kine)
50.0

p026107.ew

0.0

-50.0

0.0

20.0

40.0

46.5
*

(kine)
50.0

60.0

80.0

(sec

53387172‑0105798.ew

0.0

-50.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤速度波形（上）と地表速度波形（下）

(gal)
900.0

859.7
*

p026107.ew

0.0-900.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

(gal)
800.0

730.5
*

53387172‑0105798.ew

0.0-800.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

基盤加速度波形（上）と地表加速度波形（下）図 6.8‑19
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の加速度波形例＜ケース３、領域３：諏訪市付近、工学的基盤までの深さの深いもの＞− 288 −

ACC(gal)

STRESS(kg/cm2)
1000

STRAIN0

0.0E+00 5.0E-01 1.0E+00 1.5E+00
00.0E+00
0

5

5

5

10

Depth(m)500

Depth(m)Depth(m)0102.0E-03

4.0E-03

10

15

15

15

20

20

20

深さ‐応力の関係

深さ‑ひずみの関係

深さ‑加速度の関係

地盤モデル

S波速度
(m
151
298
271
500

密度
(g/cm3)
1.6
2
2
2.1

層厚
(m
1
2.5
14.8
-

G/G0,hγ曲線
粘土
砂礫
砂礫
-

図 6.8‑20
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の深さ方向の応答計算結果例＜ケース３、領域３：諏訪市付近、工学的基盤までの深さの深いもの＞− 289 −

(kine)30.0

p022094.ns

0.0

-30.0

*
-27.5
0.0

20.0

(kine)
50.0

40.0

41.6
*

60.0

80.0

(sec

54381006‑0024127.ns

0.0

-50.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

図

(gal)
900.0

基盤速度波形（上）と地表速度波形（下）882.6*p022094.ns

0.0-900.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

(gal)
2000.054381006‑0024127.ns

1367.0*0.0-2000.0

0.0

20.0

40.0

60.0

80.0
(sec

図

基盤加速度波形（上）と地表加速度波形（下）図 6.8‑21
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の加速度波形例＜ケース３、領域３：諏訪市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 290 −

ACC(gal)
1000

STRESS(kg/cm2)
1500

STRAIN0

0.0E+00 5.0E-01 1.0E+00 1.5E+00
00.0E+00
0

2

2

2

4

4

4

6

Depth(m)500

Depth(m)Depth(m)06

1.0E-032.0E-03

6

8

8

8

10

10

10

12

12

12

深さ‐応力の関係

深さ‑ひずみの関係

深さ‑加速度の関係

地盤モデル

S波速度
(m
221
280
500

密度
(g/cm3)
1.7
1.8
2.1

層厚
(m
3.00
6.65
－

G/G0,ｈ－
γ曲線
粘土
粘土
－

図 6.8‑22
糸魚川−静岡構造線断層帯地震の深さ方向の応答計算結果例＜ケース３、領域３：諏訪市付近、工学的基盤までの深さの浅いもの＞− 291 −

C.

応答計算結果において「ひずみ」が１％を超える地点

ケース１、ケース２と同様にひずみが１％を超える結果になっているボーリングの分布を求めた。
今回計算した範囲では合計５１地点でひずみが１％を超えるところが出てきた。この地点をプロットしたのが、図 6.8‑23 および図 6.8‑24 である。入力地
震動の大きくなる松本市周辺に多く分布しており、その他には長野市や茅野市にもそれぞれ１点分布している。ケース１との違い（ケース１で３７地点、ケース２で２３地点）は工学的基盤に入力する波形の違い（大きさ、スペクトル特性）による。

図 6.8‑23

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の応答計算結果に見られるひずみが１％を超える地点＜ケース３、領域１：長野市付近＞− 292 −

