ＩＳＳＮ１３４６－７８３２

国立研究開発法人海上・港湾・航空技術研究所

港湾空港技術研究所
報告
REPORT OF
THE PORT AND AIRPORT RESEARCHINSTITUTE

VOL.57

No.1

March

2018

NAGASE,YOKOSUKA,JAPANNATIONAL INSTITUTE OF MARITIME,PORT AND AVIATION TECHNOLOGY

港湾空港技術研究所報告（REPORT OF PARI）
第 57 巻

第 1 号（Vol. 57,

目
1.

No. 1）,

2018 年3月（March 2018）

次（CONTENTS）

2016 年熊本地震の前震と本震の震源過程の推定と特性化震源モデル······················································································· 野津厚，長坂陽介 ·······

3（Rupture Process of the Foreshock and Main Shock of the 2016 Kumamoto Earthquake and Simplified Source
Models to Explain Damaging Ground Motions···················································································· Atsushi NOZU, Yosuke NAGASAKA）
2. ジオグリッドを利用した補強土壁式矢板構造の技術開発

高橋秀紀，森川嘉之，水谷崇亮，池野勝哉，田中智宏，水谷将，三好俊康，林健太郎·····

36（Technological Development of Sheet-pile Quaywall Reinforced by Geogrids················ Hidenori TAKAHASHI, Yoshiyuki MORIKAWA, Takaaki MIZUTANI, Katsuya IKENO,
Tomohiro TANAKA, Suguru MIZUTANI, Toshiyasu MIYOSHI, Kentaro HAYASHI）

港湾空港技術研究所報告第 57 巻第 1 号(2018.3)

2016 年熊本地震の前震と本震の震源過程の推定と特性化震源モデル
野津

厚*・長坂

要

陽介**

旨

2016 年熊本地震では震源近傍の益城町で前震と本震の 2 回にわたり震度 7 が観測され，木造建物の全壊率が 50%を超える地区もみられた．このような強い地震動がどのような震源過程のもとで生成されたかを明らかにすることは重要である．また，震源付近で強震記録の得られていない港湾や空港での地震動の事後推定に用いることのできる簡便な震源モデルを作成することも必要である．
そこで，本研究では，震源近傍で得られた強震記録に対して波形インバージョンを適用し，前震と本震の震源過程の推定を行った．また，震源過程の推定結果に基づき，地震動の事後推定に用いることのできる特性化震源モデルの作成を行った．
まず，本震の震源過程については，破壊開始点よりも 15km ほど北東側にすべり量とすべり速度の大きい領域（アスペリティ）が存在していたと考えられる．破壊はまずは深部に進み，その後，向きを変えて浅部に向かいアスペリティを横切ったと推定される．破壊開始点と益城町を結ぶ線上ではすべり量，すべり速度とも小さかったと推定される．すなわち，forward directivity の影響によって益城町の大振幅地震動が生成されたとは考えにくい．一方，前震については，破壊開始点より 3km
ほど北東側の浅い位置にすべり量とすべり速度の大きい箇所があったと推定される．この場合，益城町の大振幅地震動は forward directivity によって生成されたと解釈できる．前震と本震のいずれに対しても，波形インバージョン結果に基づいて特性化震源モデルを構築した．その結果，震源近傍の多くの地点で地震動を精度良く再現できる震源モデルを構築することができた．
2016 年熊本地震では，熊本港と熊本空港において強震記録が得られていない．今回作成された特性化震源モデルは，これらの地点での地震動の事後推定に適していると考えられる．
キーワード：2016 年熊本地震，震源過程，forward directivity，特性化震源モデル* 地震防災研究領域長** 地震防災研究領域 地震動研究グループ 研究官〒239-0826 神奈川県横須賀市長瀬3-1-1
港湾空港技術研究所
Fax：046-844-0839
E-mail：nozu@pari.go.jp
電話：046-844-5058-3-

REPORT OF THE PORT AND
AIRPORT RESEARCH INSTITUTE
Vol.57, No.1 (Mar.2018)

Rupture Process of the Foreshock and Main Shock of the 2016 Kumamoto
Earthquake and Simplified Source Models to Explain Damaging Ground Motions

Atsushi NOZU*, Yosuke NAGASAKA**

Synopsis
In this study, the rupture processes of the foreshock and main shock of the 2016 Kumamoto
earthquake were investigated based on the inversion of strong ground motions. Strong motion
records in the near-source region were mainly utilized because the authors were interested in thegeneration mechanism of damaging ground motions in the near-source region. Empirical Green’s
functions (EGFs) were applied to avoid uncertainty in the subsurface structure model. The results
clearly indicate that, for the main shock, a region of significantly large slip and slip velocity existed
approximately 15 km northeast of the hypocenter. However, no “asperity” was observed between the
hypocenter and Mashiki. Thus, it is not appropriate to conclude that the large-amplitude pulse-likeground motion in Mashiki was generated by the forward-directivity effect associated with therupture of an asperity. For the foreshock, the result suggested two regions of large slip velocity: one
is approximately 3 km northeast of the rupture starting point on the shallower part of the fault; theother is near the hypocenter. The damaging ground motions during the foreshock in Mashiki could
be attributed to the forward-directivity effect associated with the rupture of these asperities. Basedon the results, simplified source models were developed for the foreshock and main shock for the
purpose of estimating strong ground motions at sites of engineering interest.
Key Words: the 2016 Kumamoto earthquake, rupture process, forward directivity, characterized
source model* Director of Earthquake Disaster Prevention Engineering Department** Researcher, Engineering Seismology Group
3-1-1, Nagase, Yokosuka, Kanagawa 239-0826, JapanPort and Airport Research Institute
Phone : +81-46-844-5058
Fax : +81-46-844-0839
E-mail : nozu@pari.go.jp

-4-

目

要

旨

次

･･････････････････････････････････････････････････････････････････････････････ 3

1.はじめに ･･････････････････････････････････････････････････････････････････････････････ 7
2.本震の震源過程の推定 ･･････････････････････････････････････････････････････････････････ 8
2.1 震源過程の推定手法 ････････････････････････････････････････････････････････････････ 8
2.2 解析条件 ･･････････････････････････････････････････････････････････････････････････11
2.3 解析結果 ･･････････････････････････････････････････････････････････････････････････14
3.本震の特性化震源モデル ･･･････････････････････････････････････････････････････････････ 18
3.1 特性化震源モデルの作成手順 ･･･････････････････････････････････････････････････････ 18
3.2 使用したデータ ･･･････････････････････････････････････････････････････････････････ 20
3.3 特性化震源モデルの作成結果 ･･･････････････････････････････････････････････････････ 21
4.前震の震源過程の推定 ･････････････････････････････････････････････････････････････････ 25
4.1 震源過程の推定手法 ･･･････････････････････････････････････････････････････････････ 25
4.2 解析条件 ･････････････････････････････････････････････････････････････････････････ 25
4.3 解析結果 ･････････････････････････････････････････････････････････････････････････ 27
5.前震の特性化震源モデル ･･･････････････････････････････････････････････････････････････ 28
5.1 特性化震源モデルの作成手順 ･･･････････････････････････････････････････････････････ 28
5.2 使用したデータ ･･･････････････････････････････････････････････････････････････････ 28
5.3 特性化震源モデルの作成結果 ･･･････････････････････････････････････････････････････ 29
6.結論 ･････････････････････････････････････････････････････････････････････････････････ 32
7.あとがき ･････････････････････････････････････････････････････････････････････････････ 34
謝辞 ･･･････････････････････････････････････････････････････････････････････････････････ 34
参考文献 ･･･････････････････････････････････････････････････････････････････････････････ 34-5-

