Technical Note of the National Research Institute for Earth Science and Disaster Prevention No. 263

防災科学技術研究所研究資料
第263号

A Study on Strong-Motion Maps for Scenario Earthquakesin Tonami Plain Fault Zone
砺波平野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 2005

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砺波平野断層帯の地震を想定した地震動予測地図作成手法の検討
先名

重樹・藤原
石井

広行・河合

小林

透・早川

独立行政法人

京子・大井

伸一・青井

讓・森川

信之・本多

昌弘・八十島防災科学技術研究所

真・㓛刀

卓・

裕・奥村

亮・
直子

特定プロジェクトセンター

平成7年1月17日に発生した兵庫県南部地震は、6,400名を超える死者を出し、我が国の地震防災対策に関して多くの課題を残した。この地震の教訓を踏まえ、議員
立法により、平成7年7月に地震防災対策特別措置法が制定され、この法律に基づいて地震調査研究推進本部が総理府に設置（現在：文部科学省に設置）された。地震調査研究推進本部は、平成11年4月に、今後10年間程度にわたる地震調査研究の基本として、「地震調査研究の推進について-地震に関する観測、測量、調査及び研究の推進についての総合的かつ基本的な施策-」（以下では総合基本施策と呼ぶ）を策定した。総合基本施策によれば、当面推進すべき地震調査研究の課題の１つとして、活断層調査、地震の発生可能性の長期評価、強震動予測等を統合した地震動予測地図の作成が掲げられている。これに基づき地震調査委員会では、平成16年度末を目途として、「全国を概観した地震動予測地図」を作成することとしている。
防災科学技術研究所では、地震調査研究推進本部地震調査委員会が進めている「全国を概観した地震動予測地図」の作成に資するため、平成13年4月より、特定プロジェクト「地震動予測地図作成手法の研究」を実施している。地震動予測地図
は、「確率論的地震動予測地図」と「震源を特定した地震動予測地図」の２種類の性質の異なった地図を組み合わせることによって作成される予定となっている。特に、本研究資料では、「震源を特定した地震動予測地図」の作成に資するため、砺
波平野断層帯の地震を想定した地震動予測地図作成に必要な検討を実施し、その成果をとりまとめた。本検討結果は、地震調査研究推進本部地震調査委員会が作成する「震源を特定した地震動予測地図」の具体的な作成事例に資するものとして位置づけられる。

 
１．はじめに

1

２．地震動予測地図の概略
2.1

想定する震源断層

32.2

強震動評価の流れ

9

３．地下構造モデルの設定
3.1

地下構造モデル設定の考え方と方針

13

3.2

対象地域の地質環境

153.3

伝播経路モデル

19

3.4

深部地盤構造モデル

20

3.5

浅部地盤構造モデル

50

４．震源モデルの作成
4.1

砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の概要

65

4.2

断層モデルの作成

67

4.3

詳細な計算に用いる震源モデル

86

５．計算に用いた地震動予測手法とパラメータ
5.1

簡便法

89

5.2

詳細法（ハイブリッド合成法）について

94

６．計算結果6.1

簡便法による強震動予測結果

109

6.2

「有限差分法」による強震動予測結果

115

6.3

「統計的グリーン関数法」による強震動予測結果

122

6.4

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

129

７．浅部地盤構造モデル（モデル柱状図）の設定
7.1

深部地盤構造と浅部地盤構造のＱ値の設定

149

7.2

浅部地盤構造の設定

151

7.3

モデル柱状図の作成（編集）方法

154

7.4

モデル柱状図を用いた浅部地盤構造による計算結果の震度分布との比較

158

８．問題点と今後の課題

付録

8.1

問題点

165

8.2

今後の課題

166

屈折法地震探査結果及び基礎物理探査における反射法地震探査の時間断面と深度断面

167

参考文献

187

謝辞

201

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

－1－

２．地震動予測地図作成の概略
地震調査委員会では、砺波（となみ）平野断層帯および呉羽山（くれはやま）
断層帯について、その位置および形態、過去や未来の活動等に関する評価結果
を「砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の評価」（地震調査委員会、2002b；以下「長期評価」という）としてまとめ、公表している｡その報告を踏まえ、強震動評価を行った。なお、以下の市町村名等は「長期評価」が公表された当時のものを用いている。

2.1

想定する震源断層

砺波平野断層帯および呉羽山断層帯は、「長期評価」によると、砺波平野断層帯は、砺波平野の北西縁及び南東縁に位置する活断層帯である。また、富山平野の西には、活断層帯である呉羽山断層帯が砺波平野断層帯に近接して分布している（図2.1）。
砺波平野断層帯は、砺波平野北西縁の富山県高岡市から西礪波郡（にしとなみぐん）福光町に至る砺波平野断層帯西部と、砺波平野南東縁の富山県砺波市から東礪波郡平村（たいらむら）に至る砺波平野断層帯東部からなる。また、
呉羽山断層帯は富山平野の婦負郡（ねいぐん）八尾町（やつおまち）から富山市を経て富山湾まで達している。砺波平野断層帯は、砺波平野北西縁の富山県高岡市から西礪波郡福光町に至る砺波平野断層帯西部と、砺波平野南東縁の富山県砺波市から東礪波郡平村に至る砺波平野断層帯東部からなる。また、呉羽山断層帯は富山平野の婦負郡八尾町から富山市を経て富山湾まで達している（図2.3）。砺波平野断層帯西部は、長さ約２６ｋｍで、断層の西側が東側に対し相対的に隆起する逆断層で、石動（いするぎ）断層と法林寺断層から構成される。砺波平野断層帯東部は長さが約３０ｋｍで、断層の東側が西側に対し相対的に隆起する逆断層で、高清水（たかしょうず）断層と城端（じょうはな）上梨（かみなし）断層からなる。呉羽山断層帯は長さが約２２ｋｍ以上で、断層の西側が東側に対し相対的に隆起する逆断層である。砺波平野断層帯西部
は、全体が一つの区間として活動する可能性があり、マグニチュード７．２程度の地震が発生する可能性がある。今後３０年の間に地震が発生する可能性が０．０３％以上と、我が国の主な活断層の中では高いグループに属することになる。砺波平野断層帯東部では、全体が一つの区間として活動する可能性が－3－

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

あり、マグニチュード７．３程度の地震が発生する可能性がある。「長期評価」
で得られた地震発生の長期確率は、今後３０年の間に地震が発生する可能性が０．０５６％と、我が国の主な活断層の中では高いグループに属することになる。呉羽山断層帯では、全体が一つの区間として活動すると推定され、マグニチュード７．２程度の地震が発生すると推定される。過去の活動が十分に明らかではなく、最新活動時期が特定できていないため、最新活動後の経過率は不明であり、信頼度は低いが、将来このような地震が発生する長期確率は、今後３０年の間に地震が発生する可能性が０．６１％と、我が国の主な活断層の中ではやや高いグループに属することになる。地震発生の長期確率の最大値をとった場合に最も確率が高い砺波平野断層帯東部について２通り、次に確率が高い砺波平野断層帯西部について１通り、砺波平野断層帯と比べれば地震発生の長期確率が低く評価されているが、地震が発生した場合に富山市市街や高岡市街への影響が大きいと考えられる呉羽山断層帯について１通り、合計４通りのケース（断層モデル）を想定した。
まず、簡便法による地震動予測地図作成領域は３つの断層帯のほぼ中心部にÿ

ÿ138.1度の領域位置する砺波市を中心に、北緯35.75度 37.5度まで、東経136度である。図2.2に巨視的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。
一方、詳細法による地震動予測地図作成領域は、砺波平野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、
北西端：北緯36.083° 東経136.333°
北東端：北緯37.100° 東経136.333°
南東端：北緯37.100° 東経137.833°
南西端：北緯36.083° 東経137.833°となっている（本検討では改正測量法以降の日本測地系２０００を用いている）。
この領域は簡便法による地震動の事前評価を行った後に、概ね震度５強よりも強い地震動が予測される領域を想定して設定されたものである。この領域に

－4－

2.1

想定する震源断層

おける詳細法による地震動評価を行う計算地点は矩形の計算領域を1km間隔にグリッド分割した点である。具体的には、縦Ｘ方向（南北方向）120グリッド、横（東西方向）135グリッドに分割した各点において地震動評価を行った。
上述のように詳細法では、工学的基盤で時刻歴波形が1kmグリッド、120×135＝16200点で得られるが、本検討でそれらの波形を全て表示することは出来ない。
そこで６章では、金沢市役所（石川県）、白川村役場（岐阜県）、砺波市役所（富山県）、高岡市役所（富山県）、八尾町役場（富山県）、富山市役所（富山県）、高山市役所（岐阜県）、魚津市役所（富山県）における工学的基盤波を代表例として示す。これら８地点の位置を図2.5に示す。これらの観測点は砺
波平野断層帯・呉羽山断層帯を取り巻くように配置している。

－5－

防災科学技術研究所研究資料

図 2.1

第 263 号

2005 年 3 月

砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の位置図

－6－

2.1

図 2.2

想定する震源断層

巨視的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（地図中黒線内は詳細法解析範囲）－7－防災科学技術研究所研究資料

図2.3

第 263 号

2005 年 3 月

呉羽山断層帯北方の海域における想定延長断層線

－8－

2.2

2.2

強震動評価の流れ

強震動評価の流れ

砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の地震を想定した強震動評価全体の流れを以下に示す。図 2.4 には作業内容をフローチャートにして示す。
1) 「砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の評価」（地震調査委員会，2002ｂ;以下、「長期評価」という）で示されたそれぞれの断層帯の位置図を参考にして、想定する断層モデルの位置・規模（長さ）を設定する。
2) 1)の巨視的震源特性等から微視的震源特性を評価して特性化震源モデルを設定する。
3) 砺波平野周辺の地下構造モデルを既存の物理探査結果、ボーリング調査の結果等より評価する。浅い地盤構造は国土数値情報（国土地理院，1987）
を基に作成した。
4) 2)で作成された特性化震源モデル、3)で作成された三次元地下構造モデルを基に震源断層周辺の領域において、約 1km メッシュ単位で「詳細法」（４章参照）を用いて強震動評価を行う。
5) 平均的な地震動分布を評価するために「簡便法」（４章参照）を用いた強震
動評価を行う。
「簡便法」と「詳細法」のそれぞれの強震動評価範囲と波形例を示す地点を図2.5 に示す。
次章以降、上記の評価作業内容について説明するが、強震動評価の構成要素である「震源特性」、「地盤構造モデル」、「強震動計算方法」、「予測結果の検証」の考え方については、地震調査委員会で出されている強震動評価の中に掲載されている「活断層で発生する地震の強震動評価のレシピ」（例えば、2003a, 2003b）にもとづいたものである。

－9－

防災科学技術研究所研究資料

図 2.4

第 263 号

2005 年 3 月

予測地図作成の作業の流れ－ 10 －

2.2

図 2.5

強震動評価の流れ

強震動評価範囲と波形例を示す地点－ 11 －

３．地下構造モデルの設定
3.1

地下構造モデル設定の考え方と方針

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

図 3.1

地震動の伝播経路と地下構造モデル

A. 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、－ 13 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

上部地殻が含まれ、深さは 40km 程度までを考える。
伝播経路モデルの設定に際しては、文献調査を行い、最新の知見を反映させることを基本とする。必要なパラメータは、層厚、Ｐ波速度、Ｓ波速度、密度、
Ｑ値（Ｑｐ、Ｑｓ）である。
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。
伝播経路モデルおよび深部地盤構造モデルにおいては、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
浅部地盤構造モデルの対象範囲は、工学的基盤から地表までの地層を対象とする。浅部地盤構造モデルの作成の考え方は次の地震動算出の考え方によって２種類のモデルの作成を行った。
①計算対象範囲及びその周辺地域を簡易的な手法によって地震動を算出する方法として、国土数値情報の微地形区分を用いた増幅倍率を求める。
②ハイブリッド法によって算出された工学的基盤における地震波形を用いて応答計算によって地表の地震動を求めるための地盤モデルの作成。
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 

×

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

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（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。

－ 14 －

3.2

3.2

対象地域の地質環境

対象地域の地質環境（１）地質概要
図 3.2 に富山金沢地域の地質平面図、表 3.1 に地質構成表を示す。本地域
は北陸区のグリーンタフ地域に相当しており、先新第三系を基盤岩として、
新第三紀第四紀の堆積岩および火山岩類が分布している。
図 3.3 に飛騨山地周辺地域の基盤岩の分布を示す。本地域の先新第三系は、
飛騨変成岩類、飛騨外縁帯、美濃帯の中古生層、船津花崗岩類などから構成される。富山・砺波平野の南東縁に沿って飛騨変成岩類が分布しており、平野下の基盤岩は飛騨変成岩類および花崗岩類からなる。
新第三系は下位より、楡原層、岩稲層、黒瀬谷層、東別所層、下部音川層、上部音川層、および氷見層に区分される（表 3.1）
。これらのうち、岩稲層と黒瀬谷層下部は主として火山岩類よりなる。黒瀬谷層上部、音川層、氷見層
は、主に砂岩、泥岩、シルト岩などの堆積岩類からなる。
第四系は下位より、大桑層・埴生層・卯辰山層、段丘堆積物、扇状地堆積物、および沖積層からなる。大桑層と埴生層・卯辰山層は、新第三紀に形成された堆積盆地に連続して堆積した地層である。
（２）地質構造本地域の地質構造は、①先新第三紀、②新第三紀前期更新世、③中期更新世完新世の年代に区分され、それぞれ異なった構造をなす。
先新第三紀の基盤岩は、東北東西南西の帯状構造をなしており、北から南へ飛騨帯、飛騨外縁帯、美濃帯からなる。検討範囲の主要な地域は飛騨帯に属している。
新第三紀には、日本海沿岸から海域にかけて、広範囲の火山活動とこれにつづく堆積盆地の形成があり、新第三系が厚く堆積した。堆積盆地は北北東
南南西方向にのびている。
中期更新世以後は、新第三系の堆積盆地内で、現在の丘陵と山地が隆起し、平野が沈降する構造運動があった。隆起部は、能登半島、宝達丘陵、呉羽山
丘陵、飛騨山地などであり、沈降部は富山・砺波平野、富山湾、金沢平野などである。これらの地形は北北東南南西方向に配列している。
図 3.4 に富山金沢地域の活断層を示す。本地域は東西圧縮の応力場にあり、
砺波断層帯、呉羽山断層帯、森本富樫断層帯などの活断層は、平野の西端－ 15 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月と東端に発達している。断層の走向は北北東南南西で、平野側沈降の逆断層をなす。

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3.2

表 3.1

地質構成表（日本の地質５「中部地方」による）

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図 3.3

飛騨山地周辺地域の基盤岩の分布（角ほか，1989）

－ 17 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

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3.3

3.3

伝播経路モデル

伝播経路モデル

震源モデルから地震基盤までの伝播経路のモデルについて図 3.5 に示すように設定した。
モホ面とコンラッド面の深度と P 波速度は、Zhao and Hasegawa (1993) に基づいて設定した。P 波速度は各グリッドにおける速度値の深度 100km までの平均値とした。S 波速度・密度に関しては Ludwig et al. (1970) により求めた。本地域の物性値を表 3.2 に示す。
表 3.2

物性値一覧

速度層

P 波速度(km/s)

S 波速度(km/s)

密度(g/cm3)

地震基盤 ～コンラッド面

5.9

3.3

2.7

コンラッド面～モホ面

6.7

3.8

2.9

モホ面以深

7.9

4.4

3.3

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Vp=6.7km/s
Vs=3.8km/s
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Vp=7.9km/s
Vs=4.4km/s
ǹ =3.3g/cm 3

図 3.5

਄ㇱࡑࡦ࠻࡞

富山金沢地域の伝搬経路モデルの模式断面図－ 19 －

防災科学技術研究所研究資料

3.4

第 263 号

2005 年 3 月

深部地盤構造モデル

砺波平野断層帯および呉羽山断層帯を震源とする地震動予測地図を作成する
ため、深部地盤構造モデルを検討した。
（１）文献収集
図 3.6(1)～(4)に屈折法地震探査、反射法地震探査、微動アレイ、および速度
検層の文献位置を示す。
屈折法地震探査として、吾妻金沢測線（酒井ほか，1996）と川西王滝
測線（Ikami et. al.，1986）がある。これらの測線では、地震基盤相当のＰ波速度（5.9km/s）が観測されている。
（詳しくは、付録を参照。）
反射法地震探査として、石油・天然ガス調査（石油公団，1981，1982，1983）、
活断層調査（富山県，1997，1999；下川ほか，2002）などがある。石油公団
による探査は、富山・砺波平野、富山沖、金沢平野、金沢沖の広い範囲で行われている。また、砺波平野と金沢沖では 3,000m 級の基礎試錐が掘削され、速度検層が行われている（石油公団，1985，1986）。
微動アレイ探査は、福井平野と金沢平野で実施されている（福井県，1998；
神野ほか，2002）
速度検層として、KiK-net および K-NET のＰＳ検層と基礎試錐「富山」および「金沢沖」の速度検層がある。

－ 20 －

3.4

深部地盤構造モデル

180000q
160000Ꮉ⷏₺Ṛ᷹✢+MCOKGVCN 140000120000q
10000080000

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40000

20000
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q0-20000-140000 -120000 -100000 -80000

q-60000-40000q

図 3.6(1)-20000

0

20000

q

40000

60000

q

80000

100000 120000 140000

qq

文献位置（屈折法地震探査）

240000

q 220000

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60000

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40000

20000
⑔੗⋵㧔㧕q0-20000-140000 -120000 -100000 -80000

q-60000-40000q

図 3.6(2)-20000

0

q

20000

40000

q

60000

80000

q

文献位置（反射法地震探査）－ 21 －

100000 120000 140000

q防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

180000q

160000140000120000q
10000080000

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q-60000-40000-20000q

0

20000

q

図 3.6(3)

