Technical Note of the National Research Institute for Earth Science and Disaster Prevention No. 303

防災科学技術研究所研究資料
第303号

Application of the Strong-motion Prediction Method
to the 2003 Tokachi-oki Earthquake
2003年十勝沖地震の観測記録を用いた
強震動予測手法の検証

March 2007

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

2003年十勝沖地震の観測記録を用いた強震動予測手法の検証
信之・藤原広行・河合伸一・青井㓛刀

卓・石井

透・早川

讓・本多

小林

京子・大井昌弘・先名森川＊独立行政法人

防災科学技術研究所＊＊独立行政法人亮・重樹・奥村直子

防災システム研究センター

防災科学技術研究所＊＊＊神奈川県

真・

地震研究部

温泉地学研究所

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月より平成
18年3月まで、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、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、平成15年（2003年）十勝沖地震の震源断層に関する研究成果に基づき、強震動予測手法「レシピ」を適用して十勝沖地震の強震動シミュレーショ
ンを行った。その結果を観測記録と比較し、「レシピ」の適用性や課題について検討した。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」の作成手法の検証事例に資するものとして位置付け
られる。

目

次

１．はじめに

1

２．対象地域と検証の流れ
2.1 計算対象領域の設定

32.2 検証の流れ

5３．震源モデルの設定
3.1

巨視的震源特性の設定

73.2

微視的震源特性の設定

10

3.3

その他の震源特性の設定

17

４．地下構造モデルの設定
4.1

地下構造モデル設定の考え方と方針

19

4.2

対象地域の地質環境

21

4.3 伝播経路モデル

30

4.4 深部地盤構造モデル

31

4.5 浅部地盤構造モデル

53

５．詳細法による強震動計算手法
5.1 三次元有限差分法

69

5.2 統計的グリーン関数法

75

5.3 ハイブリッド法による波形計算

80

６．計算結果と観測記録の比較
6.1 震源インバージョン結果を用いた長周期地震動に関する検討

83

6.2 最大速度増幅率および最大速度と震度の関係式を用いた結果

86

6.3 ボーリングデータを用いた浅部地盤モデルによる計算結果

89

７．考察
7.1 統計的グリーン関数法のみによる計算結果との比較

101

7.2 Q 値を変えた計算

105

7.3 波形に基づく計測震度の算定

108

7.4 えりも岬周辺に関する検討

110

7.5 等価線形法による地盤の非線形応答の評価

115

８．まとめ

125

付録

127

参考文献

133

謝辞

149

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、地震調査委員及び関連する部会・分科会の指導の下に、地震動予測地図作成に関する技術開発や実際の作成作業を実施してきた。地震動予測地図には「確率論的地震動予測地図」と「震源断層を特定した地震動予測地図」の２種類ある。
前者は確率論的地震ハザードマップとも呼ばれ、全国で発生する様々な地震について、ある一定の期間内に、ある地域が強い地震動に見舞われる可能性を評価した結果を地図上に示すものである。後者は特定の震源断層において地震が発生したときに、その周辺地域でどのような強い地震動に見舞われるかを示すものである。
「震源断層を特定した地震動予測地図」に用いた予測手法について
は、震源断層を特定した地震の強震動予測手法（「レシピ」）としてまとめられ、提示されている（地震調査委員会、2005a）。
阪神・淡路大震災をもたらした平成 7 年（1995 年）兵庫県南部地震（M7.3、M は気象庁によるマグニチュード）以後、防災科学技術研究所による強震観測網（K-NET、Kinoshita, 1998）や基盤強震観測網（KiK-net、Aoi et al., 2000）、
気象庁による震度計などの整備が全国的に進められた。その結果、平成 12 年
（2000 年）鳥取県西部地震（M7.3）など、一つの地震によって多数の強震動記録が得られるようになり、日本国内で得られる観測記録の数が飛躍的に増大した。これまで、内陸の地殻内（活断層）で発生する地震に対しては、「レシピ」を適用した強震動予測結果をこれらの観測記録と比較することによって手法の妥当性に関する検証が行われてきた（地震調査委員会強震動評価部会、2002）。
一方、海溝型の地震については、南海トラフ沿いの地震（東海、東南海、南海
地震）をはじめとした、内陸の地殻内地震よりも規模が大きないわゆる巨大地震（一般に、M8 程度以上の地震を指す）の発生が懸念されながらも、一度に多数の記録が得られた地震がなかったために、これまで「レシピ」による強震
動予測手法の妥当性を検証することができなかった。
2003 年 9 月 26 日に平成 15 年（2003 年）十勝沖地震（M8.0；以下、2003
年十勝沖地震と呼ぶ）が発生した。この地震は、「M8.1 前後の地震が 2003 年
1 月から 30 年以内に発生する確率が約 60％」という長期評価結果が示されて− 1 −防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

いた、海溝型巨大地震であったことが結論付けられている（地震調査委員会、
2003）。2003 年十勝沖地震は、K-NET などの全国の強震観測網が整備されて以来、初めての海溝型巨大地震であり、多数の地点において観測記録が得られた。これにより、海溝型の地震に対する「レシピ」を適用した強震動予測手法の有効性を検証することが可能となった。
本研究資料では、2003 年十勝沖地震を対象として、「レシピ」に基づいた詳細法による強震動計算を実施した結果を報告する。さらに、計算結果を実際に2003 年十勝沖地震において観測された強震動記録と比較することにより海溝型巨大地震に対する「レシピ」の適用の妥当性についての検証結果についても
報告する。

− 2 −

２．対象地域と検証の流れ
2.1 計算対象領域の設定
これまでに地震調査委員会および防災科学技術研究所で実施されてきた「震源断層を特定した地震の地震動予測地図」では、簡便法（距離減衰式を用いた予測手法；付録参照）によって震度 5 強以上が予測される地域を詳細法による計算の対象領域としてきた。しかし、2003 年十勝沖地震では、震度 5 弱であった苫小牧地区において石油タンクの大きな被害が発生し（例えば、畑山・他、
2004）、いわゆる「長周期地震動」による被害が注目された。そこで本検討では、苫小牧地区の長周期地震動についても評価することも考慮し、2003 年十勝沖地震の本震において震度 5 弱が観測された地域を包含する以下の 4 隅の点で囲まれた領域を対象とした（図 2.1-1）。
北西端：北緯 44.0°、東経 141.0°
北東端：北緯 44.0°、東経 146.0°
南西端：北緯 41.5°、東経 141.0°
南東端：北緯 41.5°、東経 146.0°
計算領域の大きさは東西方向におよそ 400km、南北方向におよそ 300km であり、これまで行われてきた強震動評価と比べてもきわめて広大なものである。
この領域には、大規模な平野として、苫小牧地区を中心とした勇払平野だけではなく、根釧原野、十勝平野、石狩平野なども含まれている。
具体的な強震動評価においては、上記の領域内を約 1km 間隔にグリッド分割した各点において波形の計算を行う。検証のための比較には、防災科学技術研究所の K-NET および KiK-net、気象庁および一部の地方公共団体の震度計、北海道開発土木研究所（現在、土木研究所寒地土木研究所）の WISE（石川・他、2005）による観測記録を用いた。
なお、簡便法による計算では、詳細法による計算領域外で予測される最大震度についても把握するために、より広い範囲を対象としている（図 2.1-1 参照）。

− 3 −

防災科学技術研究所研究資料

図 2.1-1

第 303 号

2007 年 3 月

簡便法（付録参照）および詳細法による計算領域（赤太線内）☆：気象庁による震源位置

− 4 −

2.2

検証の流れ

2.2 検証の流れ
本検討における「レシピ」の海溝型地震への適用に検証の流れの概略を以下に述べる。また、図 2.2-1 にフローチャートを示す。
１． 主に 2003 年十勝沖地震についての既往の研究成果を参照しながら、
巨視的震源特性を設定した。
２． 2003 年十勝沖地震の観測記録を用いて、フォワードモデリングによる
微視的震源特性の評価を行い、震源モデルのチューニングを行った。
３． 評価領域を含む北海道地方の深部地盤の三次元地下構造モデルを作成した。ここでは、主に石油公団による基礎試錐や物理探査による資料、および地質構造図を用いている。
４． 浅部地盤について、国土数値情報（国土地理院、1987）を基にした地盤増幅率を求めた。また、一部の強震観測点においてはボーリングデ
ータに基づき一次元の速度構造を作成した。
５． 上記の震源モデルおよび地下構造モデルを用いて、ハイブリッド法による強震動波形計算を行った。
６． 5．による計算波形と 2003 年十勝沖地震による観測波形との比較を行った。
地震調査委員会（2005a）で示されている「レシピ」は、強震動評価を行う
ための特性化震源モデルの設定、地下構造モデルの作成、強震動計算、予測結果の検証という 4 つの項目から成っている。このうち、過去の被害情報や観測情報が比較的ある海溝型地震に対する予測結果の検証ついては、震度分布、観測波形記録、距離減衰式を用いた推定値との比較を行うことが挙げられている。
ただし、距離減衰式は日本全域で発生した地震による平均的な地震動特性を反映したものであるため、特定の地震に対しては必ずしも予測値が整合するとは限らない。例えば、司・翠川（1999）においても、1978 年宮城県沖の地震の観測記録は彼らの導出した距離減衰式よりも平均的に大きな最大加速度や最大速度となっていることを指摘している。従って、一つの地震で多数の観測記録が得られている 2003 年十勝沖地震のような場合、距離減衰式を用いた推定値との比較は、参考として行うこととすることが妥当であると考えられる。
次章以後、各項目について詳細を述べる。
− 5 −防災科学技術研究所研究資料

図 2.2-1

第 303 号

2007 年 3 月

海溝型地震の強震動予測手法検証の流れ

地震調査委員会強震動評価部会（2004）より− 6 −３．震源モデルの設定
図 2.2-1 に示した流れに従い、震源モデルの設定を行う。以下では、巨視的震源特性、微視的震源特性およびその他の震源特性のそれぞれについて、設定手順を説明する。
強震動予測で用いる特性化震源モデルの設定にあたっては、長期評価の結果を基に震源断層の位置や形状を決定し、「レシピ」に従って各パラメータを設定する。その際、海溝型の地震に関しては、過去の地震に関する研究によって具
体的な震源像が示されている場合には、それらを参照することとなっている。
本検討は、「レシピ」の検証を目的としているため、できる限りこの「レシピ」
における方針に沿って震源モデルの設定を行うことを基本としている。

3.1

巨視的震源特性の設定

2003 年十勝沖地震に関して、これまでに観測記録を用いた震源インバージョ
ン解析による震源断層面上でのすべり量分布の推定が行われている（Yamanaka and Kikuchi, 2003、Koketsu et al., 2004、Honda et al., 2004、
Yagi, 2004）。これらの結果は大局的には一致しているものの、それぞれの解析において設定されている断層面の位置は若干異なっている。本検討では、これらの震源インバージョン解析の中から、Honda et al. (2004) による震源モデル
における走向、傾斜角をもつ一枚の平面断層を採用した（図 3.1-1）。その理由として、彼らの震源モデルが地震調査委員会（2003）による「千島海溝沿いの地震活動の長期評価」で示されたプレート境界面にほぼ沿って震源断層面が設定されていることがある。ただし、2003 年十勝沖地震の発生後に行われた余震
分布などの調査研究の結果から、この地域のプレート境界面の位置がここで設定した断層面よりも浅く推定されている（地震調査委員会、2004c）。
地震モーメントは、Yamanaka and Kikuchi (2003) によって推定された値を採用した。これは、震源インバージョンを行う上で設定されている地下構造
モデルによる影響が比較的小さいと考えられる遠地実体波記録を用いた解析結果であることによる。モーメントマグニチュード（Mw）は 8.0 であり、地震調査委員会（2003）における長期評価結果において予測されていた地震の規模（M8.1 前後）と矛盾しない。
「レシピ」による巨視的震源特性では、断層面積または断層面全体の平均応− 7 −防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

力降下量を与えることになっている。これまでの海溝型の地震に対する強震動評価（地震調査委員会、2004a、2005b）では断層面積を与えてきた。ここでは、震源インバージョン解析において設定されている断層面積が異なっていることもあり、断層面全体の平均応力降下量（Δσ）を与え、断層面積を設定することとした。具体的には、Kanamori and Anderson (1975) において、海溝型地震の平均的な値として示されている 3MPa を断層面全体の平均応力降下量として与えた。設定した地震モーメントおよび平均応力降下量より、以下の円形の断層面を仮定した場合の地震モーメント（Mo）と断層面積（S）の関係式（Eshelby, 1957）から求められる。

Mo = (

16
7 ⋅π

3/ 2

) ⋅ Δσ ⋅ S 3 / 2（3.1-1）

結果として、断層面積は約 9000km2 となった。断層面位置設定の参照に用いた
Honda et al. (2004) の断層面は 130km 四方と本検討よりも大きく設定されている。そこで、彼らの断層面の内部で、かつ破壊開始点およびすべり量の大きな領域を含むような範囲を本検討の断層面位置に設定することとした。結果として、図 3.1-1 に示すような走向方向に 90km、傾斜方向に 100km の長方形の断層面とした。

− 8 −

3.1

図 3.1-1

巨視的震源特性の設定

設定した断層面位置（赤線）と地震調査研究推進本部（2003a）によるプレート境界面− 9 −防災科学技術研究所研究資料

3.2

第 303 号

2007 年 3 月

微視的震源特性の設定

これまでの強震動評価結果などから、アスペリティの大きさ、数、位置は、
強震動計算結果に大きく影響を及ぼすことが明らかとなってきている。ここでは、2003 年十勝沖地震の本震の強震動記録を用いて検討した結果に基づいて微視的震源特性を評価し、最終的な特性化震源モデルの設定を行った。

3.2.1 加速度震源スペクトルの短周期レベルの推定
加速度震源スペクトルの短周期レベルは、アスペリティの大きさと関係付けられている。過去の海溝型の地震による観測記録をもとに求められた短周期レベルと地震モーメントとの経験的関係式が壇・他（2001）により提案されている。しかし、1978 年宮城県沖地震観測記録から求められた短周期レベルが壇・他（2001）の関係式から予想される値の約 2～4 倍の値が推定されたことから（藤原・他、2004）、これまでの東北日本の海溝型の地震に対する強震動評価
では、壇・他（2001）の関係式の 2 倍の値が設定されている（地震調査委員会、
2004a、2005b）。ここでは、2003 年十勝沖地震の観測記録を用いて加速度震源スペクトルの短周期レベルを推定し、その値を用いることとした。具体的には、公開されている PS 検層結果から、硬質な地盤上に設置されていると判断される 2 つの KiK-net 観測点（HDKH05（新冠）、TKCH10（新得北））における、2003 年十勝沖地震による地表での観測記録を用いて推定した。
S 波震源スペクトル S(f) は、S 波の観測スペクトル O(f) を用いて

S( f ) =O( f )
P( f ) ⋅ G ( f )ρ GVsGρ S Vs S(3.2.1-1)

Ts1
ただし、 P( f ) = exp[−πf]rQ( f )と表される。ただし、f は周波数、G(f) は地盤増幅（サイト）特性、r は震源距
離、Ts は S 波の走時、Q(f) は S 波に対する Q 値である。また、最終項は震源域と観測点の媒質間のインピーダンス比を考慮したものである（佐藤、1978）。
添え字の G および S はそれぞれ観測点の基盤、震源域における媒質を表し、ρ は
密度、Vs は S 波速度である。

− 10 −

3.2

微視的震源特性の設定

観測スペクトルには、S 波の立ち上がり部分から 80 秒間のフーリエスペクト
ルを用いた。水平動二成分の二乗和の平方根とし、S 波の立ち上がりは目視によって読み取っている。サイト特性である G(f) については、公開されている
PS 検層結果による速度構造を用いて、SH 波の鉛直下方からの入射を仮定した一次元重複反射理論によって評価した。また、評価対象地域における十勝沖や根室沖で発生した地震記録より、スペクトルインバージョン法によって求められた（3.2.1-2）式で表される周波数に依存する Q 値（森川・藤原、2003）を仮定して伝播経路特性である P(f) を評価した。
1.0⎧
Q( f ) = ⎨100 ⋅ f⎩ 100

f ≥ 1Hzf < 1Hz（3.2.1-2）

VsG はそれぞれの観測点における PS 検層結果の最深部の速度を用い、ρG はLudwig et al. (1970) による S 波速度と密度の関係を用いて推定した値から加速度震源スペクトルを推定した。短周期レベルは、加速度震源スペクトルが平坦である 0.5Hz～3Hz における振幅の平均値とした（図 3.2.1-1）。得られた短周期レベルは、壇・他（2001）による、地震モーメント（Mo）に対する経験的関係式から求められる値の約 2 倍である。この値は、宮城県沖地震および三陸沖北部の地震を想定した強震動評価（地震調査委員会、2004a、2005b）で設定された関係とほぼ一致している（図 3.2.1-2）。
アスペリティの面積や実効応力をはじめとした微視的震源特性の値を求める
にあたって、背景領域の実効応力が正の値となることを考慮して、上記の手順によって求められた加速度震源スペクトルの短周期レベルに背景領域からの寄与もあるものとした。すなわち、壇・他（2001）による関係式（壇・他、2001の論文中における (5)～(16) 式）を用いて地震モーメント、断層面積および加速度震源スペクトルの短周期レベルをもとに設定した。結果として、求められたアスペリティの面積は約 722.4km2 となった。これは、断層面積の約 8%にあたり、宮城県沖地震および三陸沖北部の地震を想定した強震動評価（地震調査委員会、2004a、2005b）における比率とほぼ同じとなっている。

− 11 −

防災科学技術研究所研究資料

図 3.2.1-1

第 303 号

2007 年 3 月

2003 年十勝沖地震本震の観測記録のＳ波フーリエスペクトル（上段）と加速度震源スペクトルの短周期レベル推定結果（下段）

図 3.2.1-2

地震モーメントと短周期レベル（A）の関係（壇・他、2001 に加筆）

− 12 −

3.2

微視的震源特性の設定

3.2.2 アスペリティの数および位置の設定
海溝型地震については、同じアスペリティが繰り返し破壊することが最近の研究から指摘されるようになってきた（例えば、菊地・山中、2001）。従って，アスペリティの数およびその位置は、過去の地震の震源インバージョン解析などによるすべり量分布を参考に設定する。本検討では、2003 年十勝沖地震の余
震記録を用いた経験的グリーン関数法によるフォワードモデリングによってアスペリティの位置をより厳密に設定することを試みた。経験的グリーン関数法
による波形合成にあたって、ここでは簡単のため、アスペリティ領域のみから地震波が放出されるものとした。本震の断層面が大きいことに加え、比較的多数の余震が発生していることもあり、経験的グリーン関数として２つの余震による記録を用いた。具体的には、図 3.2.2-1 に示すアスペリティ 1、2 については余震 1 を、アスペリティ 3 については余震 2 を用いている。余震の震源パラメータを表 3.2.2-1 に示す。余震 1 については、防災科学技術研究所の F-net（福山・他、1998）による地震モーメントの推定が行われていないため、気象庁マグニチュード Mj がモーメントマグニチュード Mw に等しいとして Hanks
and Kanamori (1979) による関係式

log Mo = 1.5Mw + 9.1(3.2.2-1)

Mo：地震モーメント (N･m)より算出した。また、両余震の断層面積は観測記録の波部分について求めたフーリエスペクトルよりコーナー周波数（ f0 ）を目視で読み取り、Sato andHirasawa (1973) による円形断層を仮定した場合の半径（ra）との関係式

ra = α ⋅Vs
f0（3.2.2-2）より、α を Vr=0.8Vs における 0.28 として求めた。検討にあたっては、図 3.2.2-1に示す 3 観測点による強震動記録を主に用いた。これは、記録中にパルス的な波形が見られることや、震源からの方位分布が適度に散らばっていることを考慮してのことである。波形合成は、Kamae and Irikura (1998) に準じた方法で行った。
− 13 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