2016 年熊本地震の前震と本震の震源過程の推定と特性化震源モデル

1.はじめに2016 年 4 月 14 日 21:26 ごろ熊本県熊本地方を震源として気象庁マグニチュード 6.5 の地震が発生し，熊本県益城町で震度 7 を観測した．つづいて 2016 年 4 月 16 日 1:25 ごろ熊本県熊本地方を震源として気象庁マグニチュード 7.3の地震が発生し，益城町で再び震度 7 を観測するとともに，熊本県西原村でも震度 7 を観測した．この他にも最大震度6 弱以上の地震が 4 月 14 日から 4 月 16 日までに 5 回発生
した．気象庁はこれらを含む一連の地震活動を「平成 28 年
（2016 年）熊本地震」と命名している（気象庁，2016）．
本稿では，慣例にならい，特にことわらない限り，4 月 14
日 21:26 ごろ発生した M6.5 の地震を「前震」，4 月 16 日
1:25 ごろ発生した M7.3 の地震を「本震」と呼ぶ．前震と図-1.1 前震と本震の震央および布田川断層帯と日奈久

本震の震央を図-1.1 に示す．

断層帯のおよその位置．熊本港と熊本空港の位置

地震調査研究推進本部（2016）によると，前震のメカニ

は○で示されている．

ズム（走向，傾斜，すべり角）は北北西－南南東方向に張力軸をもつ横ずれ断層型で，これと余震分布から，北北東－南南西方向に伸びる右横ずれ断層で発生した地震と推定された．一方，本震のメカニズムは南北方向に張力軸をもつ横ずれ断層型で，これと余震分布から，北東－南西方
向に伸びる右横ずれ断層で発生した地震（正断層成分を含む）と推定された．
一連の地震活動が生じた範囲内には日奈久断層帯，布田川断層帯，別府－万年山断層帯が存在している．地震調査
研究推進本部（2016）は，前震は日奈久断層帯の高野－白旗区間の活動によると考えられるとした．また，本震は主に布田川断層帯の布田川区間の活動によると考えられるとした．布田川断層帯と日奈久断層帯のおよその位置を図-1.1 に示す．
現地調査の結果によると，布田川断層沿いの約 28km，
日奈久断層沿いの約 6km，合計約 34km にわたり地表地震
断層が確認されている（Shirahama et al., 2016）．特に益城町 堂 園 で は 約 2.2m の 右 横 ず れ 変 位 が 確 認 さ れ た
図-1.2（Shirahama et al., 2016）．また，正断層成分をもつ地表地

KiK-net 益城で観測された本震の地震動の加速度
応答スペクトル（減衰定数 5%），縦軸：加速度応

震断層も見つかっている（Toda et al., 2016）．
この地震では特に益城町の中心部において木造家屋に答スペクトル，横軸：周期，赤実線：2016 年熊本

顕著な被害が生じ（高山，2016），全壊率が 50%を超える

地震における KiK-net 益城の記録，赤破線：1995

地区も見られた（菊地，2016）．被害集中域から北に数百メ

年兵庫県南部地震における JR 鷹取駅の記録，黒ートルほど離れた地点には防災科学技術研究所の KiK-net

実線：道路橋示方書タイプ 2 地震動（Ⅱ種地盤）（Aoi et al., 2004）の強震観測地点があり（地点名：KiK-net
益城または KMMH16；図-1.1 の▲），強震記録が得られてのため，1995 年兵庫県南部地震の際に JR 鷹取駅で観測さいる．図-1.2 は KiK-net 益城の地表で観測された本震の地れた地震動の NS 成分の加速度応答スペクトルと，道路橋震動の加速度応答スペクトルを示したものである．成分と示方書（日本道路協会，2012）タイプ 2 地震動（Ⅱ種地盤）

してはより振幅の大きい EW 成分を示している．また参考の加速度応答スペクトル（補正係数なし）を同時に示して-7-野津 厚・長坂 陽介

図-1.3

Forward directivity の説明いる．なお JR 鷹取の記録は，兵庫県南部地震の際に観測

震記録に対して波形インバージョンを適用し，前震と本震された地震動のうち，構造物被害に直結する周期帯での振の震源過程の推定を行った．また，震源過程の推定結果に幅が最大のものである．KiK-net 益城の加速度応答スペク

基づき，地震動の事後推定に用いることのできる特性化震トルは，被害集中域で得られた記録でないにも関わらず，源モデルの作成を行った．以下，これらの内容について報

周期 1s 付近で鷹取の記録やタイプ 2 地震動（Ⅱ種地盤）

告する．まず第 2 章では本震の震源断層の破壊過程の推定の加速度応答スペクトルを上回っている．従って，被害集について述べ，第 3 章では本震の特性化震源モデルについ

中域の地震動は相当強いものであったと推察される．

て述べる．つづいて第 4 章では前震の震源断層の破壊過程の推定について述べ，第 5 章では前震の特性化震源モデル

このような強い地震動がどのような震源断層の破壊過について述べる．第 6 章では本研究の結論を述べる．

程（以下，震源過程という）のもとで生成されたかを明らかにすることは重要である．1995 年兵庫県南部地震の際の神戸市内の強い地震動に対しては，サイト特性とともにforward directivity の影響があったと考えられている（入倉，

2. 本震の震源過程の推定

1996）．これは，図-1.3 に示すように，アスペリティ（断層面上で特に強い地震波を出す部分）の破壊が進展する際

2.1 震源過程の推定手法に，進展する先の方向では幅が狭く振幅の大きいパルスが本震の震源断層の破壊過程の推定には経験的グリーン生成され，破壊力の大きい地震動となるというものである．

関数を用いた波形インバージョン（野津，2010）を用いて同様の効果が熊本地震の場合にもあったのかどうかが注いる．ここでは同手法の概要を述べる．

目される．

一般に地震時の地盤の揺れ（地震動）は震源断層の破壊

また，それと同時に，震源付近で強震記録の得られてい過程の影響（震源特性），震源から地震基盤に至る伝播経路

ない地点での地震動の事後推定に用いることのできる簡の影響（伝播経路特性），地震基盤から地表に至る堆積層の便な震源モデルを用意することも重要である．特に，熊本

影響（サイト特性）の三者で決まるとされている（図-2.1）．

地震の場合，熊本港でも熊本空港でも強震記録は得られてここに地震基盤とは一般に花崗岩でS波速度が3km/s以上

いない．これらの地点で生じた被害を詳細に分析し，耐震の地層をいう．大地震の断層面付近で発生した中小地震は設計法の検証等を行っていくためにも，これらの地点に作伝播経路特性とサイト特性を大地震と共有していると考用した地震動を推定することが必要である．

えられることが多い．このことを利用して，中小地震によこれらのことから，本研究では，震源近傍で得られた強る観測記録を多数重ね合わせることにより，大地震による-8-

2016 年熊本地震の前震と本震の震源過程の推定と特性化震源モデル

地震動を計算する方法は経験的グリーン関数法（Hartzell,1978; Irikura, 1983）と呼ばれる．
経験的グリーン関数法では，図-2.2に示すように，大地震の断層面（図-2.2のlarge event，長さL，幅W）を小断層に分割する．このとき，個々の小断層で発生する小破壊による対象地点の地震動（これをグリーン関数という）を足し合わせれば大地震による地震動が得られる．いま，大地震の断層面付近で発生した中小地震（図-2.2のsmall event）の観測記録が対象地点で得られているとすると（余震の観測記録が得られているような場合），これはグリーン関数