＜領域２（松本市付近）＞＜領域３（諏訪市付近）＞

図 6.8‑24

糸魚川−静岡構造線断層帯地震の応答計算結果に見られるひずみが１％を超える地点＜ケース３、領域２および３：松本市付近および諏訪付近＞− 293 −

D. 簡便法による計測震度および速度とボーリング地点の応答計算結果による
計測震度および速度との比較
ケ―ス１と同様に、簡便法（工学的基盤の最大速度に微地形による増幅倍率をかける方法、6.3 参照）による計測震度または速度とボーリング地点の応答計算
結果の計測震度または速度について、横軸に簡便法による結果、縦軸にボーリング地点の応答計算結果をとって比較を行った。さらに、この結果を微地形の分類ごとにも分けて比較を行った。
①計測震度の分布
計測震度の分布では、計測震度が簡便法で 4.7 から 6.5、応答計算で 4.5 から 7.0 に入る範囲に分布する傾向を示し、応答計算の方が簡便法よりもやや大きくなる傾向を示している。ケース１と同様な分布をしており、上述したように今回の方が計測震度の領域が狭い分、分布がかたまった形状をしている。
砂礫台地、扇状地、自然堤防で応答計算による計測震度の方が大きくなる傾向を示した。先第三紀以前および谷底平野ではほぼ簡便法による計測震度と応答計算による計測震度が 1:1 の線上付近となっており、デルタ・後背湿地（D≦0.5）では応答計算による計測震度の方が小さくなる傾向を示している。
②速度の分布速度の範囲は、簡便法では数十 cm/s から 150cm/s まで広く分布しているが、応答計算では数十 cm/s から 100cm/s までの範囲に分布しており、応答計算の方が小さくなっている。分布形状はケース１とほぼ同じである。
微地形による特徴としては、デルタ・後背湿地（D≦0.5）および谷底平野において簡便法による速度が大きくなっても応答計算による速度はそれほど大きくならない傾向にある。砂礫台地では大多数は簡便法と応答計算による速度がほぼ 1:1 の線上付近に位置しているが、応答計算の 50cm/s より小さい速度では簡便法による速度が大きくなっている地点がある。先第三紀以前では簡便法の方が応答計算よりやや大きくなっている。
扇状地だけはケース１とケース２とことなった分布となっている。簡便法で50〜100cm/s において応答計算結果の方が小さくなっているに対し、逆にケー
ス１では応答計算の方が大きくなっており、ケース２においても 30〜50cm/s
で応答計算の方が大きくなっている。

− 294 −

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係
8

先第三紀以前
砂礫台地
扇状地
自然堤防
デルタ後背湿地(D≦0．5)

7

その他
ローム台地
谷底平地
デルタ後背湿地(D>0．5)
丘陵

先第三紀以前ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

8

6

5

4

7

6

5

4

3

3
3

4

5

6

7

8

3

4

5

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

8

8
砂礫台地

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

その他

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度7

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

8

7

6

5

4

3

7

6

5

4

3
3

4

5

6

7

8

3

4

5

6

7

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

8

8

8
ローム台地

扇状地

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度6

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

7

6

5

4

3

7

6

5

4

3
3

4

5

6

7

8

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

3

4

5

6

7

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

図 6.8‑25(1)
微地形による表層地盤の増幅倍率を用いた計測震度とボー
リングデータを用いた応答計算による計測震度の関係 ＜ケース３＞− 295 −

8

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

8

8
自然堤防

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

谷底平地

7

6

5

4

7

6

5

4

3

3
3

4

5

6

7

3

8

4

6

7

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係

8

デルタ後背湿地(D≦0．5)

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度

7

6

5

4

7

6

5

4

3

3
3

4

5

6

7

8

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

3

4

5

6

7

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度とボーリングデータを用いた応答計算による計測震度の関係
8
丘陵

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度88
デルタ後背湿地(D>0．5)

ボーリングデータを用いた応答計算による計測震度5

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

7

6

5

4

3
3

4

5

6

7

8

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの計測震度

図 6.8‑25(2)
微地形による表層地盤の増幅倍率を用いた計測震度とボー
リングデータを用いた応答計算による計測震度の関係 ＜ケース３＞− 296 −

8

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

200
先第三紀以前
砂礫台地
扇状地
自然堤防
デルタ後背湿地(D≦0．5)

150

その他
ローム台地
谷底平地
デルタ後背湿地(D>0．5)
丘陵

ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

200

100

50

0

50

100

150

100

50

0

200

50

100

150

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

200

200
ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

200
ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

150

0

0

その他

150

100

50

0

砂礫台地

150

100

50

0
0

50

100

150

200

0

50

100

150

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

200

200
ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

200
ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

先第三紀以前

ローム台地

150

100

50

0

扇状地

150

100

50

0
0

50

100

150

200

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

0

50

100

150

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

図 6.8‑26(1)
微地形による表層地盤の増幅倍率を用いた地表速度とボー
リングデータを用いた応答計算による地表速度の関係 ＜ケース３＞− 297 −

200

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

200
ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

200
谷底平地

150

100

50

0

150

100

50

0
0

50

100

150

200

0

50

100

150

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

デルタ後背湿地(D>0．5)

