Technical Note of the National Research Institute for Earth Science and Disaster Prevention No. 281

防災科学技術研究所研究資料
第281号

A Study on Strong-Motion Maps for Scenario Earthquakes
in the West Coast of Lake Biwa Fault Zone
琵琶湖西岸断層帯の地震を想定した
地震動予測地図作成手法の検討

October 2005

独立行政法人

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

琵琶湖西岸断層帯の地震を想定した地震動予測地図作成手法の検討
藤原

広行・河合

石井

透・早川
大井

独立行政法人

伸一・青井
讓・森川

昌弘・先名

真・㓛刀

信之・小林

重樹・奥村

防災科学技術研究所

卓・
京子・

直子

特定プロジェクトセンター

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

 
１．はじめに

1

２．地震動予測地図作成条件

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

5

3.2

対象地域の地質環境

73.3

伝播経路モデル

14

3.4

深部地盤構造モデル

15

3.5

浅部地盤構造モデル

43

４．断層モデルの設定
4.1

震源断層の推定53

4.2

巨視的断層パラメータの設定

62

4.3

微視的断層パラメータの設定

67

4.4

特性化震源モデル68

５．簡便法による地震動評価
5.1

計算条件と計算方法

73

5.2

計算結果

75

６．詳細法による地震動評価
6.1

計算条件と計算方法

81

6.2

詳細法工学的基盤で評価された地震動の時刻歴と周期特性

85

6.3

詳細法工学的基盤で評価された地震動の速度最大値

100

6.4

詳細法工学的基盤から地表に至る表層地盤の速度増幅率

108

6.5

地表で評価された地震動の速度最大値と計測震度109

７．計算結果の比較
7.1

詳細法による計算結果と簡便法の距離減衰式の比較

115

7.2

詳細法による Case1 と Case2 の評価結果の比較

117

7.3

結果の考察

121

８．おわりに

123

付録Ａ．簡便法計算手法

125

付録Ｂ．詳細法計算手法

129

参考文献

139

謝辞

151

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「震源断層を特定した地震動予測地図」の２種類あるが、本研究資料では、後者の震源断層を特定した地震動予測地図のうち、特に、琵
琶湖西岸断層帯の地震を想定した強震動評価に関する検討をまとめた。
本研究資料では、地震調査委員会から公表された「琵琶湖西岸断層帯の長期評価について」（平成１５年６月１１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
図 2-1 に、地震動予測地図作成領域を示す。本検討では、想定琵琶湖西岸断層
帯地震に対して、簡便法（ 付録 A 参照 ）と詳細法（ 付録 B 参照 ）によりそれ
ぞれ地震動を評価し、地震動予測地図を作成する。図 2-1 の全領域が簡便法による地震動予測地図作成領域で、その範囲は次の通りである。
東経 135.0°～137.0°

北緯 34.0°～36.5°

図中の矩形領域は詳細法による地震動予測地図作成領域で、後述（ 6 章 ）する
ように、実際には、簡便法による地震動評価結果をも踏まえて設定したものである。詳細法による地震動予測地図作成領域は 65 km × 170 km の矩形領域で、短手方向を x 方向、長手方向を y 方向とする直交座標系で扱い、領域の四隅の x
座標と y 座標（ 単位：km ）およびそれらの計算機上での東経と北緯（ 単位：
度 ）を併記すると次のようになる。
x [km]

y [km]

東経 [deg]

北緯 [deg]

00135.800000

35.850000

65

0136.482733

35.678693

0170

135.254084

34.384546

65

170

135.936817

34.213239

また、図中の△印は詳細法工学的基盤での時刻歴例示地点で、後述（ 6 章 ）するように、実際には、断層との相対位置関係から見て特徴的な地震動になると判断される地点や地域の中心都市の地方自治体中央庁舎位置に最も近い格子点の中から 8 地点を選んだものである。以下に、各地点の 略号・庁舎名・東経・北緯（各々60 分法表示と度単位小数表示）を列挙する。
ＴＳＵ 敦賀市役所

136 03 30

136.05833

35 38 32

35.64222

ＩＭＡ 今津町役場

136 02 11

136.00364

35 24 0935.40250

ＨＩＫ 彦根市役所

136 15 46

136.26278

35 16 1635.27111

ＫＵＳ 草津市役所

135 57 46

135.96280

35 00 3535.00972

ＯＴＳ 大津市役所

135 51 27

135.85750

35 00 5335.01472

ＫＹＯ 京都市役所

135 46 16135.77111

35 00 30

35.00833

ＯＳＡ 大阪市役所

135 30 18

135.50500

34 41 26

34.69056

ＮＡＲ 奈良市役所

135 48 28

135.80778

34 40 55

34.68194－3－防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月

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簡便法による地震動予測地図作成領域：上図全領域
詳細法による地震動予測地図作成領域：図中矩形領域
詳細法工学的基盤での時刻歴例示地点：△印
図 2-1

地震動予測地図作成領域－4－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
3.1.1

地震動の伝播経路と地下構造モデル

伝播経路モデル

伝播経路モデルの対象範囲は、想定地震の断層モデルが平面的にも深さ方向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、－5－防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 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。
3.1.2

深部地盤構造モデル

深部地盤構造モデルの対象範囲は、地震基盤以浅で工学的基盤までの地層を対象とする。深部地盤構造モデルの設定に際しては、伝播経路モデルの設定と同様に文献調査を行い、最新の知見を反映させることを基本とする。
伝播経路モデルおよび深部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。
3.1.3

浅部地盤構造モデル

浅部地盤構造モデルの対象範囲は、工学的基盤から地表までの地層を対象とする。浅部地盤構造モデルの作成の考え方には、下記の２種類のものがある。
①計算対象範囲及びその周辺地域を簡易的な手法によって地震動を算出する方法として、国土数値情報の微地形区分を用いた増幅倍率を求める。
②ハイブリッド法によって算出された工学的基盤における地震波形を用いて応答計算によって地表の地震動を求めるための地盤モデルの作成。

本検討では、①の考え方に基づいて浅部地盤構造のモデル化を行うこととし、
国土数値情報が基準地域メッシュ（第三次地域区画）（約  × メッシュ）となっていることから、基準地域メッシュごとに微地形分類を行い、松岡・翠川（）および藤本・翠川（）の方法によって増幅倍率を求める。

－6－

3.2

3.2

対象地域の地質環境

対象地域の地質環境

本検討では、琵琶湖西岸断層帯を起震断層とする地震動予測地図を作成する
ため、琵琶湖周辺を中心とする近畿地方中北部を検討対象地域とした。
図 3.2-1 に近江、京都、および奈良盆地周辺地域の地形図、図 3.2-2 に地質平面図、図 3.2-3 に重力ブーゲー異常分布を示す。これら盆地では、中古生層および花崗岩類を基盤岩類として、新第三紀中新世の第一瀬戸内層群、鮮新世前期・中期更新世の古琵琶湖層群および大阪層群、後期更新世完新世の段丘堆
積物、沖積層が分布している。
基盤岩類は丹波帯の中古生層、領家帯の花崗岩類、湖東流紋岩類などからなる。湖東流紋岩類は近江八幡市から東近江市付近の湖東平野に分布しており、沖積低地で残丘状の山地を形成している。
第一瀬戸内層群は近畿地方の神戸層群と同時期の地層であり、鮎河層群と呼ばれる。本地域では、分布は小規模であり、甲賀市東方の鈴鹿山脈西麓などに分布している。大阪平野では、大阪層群の下位に神戸層群が伏在している。
古琵琶湖層群は琵琶湖周辺地域から伊賀・上野盆地にかけて分布しており、琵琶湖湖底下や沖積低地下にも伏在している。砂礫、砂、シルト、粘土などの淡水成の堆積物からなる。図 3.2-4 に古琵琶湖層群の層序を示す。古琵琶湖層群
は、下位から上野累層、伊賀累層、阿山累層、蒲生累層、草津累層、堅田累層、琵琶湖累層に区分される（吉川・山崎，1998）。図 3.2-5 に古琵琶湖層群の柱状図および対比図を示す。図には地表踏査により作成された柱状図とともに、琵
琶湖およびその周辺の深層ボーリングの柱状図が示されている。南方の伊賀・上野盆地には、草津累層以下の層準が分布し、琵琶湖周辺には堅田累層より上位の地層が分布している。最上位の琵琶湖塁層は、現在とほぼ同じ位置の琵琶湖に堆積した地層であり、粘土層が優勢な地層からなる。琵琶湖塁層基底部の年代は約 4142 万年前と考えられている（吉川・山崎，1998）。古琵琶湖層群の最深部は堅田の北東にあるが、琵琶湖塁層の最深部は堅田北東および高島北東方付近にある。また、琵琶湖湖底の最深部は高島北東にある。古琵琶湖層群
堅田累層の堆積盆地の中心は堅田付近あるが、堆積盆地の中心が高島北東に移動していると考えられている。
段丘堆積物は最高位・高位・中位・低位段丘堆積物に区分される。湖西の饗
庭野丘陵、堅田丘陵、湖南の瀬田丘陵、および湖東の水口・八日市丘陵付近に分布している。沖積低地では沖積層下に段丘堆積物相当層が伏在しており、琵
－7－防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月

琶湖湖底下の琵琶湖塁層にほぼ対比される（図 3.2-5）。
沖積層は琵琶湖湖底下では約 30m の厚さであるが、沖積低地では 10m 前後と薄い。
京都および奈良盆地には大阪層群が分布している。古琵琶湖層群と大阪層群はほぼ同時期の地層であるが、古琵琶湖層群が淡水成の堆積物であるのに対して、大阪層群には海進に伴う海成粘土層が認められる。京都市（2000，2001，
2003）の基準ボーリング（KD-0，KD-1，KD-2）によると、京都盆地における大阪層群の厚さは、北から南に向かって厚くなり、巨椋池干拓地付近の KD-0 で694m である。また、Ma３、Ma４、Ma５、Ma６、Ma９の海成粘土が確認されている。KD-0 では、基盤岩類との境界に近い大阪層群の最下部付近に、鮮新世と更新世（新第三紀と第四紀）の境界がある。

－8－

3.2

36

対象地域の地質環境

0-20000-4000035.5ᮡ㜞 O-60000

1200
1000
800
600
400
300
200
150
100
50
0
-200
-400
-800
-1200
-1600
-2200
-2800
-3200
-4000
-5000
-6000

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-80000

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35

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-120000ᄢ㒋ᐔ㊁-140000ᄹ⦟⋆࿾-160000

34.5-180000-200000-220000-100000-80000-60000-40000-20000

図 3.2-1

0

20000

136

135.5

琵琶湖周辺の地形図

数値地図 250m メッシュ（標高）（国土地理院）

－9－

40000

㩷

防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月ಠ଀ቢᣂ⛔
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図 3.2-2qq

地質平面図

100 万分の 1 日本地質図第 3 版 CD-ROM 版（地質調査所, 1992）－ 10 －

3.2

対象地域の地質環境

0-20000-40000O)CN-60000857565-80000

55
45
35
25

-100000

15
5
-5
-15

-120000

-25
-35
-45

-140000

-55
-65
-75
-85

-160000-180000-200000-220000-100000-80000

図3.2-3-60000-40000-20000020000

重力ブーゲー異常分布（仮定密度2.67g/cm）
日本重力CD-ROM（地質調査所, 2000）－ 11 －

40000

防災科学技術研究所研究資料

図3.2-4

第 281 号

2005 年 10 月

古琵琶湖層群の層序図（吉川・山崎，1998）－ 12 －

3.2

図3.2-5

対象地域の地質環境

古琵琶湖層群の柱状図および対比図－ 13 －

防災科学技術研究所研究資料

3.3

第 281 号

2005 年 10 月

伝播経路モデル

震源モデルから地震基盤までの伝播経路のモデルについて図 3.3-1 に示すように設定した。
上部地殻上面の深さおよびＰ波速度については、青木・村松（1974）による御母衣外山測線の爆破地震探査結果や村上ほか（1988）による大阪湾北港爆
破観測、さらに微小地震の震源分布等をもとに、深さを 3km、Ｐ波速度を 6.0km/sとした。
下部地殻上面（コンラッド面）の深さおよびＰ波速度については、Zhao et al.
（1992, 1993）による琵琶湖西岸断層帯周辺の深さや微小地震の震源分布等を考慮して、深さを 18km、Ｐ波速度を 6.7km/s とした。
上部マントル上面（モホ面）の深さおよびＰ波速度は、Zhao et al.（1992, 1993）
による琵琶湖西岸断層帯周辺の平均的な深さから 35km、Ｐ波速度を 7.8km/s とした。
Ｓ波速度と密度については、Ludwig et al.（1970）によるＰ波速度とＳ波速度、密度の関係より設定した。
減衰特性（Ｑ値）については、情報がないため、森本・富樫断層帯および砺
波平野断層帯・呉羽山断層帯の強震動評価で設定された値を参考に設定した（地震調査研究推進本部地震調査委員会、2003a, 2004）。

Vp=5.2km/s
Qp=200
Vs=3.1km/s
Qs=1003
  2.6g/cm


3km

Vp=6.0km/s
Qp=300
Vs=3.4km/s
Qs=1503
 =2.7g/cm

18km

Vp=6.7km/s
Qp=500
Vs=3.8km/s
Qs=2503 =2.9g/cm

35km


Vp=7.8km/s  Qp=500

Vs=4.4km/s  Qs=250
 =3.3g/cm 3 40km

図 3.3-1

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70
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

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想定琵琶湖西岸断層帯における伝搬経路モデルの模式断面図－ 14 －

3.4

3.4

深部地盤構造モデル

深部地盤構造モデル

琵琶湖西岸断層帯を震源とする地震の強震動予測地図を作成するため、深部地盤構造モデルを検討した。なお、大阪平野（香川ほか，2003）および京都盆地（京都市，2003）は、既往の地下構造モデルを利用した。
近江、京都、および奈良盆地では、中古生層および花崗岩を基盤岩類として、
これを古琵琶湖層群や大阪層群の鮮新更新統が覆っている。鮮新更新統は未固結な地層であり、基盤岩類との物性値の差が大きい。一方、琵琶湖や京都盆地では、反射法地震探査により、基盤岩類の上面深度が精度よく把握されている。これらのことから、最初に基盤岩類上面の等深線図を作成し、基盤岩類と堆積物を区分して速度構造モデルを検討した。
モデル作成の手順は次のとおりである。
①基盤岩類上面の等深線図作成②盆地下における基盤岩類の風化帯の設定③古琵琶湖層群および大阪層群の速度構造のモデル化④山地における基盤岩類の風化帯の設定⑤物性値の設定⑥３次元速度構造モデルの作成－ 15 －

防災科学技術研究所研究資料

3.4.1

第 281 号

2005 年 10 月

文献の収集・整理

図 3.4-1 (1)(5) に文献による調査位置を示す。
（１）近江盆地
琵琶湖ではマルチチャンネル反射法地震探査が行われており（Horie andTanaka, 1983）、琵琶湖層群基底面と基盤岩類上面の深度が面的に把握されている（図 3.4-1 (3), (6)）
。そのほかに活断層調査を目的とした反射法地震探査がある。
また、深層ボーリングとして、琵琶湖（掘進長 1,400m）、野洲沖（掘進長 1,000m）、
アクティバ、烏丸などのボーリングがあり（図 3.4-1 (1)）、烏丸ボーリングでは音波検層が行われている。屈折法地震探査は伊藤ほか（1982）の１測線のみである（図 3.4-1 (2), (7)）
。微動アレイ探査は彦根市（宮腰ほか，1998b）と近江八幡市（Tsutsui and Kobayashi, 1989）で行われている（図 3.4-1 (5)）
。
文献位置に示すように、琵琶湖西岸の高島市や彦根市から東近江市にかけての湖東地域でデータが少ない。なお、琵琶湖から中国地方にのびる地殻構造探査が行われているが、最上部の速度層が 5.0km/s 以上であり、地震基盤以浅のモデルの検討では使用しなかった。
（２）伊賀・上野盆地
物理探査やボーリングデータがないことから、Kawabe（1989）の地質断面図
により、基盤岩類の深度を推定した。

