Technical Note of the National Research Institute for Earth Science and Disaster Prevention No. 255

防災科学技術研究所研究資料
第255号

A Study on Strong-Motion Maps for Scenario Earthquakes
in Morimoto-Togashi Fault Zone
森本・富樫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

June 2004

独立行政法人

防災科学技術研究所
National Research Institute for Earth Science and Disaster Prevention, Japan森本・富樫断層帯の地震を想定した地震動予測地図作成手法の検討
先名

重樹*・藤原広行*・河合

石井

透*・早川

讓*・森川

大井

昌弘*・八十島*独立行政法人

伸一*・青井信之*・本多裕*・神野

防災科学技術研究所**広島大学大学院

真*・㓛刀

亮*・小林

達夫**・奥村

卓*・

京子*・
直子*

特定プロジェクトセンター
工学研究科

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


1．はじめに

1

2．地震動予測地図の概略

32.1

想定する震源断層

32.2

強震動評価の流れ

8

3．深部地下構造モデルの作成

11

3.1

深部地下構造作成の概要

11

3.2

地下構造モデルの構築

13

3.2.1

対象領域の地質構造

3.2.2「活断層で発生する地震の強震動評価のレシピ」

13

による地下構造モデル化手法

19

3.2.3

重力データ

21

3.2.4

微動アレー観測によるＳ波速度構造の推定

253.2.4.1

観測の概要

25

3.2.4.2

Rayleigh 波の位相速度の検出

283.2.4.3

遺伝的アルゴリズムによるＳ波速度構造の推定

31

3.2.5

残差ブーゲ異常と微動アレー観測によるＳ波速度構造の融合 34

3.2.6

モデルパラメーターの設定と地震基盤以深の構造

38

3.3

既往の地下構造調査結果との整合

40

3.4

結果のまとめ42

3.5

地下構造作成のためのデータ収集に関して

43

4．震源モデルの作成

45

4.1

森本・富樫断層帯の概要

45

4.2

断層モデルの作成

46

4.2.1

断層パラメータの設定

47

4.2.2

巨視的震源特性の設定

57

4.2.3

微視的震源特性の設定

59

4.2.4

その他の震源特性

63

アスペリティモデルの作成

64

4.3

5．計算に用いた地震動予測手法とパラメータ

67

5.1

簡便法について67

5.2

詳細法（ハイブリッド合成法）について

70

5.2.1

三次元有限差分法

70

5.2.2

統計的グリーン関数法

76

5.2.3

ハイブリッド合成法

84

6．計算結果85

6.1

簡便法による強震動予測結果

85

6.2

「有限差分法」による強震動予測結果

89

6.3

「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

108

6.3.1

計算手順

108

6.3.2

詳細法における強震動評価

110

6.3.3

詳細法における強震動結果と距離減衰式との関係

112

6.3.4

Case1 の結果

114

6.3.5

Case2 の結果

126

6.3.6

Case3 の結果

138

6.3.7

Case4 の結果

150

6.3.8

Case5 の結果

162

6.3.9

Case6 の結果

174

6.3.10 Case7 の結果

186

6.3.11 Case8 の結果

198

6.3.12 Case9 の結果

210

6.3.13222

ハイブリッド波形合成状況

6.4

詳細法による接続周波数による強震動予測結果

232

6.5

地表での時刻歴波形計算結果例

263

6.6

統計的グリーン関数法におけるバラツキ評価に関して

272

7．問題点と今後の課題

283

7.1

問題点

283

7.2

今後の課題

285

参考文献

287

謝辞

295

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

 

2. 地震動予測地図作成の概略
地震調査委員会では、森本・富樫断層帯について、その位置および形態、過去や来の活動等に関する評価結果を「森本・富樫断層帯の評価」（地震調査委
員会、2001；以下「長期評価」という）としてまとめ、公表している｡その報告を踏まえ、強震動評価を行った。

2.1

想定する震源断層

森本・富樫断層帯は、「長期評価」によると、石川県河北郡津幡町（つばたまち）から金沢市を経て石川郡鶴来町（つるぎまち）に至る長さ26kmの断層帯
で、断層帯の東側が西側に乗り上げる逆断層である（図2.1）。過去の最新の活動は約2千年前以後、約2百年前以前にあったと考えられており、今後30年の間に地震が発生する可能性が、確率の最大値をとると我が国の主な活断層の中では高いグループに属することになる。
想定森本・富樫断層帯地震（森本・富樫断層帯を起震断層とした地震）の地
震動評価の計算対象領域として、震度５強以上の地震動が予測される領域を対象とした詳細法による地震動予測地図作成領域の２つの領域を設定している。
まず、簡便法による地震動予測地図作成領域は森本・富樫断層帯のほぼ中心部に位置する金沢市を中心に、北緯３５．８度～３７．２度まで、東経１３６度～１３７．５度の領域である。図2.2に巨視的モデルの設定位置と簡便法による地震動予測地図作成領域を示す。
この領域における簡便法による地震動評価を行う計算地点は国土数値情報の３次メッシュに対応している。
一方、詳細法による地震動予測地図作成領域は、森本・富樫断層帯に沿って設定された矩形領域である。領域の４隅の座標値は北端：北緯36.987° 東経136.764°
東端：北緯36.677° 東経137.312°
南端：北緯36.013° 東経136.736°
西端：北緯36.323° 東経136.188°

 

となっている（本検討では改正測量法以降の日本測地系２０００を用いている）。この領域は簡便法による地震動の事前評価を行った後に、概ね震度５強
よりも強い地震動が予測される領域を想定して設定されたものである。
この領域における詳細法による地震動評価を行う計算地点は矩形の計算領域
を1km間隔にグリッド分割した点である。具体的には、縦Ｘ方向（南南東～北北西方向）90グリッド、横（東北東～西南西方向）60グリッドに分割した各点において地震動評価を行った。上述のように詳細法では、工学的基盤で時刻歴波形が1kmグリッド、90×60＝5400点で得られるが、本検討でそれらの波形を全て表示することは出来ない。
そこで、６章では、金沢、小松、羽咋、白川、高岡（市役所・町村役場位置）
における工学的基盤波を代表例として示す。これら５地点の位置を図2.3に示す。
この観測点は森本・富樫断層帯を取り巻くように配置した。

 

図 2.1

森本・富樫断層帯の位置図

 

図 2.2

巨視的モデルの設定位置と簡便法による地震動予測地図作成領域（地図中黒線内は詳細法解析範囲、断層傾斜角は赤60°緑45°青30°） 

図 2.3

森本・富樫断層帯の地形図と観測点位置図

 

2.2

強震動評価の流れ

森本・富樫断層帯の地震を想定した強震動評価全体の流れを以下に示す。図2.4には作業内容をフローチャートにして示す。
 地震調査委員会による「森本・富樫断層帯の評価」（地震調査委員会、2001；
以下、「長期評価」という）より、巨視的震源特性を設定した。ただし、長期
評価では、「断層面の傾斜と深部形状については十分な資料がない」としていることより、傾斜角のパラメータを３通り設定した。
 の巨視的震源特性等から微視的震源特性を評価して特性化震源モデルを設定した。ここで、断層傾斜角、アスペリティおよび破壊開始点を変えた９通りのケースを設定した。
 震源断層周辺の三次元地盤構造モデルは面的に得られている重力データを基に既存の探査データを利用して作成した。浅い地盤構造モデルは国土数値情報（国土地理院、1987）を基に作成した。また、別途ボーリングデータも収集した。
 で作成された特性化震源モデル、で作成された三次元地盤構造モデル
を基に震源断層周辺の領域において、1kmメッシュ単位で「詳細法」を用いて強震動評価を行った。その強震動評価結果については、既存の距離減衰式と比較を行い、検討を行った。
 平均的な地震動分布を評価するため「簡便法」を用いた強震動評価も行った。
次章以降、上記の評価作業内容について説明するが、強震動評価の構成要素である「震源特性」、「地盤構造モデル」、「強震動計算方法」、「予測結果の検証」の考え方については、「活断層で発生する地震の強震動評価のレシピ」にもとづいたものである。

 

図 2.4

予測地図作成の作業の流れ 

３．深部地下構造モデルの作成「シナリオ地震による地震動予測地図」では、距離減衰式（例えば、司・翠川、1999）を用いた簡便法と三次元差分法（Aoi and Fujiwara、 1999 など）と統計的グリーン関数法（壇・佐藤、1998 など）を組み合わせた詳細法がある。
詳細法による地震動予測地図作成では詳細な断層モデルだけでなく、地盤構造モデルも非常に重要な情報の一つである。表層地盤によって地震動が大きく増幅されることは言うまでもないが、1995 年兵庫県南部地震では構造物の被害に大きな影響を及ぼす地震動の生成に深部基盤までの速度構造の関与が指摘された（Kawase、 1996 など）。また、S 波は地震動の主要部分を形成し、構造物の被害と密接に関係しているため S 波速度構造を明らかにすることは地震
防災上必要不可欠である。したがって、より高精度な強震動予測のためには深部までの S 波速度構造の把握が極めて重要であると言える。

3.1 深部地下構造作成の概要
本検討の対象地域である森本・富樫断層帯周辺は平成 14 年度の地図作成領域の一つである。この地域を覆う地下構造の情報としては、河野らによって勢力的かつ高密度に行われた重力探査の結果があり（古瀬・河野、1988；下村・他、1997；私信など）、また日本全土を覆う情報として河野・古瀬（1987）あるいは地質調査所（現 産業技術総合研究所）によってまとめられた重力異常
値分布がある（通商産業省工業技術院地質調査所、2000）。一方、釜田・武村（1999）は 1993 年能登半島沖地震の表面波の解析から能登半島周辺の地震基
盤上面の深度やその速度の検討を行っており、金沢地方気象台におけるＳ波速度（Vs）3.4 km/sec 層の上面深度を 4 km と推定している。また、森本・富樫
断層帯では平成 8 年から 3 年間をかけて行われた文部科学省の交付金による活断層調査において反射法探査やボーリング調査などが実施された（石川県環境安全部消防防災課、1996；同、1997；同、1998）。しかし、これらの調査では断層の大きさ、形状などの把握が主目的あったため速度構造の同定はほとんどされていない。さらに対象とされた深度は最大で 1 km 程度であり、地震基盤に達するような深部地下構造の情報は得られていない。なお、この結果を用いた地震調査委員会の長期評価ではマグニチュード 7.2 程度の地震が発生すると

 

予想されており、その発生確率は主要 98 断層帯の中では確率の高いグループに分類されている（地震調査研究推進本部地震調査委員会、2001）。
このように森本・富樫断層帯周辺では、基盤および活断層の形状の把握を主目的とした地下構造調査が行われているが、速度構造についてのデータは非常に少ない。そこで本検討では、まず微動アレー観測によって地震基盤までの S
波速度構造の推定する。次に「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、2002）に従い、微動アレー観測結果と重力データを始めとする既存の地下構造調査結果を用いて、3 次元差分法の地震動シミュレーションに資するための 3 次元地下構造モデルの構築を行なう。
なお、本検討の対象は Vs= 700m/sec 程度の層よりも深い構造である。

 

3.2

地下構造モデルの構築

3.2.1

対象領域の地質構造

図 3.1 に対象領域を示す。地震動シミュレーションを行なう計算領域は長辺方向が 90 km、短辺方向が 60 km である。

図 3.1

想定森本・富樫断層帯の位置と詳細法の計算領域。図中の青線が断層線を、点線は想定される断層面を、赤色一点鎖線は計算領域を表す。

計算領域（金沢市付近）の地下構造を構成する主な地質は、第四紀および新第三紀の堆積岩類（堆積物）と、第三紀の火山性岩石類（火山岩・火砕岩類）および深成岩・変成岩類の 3 種類に大別することができ、これらを合わせると計算領域の 90％以上を占める。この地質区分の代表的な地層名は、おおまかに第四紀（洪積層）に相当する卯辰山層、新第三紀から第四紀の泥岩・砂岩を主体とする大桑層、新第三紀の凝灰岩を主体とする高窪層、新第三紀の流紋岩
質火砕岩を主体とする黒瀬谷層、それ以深の中生代の花崗岩類層である。
金沢市周辺の地質平面図を図 3.2 に、地質断面図を図 3.3 に、それに対応す
る地質凡例を図 3.4 に示す。

 

図 3.2

金沢市周辺の地質平面図

 

図 3.3

金沢市周辺想定地質断面図（石川県地質史：石川県 1993）

図 3.4

図 3.2、図 3.3 の地質凡例
 

北陸地方土木地質図解説書（北陸地方土木地質図編纂委員会、1991）によると、比較的浅部（Vs= 700m/sec 層に相当する地層より深部かつ地震基盤よりも浅部）の地質構造は堆積層がほぼ一定の割合で堆積している。また、基盤の形状はその後に行なわれた重力探査から推定される基盤形状とよく一致しており、段差構造などの基盤形状の急激な変化も見られない。金沢市付近の地形と森本・富樫断層帯の位置図を図 3.5 に森本断層と富樫断層の位置図を図 3.6 に地形と微地形区分図を図 3.7 に示す。

図 3.5 金沢市付近の地形と森本・富樫断層帯の位置図
A:森本断層,B:野町断層,C:富樫断層,D:長坂撓曲,E:野田山撓曲
1:丘陵, 2:台地, 3:沖積低地, 4:砂丘, 5:活断層[出典:活断層研究会,17 号,p73,第 1 図]

 

図 3.6

森本・富樫断層帯の調査に基づいて描かれた森本断層と富樫断層の地下断層イメージ図（石川県地質史：石川県 1993） 

図 3.7

解析区間付近の微地形区分図

 

