Technical Note of the National Research Institute for Earth Science and Disaster Prevention No. 261

防災科学技術研究所研究資料
第261号

A Study on Strong-Motion Maps for Scenario Earthquakes
along Miura Peninsula Faults
三浦半島断層群の地震を想定した
地震動予測地図作成手法の検討

December 2004

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三浦半島断層群の地震を想定した地震動予測地図作成手法の検討
藤原

広行・河合

伸一・青井

真・㓛刀

早川

讓・森川

信之・本多

大井

昌弘・先名

重樹・八十島独立行政法人

防災科学技術研究所

卓・石井

亮・小林

透・

京子・

裕・奥村

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について-」（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「全国を概観する地震動予測地図」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、三浦半島断層群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．地震動予測地図作成条件

3

３．地下構造モデルの設定
3.1

地下構造モデル設定の考え方と方針

7

3.2

対象地域の地質環境

93.3

伝播経路モデル

17

3.4

深部地盤構造モデル

20

3.5

浅部地盤構造モデル

40

４．断層モデルの設定
4.1

地震シナリオ51

4.2

断層モデル設定の考え方と方針

55

4.3

断層モデルの設定

62

５．簡便法による地震動最大値と震度および地震動予測地図
5.1

計算手法

79

5.2

計算結果

83

６．詳細法による地震動時刻歴および地震動予測地図
6.1

計算手法

87

6.2

計算手法に応じた地下構造モデル

94

6.3

武山断層帯地震ケース１の計算結果

97

6.4

武山断層帯地震ケース２の計算結果

116

6.5

武山断層帯地震ケース３の計算結果

135

6.6

衣笠・北武断層帯の計算結果

154

７．結果の考察

173

８．まとめ

177

付録

179

三次元有限差分法

参考文献

185

謝辞

197

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種類あるが、本研究資料では、後者のシナリオ地震による地震動予測地図のうち、特に、三浦半島断層群の地震を想定した強震動評価に関する検討をまとめたものである。
本研究資料では、地震調査委員会から公表された「三浦半島断層群の長期評
価について」（平成１４年１０月９日）の評価結果に基づき、地震動の計算に必
要なパラメータの設定、具体的には、地震動予測地図作成領域の設定、強震動予測に必要な三次元地下構造モデルと特性化された断層モデルの設定を行った。
次に、経験的距離減衰式を用いた簡便法および高精度な広帯域ハイブリッド法を用いた詳細法により地震動を計算し、地震動予測地図作成のために必要な検討を実施した。

－1－２．地震動予測地図作成条件
想定三浦半島断層群地震（ 三浦半島断層群を起震断層とした地震 ）の地震動評価の計算対象領域は、概ね震度 5 以上の地震動が予測される（より）広い領域を対象とした簡便法による地震動予測地図作成領域と、そのなかでさらに概ね震度 6 弱よりも強い地震動が予測される領域を対象とした詳細法による地震動予測地図作成領域の 2 つ（の領域）を設定している。
簡便法による地震動予測地図作成領域は、三浦半島断層群を含む北緯 34 °50 ′36 °00 ′、東経 138 °50 ′140 °30 ′の領域である。図 2-1 に巨視的断層モデルの設定位置と簡便法による地震動予測地図作成領域を示す。
詳細法による地震動予測地図作成領域は、南西の角を（北緯 35.04 °／東経139.25 °）とした東西 70km、南北 80km の領域である。緯度・経度の座標系と平面直角座標系は第 9 系（原点緯度=36°0′0″、原点経度=139°50′0″）（日
本地図センター（1994））の関係を用いて変換している。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 6 弱よりも強い地震動が予測される領域を基本として設定されたものであるが、巨大都市東京が近傍にあること、盆地構造が広範囲にわたっていること等から、計算領域案の北端と西端はかな
り広範囲な領域を対象に考えている。具体的には、以下の事項を踏まえて詳細
法の計算領域案を設定した。
１）西側は盆地端部が近く、盆地端部からの表面波が予想されるため、地震基盤が露頭している範囲までとする。
２）北側は防災的な意義を考慮し、東京都心が含まれるように設定する。
図 2-2 に巨視的断層モデルの設定位置と詳細法による地震動予測地図作成領域を示す。詳細法による地震動評価を行う計算地点は計算領域を 1km 間隔にグ
リッド分割した点である。具体的には、縦（南北方向）81 グリッド、横（東西方向）71 グリッドに分割した各点において地震動評価を行った。従って詳細法
では，工学的基盤で地震動の時刻歴波形が 1 km グリッド、81×71 = 5751 点で得られるが、本検討でそれらの波形をすべて表示することはできない。そこで、６章では下記の 10 地点の工学的基盤での地震動を代表例として示す。

3

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第 261 号

2004 年 12 月

km
0

50

û

û

図 2-1

想定三浦半島断層群地震の地震動予測地図作成領域（赤実線：詳細法による地図作成領域、
赤一点鎖線：簡便法による地図作成領域、


青点線および青実線の矩形は武山断層帯ケース 1 およびケース 2 の断層モデル）

4

２．地震動予測地図作成条件

80 km
MSN
TKY
ASK
60 km

South-North

KWS

YKH
40 km

KSR
HRZ

KMK
YKS

20 km

MUR

0 km
0 km

20 km

40 km

60 km

West-East

図 2-2

詳細法による地震動計算ポイントのうち、６章において代表例として
地震動波形を示す 10 地点の位置

TKY（139.772 , 35.667）
MSN（139.569 , 35.715）
ASK（139.283 , 35.635）
KWS（139.706 , 35.528）
YKH（139.641 , 35.441）
YKS（139.675 , 35.278）
KMK（139.550 , 35.316）
HRZ（139.353,35.332）
MUR（139.624 , 35.141）
KSR（139.920 , 35.373）

東 京（東京駅・都心）
武蔵野（山の手の代表都市）
浅 川（領域西端付近の基盤岩上）
川 崎（政令指定都市）
横 浜（日本第二の大都市・県庁所在地）
横須賀（断層至近中核都市）
鎌 倉（断層至近中核都市・古都）
平 塚（断層破壊延長・神奈川中西部の代表都市）
三 浦（断層の南側の町の代表）
木更津（断層の東側＝房総半島の都市の代表）代表点は TKY、ASK を除いて、県庁または市町村役場での位置である。



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3.1-1 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 3.1-1

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、－7－

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2004 年 12 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
深部地盤構造モデルの対象範囲は、工学的基盤から地表までの地層を対象とする。浅部地盤構造モデルの作成の考え方は次の地震動算出の考え方によって２種類のモデルの作成を行った。
①計算対象範囲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。

－8－

3.2

3.2
3.2.1

対象地域の地質環境

対象地域の地質環境概要

図 3.2-1 に関東平野から伊豆半島・丹沢山地の地質平面図を示す。本地域の地
質は、神奈川県の西部を境として西側と東側で地質構造区が異なる。

図 3.2-1

関東平野～伊豆半島・丹沢山地の地質平面図

図 3.2-2 に南部フォッサマグナ地域の地質概要を示す。赤石山地東縁の糸魚川静岡構造線と関東山地南縁の藤野木－愛川線に囲まれた地域が南部フォッサ
マグナと呼ばれる地域であり、藤野木愛川線は三浦半島から房総半島にかけてのびる葉山嶺岡隆起帯につづくと考えられている。伊豆半島と丹沢山地はその南部と東部に位置する。南部フォッサマグナ地域の地質は、膨大な量の火山噴出物と砕屑性の堆積岩類で特徴づけられる。本地域の地質は、フィリピン
海プレート上の古伊豆マリアナ弧が衝突・付加したものと考えられている（天野ほか，1990，1999 など）。

－9－

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図 3.2-2

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2004 年 12 月

南部フォッサマグナ地域の地質概要（松田，1989）

縦線：西八代層群とその相当層．横破線：富士川層群などの地層，
太線：主要断層帯，赤石山地東縁が糸魚 川－静岡構造線，
関東山地南縁が藤野木－愛川線．

嶺岡－葉山隆起帯を南縁として、その北側に関東平野が広がっている。関東
平野は構造性の盆地であり、沈降域に新第三紀以降の地層が厚く堆積している。
西側の関東山地は、中生代ジュラ紀古第三紀の付加体である三波川帯、秩父帯、四万十帯北帯・南帯から構成される。これらの地質は関東平野下の基盤をなしている。
3.2.2

地質構成

表 3.2-1 に地質構成表を示す。前節で述べたように、関東平野と南部フォッサ
マグナ地域では地層の成因や性状が異なる。また、同じ地層でも地域により異なった地層名で呼ばれることがある。検討範囲全域の地下構造を検討する場合、地層名を標準地層名で統一することが望ましい。また、地層が形成された時代
よりも、地層の性状を重視する必要がある。このような観点から、本地域の地
質を完新統、第四紀火山岩類、相模・下総層群、上総層群、三浦層群、および
先新第三系およびその相当層に区分した。
－ 10 －

3.2

対象地域の地質環境

表 3.2-1
標準地層名

伊豆

完新統



第四紀火山岩類
相模・下総層群
（中部上部更新統）
上総層群
（鮮新統下部更新統）
三浦層群
（中新統）
先新第三系及び
相当層

地質構成表
大磯・丹沢山地

三浦

房総







（火山灰層）







二の宮層群

相模層群

下総層群



足柄層群

上総層群

上総層群

白浜層群



三浦層群

三浦層群

関東山地

箱根火山岩
類など

丹沢層群・新第三紀
湯ヶ島層群 深成岩類・三波川帯 葉山層群
秩父帯・四万十帯

保田層群・
嶺岡層群

A. 先新第三系およびその相当層
先新第三系は北から足尾・八溝帯、領家帯、三波川帯、秩父帯、四万十帯北帯および南帯からなる（図 3.4-5）。これらは関東平野下の基盤をなす地層である。
房総半島で嶺岡隆起帯に沿って分布する嶺岡層群は、古第三紀～前期中新世の四万十帯南帯に相当する地層である。本層群はチャート、石灰岩、玄武岩を伴い、蛇紋岩などの超塩基性岩類に貫入されている。三浦層群などの関東構造
盆地の堆積岩類とは地層の性状が異なり、先新第三系に含めた。
保田・葉山層群は前期（～中期）中新世の地層であり、房総半島では嶺岡層群の南北両側に分布している。三浦半島では、葉山隆起帯に沿って分布している。四万十帯南帯に属するかどうかについて定説はなく、新第三紀中新世の地層であるが、嶺岡層群と岩相が類似していことから、先新第三系相当層とした。
相模湾の北西に分布する丹沢層群は、新第三紀中新世の火山岩類である。地
質年代では三浦層群に相当する地層であるが、火山岩類であること、埋没深度が大きく、変成作用を受けていること、また、地塁をなす岩体のほぼ中央に深成岩類が分布していることから、先新第三系相当層とした。
伊豆半島北東部には、箱根火山岩類の下位に湯ヶ島層群が分布している。湯ヶ島層群は丹沢層群と同じ理由で先新第三系相当層とした。
－ 11 －

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B. 新第三系～第四系
新第三系～第四系は、関東平野で代表的な地層である三浦層群、上総層群、
相模・下総層群を標準地層名とした。伊豆半島や大磯丘陵の新第三系第四系
は、これらの地層と年代や性状がやや異なるが、標準地層名に統一した。
伊豆半島の白浜層群は中新世後期～鮮新世の地層であり、三浦層群相当層とした。
丹沢山地南方に分布する足柄層群は鮮新世～前期更新世の堆積岩類であり、上総層群相当層とした。
大磯丘陵の二宮層群は相模・下総層群相当層にした。
3.2.3

地質構造

鈴木（2002）は観測井の深層ボーリングや物理探査（屈折法および反射法地震探査）を収集・整理し、関東平野の地質構造を検討し、先新第三系、三浦層群および上総層群上面の等深線図を作成している（図 3.2-3）。これによると、先新第三系上面の深度は 4,000ｍ以上に達する。図 3.2-4 に長谷川（1990）による
関東平野の重力ブーゲー異常分布を示す。低重力異常分布と先新第三系が深い
位置はほぼ一致している。
鈴木（2002）による等深線図は嶺岡葉山隆起帯から北側の関東平野に限られているので、20 万分の１地質図および海洋地質図などから、三浦および房総半島南部、相模湾、伊豆半島北東部地域の地質構造を推定し、検討範囲全域の等深線図を作成した。
図 3.2-5(1)(3)に先新第三系、三浦層群、および上総層群上面の等深線図を示す。図には北西南東方向に延びる２列の隆起帯を示している。北側の隆起帯は、前節で述べたように、房総半島南部から三浦半島にかけてのびており、嶺岡葉山隆起帯と呼ばれている。これに沿って先新第三系が露出している。南側はフィリピン海プレートの沈み込みに伴い形成された、相模トラフ北東端に沿う沖ノ山堆列と呼ばれる隆起帯である。
先新第三系上面の最深部は横浜市から房総半島中部にかけての地域である。
三浦層群上面は千葉市からその南東側の地域、上総層群上面は松戸市から千葉市にかけての地域に最深部がある。このように、堆積盆の中心は地層ごとに異なり、三浦層群から相模・下総層群にかけて、堆積盆の中心が北側に移動している。
－ 12 －

3.2

対象地域の地質環境(1) 先新第三系上面(2) 三浦層群上面(3) 上総層群上面
図 3.2-3

各地層上面の等深線図

海水準を 0m としたときの深度 (m) （鈴木，2002）－ 13 －

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図 3.2-4

第 261 号

2004 年 12 月

関東地方の重力ブーゲー異常分布（長谷川，1990）－ 14 －

3.2

0

対象地域の地質環境

-20000

m
2000
1500
1000
500
0
-500
-1000
-1500
-2000
-2500
-3000
-3500
-4000
-4500
-5000
-5500
-6000
-6500
-7000
-7500
-8000

-40000-60000-80000-100000
-120000-100000

図 3.2-5 (1)

0





-140000-80000-60000-40000-20000

0

20000

40000

60000

先新第三系及び相当層上面（三浦層群基底面）等深線図

-20000

m
2000
1500
1000
500
0
-500
-1000
-1500
-2000
-2500
-3000
-3500
-4000
-4500
-5000
-5500
-6000
-6500
-7000
-7500
-8000

-40000-60000-80000-100000
-120000





-140000-100000-80000

図 3.2-5 (2)-60000-40000-20000

0

20000

40000

60000

三浦層群上面（上層群基底面）等深線図－ 15 －

防災科学技術研究所研究資料

0第 261 号

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-20000

m
2000
1500
1000
500
0
-500
-1000
-1500
-2000
-2500
-3000
-3500
-4000
-4500
-5000
-5500
-6000
-6500
-7000
-7500
-8000

-40000-60000-80000-100000
-120000





-140000-100000-80000

図 3.2-5 (3)-60000-40000-20000

0

20000

40000

60000

上総層群上面（下総層群基底面）等深線図

網目の部分は隆起帯を示す。房総半島から三浦半島の隆起帯は嶺岡葉山隆起帯。その南側は沖ノ山堆列。左上は関東山地と丹沢山地。嶺岡葉山隆起帯より北側の等深線図は鈴木（2002）による。

－ 16 －

3.3

3.3

伝播経路モデル

伝播経路モデル

当地域は、ユーラシアプレート、フィリピン海プレート、太平洋プレートの３つのプレートの会合点である。関東地域の大部分はユーラシアプレートに属し、その下方に相模・駿河トラフから沈み込んだフィリピン海プレートが存在し、さらに下方には日本海溝から沈み込んだ太平洋プレートが存在している。
関東から東海地域の高感度地震観測網で観測された地震の震源分布から作成されたプレート等深線分布を図 3.3-1 に示す。これによると三浦半島周辺では、太平洋プレートは 100km 前後となっており、フィリピン海プレートは数キロから40km 程度となっている。
想定している断層モデルは、上端深さが 3km で断層幅が 17km、傾斜角が 45°となっていることから、下端深さは約 15km となる。伝播経路のモデル作成に際し、この深さは、対象領域でフィリピン海プレート含まれる 40km までを考えることにした。
太平洋プレート

フィリピン海プレート

図 3.3-1

関東・東海地域のフィリピン海プレートおよび
太平洋プレートの等深線分布 (Ishida,1992)
－ 17 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

2004 年 12 月

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 3.3-2 に示すように設定した。
上部地殻の層厚、Ｐ波速度、Ｓ波速度、密度については、Yamazaki et al. (1992)
が設定したそれぞれ 13km、Vp=6.15km/s Vs=3.4km/s ρ=2.7g/cm3 とした。
フィリピン海プレートの上面深度分布は、図 3.3-1 の分布を読みとることにした。プレートの厚さは、仲西・他 (1994) によるエアガンを用いた探査によって求められた東海沖でのフィリピン海プレートの詳細な沈み込み形態から、7kmとした。また、Ｐ波速度についても仲西・他 (1994) より 6.8km/s とし、Ｓ波速度
は関口 (2000) による神奈川県中央部を通る南北断面のポアソン分布からポアソ
ン比を読み取り（γ=0.25）Vp/Vs=1.73 を求め、これより 3.4km/s と設定した。
密度は、Yamazaki et al. (1992) が設定した 2.9g/cm3 とした。
上部マントルの P 波速度は、仲西・他 (1994) の探査結果から 7.8km/s とした。
S 波速度は、Yamazaki et al. (1992) が設定した Vp=7.5km/s、
Vs=4.3km/s より Vp/Vs（=1.74）を求め、4.47km/s とした。密度は、Yamazaki et al. (1992) の 3.2g/cm 3とした。
なお、図 3.3-2 の①②の層での物性値については 3.4 節を参照されたい。

－ 18 －

3.3

伝播経路モデル୔὾༖ᓞ᩷ᒒ⩄௛㎾  㻻㻠㻐㻕㻓㻏㻓㻓㻓᩷㟻䟺ᖲ㟻├ぽᗑᵾ⣌㻜⣌䟻       ᖲ㟻├ぽᗑᵾ ,; ⣌ P ༞㻐㻔㻔㻓㻓㻓㻓
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三浦半島断層群の地震における地震動計算のための伝播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 261 号

2004 年 12 月

深部地盤構造モデル

三浦半島断層群の地震動予測地図を作成するために、三浦半島周辺地域（関東平野南部）の地下構造モデルを検討した。

地下構造モデル設定の考え方と方針は次のとおりである。
①

関東平野では、夢の島爆破、神奈川県および千葉県の地下構造調査など多くの地震探査が実施されている。これらの観測データから速度構造モデルを作成する。

②

強震動予測を行うためには、Ｓ波と密度の地下構造モデルを作成する必要がある。しかし、地震探査の多くはＰ波速度構造に関するデータである。したがって、最初にＰ波速度構造モデルを作成し、Ｐ波速度とＳ波速度の関係を検討し、Ｓ波速度構造モデルに変換する。

③

鈴木（）は、深層ボーリングや地震探査データを集約し、関東平野の地下構造を検討している。また、各種機関から地質図や海洋地質図が発行されている。これらの地質データから、地質と速度構造の関係を総合的に検討する。

④

地震探査データがない地域は、地質データから補完する。

3.4.1

速度に関する文献

表 3.4-1 に速度に関する文献一覧、図 3.4-1 に文献位置を示す。
これらの文献により速度構造断面を検討したが、測線が交わる位置で速度構成や速度層の深度が一致しない文献がある。また、周辺の速度構造と矛盾し、地質構造上解釈できない文献もある。これらを取捨選択し、速度構造を検討した。
① 千葉県 (2000) による反射法および屈折法地震探査の速度断面（例えば、測線
204-2 ）は 、周 辺の屈 折法 地震 探査 文献 に よる結 果に 対し て、 最下 部層（Vp=5.5km/s）の深度が浅い。そのため、最下部層の深度は屈折法地震探査の結果を用い、反射法地震探査の結果は採用しなかった。

－ 20 －

3.4②

深部地盤構造モデル

夢の島における速度構造は、Vp=4.8km/s 上面の深度はどの文献もほぼ一致しているが、Vp=5.5km/s 上面深度は文献により異なる。周辺の速度分布や地質構造と調和しない文献は採用しなかった。

③

神奈川県 (2001b) により再解析されている屈折法地震探査の測線 111、113は、最下部層（Vp=5.5km/s）が西側で深くなる速度構造を示す。測線の西端部付近では、推定線で示されているが、その深度が 8,000m を超えている。地質構造上解釈できないので、西端部最下部層のデータは用いなかった。

④

東京湾では音波探査（加藤，1984a，1984b）と活断層調査を目的とした反射法地震探査（神奈川県，1997 など）が行われている。これらの探査結果は
地質構造解析で利用したが、速度値が示されていないので、速度データとしては用いなかった。