図-2.2 経験的グリーン関数法の概念図に近いものであると考えられる．そこで，中小地震の観測記録に対して，以下に述べるような補正を加えた上で，これを多数重ね合わせることにより，大地震による地震動を計算する．
大地震の断層面上の各々の小破壊は時間差をおいて発生する．また，小破壊から対象地点までの距離は異なるので，小破壊から対象地点までの地震波の伝播時間も一様ではない．従って，中小地震の観測記録を重ね合わせるときには，これらのことを考慮して，時間差を与えながら重ね図-2.3 マルチタイムウインドウ法の概念図

合わせる必要がある．また，中小地震から対象地点までの（★は破壊開始点を示す）

距離と，小破壊から対象地点までの距離は同じではないの
で，距離の違いによる振幅の補正も必要である．以上のこするために与える時間差である．右辺の一つ目の総和記号とを考慮すると，大地震による波形𝑉𝑉(𝑡𝑡)は小地震による波は断層長さ方向に関する和を，二つ目の総和記号は断層幅形𝑣𝑣(𝑡𝑡)を用いて次のように表すことができる．

方向に関する和を，三つ目の総和記号は同一の小断層で異なる時刻に生じる小破壊に関する和を，それぞれ意味する．

𝑁𝑁𝐿𝐿 𝑁𝑁𝑊𝑊 𝑁𝑁𝐷𝐷

𝑉𝑉(𝑡𝑡) = � � � 𝑤𝑤𝑖𝑖𝑖𝑖𝑖𝑖 �𝑟𝑟𝑎𝑎 ⁄𝑟𝑟𝑖𝑖𝑖𝑖 � 𝑣𝑣�𝑡𝑡 − 𝑡𝑡𝑖𝑖𝑖𝑖𝑖𝑖 �
𝑖𝑖=1 𝑗𝑗=1 𝑘𝑘=1

インバージョンでは，式（2.1）の左辺の𝑉𝑉(𝑡𝑡)と右辺の𝑣𝑣(𝑡𝑡)はともに既知であると考えることができるので，最小自乗法により𝑡𝑡𝑖𝑖𝑖𝑖𝑖𝑖 を求めることができる．

（2.1）

ただし，断層面上の任意の場所で任意の時刻に破壊が生

ここに𝑟𝑟𝑎𝑎 は小地震の震源距離，𝑟𝑟𝑖𝑖𝑖𝑖 は小断層ijから対象地点じると考えると自由度が多くなりすぎて解析が困難とな各々の小破壊の発生時刻の違いと伝播時間の違いを考慮

ら一定速度で同心円状に拡がる破壊フロントを考え，各小までの距離，𝑤𝑤𝑖𝑖𝑖𝑖𝑖𝑖 は各々の小破壊の相対的な強さ，𝑡𝑡𝑖𝑖𝑖𝑖𝑖𝑖 はる．そこで実際には，図-2.3に示すように，破壊開始点か断層では破壊フロント通過後一定の時間だけ破壊が許されると考える．すなわち，ある与えられた時刻では，図-2.3に示すように，二つの同心円に挟まれたハッチングの部分だけで破壊が許されると考える．こうして未知数を減らし効率的にインバージョンを行う方法をマルチタイムウインドウ法（Hartzell and Heaton, 1983）と呼ぶ．
以上が手法の概要であるが，より詳しい定式化について
は野津（2011）を参照していただきたい．
大地震の震源過程を推定するための波形インバージョ
ンには，水平成層構造を仮定して数値計算で求めたグリーン関数が用いられることも少なくないが，地下構造を水平成層構造で近似できない場合（不整形性が強い場合）には，

図-2.1 震源特性・伝播経路特性・サイト特性-9-

野津 厚・長坂 陽介

表-2.1
時刻*

本震と解析に用いた小地震のパラメタ
北緯*

東経*

深さ*
(km)

MJ*

走向**

傾斜**

すべり角**

(°)

(°)

(°)

本震

2016/04/16 01:25:5.4

32.753130.762

12.0

7.3

226

84

-142

EGF1

2016/04/15 00:50:31.4

32.737130.758

13.0

4.2

209

70

177

EGF2

2016/04/15 15:27:51.7

32.840130.882

12.0

4.2

58

76

-143

EGF3

2016/04/16 04:51:24.5

32.753130.752

14.0

4.3

-

-

-

EGF4

2016/04/15 07:29:55.9

32.835130.887

12.0

4.2

-

-

-

*気象庁による，**F-netによる（www.fnet.bosai.go.jp）
表-2.2

解析ケース

断層面西側部分 断層面東側部分

図-2.4(長さ16㎞)(長さ24km)

Case1

EGF1

EGF2

Case2

EGF3

EGF2

Case3

EGF1

EGF4

Case4

EGF3

EGF4

インバージョンで仮定した断層面と観測点の位置．★は本震の震央（気象庁），□は小地震の震央（気象庁），▲はインバージョンに用いた観測点をそれぞれ示す．

- 10 -

2016 年熊本地震の前震と本震の震源過程の推定と特性化震源モデル

図-2.5

観測波と合成波の比較（Case1）．縦軸：速度，横軸：時間，黒または灰色：観測波，赤：合成波．

水平成層構造を仮定して推定された震源過程の信頼性は2.2 解析条件

一般には高くないと考えられる．それに対し，本研究で採2016年熊本地震（本震）の震源過程を推定するにあたり，用している経験的グリーン関数による波形インバージョ

対象周波数は0.2-2Hzとした．グリーン関数としては，本震

ン手法は，地下構造が水平成層で近似できない場合にも適とのメカニズム解（防災科学技術研究所のF-netによるも用可能である．特に本研究で対象としている熊本地震の震の；福山他，1998）の類似性の他，本震波形とのフーリエ源域は，阿蘇カルデラの存在に代表されるように地下構造

位相特性の類似性を考慮し，表-2.1に示すEGF1とEGF2（前の不整形性が著しいため，経験的グリーン関数を用いるこ

震と本震の間に生じている）の記録を併用するケースを基との利点は大きいと考えられる．

本とした（これをCase1とする）．しかし，小地震記録の選択が結果に及ぼす影響を調べるため，断層面上に割り当てる小地震の組み合わせの異なるCase1-Case4の計4ケースを- 11 -

野津 厚・長坂 陽介

図-2.6

観測波と合成波の比較（Case2）．縦軸：速度，横軸：時間，黒または灰色：観測波，赤：合成波．

試みた（表-2.2）．EGF3とEGF4についてはF-netによるメカ

おけるEW成分とNS成分の速度波形（0.2-2Hzの帯域通過フ

ニズム解は与えられていない．

ィルタを適用した波形），計16成分をインバージョンのターゲットとした．インバージョンには本震波形のS波を含用いるデータとしては，断層面上におけるすべりの時空

む15秒間を用いた．

間分布を効果的に拘束するため，震源断層に近い観測点を積極的に採用し，震源断層を取り囲むK-NET（Kinoshita,

インバージョンで仮定した断層面の位置を図-2.4に示

1998）およびKiK-net（Aoi et al., 2004）の8地点（図-2.4）

す．断層面は，気象庁による本震の震源（北緯33.753°，

でのデータを用いた．KiK-net観測点では，表層地盤の非線

東経130.762°，深さ12.0km）を含むように設定した．走向形挙動の影響が相対的に小さいと考えられる地中の記録と傾斜のうち，傾斜についてはF-netによる本震のメカニズを用いることを原則とした．しかし，KKMH06については，

ム解（表-2.1）と一致するように84°とした．走向につい

地中の記録が0.2-2Hzの帯域で十分な精度を有していないては，メカニズム解では226°であるが，本解析では地表地と判断されたため，地表の記録を用いた．これらの地点に