3.2.2「活断層で発生する地震の強震動評価のレシピ」による地下構造のモデル化手法「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、2002）とは活断層で発生する地震の強震動評価において、震源特性、地下構造モデル、強震動計算方法、予測結果の検証の手法や設定にあたっての考え方を地震調査委員会がまとめたものである。この内、地下構造モデ
ルの構築、特に深い地盤構造に関する部分についてその概略を示す。
深い地盤構造のデータは地域によってその質、量ともに大きな違いがあり、その状況に応じて設定する方法が異なる。まず、（1）データが十分に揃っている場合（2）データが一部揃っている場合（3）重力探査データ以外ほとんど揃っていない場合に大別する。
（1）の場合は、複数本の深層ボーリングや反射法、屈折法などの探査結果から複数の 2 次元断面構造を作成し、この間を微動アレー探査や重力探査の結果を用いて補間し 3 次元地下構造モデルを構築する。
（2）の場合は、過去の堆積環境が概ね一様と想定されるケースと過去の堆積環境が区域によってかなり変化していると想定されるケースに分けられる。前者の場合は、既往の探査データを参照して想定する地域の地震基盤以浅の主要な地層の構成を設定し、「堆積環境が概ね一様なある連続した堆積平野（または堆積盆地）においては、残差重力値と先に設定した各地層の層厚が概ね比例配分の関係にある」との仮定から、各層の 3 次元的な形状は重力データをもとに、またそれぞれの地層の速度はやボーリング孔を用いた PS 検層や微動探査結果などによって与える。後者の場合は、まず既存の地質断面図や屈折法・反射法の探査データを参照して計算領域から複数の平行な 2 次元断面を抽出し、測定された重力値を満足するような 2 次元密度構造を試行錯誤的に求める。さらに各断面間の密度層境界面の幾何学的対応関係（連続性、生成消滅関係）に基づき各断面間を補間することによって、その地域の 3 次元地下構造モデルを 

作成する。
（3）の場合は 3 次元地下構造モデルの構築は困難であるため、強震動予測は
経験的、あるいは半経験的な手法に頼らざるを得ない。
森本・富樫断層帯周辺は速度構造に関するデータが十分に揃っているとは言えないが、その堆積環境はほぼ均一であったと推測される。そこで、当該地域
は（2）データが一部揃っている場合で、さらに過去の堆積環境が概ね一様と想定されるケースに相当すると考えられる。

 

3.2.3

重力データ

重力データは、まず密度をρ= 2.67 g/cm3 と仮定して地形起伏の影響の補正を行なった。この結果を図 3.8 に示す。このブーゲー異常補正の結果を見ると、踏査から得られた過去の地形図（図 3.9）の形状に近く、重力で作成した速度層面の形状が地質構造を良く捉えるということが分かる。次に地震基盤（Vs=3
km/sec）よりも深い構造（Zhao et al.、1992）によると考えられる長波長成分の除去を行なった。長波長フィルターのカットオフ波長は地震基盤よりも浅部の堆積構造（火砕岩類層：黒瀬谷層）の形状（野、1993；野、2001）が金沢市付近で明確にならないことに留意しながら、50 km から 150 km まで 10 km 毎に検討した。その結果、本検討では波長 100 km の長波長フィルターが妥当であると判断した（図 3.10）。図 3.11 にこの各波長での長波長成分を除去した残差ブーゲー異常の分布を示す。求められた残差ブーゲー異常分布からは金沢市中心部を底とするすり鉢状の形状が見られ、特に北に向かって急激に基盤深度が浅くなる傾向が見られる。また、断層が存在するとされている付近に急激な基盤形状の変化は特に見られなかった。


図 3.8

重力異常図（ブーゲ異常：仮定密度 2.67g/cm3：河野私信(2002)）

図 3.9石川県付近の過去の地形図

 

図 3.10 カットオフ波長を 50～150km とした場合の長波長成分

 

図 3.11 50～150km のカットオフ波長で処理した残差ブーゲ異常 

3.2.4 微動アレー観測による S 波速度構造の推定
3.2.4.1

観測の概要

微動アレー観測は平成 14 年 5 月 13 日～17 日および 6 月 3 日～15 日の 2 回に分けて行なわれた。観測の時間帯は昼間である。観測を行なった地点を図 3.12に示す。使用機材は、地震計が JEP-6A3（感度：5 V/G（G は重力加速度を表
す）、（株）アカシ製）、収録器は DATAMARK LS-8000WD（A/D 変換：24 bit、
白山工業（株）製）（工藤・他、1997）であり、これにローパスフィルターとアンプを組み合わせている。なお、各機材の時刻更正は GPS によって独立に行なっており、観測した成分は上下動のみである。

図 3.12 アレーの配置
観測では 7 セットの観測機材を用いた。機材の配置は図 3.13(a)に示すように円周上に均等な間隔で 3 点（正三角形の頂点）およびその中心点の 4 点を基本に、半径の異なる 2 つの円を組み合わせている。従来微動アレー観測を行なう
際には 2 つのアレーの半径が 2：1 になるような正三角形を図 3.13 のように中心点を共有しながら互いに反対の向きで配置することが多い。しかし、本検討では２つの円のアレー半径は 3：1 になるように設定した。アレー半径を 3：1にすることによって各アレーにおける観測記録から算出される位相速度が周波数領域で重複する部分を減らすことができ、少ない観測回数で広い周波数帯域の位相速度を推定することが可能となる。さらに図 3.13(a)の場合、観測機材を配置する点は T 字型をしているため市街地においては道路が直角に交わる交差点があれば観測が可能となる。そのため特に比較的小さなアレー半径での観測の場合、現場における測量作業の効率を向上させることができる。また、 

図 3.13(b)の場合、観測機材の配置を同時に決めなければならない点は 4 点になるため、市街地における比較的大きなアレー半径での観測でもその観測位置を容易に決めることが可能である。さらに観測点間の距離は最大で７通りになるため、広い帯域において精度の高い解析が期待できるといった利点もある。
本検討ではこれらの観測点配置を基本に市街地における道路の配置や交通量などを考慮して観測位置を決定した。各アレーの観測時間やアレー半径などの詳
細を表 3.1 に示す。また、観測波形の一例として A1M アレーおよび C1S アレーで観測された微動の速度波形と加速度のパワースペクトルを図 3.14 に示す。

表 3.1
Array
A1

A2
A3
B1

B2
B3
C1
C2

X1
X2

A1L
A1M
A1S
A2L
A2S
A2P
A3S
A3P
B1L
B1S
B1P
B2L
B2M
B2S
B2P
B3L
C1L
C1S
C2L
C2M
C2S
X1A
X1B
X1C
X1S
X2L

Radii
(m)
1200, 400
900, 300
47, 141
1200, 400
47, 141
23, 6923, 6911.5, 5.8
1200, 400
133, 44
20, 101200, 400
400
44
133, 25
400, 133
1200, 400
133, 44
600, 200
200
100, 33
2540, 1080
2540, 1080
2540, 1080
200, 67
1200, 400

アレー半径一覧
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Start
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 

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25

図 3.13 微動アレーの配置図

図 3.14 観測された微動の速度波形と加速度のパワースペクトル 

3.2.4.2

Rayleigh 波の位相速度の検出

まず、解析の対象とする周波数帯域と観測で用いたローパスフィルターに応じてバンドパスフィルターを通して観測された微動記録（加速度）を積分し速度に変換する。そして、81.92 秒間を解析区間の単位として 60 秒間ずらしながら波形を分割し、時間的、空間的に安定した区間（30～50 区間）に対して空間自己相関法（Aki、1957；岡田、1998 など）を適用して Rayleigh 波の位相速度を求める。なおこの解析区間の単位は、解析に使用可能な区間の数や解析の対象とする周波数帯域によって 40.96 秒や 163.84 秒を用いる場合もある。図 3.15に A1、B1、C1 および A3 における各アレーから検出された Rayleigh 波の位相速度を示す。A1、B1、C1 では、複数のアレーから検出された位相速度のばらつきは比較的少ないが、A3 についてはばらつきが大きい。これは A3 の周辺の地形が急激な傾斜構造をしており、微動探査の前提条件である平行成層構造を仮定できない可能性があること、さらに天候不良により十分な観測時間が得られなかったことから、他の観測点に比べて位相速度の決定精度が低いことが原因だと考えられる。したがって A3 については今後の解析から除外するものとする。なお、1 つの周波数で複数のアレーから位相速度が検出されている場
合は、位相速度を周波数ごとに平均して以降の解析に用いることとする。以上の結果、求められた Rayleigh 波の位相速度を図 3.16 に示す。求められた分散
曲線は、多くの地点において位相速度 600～800m/sec 付近で停留することが特徴的であり、Vs= 700m/sec 程度の層が比較的厚く存在していることが予想される。

 

図 3.15 各アレーから検出された Rayleigh 波の位相速度 

図 3.16 遺伝的アルゴリズムによって求められた Rayleigh 波の位相速度 

3.2.4.3

遺伝的アルゴリズムによる S 波速度構造の推定求められた Rayleigh 波の位相速度から遺伝的アルゴリズム（山中・石田、
1995）を用いた逆解析によって S 波速度構造の推定を行なった。ここではパラメーターを 6 bit で離散化し、1 世代当たりの個体数は 40、世代数は 1000 世代とし、乱数の初期値を変えて 5 回試行し、誤差の最も小さいものをその段階における解とした。なお、P 波速度および密度は S 波速度の従属パラメーターとして既往の研究（Ludwig et al.、 1970）を参照して決定した。逆解析の手
順は以下の通りである。
【手順】
1. S 波速度および層厚の両方をパラメーターとした。初期探索範囲は表 3.2のように比較的広い範囲を与え、徐々に狭くしながら、解が安定するまで繰り返した。
2. 推定された各地点の S 波速度構造から同じ地層に分類されると思われる層ごとにその平均的な値を求め、各地層の代表的な S 波速度を求めた。
なお、Vs= 700m/sec 層以浅の構造については各地点で独立とした。この
結果、各層の S 波速度は浅部側から 700m/sec、1.2 km/sec、2.1 km/sec、
地震基盤は 3 km/sec となった。
3. S 波速度を各層の代表的な値（手順 2）に固定し、層厚のみをパラメーターとして逆解析を行なった。この際、Vs= 700m/sec 層以浅の S 波速度、層厚は手順 1 で推定された値をそのまま用い、Vs= 700m/sec 層以深の層厚の探索範囲は手順 1 と同じ（表 3.2）とした。

表 3.2

遺伝的アルゴリズムを用いた逆解析の探索範囲




 

 
 



 

 
 
 

 












 

 



以上の手順で求められた S 波速度構造および観測された位相速度と理論分散曲線の比較を図 3.17 に示す。図中の○印は観測された位相速度であり、実線
は手順 3 の結果求められた S 波速度構造（最終モデル）とそれから算出された理論分散曲線である。また、破線は手順 1 の段階で得られた S 波速度構造とそれに対応する理論分散曲線である。ほとんどの観測点において Vs= 2.1
km/sec の層までの構造が明らかになり、 B1、X1、X2 では地震基盤の出現深度を同定することも可能であった。また、多くの観測点では手順 2 で設定した
S 波速度を用いて観測された位相速度を満足する地下構造を推定することが可能であったが、B3 と X2 では手順 2 で設定した S 波速度を修正する必要があった。この原因としては、B3 については谷地形の底でアレーを展開したことによる観測誤差の増大や、断層の東側に存在する唯一の観測点であるために西側の観測点と比べて堆積環境が異なり、本来は西側の観測点と同じ S 波速度を与えるべきではないなどが考えられる。一方 X2 の場合は、基盤付近の深い構造は一般に広域でもそれほど大きな変化がないと考えられるため、基盤以深のＳ波速度は平野中心部と共通にすることが可能であるが、比較的浅い堆積層
は平野北側の山地から続く堆積物の影響を受けているため、その堆積環境は平野中心部のそれとは必ずしも一致しない可能性が考えられる。以上より、B3の S 波速度構造および X2 の堆積層部分の S 波速度構造は他の観測点と同様に扱うべきではないと判断し、これ以降の解析から除外する。

 

図 3.17 観測された位相速度と理論分散曲線および S 波速度構造．
図中の破線は手順 1．

 

3.2.5

残差ブーゲー異常と微動アレー観測による S 波速度構造の融合

微動アレー観測の各観測地点の残差ブーゲー異常値と各速度層の出現深度の相関関係を図 3.18 に示す。

図 3.18 残差ブーゲー異常値と各速度層の出現深度との相関関係

両者は比較的良好な相関関係を持つ。特に Vs=2.1 km/sec および Vs= 3 km/secの層の相関は非常に高く、微動アレー観測によって推定された S 波速度構造の妥当性を示唆している。これらの相関関係を用いて残差ブーゲー異常値を各層の上面深度に変換した深度分布図を図 3.19 に、その金沢市付近の拡大図を
図 3.20 に示す。金沢市付近の基盤までの深さは最も深いところでおよそ 3.4 kmと推定された。
先にも述べたが森本・富樫断層帯周辺の地下構造は、大局的にはほぼ均一な堆積環境のもとに形成されていると考えられるが、平野中央部から離れると B3 

や X2 のように堆積環境が若干異なると思われる事例が見られる。本来、このような地域では S 波速度を変える、あるいは地下構造のモデル化手法そのものを変更するなどの検討が必要である。しかし、このような地域の深部地下構造に関する情報はほとんど存在しないため、詳細な検討は困難である。このような問題が地震動シミュレーションの結果に対してどの程度影響するかを把握することは今後の重要な課題であると言える。また、問題解決のためには地下構造データの更なる蓄積が期待される。

 

図 3.19 解析区間の深度分布図

 

図 3.20 金沢市付近の深度分布図

 

3.2.6

モデルパラメーターの設定と地震基盤以深の構造

本検討の地下構造モデルにおける P 波速度は PS 検層から得られた経験的な関係を用いて（図 3.21）S 波速度から算出した。密度については既往の研究（Ludwig et al.、 1970）（図 3.22）を参照し、S 波速度及び P 波速度それぞれに対応する密度を求め、2 つの平均値を採用した。また、地震基盤よりも深い構造については、•Zhao et al. (1992)による金沢平野付近のコンラッドおよびモホ面の上面深度および P 波速度、S 波速度。

•

釜田・武村（1999）による 1993 年能登半島沖地震の表面波解析の結果、
金沢地方気象台における Vs= 3.4 km/sec 層の上面深度は 4 km である。

•

Hi-net（Obara et al.、 2000）による当該地域の微小地震の発生深度（地震発生層）は 4～19 km 付近に集中しており、この層が Vs= 3.4 km/sec 前
後の層（花崗岩）と対応することが妥当である。

などの知見を参考にして仮定した。なお、形状については情報が不足している
ため、本検討では平行成層構造を仮定した。以上により作成された各層のモデ
ルパラメーターを表 3.3 に示す。

表 3.3 各層のモデルパラメータ
主な地質

S波速度（km/sec）

P波速度（km/sec）

密度(g/cm3)

泥岩層

0.70

2.00

1.98

凝灰岩類層

1.20

3.10

2.20

火砕岩類層

2.10

4.50

2.48

安山岩類層

3.00

5.35

2.63

 