3.4.2

速度層区分

図 3.4-2 に観測されたＰ波速度の分布図を示す。この図は、文献に示されたＰ
波速度を東西および南北方向に投影したものである。これによると、本地域の速度層は次のように区分される。
速度層 1

Vp=2.1 km/s

速度層 2

Vp=3.1 km/s

速度層 3

Vp=3.5 km/s

速度層 4

Vp=4.3 km/s

速度層 5

Vp=4.8 km/s

速度層 6

Vp=5.5 km/s

これらの速度層で 2.1、3.1、4.8、および 5.5km/s は、関東平野で一般的に観測される速度値である。これに対して、3.5 および 4.3km/s は、神奈川県西部や房総半島の一部の地域でしか観測されていない。

－ 21 －

防災科学技術研究所研究資料

表 3.4-1
著者

第 261 号

2004 年 12 月

速度に関する文献一覧

文献名

出典

年

測線番号

探査種別＊

1982

56

1

2002

205

1, 2, 3

Shuzo Asano, Toshikatsu Yoshii, Susumu
Kubota, Yoshimi Sakai, Hiroshi Okada,

Crustal Structure in IZU Peninsula, Central Japan, as

Sadaomi Suzuki, Tetsu Masuda, Hiroshi

Derived From Explosion Seismic Observations

Murakami, Noritake Nishieda, and Hideki

1.Mishima-Shimoda Profile

Journal of Physics of the Earth，330,
367-387

Inatani
2002年活断層調査成果および堆積平
千葉県

関東平野（千葉県中央部地域）の地下構造調査

野地下構造調査成果報告会予稿集，59-68．

千葉県
千葉県

平成１０年度 千葉県地下構造調査成果報告書

1999

平成１０年度 千葉県地下構造調査成果報告

1999

書・別冊微動アレー参考資料

201-1, 201-2,
202、微動アレイ

1, 2, 3微動アレイ

3
1, 2, 3

千葉県

平成１１年度 千葉県地下構造調査成果報告書

2000

203

千葉県

平成１２年度 千葉県地下構造調査成果報告書

2001

千葉県

平成１３年度 千葉県地下構造調査成果報告書

203, 204-1, 204-2,
微動アレイ
206

201-1, 201-2, 202,

浜田宏司・金子史夫・山田敏博・土井俊 人工地震探査によって求めた埼玉県における深雄
い地盤構造とやや長周期地震動の特性について
長谷川功・伊藤公介・佐藤隆司・小野晃
司・相原輝雄・楠瀬勤一朗・曽屋龍典・
衣笠善博・下川浩一・粟田泰夫・渡辺史 屈折法による地下探査-房総半島
郎・鈴木尉元・小玉喜三郎・牧本博・酒井彰・ほか
長谷川功・佐藤隆司・伊藤公介・鈴木尉
元・小玉喜三郎・奥田庸雄・佐藤堅司・
夢の島大洗の地下構造
高梨祐司・楡井久・原雄・樋口茂生・古野邦雄・水上雅義・飯塚進
長谷川功・伊藤公介・渡辺史郎・駒澤正夫・二宮芳樹・伊藤久男・当舎利行・杉 屈折法および反射法による足柄平野の地下構造
原光彦
長谷川功・伊藤公介・高橋学・飯塚 進 上矢作伊豆大島測線の地下構造

2002

1, 2, 3
1

応用地質年報, 12, 13-37

1990

18, 19, 20, 21, 22,
23, 241「首都圏における直下型地震の予知及び総合防災システムに関する研究」研究成果報告書

1987

16, 17, 25, 100

1

日本地震学会講演予稿集, No2, C60

1984

26

1

日本地震学会講演予稿集, No2, C40

1992

34

2

日本地震学会講演予稿集, No2, C06

1989

46

1

日本地震学会講演予稿集, No2, A27

1989

36-1, 36-2

1106, 107, 1082岩田知孝・入倉孝次郎・松浪孝治・松井一郎・篠崎祐三・堀家正則・青木義彦・ τ-p法による足柄平野の表層構造の推定
尾崎昌弘・辻本厚・横田裕Japanese National Working Group on the
Ashigara Valley Blind Prediction Test
Effects of Geology on Seismic

1991

Motion(JESG)

物理探査学会第100回学術講演会論
文集

2002

111, 112, 113, 114,
115, 116,
微動アレイ
101
微動アレイ
111, 112, 113, 114,
115, 116,
微動アレイ
102, 103

1999

微動アレイ

地震研究所彙報，777, 181-189

2002

104

2

2000

111, 112, 113, 114,
115, 1161

第2回 堆積平野地下構造調査成果
報告会予稿集，19-28．

神奈川県

関東平野南部（神奈川県地域）の地下構造

神奈川県
神奈川県

伊勢原断層に関する調査報告書
平成11年度 神奈川県地下構造調査報告書

1996
2000

神奈川県

平成12年度 神奈川県地下構造調査報告書

2001

神奈川県

平成13年度 神奈川県地下構造調査報告書
微動アレー観測による足柄平野の地下構造の推定笠原敬司・田中環・井川猛・太田陽一・ 足柄・丹沢地域における防災科学技術研究所反川崎慎治・伊藤谷生
射法地震探査90-AS,91-TANデータの再解析
関東平野南部（神奈川県・横浜市・川崎市地神奈川県域）の地下構造調査
神野達夫

小林ほか

首都圏南西部の地下構造に関する研究

小林啓美・衣笠善博・鈴木英治・井川
千葉県印旛郡における反射法探査
猛・溝畑茂治宮腰研・岡田広・松島健・森谷武男・笹小田原市における微動を用いた地下構造探査
谷努
西澤あずさ・金澤敏彦・岩崎貴哉・島村 海底地震探査による相模湾地域の上部地殻構造
英紀(2)
沖野郷子・西澤あずさ・浅田昭
相模湾北西部の地殻構造探査
嶋悦三、柳沢馬住、座間信作、Albert
千葉県中部の地下構造
Veloso
人工地震による神奈川県東部地域の地下構造調
鈴木宏芳・広部良輔・渡辺健
査Down-Hole Measurements of Seismic Wave
Fumio Yamamizu
Velocities in Deep Soil Deposits beneath the Tokyo
Metroploitan Area
山中浩明・瀬尾和大・佐間野隆憲・嶋悦
人工地震による首都圏南西部の地下構造(5)三・野沢貴
微動アレイ観測による関東平野の3次元S波速度
山中浩明・山田伸之
構造モデルの構築
エアガン海底地震計探査による相模湾北部の横井康孝、平田直、浅田昭
地殻構造(2)
Toshikatsu Yoshii,Shuzo Asano,Susumu
Crustal Structure in IZU Peninsula, Central Japan, as
Kubota,Yoshimi Sakai,Hiroshi Okada,Tetsu
Derived From Explosion Seismic Observations 2.ItoMasuda,Takeo Moriya,and Hiroshi
Matsuzaki Profile
Murakami
千葉県中部の地下構造(2)-簡単な走時計算法とそ
座間信作・柳沢馬住・嶋悦三の適用ー

第1回 堆積平野地下構造調査成果
報告会予稿集，19-50．
川崎市の震災予防に関する調査報告書, 1-42

2001

1
1
3
1, 3
2
3

1985

28, 29, 30, 31, 60

1

日本地震学会講演予稿集, No2, p.13

1996

32

1

日本地震学会講演講演予稿集, No1,
C42-09

1991

35

1

日本地震学会講演予稿集, No2, C43

1991

77, 78, 79, 80

1

水路部研究報告，30, 383-393

1994

109

1, 2

日本地震学会講演予稿集, No1, B90

1983

27

1

防災科学技術研究所報告, 51, 23-40

1993

12

1

1996

1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8

1

1993

13

1

物理探査, 55, 53-65

2002

微動アレイ

3

地球惑星科学関連学会,1993年合同
学会予稿集, F41-09

1993

81

1

1985

57

1

1985

14, 15

1

Report of National Research Institutefor Earth Science and Disaster
Prevention, No56, 1-32
日本地震学会講演予稿集, No1, D2207

Journal of Physics of the Earth，333，
435-451
日本地震学会講演予稿集, 2, B52*1:屈折法地震探査、2:反射法地震探査、3:微動アレイ－ 22 －

3.4

図 3.4-1

深部地盤構造モデル

文献位置（屈折法・反射法・微動アレイ）－ 23 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

2004 年 12 月

東西断面

南北断面

図 3.4-2

観測された P 波速度分布図－ 24 －

3.4

3.4.3

深部地盤構造モデル

Ｐ波速度構造モデル

図 3.4-3 (1)～(7) に各速度層上面標高のコンター図、(9) にそれらの鳥瞰図、(8)に工学的基盤の等層厚線図を示す。また、図 3.4-4 (1)(4) に東西方向の地質および速度構造断面、(5) および (6) に南北方向の地質および速度構造断面を示す。
工学的基盤は東京都、千葉県、神奈川県、埼玉県の被害想定報告書資料を用いて作成した。工学的基盤の基準は各県でやや異なるため、Ｎ値 50、Ｓ波速度500m/s を基準として、ボーリング資料を再検討し、等層厚線図を作成した。
各速度層の分布は次のとおりである。
・Vp=5.5km/s 層上面
本速度層の上面標高は、東京都と神奈川県の境界付近を境として、その南側で急激に深くなっている。横浜市から房総半島中部にかけての地域と相模湾で最も深く、最深部は 6,000ｍをこえている。横浜市から相模トラフにかけて最深部の谷が連続しているが、これは 109 測線と 113 測線のデータを結んだ結果である。嶺岡葉山隆起帯が平塚市付近にのびるとすれば、横浜市付近と相模トラフの最深部は分離される可能性もある。現状、海岸線付近のデー
タがないので、連続した構造のままとした。
図 3.4-5 に関東平野における先新第三系の分布を示す。関東平野下の先新第三系は、北から足尾・八溝帯、領家帯、三波川帯、秩父帯、四万十帯北帯および南帯からなる。本速度層上面標高コンター図と先新第三系の分布を重ね合わせると、秩父帯と四万十帯の境界付近を境として、その南側で 5.5km/s
層が急激に深くなっている。先新第三系のうち、北側の足尾・八溝帯秩父帯が本来の基盤岩類であり、Ｐ波速度は 5.5km/s 以上であるが、四万十帯（とくに南帯）は地質年代が若く、地層そのものの速度値は５km/s に達しないものと考えられる。そのため、秩父帯より北側ではでは、5.5km/s 層上面の深度が浅く、南側の四万十帯で深くなっている。
・Vp=4.8km/s 上面
嶺岡－葉山隆起帯より北の関東平野では、本速度層上面は先新第三系上面
位置とほぼ一致している。そのため、先新第三系及び相当層上面等深線図と本速度層上面のコンター図は似た形状をなす。一方、嶺岡葉山隆起帯より
南では、先新第三系にも、風化帯による低速度層が認められる。相模トラフのプレート境界に近づくほど深くなる。
－ 25 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

2004 年 12 月

・Vp=4.3km/s 上面
本速度層は三浦層群の下部に相当する。図 3.4-4 (1)～(3) の地質および速度
構造断面図に示すように、本速度層は神奈川県の西側に分布し、東に傾斜した形状をなす。そのため、本速度層上面の深度は横浜市付近でやや浅くなり、千葉市から富津岬付近が最深部になっている。
・Vp=3.5km/s 上面
本速度層は三浦層群の中部に相当する。図 3.4-4 (1)～(3) のように、本速度
層上面は西から東へ傾斜した形状をなす。そのため、Vp=4.3km/s 層と同様に、横浜市付近でやや浅くなり、最深部は千葉市南方付近にある。
・Vp=3.1km/s 上面
本速度層は三浦層群の上部に相当する。そのため、本速度層上面コンター
図は三浦層群上面（上総層群基底面）の等深線図とほぼ一致している。千葉市付近に最深部がある。
・Vp=2.1km/s 上面
本速度層は上総層群の分布とほぼ一致している。上面は下総層群との地質境界よりやや下方に位置する。千葉市南方から夢の島にかけて最深部がある。
各速度層と地質との関係をみると、嶺岡葉山隆起帯より北方の関東平野では、地質と速度層の関係が明瞭である（図 3.4-4 (1)～(6) 参照）。すなわち、
Vp=2.1km/s 層は上総層群の分布と一致する。また、Vp=4.8km/s 層の上面は先新第三系上面（三浦層群との地質境界）にほぼ一致している。3.1、3.5 および 4.3km/s
層は三浦層群の上部、中部、下部に相当する。
先新第三系は 4.8 および 5.5km/s のＰ波速度からなる。両速度層の境界は地質
境界ではないが、4.8km/s 層は関東平野の北側で薄く、南ほど厚くなる傾向が認められる。前述したように、四万十帯は一般に５km/s 未満のＰ波速度をなすと考えられる。しかし、屈折法地震探査によると、四万十帯でも 5.5km/s が観測されている。四万十帯における 5.5km/s 層は地質の違いではなく、圧密によるものと推定される。このような地質構造を反映して、南部ほど 4.8km/s 層が厚く、5.5km/s 層が深くなっている。
嶺岡－葉山隆起帯では、先新第三系が露出している地域がある。これらの地域では、風化により表層に低速度層が分布しており、地質との関係は明瞭ではなくなる。
－ 26 －

3.4

0

深部地盤構造モデル

-20000
m

2000
1500
1000
500
0
-500
-1000
-1500
-2000
-2500
-3000
-3500
-4000
-4500
-5000
-5500
-6000
-6500
-7000
-7500
-8000

-40000-60000-80000-100000
-120000-100000-80000

図 3.4-3 (1)

0





-140000-60000-40000-20000

0

20000

40000

60000

速度層上面標高コンター図 (Vp=5.5km/s)-20000
m

2000
1500
1000
500
0
-500
-1000
-1500
-2000
-2500
-3000
-3500
-4000
-4500
-5000
-5500
-6000
-6500
-7000
-7500
-8000

-40000-60000-80000-100000
-120000





-140000-100000-80000

図 3.4-3 (2)-60000-40000-20000

0

20000

40000

60000

速度層上面標高コンター図 (Vp=4.8km/s)－ 27 －

防災科学技術研究所研究資料

0第 261 号

2004 年 12 月

-20000
m

2000
1500
1000
500
0
-500
-1000
-1500
-2000
-2500
-3000
-3500
-4000
-4500
-5000
-5500
-6000
-6500
-7000
-7500
-8000

-40000-60000-80000-100000
-120000-100000-80000

図 3.4-3 (3)

0



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-140000-60000-40000-20000

0

20000

40000

60000

速度層上面標高コンター図 (Vp=4.3km/s)-20000
m

2000
1500
1000
500
0
-500
-1000
-1500
-2000
-2500
-3000
-3500
-4000
-4500
-5000
-5500
-6000
-6500
-7000
-7500
-8000

-40000-60000-80000-100000
-120000

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

-140000-100000-80000

図 3.4-3 (4)-60000-40000-20000

0

20000

40000

60000

速度層上面標高コンター図 (Vp=3.5km/s)－ 28 －

3.4

0

深部地盤構造モデル

-20000
m

2000
1500
1000
500
0
-500
-1000
-1500
-2000
-2500
-3000
-3500
-4000
-4500
-5000
-5500
-6000
-6500
-7000
-7500
-8000

-40000-60000-80000-100000
-120000-100000-80000

図 3.4-3 (5)

0



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-140000-60000-40000-20000

0

20000

40000

60000

速度層上面標高コンター図 (Vp=3.1km/s)-20000
m

2000
1500
1000
500
0
-500
-1000
-1500
-2000
-2500
-3000
-3500
-4000
-4500
-5000
-5500
-6000
-6500
-7000
-7500
-8000

-40000-60000-80000-100000
-120000



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防災科学技術研究所研究資料

0第 261 号

2004 年 12 月

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工学的基盤 (Vs=500m/s 相当) 上面標高コンター図

工学的基盤 (Vs=500m/s 相当) 層厚コンター図－ 30 －

3.4

深部地盤構造モデル

図 3.4-3 (9)三浦半島周辺鳥瞰図－ 31 －

防災科学技術研究所研究資料

図 3.4-4 (1)

第 261 号

2004 年 12 月

地質および速度構造断面図（東西断面 -30000m）－ 32 －

3.4

図 3.4-4 (2)深部地盤構造モデル

地質および速度構造断面図（東西断面 -50000m）－ 33 －

防災科学技術研究所研究資料

図 3.4-4 (3)第 261 号

2004 年 12 月

地質および速度構造断面図（東西断面 -70000m）－ 34 －

3.4

図 3.4-4 (4)深部地盤構造モデル

地質および速度構造断面図（東西断面 -90000m）－ 35 －

防災科学技術研究所研究資料

図 3.4-4 (5)第 261 号

2004 年 12 月

地質および速度構造断面図（南北断面 -20000m）－ 36 －

3.4

図 3.4-4 (6)深部地盤構造モデル

地質および速度構造断面図（南北断面 20000m）－ 37 －

防災科学技術研究所研究資料

図 3.4-5

第 261 号

2004 年 12 月

関東平野下及び周辺の先新第三系の分布（鈴木，2002）

－ 38 －

3.4

3.4.4

深部地盤構造モデル

物性値

表 3.4-2 に各速度層の物性値を示す。Ｓ波速度と密度は、Ludwig et al. (1970) の関係図によりＰ波速度から推定した（図 3.4-6）。深層観測井の速度検層および音波検層などから、ＰおよびＳ波速度と密度の関係を検討したが、Ludwig et al.
(1970) の関係図よりもＳ波速度がやや小さい傾向がみられ、本検討では採用しなかった。
表 3.4-2

各層の物性値（Ludwig et al. (1970) により推定）

速度層

P 波速度

S 波速度

密度

区分

Vp km/s

Vs km/s

g/cm3

1

2.1

0.7

2

上総層群

2

3.1

1.5

2.2

三浦層群（上部）

3

3.5

1.9

2.3

三浦層群（中部）

4

4.3

2.3

2.4

三浦層群（下部）

5

4.8

2.8

2.6

先新第三系

代表的な地質（嶺岡・保田・葉山層群、四万十帯）
6

5.5

3.2

2.65

先新第三系
（領家帯，三波川帯，秩父帯）

図 3.4-6

Ludwig et al. (1970) によるＰおよびＳ波速度と密度の関係図－ 39 －

防災科学技術研究所研究資料

3.5

第 261 号

2004 年 12 月

浅部地盤構造モデル

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

国土数値情報を用いた表層地盤の増幅率の評価

A. 基本的な考え方
地震動評価における表層地盤の増幅率評価については、簡易的に地盤の増幅度を全国同水準に求めることを前提に考えた。
国土数値情報に含まれる地形学的情報が全国を網羅しており、これより地盤の増幅度を求め、工学的基盤における地震動強さ（最大速度）にこの増幅度をかけることにより、地表の地震動強さを求める方法である。用いる方法は、松岡・翠川 (1994) によって提案された方法とした。
B. 増幅率評価に用いる国土数値情報および地質図
地盤を一律に細かく評価した資料として、国土数値情報（国土交通省国土地理院）や 100 万分の 1 地質図(独立行政法人産業技術総合研究所地質調査総合センター)などがある。前者については微地形分類、海岸線、主要河川、標高のデータ、後者については表層地質分布から地質年代のデータを使用する事ができる。このうち、地形分類のデータは、全国を約１ｋｍのメッシュに分けて、メッシュごとに評価されている。しかし、これは県を単位とした分析であり、県によって評価の精度が違ったり、表現が異なったりしており、全国的には統一的でない部分もある。また、これらのデータは主に昭和 40 年代に作成されたためにその後に埋め立てられたり、造成されたりした地域のデータは含まれていない。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。
－ 40 －

3.5

浅部地盤構造モデル

表 3.5 -1 国土数値情報による地形分類および表層地質分類と松岡・翠川による微地形区分との関係
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表 3.5 -1 に国土数値情報による地形分類および表層地質分類と松岡・翠川 (1994)
による微地形区分との関係を示す。ここでは、表 3.5 -1 の対応関係を基本として、
松岡・翠川 (1994) の微地形分類を行うこととした。
なお、以下の２点について新たに考慮することとした。
①微地形区分の「他の地形（沖積・洪積）」の見直し
国土数値情報を用いた微地形区分の中にある「他の地形（沖積・洪積）」という分類は、その大半が第四紀に噴火した火山の地形であるが、同地域の地質図と比較すると第三紀以前の岩盤が露出している地域が混在している箇所が多く見られた。そこで、「他の地形（沖積・洪積）」に分類される地域の地質図と照らし合わせて、再分類を行った。
②微地形区分がなされていないメッシュの再評価
国土数値情報では、湖や海沿いにおいて 1km メッシュの大半が水面部である
場合は対象から除外している。このため、メッシュ内に陸がわずかに存在する
場合でも、微地形区分が抜けている場合がある。そこで、データが抜けている
湖および海沿いのメッシュに対して微地形ないしは地質を追加する作業を行った。