－ 16 －

3.4

深部地盤構造モデル（３）京都盆地
京都市（1999b，2000，2001，2002b，2003）により、地下構造調査が行われている。その主要な調査は、Ｐ波反射法地震探査７測線（測線延長 65km）、Ｐ
波屈折法地震探査（測線延長 56.5km）、基準ボーリング３本（掘進延長 1,500m）、
ＰＳ検層３本（延べ 1,500m）、微動アレイ探査 16 地点、重力探査 534 地点などである。そのほかに、京都市（1997，1998，1999a，2002a）の活断層調査により、Ｐ波反射法地震探査が行われている。
京都市はＰ波反射法地震探査、基準ボーリング、および重力データにより、基盤岩類上面の詳細な等深線図を作成し、速度構造モデルを構築している。本資料における京都盆地のモデルは、京都市から提供されたデータを用いた。
（４）奈良盆地
奈良盆地東縁断層系および金剛断層系の活断層調査で反射法地震探査が行われている（奥村ほか，1997；佐竹ほか，1999）。また、北ほか（1993）による反射法地震探査と宮腰ほか（1998a）による微動アレイ探査がある。
（５）大阪平野香川ほか（2003）は反射法地震探査とボーリングデータにより、大阪平野の基盤岩類上面の等深線図および速度構造モデルを作成している。本資料における大阪平野のモデルは、香川ほか（2003）のデータを使った。
（６）亀岡盆地
近畿農政局計画部資源課（1973）はボーリングおよび重力データにより、基盤岩類上面の等深線図を作成している。また、京都府（2003）は活断層調査を目的として、反射法地震探査を実施している。
（７）敦賀平野など
中沢ほか（1993）によると、敦賀平野における第四系の厚さは約 170m である。

－ 17 －

防災科学技術研究所研究資料36

第 281 号

2005 年 10 月

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-120000 -130000-140000-150000-50000-40000-30000135.5

図3.4-1 (1)-20000-10000

0

10000

20000

30000

136

文献による調査位置（深層ボーリング）◎は基盤岩類に達したボーリング。括弧内は到達深度

－ 18 －

40000

50000

136.5

3.4

深部地盤構造モデル

036-10000-20000-30000-40000-5000035.5-60000-70000દ⮮߶߆

-80000-90000-100000

35-110000-120000⁍ፒ߶߆-130000-140000-150000-160000

34.5-170000-180000-60000-40000-20000135.5

図3.4-1 (2)

0

20000

136

文献による調査位置（屈折法地震探査）－ 19 －

40000

㩷防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月

036-10000-20000-30000-40000㪈㪑㪟㫆㫉㫀㪼㩷㪸㫅㪻㩷㪫㪸㫅㪸㫂㪸㪃㪈㪐㪏㪊㩷㪪㪌㪋᷹✢㪉㪑㪟㫆㫉㫀㪼㩷㪸㫅㪻㩷㪫㪸㫅㪸㫂㪸㪃㪈㪐㪏㪊㩷㪪㪌㪌᷹✢㪊㪑੩ㇺᏒ㪟㪈㪇㪃ၳᎹ䊶Ꮒ᫾ᳰ᷹✢㪋㪑੩ㇺᏒ㪟㪈㪈㩷ਭ਎ᯅ᷹✢㪌㪑੩ㇺᏒ㪟㪈㪉㩷ਣᄥ↸᷹✢㪍㪑੩ㇺᏒ㪟㪈㪊㩷੖᧦᷹✢㪎㪑੩ㇺᏒ㪟㪈㪊㩷ᄖⅣ⁁᷹✢㪏㪑੩ㇺᏒ㪟㪈㪊㩷ጊ⑼᷹✢㪐㪑੩ㇺᏒ㪟㪈㪊㩷ਭᓮጊ䊶౎ᐈ᷹✢㪈㪇㪑ศጟ䈾䈎㪃㪈㪐㪐㪎㩷ਣᄥ↸ㅢ᷹✢㪈㪈㪑ศጟ䈾䈎㪃㪈㪐㪐㪎㩷ጊ⑼䌌䋱᷹✢㪈㪉㪑ศጟ䈾䈎㪃㪈㪐㪐㪎㩷ጊ⑼䌌䋲᷹✢㪈㪊㪑ศጟ䈾䈎㪃㪈㪐㪐㪎㩷ᮯේ᷹✢㪈㪋㪑੩ㇺᏒቝᴦᎹᢿጀ⺞ᩏ㪟㪈㪊㪃㩷౎ᐈ᷹✢㪈㪌㪑੩ㇺᏒቝᴦᎹᢿጀ⺞ᩏ㪟㪈㪊㪃㩷ᶰ᷹✢㪈㪍㪑੩ㇺᏒቝᴦᎹᢿጀ⺞ᩏ㪟㪈㪊㪃㩷᩵Ꮉ᷹✢㪈㪎㪑੩ㇺᏒቝᴦᎹᢿጀ⺞ᩏ㪟㪈㪊㪃㩷ਃᩘ᷹✢㪈㪏㪑੩ㇺᏒቝᴦᎹᢿጀ⺞ᩏ㪟㪈㪊㪃㩷ᓮ᦬ᯅ᷹✢㪈㪐㪑੩ㇺᏒቝᴦᎹᢿጀ⺞ᩏ㪟㪈㪊㪃㩷᩶ጊධ᷹✢㪉㪇㪑੩ㇺᏒቝᴦᎹᢿጀ⺞ᩏ㪟㪈㪊㪃㩷ዊᩙᩘ㪄⍹↰᷹✢㪉㪈㪑╴੗䈾䈎㪃㪈㪐㪏㪐㩷㪣㫀㫅㪼㪏㪎㪄㪈㪇᷹✢㪉㪉㪑╴੗䈾䈎㪃㪈㪐㪏㪐㩷㪣㫀㫅㪼㪏㪏㪄㪈㪉᷹✢㪉㪊㪑䍑䍆䍡䍼䍆䍲䍻䍢䍹䊶ዊᨋ㪃㪈㪐㪐㪉㪉㪋㪑㪪㫉㫀㩷㩷㪮㫀㪻㫀㫐㪸㫅㫋㫆㫉㫆㩷㪼㫋㪅㩷㪸㫃㪅㩷㪃㪈㪐㪐㪇㪉㪌㪑╴੗䈾䈎㪃㪈㪐㪏㪎㪉㪍㪑ᚭ↰䈾䈎㪃㪈㪐㪐㪍㩷㪢㪸㫉㪸㫊㫌㫄㪸᷹✢㪉㪎㪑ᚭ↰䈾䈎㪃㪈㪐㪐㪍㩷㪢㪸㫋㪸㫋㪸᷹✢㪉㪏㪑ᅏ᧛䈾䈎㪃㪈㪐㪐㪎㪉㪐㪑૒┻䈾䈎㪃㪈㪐㪐㪐 㪧㪈᷹✢㪊㪇㪑૒┻䈾䈎㪃㪈㪐㪐㪐 㪧㪉᷹✢

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35

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㪈㪎

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㪉㪇
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-140000-150000㪉㪏

-160000

34.5

㪉㪐
㪊㪇

-170000-180000-60000-40000-20000135.5

図3.4-1 (3)

0

20000

136

文献による調査位置（反射法地震探査）－ 20 －

40000

㩷

3.4

36

深部地盤構造モデル

0

FK I00 4
FK IH 0 2
FK I00 5-1 00 0 0

-2 00 0 0
FK I00 6-3 00 0 0

FK FK
IH0I005 7-4 00 0 0

GIF0 12
GIFH 12FK IH 04
FK I00 8-5 00 0 0

35.5

S IG0 01

F KI0 0 9

FK IH0 6F KI0 1 0

GIF0 17

FK IH 0 7

-6 00 0 0

S IG00 2

GIFH0 7
S IG0 03

-7 00 0 0

S IG0 04
K YT 00 7-8 00 0 0

GIFH 29
GIF0 2 2

K YT H0 4

S IG0 05

S IGH0 2
K Y T0 10-9 00 0 0

S IGH 01

SIG0 06
MIE 0 01

K Y T0 09
SIG0 0 7-1 0 00 0 0

35

S IG0 08
M IE0 0 2

K Y T0 11-1 1 00 0 0

S IG0 0 9

K Y T0 12
S IG0 1 0

MIE H0 1
S IGH 04

-1 2 00 0 0

S IG0 12
K Y T0 1 3

S IG0 11
S IGH 03

OS K 00 2

M IE 00 4
MIE H1 0-1 3 00 0 0-1 4 00 0 0

OS K 00 5

K YT 01 4

OSK H 04
OS K 0 04
NA R0 0 1

MIE 0 05

M IE H0 2
M IE0 0 6

NA R0 0 2
-1 5 00 0 0-5 00 0 0

-40 0 00

-3 0 00 0

135.5

図3.4-1 (4)-2 00 0 0

M IE 00 7-10 0 00

0

1 00 0 0

20 0 00

3 0 00 0136

文献による調査位置（K-NET、KiK-net）－ 21 －

4 00 0 0

5 0 00 0136.5

㩷防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月

036-10000-20000-30000-40000ች⣶߶߆5)%ች⣶߶߆-1,
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-130000-140000

-150000

-160000

34.5-170000-180000-60000-40000-20000135.5

図3.4-1 (5)

0

20000

136

文献による調査位置（微動アレイ探査）－ 22 －

40000

㩷

3.4

深部地盤構造モデル

ℚℛḓጀ⟲
෻኿㕙㧭

ฎℚℛḓጀ⟲

ၮ⋚ጤ㘃෻኿㕙㧮

図3.4-1 (6) マルチチャンネル反射法地震探査結果（９―１測線；Horie, 1983）

図3.4-1 (7)琵琶湖湖底屈折法地震探査解析結果（伊藤ほか，1982）－ 23 －

防災科学技術研究所研究資料

3.4.2

第 281 号

2005 年 10 月

基盤岩類上面の等深線図作成

図3.4-2 (1) に基盤岩類上面深度の等深線図、図3.4-2 (2) に基盤岩類上面標高の等深線図を示す。また、図3.4-2 (3) に地質断面図に物理探査データをプロットした図を示す。
琵琶湖周辺地域では、基盤岩類を覆って鮮新更新統の古琵琶湖層群が分布している。また、古琵琶湖層群の最上部には、琵琶湖層群が分布している。琵
琶湖層群は琵琶湖湖底下に堆積した粘土層であり、陸域の段丘堆積物に対比される。琵琶湖層群、古琵琶湖層群および基盤岩類はそれぞれ物性値が異なり、
速度層境界をなすと考えられる。琵琶湖周辺地域では、マルチチャンネル反射
法地震探査および琵琶湖西岸地域の深層ボーリングで基盤岩類上面および古琵琶湖層群上面の深度が確認されている。等深線図はこれらのデータに基づいて作成した。彦根から近江八幡にかけての湖東地域では、基盤岩類の深さについてのデータがないため、石田ほか（1984）の重力探査データなどを参考に、基盤岩類の深さを推定した。
基盤岩類は沖島および近江八幡付近に露出し、起伏に富んだ形状をなしているが、湖東から湖西に向かって深くなっている。最深部は堅田北東方、高島東
方北東方にある。京都盆地では、基盤岩類上面深度は北から南に向かって深くなり、最深部は巨椋池干拓地付近にある。

－ 24 －

3.4

深部地盤構造モデル

0-10000-20000-30000-40000ᷓᐲ O-500003000-60000

2400
1800
1400

-700001000
800-80000600
400-90000300
200-100000

150
100
80

-110000

60
40-120000

20-130000-140000-150000-160000-170000-180000-70000-60000-50000-40000-30000

図3.4-2 (1)-20000-10000

0

10000

20000

30000

基盤岩類上面深度の等深線図－ 25 －

40000

防災科学技術研究所研究資料36

第 281 号

2005 年 10 月

0-10000-20000-30000-40000-5000035.5ᮡ㜞 O-60000

1000
900
800
700
600
500
400
300
200
150
100
50
0
-100
-200
-400
-600
-800
-1000
-1500
-2000
-3000

-70000-80000-90000-100000

35-110000-120000-130000-140000-150000-160000-170000-180000-70000-60000-50000-40000-30000-20000-10000

図3.4-2 (2)

0

10000

20000

30000

136

135.5

基盤岩類上面標高の等深線図－ 26 －

40000

3.4

深部地盤構造モデル

ℚℛḓጀ⟲
ၮ⋚ጤ㘃
ฎℚℛḓጀ⟲Topo36

ฎℚℛḓጀ⟲

0-20000-40000ၮ⋚ጤ㘃
35.5-80000

1200
1000
800
600
400
300
200
150
100
50
0
-200
-400
-800
-1200
-1600
-2200
-2800
-3200
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-5000
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図3.4-2 (3)-20000

0

20000

136

地質断面図と物理探査データ－ 27 －

40000

ၮ⋚ጤ㘃

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ᮡ㜞 O

-60000防災科学技術研究所研究資料

3.4.3

第 281 号

2005 年 10 月

盆地下における基盤岩類の風化帯の設定（１）地震基盤のＰ波速度
琵琶湖の屈折法地震探査（伊藤ほか，1982）および京都盆地南部の屈折法地震探査（狐崎ほか，1971）によると、基盤岩類のＰ波速度は 5.2km/s である。これらの文献から、地震基盤のＰ波速度を 5.2km/s とする。
（２）盆地下における基盤岩類風化帯の設定
図 3.4-3 (1)～(3) に示す京都盆地における基準ボーリングのＰＳ検層によると、基盤岩類のＰ波速度は 5.0km/s に達していない。これより、基盤岩類の最上部は風化帯を伴うものと考えられる。
近江盆地では烏丸ボーリングで音波検層が行われているが、基盤岩類の速度値は把握されていない。図 3.4-2 (3) に示した地質境界と物理探査データ（速度境界）の比較によると、堆積盆地の中心部付近では風化帯は認められず、基盤岩類上面と地震基盤相当の速度値はほぼ一致しているが、基盤岩類の深度が浅いところでは風化帯が推定される。奈良盆地では、大阪層群直下の基盤岩類の速度値は 3.0～3.8km/s であり、風化帯が推定される。大阪平野では、図 3.4-3 (4)に示した神戸市東灘 1700m ボーリング孔で約 1,545m に花崗閃緑岩が確認され、本地域で設定した地震基盤のＰ波速度（5.2km/s）に相当する深度は概ね 1600m
であり、風化帯の厚さは約 50m と京都盆地に比べると薄い。
基盤岩類の風化帯は、京都盆地の基準ボーリングからＰ波速度と厚さを推定した。図 3.4-3 (1)～(3) に京都市の基準ボーリング KD-0, KD-1, KD-2 における風化帯の検討結果を示す。これらの図には、基準ボーリングのＰＳ検層結果に京都市（2001）による微動アレイ探査結果を重ねて示している。
これらの図から、盆地下における基盤岩類の風化帯を次のように設定した。

風化帯第１層：Vp

3.8km/s

層厚42m

風化帯第２層：Vp

4.4km/s

層厚 170m

風化帯の厚さは盆地により異なると推定されるが、京都盆地の検討結果を近江・奈良盆地に適用した。大阪平野においては前述の通り風化帯は薄いと考えられるため、厚さを 0m とした。
－ 28 －

3.4

図3.4-3 (1)深部地盤構造モデル

盆地下における基盤岩類の風化 (KD-0)

微動アレイデータ：京都市 (2001) の A-15

－ 29 －

防災科学技術研究所研究資料

図3.4-3 (2)第 281 号

2005 年 10 月

盆地下における基盤岩類の風化 (KD-1)

微動アレイデータ：京都市（2000）－ 30 －

3.4

図3.4-3 (3)深部地盤構造モデル

盆地下における基盤岩類の風化 (KD-2)

微動アレイデータ：京都市（2001）の A-４－ 31 －

防災科学技術研究所研究資料

図3.4-3 (4)第 281 号

2005 年 10 月

神戸市東灘1700ｍボーリング孔における検層結果（「新関西地盤（神戸および阪神間）」, 1998 に加筆）

－ 32 －

3.4

3.4.4

深部地盤構造モデル

古琵琶湖層群および大阪層群の速度構造のモデル化

図3.4-3 (1)(3) に基盤岩類の風化帯の検討と併せて、大阪層群の速度層区分を示す。また、図3.4-4 に烏丸ボーリングにおける琵琶湖層群および古琵琶湖層
群の速度層区分を示す。
本報告では、京都盆地は京都市提供によるモデル、大阪平野は香川ほか（2003）のモデルを使用している。京都市（2003）は大阪層群の堆積年代・深度とＰ波速度の関係を求め、モデル化を行っている。一方、香川ほか（2003）は微動ア
レイ探査結果に基づき、大阪層群を３層の速度層（1.6、1.8、2.5km/s）に区分している。各速度層境界の深度は、基盤岩類深度と比例関係にある。これらのデータと近江および奈良盆地を統一的に扱うため、ここでは速度層を1.6、1.8、2.0、
2.2、2.5 km/s に区分した。
近江盆地では、図3.4-4 に示した烏丸ボーリングの音波検層によると、1.6、1.8、
2.0 km/s の速度層が認められる。1.6km/s 層は琵琶湖層群にほぼ相当する。
1.8km/s と 2.0km/s の速度層境界は、古琵琶湖層群中にある。烏丸ボーリングにより、古琵琶湖層群の全層厚に対する 1.8 および 2.0km/s 層の厚さの比を求め、これを近江盆地全域に適用した。
京都盆地の速度構造は、前述したように堆積年代と速度値の関係式で表されているため、京都市のモデルから、1.6、1.8、2.0、2.2、2.5km/sの各速度層に相当する深度を求めた。
奈良盆地は速度データを上記の速度層区分に分類し、速度構造を作成した。
大阪平野は香川ほか（2003）のデータをそのまま用いた。