図 3.21 Ｐ波速度とＳ波速度の関係式

図 3.22 P および S 波と密度の関係（Ludwig et al., 1970） 

3.3

既往の地下構造調査結果との整合性比較的深い地質情報を知るためのボーリング調査として温泉ボーリングがある。最近では深層のボーリング（GL-1～2 km）を用いて平地部において温泉を湧出させるケースが多い。この傾向は石川県でも例外ではなく、平成 4 年 3 月
から平成 12 年 10 月までに約 60 ヶ所で温泉が掘られている。平地での温泉は、
多くの場合地温勾配の関係で深部まで掘削しなければ温度が上がらないため、比較的深部まで掘削する場合がほとんどである。このような温泉ボーリングの結果は非常に貴重な資料であるが、収集および解釈されていない場合が多い。
本検討では、これらの温泉ボーリングを可能な限り収集し、これらと既往の資質資料から前章までに想定された地下構造モデルに対応する地質構造を地震基盤となる花崗岩類を含めて以下の 5 層に分類した。
•

第 1 層（第四紀：沖積世および洪積世上部層）•

第 2 層（第四紀：洪積世：卯辰山層・大桑層）•

第 3 層（新第三紀：高窪層・犀川層：泥岩、凝灰岩、珪質礫岩）•

第 4 層（第三紀：黒瀬谷層：流紋岩質火砕岩等）•

第 5 層（中生代：深成岩：花崗岩類）

図 3.23 に金沢平野の A‐A’ 測線および B‐B’ 測線におけるモデルの地質断面と温泉等のボーリングデータおよび野（2001）による大桑層および卯辰山層等の基底深度面等を考慮した想定地質断面図を示す。第 1 層と第 2 層の地質
境界（卯辰山層上面相当）は既往のボーリング調査等の地質調査結果より明確に 3 次元的に構造を追うことができ、Vs= 700m/sec の層の上面に非常によく整合している。また、ボーリングデータの第 2 層と第 3 層の地質境界（大桑層の基底部）は野（2001）の大桑層基底面深度分布とよく一致しており、これは
Vs= 700m/sec 層と Vs= 1.2 km/sec 層の速度層境界に相当する。第 3 層と第 4 層の地質境界（黒瀬谷層上面相当）は本検討で収集した温泉ボーリングのうち、2地点で確認することができた。この境界は堆積岩と火成岩との境界であり、物性的にも明確なコントラストが期待される。第 4 層は Vs= 2.1 km/sec 層に対応すると思われるが、その上面は第 3 層と第 4 層の地質境界よりも 0.10.3 km
程度深い。これは岩盤への変化に伴う互層部および地層上面の風化部であることが考えられ、健岩が優勢となる深度が Vs= 2.1 km/sec 層の上面と概ね対応す

ると推察される。第 4 層と第 5 層の境界は現在までの地質調査等の資料では明らかになっていない。しかし、地震基盤以浅の速度層は既往の地下構造調査結果と高い整合性を有しており、本検討において構築された地下構造モデルの妥当性を示唆している。

図 3.23

解析断面図における測線 A-A’,B-B’の断面図

3.4

結果のまとめ重力データと微動アレー観測から得られた S 波速度構造を融合することによって金沢平野周辺の 3 次元地下構造モデルを構築した。金沢市付近の地下構造
はその中心部を底とするようなすり鉢状の形状をしており、基盤までの深さは最も深いところでおよそ 3.4 km と推定された。構築されたモデルは既存の地下構造データと良い対応を示しており、モデルの妥当性が示唆される。
地下構造モデルを構築する上で地下構造に関するデータはまだ十分とは言えず、本検討で構築されたモデルも新たな知見を取り込むことによって、より良いモデルに改善されることが望まれる。また、現状では地下構造データが系統的に整理されている事例は少なく、貴重なデータが埋もれてしまっている可能性もある。今後は、さらに詳細な地下構造調査が必要であることは言うまでもないが、それと同時に得られたデータを系統的に整理し、広く活用できるようなデータベースの構築も最重要課題として位置付けられるべきである。

 

3.5

地下構造作成のためのデータ収集に関して

深部地盤構造を作成するために以下のデータを収集・整理した。
深部地盤構造（１）重力データ（ブーゲ－異常）[河野(1999)]（２）「全国重力データ」産業総合研究所(2000)（３）モホ・コンラッド面深度データ[趙(1992)]（４）金沢平野の地盤構造関連論文（金沢大学）（５）温泉ボーリングデータ１６孔（深度 1000ｍ程度）（６）微動探査解析結果（微動アレー１１カ所）

浅部地盤構造（１）金沢市
ボーリングデータ（金沢市内）は GEOVIEW（応用地質社製データベースソフト）によりデータはデジタル化されている。ボーリング本
数 4000 本程度。
・石川県庁環境安全部消防防災課より平成８年～１０年度の「森本富樫断層帯に関する調査成果報告書」の CD－ROM
・平成７年度

石川県地震被害想定調査報告書

・県土木等のボーリングデータ。（120 本）
・北陸地方地質誌(H4.)
・北陸地方地質誌補遺（森本・富樫）
・北陸地方土木地質図







・石川県全域の国土交通省（旧建設省）管轄のボーリングデータ(JACIC)。
ボーリングポイント（570 本）。

 

*-+$#)&'",

*

+

解析範囲内のデータ約 2000 本（Ｎ値なし）*.+%!( 







4.

震源モデルの作成

4.1

森本・富樫断層帯の概要

森本・富樫断層帯は、「長期評価」によると石川県河北郡津幡町から金沢市を経て石川県鶴来町に至る長さ約２６ｋｍの断層帯で、断層帯の東側が西側に乗り上げる逆断層である。（図 4.1 参照）過去の最新の活動は約２千年前以後、約２百年以前にあったと考えられており、今後３０年の間に発生する可能性が、確率の最大値をとると我が国の主な活断層の中では高いグループに属することになる。本検討では、「長期評価」にもとづき上記の断層帯に対応する１つのセグメントからなる断層を想定する震源断層とした。

図 4.1

森本・富樫断層帯の位置図

 

4.2

断層モデルの作成

断層面の傾斜角については、「長期評価」では「断層面の傾斜と深部形状については十分な資料がない」としていることより、傾斜角 30°、45°、60°の３通りを設定し、（図 4.2 参照）実際の微小地震観測データより地震発生層の震度を４～１８ｋｍに固定した。（図 4.3 参照）以下に設定根拠を述べる。

図 4.2

解析範囲と想定断層面

 

4.2.1 断層パラメータの設定
断層パラメータの設定に関しては、地震調査委員会で制作された「活断層で発生する地震の強震動評価のレシピ」（以下「レシピ」と呼ぶ）に沿って設定している。設定に関しては以下のように設定した。（以下の文面は「レシピ」の抜粋である。）
活断層で発生した地震の震源特性の設定においては、評価対象を断層全体の形状や規模を示す巨視的震源特性、主として震源断層の不均質性を示す微視的震源特性、破壊過程を示すその他の震源特性の３つに分けて設定を行い、特性化震源モデルを作成する。以下に説明する震源特性パラメータ設定方法は、基本的には想定するシナリオ地震に対して最初に特性化震源モデルを構築する際に用いる設定方法であり、強震動評価初期段階における震源特性パラメータの設定が、一貫性をもってなされることを目的としている。
活断層で発生する地震は、海溝型地震と比較して、地震の活動間隔が長いた
めに、最新活動の地震による観測記録が得られていることは少ない。したがって、活断層では地表における過去の活動の痕跡のみから特性化震源モデルを推定しなければならないため、海溝型地震と比較して、そのモデルの不確定性が大きくなる傾向にある。そのため、そうした不確定性を考慮して、複数のモデルを想定することが望ましい。以下では、それぞれの震源特性ごとに説明する。

巨視的震源特性
断層の巨視的震源特性のパラメータとして、・断層の幾何学的位置（基準位置と走向）・断層の大きさ・深さ
・地震規模
・断層の平均すべり量を設定する。それぞれのパラメータの設定方法について、以下に説明する。
但し、地震調査委員会長期評価部会の評価結果があれば、基本的にそれを用いる。
（１）断層の幾何学的位置（基準位置と走向）断層の幾何学的位置については、変動地形調査や既存のデータをとりまとめ 

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

W = Wmax （L≧Wmax）(4-1)

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

 

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

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

で表される。剛性率については、地震発生層の密度、Ｓ波速度から算定する。

 

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

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

アスペリティの総面積 Sa は、上記によって推定された短周期レベル A から次の(4-6)式から算出される。ここでは、便宜的に震源断層の形状を半径 R の円形割れ目であるとするとともに、アスペリティは複数存在したとしても、等価な 半径 r の 円形割 れ目が一 つあるとみなして、アスペリティの総面積
Sa(=π・r2)を求める。
r=(7π/4)・(Mo/(A・R))・β2(4-6)(4-6)式は、次の(4-7)式 (Boatwright, 1988) 及び(4-8)式 (壇・他，2001) から導出する。
Mo=(16/7)・r2・R・Δσa 

(4-7)

A=4π・r・Δσa・β2(4-8)

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

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

Mob=Mo－Moa(4-11)

Db=Mob/(μ・Sb)(4-12)

 

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

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

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

 

σb=(Db/Wb)／(Da/Wa)・σa（4-15）

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

ここでＷb は背景領域が矩形とした場合の幅であるが、震源断層が不整形の場
合には、便宜的に震源断層の面積 S から、W=(S/2)1/2 として求める。
（５）fmax
fmax については震源に依存するものであるのか、地点に依存するものであ
るのか、実際のところ、十分に解明されていない。したがって、強震動評価の対象範囲が 0.1～10Hz であることから、fmax を当初は想定せずに強震動評価を行い、その結果、過去の現象と系統だった違いがあれば、その時点で fmax を考慮する。その際には、地域性を考慮して設定するのが望ましいが、そのようなデータが想定されている地域は現状ではほとんどないといえる。地震調査委
員会強震動評価部会（2001）では、fmax=6Hz（鶴来・他,1997）および fmax=13.5Hz(佐藤・他, 1994) の２つのケースを想定し、最大加速度の予測結果を比較した
結果、fmax=6Hz のケースの強震動予測結果の最大加速度と震源距離との関係が、既存の距離減衰式のばらつきの範囲に収まったため、6Hz の方が妥当と判断した。
（６）すべり速度時間関数
中村・宮武 (2000) の近似式を用いる。中村・宮武 (2000) の近似式は、
2Vm/td・t(1-t/2td)

0<t<tb

1/2

tb <t<tr

dD(t)/dt= b/(t-ε)
c-ar(t-tr)

tr <t<ts0

t<0 or t>ts

ただし、 

(4-16)

ε=(5tb-6td)/{4(1-td/tb)}b=2Vm・tb/td・(tb-ε)1/2・(1-tb/2td)
c, ar：係数、tr:(ts-tr)=2:1で表され、この近似式を計算するためには、・最大すべり速度振幅 Vm
・最大すべり速度到達時間 td
・すべり速度振幅が 1/t1/2 に比例する Kostrov 型関数に移行する時間 tb
・ライズタイム trの４つのパラメータを与える必要があり、それぞれのパラメータの設定方法は以下の通りである。
・最大すべり速度振幅 Vm
Vm=Δσ・(2・fc・W・Vr)1/2/μ(4-17)

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

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

・ライズタイム trtr≒W/(2・Vr)

その他の震源特性
その他の微視的震源特性のパラメータとして、 

(4-19)

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

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

 

4.2.2

巨視的震源特性の設定

巨視的震源特性の設定に関して、

の項目について以下のように検討した。

震源断層の位置・面積・形状・傾斜角・深さ
・震源断層の位置については、「長期評価」によるものを利用した。
・震源断層の深さについては、微小地震分布（図 4.3 参照）および地盤評価の結果から、深さ 4～18km が断層周辺の地震発生層とし、この範囲に震源断層が存在するものとした。
・「長期評価」では、「断層面の傾斜と深部形状については十分な資料がない」としていることより、断層の傾斜角は、一般の逆断層の傾斜角の範囲内にあると考えられる 30°、45°、60°の３通りに変化させた（図 4.2 参照）。
上記の地震発生層の厚さおよび傾斜角から断層の幅を算定し [４章(4-1)式参照]、震源断層の面積を算出した。

地震モーメント Mo(> Mo 

<"+

$=(>>3-#!?9B Mo 

4 [@:(4-2)/&5]

平均すべり量Ｄ>3-#!.);A1,>*.)8%06(> Mo '>3-?9B7

2,

 

 [@:(4-4)/&5]

図 4.3微小地震分布図(1997～2002.6.30)

 

4.2.3 微視的震源特性の設定
微視的震源特性の設定に関しての項目で以下のように検討した。

アスペリティの数・位置
震源断層の長さが 26km と比較的短いことより、アスペリティの数は一つとした。アスペリティの位置については、「長期評価」にはそれを推定するに資する情報は示されていないことより強震動評価の観点にたって設定を行った（4.2.1 章「レシピ」参照）。中田・今泉（2002）によると、森本・富樫断層帯ではその南部のほうで比較的平均変位量が大きいことが読み取れる（断層の変位量や時代区分の分布を示す資料より平均変位速度〔相当〕の値を算出）。
これより、震源断層の南部で比較的すべり量が大きい可能性があるとして、その南端にアスペリティを配置したケースを設定し、CASE2 とした。また、金沢市の中心地へ比較的大きな影響を与えるシナリオ想定として、アスペリティ
を震源断層の中央に配置し、その深さについて以下に示すようなケースを考えた。
CASE1 ：アスペリティを震源断層の中央に配置（深さは浅部）。傾斜角４５°
CASE2 ：アスペリティを震源断層の南端に配置（深さは中央）。傾斜角４５°
CASE3 ：アスペリティを震源断層の中央に配置（深さは中央）。傾斜角４５°
CASE4 ：アスペリティを震源断層の中央に配置（深さは深部）。傾斜角４５°
CASE5 ：アスペリティを震源断層の南端に配置（深さは中央）。傾斜角６０°
CASE6 ：アスペリティを震源断層の南端に配置（深さは中央）。傾斜角３０°
CASE7 ：アスペリティを震源断層の南端に配置（深さは中央）。傾斜角６０°
CASE8 ：アスペリティを震源断層の南端に配置（深さは中央）。傾斜角３０°
CASE9 ：アスペリティを震源断層の南端に配置（深さは中央）。傾斜角３０°
また、前述の傾斜角を変えた CASE5 と CASE6 については、CASE2 および CASE3と同じく震源断層の中央（深さも中央）および震源断層の南端（深さも中央）にアスペリティを設置した（図 4.4）。