150

100

50

デルタ後背湿地(D≦0．5)

150

100

50

0

0
0

50

100

150

200

0

50

100

150

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度とボーリングデータを用いた応答計算による地表速度の関係

200
ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

200

200

200
ボーリングデータを用いた応答計算による地表速度(cm/s)

自然堤防

丘陵

150

100

50

0
0

50

100

150

200

微地形による増幅倍率を用いたメッシュごとの地表速度(cm/s)

図 6.8‑26(2)
微地形による表層地盤の増幅倍率を用いた地表速度とボー
リングデータを用いた応答計算による地表速度の関係 ＜ケース３＞− 298 −

200

参考文献
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第 22 回地盤震動シンポジウム, 日本建築学会.
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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
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日本建築学会構造系論文集, 第 530 号, pp. 53‑62.
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− 299 −

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Boundary Condition for Discrete Acoustic and Elastic Wave Equations,Geohpysics, 50, 705‑708.
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Bull. Seism. Soc. Am., 82, 2045‑2074.
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− 300 −

7．地震動予測地図の作成結果とその比較考察
7.1

詳細法による各ケースの工学的基盤での最大速度の比較

詳細法によるケース１〜３の工学的基盤での最大速度（評価された水平 2 成
分のうち大きい方の値）を比較して図 7.1−1 に示す。ケース１とケース２の違いは北部１と北部２で走向方向にアスぺリティ位置が異なる点で、ケース１では両セグメントの南寄り、ケース２では両セグメントの北寄りにアスぺリティ
が位置している。また、ケース１とケース３の違いは北部１と北部２で深さ方向にアスぺリティ位置が異なる点で、ケース１では両セグメントの上端寄り、
ケース３では両セグメントの下端寄りにアスぺリティが位置している。
ケース１における最大速度の大きな領域（約 60 cm/s 以上の領域）は、大き
くは４つの領域に分けられる。第一の領域は北部１と北部２のセグメントの直上から西側にかけて、第二の領域は中部１のセグメントの西側中央部からやや南側にかけて、第三の領域は中部２のセグメントの直上南部から南端付近、第四の領域は断層から大きく南に離れた甲府付近である。
ケース２でも、大局的にはケース１と同様に最大速度の大きな４つの領域が存在する。このうち第二、第三、第四の領域はケース１とほぼ同じ位置にほぼ同じ大きさで存在する。しかし、第一の領域すなわち北部セグメント付近の領域は、ケース１と比べて北の方に移動している。
ケース３でも、大局的にはケース１と同様に最大速度の大きな４つの領域が存在する。このうち第二、第三、第四の領域はケース１とほぼ同じ位置にほぼ同じ大きさで存在する。しかし、第一の領域すなわち北部セグメント付近の領域は、ケース１と比べて位置は同様であるものの最大速度は小さめになっている。
第一の領域に着目すると、ケース１とケース２の位置の変化はアスぺリティの位置の走向方向への変化に対応しており、この領域で最大速度が大きくなった原因はアスぺリティと関連していることがわかる。この領域の位置とアスぺ
リティの位置との関係をみると、この領域は、アスぺリティの位置よりもやや北側、すなわち破壊がアスぺリティを伝播していったその先の地域を中心とした領域に位置していることがわかる。これらのことから、第一の領域で最大速度が大きくなった原因は、アスぺリティによる断層近傍の破壊伝播効果（Near− 301 −