－ 33 －

防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月

㩷
㩷
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2.0km/s㩷 Vp
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㩷
㩷
㩷
㩷
㩷
㩷

図3.4-4

古琵琶湖層群の速度構造（烏丸深層ボーリング）－ 34 －

3.4

3.4.5

深部地盤構造モデル

山地における基盤岩類の風化帯の設定

K-NETおよびKiK-netデータから山地部における基盤岩類の速度構造を検討した。
データを深成岩類および古第三紀白亜紀火山岩類に属するデータと中古生層に属するデータに分類し、それぞれの岩種毎に速度構造を設定した。ただし、Vp3.8km/s層およびVp4.4km/s層を設定するにはデータ数が少ないため、3.4.3項で述べた京都盆地における設定値を山地部全域に適用した（Vp3.8km/s層の層厚42m、Vp4.4km/s層の層厚170m）。
図3.4-5に山地部におけるP波速度と深度の関係を、表3.4-1に山地部における速度構造を示す。
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山地部におけるP 波速度と深度の関係（K-NET、KiK-net）
表3.4-1
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－ 35 －

防災科学技術研究所研究資料

3.4.6

第 281 号

2005 年 10 月

物性値の設定図3.4-6にK-NET、KiK-net、および京都盆地基準ボーリングのＰＳ検層から作成した、Ｐ波速度とＳ波速度の関係図を示す。Ｐ波とＳ波速度の関係は次のようになる。
Vp 2.0 5.0 km/s

Vs=0.657Vp0.697

Vp 2.0 km/s 未満

Vs=0.194Vp＋0.078

図3.4-6 には地震基盤に相当する速度層のデータが含まれていないため、地震
基盤のＳ波速度は微動アレイ探査結果から推定する。
近江盆地の微動アレイ探査によると、地震基盤のＳ波速度は3.2km/sである。
また、京都盆地の微動アレイ探査（京都市，2001）によると、地震基盤のＳ波
速度は2.93.1km/sである。これらのことから、Ｐ波速度5.2km/sに相当するＳ波速度を3.1km/sとした。
密度はLudwig et al.（1970）の関係図から求めた。
物性値一覧を表3.4-2に示す。

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図3.4-6 P 波速度とS 波速度の関係（K-NET, Kik-net, 京都盆地基準ボーリング）－ 36 －

3.4

表3.4-2
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3.4.7

深部地盤構造モデル

構造モデル物性値一覧‛ᕈ୯৻ⷩ㪭㫇㩿㫂㫄㪆㫊㪀
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３次元速度構造モデルの作成

図3.4-7 (1)(2) に各速度層上面のコンター図、図3.4-7 (3) に速度構造断面図を示す。近江および奈良盆地の速度層境界は、これまで述べてきた方法で作成したが、物理探査データがある箇所は、データの速度層境界を通るようにモデルを作成した。京都盆地および大阪平野は、京都市（2003）と香川ほか（2003）のモデルをそのまま用いた。
図3.4-7 (4) に浅いボーリングデータによる工学的基盤（Ｎ値50以上の上面）の深度コンター図、図3.4-7 (5) に用いたデータの位置図を示す。

－ 37 －

防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月

1.8km/s

2.0km/s00㩷-20000㩷-40000-20000

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㩷

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3000

2400

2400

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100

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80

20

20

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1800

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1400

1400
1000
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800
600

600

-80000

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400
300

300
150

200
150

-100000

60

60
40

40

-120000-140000㩷

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20000

40000

-60000-40000

20000

40000

0

-20000

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㩷-120000㩷
㩷-140000
㩷
-160000㩷
㩷-180000㩷

02.5km/s

2.2km/s0㩷-20000

3000

3000

2400

2400
1800

1800

-60000

1400

1400

1000

1000
800

800
600

600

-80000

400

400

300

300
200

200
150

-100000

150

100

100

80

80
60

60
40

-120000

40

20

20

0

0
-140000-160000-180000-60000-40000-200000

図3.4-7 (1)20000-6000040000-40000-200000

各速度層の上面深度コンター図（１）－ 38 －

20000

40000

3.4

深部地盤構造モデル

3.8km/s

4.4km/s00-20000-20000ᷓᐲO-40000ᷓᐲO-40000

3000

3000

2400

2400
1800

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1400

1400

1000

1000
800

800
-80000600-80000

600

400

400

300

300

200

200

-100000

150-100000

150
100

100

80

80
60

-120000

60-120000

50

40
15

35
-140000-140000-160000-160000-180000-180000-60000-40000-20000

0

20000

40000

-60000-40000-2000005.2km/s0-20000ᷓᐲO-400003000
2400-60000

1800
1400
1000
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200

-100000

150
100
80
60

-120000

40
10-140000-160000-180000-60000-40000-200000

図3.4-7 (2)

20000

40000

各速度層の上面深度コンター図（２）－ 39 －

20000

40000

防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月

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図3.4-7 (3)速度構造断面図－ 40 －

0

136

20000

40000

3.4

深部地盤構造モデル

0-20000ᷓᐲ㩿㫄㪀-40000
100
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5
0

-60000-80000-100000-120000-140000-160000-180000-60000-40000

図3.4-7 (4)-20000020000

N 値50 以上の上面深度コンター－ 41 －

40000

防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月

㩷

図3.4-7 (5)ボーリングデータ位置図－ 42 －

3.5

3.5

浅部地盤構造モデル

浅部地盤構造モデル

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

国土数値情報を用いた表層地盤の増幅率評価の基本的な考え方

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

増幅率評価に用いる国土数値情報および地質図

地盤を一律に細かく評価した資料として、国土数値情報（国土交通省国土地理院）や 100 万分の 1 地質図（独立行政法人産業技術総合研究所地質調査総合センター）などがある。前者については微地形分類、海岸線、主要河川、標高のデータ、後者については表層地質分布から地質年代のデータを使用する事ができる。このうち、地形分類のデータは、全国を約 1km のメッシュに分けて、メッシュごとに評価されている。しかし、これは県を単位とした分析であり、県によって評価の精度が違ったり、表現が異なったりしており、全国的には統一されていない部分もある。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－ 43 －

防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月

れていない。以上の点を踏まえ、対象地域の地形分類データについて統一的に見直す作業を行った。
表 3.5-1 に国土数値情報による地形分類および表層地質分類と、藤本・翠川（2003）による微地形区分との関係を示す。ここでは表 3.5-1 の対応関係を基本として、藤本・翠川（2003）の微地形区分への分類を行うこととした。
なお、以下の２点については、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。

－ 44 －

3.5

表 3.5-1

浅部地盤構造モデル

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

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防災科学技術研究所研究資料

3.5.3

第 281 号

2005 年 10 月

表層地盤の増幅の評価

表層地盤の増幅の評価については、前項で示した地震動評価のための微地形
区分ごとに平均Ｓ波速度を設定し、その平均Ｓ波速度から増幅度を算定する方法を採用した。今回採用した藤本・翠川（2003）では、松岡・翠川(1994)によって示された式（3.5-1）の関係を用いて、図 3.5-1 に示すような３つに区分された地域（東北日本・中央日本・西南日本）の微地形区分ごとの平均Ｓ波速度を算定している。図 3.5-2 に微地形区分ごとの標高または主要河川からの距離と平均
Ｓ波速度の関係を示し、それにより求められている式（3.5-1）の係数を表 3.5-2に示す。

LogAVS = a + b  LogH + c  LogD ±  ・・・・・（3.5-1）
AVS；地表から地下 30m までの推定平均Ｓ波速度(m/s)

a,b,c,σ ；係数（表 3.5-2）H；標高（m）

D；主要河川からの距離（km）

図 3.5-1

主要構造線に基づく日本列島の地域分け
藤本・翠川（2003）－ 46 －

3.5

図 3.5-2

浅部地盤構造モデル

地域ごとの微地形区分と地盤の平均 S 波速度
藤本・翠川（2003）－ 47 －

防災科学技術研究所研究資料

表 3.5-2
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2005 年 10 月

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第 281 号

57
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3.5

浅部地盤構造モデル

また、それぞれの微地形区分における標高のデータに係る係数“b”と主要河川からの最短距離に係る係数“c”は、実測値データを元に決定した関数によるものであるため、表 3.5-3 および表 3.5-4 に示す有効な範囲を設定した。
表 3.5-3

係数“ｂ”の標高の範囲

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係数“c”の主要河川からの最短距離の範囲

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松岡・翠川（1994）は、第三紀ないしそれ以前の丘陵地（AVS が 600m/s 程度）を基準とした表層地盤の速度増幅度について、式（3.5-2）を用いて算定することを提案している。

LogARV = 1.83  0.66  LogAVS ± 0.16 ・・・・(3.5-2)(100＜AVS＜1500)
AVS；地表から地下 30m までの推定平均 S 波速度(m/s)
ARV；地表から地下 30m までの速度増幅度
なお、標高値や主要河川からの距離によっては平均Ｓ波速度が 100m/s 未満となる場合が生じるが、ここでは、平均Ｓ波速度が 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。

－ 49 －

防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月

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、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 層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、琵琶湖西岸断層帯周辺地域について、1km メッシ
ュごとの微地形区分と工学的基盤以浅の速度増幅度の分布をそれぞれ図 3.5-3 と図 3.5-4 に示す。

－ 50 －

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藤本・翠川 (2003) に基づく微地形区分の分布－ 51 －

防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月


図3.5-4

藤本・翠川 (2003) に基づく工学的基盤以浅の速度増幅度分布－ 52 －

4．断層モデルの設定
活断層で発生する地震の強震動評価のレシピ（地震調査研究推進本部地震調査委員会, 2003d, 以後「強震動評価レシピ」と呼ぶ ）により、琵琶湖西岸断層帯の長期評価結果（ 地震調査研究推進本部地震調査委員会, 2003c, 以後「長期評価」と呼ぶ ）に基づき、想定琵琶湖西岸断層帯地震による地震動予測地図作
成のための断層モデル（ 特性化震源モデル ）を設定する。断層モデルの設定に必要な情報が評価されていない場合には、別途調査した上で、それらを考慮して判断・設定する。
4.1

震源断層の推定想定琵琶湖西岸断層帯地震の震源断層を推定する。
4.1.1

起震断層の設定長期評価によれば、琵琶湖西岸断層帯は、滋賀県高島郡マキノ町から大津市に至る全長約 59 km と推定されており（図 4.1-1・図 4.1-2 参照）、断層帯全体が1 つの区間として活動すると推定されている。従って、本検討では、この断層帯全体の活動を引き起こす地震を想定する。

－ 53 －

防災科学技術研究所研究資料

図 4.1-1

第 281 号

2005 年 10 月

琵琶湖西岸断層帯の概略（長方形は図 4.1-2 の範囲）

（地震調査研究推進本部地震調査委員会, 2003c）－ 54 －

4.1

図 4.1-2

震源断層の推定

琵琶湖西岸断層帯の詳細（地震調査研究推進本部地震調査委員会, 2003c）－ 55 －

防災科学技術研究所研究資料

4.1.2

第 281 号

2005 年 10 月

地震発生層の設定

長期評価によれば、断層上端の深さは 0 km とされているが、地震発生層の上限については特に記述がない。また、地震発生層の下限の深さは、北部では約15 km、南部では約 1520 km とされている。
琵琶湖西岸断層帯を含む近畿地方中北部では、最近の微小地震の発生分布に関する精度の高い検討が行なわれ、地震発生層の深さが詳細に調べられている。
図 4.1-3 に、近畿中北部の地殻内地震（19762000 年）の発生深さの頻度分布（ 伊藤, 2002）を示す。地震発生層には明瞭な上下限があり、特に 15 km 以深では地震発生数が急激に減少して地震発生層の下限に至ることがわかる（伊藤・黒磯,
1988; 伊藤, 2002）。図 4.1-4 に、近畿中北部の地殻内地震（19762000 年）の震央分布と南北断面深さ分布（伊藤, 2002）を示す。琵琶湖西岸断層帯の位置は、図中の D 断面と E 断面の中央約 1/3 程度に相当する。地震発生層の上下限は明瞭である。伊藤 (2002) は、特に震源精度の高い南半分では上下限がはっきりしていること、下部地殻だけでなく地殻表層部の数 km には地震が発生しないかまたは非常に少ないこと、北部などで地震が地表まで発生しているように見えるのは震源決定誤差によること、少数の地震が下部地殻に発生しているように見えるのも震源決定誤差によるもので実際には地震が発生していないことなどを指摘している。更に、そのような誤差を考慮して震源の分布密度から統計的に
地震発生層の上下限を定め、地震発生層の上限・下限・中央の深さは正相関にあって上限深さの空間変化は下限深さの空間変化と概略的に同じであること（つまり上限が深いところでは下限も深い）、地震発生層の厚さが約 10 km であることを解明している。ごく最近のデータは含まれていない解析結果であるが、Ito (1990) によれば、琵琶湖西岸断層帯周辺地域での地震発生層下限深さは概ね
1519 km 程度となっている。
特に、琵琶湖西岸断層帯付近では、地震発生層の深さが一層詳細に調べられている。図 4.1-5 に、琵琶湖周辺の地殻内地震 （19761986 年）の震央分布と深さ分布（黒磯・岡野, 1990）を示す。近畿地方の他地域の地震発生層の上限は
約 45 km であるのに対して、花折断層直下を境にそれより東側の琵琶湖の下では地震発生層の上限が急激に深くなり、10 km よりも浅いところでは地震が起こらないことが明らかにされている。
また、京都大学防災研究所地震予知研究センター阿武山観測所によるごく最近のデータを含む再検測データベースを用いて、図 4.1-6, 図 4.1-7 に、琵琶湖周－ 56 －

4.1

震源断層の推定辺の地殻内地震（19762001 年）の震央分布と深さ分布を示す。地震発生分布の全体的な傾向は前述の各研究結果と同様である。琵琶湖西岸断層帯付近での地震発生層の上限深さは約 5 km、下限深さは約 18 km 程度に見える。5 km 以浅にもごく僅かの地震が発生しているようにも見えるが、地震発生層の上限深さは少なくとも 3 km はあると判断される。
以上に基づき、本検討では、想定琵琶湖西岸断層帯地震の特性化震源モデルの断層上端深さを 3 km とし、断層下端深さを 18 km とする。


図 4.1-3

近畿中北部の地殻内地震（19762000 年）の発生深さの頻度分布（伊藤, 2002）－ 57 －

防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月


図 4.1-4

近畿中北部の地殻内地震（19762000 年）の震央分布と南北断面深さ分布（ 伊藤, 2002 ）－ 58 －

4.1

震源断層の推定


図 4.1-5

琵琶湖周辺の地殻内地震（19761986 年）の震央分布と深さ分布（黒磯・岡野, 1990）－ 59 －

防災科学技術研究所研究資料

図 4.1-6

第 281 号

2005 年 10 月

琵琶湖周辺の地殻内地震（19762001 年）の震央分布（ 京都大学防災研究所地震予知研究センター阿武山観測所データベース ）－ 60 －

4.1

図 4.1-7

震源断層の推定琵琶湖周辺の地殻内地震（19762001 年）の震央分布と深さ分布（ 京都大学防災研究所地震予知研究センター阿武山観測所データベース ）－ 61 －

防災科学技術研究所研究資料

4.2

第 281 号

2005 年 10 月

巨視的断層パラメータの設定

想定琵琶湖西岸断層帯地震の震源断層の推定結果に基づいて、巨視的断層パ
ラメータを設定する。
4.2.1

断層の位置（ 長さと走向 ）の設定

長期評価による断層帯の位置に概ね対応させるように、想定琵琶湖西岸断層
帯地震の位置（長さと走向）を設定する。図 4.2-1 に、想定琵琶湖西岸断層帯地
震の特性化震源モデルの地表トレースを実線で示す。断層の長さは 60 km、走向は N197°E である。なお、図中の点線はこの西約 7 km に並行する花折断層の地
表トレースである。