40000

60000

q

80000

100000 120000 140000

q



q

文献位置（微動アレイ）

180000
ISKH01
ISK001q

ISK002160000

ISK003

NIG018
ISKH03
ISK004140000

ISK005
ISKH05
NIG025

ISK006120000

ISK008 TYMH01
TYM002

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NIG026
NIGH18

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TYM00460000

NGN003

TYMH05
TYM010

NGN004

TYM008
TYM009TYM011
TYMH06
NGNH34
NGN006

ISKH09GIFH13
GIF001 GIF002

FKI00120000

ISK013⑔੗ᄢ㧔ዊ᎑࡮㠽ᶏ㧘

FKIH01
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FKI003
FKI004

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FKI005-20000-140000 -120000 -100000 -80000

q

GIFH17
FKIH03
GIF009FKI011q-40000-20000NGNH17
NGN014
NGN015

GIF007
GIFH19NGNH18NGNH15
NGN017
NGNH10

GIFH18NGN019

GIFH08-60000

NGN013

GIF005
GIFH15
GIFH16

GIF008NGN018

0

q

20000

GNM014

NGN010NGNH09NGN011

NGNH32
NGN012NGNH08

GIFH14
GIF004

GIFH04

NGN008NGN009

GIF003

GNM005
GNMH08NGNH26

NGNH35

GIFH10

ISK012

GNM004

NGNH27
NGN007

NGNH33

ISK011
ISK014

NGNH29NGN001

NGNH28NGN005

TYM007

TYM012
TYMH0740000

NIG023

NGN002

TYMH02

TYM006

ISK010
ISKH07

NIGH17

TYM003
TYMH04

TYM005

ISKH08
ISK00980000

q

NIG027
NIGH16

TYM001

q
100000

NIG021

NIG024
NIGH13

ISKH06 ISK007

40000

qNGNH16
NGNH11

NGNH19NGN020

60000

80000

q

100000 120000 140000

q

図 3.6(4) 文献位置（ボーリングデータ）
赤：K-NET，黄：KiK-net，黒：基礎試錐など，紫：その他の PS 検層
－ 22 －

3.4

深部地盤構造モデル（２）速度層区分
屈折法地震探査、基礎試錐「富山」、「金沢沖」、および KiK-net の ISKH07（深度 805.5m）の速度検層結果から、速度層区分を検討した。KiK-net および
K-NET の PS 検層は、ISKH07 をのぞいて、ボーリング深度が 100200m 程度と浅い。これらの検層結果は低速度領域にデータが集中し、広い範囲の速度値が観測されていないことから、速度層区分の検討には使用しなかった。
図 3.7 に観測されたＰ波速度と速度層区分を示す。この図から、本地域のＰ
波速度層を次のように区分した。
（速度層区分）（Ｐ波速度）

速度層１

2.1 km/s 以下

速度層２2.3 km/s

速度層３3.1 km/s

速度層４4.7 km/s

速度層５5.9 km/s

基礎試錐「富山」、「金沢沖」などから、地質とＰ波速度の関係を推定すると、速度層１は第四系、速度層２は氷見層音川層、速度層３は東別所層
黒瀬谷層上部、速度層４は黒瀬谷層下部岩稲層の火山岩類、速度層５は基盤岩類にほぼ相当する。
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図 3.7

観測された P 波速度層区分

白丸：物理探査データの読み取りを行った点の分布、黒丸：ＰＳ検層結果のＰ波速度分布。
なお，物理探査データは。速度境界面が急変している点や速度層が消失する点を主に読み取っているため，測線上を不等間隔で読み取っている。

－ 23 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月（３）反射法探査の深度断面の検討
本地域では、石油・天然ガス調査を目的として平野部や海域で反射法地震探査と基礎試錐が行われている。これらは本地域の深部地盤構造モデルを検討するうえで貴重なデータである。しかし、報告書では反射法地震探査の解
釈図は時間断面で示されている。深部地盤構造モデルのデータとするためには、時間断面を深度断面に変換する必要がある。そこで、基礎試錐の速度検層結果から区間速度を求めた。さらに、各測線の地層および反射面を対比し、各測線の反射面間の平均速度を推定することにより、時間断面を深度断面に変換した。
図 3.8 に基礎試錐「富山」、「金沢沖」の速度検層結果、図 3.9 (1)、(2) に各測線の地層と反射面の対比を示す。図 3.8 のように基礎試錐「富山」と「金沢沖」では同じ地層でも速度値が異なる。海域は陸域に対して速度値が小さくなっている。そのため、地層と反射面の対比は、陸域と海域で分けて検討した。
反射法地震探査による深部地盤構造は次のようになる。図 3.10 (1)(5) に代表的な測線の時間断面と深度断面を示す。
●砺波平野
図 3.10(1) に V-4 測線の深度断面を示す。基礎試錐「富山」および V-A、V-B、
V-4、V-5 測線によると、岩稲層（4.7 km/s）上面深度は、2.5003,000m である。地質資料によると、岩稲層の厚さは 1,000m 前後と推定されており、基盤岩（5.9km/s）上面深度は 3,5004,000m 程度と考えられる。埴生層（2.1km/s以下）の厚さは、最深部で 1,000m を越えている。
●富山平野
V-2 および V-3 測線の探査が行われている。図 3.10(2) に V-3 測線の深度断面を示す。V-3 測線によると、岩稲層（4.7 km/s）上面深度は、山側から富山湾にかけて深くなり、最深部は 2,300m 程度である。V-2 測線は砺波平野から富山平野にかけての東西方向の測線である。岩稲層（4.7 km/s）上面深度は、
砺波平野よりも富山平野の方がやや浅くなっている。埴生層（2.1km/s 以下）の厚さは、最深部で 500m 程度である。
－ 24 －

3.4

深部地盤構造モデル●富山湾
図 3.10(3) に T81-1 測線の深度断面を示す。T81-1、T81-A 測線によると、黒瀬谷層（グリーンタフ）上面標高（海水準からの深度）は-4,500-5,000m に達する。北北東南南西方向にのびる富山湾に沿って、新第三系の堆積盆地が推定される。同じ地層でも、海域は陸域よりも速度値が小さい傾向がある。
椎谷層および寺泊層（標準的な層序で氷見層および音川層、図 3.9(2) 参照）
は 1.8 km/s のＰ波速度を示しており、速度層１の基底標高は-3,000m 付近にあ
る。

●金沢平野
図 3.10(4) に V-C 測線の深度断面を示す。V-6、V-C および V-D 測線によると、岩稲層および黒瀬谷層下部（4.7km/s）の上面深度は 2,0002,300m である。火山岩類（岩稲層・黒瀬谷層下部）の厚さを約 1,000m とすると、基盤岩上面深度は 3,0003,300m 程度と推定される。
埴生層と氷見層のＰ波速度は 2.06km/s であり、速度層１（2.1km/s 以下）に相当する（図 3.9(1)）。反射断面によると、速度層１基底の深度は 400600m
程度である。KiK-net ISKH07 のＰＳ検層（深度 805.5m）によると、深度 90160m に 2.59km/s 層が分布しているが、その下位の深度 160300m は
2.04km/s、深度 300620m は 1.95km/s である（図 3.9(1)）
。速度層が逆転しているが、深度 620m を速度層１の基底とすると、KiK-net ISKH07 と反射法探査の結果はほぼ整合している。
●金沢沖
図 3.10(5) に７測線の深度断面を示す。７、８、C-2,3 測線などによると、海岸線から約 15km にかけて基盤岩の高まりがみられる。その沖合は基盤が急に深くなり、岩稲層（4.7km/s）上面標高は、-2,000-2,500m 付近にある。

図 3.10 を含むこの地域の検討に使用した反射法地震探査の各測線における時間断面と深度断面は付録に示す。

－ 25 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

ㅦᐲ2060m/s
ㅦᐲ2650m/s

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ㅦᐲ2860m/s
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図 3.8

基礎試錐「富山」，「金沢沖」の速度検層結果
石油公団（1985,1986）に加筆－ 26 －

3.4

深部地盤構造モデル

図 3.9(1) 富山金沢平野における反射法地震探査測線における地層と反射面の対比

図 3.9(2) 金沢沖富山沖における反射法地震探査測線における地層と反射面の対比－ 27 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月ᤨ㑆ᢿ㕙㪇ᓔ ᓳ ⿛ ᤨ 䋨⑽ 䋩

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図 3.10(1)

反射法地震探査（砺波平野 V-4 測線）

深度変換を行う際は、左図に示した速度検層結果の①④の区間の平均速度を用いている。

－ 28 －

3.4

深部地盤構造モデル

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図 3.10(2)反射法地震探査（富山平野 V-3 測線）－ 29 －

㪈㪉防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

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図 3.10(3)反射法地震探査（富山沖 T81-1 測線）－ 30 －

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3.4

深部地盤構造モデル

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図 3.10(4)反射法地震探査（金沢平野 V-C 測線）－ 31 －

㪈㪋防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

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ၮ␆⹜㍙‫ޟ‬㊄ᴛᴒ‫ޠ‬

図 3.10(5)反射法地震探査（金沢沖 7 測線）－ 32 －

㪋㪌

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3.4

深部地盤構造モデル（４）物理探査データによるＰ波速度構造モデル
図 3.11(1) に地表面の標高を示し、(2)～(5) に物理探査データのみによるＰ
波速度構造モデルを示す。石油・天然ガス調査の反射法地震探査結果をモデルに取り込むことで、地質構造にほぼ調和したモデルを作成することができた。
コンター図のように、5.9km/s 層上面標高（地震基盤）は富山湾砺波平野にかけて深くなっており、富山湾で-5,000m 以上に達する。その南西端はやや西に屈曲し、金沢平野でも深くなっている。なお、反射法地震探査は 4.7km/s
上面までの探査であり、5.9km/s 層は捉えられていない。ここでは 5.9km/s 上
面を 4.7km/s 層上面と同じ深度に設定し、コンター図を作成している。

220000ᮡ㜞 O

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200
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-400
-800
-1200
-1600
-2200
-2800
-3200
-4000
-5000
-6000

180000q

160000140000120000q
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80000

60000
q

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20000

q

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-20000-100000

q-80000-60000-40000q-200000q

図 3.11(1)

20000

40000

q

地表面標高－ 33 －

60000

80000

q

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

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220000200000

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-800
-1200
-1600
-2200
-2800
-3200
-4000
-5000
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180000160000140000120000100000

80000

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20000

0

-20000-100000

図 3.11(2)-80000-60000-40000-20000

0

20000

40000

60000

80000

物理探査データによる深部地盤構造モデル

P 波速度 2.3km/s、S 波速度 0.75km/s 層上面標高の観測データ（上図）とコンター図（下図）－ 34 －

3.4

深部地盤構造モデル

᷹ⷰ࠺࡯࠲

ࠦࡦ࠲࡯࿑

220000200000

1400
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200
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0
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-400
-800
-1200
-1600
-2200
-2800
-3200
-4000
-5000
-6000

180000160000140000120000100000

80000

60000

40000

20000

0

-20000-100000

図 3.11(3)-80000-60000-40000-20000

0

20000

40000

60000

80000

物理探査データによる深部地盤構造モデル

P 波速度 3.1km/s、S 波速度 1.1km/s 層上面標高の観測データ（上図）とコンター図（下図）－ 35 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

᷹ⷰ࠺࡯࠲

ࠦࡦ࠲࡯࿑

220000200000

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-1200
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-3200
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-6000

180000160000140000120000100000

80000

60000

40000

20000

0

-20000-100000

図 3.11(4)-80000-60000-40000-20000

0

20000

40000

60000

80000

物理探査データによる深部地盤構造モデル

P 波速度 4.7km/s、S 波速度 2.0km/s 層上面標高の観測データ（上図）とコンター図（下図）－ 36 －

3.4

深部地盤構造モデル

᷹ⷰ࠺࡯࠲

ࠦࡦ࠲࡯࿑

220000200000

1400
1200
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200
100
0
-200
-400
-800
-1200
-1600
-2200
-2800
-3200
-4000
-5000
-6000

180000160000140000120000100000

80000

60000

40000

20000

0

-20000-100000

図 3.11(5)-80000-60000-40000-20000

0

20000

40000

60000

80000

物理探査データによる深部地盤構造モデル

P 波速度 5.9km/s、S 波速度 2.9km/s 層上面標高の観測データ（上図）とコンター図（下図）－ 37 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月（５）Ｐ波速度構造モデルの地質情報による補完
図 3.11 に示した速度構造モデルは、物理探査結果や PS 検層結果におけるＰ
波速度データだけでモデルを作成したものである。そのため、データが少ない地域では、地質構造を反映した構造に必ずしもなっていないので、地質情報に基づいてデータを補完した。図 3.12 に地質情報によるモデルの補完方法を示す。
主な補完内容は次のとおりである。
① 地震基盤に相当する 5.9 km/s 層は、屈折法地震探査の吾妻金沢測線（酒井ほか，1996）でのみ観測されている。基礎試錐「富山」、「金沢沖」は3,000m 級のボーリングであるが、基盤岩に達していない。最下部は岩稲層（いわゆるグリーンタフ）からなり、速度検層によるＰ波速度は 4.2
4.6 km/s である。反射法地震探査も黒瀬谷層下部岩稲層が音響基盤をなし、基盤岩の深度を把握していない。そのため、物理探査データによるＰ波速度構造モデルでは、大部分の地域で 4.7 km/s 層と 5.9 km/s 層を同じ深さになっている。吾妻金沢測線で観測されている 5.9 km/s 層は、基盤岩（飛騨変成岩類・花崗岩類）に相当するものと考えられる。その深さは地質学的に推定する必要がある。
基礎試錐「富山」は深度 2,415 m で岩稲層に達している。岩稲層の層
厚は 5001,000m、その下位の楡原層の層厚は約 200m である（
「日本の
地質６

中部地方Ⅱ」による）。岩稲層上面から約 1,000m 下に基盤岩が分布するものと想定し、その位置に 5.9 km/s 層を推定した。
反射法地震探査測線では、4.7 km/s 層に相当するグリーンタフ上面から約 1,000m 下に 5.9 km/s 層を推定した。
② 基礎試錐「富山」が位置する砺波平野と比べて、富山平野では 2.3、3.1、4.7 km/s の各速度層の上面深度が浅くなっている。これは、富山平野における物理探査データが少なく、周辺のデータで平均化された結果である。地質学的には、砺波平野と富山平野の堆積盆地の深さはほぼ同じ、
ないし富山平野の方がやや深いと推定される。砺波平野と富山平野ほぼ同じ深さになるよう修正した。
③ 富山湾では、反射法地震探査によるグリーンタフ上面の時間構造図（往復時間のコンター図）が示されている（石油公団，1981）。これを参考にしてデータを補完した。

－ 38 －

3.4

深部地盤構造モデル④ 邑知潟の反射法地震探査によると、この地域の基盤岩の深さは約 1,000mである（下川ほか，2002）。この地域において 5.9 km/s 層が約 1,000m の深さになるように、データを補完した。

図 3.12

地質情報によるモデルの補完方法－ 39 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月（６）深部地盤構造モデル
図 3.13(1)(4)に地質情報により補完した深部地盤構造モデルを示し、図3.14 に代表的な断面を示す。地質情報による補完内容は次のとおりである。
・Vp2.3 km/s 層上面
富山・砺波平野から金沢にかけて、データを補完して、平野部の構造を明瞭にした。Ｐ波速度構造図は、富山平野で本速度層上面深度が浅くなっているので、砺波平野とほぼ同じ深さとした。邑知潟も反射法地震探査データに基づき、データを補完した。
富山平野の東部地域には、黒部川などで形成された扇状地が発達している。扇状地堆積物は砂礫層の粗粒な堆積物よりなり（野ほか，1992）、K-NET および KiK-net の PS 検層では、2.3 km/s 層上面深度が浅い。扇状地
堆積物は第四系の地質であるが、Ｐ波速度がやや大きいものと推定される。
・Vp3.1 km/s 層上面
富山湾から平野部にかけて、2.3 km/s 層と同様な補完を行った。
・Vp4.7 km/s 層上面
石川県南部地域は物理探査データが少ない（図 3.13(3)上図参照）。物理探
査データだけでコンター図を作成すると、吾妻金沢測線（東西方向 60,000
付近）の影響により、日本海沿岸から山側にかけて本速度層上面が深くなっている。地質的に基盤岩が浅く分布する地域であるので、補完データを与えて修正した。
・Vp5.9 km/s 層上面
前述したように、本速度層上面深度の物理探査データは少ない（図 3.13(4)上図参照）。補完方法で述べたように、検討地域全域で 4.7 km/s 層の厚さを
約 1,000m としてデータを補完し、コンター図を修正した。
Vp4.7 km/s 層と同様に、石川県南部から富山県南部にかけての地域で、本速度層上面が深くなっている。補完データを与えて修正した。

－ 40 －

3.4

深部地盤構造モデル

᷹ⷰ࠺࡯࠲

Vp:2.3km/s
ࠦࡦ࠲࡯࿑
220000ᮡ㜞O

200000

1400
1200
1000
800
600
400
200
100
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-200
-400
-800
-1200
-1600
-2200
-2800
-3200
-4000
-5000
-6000