本検討ではまず、アスペリティ総面積および各アスペリティの実効応力を前節の手順により求められた値にほぼ一致するように設定し、Honda et al.
(2004) などの震源インバージョンで得られている断層面上のすべり量分布を参考にしながらアスペリティの数および位置を設定した。最終的に、図 3.2.2-1に示す 3 個のアスペリティから成るモデルとした。アスペリティ総面積およびアスペリティの実効応力は前節で設定された値から変えることなく観測記録を概ね説明できるモデルとなっている。なお、宮城県沖地震および三陸沖北部地震を想定した強震動評価においては、アスペリティごとに異なる実効応力の値が設定されていたが、ここでは、全てのアスペリティについて同じ大きさの実
効応力による震源モデルで説明できている。
図 3.2.2-2 に示すように、破壊開始点から近い順に 1、2、3 と番号を付した
これら 3 個のアスペリティ（図 3.2.2-1 参照）は、それぞれ震源の北西側（HDKH07（KiK-net 様似））、北側（TKCH07（KiK-net 豊頃））および北東側（KSRH07（KiK-net 鶴居南））の観測点における本震の波形記録の特徴的なパルスを説明するために必要である。それぞれのアスペリティの面積比は1：2：1 となっている。経験的グリーン関数法を用いた波形合成によって推定された 2003 年十勝沖地震の震源モデルとして、Kamae and Kawabe (2004) によるものがある。彼らの震源モデルにおいても 3 個のアスペリティから成っており、その配置や大きさ、実効応力（Kamae ane Kawabe、2004 では応力降下量）の値などについても、本検討で求められた震源モデルとよく似た結果となっている。

− 14 −

3.2

図 3.2.2-1

微視的震源特性の設定（左）Honda et al. (2004) による 2003 年十勝沖地震のすべり量分布；（右）と経験的グリーン関数法による波形合成に用いた観測点、余震の位置と推定されたアスペリティ位置

表 3.2.2-1

経験的グリーン関数法による波形合成に用いた余震のパラメータ
項目

単位

余震 1

余震 2

発震時

‐

2003/09/26 07:20

2003/09/27 17:06

震央緯度

°N

42.057 *1

42.733 *1

震央経度

°E

143.734 *1

144.346 *1

震源の深さ

km

40.9 *1

59.2 *1

気象庁マグニチュード－

5.2 *15.2 *1

地震モーメントN･m

8.0×1016 *3

1.07×1017 *2

断層面積

km2

12.25 *3

12.25 *3

実効応力

MPa

4.6 *3

6.1 *3*1：気象庁による*2：F-net による− 15 −*3：本検討で推定

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

図 3.2.2-2 観測記録（Obs.）と経験的グリーン関数法による波形合成結果との速度波形の比較− 16 −

3.3

3.3

その他の震源特性の設定

その他の震源特性の設定

その他の震源特性として、平均破壊伝播速度、破壊開始点の位置、破壊形態
を「レシピ」に従って設定した。平均破壊伝播速度 Vr は、震源域の平均的な S
波速度 Vs に対する Geller（1976）による経験式

Vr = 0.72 ⋅ Vs

（3.3-1）

より設定した。
海溝型地震における破壊開始点の位置については、アスペリティ位置と同様に同じ場所となることが最近の研究成果で示されてきている（例えば、菊地・山中、2001）。従って「レシピ」では、過去の地震の破壊開始点が把握されている場合にはその位置に設定するとされている。十勝沖地震に関して、2003
年十勝沖地震と、前回の地震にあたる 1952 年十勝沖地震の気象庁による震源はほぼ同じ位置となっている。気象庁による震源位置は初動の走時から決定されているため、破壊開始点位置に相当することから、同じ場所から破壊が開始するという研究を支持している。以上のことを踏まえて、ここでは 2003 年十勝沖地震の気象庁による震源位置を破壊開始点位置として用いた。
破壊形態については、「レシピ」に従い、破壊開始点より一定の速度で同心円状に進行するものとした。
以上より設定された震源パラメータを表 3.3-1 にまとめる。ここで設定された最大アスペリティ（アスペリティ 2）の平均すべり量は約 5.8m となっているが、この値は震源インバージョン解析から求められている最大すべり量（5.8m～7.1m；Yamanaka and Kikuchi, 2003；Koketsu et al., 2004；Honda
et al., 2004；Yagi, 2004）と調和的な関係にある。
なお、実際の計算にあたっては、震源断層を 10km×10km の要素断層に分割してパラメータの設定を行うため、アスペリティの総面積を 800km2、アスペリティ 1、3 の面積を 20km2、アスペリティ 2 の面積を 40km2、背景領域を
8200km2 にそれぞれ丸めている。

− 17 −

防災科学技術研究所研究資料

表 3.3-1

第 303 号

2007 年 3 月設定された特性化震源モデルの震源パラメータ
項目
走向
傾斜角
断層面積
断層上端深さ断層下端深さ静的応力降下量
地震モーメント
モーメントマグニチュード
剛性率
平均すべり量
S 波速度

設定値
N246E
18
9000
22
53
巨視的
3.0
震源特性
1.05×1021
8.0
4.68×1010
2.496
3.9
短周期レベル
9.34×1019
全アス
地震モーメント
1.69×1020
ペリテ
面積
722.4
平均すべり量
4.993
ィ
実効応力
37.4
地震モーメント
3.50×1019
アスペ
面積
180.6
微
リティ 1
平均すべり量
4.136
視
実効応力
37.4
的
地震モーメント
9.89×1020
アスペ
震
面積
361.2
平均すべり量5.849
源 リティ 2
実効応力37.4
特地震モーメント
3.50×1019
性
アスペ
面積
180.6
リティ 3
平均すべり量
4.136
実効応力
37.4
地震モーメント
8.83×1020
背景
面積8277.6領域
平均すべり量
2.278
実効応力
4.1
破壊伝播速度2.8
その他の
破壊開始点（緯度、経度）* 41.78、144.08
震源特性
破壊様式
同心円状
*：気象庁による 2003 年十勝沖地震の震央位置− 18 −

単位
°
°
km2
km
km
MPa
N･m
－
N/m2
m
km/s
N･m/s2
N･m
km2
m
MPa
N･m
km2
m
MPa
N･m
km2
m
MPa
N･m
km2
m
MPa
N･m
km2
m
MPa
km/s
°N、°E
－

４．地下構造モデルの設定
4.1

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4.1-1 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 4.1-1 地震動の伝播経路と地下構造モデル

4.1.1 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− 19 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月にも十分入る領域とする。したがって、上部マントル、下部地殻、上部地殻が含まれる深さ 100km 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。必要となるパラメータは、層厚、P 波速度（Vp）、S 波速度（Vs）、密度および Q 値である。

4.1.2 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、三次元のモデル化を行う。

4.1.3 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は次の地震動算出の考え方によって2 種類のモデルの作成を行った。
① 計算対象範囲およびその周辺地域を簡易的な手法によって地震動を算出する方法として、国土数値情報の微地形区分を用いた増幅倍率を求める。
② ハイブリッド法によって算出された工学的基盤における地震波形を用いて応答計算によって地表の地震動を求めるための地盤モデルの作成。
①については、国土数値情報が基準地域メッシュ（第三次地域区画；約 1km
×1km 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（1994）および藤本・翠川（2003）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 本ごとに一次元の応答計算を行えるようモデル化をする。必要なパラメータは、層厚、S 波速度、密度および動的変形特性曲線（G/G0、h-γ曲線）であり、対象地域のデータの収集・整理も行い、解析に利用できるものは利用することとした。

− 20 −

4.2

4.2

対象地域の地質環境

対象地域の地質環境

十勝沖地震による強震動の計算を行う目的で、北海道全域を対象とする地域の深部地下構造モデルを検討した。また、石狩低地については、石狩低地東縁断層帯の地震を想定した地震動予測地図（地震調査推進本部、2004b）を作成することも加味して、さらに詳細な検討を行った。

4.2.1 北海道のテクトニクス
北海道の基盤岩類は、西部から中央部にかけて、南北方向の帯状配列を示す。
西部の渡島半島は、東北日本弧の北方延長である。東部は千島弧に属しており、
東北東－西南西の配列を示す。山脈や低地などの地形も、基盤岩類の地質構造を反映し、南北および東北東－西南西に配列している（図 4.2.1-1）。北海道のテクトニクスの概要は次のとおりである。

（１） 先後期白亜紀
北海道は、ユーラシアプレートの東縁に位置しており、白亜紀のプレートテ
クトニクスにより、隈根尻（くまねしり）層群、空知層群、中の川層群などの付加体が形成された。また、渡島帯、礼文－樺戸（かばと）帯（図 4.2.1-2）には花崗岩類が貫入した。

（２） 後期白亜紀～古第三紀
北海道中央部および東部には、後期白亜紀～古第三紀の堆積岩類が分布している（図 4.2.1-2）。これらはユーラシアプレート東縁の前弧海盆や浅海域、陸域に堆積した地層であり、蝦夷層群、函淵層群、石狩層群などから成る。これ
らの地層は石油・天然ガスの根源岩あるいは來炭層になっている。
苫小牧付近には、苫小牧リッジと呼ばれる基盤岩類の隆起帯が認められる。
勇払油ガス田はこのリッジ上に位置する。苫小牧リッジは、下北半島の尻屋崎から三陸沿岸に続く隆起帯であり、その頂部には白亜紀以降～中期中新世まで陸域であったとされている（大澤・他、2002）。後期白亜紀～古第三紀の堆積
岩類はリッジから東方のみに分布する。苫小牧リッジは岡（1994）の北上－石狩－礼文隆起帯とほぼ一致する（図 4.2.1-2）。苫小牧リッジは古第三紀末期～− 21 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

前期中新世に形成された伸張性の構造であるが（栗田・横井、2000）、これに沿って野幌丘陵や樺戸山地の隆起帯が見られる。後期中新世以降の圧縮テクト
ニクスでも活動的な構造と推定される。
古第三紀漸新世の南長沼層は、下位の地層を不整合に覆う。不整合は三陸沖から日高沖、馬追丘陵にかけて広範囲に認められ、漸新世不整合と呼ばれる（栗田・横井、2000；大澤・他、2002）。

（３） 前期～中期中新世
東北日本弧の内陸盆地～日本海沿岸では、前期～中期中新世にグリーンタフ
変動と呼ばれる火山活動があった。渡島帯にもグリーンタフ変動が認められる。
本地域には、後期白亜紀～古第三紀の堆積岩類はほとんど分布していない。

（４） 後期中新世以降
太平洋プレートの斜め沈み込みにより、千島弧が西進し、東北日本弧と千島弧が衝突しており、北海道は圧縮テクトニクスの応力場におかれる。この島弧－島弧衝突により、日高山脈が隆起し、十勝平野、石狩低地、中央低地帯、黒松内－函館低地帯などの構造盆地が形成され、ほぼ現在に近い地形が形成された。構造盆地には、後期中新世～前期更新世の地層が堆積した（図 4.2.1-3）。
また、日高山脈西部では、前縁褶曲帯や衝上断層帯が形成された。日高変成岩
類はデラミネーションにより、下部地殻が上昇したものと考えられている（図4.2.1-4）。このテクトニクスは現在も継続しており、馬追丘陵西縁の石狩低地
東縁断層帯や十勝平野の十勝中央部断層などの活断層が形成された。
北海道は後期白亜紀以降、様々なテクトニクスによる地質構造運動を受けており、後期白亜紀以降の堆積岩類が厚く分布している。その厚さは最大 7000
～8000m 以上に達する。また、石狩低地では、古第三紀末期～前期中新世の基盤岩類の隆起（リッジあるいはホルスト構造）と後期中新世以降の圧縮テクト
ニクスによる前縁褶曲・衝上断層帯の形成など、時代の異なるテクトニクスが重複して見られる（図 4.2.1-5）。

− 22 −

4.2

対象地域の地質環境

図 4.2.1-1 北海道の地質図− 23 −

防災科学技術研究所研究資料

図 4.2.1-2

第 303 号

2007 年 3 月

北海道における中古生層および古第三系の分布

日本の地質 1「北海道地方」（加藤・他、1993）− 24 −

4.2

図 4.2.1-3

対象地域の地質環境

後期新生代における北海道の地質構造区分（岡、1994）

1：隆起帯

2：沈降帯

5：海底谷

3：海洋性地殻

4：活断層

6：中期更新世以降の火山フロント− 25 −

第 303 号

防災科学技術研究所研究資料

図 4.2.1-4

2007 年 3 月

日高衝突帯における前縁褶曲・衝上断層帯（伊藤、2000）

Nk：中の川層群

Hm：日高変成岩類

Id：イドンナップ帯

Yz：蝦夷層群

Sn：沙流側層

Pg：古第三系

HMT：日高主衝上断層

図 4.2.1-5

Po：ポロシリ・オフィオライト帯

Sr：空知層群

N1～N3：新第三系

WBT：西縁衝上断層

Km：神居古潭変成岩類
Qv：第四紀火山岩類

WHT：日高西部断層帯

基礎試錐「馬追」の地質断面図（栗田・横井、2000）

基盤岩類は正断層によるホルスト構造をなす。その上位の古第三系～新第三系
は圧縮テクトニクスによる衝上断層帯をなす。

− 26 −

4.2

対象地域の地質環境

4.2.2 後期新生代以降の構造盆地
北海道には、図 4.2.1-3 に示すように、西から東へ黒松内－函館低地帯、石狩－天塩帯、日高舟状海盆、中央低地帯、十勝平野、十勝沖堆積盆、根釧原野などの構造盆地が発達している（岡、1994）。

（１） 黒松内－函館低地帯
黒松内から函館平野を経て、東北地方の内陸盆地列につづく狭長な構造盆地である。低地帯には鮮新世以降の地層が厚く分布する。

（２） 札幌東部～当別沈降部
苫小牧リッジは隆起帯をなし、野幌丘陵、樺戸山地東部につづく。野幌丘陵
から西方の石狩湾にかけての地域は、南北方向の褶曲軸をもつ波長の短い背斜・向斜の活構造が発達している。野幌丘陵西側の札幌東部～当別地域は向斜が推定され、顕著な低重力異常を示し、沈降域になっている（岡、2004 など）。
本地域では、鮮新世－更新世の地層が 1500m 以上の厚さで堆積している。

（３） 石狩－天塩帯
馬追丘陵付近から樺戸山地の東側をとおり、留萌、天塩平野、稚内とその沿岸海域に発達する構造盆地である。南方海域は日高舟状海盆につづく。
本地域に分布する中期中新世の地層は、タービダイト相の堆積岩類であり、南北方向に狭長なトラフ状堆積盆に堆積した地層である（保柳・他、1986）。
後期中新世以降は千島弧の西進による圧縮テクトニクス場にあり、構造盆地を埋積する地層が堆積した。
鮮新世－前期更新世の地層は、馬追丘陵から西側のみに分布することから、
馬追丘陵西縁に分布する石狩低地東縁断層帯の活動により、鮮新世以降、馬追丘陵から東側は陸域に転化したと考えられている（岡、1994）。日高山脈西部
では、後期白亜紀～古第三紀の堆積岩類が分布しており、西側ほど新しい地層が分布している。

（４） 中央低地帯− 27 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

北見山地の西部には、富良野、上川、剣淵、頓別などの小規模な盆地が連なる。これらは後期中新世以降の圧縮テクトニクスにより形成された構造盆地である。

（５） 十勝平野
日高山脈と白糠丘陵に挟まれた地域であり、十勝沖堆積盆につづく。十勝平
野は十勝中央部断層により東西に二分される（岡、1994）。十勝中央部断層は豊頃丘陵西縁から十勝川温泉西方、芽登（めと）温泉付近をとおり、その西側は沈降部、東側は隆起部になっている。西側により新期の地層が分布し、東急
西緩の構造を示す。豊頃丘陵はドーム構造を示し、隆起部になっている。

（６） 根釧原野
千島弧外帯と内帯の境界付近に東北東－西南西にのびる構造盆地が発達している。その南縁は釧路－根室先新第三系隆起帯をなす。

（７） その他
斜里平野や網走に構造盆地が発達する。

4.2.3 石狩低地の地質
表 4.2.3-1 に石狩低地周辺地域の地質構成を示す。
石狩低地には、苫小牧と野幌丘陵、樺戸山地東部を結ぶ隆起帯（北上－石狩－礼文隆起帯、図 4.2.1-3）を境として、西側の札幌～胆振地域と石狩低地東部～日高地域に区分される。
札幌～胆振地域は東北日本弧の特徴を示す。基盤岩類は隈根尻層群と花崗岩類からなり、定山渓層のグリーンタフが分布している。古第三系と上部白亜系
はほとんど分布していない。石油公団（1996a）の基礎物理探査「胆振沖浅海域」によると、苫小牧リッジの西方にも古第三系の分布が推定されているが、これは局地的なものであり、苫小牧リッジから西方には上部白亜系と古第三系はほとんど分布していない。
石狩低地東部～日高地域の基盤岩類は、空知層群、神居古潭帯変成岩類、日− 28 −

4.2

対象地域の地質環境

高帯の変成岩類などからなる。日高山脈西部の神居古潭帯はクリッペと考えられている（図 4.2.1-4）。本地域は、蝦夷層群、函淵層群、石狩層群などの上部
白亜系～古第三系が分布することで特徴づけられる。古第三系の南長沼層群と幌内層・石狩層群には広域に及ぶ不整合が認められる（栗田・横井、2000；大澤・他、2002）。また、新第三紀～前期更新世の地層が厚く堆積している。前期～中期中新世の滝の上層とされていた地層は、基礎試錐「馬追」（石油公団、
1998c）の成果により、その中・下部が古第三紀漸新世の南長沼層であることが明らかになった（栗田・横井、2000）。基礎試錐「馬追」より以前に行われた基礎試錐は、新しい見解で層序を修正した。

表 4.2.3-1 石狩低地周辺地域の地質構成
層序区分

札幌～胆振

石狩低地東部～日高

第四系

第四系

第四系

鮮新統

当別層

荷菜層

上部

望来層

平取・軽舞層

新
第

中

三

新

系

統

盤の沢層
中部

奔須部都層
下部

古

厚田層

漸新統

定山渓層
－

滝の上層
幌向層
南長沼層
紅葉山層
幌内層

第
三

川端・振老層

始新統

－

石狩層群

暁新統

－

函淵層群

系

上部白亜系
（前弧海盆堆積岩類）
基盤岩類

－
隈根尻層群
花崗岩類

− 29 −

蝦夷層群

空知層群
神居古潭帯
日高帯

防災科学技術研究所研究資料

4.3

第 303 号

2007 年 3 月

伝播経路モデル

震源から地震基盤までの伝播経路モデルは、Iwasaki et al. (1991) による十勝沖地震の震源域を含んだ地域における地下構造探査結果を基に、図 4.3-1 のように設定した。実際の計算においては、深さ 100km 程度までを計算領域としており、深さ 70km よりも深い部分については、図の直線をそのまま外挿している。
なお、後述する詳細法による強震動計算方法のうち、統計的グリーン関数法
による計算では伝播経路は別途設定した周波数に依存する Q 値のみを考慮する。具体的な Q 値としては、十勝沖や釧路沖で発生した地震について北海道の太平洋側における観測記録から求められた、森川・藤原（2003）による周波数に依存する（3.2.1-2）式を用いた。

図 4.3-1

伝播経路モデル− 30 −

4.4

4.4

深部地盤構造モデル

深部地盤構造モデル

4.4.1 文献の収集・整理
図 4.4.1-1 に石油公団の基礎試錐・基礎物理探査の反射法地震探査測線、地殻構造探査の測線、KiK-net、K-NET、および微動アレイ探査の位置を示す。

図 4.4.1-1 (1)

文献位置（石油公団・基礎試錐）− 31 −

防災科学技術研究所研究資料

図 4.4.1-1 (2)

第 303 号

2007 年 3 月

文献位置（石油公団・反射法地震探査）

ただし、29 は札幌市（2002、2003）による
図中の番号は、表 4.4.1-1(1)参照− 32 −

4.4

図 4.4.1-1 (3)深部地盤構造モデル

文献位置（地殻構造探査）

図中の番号は、表 4.4.1-1(2)参照− 33 −

防災科学技術研究所研究資料

図 4.4.1-1 (4)