－ 62 －

4.2

巨視的断層パラメータの設定

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図 4.2-1想定琵琶湖西岸断層帯地震の特性化震源モデルの地表トレース（実線；なお点線はこの西約 7 km に並行する花折断層）－ 63 －

防災科学技術研究所研究資料

4.2.2

第 281 号

2005 年 10 月

傾斜角の設定地震調査研究推進本部の評価結果によれば、この地域に含まれる花折断層の北部・中部は横ずれ断層（一部東側隆起の上下成分を伴う）とされる（地震調
査研究推進本部地震調査委員会, 2003b）のに対して、琵琶湖西岸断層帯の断層面は西傾斜でその西側が東側に対して相対的に隆起する逆断層とされている（地震調査研究推進本部地震調査委員会, 2003c）。琵琶湖一帯とその西側の山地一帯との地震発生層の深さの違い（黒磯・岡野, 1990）や標高の違いは、琵琶湖西岸断層帯とその地中延長部を境界として概ね説明出来ると考えられる。
断層の傾斜角は定かではないが、長期評価によれば、本断層帯の石庭付近で吉岡ほか（2000）が実施したトレンチ壁面では約 30°の傾斜で東から西へ傾き下がる面を境にして地層の連続性が断たれている。しかし、この角度は地表付
近の浅い部分での角度であり、西側に並行する花折断層との三次元的な位置関係を考慮すると、特性化震源モデル本体の位置する深さでは高角と考えるのが自然である。しかし、前述のように、両断層はその間隔がわずか約 7 km のまま
ほぼ全長にわたって並行しており、地表では別断層であっても地中では何らかの関係があると考えるのが自然である。
これを上手く説明出来る考え方として、図 4.22 に、地殻内断層の Slip
Partitioning の説明（ Bowman et al., 2003 ）を示す。地下深部の斜めずれ高角断層が浅部で分岐して、地下深部の斜めずれ高角断層の直上付近の地表では横ずれ断層が、そこから少し下盤側に離れた地表には逆断層がそれぞれ現れる構造を指摘している。そこでここでは、この考え方を琵琶湖西岸断層帯と花折断層に適用する。
図 4.23 に、琵琶湖西岸断層帯のモデルに直交する断面模式図を示す。図中に琵琶湖西岸断層帯とあるのは特性化震源モデル用の地表トレース位置であり、西側に並行する花折断層の地表トレースからは 7 km 離れている。ここでは、琵琶湖西岸断層帯と花折断層は、地震発生層以深では 1 つに収斂しており、地震発生層下端深さ 18 km で分岐して地表に至ると考える。このように考えると、直上付近の花折断層は横ずれ断層が主体となり、東側（ 図では右側 ）の琵琶湖西岸断層帯は逆断層が主体となることが説明出来る。両断層の成す角度は 20°となり、従って、琵琶湖西岸断層帯のモデルの傾斜角は 70°となる。
以上に基づき、本検討では、想定琵琶湖西岸断層帯地震の傾斜角を 70°と設定する。
－ 64 －

4.2

図 4.2-2

巨視的断層パラメータの設定


地殻内断層の Slip Partitioning の説明（ Bowman et al., 2003 ）, 7 km

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図 4.2-3

琵琶湖西岸断層帯のモデルに直交する断面模式図（ 琵琶湖西岸断層帯とあるのは特性化震源モデル用の地表トレース位置 ）－ 65 －

防災科学技術研究所研究資料

4.2.3

第 281 号

2005 年 10 月

その他の巨視的パラメータの設定

その他の巨視的断層パラメータは、強震動評価レシピに従って設定する。図4.24 に、既往の研究で示された地震と比較して、想定琵琶湖西岸断層帯地震の地震モーメントと断層面積の関係を★印で示す。同様に、図 4.25 に、地震モー
メントと短周期レベルの関係を★印で示す。

図 4.2-4 地震モーメント M 0 と断層面積 S との関係（★印：想定琵琶湖西岸断層帯地震）

図 4.2-5

地震モーメント M 0 と短周期レベル A との関係
（ ★印：想定琵琶湖西岸断層帯地震 ）－ 66 －

4.3

4.3

微視的断層パラメータの設定

微視的断層パラメータの設定

想定琵琶湖西岸断層帯地震の巨視的断層パラメータに引き続き、微視的断層パラメータを設定する。
4.3.1

各アスペリティの位置の設定

長期評価によれば、本断層帯北部の饗庭野断層付近での平均上下変位速度は
約 1.6 m/千年、本断層帯南部の堅田断層付近での平均上下変位速度は約 1.11.3
m/千年とされる。また、活断層研究会 (1991) からの引用として、堅田断層の北隣の比良断層での平均上下変位速度は約 0.5 m/千年、堅田断層の南隣の比叡断層
での平均上下変位速度は約 0.3 m/千年と述べている。戸田ほか (1996) は、堅田
断層は第四紀後期の活動が活発であるのに対して、比叡断層や比良断層は第四紀後期には活動的でないと述べている。以上に基づき、本検討では、本断層帯
北部の饗庭野断層を中心とした地域に第一アスペリティ、本断層帯南部の堅田断層を中心とした地域に第二アスペリティを設定する。
4.3.2

破壊開始点の設定

逆断層なので、アスペリティの下端に破壊開始点を設定する。第一アスペリ
ティ北下隅から破壊が開始するケースを Case 1、第二アスペリティ南下隅から破壊が開始するケースを Case 2 と呼ぶ。
断層面の破壊は破壊開始点から同心円状に伝播すると仮定する。破壊伝播速
度は S 波速度の 0.72 倍と仮定する。
4.3.3

その他の微視的パラメータの設定

その他の微視的パラメータは、強震動評価レシピに従って設定する。

－ 67 －

防災科学技術研究所研究資料

4.4

第 281 号

2005 年 10 月

特性化震源モデル

以上の検討により作成された想定琵琶湖西岸断層帯地震の特性化震源モデル
についてまとめる。
表 4.41 に、想定琵琶湖西岸断層帯地震の断層パラメータを示す。
図 4.41 に、想定琵琶湖西岸断層帯地震の Case 1 の断層モデルを示す。図中、線分はモデル化された地表トレース、矩形領域は断層面と強震動評価に用いるための断層要素、陰影はアスペリティで、 北側が第一アスペリティ、南側が第二アスペリティである。★印は破壊開始点で、Case 1 では第一アスペリティの北下隅から破壊が同心円状に広がる。
同様に、図 4.42 に、想定琵琶湖西岸断層帯地震の Case 2 の断層モデルを示
す。Case 2 では第二アスペリティの南下隅から破壊が同心円状に広がる。

－ 68 －

4.4

表 4.4-1

特性化震源モデル想定琵琶湖西岸断層帯地震の断層パラメータ－ 69 －

防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月



























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図 4.4-1

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想定琵琶湖西岸断層帯地震 Case 1 の断層モデル－ 70 －

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4.4

特性化震源モデル
























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図 4.4-2想定琵琶湖西岸断層帯地震 Case 2 の断層モデル－ 71 －

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5．簡便法による地震動評価
簡便法により想定琵琶湖西岸断層帯地震の地震動を評価して地震動予測地図を作成する。
5.1

計算条件と計算方法

2 章に示した地震動予測地図作成領域において、4 章で設定した想定琵琶湖西岸断層帯地震の断層モデルを用いて、簡便法（付録 A 参照）により地震動を評価し、地震動予測地図を作成する。簡便法は、設定した断層モデルに対して、
司・翠川 (1999) の距離減衰式により各地の工学的基盤での地震動の最大値を評価し、藤本・翠川 (2003) に基づく表層地盤増幅率を考慮して地表での地震動の最大値を評価し、翠川ほか (1999) を適用して計測震度を評価する方法である。
本検討では、簡便法基準地盤（Vs = 400 m/s 相当の地盤）での地震動の加速度最大値分布・速度最大値分布、および、地表での地震動の速度最大値分布・計
測震度分布を求める。
図 5.1-1 に、簡便法基準地盤（Vs = 400 m/s 相当の地盤）から地表に至る表層
地盤の増幅率を示す。

－ 73 －

防災科学技術研究所研究資料

図 5.1-1

第 281 号

2005 年 10 月

簡便法基準地盤（Vs = 400 m/s 相当の地盤）から地表に至る
表層地盤の増幅率－ 74 －

5.2

5.2
5.2.1

計算結果

計算結果
工学的基盤（Vs = 400 m/s 相当の地盤）での計算結果

図 5.2-1 に、簡便法により評価された工学的基盤（Vs = 400 m/s 相当の地盤）での地震動最大加速度分布を示す。
図 5.2-2 に、簡便法により評価された工学的基盤（Vs = 400 m/s 相当の地盤）での地震動最大速度分布を示す。
5.2.2

地表での計算結果

図 5.2-3 に、簡便法により評価された地表での地震動最大速度分布を示す。
図 5.2-4 に、簡便法により評価された地表での計測震度分布を示す。

5.2.3

詳細法による地震動計算領域の設定

簡便法により評価された地表での計測震度が 6 弱以上となる地域を概ね含む
ように矩形領域を設定した上で、可能な限り大阪平野まで延伸させ、詳細法による地震動計算領域を設定した。図 5.2-5 に、詳細法による地震動計算領域（矩形領域）を示す。
次章では、この矩形領域において、詳細法により Case 1 と Case 2 の地震動を計算し、地震動予測地図を作成する。

－ 75 －

防災科学技術研究所研究資料

図 5.2-1

第 281 号

2005 年 10 月

簡便法により評価された工学的基盤（Vs = 400 m/s 相当の地盤）での地震動最大加速度分布－ 76 －

5.2

図 5.2-2

計算結果

簡便法により評価された工学的基盤（Vs = 400 m/s 相当の地盤）での地震動最大速度分布－ 77 －

防災科学技術研究所研究資料

図 5.2-3

第 281 号

2005 年 10 月

簡便法により評価された地表での地震動最大速度分布－ 78 －

5.2

図 5.2-4

計算結果

簡便法により評価された地表での計測震度分布－ 79 －

防災科学技術研究所研究資料

図 5.2-5

第 281 号

2005 年 10 月

詳細法による地震動計算領域（ 矩形領域 ）（図 5.2-4 に詳細法計算領域を矩形で追加したもの）－ 80 －

6．詳細法による地震動評価
詳細法により想定琵琶湖西岸断層帯地震の地震動を評価して地震動予測地図を作成する。
6.1

計算条件と計算方法

2 章と 5 章最後に示した地震動予測地図作成領域において、3 章で設定した三次元地下構造モデルと 4 章で設定した想定琵琶湖西岸断層帯地震の断層モデル
を用いて、詳細法（付録 B 参照）により地震動を評価し、地震動予測地図を作成する。詳細法は、設定した地下構造モデルと断層モデルに対して、ハイブリ
ッド合成法により各地の工学的基盤での地震動の時刻歴を評価し、その最大値に対して藤本・翠川（2003）に基づく表層地盤増幅率を考慮して地表での地震動の最大値を評価し、翠川ほか（1999）を適用して計測震度を評価する方法である。ハイブリッド合成法とは、設定した地下構造モデルと断層モデルに対して、理論的方法により長周期帯域での地震動を評価し、半経験的方法により短周期帯域での地震動を評価した上で、両者にマッチングフィルターを施して合成する方法のことである。ここでは、理論的方法としては三次元有限差分法（ Pitarka (1999) による不等間隔格子有限差分法 ）を用い、半経験的方法としては統計的グリーン関数法（壇ほか, 2001）を用いる。
本検討では、詳細法工学的基盤（三次元地下構造モデル上面）での地震動の時刻歴・速度最大値分布、および、地表での地震動の速度最大値分布・計測震度分布を求める。
6.1.1

本検討に固有な条件設定

計算手法は詳細法（付録 B 参照）であるが、そのうち、本検討に固有な条件
設定について以下に記す。


統計的グリーン関数法のパラメータのうち、地殻の Q 値は

Q = 110 f 0.69

f ≧ 0.8 [Hz]Q = 110f ＜ 0.8 [Hz]とした。本検討では、地震動評価地点が面的に広がっており断層面に対して様々－ 81 －

防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月

な角度の位置にあることから、放射特性係数 F（ラディエーションパターン係数）の値は、Boore and Boatwright (1984) による全方位での平均的な係数 0.63 を √2で除して水平 2 成分に分解した値であるF = 0.445とした。また、高周波遮断振動数 fmax と定数 m は、佐藤ほか (1994b) の推定値である

fmax = 6.0 [Hz], m = 4.2

とした。

ハイブリッド法では、理論的方法により評価された長周期地震動にはローパ
スフィルター処理、半経験的方法により評価された短周期地震動にはハイパス
フィルター処理をそれぞれ施した後、両者を重ね合わせて接続する。このフィルターをマッチングフィルターと呼ぶ。両フィルターとも接続周期 Tc で 0.5 となる cosine 型フィルターで、Tc /1.4 ～ Tc /0.6 の遷移周期帯域で 1 から 0 に減衰する。本検討では、

Tc = 1.5 [sec]とし、遷移周期 2.5 ～ 1.07 秒（遷移周波数 0.4 0.933 Hz）のフィルターを用いた。図 6.1-1 に、ハイブリッド法のマッチングフィルター（接続周期 1.5 秒）を示す。

図 6.1-1

ハイブリッド法のマッチングフィルター（接続周期 1.5 秒）－ 82 －

6.1

6.1.2

計算条件と計算方法

滑り速度時間関数

図 6.1-2 に、有限差分法による地震動評価に用いた滑り速度時間関数を示す。
上から順に想定琵琶湖西岸断層帯地震の第一アスペリティ・第二アスペリテ
ィ・背景領域の滑り速度時間関数で、いずれも細実線が中村・宮武（ 2000 ）による関数、太破線がこれを三角形関数の重ね合わせにより近似したものである。













!
図 6.1-2

有限差分法による地震動評価に用いた滑り速度時間関数（細実線が中村・宮武 (2000)，太破線が近似 ）－ 83 －

防災科学技術研究所研究資料

6.1.3

第 281 号

2005 年 10 月

時刻歴例示地点

断層との相対位置関係から見て特徴的な地震動になると判断される地点や地域の中心都市の地方自治体中央庁舎位置に最も近い格子点の中から 2 章に記した 8 地点を選んで、時刻歴の計算結果を例示する。以下に、各地点の選定理由
や特徴を簡潔に記す。
A. 敦賀（ ＴＳＵ：敦賀市役所 ）断層北方にあり、ケース１ではバックワード・ディレクティビティ、ケース
２ではフォワード・ディレクティビティの位置にある。
B. 今津（ ＩＭＡ：今津町役場 ）第一アスぺリティ至近、断層の地表トレース至近にあり、特にケース１では第一アスぺリティの破壊前面にあって強い破壊指向性にさらされる。
C. 彦根（ ＨＩＫ：彦根市役所 ）下盤側の堆積層上主要都市である。
D. 草津（ ＫＵＳ：草津市役所 ）下盤側の堆積層上主要都市である。
E. 大津（ ＯＴＳ：大津市役所 ）断層南端付近にあり、ケース１ではフォワード・ディレクティビティ、ケー
ス２ではバックワード・ディレクティビティの位置にあり、滋賀県庁所在地である。
F. 京都（ ＫＹＯ：京都市役所 ）
上盤側の堆積層上の古都で、政令指定都市であり京都府庁所在地である。
G. 大阪（ ＯＳＡ：大阪市役所 ）断層の南方に離れた平野上の政令指定都市で、大阪府庁所在地である。
H. 奈良（ ＮＡＲ：奈良市役所 ）断層の南方に離れた盆地上の古都で、奈良県庁所在地である。
－ 84 －

6.2

6.2

詳細法工学的基盤で評価された地震動の時刻歴と周期特性

詳細法工学的基盤で評価された地震動の時刻歴と周期特性

詳細法工学的基盤で評価された地震動の時刻歴と周期特性についてまとめる。
6.2.1

地震動の時刻歴

詳細法により、詳細法工学的基盤において継続時間 200 秒間の地震動時刻歴を計算した。時刻歴の末尾にはフィルター＆ハイブリッドの計算処理上のノイズが含まれる可能性も否定出来ないため、時刻歴包絡形が十分に減退している
末尾 20 秒間を時刻歴フィルターにより除去して継続時間 180 秒間（3 分間）の時刻歴とした上で、更にその末尾 5 秒間に Cosine 型 Taper 処理を施した。以下に、各ケースについて前述の 8 地点での時刻歴の計算結果を示して解説する。