震断層の走向とより整合するように232°とした．長さは- 12 -

2016 年熊本地震の前震と本震の震源過程の推定と特性化震源モデル

図-2.7

観測波と合成波の比較（Case3）．縦軸：速度，横軸：時間，黒または灰色：観測波，赤：合成波．

40km，幅は20kmとした．断層面を西側部分（長さ16km）

毎のモーメント解放量を小地震のモーメントで除したもと東側部分（長さ24km）に分け，それぞれ別の小地震を割のをインバージョンの未知数とした．この0.25秒の区間をり当てた（表-2.2）．

タイムウインドウとよぶ．3.0秒間をカバーするため12のタ
イムウインドウを用いて解析を行った．

インバージョンでは40km×20kmの断層を20×10の小断層に分割した．破壊フロントは，気象庁の破壊開始点から基盤のS波速度は3.55km/sとした．インバージョンには非同心円状に拡大するものとした．その拡大速度については，

負の最小自乗解を求めるためのサブルーチン（Lawson and

Case1で様々に値を変えて解析を試みたところ，2.1km/sのHanson，1974）を用いた．また，すべりの時空間分布を滑ときに最も残差が小さくなったため，以降の解析ではらかにするための拘束条件を設けた．観測波と合成波を比2.1km/sに固定した．それぞれの小断層では破壊フロント通較する際には記録のヘッダに記載された絶対時刻の情報

過後3.0秒間にモーメントの解放が生じると仮定し，0.25秒を用いている．
- 13 -

野津 厚・長坂 陽介

図-2.8

観測波と合成波の比較（Case4）．縦軸：速度，横軸：時間，黒または灰色：観測波，赤：合成波．
いるがEW成分は過小評価されている．KMM006ではEW成

2.3 解析結果

分の波形の特徴は良く再現されているがNS成分は過小評

Case1について，インバージョンに用いた観測点（図-2.4

価されている．

の▲）における観測波（黒または灰色）と合成波（赤）の比較（0.2-2Hzの速度波形）を図-2.5に示す．これらの図に

Case2，3，4について，観測波（黒または灰色）と合成波

おいて観測波を黒で示した部分がインバージョンに用い（赤）の比較（0.2-2Hzの速度波形）を図-2.6，図-2.7，図た区間（15秒間）である．多くの地点で観測波と合成波は-2.8に示す．Case1と同様に基本的には多くの地点で観測良く一致している．KMMH16では，NS成分については20s

波と合成波は良く一致している．断層面の西側部分に付近のパルスも含めほぼ完全に再現されているが，EW成EGF3を用いたCase2とCase4では，KMM011のEW成分の結分は合成波の振幅が不足している．これは大地震と小地震

果は改善されたが，NS成分の結果はかえって悪くなった．

との間のメカニズムの一致が完全ではないためと考えら

このことは，EGF1とEGF3のいずれも，本震の断層面の西れる．同様にKMM011ではNS成分はほぼ完全に再現されて側部分とメカニズムが完全には一致していないことを示- 14 -

2016 年熊本地震の前震と本震の震源過程の推定と特性化震源モデル

図-2.9

インバージョンの結果として得られた最終すべり量の分布

図-2.10

小地震間のスペクトル比- 15 -

野津 厚・長坂 陽介

図-2.11

インバージョンの結果として得られた最大すべり速度の分布

すと考えられる．断層面の東側部分にEGF4を用いたCase3

モーメントを利用して求めた．EGF1とEGF2についてはF-とCase4では，KMM004での結果は悪くなったが，KMMH06

netによる値を用いた（EGF1が3.86×1015Nm，EGF2が1.92

での結果は改善された．

×1015Nm）．EGF3については，F-netによる地震モーメント

観測波と合成波の一致度を示す指標として，式（2.2）では得られていないが，解析に用いた8地点においてEGF1に定義される𝑉𝑉𝑉𝑉を求めたところ，𝑉𝑉𝑉𝑉の全観測点に対する平対するフーリエスペクトル比を求めたところ，その対数平均値は，Case1，Case2，Case3，Case4のそれぞれに対し，

均が低周波側でほぼ1となったため（図-2.10左），EGF3と62.4 %，65.8 %，61.4 %，63.9 %となった．これらの数字はEGF1の地震モーメントは等しいとした．同様に，EGF4に2Hzまでを対象とした波形インバージョンの結果としては

ついては，F-netによる地震モーメントは得られていないが，良好であると考えられる．

解析に用いた8地点においてEGF2に対するフーリエスペ
クトル比を求めたところ，その対数平均が低周波側でほぼ1となったため（図-2.10右），EGF4とEGF2の地震モーメン

2

𝑉𝑉𝑉𝑉(%) = �1 − ��𝑠𝑠(𝑡𝑡) − 𝑜𝑜(𝑡𝑡)� ��|𝑜𝑜(𝑡𝑡)|2 � × 100

トは等しいとした．図-2.9に示すように，小地震記録の選
択が最終すべり量分布の推定結果に及ぼす影響は基本的(2.2)に小さいと言える．いずれの結果においても，破壊開始点
ここに𝑠𝑠(𝑡𝑡)は合成波，𝑜𝑜(𝑡𝑡)は観測波である．積分区間はインより15kmほど北東側に著しくすべり量の大きい箇所があ図-2.9にインバージョンの結果として得られた最終す

図-2.11にインバージョンの結果として得られた最大すべり量の分布を示す（南東側から見た図を示している）．★

べり速度の分布を示す（南東側から見た図を示している）．

は破壊開始点を示す．すべり量の絶対値は，小地震の地震★は破壊開始点を示す．各小断層における最大すべり速度

り，その位置はケース間でほとんど変わらない．

バージョンに用いた区間と一致させた．

- 16 -

2016 年熊本地震の前震と本震の震源過程の推定と特性化震源モデル

図-2.12破壊の進展を示す図は，各タイムウインドウにおけるすべり量を時間幅で割り，がある．すなわち，兵庫県南部地震の際に神戸市内で観測

12のタイムウインドウに対する最大値を求めたものであされたパルス状の大振幅地震動と同じように解釈するこる．したがってこの値はタイムウインドウの時間幅（0.25とはできないと考えられる．震源断層の破壊過程に関して

秒）における平均値であり，真の最大すべり速度には対応

言えば，益城の地震動は”worst case scenario”とは言えなしない．図-2.11に示すように，小地震記録の選択が最大す

いものである．一方，破壊開始点の15kmほど北東側の「アべり速度分布の推定結果に及ぼす影響は基本的に小さい

スペリティ」の破壊はフォワード側に大振幅地震動をもたと言える．いずれの結果においても，破壊開始点より15km

らしたはずである．この地域における道路橋の大被害（国ほど北東側に最大すべり速度の大きい箇所があり，その位

土技術政策総合研究所・国立研究開発法人土木研究所，

置はケース間でほとんど変わらない．

2017）は「アスペリティ」の破壊と無関係ではないであろう．

ここで得られた結果をもとに，震源断層の破壊過程と震源近傍の強震動の関係を議論してみると，まず，インバー

本研究の結果を，同じ地震を対象とした別の波形インバ

ジョン結果は明らかに破壊開始点よりも15kmほど北東側

ージョン結果と比較すると，整合する部分と整合しない部にすべり量とすべり速度の大きい領域が存在していたこ分があるが，例えばAsano and Iwata (2016)の結果と比較すとを示している．この領域を仮に「アスペリティ」と呼ぶ．