 

図 4.4

森本・富樫断層帯における設定断層モデル

 アスペリティの面積
アスペリティの総面積は、短周期領域における加速度震源スペクトルのレベル（以下短周期レベルと呼ぶ）と関係があることから、以下の手順で算定した。
1) 壇・他 (2001) による短周期レベルと地震モーメントとの経験式 [４章(4-5)
式参照] を用いて、地震モーメントから短周期レベルを算定した。
2) 1)で算定した短周期レベルから、便宜的に等価な半径 r の円形のアスペリテ
ィが一つあるという考え方を基にして、アスペリティの総面積 Sa を求めた [４章(4-6)～(4-8)式参照]。
算定した結果、アスペリティの総面積 Sa は、震源断層の面積 S に対して、14.2%となる。これまでの研究成果では、アスペリティの総面積が震源断層の面積と比例関係にあることが経験的に知られており、アスペリティの定義が研究ごとに異なるものの、内陸地震によるアスペリティ総面積の占める割合は断層総面積の平均 22% (Somerville et al.、1999)、15%～27% (宮腰・他、2001)、
平均 37%（石井・他、2000）といった結果が得られている。本検討のアスペ
リティの面積比は若干小さめであるものの既存の研究成果の値のばらつきの範囲内にある。

アスペリティ・背景領域の平均すべり量
アスペリティ全体の平均すべり量 Da は、最近の内陸地震の解析結果を整理した結果（Somerville et al、 1999）を基に震源断層全体の平均すべり量 D の 2倍とし、アスペリティのすべり量および背景領域のすべり量を算定した [４章(4-9)～(4-13)式参照]。
この結果、アスペリティの平均すべり量は約 1.3ｍとなり、「長期評価」による１回のずれ量 2m（垂直成分）と比べると小さめとなっている。ただし、活断層調査で報告されている地表での１回のずれ量と強震動インバージョンで推定されている震源における平均すべり量とがどのような関係にあるか十分に検証されているわけではないことに注意が必要である。

 アスペリティの平均応力降下量・実効応力及び背景領域の実効応力
アスペリティの平均応力降下量・実効応力および背景領域の実効応力は、アスペリティの面積から１つの円形のアスペリティが存在すると見なして算定した [４章(4-14)～(4-15)式参照]。この結果、アスペリティの平均応力降下量は16MPa となった。

fmax
fmax については、これを推定するための情報がないため、地震調査委員会(2002) と同様、兵庫県南部地震の研究成果（鶴来・他、1997）である 6Hz を用いた。

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

 

4.2.4 その他の震源特性
破壊開始点の位置
破壊開始点の水平位置については、アスペリティ位置とあわせ、金沢市中心部への影響が大きくなるよう考慮してアスペリティの中心とした。ただし、CASE2 については、中田・隈元 (2002) よる断層分岐モデルより、震源断層の南端（アスペリティの南端でもある）とした。破壊開始点の深さについては、
Somerville et al. (1999)、菊地・山中 (2001) により、破壊開始点がアスペリテ
ィ内部には存在しない傾向にあることから、アスペリティの下端の深さに設定した。

破壊伝播様式
破壊は、経験的に破壊開始点から放射状（概ね同心円状）に割れていくものとした。

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

 

4.3

アスペリティモデルの作成

地震調査委員会 (2002) は、震源断層のアスペリティや破壊開始点の位置が地表の地震動分布に大きく影響することを報告している。本検討では断層傾斜
角とアスペリティおよび破壊開始点を変えた９ケースについて強震動予測を行った。各ケースにおける断層傾斜角、アスペリティおよび破壊開始点の位置を
図 4.4 に、設定震源特性パラメータを表 4.1 に示す。

 

表 4.1

森本・富樫断層帯地震：レシピによる震源パラメータ

巨

Case

視

断層総面積

S

514.8

420.3

728.0

676.0

[km2]

的

地震モーメントM0

1.11 E+19

0.82 E+19

1.87 E+19

1.67 E+19

[Nm]

震

地震規模

Mw

6.63

6.54

6.78

源

短周期レベルA

1.18 E+19

1.07 E+19

1.41 E+19

1.35 E+19[N m/s2]

特
性

1

2

3

4

5

7

6

8

9

基準点の位置（北端）～（南端）

左同

基準点の北緯36°40′～36°28′

左同基準点の東経136°44′～136°37′

左同走向N25.7°E

左同

傾斜角
平均滑り量

D

45°E

60°E

30°E

30°E

66.66

60.23

79.27

76.384[cm]

滑り方向

東側隆起の逆断層

左同地震発生層深さ

4～18

4～16

[km]

26

左同

[km]

断層面の長さ

L

断層面の幅

W

19.80

16.17

28.00

26.00

[km]

断層面積

S

514.77420.31728.00

676.0

[km2]

微

アス

地震モーメントM0a3.15 E+18

2.33 E+18

5.30 E+18

4.74 E+18

[Nm]

視

ペリ

面積

Sa

73.14

59.71

103.43

96.04

[km2]

的

ティ

平均滑り量

Da

133.31120.46158.54152.768[cm]

震静的応力降下量

Δσa

16.28

16.28

16.28

16.28

[MPa]

源

短周期レベルA

1.18 E+19

1.07 E+19

1.41 E+19

1.35 E+19[N m/s2]特背地震モーメントM0b7.94 E+18

5.86 E+18

13.3 E+18

11.9E+18

[Nm]

性

景

面積

Sb

441.63360.6

624.57579.96

[km2]

領

平均滑り量

Db

55.62

50.26

66.14

63.73

[cm]

域

実効応力

Σσb

2.93

3.25

2.47

2.56

[MPa]

そ

アスペリティー位置のアスペリティー深さ他の中央（case2 のみ南）
上端

中央

中央

中央

下端

南

中央

中央

南

中央

南
中央

アスペリティー下端中央

下端中央（case5, 6）

アスペリ（case2 のみ下端南）

下端南（case7, 8）

ティー

破壊開始点

震

破壊開始点の深さ

18

左同

源

破壊様式

同心円上

左同

特

破壊伝播速度2.5（β=3.46 の 72%）

左同[km/s]

Fmax

6.0

左同

[Hz]

震源時間関数中村・宮武(2000)による

左同性

 

[km]

参考：長期評価による地震規模は M7.2。これは、Mw=0.78Mjma+1.08 (武村式：logM0=1.17Mjma+17.72, 定
義 logM0=1.5Mw+9.1)より、Mw6.7 程度に相当。
：震源時間関数：中村・宮武(2000)による：β=3.46km/s, ρ=2.7g/cm3, μ=3.2323 E+10 [N/m2] =3.2323 E+11 [dyne/cm2]：アスペリティー面積／断層面積＝約 14.2

○ 中村・宮武(2000)による震源時間関数
震源時

ア ス

Vm

8.06580

7.66680

8.80000

間関数

ペ リ

Td

テ ィ

Tb

9.33576E-02

9.36423E-02

9.29177E-02

[s]

ー

Tr

1.71000

1.54500

2.03400

[s]

背 景

Vm

2.21180

2.21200

2.21160

[m/s]

領域

Td

5.30000E-02

[m/s]
[s]

5.30000E-02

[s]

Tb

9.16108E-02

9.19602E-02

9.11191E-02

[s]

Tr

3.96000

3.23400

5.60000[s] 

5. 計算に用いた地震動予測手法とパラメータ
5.1

簡便法

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

司・翠川（1999）の最大加速度 PGA(cm/s2 ) の距離減衰式（5-1）式により、
まず、地盤上での最大加速度を算出する。

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

(5-1)

ここで、
MW : モーメントマグニチュード

D: 震源深さ (km)X

: 断層最短距離 (km)

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

log PGV = 0.58MW + 0.0038D 1.29  log(X + 0.0028 10 0.50M W )  0.002X(5-2)

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

 

log ARV = 1.83  0.66log AVS ± 0.16(100 < ARV < 1500)

(5-3)

ここで、

ARV

: 地下 30m から地表までの速度増幅度

AVS: 地下 30m から地表までの平均 S 波速度(m/s)

 地表での最大速度の算出
表層地盤による地盤の増幅は、微地形区分ごとに表層 30m の平均 S 波速度を設定し、平均 S 波速度から増幅度を算定する方法により評価する。
松岡・翠川（1994）による表層地盤の増幅度評価の方法は次の通りである。
まず、国土数値情報に基づいて微地形区分に分類した上で、各微地形区分毎に表層 30m の平均 S 波速度を評価する。次に（5-3）式を用いて、各微地形ごとに求められた表層 30m の平均 S 波速度から、第三紀ないしそれ以前の丘陵地（平均 S 波速度が 600m/s 程度）を基準とした速度増幅度を求める。
本検討でも同様な方法により表層の増幅度を求める。ただし、本検討では S
波速度 400m/s の工学的基盤において強震動を評価し、その最大速度を求める
ので、工学的基盤から地表までの増幅度は S 波速度 400m/s の地盤を基準としたものにしなければならない。
そこで、まず、松岡・翠川（1994）による基準地盤（平均 S 波速度が 600m/s
程度）から S 波速度 400m/s の工学的基盤までの増幅度を（5-3）式により求める。表層地盤の速度増幅率算定式（5-3）式に基づき地表での最大速度を算出する。具体的には 1.31 倍となる。次に、松岡・翠川（1994）に示された手順により求められた表層地盤速度増幅度を 1.31 で除し、得られた値を本検討における S 波速度 400m/s の工学的基盤から地表までの速度増幅度とすること
により、地表での最大速度を算出する。図 5.1 に、簡便法による地図作成領域
における S 波速度 400m/s の工学的基盤から地表までの速度増幅度を示す。
計測震度 I の算出
翠川・他（1999）の最大速度 PGV (cm/s) と計測震度 I との関係式（5-4）式
から計測震度を算出する。
I = 2.68 + 1.72log PGV ± 0.21

 

(4 < I < 7)(5-4)

図 5.1

簡便法による S 波速度 400m/s の工学的基盤から地表までの速度増幅度

 

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

5.2.1

三次元有限差分法

 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。

 

(1) 格子点の配置
媒質の離散化における格子点（グリッド）の配置方法として、食い違い格子あるいはスタッガードグリッド（staggered grid）と呼ばれるものを用いる。これは、変位（あるいは速度）を評価する格子点と応力を評価する格子点を格子
点間隔 h の半分だけずらす方法である（例えば、Virieux and Madariaga, 1982）。
変位勾配から歪み・応力が決まるという物理的な性質をよく表しており自然であり、数値安定性が向上する利点がある。ただし、変位（あるいは速度）の各成分の格子点が互いに異なる点にあるため、厳密には同一点での値を求めることができない不自由さがある。
(2) 離散化誤差と数値安定性
微分演算の差分近似は、微分点の前後での値の変化が十分に小さいことを仮定してテイラー展開を用いて誘導されるので、離散化誤差を小さくするためには格子点間隔を対象波長に対して小さく選ぶ必要がある。格子点間隔を対象波
長の何分の一以下にすべきかは差分方程式の近似度（あるいは精度ともいう）
によって決まる。微分法の値は近似度４（４次精度）の場合、その周囲の４つの格子点の値から定まる。三次元波動場の計算に最近よく用いられる差分法は空間に関して近似度 4 のものが多い（例えば、Frankel and Vidale, 1992; Graves,
1996;Pitarka, 1999）。実際の計算上の精度を確保するための格子点間隔は、空 

間 に 関 して近似度４の場合、対象波長の５分の１以下にする必要がある（Levander、1988）。それよりも短い波長の波は減衰させられる（例えば、Buell,
1991; 竹中, 1993）と同時に位相速度の変化（数値分散）が顕著になる。波動方程式を陽解法型の差分方程式に近似して解く場合の差分スキームの安定性を確保するための必要条件は、単位の時間ステップ t だけ経過したときの波面の進行距離が単位のグリッド内におさまるという条件である。この場合、グリッド間隔 h の等間隔グリッドを用いた三次元差分方程式では、最速波の速度を
Vmax とすると時間ステップ t は以下の条件を満足しなければならない（Graves、

1996）。
t < 0.495h /Vmax（5－5）(3) 吸収境界条件
計算機の能力に限界があることから、有限差分法でモデル化できる媒質の範囲（計算領域）は限られる。計算領域の境界面に何らの境界条件も与えないとこれらの面は剛体壁（固定端）として振る舞うため、この面に達した波は完全反射して計算領域内に戻ってきてしまう。しかし、実際の地盤にこのような壁は存在しない。この計算上の反射波を防ぐには、十分大きな計算領域を設定し、反射波が着目地点に戻ってくる前に計算を打ち切る必要がある。しかし、この方法では計算する地震波の継続時間が長ければ長いほど計算領域を大きくとらなければならなくなり、記憶容量、計算時間とも膨大になってしまう。そこで、計算領域を必要以上に大きくとらない方法として、境界面に入射した波が吸収される吸収境界条件（absorbing boundary condition）が開発された。この吸収境界条件としては Clayton and Engquist（1977）のものが有名であるが、この吸収境界条件だけでは反射波の抑止が完全ではない。そこで最近では、境界面から20 あるいは 30 点の格子点を帯状の波動吸収領域として用い、この中では時間 ス テ ップ毎に波の振幅に指数関数を乗じ振幅を徐々に減少させる方法（Cerjan et al., 1985）が用いられている。Graves（1996）、Pitarka（1999）、Aoi and
Fujiwara(1999)の有限差分法では、Clayton and Engquist（1977）の吸収境界条件と Cerjan et al.（1985）の帯状の吸収領域が併用されている。

 

(4) 地表面における応力解放条件
直交格子を基本とする有限差分法で地表面における応力解放条件を満足させ、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) QK`#B!£hl

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1:5;95s2#|Ql##:5;95$

dM"cL321¦Graves, 1996§/2eY#4Os"£hl

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 

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

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

  !