180000q
160000140000120000q
100000

80000

60000

q

40000

20000

q 0
-20000-100000

q

図 3.13(1)-80000-60000-40000q-20000

0

q

20000

40000

q

60000

80000

q

地質情報により補完した深部地盤構造モデル

P 波速度 2.3km/s、S 波速度 0.75km/s 層上面標高の観測データ（上図）とコンター図（下図）－ 41 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

᷹ⷰ࠺࡯࠲

ࠦࡦ࠲࡯࿑
Vp:3.1km/s
22 0000

ᮡ㜞O

20 0000

1400
1200
1000
800
600
400
200
100
0
-200
-400
-800
-1200
-1600
-2200
-2800
-3200
-4000
-5000
-6000

18 0000

q
16 0000

14 0000

12 0000

q
10 0000

8 00006 0000q

4 00002 0000q

0-2 0000-10 0000q

図 3.13(2)-8 0000-6000 0q-400 00-200 00

0

q

20 00040 000q

6 00008000 0q

地質情報により補完した深部地盤構造モデル

P 波速度 3.1km/s、S 波速度 1.1km/s 層上面標高の観測データ（上図）とコンター図（下図）－ 42 －

3.4

深部地盤構造モデル

᷹ⷰ࠺࡯࠲

Vp:4.7km/s
ࠦࡦ࠲࡯࿑
220000ᮡ㜞O

200000

1400
1200
1000
800
600
400
200
100
0
-200
-400
-800
-1200
-1600
-2200
-2800
-3200
-4000
-5000
-6000

180000q

160000140000120000q
100000

80000

60000

q
40000

20000

q

0

-20000-100000

q

図 3.13(3)-80000-60000-40000q-20000

0

20000

q

40000

q

60000

80000

q

地質情報により補完した深部地盤構造モデル

P 波速度 4.7km/s、S 波速度 2.0km/s 層上面標高の観測データ（上図）とコンター図（下図）－ 43 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

᷹ⷰ࠺࡯࠲

Vp:5.9km/s
ࠦࡦ࠲࡯࿑
22 0000

ᮡ㜞O

20 0000

1400
1200
1000
800
600
400
200
100
0
-200
-400
-800
-1200
-1600
-2200
-2800
-3200
-4000
-5000
-6000

18 0000

q
16 0000

14 0000

12 0000

q
10 0000

8 00006 0000q

4 00002 0000q 0-2 0000-10 0000q

図 3.13(4)-8 0000-6000 0-400 00q-200 00

0

q

20 00040 000q

6 00008000 0q

地質情報により補完した深部地盤構造モデル

P 波速度 5.9km/s、S 波速度 2.9km/s 層上面標高の観測データ（上図）とコンター図（下図）－ 44 －

3.4

深部地盤構造モデル

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①

②

③

図 3.14深部地盤構造モデル断面図－ 45 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月（７）平野部における工学的基盤の深度分布
図 3.15 に工学的基盤が確認されているボーリング位置図を示し、図 3.16 に平野部における工学的基盤の深度コンターを示す。平野部の浅いボーリング
データから、Ｎ値が 50 以上になる深度をもとめ、これからコンター図を作成した。

図 3.15

工学的基盤が確認されているボーリング位置図

10000050000-100000-50000

図 3.160

工学的基盤の深度コンター－ 46 －

50000

3.4

深部地盤構造モデル（８）Ｐ波とＳ波速度の関係
図 3.17 に富山県、石川県、および両県と周辺地域を含むデータによるＰ波
速度とＳ波速度の関係図を示す。県別にみると、富山県よりも石川県の方が、Ｐ波速度に対してＳ波速度がやや大きい。周辺地域を含むデータは、両県の中間的な相関図になっている。
深部地盤構造モデルにおける各層の S 波速度を、図 3.17 に示した P 波速度と S 波速度の関係図から求めた。図 3.17 で示したように、石川県ならびに富山県において地震基盤層に相当する P 波速度・S 波速度が検層結果から求まっていない。また周辺地域を含むデータによる P 波速度と S 波速度の関係が、
富山・石川県の関係の中間的な傾向を示している。これらの状況から、図 3.17における周辺地域を含むデータから求めた P 波速度と S 波速度の関係式により各層の S 波速度を決定した。なお、表層の P 波速度と S 波速度は、K-NET
地点において N 値 50 以上となる礫・礫質土における PS 検層結果により、それぞれ 1.8km/s、0.46km/s とした（図 3.18）。また、各層の密度に関しては、
Ludwing, et al.(1970)の関係を参考に P 波速度より求めた（図 3.19）。表 3.3 に深部地盤構造モデルにおける各層のＰ波速度と S 波速度を示す。

表 3.3

深部地盤構造モデルにおける各層の物性値の一覧

速度層

 波速度
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表層

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－ 47 －

 波速度


密度
 

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

2

Vs = 0.0559Vp + 0.1423Vp + 0.1273(km/s)
2

R = 0.8722

Sᵄㅦᐲ(km/s)

3

2

K-NET
KiK-net

1

0
0

1

2

3

4

5

6

Pᵄㅦᐲ(km/s)2

Vs= 0.0472Vp + 0.2042Vp + 0.1087(km/s)

Sᵄㅦᐲ(km/s)

3

2

R = 0.7658

2
KiK-net⍹Ꮉ⋵

1

0
0

1

2

3

4

5

6

Pᵄㅦᐲ(km/s)2

Vs = 0.0641Vp + 0.0886Vp + 0.14068(km/s)

Sᵄㅦᐲ(km/s)

3

2

R = 0.6964

2
KiK-netንጊ⋵

1

0
0

1

2

3

4

5

6

Pᵄㅦᐲ(km/s)

図 3.17Ｐ波速度とＳ波速度の関係－ 48 －

3.4

深部地盤構造モデル

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図 3.18㪇㪈 㪇㪇㪊 㪇㪇㪋 㪇㪇㪌 㪇㪇㪍 㪇㪇㪎 㪇㪈㪇 㪇㪈㪉 㪇㪈㪊 㪇㪇㪊 㪇㪇㪋 㪇㪇㪏 㪇㪈㪇 㪇㪈㪈 㪇㪈㪉
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図 3.19密度および P 波速度と S 波速度の関係（Ludwing, et al. (1970)に加筆）－ 49 －

防災科学技術研究所研究資料

3.5

第 263 号

2005 年 3 月

浅部地盤構造モデル

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

3.5.1

国土数値情報を用いた表層地盤の増幅率評価の基本的な考え方

地震動評価における表層地盤の増幅率評価については、簡易的に地盤の増幅度を全国同水準に求めることを前提に考える。
評価方法は、国土数値情報に含まれる地形学的情報が全国を網羅しているので、これを用いた経験式から、地表から工学的基盤までの表層地盤の平均 S 波
速度を推定し、さらに、これと表層地盤の増幅度の関係を表す経験式から表層地盤の増幅度を求める。工学的基盤における地震動強さ（最大速度）に表層地
盤の増幅度をかけることにより、地表の地震動強さを求められる。
松岡・翠川(1994)は、地盤情報を含むデータが日本全国 1km メッシュでデー
タベース化されている国土数値情報を用いる方法を提案している。しかし、松岡・翠川(1994)では、平均Ｓ波速度を推定するための経験式を作成する際に用いたデータが関東のものであったため、この経験式を全国的に用いるには問題があった。
その後、藤本・翠川(2003)は、全国のＰＳ検層データから地盤の平均Ｓ波速度を求めるように提案した。
ここでは、藤本・翠川(2003)の方法を用いて地盤の増幅度の評価を行った。なお、参考のため松岡・翠川(1994)の方法を用いた場合を 3.5.4 に示す。
3.5.2

増幅率評価に用いる国土数値情報および地質図

地盤を一律に細かく評価した資料として、国土数値情報（国土交通省国土地理院）や 100 万分の 1 地質図（独立行政法人産業技術総合研究所地質調査総合センター）などがある。前者については微地形分類、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－ 50 －

3.5

浅部地盤構造モデル

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 3.4 に国土数値情報による地形分類および表層地質分類と藤本・翠川 (2003)
による微地形区分との関係を示す。ここでは表 3.4 の対応関係を基本として、藤本・翠川 (2003) 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、「他の地形（沖積・洪積）」の再分類を行った。
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微地形区分の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、微地形区分がなされていない場合がある。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は微地形ないしは地質を追加する作業を行った。

－ 51 －

防災科学技術研究所研究資料

表 3.4

第 263 号

2005 年 3 月

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

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3.5

3.5.3

浅部地盤構造モデル

表層地盤の増幅の評価

表層地盤の増幅の評価については、前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法を採用した。今回採用した藤本・翠川 (2003) の方法について、松岡・翠川（1994）
から変更された点は以下の 2 つである
① 全国における同一地形分類での地盤の平均Ｓ波速度 (AVS) は、東北日
本・中央日本・西南日本に分類できる。
（図 3.20 参照）② 新第三紀以前と一つにしていた地形分類は、新第三紀と古第三紀以前の2 つに分類できる。

図 3.20主要構造線に基づく日本列島の地域分け
藤本・翠川（2003）－ 53 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

松岡・翠川 (1994) によって示された式(3-1)の関係を用いて、今回新たに区分された（東北日本・中央日本・西南日本）の微地形区分ごとの平均Ｓ波速度を算定した。図 3.21 に微地形区分ごとの標高または主要河川からの距離と平均 S
波速度の関係を示す。

LogAVS = a + b  LogH + c  LogD ± 
AVS・・・(3-1)；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 3.5)H

；標高(m)

D；主要河川からの距離(km)表 3.5

式（3-1）における微地形区分ごとの係数

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－ 54 －

3.5

図 3.21

浅部地盤構造モデル

地域ごとの微地形区分と地盤の平均 S 波速度
藤本・翠川（2003）－ 55 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

また、それぞれの微地形区分における標高のデータに係る係数“b”と主要河川からの最短距離に係わる係数“c”は、それぞれの実測値データを元に決定した値なので、表 3.6 および表 3.7 に示す有効な範囲を設定した。
表 3.6 係数“ｂ”の標高の範囲
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表 3.7

係数“c”の主要河川からの最短距離の範囲
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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増幅度について、下式 (3-2) を用いて算定することを提案している。

LogARV = 1.83  0.66  LogAVS ± 0.16

・・・(3-2)(100＜AVS＜1500)

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

－ 56 －

3.5

浅部地盤構造モデル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、砺波平野断層帯および呉羽山断層帯周辺地域について、1km メッシュごとに求めた微地形区分と工学的基盤以浅の速度増幅度の分布をそれぞれ図 3.22 と図 3.23 に示す。

－ 57 －

防災科学技術研究所研究資料

図 3.22

第 263 号

2005 年 3 月

国土数値情報を用いた藤本・翠川 (2003) に基づく微地形区分の分布－ 58 －

3.5

図 3.23

浅部地盤構造モデル

藤本・翠川 (2003) に基づく工学的基盤以浅の速度増幅度分布－ 59 －

防災科学技術研究所研究資料

3.5.4

＜参考＞

第 263 号

2005 年 3 月

松岡・翠川 (1994)による表層地盤の増幅の評価

松岡・翠川（1994）では、AVS の推定式 (3-1) においての各係数 a,b,c, を表
3.8 に示すとおり設定している。図 3.24 および図 3.25 から求めた係数 b および cの範囲は表 3.9 および表 3.10 の通りである。以上の条件のもと、3.5.3 と同様の方法で表層地盤の増幅度を求める。砺波平野断層帯および呉羽山断層帯周辺について、この方法による国土数値情報を用いた微地形区分と工学的基盤以浅の速度増幅度分布を図 3.26 および図 3.27 に示す。

表 3.8

式(3-1) における微地形区分ごとの係数㪥㫆࿾ᒻಽ㘃䋨ᓸ࿾ᒻ඙ಽ䋩
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表 3.9

係数“ｂ”の標高の範囲
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表 3.10係数“c”の主要河川からの最短距離の範囲

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－ 60 －

3.5

浅部地盤構造モデル


図 3.24

松岡・翠川 (1994) による AVS と標高の関係


図 3.25

松岡・翠川 (1994) による AVS と主要河川からの距離の関係－ 61 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月


図 3.26

国土数値情報を用いた松岡・翠川(1994)に基づく微地形区分の分布－ 62 －

3.5

浅部地盤構造モデル


図 3.27

松岡・翠川(1994)に基づく工学的基盤以浅の速度増幅度分布－ 63 －



４．震源モデルの作成
4.1

砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の概要

砺波平野断層帯は、砺波平野北西縁の富山県高岡市から西礪波郡（にしとなみぐん）福光町に至る砺波平野断層帯西部（長さ約26km）と、砺波平野南東縁の富山県砺波市から東礪波郡平村（たいらむら）に至る砺波平野断層帯東部（長さ約30km）からなる。また、呉羽山断層帯は富山平野の婦負郡（ねいぐん）八尾町（やつおまち）から富山市を経て富山湾まで達している（長さ22km以上）（図4.１）。砺波平野断層帯東部は、断層の東側が西側に対し相対的に隆起し、
砺波平野断層帯西部および呉羽山断層帯は、断層の西側が東側に対し相対的に隆起する逆断層である。それぞれは、全体が１つの区間として活動する可能性がある（市町村名等は「長期評価」公表当時のもの）。

－ 65 －

防災科学技術研究所研究資料

図 4.1

第 263 号

2005 年 3 月

砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の位置図（地震調査委員会(2002b)）に加筆－ 66 －

4.2

4.2

断層モデルの作成

断層モデルの作成

本検討では、「長期評価」に基づき、地震発生の長期確率の最大値をとった場
合に最も確率が高い砺波平野断層帯東部について２通り、次に確率が高い砺波
平野断層帯西部について１通り、砺波平野断層帯と比べれば地震発生の長期確率が低く評価されているが、地震が発生した場合に富山市街や高岡市街への影響が大きいと考えられる呉羽山断層帯について１通り、合計４通りのケース（断層モデル）を想定した(図 4.2)。なお、図 4.3 に活断層で発生する地震の震源特性
設定の流れを示す。

図 4.2

詳細法解析範囲と想定断層面－ 67 －

防災科学技術研究所研究資料

図 4.3

第 263 号

2005 年 3 月

活断層で発生する地震の震源特性設定の流れ－ 68 －

4.2

断層モデルの作成

4.2.1 断層パラメータの設定
断層パラメータの設定は、地震調査委員会（例えば、2003a, b 参照）で制作された「活断層で発生する地震の強震動評価のレシピ」（以下「レシピ」と呼ぶ）に沿って設定した。設定に関して「レシピ」では以下のように記述されている。
活断層で発生した地震の震源特性の設定においては、評価対象を断層全体の形状や規模を示す巨視的震源特性、主として震源断層の不均質性を示す微視的震源特性、破壊過程を示すその他の震源特性の３つに分けて設定を行い、特性化震源モデルを作成する。以下に説明する震源特性パラメータ設定方法は、基本的には想定するシナリオ地震に対して最初に特性化震源モデルを構築する際に用いる設定方法であり、強震動評価初期段階における震源特性パラメータの設定が、一貫性をもってなされることを目的としている。
活断層で発生する地震は、海溝型地震と比較して、地震の活動間隔が長いた
めに、最新活動の地震による観測記録が得られていることは少ない。したがって、活断層では地表における過去の活動の痕跡のみから特性化震源モデルを推定しなければならないため、海溝型地震と比較して、そのモデルの不確定性が大きくなる傾向にある。そのため、そうした不確定性を考慮して、複数のモデルを想定することが望ましい。以下では、それぞれの震源特性ごとに説明する。
巨視的震源特性
断層の巨視的震源特性のパラメータとして、・断層の幾何学的位置（基準位置と走向）・断層の大きさ・深さ
・地震規模
・断層の平均すべり量を設定する。それぞれのパラメータの設定方法について、以下に説明する。
但し、地震調査委員会長期評価部会の評価結果があれば、基本的にそれを用いる。
（１）断層の幾何学的位置（基準位置と走向）断層の幾何学的位置については、変動地形調査や既存のデータをとりまとめ－ 69 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

た「新編日本の活断層」、「都市圏活断層図」などを基に設定する。その際、付近に複数の断層が存在する場合には、松田 (1990) の基準に従って、起震断層を設定する。また、断層間の形状、活動間隔、地表の変位量等の情報により、必要に応じてセグメント分けを行う。セグメント分けした場合には、想定される
地震をすべて設定することが望ましいが、現状では計算量が膨大になることか
ら可能な範囲で確率の高いもの、規模の大きいものなどから順に想定地震を設定する。
地震調査委員会長期評価部会で決定された震源の形状評価があれば、その形
状評価を推定根拠に留意して利用するのが望ましい。
（２）断層の大きさ（長さ、幅）、深度
長さ L (km) については（１）で想定した起震断層の形状を基に設定する。幅W (km) については、Somerville et al. (1999) による下記に示した W と L の経験的関係、
W=L

（L < Wmax）

W = Wmax （L≧Wmax）(4-1)

を用いる。この関係は内陸の活断層地震の W はある規模以上の地震に対して飽和して一定値となる（平成 15 年 3 月 12 日地震調査研究推進本部地震調査委員会）ことを示している。ここで、Wmax = Ws/sinθ, Ws:地震発生層の厚さ (Ws≦20km)、θ:断層の傾斜角。Ws = Hd - Hs。Hd と Hs は地震発生層の下限および上限の深さで微小地震の深さ分布から決められる [Ito(1999)]。
断層上端の深度 D (km) については、微小地震発生層の上面の深度 Hs（微小地震の浅さ限界）と一致するものとする。これは、地表に断層変位が確認されていても、震源の動力学モデルの研究から地表付近の数ｋｍに及ぶ堆積岩層において応力降下がほとんど発生しなくてもその下の基盤岩部分の地震エネルギーを放出させる破壊が堆積岩層に伝わり破壊が地表に達することがわかってきたためである（例えば、Dalguer et al. , 2001）。