ると，大きなすべりが生じている箇所などの点で，両者のいずれの解析ケースにおいても，破壊は図-2.12に矢印で結果は互いに類似している．使用したグリーン関数は，本示すようにまずは深部に進み，その後，破壊は向きを変え研究は経験的グリーン関数で，Asano and Iwata (2016)の解て浅部に向かいアスペリティを横切ったと推定される．断析は水平成層構造の理論的グリーン関数である．また，使層面の西側のすべり分布は小地震の選択に依存する部分

用した観測点も両者で全く異なる．それにも関わらず，両もあるが，いずれにしても，破壊開始点とKKMH16（益城）者が類似した結果に至っていることから，これらの震源モを結ぶ線上ではすべり量，すべり速度とも小さかったと推デルにより震源過程の重要な部分は捉えられていると考定される．すなわち破壊開始点とKKMH16（益城）を結ぶえている．

線上にはアスペリティは無かったと推定される．よって，
益城町におけるパルス状の大振幅地震動は，アスペリティの破壊のフォワード側で生じたと解釈することには無理- 17 -

野津 厚・長坂 陽介

3. 本震の特性化震源モデル

A( f ) = CM 0 S ( f , f c )exp(− πfR / Qs β )
R

（3.1）

3.1 特性化震源モデルの作成手順
2.で求めた波形インバージョンによるすべり量分布を

ここで，M 0 は小地震の地震モーメント，Rは小地震から対参考に，地震動の事後推定に適した特性化震源モデルを作

象地点までの距離(km)，Qsは地震基盤におけるS波のQ値，成する．

βはS波速度である．定数Cは次式で与えられる．

特性化震源モデルとは，断層面上に一つまたは複数の長C=方形のアスペリティを置いたモデルである．ここで，2.の波形インバージョンで得られた震源モデルよりも特性化Rθφ ⋅ FS ⋅ PRTITN
4πρβ 3（3.2）

震源モデルの方が地震動の事後推定に適しているとしてここにR θφ はラディエーションパターン係数，FSは自由表

いるのは次の二つの理由による．

面の影響による増幅（=2），PRTITNは水平2成分の振幅比を①波形インバージョンによって得られた震源モデルによ表す係数（水平2成分の自乗和は1），ρは地震基盤の密度でる計算結果は，波形インバージョンの対象とした周波数帯

ある．熊本地震を対象とした以下の解析ではρ=2.7t/m3，β域の外側では急激に精度が低下することが一般的である．

=3.5km/sとした．またR θφ は全方位の平均値である0.63を②波形インバージョンによって得られた震源モデルは特用い，PRTITNについては，本研究では観測記録を説明する

定の小地震に対して特化しており，別の小地震を用いる場

ような震源モデルの構築を目的としているため，水平2成合は震源モデルを作り直さなければいけないため，任意の分の自乗和が1であるという拘束条件の下，できるだけ観地点での地震動の事後推定には不向きである．

測記録を説明するような値を設定した．なお，Qs値は既往特性化震源モデルの具体的な作成手順としては，すべりの研究（加藤，2001）に基づきQs=104×f 0.63とした．

量が大きいと考えられる部分に長方形のアスペリティを式（3.1）の震源スペクトルSは次式で与えられる．

配置し，構造物に対して影響の大きい周波数帯域におけるS( f , fc ) =速度波形の再現性に特に注意しながら，アスペリティのサ
イズと地震モーメントを調整することにより，特性化震源(2πf )2
1 + ( f / f c )2

（3.3）

モデルの作成を行う．その際，高周波成分を含むフーリエここにf c は小地震のコーナー周波数でBrune（1970，1971）

スペクトルの再現性にも注意する．

の式により推定される．

上記の作業を行うにあたり，与えられた震源モデルに対以上の手続きにより，震源特性，伝播経路特性を考慮しして，強震観測地点における波形を計算することが必要でた地震基盤位置でのグリーン関数のフーリエ振幅が推定ある．本研究ではそのために経験的サイト増幅・位相特性されるので，これにサイト増幅特性を掛け合わせることで，を考慮した強震波形計算手法（古和田他，1998；野津・菅

対象地点の地表におけるグリーン関数のフーリエ振幅が野，2008；野津他，2009）を用いる．ここではこの方法を得られる．グリーン関数のフーリエ位相としては，対象地

修正経験的グリーン関数法という．この方法では，まず，点において観測されている中小地震のフーリエ位相を用

小規模な地震による対象地点での地震動（グリーン関数といる．これにより対象地点におけるサイト増幅特性・位相呼ぶ）を計算し，これを経験的グリーン関数法と同様の方特性を反映したグリーン関数の時刻歴波形が得られる．こ法（入倉他，1997）で重ね合わせることにより，大地震にのとき，対象地点において複数の中小地震記録が利用でき

よる揺れを計算する．統計的グリーン関数法の一種とみなる場合は，できるだけ対象としている大地震（さらには大すことのできる方法であるが，グリーン関数のフーリエ振

地震の断層面上で観測点に対して影響の大きい部分）の付幅を決める際に経験的サイト増幅特性を考慮し，さらに，

近で発生した中小地震の位相特性を用いることが望まし対象地点で観測されている中小地震のフーリエ位相をグ

い．最後に，これを経験的グリーン関数法と同様の方法（入リーン関数のフーリエ位相として用いる点が特徴である．

倉他，1997）で重ね合わせることにより，大地震に対応し手法の詳細は以下の通りである．まず，地震基盤位置にた時刻歴波形が得られる．

おける小地震の振幅スペクトルA(f)は次式で与えられる．

- 18 -

2016 年熊本地震の前震と本震の震源過程の推定と特性化震源モデル

図-3.1

震源断層と解析対象地点の位置関係．★は本震の震央（気象庁），□は小地震の震央（気象庁），▲は解析対象
地点をそれぞれ示す．
表-3.1

位相特性の評価に用いた中小地震

中小地震

選定理由

KMMH16

2016/04/15 00:50

アスペリティ 1,2 の付近で発生した地震

KMM005

2016/04/15 15:27

アスペリティ 3 の付近で発生した地震

KMMH06

2016/04/15 07:29

アスペリティ 3 の付近で発生した地震

KMM0092016/04/15 15:27

アスペリティ 3 の付近で発生した地震

KMM011

2016/04/14 22:19

位相特性の良い記録

KMMH14

2016/04/15 00:50

アスペリティ 1,2 の付近で発生した地震

KMM006

2016/04/16 04:51

アスペリティ 1,2 の付近で発生した地震

KMM008

2016/04/15 00:50

アスペリティ 1,2 の付近で発生した地震

NGS012

2016/04/16 04:51

アスペリティ 1,2 の付近で発生した地震

表-3.2

本震と解析に用いた中小地震のパラメタ（*気象庁による）
時刻*

北緯*

東経*

深さ*(km)MJ*

本震

2016/04/16 01:25

32.753130.762

12.0

7.3

中小地震1

2016/04/14 22:19

32.772130.842

9.0

3.6

中小地震2

2016/04/15 00:50

32.737130.758

13.0

4.2

中小地震3

2016/04/15 07:29

32.835130.887

12.0

4.2

中小地震4

2016/04/15 15:27

32.840130.882

12.0

4.2

中小地震5

2016/04/16 04:51

32.753130.752

14.0

4.3- 19 -

野津 厚・長坂 陽介

3.2 使用したデータに投影したものである．波形インバージョンの結果による

この地震の震源域周辺を概略的に図-3.1に示す．図-3.1と，気象庁発表の震源（破壊開始点，図-3.1の★印）よりに示す長方形は波形インバージョンで用いられた断層面も15kmほど北東側に特にすべりとすべり速度の大きい領（長さ40km，幅20km，走向232°，傾斜角84°）を地表面域（本章ではアスペリティ3と呼ぶ）が存在していたと考