第 303 号

2007 年 3 月

文献位置（KiK-net、K-NET）

赤：K-NET、黄：KiK-net− 34 −

4.4

図 4.4.1-1 (5)深部地盤構造モデル

文献位置（微動アレイ探査）

図中の番号は、表 4.4.1-1(2)参照− 35 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

北海道で深部地盤構造に関する文献として、次のものがある。

①

石油公団データ
基礎試錐
基礎物理探査（反射法地震探査）②

日高衝突帯の地殻構造探査
屈折法および反射法地震探査③

微動アレイ探査④

札幌市による石狩平野北部の深部地下構造調査⑤

KiK-net および K-NET

石狩低地～日高沖海盆にかけての地域では、石油・天然ガスの探査を目的として、石油公団により基礎試錐と反射法地震探査が実施されている。石油公団の基礎試錐および反射法地震探査は、堆積盆地での深部地下構造を検討するうえで貴重な資料である。基礎試錐は 4000～5000m 級のボーリングであり、同時に VSP 検層や音波検層が行われている。石油公団が実施している反射法地
震探査の反射面や VSP 検層は地層境界とほぼ一致しているので、地質構造図
が P 波速度構造図にほぼ等しい。
日高衝突帯では、屈折法および反射法地震探査による地殻構造探査が行われている。しかし、地殻構造探査は地震基盤より深い構造の探査を目的としている。深部地下構造モデルを検討するうえで参考データとしたが、直接的な速度データとしては使用しなかった。
微動アレイ探査の S 波速度構造は、今回作成したモデルと整合しない地点が多いが、他のデータが乏しい深度の深い部分の S 波速度値は参考にすることとした。
札幌市では地下構造探査が実施されている（札幌市、2002；2003）が、今回の深部地盤構造モデル作成時は調査が継続中であった。そこで、札幌市のデー
タは地震探査の結果だけをデータとして取り入れ、モデルそのものは使用しなかった。
本検討での地下構造モデルの作成において参照した文献の一覧を表 4.4.1-1に示す。

− 36 −

4.4

表 4.4.1-1(1)

深部地盤構造モデル

地下構造モデル作成に用いた文献一覧

石油公団・基礎試錐 地点名は図 4.4.1-1(1)、番号は図 4.4.1-1(2)と対応
番号

地点名

文献

番号

地点名

文献

3

チカップ

石油公団(2002a)

5

天北

石油公団(1995a)

8

留萌

石油公団(1986)

13

石狩湾

石油公団(1995b)

15

空知

石油開発公団(1971a)16

夕張

石油公団(1999)

17

馬追石油公団(1998c)

23

軽舞

石油開発公団(1975a)

27

十勝沖

石油公団(1983a)

稚内

石油開発公団(1972a)

浜勇知

石油開発公団(1973b)

南幌

石油開発公団(1973f)

遠別

石油開発公団(1974)

新冠

石油開発公団(1976)

黒松内

石油公団(1982b)

豊頃

石油公団(1983b)

北見大和堆

石油公団(1987b)

石油公団・反射法地震探査 番号は図 4.4.1-1(2)と対応
番号

文献

番号

文献

1

石油公団(1989)

2

石油開発公団(1970)

4石油公団(1996b)

6

石油公団(1998a)

7

石油公団(1982c)

9

石油公団(1998b)

10

石油公団(1983c)

11

石油公団(1984a)

12

石油公団(1992)

14

石油公団(2003)

18

石油公団(1990)

19

石油公団(2002b)

20

石油公団(1982a)

21

石油公団(1982d)

22

石油公団(1993)24

石油公団(1996a)

25

石油公団(1981)26

石油公団(1987a)

28

石油開発公団(1973a)

29（札幌市, 2002, 2003）

図 4.4.1-1(2) に記載されていない探査
対象地域

文献

対象地域

文献

サロベツ

石油開発公団(1971b)

宗谷－網走

石油開発公団(1972b)

天塩平野

石油開発公団(1973c)

日高－渡島

石油開発公団(1973d)

石狩平野

石油開発公団(1973e)

日高南部

石油開発公団(1975b)

羽幌～留萌

石油開発公団(1975c)

根釧

石油公団(1984b)

天北

石油公団(1991)− 37 −

第 303 号

防災科学技術研究所研究資料

表 4.4.1-1(2)2007 年 3 月

地下構造モデル作成に用いた文献一覧

地殻構造探査（反射法・屈折法地震探査）番号は図 4.4.1-1(3)と対応
番号

文献

1

浅野(1989)2

Iwasaki et al. (1989)
爆破地震動研究グループ(1993), 岩崎・他(1995), Ozel et al. (1996), Iwasaki et3al. (1998)
爆破地震動研究グループ(1988), 岩崎・他(1994), Moriya et al. (1998), Iwasaki

4

et al. (1998)
岩崎・他(2001), 岩崎・森谷(2002), 爆破地震動研究グループ(2002a, 2002b),5

岩崎・他(2002), Iwasaki et al. (2002), 岩崎(2003)

6横倉・他(1992)7

森谷(1999)8

早川・他(2000)

図 4.4.1-1 に記載されていない探査および地震学的調査
対象地域

文献
森谷(1971), Takanami (1982), Miyamachi and Moriya (1984, 1987),

日高衝突帯Miyamachi et al. (1994), 井川・他(1997), 森谷・他(1997), Arita(1998), Tsumura et al. (1999), 津村・他(2001), 加藤・他(2002), 香
束・他(2002), 森谷(2002), 本谷(2002)

札幌

笹谷・吉田(2003)

十勝沖

Den et al. (1971)

十勝断層帯

越後・他(2001)

十勝平野鈴木・他(2002)

積丹－えりもOkada et al. (1973)

微動探査 番号は図 4.4.1-1(5)と対応
番号

文献

番号

文献

1

松島・大島(1989)

2

Matsushima and Okada (1990)

3

宮腰・他(1989)4岡田・他(1990)

5

松島(1990)

6

小柳・他(1990)

7宮腰・他(1994)8札幌市(2002, 2003)− 38 −

4.4

表 4.4.1-1(3)深部地盤構造モデル

地下構造モデル作成に用いた文献一覧
その他（地質学的知見等）

著者
在田(2002)
在田・雁澤(1997)

文献名
日高山脈の上昇過程（試論）－ヒマラヤとの比較－
ネパールヒマラヤのスラストテクトニクス －フィッション・トラ
ック年代と山脈上昇過程

在田・他(2001)

日高山脈のテクトニクスと上昇過程 －熱放射年代学からの検討

池田・他(2002)

第四紀逆断層アトラス

石和田(1974)

日本周辺海域の石油地質

伊藤(1999)

北海道におけるアクティブテクトニクスの現フェイズはいつ始まったのか？

伊藤・岩崎(2002) 島弧衝突研究の新展開
木村(1981)
小松・他(1986)

千島弧南西端付近のテクトニクスと造溝応力場
日高変成帯の構成

丸山・瀬野(1985) 日本列島周辺のプレート相対運動と造山運動
小椋・掃部(1992) 天北・羽幌地域の石油地質－深部構造特性と炭化水素ポテンシャル
Ogawa et al.
(1994)岡(2003)A collision boundary imaged by magnetotellurics, Hidaka
Mountains, central Hokkaido, Japan
流体資源ボーリングデータによる札幌市中心部とその北西地域の地下構造の解明

重川・他(1990)

北海道石狩北部地域の油・ガス田－その地球化学と地質的背景－

桜井・他(1975)

北海道南岸沖の海底地質

斉藤・小椋(1994) 石狩平野北部地域新第三系のシーケンス層序
佐々木・他(1985)
佐藤・他(1998)
武富・西田(2002)
天然ガス鉱業会・他(1982)
天然ガス鉱業会・他(1986)

基礎試錐十勝沖の地質層序－道東地域における中新世タービダイ
ト相の考察－
苫小牧市勇払の伏在活断層
石狩～日高堆積盆における石油システム－勇払油ガス田の地化学
データを中心として－
日本の石油・天然ガス資源
日本における最近の石油探鉱

山本(2002)

日高衝突帯周辺の重力異常

楊(2003)南新川地震観測井の孔井地質と物理検層結果− 39 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

4.4.2 モデルの作成方法
図 4.4.2-1 に深部地盤構造モデルの作成方法を示す。
全体的なモデルの作成方法は次の通りである。
①

石油公団の基礎試錐の柱状図および反射法地震探査の解釈断面を読み取り、モデル作成のデータとした。反射法地震探査で深度断面による解釈図があるものは、それをそのまま用いた。時間断面は基礎試錐の VSP 検層から速度値を設定し、深度断面に変換して用いた。

②

石油公団のデータは基本的に地質構造図である。北海道は広域におよび、地域により地層名が異なる。同じ地質時代の地層（例えば、鮮新統、上部中新統など）で各地域の地層を結び、北海道全域の地質構造モデルとした。
さらに基礎試錐の VSP 検層から、各地層の P 波速度を設定し、P 波速度構造モデルとした。

図 4.4.2-1

深部地下構造モデルの作成方法

石油公団の基礎試錐と反射法地震探査によりモデルを作成。日高西部の神居古潭帯はクリッペであり、その下位に上部白亜系の蝦夷層群が分布（伊藤、2000など）。地震基盤は日高帯西縁に向かって浅くなるものと推定した。
HMT：日高主衝上断層

WHT：日高西部断層群− 40 −

4.4③

深部地盤構造モデル

石油公団のデータだけでは背斜・向斜などの褶曲構造を表現できない。地
質の文献や地質図により地質構造を推定し、地質学的な補完を加えた。また、基盤岩類に達していない基礎試錐や反射断面は、地質学的知見から基盤岩類の深度を推定した。

④

日高山脈西部の神居古潭帯はクリッペであり、その下位に蝦夷層群の上部白亜系が分布している（伊藤、2000）。地質学的には基盤岩類の下位に上部白亜系が分布するという逆転した構造が推定される。しかし、岩崎・他（2002）の地殻構造探査によると、日高山脈の Vp5.8～5.9km/s 層は高角度で西側に傾斜している。速度層としての地震基盤は日高帯西縁から西に傾斜し、石狩低地下の基盤岩類上面につながるものと推定した（図 4.4.2-1）。

⑤

山地部では、KiK-net および K-NET の速度検層結果から、風化帯を設定した。
さらに、石狩低地のモデルを精密化するため、5km ごとに東西方向の地質断面図を作成し、地質学的知見を加味してモデルを修正した。
主な修正点は以下のとおりである。

（１） 日高山脈西部における基盤岩類露出場所
地震基盤に相当する地層として、隈根尻・空知層群などの付加体地質、花崗岩類、および神居古潭帯・日高帯の変成岩類を想定している。蝦夷層群は後期白亜紀の地層であるが、前弧会盆の堆積岩類であり、埋没深度が浅く、古結度が小さい。基礎試錐の速度検層によると、P 波速度は 5.0km/s より小さく、地震基盤とみなせない。
日高山脈西部で地表に露出する神居古潭帯は、日高衝上断層帯の構成層（テクトニックメランジュのブロック）であり、地下深部には蝦夷層群が分布するものと推定されている（横倉・他、1992；伊藤、2000；在田、2002 など）。神
居古潭帯は根なし岩体であり、日高帯を基盤岩類の露出地域として、モデルを作成した。

（２） 日高山脈西部における地震基盤の深さ
日高山脈西部では、蝦夷層群と石狩層群などの古第三系は衝上断層帯をなし、− 41 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

テクトニックメランジュを形成している。この衝上断層帯と基盤岩類の境界はデコルマ面をなす。デコルマ面は水平ないし緩く東側に傾斜し、日高主衝上断
層に収斂すると考えられている（図 4.2.1-4）。デコルマ面を地震基盤とすると、その深さは 15km 以上になる。蝦夷層群および衝上断層帯は地下深部では地震基盤に相当する P 波速度をもつものとみなし、地震基盤は日高帯西縁から西方に徐々に深くなり、石狩低地下で基盤岩類上面につながる構造を想定した（図4.4.2-1）。日高衝突帯の地殻構造探査による速度構造も同様な構造を示す（横倉・他、1992；森谷、1999；岩崎・森谷，2002 など）。

（３） 基盤岩類のホルスト構造
石狩平野では、苫小牧リッジのほかに、鳩の巣・万字ドームなどの基盤岩類の高まりがある（加藤・他、1993）。
苫小牧リッジは、日高沖から三陸沿岸にのびる基盤岩類の高まりであり、勇払油田はその北端に位置する。リッジは古第三紀漸新世の伸張性のテクトニク
スにより形成された構造であり（栗田・横井、2000；大澤・他、2002）、この構造運動により、日高～三陸沖にかけて大規模な不整合が認められる。これは、南長沼層とその下位の地層の不整合であり、漸新世不整合と呼ばれている（大澤・他、2002）。
鳩の巣・万字ドームは、石狩炭田付近（図 4.4.2-2 の X（東西方向）=-20000、Y（南北方向）=-90000）に認められる基盤岩類の高まりである。

（４） 中部中新統と古第三系の境界基礎試錐「馬追」（石油公団、1998c）によると、これまで前期～中期中新世の滝の上層とされていた地層の中・下部が、古第三紀漸新世の南長沼層である
ことが明らかになった（栗田・横井、2000）。石油公団の基礎物理探査は、古い層序に基づいて解析されており、中部中新統が厚く、古第三系が薄くなっている。本検討では、基礎試錐「馬追」の成果に基づき、中部中新統と古第三系の境界を修正した。

（５） 馬追・野幌丘陵の褶曲構造
後期中新世以降における日高帯の上昇に伴い、石狩平野は衝突帯前縁の構造− 42 −

4.4

深部地盤構造モデル

盆地となり、平取・軽舞層、荷菜層などの地層が堆積し、南北方向の軸をもつ
褶曲構造が形成された。馬追丘陵と野幌丘陵は背斜構造により作られた地形である。これらの構造をモデルに表現した。

（６） 第四系・鮮新統の厚さ
岡（1986、1994）の資料により、石狩低地、富良野－上川盆地の第四系の厚さを推定した。
図 4.4.2-2 に、このようにして作成した北海道地域の基盤岩類上面の標高コンターを参考として示す。

図 4.4.2-2

北海道地域の基盤岩類上面標高のコンター（参考図）

白点は既往調査結果および地質情報読み取り地点− 43 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

4.4.3 深部地下構造モデル（１）速度層区分
図 4.4.3-1 に石油公団基礎試錐の VSP 検層および音波検層による各地層の P
波速度と速度層区分を示す。
本地域の速度層は次のように区分される。前述したように、石油公団の反射法地震探査は反射面と地層境界がほぼ一致している。また、VSP 検層の速度境
界は地層境界とほぼ一致している。速度層に対応する地層を右端に示す。
速度層 1

Vp 1.9km/s 以下

第四系

速度層 2

Vp 2.1km/s

鮮新統

速度層 3

Vp 2.5km/s

上部中新統

速度層 4

Vp 3.3km/s

中部中新統

速度層 5

Vp 4.0km/s

下部中新統～上部白亜系

速度層 6

Vp 5.5km/s

基盤岩類

図 4.4.3-1観測された P 波速度と速度層区分− 44 −

4.4

深部地盤構造モデル

地震基盤の P 波速度は、石油公団の VSP 検層および音波検層によると、5.5km/s 前後である。一方、日高山脈の地殻構造探査によると 5.3～6.0km/sの範囲にある。日高山脈では 5.8～5.9km/s であるが、石狩低地下では 5.3～
5.6km/s である。地域により速度値が異なるが、平均的な速度値として 5.5km/sを採用した。
古第三系と下部中新統はほぼ同じ P 波速度を示す。上部白亜系は古第三系および下部中新統よりも P 波速度がやや大きいが、有意な差ではない。上部白亜
系～下部中新統の P 波速度を 4.0km/s とした。地殻構造探査でも、地震基盤相
当層の上位に 4.0km/s 前後の速度層が認められる。

（２）山地部の風化帯
山地部で基盤岩類や上部白亜系が露出する地域については、K-NET および
KiK-net の速度検層データを用いて風化帯を設定した。
図 4.4.3-2(1)に地質別の深度と P 波速度の関係、図 4.4.3-2(2)に北海道を 5地域に区分した地域ごとの深度と P 波速度の関係を示す。
地質による区分、地域による区分の両結果ともに、データに有意な差は認められなかった。そのため、北海道全域のデータを用いて風化帯を設定した（図4.4.3-2(2)の上段左）。山地部における風化帯は下記のとおりである。
（P 波速度区分）（深度）

Vp 2.1km/s→

6m

Vp 2.5km/s→

15m

Vp 3.3km/s→

64m

Vp 4.0km/s

→

170m

（３）深部地下構造モデル
北海道の深部地盤構造モデル作成においては、前述したように反射法地震探
査の反射面および VSP 検層の速度境界が地層境界とほぼ一致していることから、基本的に地質境界面によって速度層境界を設定している。しかし、石狩低地においては第四系が厚く分布しており、特に苫小牧周辺では P 波速度で2km/s 未満の層が 3000m 程度の厚さで存在することになる。

− 45 −

防災科学技術研究所研究資料

図 4.4.3-2 (1)

第 303 号

2007 年 3 月

K-NET、KiK-net データによる地質別の深度と P 波速度の関係

図 4.4.3-2 (2) K-NET、KiK-net データによる地域ごとの深度と P 波速度の関係（基盤岩類と上部白亜系の露出地域）− 46 −

4.4

深部地盤構造モデル

一方、石狩低地においては、図 4.4.3-3 に示す PS 検層結果のように地質境界と速度境界が必ずしも一致していないデータがある（前期更新世の下部が上部に比べて速度値が速くなっている）。
そこで、今回の深部地盤構造モデル作成においては、上記の PS 検層結果も踏まえ、速度値が速い前期更新世の下部を鮮新世と同じ速度値とみなし、鮮新世（Vp 2.1km/s）以浅の層を 1/4 薄くする（薄くした部分は Vp 2.1km/s に含めた）。つまり、Vp 2.1km/s 層の上面が浅くなる修正を行うこととした。
この修正を施した深部地盤構造モデルについて、図 4.4.3-4 に各地層上面の深度分布を示す。

（４）P 波速度と S 波速度の関係
図 4.4.3-5 に KiK-net および K-NET による P 波速度と S 波速度の関係、図4.4.3-6 に Ludwig et al. (1970) による P 波および S 波速度と密度の関係を示す。
KiK-net および K-NET はボーリング深度が浅く、P 波速度で 4.0～6.0km/sのデータが少なく、P 波速度と S 波速度の関係は信頼性が低い。したがって、P 波速度で 4.0km/s までは KiK-net および K-NET から S 波速度を求め、
4.0km/s 以上の速度層は微動アレイ探査による S 波速度を用いた。
以上のことから、各速度層区分の物性値は次のように設定した。
P 波速度（km/s）

S 波速度（km/s）

密度（g/cm3）

2.1

0.7

2.0

2.5

1.1

2.2

3.3

1.7

2.3

4.0

2.2

2.45

5.5

3.2

2.65

（５）平野部における工学的基盤の深さ
図 4.4.3-7 に工学的基盤の震度を求めるために収集した浅いボーリングの位置を示す。工学的基盤上面の深度分布は、図 4.4.3-4 に示してある。工学的基盤は、N 値 50 以上を連続して 3 回以上確認した深度とした。

− 47 −

防災科学技術研究所研究資料

楊第 303 号

2007 年 3 月

軒柱（2003），南新川地震観測井の地質と物理検層結果，平成 12～14 年度科学研究費補助金研究成

果報告書

石狩低地帯北部の地震活動と活構造に関する研究

図 4.4.3-3

PS 検層結果− 48 −

4.4

図 4.4.3-4

深部地盤構造モデル

各速度層上面の深度分布− 49 −

防災科学技術研究所研究資料

図 4.4.3-5

図 4.4.3-6

第 303 号

2007 年 3 月

P 波速度と S 波速度の関係

Ludwig et al. (1970) による P 波速度、S 波速度と密度の関係− 50 −

4.4

深部地盤構造モデル

ボーリングデータには速度に関する情報が無いため、K-NET の速度検層データを用いて、工学的基盤の P 波および S 波速度を推定した。このとき、K-NET
で N 値 50 以上が 3 回連続して確認された区間を工学的基盤と判断し、これに対応する区間の P 波速度および S 波速度を抽出した。ただし、土質区分が岩となっている部分は、速度が一般的に考えられる工学的基盤の速度値よりも大きくなる傾向が見られたため、検討には用いなかった。
図 4.4.3-8 に K-NET による工学的基盤の P 波速度および S 波速度の関係を示す。密度は、Ludwig et al. (1970) の関係図より設定した。
P 波速度