－ 70 －

4.2

断層モデルの作成（３）地震規模（地震モーメント）
地震モーメントは震源断層の面積（=長さ×幅）との経験的関係より算定する。
Somerville et al. (1999) によると地震モーメント Mo (dyne・cm)と震源断層の面積
S (km2) の関係は、
S=2.23・10-15・Mo2/3(4-2)となる。ただし、Somerville et al. (1999) の式は過去の大地震の強震動インバージ
ョン結果を基に設定されているため、地震モーメントの適用範囲が制限される。
したがって、適用範囲を超える地震については Wells and Coppersmith (1994) 等による強震動インバージョンが行われていないデータから妥当な値を設定する。
複数の地震セグメントが同時に動く場合は、地震セグメントの面積の総和を
震源断層の面積とし、上式を用いて全体の総地震モーメント Mo を算定する。
個々のセグメントへの地震モーメントの振り分けは、すべてのセグメントで平均応力降下量が一定となるよう、次式に示すようにセグメントの面積の 1.5 乗の重みで振り分ける。
Moi=Mo・Si3/2/ΣSi3/2(4-3)

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

で表される。剛性率については、地震発生層の密度、Ｓ波速度から算定する。

－ 71 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

微視的震源特性
断層の微視的的震源特性のパラメータとして、・アスペリティの位置・個数
・アスペリティの面積
・アスペリティ、背景領域の平均すべり量
・アスペリティ、背景領域の応力降下量・fmax
・すべり速度時間関数を設定する必要がある。それぞれのパラメータの設定方法について、以下に説明する。
（１）アスペリティの位置・個数
アスペリティの位置、強震動評価地点および破壊開始点の位置関係により強震動予測結果は大きく変化するため、アスペリティの位置の設定は重要である。
地震断層の変位分布を詳細に調査した最近の研究では、深度の浅いアスペリテ
ィの位置が地震断層の変位の大きい領域によく対応することが明らかにされている（杉山・他, 2002）。したがって、活断層においても詳細な変位分布が把握できれば、アスペリティの位置をある程度特定することが可能である。しかし、実際には活断層において、このようなデータが得られていることはほとんどな
く、アスペリティの位置を１箇所に特定することは困難であることから、・トレンチ調査等で大きな変位量が観測された地点の付近
・防災上の観点から影響が大きいと推定される地点の付近
・強震動予測結果のばらつきといった点を配慮して、複数のケースを想定することが望ましい。アスペリテ
ィ の 個 数は、1) 過去の内陸地震の強震動 インバージョン結果を整理した
Somerville et. al. (1999) によると、１地震当たり平均 2.6 個、2) 想定する地震規模
が大きくなるにつれて、一般的に同時に動くセグメントが多くなり、アスペリ
ティの数も大きくなる傾向にある。例えば、鳥取県西部地震 (Mw=6.8) が２個、－ 72 －

4.2

断層モデルの作成

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

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

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

A=4π・r・Δσa・β2(4-8)－ 73 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

ここで、Δσa はアスペリティの平均応力降下量、βは震源域のＳ波速度。一方、最近の研究成果から、内陸地震によるアスペリティ総面積の占める割合は断層
総面積の平均 22% (Somerville et al., 1999)、15%27% (宮腰・他, 2001) であり、拘束条件にはならないがこうした値も参照しておく必要がある。アスペリティ
がセグメントに２個ある場合、各アスペリティへの面積の割り振りは、最近の研究成果から 16:6（入倉・三宅, 2001）、2:1（石井・他, 2000）となるとの見方も参照する。
注：地震規模と断層面積が与えられ、さらに短周期レベルが与えられると、上の関係式からアスペリティの総面積と実効応力が一義的に与えられる。それらのパラメータを用いて計算された地震波形や震度分布が検証用の過去の地震データと一致しないときは、第一義的に推定される地震規模と短周期レベルを優先してパラメータを設定する。過去の地震波形データがある場合にはアスペリ
ティ面積は波形のパルス幅などから推定が可能である。
（３）アスペリティ・背景領域の平均すべり量
アスペリティ全体の平均すべり量 Da は震源断層全体の平均すべり量 D のα倍とし、最近の内陸地震の解析結果を整理した結果（石井・他，2000）を基にα=２倍とする。
Da=α・D(4-9)

これにより、背景領域の平均すべり量 Db は全体の地震モーメント Mo からアスペリティの地震モーメント Moa を除いた背景領域の地震モーメント Mob を算定することにより、背景領域の面積 Sb から算出される。
Moa=μ・Da・Sa(4-10)

Mob=MoMoa(4-11)

Db=Mob/(μ・Sb)(4-12)

ここで、μは剛性率。
－ 74 －

4.2

断層モデルの作成

個々のアスペリティの平均すべり量 Dai は、個々のアスペリティを便宜的に
円形割れ目と仮定した場合に、個々のアスペリティの面積 Sai（ｉ番目のアスペ
リティの面積）から算定される半径 ri（i 番目のアスペリティの半径）との比を全てのアスペリティで等しい（Dai/ri = 一定；平均応力降下量が全てのアスペリ
ティで等しい。）と経験的に仮定し、次式により算定する。
Dai=(γi/Σγi3)・Da（4-13）

ここで、γi は ri / r であり、Dai はｉ番目のアスペリティの平均すべり量である。
また、r は上の「アスペリティの面積」で述べたアスペリティ全体の便宜的な半径である。ただし、こうして求まった最大アスペリティの平均すべり量と、ト
レンチ調査で推定されるすべり量が著しく異なる場合には必要に応じて、(4-9)
式のαの値を調整する。
（４）アスペリティの平均応力降下量・実効応力及び背景領域の実効応力
アスペリティの平均応力降下量Δσ a は、(4-7) 式を変形して求めた次の(4-14)式から算定されることになる。
Δσa=(7/16)・Mo/(r2・R)（4-14）

このため、震源断層全体の地震モーメントが一定の条件の下でも、アスペリ
ティの総面積あるいは震源断層の面積が変化すると平均応力降下量が変化することになる。また、アスペリティが複数ある場合には、特にその震源域の詳しい情報がない限り、各アスペリティの平均応力降下量はアスペリティ全体の平均応力降下量に一致し、すべて等しいと仮定する。さらに、アスペリティの実
効応力 σa は、経験的にその平均応力降下量 Δσa とほぼ等しいと仮定する。
背景領域の実効応力σ b は、実効応力∝すべり速度∝（すべり量／立ち上がり時間）立ち上がり時間=震源断層(矩形の場合)の幅／(破壊伝播速度×2)の比例
関係・近似関係により、アスペリティの個数がセグメントに１つの場合、アスペリティ領域の幅 Wa を用いて、
σb=(Db/Wb)／(Da/Wa)・σa－ 75 －（4-15）

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月より算定し、アスペリティの個数が複数の場合、
σb=(Db/Wb)・(π1/2/Da)・r・Σγi3・σa（4-15）’

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

0<t<tb

1/2

tb <t<tr

dD(t)/dt= b/(t-ε)
c-ar(t-tr)

tr <t<ts0

t<0 or t>ts

ただし、
ε=(5tb-6td)/{4(1-td/tb)}b=2Vm・tb/td・(tb-ε)1/2・(1-tb/2td)－ 76 －(4-16)

4.2

断層モデルの作成

c, ar：係数、tr:(ts-tr)=2:1で表され、この近似式を計算するためには、・最大すべり速度振幅 Vm
・最大すべり速度到達時間 td
・すべり速度振幅が 1/t1/2 に比例する Kostrov 型関数に移行する時間 tb
・ライズタイム trの４つのパラメータを与える必要があり、それぞれのパラメータの設定方法は以下の通りである。
・ 最大すべり速度振幅 Vm
Vm=Δσ・(2・fc・W・Vr)1/2/μ(4-17)

fc：ローパスフィルタのコーナー周波数(fmax と同等)
W：断層幅
Vr：破壊伝播速度・最大すべり速度到達時間 td
fmax≒1/(π・td)(4-18)

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

・ライズタイム trtr≒W/(2・Vr)

その他の震源特性
その他の微視的震源特性のパラメータとして、・平均破壊伝播速度
・破壊開始点－ 77 －(4-19)

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月・破壊形態を設定する必要がある。それぞれのパラメータの設定方法について、以下に説明する。
（１）平均破壊伝播速度
平均破壊伝播速度 Vr(km/s)は、特にその震源域の詳しい情報がない限り、
Geller(1976)による地震発生層のＳ波速度 Vs(km/s) との経験式
Vr=0.72・Vs(4-20)

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

－ 78 －

4.2

4.2.2

断層モデルの作成

巨視的震源特性の設定





















①

震源断層の位置について
震源断層の位置については、「長期評価」による活断層位置図を参照した。
砺波平野断層帯東部については、その高清水（たかしょうず）断層と城端（じょうはな）上梨（かみなし）断層とで走向が大きく異なっているため、屈曲点を設けた。砺波平野断層帯西部については、石動（いするぎ）断層と法林寺（ほうりんじ）断層との間に4～6kmのステップが認められている。ここでは、断層モデルの走向を両断層の走向に合わせ、かつ断層モデルの地表ト
レースが両断層帯の中間に位置するように設定した。呉羽山断層帯について
は、「長期評価」で示されている断層の南端と北端を直線で結び、さらにその北方の富山湾海域にある尾根状地形東縁部の北東端まで断層が7km延長していると想定した。
地震発生層の深さについて、その上限、下限を微小地震の深さ分布および地盤構造の評価結果より、それぞれ4km、20kmと推定した（図4.4）。
いずれの断層についても、断層の形態が逆断層であること、また呉羽山断層帯や砺波平野断層帯西部（法林寺断層）を横切る反射法探査結果から読み取れる地表付近における断層の傾斜角より、震源断層の傾斜角は45°とした。
上記の地震発生層の厚さおよび傾斜角から断層の幅を算定し[４章(4-1)式参照]、震源断層の面積を算出した。

②

地震モーメント Mo
地震モーメント Mo については、内陸地震の震源断層全体の面積Ｓと Mo との関係に基づいて求めた [４章(4-2)式参照]。

③

平均すべり量Ｄ
震源断層全体の平均すべり量Ｄは、想定震源域の平均的な剛性率μ、地震モーメント Mo 及び震源断層の面積Ｓを用いて推定した [４章(4-4)式参照]。

－ 79 －

防災科学技術研究所研究資料

図 4.4

第 263 号

2005 年 3 月

微小地震分布図 (2001.12003.7)－ 80 －

4.2

4.2.3

断層モデルの作成

微視的震源特性の設定

微視的震源特性の設定に関して①⑦の項目で以下のように検討した。

①アスペリティの数
アスペリティの個数は、経験上、1地震につき平均2.6個で、1セグメントにつき12個とされている[4.2.1参照]。本検討では、断層面積が比較的小さいことよりアスペリティの数は１つとした。ただし、砺波平野断層帯東部については、アスペリティが２つのケースも想定した。図4.5に砺波平野断層帯東部、図4.6に砺波平野断層帯西部および呉羽山断層帯における設定断層モデルを示す。

②アスペリティの面積
アスペリティの総面積は、短周期領域における加速度震源スペクトルのレベル（以下短周期レベルと呼ぶ）と関係があることから、以下の手順で算定した。
1) 壇・他(2001)による短周期レベルと地震モーメントとの経験式[４章(4-5)式
参照]を用いて、地震モーメントから短周期レベルを算定した。
2) 上記で算定した短周期レベルから、便宜的に等価な半径rの円形のアスペリ
ティが一つあるという考え方を基にして、アスペリティの面積Saを求めた[４章(4-6)(4-8)式参照]。
3) ２つのアスペリティの面積比は、石井・他(2000)に従い2:1とした。算定した結果、震源断層の面積に対するアスペリティの総面積の比は、2224％となる。これまでの研究成果では、アスペリティの総面積が震源断層の面積と比例関係にあることが経験的に知られており、アスペリティの定義が研究ごとに異なるものの、内陸地震によるアスペリティ総面積の占める割
合は断層総面積の平均22%(Somerville et al.,1999)、15%27%(宮腰・他，2001)、
平均37%（石井・他，2000）といった結果が得られている。

－ 81 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月③アスペリティの位置「長期評価」では、アスペリティの位置を直接推定できるような情報は示されていないことより、いずれの断層帯についても、強震動評価の観点より
アスペリティ位置を想定した。
砺波平野断層帯東部については、富山県（2000）によると、高清水断層北部の情報が少なく、中部から南部のほうで調査事例があり、比較的平均変位量が大きいことが読み取れる（断層の変位量や時代区分の分布を示す資料より平均変位速度〔相当〕の値を算出）。また、城端上梨断層については、
その活動時期を推定する資料が得られていない。これらより、高清水断層の南部から中部付近で比較的すべり量が大きいと考えられることから、その南端中央付近にアスペリティを１つ、または２つ設置したケースを設定した。
同様に砺波平野断層帯西部についても、断層帯北部の石動断層の情報は少なく、断層南部の法林寺断層のほうで調査事例があり、比較的平均変位量が大きいことが読み取れる。これより、法林寺断層全域で比較的すべり量が大きい可能性があることから、砺波平野断層帯西部の南端から中央付近にアスペリティを配置した。
呉羽山断層断層帯については、上記のような情報も得られていないことより、断層帯の中央にアスペリティを配置した。

④アスペリティ・背景領域の平均すべり量
アスペリティ全体の平均すべり量は、最近の内陸地震の解析結果を整理した結果（Somerville etal., 1999）を基に震源断層全体の平均すべり量の2倍とし、アスペリティのすべり量および背景領域のすべり量を算定した[４章(4-9)
(4-13)式参照]。この結果、アスペリティの平均すべり量は、砺波平野断層帯
東部で約1.9m、砺波平野断層帯西部でも約2.0m、呉羽山断層帯では、約2.3mとなり、「長期評価」による1回のずれ量（それぞれ、1.5m、2.0m、2.0m〔垂直成分〕）とほぼ同じ大きさとなっている。

－ 82 －

4.2

断層モデルの作成⑤アスペリティの平均応力降下量・実効応力及び背景領域の実効応力
アスペリティの平均応力降下量・実効応力および背景領域の実効応力は、アスペリティの面積から１つの円形のアスペリティが存在すると見なして算定した[４章(4-14)(4-15)式参照]。
⑥fmax
fmaxについては、これを推定するための情報がないため、地震調査委員会
強震動評価部会(2001)の検討より6Hzに設定した。

⑦すべり速度時間関数
中村・宮武(2000)の近似式を用いた[４章(4-16)(4-19)式参照]。

－ 83 －

防災科学技術研究所研究資料

図 4.5

第 263 号

2005 年 3 月

砺波平野断層帯（東部）における設定断層モデル－ 84 －

4.2

図 4.6

断層モデルの作成

砺波平野断層帯（西部）と呉羽山断層帯における設定断層モデル－ 85 －

防災科学技術研究所研究資料

4.2.4
①

第 263 号

2005 年 3 月

その他の震源特性

破壊開始点の位置
破壊開始点については、分岐形態等から想定することは困難であったこと
より、屈曲点のある砺波平野断層帯東部ではその屈曲点（高清水断層の南端）、
アスペリティを南端に寄せた砺波平野断層帯西部ではその南端、アスペリテ
ィを中央に設定した呉羽山断層帯では、そのアスペリティ中央を破壊開始点とした（いずれも深さはアスペリティの下端）。

②

破壊伝播様式!