図-3.2
表-3.3

2016年熊本地震の本震の特性化震源モデル

2016年熊本地震の本震の特性化震源モデルのパラメタ
アスペリティ1

アスペリティ2

アスペリティ3

破壊開始点東経（deg）

130.802130.823130.898

破壊開始点北緯（deg）

32.78332.79732.841

破壊開始点深さ（km）

15.0

15.0

11.0

長さ（km）×幅（km）

1.5×1.5

3.0×3.0

4.0×5.0M 0 （Nm）

0.10E+18

0.25E+18

2.5E+18

相対破壊開始時刻（s）

0.0

0.9

4.1

破壊伝播速度（km/s）

2.8

2.8

2.8

ライズタイム（s）

0.13

0.27

1.00

分割数

5×5×5

5×5×5

10×10×10- 20 -

2016 年熊本地震の前震と本震の震源過程の推定と特性化震源モデル

表-3.4

各地点で用いた非線形パラメタ（—は非線形パラメタを使用していないことを示す）
ν1

ν2

KMMH16

1.00

0.010

KMM005——

KMMH06

0.95

0.030

KMM009

0.75

0.010

KMM011——

KMMH14

0.85

0.050

KMM006

1.00

0.010

KMM008

0.92

0.005

NGS012——

備考

アスペリティ1，2からの地震動のみに適用えられる．この地震の際，震源近傍の益城町（図-3.1の位相特性の評価に用いた中小地震を表-3.1に示す．また

KMMH16など）では，周期1秒程度の成分の著しく卓越し選定理由を表-3.1に示している．基本的には，対象地点にた地震動が観測され（図-1.1），この地震動が甚大な被害を対して最も影響を与えたと考えられるアスペリティ（例えもたらしたと考えられる．しかしながら，破壊開始点と益ばKMM005に対してはアスペリティ3）の近くで発生した

城町および上記のアスペリティ3との位置関係から判断す

中小地震を選択し，その位相特性が本震の位相特性と類似

ると，益城町での地震動に対して最も支配的となったのがしていることを確認した上で用いている．これらの中小地

アスペリティ3の破壊であるとは考えられない．一方，震源震の震源パラメタを本震の震源パラメタとともに表-3.2

断層周辺にはアスペリティ3の破壊の影響を受けた地点もに示す．また，これらの中小地震の震央を本震の震央とと多く存在していたと考えられる．すなわち，震源付近の地

もに図-3.1に示す．

震動は震源断層との位置関係に応じて大きく異なっていたと考えられるため，強震記録の得られていない地点の地

3.3 特性化震源モデルの作成結果

震動を事後推定するためには，震源断層との位置関係，と作成した特性化震源モデルを図-3.2に示す．アスペリテ

りわけアスペリティとの位置関係を考慮することが重要

ィは，波形インバージョンの結果を参考に，破壊開始点よと考えられる．

りも5kmほど北東側にアスペリティ1とアスペリティ2を，そこで，震源周辺で強震記録の得られている地点での地破壊開始点よりも15kmほど北東側にアスペリティ3をそれ

震動を説明できるような特性化震源モデルを構築するこぞれ置いた．各アスペリティのパラメタを表-3.3に示す．

とをここでは試みた．着目した地点は，図-3.1に示す9地点

各アスペリティの破壊は図-3.2に示すアスペリティ毎のである．ここで，熊本空港はKMMH16とKMM005に挟まれ破壊開始点（☆）から同心円状に拡大するものとした．ラ

るような位置にあるため，これらの地点における地震動のイズタイムについては，基本的にアスペリティの幅と破壊再現性には特に注意を払った．また，NGS012（K-NET島原）

伝播速度から片岡他（2003）の式で算定される値としたが，を対象としたのは，震源から見て熊本港とほぼ同一の方向

アスペリティ3についてはそれよりも大きい値とした．

にあるためである．

地震動を計算するにあたり，多重非線形効果を考慮する

本検討の対象地域においては，既往の研究（野津・長尾，

方法（野津・盛川，2003；野津・菅野，2008）を用いた．

2005）でスペクトルインバージョンによるサイト増幅特性

その際必要となるパラメタであるν 1 とν 2 は表-3.4のよの評価が行われており，今回はこれを用いた．ただし，

うに設定した．ν 1 はサイト増幅特性のピーク周波数と観KMM006については，サイト増幅特性の評価が行われた時

測スペクトルのピーク周波数とのずれに基づいて設定し，期の後に移設されているため，再評価を行ったサイト増幅

ν 2 は地震動の振幅，特に後続位相の振幅が妥当なものと特性（Nagasaka and Nozu, 2017）を用いた．また，KMMH16なるように設定した．図-3.3に各地点での速度波形（0.2-についても，新しいデータに基づいて再評価を行ったサイ

2Hz）の再現結果を示す．図-3.4に各地点でのフーリエス

ト増幅特性（Nagasaka and Nozu, 2017）を用いた．ただし，ペクトル（水平2成分の自乗和平方根，バンド幅0.05Hzのいずれの場合も新旧のサイト増幅特性には決定的な違い

Parzenウインドウを適用）の再現結果を示す．各地点におは見られなかった．

ける速度波形とフーリエスペクトルは概ね良好に再現さ- 21 -

野津 厚・長坂 陽介

れている．

図-3.3

各地点での速度波形（0.2-2Hz）の再現結果．縦軸：速度，横軸：時間，黒：観測結果，灰色：計算結果．

- 22 -

2016 年熊本地震の前震と本震の震源過程の推定と特性化震源モデル

図-3.3

（つづき）

- 23 -

野津 厚・長坂 陽介

図-3.3

（つづき）

特に，熊本空港を挟む位置にある KMMH16 と KMM005
では，KMMH16 における水平 2 成分の小さい方である
NS 成分を除けば，波形の振幅や経時特性がうまく再現されている．また，熊本港と同一の方向にあたる NGS012
においても，波形の振幅や経時特性はうまく再現されている．したがって，ここで作成された震源モデルは熊本
港と熊本空港における地震動の事後推定に適していると考えられる．

- 24 -

2016 年熊本地震の前震と本震の震源過程の推定と特性化震源モデル

図-3.4

各地点でのフーリエスペクトル（水平2成分の自乗和平方根，バンド幅0.05HzのParzenウインドウを適用）の再現結果．縦軸：フーリエスペクトル，横軸：周波数，黒：観測結果，灰色：計算結果．

4. 前震の震源過程の推定とのメカニズム（防災科学技術研究所のF-netによるもの）の類似性の他，前震波形とのフーリエ位相特性の類似性を考慮し，表-4.1に示すEGF1の記録を用いた．

4.1 震源過程の推定手法

本震の震源過程の推定（2.）に用いたのと同じ図-4.1に前震の震源過程の推定に用いた手法は本震の震源過程

示す8地点でのデータを用いた．これらの地点は，断層面上の推定に用いた手法（2.1参照）と同様である．

におけるすべりの時空間分布を効果的に拘束するため，震4.2 解析条件

源断層に近い観測点を積極的に採用したものである．KiK-

2016年熊本地震（前震）の震源過程を推定するにあたり，

net観測点では，表層地盤の非線形挙動の影響が相対的に小対象周波数は0.2-2Hzとした．グリーン関数としては，前震さいと考えられる地中の記録を用いることを原則とした．
- 25 -

野津 厚・長坂 陽介

表-4.1

前震と解析に用いた小地震のパラメタ

時刻*

北緯* 東経*

深さ*
(km)

図-4.1

走向** 傾斜** すべり角**
MJ*

(°)

(°)

(°)