・グリッド

1200×1800×120

・グリッド数

259,200,000

・最小グリッド間隔

0.1km・出力点総数5400・出力波継続時間

83 秒

・出力波時間刻み

0.0083 秒

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

 



5.2.2

統計的グリーン関数法


壇・佐藤による統計的グリーン関数法 (1998) は、断層面を小断層に分割し、小断層ごとに Boore の統計的震源モデル (1983) を分布させ、Irikura の方法(1986) でω2 モデルに従うように重ね合わせる方法に準拠するが、断層の非一様すべりを破壊モデルを規定する量のうち、低振動数の地震波の放出量に対応
する非一様すべり量 Dpq と高震動数の地震波の放出量に対応する非一様すべり
量 V pq とを考慮した合成方法である。小地震波である半経験的グリーン関数が使用できない場合にも使用できるが、位相をランダムと仮定しており、特に短周期で有効な方法である。
 統計的グリーン関数（加速度フーリエスペクトル）の作成
断層の食い違い理論 (Aki and Richards, 1980) によれば、無限媒質のときの遠方場における S 波の変位波形 u(t)は、u(t) =Fµ  V[ ,t  r( ) /  ]dS( )4  3 r S(5-7)と表される。ここに、F は S 波の放射特性 (radiation pattern)、 は媒質の密度、

 は媒質の S 波速度、r は震源距離、 を断層面上の点、V[ ,t] は断層面上の点 におけるすべり速度時間関数、 S( ) は断層面である。本文では、(5-7)式の(5-8)
式に相当する部分を震源時間関数部といい、そのフーリエ変換を震源スペクト
ルと呼ぶ。

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

(5-8)

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



M 0t (t) = µ  S V[t  r( ) /   T( )]dS( )(5-9)

以 上 に よ り 地 震 基盤 に お け る S 波 の 主 要 動 の 統 計的 グ リ ー ン 関 数 をBoore(1983)の統計モデルに準拠して作成した。この統計モデルは、

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

2
3
m
4  pq  pq 1+ ( f / f cpq ) 1+ ( f / f max pq ) rpq
 sb  sb
 Q( f ) pq(5-10)
で表される地震動の加速度フーリエスペクトルのモデルである。
ここに、 pq は要素断層に関する添え字で、 A pq ( f ) は地震動の加速度フーリ
エスペクトル、 F は地震動の放射特性、  pq および  pq は要素断層における地殻の密度およびせん断波速度、 M 0 pq は地震モーメント、 f cpq は臨界振動数、

f max pq は高周波遮断振動数、 m は定数、 rpq は震源距離、 Q( f ) は地殻の Q 値、

 sb および  sb は地震基盤の密度およびせん断波速度である。最終項は、自由表
面の影響および要素断層における地殻のインピーダンスと地震基盤のインピー
ダンスとの比較との相違を考慮したものである。
また、震源の大きさに関する量である M 0 pq および f cpq については、以下の式で求める。

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

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

 

(5-11)

時刻歴（統計的経時特性）の作成

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

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

 

(5-13)

要素地震波形（種地震）の作成

およびの結果より要素地震波形（種地震）を作成する。種地震の作成は
で作成した加速度フーリエスペクトルにランダムな位相を与え(理論的なスペクトルに[-π,π]の一様な乱数で位相を与える)、ランダムな位相を与えた後の処理は以下の通り。
(1) 与えたフーリエ振幅と乱数位相で、フーリエ逆変換を行って、時刻歴を作成する。
(2) この時刻歴に（時間領域で）統計的経時特性をかける。フーリエ変換をして、位相情報を残す。（振幅の情報は捨てる。）(3) 再度、与えた加速度フーリエ振幅と残しておいた位相で、フーリエ逆変換を行って、時刻歴を作成する。
(4) 結果、位相情報を変化させないようにエンベロープ処理を行う。
図 5.2 にランダムな位相を与えた種地震（要素地震）波形例を示す。

図 5.2

要素地震波形例

 

本検討で用いた種地震作成パラメータを表 5.1 に示す。

表 5.1 森本・富樫断層帯における種地震作成パラメータ一覧
パラメータ

パラメータ名称値

単位

M 0 pq

地震モーメント

2.31E+23

dyne・cm

 pq

実行応力

100

bar

L pq

要素断層長さ

2.0

km

W pq

要素断層幅

2.0

Km

Dpq

すべり量

0.17296mµ pq

要素断層の剛性率

32.3

GPa

 sb

地震基盤 S 波速度3.46km/sec pq

要素断層 S 波速度3.46km/sec sb

地震基盤密度 (g/cm3)

2.7

g/cm3

 pq

要素断層密度 (g/cm3)

2.7

g/cm3

f max pq

高周波遮断成分 fmax6

Hz

地殻のＱ値( f > 1Hz)

100 f 0.69

地殻のＱ値( f  1Hz)

100

F

ラディエーションパターン

0.62

m

係数

4.2

Q( f )

 

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

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

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

V pq
Dpq

=

2 pqµDpq,

2
 Spq =,
 pq

M 0S ( ) =µLSW S DS,(1+ j / cs ) 2

 pq =LSW S.
（5-14）

ここに、大地震の要素断層の大きさと小地震の大きさは等しいとしている( pq = S) 。また、 j は虚数単位、  cs は小地震の臨界円振動数で、 µ は媒質のせん断剛性率、  は媒質の S 波速度、  pq は実効応力、  pq は要素断層を面積が等価な円としたときの半径である。上の大地震の ( p,q) 番目の要素断層の震源ス
ペクトル M 0 pq ( ) と小地震の震源スペクトル M 0S ( ) との比率をとると、スケー
ルファクター Fpq ( ) は、

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

 abul ( ) =  
p=1 q=1aul ( ) =

b

Dpq
DS

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

(  0)（5-16）uS ( )

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

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

 

a

A = 4  2b

  (  )
pq

2

pq

(5-19)

p=1 q=1以上の結果より断層近傍の館山を除く５地点で、非一様すべり破壊モデルによる合成結果と等価一様すべり破壊モデルによる合成結果はほぼ同じとなり、従来の巨視的断層モデルによる合成結果はやや小さくなった。以上より距離補正項を入れたスケールファクター Fpq ( ) の式を以下に示す。

Fpq ( ) =

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

Dpq

 

(5-20)

5.2.3 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・他, 1998 ;入倉・釜江, 1999）。ここでは、短周期側では統計的グリーン関数法、長周期側では三次元有限差分法により求めた
Vs=700m/s 層上面での時刻歴波形を用いる。合成は、ある周期（接続周期）を中心とするコサイン型フィルタの組み合わせによるマッチングフィルタを用いて時刻歴波形をフィルタ処理し、時刻歴で重ね合わせて行う。三次元有限差分法により周期 0.75 秒までの計算を精度よく行うことが可能であることから、
ハイブリッド合成法によるマッチングフィルタの中心周期を 1.0 秒とした。図5.3 に、用いたマッチングフィルタを示す。統計的グリーン関数法により計算された波形のロールオフ周期、カットオフ周期はぞれぞれ、0.71 秒、1.6 秒であり、三次元有限差分法により計算された波形のロールオフ周期、カットオフ
周期はぞれぞれ、1.6 秒、0.71 秒である。

Vs=700m/s 層上面でのハイブリッ

ド合成波を入射波とした。計算波形を表示する 5 地点では、Vs=700m/s 層上面
でのハイブリッド合成波を「詳細法工学的基盤」での合成波と呼ぶ。６章以降
で図 2.3 に示す 5 地点での時刻歴波形及び減衰定数 5％の加速度応答スペクト
ルを表示する。

図 5.3

使用したマッチングフィルター（中心周波数 1Hz）と波形合成概念図 

６．計算結果
6.1

簡便法による強震動予測結果「簡便法」による強震動予測結果を下記の通り示す。「簡便法」による震度分布は比較的滑らかに変化しており、また、森本・富樫断層帯を境として北西側で最大地動の増幅率が高いことを反映して、断層中央付近から西側にかけての震度が大きい。震源特性のうち、地震規模と震源断層の位置（断層からの最短距離として）の影響しか反映しないことより、後述の「詳細法」の結果と比べ断層傾斜角の変化による地震動分布の変化は小さい。
図 6.1 に傾斜角 30°、45°、60°の簡便法における工学的基盤の速度分布図、
図 6.2 に地表の速度分布図、図 6.3 に地表の震度分布図をそれぞれ示す。

 

図 6.1

簡便法における工学的基盤(Vs=400m/s)の速度分布 

図 6.2

簡便法における地表の速度分布 

図 6.3

簡便法における地表の震度分布 

6.2「有限差分法」による強震動予測結果

４章に示した９つの断層モデル（図 4.4 参照）における「有限差分法」による地震動予測計算結果平面図、および、観測地点５地点の 1Hz のローパスフ
ィルターで処理した速度波形を図 6.4～6.21 に示す。断層モデルの各ケースと図の対応を表 6.1 に示す。
図 6.5 等の「詳細法工学的基盤」での速度波形を観察すると、ケースまたは計算地点によって多様な形態を示しており、その中でも CASE1 の Kanazawa
地点の波形には、その最大振幅が 50.05cm/s となるパルスが形成されていることが特徴的である。各ケースの「詳細法工学的基盤」での最大速度分布を比較すると(図 6.4 等)、アスペリティを浅い位置に設定した CASE1 において最も大きい地震動を示す結果となった。これは、アスペリティの位置が一番浅く設定されていることで大きくなっていると考えられる。次に大きい地震動を示すのは断層面の傾きを小さく設定した CASE6 および CASE8 であるが、これはCASE6, CASE8 の断層面が大きく、したがって地震規模も大きく設定されていること、さらに断層傾斜角が低いことよりアスペリティが浅い位置にあることによるものと考えられる。また、それぞれのケースで X 成分と Y 成分とを比較すると、断層のすべる方向（断層走向方向に直角の方向）に近い Y 成分の方が大きめの地震動となっている。
また、震源断層内のアスペリティ位置の変化による地震動分布の比較すると、アスペリティを断層面の中央に設置した CASE3 では、ディレクティビティ効
果が広範囲に現れやすい位置（アスペリティの中央下端）に破壊開始点が設置されている影響で、CASE2 と比べ速度最大値が大きくなっている。アスペリ
ティ位置が浅い CASE1 では、計算された９ケース中、最も大きな地震動分布を示し、アスペリティ位置が深い CASE4 では、９ケース中最も小さな地震動分布を示す。これより、差分法のアスペリティの深さが有限差分法による地震動予測結果の大小に大きく影響することが確認できる。

 

表 6.1
CASE
計算
結果
平面図
５地点
の速度
波形

図 6.4

断層モデルの各ケースと図 6.4～6.21 の対応

1

2

3

4

5

6

7

8

9

図

図

図

図

図

図

図

図

図

6.4

6.6

6.8

6.10

6.12

6.14

6.16

6.18

6.20

図

図

図

図

図

図

図

図

図

6.5

6.7

6.9

6.11

6.13

6.15

6.17

6.19

6.21

差分法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(CASE1)（図は差分法の結果(CASE1)に 1Hz のローパスフィルターをかけたもの） 

図 6.5差分法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸の速度波形(CASE1) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・小松・金沢の５点

 

図 6.6

差分法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(CASE2)（図は差分法の結果(CASE2)に 1Hz のローパスフィルターをかけたもの） 

図 6.7差分法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸の速度波形(CASE2) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・小松・金沢の５点

 

図 6.8差分法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(CASE3)（図は差分法の結果(CASE3)に 1Hz のローパスフィルターをかけたもの） 

図 6.9差分法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸の速度波形(CASE3) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・小松・金沢の５点

 

図 6.10 差分法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(CASE4)（図は差分法の結果(CASE4)に 1Hz のローパスフィルターをかけたもの） 

図 6.11差分法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の速度波形(CASE4) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.12差分法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(CASE5)（図は差分法の結果(CASE5)に 1Hz のローパスフィルターをかけたもの） 

図 6.13差分法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の速度波形(CASE5) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.14

差分法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(CASE6)（図は差分法の結果(CASE6)に 1Hz のローパスフィルターをかけたもの） 

図 6.15

差分法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の速度波形(CASE6) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.16 差分法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(CASE7)（図は差分法の結果(CASE7)に 1Hz のローパスフィルターをかけたもの） 

図 6.17差分法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の速度波形(CASE7) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.18 差分法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(CASE8)（図は差分法の結果(CASE8)に 1Hz のローパスフィルターをかけたもの） 

図 6.19

差分法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の速度波形(CASE8) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.20 差分法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(CASE9)（図は差分法の結果(CASE9)に 1Hz のローパスフィルターをかけたもの） 

図 6.21

差分法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の速度波形(CASE9) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

6.3「詳細法」（ハイブリッド合成法）による強震動予測結果

詳細法（ハイブリッド合成法）の計算手順を以下に記す。
6.3.1

計算手順

手順[１]：深部地盤上面における波形計算
深部地盤上面における波形をハイブリッド合成法により求める。ハイブリッド合成法は、長周期成分を理論的方法（Aoi and Fujiwara(1999)による不等間隔
格子有限差分法）、短周期成分を統計的グリーン関数法（壇・他(2000)）によりそれぞれ計算し、合成する方法である。
手順[２]：工学的基盤における波形計算
深部地盤の上面の S 波速度（Vs）は 700m/s から 3000m/s まで変化する。本
検討では、Vs=700m/s に至る層の上面を工学的基盤と定義した。したがって、
工学的基盤での波形といえば、Vs=700m/s 層のあるところでは Vs=700m/s 層上面の波形を指し、Vs=700m/s 層の無いところでも薄く Vs=700m/s が上部に存在すると仮定した。
手順[３]：地表における最大速度の計算
工学的基盤から地表までの最大速度増幅率を算定し、これを詳細法による工学的基盤での最大速度に乗じて地表における最大速度を求める。工学的基盤から地表までの最大速度増幅率は、3 章地下構造モデルの設定で作成された地盤モデルと簡便法における標準地盤（S 波速度 400m/s 相当）から地表までの増幅度に、工学的基盤(Vs=700m/s)から簡便法基準地盤(Vs=400m/s)までの増幅度の補正係数を乗じて求める。増幅度の補正係数は、松岡・翠川(1994)による表層地盤の速度増幅度算定式(6-1)式にそれぞれの S 波速度を代入して算定された速度増幅度の比とする。すなわち補正係数は（工学的基盤の S 波速度／400）0.66で算定される。本検討では Vs=700m/s から Vs=400m/s までの増幅倍率(6-1)式
より 1.45 倍と計算している。
log ARV = 1.83  0.66log AVS ± 0.16

 

(100 < ARV < 1500)

(6-1)

ここで、

ARV

: 地下 30m から地表までの速度増幅度

AVS: 地下 30m から地表までの平均 S 波速度(m/s)

手順[４]：地表における計測震度計算された地表最大速度より、次の(6-2)式に示す翠川・他(1999)による最大速度と計測震度の経験的関係式を用いて、計測震度相当値を算定した。
I = 2.68 + 1.72log PGV ± 0.21

(6-2)

(4 < I < 7)