"







③

破壊伝播速度平均破壊伝播速度は、地震発生層のＳ波速度との関係(Geller, 1976)から求めた[４章(4-20)式参照]。


4.3

詳細な計算に用いる震源モデル

強震動計算に用いる震源モデルは、震源断層を約2km×2kmの要素メッシュに分割して設定した（図4.5#4.6）。本検討では砺波平野断層帯東部についてはア
スペリティの数を変えた２ケースについて強震動予測を実施し、その他の断層帯については最も平均的なアスペリティ配置（断層帯の中央）のケースについて実施した。各ケースにおける断層傾斜角、アスペリティおよび破壊開始点の位置を図4.5および図4.6に、設定震源特性パラメータを表4.1に示す。

－ 86 －

4.3

表4.1

詳細な計算に用いる震源モデル

砺波平野断層帯・呉羽山断層帯：レシピによる震源パラメータ

参考：長期評価による地震規模は砺波平野断層帯東部および西部が M7.2、呉羽山断層帯が M7.3。これは、Mw=0.78Mjma+1.08 (武村式：logM0=1.17Mjma+17.72, 定義 logM0=1.5Mw+9.1)より、Mw6.8 および 6.9 程度に相当。
：震源時間関数：中村・宮武(2000)による：β=3.46km/s, ρ=2.7g/cm3, μ=3.2323 E+10 [N/m 2] =3.2323 E+11 [dyne/cm 2]：アスペリティー面積／断層面積＝約 14.2

○ 中村・宮武(2000)による震源時間関数
震源 時

ア ス

Vm

間関数

ペ リ

Td

テ ィ

Tb

9.33576E-02

9.36423E-02

9.29177E-02

[s]

ー

Tr

1.71000

1.54500

2.03400

[s]

背 景

Vm

2.21180

2.21200

2.21160

[m/s]

領域

Td

8.06580

7.66680

8.80000

5.30000E-02

[m/s]
[s]

5.30000E-02

[s]

Tb

9.16108E-02

9.19602E-02

9.11191E-02

[s]

Tr

3.96000

3.23400

5.60000[s]－ 87 －

５．計算に用いた地震動予測手法とパラメータ
5.1

簡便法

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

①

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

まず、地盤上での最大加速度を算出する。

log PGA = 0.50MW + 0.00473D + 0.61 log(X + 0.0055 10 0.50M W )  0.003X

(5-1)

ここで、
MW : モーメントマグニチュード

D: 震源深さ (km)X

: 断層最短距離 (km)

司・翠川（1999）は Joyner and Boore（1981）に従って岩盤・地盤を分類しているが、S 波速度との対応は不明である。そこで、本検討では、岩盤での値を工学的基盤における最大加速度とみなす。すなわち、（5-1）式から求められる地盤上の最大加速度を、1.4（司・翠川,1999）で除して岩盤での値に変換し、工学的基盤における最大加速度とする。
② Vs=600m/s の硬質地盤での最大速度の算出
司・翠川（1999）の最大速度 PGV (cm/s) の距離減衰式（5-2）式により、VS = 600m/sの硬質地盤での最大速度を算出する。
log PGV = 0.58M W + 0.0038 D  1.29  log( X + 0.0028  100.50 M W )  0.002 X－ 89 －(5-2)

防災科学技術研究所研究資料③

第 263 号

2005 年 3 月

工学的基盤（S 波速度 400m/s 相当）での最大速度の算出
VS = 600m/s の層から工学的基盤までの増幅率を松岡・翠川（1994）による表層地盤の速度増幅率算定式（5-3）式から算出する。具体的には 1.31 倍する。
log ARV = 1.83  0.66log AVS ± 0.16 (100 < ARV < 1500)

(5-3)

ここで、

ARV

: 地下 30m から地表までの速度増幅度

AVS: 地下 30m から地表までの平均 S 波速度(m/s)④ 地表での最大速度の算出
表層地盤による地盤の増幅は、微地形区分ごとに表層 30m の平均 S 波速度を設 定 し 、 平 均 S 波 速 度 か ら 増 幅 度 を 算 定 す る 方 法 に よ り 評 価 す る 。松岡・翠川（1994）による表層地盤の増幅度評価の方法は次の通りである。
まず、国土数値情報に基づいて微地形区分に分類した上で、各微地形区分毎に表層 30m の平均 S 波速度を評価する。次に（5-3）式を用いて、各微地形ごとに求められた表層 30m の平均 S 波速度から、第三紀ないしそれ以前の丘陵地（平均 S 波 速 度 が 600m/s 程 度 ） を 基 準 と し た 速 度 増 幅 度 を 求 め る 。本検討でも同様な方法により表層の増幅度を求める。ただし、本検討では S
波速度 400m/s の工学的基盤において強震動を評価し、その最大速度を求めるので、工学的基盤から地表までの増幅度は S 波速度 400m/s の地盤を基準としたものにしなければならない。
そこで、まず、松岡・翠川（1994）による基準地盤（平均 S 波速度が 600m/s 程度）から S 波速度 400m/s の工学的基盤までの増幅度を（5-3）式により求める。
表層地盤の速度増幅率算定式（5-3）式に基づき地表での最大速度を算出する。
具体的には 1.31 倍となる。次に、松岡・翠川（1994）または藤本・翠川(2003) に示された手順により求められた表層地盤速度増幅度を 1.31 で除し、得られた値を本検討における S 波速度 400m/s の工学的基盤から地表までの速度増幅度とすることにより、地表での最大速度を算出する。図 5.1 に、簡便法による地図作成
領域における S 波速度 400m/s の工学的基盤から地表までの速度増幅度（松岡・翠川(1994)）を、図 5.2 には簡便法による地図作成領域における S 波速度 400m/s－ 90 －

5.1

簡便法


の工学的基盤から地表までの速度増幅度（藤本・翠川(2003)）を示す。
⑤

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

－ 91 －(4 < I < 7)(5-4)

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月


図 5.1

簡便法による S 波速度 400m/s の工学的基盤から地表までの速度増幅度 (松岡・翠川(1994))－ 92 －

5.1

簡便法




図 5.2

簡便法による S 波速度 400m/s の工学的基盤から地表までの速度増幅度 (藤本・翠川(2003))－ 93 －

防災科学技術研究所研究資料

5.2

第 263 号

2005 年 3 月

詳細法（ハイブリッド合成法）について

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

5.2.1

三次元有限差分法① 手法の概要
有限差分法は有限要素法とならんで解析領域全体を離散化して解く方法（領域法）の代表的なものである。具体的には、対象領域内に配置された離散化された節点(格子点)において、波動場を記述する波動方程式の変数にテイラー展開を適用し微係数を差分近似することで格子点での値に関する連立一次方程式（差分方程式）を作成し、これを逐次解いていく方法である。
格子点毎に独立に物理定数が付与できるので不均質性が強い場の問題を解くのに適するほか、非線形の問題にも適用でき、応用範囲が広い。解き得る問題の規模は計算機の記憶容量と計算時間に依存するが、差分法の計算アルゴリズ
ム自体がベクトル化に適しており、他の手法と比べて大規模な数値演算が容易に行える利点がある。また、他の領域型の離散化手法と同様にすべての格子点での応答が同時に得られるので、可視化の技法を使えば地動の面的分布は容易に表現できる。しかし、次に示すような領域法に属する離散化手法が避けて通れない難点がある。第一は、空間上の離散化された格子点すべてに地盤の弾性定数を与えなければならず扱うデータ量が膨大となることである。第二は空間上の離散化によって生じる数値誤差のため計算精度に留意する必要があり、適用できる周波数帯域は格子点間隔から決まる特定の周波数よりも低周波数側に限定されることである。第三は地盤の半無限性（無限境界）の扱いが完全ではないことである。これらに加え、次のような差分法特有の問題点があげられる。
差分格子は一般的には等間隔の直交格子が基本となるため、格子点の配置に有限要素法のような融通性がなく複雑な境界条件の扱いも容易ではない。例えば、凹凸がある地表面の応力解放条件を満足させるのは容易ではない。時空間上の有限差分法では計算効率が陰解法と比べて格段に優れている陽解法を採用する－ 94 －

5.2

詳細法（ハイブリッド合成法）についてのが普通である。陽解法とは各時間ステップ毎の各格子点における解をその点自身とその極く近傍の格子点の数ステップ前までの解を用いて、式を解かずに直接計算するだけで求める方法であり、陰解法に比べて計算に必要な記憶容量が非常に少なくて済み、計算時間も大幅に短縮されるという利点がある。しかし、陽解法を採用する場合、空間および時間の離散化において数値安定性を考慮する必要があり、空間的に変化する Q値を導入する場合、近似的な扱いとならざるを得ない。上述したようないくつかの難点もあるが、有限要素法と比べて簡便で計算時間が速いので、最近では大規模な領域を対象とした地震波の波動伝播問題によく用いられている。
② 地盤および波動伝播特性のモデル化と精度(1) 格子点の配置
媒質の離散化における格子点（グリッド）の配置方法として、食い違い格子あるいはスタッガードグリッド（staggered grid）と呼ばれるものを用いる。
これは、変位（あるいは速度）を評価する格子点と応力を評価する格子点を
格子点間隔 h の半分だけずらす方法である（例えば、Virieux and Madariaga,
1982）。変位勾配から歪み・応力が決まるという物理的な性質をよく表しており自然であり、数値安定性が向上する利点がある。ただし、変位（あるいは速度）の各成分の格子点が互いに異なる点にあるため、厳密には同一点での値を求めることができない不自由さがある。
(2) 離散化誤差と数値安定性
微分演算の差分近似は、微分点の前後での値の変化が十分に小さいことを仮定してテイラー展開を用いて誘導されるので、離散化誤差を小さくするた
めには格子点間隔を対象波長に対して小さく選ぶ必要がある。格子点間隔を
対象波長の何分の一以下にすべきかは差分方程式の近似度（あるいは精度ともいう）によって決まる。微分法の値は近似度４（４次精度）の場合、その周囲の４つの格子点の値から定まる。三次元波動場の計算に最近よく用いられる差分法は空間に関して近似度 4 のものが多い（例えば、Frankel and Vidale,
1992; Graves, 1996;Pitarka, 1999）。実際の計算上の精度を確保するための格子点間隔は、空間に関して近似度４の場合、対象波長の５分の１以下にする必要がある（Levander、1988）。それよりも短い波長の波は減衰させられる（例－ 95 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

えば、Buell, 1991; 竹中, 1993）と同時に位相速度の変化（数値分散）が顕著になる。波動方程式を陽解法型の差分方程式に近似して解く場合の差分スキー
ムの安定性を確保するための必要条件は、単位の時間ステップ t だけ経過したときの波面の進行距離が単位のグリッド内におさまるという条件である。
この場合、グリッド間隔 h の等間隔グリッドを用いた三次元差分方程式では、
最速波の速度を Vmax とすると時間ステップ t は以下の条件を満足しなければならない（Graves、1996）。
t < 0.495h /Vmax（5-5）(3) 吸収境界条件
計算機の能力に限界があることから、有限差分法でモデル化できる媒質の範囲（計算領域）は限られる。計算領域の境界面に何らの境界条件も与えな
いとこれらの面は剛体壁（固定端）として振る舞うため、この面に達した波は完全反射して計算領域内に戻ってきてしまう。しかし、実際の地盤にこのような壁は存在しない。この計算上の反射波を防ぐには、十分大きな計算領域を設定し、反射波が着目地点に戻ってくる前に計算を打ち切る必要がある。
しかし、この方法では計算する地震波の継続時間が長ければ長いほど計算領域を大きくとらなければならなくなり、記憶容量、計算時間とも膨大になってしまう。そこで、計算領域を必要以上に大きくとらない方法として、境界面に入射した波が吸収される吸収境界条件（absorbing boundary condition）が開発された。この吸収境界条件としては Clayton and Engquist（1977）のものが有名であるが、この吸収境界条件だけでは反射波の抑止が完全ではない。
そこで最近では、境界面から 20 あるいは 30 点の格子点を帯状の波動吸収領域として用い、この中では時間ステップ毎に波の振幅に指数関数を乗じ振幅を徐々に減少させる方法（Cerjan et al., 1985）が用いられている。Graves（1996）、
Pitarka（1999）、Aoi and Fujiwara(1999)の有限差分法では、Clayton and Engquist（1977）の吸収境界条件と Cerjan et al.（1985）の帯状の吸収領域が併用されている。
(4) 地表面における応力解放条件
直交格子を基本とする有限差分法で地表面における応力解放条件を満足さ－ 96 －

5.2

詳細法（ハイブリッド合成法）について

せ、かつ数値安定性を確保することはそう簡単ではない。有限差分法で地表面を扱う方法の一つは自由地表面での応力零の条件を陽に定式化する方法である（Zero - stress formulation）。地表面が水平な場合には場の逆対称性を利用
して応力零の条件を満足するために必要な地表面上および地表面より上の空
中の格子点の変位や応力の値を容易に計算できる（例えば、Levander, 1988;
Graves, 1996; Pitarka, 1999; Aoi and Fujiwara, 1999）。この場合には数値的な安定性が確保され精度もよい。しかし、この方法を凹凸がある地表面に適用することは難しい。
(5) Q値
媒質の一般的な非弾性減衰を考慮するには応力と歪みとのコンボリュ-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。

－ 97 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月③ 震源のモデル化
断層面上の滑り時間関数や破壊時刻といった運動学的パラメターを先験的に与える運動学的断層モデルの場合、有限差分法のような領域法に属する離散化手法で最も問題なのは、一つの格子点にダブルカップルを厳密に作用させるのが簡単ではないことにある。この問題点の解決法として、分布震源を用いる方
法とソースボックス法の二通りがある（竹中, 1993）。前者は有限な広さを持つ
複数の格子点にそれぞれ異なった向きのシングルフォースを作用させることで分布震源としてダブルカップルを近似的に表現する方法である（Aboudi, 1971）。
この方法は簡便なことからよく用いられてきた（例えば、Frankel, 1993）。最近、
Graves（1996）はこの方法と食い違い格子（スタッガードグリッド）との取り合わせがよいことに着目し、三次元場の食い違い格子におけるモーメントテンソ
ルの表現式を導いている。Aoi and Fujiwara（1999）でも Graves（1996）と同様の方法でダブルカップルの点震源をモデル化している。
④ 不等間隔格子による有限差分法
本検討では、不連続隔格子を用いた Aoi and Fujiwara（1999）の有限差分法により計算を行う。有限差分法による計算を行う際には、計算の対象とする媒体
を直方体の格子点に離散化する。この時、計算の安定条件を満たすために、格子間隔は（5-6）式と次の条件を満たす必要がある。
f < Vmin /(6h)（5-6）

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

－ 98 －

5.2

詳細法（ハイブリッド合成法）について⑤ 三次元有限差分法による計算条件
以下の条件で計算を実施することとした。
・グリッド

1250×1300×135

・グリッド数

219,375,000

・最小グリッド間隔

0.1km・出力点総数16200

・出力波継続時間

100 秒

・出力波時間刻み

0.0083 秒

領域内の最小弾性波速度 700m/s と最小グリッド間隔 0.1km を用いると(5-6)式
により 0.86 秒までの計算を精度よく行うことが可能である。このような理由から、後述するハイブリッド法によるマッチングフィルターの中心周期 1 秒としている。

－ 99 －

防災科学技術研究所研究資料

5.2.2

第 263 号

2005 年 3 月

統計的グリーン関数法

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

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

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

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

(5-8)

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

M 0t (t) = μ  V[t  r( ) /   T( )]dS( )S－ 100 －

(5-9)

5.2

詳細法（ハイブリッド合成法）について

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

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

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

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

ここに μ pq (=  pq  pq ) は地殻の剛性率、  pq は実効応力である。
2－ 101 －

(5-11)

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

時刻歴（統計的経時特性）の作成

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

ここで、log(t b  t a ) = 0.229M JMApq 1.112
log(t c  t b ) = 0.433M JMApq 1.936
log(t d  t c ) = 0.778log rpq  0.34である。気象庁マグニチュードは、佐藤(1989)による式で地震モーメント M 0 pq より(5-13)で計算する。
M JMApq =log M 0 pq (dyne  cm) 16.2
1.5－ 102 －

(5-13)

5.2



詳細法（ハイブリッド合成法）について

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

図 5.3

要素地震波形例－ 103 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

本検討で用いた種地震作成パラメータを表 5.1 に示す。

表 5.1

砺波平野断層帯・呉羽山断層帯における種地震作成パラメータ一覧

パラメータ

パラメータ名称値

単位

M 0 pq

地震モーメント

2.31E+23

dyne・cm

 pq
L pq
W pq
Dpq
μ pq

実行応力

100

bar

要素断層長さ

2.0

km

要素断層幅

2.0

Km

すべり量

0.17296m

要素断層の剛性率

32.3

GPa

 sb
 pq

地震基盤 S 波速度3.46km/sec

要素断層 S 波速度3.46km/sec

 sb
 pq

地震基盤密度 (g/cm3)

2.7

g/cm3

要素断層密度 (g/cm3)

2.7

g/cm3

f max pq

高周波遮断成分 fmax6

Hz

地殻のＱ値( f > 1Hz)

100 f 0.69

地殻のＱ値( f  1Hz)

100

F

ラディエーションパターン

0.62

m

係数

4.0

Q( f )－ 104 －

5.2

詳細法（ハイブリッド合成法）について

 波形合成法（統計的グリーン関数法）アルゴリズム●壇・佐藤(1998)の方法

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

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

V pq
Dpq

=

2 pq

μDpq,

2
 Spq =,
 pq

M 0S ( ) =μLSW S DS,(1+ j / cs ) 2

 pq =LSW S.
（5-14）

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

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

Fpq ( ) =(1+ j / cs ) 2
DS (1+ j / Dpq )(1+ j / Spq )Dpq（5-15）となる。壇・佐藤(1998)の合成方法によって得られる合成波形のフーリエ変換の低振動数領域および高振動数領域における振幅は、距離補正項を無視すると、－ 105 －

防災科学技術研究所研究資料a

Dpq
uS ( )
DS
p=1 q=1ul ( ) =2005 年 3 月

bul ( ) =  a

第 263 号b

  pq  2  
p=1 q=1uS ( )

(  0)（5-16）(  )Sとなる。ただし、高振動数領域における振幅はランダム和となることを考慮した。ここで非一様な実効応力  pq が全ての要素断層において 1に等しいとして、小地震の実効応力  S に対する比率を d と等しいとして、小地震のすべり量 DS に対する比率を c とおくと、ul ( ) = abcuS ( )ul ( ) = abduS ( )(  0)(  )(5-17)と な る 。 さら に小 地震 と大 地震 との 間 で巨 視 的断 層パ ラメ ータ の相 似 則(a = b = c = n,d = 1) が成り立っていると仮定すると、

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

－ 106 －

5.2

詳細法（ハイブリッド合成法）について

a

A = 4  2b

  (  )
pq

2

pq

(5-19)

p=1 q=1

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

Fpq ( ) =

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

－ 107 －

(5-20)