1.8km/s

S 波速度0.48km/s

密度1.9g/cm3

図 4.4.3-7

収集した浅いボーリングデータの位置− 51 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月（６）各速度層の物性値
以上より設定した表 4.4.3-1 に各速度層の物性値の一覧を示す。

図 4.4.3-8

K-NET データによる工学的基盤の速度値

表 4.4.3-1

深部地下構造モデルの物性値

P 波速度

S 波速度

密度

[km/s][km/s][g/cm3]

1

1.8

0.48

1.9

第四系

2

2.1

0.7

2.0

鮮新統

3

2.5

1.1

2.1

上部中新統

4

3.3

1.7

2.3

中部中新統

5

4.0

2.2

2.45

下部中新統～上部白亜系

6

5.5

3.2

2.65

基盤岩類

− 52 −

地層名

4.5

4.5

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、地震動の評価方法によって二通りの方法を用いたモ
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。本検討では、両者についてモデル化を行った。以下で、これらの二通りの方法について述べる。

4.5.1 国土数値情報を用いた表層地盤の増幅率の評価（１） 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いることから、これを用いて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地方のみであったため、この経験式を全国的に用いるには問題があった。
その後、藤本・翠川（2003）は、全国の PS 検層データから地盤の平均 S 波
速度を求めるように提案した。
ここでは、藤本・翠川（2003）の方法を用いて地盤の増幅度の評価を行った。

（２）増幅率評価に用いる国土数値情報および地質図
地盤を全国一律に細かく評価した資料として、国土数値情報（国土地理院、
1987）や 100 万分の 1 地質図（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− 53 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

者については表装地質の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。
表 4.5.1-1 に、国土数値情報による地形分類および表層地質分類と藤本・翠川（2003）による微地形区分との関係を示す。ここでは、表 4.5.1-1 の対応関係を基本として、藤本・翠川（2003）の微地形分類を行うこととした。
なお、以下の 2 点について新たに考慮することとした①

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。

（３）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、先に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（4.5.1-1）の関係を用いて、図 4.5.1-1 に示すような 3 つに区− 54 −

4.5

表 4.5.1-1

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の分類と藤本・翠川（2003）による微地形区分との関係− 55 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

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 4.5.1-2 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（4.5.1-1）式の係数を表 4.5.1-2 に示す。

log AVS = a + b ⋅ log H + c ⋅ log D ± σ
AVS（4.5.1-1）；地表から地下 30m までの推定平均 S 波速度 [m/s]a,b,c,σ ；係数（表 4.5.1-2）
H；標高 (m)

D；主要河川からの距離 (km)また、それぞれの微地形区分における標高のデータに係わる係数 b と主要河川までの最短距離に係わる係数 c は、それぞれの実測値データを元に決定した値なので、表 4.5.1-3 および表 4.5.1-4 に示す有効な範囲を設定した。
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、（4.5.1-2）式を用いて算定することを提案している。

図 4.5.1-1

主要構造線に基づく日本列島の地域分け（藤本・翠川、2003）− 56 −

4.5

図 4.5.1-2

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）− 57 −

第 303 号

防災科学技術研究所研究資料

表 4.5.1-2

2007 年 3 月

式（4.5.1-1）における微地形区分ごとの係数（藤本・翠川、2003）

地形分類（微地形区分）山地(古 第 三 紀 以 前 )山地(新 第 三 紀 )

第四紀火山

丘陵地

砂礫台地

ローム台地

扇状地

砂州・砂丘

谷底平野

自然堤防
デルタ・
後背湿地
(D＞ 0.5km)(D≦ 0.5km)
人工改変地

埋立地・干拓地

地域
E
C
W
E
C
W
E
C
W
E
C
W
E
C
W
E
C
W
E
C
W
E
C
W
E
C
W
E
C
W
E
W
C
C
E
C
W
E
C
W

a

回帰係数
b

c

2.74

0

0

2.66

0

0

2.36

0.11

0

2.60
2.48
2.60
2.57

0
0
0
0

0
0
0
0

2.32

0.12

0

2.47
2.10
(2.10)
2.18
2.04
2.31

0
0.21
(0.21)
0.17
0.23
0.14

0
0
(0)
0
0
0

2.34

0

0

(2.34)
2.50
2.06
2.25
2.37
2.13
2.29
2.31
2.35
2.28
2.19
(2.10)
2.10
2.50(2.21)
2.21
2.31

(0)
0
0.22
0.18
0
0.17
0.13
0
0
0
0
(0.20)
0.20
0(0.08)
0.08
0.08

(0)
0
0
0
0
0
0
0
0
0.30
0
(0)
0
0
(0)
0
0

表 中 の 地 域 は E： 東 北 日 本 、 C： 中 央 日 本 、 W： 西 南 日 本− 58 −

データ
数
33
17
131
53
20
39
27
30
47
22
36
11
55
49
53
34
129
1
58
40
69
6
16
3
20
71
23
10
42
24
24
67
103
73
4
43
14
0
207
81

σ
0.18

0.15

0.16
0.19
0.12
0.21
0.14
0.13
0.12
0.13
－
0.15
0.12
0.11
0.15
－
0.13
0.13
0.12
0.14
0.16
0.07
0.18
0.13
0.14
0.15
－
0.11
0.23
－
0.14
0.14

4.5

浅部地盤構造モデル

log ARV = 1.83 − 0.66 ⋅ log AVS ± 0.16

（4.5.1-2）（100<AVS<1500）
AVS；地表から地下 30m までの推定平均 S 波速度 (m/s)
ARV；地表から地下 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。
また、（4.5.1-2）式は、平均 S 波速度が 600m/s を基準（増幅度＝1.0）としている。今回の強震動計算に当たっての基盤の評価は、工学的基盤（S 波速度480m/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 480m/sの地盤上に適用する場合には、1.15 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、北海道および東北北部について、1km メッシュごとの微地形区分の分布を図 4.5.1-3 に示す。また、詳細法の計算領域における工学的基盤以浅の速度増幅度の分布を図 4.5.1-4 に示す。

表 4.5.1-3

係数 b の標高の範囲

地形分類（微地形区分）標高 （m）
下限
上限

埋立地・干拓地
人工改変地
自然堤防
谷底平野
扇状地
ローム台地
砂礫台地
第四紀火山

0.1
10.0
1.0
3.0
2.0
7.0
2.0
4.0

表 4.5.1-4

100
200
200
800
700
500
1000
1000

係数 c の主要河川からの最短距離の範囲

地形分類（微地形区分）標高
下限

デルタ・後背湿地（D＞0.5km）

0.5− 59 −

（m）
上限
10.0

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

図 4.5.1-3

国土数値情報を用いた藤本・翠川（2003）に基づく微地形区分

図 4.5.1-4

詳細法の計算領域における工学的基盤（Vs=480m/s）から地表までの最大速度の増幅率− 60 −

4.5

浅部地盤構造モデル

4.5.2 ボーリングデータを利用した表層地盤のモデル化（１）基本的な考え方
本検討では、入手可能な地盤資料を用いて、精度の良い地表の地震動を求めるために、ボーリング柱状図ごとに地盤のモデル化を行うことを基本とする。
具体的には、本検討における工学的基盤の S 波速度が 480m/s であることを勘案し、ホームページ上で公開されている PS 検層データにおいて S 波速度400m/s 程度の層が現れている K-NET、KiK-net の観測点について、その検層データによりモデル化を行った。なお、KiK-net 観測点など密度の情報が無い
ところでは、Ludwig et al.（1970）による S 波速度と密度の関係、道路橋示方書・同解説Ⅴ耐震設計編（日本道路協会、1990）および道路公団の設計要領（日本道路公団、1983）に示されている単位体積重量などをもとに設定を行った。

（２）地盤の増幅率評価方法について
工学的基盤における時刻歴波形より、ボーリングデータによる詳細なモデルについて 1 次元地震応答計算を行い、地表の時刻歴波形を計算する。1 次元地震応答計算の方法としては、主として、線形解析法（例えば、Haskell, 1960）、
等価線形解析法（例えば、Schnabel et al., 1972）、逐次非線形解析法（例えば、吉田・東畑，1995）があり、それぞれに以下の特徴を持つ。
線形解析法
重複反射理論により計算を行うものである。土の非線形性を考慮していな
いため、大地震による地盤の非線形性を考慮することができない。
等価線形解析法
重複反射理論を基に土の非線形特性を等価な線形の関係に置き換え、解析の間一定の材料特性を用いる方法である。ひずみレベルが大きくなると、精度は低下する。どの程度のひずみまで適用できるかは、必要とする解析の精度や地盤条件にもよるが、一般的には 0.1%～1%までである。また、
強い揺れにより液状化等が生じた場合には、正しい結果は得られない。
逐次非線形解析法
材料の非線形特性を数学モデルや力学モデルで表現し、材料特性の変化を逐次計算しながら挙動を求めようとする方法である。0.1%～1%を超える− 61 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

大きなひずみレベルでも適用可能である。その一方で、入力パラメータの設定や算出結果の解釈など、専門的な知識を持って解析に当たることが必要となる。
広域の地震動分布の算出には、今までは等価線形法が多く用いられてきた。
これは、等価線形法がパラメータも少なく利用しやすいこと、求められた地震
動分布（震度、加速度）が既往の被害地震の地震動分布を大局的に説明できた
こと、等価線形解析結果が逐次非線形解析結果に比べるとたとえば最大加速度
が大きくなる傾向があり防災対策上は安全側の評価ができるなどによることが考えられる。逐次非線形解析は、今までは観測波形の検証や液状化した地盤の過剰間隙水圧の上昇やひずみの増大などをみるために、検討対象地点ごとに利用されてきたことが多く、広域の地震動評価に使われたのはきわめて少ない。
また、応力－ひずみ関係の採用式やそれに用いるパラメータの設定方法など、専門的な知識を持って解析を行うことが必要であること、逐次非線形解析結果を用いた地盤や構造物の評価方法の開発など、逐次非線形解析の広域地震動算
出への課題は多い。このようなことから、逐次非線形解析を広域の地震動評価に用いることは端緒についたばかりで、今後も検討の必要があると考えられる。
本検討では、線形解析法を用いることを基本とした。ただし、2003 年十勝沖地震の本震時に特に非線形挙動が認められた観測点に対しては等価線形解析法
を用いて別途評価することとした。

（３）ボーリングデータを用いた地盤のモデル化
本検討では、K-NET および KiK-net 観測点において実施、公開されている
PS 検層データをそのまま用いることとした。深部地盤モデルとの接続にあたって、S 波速度が 400m/s 程度以上の層がデータとして得られている観測点のみを対象とした。

（４）物性値の設定
線形解析法の適用に必要なパラメータは、層厚、S 波速度、密度である。等
価線形解析においては、これらに加えて、G/G0、h－γ 曲線が必要となる。このうち、層厚および S 波速度は PS 検層データを用いる。

− 62 −

4.5

浅部地盤構造モデル

土質区分は、表 4.5.2-1 の Terzaghi-Peck による地盤区分（Terzaghi and Peck,
1948）を参考に、表 4.5.2-2 に示す土質区分を設定し、それぞれの区分に対して物性値を設定した。
（a） 単位体積重量（密度）表 4.5.2-3 に示す、道路橋示方書・同解説Ⅴ耐震設計編（日本道路協会、1990）
による土質分類と単位重量の概略値、および表 4.5.2-4 に示す道路公団の設計要領（日本道路公団、1983）などをもとに設定を行った。表 4.5.2-2 に設定した単位重量を示す。
（b） せん断剛性比(G/G0)および減衰定数(h)とせん断ひずみ(γ)との関係
今回、動的変形特性試験結果はほとんど得られなかったため、既往の試験結果を用いることとした。図 4.5.2-1 に示した今津・福武（1986a、1986b）によ
粘土、砂、砂礫の平均的な G/G0-γ、h-γ の関係を用いた。

表 4.5.2-1

Terzaghi-Peck による地盤区分＜砂の場合＞
N値＜粘性土の場合＞
N値

地盤区分

地盤区分

0～4

非常に緩い

0～2

非常に軟らかい

4～10

緩い

2～4

軟らかい

10～30

中位の

4～8

普通の

30～50

密な

8～15

硬い

50 以上

非常に密な

15～30

非常に硬い

30 以上

固結した

− 63 −

防災科学技術研究所研究資料

地質区分

土質区分の設定

地質名

記号

N値

単位体積重量（kgf/cm3）

B1

0～4

1.6

腐植土

粘性土
完新世

砂質土

礫質土

ローム・凝灰
質粘土

粘性土

更新世
砂質土

礫質土

第三紀

2007 年 3 月

表 4.5.2-2

埋土

第四紀

第 303 号

B2

4～10

1.7

B3

10～

2.0

Ap1

0～1

1.2

Ap2

1～

1.3

Ac1

0～2

1.4

Ac2

2～4

1.5

Ac3

4～8

1.6

Ac4

8～15

1.7

Ac5

15～30

1.8

Ac6

30～

1.8

As1

0～4

1.7

As2

4～10

1.8

As3

10～30

1.9

As4

30～50

1.9

As5

50～

1.9

Ag1

～20

1.9

Ag2

20～30

2.0

Ag3

30～50

2.0

Ag4

50～

2.0

Lm1

0～4

1.4

Lm2

4～

1.5

Dc1

0～2

1.5

Dc2

2～4

1.6

Dc3

4～8

1.7

Dc4

8～15

1.8

Dc5

15～30

1.8

Dc6

30～

1.8

Ds1

0～4

1.8

Ds2

4～10

1.8

Ds3

10～30

1.9

Ds4

30～50

1.9

Ds5

50～

2.0

Dg1

～20

1.9

Dg2

20～30

2.0

Dg3

30～50

2.0

Dg4

50～

2.1

K

− 64 −

2.1

4.5

表 4.5.2-3

浅部地盤構造モデル

道路橋示方書・同解説Ⅴ耐震設計編による土質分類と単位重量、
平均粒径、細粒分含有率の概略値（日本道路協会、1990）
地下水位面下の単地下水位面上の単

平均粒径

細粒分含有率位重量 γt2 (tf/m3)

位重量 γt1 (tf/m3)

D50 (mm)

FC (％)

土

1.7

1.5

0.02

80

ト

1.75

1.55

0.025

75

砂 質 シ ル ト

1.8

1.6

0.04

65

シルト質細砂

1.8

1.6

0.07

50

微

砂

1.85

1.65

0.1

40

細

砂

1.95

1.75

0.15

30

中

砂

2.0

1.8

0.35

10

粗

砂

2.0

1.8

0.6

0

き

2.1

1.9

2.0

0

土質分類

表
シ

砂

ル

細

れ

− 65 −

防災科学技術研究所研究資料

（設計要領

第一集

土質別定数参考値

昭和 58 年 4 月

道路公団

混り砂

内 部

積重量

摩擦角

(t/m3)（度）

2.0
粒度の良いもの
粒度の悪いもの

締固めたもの粘着力

適用(tf/m2)(統一分類)

400(GW), (GP)

2.0

35

0

(SW), (SP)

1.9

30

0

締固めたもの砂質土

締固めたもの

1.9

25

3 以下

粘性土

〃

1.8

15

5 以下

関東ローム

〃

1.4

20

1 以下

密実でないものまたは粒度の悪いもの

1.8

35

0

密実なもの

2.1

40

0

密実でないもの

1.9

35

0

密実なものまたは粒度の良いもの

2.0

35

0

密実でないものまたは粒度の悪いもの

1.8

30

0

密実なものまたは粒度の良いもの

礫
礫混り砂
砂
自
砂質土

地
盤

P28～29 より抜粋）

砂

盛

然

第一編土工

単位体
状 態

礫および礫

2007 年 3 月

表 4.5.2-4

種 類

土第 303 号

粘性土

粘土および
シルト

密実なもの

1.9

30

3 以下

密実でないもの

1.7

25

0

固いもの(指で強く押し多少へこむ)

1.8

25

5 以下

やや軟らかいもの(指の中程度の力で貫入)

1.7

20

3 以下

軟らかいもの(指が容易に貫入)

1.6

15

1.5 以下固いもの(指で強く押し多少へこむ)

1.7

20

5 以下

やや軟らかいもの(指の中程度の力で貫入)

1.6

15

3 以下

軟らかいもの(指が容易に貫入)

1.4

10

1.5 以下1.4

5 (φ )

3 以下

関東ローム

(SM), (SC)(ML), (CL)(MH), (CH)
(VH)
(GW), (GP)〃(SW), (SP)(SW), (SP)(ML), (CL)(MH), (CH),
(ML)
(VH)

表の使用に当たっては、次の点に注意する(1)

地下水位以下にある土の単位体積重量は、表中の値からそれぞれ 1.0 を差し引いた値とする。

(2)

単位体積重量の値を決定するときは、次の点に注意すること。

①砕石は、礫と同じ値とする。
②トンネルずりや岩塊などは、粒径や間隙により異なるので既往の実績や現場試験により決定する。
③礫まじり砂質土や礫まじり粘性土は、礫の混合割合および状態により適宜定める。
(3)

内部摩擦角及び粘着力の値は、圧蜜非排水せん断に対する概略的な値である。この場合、盛土に対する地下水、湧水などの影響は考慮していない。

(4)

砕石、トンネルずり、岩塊などの内部摩擦角及び粘着力は、礫の値を用いてよい。

(5)

粒度の悪い砂とは粒径のそろった砂をいう。礫の場合も同様である。

(6)

粘性土、粘土及びシルトの区分で N 値の目安は、おおむね次のとおりである。
固いもの (N=8～15)、やや軟いもの (N=4～8)、軟いもの (N=2～4)(7)

適用に示す統一分類記号はおおよそその目安である。

− 66 −

4.5

浅部地盤構造モデル

G／G0 h

粘土
1.0
0.9
0.8
0.7
0.6
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0.0
1.00E-06

1.00E-05
1.00E-04
1.00E-03
せん断ひずみ γ

1.00E-02

G／G0 h

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

0.00001

0.00010.001
せん断ひずみ γ

0.01

G／G0 h砂礫

図 4.5.2-1

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

0.00001

0.00010.001
せん断ひずみ γ

0.01

採用した動的変形特性曲線（今津・福武、1986a；1986b）− 67 −

５．詳細法による強震動計算手法
本検討では、ハイブリッド法（例えば、入倉・釜江、1999）を用いて強震動波形計算を行う。ハイブリッド法は、長周期成分については決定論的手法、
短周期成分については統計的手法を用いてそれぞれ計算し、両者を重ね合わせるものであり、広い周期帯域にわたって強震動波形を計算ができる有力な手法の一つである。ここでは、決定論的手法として三次元有限差分法、統計的手法
として統計的グリーン関数法を用いた。以下では、それぞれの手法、およびハ
イブリッド法による波形計算の手順について述べる。

5.1

三次元有限差分法

5.1.1 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、− 69 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

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不通である。陽解法とは各時間ステップでの各格子点における解をその点自身とそのごく近傍の格子点の数ステップ前までの解を用いて、式を解かずに直接計算するだけで求める方法であり、陰解法に比べて計算に必要な記憶容量が非常に少なくて済み、計算時間も大幅に短縮されるという利点がある。しかし、陽解法を採用する場合、空間および時間の離散化において数値安定性を考慮する必要があり、空間的に変化する Q 値を導入する場合、近似的な扱いとならざるを得ない。上述したようないくつかの難点もあるが、有限要素法と比べて簡便で計算時間が速いので、最近では大規模な領域を対象とした地震波の波動伝播問題によく用いられている。