I : 計測震度
PGV : 地表最大速度(cm/s)J;,.(1999) 0 < I < 7 > 4 < I < 7 T>AH(' 0 < I < 7 >/R=+-*?4C(SR=+-*
C(
R='

@(

&

!&4

FR=BEM<R=Q1%#S

:'25

'"DNGR=8676R3)$&I=L0'PK 

 4 < I < 7 >)O96.3.2

詳細法における強震動予測結果

９つの断層モデルにおける「詳細法」による、
地震動予測計算結果平面図（ＸおよびＹ軸方向の最大速度分布図）
ＸおよびＹ軸のどちらか一方の最大値を示した最大速度および震度分布図
観測地点５地点の速度波形
疑似速度応答スペクトル司・翠川(1999)の距離減衰式（速度）との比較（プロット図）
司・翠川(1999)の距離減衰式との比較（平面図）
ＸおよびＹ軸の最大加速度分布図
観測地点５地点の加速度波形
５％減衰の加速度応答スペクトル司・翠川(1999)の距離減衰式（加速度）との比較（プロット図）
を図 6.22～6.120 に示す。断層モデルの各ケースと図の対応を表 6.2 に示す。
ハイブリッド波形合成状況（金沢観測点）を図 6.121～図 6.129 にそれぞれ示す。
図 6.25 等の「詳細法工学的基盤」での速度波形を観察すると、ケースまた
は計算地点によって多様な形態を示しており、その中でも CASE1 の Kanazawa
地点の波形には、その最大振幅が 83.5cm/s となるパルスが形成されていることが特徴的である。各ケースの「詳細法工学的基盤」での最大速度分布を比較すると(図 6.23 等)、アスペリティを浅い位置に設定した CASE1 において最も大きい地震動を示す結果となった。次に大きい地震動を示すのは断層面の傾きを小さく設定した CASE8 であるが、これは CASE8 の断層面が大きく、したがって地震規模も大きく設定されていること、さらに断層傾斜角が低いことよりアスペリティが浅い位置にあることによるものと考えられる。また、それぞれのケースで X 成分と Y 成分とを比較すると、断層のすべる方向（断層走向方向に直角の方向）に近い Y 成分の方が大きめの地震動となっている。
断層傾斜角を変えたときの地震動分布の比較をみると（CASE2：図 6.34,
CASE7：図 6.89, CASE9：図 6.111）が示されている。本検討の設定では、断 

層傾斜が高角になるに従い断層面積が小さく、したがって地震規模も小さく設定される。それにもかかわらず、断層傾斜角が 60°の CASE7 では、断層傾斜
角が 45°の CASE2 と比べ、震度６強以上を示す範囲が広くなっている。これは、主にアスペリティが断層面の傾斜角の変化によって最大地動の増幅率の高い西側に移動した影響であると考えられる。CASE9 については、前述のとおり断層規模が大きく設定され、またアスペリティが浅い位置にあることより、
CASE2 と比べて広い範囲で震度６弱以上となっている。
また、震源断層内のアスペリティ位置の変化による地震動分布の比較すると、アスペリティを断層面の中央に設置した CASE3 では、ディレクティビティ効
果が広範囲に現れやすい位置（アスペリティの中央下端）に破壊開始点が設置されている影響で、CASE2 と比べ震度６強以上および震度６弱以上を示す範囲がともに広くなっている。アスペリティ位置が浅い CASE1 では、計算された６ケース中、最も大きな地震動分布を示し、アスペリティ位置が深い CASE4では、６ケース中最も小さな地震動分布を示す。これより、アスペリティの深さが地震動予測結果の大小に大きく影響することが確認できる。
なお、５章で説明したように地表の最大速度から計測震度への換算は経験的な方法（5-2 式）を用いている。この基としている統計データに計測震度 6.0
を越えるものは少なく、したがって計測震度 6.0 を越えるものの換算について
は精度が十分でないと考えられる。また、ひずみレベルが大きい場合について、浅部地盤の非線形挙動の影響については評価されていない問題もある。さらに、
強震動予測結果のばらつきの問題なども考慮すると、震度６強と震度７の境界を十分な精度で求められていないと判断される。したがって、本検討では最終的に計測震度 6.0 以上と評価されたところはすべて「震度６強以上」とし、震度７となる可能性もあることを示した。

 

6.3.3「詳細法」による強震動予測結果と距離減衰式との比較による検証

強震動予測結果の検証として、断層最短距離と「詳細法工学的基盤」上の最大速度値との関係を司・翠川（1999）の距離減衰式（経験式）と比較して示す（図 6.27, 6.38, 6.49, 6.60, 6.71, 6.82, 6.93, 6.104, 6.115）。CASE9 については断層最短距離 10km 前後において、また CASE1 については断層最短距離 10km
以下において、予測結果が経験式を大きく上回っており、中には経験式の 3～
4 倍になる予測値もある。それぞれ、ディレクティビティ効果やアスペリティの位置が浅いことによるものであると考えられる。アスペリティ位置が浅い場
合でも、アスペリティが浅くなるに従い応力降下量が減少するように設定した
場合には、予測結果は経験式に近づくと考えられるが、現状では内陸の地震についてアスペリティの深さと応力降下量との明確な関係を示す情報は得られていないため、今後検討が必要である。アスペリティが震源断層中央に位置する
CASE3 でも断層最短距離 20km 未満で経験式より若干大きめの値となっているが、これもディレクティビティ効果によるものである。
上記以外のケースでは、若干予測結果の曲線の傾きが大きい傾向も認められるが、おおまかには強震動予測結果と経験式の対応は良いといえる。
一方で、経験式は内陸で発生した様々な震源メカニズムの地震のデータの平均を表しており、これと典型的な逆断層として計算された予測結果との比較を行えば、本来その傾向には違いがあるべきだと考えることができる。また、
CASE1 のような（アスペリティが浅く、ディレクティビティ効果の顕著な逆断層の）地震の断層最短距離の短いデータが経験式のもととなる統計データに含まれていないという問題もある。したがって、今後の観測等により、細かく分けられた断層タイプ毎の距離減衰式を求めるためデータの充実が期待される。
「詳細法」による予測結果と「簡便法」による予測結果（最大速度）の比較
を地図上で行い、図 6.28, 6.39, 6.50, 6.61, 6.72, 6.83, 6.94, 6.105, 6.116 に示した。
この比較によるとアスペリティの近傍および断層に直交する方向にある計算
地点において、「詳細法」の予測結果が「簡便法」より大きい値を示すことが分かる。これより、震源断層からの距離が同じであっても、アスペリティに近いところにおいては地震動が大きくなること、および「簡便法」では反映されていないディレクティビティ効果が「詳細法」では反映できていることが確認できる。

 

表 6.2CASE
断層モデル
X,Y 軸方向
最

個別に

大

プロット

断層モデルの各ケースと図 6.22～6.120 の対応
1

2

3

4

5

6

7

8

9

図

図

図

図

図

図

図

図

図

6.22

6.33

6.44

6.55

6.66

6.77

6.88

6.99

6.110

図

図

図

図

図

図

図

図

図

6.23

6.34

6.45

6.56

6.67

6.78

6.89 6.100 6.111

速 X,Y 軸方向
度

のうち

分

どちらか

図

図

図

図

図

図

図

布

大きい方

6.24

6.35

6.46

6.57

6.68

6.79

6.90 6.101 6.112

図

の値を
図

図

図

図

図

図

図

6.25

6.36

6.47

6.58

6.69

6.80

6.91 6.102 6.113

応答

図

図

図

図

図

図

図

スペクトル

6.26

6.37

6.48

6.59

6.70

6.81

6.92 6.103 6.114

図

図

図

図

図

図

図

6.27

6.38

6.49

6.60

6.71

6.82

6.93 6.104 6.115

図

図

図

図

図

図

図

6.28

6.39

6.50

6.61

6.72

6.83

6.94 6.105 6.116

最大加速度

図

図

図

図

図

図

図

分布図

6.29

6.40

6.51

6.62

6.73

6.84

6.95 6.106 6.117

図

図

図

図

図

図

図

6.30

6.41

6.52

6.63

6.74

6.85

6.96 6.107 6.118

応答

図

図

図

図

図

図

図

スペクトル

6.31

6.42

6.53

6.64

6.75

6.86

6.97 6.108 6.119

距離減衰式と

図

図

図

図

図

図

図

の比較

6.32

6.43

6.54

6.65

6.76

6.87

6.98 6.109 6.120

度

波形

距離
減衰

速
度

図

プロット

速

加

図

グラフ

式と

地図上

の比

にプロ

較

ット

波形

 

図
図
図

図

図
図
図
図

図
図
図

図

図
図
図
図

6.3.4

Case1 の結果

Caee1 の断層モデルを図 6.22 に示す。詳細法（ハイブリッド法）による評価
結果を図 6.23～6.32 に示す。
図 6.23：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布および地表における最大速度（震度）分布図
図 6.24：Ｘ軸およびＹ軸のどちらか一方の最大値の計測震度結果図および最大速度結果図図 6.25：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸の速度波形（観測点は羽咋・高岡・白川・小松・金沢の５点）
図 6.26：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸に関する減衰定数５％の疑似速度応答スペクトル図 6.27：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図および等価震源距離との関係図
図 6.28：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係平面図および等価震源距離との関係平面図図 6.29：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布および地表における最大加速度分布図
図 6.30：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸の加速度波形図 6.31：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸に関する減衰定数５％の加速度応答スペクトル図 6.32：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大加速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図および等価震源距離との関係図 

図 6.22 Case1 の断層モデル

 

図 6.23

詳細法（ハイブリッド法）による CASE1 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(左上：Ｘ軸方向、右上：Ｙ軸方向)およ
び地表における最大速度（震度）分布図（左下：Ｘ軸方向、右下：
Ｙ軸方向） 

図 6.24 詳細法（ハイブリッド法）の CASE1 におけるＸ軸およびＹ軸のどち
らか一方の最大値の計測震度結果図（上）、最大速度結果図（下） 

図 6.25

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の速度波形(CASE1) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.26

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸に関する減衰定数５％の疑似速度応答スペクトル(CASE1)
観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点 

図 6.27 詳細法（ハイブリッド法）の CASE1 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 

PGV > +1
0 < PGV  +1
1 < PGV  0
PGV  1

図 6.28 詳細法（ハイブリッド法）の CASE1 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係平面図（上）、と等価震源距離との関係平面図（下） 

図 6.29

詳細法（ハイブリッド法）による CASE1 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布(左上：Ｘ軸方向、右上：Ｙ軸方向)および地表における最大加速度分布図（下：Ｘ軸方向およびＹ軸方向の大きい方）

 

図 6.30

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の加速度波形(CASE1) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.31

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸に関する減衰定数５％の加速度応答スペクトル(CASE1)
観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点 

図 6.32 詳細法（ハイブリッド法）の CASE1 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大加速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 

6.3.5

Case2 の結果

Caee2 の断層モデルを図 6.33 に示す。詳細法（ハイブリッド法）による評価
結果を図 6.34～6.43 に示す。
図 6.34：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布および地表における最大速度（震度）分布図
図 6.35：Ｘ軸およびＹ軸のどちらか一方の最大値の計測震度結果図および最大速度結果図図 6.36：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸の速度波形（観測点は羽咋・高岡・白川・小松・金沢の５点）
図 6.37：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸に関する減衰定数５％の疑似速度応答スペクトル図 6.38：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図および等価震源距離との関係図
図 6.39：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係平面図および等価震源距離との関係平面図図 6.40：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布および地表における最大加速度分布図
図 6.41：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸の加速度波形図 6.42：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸に関する減衰定数５％の加速度応答スペクトル図 6.43：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大加速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図および等価震源距離との関係図 

図 6.33 Case2 の断層モデル

 

図 6.34

詳細法（ハイブリッド法）による CASE2 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(左上：Ｘ軸方向、右上：Ｙ軸方向)およ
び地表における最大速度（震度）分布図（左下：Ｘ軸方向、右下：
Ｙ軸方向） 

図 6.35 詳細法（ハイブリッド法）の CASE2 におけるＸ軸およびＹ軸のどち
らか一方の最大値の計測震度結果図（上）、最大速度結果図（下） 

図 6.36

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の速度波形(CASE2) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.37

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸に関する減衰定数５％の疑似速度応答スペクトル(CASE2)
観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点 

図 6.38 詳細法（ハイブリッド法）の CASE2 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 

PGV
PGV >
> +1
+1

0
<
PGV

0 < PGV  +1
+1


1
1
<
< PGV
PGV 
0
0

PGV

1
PGV  1

図 6.39 詳細法（ハイブリッド法）の CASE2 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係平面図（上）、と等価震源距離との関係平面図（下） 

図 6.40

詳細法（ハイブリッド法）による CASE2 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布(左上：Ｘ軸方向、右上：Ｙ軸方向)および地表における最大加速度分布図（下：Ｘ軸方向およびＹ軸方向の大きい方）

 

図 6.41

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の加速度波形(CASE2) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.42

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸に関する減衰定数５％の加速度応答スペクトル(CASE2)
観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点 

図 6.43 詳細法（ハイブリッド法）の CASE2 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大加速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距
離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 

6.3.6

Case3 の結果

Caee3 の断層モデルを図 6.44 に示す。詳細法（ハイブリッド法）による評価
結果を図 6.45～6.54 に示す。
図 6.45：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布および地表における最大速度（震度）分布図
図 6.46：Ｘ軸およびＹ軸のどちらか一方の最大値の計測震度結果図および最大速度結果図図 6.47：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸の速度波形（観測点は羽咋・高岡・白川・小松・金沢の５点）
図 6.48：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸に関する減衰定数５％の疑似速度応答スペクトル図 6.49：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図および等価震源距離との関係図
図 6.50：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係平面図および等価震源距離との関係平面図図 6.51：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布および地表における最大加速度分布図
図 6.52：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸の加速度波形図 6.53：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸に関する減衰定数５％の加速度応答スペクトル図 6.54：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大加速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図および等価震源距離との関係図 

図 6.44 Case3 の断層モデル

 

図 6.45

詳細法（ハイブリッド法）による CASE3 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(左上：Ｘ軸方向、右上：Ｙ軸方向)およ
び地表における最大速度（震度）分布図（左下：Ｘ軸方向、右下：
Ｙ軸方向） 

図 6.46 詳細法（ハイブリッド法）の CASE3 におけるＸ軸およびＹ軸のどち
らか一方の最大値の計測震度結果図（上）、最大速度結果図（下） 

図 6.47

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の速度波形(CASE3) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.48