防災科学技術研究所研究資料

5.2.3

第 263 号

2005 年 3 月

ハイブリッド合成法

ハイブリッド合成法は、短周期領域と長周期領域においてそれぞれ求めておいた 2 つの計算結果を合成して広帯域地震動を評価する方法である（例えば、川瀬・松島, 1998 ;入倉・釜江, 1999）。今回は、短周期側では統計的グリーン関数法により求めた Vs=450m/s 層上面での時刻歴波形を用いる。長周期側では三次元有限差分法により求めた Vs=750m/s 層上面での時刻歴波形を用いる。合成
は、ある周期（接続周期）を中心とするコサイン型フィルタの組み合わせによるマッチングフィルタを用いて時刻歴波形をフィルタ処理し、時刻歴で重ね合わせて行う。三次元有限差分法により周期 0.75 秒までの計算を精度よく行うことが可能であることから、ハイブリッド合成法によるマッチングフィルタの中心周期を 1.0 秒とした。図 5.4 に、用いたマッチングフィルタを示す。統計的グリーン関数法により計算された波形のロールオフ周期、カットオフ周期はぞれ
ぞれ、0.71 秒、1.6 秒であり、三次元有限差分法により計算された波形のロール
オフ周期、カットオフ周期はぞれぞれ、1.6 秒、0.71 秒である。 Vs=450m/s 層
上面でのハイブリッド合成波を入射波とした。計算波形を表示する 5 地点では、
Vs=450m/s 層上面でのハイブリッド合成波を「詳細法工学的基盤」での合成波と呼ぶ。６章以降で図 2.5 に示す 8 地点での時刻歴速度波形及び減衰定数 5％の疑似速度応答スペクトルを表示する。


図 5.4

使用したマッチングフィルター（中心周波数 1Hz）と波形合成概念図－ 108 －

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

6.1

簡便法による強震動予測結果「簡便法」による強震動予測結果を図 6.16.5 に示す。本検討では、松岡・
翠川 (1994) による地盤増幅率と藤本・翠川 (2003) による地盤増幅率の両方を使い、結果を比較している。
「簡便法」による震度分布は比較的滑らかに変化している。
「簡便法」では、工学的基盤から地表への最大速度の増幅率の影響は反映されているが、「詳細法」と異なり地震基盤から工学的基盤までの増幅は考慮されていない。また断層付近に着目すると、「簡便法」ではディレクティビティ効果を評価していないため、震度は、後述の「詳細法」の震度より小さめとなっている。
図 6.1 に砺波平野断層帯東部（地表震度・最大速度は松岡・翠川 (1994) ）、
図 6.2 に砺波平野断層帯西部（地表震度・最大速度は松岡・翠川 (1994) ）、図 6.3に呉羽山断層帯（地表震度・最大速度は松岡・翠川 (1994) ）の結果を示す。また、図 6.4 に松岡・翠川 (1994) の増幅率における地表震度分布、図 6.5 に藤本・
翠川 (2003) の増幅率における地表震度分布をそれぞれ示す。

－ 109 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.1

第 263 号

2005 年 3 月

簡便法における砺波平野断層帯東部の簡便法の結果－ 110 －

6.1

簡便法による強震動予測結果


図 6.2

簡便法における砺波平野断層帯西部の簡便法の結果

－ 111 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月


図 6.3

簡便法における呉羽山断層帯の簡便法の結果

－ 112 －

6.1

簡便法による強震動予測結果


図 6.4

松岡・翠川 (1994) における簡便法の地表の震度分布

－ 113 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月


図 6.5

藤本・翠川 (2003) における簡便法の地表の震度分布

－ 114 －

6.2

6.2

「有限差分法」による強震動予測結果「有限差分法」による強震動予測結果

４章に示した４つの断層モデル（図 4.5～4.6 参照）における「有限差分法」
による地震動予測計算結果を図 6.66.9 に、振幅値のスナップショットを図 6.10
～6.13 に示す。
これらの図は、差分法による計算結果にマッチングフィルターと同じローパ
スフィルターが適用されたものである。また、スナップショットの振幅表示はそれぞれの時間における最大振幅で正規化している。いずれのケースにおいても、主となる破壊の伝播方向（砺波平野断層帯東部では北方向、砺波平野断層
帯西部では北東方向、呉羽山断層帯では東方向）において、ディレクティビテ
ィ効果のために振幅が大きくなっていることがわかる。呉羽山断層帯のケース
では、富山平野下の厚い堆積層で地震動が増幅する効果も加わり、断層西側の振幅が顕著に大きくなっている。地震動の継続時間に着目すると、堆積層の厚い富山平野および砺波平野では、断層破壊が始まってから 30 秒経過した時点でも山間部と比べ相対的に振幅が大きい状態が続いている。

－ 115 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

図 6.6

差分法による工学的基盤上面(Vs=450m/s)の最大速度分布(砺波平野断層帯東部（アスペリティ２つ）CASE1-1)（図は差分法の結果 (CASE1-1) に 1Hz のローパスフィルターをかけたもの）

図 6.7

差分法による工学的基盤上面(Vs=450m/s)の最大速度分布(砺波平野断層帯東部（アスペリティ１つ）CASE1-2)（図は差分法の結果 (CASE1-2) に 1Hz のローパスフィルターをかけたもの）－ 116 －

6.2

「有限差分法」による強震動予測結果

図 6.8

差分法による工学的基盤上面(Vs=450m/s) の最大速度分布（砺波平野断層帯西部 CASE1）（図は差分法の結果 (CASE1) に 1Hz のローパスフィルターをかけたもの）

図 6.9

差分法による工学的基盤上面(Vs=450m/s)の最大速度分布(呉羽山断層帯 CASE1)（図は差分法の結果 (CASE1) に 1Hz のローパスフィルターをかけたもの）－ 117 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.10

第 263 号

2005 年 3 月

有限差分法による計算結果例：砺波平野断層帯東部（アスペリティー
２つ）のスナップショット（上：Ｘ軸、下：Ｙ軸）－ 118 －

6.2

図 6.11「有限差分法」による強震動予測結果

有限差分法による計算結果例：砺波平野断層帯東部（アスペリティー
１つ）のスナップショット（上：Ｘ軸、下：Ｙ軸）－ 119 －

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図 6.12

第 263 号

2005 年 3 月

有限差分法による計算結果例：砺波平野断層帯西部のスナップショット（上：Ｘ軸、下：Ｙ軸）－ 120 －

6.2

図 6.13「有限差分法」による強震動予測結果

有限差分法による計算結果例：呉羽山断層帯のスナップショット（上：Ｘ軸、下：Ｙ軸）－ 121 －

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6.3

第 263 号

2005 年 3 月「統計的グリーン関数法」による強震動予測結果

統計的グリーン関数法においては、次に述べるように、各要素断層に対する地震基盤における統計的グリーン関数、三次元地下構造モデル上面（ここでは、「詳細法工学的基盤」と同じ）における統計的グリーン関数を順次作成し、波形合成を行った。
４章に示した４つの断層モデル（図 4.5～4.6 参照）における「統計的グリーン関数法」による地震動予測計算結果平面図を図 6.14～6.17 に示す。
計算結果には、マッチングフィルターと同じハイパスフィルターを適用している。いずれのケースにおいても、アスペリティの直上方向、ややディレクテ
ィビティ方向（砺波平野断層帯東部では北方向、砺波平野断層帯西部では北東方向、呉羽山断層帯では東方向）において、振幅が大きくなっている。呉羽山
断層帯のケースでは、富山平野下の厚い堆積層で地震動が増幅する効果もあわせて、断層西側の振幅が顕著に大きくなっている。
図 6.18 には、地盤に対してＱ値を与えることで、減衰を考慮した計算を実施
したが、大きく変化はしなかった。図 6.19 にフィルターによる結果の変化を示す。

－ 122 －

6.3

「統計的グリーン関数法」による強震動予測結果



図 6.14

統計的グリーン関数法における工学的基盤 (Vs=450m/s) の結果に各周波数のハイパスフィルターをかけた結果の比較（砺波平野東部断層帯 CASE1-1）－ 123 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月


図 6.15

統計的グリーン関数法における工学的基盤 (Vs=450m/s) の結果に各周波数のハイパスフィルターをかけた結果の比較（砺波平野東部断層帯 CASE1-2）－ 124 －

6.3

「統計的グリーン関数法」による強震動予測結果


図 6.16

統計的グリーン関数法における工学的基盤 (Vs=450m/s) の結果に各周波数のハイパスフィルターをかけた結果の比較（砺波平野西部断層帯 CASE1）－ 125 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月


図 6.17

統計的グリーン関数法における工学的基盤 (Vs=450m/s) の結果に各周波数のハイパスフィルターをかけた結果の比較（呉羽山断層帯 CASE1）－ 126 －

6.3

「統計的グリーン関数法」による強震動予測結果


図 6.18

Q 値を考慮した統計的グリーン関数法における工学的基盤の結果（ Vs=750m/s:Q=50, Vs=450m/s:Q=35, その他 Q=100 ）－ 127 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月


図 6.19 フィルターによる最大値の変化量（呉羽山断層帯：赤点：0.2Hz のハイパスでの結果、黒点：フィルターをかけない結果）－ 128 －

6.4

6.4

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

詳細法（ハイブリッド合成法）の計算手順を以下に記す。

6.4.1

計算手順

手順[１]：深部地盤上面における波形計算
深部地盤上面における波形をハイブリッド合成法により求める。ハイブリッド合成法は、長周期成分を理論的方法（Aoi and Fujiwara(1999)による不等間隔
格子有限差分法）により、短周期成分を統計的グリーン関数法（壇・他(2000)）
によりそれぞれ計算し、合成する方法である。
手順[２]：工学的基盤における波形計算
深部地盤の上面の S 波速度（Vs）は 450m/s から 3460m/s まで変化するが、本検討では、Vs=450m/s に至る層の上面を工学的基盤と定義した。Vs=450m/s
層の無いところでは薄く Vs=450m/s が上部に存在すると仮定した。
手順[３]：地表における最大速度の計算
工学的基盤から地表までの最大速度増幅率を算定し、これを詳細法による工学的基盤での最大速度に乗じて地表における最大速度を求める。
工学的基盤から地表までの最大速度増幅率は、3 章の地下構造モデルの設定で作成された地盤モデルと簡便法における標準地盤（S 波速度 400m/s 相当）
か ら 地 表 ま で の 増 幅 度 に 、 工 学 的 基 盤 (Vs=450m/s) か ら 簡 便 法 基 準 地 盤(Vs=400m/s)までの増幅度の補正係数を乗じて求める。増幅度の補正係数は、
松岡・翠川(1994)による表層地盤の速度増幅度算定式(6-1)式にそれぞれの S 波
速度を代入して算定された速度増幅度の比とする。すなわち補正係数は（工学的基盤の S 波速度／400）0.66で算定される。本検討では Vs=450m/s から Vs=400m/s までの増幅倍率(6-1)式
より補正係数を 1.07 倍とした。
log ARV = 1.83  0.66log AVS ± 0.16 (100 < ARV < 1500)

ここで、－ 129 －

(6-1)

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

ARV: 地下 30m から地表までの速度増幅度

AVS: 地下 30m から地表までの平均 S 波速度 (m/s)

手順[４]：地表における計測震度
計算された地表最大速度より、次の(6-2)式に示す翠川・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 + 1.72log PGV ± 0.21

(4 < I < 7)

(6-2)

I : 計測震度
PGV : 地表最大速度(cm/s)
なお、翠川・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 －

6.4

6.4.2

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

詳細法における強震動予測結果

砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の４つの断層モデル（図 6.20 参照）における「詳細法」の評価範囲の全地点について、有限差分法と統計的グリーン関数法
による計算結果をそれぞれにマッチングフィルターを施した後に合成することによって（ハイブリッド合成法）、「詳細法工学的基盤」上の時刻歴波形が計算された。図 6.236.26 には、金沢市役所（石川県）、白川村役場（岐阜県）、砺
波市役所（富山県）、高岡市役所（富山県）、八尾町役場（富山県）、富山市役所（富山県）、高山市役所（岐阜県）、魚津市役所（富山県）それぞれに最も近い
８評価地点について、ハイブリッド合成法によって計算された波形および減衰
定数 5%擬似速度応答スペクトルを示す。計算された波形の全般的な特徴として
は、概ね周期 0.20.8 秒の成分の振幅が大きいが、断層との位置関係で破壊の伝播する方向にある計算地点では、そのディレクティビティ効果の影響で 1.0 秒
よりも長周期の成分の振幅が比較的大きめとなっている。なお、統計的グリーン関数法では、P 波は考慮されていない。したがって、ハイブリッド合成後の波形の S 波到達時間よりも前（P 波初動付近）は、有限差分法のみにより計算されており、長周期成分しか有していないことに注意が必要である。
次に各ケースの「詳細法工学的基盤」上での最大速度の分布を比較する(図6.21)。なお、地震動の最大速度値は、「詳細法工学的基盤」上で求められた 2 成
分の時刻歴波形のベクトル合成を行い、その最大値を求めた。いずれのケース（断層）についても、アスペリティの直上およびその周辺の一部の地域で地震動が大きく、40cm/s を超えている。図 6.21 で示した各ケースの「詳細法工学的基盤」での最大速度値に浅い地盤構造による増幅率（図 6.31）を掛け合わせて地表における最大速度値を求めた結果を図 6.32～6.34 に示した。また、これら
最大速度値より換算して求めた震度（地表）の分布を図 6.32～6.33 に示した。
図 6.32 では砺波平野断層帯東部のアスペリティが１つのモデルの結果と２つのモデルの結果を比較しているが、震度分布に大きな相違は無く、断層の直上およびその周辺の一部の地域において震度６弱の揺れが予測された。この図ではその他、砺波平野断層帯西部および呉羽山断層帯の地震を想定した場合の震度分布を示す。砺波平野断層帯西部では、アスペリティに近く、地表における増幅率が高い金沢平野の広い範囲で震度６弱、その一部では震度６強以上の揺れが予測された。呉羽山断層帯では破壊開始点がアスペリティの中央下端にあることにより、ディレクティビティ効果 によってアスペリティ直上付近の地震動－ 131 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月が大きくなり、さらに堆積層が厚く（深い地盤構造）、表層における増幅率も高いことより、高岡市から富山市にかけた広い範囲で震度６強以上の揺れが予測された。
なお、５章で説明したように地表の最大速度から計測震度への換算は経験的な方法（(5-2)式）を用いている。この基としている統計データに計測震度 6.0 を越えるものは少なく、したがって計測震度 6.0 を越えるものの換算については精度が十分でないと考えられる。また、ひずみレベルが大きい場合について、浅部地盤の非線形挙動の影響については評価されていない問題もある。さらに、
強震動予測結果のばらつきの問題なども考慮すると、震度６強と震度７の境界を十分な精度で求められていないと判断される。したがって、本検討では最終的に計測震度 6.0 以上と評価されたところはすべて「震度６強以上」とし、震度７となる可能性もあることを示した。
なお、図 6.276.30 には速度波形の疑似速度応答スペクトルの結果を各ケー
スについて示す。

6.4.3「詳細法」による強震動予測結果と距離減衰式との比較による検証

設定した震源断層（図 6.20）と地下構造の評価結果に基づき、評価範囲について約 1km サイズのメッシュで強震動予測を行った。
強震動予測結果の検証として、震源断層からの最短距離と予測結果の関係を
既存の距離減衰式(司・翠川，1999)と比べた（図 6.22）。全体的に予測結果は距
離減衰式と良い対応を示している。
なお、計算手法の検証としては、ここで用いた手法と同様の手法により兵庫
県南部地震の強震動評価（地震予知総合研究振興会，1999）および鳥取県西部
地震の強震動評価（地震調査委員会強震動評価部会，2002）を行っており、それぞれの評価結果が震度分布や観測記録を説明できることを確認している。
この比較によるとアスペリティの近傍および断層に直交する方向にある計算
地点において、「詳細法」の予測結果が「簡便法」より大きい値を示すことが分かる。これより、震源断層からの距離が同じであっても、アスペリティに近いところにおいては地震動が大きくなること、および「簡便法」では反映されていないディレクティビティ効果が「詳細法」では反映できていることが確認できる。
－ 132 －

6.4

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

図 6.20設定断層モデル－ 133 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

2005 年 3 月

図 6.21 詳細法による工学的基盤上(Vs=450m/s)の結果（接続周波数 1Hz）
[左上：砺波平野断層帯東部 CASE1-1, 右上:砺波平野断層帯 CASE1-2,
左下：呉羽山断層帯, 右下:砺波平野断層帯西部]－ 134 －

6.4

図 6.22「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

詳細法工学的基盤における最大速度値を Vs=600m/s 相当に換算した値と司・翠川(1999)の距離減衰式との比較[左上：砺波平野断層帯東部 CASE1-1, 右上:砺波平野断層帯 CASE1-2,
左下：呉羽山断層帯, 右下:砺波平野断層帯西部]－ 135 －

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図 6.23

第 263 号

2005 年 3 月

詳細法工学的基盤 (Vs=450m/s) における計算波形例
砺波平野断層帯東部 (CASE1-1)－ 136 －

6.4

図 6.24「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

詳細法工学的基盤 (Vs=450m/s) における計算波形例
砺波平野断層帯東部 (CASE1-2)－ 137 －

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図 6.25

第 263 号

2005 年 3 月

詳細法工学的基盤 (Vs=450m/s) における計算波形例
砺波平野断層帯西部－ 138 －

6.4

図 6.26「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

詳細法工学的基盤 (Vs=450m/s) における計算波形例
呉羽山断層帯－ 139 －

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図 6.27

第 263 号

2005 年 3 月

詳細法工学的基盤(Vs=450m/s)における地震動の減衰常数５％の疑似速度応答スペクトル [砺波平野断層帯東部 CASE1-1]－ 140 －

6.4

図 6.28「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

詳細法工学的基盤(Vs=450m/s)における地震動の減衰常数５％の疑似速度応答スペクトル [砺波平野断層帯東部 CASE1-2]－ 141 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.29第 263 号