Fault Rupture Directivity Effect、略して NFRD 効果）にあると考えられる。
ケース２よりもケース１の方がこの領域での最大速度が大きく 100 cm/s を超える値となったのは、ケース１では NFRD 効果が顕著な領域が松本盆地に対応したためであり、震源（アスぺリティ）による影響と深部地盤による地震波増幅の影響とが相乗的に働いたことによると考えられる。すなわち、この結果は、強震動予測には震源と地盤の両者の影響を適切に考慮することの重要性を示している。一方、ケース３の結果におけるこの領域は、ケース１と比べて位置は同様であるものの最大速度は小さめになっている。以上のことから、NFRD 効果は、
アスぺリティにほど近くかつアスぺリティの破壊の延長上にある位置で特に顕著となり、破壊の延長上からはずれたりアスぺリティからの距離が遠くなるにつれてその効果は小さくなることがわかる。
第二の領域は、各ケースとも、中部１のセグメントのアスぺリティの位置（セグメントの北端から中央部やや南よりに至るところ）よりもやや南側、すなわ
ち破壊がアスぺリティを伝播していったその先の地域を中心とした領域に位置しており、その最大速度もほぼ同等である。従って、第二の領域で最大速度が大きくなった原因は、アスぺリティによる NFRD 効果にあると考えられる。
第三の領域も、各ケースとも、中部２のセグメントのアスペイティの位置よりやや南側（破壊伝播延長先）に位置しており、その最大速度もほぼ同等である。従って、第三の領域で最大速度が大きくなった原因も、アスぺリティによる NFRD 効果と考えられる。
第四の領域の甲府付近では、主に甲府盆地の深部地盤での増幅によって大きな最大速度がされたと考えられるが、中部２のセグメントの南側延長線上には周囲よりも最大速度が大きな帯状の領域が続いていることを考えると、破壊伝播効果も受けているものと考えられる。

− 302 −

ケース１

ケース２

ケース３

詳細法工学的基盤最大速度
図 7.1－1 詳細法による各ケースの工学的基盤での最大速度の比較− 303 −

7.2

詳細法による工学的基盤での最大速度と経験的距離減衰式との比較

詳細法により工学的基盤で評価されたケース１の地震動の最大速度（水平 2成分のうち大きい方の値）を司・翠川（1999）の距離減衰式による最大速度と比較して図 7.2−1 に示す。縦軸は最大速度 [cm/s]、横軸は断層最短距離 [km]である。同様に、ケース２の結果を図 7.2−2 に、ケース３の結果を図 7.2−3に、それぞれ示す。図中、司・翠川の式による最大速度は、基準地盤である S
波速度 600 m/s の地盤における中央値（実線）と中央値±標準偏差（破線）である。詳細法の結果のプロットは工学的基盤上面のＳ波速度によって色分けし、赤が 500 m/s、黄が 1000 あるいは 1100 m/s、緑が 1600 m/s、青が 2400 m/sであることを示している。各図の上段は詳細法の計算結果をそのままプロットしたものである。詳細法の計算結果そのものは、工学的基盤上面のＳ波速度が同一でないために、距離減衰式と直接比較することが出来ない。そこで、詳細法の結果を司・翠川（1999）の式の基準地盤である S 波速度 600 m/s 相当層に換算補正した値をプロットしたのが各図の下段である。この換算には、表層 30 mの平均Ｓ波速度の関数として定義された最大速度の経験的増幅率（松岡・翠川、
1994）を用いた。その際、S 波速度が 1500 m/s 以上の地点の値の増幅率は、1500m/s に対する増幅率を用いることによって頭打ちさせた。
まず、図 7.2−1 の上段の結果、すなわち、ケース１の結果について考察する。
詳細法による結果は、断層最短距離が約 9 km 付近の部分と約 40 km 付近の部分
でかつ工学的基盤上面の S 波速度が 500 m/s（赤で表示）の場合に最大速度が著
しく大きくなっている。この 2 つの部分が図 7.1−1 の地図上で実際にどこに位置するかを検討した結果、断層最短距離が約 9 km 付近の部分は前述の第一の領域（北部セグメント西側の松本盆地付近）に、断層最短距離が約 40 km 付近の部分は第四の領域（甲府盆地付近）に対応することがわかった。また、工学的基盤上面の S 波速度が大きくなるにつれて最大速度が小さくなる傾向も顕著で、
S 波速度が 500 m/s の場合の最大速度は、S 波速度が 2400 m/s の場合の最大速度と比べて、同じ断層最短距離でも数倍大きくなる場合もあることがわかる。
次に、図 7.2−2 上段のケース２の詳細法による結果を図 7.2−1 上段のケー
ス１の詳細法による結果と比較すると、断層最短距離が約 40 km 付近でかつ工学的基盤上面の S 波速度が 500 m/s の地域での値が顕著に大きくなる傾向は同じであるが、断層最短距離が約 9 km 付近の地域での値が大きくなる傾向はみら− 304 −