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸に関する減衰定数５％の疑似速度応答スペクトル(CASE3)
観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点 

図 6.49 詳細法（ハイブリッド法）の CASE3 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 

PGV > +1
0 < PGV  +1
1 < PGV  0
PGV  1

図 6.50 詳細法（ハイブリッド法）の CASE3 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係平面図（上）、と等価震源距離との関係平面図（下） 

図 6.51

詳細法（ハイブリッド法）による CASE3 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布(左上：Ｘ軸方向、右上：Ｙ軸方向)および地表における最大加速度分布図（下：Ｘ軸方向およびＹ軸方向の大きい方）

 

図 6.52

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の加速度波形(CASE3) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.53

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸に関する減衰定数５％の加速度応答スペクトル(CASE3)
観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点 

図 6.54 詳細法（ハイブリッド法）の CASE3 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大加速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 

6.3.7

Case4 の結果

Caee4 の断層モデルを図 6.55 に示す。詳細法（ハイブリッド法）による評価
結果を図 6.56～6.65 に示す。
図 6.56：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布および地表における最大速度（震度）分布図
図 6.57：Ｘ軸およびＹ軸のどちらか一方の最大値の計測震度結果図および最大速度結果図図 6.58：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸の速度波形（観測点は羽咋・高岡・白川・小松・金沢の５点）
図 6.59：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸に関する減衰定数５％の疑似速度応答スペクトル図 6.60：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図および等価震源距離との関係図
図 6.61：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係平面図および等価震源距離との関係平面図図 6.62：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布および地表における最大加速度分布図
図 6.63：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸の加速度波形図 6.64：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸に関する減衰定数５％の加速度応答スペクトル図 6.65：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大加速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図および等価震源距離との関係図 

図 6.55 Case4 の断層モデル

 

図 6.56

詳細法（ハイブリッド法）による CASE4 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(左上：Ｘ軸方向、右上：Ｙ軸方向)およ
び地表における最大速度（震度）分布図（左下：Ｘ軸方向、右下：
Ｙ軸方向） 

図 6.57 詳細法（ハイブリッド法）の CASE4 におけるＸ軸およびＹ軸のどち
らか一方の最大値の計測震度結果図（上）、最大速度結果図（下） 

図 6.58

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の速度波形(CASE4) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.59

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸に関する減衰定数５％の疑似速度応答スペクトル(CASE4)
観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点 

図 6.60 詳細法（ハイブリッド法）の CASE4 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 

PGV > +1
0 < PGV  +1
1 < PGV  0
PGV  1

図 6.61 詳細法（ハイブリッド法）の CASE4 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係平面図（上）、と等価震源距離との関係平面図（下） 

図 6.62

詳細法（ハイブリッド法）による CASE4 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布(左上：Ｘ軸方向、右上：Ｙ軸方向)および地表における最大加速度分布図（下：Ｘ軸方向およびＹ軸方向の大きい方）

 

図 6.63

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の加速度波形(CASE4) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.64

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸に関する減衰定数５％の加速度応答スペクトル(CASE4)
観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点 

図 6.65 詳細法（ハイブリッド法）の CASE4 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大加速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 

6.3.8

Case5 の結果

Caee5 の断層モデルを図 6.66 に示す。詳細法（ハイブリッド法）による評価
結果を図 6.67～6.76 に示す。
図 6.67：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布および地表における最大速度（震度）分布図
図 6.68：Ｘ軸およびＹ軸のどちらか一方の最大値の計測震度結果図および最大速度結果図図 6.69：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸の速度波形（観測点は羽咋・高岡・白川・小松・金沢の５点）
図 6.70：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸に関する減衰定数５％の疑似速度応答スペクトル図 6.71：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図および等価震源距離との関係図
図 6.72：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係平面図および等価震源距離との関係平面図図 6.73：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布および地表における最大加速度分布図
図 6.74：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸の加速度波形図 6.75：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸に関する減衰定数５％の加速度応答スペクトル図 6.76：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大加速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図および等価震源距離との関係図 

図 6.66 Case5 の断層モデル

 

図 6.67

詳細法（ハイブリッド法）による CASE5 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(左上：Ｘ軸方向、右上：Ｙ軸方向)およ
び地表における最大速度（震度）分布図（左下：Ｘ軸方向、右下：
Ｙ軸方向） 

図 6.68 詳細法（ハイブリッド法）の CASE5 におけるＸ軸およびＹ軸のどち
らか一方の最大値の計測震度結果図（上）、最大速度結果図（下） 

図 6.69

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の速度波形(CASE5) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.70

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸に関する減衰定数５％の疑似速度応答スペクトル(CASE5)
観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点 

図 6.71 詳細法（ハイブリッド法）の CASE5 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 

PGV > +1
0 < PGV  +1
1 < PGV  0
PGV  1

図 6.72 詳細法（ハイブリッド法）の CASE5 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係平面図（上）、と等価震源距離との関係平面図（下） 

図 6.73

詳細法（ハイブリッド法）による CASE5 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布(左上：Ｘ軸方向、右上：Ｙ軸方向)および地表における最大加速度分布図（下：Ｘ軸方向およびＹ軸方向の大きい方）

 

図 6.74

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の加速度波形(CASE5) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.75

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸に関する減衰定数５％の加速度応答スペクトル(CASE5)
観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点 

図 6.76 詳細法（ハイブリッド法）の CASE5 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大加速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 

6.3.9Case6 の結果

Caee6 の断層モデルを図 6.77 に示す。詳細法（ハイブリッド法）による評価
結果を図 6.78～6.87 に示す。
図 6.78：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布および地表における最大速度（震度）分布図
図 6.79：Ｘ軸およびＹ軸のどちらか一方の最大値の計測震度結果図および最大速度結果図図 6.80：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸の速度波形（観測点は羽咋・高岡・白川・小松・金沢の５点）
図 6.81：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸に関する減衰定数５％の疑似速度応答スペクトル図 6.82：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図および等価震源距離との関係図
図 6.83：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係平面図および等価震源距離との関係平面図図 6.84：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布および地表における最大加速度分布図
図 6.85：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸の加速度波形図 6.86：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸に関する減衰定数５％の加速度応答スペクトル図 6.87：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大加速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図および等価震源距離との関係図 

図 6.77 Case6 の断層モデル

 

図 6.78

詳細法（ハイブリッド法）による CASE6 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(左上：Ｘ軸方向、右上：Ｙ軸方向)およ
び地表における最大速度（震度）分布図（左下：Ｘ軸方向、右下：
Ｙ軸方向） 

図 6.79 詳細法（ハイブリッド法）の CASE6 におけるＸ軸およびＹ軸のどち
らか一方の最大値の計測震度結果図（上）、最大速度結果図（下） 

図 6.80

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の速度波形(CASE6) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.81

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸に関する減衰定数５％の疑似速度応答スペクトル(CASE6)
観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点 

図 6.82 詳細法（ハイブリッド法）の CASE6 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 

PGV > +1
0 < PGV  +1
1 < PGV  0
PGV  1

図 6.83 詳細法（ハイブリッド法）の CASE6 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係平面図（上）、と等価震源距離との関係平面図（下） 

図 6.84

詳細法（ハイブリッド法）による CASE6 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布(左上：Ｘ軸方向、右上：Ｙ軸方向)および地表における最大加速度分布図（下：Ｘ軸方向およびＹ軸方向の大きい方）

 

図 6.85

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の加速度波形(CASE6) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.86

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸に関する減衰定数５％の加速度応答スペクトル(CASE6)
観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点 

図 6.87 詳細法（ハイブリッド法）の CASE6 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大加速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 

6.3.10

Case7 の結果

Caee7 の断層モデルを図 6.88 に示す。詳細法（ハイブリッド法）による評価
結果を図 6.89～6.98 に示す。
図 6.89：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布および地表における最大速度（震度）分布図
図 6.90：Ｘ軸およびＹ軸のどちらか一方の最大値の計測震度結果図および最大速度結果図図 6.91：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸の速度波形（観測点は羽咋・高岡・白川・小松・金沢の５点）
図 6.92：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸に関する減衰定数５％の疑似速度応答スペクトル図 6.93：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図および等価震源距離との関係図
図 6.94：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係平面図および等価震源距離との関係平面図図 6.95：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布および地表における最大加速度分布図
図 6.96：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸の加速度波形図 6.97：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y 軸に関する減衰定数５％の加速度応答スペクトル図 6.98：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大加速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図および等価震源距離との関係図 

図 6.88 Case7 の断層モデル

 

図 6.89

詳細法（ハイブリッド法）による CASE7 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(左上：Ｘ軸方向、右上：Ｙ軸方向)およ
び地表における最大速度（震度）分布図（左下：Ｘ軸方向、右下：
Ｙ軸方向） 

図 6.90 詳細法（ハイブリッド法）の CASE7 におけるＸ軸およびＹ軸のどち
らか一方の最大値の計測震度結果図（上）、最大速度結果図（下） 

図 6.91

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の速度波形(CASE7) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.92

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸に関する減衰定数５％の疑似速度応答スペクトル(CASE7)
観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点 

図 6.93 詳細法（ハイブリッド法）の CASE7 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 

PGV > +1
0 < PGV  +1
1 < PGV  0
PGV  1

図 6.94 詳細法（ハイブリッド法）の CASE7 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係平面図（上）、と等価震源距離との関係平面図（下） 

図 6.95

詳細法（ハイブリッド法）による CASE7 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布(左上：Ｘ軸方向、右上：Ｙ軸方向)および地表における最大加速度分布図（下：Ｘ軸方向およびＹ軸方向の大きい方）

 

図 6.96

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の加速度波形(CASE7) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.97

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸に関する減衰定数５％の加速度応答スペクトル(CASE7)
観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点 

図 6.98 詳細法（ハイブリッド法）の CASE7 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大加速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 

6.3.11

Case8 の結果

Caee8 の断層モデルを図 6.99 に示す。詳細法（ハイブリッド法）による評価
結果を図 6.100～6.109 に示す。
図 6.100：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布および地表における最大速度（震度）分布図
図 6.101：Ｘ軸およびＹ軸のどちらか一方の最大値の計測震度結果図および最大速度結果図図 6.102：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y
軸の速度波形（観測点は羽咋・高岡・白川・小松・金沢の５点）
図 6.103：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y
軸に関する減衰定数５％の疑似速度応答スペクトル図 6.104：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図および等価震源距離との関係図
図 6.105：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係平面図および等価震源距
離との関係平面図
図 6.106：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布および地表における最大加速度分布図
図 6.107：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y
軸の加速度波形図 6.108：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y
軸に関する減衰定数５％の加速度応答スペクトル図 6.109：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大加速度と司・翠川(1999)の距
離減衰式における断層最短距離の関係図および等価震源距離との関係図

 

図 6.99 Case8 の断層モデル

 

図 6.100

詳細法（ハイブリッド法）による CASE8 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(左上：Ｘ軸方向、右上：Ｙ軸方向)および地表における最大速度（震度）分布図（左下：Ｘ軸方向、右下：Ｙ軸方向） 

図 6.101

詳細法（ハイブリッド法）の CASE8 におけるＸ軸およびＹ軸のどちらか一方の最大値の計測震度結果図（上）、最大速度結果図（下） 

図 6.102

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の速度波形(CASE8) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.103

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸に関する減衰定数５％の疑似速度応答スペクトル(CASE8)
観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点 

図 6.104

詳細法（ハイブリッド法）の CASE8 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 

PGV > +1
0 < PGV  +1
1 < PGV  0
PGV  1

図 6.105

詳細法（ハイブリッド法）の CASE8 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係平面図（上）、と等価震源距離との関係平面図（下） 

図 6.106

詳細法（ハイブリッド法）による CASE8 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布(左上：Ｘ軸方向、右上：Ｙ軸方向)
および地表における最大加速度分布図（下：Ｘ軸方向およびＹ軸方向の大きい方） 

図 6.107

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の加速度波形(CASE8)
川・小松・金沢の５点 

観測点は上から羽咋・高岡・白図 6.108

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸に関する減衰定数５％の加速度応答スペクトル(CASE8)
観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点 

図 6.109

詳細法（ハイブリッド法）の CASE8 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大加速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距
離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 

6.3.12

Case9 の結果

Caee9 の断層モデルを図 6.110 に示す。詳細法（ハイブリッド法）による評価結果を図 6.111～6.120 に示す。
図 6.111：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布および地表における最大速度（震度）分布図
図 6.112：Ｘ軸およびＹ軸のどちらか一方の最大値の計測震度結果図および最大速度結果図図 6.113：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y
軸の速度波形（観測点は羽咋・高岡・白川・小松・金沢の５点）
図 6.114：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y
軸に関する減衰定数５％の疑似速度応答スペクトル図 6.115：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図および等価震源距離との関係図
図 6.116：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係平面図および等価震源距
離との関係平面図
図 6.117：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布および地表における最大加速度分布図
図 6.118：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y
軸の加速度波形図 6.119：工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X および Y
軸に関する減衰定数５％の加速度応答スペクトル図 6.120：工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大加速度と司・翠川(1999)の距
離減衰式における断層最短距離の関係図および等価震源距離との関係図

 

図 6.110

Case9 の断層モデル

 

図 6.111

詳細法（ハイブリッド法）による CASE9 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(左上：Ｘ軸方向、右上：Ｙ軸方向)および地表における最大速度（震度）分布図（左下：Ｘ軸方向、右下：Ｙ軸方向） 

図 6.112

詳細法（ハイブリッド法）の CASE9 におけるＸ軸およびＹ軸のどちらか一方の最大値の計測震度結果図（上）、最大速度結果図（下） 

図 6.113

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の速度波形(CASE9) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・
小松・金沢の５点 

図 6.114

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸に関する減衰定数５％の疑似速度応答スペクトル(CASE9)
観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点 

図 6.115

詳細法（ハイブリッド法）の CASE9 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 

PGV > +1
0 < PGV  +1
1 < PGV  0
PGV  1

図 6.116

詳細法（ハイブリッド法）の CASE9 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係平面図（上）、と等価震源距離との関係平面図（下） 

図 6.117

詳細法（ハイブリッド法）による CASE9 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布(左上：Ｘ軸方向、右上：Ｙ軸方向)
および地表における最大加速度分布図（下：Ｘ軸方向およびＹ軸方向の大きい方） 

図 6.118

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸の加速度波形(CASE9) 観測点は上から羽咋・高岡・白川・小松・金沢の５点 