2005 年 3 月

詳細法工学的基盤(Vs=450m/s)における地震動の減衰常数５％の疑似速度応答スペクトル [砺波平野断層帯西部]－ 142 －

6.4

図 6.30「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

詳細法工学的基盤(Vs=450m/s)における地震動の減衰常数５％の疑似速度応答スペクトル [呉羽山断層帯]－ 143 －

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図 6.31

工学的基盤(Vs=400m/s)

第 263 号

2005 年 3 月

から地表までの最大速度の増幅率（浅い地盤構造）
上：松岡・翠川(1994)、下：藤本・翠川(2003)による地盤増幅率－ 144 －

6.4

図 6.32「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

詳細法による地表の震度分布（接続周波数 1Hz）
[地盤増幅率は松岡・翠川 (1994) を使用]

[左上：砺波平野断層帯東部 CASE1-1, 右上:砺波平野断層帯 CASE1-2,
左下：呉羽山断層帯, 右下:砺波平野断層帯西部]－ 145 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.33

第 263 号

2005 年 3 月

詳細法による地表の震度分布（接続周波数 1Hz）
[地盤増幅率は藤本・翠川 (2003) を使用]

[左上：砺波平野断層帯東部 CASE1-1, 右上:砺波平野断層帯 CASE1-2,
左下：呉羽山断層帯, 右下:砺波平野断層帯西部]－ 146 －

6.4

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

図 6.34 詳細法による地表の最大速度分布（接続周波数 1Hz、リニアスケール）[地盤増幅率は藤本・翠川(2003)を使用][左上：砺波平野断層帯東部 CASE1-1, 右上:砺波平野断層帯 CASE1-2,
左下：呉羽山断層帯, 右下:砺波平野断層帯西部]－ 147 －

７．浅部地盤構造モデル（モデル柱状図）の設定
本検討３章の地下構造モデルの設定や４章の強震動計算方法で述べたとおり、
浅い地盤構造における地震動の増幅については、国土数値情報の地形分類・標高データ等と深さ 30m までの平均Ｓ波速度（AVS30）の間の経験式から増幅率を評価している。地震調査委員会によるこれまでの強震動評価では、この AVS30を求めるのに松岡・翠川 (1994) による経験式を用いていた。ただし、松岡・翠川（1994）では、関東の一部の地域のデータよりこの経験式を求めており、国内の他の地域におけるこの経験式の適用性については、検証されていなかった。
これに対し、藤本・翠川 (2003) は、日本全国のボーリングデータを収集して解析を行い、日本を３つの地域に分け、それぞれの地域について地形分類・標高等のデータと AVS30 の経験式を求めた。
本検討では、この藤本・翠川 (2003) による経験式を用いて、浅い地盤構造における増幅率を求めたが、その際に、松岡・翠川 (1994) を用いた場合や、浅い地盤構造を柱状モデル化した場合の地表における波形を求めた。これらを比較した結果を以下に述べる。なお、ひずみレベルが大きい場合について、浅部地
盤の非線形挙動の影響については評価されておらず、そのため、断層に近いところでの強震動予測結果（地表の最大速度／震度）は、過大評価となっている可能性がある。

7.1

深部地盤構造と浅部地盤構造のＱ値の設定

本検討では、浅部地盤構造で地震動を詳細に再現・検討するために、深部地盤構造と浅部地盤構造のＱ値の設定を行った。
○深部地盤構造のＱ値の設定
木下・大池 (2002) より関東地方のＱ構造が２Ｈｚ以上でＱ＝110 としていることから、地震基盤～工学的基盤までの各速度層のＱ値を 110 と設定した。
○浅部地盤構造のＱ値の設定仮定したＱ値は、小林・他 (1999) のVsを考慮した式 (7-1) により算定した。

－ 149 －

防災科学技術研究所研究資料

第 263 号

1 1 11
=  n+ Q VS  f2005 年 3 月

(n=1)

(7-1)

式 (7-1) に代入されるαおよびβを、土質別３タイプ（粘土・シルト (Ac1)、
砂 (As1)、砂礫(Ag1)）に分類しＱs を算出した（図 7.1 参照）。

㻔㻓㻓㻤㼆㻔㻋㻹㼖㻠㻔㻗㻓㼐㻒㼖㻌㻤㼖㻔㻋㻹㼖㻠㻔㻜㻓㼐㻒㼖㻌㻤㼊㻔㻋㻹㼖㻠㻕㻛㻓㼐㻒㼖㻌

㻴㼖

㻔㻓

㻔

㻔

㻔㻓

㻔㻓㻓

ᣲິᩐ㻋㻫㼝㻌

図 7.1

小林・他 (1999 )の式をモデル柱状図の Ac1, As1, Ag1 の Vs 値を代入した時のＱs 値－ 150 －

7.2

7.2

浅部地盤構造の設定

浅部地盤構造の設定○解析区間内の浅層部の物性値
解析区間内の１ｋｍグリッド毎に対してモデル柱状図の作成を行った。解析
領域は富山、石川、福井、岐阜、長野、新潟の６県にわたる。作成に関しては
以下の文献を参考にした。
・石川県地震被害想定調査（平成７年度）石川県

・富山県地震被害想定調査（平成１３年度）富山県・岐阜県地震被害想定調査（平成１０年度）岐阜県・長野県地震対策基礎調査（平成１４年度）長野県・福井県地震被害予測調査（平成８年度）福井県

・新潟県地震被害想定調査（平成１０年度）新潟県
モデル柱状図に関しては、各報告書に添付されている、モデル柱状図と実際に収集された柱状図データを参考にし、各県ごとに地盤を構成する地層の物性値を求めた。
各県で収集したボーリング柱状図とモデル化した柱状図の数を表 7.1 に、石川県および富山県の浅層部地層の物性値を表 7.2 および表 7.3 に示す。

表 7.１


収集されたボーリングデータ数とモデル柱状図化数収集されたボーリング柱状図（本）モデル柱状図数（本）

富山県

5566

78

石川県

6420

150

岐阜県

4660

45

長野県

3000

442

福井県

2187

154

新潟県

19000

106

注：富山県・石川県・岐阜県は報告書のモデル柱状図を修正したものを使用
網掛けは報告書のモデル柱状図をそのまま使用－ 151 －

防災科学技術研究所研究資料

表 7.2

第 263 号

2005 年 3 月

石川県・富山県のモデル柱状図の物性値

地盤を構成する地層の物性値（石川県全域）
時代

層相

盛土

Bs

埋土


砂質土

砂丘
沖積層

F

12 1.80

1020 12 1.70

170

砂質土

Ad

1020 12 1.70

170

腐植土

Ap

03

1

1.10

110

Ac1

05

3

1.40

140

Ac2

520 8

1.60

190

As1

530 15 1.80

190

As2

15

35 1.90

250

礫質土

Ag1

30

40 2.00

280

粘性土

Dc

８35 15 1.80

260

砂質土

Ds

10 以上40 1.90

320

礫質土

Dg

30 以上50 2.00

360

-

450

粘性土
沖積層

第

砂質土

四
紀
洪積層
洪積層

N 値 の平均単位堆積重量Ｓ波速度
地層記号
範囲 Ｎ値（gf/cm3）
Vs(m/sec)

地質名

卯辰山・
大桑層の
一部

砂礫・砂

Ut
岩・泥岩

－ 152 －

 2.00

180

7.2

表 7.3

浅部地盤構造の設定

石川県・富山県のモデル柱状図の物性値

地盤を構成する地層の物性値（富山県全域）
時代

地質名

層相

盛土

号

範囲 Ｎ値（gf/cm3）



Bs



7

1.80

150

埋土

砂質土

F



6

1.90

140

砂丘

砂質土

Ad



6

1.90

140

腐植土

Ap



2

1.20

120

粘性土

Ac1



4

1.50

150

As1



6

1.80

180

As2



25 1.90

220

38 2.00

260

粘性土

Ag1 
Dc

11 1.80

260

砂質土

Ds



27 1.90

290

礫質土

Dg



50 2.00

360





 2.10

450

沖積層
沖積層

第
四

砂質土
礫質土

紀
洪積層
洪積層

地層記 N 値の 平 均 単 位 堆 積 重 量 Ｓ 波 速 度

工学的基盤

－ 153 －

Vs(m/sec)

防災科学技術研究所研究資料

7.3

第 263 号

2005 年 3 月

モデル柱状図の作成（編集）方法

モデル柱状図の作成方法は平成１４年度長野県地震対策基礎調査報告書および石川県地震被害想定調査等に記載されている手法を文章化したものである。
①地質図・地質文献等による概略調査
ボーリング柱状図による地点地盤情報の整理とボーリング柱状図の位置の対応。地層各種の類型化と物性値の推定。
②ボーリング柱状図の情報から、地層各種の類型化と物性値の推定を行った。
Ｓ波速度(Vs)の設定はＮ値による換算式で求めた。（表 7.2～7.3、各県毎の物性値参照）。密度は粒度試験等の結果より平均したものを使用した。
③想定地質断面図の作成②の結果に基づき地質断面による垂直分布を確かめる為に、平野部を中心に１県あたり１０２０の地質断面線を設定し、②で整理したボーリング柱状図断面線沿いの連続性を解析し、地質断面図を作成した。
④地形分類図の作成
地形は地表面付近の地質構成と密接な関係があるので、微地形分類により、小地域に細分して、地形分類図を作成した。
⑤地質情報の重ね合わせ
地形分類に検討済みの以下の地質情報を重ね合わせる。
表層地質の分類
沖積層の層圧分布
工学的基盤の深さ分布⑥地盤のモデル化
地盤のモデル化には次の点に配慮した。
これまでの成果を総合し、地質・地形情報を地質断面図を活用して３次元的に展開するように編集した。
地盤種の広がりは⑤の成果を活用し地震動に対する応答特性を推測した上－ 154 －

7.3

モデル柱状図の作成（編集）方法

でモデルの適正化を図った。
⑦地質断面図を活用し隣り合う地盤種同士の整合を図った。
⑧地盤種モデルの詳細はボーリング柱状図に戻って検討した。
上記によって作成されたモデルの微地形分布および工学的基盤に相当する洪積世の深度分布を図 7.3 に、作成したモデル柱状図の一部を図 7.4 に示す。
また、上記の作成に関しては、基礎資料の密度に地域的な差があるので、地盤種のモデル化という手法を用い、解析区間内でほぼ同じ地盤構成をもつ小区分に細分した。

－ 155 －

防災科学技術研究所研究資料

図 7.2

第 263 号

2005 年 3 月

北陸地方の微地形区分と松岡・翠川 (1994) および藤本・翠川 (2003) の地盤増幅率




















図 7.3

石川県における２５０ｍメッシュのモデル柱状図の上記分布図－ 156 －

7.3

図 7.4

モデル柱状図の作成（編集）方法

モデル柱状図の例（石川県）－ 157 －

防災科学技術研究所研究資料

7.4

第 263 号

2005 年 3 月

モデル柱状図を用いた浅部地盤構造による計算結果の震度分布との比較

7.4.1

松岡・翠川 (1994) との比較

図7.2に、松岡・翠川 (1994) の経験式（より求めたAVS30）による増幅率、および藤本・翠川 (2003) による増幅率を示す。前者は、増幅率の小さい山間部では後者よりも小さい増幅率となる一方で、増幅率の大きい平野部では、後者よりも大きい増幅率となる傾向が見られる。言い換えると、前者の山間部から平野部に至る増幅率の幅（レンジ）は、後者のそれよりも大きくなっている。
図 7.6 には、本検討の「詳細法工学的基盤」上の最大速度分布より松岡・翠川(1994) の（経験式による）増幅率を用いて計算した地表の震度分布、図 7.7 には、同じく藤本・翠川 (2003) の増幅率を用いて計算した地表の震度分布を示す（6.4
節で示した地表の震度分布と同じ結果である）。前述した増幅率の違いより、
本評価範囲におけるの震度の幅（レンジ）は、前者のほうが後者よりも若干大
きい。

7.4.2

モデル柱状図を用いた波形計算による震度分布との比較

本検討の評価範囲内の１ｋｍグリッド毎に対してモデル柱状図の作成を行った。評価範囲は富山、石川、福井、岐阜、長野、新潟の６県にわたる。例として石川県と富山県のモデル柱状図の物性値を表 7.2 および表 7.3 に示す。また、作成したモデル柱状図の一部を図 7.4 に示す。
波形計算の方法としては、統計的グリーン関数法において、上記モデル柱状図を深い地盤構造に付け足した地盤構造モデルを用いて、一次元重複反射法（線形計算）により地表における波形を計算した。これと有限差分法による「詳細
法工学的基盤」（Vs=750m/s）上における波形とを接続周期付近でフィルター処理（マッチングフィルター）を施した上で合成した。浅い地盤構造のQ値については、小林・他 (1999) のVs を考慮した式より算定した。合成の接続周期は約1秒とした。
その波形の最大値（最大速度）を読み取り、震度に換算した結果を図7.5に示す。この震度分布と図7.6および図7.7（全体の比較は図 7.8 に示す）とを比較す
ると、その評価範囲における震度のレンジ、分布の傾向ともに、図 7.7（藤本・翠川）に近いことが認められる。また、図7 .9 には、上記のモデル柱状図を用いて算出した地表の最大速度値とそれぞれの地盤増幅率を用いて算出した最大速－ 158 －

7.4

モデル柱状図を用いた浅部地盤構造による計算結果の震度分布との比較

度値の関係を示す。それぞれのグラフには、最大速度から換算した計測震度の差（±0.5 と±0.25）を直線で示している。松岡・翠川（1994）を用いた場合は、モデル柱状図を用いた場合との震度の差が±0.25 以内となる地点が約半数であるが、藤本・翠川(2003)を用いた場合は、約9 割の地点の計算結果の差が±0.25 以
内に収まっている。これらより、ここで行なった柱状モデルを用いた波形計算の結果は、藤本・翠川(2003)の経験式がこの評価地域についてはより適用性が高いことを示唆すると考えられる。ただし、上記の評価のいずれについても、材料の非線形性については考慮されていないことに、注意が必要である。参考までに、図7.10に各計算地点における、工学的基盤の波形および疑似速度応答スペクトルを示す。

－ 159 －

防災科学技術研究所研究資料

図 7.5

第 263 号

2005 年 3 月

詳細法による地表の震度分布（接続周波数 1Hz）
[モデル柱状図][左上：砺波平野断層帯東部 CASE1-1, 右上:砺波平野断層帯 CASE1-2,
左下：呉羽山断層帯, 右下:砺波平野断層帯西部]－ 160 －

7.4

モデル柱状図を用いた浅部地盤構造による計算結果の震度分布との比較

図 7.6

詳細法による地表の震度分布（接続周波数 1Hz）
[地盤増幅率松岡・翠川(1994)][左上：砺波平野断層帯東部 CASE1-1, 右上:砺波平野断層帯 CASE1-2,
左下：呉羽山断層帯, 右下:砺波平野断層帯西部]－ 161 －

防災科学技術研究所研究資料

図 7.7

第 263 号

2005 年 3 月

詳細法による地表の震度分布（接続周波数 1Hz）
[地盤増幅率藤本・翠川(2003)][左上：砺波平野断層帯東部 CASE1-1, 右上:砺波平野断層帯 CASE1-2,
左下：呉羽山断層帯, 右下:砺波平野断層帯西部]－ 162 －

7.4

モデル柱状図を用いた浅部地盤構造による計算結果の震度分布との比較



7.8 最終結果の比較（呉羽山断層帯）
図
 
  


図 7.9

地表の最大速度値とそれぞれの地盤増幅率を用いて算出した最大速度値の関係

－ 163 －

防災科学技術研究所研究資料

図 7.10

第 263 号

2005 年 3 月

計算結果の波形および疑似速度応答スペクトルの比較－ 164 －

８．問題点と今後の課題
8.1

問題点

本検討での計算結果等に関する問題点を以下に挙げる。
（１）本検討での評価範囲は、地震調査委員会 (2003b) とほぼ同じ範囲となっているが、今回の強震動評価のために、新たな知見を取り入れて（浅い地
盤構造については７章を参照）改めて地下構造モデルを構築した。深い地盤構造モデルの構築にあたっては物理探査の結果を中心に可能な限りの情報収集を行ったが、情報の不足している地域もあり、この作業においてはいくつかの仮定が必要となった。強震動予測の精度をさらに高めるためには、より詳細な地下構造モデル（深い地盤構造及び浅い地盤構
造）が必要となる。
（２）「詳細法」によって時刻歴波形を求めるのは「詳細法工学的基盤」までとし、地表における時刻歴波形は求めなかった。地盤調査データが乏しいことより、地表における波形を求めるのに必要な一次元地盤構造モデ
ルの作成は行わず、微地形区分（約1km四方毎の情報）を利用した経験的な方法を用い最大速度の増幅率を推定することによって地表における最大速度を求めた。さらに地表の計測震度も経験式を用いて最大速度より換算して求めている。
（３）ひずみレベルが大きい場合の、浅部地盤の非線形挙動の影響を考慮していないので、断層に近いところでの強震動予測結果（地表の最大速度／震度）は、過大評価されている可能性がある。
（４）深い地盤構造モデル作成のために微動アレイ観測を実施するなど可能な限りデータ収集を行ったが、複雑な断層近傍の地盤構造を十分に再現するためのデータとしては、まだ不足していると考えられる。