れない。前述のように、ケース２では、北部セグメントのアスぺリティによる
NFRD 効果で最大速度が大きくなった領域で、深部地盤による増幅が相対的に小さかったことがその理由と考えられる。
更に、図 7.2−3 上段のケース３の詳細法による結果を図 7.2−1 上段のケー
ス１の詳細法による結果と比較すると、全体的な傾向はほぼ同じであるが、断層最短距離が約 9 km 付近の地域での値が大きくなる傾向がケース１よりも弱い。
また、結果のばらつきがケース１・ケース２に比べて小さめになっている。ケース３では、前述のように、北部セグメントのアスぺリティが深いために地表からの距離が遠くなり、北部セグメントの NFRD 効果がケース１・ケース２に比べて小さくなっていると考えられる。
図 7.2−1〜3 の下段に示した詳細法による各ケースの計算結果に工学的基盤のＳ波速度による換算補正を行なった結果の平均的な距離減衰特性は、いずれも司・翠川（1999）の式の距離減衰特性と非常に良く対応し、詳細法で用いた
断層パラメータや地盤モデルが大局的かつ平均的には既往の観測結果を良く説明出来ることが確認された。詳細法の結果は、司・翠川（1999）の式の平均±
標準偏差よりも若干大きい範囲の中でばらついているが、そのばらつきを工学的基盤上面の S 波速度との関係で考察すると、S 波速度 500 m/s の結果（赤）は式の中央値（実線）に比べて多少下がり過ぎ、S 波速度 1000 m/s から 1600 m/sの結果（黄・緑）は式の中央値に比べてやや上がり過ぎとなっている。この結果は、松岡・翠川（1994）の S 波速度による最大速度の経験的地盤増幅率（S
波速度が大きい地盤から小さい地盤への増幅率）が、詳細法によって評価された同じ工学的基盤上面の S 波速度を有する深部地盤による最大速度の増幅率よりも大きく評価されていることを意味する。もしも詳細法による増幅率と整合するような経験的な増幅率を用いることが出来たとすれば、詳細法の最大速度のばらつきは、司・翠川（1999）の経験的な距離減衰式のばらつきと整合する
か、あるいはそれよりも小さくなる可能性もあると考えられる。

− 305 −

詳細法による工学的基盤上面での最大速度（補正なし）
司・翠川（1999） Mw = 7.38 (Vs = 600 m/s 相当)

詳細法工学的基盤
上面Ｓ波速度

詳細法による工学的基盤上面での最大速度（Vs = 600m/s へ補正）司・翠川（1999） Mw = 7.38 (Vs = 600 m/s 相当)

詳細法工学的基盤
上面Ｓ波速度

図 7.2－1

詳細法により工学的基盤で評価されたケース１の地震動の最大速度と司・翠川（1999）の距離減衰式との比較（ 上段は詳細法の結果をプロット。下段は詳細法ケース１の結果をＳ波
速度が 600m/s 相当の地盤上面に補正してプロット。色は詳細法工学的基盤上面のＳ波速度の値を表わす。 ）− 306 −

詳細法による工学的基盤上面での最大速度（補正なし）
司・翠川（1999） Mw = 7.38 (Vs = 600 m/s 相当)

詳細法工学的基盤
上面Ｓ波速度

詳細法による工学的基盤上面での最大速度（Vs = 600m/s へ補正）司・翠川（1999） Mw = 7.38 (Vs = 600 m/s 相当)

詳細法工学的基盤
上面Ｓ波速度

図 7.2－2

詳細法により工学的基盤で評価されたケース２の地震動の最大速度と司・翠川（1999）の距離減衰式との比較（ 上段は詳細法の結果をプロット。下段は詳細法ケース２の結果をＳ波
速度が 600m/s 相当の地盤上面に補正してプロット。色は詳細法工学的基盤上面のＳ波速度の値を表わす。 ）− 307 −

詳細法による工学的基盤上面での最大速度（補正なし）
司・翠川（1999） Mw = 7.38 (Vs = 600 m/s 相当)

詳細法工学的基盤
上面Ｓ波速度

詳細法による工学的基盤上面での最大速度（Vs = 600m/s へ補正）司・翠川（1999） Mw = 7.38 (Vs = 600 m/s 相当)

詳細法工学的基盤
上面Ｓ波速度

図 7.2－3

詳細法により工学的基盤で評価されたケース３の地震動の最大速度と司・翠川（1999）の距離減衰式との比較（ 上段は詳細法の結果をプロット。下段は詳細法ケース３の結果をＳ波
速度が 600m/s 相当の地盤上面に補正してプロット。色は詳細法工学的基盤上面のＳ波速度の値を表わす。 ）− 308 −