5.1.2 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しており自然であり、数値安定性が向上する利点がある。ただし、変位（あるいは速度）の各成分の格子点が互いに異なる点にあるため、厳密には同一点での値を求めることができない不自由さがある。

（２） 離散化誤差と数値安定性
微分演算の差分近似は、微分点の前後での値の変化が十分に小さいことを仮定してテイラー展開を用いて誘導されるので、離散化誤差を小さくするためには格子点間隔を対象波長に対して小さく選ぶ必要がある。格子点間隔を対象波
長の何分の一以下にする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。微分方程式の値は近似度 4（4 次精度）の場合、その周囲の 4つの格子点での値から定まる。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;− 70 −

5.1

三次元有限差分法

Graves, 1996; Pitarka, 1999）。実際の計算上の精度を確保するための格子点間
隔は、空間に関して近似度 4 の場合、対象波長の 5 分の 1 以下にする必要がある（Levander, 1988）。それよりも短い波長の波は減衰させられる（例えば、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の差分方程式に近似して解く場合の差分スキームの安定性を確保するための必要条件は、単位の時間ステップΔt だけ経過した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法では、最速波の速度を Vmaxとすると時間ステップ Δt は以下の条件を満足しなければならない（Graves,
1996）。

Δt < 0.495h / Vmax

（5.1.2-1）（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)、
Aoi and Fujiwara (1999)の有限差分法では、Clayton and Engquist (1977)の吸収境界条件と Cerjan et al. (1985)の帯状の吸収領域が併用されている。

− 71 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月（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う方法の一つは自由地表面での応力零の条件を陽に定式化する方法である（Zero-stress formulation）。地表面が水平な場合には場の逆対称性を利用して応力零の条件を満足するために必要な地表面上および地表面より上の空中の格
子点の変位や応力の値を容易に計算できる（例えば、Levander, 1988; Graves,
1996; Pitarka, 1999; Aoi and Fujiwara, 1999）。この場合には数値的な安定性が確保され精度もよい。しかし、この方法を凹凸がある地表面に適用することは難しい。

（５） Q 値
媒質の一般的な非弾性減衰を考慮するには応力と歪みとのコンボリュ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。

5.1.3 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− 72 −

5.1

三次元有限差分法

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。この問題の解決法として、分布震源を用いる方法とソースボックス法の二通りがある（竹中、1993）。前者は有限な広さを持つ
複数の格子点にそれぞれ異なった向きのシングルフォースを作用させることで分布震源としてダブルカップルを近 似的に表現する方法である（Aboudi,1971）。この方法は簡便なことからよく用いられてきた（例えば、Frankel,
1993）。最近、Graves (1996)はこの方法と食い違い格子（スタッガードグリッド）との取り合わせがよいことに着目し、三次元場の食い違い格子におけるモー メ ン ト テ ン ソ ル の 表 現 式 を 導 い て い る 。 Aoi and Fujiwara (1999)でもGraves (1996)と同様の方法でダブルカップルの点震源をモデル化している。

5.1.4 不連続格子による有限差分法
本検討では、不連続格子を用いた Aoi and Fujiwara (1999)の有限差分法により計算を行う。有限差分法による計算を行う際には、計算の対象とする媒体を
直方体の格子点に離散化する。この時、計算の安定条件を満たすために、格子間隔は（5.1.2-1）式と次の条件を満たす必要がある。
f < Vmin / (6h)（5.1.4-1）

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

5.1.5 三次元有限差分法による計算条件
震源時間関数には、中村・宮武（2000）によるすべり速度時間関数の近似式を用いた。計算領域は、吸収境界を含め約 400km 四方、深さ 100km である。
最小グリッド間隔は 0.25km としたが、Aoi and Fujiwara (1999) の不連続格− 73 −

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第 303 号

2007 年 3 月

子による差分法を用いることにより、速度の速い深さ 10km 以深での最小グリッド間隔は 3 倍の 0.75km となっている。これにより、格子数は約 1.4 億となり、均質格子と比べて 7 分の 1 以下の計算量になる（Aoi et al., 2006）。前述の領域内の最小弾性波速度 480m/s（0.48km/s）と最小グリッド間隔 0.25km
を用いると（5.1.4-1）式により周期 3.125 秒以上（0.32Hz 以下）の周期帯において計算を精度良く行うことが可能である。

− 74 −

5.2

5.2

統計的グリーン関数法

統計的グリーン関数法

5.2.1 手法の概要
大地震による地震動波形を再現するための計算法として、対象とする大地震の震源域近傍で発生した小地震による観測記録をグリーン関数として重ね合わせる経験的グリーン関数法がある。これは、伝播経路特性および地盤増幅特性
が小地震記録に含まれているという考えに基づいており、Hartzell (1978) によって提案されて以後、Irikura (1983) などによって実際の地震に対して適用され、手法の有効性が示されている。この方法の利点は、大地震における震源の破壊過程をある程度表現できることともに、地下構造の情報が無くても理論的に計算が困難である高周波数成分まで計算できるところにある。
一方、Boore (1983) はそれまで最大加速度などの最大値を予測するために用いられていた Hanks and McGuire (1981) による手法を拡張し、Brune (1970,1971) のω-2 震源スペクトルに観測記録から統計的に求めた波形の包絡形状を付加することによって時間領域での波形を生成する方法を提案した。統計的グリーン関数法は、Boore (1983) による方法によって生成される波形を小地震記録に見立てて経験的グリーン関数法と同様に重ね合わせることによって大地震
による地震動の波形を計算する方法である。この方法は、観測記録が得られていない地点に対しても経験的グリーン関数法と同様な方法で波形を計算できるという利点があり、特に決定論的な手法による計算が困難な高周波数成分の強震動予測に用いられてきている（例えば、釜江・他、1991；壇・他、2000）。
ただし、現状では必ずしも対象地域に見合った波形の包絡形状が抽出されていないことや、表面波等の後続波の再現性が不十分であるという点に課題が残されている。

− 75 −

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第 303 号

2007 年 3 月

5.2.2 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、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、佐藤・他（1994a、1994b）による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もとに、Boore (1983)と同様の手法で作成した。
地震基盤における要素地震の 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。

As ( f ) =M 0 s (2πf ) 2
4πρ s β s 3 1 + ( f / f cs ) 2

1

F

×

1 + ( f / f max s ) m⎛
1
πfrs ⎞
ρs β s⎟⎟ × 2exp⎜⎜ −
（5.2.2-1）
rs
ρ sb β sb⎝ Q( f ) β s ⎠ここに、s は要素断層に関する添え字であり、As(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、ρs およびβs は要素断層における媒質の密度および S 波速度、M0pq は地震モーメント、fcs は臨界振動数、fmax s は高周波遮断振動数、m は定数、rs は震源距離、Q(f) は伝播経路全体の平均の Q 値、

ρsb およびβsb は地震基盤の密度および S 波速度である。最終項は、自由表面の影響および要素断層における媒質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）。
要素断層における媒質の密度および S 波速度は、表 3.3-1 に示した震源域の平均的な値（Vs）を、伝播経路全体の平均の Q 値は（3.2.1-2）式に示した、評価対象地域を多く含んだ領域に対して求められた値（森川・藤原、2003）を用いた。また、fmax および m については、これまでの海溝型地震の強震動評価で用いられている 13.5Hz および 4.2（佐藤・他、1994b）を採用した。
なお、fcs は、以下の式から算出できる。

f cs =(7 / 16)1 / 6π⎛ σs ⎞⎟⎝ M 0s ⎠

1/ 3

βs⎜

（5.2.2-2）

ここで、σs は実効応力である。本検討では、要素断層の大きさを 10km×10kmの正方形とし、地震モーメント M0s を 1.23×1018N･m、実効応力σs を 3MPa
− 76 −

5.2

統計的グリーン関数法

として、設定した断層モデルの中心点からの統計的グリーン関数を作成した。
さらに、強震動を評価する領域内にある 1 地点を考えると、その地点は各要
素断層から見て常に同じ方位に位置しているわけではないこと、および短周期の地震記録には明確な放射特性が見られないことから、F は平均的な値を用いることとした。ここでは、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タイプを考慮して、Boore and Boatwright (1984)に示された F の平均値のうち、S 波の全震源球面上の平均値である 0.63 を水平二成分の二乗和平均と考え、それを 2 で除した 0.445 を採用した。
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。本検討では、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(t a ≤ t ≤ t b )⎪E (t ) = ⎨1(t b ≤ t ≤ t c )⎪exp{−(ln 10)(t − t c ) /(t d − t c )} (t c ≤ t ≤ t d )⎩（5.2.2-3）

ここで、log(t b − t a ) = 0.229 M Js − 1.112
log(t c − t b ) = 0.433M Js − 1.936(5.2.2-4)log(t d − t c ) = 0.778 ⋅ log rs − 0.34である。気象庁マグニチュード MJs は、佐藤（1989）による次式に基づき、地震モーメント M0s （単位、N･m）から算出した。
log M 0 s = 1.5M Js + 9.2（5.2.2-5）

5.2.3 工学的基盤上面での統計的グリーン関数
4.2 章において示した三次元地下構造モデルから、各計算ポイント直下の一次元地盤モデルを作成し、前節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、SH 波の一次元重複反射理論により、工学的基盤− 77 −

第 303 号

防災科学技術研究所研究資料2007 年 3 月

上面での統計的グリーン関数を計算する。

5.2.4 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
前節において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を考慮した半経験的波形合成法に従い、波形合成を行う。彼らの方法は要素断層の最終すべり量（D）と最大すべり速度（V）を考慮しており、
Ll
= a,
Ls

Wl
=b
Ws

（5.2.4-1）と置くと、大地震の波形 ul(t) の合成式は、
a bu l (t ) = ∑ ∑ u pq (t − t pq ) ,p =1q =1

F pq ( f ) =u pq ( f ) = F pq ( f ) ⋅ u S ( f )（5.2.4-2）⎛ rs ⎞
D pq(1 + jf / f cs ) 2
2πf⎟⎟ exp[⎜⎜(rs − r pq )]Ds (1 + jf / f Dpq )(1 + jf / f Spq ) ⎝ r pq ⎠2Qβf cs =

2β
2π

f Dpq =

πλ sσ s
M 0s

,

λs =

2 βσ pq
1 V pq=,2π D pq 2πμD pq

L sW sπ

M 0 s = μLsWs Ds,

f Spq =

2β2πλ pq（5.2.4-3）（5.2.4-4）（5.2.4-5）と表される。ここで、j は虚数単位を表し、l、s、pq はそれぞれ大地震、要素
地震、大地震の要素断層であることを示す添え字、L、W はそれぞれ断層の長さと幅、u(t) と u(f) は地震動の時刻歴とそのフーリエ変換、tpq は破壊伝播および波動伝播に要する時間である。また、fc、fD、fS は臨界周波数（震源スペク
トルのコーナー周波数）であり、r は震源距離、Q は S 波の Q 値、β は媒質のS 波速度、λ は面積が等しい円形断層に置換した場合の半径、σ は実効応力、

M0 は地震モーメント、μ は媒質の剛性率である。
大地震と小地震の震源スペクトルの違いは、スケールファクターFpq(f) によって補正される。震源距離の違いによる補正を無視すると、− 78 −

5.2

統計的グリーン関数法

F pq ( f ) =D pq（f →0）
Ds（5.2.4-6）

F pq ( f ) =

σ pq
σs

（5.2.4-7）（f →∞）

であり、低周波数成分は最終すべり量の比、高周波数成分は実効応力の比となっている。また、最終的に合成された波形と要素地震波形の振幅比は、高周波数成分でランダムな重ね合わせになると仮定すると、

ul ( f )= abc ,us ( f )c=ul ( f )= ab ⋅ d ,us ( f )

Dl
Ds
d=

σl
σs

（f →0）（5.2.4-8）（f →∞）（5.2.4-9）であり、低周波数側は地震モーメントの比、高周波数側は（断層長さ×実効応力）の比となっている。

− 79 −

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5.3

第 303 号

2007 年 3 月

ハイブリッド法による波形計算

ハイブリッド法は、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・他、1998；入倉・釜江、1999）。ここでは、前節までに示したように、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）を中心とする二種類のフィルターの組み合わせによるマッチングフィ
ルターを用いて時刻歴波形をフィルター処理し、時刻歴で重ね合わせて行う。
5.1.5 章で述べたように、差分法の計算結果は約 3 秒以上について精度良く計算されているが、本検討では、両領域を接続する周期を 5 秒（0.2Hz）としている（図 5.3-1）。この理由について次章で述べる。
以上の方法により計算された工学的基盤上の波形について、水平動二成分のベクトル合成での最大速度を求め、それに（4.5.1-2）式あるいは図 4.5.1-4 による速度増幅率を掛けることにより地表の最大速度を求める。さらに、翠川・他（1999）による最大速度と計測震度の経験的関係式

I = 2.68 + 1.72 log PGV（5.3-1）

I

：計測震度

PGV

：最大速度 (cm/s)

より、地表の計測震度を求める。
一方、4.5 章で述べたように、工学的基盤までの速度構造が既知である強震観測点を含むメッシュについては、PS 検層結果に基づく浅部地盤モデルを用いて、SH 波の鉛直下方からの入射を仮定した一次元重複反射理論によって増幅特性を評価し、地表での計算波形を求める。

− 80 −

5.3

図 5.3-1

ハイブリッド法による波形計算

ハイブリッド法で用いたマッチングフィルター
縦軸はフィルターの振幅、横軸は周波数− 81 −

６．計算結果と観測記録の比較
前章で述べた、ハイブリッド法によって計算された強震動波形、およびそれから求められる最大速度および計測震度の分布について、2003 年十勝沖地震の強震動記録と比較する。

6.1 震源インバージョン結果を用いた長周期地震動に関する検討
内陸の地殻内（活断層）地震における強震動評価では、ハイブリッド法における接続周期は 0.5～2 秒の範囲で行われている。しかし、海溝型地震に関して
は、特性化震源モデルを用いたハイブリッド法による計算結果において周期数秒程度の地震動が観測記録と比べて過小評価となり、計算波形の再現性が悪くなることが報告されている（例えば、藤原・他、2004）。そこで、本検討でハ
イブリッド法を行うにあたって、Honda et al. (2004) による震源モデル（図3.2.2-1 参照）をそのまま用いた波形計算を実施し、観測記録との比較を行った。
このとき、伝播経路および深部地盤モデルや計算条件については 4 章で述べた構造を用いて、工学的基盤（S 波速度 480m/s）上での波形を計算した。
最大速度分布について、計算結果と観測記録との比較を図 6.1-1 に示す。ここでは、Honda et al. (2004)の震源モデルが 5～40 秒の周期帯の強震動波形より求められていることから、周期 5 秒以下の短周期成分をフィルターによって落としている。したがって、観測記録は地表での波形から求めているが、工学的基盤上での計算波形から求めた値との比較において、浅部地盤の影響は小さいものと考えられる。
図 6.1-2 に示した観測点における計算波形と観測記録との比較を図 6.1-3 に示す。周期 5 秒以上については概ね観測記録を説明できているものの、それよりも短周期成分については、計算結果が過小評価となっている。このことから、
少なくとも周期 5 秒以上については有限差分法による計算結果が有効であることが確認された。ただし、先にも述べたように、計算に用いた Honda et al.
(2004) による震源モデルが周期 5 秒以下の地震動を対象としていないため、ここで見られた過小評価の要因については、今後別途検討を行う必要がある。
以上の検討結果に基づき、最終的にハイブリッド法を行う際の接続周期を先に述べたように 5 秒と設定することとした。

− 83 −

防災科学技術研究所研究資料

図 6.1-1

第 303 号

2007 年 3 月

Honda et al. (2004) の震源モデルを用いた差分法計算結果と観測記録との最大速度分布の比較

周期 5～25 秒のバンドバスフィルターを通した波形から求めている

図 6.1-2

図 6.1-3 で波形の比較を行う観測点の位置− 84 −

6.1

図 6.1-3

震源インバージョン結果を用いた長周期地震動に関する検討

Honda et al. (2004) の震源モデルによる差分法の計算波形と観測波形との比較
上段：速度波形

下段：速度フーリエスペクトル− 85 −

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第 303 号

2007 年 3 月

6.2 最大速度増幅率および最大速度と震度の経験的関係を用いた結果
4.5.1 章において述べた微地形区分に基づいた増幅率（図 4.5.1-4）を用いて、工学的基盤上の計算波形より求められた地表の最大速度分布と 2003 年十勝沖地震における観測記録による分布との比較を図 6.2-1 に示す。ここで、最大速
度は水平動二成分のベクトル合成値として求めた。さらに、最大速度と計測震度の経験的関係、（5.3-1）式を用いて求められた計測震度分布と観測記録による分布との比較を図 6.2-2 に示す。
最大速度については、計算結果が観測値の概ね倍半分以内となっており、観測結果を比較的良く再現されている。一方、計測震度については、大きな震度が観測された地域については計算結果と観測値との差は概ね±0.5 以内となっており再現性が良好である。しかし、震度階で 4 以下（計測震度 4.5 未満）が観測された地域において計算結果が過大評価となっている傾向が見られる。具体的な場所としては、石狩平野、勇払平野内（図 6.2-2 の赤点線で囲んだ地域）
や空知支庁の北部（図 6.2-2 の黒点線で囲んだ地域）に集中している。この傾向は最大速度では見られないことから、最大速度と計測震度の関係式による評価において誤差が生じたと考えられる。要因の一つとして、ここで用いている
最大速度と計測震度の関係（5.3-1）式が、震度 4 以上の記録を対象として求められたものであり、震度 4 以下に対してもそれを外挿しているということが考えられる。もう一つの要因として、地震動の周期特性の違いによって、最大速度と計測震度の関係式から乖離していることが考えられる。この点に関しては後にあらためて考察を行う。
震源に近いえりも岬周辺では、最大速度、計測震度とも計算結果が観測値と比べて過大評価となっている。
また、全体として見ると最大速度、計測震度ともに計算結果が観測値と比べて若干過小評価となっている傾向がある。ここでは、遠地実体波を用いた震源
インバージョン解析によって得られた地震モーメントの値を採用したが、近地
強震動記録を用いた震源インバージョン解析の結果ではこれよりも 2 倍程度大きな地震モーメントが推定されている（Koketsu et al., 2004；Honda et al.,
2004；Yagi, 2004）。本検討の結果には、この違いが反映されている可能性もある。

− 86 −

6.2

図 6.2-1

最大速度増幅率および最大速度と震度の経験的関係を用いた結果

観測記録とハイブリッド法計算結果との比較（地表の最大速度分布）

工学的基盤上の計算波形に微地形区分に基づく速度増幅率より算出− 87 −

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図 6.2-2

第 303 号

2007 年 3 月

観測記録とハイブリッド法計算結果との比較（地表の計測震度分布）
最大速度と計測震度の経験的関係式より算出− 88 −

6.3

最大速度増幅率および最大速度と震度の経験的関係を用いた結果

6.3 ボーリングデータを用いた浅部地盤モデルによる計算結果
4.5.2 章で述べた、ボーリングデータに基づいてモデル化した浅部地盤に対して、ハイブリッド法によって計算された工学的基盤上の波形を一次元重複反射
理論によって増幅特性を評価した。ここでは、線形解析法を用いており、ＳＨ波の鉛直下方からの入射を仮定している。計算結果について、最大速度および計測震度の分布を観測記録の比較を図 6.3-1 および図 6.3-2 に示す。最大速度は、前節と同様、水平動二成分のベクトル合成値としている。一方、計測震度の値は、気象庁（1996）の手法にしたがって波形より算出している。ただし、上下動については計算を行っていないため、上下動をゼロとして算出している。
計算結果と観測記録の比較を同一条件において行うため、観測記録についても同様に上下動をゼロとして計測震度の値を求めている。
最大速度については、計算結果の一致度は増幅率を用いた評価結果と大きな違いが見られない。一方、計測震度については、最大速度と計測震度の関係式
より求めた結果において石狩平野、勇払平野で見られた過大評価が改善されている。しかしながら、空知支庁の北部やえりも岬周辺の過大評価は改善されておらず、えりも岬周辺ではむしろ計算結果と観測記録との一致度は悪くなっている。なお、増幅率および最大速度と計測震度の関係式より求められた結果と同様に、全体的にやや計算結果が観測記録に比べて過小評価となっている傾向が見られる。
地表における計算波形と観測波形の比較を減衰 5%の擬似速度応答スペクト
ルの比較と併せて図 6.3-3～図 6.3-6 に示す。主として比較的震源域に近い地域
において、ハイブリッド法による応答スペクトルは観測記録によるものと概ね一致している。波形についても、比較的短周期のパルス的な波を完全には再現できていないものの両者の一致度は比較的良い（図 6.3-3）。
その一方で、計算波形が観測記録を説明できていない観測点もいくつか見られる。図 6.3-4 は、石狩平野および勇払平野の内部および周縁部に位置する観測点での比較例である。平野内の観測点（HKD129（K-NET 苫小牧）、HKD182（K-NET 広島））では、周期 0.5～5 秒において計算波形の振幅が過小評価となっている。この周期帯はほぼ統計的グリーン関数法による計算結果であると言えるが、地震基盤より浅い構造に関して、三次元的な地震動応答の効果が評価されていないことが要因として挙げられる。また、平野周縁部の観測点（HKD185（K-NET 支笏湖畔）、HDKH06（KiK-net 静内））では、計算波形− 89 −