－ 41 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

2004 年 12 月

C. 表層地盤の増幅の評価
表層地盤の増幅の評価については、前項で示した地震動評価のための微地形区
分ごとに平均Ｓ波速度を設定し、その平均Ｓ波速度から増幅度を算定する方式を採用した。そこでまず、松岡・翠川 (1994) によって示された式 (3.5-1) の関係を用いて微地形区分ごとの平均Ｓ波速度を算定する。
(3.5-1)LogAVS = a + b  LogH + c  LogD ± ；地表から地下 30m までの

AVS

推定平均 S 波速度 (m/s)
a,b,c,

；係数 (表 3.5-2)

H；標高 (m)

D；主要河川からの距離 (km)表 3.5-2 式 (3.5-1) における微地形区分ごとの係数
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松岡・翠川 (1994) による

ところで、Matsuoka and Midorikawa (1994) によると、それぞれの微地形区分における標高のデータに係る係数 b と主要河川までの最短距離に係わる係数 c は、
実測値データを元に決定した関数によるものであり、対応する標高には有効な範囲が存在する。そこで、Matsuoka and Midorikawa (1994) で示されているグラフから
微地形区分ごとに標高の範囲と主要河川までの最短距離の範囲を決定し、範囲から外れる標高値については、標高が範囲を下回る場合は下限を、範囲を上回る場
合は上限の値を用いることとした。表 3.5-3 および表 3.5-4 に設定した係数 b の標
－ 42 －

3.5

浅部地盤構造モデル

高の範囲と係数 c の主要河川からの最短距離の範囲を示し、
図 3.5-1 および図 3.5-2に Matsuoka and Midorikawa (1994) による AVS と標高の関係および主要河川からの最短距離の関係図を示す。
表 3.5-3 係数 b の標高の範囲
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AVS と標高の関係 (Matsuoka and Midorikawa, 1994)

図 3.5-2 AVS と主要河川からの距離の関係 (Matsuoka and Midorikawa, 1994)－ 43 －

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第 261 号

2004 年 12 月

松岡・翠川 (1994) は、第三紀ないしそれ以前の丘陵地（AVS が 600m/s 程度）を基準とした表層地盤の速度の増幅度について、式 (3.5-2) を用いて算定することを提案している。ここでも同様な方法を用いて表層地盤の増幅度を求めることとした。これにより、何らかの方法によって求められた基盤速度に、この増幅度を掛け合わせることで各メッシュの地表速度が算定できる。
なお、標高値や主要河川からの距離によっては地表から地下 30m までの平均Ｓ
波速度が 100m/s 未満となる場合が生じるが、ここでは、平均Ｓ波速度が 100m/s
未満となった場合には、
平均 S 波速度 100m/sの速度増幅度で評価するものとした。
LogARV = 1.83  0.66  LogAVS ± 0.16(100 < AVS < 1500)(3.5-2)

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
また、式 (3.5-2) は、平均Ｓ波速度が 600m/s を基準（増幅度＝1.0）としている。
今回の予測地図作成に当たっての基盤の評価は、工学的基盤（Ｓ波速度 400m/s 相当）で行うことを想定しているため、上記増幅度をＳ波速度 400m/s の地盤上に適用する場合には、1.31 で割った増幅度を用いることにした。
以上までに述べた方法で、三浦半島断層群周辺について、1km メッシュごとの微地形区分の分布および工学的基盤以浅の速度の増幅度の分布を求めた。求めた結果を下記の図として示す。
・図 3.5-3: 国土数値情報を用いた微地形区分の分布・図 3.5-4: 松岡・翠川 (1994) の方法に基づく工学的基盤以浅の速度増幅度分布－ 44 －

3.5

浅部地盤構造モデル

図 3.5-3 国土数値情報を用いた微地形区分の分布－ 45 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

2004 年 12 月

図 3.5-4 松岡・翠川(1994)の方法に基づく工学的基盤以浅の速度増幅度分布－ 46 －

3.5

3.5.2

浅部地盤構造モデル

ボーリングデータを利用した表層地盤のモデル化

A. 基本的な考え方
ボーリング柱状図の収集整理を行い、ボーリング柱状図ごとの地質区分および区分ごとの平均Ｎ値を整理し、モデル化を行うことを基本とする。
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B. ボーリングデータの収集・整理
公的機関が収集整理しているボーリングデータを収集し、位置情報もあわせて
データベース化を行う。ボーリングデータは、国土交通省、自治体、各種団体や学会、防災科学技術研究所等を中心として収集を行う。この時、ボーリングデー
タ以外に土質試験結果やＰＳ検層結果についても収集を行う。
収集したボーリング資料は、表 3.5-5 に示すとおりで、図 3.5-5 に解析対象領域のボーリング位置図を示す。

表 3.5-5 収集したボーリング資料の数量
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防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

2004 年 12 月

図 3.5-5 三浦半島周辺のボーリング位置図－ 48 －

3.5

浅部地盤構造モデル

C. 地質区分の設定
ボーリング１本ごとにＰＳ検層を実施したり、土質試験を実施していることは少ない。ボーリング柱状図の地質表記や N 値をもとに地質区分を行う。
地質区分は、表 3.5-6 の Terzaghi-Peck による地盤区分を参考に、表 3.5-7 および
表 3.5-8 に示す土質区分の設定を行う。沖積と洪積の区分がある、なしというのは、ボーリング柱状図に沖積と洪積の区別がされている場合には区別のあるものを、ない場合には区別のないものを用いるということである。ここでは、ボーリング
柱状図の沖積および洪積の区分がないために、表 3.5-8 によって地質区分を行う。
表 3.5-6 Terzaghi-Peck による地盤区分㧨⍾ߩ႐ว㧪
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４．断層モデルの設定
地震調査研究推進本部地震調査委員会から公表された「三浦半島断層群の長期評価について」（ 2002 年 10 月 9 日、表 4.1-1 参照、以後「長期評価」と略す ）に基づき、三浦半島断層群によるシナリオ地震地図作成のための地震シナリオ
および想定地震（ 以後「想定三浦半島断層群地震」と呼ぶ ）の断層モデルを設
定した。

4.1

地震シナリオ

三浦半島断層群は三浦半島断層群主部と三浦半島断層群南部に分けられ、三浦半島断層群主部は衣笠・北武断層帯と南側の武山断層帯に分けられる（図4.1-1）。これらの断層群はフィリピン海プレートの沈み込みによる巨大地震（関東地震）の副断層（垣見・他、1974）とも考えられる。地震のシナリオとしてはプレート境界巨大地震の発生に伴う副断層の破壊か、プレートの沈み込みによる地殻のひずみによる地殻内破壊の２通りが考えられる。しかし 1923 年の関東地震では武山断層帯のごく一部でのみしか断層が出現しなかったこと、相模トラフ沿いのプレート間地震は今後の長期評価の結果を待って別の機会に検討予定であることから、本検討では基本的に関東地震とは切り離して地殻内のみで発生する地震を対象に三浦半島断層群を考える。
長期評価によれば、三浦半島断層群主部は三浦半島断層群南部の最新活動である 2 万年以上前から現在までに３回の活動を起こしており、最新活動も活動
間隔も異なる。このことから本検討では主部と南部はそれぞれ単独に活動すると想定する。
長期評価によれば、三浦半島断層群主部の衣笠・北武断層帯と武山断層帯の最新活動は前者が 6-7 世紀、後者が約 2 千 3 百年以後約１千 9 百年以前と異なっており、単独に活動している。ただし両断層帯の距離が近いことから、同時活動の可能性も指摘されている。従って、主部の２つの断層群は、各々単独に活動する場合と同時に活動する場合が想定される。
以上まとめると、以下の 4 ケースが想定される。
1) 三浦半島断層群南部による地震
2) 三浦半島断層群主部の衣笠・北武断層帯による地震－ 51 －

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第 261 号

2004 年 12 月

3) 三浦半島断層群主部の武山断層帯による地震
4) 三浦半島断層群主部の衣笠・北武断層帯と武山断層帯の同時活動による地震
シナリオ地震選定にあたっては地震の規模も重要である。長期評価によると
三浦半島断層群主部のマグニチュードは 6.7 程度もしくはそれ以上、三浦半島断層群南部ではマグニチュード 6.0 もしくはそれ以上と、南部と比較して主部の方が大きい。また武山断層帯と衣笠・北武断層帯の主部の２つの断層群は活動時期が異なるため、各々単独に活動する可能性が高いと判断される。長期評価によると武山断層帯の方が地震の生起確率が高いため、本検討では武山断層帯単独による地震を検討対象とすること、および、衣笠・北武断層帯単独による地震を補足的に検討対象とすることとした。

図 4.1-1

三浦半島断層群（地震調査研究推進本部による）－ 52 －

4.1

表 4.1-1

地震シナリオ

地震調査研究推進本部地震調査委員会から公表された
三浦半島断層群の長期評価－ 53 －

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表 4.1-1

第 261 号

2004 年 12 月

地震調査研究推進本部地震調査委員会から公表された
三浦半島断層群の長期評価（続き）－ 54 －

4.2

4.2

断層モデル設定の考え方と方針

断層モデル設定の考え方と方針

想定地震の断層モデルを図 4.2-1 の流れに沿って設定した。

図 4.2-1

断層パラメータの設定方法－ 55 －

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4.2.1

第 261 号

2004 年 12 月

巨視的断層パラメータ(1) 断層長さ
・武山断層帯海域での十分な調査データが無く、断層長さの推定が困難である。ここでは、強震動評価部会の判断として断層長さを Ｌ＝20km に設定した。
・衣笠・北武断層帯（ 補足検討対象 ）長期評価では平均横ずれ変位速度の最小と最小活動間隔から断層最小長さを 22ｋｍと推定しているが、この値は最小値で、実際には更に長いと考えられる。そこで、長期評価結果の断層両端から直線的に延長し、西は湘南海岸
まで、東は浦賀水道の最深部まで延長した。西の延長線上の陸域に断層が認められないことや、東の延長上の浦賀水道海底の東斜面に断層の跡が認められないことにより、直線延長した場合の想定可能な最大長を採用したものである。その結果、断層長さは 28km とした。
(2) 断層の走向・傾斜角・滑り角
長期評価による走向や地表断層の走向および強震動評価部会の判断に基づいて、両断層とも平均的な走向をＮ60°Ｗとして与え、それぞれ１セグメン
トとしてモデル化した。このようにして定められた武山断層帯のモデルの地
表トレースを図 4.2-2 に、衣笠・北武断層帯のモデルの地表トレースを図 4.2-3に、それぞれ線分で示す。両図には、長期評価結果の断層両端位置も●印で併せ示した。武山断層帯モデルの地表トレースは、長期評価結果の断層両端位置からそれぞれ等距離にあって前述の平均的な走向と長さを有する線分となっている。
断層の傾斜角は強震動評価部会の判断に基づいて 45°に設定した。
両断層とも変位地形や断層露頭からみて右横ずれ成分が卓越すること、同断層帯での微小地震の震源メカニズム解が見あたらず縦ずれを支持するデータがないことから、断層の滑り方向は右横ずれのみとする。なお、太田・他（1982）などによれば、三浦半島断層群の変位様式は第四紀中期頃から現在の右ずれ
主体になったとされている。

－ 56 －

4.2

断層モデル設定の考え方と方針

139 30'139 45'٨ߪ㐳ᦼ⹏ଔߦࠃࠅ
⏕⹺ߐࠇߚᢿጀ┵ㇱ

35 15'

35 15'

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㧔ࠕࠬࡍ࡝࠹ࠖߦኻᔕߔ

km

ࠆㇱಽߪᄥ✢ߢ␜ߒߚ㧕
0

5

10

139 30'

図 4.2-2

139 45'㩷

武山断層帯モデルの地表トレース

139 30'139 45'35 15'

35 15'

km
0

5

10

139 30'

図 4.2-3

139 45'

衣笠・北武断層帯モデルの地表トレース－ 57 －㩷 

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第 261 号

2004 年 12 月

(3) 断層の上端・下端深さ
断層上端は、関東平野下の上部地殻と考えられる先新第三系の上面と考える。先新第三系での地震波の放出は、Wald and Somerville（1995）による 1923
年の関東地震の震源インバージョンにおいても認められる。神奈川県（2001b）
では、タイムターム法による基盤深度を重力で補間して面的な基盤深度の分布を求めている（図 4.2-4）。両断層付近では基盤深度が平均的にみて約 3kmとなっており、ここでは断層上端深さを 3km と設定した。
断層下端は地殻内地震の平均的な発生層下端と考え、強震動評価部会の判断に基づいて断層下端深さを 15km と設定した。なお、Ishida（1992）が震源分布から推定したフィリピン海プレート上面深度（図 4.2-5）をみると、両断層付近では約 15km 程度となっている。従って、ここで設定した断層下端はフィリピン海プレートの上に載っている地殻内地震の断層下端として問題ないと判断される。
(4) 地震モーメント・平均滑り量・短周期レベル・fmax
総地震モーメントは、断層面積との平均的な関係に基づき設定した。平均
滑り量は地震モーメントと断層面積から計算して求めた。総短周期レベルは、
地震モーメントとの平均的な関係に基づき設定した。f max は、兵庫県南部地震などの内陸地震の f max を考慮して設定した［鶴来・他 (1997) による兵庫県南部地震の値である 6 Hz を採用］。

－ 58 －

4.2

図 4.2-4

図 4.2-5

断層モデル設定の考え方と方針

神奈川県（2001b）による基盤深度（ 単位は [km] ）Ishida (1992) によるフィリピン海プレート上面深度（ 単位は [km] ）－ 59 －

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4.2.2

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2004 年 12 月

微視的断層パラメータ(1) アスペリティの個数
アスペリティの個数は、Somerville et al.（1999）によれば、先験的には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。ここでは両断層帯ともセグメントが１つであり、アスペリティも１つ設定した。

(2) アスペリティの位置 （緯度、経度、標高、深さ）両断層帯とも三浦半島東部で断層地形が明瞭で、西部で不明瞭である（神奈川県(2001a)）。従ってここでは、三浦半島東部を中心としてアスペリティを配置した。Most Probable との立場から、傾斜方向（深さ方向）には中間的な位置にアスペリティを設定した。

(3) アスペリティの総面積

アスペリティの総面積は、断層総面積、地震モーメント、短周期レベルか
ら、理論的および経験的関係式により算出した。
(4) アスペリティの長さと幅Most Probable との立場から形状は正方形とした。
(5) アスペリティの平均すべり量
各アスペリティの平均すべり量は、各セグメントの平均すべり量の 2 倍とした。

(6) アスペリティの実効応力
アスペリティの実効応力は、アスペリティの平均応力降下量と概ね等しい
ことを踏まえ、断層全体の地震モーメント、総面積、およびアスペリティの総面積、平均応力降下量の関係式から算出した。

(7) 背景領域の地震モーメントもしくは平均すべり量
各セグメントにおける背景領域の地震モーメントもしくは平均すべり量は、
セグメント全体の地震モーメントとアスペリティの地震モーメントから算出した。
(8) 背景領域の実効応力
背景領域の実効応力は、各セグメントにおいて、アスペリティの実効応力、幅、平均すべり量、および背景領域の幅、平均すべり量から算定した。
－ 60 －

4.2

断層モデル設定の考え方と方針(9) アスペリティおよび背景領域のすべり時間関数
中村・宮武 (2000) の論文を参考に設定した。

4.2.3

その他のパラメータ(1) 破壊開始点
破壊開始点の深さは、Somerville et al.（1999）の結果および兵庫県南部地震のアスペリティと破壊開始点との関係（例えば Sekiguchi et al.（1996）など）に基づき、アスペリティの下端に設定した。

(2) 破壊伝播様式

同心円状とした。

(3) 破壊伝播速度

破壊伝播速度は、Geller (1976) による剪断波速度との経験的な関係式に基づき設定した。

4.2.4

検討ケース

検討ケースは上記の設定を基本とし、データの不確実さや地震動予測に与える影響を考慮し、武山断層帯地震に関しては以下のケースを追加した。
1) 断層傾斜角を 60°とする場合（表 4.2-1 のケース 3）2) アスペリティ位置を断層上端とする場合（表 4.2-1 のケース 2）
全検討ケースを表 4.2-1 に示す。

表 4.2-1
断層帯

想定三浦半島断層群地震の検討ケース比較
ケース

断層長さ

断層

アスペリティ

番号

(km)

傾斜角

上下位置

45°

中央

45°

上端

60°

中央

45°

中央

ケース 1
武山断層帯

ケース 2

20

ケース 3
衣笠・北武断層帯

28－ 61 －



4.3





  261  2004  12

断層モデルの設定

4.3.1

断層モデルの設定

断層モデルの位置を表 4.3-1 に示す。武山断層帯のケース１、ケース 2 の断層モデルを表 4.3-2 に示す。両ケースはアスペリティ位置が異なるだけで断層パラメータは同一である。武山断層帯のケース 3 の断層モデルを表 4.3-3 に示す。また衣笠・北武断層帯の断層モデルを表 4.3-4 に示す。
武山断層帯のケース１、ケース 2、ケース 3 および衣笠・北武断層帯の断層モ
デルをそれぞれ図 4.3-1、図 4.3-2、図 4.3-3、図 4.3-4 に示す。また武山断層帯のケース１、ケース 2、ケース 3 および衣笠・北武断層帯地震で用いた計算用モデ
ルの要素分割を図 4.3-5、図 4.3-6、図 4.3-7、図 4.3-8 に示す。
武山断層帯のケース 1、ケース 2 の地震モーメント～断層面積の関係および地
震モーメント短周期レベルの関係を既往の地震と比較して図 4.3-9 および図4.3-10 にそれぞれ示す。同様にして、武山断層帯のケース 3 を図 4.3-11、図 4.3-12に、衣笠・北武断層帯を図 4.3-13、図 4.3-14 に示す。また全ケースを比較して地震モーメント断層面積の関係および地震モーメント短周期レベルの関係を
図 4.3-15、図 4.3-16 に示す。
表 4.3-1

断層モデル位置࿾⴫࠻࡟࡯ࠬ

⷏┵᧲┵ർ✲=ᐲ? ᧲⚻=ᐲ? ർ✲=ᐲ? ᧲⚻=ᐲ? ർ✲=ᐲ? ᧲⚻=ᐲ? ᷓߐ MO

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

ࠤ࡯ࠬ⴩═࡮ർᱞᢿጀᏪ

－ 62 －

4.3

表 4.3-2

断層モデルの設定

武山断層帯のケース１、ケース２の断層モデル
㩷ᢿጀࡄ࡜ࡔ࡯࠲

⸳ቯᣇᴺᗐቯਃᶆඨፉᢿጀ⟲࿾㔡ᱞጊᢿጀᏪ㧔ࠤ࡯ࠬ‫ࠬ࡯ࠤޔ‬㧕⿛ะ㐳ᦼ⹏ଔ䈮䉋䉎

N300E

௑ᢳⷺ

෻኿ᴺᢿ㕙䈮䉋䉎

45°

ߔߴࠅⷺ

ᄌ૏࿾ᒻ䉇ᢿጀ㔺㗡䈮䉋䉎-180°
20.0 kmᢿጀ㐳ߐᢿጀ᏷ᢿጀ਄┵䇮ਅ┵ᷓ䈘䈫௑ᢳⷺ䈎䉌▚ቯ

17.0 km

ᢿጀ㕙Ⓧ

S=L㨯W

340.0 km2ᢿጀ਄┵ᷓߐ

਄ㇱ࿾Ზߩ਄㕙ᷓᐲ߆ࠄ⸳ቯ

⎕უ㐿ᆎὐ⎕უવ᠞ᒻᑼ

3.0 kmࠕࠬࡍ࡝࠹ࠖਅ┵ㇱ
หᔃ౞⁁

หᔃ౞⁁
-11

6.40E+18 N࡮mᵈ

logM0(N࡮m)=1.5*Mw+9.1

6.5

ᵈ

㧔᳇⽎ᐡࡑࠣ࠾࠴ࡘ࡯࠼MJ㧕 㧔MJ = (log L + 2.9)/0.6㧕

(7)

ᵈ

࿾㔡ࡕ࡯ࡔࡦ࠻
ࡕ࡯ࡔࡦ࠻ࡑࠣ࠾࠴ࡘ࡯࠼

㕒⊛ᔕജ㒠ਅ㊂೰ᕈ₸

2.5 MPa

'V=7/16*M0/Rµ=ȡȕ^2,ȡ=2.65g/cm^3,ȕ=3.2km/s

2.71E+10 N/m2

D=M0/(PS)