前震

2016/04/14 21:26:34.4 32.742 130.808 11

6.5 212

89

-164

EGF1

2016/04/15 00:50:31.4 32.737 130.758 13

4.2 20970

177

インバージョンで仮定した断層面と観測点の位置．★は前震の震央（気象庁），★は本震の震央（気象庁），□
は小地震の震央（気象庁），▲はインバージョンに用いた観測点をそれぞれ示す．

しかし，KKMH06については，EGF1の地中の記録が0.2-2Hzに分割した．破壊フロントは，気象庁の破壊開始点から同の帯域で十分な精度を有していないと判断されたため，地心円状に拡大するものとした．その拡大速度については，

表の記録を用いた．これらの地点におけるEW成分とNS成2.1km～3.0kmの範囲で0.1km刻みで値を変えて解析を試み

分の速度波形（0.2-2Hzの帯域通過フィルタを適用した波

たところ，2.1km/sのときに最も残差が小さくなったため，形），計16成分をインバージョンのターゲットとした．イン

最終的に2.1km/sの場合の結果を採用した．なお，拡大速度

バージョンには前震波形のS波を含む10秒間を用いた．

が2.1km/sより小さいケースは，S波速度との比が一般的な

インバージョンで仮定した断層面の位置を図-4.1に示

値よりかなり小さくなるため試みなかった．それぞれの小す．断層面は，気象庁による前震の震源（北緯33.742°，

断層では破壊フロント通過後3.0秒間にモーメントの解放

東経130.808°，深さ11km）を含むように設定した．走向とが生じると仮定し，0.25秒毎のモーメント解放量を小地震

傾斜は，F-netによる前震のメカニズム解（表-4.1）と一致のモーメントで除したものをインバージョンの未知数とするように212°と89°とした．長さと幅については，すでした．この場合も12のタイムウインドウを用いて解析を行に公表されている既往研究に合わせることを考え，Asanoったことになる．
基盤のS波速度は3.55km/sとした．インバージョンには非and Iwata (2016)と同様，長さ13km，幅12kmとした．

負の最小自乗解を求めるためのサブルーチン（Lawson and

インバージョンでは13km×12kmの断層を13×12の小断層- 26 -

2016 年熊本地震の前震と本震の震源過程の推定と特性化震源モデル

図-4.2

観測波と合成波の比較．縦軸：速度，横軸：時間，黒または灰色：観測波，赤：合成波．

Hanson，1974）を用いた．また，すべりの時空間分布を滑

図-4.3にインバージョンの結果として得られた最終すらかにするための拘束条件を設けた．観測波と合成波を比べり量の分布を示す（北西側から見た図を示している）．★

較する際には記録のヘッダに記載された絶対時刻の情報

は破壊開始点を示す．すべり量の絶対値は，EGF1の地震モを用いている．

ーメント（F-netによる3.86×1015Nm）を利用して求めた．
図-4.3に示すように，破壊開始点より3kmほど北東側の浅4.3 解析結果

い位置に最終すべり量の大きい箇所がある．図-4.4にインインバージョンに用いた観測点（図-4.1の▲）におけるバージョンの結果として得られた最大すべり速度の分布

観測波（黒または灰色）と合成波（赤）の比較（0.2-2Hzのを示す（北西側から見た図を示している）．★は破壊開始点

速度波形）を図-4.2に示す．これらの図において観測波をを示す．各小断層における最大すべり速度は，各タイムウ

黒で示した部分がインバージョンに用いた区間（10秒間）

インドウにおけるすべり量を時間幅で割り，12のタイムウである．多くの地点で観測波と合成波は良く一致している．

インドウに対する最大値を求めたものである．したがって- 27 -

野津 厚・長坂 陽介

図-4.3

推定された最終すべり量の分布

図-4.4

推定された最大すべり速度の分布

この値はタイムウインドウの時間幅（0.25秒）における平に投影したものである．インバージョンの結果（4.）によ均値であり，真の最大すべり速度には対応しない．図-4.4

ると，破壊開始点付近と，破壊開始点より3kmほど北東側に示すように，最終すべり量の大きい箇所で最大すべり速の浅い位置に最大すべり速度の大きい箇所（アスペリティ）

度も大きくなっている．この他に破壊開始点付近にも最大があったと推定される．これらのアスペリティの破壊によ

すべり速度のやや大きい箇所が見られる．本研究においてり震源近傍の益城町（図-5.1のKMMH16など）に震度7の最大すべり速度の大きい2箇所は，同じ地震を対象とした地震動がもたらされたと考えられる．

既往の研究(Asano and Iwata, 2016; Kubo et al., 2016)においここで着目した地点は図-5.1に示す7地点である．設定て最終すべり量の大きい2箇所に対応しているように見えされた特性化震源モデルの熊本港（図-5.1）への適用性をる．これらの「アスペリティ」に対して益城はフォワード

確認するため，震源から見て熊本港と同一の方位に存在す側に位置しているので，前震による益城の大振幅地震動はるNGS012（K-NET島原）を解析対象に加えた．熊本空港は

forward directivityによって生成されたと解釈できる．

KMMH16とKMM005に挟まれるような位置にあるため，これらの地点における地震動の再現性には3.と同様特に注意を払った．波形の計算には経験的サイト増幅・位相特性

5. 前震の特性化震源モデルを考慮した強震動評価手法（古和田他，1998；野津・菅野，
2008；野津他，2009）を用いた．
本検討の対象地域においては，既往の研究（野津・長尾，

5.1 特性化震源モデルの作成手順
4.で求めた波形インバージョンによるすべり量分布を2005）でスペクトルインバージョンによるサイト増幅特性

参考に，強震記録を再現できるような特性化震源モデルをの評価が行われており，今回はこれを用いた．ただし，作成する．その具体的な作成手順は本震の場合（3.）と同

KMM006とKMMH16について再評価されたサイト増幅特様である．

性を用いた点は3.と同様である．
位相特性の評価にはすべての地点で4月15日0:50の地震

5.2 使用したデータ（M4.2）を用いた．この地震の震源パラメタを前震の震源

この地震の震源域周辺を概略的に図-5.1に示す．図-5.1

パラメタとともに表-5.1に示す．また，震央を前震の震央に示す長方形は波形インバージョンで用いられた断層面とともに図-5.1に示す．

（長さ13km，幅12km，走向212°，傾斜角89°）を地表面- 28 -

2016 年熊本地震の前震と本震の震源過程の推定と特性化震源モデル

図-5.1

震源断層と解析対象地点の位置関係．★は前震の震央（気象庁），☆は本震の震央（気象庁），□は小地震の震央（気象庁），▲は解析対象地点をそれぞれ示す．
表-5.1

前震と解析に用いた中小地震のパラメタ
時刻*

北緯*

東経*

深さ*
(km)

MJ*

前震

2016/04/14 21:26

32.742130.808

11

6.5

中小地震1

2016/04/15 00:50

32.737130.758134.2*気象庁による
5.3 特性化震源モデルの作成結果

震動の後続位相の振幅ができるだけ妥当なものとなるよ作成した特性化震源モデルを図-5.2に示す．アスペリテ

う0.01とした．図-5.3に各地点での速度波形（0.2-2Hz）の

ィは，波形インバージョンの結果を参考に，最大すべり速

再現結果を示す．図-5.4に各地点でのフーリエスペクトル度が大きいと推定された2箇所にアスペリティ1とアスペ（水平2成分の自乗和平方根，バンド幅0.05HzのParzenウイ