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第 303 号

2007 年 3 月と観測波形の卓越周期が一致していないなど、両者の間で大きな相違が見られる。これは計算に用いた三次元地下構造モデルの精度が不足していることが主要因であると考えられる。このような平野の周縁部に関しては、地震基盤の形状を正確にモデル化することが重要な場所であるが、そのような地下構造モデ
ルの作成に必要な情報が現時点では十分であるとは言えない。
図 6.3-5 は、火山を挟んで前弧側（海溝側あるいは太平洋側）と背弧（大陸側あるいは日本海側）に位置する観測点における比較例である。前弧側の観測点（HKD038（K-NET 南富良野））での計算波形と観測波形の一致度は良好である。なお、周期 0.5～1 秒程度で計算結果がやや過小評価となっているが、これは先に述べた地下構造モデルの精度不足に起因していると考えられる。しかし、背弧側の観測点（HKD033（K-NET 愛別）、HKD037（K-NET 美瑛））での計算波形は、観測波形と比べて周期 1 秒以下の短周期成分が大幅に過大評価されている。やや深発地震や深発地震において、太平洋側の地域で日本海側の地域よりも地震動が大きくなる異常震域が生じる要因として、火山フロントよりも背弧側の上部マントルに地震波の減衰が大きい low-Q の領域が存在していると考えられている（Utsu, 1967）。最近の三次元減衰構造の推定結果（例えば、中村・植竹、2002；関根・他、2002）からもこの考えが支持されつつある。
2003 年十勝沖地震に関して、Takai et al. (2006) や Maeda and Sasatani(2006) は、特に短周期地震動においてこのような low-Q の領域の影響を受けて、火山フロントよりも背弧側の観測点において振幅の距離減衰の傾きが急になっていることを指摘している。本検討において統計的グリーン関数法による計算で用いた Q 値、（3.2.1-2）式は、前弧側の観測点記録のみから求められたものであるため、背弧側の観測点に対しては値が大き過ぎ、結果として短周期成分を過大評価してしまったと考えられる。前節で示した、計測震度の計算結果が過大評価となっていたもう一つの要因として、このように、短周期成分が大幅に減衰しているためであったことが挙げられる。一方、観測点 HDKH02（KiK-net 平取東）は前弧側に位置する観測点であるが、計算結果は周期 0.3秒以下の短周期成分で過大評価となっている。森川・藤原（2004）は、日高山
脈よりも西側の沿岸部において、堆積層の影響により周期 1 秒付近の地震動が大きく増幅する一方で、周期 0.2 秒以下の短周期成分が極めて強く減衰していることを指摘している。日高地方の地殻内における局所的な low-Q の領域の存
在は、古村・森谷（1990）によっても同様な指摘がなされている。今回用いた− 90 −

6.3

最大速度増幅率および最大速度と震度の経験的関係を用いた結果

地下構造モデルでの一次元重複反射理論による計算では周期 1 秒付近の増幅特性を評価できていないことに加えて、このような局所的な low-Q の領域の影響も評価できていないことにより、日高地方については計算波形と観測波形との間の不整合が生じていると考えられる。
図 6.3-6 は、震源域近傍の観測点における比較例である。これらの観測点では、特に計算波形における短周期成分の過大評価が顕著である。また、卓越周期にも若干の差異が見られる。この要因として、地盤の非線形応答が生じた可能性が挙げられる。図 6.3-7 は、図 6.3-6 にある KiK-net 観測点における地表と地中の強震動記録の S 波部分についてスペクトル比をとったものである。黒線で示したスペクトル比は、地表で観測された最大加速度が 200cm/s2 未満の記録によるものである。図 6.3-7 中、赤線で示した 2003 年十勝沖地震の本震の記録によるスペクトル比は、他の地震によるものよりもピークの周期が長周期側にずれており、短周期成分での値が小さくなっている。このことから、これらの観測点では、2003 年十勝沖地震の本震時に地盤の非線形応答が生じていたと考えられる。ここでは、図 6.3-6 に示した計算結果は線形応答によるものであるため、地盤の非線形応答が観測記録を説明できていない主要因であると考えられる。

− 91 −

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図 6.3-1

第 303 号

2007 年 3 月

観測記録とハイブリッド法計算結果との比較（地表の最大速度分布）
ボーリングデータを用いた浅部地盤モデルによる一次元重複反射理論による計算結果− 92 −

6.3

図 6.3-2

最大速度増幅率および最大速度と震度の経験的関係を用いた結果

観測記録とハイブリッド法計算結果との比較（地表の計測震度分布）
ボーリングデータを用いた浅部地盤モデルによる一次元重複反射理論による計算結果− 93 −

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図 6.3-3 (1)

第 303 号

2007 年 3 月

ハイブリッド法計算結果と観測記録との速度波形および擬似速度応答スペクトル（減衰 5%）の比較− 94 −

6.3

図 6.3-3 (2)最大速度増幅率および最大速度と震度の経験的関係を用いた結果

ハイブリッド法計算結果と観測記録との速度波形および擬似速度応答スペクトル（減衰 5%）の比較− 95 −

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図 6.3-4

第 303 号

2007 年 3 月

ハイブリッド法計算結果と観測記録との速度波形および擬似速度応
答スペクトル（減衰 5%）の比較（平野内および平野端部の観測点）− 96 −

6.3

図 6.3-5

最大速度増幅率および最大速度と震度の経験的関係を用いた結果

ハイブリッド法計算結果と観測記録との速度波形および擬似速度応
答スペクトル（減衰 5%）の比較（火山フロントを挟んだ観測点）− 97 −

防災科学技術研究所研究資料

図 6.3-6

第 303 号

2007 年 3 月

ハイブリッド法計算結果と観測記録との速度波形および擬似速度応
答スペクトル（減衰 5%）の比較（震源に近い観測点）− 98 −

6.3

図 6.3-7

最大速度増幅率および最大速度と震度の経験的関係を用いた結果

2003 年十勝沖地震本震時の地表記録と地中記録のスペクトル比（赤線）および弱震時の地表記録と地中記録のスペクトル比（黒線）− 99 −

７．考察
ここではまず、統計的グリーン関数法のみによる計算結果とハイブリッド法
による計算結果の比較から、ハイブリッド法を適用する有効性について考察を行う。また、前章におけるハイブリッド法による計算結果と観測記録との比較から抽出された問題点のうち、Q 値、最大速度と計測震度の関係、えりも岬周辺における計算結果の過大評価および地盤の非線形応答のそれぞれに関して、計算結果を改善するための方法についてさらに検討を行う。

7.1 統計的グリーン関数法のみによる計算結果との比較
ハイブリッド法を適用した有効性を確認するため、統計的グリーン関数法のみによる計算結果と比較する。地表まで地盤のモデル化を行った観測点位置について、図 7.1-1 に最大速度、図 7.1-2 に計測震度を比較した図を示す。計測
震度は、6.3 章と同様に気象庁（1996）の方法に従って波形より計算したものを用いている。最大速度では統計的グリーン関数法のみの計算結果では観測記録と比べて過小評価の傾向がやや強いが、ハイブリッド法の結果ではそれが改善されている。6.3 章でも述べたように、統計的グリーン関数法による計算のみでは 3 次元的な地下構造の影響や表面波の励起を評価できていないため、特に周期 1 秒以上の長周期地震動が大規模な平野内では過小評価になる傾向が見られる。すなわち、長周期地震動が大きな振幅を有するような海溝型巨大地震に対しては、長周期成分を差分法などの決定論的な手法によって計算を行う必要があると言える。一方、計測震度についてはハイブリッド法の結果と統計的グリーン関数法のみの結果でほとんど違いが見られない。このことは、周期 5秒以上の長周期地震動が計測震度の大きさには影響をほとんど与えていないことを表している。
ハイブリッド法適用の有効性を示す顕著な例として、大規模平野内における計算波形の比較を図 7.1-3 に示す。統計的グリーン関数法のみによる計算波形
では、長周期成分が卓越する後続の表面波はもちろん、実体波部分についても
振幅が過小評価となっている。海溝型巨大地震のように、長周期地震動が卓越するような場合には、接続周期が 5 秒と長周期側であったとしても、ハイブリッド法を適用することが予測結果の精度向上に非常に有効であることが確かめられた。

− 101 −

防災科学技術研究所研究資料

図 7.1-1

第 303 号

2007 年 3 月

ハイブリッド法と統計的グリーン関数法のみの計算結果の比較（最大速度分布）− 102 −

7.1

図 7.1-2

統計的グリーン関数法のみによる計算結果との比較

ハイブリッド法と統計的グリーン関数法のみの計算結果の比較（計
測震度分布）− 103 −

防災科学技術研究所研究資料

図 7.1-3

第 303 号

2007 年 3 月

ハイブリッド法と統計的グリーン関数法のみの計算結果の比較（速度波形および加速度フーリエスペクトル）− 104 −

7.2

Ｑ値を変えた計算

7.2 Ｑ値を変えた計算
前田・笹谷（2002）は、北海道東部で発生したやや深発地震による強震動記
録から火山フロントよりも背弧側の地域に対する伝播経路全体の平均の Q 値を推定している。その結果、周期 0.5 秒程度よりも長周期帯では前弧側の Q 値と変わらないものの、それよりも短周期帯で Q 値が小さい（すなわち、減衰が大きい）と結論付けている。ここでは彼らの結果に中村・植竹（2002）によって推定された三次元 Q 値構造（図 7.2-1）を加味して、
0.5⎧
Q( f ) = ⎨100 ⋅ f⎩ 100

f ≥ 1Hzf < 1Hz

（7.2-1）のように、前弧側と比べて周波数依存性が小さい Q 値を設定して統計的グリーン関数法による計算を行い、ハイブリッド波形合成を行った。結果を図 7.2-2に示す。火山フロントよりも背弧側の観測点（HKD033（K-NET 愛別）、HKD037（K-NET 美瑛））では、短周期成分がほぼ観測記録と一致するレベルとなっている。一方、当然のことではあるが、（3.2.1-2）式による評価で妥当であった火山フロントよりも前弧側の観測点（HKD038（K-NET 南富良野））
では、短周期成分が大幅に過小評価となっている。一方、火山フロントよりも背弧側の地域と同様に Q 値の影響によって過大評価になっていたと考えられ
る日高地方の観測点（HDKH02（KiK-net 平取東））での計算波形は、必ずしも観測記録に近付いていない。前章でも述べたように日高山脈の西側には、地殻のごく浅い部分に low-Q の領域が存在していることが指摘されているが（例
えば、古村・森谷、1990；森川・藤原、2004）、これは火山フロントよりも背弧側の low-Q とは性質が異なっていることを示唆している。
対象領域が広域となる海溝型巨大地震の強震動予測においては、比較的震源から遠方の地域も対象に含まれる。そのため、伝播経路特性としての Q 値の影
響が相対的に大きくなる。Q 値の影響は短周期成分ほど敏感であり、海溝型巨大地震で広域にわたって地震動を広帯域で精度良く評価するためには、三次元的な Q 値構造を考慮した計算方法を導入する必要があると考えられる。

− 105 −

防災科学技術研究所研究資料

図 7.2-1

第 303 号

2007 年 3 月

中村・植竹（2002）による三次元Ｑ値構造（一部を抜粋）− 106 −

7.2

図 7.2-2

Ｑ値を変えた計算

火山フロントよりも背弧側を対象としたＱ値によるハイブリッド法（統計的グリーン関数法）の計算結果− 107 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

7.3 波形に基づく計測震度の算定
6.2 章において、最大速度と計測震度の経験的関係より求めた計測震度分布（図 6.2-2）において、計算結果が観測記録と比べて過大評価となっている地域の波形を見てみると、相対的に周期数秒以上の長周期成分が卓越した地震動が観測されている。石狩平野や勇払平野の内部にある観測点（例えば、図 6.3-4の HKD129（K-NET 苫小牧））では、深い堆積層の影響によって大きく増幅した長周期地震動が卓越している。一方、空知支庁北部や留萌支庁の観測点（例
えば、図 6.3-5 の HKD033（K-NET 愛別））では、前節で述べたように、火山
フロントよりも背弧側の上部マントルに存在する low-Q の影響によって短周期地震動が大幅に減衰され、結果として長周期地震動が卓越した波形となっている。結果として、最大速度が長周期成分の波によって決まっている。したがって、これらの観測点においては、長周期成分が適切に評価されているために最大速度では過大評価となっていない。それにもかかわらず計測震度が過大評価となることから、（5.3-1）式における最大速度と計測震度の関係式は、このような長周期成分が卓越した波形に対しては成り立っていないことを示唆している。そこで、工学的基盤上で計算された波形に対して、最大速度の増幅率（図4.5.1-4）を時間領域においてそのまま掛け合わせたものを地表における計算波形とした。この計算波形より、気象庁（1996）に従う方法により計測震度を求め、観測記録と比較した。ここでも 6.3 章と同様に、計測震度の算出にあたっては上下動をゼロとしている。結果を図 7.3-1 に示す。震度が過大評価となっていた地域のうち、石狩・勇払平野内の地域については、計算結果と観測記録がほぼ一致するようになった。また、空知支庁北部・留萌支庁の地域について
も、やや過大評価ではあるものの結果が改善されている。これは、計算波形の短周期成分が過大評価となっているためであると考えられる。
ボーリングデータを用いて、一次元重複反射理論によって計算された波形よ
り求められた計測震度分布においても、本章の検討結果と同様の傾向が現れている（図 6.3-2）。長周期成分が卓越した波形を対象とする場合には、最大速度と計測震度の経験式を適用することに注意が必要である。
えりも岬周辺において見られる過大評価についてはこの検討でも解消されていない。従って、次章で別途考察を行う。

− 108 −

7.3

図 7.3-1

波形に基づく計測震度の算定

工学的基盤上で計算された波形に対して最大速度の増幅率を掛けた波形より求められた震度分布の観測記録との比較− 109 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

7.4 えりも岬周辺に関する検討
震源に近いえりも岬周辺において、計算結果が観測記録よりも過大評価となっている。2003 年十勝沖地震においてえりも岬周辺で観測された計測震度は
4.0～5.0（震度階で 4 または 5 弱）であり、震度 5 強や 6 弱が観測されている周辺部よりも明らかに小さい（例えば、図 7.3-1 参照）。図 7.4-1 および図 7.4-2に示す、他の地震について見た場合でも、2003 年十勝沖地震と同様に、えりも岬周辺の観測点（HKD111（K-NET えりも）、HKD112（K-NET えりも岬）、
HKD113（K-NET 目黒））では周りの地域と比べて観測されている最大速度や計測震度が小さい傾向がある。従って、本検討の計算結果における過大評価は伝播経路を含めた地下構造の影響によるものが主要因であると考えられる。
計算結果における過大評価の傾向は最大速度（図 6.2-1、図 6.3-1）、計測震度（図 6.2-2、図 6.3-2）の両者で見られるが、計測震度でより顕著になっている。図 7.4-3 にハイブリッド法による計算結果と観測記録との波形の比較を示す。長周期成分については、計算結果と観測記録がおおむね一致しているが、周期 0.5 秒以下（2Hz 以上）で大幅に過大評価となっている。計測震度の過大評価がより顕著であるのはこのためであると考えられる。
ここでは、これらの過大評価の要因として、深部地盤モデルと伝播経路の Q
値を考え、両者について計算結果を改善するための検討を行った。なお、過大評価となっている短周期成分のみを対象とするため、ここでは統計的グリーン関数法のみによる計算を行った。
本検討で作成した深部地盤モデル（4.4 章）において、HKD112（K-NET えりも岬）観測点の位置での地震基盤までの深さは、図 7.4-4 中、赤線で示されているように約 400m となっている。そこで、観測点 HKD112 の地点では、
図 7.4-4 中、水色の線で示したように地震基盤が露頭しているものと仮定して計算を行った。その結果、概ね観測記録を説明できるようになっている。ただし、図 7.4-3（a）の計算波形に見られる周期約 0.2 秒（4～5Hz）での大きな増幅は、K-NET のホームページ上で公開されているボーリングデータによる深さ 10m までの速度構造によって生じている（図 7.4-5）。この増幅は、振幅は小さいものの観測記録でも見られていることから、過大評価の要因は深部地盤のみの影響ではないものと考えられる。
一方、中村・植竹（2002）や関根・他（2002）によって推定された三次元 Q
値構造からは（図 7.1-1 参照）、えりも岬周辺の地殻内に low-Q の領域の存在が− 110 −

7.4

えりも岬周辺に関する検討示唆される。そこで、過大評価のもう一つの要因として、観測記録を説明するために必要な Q 値について検討した。結果を図 7.4-3（b）に示す。7.2 章において火山フロントよりも背弧側の観測点での記録を説明するために用いた（7.2-1）式による Q 値でも過大評価となっており、Q 値のみで観測点 HKD112の観測記録を説明するためには、Q=50･f 0.5 というかなり小さな値が必要である。
以上の検討結果から、えりも岬周辺域における過大評価の要因は、深部地盤および伝播経路両者のモデル化の不適切さから生じているものと考えられる。
従って、今後、両者のモデルの精度を高めていくことが必要である。

図 7.4-1

最大速度の観測記録と司・翠川（1999）による距離減衰式より予測される値との比較（観測値／予測値）− 111 −

防災科学技術研究所研究資料

図 7.4-2

第 303 号

2007 年 3 月

図 7.4-1 で示した地震における、最大速度の観測値と司・翠川（1999）
による距離減衰式との比較
青の一点鎖線：司・翠川（1999）による距離減衰式
青の点線：司・翠川（1999）による距離減衰式の標準偏差− 112 −

7.4

図 7.4-3

えりも岬周辺に関する検討

HKD112（K-NET えりも岬）観測点における地盤モデルおよび Q 値の検討結果− 113 −

防災科学技術研究所研究資料

図 7.4-4

第 303 号

2007 年 3 月

K-NET えりも岬観測点（HKD112）における地盤モデルの検討

赤実線：深部地盤モデル＋K-NET のボーリングデータ
緑破線：地震基盤＋K-NET ボーリングデータ
水色破線：岩盤（地震基盤）露頭

図 7.4-5

K-NET えりも岬観測点のボーリングデータ（http://www.kyoshin.bosai.go.jp/k-net/pubdata/sitegif/HKD112.gif）− 114 −