69.5 cmSᵄㅦᐲ

ȕ=3.2km/s

3.2 km/s⍴๟ᦼ࡟ࡌ࡞

䳛

⢛
᥊
㗔
ၞ

3

ᐔဋߔߴࠅ㊂⎕უવ᠞ㅦᐲ

ࠕࠬࡍ࡝࠹M0={S/(4.24×10 )}^2

VR= 0.72*E km/s

2.3 km/s

17

1/3

r

7S M 0 2
E
4 AR

A = 2.46*10 *M02✚㕙Ⓧ

Sa=S rᐔဋߔߴࠅ㊂Da=JD㨯D࿾㔡ࡕ࡯ࡔࡦ࠻

M0a=PSaDa
'Vasp=7/16*M0/(r R)࿾㔡ࡕ࡯ࡔࡦ࠻

M0b=M0-M0asp

ᐔဋߔߴࠅ㊂ታലᔕജᵈ38.5 km2ᵈ

139.0 cmᵈ

1.45E+18 N㨯m2㕒⊛ᔕജ㒠ਅ㊂

㕙Ⓧ

9.80E+18 N㨯m/s2

22.0 MPaᵈ

4.95E+18 N㨯mᵈ2

Sb=S-Sasp

301.5 kmᵈD b =M 0b /(P S b )60.6 cmᵈ

Vb=(Db/Wb)*(Wasp/Dasp)*Vasp

3.5 MPaᵈ－ 63 －



表 4.3-3

261  2004  12 

武山断層帯のケース
3 の断層モデル㩷ᢿጀࡄ࡜ࡔ࡯࠲

⸳ቯᣇᴺᱞጊᢿጀᏪ㧔ࠤ࡯ࠬ㧕⿛ะ㐳ᦼ⹏ଔ䈮䉋䉎

N300E

௑ᢳⷺ

෻኿ᴺᢿ㕙䈮䉋䉎

60°

ߔߴࠅⷺ

ᄌ૏࿾ᒻ䉇ᢿጀ㔺㗡䈮䉋䉎-180°
20.0 kmᢿጀ㐳ߐᢿጀ᏷ᢿጀ਄┵䇮ਅ┵ᷓ䈘䈫௑ᢳⷺ䈎䉌▚ቯ

13.9 km

ᢿጀ㕙Ⓧ

S=L㨯W

278.0 km2ᢿጀ਄┵ᷓߐ

਄ㇱ࿾Ზߩ਄㕙ᷓᐲ߆ࠄ⸳ቯ

3.0 kmࠕࠬࡍ࡝࠹ࠖਅ┵ㇱ⎕უ㐿ᆎὐ⎕უવ᠞ᒻᑼ

㩷ᗐቯਃᶆඨፉᢿጀ⟲࿾㔡

หᔃ౞⁁

หᔃ౞⁁
-15

࿾㔡ࡕ࡯ࡔࡦ࠻

M0={S/(2.23×10 )}^1.5

4.40E+18 N࡮mᵈࡕ࡯ࡔࡦ࠻ࡑࠣ࠾࠴ࡘ࡯࠼

logM0(N࡮m)=1.5*Mw+9.1

6.4

ᵈ

㧔᳇⽎ᐡࡑࠣ࠾࠴ࡘ࡯࠼MJ㧕 㧔MJ = (log L + 2.9)/0.6㧕

(7)

ᵈ

㕒⊛ᔕജ㒠ਅ㊂೰ᕈ₸µ=ȡȕ^2,ȡ=2.65g/cm^3,ȕ=3.2km/s

2.71E+10 N/m2

D=M0/(PS)58.4 cmSᵄㅦᐲ

ȕ=3.2km/s

3.2 km/s⍴๟ᦼ࡟ࡌ࡞

䳛⢛᥊㗔
ၞ

2.3 MPa

'V=7/16*M0/R

ᐔဋߔߴࠅ㊂⎕უવ᠞ㅦᐲ

ࠕ
ࠬ
ࡍ
࡝
࠹

3

VR= 0.72*E km/s

2.3 km/s

17

1/3

r

7S M 0 2
E
4 AR

A = 2.46*10 *M02✚㕙Ⓧ

Sa=S rᐔဋߔߴࠅ㊂Da=JD㨯D࿾㔡ࡕ࡯ࡔࡦ࠻

M0a=PSaDa
'Vasp=7/16*M0/(r R)࿾㔡ࡕ࡯ࡔࡦ࠻

M0b=M0-M0asp

ᐔဋߔߴࠅ㊂ታലᔕജᵈ28.3 km2ᵈ

116.8 cmᵈ

9.00E+17 N㨯m2㕒⊛ᔕജ㒠ਅ㊂

㕙Ⓧ

8.70E+18 N㨯m/s2

22.8 MPaᵈ

3.50E+18 N㨯mᵈ2

Sb=S-Sasp

249.7 kmᵈD b =M 0b /(P S b )51.7 cmᵈ

Vb=(Db/Wb)*(Wasp/Dasp)*Vasp

3.9 MPaᵈ－ 64 －

4.3

表 4.3-4

断層モデルの設定

衣笠・北武断層帯の断層モデル
ᢿጀࡄ࡜ࡔ࡯࠲

⸳ቯᣇᴺᗐቯਃᶆඨፉᢿጀ⟲࿾㔡⿛ะ㐳ᦼ⹏ଔ䈮䉋䉎

N300E

௑ᢳⷺ

෻኿ᴺᢿ㕙䈮䉋䉎

45°

ߔߴࠅⷺ

ᄌ૏࿾ᒻ䉇ᢿጀ㔺㗡䈮䉋䉎

-180°

ᢿጀ㐳ߐ

ᗐቯน⢻ߥᦨᄢ㐳28.0 kmᢿጀ᏷ᢿጀ਄┵䇮ਅ┵ᷓ䈘䈫௑ᢳⷺ䈎䉌▚ቯ

17.0 km

ᢿጀ㕙Ⓧ

S=L㨯W

476.0 km2ᢿጀ਄┵ᷓߐ

਄ㇱ࿾Ზߩ਄㕙ᷓᐲ߆ࠄ⸳ቯ

⎕უ㐿ᆎὐ⎕უવ᠞ᒻᑼ

⴩═࡮ർᱞᢿጀᏪ

3.0 kmࠕࠬࡍ࡝࠹ࠖਅ┵ㇱ
หᔃ౞⁁

หᔃ౞⁁
-11

1.26E+19 N࡮mᵈ

logM0(N࡮m)=1.5*Mw+9.1

6.7

ᵈ

㧔᳇⽎ᐡࡑࠣ࠾࠴ࡘ࡯࠼MJ㧕 㧔MJ = (log L + 2.9)/0.6㧕

( 7.2 )ᵈ࿾㔡ࡕ࡯ࡔࡦ࠻
ࡕ࡯ࡔࡦ࠻ࡑࠣ࠾࠴ࡘ࡯࠼

㕒⊛ᔕജ㒠ਅ㊂೰ᕈ₸

3.0 MPa

'V=7/16*M0/Rµ=ȡȕ^2,ȡ=2.65g/cm^3,ȕ=3.2km/s

2.71E+10 N/m2

D=M0/(PS)97.7 cmSᵄㅦᐲ

ȕ=3.2km/s

3.2 km/s⍴๟ᦼ࡟ࡌ࡞

䳛

⢛
᥊
㗔
ၞ

3

ᐔဋߔߴࠅ㊂⎕უવ᠞ㅦᐲ

ࠕࠬࡍ࡝࠹M0={S/(4.24×10 )}^2

VR= 0.72*E km/s

2.3 km/s

17

1/3

r

7S M 0 2
E
4 AR

A = 2.46*10 *M02✚㕙Ⓧ

Sa=S rᐔဋߔߴࠅ㊂Da=JD㨯D࿾㔡ࡕ࡯ࡔࡦ࠻

M0a=PSaDa
'Vasp=7/16*M0/(r R)࿾㔡ࡕ࡯ࡔࡦ࠻

M0b=M0-M0asp

ᐔဋߔߴࠅ㊂ታലᔕജᵈ

69.4 km2ᵈ

195.4 cmᵈ

3.67E+18 N㨯m2㕒⊛ᔕജ㒠ਅ㊂

㕙Ⓧ

1.23E+19 N㨯m/s2

20.3 MPaᵈ

8.93E+18 N㨯mᵈ2

Sb=S-Sasp

406.6 kmᵈD b =M 0b /(P S b )81.0 cmᵈ

Vb=(Db/Wb)*(Wasp/Dasp)*Vasp

4.1 MPaᵈ－ 65 －



注1







261  2004  12 

総地震モーメント M0
総地震モーメントは、Wells and Coppersmith (1994) の内陸地震の断層面積と地震モーメン
トのデータに基づき設定。図4.3-9、図4.3-11、図4.3-13の★印が想定三浦半島断層群地震

注2

モーメントマグニチュード MW
Kanamori (1977) の定義式 MW=[log M0(dyn-cm)16.1]/1.5 で算出

注3

気象庁マグニチュード MJ
武村 (1990) の経験式 MJ=[log M0(dyn-cm)17.72]/1.17 で算出

注4

総短周期レベル A
壇・他 (2001) の経験式 A (dyn-cm/s2)=2.46×1017×[ M0 (dyn-cm)]1/3 で算出
図4.3-10、図4.3-12、図4.3-14の★印が想定三浦半島断層群地震

注5

アスペリティの総面積 S asp
Boatwright (1988) および壇・他 (2001) に基づき、r=(7p/4)[M0/(AR)]b2 で設定
ここに、r=(S asp /p)0.5、R=(S /p)0.5

注6

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

注7

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

注8

背景領域の平均すべり量 D back
各セグメントにおいて、地震モーメントが M0 となるように、D back=M0 back /(mS back)で算出
ここに、M0 back=M0 mS aspD asp 、S back =SS asp で算出－ 66 －

4.3

注9

断層モデルの設定

背景領域の実効応力 s back
実効応力∝すべり速度∝（すべり量／立ち上がり時間）
立ち上がり時間=震源断層（矩形の場合）の幅／（２×破壊伝播速度）の関係に基づき、各セグメントにおいて、s back =(D back/W back)(W asp/D asp) s aspで算出
ここに、W back =W 、W asp=S asp0.5－ 67 －









139˚ 30'261  2004  12 

139˚ 45'35˚ 15'35˚ 15'

km
0

5

10

139˚ 30'

図 4.3-1

139˚ 45'
武山断層帯のケース１の断層モデル

（★は破壊開始点）
139˚ 30'139˚ 45'35˚ 15'35˚ 15'

km
0

5

10

139˚ 30'

図 4.3-2

139˚ 45'

武山断層帯のケース 2 の断層モデル－ 68 －

4.3

断層モデルの設定

139˚ 30'139˚ 45'35˚ 15'35˚ 15'

km
0

5

10

139˚ 30'

図 4.3-3

139˚ 45'

武山断層帯のケース 3 の断層モデル

図 4.3-4

衣笠・北武断層帯の断層モデル－ 69 －









261  2004  12 
9×2.2km

8×2.1km

図 4.3-5

武山断層帯のケース１の断層モデルの要素分割（網掛けはアスペリティ部分、★は破壊開始点）

9×2.2km



8×2.1km

図 4.3-6

武山断層帯のケース 2 の断層モデルの要素分割－ 70 －

4.3

断層モデルの設定

 8×2.5km 
8×1.7km

図 4.3-7

武山断層帯のケース 3 の断層モデルの要素分割
13×2.1km
8×2.1km

図 4.3-8

衣笠・北武断層帯の断層モデルの要素分割－ 71 －

261  2004  12 Kanamori(1991)

Wells & Coppersmith(1994)

Abe(1990)

Moment Magnitude Mw

106

4

5

6

7

8

9

105

S [km2]

104
103
102
101
100
1022 1023 1024 1025 1026 1027 1028 1029 1030 1031
M0 [dyne·cm]

図 4.3-9断層モデルの地震モーメント M0 と断層総面積 S との関係[★：武山断層帯地震ケース１＆ケース２]

This study (Inland)This study (Sea)

Papageorgiou(1988)
Kamae(1996)

Kamae(1997)
Irikura(1999)

Kamae(1990)
Kato-1(1998)

Moment Magnitude Mw

1028

3

4

5

6

7

8

9

A [dyne·cm/s2]

1027
1026
1025
1024
1023 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30
10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10M0 [dyne·cm]

図 4.3-10

断層モデルの地震モーメント M0 と短周期レベル A との関係[★：武山断層帯地震ケース１＆ケース２]－ 72 －

4.3

断層モデルの設定

Kanamori(1991)

Wells & Coppersmith(1994)

Abe(1990)

Moment Magnitude Mw

106

4

5

6

7

8

9

105

S [km2]

104
103
102
101
100
1022 1023 1024 1025 1026 1027 1028 1029 1030 1031
M0 [dyne·cm]

図 4.3-11

断層モデルの地震モーメント M0 と断層総面積 S との関係[★：武山断層帯地震ケース 3]This study (Inland)This study (Sea)

Papageorgiou(1988)
Kamae(1996)

Kamae(1997)
Irikura(1999)

Kamae(1990)
Kato-1(1998)

Moment Magnitude Mw

1028

3

4

5

6

7

8

9

A [dyne·cm/s2]

1027
1026
1025
1024
1023 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30
10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10M0 [dyne·cm]

図 4.312

断層モデルの地震モーメント M0 と短周期レベル A との関係[★：武山断層帯地震ケース 3]－ 73 －

261  2004  12 Kanamori(1991)

Wells & Coppersmith(1994)

Abe(1990)

Moment Magnitude Mw

106

4

5

6

7

8

9

105

S [km2]

104
103
102
101
100
1022 1023 1024 1025 1026 1027 1028 1029 1030 1031
M0 [dyne·cm]

図 4.3-13



断層モデルの地震モーメント M0 と断層総面積 S との関係[★：衣笠・北武断層帯地震]This study (Inland)This study (Sea)

Papageorgiou(1988)
Kamae(1996)

Kamae(1997)
Irikura(1999)

Kamae(1990)
Kato-1(1998)

Moment Magnitude Mw

1028

3

4

5

6

7

8

9

A [dyne·cm/s2]

1027
1026
1025
1024
1023 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30
10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10M0 [dyne·cm]

図 4.3-14

断層モデルの地震モーメント M0 と短周期レベル A との関係[★：衣笠・北武断層帯地震]－ 74 －

4.3

断層モデルの設定

Kanamori(1991)

Wells & Coppersmith(1994)

Abe(1990)

Moment Magnitude Mw

106

4

5

6

7

8

9

105

S [km2]

104
103
102

KINUGASA KITATAKETAKEYAMA CASE1 OR CASE2
TAKEYAMA CASE31011001022 1023 1024 1025 1026 1027 1028 1029 1030 1031
M0 [dyne·cm]


図 4.3-15

全断層モデルの地震モーメント M0 と断層総面積 S との関係

図 4.3-16

全断層モデルの地震モーメント M0 と短周期レベル A との関係

－ 75 －



4.3.2





261  2004  12 

すべり速度関数の設定

すべり速度関数は中村・宮武(2000)の近似式を用いた。表 4.3-5 にすべり速度
関数算定の際に用いたパラメータを示す。図 4.3-17 に武山断層帯地震のケース 1とケース 2 のすべり速度関数を示す（※両ケースで断層面積や形状が同じであるため、すべり速度関数は同一となる）。図 4.3-18、図 4.3-19 にそれぞれ武山断層帯地震のケース 3 と衣笠・北武断層帯地震のすべり速度関数を示す。
表 4.3-5

中村・宮武(2000)によるすべり速度関数のパラメータ

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－ 76 －

4.3

断層モデルの設定ࠕࠬࡍ࡝࠹ࠖ

ࡃ࠶ࠢࠣ࡜࠙ࡦ࠼

図 4.3-17

武山断層帯の断層モデル（ケース 1、ケース 2）のすべり速度関数（細線：中村・宮武 (2000)、太線：差分法で用いた中村・宮武 (2000)を近似したすべり速度関数）ࠕࠬࡍ࡝࠹ࠖ

ࡃ࠶ࠢࠣ࡜࠙ࡦ࠼

図 4.3-18

武山断層帯の断層モデル（ケース 3）のすべり速度関数－ 77 －









261  2004  12 ࠕࠬࡍ࡝࠹ࠖ

ࡃ࠶ࠢࠣ࡜࠙ࡦ࠼

図 4.3-19

衣笠・北武断層帯の断層モデルのすべり速度関数－ 78 －

５．簡便法による地震動最大値と震度および地震動予測地図
5.1

計算手法

（１）簡便法基準地盤における地震動強さ（距離減衰式）
簡便法により計算する簡便法基準地盤（S 波速度 400m/s 相当）における地震動強さ指標は、最大加速度と最大速度とする。計算には、司・翠川 (1999) の距離減衰式を用いる。司・翠川 (1999) は、断層面からの距離の取り方として、断層最短距離と等価震源距離を用いた 2 つの式を求めているが、ここでは断層最短距離を用いた式を採用する。
log PGA = 0.50MW + 0.0043D + 0.61-log (X + 0.0055 10 0.50MW) - 0.003X(5.1-1)log PGV = 0.58MW + 0.0038D - 1.29
-log (X + 0.0028 10 0.50MW) - 0.002X

PGA ;最大加速度 (cm/s2)

PGV ;

最大速度 (cm/s)

MW;

モーメントマグニチュード

D;

震源深さ (km)X;

断層最短距離 (km)(5.1-2)最大加速度の距離減衰式と最大速度の距離減衰式とでは、地盤特性の評価方法の内容が異なっている。最大加速度の距離減衰式に関しては、司・翠川 (1999) が Joyner and Boore (1981) に従って岩盤・地盤を分類しているが、S 波速度との明確な対応は不明である。そこで、本検討では、岩盤での値を簡便法基準地盤（S 波速度 400m/s 相当）における最大加速度とみなす。(5.11) 自体は地盤上の最大加速度の式なので、司・翠川 (1999)に従い、 (5.11) から求まる地盤上の最大加速度を 1.4 で除して岩盤上の値に変換し、これを簡便法基準地盤（S 波速度 400m/s 相当）上の最大加速度とする。一方、最大速度の距離減衰式である (5.12) の基準地盤は S
波速度 600m/s の硬質地盤なので、 (5.12) の基準地盤（S 波速度 600m/s）から簡便法基準地盤（S 波速度 400m/s 相当）までの最大速度の増幅率は、－ 79 －



261  200412 

松岡・翠川 (1994) による表層地盤の速度増幅度算定式
logARV = 1.83 - 0.66 log AVS (± 0.16)(5.1-3)(100 < AVS < 1500)
ARV ;地下 30m から地表までの速度増幅率

AVS ;地下 30m から地表までの平均 S 波速度(m/s)

を用いて算定される速度増幅度の比として評価することにする。具体的にはその比の値が 1.31 となるので、 (5.12) から求められた最大速度に1.31 を乗じ、それを簡便法基準地盤の最大速度とする。
（２）国土数値情報を用いた表層地盤の速度増幅度
表層地盤による地震動の増幅は、微地形区分ごとに表層 30m の平均 S
波速度を設定し、その平均 S 波速度から増幅度を算定する方法により評価する。
松岡・翠川 (1994) による表層地盤の増幅度評価の方法は次の通りである。まず初めに、国土数値情報に基づいて微地形区分に分類した上で、各微地形区分ごとに表層 30m の平均 S 波速度を評価する。次に (5.1-3) を用いて、各微地形区分ごとに求められた表層 30m の平均 S 波速度から、第三紀ないしそれ以前の丘陵地（平均 S 波速度が 600m/s 程度）を基準とした速度増幅度を求める。
本検討でも同様な方法により表層の速度増幅度を求める。ただし、本検討では S 波速度 400m/s の簡便法基準地盤において強震動を評価し、その最大速度を求めるので、簡便法基準地盤から地表までの速度増幅度は S
波速度 400m/s の地盤を基準としたものにしなければならない。
そこで、まず、松岡・翠川 (1994) による基準地盤（S 波速度 600m/s）から簡便法基準地盤（S 波速度 400m/s 相当）までの増幅度を求める。具体的には、 (5.1-3) にそれぞれの S 波速度を代入して算定された速度増幅度の比を増幅度とする。このようにして求めた比の値は 1.31 となる。次に、松岡・翠川 (1994) に示された手順により求められた表層地盤の速度増幅度を 1.31 で除し、得られた値を本検討における簡便法基準地盤から地表までの速度増幅度とする（図 5.1-1 参照）。
－ 80 －