－85 －防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月

（１）Case 1
Case 1 について、詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動速度
時刻歴の NS 成分と EW 成分（ 時刻 0100 秒 ）を図 6.2-1 と図 6.2-2 に、これらを微分して得られた加速度時刻歴を図 6.2-3 と図 6.2-4 に、それぞれ示す。
破壊が遠ざかる位置にあるＴＳＵや断層面の破壊を横から見る位置にあるＩ
ＭＡ・ＨＩＫでは、2 つのアスペリティからの波群が時間差を置いて到達している。これらの地点は第一アスペリティよりも第二アスペリティの方が遠いため、第二アスペリティから到達する波群の方が、到達時刻が遅れ、短周期成分が大きく減衰している。特に、破壊が遠ざかる位置にあるＴＳＵでは、その到達時刻差が最も大きく、波形全体としての包絡形も長い。
第一アスぺリティ至近で破壊の前面にあって強い破壊指向性にさらされるＩ
ＭＡでは、最大速度 40 cm/s 弱、最大加速度 1000 cm/ s2 強の大振幅となった。
断層南端付近にあって破壊が近づいてくる位置にあるＫＵＳ・ＯＴＳ・ＫＹ
Ｏでは、第一アスペリティと第二アスペリティからの波群がひとかたまりになって到達し、波形全体としての包絡形も相対的に短い。波形振幅も大きく、最大速度は 2030 cm/s 程度、最大加速度は 500600 cm/ s2 程度に達した。このう
ちＫＵＳでは、深い地下構造での地震波伝播により地震動の継続時間は長くなり、後続動が長周期化している。
断層の南方に離れた平野や盆地上にあるＯＳＡやＮＡＲでは、距離減衰が大きいために波形振幅が小さくなっているが、深い地下構造での地震波伝播により地震動の継続時間は長くなっている。特にＯＳＡでは、周期 5 秒前後の長周期地震動が長時間継続している。
NS 成分と EW 成分の波形性状は全体として同様だが、アスペリティの近くに位置するＩＭＡ・ＯＴＳでは、波形の最初のパルスは EW 成分の方が NS 成分よりも大きい。EW 方向は断層直交方向に近く、NS 方向は断層走向方向に近いことから、この特徴の違いは断層の破壊指向性を反映しているものと判断される。
以上のように、各地の時刻歴性状には、詳細な地域特性を反映した地震動評
価結果としての特徴が見られる。

－ 86 －

6.2

図 6.2-1

詳細法工学的基盤で評価された地震動の時刻歴と周期特性詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動時刻歴(Case 1，速度，NS 成分，時刻 0～100 秒)－87 －防災科学技術研究所研究資料

図 6.2-2

第 281 号

2005 年 10 月

詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動時刻歴(Case 1，速度，EW 成分，時刻 0～100 秒)－ 88 －

6.2

図 6.2-3

詳細法工学的基盤で評価された地震動の時刻歴と周期特性詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動時刻歴(Case 1，加速度，NS 成分，時刻 0～100 秒)－89 －防災科学技術研究所研究資料

図 6.2-4

第 281 号

2005 年 10 月

詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動時刻歴(Case 1，加速度，EW 成分，時刻 0～100 秒）－ 90 －

6.2

詳細法工学的基盤で評価された地震動の時刻歴と周期特性（２）Case 2
Case 2 について、Case 1 と同様に図 6.2-5図 6.2-8 に示す。
Case 1 とは正反対に破壊が近づいてくる位置にあるＴＳＵでは、第一アスペ
リティと第二アスペリティからの波群がほぼひとかたまりになって到達し、波形全体としての包絡形も相対的に短い。最大速度は 15 cm/s 程度、最大加速度は350 cm/ s2 程度に達した。
断層面の破壊を横から見る位置にあるＩＭＡ・ＨＩＫでは、2 つのアスペリテ
ィからの波群の到達時刻差が拡大し、ＴＳＵに比べて継続時間がやや長めになっている。特に、第一アスぺリティ至近にあるＩＭＡでは、最大速度 35 cm/s 弱、最大加速度 600 cm/ s2 強の大振幅となった。ただし、Case 1 のように強い破壊指
向性にさらされる訳ではないので、振幅の絶対値も Case 1 に比べるとややではあるが小さいことがわかる。
断層南端付近にあって破壊が遠ざかる位置にあるＫＵＳ・ＯＴＳ・ＫＹＯでは、2 つのアスペリティからの波群が更に時間差を置いて到達している。これらの地点は第二アスペリティよりも第一アスペリティの方が遠いため、第一アス
ペリティから到達する波群の方が、到達時刻が遅れ、かつ、大きく減衰している。ただし、第二アスペリティから比較的近いため、波形振幅は Case 1 の結果に匹敵して大きく、最大速度は 2530 cm/s 程度、最大加速度は 550600 cm/ s2程度に達した。
断層の南方に離れた平野や盆地上にあるＯＳＡやＮＡＲでは、距離減衰が大きいために波形振幅が小さくなっているが、深い地下構造での地震波伝播により地震動の継続時間は長くなっている。特にＯＳＡでは、Case 1 同様、周期 5秒前後の長周期地震動が長時間継続している。
以上のように、各地の時刻歴性状には、詳細な地域特性を反映した地震動評
価結果としての特徴が見られる。

－91 －防災科学技術研究所研究資料

図 6.2-5

第 281 号

2005 年 10 月

詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動時刻歴(Case 2，速度，NS 成分，時刻 0～100 秒)－ 92 －

6.2

図 6.2-6

詳細法工学的基盤で評価された地震動の時刻歴と周期特性詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動時刻歴(Case 2，速度，EW 成分，時刻 0～100 秒)－93 －防災科学技術研究所研究資料

図 6.2-7

第 281 号

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詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動時刻歴（Case 2，加速度，NS 成分，時刻 0～100 秒）－ 94 －

6.2

図 6.2-8

詳細法工学的基盤で評価された地震動の時刻歴と周期特性詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動時刻歴（Case 2，加速度，EW 成分，時刻 0～100 秒）－95 －防災科学技術研究所研究資料

6.2.2

第 281 号

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地震動の周期特性

詳細法工学的基盤で評価された地震動の減衰定数 5%擬似速度応答スペクト
ルを計算し、地震動の周期特性について解説する。
（１）Case 1
Case 1 について、詳細法工学的基盤で評価された地震動の減衰定数 5%擬似速度応答スペクトルを図 6.29 に示す。細実線が NS 成分、太破線が EW 成分の結果である。
地震動の周期特性は、各地点付近の地下構造を反映しており、地点によって様々である。前述のアスペリティの近くに位置するＩＭＡ・ＯＴＳでは、周期 24 秒の応答スペクトルは EW 成分の方が大きい。この特徴の違いは断層の破壊
指向性を反映している可能性がある。また、ＯＳＡでは、振幅は小さいものの、
周期 5 秒前後の成分が他の周期成分よりも相対的に大きなスペクトル形状を示しており、大阪平野の深い地下構造により励起されたやや長周期地震動の特徴が現れている。

－ 96 －

6.2

図 6.2-9

詳細法工学的基盤で評価された地震動の時刻歴と周期特性

詳細法工学的基盤での地震動の擬似速度応答スペクトル  ，減衰定数 ，細実線：－97 －成分，太破線： 成分防災科学技術研究所研究資料

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2005 年 10 月

（２）Case 2
Case 2 について、Case 1 と同様に図 6.210 に示す。
地震動の周期特性は、各地点付近の地下構造を反映しており、地点によって様々である。これらの地点に関する限りは、アスペリティの破壊との幾何学的関係によって、Case 1 ほどには破壊指向性が顕著でない。また、ＯＳＡでは、振幅は小さいものの、周期 5 秒強の成分が相対的に大きなスペクトル形状を示しており、Case 1 と同様に、大阪平野の深い地下構造により励起されたやや長周期地震動の特徴が現れていると考えられる。

－ 98 －

6.2

図 6.2-10

詳細法工学的基盤で評価された地震動の時刻歴と周期特性

詳細法工学的基盤での地震動の擬似速度応答スペクトル( Case 2，減衰定数 5%，細実線：NS 成分，太破線：EW 成分 ）－99 －

防災科学技術研究所研究資料

6.3

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詳細法工学的基盤で評価された地震動の速度最大値

詳細法工学的基盤で評価された地震動の速度最大値についてまとめる。
（１）Case 1
Case 1 について、詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動 NS 成
分の速度最大値分布を図 6.3-1 に、EW 成分の分布を図 6.3-2 に、水平成分ベク
トルの速度最大値の分布を図 6.3-3 に、それぞれ示す。
第一アスペリティに近い地域、第二アスペリティに近い地域、第一アスペリテ
ィの破壊の前面に位置する地域を中心に、振幅が相対的に大きくなっている。
従って、工学的基盤の地震動は、アスペリティからの距離と断層の破壊指向性に強く支配されることがわかる。Case 1 の破壊は第一アスペリティの北下隅（ 北西隅 ）から放射状に広がっているので、特に、第一アスペリティの破壊の前面に位置する地域、すなわち、第一アスペリティの東側から東南側にかけてのエリアで断層に比較的近い地域では、地震動の振幅が非常に大きくなっている。
なお、振幅が最も大きい地域のかなりの部分は琵琶湖の湖底になっている。
また、断層から南方に離れた大阪平野では、振幅の絶対値は小さいものの、深い地下構造により励起されたやや長周期地震動の影響により、周辺の地域に比べて相対的に振幅が大きい傾向が見られる。

－ 100 －

6.3

図 6.3-1

詳細法工学的基盤で評価された地震動の速度最大値

詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動速度最大値( Case 1，NS 成分 )－ 101 －

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図 6.3-2

第 281 号

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詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動速度最大値( Case 1，EW 成分 )－ 102 －

6.3

図 6.3-3

詳細法工学的基盤で評価された地震動の速度最大値

詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動速度最大値( Case 1，水平成分ベクトル )－ 103 －

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（２）Case 2
Case 2 について、Case 1 と同様に図 6.3-4図 6.3-6 に示す。
第一アスペリティに近い地域、第二アスペリティに近い地域、第二アスペリ
ティの破壊の前面に位置する地域を中心に、振幅が相対的に大きくなっている。
従って、工学的基盤の地震動は、アスペリティからの距離と断層の破壊指向性に強く支配されることがわかる。Case 2 の破壊は第二アスペリティの南下隅（ 南西隅 ）から放射状に広がっているので、特に、第二アスペリティの破壊の前面に位置する地域、すなわち、第二アスペリティの東側から東北側にかけてのエリアで断層に比較的近い地域では、地震動の振幅が非常に大きくなっている。
なお、振幅が最も大きい地域のかなりの部分は琵琶湖の湖底になっている。
また、断層から南方に離れた大阪平野では、Case 1 とは正反対に破壊が遠ざかる位置にあるため、振幅の絶対値は小さい。

－ 104 －

6.3

図 6.3-4

詳細法工学的基盤で評価された地震動の速度最大値

詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動速度最大値( Case 2，NS 成分 )－ 105 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.3-5

第 281 号

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詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動速度最大値( Case 2，EW 成分 )－ 106 －

6.3

図 6.3-6

詳細法工学的基盤で評価された地震動の速度最大値

詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動速度最大値
，水平成分ベクトル

－ 107 －

防災科学技術研究所研究資料

6.4

第 281 号

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詳細法工学的基盤から地表に至る表層地盤の速度増幅率

詳細法工学的基盤から地表に至る表層地盤の速度増幅率の分布を図  に示す。琵琶湖沿岸（近江盆地）・京都盆地・大阪平野・奈良盆地などでは地表に至る表層地盤での増幅が見られるが、その他の大半の地域では殆ど増幅しない。

図 6.4-1

詳細法工学的基盤から地表に至る表層地盤の速度増幅率－ 108 －

6.5

6.5

地表で評価された地震動の速度最大値と計測震度

地表で評価された地震動の速度最大値と計測震度

地表で評価された地震動の速度最大値と計測震度についてまとめる。
6.5.1

地震動の速度最大値

詳細法工学的基盤で評価された地震動の速度最大値に対し、詳細法工学的基盤から地表に至る表層地盤の速度増幅率を乗じて、地表での地震動の速度最大値を評価した。以下に、その計算結果を示して解説する。
（１）Case 1
Case 1 について、詳細法により評価された地表での地震動速度最大値の分布を図 6.51 に示す。
アスペリティからの距離が近い地域、断層の破壊指向性の強い地域、表層地盤の増幅が大きな地域を中心に、地表地震動が大きくなっている。特に、これら三要因を併せ持つ琵琶湖北西岸の南北十数 km・東西数 km にわたる地域では、
速度最大値が約 100 cm/s あるいはそれ以上に達している。
また、断層から南方に離れた大阪平野や大阪湾岸では、振幅の絶対値はそれ程大きくはないものの、深い地下構造により励起されたやや長周期地震動や軟らかい表層地盤の増幅の影響により、周辺の地域に比べて相対的に振幅が大きい。
（２）Case 2
Case 2 について、詳細法により評価された地表での地震動速度最大値の分布を
図 6.52 に示す。
アスペリティからの距離が近い地域、断層の破壊指向性の強い地域、表層地盤の増幅が大きな地域を中心に、地表地震動が大きくなっている。特に、第二アスペリティに近くこれら三要因を併せ持つ琵琶湖南部の両岸の南北十数 km・東
西十数 km にわたる地域では、速度最大値が約 100 cm/s 前後に達している。

－ 109 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.5-1

第 281 号

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詳細法により評価された地表での地震動速度最大値 (Case 1)－ 110 －

6.5

図 6.5-2

地表で評価された地震動の速度最大値と計測震度

詳細法により評価された地表での地震動速度最大値 (case 2)－ 111 －

防災科学技術研究所研究資料

6.5.2

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計測震度

地表で評価された地震動の速度最大値を変換して、地表での計測震度を評価した。以下に、その計算結果を示して解説する。
（１）Case 1
Case 1 について求められた地表での計測震度の分布を図 6.5-3 に示す。
地表での地震動速度最大値の分布と同様の特徴である。アスペリティからの距離が近い地域、断層の破壊指向性の強い地域、表層地盤の増幅が大きな地域
では震度 6 弱以上に達し、特に前述の琵琶湖北西岸地域では震度 6 強に達している。断層から南方に離れた大阪平野や大阪湾岸でも震度 5 強に達する地域があり、特に地盤が軟らかい大阪湾岸の埋立地では一部震度 6 弱と評価された地点も見られる。
（２）Case 2
Case 2 について求められた地表での計測震度の分布を図 6.5-4 に示す。
地表での地震動速度最大値の分布と同様の特徴である。アスペリティからの距離が近い地域、断層の破壊指向性の強い地域、表層地盤の増幅が大きな地域
では震度 6 弱以上に達し、特に前述の琵琶湖南部地域では震度 6 強に達している地点も見られる。

－ 112 －

6.5

図 6.5-3

地表で評価された地震動の速度最大値と計測震度

詳細法により評価された地表での計測震度 (Case 1)－ 113 －

防災科学技術研究所研究資料

図 6.5-4

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詳細法により評価された地表での計測震度 (Case 2)－ 114 －

７．計算結果の比較
7.1

詳細法による計算結果と簡便法の距離減衰式との比較

簡便法と詳細法という二種類の方法で評価された地震動予測地図の相互関係
を正しく理解することが重要である。二種類の方法にはそれぞれ利点・特徴がある。また、詳細法による評価結果には簡便法では表現出来ない詳細な地震動
特性が反映されている。そこで、まず、詳細法により評価された地震動の速度最大値を簡便法で用いられている距離減衰式と比較し、考察する。
（１）Case 1
Case 1 について、詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動の速度最大値を S 波速度 600m/s 相当に補正したもの（●印）と、司・翠川（1999）の距離減衰式による地震動の速度最大値（実線が平均値、破線が平均値±標準偏差）とを比較して、図 7.1-1 に示す。ただし、解析対象領域の大半では、実際には工学的基盤での S 波速度が大きく、モデル計算上は S 波速度 390m/s・430m/sの層が最浅部にごく薄く載っているような地域では、実際にはそのような層での増幅が殆ど見込まれないと判断される。そこで、詳細法により評価された速度最大値の補正の際にはモデル最表層 2 層（S 波速度 390m/s と 430m/s）を無視している。
図より、詳細法により評価された地震動はばらつきの範囲内で距離減衰式と概ね対応すること、断層最短距離が約 10 km 以下の地域では断層の破壊指向性により距離減衰式を大きく上回る地点もあること、遠方でも深い地下構造の影響によって距離減衰式を大きく上回る地域があることなど、既往の地震動評価
結果と同様に、詳細な地域特性を反映した地震動評価結果としての特徴が見られる。
（２）Case 2
Case 2 について、Case 1 と同様に図 7.1-2 に示す。
図より、詳細法により評価された地震動はばらつきの範囲内で Case 1 の結果
以上に距離減衰式と良く対応している。