7.3

詳細法による各ケースの地表での最大速度および震度の比較

図 7.1−1 に示したケース１〜３の工学的基盤での最大速度（水平 2 成分のうち大きい方の値）に、松岡・翠川（1994）に基づいて算定された地盤増幅率（図6.3−14）をそれぞれ乗じ、地表の最大速度を計算し、更にその最大速度を翠川・他（1999）の経験式を用いて計測震度に変換した結果を、図 7.3−1 に示す。
地表における各ケースの結果の主要な特徴・相違点は、7.1 節に述べた工学的基盤における各ケースの特徴・相違点と基本的には変わらず、北部１・北部 2のセグメントのアスぺリティ位置の特徴と相違が顕著に地表の震度分布にも表われている。図 7.3−1 によれば、震度 6 強以上（最大速度 85.1 cm/s 以上）の特に強い揺れが生じる地域の特徴は、大きく二つに分けることが出来る。第一の特徴は、断層面からの距離が約 15 km 以内の領域では震源による影響が地盤による影響よりも大きく、地盤が比較的良いところ（具体的には例えばケース
１の北部 2 のセグメントの直上付近）であってもアスぺリティに近いところでは震度 6 強となることである。第二の特徴は、断層面からの距離が 30 km から
40 km 程度離れたところでも、断層の走向方向にあってかつ甲府盆地のように地盤が特に揺れやすいところでは、震度 6 強になることである。読者の理解の助けのために、以上の特徴を地図上にまとめて図 7.3−2 に示す。
なお、前章で詳細法によって時刻歴を計算した６地点における地表の計測震度は、以下の通りである。
ケース１

ケース 2

ケース３

長野（NAG）

5.6

5.3

5.1

穂高（HOT）

6.4

5.4

5.8

松本（MTS）

6.0

5.4

5.9

上諏訪（KSW）

5.4

5.3

5.1

小淵沢（KBZ）

5.6

5.6

5.6

甲府（KOF）

5.8

5.8

5.6

地点名

− 309 −

ケース１

ケース２

ケース３
最大速度 cm/s

計測震度
図 7.3－1 詳細法による各ケースの地表での最大速度・計測震度の比較− 310 −

第一の領域

第一の領域ではアスペリティ
破壊延長先の松本盆地付近で特 に 大 き な
震動

第一の領域ではアスペリティ
破壊延長先の
北 よ りの 地域
で特 に 大 き な
震動

第一の領域ではアスペリティが深いためケース１＆２に比べて相対的に小さめの震動

第二の領域
諏訪湖
南岸一帯
地盤増幅

第三の領域

破 壊の 南側
延長先一帯

第四の領域

ケース１

ケース２

ケース３
最大速度 cm/s

計測震度
図 7.3－2

前図（図 7.3－1）の解説− 311 −

7.4

簡便法と詳細法による地表の震度の比較

簡便法により評価された地表の最大速度・計測震度と詳細法により評価されたケース１の地表の最大速度・計測震度との比較を図 7.4−1 に示す。ケース 2とケース３の結果についても同様に比較して図 7.4−2 と図 7.4−3 に示す。
震度 5 強以上の揺れとなる領域に着目すると、大局的には簡便法と詳細法の結果の対応は良い。一方、震度 6 弱以上の揺れとなる領域は、詳細法の結果の方が簡便法の結果よりも広く、特に断層走向方向の延長線上ではその傾向が顕著である。更に揺れが強い震度 6 強以上の領域は、詳細法の結果の方が簡便法の結果よりもかなり広いのが特徴的である。詳細に見ると、簡便法の結果で震度 6 強以上となった場所は、諏訪湖の南岸付近など、浅部地盤による増幅率が局所的に大きいところであり、地図上では点在する程度である。これに対し、詳細法の結果で震度 6 強以上となった領域は、断層周辺におけるアスぺリティの位置に関係したある程度まとまった広がりを有する地域や、断層から離れたところでも地盤が特に揺れやすい甲府盆地などに見られる。
以上の結果は、特に複雑な断層破壊過程が揺れに大きく影響する断層近傍や深部地盤を含めて地盤が揺れやすい堆積盆地のようなところでの簡便法による地震動予測の限界を示すと同時に、きめ細かな地震動予測が可能な詳細法の意義をも示すものである。同時に、これらの結果は、詳細法を用いる場合には断層破壊過程や地盤のモデル化の精度や不確定性への配慮が非常に重要となることをも示している。