5.1

計算手法（３）地表における地震動強さ
簡便法により計算する地表での地震動強さ指標は、 (5.12) で算定された簡便法基準地盤での最大速度値に対して簡便法基準地盤から地表までの増幅度（図 5.1-1 参照）を乗じることにより得られる地表での最大速度である。
（４）地表における計測震度
翠川・他 (1999) が示している最大速度と計測震度との関係式

IINSTR = 2.68 + 1.72 log PGV ( 0.21)(5.14)(4 < IINSTR < 7)

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

－ 81 －





261  2004



12 

36˚

35˚

139˚

140˚
km
0

0.0 0.6 0.7 0.8 0.9 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 2.5

図 5.1-1

簡便法による強震動評価対象領域における簡便法基準地盤地表の速度増幅度－ 82 －

50

5.2

5.2

計算結果

計算結果

図 5.21 に武山断層帯モデルのケース 1 とケース 2 の地震動評価結果を示す（※両ケースは断層面位置と形、マグニチュードが等しいため、地震動評価は全く同一となる）。同様にして図 5.22、図 5.23 にそれぞれ武山断層帯モデルのケース 3 および衣笠・北武断層帯モデルの地震動評価結果を示す。
基本ケースである武山断層帯のケース１では断層上端の直上となる横須賀付
近では地表の最大速度 80cm/s 程度、震度 6 弱程度となっている。震源から離れに従い地震動強さは弱まり、震源から 30km 程度離れた川崎や平塚で震度 5 弱となっている。ケース 3 は断層面積がほぼ等しいためケース１とほぼ同程度である。衣笠・北武断層帯は断層面積が大きいため震度 6 弱の領域が平塚まで延びるなど、最大加速度、最大速度、計測震度が大きくなっている。

－ 83 －

防災科学技術研究所研究資料

36˚

36˚

35˚

35˚

139˚

第 261 号140˚km
02004 年 12 月

139˚

140˚
km

50

0

[cm/s2]010

50 100 200 400 600 800
簡便法基準地盤上最大加速度0（１）簡便法基準地盤上の最大加速度分布

1

36˚

35˚

35˚

140˚
km
0

5
10 20 40 80 120
簡便法基準地盤上最大速度（２）簡便法基準地盤上の最大速度分布

36˚

139˚

50
[cm/s]

139˚

140˚
km

50

0

50

[cm/s]
0

1

5

10 20 40
地表面最大速度80120

0.0 0.5 1.5 2.5 3.5 4.5 5.0 5.5 6.0 6.5 7.0
計測震度（３）地表の最大速度分布

図 5.2-1（４）地表の計測震度分布

簡便法による武山断層帯モデルのケース１およびケース 2 の強震動評価－ 84 －

5.2

計算結果



（１）簡便法基準地盤上の最大加速度分布（２）簡便法基準地盤上の最大速度分布（３）地表の最大速度分布（４）地表の計測震度分布

図 5.2-2

簡便法による武山断層帯モデルのケース 3 の強震動評価－ 85 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

2004 年 12 月


36˚

36˚

35˚

35˚

139˚

140˚
km
0

139˚

140˚
km

50

0

[cm/s2]010

50 100 200 400 600 800
簡便法基準地盤上最大加速度0（１）簡便法基準地盤上の最大加速度分布

1

36˚

35˚

35˚

140˚
km
0

5
10 20 40 80 120
簡便法基準地盤上最大速度（２）簡便法基準地盤上の最大速度分布

36˚

139˚

50
[cm/s]

139˚

140˚
km

50

0

[cm/s]
0

1

5

10 20 40
地表面最大速度80120

0.0 0.5 1.5 2.5 3.5 4.5 5.0 5.5 6.0 6.5 7.0
計測震度（３）地表の最大速度分布

図 5.2-3（４）地表の計測震度分布

簡便法による衣笠・北武断層帯モデルの強震動評価－ 86 －

50

６．詳細法による地震動時刻歴および地震動予測地図
6.1

計算手法

6.1.1 で計算の手順を述べ、6.1.2 では計算手法の詳細に関して述べる。図 6.1-1に計算手順を示す。

6.1.1

計算手順

(1) 手順［１］：工学的基盤上面における波形計算
工学的基盤上面における波形をハイブリッド合成法により求める。ハイブ
リッド合成法は、長周期成分を理論的方法（Pitarka (1999) による不等間隔格
子有限差分法）、短周期成分を統計的グリーン関数法（壇・他 (2000) ）によりそれぞれ計算し、合成する方法である。
(2) 手順［２］：地表における最大速度の計算
簡便法と基本的には同様であるが、図 6.12 に示すように詳細法の工学的基盤上面の S 波速度は簡便法基準地盤の S 波速度（400m/s 相当）とは異なる。
そこで簡便法の表層地盤の増幅率（図 6.13）に、工学的基盤から簡便法基準地盤までの増幅度の補正係数を乗じる。増幅度の補正係数は、松岡・翠川(1994) による表層地盤の速度増幅度算定式 (6.1-1) 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。
log ARV = 1.83 - 0.66 log AVS (± 0.16)(6.11)(100 < AVS < 1500)

ARV ; 地下 30m から地表までの速度増幅率
AVS ; 地下 30m から地表までの平均 S 波速度(m/s)(3) 手順［３］：地表における計測震度
簡便法と全く同様である。

－ 87 －



261  200412 ⸘▚ᚻᴺ߅ࠃ߮⸘▚ࡕ࠺࡞ᚻ㗅=?

࿾ਅ᭴ㅧㅦᐲ⠑Ꮉ(1999)

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ᵻጀ࿾⋚Vs㧨500m/sᵄᒻᎿቇ⊛ၮ⋚਄㕙
Vs=500m/s

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Vs=700m/s
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વ᠞⚻〝㧔਄ㇱࡑࡦ࠻࡞߆ࠄ࿾㔡ၮ⋚㧕

計算の流れと地下構造－ 88 －

㧟ᰴరᩰሶࡕ࠺࡞

㧝ᰴర᳓ᐔᚑጀࡕ࠺࡞

図 6.1-１

Vs=2800m/s(వᣂ╙ਃ♽)࿾㔡ၮ⋚਄㕙

ᚻ㗅=?

6.1

図 6.1-2

計算手法

詳細法で用いる地下構造の工学的基盤上面の S 波速度

図 6.1-3

詳細法計算領域での表層増幅率（図 5.1-1 の再掲載）－ 89 －



6.1.2







261  2004

12 

計算手法

(1) ハイブリッド合成法
ハイブリッド合成法は、短周期領域での地震動を統計的グリーン関数法で、
長周期領域を 3 次元差分法で算定し、最終的に両者を重ね合わせて広帯域地震動を作成する方法である。この手法の特徴は、地盤や断層の不均質性の影
響を受けにくく波動モデルで説明可能な長周期地震動を物理モデルに基づいて理論的に計算し、逆に地盤や断層の不均質性の影響を受け易く統計的にしか説明できない、もしくは理論的な計算効率が悪い短周期地震動を統計的に計算することである。両領域を接続する周期は、地下構造データや振動特性、差分法計算に用いる計算機の能力を考慮して決定する。短周期成分はハ
イパスフィルタ処理を、長周期域成分はローパスフィルタ処理を行った後、両者を重ね合わせて接続する（このフィルタをマッチングフィルタと呼ぶ）。
両フィルタとも接続周期 Tc で 0.5 となるコサイン型（-90°90°）で、Tc/1.4
Tc/0.6 の周期幅で 1 から 0 に減衰する。
接続周期は、アスペリティから放出されるパルスが再現できるよう 1.1 秒とし、マッチングフィルタの形状は 0.81.6 秒間を 01 まで変化するコサイン型とした。図 6.14 にマッチングフィルタを示す。

図 6.1-4

マッチングフィルタ－ 90 －

6.1

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

M 0 pq (2f )1
A pq ( f ) =32m
4  pq  pq 1+ ( f / f cpq ) 1+ f / f( max pq )F
frpq  1exp 
 2 pq pq
rpq
 sb  sb
 Q( f ) pq

ここに、 pq は要素断層に関する添字で、A pq ( f ) は地震動の加速度フーリ
エスペクトル、 F は地震波の放射特性、  pq および  pq は要素断層における地殻の密度および剪断波速度、 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剪断波速度である。

 pq および  pq は震源における密度 2.65 g/cm3 と S 波速度 3.2 km/s である。
最終項は，自由表面の影響および要素断層における地殻のインピーダン
スと地震基盤のインピーダンスとの相違 (佐藤, 1978) を考慮した項である（壇・他、2000）。
地殻の Q 値である Q( f ) は、
110 f 0.69
Q=
 110

f  0.8Hz
f < 0.8Hz（6.12）で表わされる値とした。
（6.1-2）の上の関係式は、佐藤・他(1994b)の推定値であるが、最近の研究では、0.8Hz 前後以下で Q値が頭打ちするかある
いは減少することが指摘されていることから、(6.1-2)の下の関係式のように、0.8Hz 以下で一定値とした。
断層モデルの中心点付近で、断層の長さ L pq 、幅 W pq を 図 4.35図－ 91 －



261  200412 

4.38 の要素断層のサイズに 、実効応力  pq を 10MPa として、統計的グリーン関数を作成した。この場合、要素断層のモーメントは以下の関係
から
3

 

 pq = (7 /16)M 0 pq WL
pq pq 

f cpq は以下の式から算出できる。

( 7/16)
f =
cpq



1/ 6

1/ 3

  pq  pq 
 M 0 pq 

評価地点が面的に存在し断層に対して様々な角度にあることからラディエーション係数Ｆは全方位での平均的な係数 0.63 を水平 2 成分に分解するため√2 で除して 0.45 とした。 f max pq と m は、佐藤・他 (1994b) の推定値である f max pq = 6.0 Hz および m = 4.2 である。
一方、時刻歴波形の作成には経時特性あるいは位相特性が必要である
が、地震基盤における S 波主要動の経時特性に関しては現在までに十分な研究成果が得られていない。しかし、本検討では、最終的に統計的グリーン関数を定義する位置を工学的基盤上とするため、佐藤・他 (1994a)の仙台地域の工学的基盤における地震記録から求められた経験的経時特性モデルを準用した。
[(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 )ここに、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 (1995) に基づいて、地震モーメ－ 92 －

6.1

計算手法

ント M 0 pq から算出した。
(b) 工学的基盤上面での統計的グリーン関数の作成
各計算ポイント毎に  次元地盤モデルを作成し、（）において作成された地震基盤における統計的グリーン関数を入射波とし、 波の１次元重複反射理論により、工学的基盤上面での統計的グリーン関数を計算する。
（）と同じである。これは、佐藤・他（）において、QS 値は、仙台で観測された強震記録のスペクトルインバージョンに基づき求めら
れた経験的地盤増幅が QS = 110 f 0.69 を用いた  次元地盤モデルによりほぼ説明できることが示されているためである。
(c) 工学的基盤上面における統計的グリーン関数を用いた波形合成（b）で作成された工学的基盤上面における統計的グリーン関数を用いて、壇・佐藤（1998）の断層の非一様滑り破壊を考慮した半経験的波形合成法により波形合成を行なう。この際，大地震の要素断層の滑り量と応力降下量が再現されるように、震源スペクトルを補正した。このようにして算定された要素断層の波形を大地震の断層面全体の破壊過程を考慮して合成した。
(3) 3 次元差分法
差分法は Pitarka (1999) の手法を用いた。差分法の詳細な説明は付録に添付した。

－ 93 －

防災科学技術研究所研究資料

6.2

第 261 号

2004 年 12 月

計算手法に応じた地下構造モデル

計算に直接用いるデータは計算手法の特徴等から各計算手法で異なる。本節では、3 章で説明された物理検層、重力異常、地質等から推定された地下構造に基づいて作成した計算用のモデルの概要を示す。
接続周期が 0.8 秒であるため、同振動数まで精度が確保されるように最小格子
間隔は最小波長の 1/6 である 83.3m とした。また時間刻みΔt は（A-1）式をみた
すようにΔt=0.005 秒とした。水平方向のグリッドは、X、Y 方向とも全て最小グリッド間隔ｈ(=83.33m)で分割した。従って地図作成領域である約 70km×80km の範囲で 996×451 格子となる。鉛直方向のグリッド間隔は深度に応じた速度で変化させる。図 6.2-1 に格子分割を示す。また、表 6.2-1 に詳細法の計算に用いた地盤モデルの媒質の物性値を示す。
・Q 値
表 6.2-1 の Q0 値は、Sato et. al. (1999) を参考に周期 2.5 秒での Q 値として算定した。すなわち、差分計算の際は、Q0 をレファレンス振動数 f 0 = 0.4 Hz での値と見なして、振動数比例の Q値
Q = Q0f
f0

を使用している。
・スポンジ領域
地図領域から外部に逸散する波動の吸収のため、地図領域の外周部に 3kmの幅のスポンジ領域を設けた。スポンジ領域の物性は地図領域外周の物性を外周面の法線方向に延長して作成した。

－ 94 －

6.2

計算手法に応じた地下構造モデル

図 6.2-1

差分格子－ 95 －

防災科学技術研究所研究資料

表 6.2-1

第 261 号

2004 年 12 月

詳細法の計算に用いた地盤モデルの媒質の物性値



P 
(km/s)

S (km/s)

(g/cm3)

Q0 

0

1.9

0.5

1.8

50

1

2.1

0.7

2.0

50

2

3.1

1.5

2.2

75

3

3.5

1.9

2.3

75

4

4.3

2.3

2.4

75

5

4.8

2.8

2.6

150

6

5.5

3.2

2.65

150

7

6.15

3.4

2.7

150

8

6.7

3.7

2.9

250

9

7.5

4.3

3.2

500

10

6.8

3.93

2.9

250

11

7.8

4.47

3.2

500

－ 96 －

6.3

6.3

武山断層帯地震ケース１の計算結果

武山断層帯地震ケース１の計算結果

図 6.3-1図 6.3-10 に代表地点の工学的基盤上面での波形を示す。図 6.3-11 に同波形の 5％減衰の擬似速度応答スペクトルを示す。図 6.3-12、図 6.3-13、
図 6.3-14にそれぞれ NS 成分、EW 成分、NS 成分と EW 成分のベクトル波の最大値マップを示す。図 6.3-15、図 6.3-16 にそれぞれ地表における最大速度、計測震度のマップを示す。厚い堆積層上に位置しかつ比較的震源から遠い TKY、MSN、KSR
では周期 10 秒程度の後続動が顕著である。また断層に近い YKS、MUR、KMK
では継続時間が 10 秒程度と短いが 2040cm/s と大きな最大速度を有する地震動波形となっている。地表の最大震度はアスペリティの直上で震度 7 の地点が存在し、震度 5 強の領域が西は平塚、北は川崎まで広がっている。
図 6.3-17 に武山断層帯地震ケース１での NS 成分と EW 成分の最大速度を簡便法で用いた距離減衰式と比較して示す。同距離減衰式は Vs=600m/s 相当の地盤における最大速度であり、図 6.3-17 の詳細法の最大速度を Vs=600m/s 相当の地盤での値となるように補正して距離減衰を描いたのが図 6.3-18 である。図6.3-18 を見ると詳細法による最大速度の平均は既往の距離減衰式とよく対応していることが分かる。

－ 97 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

[cm/sec2]

2004 年 12 月

加速度波形NS成分 Acc. Max = -85.38

120

TKY [TAKEYAMA CASE1]

90
60
30
0
-30
-60
-90
-120

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = -87.41

120

TKY [TAKEYAMA CASE1]

90
60
30
0
-30
-60
-90
-120

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = -3.90

5.0

TKY [TAKEYAMA CASE1]

2.5
0.0
-2.5
-5.0

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -3.77

5.0

TKY [TAKEYAMA CASE1]

2.5
0.0
-2.5
-5.0

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.3-1[sec]

工学的基盤における TKY（東京）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース１）による地震]－ 98 －

6.3

武山断層帯地震ケース１の計算結果[cm/sec2]

加速度波形NS成分 Acc. Max = 124.97

150

MSN [TAKEYAMA CASE1]

100
50
0
-50
-100
-150

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = 123.76

150

MSN [TAKEYAMA CASE1]

100
50
0
-50
-100
-150

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = -4.82

8

MSN [TAKEYAMA CASE1]

6
4
2
0
-2
-4
-6
-8

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -5.15

8

MSN [TAKEYAMA CASE1]

6
4
2
0
-2
-4
-6
-8

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.3-2[sec]

工学的基盤における MSN（武蔵野）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース１）による地震]－ 99 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

[cm/sec2]

2004 年 12 月

加速度波形NS成分 Acc. Max = 78.30

100

ASK [TAKEYAMA CASE1]

50
0
-50
-100

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = 77.93

100

ASK [TAKEYAMA CASE1]

50
0
-50
-100

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = -3.85

5.0

ASK [TAKEYAMA CASE1]

2.5
0.0
-2.5
-5.0

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -4.04

5.0

ASK [TAKEYAMA CASE1]

2.5
0.0
-2.5
-5.0

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.3-3[sec]

工学的基盤における ASK（浅川）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース１）による地震]－ 100 －

6.3

武山断層帯地震ケース１の計算結果[cm/sec2]

加速度波形NS成分 Acc. Max = 218.32

300

KWS [TAKEYAMA CASE1]

200
100
0
-100
-200
-300

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = 218.30

300

KWS [TAKEYAMA CASE1]

200
100
0
-100
-200
-300

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = -12.29

15

KWS [TAKEYAMA CASE1]

10
5
0
-5
-10
-15

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -8.58

15

KWS [TAKEYAMA CASE1]

10
5
0
-5
-10
-15

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.3-4[sec]

工学的基盤における KWS（川崎）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース１）による地震]－ 101 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

[cm/sec2]

2004 年 12 月

加速度波形NS成分 Acc. Max = 425.44

600

YKH [TAKEYAMA CASE1]

400
200
0
-200
-400
-600

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = 408.15

600

YKH [TAKEYAMA CASE1]

400
200
0
-200
-400
-600

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = -24.48

30

YKH [TAKEYAMA CASE1]

20
10
0
-10
-20
-30

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -17.43

30

YKH [TAKEYAMA CASE1]

20
10
0
-10
-20
-30

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.3-5[sec]

工学的基盤における YKH（横浜）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース１）による地震]－ 102 －

6.3

武山断層帯地震ケース１の計算結果[cm/sec2]

加速度波形NS成分 Acc. Max = 953.09

1200

YKS [TAKEYAMA CASE1]

900
600
300
0
-300
-600
-900
-1200

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = -968.75

1200

YKS [TAKEYAMA CASE1]

900
600
300
0
-300
-600
-900
-1200

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = 39.13

60

YKS [TAKEYAMA CASE1]

40
20
0
-20
-40
-60

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -45.46

60

YKS [TAKEYAMA CASE1]

40
20
0
-20
-40
-60

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.3-6[sec]

工学的基盤における YKS（横須賀）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース１）による地震]－ 103 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

[cm/sec2]

2004 年 12 月

加速度波形NS成分 Acc. Max = 434.50

600

KMK [TAKEYAMA CASE1]

400
200
0
-200
-400
-600

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = 443.74

600

KMK [TAKEYAMA CASE1]

400
200
0
-200
-400
-600

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = 24.62

40

KMK [TAKEYAMA CASE1]

30
20
10
0
-10
-20
-30
-40

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -27.19

40

KMK [TAKEYAMA CASE1]

30
20
10
0
-10
-20
-30
-40

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.3-7[sec]

工学的基盤における KMK（鎌倉）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース１）による地震]－ 104 －

6.3

武山断層帯地震ケース１の計算結果[cm/sec2]

加速度波形NS成分 Acc. Max = -199.92

300

HRZ [TAKEYAMA CASE1]

200
100
0
-100
-200
-300

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = -207.30

300

HRZ [TAKEYAMA CASE1]

200
100
0
-100
-200
-300

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = 14.99

20

HRZ [TAKEYAMA CASE1]

15
10
5
0
-5
-10
-15
-20

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -15.23

20

HRZ [TAKEYAMA CASE1]

15
10
5
0
-5
-10
-15
-20

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.3-8[sec]

工学的基盤における HRZ（平塚）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース１）による地震]－ 105 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

[cm/sec2]

2004 年 12 月

加速度波形NS成分 Acc. Max = -527.82

800

MUR [TAKEYAMA CASE1]

600
400
200
0
-200
-400
-600
-800

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = -530.07

800

MUR [TAKEYAMA CASE1]

600
400
200
0
-200
-400
-600
-800

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = 33.24

40

MUR [TAKEYAMA CASE1]