－ 115 －

防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月

図 7.1-1 詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動速度最大値(S 波速度 600m/s 相当に補正)と司・翠川（1999）の距離減衰式との比較(Case 1，補正時に最表層 2 層（S 波速度 390m/s と 430m/s）を無視 )図 7.1-2 詳細法により評価された詳細法工学的基盤での地震動速度最大値(S 波速度 600m/s 相当に補正）と司・翠川（1999）の距離減衰式との比較(Case 2，補正時に最表層 2 層（S 波速度 390m/s と 430m/s）を無視)－ 116 －

7.2

7.2

詳細法による Case 1 と Case 2 の評価結果の比較

詳細法による Case 1 と Case 2 の評価結果の比較

詳細法による Case 1 と Case 2 の評価結果を比較することにより、破壊シナリ
オの違いが詳細な地震動特性にどのような違いを与えるのかを考察する。
7.2.1

詳細法工学的基盤での地震動速度最大値分布の比較

図 7.21 に、詳細法により評価された Case 1 と Case 2 の詳細法工学的基盤での地震動水平成分ベクトル速度最大値分布を比較して示す。Case 1 の破壊は第一アスペリティの北下隅（北西隅）から放射状に広がるが、Case 2 の破壊は第二アスペリティの南下隅（南西隅）から放射状に広がる。前述のように、工学的基盤の地震動はアスペリティからの距離と断層の破壊指向性に強く支配されるので、このような破壊シナリオの違いにより生じる結果の違いを見ながら考察する
Case 1 では、両アスペリティに近い地域、および、第一アスペリティの破壊の前面に位置する地域を中心に、振幅が相対的に大きい。一方、Case 2 では、両アスペリティに近い地域、および、第二アスペリティの破壊の前面に位置する地域を中心に、振幅が相対的に大きい。Case 1 の破壊は第一アスペリティの北下隅から放射状に広がるので、特に、第一アスペリティの破壊の前面に位置する地域、すなわち、第一アスペリティの東側から東南側にかけてのエリアで断層に比較的近い地域では、地震動が非常に大きい。一方、Case 2 の破壊は第二アスペリティの南下隅から放射状に広がるので、特に、第二アスペリティの破壊の前面に位置する地域、すなわち、第二アスペリティの東側から東北側にかけてのエリアで断層に比較的近い地域では、地震動が非常に大きい。
また、断層から南方に離れた大阪平野では、Case 1 では、振幅の絶対値は小
さいものの、深い地下構造により励起されたやや長周期地震動の影響により、周辺の地域に比べて相対的に振幅が大きい傾向が見られるのに対し、Case 2 では、Case 1 とは正反対に破壊が遠ざかる位置にあるため、振幅の絶対値は小さい。

－ 117 －

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                 図 7.2-1

詳細法により評価された Case 1 と Case 2 の詳細法工学的基盤での地震動水平成分ベクトル速度最大値分布の比較－ 118 －

7.2

7.2.2

詳細法による Case 1 と Case 2 の評価結果の比較

地表での計測震度分布の比較

図 7.2-2 に、詳細法により評価された Case 1 と Case 2 の計測震度分布を比較して示す。
前述のように、工学的基盤の地震動はアスペリティからの距離と断層の破壊
指向性に強く支配されていたが、地表の地震動は更に表層地盤の増幅にも強く支配される。従って、アスペリティからの距離が近い地域、断層の破壊指向性の強い地域、表層地盤の増幅が大きな地域を中心に、地表地震動が大きくなっている。
Case 1 の場合は、特に、これら三要因を併せ持つ琵琶湖北西岸の南北十数 km・
東西数 km にわたる地域では震度 6 弱以上に達し、一部では震度 6 強に達している。一方、Case 2 の場合は、特に、第二アスペリティに近くこれら三要因を併せ持つ琵琶湖南部の両岸の南北十数 km・東西十数 km にわたる地域では震度 6
弱以上に達し、一部では震度 6 強に達している地点も見られる。
また、Case 1 では、断層から南方に離れた大阪平野や大阪湾岸でも震度 5 強に達する地域があり、深い地下構造により励起されたやや長周期地震動や軟らかい表層地盤の増幅の影響により、周辺の地域に比べて相対的に振幅が大きい。
特に地盤が軟らかい大阪湾岸の埋立地では一部震度 6 弱と評価された地点も見られる。

－ 119 －

防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月



























                 図 7.2-2

詳細法により評価された Case 1 と Case 2 の計測震度分布の比較－ 120 －

7.3

7.3

結果の考察

結果の考察

簡便法と詳細法によりそれぞれ面的に評価された地震動強さの分布は概ね対応していると言える。
更に、詳細法による地震動評価結果には、断層面の不均質性（アスぺリティ
等）・破壊伝播効果（破壊開始点・破壊伝播方向等）・三次元地下構造等の影響が色濃く反映され、簡便法による評価結果に比べて地域特性の強い空間分布となった。具体的には、アスぺリティの破壊進行先にある地域、アスぺリティから近い地域、表層地盤増幅率の高い地域を中心に、強い地震動に見舞われることがわかる。断層至近にあって破壊の影響を強く受ける地点では、短い継続時
間に強い地震波のエネルギーが集中し、大きな振幅となる。断層から離れるに
つれて主要動の振幅は小さくなるが、一方、断層から遠くても堆積層が厚くなる地域では、後続動が長周期化して長時間継続するところもある。
断層に比較的近い地域や厚い堆積盆地等では、特に、詳細法によって地震動を評価してその特徴を把握し理解することが重要であると言えよう。

－ 121 －

８．おわりに
琵琶湖西岸断層帯で発生する地震を想定し、最新の知見に基づいて震源特
性・伝播特性・表層地盤特性をモデル化し、断層周辺の広域で面的に地震動を評価し、地震動予測地図を作成した。
簡便法と詳細法によりそれぞれ面的に評価された地震動強さの分布傾向は概ね対応しているが、もう少し細かく見ると、詳細法の地震動評価結果は遠方で相対的に小さく、簡便法の評価結果はより広範囲で揺れが強い結果となっている。遠方での地震動評価方法には今後改良の余地があろう。
詳細法による地震動評価結果には、破壊伝播効果や三次元地盤構造の影響が色濃く反映され、簡便法による評価結果に比べて地域特性の強い空間分布となっている。震源断層に比較的近い地域や厚い堆積盆地などでは特に詳細法による地震動評価が重要と言える。アスぺリティの位置や破壊開始点・破壊伝播方向等の条件は、地震動の空間分布を大きく左右する。しかし、現在の知見では、
それらの条件を予め設定するための情報は不十分であり、多くの不確定性が存在していることも認めなければならない。従って、現状では、将来の地震動予
測上は複数のシナリオを考慮する必要があり、今後は、その条件を拘束し得る根拠についての一層の調査・研究が必要となろう。
地震動予測地図の精度を上げるためには、計算に用いている地下構造モデルの地震動評価への適用可能性と限界を実際の地震観測記録により確認することも重要である。本検討では実施出来なかったが、今後は、地震観測記録のシミュレーションなどによる地下構造モデルの妥当性検証と改良等により、地震動
予測精度の一層の向上を図ることも必要となろう。
今後とも、地震動予測地図作成に必要な技術の開発・改良を進める必要がある。震源・伝播・地盤特性評価手法の一層の高度化、地域のより詳細な情報を生かし非線形特性をも考慮した表層地盤増幅と地表地震動の推定方法等、今後の課題は多い。

－ 123 －

付録 A.
A.1

簡便法計算手法

工学的基盤（S 波速度 400m/s 相当）における地震動強さ（距離減衰式）

簡便法により計算する工学的基盤（S 波速度 400m/s 相当）における地震動強さ指標は、最大加速度および最大速度とする。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(A-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)(A-2)?+%Y6X\FT7?+Y6X\FT7'LH;V!=D#.J

?+%Y6X\FT7Z Joyner and Boore (1981) 9>O/:>

2L'L$]&Q3 (1999)S EY6@BU2L"4,K(L^S E

Y6 400m/s M8_?+%Y6

(A-1) 7R

'L?+%Y67&Q3 (1999) 9(A-1) 7C'L?+%Y6 1.4 [2L"*<M8_?+%Y6 4,K(L^S EY6 400m/s

=?+Y6X\FT7 (A-2) 7

(G'L S EY6 600m/s NW'L(A-2) 7(G'L^S EY6600m/s_4,K(L^S EY6 400m/s M8_?+Y6)5I
A1Q3 (1994) S0'LY6)56P-7－ 125 －



  281  2005  10

log ARV = 1.83  0.66 log AVS (± 0.16)(A-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、(A-2)式から求められた最大速度に 1.31 を乗じ、それを工学的基盤S

A.2

 400m/s の最大速度とする。

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。
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、藤本・翠川(2003) に基づき各微地形区分ごとに表層 30m の平均 S 波速度を評価する。ここで、藤本・翠川 (2003) は、松岡・翠川 (1994) による平均 S 波速度推定式を改良し、平均 S 波速度の地域性を考慮したものである。次に (A-3) 式を用いて、各微地形区分ごとに求められた表層 30m の平均 S 波速度から、第三紀ないしそれ以前の丘陵地（平均 S 波速度が 600m/s 程度）を基準とした速度増幅度を求める。
本検討でも同様な方法により表層の速度増幅度を求める。ただし、本検討では S 波速度 400m/s の工学的基盤において強震動を評価し、その最大速度を求めるので、工学的基盤から地表までの速度増幅度は 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）から工学的基盤（S 波速度 400m/s 相当）までの増幅度を求める。具体的には、(A3)
式にそれぞれの S 波速度を代入して算定された速度増幅度の比を増幅度とする。
このようにして求めた比の値は 1.31 となる。次に、藤本・翠川 (2003) 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工学的基盤（S 波速度 400m/s 相当）から地表までの速度増幅度とする。

－ 126 －

付録 A.

A.3

簡便法計算手法

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、(A-2) 式で算定された工学的基盤（S 波速度 400m/s 相当）での最大速度値に対して工学的基盤（S 波速度400m/s 相当）から地表までの増幅度を乗じることにより得られる地表での最大速度である。

A.4

地表における計測震度

翠川ほか (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)(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する。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。

－ 127 －

付録 B.

詳細法計算手法

B.1

三次元有限差分法

B.1.1

手法の概要

有限差分法は有限要素法とならんで解析領域全体を離散化して解く方法（領域法）の代表的なものである。具体的には、対象領域内に配置された離散化された節点(格子点)において、波動場を記述する波動方程式の変数にテイラー展開を適用し微係数を差分近似することで格子点での値に関する連立一次方程式（差分方程式）を作成し、これを逐次解いていく方法である。
格子点毎に独立に物理定数が付与できるので不均質性が強い場の問題を解くのに適するほか、非線形の問題にも適用でき、応用範囲が広い。解き得る問題の規模は計算機の記憶容量と計算時間に依存するが、差分法の計算アルゴリズ
ム自体がベクトル化に適しており、他の手法と比べて大規模な数値演算が容易に行える利点がある。また、他の領域型の離散化手法と同様にすべての格子点での応答が同時に得られるので、可視化の技法を使えば地動の面的分布は容易に表現できる。しかし、次に示すような領域法に属する離散化手法が避けて通れない難点がある。第一は、空間上の離散化された格子点すべてに地盤の弾性定数を与えなければならず扱うデータ量が膨大となることである。第二は空間上の離散化によって生じる数値誤差のため計算精度に留意する必要があり、適用できる周波数帯域は格子点間隔から決まる特定の周波数よりも低周波数側に限定されることである。第三は地盤の半無限性（無限境界）の扱いが完全ではないことである。これらに加え、次のような差分法特有の問題点があげられる。
差分格子は一般的には等間隔の直交格子が基本となるため、格子点の配置に有限要素法のような融通性がなく複雑な境界条件の扱いも容易ではない。例えば、凹凸がある地表面の応力解放条件を満足させるのは容易ではない。時空間上の有限差分法では計算効率が陰解法と比べて格段に優れている陽解法を採用するのが普通である。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－ 129 －

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慮する必要があり、空間的に変化する Q 値を導入する場合、近似的な扱いとならざるを得ない。上述したようないくつかの難点もあるが、有限要素法と比べて簡便で計算時間が速いので、最近では大規模な領域を対象とした地震波の波動伝播問題によく用いられている。
B.1.2

地盤および波動伝播特性のモデル化と精度（１）格子点の配置
媒質の離散化における格子点（グリッド）の配置方法として、食い違い格子あるいはスタッガードグリッド（staggered grid）と呼ばれるものを用いる。これは、変位（あるいは速度）を評価する格子点と応力を評価する格子点を格子点
間隔 h の半分だけずらす方法である（例えば、Virieux and Madariaga, 1982）。変位勾配から歪み・応力が決まるという物理的な性質をよく表すことから自然であり、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 B.1-1 に Graves（1996）の論文に記載されている食い違い格子の模式図を示す。図中、速度の各成分は黒印の点で計算され、応力の各成分は、その黒印の点から半グリッド h / 2 だけずれた白印の点で計算される。また、媒質を規定するパラメータである密度およびラーメの定数（密度、P 波速度、S 波速度を与えればラーメの定数は一意に定まる）は白丸の点毎に独立に与えられる。
（２）離散化誤差と数値安定性
微分演算の差分近似は、微分点の前後での値の変化が十分に小さいことを仮定してテイラー展開を用いて誘導されるので、離散化誤差を小さくするためには格子点間隔を対象波長に対して小さく選ぶ必要がある。格子点間隔を対象波
長の何分の一以下にすべきかは差分方程式の近似度（あるいは精度ともいう）
によって決まる。微分法の値は近似度 4（4 次精度）の場合、その周囲の４つの格子点の値から定まる。三次元波動場の計算に最近よく用いられる差分法は空間に関して近似度 4 のものが多い（例えば、Frankel and Vidale, 1992; Graves, 1996;
Pitarka, 1999）。実際の計算上の精度を確保するための格子点間隔は、空間に関して近似度４の場合、対象波長の５分の１以下にする必要がある（Levander、1988）。
－ 130 －

付録 B.

詳細法計算手法

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

(B-1)（３）吸収境界条件
計算機の能力に限界があることから、有限差分法でモデル化できる媒質の範囲（計算領域）は限られる。計算領域の境界面に何らの境界条件も与えないとこれらの面は剛体壁（固定端）として振る舞うため、この面に達した波は完全反射して計算領域内に戻ってきてしまう。しかし、実際の地盤にこのような壁は存在しない。この計算上の反射波を防ぐには、十分大きな計算領域を設定し、反射波が着目地点に戻ってくる前に計算を打ち切る必要がある。しかし、この方法では計算する地震波の継続時間が長ければ長いほど計算領域を大きくとらなければならなくなり、記憶容量、計算時間とも膨大になってしまう。そこで、計算領域を必要以上に大きくとらない方法として、境界面に入射した波が吸収される吸収境界条件（absorbing boundary condition）が開発された。この吸収境界条件としては Clayton and Engquist（1977）のものが有名であるが、この吸収境界条件だけでは反射波の抑止が完全ではない。そこで最近では、境界面から 20あるいは 30 点の格子点を帯状の波動吸収領域として用い、この中では時間ステ
ップ毎に波の振幅に指数関数を乗じ振幅を徐々に減少させる方法（Cerjan et al.,1985）が用いられている。Graves（1996）、Pitarka（1999）の有限差分法では、Clayton and Engquist（1977）の吸収境界条件と Cerjan et al.（1985）の帯状の吸収領域が併用されている。
（４）地表面における応力解放条件
直交格子を基本とする有限差分法で地表面における応力解放条件を満足させ、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－ 131 －

防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

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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。
（５）Q 値
媒質の一般的な非弾性減衰を考慮するには応力と歪みとのコンボリューションの操作が必要となるため単純な陽解法を維持できなくなり、計算に必要な記憶容量や計算時間が格段に増大する（例えば、Emmerich and Korn, 1987）。そのため、これまでの有限差分法の計算では Q 値の効果を無視する場合が多い（例
えば、Yomogida and Etgen, 1993; Olsen and Archuleta, 1996）。最近、近似的扱いに
より陽解法を維持したまま空間的に変化する Q 値の効果を有限差分法に導入す
るテクニックが提案され、その有効性の確認が行われている（Graves, 1996）。このテクニックでは、限られた帯域波の計算を前提に非弾性減衰による位相速度の分散性を無視し、P 波と S 波の Q 値を区別せずに周波数に比例する Q 値を仮定することで、各時間ステップの速度場および応力場に指数関数型の減衰項を乗じる操作を施す。強震記録から推定された Q 値に関する多くの既往の研究では Q 値が周波数にほぼ比例する結果となっている。これらの研究で用いた記録の分解能からは約 1Hz よりも低周波数帯域で Q 値が周波数に比例するのかどうか定かではないが、約 1Hz より高周波数帯域の観測結果に基づけば、Graves（1996）の周波数比例の Q 値の仮定は不自然ではない。ただし、この方法では
P 波と S 波の Q 値を区別できない。
B.1.3

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ータ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－ 132 －

付録 B.