－ 165 －

防災科学技術研究所研究資料

8.2

第 263 号

2005 年 3 月

今後の課題

本検討での計算結果等に関する今後の課題を以下に挙げる。
（１）本検討では、砺波平野周辺に分布する３つの断層帯を評価の対象とし、その中の砺波平野断層帯東部についてのみ、アスペリティの数を変えて評価を行ったが、いずれのケースについても、アスペリティの位置や破壊の伝播方向、断層の傾斜角を変化させた場合のケースについては検討を行わなかった。これらのパラメータは、地表の地震動の大きさに与える影響が大きいことが報告されている（地震調査委員会，2003a, 2003b）。
パラメータの設定を変化させることによる強震動予測結果のばらつきの評価については、今後他の地震、他の地域の強震動評価においても検討を重ねていきたい。
（２）理論的グリーン関数の計算効率の向上また計算機能力の向上により、今後は評価範囲の拡張、想定ケースの数の増加が期待できる。
（３）「詳細法」による強震動予測の精度をさらに高めるためには、より詳細な地下構造モデル（深い地盤構造及び浅い地盤構造）が必要となる。
より詳細な予測地図を作成するに当たって上記事項を今後も考慮していく必要がある。

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付録

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爆破地震動研究グループ（1994）：中部日本地域における爆破地震動の観測（吾妻金沢測線）、地震研彙報、66 9、139-158
Boatwright, J.(1988)：The seismic radiation from composite models of faulting, Bull.
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第 263 号

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Dalguer L.A, K. Irikura, J. Riera, and H. C. Chiu (2001): Fault Dynamic Rupture
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壇一男・佐藤俊明 (1998）：断層の非一様滑り破壊を考慮した半経験的波形合成
法による強震動予測，日本建築学会構造系論文集，509，49-60．
壇一男・渡辺基史・佐藤俊明・宮腰淳一・佐藤智美 (2000)：統計的グリーン関数法による 1923 年関東地震（MJMA7.9）の広域強震動評価，日本建築学会
構造系論文集，530，53-62．
壇一男・渡辺基史・佐藤俊明・石井透 (2001)：断層の非一様すべり破壊モデルから算定される短周期レベルと半経験的波形合成法による強震動予測のための震源断層のモデル化，日本建築学会構造系論文集，545，51-62．
Emmerich, H. and M. Korn (1987) : Incorporation of Attenuation Into Time-Domain
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参考文献

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BernadinoValley, California, for Hypothetical Earthquakes on the San Andreas
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藤井昭二・相場恒雄・後藤道治・神島利夫・清水正之・金子一夫・河野芳輝（1992）：
10 万分の１富山県地質図説明書、富山県、201pp.
藤本一雄・翠川三郎 (2003)：日本全国を対象とした国土数値情報に基づく地盤の平均Ｓ波速度分布の推定，日本地震工学会論文集，第 3 巻，第 3 号，1-15.
福井県（1997）：柳ヶ瀬断層帯に関する調査、平成７年度・平成８年度地震調査研究交付金成果報告会予稿集、44-50
福井県（1998）：福井平野東縁断層帯に関する調査（剣ヶ岳断層、細呂木断層、篠岡断層、松岡断層、福井地震断層、福井東側地震断層）、第２回活断層
調査成果報告会予稿集、277-285
古瀬慶博・河野芳輝（1988）：重力異常から推定される北陸地域の浅部地殻構造，
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Geller, R.J. (1976): Scaling relations for earthquake source parameters and magnitudes,
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Graves, R. W. (1996):Simulating Seismic Wave Propagation in 3D Elastic Media Using
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－ 189 －

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2005 年 3 月

北陸地方土木地質図編纂委員会（1991）：北陸地方土木地質図解説書，国土開発
技術センター
北陸農政局計画部（1977a）：石川県の水理地質と地下水および付図、北陸農政局計画部、58pp.
北陸農政局計画部（1977b）：福井県の水理地質と地下水および付図、北陸農政局計画部、48pp.
北陸農政局計画部（1980）：地盤沈下調査

邑知平野地区調査報告書

Ikami, A. T. Yoshii, S. Kubota, Y. Sasaki, A. Hasemi, T. Moriya, H. Miyamachi, R. S.
Matsuura and K. Wada (1986) : A seismic refraction study profile in and around
Nagano Prefecture, central Japan. J. Phys. Earth, 3 4, 457-474
池田安隆・今泉俊文・東郷正美・平川一臣・宮内崇裕・佐藤比呂志編（2002）：
第四紀逆断層アトラス、東京大学出版会、254pp.
入倉孝次郎・釜江克宏(1999)：１９４８年福井地震の強震動、地震２、52、129-150．
入倉孝次郎・三宅弘恵(2001)：M８クラスの大地震の断層パラメーター 断層長
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入倉孝次郎・三宅弘恵 (2002)：予測のための震源のモデル化，月刊地球／号外，
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石井透・佐藤俊明・Paul G. Somerville (2000)：強震動評価のための不均質断層モ
デルの主破壊領域の抽出，日本建築学会構造系論文集，55 27，61-70．
石川県森本断層調査グループ・石川県環境安全部（1997）：金沢市の森本活断層の発掘調査、地質学雑誌、11 03、ⅩⅩⅩⅠ-ⅩⅩⅩⅡ－ 190 －

参考文献

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Ito, K.(1999): Seismogenic layer, reflective lower crust, surface heat flow and large
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地震調査研究推進本部地震調査委員会（2001）：森本・富樫断層帯の評価，
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地震調査研究推進本部地震調査委員会（2002）：糸魚川静岡構造線断層帯（北部、中部）の地震を想定した強震動評価，
http://www.jishin.go.jp/ main/kyoshindo/02oct_itoshizu/index.htm ．
地震調査委員会 (2002a)：糸魚川静岡構造線断層帯（北部、中部）の地震を想定した強震動評価．
http://www.jishin.go.jp/main/kyoshindo/02oct_itoshizu/index.htm
地震調査委員会 (2002b)：砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の評価．
http://www.jishin.go.jp/main/chousa/02dec_tonami/index.htm
地震調査委員会 (2003a)：布田川・日奈久断層帯の地震を想定した強震動評価．
http://www.jishin.go.jp/main/kyoshindo/03jul_futagawa/index.htm－ 191 －

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第 263 号

2005 年 3 月

地震調査委員会 (2003b)：森本・富樫断層帯の地震を想定した強震動評価．
http://www.jishin.go.jp/main/kyoshindo/03mar_morimoto/index.htm
地震調査委員会長期評価部会・強震動評価部会 (2002)：確率論的地震動予測地図の試作版（地域限定）について．
http://www.jishin.go.jp/main/choukihyoka/02a/index.htm
地震調査委員会強震動評価部会 (2001)：糸魚川静岡構造線断層帯（北部、中部）を 起 震 断 層 と 想 定 し た 強 震 動 評 価 手 法 に つ い て （ 中 間 報 告 ）・
http://www.jishin.go.jp/main/kyoshindo/01a/index.htm
地震予知総合研究振興会地震調査研究センター（1999）：平成１０年度科学技術庁委託「強震動評価手法のレビューと事例的検討」報告書、603-715．
香川敬生・入倉孝次郎・武村雅之(1998)：強震動予測の現状と将来の展望、地震
２、55 1、339-354．
釜江克宏・入倉孝次郎・福知保長(1991)：地震のスケーリング則に基づいた大地
震時の強震動予測：統計的波形合成法による予測、日本建築学会構造系論
4 30、1-9．
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神野達夫・森川信之・先名重樹・成田 章・藤原広行（2002）：金沢平野における三次元地下構造モデル、社団法人 物理探査学会第 107 回学術講演会論
文集、162-165
紺野義夫（1993）：新版・石川県地質図（10 万分の１）、および石川県地質誌、
石川県・北陸地質研究所、321pp.
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建設省北陸地方建設局（1982）：石川県平野部の地盤図集(1)(4)、北陸建設弘済会
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木下繁夫・大池美保 (2002): 関東地域の堆積層－基盤系におけるＳ波の減衰特性－0.5～16 Hz－、地震 2、55 5、19-31.
小林喜久二・久家英夫・植竹富一・真下貢・小林啓美 (1999)：伝達関数の多地点
同時逆解析による地盤減衰の推定その３ Ｑ値の基本式に関する検討，
日本建築学会学術講演梗概集，B-2，253-254．
工業技術院地質調査所（2000）：日本重力 CD-ROM ．
小嶋啓介・山中浩明（2003）：観測地震動に基づく福井平野の地下構造の推定、
応用地質、44 4、94-103－ 193 －

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第 263 号

2005 年 3 月

河野芳輝・古瀬慶博（1989）：日本列島重力異常図（１００万分の１）
，東京大
学出版会．
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．
工業技術院地質調査所（1989）：日本の主要地熱地域の地質と温泉・変質帯分布．
地質調査所報告，270，482．
Levander, A. R. (1988) : Forth-Order Finite-Difference P-SV Seismograms, Geophysics,
53, 1425-1436.
Ludwig, W. J., J. E. Nafe, and C. L. Drake (1970): Seismic refraction, The Sea, 4 ,53-84,editid by Maxwell,A., Wiley InterScience, New York.
松田時彦（1990）：最大地震規模による日本列島の地震分帯図、東京大学地震研究所彙報、6
6 5、1、289-319．
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、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、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資料集，23-34．
Matsuoka, M. and S. 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
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，11 ，51-56．

－ 194 －

参考文献

宮腰研・関口春子・岩田知孝 (2001）：すべりの空間的不均質性の抽出，平成 12年度科学振興調整費 「地震災害軽減のための強震動予測マスターモデル
に関する研究」研究成果報告書，99-109．
中村洋光・宮武隆 (2000)：断層近傍強震動シミュレーションのための滑り速度時
間関数の近似式，地震２，55 3，1-9．
中川耕三・竹内清和・中川重紀（1996）：金沢市街と金沢平野における大桑層・卯辰山層の分布と構造及び水理地質、北陸地質研究所報告、No.５、287-309
中田高・今泉俊文（編）(2002)：活断層詳細デジタルマップ、東京大学出版会．
中田高・隈元崇(2002)：断層分岐モデルに基づく起震断層帯の設定と破壊開始点の推定、地震調査委員会強震動評価部会第 24 回強震動予測手法検討分科会参考資料．
中田高・島崎邦彦・鈴木康弘・佃栄吉(1998)：活断層はどこから割れ始めるのか？
-活断層の分岐形態と破壊伝播方向-、地学雑誌、11 07、512-528．
日本の地質「中部地方Ⅱ」編集委員会（1988）：『日本の地質５

中部地方Ⅱ』、

共立出版、310pp.
Obara, K., S. Hori, K. Kasahara, Y. Okada, S. Aoi (2000): Hi-net: High sensitivity
seismograph network in Japan, Eos Trans., 8 1, 48.
岡田廣（1998）：物理探査ハンドブック，2，物理探査学会，203-211．

Olsen, K. B. and R. J. Archuleta (1996) : Three-Dimensional Simulation of Earthquakes
on theLos Angeles Fault System, Bull. Seism. Soc. Am., 8 6, 575-596.
Pitarka, A. (1999): 3D Elastic Finite-Difference Modeling of Seismic Motion Using
StaggeredGrids with Nonuniform Spacing, Bull. Seism. Soc. Am., 8 9 , 54-68.

－ 195 －

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2005 年 3 月

酒井慎一・岩崎貴哉・飯高 隆・吉井敏剋・山崎文人（1993）：人工地震による
中部日本地域の地殻構造，吾妻金沢測線、地震学会講演予稿集、No.２、175
酒井慎一・岩崎貴哉・飯高 隆・吉井敏剋・山崎文人・桑山辰夫（1996）：爆破
地震動による中部日本地域の地殻構造、月刊地球、11 8、No.2、104-109
坂本 亨（1966）：富山積成盆地南半部の新生界とその構造発達史、地質調査所
報告、No.213、1-28
佐藤良輔編著 (1989)：日本の地震断層パラメータ・ハンドブック、鹿島出版会
佐藤智美・川瀬博・佐藤俊明 (1994a)：ボアホール観測記録を用いた表層地盤同定手法による工学的基盤波の推定及びその統計的経時特性，日本建築学会
構造系論文集，4
4 61，19-28.
佐藤智美・川瀬博・佐藤俊明 (1994b)：表層地盤の影響を取り除いた工学的基盤
波の統計的スペクトル特性，仙台地域のボアホールで観測された多数の中
小地震記録を用いた解析，日本建築学会構造系論文集，44 62，79-89．
石油公団（1981）：昭和 56 年度国内石油・天然ガス基礎調査 基礎物理探査「富山沖・北陸隠岐沖・山陰沖」調査報告書、48pp.
石油公団（1982）：昭和 57 年度国内石油・天然ガス基礎調査 基礎物理探査「富山金沢地域」調査報告書、13pp.
石油公団（1983）：昭和 58 年度国内石油・天然ガス基礎調査 基礎物理探査「富山金沢地域」調査報告書、22pp.
石油公団（1985）：昭和 59 年度国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐「富山」調査報告書、60pp.

－ 196 －

参考文献

石油公団（1986）：昭和 60 年度国内石油・天然ガス基礎調査

基礎試錐「金沢沖」調査報告書、94pp.
司宏俊・翠川三郎（1999）：断層タイプ及び地盤条件を考慮した最大加速度・最大速度の距離減衰式，日本建築学会構造系論文集，第 523 号，63-70．
下川浩一・水野清秀・杉山雄一・片川秀基・柴田俊治（2002）：石川県羽咋市付近における邑知潟断層帯の反射法地震探査、活断層・古地震研究報告、No.２、69-79
Shnabel, P.B., J. Lysmer, and H. B. Seed,:SHAKE, A Computer Program for
Earthquake11 Response Analysis of Horizontally Layered Sites, Report No.
EERC 72-12, University ofCalifornia, Berkeley, 1972.
Somerville, P.G., K. Irikura, R. Graves, S. Sawada, D. Wald, N. Abrahamson, Y.
Iwasaki, T.Kagawa, N. Smith, and A. Kowada(1999): Characterizing crustal
earthquake slip models forthe prediction of strong ground motion, SeismologicalResearch Letters, 7 0, 59-80.
杉山雄一・関口春子・粟田泰夫・伏島祐一郎・下川浩一(2002)：活断層情報と不均質震源特性との関係、平成 13 年度科学振興調整費「地震災害軽減のための強震動予測マスターモデルに関する研究」研究成果報告書、119-129．
角 靖夫・野沢 保・井上政昭（1989）：石動地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）、地質調査所、118p
竹中博士 (1993)：不整形地盤における波動伝播の数値解析法、地震 2、46、191-205．
田中 隆（1979）：北陸・山陰沖の堆積盆地の分布と性格、石油技術協会誌、4
4 4、
308-320－ 197 －

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2005 年 3 月

富山県・富山県活断層調査委員会（1997）：呉羽山断層に関する調査について、
平成７年度・平成８年度地震調査研究交付金成果報告会予稿集、51-54
富山県（1999）：砺波平野断層帯に関する調査、第３回活断層調査成果報告会予稿集、271-279
富山県（2000）：砺波平野断層帯に関する調査、第４回活断層調査成果報告会予稿集、69-78
鶴来雅人・香川敬生・入倉孝次郎・古和田明(1997)：近畿地方で発生する地震の
fmax に関する基礎的検討、地球惑星科学関連学会合同大会予稿集、103．
通商産業省工業技術院地質調査所（2000）：日本重力 CD-ROM，地質調査所編集．
堤 浩之・東郷正美・今泉俊文・石山達也・原口 強（2000）：石川県羽昨市における石動山断層の地層抜き取り調査、活断層研究、No.19、69-76
Virieux, J. and R. Madariaga (1982) : Dynamic Faulting Studied by a Finite Difference
Method, Bull. Seism. Soc. Am., 7 2, 345-369.
Wald and Somerville (1995): Variable-Slip Rupture Model of the Great 1923 Kanto,
Japan, Earthquake: Geodetic and Body-Waveform Analysis,Bull. Seism. Soc.
Am., 8 5 , 159-177.
Wells, D. L. and K. J. Coppersmith (1994): New empirical relationships among
magnitude,rupture length, rupture width, rupture area, and surface displacement,
Bull. Seism. Soc. Am.,88 4, 974-1002.
山中浩明・石田 寛（1995）：遺伝的アルゴリズムによる位相速度の逆解析，日本建築学会構造系論文集，44 68，9-17．

－ 198 －

参考文献

山中浩明・栗田勝実・瀬尾和大・小嶋啓介・佐藤浩章・宮腰 研・赤澤隆士（2000）：
微動アレイ観測による福井平野のＳ波速度構造の推定、地震２、53、37-43
Yomogida, K. and J. T. Etgen (1993) : 3-D Wave Propagation in the Los Angeles Basinfor the Whitter-Narrows Earthquake, Bull. Seism. Soc. Am., 8 3, 1325-1344.
吉田望・東畑郁生(1991)：YUSAYUSA-2 理論と使用方法．
吉井敏剋（1994）：人工地震による日本列島の地下構造、地震２、4
4 6、479-491
Zhao, D., S. Horiuchi, and A. Hasegawa, (1992): Seismic velocity structure of the crust
beneaththe Japan Islands, Tectonophysics, 2 12, 289-301.
Zhao, D. and A. Hasegawa (1993): P-wave tomographic imaging of the crust and upper
mantle beneath the Japan Islands, J. Geophys. Res., 9 8, 4333-4353.
Zhao, D., A. Hasegawa, and H. Kanamori (1994): Deep structure of Japan subduction
zone as derived from local, regional and teleseismic events, J. Geophys. Res., 9 9,22313-22329.

－ 199 －

謝辞
本検討は、地震調査研究推進本部地震調査委員会および関連する部会・分科
会の指導の下に実施された。検討作業では、応用地質株式会社森野道夫氏、鈴木晴彦氏、濱田俊介氏、滝沢文教氏、篠原秀明氏に地盤構造関係の資料に関してご協力を頂いた。改めて心より感謝の意を表します。

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