30
20
10
0
-10
-20
-30
-40

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -28.89

40

MUR [TAKEYAMA CASE1]

30
20
10
0
-10
-20
-30
-40

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.3-9[sec]

工学的基盤における MUR（三浦）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース１）による地震]－ 106 －

6.3

武山断層帯地震ケース１の計算結果[cm/sec2]

加速度波形NS成分 Acc. Max = 245.42

300

KSR [TAKEYAMA CASE1]

200
100
0
-100
-200
-300

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = 242.64

300

KSR [TAKEYAMA CASE1]

200
100
0
-100
-200
-300

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = 12.61

20

KSR [TAKEYAMA CASE1]

15
10
5
0
-5
-10
-15
-20

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = 13.20

20

KSR [TAKEYAMA CASE1]

15
10
5
0
-5
-10
-15
-20

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.3-10[sec]

工学的基盤における KSR（木更津）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース１）による地震]－ 107 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

1000

2004 年 12 月

1000
TKY [TAKEYAMA CASE1]

MSN [TAKEYAMA CASE1]

100
pSv [cm/sec]

pSv [cm/sec]

100

10

1

10

1

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 12

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

5 10

Period [sec]1000
ASK [TAKEYAMA CASE1]

KWS [TAKEYAMA CASE1]

100
pSv [cm/sec]100
pSv [cm/sec]

5 10

Period [sec]

1000

10

1

10

1

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 12

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

5 10

Period [sec]

2

5 10

Period [sec]

1000

1000
YKH [TAKEYAMA CASE1]

YKS [TAKEYAMA CASE1]

100
pSv [cm/sec]100
pSv [cm/sec]

2

10

1

10

1

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

2

5 10

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

Period [sec]

2

5 10

Period [sec]（実線：EW 成分、破線：NS 成分）
図 6.3-11

工学的基盤における波形の減衰 5％の擬似速度応答スペクトル[武山断層帯（ケース１）による地震]－ 108 －

6.3

武山断層帯地震ケース１の計算結果

1000

1000
KMK [TAKEYAMA CASE1]

HRZ [TAKEYAMA CASE1]

100

pSv [cm/sec]

pSv [cm/sec]

100

10

1

10

1

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 12

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

5 10

Period [sec]

1000

5 10

1000
MUR [TAKEYAMA CASE1]

KSR [TAKEYAMA CASE1]

100

pSv [cm/sec]100

pSv [cm/sec]2

Period [sec]

10

1

10

1

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

2

5 10

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

Period [sec]

2

5 10

Period [sec]（実線：EW 成分、破線：NS 成分）
図 6.3-11（続き）

工学的基盤における波形の減衰 5％の擬似速度応答
スペクトル[武山断層帯（ケース１）による地震]－ 109 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.3-12

第 261 号

2004 年 12 月

工学的基盤における地震動の最大速度マップ（NS 成分）[武山断層帯（ケース１）による地震]－ 110 －

6.3

図 6.3-13

武山断層帯地震ケース１の計算結果

工学的基盤における地震動の最大速度マップ（EW 成分）[武山断層帯（ケース１）による地震]－ 111 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.3-14

第 261 号

2004 年 12 月

工学的基盤における地震動の最大速度マップ（NS 成分と EW 成分のベクトル波の最大値）[武山断層帯（ケース１）による地震]－ 112 －

6.3

図 6.3-15

武山断層帯地震ケース１の計算結果

地表における地震動の最大速度マップ[武山断層帯（ケース１）による地震]－ 113 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.3-16

第 261 号

2004 年 12 月

計測震度マップ[武山断層帯（ケース１）による地震]－ 114 －

6.3

武山断層帯地震ケース１の計算結果

詳細法による工学的基盤上面の速度最大値 (補正無し)
司・翠川 (1999) Mw = 6.5 (Vs = 600 m/s 相当)
TAKEYAMA CASE1200

最大速度 PGV [cm/sec]

100

50

20

10

5

2

2

図 6.3-1751020
断層最短距離 R [km]

50

100

工学的基盤の最大速度と既往の距離減衰式との比較[武山断層帯ケース１による地震]

詳細法による工学的基盤上面の速度最大値 (Vs = 600 m/s へ補正)司・翠川 (1999) Mw = 6.5 (Vs = 600 m/s 相当)
TAKEYAMA CASE1200

最大速度 PGV [cm/sec]

100

50

20

10

5

2

2

5

図 6.3-181020
断層最短距離 R [km]

50

100

S 波速度で補正した

工学的基盤の最大速度と既往の距離減衰式との比較[武山断層帯ケース１による地震]－ 115 －

防災科学技術研究所研究資料

6.4

第 261 号

2004 年 12 月

武山断層帯地震ケース 2 の計算結果

図 6.4-1図 6.4-10 に代表地点の工学的基盤上面での波形を示す。図 6.4-11 に同波形の 5％減衰の擬似速度応答スペクトルを示す。図 6.4-12、
図 6.4-13、
図 6.4-14にそれぞれ NS 成分、EW 成分、NS 成分と EW 成分のベクトル波の最大値マップを示す。図 6.4-15、図 6.4-16 にそれぞれ地表における最大速度、計測震度のマップを示す。代表地点における地震動波形および応答スペクトル、最大加速度、最大速度分布、計測震度の分布に関してはケース１とほぼ同様な傾向である。
主な相違点はアスペリティが地表近くに存在するため、アスペリティ直上では震度 7 の領域が大きく広がっているなど、断層近くの点では大きな地震動となっていることである。
武山断層帯地震ケース 1 と同様に、図 6.4-17、図 6.4-18 に武山断層帯地震ケース 2 での NS 成分と EW 成分の最大速度を簡便法で用いた距離減衰式と比較して示す。図 6.4-18 を見ると平均的にみて、詳細法による最大速度は既往の距離減衰式よりやや大きめな結果となってものの、多くは距離減衰式の標準偏差内に収まっている。

－ 116 －

6.4

武山断層帯地震ケース 2 の計算結果[cm/sec2]

加速度波形NS成分 Acc. Max = -72.35

100

TKY [TAKEYAMA CASE2]

50
0
-50
-100

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = -73.06

100

TKY [TAKEYAMA CASE2]

50
0
-50
-100

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = 4.15

6

TKY [TAKEYAMA CASE2]

4
2
0
-2
-4
-6

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = 4.24

6

TKY [TAKEYAMA CASE2]

4
2
0
-2
-4
-6

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.4-1[sec]

工学的基盤における TKY（東京）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 2）による地震]－ 117 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

[cm/sec2]

2004 年 12 月

加速度波形NS成分 Acc. Max = 91.53

120

MSN [TAKEYAMA CASE2]

90
60
30
0
-30
-60
-90
-120

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = 90.50

120

MSN [TAKEYAMA CASE2]

90
60
30
0
-30
-60
-90
-120

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = -4.99

6

MSN [TAKEYAMA CASE2]

4
2
0
-2
-4
-6

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -4.51

6

MSN [TAKEYAMA CASE2]

4
2
0
-2
-4
-6

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.4-2[sec]

工学的基盤における MSN（武蔵野）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 2）による地震]－ 118 －

6.4

武山断層帯地震ケース 2 の計算結果[cm/sec2]

加速度波形NS成分 Acc. Max = 85.07

120

ASK [TAKEYAMA CASE2]

90
60
30
0
-30
-60
-90
-120

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = 84.56

120

ASK [TAKEYAMA CASE2]

90
60
30
0
-30
-60
-90
-120

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = -3.46

5.0

ASK [TAKEYAMA CASE2]

2.5
0.0
-2.5
-5.0

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -3.52

5.0

ASK [TAKEYAMA CASE2]

2.5
0.0
-2.5
-5.0

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.4-3[sec]

工学的基盤における ASK（浅川）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 2）による地震]－ 119 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

[cm/sec2]

2004 年 12 月

加速度波形NS成分 Acc. Max = 147.94

200

KWS [TAKEYAMA CASE2]

150
100
50
0
-50
-100
-150
-200

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = 146.57

200

KWS [TAKEYAMA CASE2]

150
100
50
0
-50
-100
-150
-200

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = -10.05

15

KWS [TAKEYAMA CASE2]

10
5
0
-5
-10
-15

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = 7.91

15

KWS [TAKEYAMA CASE2]

10
5
0
-5
-10
-15

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.4-4[sec]

工学的基盤における KWS（川崎）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 2）による地震]－ 120 －

6.4

武山断層帯地震ケース 2 の計算結果[cm/sec2]

加速度波形NS成分 Acc. Max = -341.60

500

YKH [TAKEYAMA CASE2]

250
0
-250
-500

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = -346.95

500

YKH [TAKEYAMA CASE2]

250
0
-250
-500

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = -25.13

40

YKH [TAKEYAMA CASE2]

30
20
10
0
-10
-20
-30
-40

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = 14.39

40

YKH [TAKEYAMA CASE2]

30
20
10
0
-10
-20
-30
-40

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.4-5[sec]

工学的基盤における YKH（横浜）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 2）による地震]－ 121 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

[cm/sec2]

2004 年 12 月

加速度波形NS成分 Acc. Max = -1310.90

2000

YKS [TAKEYAMA CASE2]

1500
1000
500
0
-500
-1000
-1500
-2000

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = -1309.18

2000

YKS [TAKEYAMA CASE2]

1500
1000
500
0
-500
-1000
-1500
-2000

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = -68.01

100

YKS [TAKEYAMA CASE2]

50
0
-50
-100

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -55.87

100

YKS [TAKEYAMA CASE2]

50
0
-50
-100

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.4-6[sec]

工学的基盤における YKS（横須賀）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 2）による地震]－ 122 －

6.4

武山断層帯地震ケース 2 の計算結果[cm/sec2]

加速度波形NS成分 Acc. Max = -762.77

1000

KMK [TAKEYAMA CASE2]

500
0
-500
-1000

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = -809.18

1000

KMK [TAKEYAMA CASE2]

500
0
-500
-1000

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = -37.40

50

KMK [TAKEYAMA CASE2]

25
0
-25
-50

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -35.86

50

KMK [TAKEYAMA CASE2]

25
0
-25
-50

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.4-7[sec]

工学的基盤における KMK（鎌倉）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 2）による地震]－ 123 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

[cm/sec2]

2004 年 12 月

加速度波形NS成分 Acc. Max = -228.48

300

HRZ [TAKEYAMA CASE2]

200
100
0
-100
-200
-300

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = -234.97

300

HRZ [TAKEYAMA CASE2]

200
100
0
-100
-200
-300

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = -15.67

20

HRZ [TAKEYAMA CASE2]

15
10
5
0
-5
-10
-15
-20

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -16.15

20

HRZ [TAKEYAMA CASE2]

15
10
5
0
-5
-10
-15
-20

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.4-8[sec]

工学的基盤における HRZ（平塚）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 2）による地震]－ 124 －

6.4

武山断層帯地震ケース 2 の計算結果[cm/sec2]

加速度波形NS成分 Acc. Max = -676.53

1000

MUR [TAKEYAMA CASE2]

500
0
-500
-1000

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = -668.82

1000

MUR [TAKEYAMA CASE2]

500
0
-500
-1000

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = 39.96

60

MUR [TAKEYAMA CASE2]

40
20
0
-20
-40
-60

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -42.62

60

MUR [TAKEYAMA CASE2]

40
20
0
-20
-40
-60

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.4-9[sec]

工学的基盤における MUR（三浦）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 2）による地震]－ 125 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

[cm/sec2]

2004 年 12 月

加速度波形NS成分 Acc. Max = -254.63

400

KSR [TAKEYAMA CASE2]

300
200
100
0
-100
-200
-300
-400

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = -259.48

400

KSR [TAKEYAMA CASE2]

300
200
100
0
-100
-200
-300
-400

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = 13.16

20

KSR [TAKEYAMA CASE2]

15
10
5
0
-5
-10
-15
-20

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = 12.10

20

KSR [TAKEYAMA CASE2]

15
10
5
0
-5
-10
-15
-20

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.4-10[sec]

工学的基盤における KSR（木更津）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 2）による地震]－ 126 －

6.4

武山断層帯地震ケース 2 の計算結果

1000

1000
TKY [TAKEYAMA CASE2]

MSN [TAKEYAMA CASE2]

100
pSv [cm/sec]

pSv [cm/sec]

100

10

1

10

1

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 12

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

5 10

Period [sec]1000
ASK [TAKEYAMA CASE2]

KWS [TAKEYAMA CASE2]

100
pSv [cm/sec]100
pSv [cm/sec]

5 10

Period [sec]

1000

10

1

10

1

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 12

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

5 10

Period [sec]

2

5 10

Period [sec]

1000

1000
YKH [TAKEYAMA CASE2]

YKS [TAKEYAMA CASE2]

100
pSv [cm/sec]100
pSv [cm/sec]

2

10

1

10

1

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

2

5 10

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

Period [sec]

2

5 10

Period [sec]（実線：EW 成分、破線：NS 成分）
図 6.4-11

工学的基盤における波形の減衰 5％の擬似速度応答スペクトル[武山断層帯（ケース 2）による地震]－ 127 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

1000

2004 年 12 月

1000
KMK [TAKEYAMA CASE2]

HRZ [TAKEYAMA CASE2]

100

pSv [cm/sec]

pSv [cm/sec]

100

10

1

10

1

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 12

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

5 10

Period [sec]

1000

5 10

1000
MUR [TAKEYAMA CASE2]

KSR [TAKEYAMA CASE2]

100

pSv [cm/sec]100

pSv [cm/sec]2

Period [sec]

10

1

10

1

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

2

5 10

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

Period [sec]

2

5 10

Period [sec]（実線：EW 成分、破線：NS 成分）
図 6.4-11（続き）

工学的基盤における波形の減衰 5％の擬似速度応答
スペクトル[武山断層帯（ケース 2）による地震]－ 128 －

6.4

図 6.4-12

武山断層帯地震ケース 2 の計算結果

工学的基盤における地震動の最大速度マップ（NS 成分）[武山断層帯（ケース 2）による地震]－ 129 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.4-13

第 261 号

2004 年 12 月

工学的基盤における地震動の最大速度マップ（EW 成分）[武山断層帯（ケース 2）による地震]－ 130 －

6.4

図 6.4-14

武山断層帯地震ケース 2 の計算結果

工学的基盤における地震動の最大速度マップ（NS 成分と EW 成分のベクトル波の最大値）[武山断層帯（ケース 2）による地震]－ 131 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.4-15

第 261 号

2004 年 12 月

地表における地震動の最大速度マップ[武山断層帯（ケース 2）による地震]－ 132 －

6.4

武山断層帯地震ケース 2 の計算結果

図 6.4-16

計測震度マップ[武山断層帯（ケース 2）による地震]－ 133 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

2004 年 12 月

詳細法による工学的基盤上面の速度最大値 (補正無し)
司・翠川 (1999) Mw = 6.5 (Vs = 600 m/s 相当)
TAKEYAMA CASE2

200

最大速度 PGV [cm/sec]

100

50

20

10

5

2

2

図 6.4-1751020
断層最短距離 R [km]

50

100

工学的基盤の最大速度と既往の距離減衰式との比較[武山断層帯ケース２による地震]

詳細法による工学的基盤上面の速度最大値 (Vs = 600 m/s へ補正)司・翠川 (1999) Mw = 6.5 (Vs = 600 m/s 相当)
TAKEYAMA CASE2

200

最大速度 PGV [cm/sec]

100

50

20

10

5

2

2

5

図 6.4-181020
断層最短距離 R [km]

50

100

S 波速度で補正した

工学的基盤の最大速度と既往の距離減衰式との比較[武山断層帯ケース２による地震]－ 134 －

6.5

6.5

武山断層帯地震ケース 3 の計算結果

武山断層帯地震ケース 3 の計算結果

図 6.51図 6.510 に代表地点の工学的基盤上面での波形を示す。図 6.511に同波形の 5％減衰の擬似速度応答スペクトルを示す。図 6.512、図 6.513、図6.514 にそれぞれ NS 成分、EW 成分、NS 成分と EW 成分のベクトル波の最大値マップを示す。図 6.515、図 6.516 にそれぞれ地表における最大速度、計測
震度のマップを示す。代表地点における地震動波形および応答スペクトル、最大加速度、最大速度分布、計測震度の分布に関してはケース１とほぼ同様な傾向である。主な相違点は三浦半島南部で地震動が大きくなっていることである。
これは断層が高角なため破壊伝播効果が同地域に強く現れたことが原因と考えられる。
武山断層帯地震ケース 1 と同様に、図 6.517、図 6.518 に武山断層帯地震ケース 3 での NS 成分と EW 成分の最大速度を簡便法で用いた距離減衰式と比較して示す。図 6.518 から平均的にみて、詳細法による最大速度は既往の距離減衰式よりやや大きめな結果となってものの、多くは距離減衰式の標準偏差内に収まっている。

－ 135 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.5-1

第 261 号

2004 年 12 月

工学的基盤における TKY（東京）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 3）による地震]－ 136 －

6.5

図 6.5-2

武山断層帯地震ケース 3 の計算結果

工学的基盤における MSN（武蔵野）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 3）による地震]－ 137 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.5-3

第 261 号

2004 年 12 月

工学的基盤における ASK（浅川）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 3）による地震]－ 138 －

6.5

図 6.5-4

武山断層帯地震ケース 3 の計算結果

工学的基盤における KWS（川崎）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 3）による地震]－ 139 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.5-5

第 261 号

2004 年 12 月

工学的基盤における YKH（横浜）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 3）による地震]－ 140 －

6.5

図 6.5-6

武山断層帯地震ケース 3 の計算結果

工学的基盤における YKS（横須賀）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 3）による地震]－ 141 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.5-7

第 261 号

2004 年 12 月

工学的基盤における KMK（鎌倉）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 3）による地震]－ 142 －

6.5

図 6.5-8

武山断層帯地震ケース 3 の計算結果

工学的基盤における HRZ（平塚）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 3）による地震]－ 143 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.5-9

第 261 号

2004 年 12 月

工学的基盤における MUR（三浦）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 3）による地震]－ 144 －

6.5

図 6.5-10

武山断層帯地震ケース 3 の計算結果

工学的基盤における KSR（木更津）での加速度および速度波形[武山断層帯（ケース 3）による地震]－ 145 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

2004 年 12 月

（実線：EW 成分、破線：NS 成分）
図 6.5-11

工学的基盤における波形の減衰 5％の擬似速度応答スペクトル[武山断層帯（ケース 3）による地震]－ 146 －

6.5

武山断層帯地震ケース 3 の計算結果（実線：EW 成分、破線：NS 成分）
図 6.5-11（続き）

工学的基盤における波形の減衰 5％の擬似速度応答
スペクトル[武山断層帯（ケース 3）による地震]－ 147 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.5-12

第 261 号

2004 年 12 月

工学的基盤における地震動の最大速度マップ（NS 成分）[武山断層帯（ケース 3）による地震]－ 148 －

6.5

図 6.5-13

武山断層帯地震ケース 3 の計算結果

工学的基盤における地震動の最大速度マップ（EW 成分）[武山断層帯（ケース 3）による地震]－ 149 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.5-14

第 261 号

2004 年 12 月

工学的基盤における地震動の最大速度マップ（NS 成分と EW 成分のベクトル波の最大値）[武山断層帯（ケース 3）による地震]－ 150 －

6.5

図 6.5-15

武山断層帯地震ケース 3 の計算結果

地表における地震動の最大速度マップ[武山断層帯（ケース 3）による地震]－ 151 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.5-16

第 261 号

2004 年 12 月

計測震度マップ[武山断層帯（ケース 3）による地震]－ 152 －

6.5

図 6.5-17

武山断層帯地震ケース 3 の計算結果

工学的基盤の最大速度と既往の距離減衰式との比較[武山断層帯ケース 3 による地震]

図 6.5-18

S 波速度で補正した

工学的基盤の最大速度と既往の距離減衰式との比較[武山断層帯ケース 3 による地震]－ 153 －

防災科学技術研究所研究資料

6.6

第 261 号

2004 年 12 月

衣笠・北武断層帯の計算結果

図 6.6-1図 6.6-10 に代表地点における波形を示す。図 6.6-11 に同波形の 5％減衰の擬似速度応答スペクトルを示す。図 6.6-12、図 6.6-13、図 6.6-14 にそれぞれ NS 成分、EW 成分、NS 成分と EW 成分の最大値のマップを示す。図 6.6-15、
図 6.6-16 にそれぞれ地表における最大速度、計測震度のマップを示す。代表地点における地震動波形および応答スペクトル、最大加速度、最大速度分布、計
測震度の分布に関してはケース１とほぼ同様な傾向である。主な相違点は、断層が走向方向に長いため東西に地震動の大きい領域が広がったことである。震度でみると、震度 6 強の領域が西は江ノ島、東は富津市の沿岸まで大きく広がっている。
武山断層帯地震ケース 1 と同様に、図 6.6-17、図 6.6-18 に衣笠・北武断層帯
地震での NS 成分と EW 成分の最大速度簡便法で用いた距離減衰式と比較して示す。図 6.6-18 から平均的にみて、詳細法による最大速度は既往の距離減衰式とよく対応している。