詳細法計算手法

複数の格子点にそれぞれ異なった向きのシングルフォースを作用させることで分布震源としてダブルカップルを近似的に表現する方法である（Aboudi, 1971）。
この方法は簡便なことからよく用いられてきた（例えば、Frankel, 1993）。最近、Graves（1996）はこの方法と食い違い格子（スタッガードグリッド）との取り合わせがよいことに着目し、三次元場の食い違い格子におけるモーメントテンソ
ルの表現式を導いている。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。
B.1.4

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 B.1-2 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 (B-1) 式と次の条件を満たす必要がある。

f < vmin / (5h)ここで、 f は計算したい最大周波数(Hz)、 vmin (km/s)はモデル内の媒質の伝播速度のうち最も遅い速度、 h (km)は最小格子間隔である。
また、用いる格子点数はすなわち必要とする計算機のメモリ量となるため、同じメモリ量を使用できる場合はより大きな領域を計算できる。

－ 133 －

防災科学技術研究所研究資料

図 B.1-1

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2005 年 10 月

食い違い格子（スタッガードグリッド）の模式図（Graves,1996）

図 B.1-2

不等間隔格子の模式図（Pitarka,1999）－ 134 －

付録 B.

B.2
B.2.1

詳細法計算手法

統計的グリーン関数法
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、佐藤ほか（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。

M 0 pq (2f )1
A pq ( f ) =32m
4  pq  pq 1+ ( f / f cpq ) 1+ f / f( max pq )
2

F




 frpq pq pq1
exp 
2rpq
 sb  sb
 Q ( f ) pq

ここに、 pq は要素断層に関する添字で、 Apq ( f ) は地震動の加速度フーリエスペ
クトル、 F は地震波の放射特性、  pq および  pq は要素断層における地殻の密度
および S 波速度、 M 0 pq は地震モーメント、 fcpq は臨界振動数、 fmax 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 S 波速度である。  pq および  pq は震源における密度 3.03
g/cm3、S 波速度 3.93 g/cm3 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（壇ほか、2000）。
地殻の Q 値である Q( f ) は、Q( f ) = 110 f 0.69

Q( f ) = 110

f  0.8Hz(B-2)

f < 0.8Hzで表される値とした。（B-2）式は、佐藤ほか(1994b)の推定値であるが、最近の研究では、0.8Hz 前後以下で Q 値が頭うちするあるいは減少することが指摘されていることから、0.8Hz 未満で一定値とする。
なお、 fcpq は、以下の式から算出できる。

－ 135 －

防災科学技術研究所研究資料( 7/16)
f =
cpq



1/ 6

第 281 号

2005 年 10 月

1/ 3

  pq  pq 

 M 0 pq

ここで、  pq は実行応力である。
さらに、強震動を評価する領域内で、ある１つの地点を考えると、その地点
は各要素断層からみて常に同じ方位に位置しているわけではないこと、および短周期の地震記録には明確な放射特性が見られないことから、 F は平均的な値を用いることとした。計算地点と断層面との幾何学的関係、および断層のすべりのタイプを考慮して、Boore and Boatwright (1984) に示された F の値のうち、SH 波 (S 波のうち重力の方向に直交する成分) と SV 波 (S 波のうち SH 波に直交する成分) の値の大きいほうを採用する。
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「詳細法工学的基盤」上とするため、佐藤ほか（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 ) / (tb  t a )]2E(t) = 1
exp((ln10)(t  t ) / (t  t ))cdc
(t a  t  tb )(tb  t  t c )(t c  t  t d )ここに、log(tb  t a ) = 0.229M Jpq  1.112
log(t c  tb ) = 0.433M Jpq  1.936
log(t d  t c ) = 0.778 log rpq  0.340
気象庁マグニチュード M Jpq は、佐藤（1989）による次式に基づき、地震モー
メント M 0 pq から次式に基づき算出した。
log M 0 pq = 1.5M J + 9.2－ 136 －[N  m]付録 B.

B.2.2

詳細法計算手法

工学的基盤上面での統計的グリーン関数の作成

各計算ポイント直下の三次元地盤モデルから、各計算ポイントでの 1 次元地盤モデルを作成し、B.2.1 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て、S 波の一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。
B.2.3

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.2.2 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）の断層の非一様すべり破壊を考慮した半経験的波形合成法に従い、波形合成を行う。この際、大地震の要素断層のすべり量と応力降下量が再現されるように、震源スペクトルの補正を行った。このようにして算定された大地震の要素断層の波形を断層面全体の破壊過程を考慮して合成を行う。

－ 137 －

防災科学技術研究所研究資料

B.3

第 281 号

2005 年 10 月

ハイブリッド合成法

ハイブリッド合成法は、短周期領域と長周期領域においてそれぞれ求めておいた 2 つの計算結果を合成して広帯域地震動を評価する方法である（例えば、川瀬・松島, 1998; 佐藤ほか, 1998 ; 入倉・釜江, 1999）。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。ここでは、短周期側は統計的グリーン関数法、長周期側は三次元有限差分法により求めた工学的基盤上面での時刻歴波形を用いる。合成は、ある周期（接続周期）を中心とするコサイン型フィルタの組み合わせによるマッチングフィルタを用いて時刻歴波形をフィルタ処理し、時刻歴で重ね合わせて行う。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。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。

－ 138 －

参考文献
Aboudi, J. (1971): Numerical simulation of seismic sources, Geophysics, 36,
pp.810-821.
青木治三、村松郁栄(1974)：御母衣外山測線に沿う近畿・四国地方の地殻構造、
地震

第 2 輯、第 27 巻、104-109

Boore, D. M. (1983): Stochastic simulation of high-frequency ground motions based onseismological models of the radiated spectra, Bull. Seism. Soc. Am.,.73,
pp.1865-1894.
Boore, D. M. and J. Boatwright (1984): Average bodyÿwave radiation coefficient,

Bulletin of the Seismological Society of America, Vol.74, pp.1615-1621.
Bowman,D., G.King and P.Tapponnier (2003): Slip Partitioning by Elastoplastic
Propagation of Oblique Slip at Depth, Science, Vol.300.
Buell, J. C. (1991): A Hybrid Numerical Method for Three-Dimensional
Spatially-DevelopingFree-Shear Flows, J. Comut. Phys., 95, pp.313-338.
Cerjan, C., D. Kosloff, R. Kosloff, and M. Reshef (1985): A Nonreflecting Boundary
Conditionfor Discrete Acoustic and Elastic Wave Equations, Geohpysics, 50,
pp.705-708.
Clayton, R. and B. Engquist (1977): Absrobing Boundary Conditions for Acoustic andElastic Wave Equations, Bull. Seism. Soc. Am., 67, pp.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、pp.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、pp.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, No 545, pp.51-62.
Emmerich, H. and M. Korn (1987): Incorporation of Attenuation Into Time-Domain
Computations of Seismic Wave Fields, Geophysics, 52, pp.1252-1264.
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, pp.2045-2074.
－ 139 －

防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月

Frankel, A. (1993): Three-Dimensional Simulations of Ground Motions in the San
BernadinoValley, California, for Hypothetical Earthquakes on the San Andreas
Fault, Bull. Seism.Soc. Am., 83, pp.1020-1041.
藤本一雄・翠川三郎（2003）：「日本全国を対象とした国土数値情報に基づく地
盤の平均 S 波速度分布の推定」, 日本地震工学会論文集, 第 3 巻, 第 3 号,
pp.13-27.
Geller, R. (1976): Scaling relations for earthquake source parameters and magnitudes,
Bulletin of the Seismological Society of America, Vol.66, No.5, pp.1501-1523.
Graves, R. W. (1996): Simulating Seismic Wave Propagation in 3D Elastic Media
Using

Staggered-Grid

Finite Differences,

Bull. Seism. Soc.

Am., 86,

pp.1091-1106.
林 隆夫・山崎博史・川辺孝幸（1999）：琵琶湖東岸・草津市烏丸地区深層ボー
リングコアの岩相層序、烏丸地区深層ボーリング調査団編、琵琶湖東岸・烏丸地区深層ボーリング調査、琵琶湖博物館研究調査報告、No.12、pp.31-60
堀江正治・石田志朗・西村進・横山卓雄・太井子宏和（1981）古琵琶湖層深層部堆積状況に関する研究、滋賀県天然ガス調査報告書、pp.16-57
Horie, S., and S. Tanaka (1983) : Multichannel seismic profiles, Paleolimnology ofLake Biwa and the Japanese Pleistocene, Vol.11, pp.57-99
堀川晴央・水野清秀・佐竹健治・関口春子・加瀬祐子・杉山雄一・横田裕・

末廣匡基・Arben Pitarka（2002）：大阪平野の３次元地盤構造モデルの作成、
活断層・古地震研究報告、No.２、pp.291-324
市原

実（1991）：大阪とその周辺地域の第四紀地質図大阪層群を中心に、

アーバンクボタ、No.30、21p
市原実（2001）：特集＝続・大阪層群古瀬戸内河湖水系、アーバンクボタ、

No.39、65p
池田 硯・大橋 健・植村善博（1991）：滋賀県・近江盆地の地形、滋賀県自然誌編集委員会編、滋賀県自然誌、滋賀県自然保護財団、pp.105-296
井本伸広・清水大吉郎・武蔵野 実・石田志朗（1989）：京都西北部地域の地質．
地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）、地質調査所、84p
入倉孝次郎・釜江克宏（1999）：1948 年福井地震の強震動ハイブリッド法による広周期帯域強震動の再現、地震 2、52、pp.129-150．

－ 140 －

参考文献

入倉孝次郎・春日 茂（1980）：水平に急変する地盤構造地域における地震波の震動特性、地震学会講演予稿集、No.１、pp.202.
石田志朗・河田清雄・宮村 学（1984）：彦根西部地域の地質、地域地質研究報
告（５万分の１図幅）、地質調査所、121p.
石井 透・佐藤俊明・Paul G. Somerville（2000）：「強震動評価のための不均質断
層 モ デルの主破壊領域の抽出」, 日本建 築学会構造系論文集, No.527,
pp.61-70.
Ito,K. (1990): Regional Variations of the Cutoff Depth of Seismicity in the Crust and
Their Relation to Heat Flow and Large Inland-Earthquakes, J. Phys. Earth, Vol.38,
No.3, pp.223-250.
伊藤潔 (2002)：「地殻内地震発生層」, 月刊地球, 号外 No.38, pp.114-121.

伊藤潔・村上寛史・堀江正治・佐々木嘉三・浅野周三・竹内俊明・原徹夫（1982）：発破地震動観測による琵琶湖底の地下構造、地震２、Vol.35、
pp.353-366
伊藤潔・黒磯章夫（1988）：「マスターイベント法による近畿地方北部における微小地震の震源の精密決定と深さ分布」,地震, 第 2 輯, 第 41 巻, pp.179-188.
伊藤 潔・長尾年恭・田中 豊（1999）：琵琶湖付近の地震活動と熱構造、烏丸地区深層ボーリング調査団編、琵琶湖東岸・烏丸地区深層ボーリング調査、
琵琶湖博物館研究調査報告、No.12、pp.163-167
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2003a）：「森本・富樫断層帯の地震を想定した強震動評価について」(http://www.jishin.go.jp/main/kyoshindo/03mar_morimoto/index.htm).
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2003b）：「三方・花折断層帯の長期評価について」(http://www.jishin.go.jp/main/chousa/03mar_mikata/index.htm).
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2003c）：「琵琶湖西岸断層帯の長期評価について」(http://www.jishin.go.jp/main/chousa/03jun_biwako/index.htm).
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2003d）：「三浦半島断層群の地震を想定した強震動評価について」(http://www.jishin.go.jp/main/kyoshindo/03oct_miura/index.htm).
地震調査研究推進本部地震調査委員会（2004）：「砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の地震を想定した強震動評価について」(http://www.jishin.go.jp/main/kyoshindo/04mar_tonamikureha/index.htm).

－ 141 －

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第 281 号

2005 年 10 月

香川敬生・澤田純夫・岩崎好規・江見 晋（1990）：発破実験より推定される大阪堆積盆地構造、地震２、Vol.43、pp.527-537.
香川敬生・澤田純夫・岩崎好規・南荘 淳（1993）：大阪平野の深部地盤構造のモデル化について、地震学会講演予稿集、No.２、pp.112.
香川敬生・澤田純夫・岩崎好規・南荘 淳（1998）：常時微動アレー観測による
大阪堆積盆地深部Ｓ波速度構造のモデル化、地震２、Vol.51、pp.31-40.
香川敬生・趙 伯明・宮腰 研（2003）：地殻・地盤構造情報の収集と物性値の特性化、平成 13 年度 科学技術振興調整費

地盤災害軽減のための強震動

予測マスターモデルに関する研究 平成 13 年度研究成果報告書、pp.119-130.
関西地盤情報活用協議会（1998）：新関西地盤神戸および阪神間、270p.
関西地盤情報活用協議会（2002）：新関西地盤京都盆地、196p.
烏丸地区深層ボーリング調査団編（1999）：琵琶湖東岸・烏丸地区深層ボーリン
グ調査、琵琶湖博物館研究調査報告、No.12、167p.

ÿ分布図と資料」, 東京大学出版会.