− 312 −

最大速度 cm/s

計測震度

図 7.4－1

簡便法と詳細法ケース１により評価された地表での最大速度・計震震度分布の比較 （ 左図：簡便法，右図：詳細法ケース１ ）− 313 −

最大速度 cm/s

計測震度

図 7.4－2

簡便法と詳細法ケース２により評価された地表での最大速度・計震震度分布の比較 （ 左図：簡便法，右図：詳細法ケース２ ）− 314 −

最大速度 cm/s

計測震度

図 7.4－3

簡便法と詳細法ケース３により評価された地表での最大速度・計震震度分布の比較 （ 左図：簡便法，右図：詳細法ケース３ ）− 315 −

8．おわりに
糸魚川―静岡構造線断層帯を起震断層とする断層長さ 112 km の想定地震（気象庁マグニチュード 7.9）による地震動予測地図作成に関する検討を実施した。
得られた成果と今後の課題を以下にまとめて示す。
１）

詳細法による工学的基盤の最大速度の平均的な距離減衰は、簡便法の経験的な距離減衰式と良好な対応を示した。この結果は、地震動の予測結果が多くの設定パラメータや用いた手法に敏感に反応する詳細法において、ここで設定した特性化震源モデル、地下構造モデルおよび用いた予測手法が大局的には現実的な強震動予測に堪えられることを意味する。

２）

簡便法と詳細法の地震動予測地図の類似点・相違点を整理すると以下のようになる。震度 5 強程度の揺れの範囲に関しては、両者は大局的に整合する結果となった。一方、震度６弱以上の特に揺れの強い範囲に関しては、両者に顕著な相違が生じた。これらの結果は、断層からある程度離れた揺れの比較的小さい（震度 5 強以下の）場所の強震動予測は簡便法でも十分であることを示すと同時に、震度６弱以上となる断層近傍や断層から比較的離れていても地盤が揺れやすい甲府盆地のような堆積盆
地の強震動予測は、簡便法では不十分であり、これらの効果が反映できる詳細法によらざるを得ないことを示している。

３）

詳細法では、断層近傍で震度 6 強以上の強い揺れが生じる場所がアスぺ
リティの位置ならびに破壊伝播方向に大きく依存することがわかった。
現状の知見では、将来の地震のアスぺリティや破壊開始点の位置の予測にかなりの不確定性が伴うことから、詳細法によって震源近傍の強震動予測を行う場合には、アスぺリティと破壊開始点の可能な組み合わせを複数考えることが必要である。

４）

詳細法では、断層から離れている甲府盆地でも震度 6 強の強い揺れが生じた。また、詳細法のケース１の松本盆地では、アスぺリティの位置ならびに破壊伝播方向によっては、地盤と震源の相乗効果により、特に大きな揺れが生じる結果となった。このように、深部地盤を含めて地盤が揺れやすいと予想される堆積盆地では、その周囲よりもかなり大きな揺れとなる可能性が高い。したがって、地震動予測地図の精度を上げるう
えでは、深部地盤を含めた地盤の詳細な調査を広範囲で行い、それを十− 317 −

分に反映させて地盤のモデル化を行うことが理想である。しかし、現実問題として、利用できる精度のよい地盤調査データは限られた点や線の情報であり、これらの情報から、百キロメートルオーダー四方の 3 次元
地下構造モデルを作成することは、かなりの困難を伴う作業であった。
その結果として、いくつかの堆積盆地の特に端部境界付近では、深部地
盤から浅部地盤へのスムーズな接合がやや不十分なモデルとなってしまった。しかし、今回の検討では、作成した地盤モデルの強震動予測への適用性を実際の地震観測記録で検討できなかったので、地下構造モデルに内在する問題点が地震動の予測結果にどの程度影響しているかを定量的に把握するには至っていない。今後、今回作成した地下構造モデルの適用性について地震観測記録のシミュレーションを含めて様々な検証を行いモデルに改良を加えていくことは、この地域の地震動予測地図の精度を向上させる上で不可欠である。

− 318 −

9．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、株式会社大崎総合研究所の佐藤俊明
氏、壇 一男氏、早川 崇氏、松島信一氏、渡辺基史氏、及び、応用地質株式
会社の山本明夫氏、篠原秀明氏、石沢一吉氏、野崎京三氏、佐々木克憲氏、鈴木晴彦氏、岩本鋼司氏に御協力を頂いた。

− 319 −