－ 154 －

6.6

衣笠・北武断層帯の計算結果[cm/sec2]

加速度波形NS成分 Acc. Max = 135.14

200

TKY [KINUGASA KITATAKE]

150
100
50
0
-50
-100
-150
-200

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = 135.44

200

TKY [KINUGASA KITATAKE]

150
100
50
0
-50
-100
-150
-200

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = -9.77

12

TKY [KINUGASA KITATAKE]

9
6
3
0
-3
-6
-9
-12

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -8.16

12

TKY [KINUGASA KITATAKE]

9
6
3
0
-3
-6
-9
-12

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.6-1[sec]

工学的基盤における TKY（東京）での加速度および速度波形[衣笠・北武断層帯による地震]－ 155 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

[cm/sec2]

2004 年 12 月

加速度波形NS成分 Acc. Max = 85.77

120

MSN [KINUGASA KITATAKE]

90
60
30
0
-30
-60
-90
-120

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = 84.90

120

MSN [KINUGASA KITATAKE]

90
60
30
0
-30
-60
-90
-120

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = -5.78

8

MSN [KINUGASA KITATAKE]

6
4
2
0
-2
-4
-6
-8

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = 4.17

8

MSN [KINUGASA KITATAKE]

6
4
2
0
-2
-4
-6
-8

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.6-2[sec]

工学的基盤における MSN（武蔵野）での加速度および速度波形[衣笠・北武断層帯による地震]－ 156 －

6.6

衣笠・北武断層帯の計算結果[cm/sec2]

加速度波形NS成分 Acc. Max = -66.36

100

ASK [KINUGASA KITATAKE]

50
0
-50
-100

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = -66.77

100

ASK [KINUGASA KITATAKE]

50
0
-50
-100

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = -4.14

5.0

ASK [KINUGASA KITATAKE]

2.5
0.0
-2.5
-5.0

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -3.58

5.0

ASK [KINUGASA KITATAKE]

2.5
0.0
-2.5
-5.0

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.6-3[sec]

工学的基盤における ASK（浅川）での加速度および速度波形[衣笠・北武断層帯による地震]－ 157 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

[cm/sec2]

2004 年 12 月

加速度波形NS成分 Acc. Max = -233.23

300

KWS [KINUGASA KITATAKE]

200
100
0
-100
-200
-300

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = -233.93

300

KWS [KINUGASA KITATAKE]

200
100
0
-100
-200
-300

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = -20.75

30

KWS [KINUGASA KITATAKE]

20
10
0
-10
-20
-30

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -17.95

30

KWS [KINUGASA KITATAKE]

20
10
0
-10
-20
-30

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.6-4[sec]

工学的基盤における KWS（川崎）での加速度および速度波形[衣笠・北武断層帯による地震]－ 158 －

6.6

衣笠・北武断層帯の計算結果[cm/sec2]

加速度波形NS成分 Acc. Max = -447.02

600

YKH [KINUGASA KITATAKE]

400
200
0
-200
-400
-600

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = -465.95

600

YKH [KINUGASA KITATAKE]

400
200
0
-200
-400
-600

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = -28.49

40

YKH [KINUGASA KITATAKE]

30
20
10
0
-10
-20
-30
-40

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -27.45

40

YKH [KINUGASA KITATAKE]

30
20
10
0
-10
-20
-30
-40

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.6-5[sec]

工学的基盤における YKH（横浜）での加速度および速度波形[衣笠・北武断層帯による地震]－ 159 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

[cm/sec2]

2004 年 12 月

加速度波形NS成分 Acc. Max = -1214.66

1500

YKS [KINUGASA KITATAKE]

1000
500
0
-500
-1000
-1500

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = -1196.08

1500

YKS [KINUGASA KITATAKE]

1000
500
0
-500
-1000
-1500

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = -64.17

80

YKS [KINUGASA KITATAKE]

60
40
20
0
-20
-40
-60
-80

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = 65.84

80

YKS [KINUGASA KITATAKE]

60
40
20
0
-20
-40
-60
-80

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.6-6[sec]

工学的基盤における YKS（横須賀）での加速度および速度波形[衣笠・北武断層帯による地震]－ 160 －

6.6

衣笠・北武断層帯の計算結果[cm/sec2]

加速度波形NS成分 Acc. Max = -807.85

1000

KMK [KINUGASA KITATAKE]

500
0
-500
-1000

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = -803.74

1000

KMK [KINUGASA KITATAKE]

500
0
-500
-1000

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = 50.12

80

KMK [KINUGASA KITATAKE]

60
40
20
0
-20
-40
-60
-80

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -53.94

80

KMK [KINUGASA KITATAKE]

60
40
20
0
-20
-40
-60
-80

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.6-7[sec]

工学的基盤における KMK（鎌倉）での加速度および速度波形[衣笠・北武断層帯による地震]－ 161 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

[cm/sec2]

2004 年 12 月

加速度波形NS成分 Acc. Max = -216.28

300

HRZ [KINUGASA KITATAKE]

200
100
0
-100
-200
-300

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = -224.84

300

HRZ [KINUGASA KITATAKE]

200
100
0
-100
-200
-300

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = 17.72

30

HRZ [KINUGASA KITATAKE]

20
10
0
-10
-20
-30

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -24.81

30

HRZ [KINUGASA KITATAKE]

20
10
0
-10
-20
-30

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.6-8[sec]

工学的基盤における HRZ（平塚）での加速度および速度波形[衣笠・北武断層帯による地震]－ 162 －

6.6

衣笠・北武断層帯の計算結果[cm/sec2]

加速度波形NS成分 Acc. Max = 346.59

500

MUR [KINUGASA KITATAKE]

250
0
-250
-500

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = 340.21

500

MUR [KINUGASA KITATAKE]

250
0
-250
-500

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = 21.11

40

MUR [KINUGASA KITATAKE]

30
20
10
0
-10
-20
-30
-40

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = -27.22

40

MUR [KINUGASA KITATAKE]

30
20
10
0
-10
-20
-30
-40

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.6-9[sec]

工学的基盤における MUR（三浦）での加速度および速度波形[衣笠・北武断層帯による地震]－ 163 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

[cm/sec2]

2004 年 12 月

加速度波形NS成分 Acc. Max = 243.37

300

KSR [KINUGASA KITATAKE]

200
100
0
-100
-200
-300

0

[cm/sec2]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
加速度波形EW成分 Acc. Max = 241.01

300

KSR [KINUGASA KITATAKE]

200
100
0
-100
-200
-300

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200[cm/sec]

速度波形NS成分 Vel. Max = 19.99

30

KSR [KINUGASA KITATAKE]

20
10
0
-10
-20
-30

0

[cm/sec]

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200
速度波形EW成分 Vel. Max = 21.47

30

KSR [KINUGASA KITATAKE]

20
10
0
-10
-20
-30

0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200

図 6.6-10[sec]

工学的基盤における KSR（木更津）での加速度および速度波形[衣笠・北武断層帯による地震]－ 164 －

6.6

衣笠・北武断層帯の計算結果

1000

1000
TKY [KINUGASA KITATAKE]

MSN [KINUGASA KITATAKE]

100
pSv [cm/sec]

pSv [cm/sec]

100

10

1

10

1

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 12

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

5 10

Period [sec]1000
ASK [KINUGASA KITATAKE]

KWS [KINUGASA KITATAKE]

100
pSv [cm/sec]100
pSv [cm/sec]

5 10

Period [sec]

1000

10

1

10

1

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 12

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

5 10

Period [sec]

2

5 10

Period [sec]

1000

1000
YKH [KINUGASA KITATAKE]

YKS [KINUGASA KITATAKE]

100
pSv [cm/sec]100
pSv [cm/sec]

2

10

1

10

1

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

2

5 10

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

Period [sec]

2

5 10

Period [sec]（実線：EW 成分、破線：NS 成分）
図 6.6-11

工学的基盤における波形の減衰 5％の擬似速度応答スペクトル[衣笠・北武断層帯による地震]－ 165 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

1000

2004 年 12 月

1000
KMK [KINUGASA KITATAKE]

HRZ [KINUGASA KITATAKE]

100

pSv [cm/sec]

pSv [cm/sec]

100

10

1

10

1

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 12

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

5 10

Period [sec]

1000

5 10

1000
MUR [KINUGASA KITATAKE]

KSR [KINUGASA KITATAKE]

100

pSv [cm/sec]100

pSv [cm/sec]2

Period [sec]

10

1

10

1

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

2

5 10

0.1
0.02 0.050.1 0.2 0.5 1

Period [sec]

2

5 10

Period [sec]（実線：EW 成分、破線：NS 成分）
図 6.6-11（続き）

工学的基盤における波形の減衰 5％の擬似速度応答
スペクトル[衣笠・北武断層帯による地震]－ 166 －

6.6

図 6.6-12

衣笠・北武断層帯の計算結果

工学的基盤における地震動の最大速度マップ（NS 成分）[衣笠・北武断層帯による地震]－ 167 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.6-13

第 261 号

2004 年 12 月

工学的基盤における地震動の最大速度マップ（EW 成分）[衣笠・北武断層帯による地震]－ 168 －

6.6

図 6.6-14

衣笠・北武断層帯の計算結果

工学的基盤における地震動の最大速度マップ（NS 成分と EW 成分のベクトル波の最大値）[衣笠・北武断層帯による地震]－ 169 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.6-15

第 261 号

2004 年 12 月

地表における地震動の最大速度マップ[衣笠・北武断層帯による地震]－ 170 －

6.6

衣笠・北武断層帯の計算結果

図 6.6-16

計測震度マップ[衣笠・北武断層帯による地震]－ 171 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

2004 年 12 月

詳細法による工学的基盤上面の速度最大値 (補正無し)
司・翠川 (1999) Mw = 6.7 (Vs = 600 m/s 相当)
KINUGASA KITATAKE

200

最大速度 PGV [cm/sec]

100

50

20

10

5

2

2

図 6.6-1751020
断層最短距離 R [km]

50

100

工学的基盤の最大速度と既往の距離減衰式との比較[衣笠・北武断層帯による地震]

詳細法による工学的基盤上面の速度最大値 (Vs = 600 m/s へ補正)司・翠川 (1999) Mw = 6.7 (Vs = 600 m/s 相当)
KINUGASA KITATAKE

200

最大速度 PGV [cm/sec]

100

50

20

10

5

2

2

5

図 6.6-181020
断層最短距離 R [km]

50

100

S 波速度で補正した

工学的基盤の最大速度と既往の距離減衰式との比較[衣笠・北武断層帯による地震]－ 172 －

７．結果の考察
・詳細法による工学的基盤における地動強さ
全ケースとも基本的にアスペリティの直上付近で最大となりアスペリティからの距離に従って減衰する分布となっている。基本ケースである武山断層
帯のケース１では、アスペリティ直上の横須賀市とその周辺では 80cm/s 程度、
藤沢や川崎で 30cm/s 程度の最大速度となっている。
断層近傍である三浦半島内の結果をみると、基本ケースとなる武山断層帯のケース１および衣笠・北武断層帯が全体的にみて最も地震動が小さく、ケース 2 が最も地震動が大きい。ケース 3 はその中間である。ケース２が最も大きい理由は、アスペリティが断層上端に存在し、地表との距離が短いことによる。ケース 3 がケース 1 より大きい理由は、断層が高角で破壊伝播方向
でのアスペリティ地表間の距離が短く、破壊伝播効果（Near Fault Rupture
Directivity Effect）がより顕著に現れたことによると考えられる。
三浦半島以外の地域では断層面の大きい衣笠・北武断層帯の結果が断層西端部付近の鎌倉藤沢付近で 60cm/s 程度となるなど、武山断層帯地震の３ケースの結果に比べて最大速度が大きい領域が広範囲に存在する。
距離減衰式と詳細法による最大速度を比較（図 6.3-18、図 6.4-18、図 6.5-18、
図 6.6-18）すると、基本ケースである武山断層帯のケース１と衣笠・北武断層帯地震では最大速度の平均が距離減衰式とほぼ一致し、既往の観測波形の平均的な速度最大値と同程度である。また、このことから同ケースでは詳細法
による予測は簡便法と平均的にはほぼ対応することが分かる。他のケースでは最大速度の平均が距離減衰式を上回っている。
図 6.6-17 の衣笠・北武断層帯地震の距離減衰において 10km 前後に標準偏差を上回る地点群が特徴的に認められる。この地点群を図 7-1 のように抜き出
し、NS 成分、EW 成分でそれぞれ地図にプロットしたのが図 7-2 である。同
図から標準偏差を超える地点はアスペリティ中心付近からのびる法線が地表と交わる所にほぼ位置している。アスペリティ面の法線方向に射出される S波放射の腹が効率よく重なったため、地震動が大きくなっている可能性がある。

－ 173 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

2004 年 12 月

詳細法による工学的基盤上面の速度最大値 (補正無し)
司・翠川 (1999) Mw = 6.7 (Vs = 600 m/s 相当)

200

最大速度 PGV [cm/sec]

100

50

20

10

5

2

図 7-1

2

5

10
20
断層最短距離 R [km]

50

100

既往の距離減衰式の標準偏差以上となる地点群（図中■）

80 km

80 km

60 km

60 km

South-North

South-North[衣笠・北武断層帯による地震]

40 km

20 km

40 km

20 km

0 km
0 km

20 km

40 km

60 km

0 km
0 km

20 km

40 km

West-East

60 km

West-East

cm/s
0

1

5

10

20

40

80

cm/s

120

0

kinugasa_kitatake.case1 工学的基盤における速度最大値[NS成分 7km<R<13 Vmax>50]

5

10

20

40

80

120

kinugasa_kitatake.case1 工学的基盤における速度最大値[EW成分 7km<R<13 Vmax>50]

NS 成分
図 7-2

1

EW 成分

既往の距離減衰式の標準偏差以上となる地点群の位置－ 174 －

７．結果の考察

・詳細法による地表における地動強さ
全ケースで、最大速度（図 6.3-15、図 6.4-15、図 6.5-15、図 6.6-15）及び震度（図 6.3-16、図 6.4-16、図 6.5-16、図 6.6-16）は工学的基盤と同様、アスペ
リティからの距離に応じて減衰する分布となっている。基本ケースである武山断層帯のケース１では、アスペリティ直上の横須賀市とその周辺で震度７地点も見られ、三浦半島のほぼ全域で震度６弱以上となっている。藤沢や川崎では震度５強ないし震度６弱となっている。他のケースでケース１とは異なる特徴的な点を以下に挙げると、
 武山断層帯のケース３では三浦半島の南部において震度６強の地域が広がっている。これは同地域で工学的基盤の最大速度が大きいことに加えて、表層の増幅率が大きいことが主な原因である。
 工学的基盤での地震動強さが影響して、武山断層帯のケース 2 では震度 7の非常に強い揺れの領域が、アスペリティ直上付近に広く認められる。
 衣笠・北武断層帯地震は断層面積が大きいため、藤沢付近でも震度 6 強以上の領域がみられるなど、広範囲に震度 6 強の地点が分布している。
・簡便法と詳細法との比較
簡便法と比較して詳細法では、特に断層近傍で断層破壊性状を反映した複
雑な地震動強さ分布となった。例えば簡便法では計算されなかった震度 7 弱の領域が詳細法ではアスペリティ直上に現れていることや、その領域の広さがアスペリティ位置に依存していること、ケース 3 では断層破壊伝播の効果
で三浦半島南部に震度 6 強の領域が現れたこと等が指摘される。

－ 175 －

８．まとめ
想定三浦半島断層群地震の地震動予測結果のまとめと今後の課題について以下に示す。
・簡便法による地震動強さについて
基本ケースである武山断層帯のケース１では、断層直上の横須賀市付近で震度 6 弱程度となった。震源から離れるに従い地震動強さは弱まり、震源から 30km 程度離れた川崎や平塚で震度 5 強となった。衣笠・北武断層帯は断層面積が大きいため震度 6 弱の領域が平塚まで延びるなど、最大加速度、最大速度、計測震度ともに武山断層帯の予測結果を上回った。
・詳細法による地震動強さについて
全ケースにおいて、工学的基盤での最大速度は基本的に、アスペリティの直上付近で最大となり、アスペリティからの距離に応じて減衰する分布となった。基本ケースである武山断層帯のケース１では、アスペリティ直上では100cm/s 程度、藤沢や川崎で 30cm/s 程度となった。
断層の極近傍である三浦半島内の結果を大きくみると、衣笠・北武断層帯と武山断層帯のケース１が同レベル、更にケース３、ケース２の順番に全体的にみて地震動が大くなる。ケース２が最も大きい理由はアスペリティが地
表に最も近いこと、ケース 3 がケース 1 より大きい理由は断層面が高角で断層の破壊伝播効果がより顕著に現れたことによると考えられる。三浦半島以外の地域では断層面の大きい衣笠・北武断層帯が藤沢付近まで 60cm/s 程度となるなど大きい地震動となった。距離減衰式と工学的基盤の最大速度の比較
では、基本ケースである武山断層帯のケース１と衣笠・北武断層帯地震では最大速度の平均が距離減衰式と対応していることから、既往の観測波形の平均的な速度最大値と対応すると考えられる。また、このことから同ケースでは詳細法による予測は簡便法と平均的にはほぼ対応すると考えられる。
地表の最大速度や震度分布の特徴も基本的に工学的基盤と同様であるが、表層地盤の増幅によりさらに複雑な分布となった。武山断層帯のケース３では破壊伝播効果と表層増幅が原因で震度 6 強以上の領域が三浦半島の南部に－ 177 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

2004 年 12 月

広く形成された。また断層面積が広い衣笠・北武断層帯地震の結果では藤沢付近でも震度 6 強以上の領域がみられるなど、他のケースと比べて広範囲に
震度 6 強の地点が分布した。
・詳細法と簡便法との比較
簡便法と比較して、詳細法では特に断層近傍で断層の破壊性状を反映した
地震動強さとなった。この例として、簡便法では評価されなかった震度 7 の領域が詳細法ではアスペリティ直上に現れていること等が指摘される。このことは特に断層近傍においては詳細法による予測が重要であることを表している。
・今後の課題アスペリティや破壊開始点の位置は強震動の諸特性（その強さも含む）に大きく影響するにもかかわらず、未だ精度良く推定できないのが現状である。
今回は限られた検討ケースの結果であり、今後複数のアスペリティや破壊開始点の位置の組み合わせて強震動評価することが重要と考えられる。またアスペリティの位置をより精度良く推定するための情報の収集と研究の蓄積が一層必要である。地下構造に関しては観測波を用いた検証等が十分になされておらず、今後検証と改良を進めてゆく必要があると考えられる。

－ 178 －

付録

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ー
ラー展開を適用し微係数を差分近似することで格子点での値に関する連立一次方程式（差分方程式）を作成し、これを逐次解いていく方法である。
格子点毎に独立に物理定数が付与できるので不均質性が強い場の問題を解くのに適するほか、非線形の問題にも適用でき、応用範囲が広い。解き得る
問題の規模は計算機の記憶容量と計算時間に依存するが、差分法の計算アルゴリズム自体がベクトル化に適しており、他の手法と比べて大規模な数値演算が容易に行える利点がある。また、他の領域型の離散化手法と同様にすべての格子点での応答が同時に得られるので、可視化の技法を使えば地動の面的分布は容易に表現できる。しかし、次に示すような領域法に属する離散化手法が避けて通れない難点がある。第一は、空間上の離散化された格子点す
べてに地盤の弾性定数を与えなければならず扱うデータ量が膨大となることである。第二は空間上の離散化によって生じる数値誤差のため計算精度に留意する必要があり、適用できる周波数帯域は格子点間隔から決まる特定の周波数よりも低周波数側に限定されることである。第三は地盤の半無限性（無限境界）の扱いが完全ではないことである。これらに加え、次のような差分法特有の問題点があげられる。差分格子は一般的には等間隔の直交格子が基本となるため、格子点の配置に有限要素法のような融通性がなく複雑な境界条件の扱いも容易ではない。例えば、凹凸がある地表面の応力解放条件を満足させるのは容易ではない。時空間上の有限差分法では計算効率が陰解法と比べて格段に優れている陽解法を採用するのが普通である。陽解法とは各時間ステップ毎の各格子点における解をその点自身とその極く近傍の格子点の数ステップ前までの解を用いて、式を解かずに直接計算するだけで求める方法であり、陰解法に比べて計算に必要な記憶容量が非常に少なくて済み、計算時間も大幅に短縮されるという利点がある。しかし、陽解法を採用する場
合、空間および時間の離散化において数値安定性を考慮する必要があり、空間的に変化するＱ値を導入する場合、近似的な扱いとならざるを得ない。上－ 179 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