活断層研究会（1991）：「新編日本の活断層

Kawabe, T. (1989) : Stratigraphy of the lower part of the Kobiwako Group around the
Ueno basin, Kinki district, Japan. Jour. Geosci. Osaka City Univ., Vol.32, pp.29-52
川辺孝幸（1990）：古琵琶湖層群上野盆地を中心に、アーバンクボタ、№29、
pp.30-47
川辺秀憲・堀家正則・日下部馨（2002）：震源インバージョンと地震動有限差分
シミュレーションを用いた大阪平野北部地域の三次元地下構造モデル、日本
建築学会構造系論文集、№552、pp.93-100
川瀬博・松島信一（1998）：半経験的方法・理論的方法およびそれらのハイブリッド合成法による強震動評価、兵庫県南部地震の場合、日本建築学会学術講演梗概集、B-II、pp.171-172．
近畿農政局計画部資源課（1973）：農業用地下水開発調査 亀岡盆地地区調査報
告書、256p
木村克己・吉岡敏和・井本伸広・田中里志・武蔵野 実・高橋裕平（1998）：京
都東北部地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）、地質調査所、89p
木村克己・吉岡敏和・中野聡志・松岡 篤（2001）：北小松地域の地質、地域地
質研究報告（５万分の１地質図幅）、地質調査所、102p－ 142 －

参考文献

北 啓之・科野健三（1993）：奈良盆地の VSP 探査と地震応答の検討、日本応用地質学会関西支部・関西地質調査業協会、シンポジウム「丘陵地域の応用
地質学的特性と課題」、第３セッション
狐崎長琅・後藤典俊・岩崎好規（1971）：地震探査からみた京都盆地南部の地下構造とこれに関連した地震工学上の若干の問題、京都大学防災研究所年報、
14-A、pp.203-215
小林芳正・入倉孝次郎・堀家正則・天池文男・岸本清行・春日 茂（1980）：黄檗断層の地震探査、地震学会講演予稿集、No.１、pp.204
小松原 琢・水野清秀・寒川 旭・七山 太（1998）：琵琶湖西岸活断層系・饗
庭野断層のトレンチ掘削調査（補備調査）、地質調査所速報、No.EQ/98/1（平成９年度活断層・古地震研究調査概要報告書）、pp.125-136
小松原 琢・水野清秀・寒川 旭・七山 太・木下博久・松木宏彰・新見 健・
吉村辰朗・井上基・居川信之・葛原秀雄・中村美重・図司高志・横井川

博之（1998）：琵琶湖西岸活断層系北部、饗庭野断層の第四紀後期の活動、
地調月報、Vol.49、pp.447-460
小松原 琢・水野清秀・寒川 旭・七山 太・木下博久・新見 健・間野道子・
吉村辰朗・井上 基・葛原秀雄・図司高志・中村美重・横井川博之（1999）：
琵琶湖西岸活断層系北部、饗庭野断層の活動履歴、地震２、Vol.51、pp.379-394
小松原 琢・水野清秀・松山紀香（2001）：琵琶湖西岸活断層系南部、特に堅田断層の補備調査、活断層・古地震研究報告、No.１、pp.115-131
小松原 琢・水野清秀・松山紀香・細矢卓志・徳田博明・藤根 久（2002）：琵琶湖西岸活断層系南部・堅田断層の活動履歴調査、活断層・古地震研究報
告、No.２、pp.91-107
公文富士夫（1999）：烏丸地区深層ボーリング資料からみた近江盆地の構造運動と堆積環境、烏丸地区深層ボーリング調査団編、琵琶湖博物館研究調査報
告、№12、pp.155-162
公文富士夫・今井 肇（1999）：烏丸半島学術ボーリング試料の堆積相と粒度分析からみた琵琶湖南湖周辺の古環境変遷、烏丸地区深層ボーリング調査団
編、琵琶湖博物館研究調査報告、№12、pp.61-74
栗本史雄・内藤一樹・杉山雄一・中江 訓（1999）：敦賀地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）、地質調査所、73p－ 143 －

防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月

黒磯章夫・岡野健之助（1990）：「琵琶湖周辺の地震活動と近畿北部の地殻構造」,
月刊地球, Vol.12, No.6, pp.362-368, 1990.
京都市（1997）：平成 8 年度地震関係基礎調査交付金 京都西山断層群に関する調査成果報告書
京都市（1998）：平成 9 年度地震関係基礎調査交付金 京都盆地奈良盆地断層帯に関する調査成果報告書
京都市（1999a）：平成 10 年度地震関係基礎調査交付金 三方・花折断層帯（桃山断層）に関する調査成果報告書
京都市（1999b）：平成 10 年度地震関係基礎調査交付金 京都盆地の地下構造に関する調査成果報告書
京都市（2000）：平成 11 年度地震関係基礎調査交付金

京都盆地の地下構造に関する調査成果報告書
京都市（2001）：平成 12 年度地震関係基礎調査交付金

京都盆地の地下構造に関する調査成果報告書
京都市（2002a）：平成 13 年度地震関係基礎調査交付金 宇治川断層に関する調査成果報告書京都市（2002b）：平成 13 年度地震関係基礎調査交付金 京都盆地の地下構造に関する調査成果報告書
京都市（2003）：平成 14 年度地震関係基礎調査交付金

京都盆地の地下構造に関する調査成果報告書（概要版）
京都府（2003）：三峠・京都西山断層帯に関する調査、2003 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、pp.187-196
Levander, A. R. (1988): Forth-Order Finite-Difference P-SV Seismograms, Geophysics,
53, pp.1425-1436.
Ludwig, W. J., J. E. Nafe and C. L. Drake (1970) :Seismic refraction, in the Sea Vol. 4,part 1, Wiley-Interscience, pp.53-84
Meyers, P. A. and S. Horie (1993) : An organic carbon isotopic record ofglacial-postglacial change in atomosphere δ CO2 in the sediments of Lake Biwa,
Japan. Palaeogeo. Palaeo-clima. Palaeoeco., Vol.105, pp.171-178
Meyers, P. A., K. Takemura and S. Horie (1993) :Reinterpretation of Lake Quaternary
sediment chronology of Lake Biwa, Japan, from correlation with marine
glacial-interglacial cycles. Quant. Res., Vol.39, pp.154-162－ 144 －

参考文献

翠川三郎・藤本一雄・村松郁栄（1999）：「計測震度と旧気象庁震度および地震
動強さの指標との関係」, 地域安全学会論文集, Vol.1, pp.51-56.
宮腰研・香川敬生・越後智雄（1997a）：大阪平野における深部地下構造のモ

デル、物理探査学会第 96 回学術講演会講演論文集、pp.186-190
宮腰研・香川敬生・越後智雄・堀江佳平・澤田純男（1997b）：大阪堆積盆地における深部地盤構造のモデル化（その２）、第 24 回地震工学研究発表会
講演論文集、pp.33-36
宮腰 研・香川敬生・鶴来雅人・赤澤隆士・小川安雄・清水謙司・江尻譲嗣（1998a）：
微動探査法による奈良盆地の地下構造探査、物理探査学会第 98 回学術講演
会論文集、pp.130-134
宮腰研・香川敬生・鶴来雅人・赤澤隆士・趙伯明・野口竜也・福本和正・

藤原悌三（1998b）：微動探査法による彦根市の地下構造探査、物理探査学会第 99 回学術講演会論文集、pp.164-167
宮腰 研・香川敬生・趙 伯明・徳林宗孝・澤田純男（1999）：大阪堆積盆地における深部地盤構造のモデル化（その３）、第 25 回地震工学研究発表会講演論文集、pp.185-188
水野清秀・小松原 琢（1999）：琵琶湖西岸断層系堅田断層及び今津高島沖湖
底断層の補備調査、地質調査所速報、No.EQ/99/3（平成 10 年度活断層・古地震研究調査概要報告書）、pp.215-224
水野清秀・小松原 琢・七山 太・寒川 旭・山崎博史（1997）：琵琶湖西岸断層系の活動性調査、地質調査所研究資料集 No.303（平成８年度活断層研究
調査概要報告書）、pp.23-35
村上寛史、伊藤潔、黒磯章夫、飯尾能久、前田直樹、佐伯龍男、吉岡克平、

梅田康弘、竹内文朗、松村一男、大倉敬宏(1988)：大阪湾北港爆破観測による近畿地方北部の上部地殻構造、地震学会講演予稿集、No.1、106
中江 訓・吉岡敏和・内藤一樹（2000）：竹生島地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１図幅）、地質調査所、71p
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 号, pp.1-9.
中沢圭二・市川浩一郎・市原 実（1993）：日本の地質６ 近畿地方、共立出版株式会社、296p－ 145 －

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西掘第 281 号

2005 年 10 月

剛・西川一雄・小早川隆・但馬達男・岨中貴洋（1991）：湖東流紋岩類、

滋賀県自然誌編集委員会編、滋賀県自然誌、滋賀県自然保護財団、pp.387-422
岡村 眞・佐藤比呂志・隅元 崇・堤 昭人・嶋本利彦・東郷正美・植村善博・
松田時彦・露口耕治（1992）：琵琶湖湖底活断層の音波探査（予報）、活断層研究、No.10、pp.53-64
奥村晃史・寒川 旭・須貝俊彦・高田将志・相場秀廣（1997）：奈良盆地東縁断層系の総合調査、地質調査所研究資料集 No.303（平成８年度活断層研究調
査概要報告書）、pp.51-62
Olsen, K. B. and R. J. Archuleta (1996): Three-Dimensional Simulation of Earthquakes
on theLos Angeles Fault System, Bull. Seism. Soc. Am., 86, pp.575-596.
Pitarka, A. (1999): “3D elastic finite-difference modeling of seismic motion using
staggered grids with nonuniform spacing”, Bull. Seism. Soc. Am, 89, pp. 54-68.
佐竹健治・寒川 旭・須貝俊彦（1997）：金剛断層系の総合調査、地質調査所研
究資料集、No.303（平成８年度活断層研究調査概要報告書）、pp.63-72.
佐竹健治・寒川 旭・須貝俊彦（1998）：金剛断層系のトレンチ掘削調査（補備調査）、地質調査所速報、no.EQ/98/1（平成９年度活断層・古地震研究調査
概要報告書）、pp.151-159.
佐竹健治・須貝俊彦・寒川

旭・柳田

誠・横田

裕・岩崎孝明・小俣雅志・

石川 玲（1999）：奈良県金剛断層系の構造と最新活動時期、地震２、Vol.52、pp.65-79.
佐藤俊明・壇一男・R. W. Graves, and P. G. Somerville (1998)：1923 年関東大地震(Ms8.2)の断層の非一様すべり破壊を考慮した 3 次元有限差分法と半経験的手法のハイブリッドによる東京の広帯域強震動シミュレーション、第 10 回
日本地震工学シンポジウム、Vol.1、pp.679-684．
佐藤智美・川瀬博・佐藤俊明 (1994a)：ボアホール観測記録を用いた表層地盤同定手法による工学的基盤波の推定及びその統計的経時特性、日本建築学会構造系論文集、461、pp.19-28.
佐藤智美・川瀬博・佐藤俊明 (1994b)：表層地盤の影響を取り除いた工学的基盤
波の統計的スペクトル特性、仙台地域のボアホールで観測された多数の中小地震記録を用いた解析、日本建築学会構造系論文集、462、pp.79-89.
佐藤春夫 (1978)：弾性波動論、岩波書店．

－ 146 －

参考文献

澤田明宏・長尾年恭・伊藤 潔・木下正高（1999）：琵琶湖ボーリング孔の温度検層データから抽出した過去の気候変動、烏丸地区深層ボーリング調査団編、
琵琶湖東岸・烏丸地区深層ボーリング調査、琵琶湖博物館研究調査報告、
No.12、pp.147-153.
司 宏俊・翠川三郎（1999）：「 断層タイプ及び地盤条件を考慮した最大加速度・最大速度の距離減衰式」, 日本建築学会構造系論文集, No.523, pp.63-70.
滋賀県自然保護財団（1979）：滋賀県の自然地形地質編並に 10 万分の 1 滋賀

県地質図、541p.
滋賀県自然誌編集委員会（1991）：滋賀県自然誌、2056p.
太井子宏和・井内美郎・目黒鉄雄（1987）：琵琶湖北湖湖底のユニブーム音波探査、北海道大学地球物理研究報告、Vol.49、pp.251-268.
Takemura, K. (1990) : Tectonic and climatic record of the Lake Biwa, Japan, region
provided by the sediments deposited since Pliocene times. Palaeogeo. Palaeoclima.
Palaeoeco., Vol.78, pp.185-192.

ÿ近畿地域の盆地形成

竹村恵二（1999）：西南日本の鮮新世以降のテクトニクス

ÿ、月刊地球、Vol.21、pp.649-652.

と関連して

竹村恵二・横山卓雄（1989）：琵琶湖 1400m 掘削試料の層相からみた堆積環境、
陸水雑、Vol.50、pp.247-254.
竹中博士 (1993)：不整形地盤における波動伝播の数値解析法、地震 2、46、pp.191-205．
戸田 茂・川崎慎治・竹村恵二・岡田篤正（1995）：反射法地震探査の断面に見られる有馬高槻構造線に沿う地溝帯、地震２、pp.511-520
戸田 茂・川崎慎治・中川康一・香川敏幸・横田 裕・小林芳正・岡田篤正（1996）：
琵琶湖南湖周辺における反射法地震探査、活断層研究、No.15、pp.23-36
筒井智樹・小林芳正・阿部進・香川啓生・須本満由美・福井徹・入倉孝次郎・岩田知孝・吉岡祥一（1987）：脈動観測による基盤深度の推定琵琶湖東岸、日野川下流域の調査、地震学会講演予稿集、No.１、pp.320
筒井智樹・小林芳正・村井芳夫・芝良昭・須田佳之・岩田和孝・松井一郎・

藤原宏行（1989）：反射法地震探査による琵琶湖東岸、日野川河口の地下構造の推定、地震２、Vol.42、pp.405-418－ 147 －

防災科学技術研究所研究資料

第 281 号

2005 年 10 月

Tsutsui, T. and Y. Kobayashi (1989) : Discontinuity of Basement Rock Depth inEastern Coast of Lake Biwa, Discovered by Observations of Microseisms, J. Phys.
Earth, Vol.37, pp.133-146
Virieux, J. and R. Madariaga (1982) : Dynamic Faulting Studied by a Finite Difference
Method, Bull. Seism. Soc. Am., 72, pp.345-369.
Wessel, P. and W. H. F. Smith（1998）：New, improved version of Generic Mapping
Tools released, EOS, AGU.
Widiyantoro S., T. Tsutsui, Y. Kobayashi, Y. Murai, S. Kawasaki, I. Matsui, K.
Yamada and K. Matsunami (1990) : A Correlation Between The Time Section
Obtained By CDP Seismic Profiling Method and The 1000 Meter Drilling Log On
The Estuary Of Yasu River, Southeast Coast Of Lake Biwa, 地震学会講演予稿集、No.２、pp.99
山崎博史（2001）：烏丸ボーリング琵琶湖環境史、月刊地球、Vol.23、pp.387-392
山崎博史・吉川周三・林 隆夫（1994）：琵琶湖西岸、古琵琶湖層群基底部コアの層序、地質学雑誌、Vol.100、pp.361-367
横山卓雄（1986）：琵琶湖深層試錐中の火山ガラスの屈折率測定値からみた現琵琶湖堆積物の火山灰層序、地質学雑誌、Vol.92、pp.653-661
横山卓雄・堀江正治（1991）：マルチチャンネル反射法による琵琶湖の地層調査、
滋賀県自然誌編集委員会編、滋賀県自然誌、滋賀県自然保護財団、pp.703-714
Yokoyama, T., S. Ishida, T. Danhara, S. Hashimoto, T. Hayashi, A. Hayashida, Y.
Nakagawa, T. Nakajima, N. Natsuhara, J. Nishida, Y. Otofuji, M. Sakamoto, K.
Takemura, N. Tanaka, M. Torii, K. Yamada, S. Yoshikawa, and S. Horie (1976) :Lithofacies of the 1000m core samples on the East coast of Lake Biwa, Japan.
Paleolim. Lake Biwa Jap. Pleist., Vol.5, pp.52-66
Yomogida, K. and J. T. Etgen (1993) : 3-D Wave Propagation in the Los Angeles Basinfor the Whitter-Narrows Earthquake, Bull. Seism. Soc. Am., 83, pp.1325-1344.
吉川周作・井内美郎（1991）：琵琶湖高島沖ボーリングコアの火山灰層序、地球科学、Vol.45, pp.81-100
吉川周作・井内美郎（1993）：琵琶湖高島沖ボーリング火山灰から見た中期更新ÿ完新世の噴火活動史、地球科学、Vol.47、pp.97-109

世

吉川周作・烏丸地区深層ボーリング調査団（1996）：琵琶湖東岸、烏丸地区深層
ボーリングコアの火山灰層序、第四紀学会講演要旨集、pp.82-83－ 148 －

参考文献

吉川周作・加三千宣（2001）：琵琶湖湖底堆積物による過去 40 万年間の高精度火山灰編年、月刊地球、Vol.23、pp.594-599
吉川周作・山崎博史（1998）：古琵琶湖の変遷と琵琶湖の形成、アーバンクボタ、
No.37、pp.1-11
吉岡敏和・刈谷愛彦・七山 太・岡田篤正・竹村恵二（1997）：花折断層の活動履歴及び活動性調査、地質調査所研究資料集 No.303（平成８年度活断層研
究調査概要報告書）、pp.13-22
吉岡敏和・宮下由香里・杉山雄一（2000）：琵琶湖西岸断層系酒波断層の活動履
歴調査、地質調査所速報、No.EQ/00/2（平成 11 年度活断層・古地震研究調
査概要報告書）、pp.119-126
吉岡敏和・宍倉正展・細矢卓志・徳田博明・山口弘志（2001）：花折断層南部、京都市修学院地区における活動履歴調査、活断層・古地震研究報告、No.１、pp.133-142
Zhao, D., S. Horiuchi and A. Hasegawa (1992) Seismic velocity structure of the crust
beneath the Japan Islands, Tectonophysics, 212, 289-301
Zhao, D. and A. Hasegawa (1993) P-wave tomographic imaging of the crust and upper
mantle beneath the Japan Islands, J. Geophys. Res., 98, 4333-4353－ 149 －

謝辞
本検討は、地震調査研究推進本部地震調査委員会及び関連する部会・分科会の指導の下に実施された。検討作業では、株式会社大崎総合研究所の佐藤俊明氏・
松島信一氏、清水建設株式会社の小川幸雄氏・岡田康男氏・大橋泰裕氏、及び、
応用地質株式会社の森野道夫氏・鈴木晴彦氏・濱田俊介氏・滝沢文教氏・篠原
秀明氏に御協力を頂いた。

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