リティ2を置いた．各アスペリティのパラメタを表-5.2にンドウを適用）の再現結果を示す．各地点における速度波

示す．各アスペリティの破壊は図-5.2に示すアスペリティ

形とフーリエスペクトルは概ね良好に再現されている．速毎の破壊開始点（★または☆）から同心円状に拡大するも度波形の計算結果と観測結果の差が大きいのはKMM011のとした．ライズタイムについては，アスペリティの幅とである．この地点の計算結果の振幅が観測結果に近づくよ

破壊伝播速度から片岡他（2003）の式で算定される値の1.5

うに（小さくなるように）震源モデルをチューニングする倍とした．

ことは可能であるが，その場合，その副作用として，地震動を計算するにあたり，KMM008では多重非線形効

NGS012の振幅が過小評価となる．これは，断層面がほぼ鉛

果を考慮する方法（野津・盛川，2003；野津・菅野，2008）

直な横ずれ断層であり，かつ，断層面から見てKMM011とを用いた．その際必要となるパラメタのうち，ν 1 について

NGS012がほぼ対象な方位にあるためである．KMM011とはサイト増幅特性のピーク周波数と観測スペクトルのピ

NGS012の両方の振幅を満足させることは困難であった．

ーク周波数とのずれに基づいて0.95とし，ν 2 については地

ここではNGS012での振幅の再現性を重視し，最終的に上- 29 -

野津 厚・長坂 陽介

図-5.2
表-5.2

2016年熊本地震の前震の特性化震源モデル

2016年熊本地震の前震の特性化震源モデルのパラメタ
アスペリティ1 アスペリティ2

破壊開始点東経（deg） 130.808

130.809

破壊開始点北緯（deg） 32.742

32.742

破壊開始点深さ（km） 11.07.0

長さ（km）×幅（km） 2.5×2.5

3.0×3.0M 0 （Nm）

1.30E+24

1.50E+24

相対破壊開始時刻（s） 0.0

2.7

破壊伝播速度（km/s） 2.8

2.8

ライズタイム（s）

0.33

0.40

分割数

5×5×5

5×5×5

- 30 -

2016 年熊本地震の前震と本震の震源過程の推定と特性化震源モデル

図-5.3

各地点での速度波形（0.2-2Hz）の再現結果．縦軸：速度，横軸：時間，黒：観測結果，灰色：計算結果．

- 31 -

野津 厚・長坂 陽介

図-5.3

（つづき）

述の震源モデルを設定した．NGS012での振幅の再現性を6.結論重視したのは，NIG012と熊本港が同一の方向にあたるため
本研究では，2016年熊本地震の前震と本震を対象とし，である．
ここで作成された震源モデルにより，熊本空港を挟む位

震源近傍で得られた強震記録に対して波形インバージョ

置にあるKMMH16とKMM005では波形の振幅や経時特性ンを適用し，震源断層の破壊過程の推定を行った．また，がうまく再現されている．また，熊本港と同一の方向にあ震源過程の推定結果に基づき，地震動の事後推定に用いるたるNGS012においても同様である．したがって，ここで作ことのできる特性化震源モデルの作成を行った．
まず，本震の震源過程については，破壊開始点よりも成された震源モデルは熊本港と熊本空港における地震動

15kmほど北東側にすべり量とすべり速度の大きい領域（アの事後推定に適していると考えられる．

スペリティ）が存在していたと考えられる．破壊はまずは深部に進み，その後，破壊は向きを変えて浅部に向かいアスペリティを横切ったと推定される．破壊開始点と益城町を結ぶ線上ではすべり量，すべり速度とも小さかったと推- 32 -

2016 年熊本地震の前震と本震の震源過程の推定と特性化震源モデル

図-5.4

各地点でのフーリエスペクトル（水平2成分の自乗和平方根，バンド幅0.05HzのParzenウインドウを適用）の再現結果．縦軸：フーリエスペクトル，横軸：周波数，黒：観測結果，灰色：計算結果．

定される．すなわち，forward directivityの影響によって益城幅地震動の生成原因は異なっていた．前震は本震より規模

町の大振幅地震動が生成されたとは考えにくい．本震におが小さかったが，forward directivityの影響で効率的に強震ける益城の地震動は”worst case scenario”とは言えないも動が生成されてしまったと言える．
前震と本震のいずれに対しても，波形インバージョン結のであった．
一方，前震については，破壊開始点より3kmほど北東側

果に基づいて特性化震源モデルを構築した．その結果，震の浅い位置にすべり量とすべり速度の大きい箇所があっ

源近傍の多くの地点で地震動を精度良く再現できる震源たと推定される．この場合益城町の大振幅地震動はモデルを構築することができた．

forwarddirectivityによって生成されたと解釈できる．
益城では前震と本震の両方で震度7を観測したが，大振- 33 -

野津 厚・長坂 陽介

7.あとがきサイト増幅・位相特性を用いた水平動および上下動の強震動評価，日本建築学会構造系論文集，Vol.514，
pp.97～104．

2016年熊本地震では，熊本港と熊本空港において強震記録が得られていない．今回前震と本震を対象に作成された

地震調査研究推進本部 地震調査委員会（2016）：平成28年

震源モデルは，熊本港と熊本空港に近い地点での地震動を（2016年）熊本地震の評価， http://www.static.jishin.go.

適切に再現できている．したがって，今回作成された特性

jp/resource/monthly/2016/2016_kumamoto_3.pdf．

化震源モデルは，これらの地点での地震動の事後推定に適高山峯夫（2016）：調査の概要，2016年熊本地震 災害調査
報告会，2016年度日本建築学会大会（九州），pp.2-4．

していると考えられる．

日本道路協会（2012）：道路橋示方書・同解説 IV 耐震設計

一方，本研究で用いた震源モデルおよび強震動計算手法

編，pp.19-22．

には改善の余地があることも熊本地震の解析を通じて明らかになった．特に，本震の際に西原村で観測されたよう

野津厚（2010）：波形インバージョンにより推定された最近な残留変位を含む地震動に対しては，本研究の震源モデルのわが国における内陸地殻内地震の震源過程，港湾空港技術研究所報告, 第49巻, 第3号, pp.111-155．

および強震動計算手法は十分に対応できておらず，この点

野津厚・盛川仁（2003）：表層地盤の多重非線形効果を考慮

は今後の重要な検討課題である．

した経験的グリーン関数法，地震2，55，pp.361-374．

（2017年11月2日受付）

野津厚・菅野高弘（2008）: 経験的サイト増幅・位相特性を考慮した強震動評価手法－因果性および多重非線

謝辞

形効果に着目した改良－, 港湾空港技術研究所資料，

本研究では国立研究開発法人 防災科学技術研究所の KNET，KiK-net の強震記録，F-net の CMT 解，気象庁の震No.1173．

源データ，JR による強震記録を使用しています．ここに記

野津厚・長尾毅・山田雅行（2009）：経験的サイト増幅・位

して謝意を表します．なお JR の波形は JR 警報地震計（FD

相特性を考慮した強震動評価手法の改良－因果性をシリアル番号 R-087）によります．

満足する地震波の生成－，土木学会論文集A，Vol.65，
pp.808-813．
福山英一・石田瑞穂・Douglas S. Dreger・川井啓兼（1998）：

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- 35 -

CONTENTS
1. Rupture Process of the Foreshock and Main Shock of the 2016 Kumamoto Earthquake and Simplified Source
Models to Explain Damaging Ground Motions··································································· Atsushi NOZU, Yosuke NAGASAKA ··············

2. Technological Development of Sheet-pile Quaywall Reinforced by Geogrids
Hidenori TAKAHASHI, Yoshiyuki MORIKAWA, Takaaki MIZUTANI, Katsuya IKENO,
Tomohiro TANAKA, Suguru MIZUTANI, Toshiyasu MIYOSHI, Kentaro HAYASHI

36

3