7.5

等価線形法による地盤の非線形応答の評価

7.5 等価線形法による地盤の非線形応答の評価
6.3 章で述べたように、震源域に近い一部の観測点において、2003 年十勝沖地震の本震時に地盤の非線形応答が生じていたと考えられる。ここでは、等価線形法を用いて地盤の非線形応答を評価し、観測記録との比較を行う。
図 7.5-1 に計算の流れを示す。用いた解析コードは SHAKE（Schnabel et al.,1972）である。図 6.3-6、図 6.3-7 に示した観測点における非線形応答評価のための浅部地盤モデルを 4.5.2 章で述べた手順により表 7.5-1 のように設定した。入力波は、対象とした KiK-net 観測点の地中地震計が設置されている深さ100m における計算波形としている。ただし、工学的基盤より深い地盤については、非線形応答が生じないものと仮定し、線形応答による計算を行っている。
当該観測点におけるハイブリッド法計算波形と観測波形を比較すると（図6.3-6）、地盤の非線形応答の影響が無いと思われる長周期成分についても、必ずしも波形やスペクトルが一致していない。これは、震源モデルや深部地盤モ
デルの不正確さから生じていると考えられる。ここでは、地盤の非線形応答に注目するため、計算結果と観測記録の比較にはスペクトル比を用いることとした。また、地盤の非線形応答は短周期成分にのみ影響が現れていることから、深さ 100m における入力波形は統計的グリーン関数法のみについて計算を行った。
同じ入力波および地盤構造を用いた線形応答による計算結果と併せて、観測記録と比較した結果を図 7.5-2 に、加速度、歪み、応力の深さ分布を図 7.5-3示す。等価線形による計算結果では、短周期成分の振幅が小さくなっており、ピークの周期も長周期側へ移動しているという、観測記録に見られたおおまかな特徴は概ね再現できている。しかし、詳細に見ると、ピークの位置や振幅は再現できていない。
この要因として、入力波形の不正確さと浅部地盤のモデル化が不十分である
ことがあることが考えられる。そこで、KiK-net 観測点の地中地震計による2003 年十勝沖地震本震の観測記録を入力波とした場合についても計算を行った。結果を図 7.5-4 に示す。TKCH08（KiK-net 大樹）観測点以外では、計算
波形を入力した場合と応答が異なっている。このことは、入力波を評価するための震源モデルや深部地盤モデルの精度を高める必要があることを示唆している。一方で、観測記録を入力とした場合であっても、TKCH07（KiK-net 豊頃）や KSRH09（KiK-net 白糠南）観測点の東西成分などでは、等価線形計算によ− 115 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

る結果で短周期成分が過小評価となっており、非線形応答が過剰に評価されている。したがって、ボーリングデータにおいて S 波速度等の情報がある場合であっても、データを精査し、チューニングなどを行って浅部地盤のモデルをより精度良くすることも必要である。

図 7.5-1

SHAKE による等価線形応答計算の流れ− 116 −

7.5

表 7.5-1

等価線形法による地盤の非線形応答の評価

等価線形の計算に用いた地盤モデル

KiK-net 本別（TKCH05）
Vs (m/s)
140
140
430
660
770
640
1100

Vp (m/s) ρ (g/cm3)
280
1760
1760
1760
2090
2090
2500

1.8
1.8
1.9
2
2
2
2.15

層厚(m)

深度(m)

Qp, Qs

土質

3
2.5
12
12
50
20
－

－
3
5.5
17.5
29.5
79.5
99.5

19
19
29
44
51
43
73

砂
礫
－
－
－
－
－

KiK-net 豊頃（TKCH07）
Vs (m/s)
80
110
110
200
350
530
700

Vp (m/s) ρ (g/cm3)
280
280
1060
1060
1650
1650
2100

1.4
1.5
1.5
1.8
2.0
2.0
2.0

層厚(m)

深度(m)

Qp, Qs

土質

2
2
10
24
10
52
－

－
2
4
14
38
48
100

5
7
7
13
23
35
47

粘土
粘土
粘土
砂
礫
－
－

KiK-net 大樹（TKCH08）
Vs (m/s)
130
480
590
2800

Vp (m/s) ρ (g/cm3)
300
1850
1850
5000

1.9
2
2
2.6

層厚(m)

深度(m)

Qp, Qs

土質

4
32
42
－

－
4
36
78

9
32
39
187

礫
－
－
－

KiK-net 白糠南（KSRH09）
Vs (m/s)
90
90
220
440
460
530
1100

Vp (m/s) ρ (g/cm3)
300
300
1260
1260
1660
1830
2500

1.5
1.7
1.9
2.1
2.1
2.1
2.15

層厚(m)

深度(m)

Qp, Qs

土質

2
4
4
30
32
28
－

－
2
6
10
40
72
100

6
6
15
29
31
35
73

粘土
砂
砂
－
－
－
－

− 117 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

100

スペクトル比101
TKCH05 (地表(観測）/孔中(観測）)NSTKCH05 (地表(観測）/孔中（観測））EW
TKCH05 CAL(地表(SGF等価線形）/孔中(SGF））
TKCH05 CAL地表(SGF線形)/孔中(SGF)
0.1
0.1

1
周期(秒）

10

100

スペクトル比101
TKCH07(地表(観測）/孔中(観測）)NSTKCH07(地表(観測）/孔中（観測））EW
TKCH07 CAL(地表(SGF等価線形）/孔中(SGF））
TKCH07 CAL地表(SGF線形)/孔中(SGF)
0.1
0.1

1
周期(秒）

10

青・赤：観測波形の孔中と地表の比，黄：計算波形による比（等価線形），
水色：計算波形による比（線形）図 7.5-2(1)

等価線形計算結果と観測記録の地表／地中（孔中）スペクトル比− 118 −

7.5

等価線形法による地盤の非線形応答の評価

100

スペクトル比101
TKCH08(地表(観測）/孔中(観測）)NSTKCH08(地表(観測）/孔中（観測））EW
TKCH08 CAL(地表(SGF等価線形）/孔中(SGF））
TKCH08 CAL地表(SGF線形)/孔中(SGF)
0.1
0.1

1
周期(秒）

10

100

スペクトル比101
KSRH09(地表(観測）/孔中(観測）)NS
KSRH09(地表(観測）/孔中（観測））EW
KSRH09 CAL(地表(SGF等価線形）/孔中(SGF））
KSRH09 CAL地表(SGF線形)/孔中(SGF)
0.1
0.1

1
周期(秒）

10

青・赤：観測波形の孔中と地表の比，黄：計算波形による比（等価線形），
水色：計算波形による比（線形）図 7.5-2(2)等価線形計算結果と観測記録の地表／地中（孔中）スペクトル比− 119 −

防災科学技術研究所研究資料

TKCH05加速度(gal)50.00

100.00150.00200.00250.000.00
0300.00

ひずみ(%)
0.04
0.06

0.08

TKCH05
0.10

0

10

20

20

30

30

30

40

40

40
Depth(m)

10

50

50
60

60

70

70

70

80

80

80

90

90

90

100

100

100

加速度(gal)
50

100

150

200

TKCH07
250

300

350

0.00
0

10

0.05

ひずみ(%)
0.10
0.15

0.20

TKCH07
0.25

0

20

30

30

30

40

40

40

Depth(m)Depth(m)

10

20

50

50

応力(kpa)40

TKCH05100

60

TKCH07
80

50

60

60

60

70

70

70

80

80

80

90

90

90

100

100

100

図 7.5-3(1)

20

80

0

10

20

応力(kpa)
40
60

50

60

0

20

0

20

0

Depth(m)0.02

2007 年 3 月

10

Depth(m)Depth(m)0.00
0

第 303 号

統計的グリーン関数法計算結果を入力波とした場合の深さ方向の加速度・ひずみ・応力分布− 120 −

7.5

加速度(gal)
0

100

200

300

等価線形法による地盤の非線形応答の評価

TKCH08
400

500

600

0.00
0

0

ひずみ(%)
4.00

6.00

TKCH08
8.00

0

20

20

20

30

30

30

40

40

40
Depth(m)

10

50

50
60

60

70

70

70

80

80

90

90

90

100

100

100

KSRH09加速度(gal)

10

10

20

20

20

30

30

30

40

40

40

400

0

50

50

100

KSRH09
150

50

60

60

60

70

70

70

80

80

80

90

90

90

100

100

100

図 7.5-3(2)

TKCH0880Depth(m)50300

Depth(m)Depth(m)応力(kpa)

10

200

0.30

KSRH09
0.40

0.00
0

100

0.10

ひずみ(%)
0.20

0

0

6

50

60

80

応力(kpa)
4

2

0

10

Depth(m)Depth(m)10

2.00

統計的グリーン関数法計算結果を入力波とした場合の深さ方向の加速度・ひずみ・応力分布− 121 −

第 303 号

防災科学技術研究所研究資料2007 年 3 月

TKCH05 CAL(地表(SGF等価線形）/孔中(SGF））
TKCH05 CAL地表(SGF線形)/孔中(SGF)
TKCH05(地表(観測等価線形）/孔中(観測）)NSTKCH05(地表(観測等価線形）/孔中（観測））EW
TKCH05(地表(観測線形）/孔中(観測）)NS

1000

スペクトル比

100

10

1

0.1
0.1

1

10

周期(秒）

100

スペクトル比101

TKCH07 CAL(地表(SGF等価線形）/孔中(SGF））
TKCH07 CAL地表(SGF線形)/孔中(SGF)
TKCH07(地表(観測等価線形）/孔中(観測）)NSTKCH07(地表(観測等価線形）/孔中（観測））EW
TKCH07(地表(観測線形）/孔中(観測）)NS
0.1
0.1

1

10

周期(秒）

黄：計算波形による比（等価線形），水色：計算波形による比（線形），赤：観測波形入力時の応答計算による比[等価線形]（実線：NS，点線：EW），
青：観測波形入力時の応答計算による比[線形]図 7.5-4(1)

観測記録を入力波とした等価線形計算結果との比較− 122 −

7.5

等価線形法による地盤の非線形応答の評価

100

スペクトル比101

TKCH08 CAL(地表(SGF等価線形）/孔中(SGF））
TKCH08 CAL地表(SGF線形)/孔中(SGF)
TKCH08(地表(観測等価線形）/孔中(観測）)NSTKCH08(地表(観測等価線形）/孔中（観測））EW
TKCH08(地表(観測線形）/孔中(観測）)NS
0.1
0.1

1

10

周期(秒）

100

スペクトル比101

KSRH09 CAL(地表(SGF等価線形）/孔中(SGF））
KSRH09 CAL地表(SGF線形)/孔中(SGF)
KSRH09(地表(観測等価線形）/孔中(観測）)NS
KSRH09(地表(観測等価線形）/孔中（観測））EW
KSRH09(地表(観測線形）/孔中(観測）)NS
0.1
0.1

1

10

周期(秒）

黄：計算波形による比（等価線形），水色：計算波形による比（線形），赤：観測波形入力時の応答計算による比[等価線形]（実線：NS，点線：EW），
青：観測波形入力時の応答計算による比[線形]図 7.5-4(2)

観測記録を入力波とした等価線形計算結果との比較− 123 −

８．まとめ震源断層を特定した強震動予測手法（レシピ）に従って震源および地下構造
モデルを作成し、十勝沖地震の強震動波形計算を行った。得られた計算結果を2003 年十勝沖地震で得られた強震動記録と比較することにより、海溝型巨大地震に対する「強震動予測のレシピ」の適用性の検証を行った。得られた結論は以下の通りである。
１．最大速度および計測震度の分布は、概ね観測記録を再現できた。
２．地下構造のモデル化が適切であると考えられる地点では、波形の再現性も概ね良かった。
３．周期数秒程度の地震動の振幅が過小評価の傾向にあった。特に平野内の観測点ではその傾向が顕著であった。
４．複雑な三次元 Q 値構造の影響によると考えられる短周期地震動の過大評価が見られた。
５．等価線形法による非線形応答計算を行った結果、観測記録で見られた短周期地震動の振幅の低減とピーク周期の長周期化が再現されることが確かめられた。ただし、詳細な波形については再現性が不十分であった。
地震動分布の予測に関しては、現在の「レシピ」の手法を海溝型巨大地震に対しても適用可能であることが示されたと言える。ただし、本検討では、地震動分布や計算波形に大きな影響を与えるアスペリティの位置や加速度震源スペ
クトルの短周期レベルを、2003 年十勝沖地震の観測記録を基に設定していることに注意しておく必要がある。海溝型巨大地震では、同じ位置のアスペリティ
が繰り返し破壊するということが近年の研究から示されつつあることから（例えば、菊地・山中、2001）、予測にあたって、過去の地震による記録などから
アスペリティ位置を把握することも重要であると言える。
ここで明らかになった問題点を解決するために、海溝型巨大地震においてもより短周期帯まで決定論的な手法によって計算を行うために必要な震源モデル
および地下構造モデルの構築が必要である。震源モデルに関して、震源インバージョン解析の結果からは、断層面上のすべり量分布だけではなく、破壊伝播
様式も複雑であることが示唆されている。2003 年十勝沖地震の震源断層破壊過程において、アスペリティ領域では破壊伝播速度が S 波速度とほぼ等しかった− 125 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月とする研究もある（Koketsu et al., 2004）。一方、地下構造モデルに関しては、対象地域が広域にわたるということからも、浅部、深部の地盤モデルのみではなく、伝播経路特性としての Q 値構造についても精度を向上させることが必要である。
すでにこれまでに鈴木・他（2004）による地下構造モデルの改善、Aoi et al.
(2006) による短周期帯（周期約 3 秒）まで適用できる震源モデルの推定と差分法による波形計算、中村（2004）や森川・他（2005）による三次元 Q 値構造を考慮した統計的グリーン関数法による強震動計算法の提案などがされている。
また、関口・他（2006）などによって海溝型巨大地震に対する強震動予測における震源モデルの新たな設定法も提案されている。今後、これらの成果を取り入れていくことで、海溝型巨大地震の強震動予測の精度が向上していくことが期待される。

− 126 −

付録：簡便法による強震動予測結果
ここでは、参考として、簡便法（距離減衰式を用いた予測手法）による計算結果について示す。なお、2 章で述べたように、詳細法の計算領域外で予測される最大震度等を把握するために、詳細法よりも広い以下の範囲を計算対象領域としている（図 2.2-1 参照）。
北西端：北緯 44.5°、東経 139.5°
北東端：北緯 44.5°、東経 146.0°
南西端：北緯 40.0°、東経 139.5°
南東端：北緯 40.0°、東経 146.0°
震源断層面の位置は詳細法と同じ設定にしている（図 3.1-1 参照）。また、モーメントマグニチュードは詳細法で用いた 8.0 とした。計算方法は以下の通りである。

A. 基準地盤における地震動強さの計算
簡便法の計算では、これまで行われてきた強震動評価において適用されてきたものと同様に、S 波速度が 400m/s の地盤を基準地盤とする。最大速度の計
算には、司・翠川（1999）による距離減衰式のうち、断層最短距離 X を用いた
以下の式を用いる。

log PGV = 0.58Mw + 0.0038 D + d − 1.29
− log( X + 0.0028 × 10 0.50 Mw ) − 0.002 X
PGV：最大速度 (cm/s)

Mw：モーメントマグニチュード

D：震源の深さ (km)d

：地震タイプ別の係数（A1）

地震タイプ別の係数 d の値は、2003 年十勝沖地震がプレート間地震であることから-0.02 を用いる。また、震源の深さは、司・翠川（1999）にしたがって設定した断層面の中心点の深さとした。

− 127 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月（A1）式からは S 波速度が 600m/s の硬質地盤上での最大速度の値が求められることから、基準地盤上での地震動強さに変換する必要がある。ここでは、
地動速度の増幅率を松岡・翠川（1994）による（4.5.1-2）式を用いて算定される値の比として評価した。具体的には、比が 1.31 と求められるので、（A1）式から求められた最大速度に 1.31 を乗じた値を基準地盤の最大速度とする。

B. 北日本の太平洋プレートの地震に対する距離減衰式の補正
6.3 章および 7.2 章で述べたように、火山フロントよりも背弧側の地域における 2003 年十勝沖地震の観測記録には、low-Q 領域の存在による影響を受けている。そこで、森川・他（2003）によって提案されている、東北日本の太平洋プレートで発生する地震において現れる異常震域現象に対応するための司・
翠川（1999）の距離減衰式の補正係数 V1、V2 を適用する。V1 は日本海側よりも太平洋側で地震動が強くなる現象を、V2 は high-Q である沈み込むプレート内を地震波が長く伝播することによって遠方の観測点まで地震動が減衰せずに伝わる現象をそれぞれ表現したもので、それぞれ以下の式で表される。

log V1 = (−4.0 × 10 −5 × Rtr + 9.9 × 10 −5 ) × ( D − 30)（A2）

V2 = max{1.0, ( X / 300) 2 × 10 −0.01}

（A3）

Rtr

：海溝軸から観測点までの最短距離 (km)D

：震源の深さ (km)X

：震源距離（断層最短距離） (km)（A1）式及び工学的基盤（Vs=600m/s）からの増幅率 1.3 によって求められた基準地盤上の最大速度に V1、V2 を乗じることによって補正を行うことができる。

C. 地表における計測震度
詳細法と同様に、藤本・翠川（2003）に準じた国土数値情報に基づいた微地
形区分を行い、その結果を基に松岡・翠川（1994）の関係式を用いて表層地盤の増幅率を評価した。簡便法による計算領域における増幅率の分布を図 A1 に示す。基準地盤上の最大速度に表層地盤の増幅率を乗じることにより、地表の− 128 −

付録：簡便法による強震動予測結果

最大速度が求められる。さらに、翠川・他（1999）による最大速度と計測震度の経験的関係、（5.3-1）式を用いて地表の計測震度を求める。
予測結果について、地表における最大速度および計測震度の分布をそれぞれ
図 A2 および図 A3 に示す。予測された最大の震度階は 6 弱であった。また、
詳細法の計算を行った領域は、簡便法による計算結果において、震度 5 弱以上の地域を包含しており、観測記録による分布を大局的には再現できている。

図 A1

簡便法の計算領域における基準地盤（Vs=400m/s）から地表までの最大速度の増幅率− 129 −

防災科学技術研究所研究資料

図 A2

第 303 号

2007 年 3 月

簡便法による地表での最大速度分布− 130 −

付録：簡便法による強震動予測結果

図 A3

簡便法による地表での計測震度分布− 131 −

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Kamae, K. and H. Kawabe (2004): Source model composed of asperities forthe 2003 Tokachi-oki, Japan, earthquake (MJMA = 8.0) estimated by the− 138 −

参考文献

empirical Green’s function method, Earth, Planets Space, 56, 323-327.
Kanamori, H. and D. L. Anderson (1975): Theoretical basis of some
empirical relations in seismology, Bull. Seism. Soc. Am., 65, 1073-1095.
加藤誠・勝井義男・北川芳男・松井愈（1993）：日本の地質 1

北海道地方，

共立出版，337p．
加藤直子・佐藤比呂志（2002）：北海道中軸帯のアクティブテクトニクス－馬追丘陵を例として－，月刊地球，24，481-484．
加藤直子・佐藤比呂志・松多信尚・平川一臣・越谷信・宮内崇裕・戸田茂・加藤一・蔵下英司・越後智雄・三縄岳大・永井悟・荻野スミ子・鐙顕正・川中卓・井川猛（2002）：日高衝上断層系前縁部・馬追丘陵西縁を横切る反射法地震探査，地震研究所彙報，77，111-121．
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-2 分冊，171-172．
香束卓郎・菊池伸輔・伊藤谷生（2002）：日高衝突帯前縁褶曲・衝上断層帯の地下構造：石油公団

日高測線（H91-2,3）反射記録の再処理と再解釈，

地震研究所彙報，77，97-109．
菊地正幸・山中佳子（2001）：既往の大地震の破壊過程＝アスペリティの同定，
サイスモ，5，6-7．
木村学（1981）：千島弧南西端付近のテクトニクスと造構応力場，地質学雑誌，
87，757-768．
Kinoshita, S. (1998): Kyoshin net (K-NET), Seism. Res. Lett., 69, 309-334.
気象庁（1996）：震度を知る－基礎知識とその活用－，ぎょうせい．

Koketsu, K., K. Hikima, S. Miyazaki and S. Ide (2004): Joint inversion ofstrong motion and geodetic data for the source process of the 2003
Tokachi-oki, Hokkaido, earthquake, Earth, Planets Space, 56, 329-334.
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．
小松正幸・宮下純夫・在田一則（1986）：日高変成帯の構成、地団研専報，31，
189-203．
小柳敏郎・松島健・岡田廣・森谷武男・笹谷努・坂尻直巳・佐々木嘉三・宮腰
研（1990）：微動探査法（４）－長周期微動を用いた十勝平野の深層地盤構造の推定－，物理探査学会第 83 回学術講演会論文集，172-176．