2004 年 12 月

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
・ 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 andMadariaga、 1982）。変位勾配から歪み・応力が決まるという物理的な性質をよく表しており自然であり、数値安定性が向上する利点がある。ただし、変位（あるいは速度）の各成分の格子点が互いに異なる点にあるため、厳密には同一点での値を求めることができない不自由さがある。図 A1 に
Graves (1996) の論文に記載されている食い違い格子の模式図を示す。図中、速度の各成分は黒印の点で計算され、応力の各成分は、その黒印の点から半グリッド (h /2) だけずれた白印の点で計算される。また、媒質を規定する
パラメターである密度およびラーメの定数（密度、Ｐ波速度、Ｓ波速度を与えればラーメの定数は一意に定まる）は白丸の点毎に独立に与えられる。

図 A-1

食い違い格子の模式図－ 180 －

付録

三次元有限差分法

・ 離散化誤差と数値安定性
微分演算の差分近似は、微分点の前後での値の変化が十分に小さいことを仮定してテーラー展開を用いて誘導されるので、離散化誤差を小さくするためには格子点間隔を対象波長に対して小さく選ぶ必要がある。格子点間隔を対象波長の何分の一以下にすべきかは差分方程式の近似度（あるいは精度ともいう）によって決まる。微分法の値は近似度４（４次精度）の場合、その周囲の４つの格子点の値から定まる。三次元波動場の計算に最近よく用いられる差分法は空間に関して近似度４のものが多い（例えば、Frankel and Vidale、 1992; Graves、 1996; Pitarka、 1999）。実際の計算上の精度を確保するための格子点間隔は、空間に関して近似度４の場合、対象波
長の５分の一以下にする必要がある（Levander、 1988）。それよりも短い波
長の波は減衰させられる（例えば、Buell、 1991; 竹中、 1993）と同時に位相速度の変化（数値分散）が顕著になる。波動方程式を陽解法型の差分方
程式に近似して解く場合の差分スキームの安定性を確保するための必要条
件は、単位の時間ステップ 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(A-1)

・ 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－ 181 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

2004 年 12 月

boundary condition）が開発された。この吸収境界条件としては Clayton andEngquist(1977)のものが有名であるが、この吸収境界条件だけでは反射波の抑止が完全ではない。そこで最近では、境界面から 20 あるいは 30 点の格子点を帯状の波動吸収領域として用い、この中では時間ステップ毎に波の振幅に指数関数を乗じ振幅を徐々に減少させる方法（Cerjan et al.、 1985）が用いられている。Graves(1996)、Pitarka(1999)の有限差分法では、Clayton
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。
・

地表面における応力解放条件
直交格子を基本とする有限差分法で地表面における応力解放条件を満足させ、かつ数値安定性を確保することはそう簡単ではない。有限差分法で地表面を扱う方法の一つは自由地表面での応力零の条件を陽に定式化する方法である （Zero - 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）。この場合には数値的な安定性が確保され精度もよい。しかし、この方法を凹凸がある地表面に適用することは難しい。

・ Ｑ値
媒質の一般的な非弾性減衰を考慮するには応力と歪みとのコンボリュションの操作が必要となるため単純な陽解法を維持できなくなり、計算に必要な記憶容量や計算時間が格段に増大する（例えば、Emmerich and Korn、
1987）。そのため、これまでの有限差分法の計算ではＱ値の効果を無視する
場合が多い（例えば、Yomogida and Etgen、1993; Olsen and Archuleta、1996）。
最近、近似的扱いにより陽解法を維持したまま空間的に変化するＱ値の効
果を有限差分法に導入するテクニックが提案され、その有効性の確認が行われている（Graves、 1996）。このテクニックでは、限られた帯域波の計算を前提に非弾性減衰による位相速度の分散性を無視し、Ｐ波とＳ波のＱ値を区別せずに周波数に比例するＱ値を仮定することで、各時間ステップの－ 182 －

付録

三次元有限差分法

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。
（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 et al.、 1992）。最近、Graves (1996)はこの方法と食い違い格子（スタッガードグリッド）との取り合わせがよいことに着目し、三次元場の食い違い
格子におけるモーメントテンソルの表現式を導いている。Pitarka (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、不等間隔格子を用いた Pitarka(1999)の有限差分法により計算を行う。不等間隔格子の模式図を図 A-2 に示す。有限差分法による計算を行う
際には、計算の対象とする媒体を直方体の格子点に離散化する。この時、計算の安定条件を満たすために、格子間隔は (A-1) 式と次の (A-2) 式を満たす必要がある。
f < Vmin /(6h)(A-2)

ここで、 f は最大周波数(Hz)、 Vmin (km/s)はモデル内の媒質の伝播速度のう－ 183 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

2004 年 12 月

ち最も遅い速度、 h (km)は最小格子間隔である。
また、用いる格子点数はすなわち必要とする計算機のメモリ量となるため、同じメモリ量を使用できる場合はより大きな領域を計算できる。
以上の理由により三次元盆地構造を考慮した地震動の計算に不等間隔格子による有限差分法を用いた。

図 A-2

不等間隔格子の模式図－ 184 －

参考文献
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天野一男・伊藤健二 (1990)：南部フォッサマグナの形成堆積物からみた島弧の衝突付加テクトニクス、地質学論集、No.34、45-56.
天野一男・マーティン J.アンドリュー・田中舘宏橘・金栗 聡・依田直樹・会津

ÿ島弧衝突テクトニクスと堆積盆の形成ÿ南部フォッサマグナを例としてÿ、構造地質、No.43、11-20.
隆（1999）：島弧

Asano, S.，T. Yoshii，S. Kubota，Y. Sasaki，H. Okada，S. Suzuki，T. Masuda，H.
Murakami，N. Nishide，and H. Inatake (1982): Crustal structure in Izu peninsula，
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Asano, S.，K. Wada，T. Yoshii，M. Hayakawa，Y. Misawa，T. Moriya，T. Kanazawa，
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Boatwright, J. (1988): The seismic radiation from composite models of faulting,
Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 78, No. 2, pp. 489-508.
Boore, D. M.（1983）: Stochastic simulation of high-frequency ground motions based onseismological models of the radiated spectra, Bull. Seism. Soc. Am., 73,
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Boore, D. M. and J. Boatwright（1984）：Average body-wave radiation coefficient, Bull.
Seism. Soc. Am., Vol.74, 1615-1621.
Buell, J. C. (1991): A Hybrid Numerical Method for Three-Dimensional
Spatially-Developing Free-Shear Flows, J. Comut. Phys., 95, 313-338..
Cerjan, C., D. Kosloff, R. Kosloff, and M. Reshef (1985) : A Nonreflecting Boundary
Condition for Discrete Acoustic and Elastic Wave Equations, Geohpysics, 50,
705-708.
千葉県（1999）：平成１０年度 地震関係基礎調査交付金 千葉県地下構造探査
成果報告書および別冊微動アレー参考資料.
千葉県（2000）：平成 11 年度

地震関係基礎調査交付金

成果報告書.
－ 185 －

千葉県地下構造調査

防災科学技術研究所研究資料

千葉県（2001）：平成 12 年度

第 261 号

2004 年 12 月

地震関係基礎調査交付金

千葉県地下構造調査

成果報告書.
千葉県（2001）：関東平野（千葉県西部地域）の地下構造調査、2002 年活断層調
査成果および堆積平野地下構造調査成果報告会予稿集、59-68.
千葉県（2002）：平成１３年度 地震関係基礎調査交付金 千葉県地下構造探査
成果報告書.
Clayton, R. and B. Engquist (1977) : Absrobing Boundary Conditions for Acoustic andElastic Wave Equations, Bull. Seism. Soc. Am., 67, 1529-1540.
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)の広帯域強震動評価, 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
Computations of Seismic Wave Fields, Geophysics, 52, 1252-1264.
遠藤秀典・杉山雄一・渡辺史郎・牧野雅彦・長谷川 功（1997）：浅層反射法弾性波探査による関東平野中央部の地下地質構造、地球科学、Vol.51、15-28
Frankel, A. and J. Vidale (1992) : A Three-Dimensional Simulation of Seismic Waves
in the Santa Clara Valley, California, From Loma Prieta Aftershocks, Bull.
Seism. Soc. Am., 82, 2045-2074.
福田 理・永田松三・鈴木宏芳（1988）：関東平野の地下地質と地層流体、地質
学論集、No.31、5-40.
Geller, R. (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 Staggered-Grid Finite Differences, Bull. Seism. Soc. Am., 86, 1091-1106.
浜田宏司・金子史夫・山田敏博・土井俊雄（1990）：人工地震探査によって求めた埼玉県における深い地盤構造とやや長周期地震動の特性について、応用
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－ 186 －

参考文献

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41-56.
長谷川功・伊藤公介・佐藤隆司・小野晃司・相原輝雄・楠瀬勤一朗・曽屋龍典・
衣笠善博・下川浩一・粟田泰夫・渡辺史郎・鈴木尉元・小玉喜三郎・牧本博・酒井彰（1987）：屈折法による地下探査-房総半島，「首都圏における直下型地震の予知及び総合防災システムに関する研究」研究成果報告書.

ÿ伊豆大島測線の地下

長谷川功・伊藤公介・高橋学・飯塚 進（1989）：上矢作
構造、日本地震学会講演予稿集、No2、C06.

長谷川功・伊藤公介・佐藤隆司・楠瀬勤一郎・小野晃司・相原輝雄・渡辺史郎・
曽屋龍典・衣笠善博・下川浩一・粟田泰夫（1983）：首都圏北部の地下構造、日本地震学会講演予稿集、No.１、A46.
長谷川功・伊藤公介・渡辺史郎・駒澤正夫・二宮芳樹・伊藤久男・当舎利行・杉原光彦（1992）：屈折法および反射法による足柄平野の地下構造、日本地震学会講演講演予稿集、No2、C40.
長谷川功・駒澤正夫（1990）：関東平野の基盤構造．地質ニュース、No.432、pp.37-44.
長谷川功・佐藤隆司・伊藤公介・鈴木尉元・小玉喜三郎・奥田庸雄・佐藤堅司・
高梨祐司・楡井久・原雄・樋口茂生・古野邦雄・水上雅義・飯塚進（1984）：
夢の島～大洗の地下構造、日本地震学会講演予稿集、No2、C60.
広川

治・今井

功・坂本

亨・奥村公雄・須田芳郎・小川健三・北島真理子（1976）：20 万分の１地質図「静岡・御前崎」、地質調査所.
稲崎富士・倉橋稔幸（1995）：東京湾口部での音波探査記録に認められたダイアピル様構造、日本地質学会第 102 年学術大会講演要旨.
石田瑞穂 (1990): 関東・東海地域の地震活動とプレート構造、地質ニュース、432、18-26.
Ishida, M. (1992): Geometry and relative motion of yhe Philippine Sea Plate and Pacificplate beneath the Kanto-Tokai district, Japan, J. Geophys. Res., 97, 489-513..
伊藤公介・長谷川功・佐藤隆司・相原輝雄・楠瀬勤一郎・高橋学・渡辺司郎・横倉隆伸・小玉喜三郎（1987）：屈折法による地下構造調査

ÿ房総半島地域、「首都圏における直下型地震の予知及び総合防災システムに関する研究」研究成果報告書、pp.173-183、科学技術庁研究開発局.

－ 187 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

2004 年 12 月

岩田知孝・入倉孝次郎・松波孝治・松井一郎・篠崎祐三・堀家政則・青木義彦・
尾崎昌弘・辻本厚詞・横田裕（1989）：τ－ｐ法による足柄平野の表層構造の推定、地震学会講演予稿集、No.２、A27.
岩淵 洋・加藤幸弘・浜本文隆・近藤 忠・進林一彦（1991）：相模湾における
マルチ・チャンネル反射法音波探査、海洋調査技術、Vol.３、39-51.
Japanese National Working Group on the Effects of Surface Geology on Seismic
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垣見俊弘・鈴木尉元：｢関東地方の地震と地殻変動｣、ラテイス社、1974.
神奈川県（1996）：平成７年度 地震関係基礎調査交付金 伊勢原断層に関する調査

成果報告書.

ÿ伊勢原断層・北武断層群ÿ

神奈川県（1997）：神奈川県活断層調査成果報告書（概要版）、15p.
神奈川県（2000）：平成 11 年度
調査

地震関係基礎調査交付金

神奈川県地下構造

成果報告書、73p.

神奈川県（2000）：関東平野南部（神奈川県・横浜市・川崎市）の地下構造、第1 回堆積平野地下構造調査研究報告会予稿集、19-50.
神奈川県(2001a)：平成 12 年度 地震関係基礎調査交付金事業 神奈川県地域活断層（三浦半島断層群）調査報告書.
神奈川県(2001b)：平成 12 年度 地震関係基礎調査交付金事業 神奈川県地下構造調査成果報告書.
神奈川県（2002）：平成 13 年度

地震関係基礎調査交付金

神奈川県地下構造調査報告書.
神奈川大荏本研究室（2001）：微動観測による南足柄市の表層地盤振動特性評価に関する研究、神奈川大学工学部研究報告書.
Kanamori, H. (1977): The energy release in great earthquakes, Journal of GeophysicalResearch, Vol. 82, No. 20, 2981-2987.
神野達夫（1999）：微動アレー観測による足柄平野の地下構造の推定、物理探査
学会第 100 回学術講演会論文集.
関東地方土木地質図編纂委員会（1996）：関東地方土木地質図・同解説.

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参考文献

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ÿ国府津・松田笠原敬司・山水史生・井川 猛・清水祥四郎（1991）：足柄平野

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加藤茂（1984a）：東京湾におけるマルチチャンネル反射法音波探査、水路部
研究報告、No.19、pp.1-57.

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小林啓美・嶋 悦三・瀬尾和大（1985）：首都圏南西部の地下構造に関する研究、川崎市の震災予防に関する調査報告書、1-42.
小林啓美・衣笠善博・鈴木英治・井川猛・溝畑茂治（1996）：千葉県印旛郡における反射法探査、日本地震学会講演予稿集、No2、P13.
国土庁計画調整局・国土地理院(1987)：「国土数値情報」、国土情報シリーズ２、
大蔵省印刷局.
駒澤正夫・広島俊男・長谷川功・村田泰章・杉山雄一（1997）：重力構造図，50
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倉橋稔幸・稲崎富士（1997）：東京湾口部海底の地質区分と物性、土木技術資料
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Part 1, Wile-Interscience, p.74.
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松岡昌志、翠川三郎 (1994)：国土数値情報とサイスミックマイクロゾーニング、
第 22 回地盤震動シンポジウム、日本建築学会.
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.
松岡達郎・白石英孝・梅沢夏実（2000）：深部地下構造推定のための微動探査法の適用方法に関する検討

ÿ深層ボーリング資料を利用した位相速度の逆ÿ、物理探査、Vol.53、12-28.

解析

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三梨昂・小野晃司・須田芳郎（1980）：20 万分の１地質図「横須賀」、地質調査所.

三梨昂・須田芳郎（1980）：20 万分の１地質図「大多喜」、地質調査所.

宮腰研・岡田広・松島健・森谷武男・笹谷努（1991）：小田原市における微動を用いた地下構造探査，日本地震学会講演講演予稿集、No1、C42-09.
宮腰研・岡田広・松島健・笹谷努・森谷武男・凌甦群・齋藤誠治（1994）：小田ÿ

原市における ESG Blind Prediction Test Sites の地下構造 微動探査による

ÿ、地震２、Vol.47、273-285.

推定中村洋光・宮武隆 (2000): 断層近傍強震動シミュレーションのための滑り速度時
間関数の近似式, 地震, 第 2 輯, 第 53 巻, 第 1 号, 1-9.
仲西理子、塩原 肇、日野亮太、小平秀一、金澤敏彦、島村英紀 (1994): 東海沖でのフィリピン海プレートの詳細な沈み込み形態の解明－エアガン-海底地震計探査による銭洲海嶺、南海トラフ東部の地殻構造、地震 第２輯、47、311-331.
中山俊雄・中村正明・松延隆志（1998）：浅層反射法弾性波探査による足立区北部の地下地質構造、都土木技研年報、235-244.
日本地図センター(1994)：数値地図ユーザーズガイド（改定版）.
日本道路公団(1983)：設計要領

第一集、第一編土工、28-29.

日本道路協会(1990)：道路橋示方書・同解説 Ⅴ耐震設計編.

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参考文献

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落合努・神奈川大荏本研究室（2001）：高密度微動観測を用いた相模平野の 3 次
元地盤構造の推定と地震伝播特性に関する研究、神奈川大学大学院工学研
究科建築学専攻修士論文.
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佐藤良輔編著 (1995)：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、第 461 号、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
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－ 191 －

防災科学技術研究所研究資料

第 261 号

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関口渉次 (2000): 関東東海中部地域最上部マントル３次元Ｐ波およびＳ波速度
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杉山雄一・遠藤秀典・廉澤 宏・下 泰彦（1995）：音波探査による首都圏の伏在活断層、物理探査、Vol.48、490-503.
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江藤哲人・菊池隆男・山内靖喜・中嶋輝充・徳橋秀一・楡井 久・原 雄・
中山俊雄・奈須紀幸・加賀美英雄・木村政昭・本座英一（1995）：10 万分
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宇野沢 昭・岡 重文・坂本 亨・駒澤正夫（1983）：20 万分の１地質図「千葉」、
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山口和雄・加野直巳・横倉隆伸・木口努・横田俊之・田中明子・佐藤比呂志

ÿ（2000）：深谷断層周辺における反射法地震探査 江南台地と妻沼低地のÿ

地下構造 、地震２、Vol.53、115-125.
山中浩明・中丸明子・栗田勝実・瀬尾和大（1998）：表層の地盤特性を拘束条件とした S 波スペクトルのインバージョンによるサイト特性の評価、地震２、Vol.51、193-202.
山中浩明・佐藤浩章・栗田勝実・瀬尾和大（1999）：関東平野南西部におけるやÿ川崎市および横浜市の S 波速度構造の推定、や長周期微動のアレイ観測
地震２、Vol.51､355-365.

山中浩明・瀬尾和大・佐間野隆憲・翠川三郎（1986）：人工地震による首都圏南ÿÿ

西部の地下深部探査（2） 黒川ｰ岡津測線および長津田測線の地下構造 ，
地震２、Vol.39、607-620.
山中浩明・瀬尾和大・佐間野隆憲・翠川三郎・嶋 悦三・柳沢馬住（1988）：人ÿ

工地震による首都圏南西部の地下深部探査（3） 1983，1984 年に実施さ

ÿ、地震２、Vol.41、527-539.

れた人工地震データの総合的解析

山中浩明・瀬尾和大・佐間野隆憲・嶋悦三・野沢 貴（1993）：人工地震による首都圏南西部の地下構造（5）、日本地震学会講演予稿集、No1、D22-07
山中浩明・山田伸之（2002）：微動アレイ観測による関東平野の 3 次元 S 波速度構造モデルの構築、物理探査、Vol.55、53-65.
山崎晴雄（1993）：「しんかい 2000」による相模海丘北西端部の地形・地質調査、しんかいシンポジウム報告書、191-203.
Yamazaki, K., M. Minamishima and K. Kudo (1992): Propagation Characteristics ofIntermediate-Period (1-10 Seconds) Surface Waves in the Kanto Plain, Japan, J.
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横井康孝、平田直、浅田昭（1993）：エアガン

ÿ海底地震計探査による相模湾北部の地殻構造（3）、地球惑星科学関連学会合同学会予稿集、F41-09.

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参考文献

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Yoshii, T.，Shuzo Asano，Susumu Kubota，Yoshimi Sakai，Hiroshi Okada，Tetsu
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座間信作・柳沢馬住・嶋悦三（1985）：千葉県中部の地下構造（2）ÿ簡単な走ÿ、日本地震学会講演予稿集、No.２、B52.

時計算法とその適用－ 195 －

謝辞
本検討は、地震調査研究推進本部地震調査委員会及び関連する部会・分科会の指導の下に実施された。検討作業では、株式会社大崎総合研究所の早川崇氏、
佐藤俊明氏、及び、応用地質株式会社の森野道夫氏、濱田俊介氏、滝沢文教氏、
篠原秀明氏に御協力を頂いた。

－ 197 －