− 139 −

第 303 号

防災科学技術研究所研究資料2007 年 3 月

栗田裕司・横井悟（2000）：中央北海道南部における新生代テクトニクスの変
遷と油田構造形成，石油技術協会誌，65，58-70．
Levander, A. R. (1988): Forth-order finite-difference P-SV seismograms,
Geophysics, 53, 1425-1436.
Ludwig, W. J., J. E. Nafe and C. L. Drake (1970): Seismic refraction, The sea
4, Willey Interscience, 74.
前田宜浩・笹谷努（2002）：島弧における上部マントルの Qs 値構造とスラブ内地震による強震動，第 11 回日本地震工学シンポジウム論文集，505-510．
Maeda, T. and T. Sasatani (2006): Source, path and site effects on strong
ground motions during the 2003 Tokachi-oki earthquake, Proc. of 3rd
Symposium on ESG, Vol. 1, 709-718.
丸山茂徳・瀬野徹三（1985）：日本列島周辺のプレート相対運動と造山運動，科学，55，32-41．
松岡昌志・翠川三郎（1994）：国土数値情報とサイスミックマイクロゾーニン
グ，第 22 回地盤震動シンポジウム資料集，23-34．
松島健・大島弘光（1989）：長周期微動を用いた地下構造の推定－黒松内低地
帯における探査例－，物理探査，42，97-105．
松島健（1990）：長周期微動に基づく地下構造推定法の研究，北海道大学理学部博士論文．
Matsushima, K. and H. Okada (1990): Determination of deep geologicalstructures

under

urban

areas

using

long-period

microtremors,

BUTSURI-TANSA, 43, 21-33.
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，1，51-56．
宮腰研・大島弘光・秋田藤夫・松島健・森谷武男・笹谷努・平田賢治・渡辺儀
輝・岡田廣（1989）：長周期微動を用いた地下構造の推定（４）－小樽市
における探査例－，物理探査学会第 80 回学術講演会論文集，118-120．
宮腰研・岡田廣・笹谷努・森谷武男・凌甦群・斎藤誠治・石川顕・坂尻直巳・
小柳敏郎（1994）：微動観測による釧路市の地下構造推定と地盤振動特性の予測，物理探査学会第 90 回学術講演会論文集，230-234．
森川信之・神野達夫・成田章・藤原広行・福島美光（2003）：東北日本の異常震域に対応するための距離減衰式の補正係数，日本地震工学会論文集，3，− 140 −

参考文献

14-26．
森川信之・藤原広行（2003）：十勝沖～根室沖の地震の震源及び伝播経路特性，
日本地震学会講演予稿集，2003 年秋季大会，P104．
森川信之・藤原広行（2004）：日高地方の強震動記録の特徴，日本地震学会講演予稿集，2004 年秋季大会，B028．
森川信之・先名重樹・藤原広行（2005）：統計的グリーン関数法への三次元 Q
構造の導入，日本地震工学会大会 2004 梗概集，370-371．
森谷武男（1971）：日高山脈地震（1970 年 1 月 21 日）の余震活動，地震第 2
輯，24，287-297．
森谷武男（1999）：北海道日高山脈南部の 3 重衝突構造による地震活動、月刊
地球，号外 27，206-210．
森谷武男（2002）：日高山脈の地球物理的解明－集中観測への期待－，月刊地
球，24，471-474．
森谷武男・宮町宏樹・オウズオゼル・ヌルジャンオゼル・岩崎貴哉・笠原稔（1997）：日高山脈の地下構造と地震テクトニクス，構造地質，42，15-30．
Moriya, T., H. Okada, T. Matsushima, S. Asano, T. Yoshii and A. Ikami(1998): Collision structure in the upper crust beneath the southwesternfoot of the Hidaka Mountains, Hokkaido, Japan as derived from
explosion seismic observations, Tectonophysics, 290, 181-196.
本谷義信（2002）：日高山脈とその周辺の地震活動，月刊地球 24，468-470．
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，53，1-10．
中村亮一・植竹富一（2002）：加速度強震計記録を用いた日本列島下の三次元減衰構造トモグラフィー，地震第 2 輯，54，475-488．
中村亮一（2004）：三次元 Qs 構造を考慮した統計的グリーン関数による強震動の評価手法，日本建築学会大会学術講演梗概集，B-2 分冊，511．
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．
Ogawa, Y., Y. Nishida and M. Makino (1994): A collision boundary imagedby magnetotellurics, Hidaka Mountains, central Hokkaido, Japan, J.
Geophys. Res., 99, 22373-22388.
小椋伸幸・掃部満（1992）：天北・羽幌地域の石油地質－深部構造特性と炭化− 141 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

水素ポテンシャル－，石油技術協会誌，57，32-44．
岡孝雄（1986）：北海道の後期新生代堆積盆の分布とその形成に関わるテクト
ニクス，地団研専報，31，295-320．
岡孝雄（1994）：北海道の平野・盆地の成立過程，北海道大学理学部博士論文．
岡孝雄（2003）：流体資源ボーリングデータによる札幌市中心部とその北西地
域の地下地質構造の解明，科学研究費補助金成果報告書「石狩低地帯北部の地震活動と活構造に関する研究（研究代表者：笠原稔，課題番号12792001），73-148．
岡孝雄（2004）：流体資源ボーリングデータによる苫小牧地域の地下地質構造の解明（第 1 報）－2003 年十勝沖地震の地震動に関連して－，北海道立地質研究所報告，75，85-108．
Okada, H., S. Suzuki, T. Moriya and S. Asano (1973): Crustal structure in
the profile across the southern part of Hokkaido, Japan, as derived
from explosion seismic observation, J. Phys. Earth, 21, 329-354.
岡田廣・松島健・森谷武男・笹谷努（1990）：広域・深層地盤調査のための長周期微動探査法，物理探査，43，402-417．
重川守・近藤和也・早稲田周（1990）：北海道石狩北部地域の油・ガス田－その地球化学と地質学的背景－，石油技術協会誌，55，23-36．
大澤正博・中西敏・棚橋学・小田浩（2002）：三陸－日高沖前弧堆積盆の地質
構造・構造発達史とガス鉱床ポテンシャル，石油技術協会誌，67，38-51．
Olsen, K. B. and R. J. Archuleta (1996): 3D simulation of earthquakes on
the Los Angels fault system, Bull. Seism. Soc. Am., 86, 575-596.
Ozel, O., T. Moriya, T. Iwasaki, T. Iidaka, S. Sakai, G. Aoki and S. Suzuki(1996): Crustal structure in the central Hokkaido, Japan, from aseismic refraction experiment, J. Fac. Sci., Hokkaido Univ., Ser. Ⅶ, 10,
31-52.
Pitarka, A. (1999): 3D elastic finite-difference modeling of seismic motion
using staggered grids with non-uniform spacing, Bull. Seism. Soc. Am.,89, 54-68.
斎藤雄一・小椋伸幸（1994）：石狩平野北部地域新第三系のシーケンス層序，
石油技術協会誌，59，30-42．
桜井操・永野真男・長井俊夫・桂忠彦・戸沢実・池田清（1975）：北海道南岸− 142 −

参考文献

沖の海底地質，水路部研究報告，10，1-37．
札幌市（2002）：平成 13 年度石狩平野北部地下構造調査業務成果報告書，201p．
札幌市（2003）：平成 14 年度石狩平野北部地下構造調査業務成果報告書，291p．
佐々木詔雄・加地時夫・笹岡健・井口隆（1985）：基礎試錐十勝沖の地質層序－道東地域における中新世タービダイト相の考察－，石油技術協会誌，50，
53-63．
笹谷努・吉田邦一（2003）：札幌都市域における深部地下構造調査：レビュー，
科学研究費補助金成果報告書「石狩低地帯北部の地震活動と活構造に関する研究（研究代表者：笠原稔，課題番号 12792001），149-169．
佐藤比呂志・平川一臣・池田安隆・折戸雅幸・井川猛（1998）：苫小牧市勇払の伏在活断層，石油技術協会誌，63，323-324．
佐藤良輔

編著（1989）：日本の地震断層パラメタ－・ハンドブック，鹿島出版会，390p．
Sato, T. and T. Hirasawa (1973): Body wave spectra from propagating shear
cracks, J. Phys. Earth, 21, 415-431.
佐藤俊明・壇一男・R. W. Graves・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，第１分冊，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，461，19-28．
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，462，79-89．
佐藤泰夫（1978）：弾性波動論，岩波書店．
Schnabel, P. B., J. Lysmer and H. B. Seed (1972): SHAKE, a computer
program for earthquake response analysis of horizontally layered sites,
Report No. EERC 72-12, University of California, Berkeley.
関口春子・吉見雅行・堀川晴央・吉田邦一（2006）：海溝型巨大地震の広帯域
地震動予測のためのマルチスケール不均質モデルと南海地震への適用－想定南海地震による大阪堆積盆地での地震動の予測，平成 17 年度「海溝型− 143 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

巨大地震を考える－広帯域強震動の予測 2－」シンポジウム，土木学会・
日本建築学会巨大地震災害対応共同研究連絡会地震動部会，61-73．
関根秀太郎・松原誠・小原一成・笠原敬司（2002）：防災科研 Hi-net のデータを用いた日本列島下の 3 次元減衰構造，日本地震学会講演予稿集，2002
年秋季大会，P174．
石油開発公団（1970）：昭和 45 年度

大陸棚石油・天然ガス資源基礎調査

基礎物理探査「石狩－礼文島」調査報告書，24p．
石油開発公団（1971a）：昭和 45 年度

天然ガス基礎調査

基礎試錐「空知」

天然ガス基礎調査

基礎物理探鉱「サ天然ガス基礎調査

基礎試錐「稚内」

調査報告書，39p．
石油開発公団（1971b）：昭和 46 年度
ロベツ」調査報告書，22p．
石油開発公団（1972a）：昭和 46 年度
調査報告書，37p．
石油開発公団（1972b）：昭和 46 年度

大陸棚石油・天然ガス資源基礎調査

基礎物理探査「宗谷－網走」調査報告書，25p．
石油開発公団（1973a）：昭和 47 年度

大陸棚石油・天然ガス基礎調査

基礎

物理探査「十勝－釧路」調査報告書，18p．
石油開発公団（1973b）：昭和 47 年度

天然ガス基礎調査

基礎試錐「浜勇知」

天然ガス基礎調査

基礎物理探査「天調査報告書，36p．
石油開発公団（1973c）：昭和 47 年度
塩平野」調査報告書，22p．
石油開発公団（1973d）：昭和 47 年度

大陸棚石油・天然ガス基礎調査

基礎

物理探査「日高－渡島」調査報告書，18p．
石油開発公団（1973e）：昭和 48 年度

石油・天然ガス基礎調査

基礎物理探査「石狩平野」調査報告書，12p．
石油開発公団（1973f）：昭和 48 年度

天然ガス基礎調査

基礎試錐「南幌」

調査報告書，35p．
石油開発公団（1974）：昭和 48 年度

天然ガス基礎調査

基礎試錐「遠別」調

査報告書，34p．
石油開発公団（1975a）：昭和 49 年度

天然ガス基礎調査

基礎試錐「軽舞」

調査報告書，26p．
石油開発公団（1975b）：昭和 49 年度

石油天然ガス基礎調査− 144 −

基礎物理探査参考文献「日高南部」調査報告書，19p．
石油開発公団（1975c）：昭和 49 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

基礎物

理探査「羽幌～留萌」調査報告書，14p．
石油開発公団（1976）：昭和 50 年度

天然ガス基礎調査

基礎試錐「新冠」調

査報告書，19p．
石油公団（1981）：昭和 55 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

基礎物理探査「渡島半島地域」調査報告書，10p．
石油公団（1982a）：昭和 56 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

基礎物理探

査「十勝地域」調査報告書，19p．
石油公団（1982b）：昭和 56 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

基礎試錐「黒国内石油・天然ガス基礎調査

基礎物理探松内」調査報告書，31p．
石油公団（1982c）：昭和 57 年度

査「後志沖」「十勝～釧路海域」「オホーツク海」調査報告書，57p．
石油公団（1982d）：昭和 57 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

基礎物理探

査「十勝地域」調査報告書，15p．
石油公団（1983a）：昭和 57 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

基礎試錐「十

国内石油・天然ガス基礎調査

基礎試錐「豊

国内石油・天然ガス基礎調査

基礎物理探勝沖」調査報告書，31p．
石油公団（1983b）：昭和 57 年度頃」調査報告書，54p．
石油公団（1983c）：昭和 58 年度

査「網走地域」調査報告書，15p．
石油公団（1984a）：昭和 59 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

基礎物理探

査「網走地域」調査報告書，26p．
石油公団（1984b）：昭和 59 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

基礎物理探

査「根釧地域」調査報告書，39p．
石油公団（1986）：昭和 60 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

基礎試錐「留萌」調査報告書，86p．
石油公団（1987a）：昭和 61 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

海上基礎物

理探査「道南～下北沖」調査報告書，36p．
石油公団（1987b）：昭和 61 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

基礎試錐「北見大和堆」調査報告書，31p．
石油公団（1989）：昭和 63 年度

国内石油・天然ガス基礎調査− 145 −

海上基礎物理防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

探査「北海道西部～北東部海域」調査報告書，47p．
石油公団（1990）：平成元年度

国内石油・天然ガス基礎調査

陸上基礎物理探査「根釧地域」調査報告書，22p．
石油公団（1991）：平成 2 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

陸上基礎物理探査「天北地域」調査報告書，39p．
石油公団（1992）：平成 3 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

陸上基礎物理探査「網走地域」調査報告書，31p．
石油公団（1993）：平成 3 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

陸上基礎物理探査「日高地域」調査報告書，25p．
石油公団（1995a）：平成 5 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

基礎試錐「天国内石油・天然ガス基礎調査

基礎試錐「石

国内石油・天然ガス基礎調査

海上基礎物理北」調査報告書，121p．
石油公団（1995b）：平成 6 年度
狩湾」調査報告書，81p．
石油公団（1996a）：平成 7 年度

探査「胆振沖浅海域」調査報告書，35p．
石油公団（1996b）：平成 8 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

海上基礎物理探査「天北浅海域」調査報告書，36p．
石油公団（1998a）：平成 8 年度

国内石油・天然ガス基礎調査 「オホーツク」

調査報告書，32p．
石油公団（1998b）：平成 8 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

陸上基礎物理探査「雨竜」調査報告書，30p．
石油公団（1998c）：平成 8 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

基礎試錐「馬

国内石油・天然ガス基礎調査

基礎試錐「夕国内石油・天然ガス基礎調査

基礎試錐「チ

国内石油・天然ガス基礎調査

陸上基礎物追」調査報告書，91p．
石油公団（1999）：平成 9 年度張」調査報告書，91p．
石油公団（2002a）：平成 12 年度
カップ」調査報告書，55p．
石油公団（2002b）：平成 12 年度

理探査「別海」調査報告書，45p．
石油公団（2003）：平成 13 年度

国内石油・天然ガス基礎調査

基礎物理探査「石狩平野北部」調査報告書，53p．
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・− 146 −

参考文献

最大速度の距離減衰式，日本建築学会構造系論文集，523，63-70．
鈴木晴彦・岩本鋼司・篠原秀明・藤原広行・青井真・早川譲（2004）：北海道地域の深部地下構造モデル，物理探査学会第 111 回学術講演論文集，49-52．
鈴木和子・河村知徳・越後智雄・岩崎貴哉・平田直・佐藤比呂志・宮内崇裕・
伊藤谷生・井川猛（2002）：稠密展開屈折法探査による十勝構造盆地浅部構造の解明，地震研究所彙報，77，131-138．
Takai, N., T. Maeda and T. Sasatani (2006): Spatial distribution features ofvelocity responses from the 2003 Tokachi-oki earthquake, Proc. of 3rd
Symposium on ESG, Vol. 1, 699-708.
Takanami, T. (1982): Three-dimensional seismic structure of the crust andupper mantle beneath the orogenic belts in southern Hokkaido, Japan,
J. Phys. Earth, 30, 87-104.
竹中博士（1993）：不整形地盤における波動伝播の数値計算法，地震第 2 輯，46，191-205．
武富浩・西田英毅（2002）：石狩～日高堆積盆における石油システム－勇払油ガス田の地化学データを中心として－，石油技術協会誌，67，52-61．
天然ガス鉱業会・大陸棚石油開発協会（1982）：日本の石油・天然ガス資源，
天然ガス鉱業会・大陸棚石油開発協会，455p．
天然ガス鉱業会・大陸棚石油開発協会（1986）：日本における最近の石油探鉱，
天然ガス・大陸棚石油開発協会，279p．
Terzaghi, K. and R. B. Peck (1948): Soil mechanics in engineering practice.
Tsumura, N., H. Ikawa, T. Ikawa, M. Shinohara, T. Ito, K. Arita, T. Moriya,
G. Kimura and T. Ikawa (1999): Delamination-wedge structure beneaththe Hidaka Collision Zone, Central Hokkaido, Japan, inferred fromseismic reflection profiling, Geophys. Res. Lett., 26, 1057-1060.
津村紀子・伊藤谷生・鈴木和子・菊地伸輔・在田一則・森谷武男・齋藤秀雄・
川中卓・小澤岳史・井川猛・岩崎貴哉・長谷川昭・阿部信太郎（2001）：
日高衝突帯超深部探査（Super-deep Hidaka 2000）：概要と今後の課題，
日本地震学会講演予稿集，2001 年秋季大会，C23．
Utsu, T. (1967): Anomalies in seismic wave velocity and attenuation
associated with a deep earthquake zone, J. Fac. Sci., Hokkaido Univ.,
Ser. Ⅶ (Geophyisics), 3, 1-25.

− 147 −

防災科学技術研究所研究資料

第 303 号

2007 年 3 月

Virieux, J. and R. Madariaga (1982): Dynamic faulting studied by a finite
difference method, Bull. Seism. Soc. Am., 72, 345-369.
Yagi, Y. (2004): Source process of the 2003 Tokachi-oki earthquake
determined by joint inversion of teleseismic body wave and strong
ground motion data, Earth, Planets Space, 56, 311-316.
山本明彦（2002）：日高衝突帯周辺の重力異常，月刊地球，24，488-494．
Yamanaka, Y. and M. Kikuchi (2003): Source process of the recurrent
Tokachi-oki earthquake on September 26, 2003, inferred fromteleseismic body waves, Earth Planets Space, 55, e21-e24.
横倉隆伸・宮崎光旗・渡辺寧・浦辺徹郎（1992）：深部地殻探査に向けた反射法地震探査実験概報－GSJ90-1 日高測線－、地震第 2 輯，45，145-156．
Yomogida, K. and J. T. Etgen (1993): 3-D wave propagation in the Los
Angels basin for the Whitter-Narrows earthquake, Bull. Seism. Soc.
Am., 83, 1325-1344.
吉田望・東畑郁生（1995）：YUSAYUSA-2・SIMMDL-2 理論と使用法（改訂版），41p．
楊軒柱（2003）：南新川地震観測井の孔井地質と物理検層結果，科学研究費補
助金成果報告書「石狩低地帯北部の地震活動と活構造に関する研究（研究代表者：笠原稔，課題番号 12792001），14-62．

− 148 −

謝辞
本検討は、地震調査推進研究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。断層面の設定および簡便法の計算にあたって、清水
建設技術研究所の渡辺基史氏に御協力いただいた。地下構造モデルの設定および等価線形手法解析に関して、応用地質株式会社の鈴木晴彦氏、滝沢文教氏に御尽力いただいた。検証作業にあたっては、防災科学技術研究所の K-NET、KiK-net 強震動記録、気象庁、北海道、青森県の震度計記録、および北海道開発土木研究所（現在、土木研究所寒地土木研究所）の強震動記録を使用した。

− 149 −