図 6.119

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X お
よび Y 軸に関する減衰定数５％の加速度応答スペクトル(CASE9)
観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点 

図 6.120

詳細法（ハイブリッド法）の CASE9 における工学的基盤(Vs=600m/s)
上の最大加速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距
離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 

6.3.13ハイブリッド波形合成状況

詳細法の各ケースにおける工学的基盤（Vs=700m/s）上の速度波形合成状況（接続周波数 1Hz）について、金沢観測点を例として、図 6.121～6.129 に示す。

 

図 6.121

詳細法 CASE1 の金沢観測点における工学的基盤(Vs=700m/s)上の速度波形合成状況(接続周波数 1Hz)（上から、統計的グリーン関数
法、差分 X 成分、差分 Y 成分、ハイブリッド X 成分、ハイブリッ
ド Y 成分） 

図 6.122

詳細法 CASE2 の金沢観測点における工学的基盤(Vs=700m/s)上の速度波形合成状況(接続周波数 1Hz)（上から、統計的グリーン関数
法、差分 X 成分、差分 Y 成分、ハイブリッド X 成分、ハイブリッ
ド Y 成分） 

図 6.123

詳細法 CASE3 の金沢観測点における工学的基盤(Vs=700m/s)上の速度波形合成状況(接続周波数 1Hz)（上から、統計的グリーン関数
法、差分 X 成分、差分 Y 成分、ハイブリッド X 成分、ハイブリッ
ド Y 成分） 

図 6.124

詳細法 CASE4 の金沢観測点における工学的基盤(Vs=700m/s)上の速度波形合成状況(接続周波数 1Hz)（上から、統計的グリーン関数
法、差分 X 成分、差分 Y 成分、ハイブリッド X 成分、ハイブリッ
ド Y 成分） 

図 6.125

詳細法 CASE5 の金沢観測点における工学的基盤(Vs=700m/s)上の速度波形合成状況(接続周波数 1Hz)（上から、統計的グリーン関数
法、差分 X 成分、差分 Y 成分、ハイブリッド X 成分、ハイブリッ
ド Y 成分） 

図 6.126

詳細法 CASE6 の金沢観測点における工学的基盤(Vs=700m/s)上の速度波形合成状況(接続周波数 1Hz)（上から、統計的グリーン関数
法、差分 X 成分、差分 Y 成分、ハイブリッド X 成分、ハイブリッ
ド Y 成分） 

図 6.127

詳細法 CASE7 の金沢観測点における工学的基盤(Vs=700m/s)上の速度波形合成状況(接続周波数 1Hz)（上から、統計的グリーン関数
法、差分 X 成分、差分 Y 成分、ハイブリッド X 成分、ハイブリッ
ド Y 成分） 

図 6.128

詳細法 CASE8 の金沢観測点における工学的基盤(Vs=700m/s)上の速度波形合成状況(接続周波数 1Hz)（上から、統計的グリーン関数
法、差分 X 成分、差分 Y 成分、ハイブリッド X 成分、ハイブリッ
ド Y 成分） 

図 6.129

詳細法 CASE9 の金沢観測点における工学的基盤(Vs=700m/s)上の速度波形合成状況(接続周波数 1Hz)（上から、統計的グリーン関数
法、差分 X 成分、差分 Y 成分、ハイブリッド X 成分、ハイブリッ
ド Y 成分） 

6.4

詳細法による接続周波数による強震動予測結果

９つの断層モデルにおける「詳細法」による地震動予測計算のうち、CASE1に関してハイブリッドフィルターの接続周波数を 0.5Hz, 0.66Hz, 1.0Hz, 1.5Hz,
2Hz に変化させて波形合成を試みた。それぞれの合成結果について、
最大速度分布図
最大速度についての司・翠川(1999)による距離減衰式との比較図
速度応答スペクトル最大加速度分布図
最大加速度についての司・翠川(1999)による距離減衰式との比較図
加速度応答スペクトル金沢観測点における速度波形を図 6.130～6.158 に示す。各接続周波数と図の対応を表 6.3 に示す。
この結果をみると「詳細法工学的基盤」での 2Hz ではそれ以下の接続周波数の結果に比べて、断層最短距離が近いと大きくなる結果になった。これは、接続周波数が大きいほど差分法によるディレクティビティパルスが卓越する結果のためであり、差分方側の影響が強く出る結果になる。また逆に 0.5Hz の接続周波数では距離減数式に対して大きくはずれることはなく、統計的グリーン関数法による結果の影響が強く出ていることが伺える。
一方、断層遠方に関しては 0.5Hz の接続周期の結果の方が、2Hz に対して大きくなっている。これも差分法の影響が大きくなる接続周波数 2Hz では差分法の結果が小さくなっており、統計的グリーン関数法の影響が大きい 0.5Hz の接続周期では距離減衰式に対して若干小さいが 2Hz よりも大きくなっている。

 

表 6.3速各接続周波数と図 6.130～6.158 の対応

接続周波数

0.5Hz

0.66Hz

1Hz

1.5Hz

2Hz

最大速度分布図

図 6.130

図 6.132

図 6.134

図 6.136

図 6.138

図 6.131

図 6.133

図 6.135

図 6.137

図 6.139

距離減衰式との比較

度

図 6.140～143（各接続周波数の結果をまとめたもの）

応答スペクトル

図 6.144（X 軸方向）, 図 6.145（Y 軸方向）波形

図 6.154

図 6.155

図 6.156

図 6.157

図 6.158加最大加速度分布図

図 6.146

図 6.147

図 6.148

図 6.149

図 6.150速

距離減衰式との比較

図 6.151度

応答スペクトル

図 6.152（X 軸方向）, 図 6.153（Y 軸方向）

 

図 6.130

詳細法（ハイブリッド法）で接続周波数 0.5Hz による CASE1 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(左上：Ｘ軸方向、
右上：Ｙ軸方向)および地表における最大速度（震度）分布図（左下：Ｘ軸方向、右下：Ｙ軸方向） 

図 6.131

詳細法（ハイブリッド法）で接続周波数 0.5Hz による CASE1 における工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下）

 

図 6.132

詳細法（ハイブリッド法）で接続周波数 0.66Hz による CASE1 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(左上：Ｘ軸方
向、右上：Ｙ軸方向)および地表における最大速度（震度）分布図（左下：Ｘ軸方向、右下：Ｙ軸方向） 

図 6.133

詳細法（ハイブリッド法）で接続周波数 0.66Hz による CASE1 における工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距
離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下） 


図 6.134

詳細法（ハイブリッド法）で接続周波数 1.0Hz による CASE1 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(左上：Ｘ軸方向、
右上：Ｙ軸方向)および地表における最大速度（震度）分布図（左下：
Ｘ軸方向、右下：Ｙ軸方向）(図 6.23 と同じ)

図 6.135

詳細法（ハイブリッド法）で接続周波数 1.0Hz による CASE1 における工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下）

 

図 6.136

詳細法（ハイブリッド法）で接続周波数 1.5Hz による CASE1 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(左上：Ｘ軸方向、
右上：Ｙ軸方向)および地表における最大速度（震度）分布図（左下：Ｘ軸方向、右下：Ｙ軸方向） 

図 6.137

詳細法（ハイブリッド法）で接続周波数 1.5Hz による CASE1 における工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下）

 

図 6.138

詳細法（ハイブリッド法）で接続周波数 2.0Hz による CASE1 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大速度分布(左上：Ｘ軸方向、
右上：Ｙ軸方向)および地表における最大速度（震度）分布図（左下：Ｘ軸方向、右下：Ｙ軸方向） 

図 6.139

詳細法（ハイブリッド法）で接続周波数 2.0Hz による CASE1 における工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の距離減衰式における断層最短距離の関係図（上）、と等価震源距離との関係図（下）

 

図 6.140

詳細法（ハイブリッド法）で接続周波数 0.5Hz～2.0Hz までの CASE1における工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の
距離減衰式における断層最短距離の関係図。右上から 0.5Hz, 0.66Hz,
1.0Hz, 1.5Hz, 2.0Hz

 

CASE1[0.5Hz]

CASE1[0.66Hz]

137E

37N

137E

37N 37N

37N

Hakui

Hakui

TakaokaTakaokaKanazawa

Kanazawa

Komatsu

Komatsu

Shirakawa

36N

Shirakawa

36N 36N

36N

137E

CASE1[1Hz]137E

CASE1[1.5Hz]

137E

37N

137E

37N 37N

37N

Hakui

Hakui

TakaokaTakaokaKanazawa

Kanazawa

Komatsu

Komatsu

Shirakawa

36N

Shirakawa

36N 36N

36N

137E

137E
km

CASE1[2Hz]

137E

37N

37N

0

50

PGV>>+1sigma
+1
PGV

Hakui

00 <
PGV <=< PGV
 +1+1sigma
Takaoka-1sigma< PGV
1 < PGV
 0 <= 0
PGV-1sigma

PGV<=
 1

Kanazawa

Komatsu

Shirakawa

36N

36N
137E

図 6.141

詳細法（ハイブリッド法）の CASE1 における接続周波数 0.5Hz～
2.0Hz の工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の
距離減衰式における断層最短距離の関係平面図。
（右上から 0.5Hz,
0.66Hz, 1.0Hz, 1.5Hz, 2.0Hz）

 

図 6.142

詳細法（ハイブリッド法）で接続周波数 0.5Hz～2.0Hz までの CASE1における工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の
距離減衰式における等価震源距離の関係図。右上から 0.5Hz, 0.66Hz,
1.0Hz, 1.5Hz, 2.0Hz

 

CASE1[0.5Hz]

CASE1[0.66Hz]

137E

37N

37N

137E

37N

37N

Hakui

Hakui

TakaokaTakaokaKanazawa

Kanazawa

Komatsu

Komatsu

Shirakawa

36N

Shirakawa

36N

36N

36N

137E

CASE1[1Hz]137E

CASE1[1.5Hz]

137E

37N

37N

137E

37N

37N

Hakui

Hakui

TakaokaTakaokaKanazawa

Kanazawa

Komatsu

Komatsu

Shirakawa

36N

Shirakawa

36N

36N

36N

137E

137E
km

CASE1[2Hz]

137E

37N

37N

0

50

PGV
PGV> >+1sigma
+1

Hakui

0 0<<PGVPGV <=
 +1+1sigm
 aTakaoka1 < PGV
 0 <=-1sigma
< PGV
0
PGV<=
 1

PGV
-1sigmaKanazawa

Komatsu

Shirakawa

36N

36N
137E

図 6.143

詳細法（ハイブリッド法）の CASE1 における接続周波数 0.5Hz～
2.0Hz の工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大速度と司・翠川(1999)の
距離減衰式における断層最短距離の関係平面図。
（右上から 0.5Hz,
0.66Hz, 1.0Hz, 1.5Hz, 2.0Hz）

 

図 6.144

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X 軸に関する接続周波数 0.5Hz～2.0Hz の減衰定数５％の速度応答スペ
クトル(CASE1)

観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点

 

図 6.145

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における Y 軸に関する接続周波数 0.5Hz～2.0Hz の減衰定数５％の速度応答スペ
クトル(CASE1)

観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点

 

図 6.146

詳細法（ハイブリッド法）で接続周波数 0.5Hz による CASE1 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布(左上：Ｘ軸方
向、右上：Ｙ軸方向)および地表における最大速度（震度）分布図（下：ＸおよびＹ軸のどちらか一方の最大値）

 

図 6.147

詳細法（ハイブリッド法）で接続周波数 0.66Hz による CASE1 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布(左上：Ｘ軸
方向、右上：Ｙ軸方向)および地表における最大速度（震度）分布図（下：ＸおよびＹ軸のどちらか一方の最大値）

 

図 6.148

詳細法（ハイブリッド法）で接続周波数 1.0Hz による CASE1 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布(左上：Ｘ軸方
向、右上：Ｙ軸方向)および地表における最大速度（震度）分布図（下：ＸおよびＹ軸のどちらか一方の最大値）

 

図 6.149

詳細法（ハイブリッド法）で接続周波数 1.5Hz による CASE1 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布(左上：Ｘ軸方
向、右上：Ｙ軸方向)および地表における最大速度（震度）分布図（下：ＸおよびＹ軸のどちらか一方の最大値）

 

図 6.150

詳細法（ハイブリッド法）で接続周波数 2.0Hz による CASE1 における工学的基盤上面(Vs=700m/s)の最大加速度分布(左上：Ｘ軸方
向、右上：Ｙ軸方向)および地表における最大速度（震度）分布図（下：ＸおよびＹ軸のどちらか一方の最大値）

 

図 6.151

詳細法（ハイブリッド法）で接続周波数 0.5Hz～2.0Hz までの CASE1における工学的基盤(Vs=600m/s)上の最大加速度と司・翠川(1999)の距離 減衰式にお ける断層最短距離の関係図。右上から 0.5Hz,
0.66Hz, 1.0Hz, 1.5Hz, 2.0Hz

 

図 6.152

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における X 軸に関する接続周波数 0.5Hz～2.0Hz の減衰定数５％の加速度応答ス
ペクトル(CASE1)

観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点

 

図 6.153

詳細法による工学的基盤上面(Vs=700m/s)の各観測点における Y 軸に関する接続周波数 0.5Hz～2.0Hz の減衰定数５％の加速度応答ス
ペクトル(CASE1)

観測点は右上から羽咋・高岡・金沢・白川・小松の５点

 

図 6.154

詳細法 CASE1 の金沢観測点における工学的基盤(Vs=700m/s)上の速度波形合成状況(接続周波数 0.5Hz)（上から、統計的グリーン関数法、差分 X 成分、差分 Y 成分、ハイブリッド X 成分、ハイブリ
ッド Y 成分） 

図 6.155

詳細法 CASE1 の金沢観測点における工学的基盤(Vs=700m/s)上の速度波形合成状況(接続周波数 0.66Hz)（上から、統計的グリーン関数法、差分 X 成分、差分 Y 成分、ハイブリッド X 成分、ハイブ
リッド Y 成分） 

図 6.156

詳細法 CASE1 の金沢観測点における工学的基盤(Vs=700m/s)上の速度波形合成状況(接続周波数 1.0Hz)（上から、統計的グリーン関数法、差分 X 成分、差分 Y 成分、ハイブリッド X 成分、ハイブリ
ッド Y 成分） 

図 6.157

詳細法 CASE1 の金沢観測点における工学的基盤(Vs=700m/s)上の速度波形合成状況(接続周波数 1.5Hz)（上から、統計的グリーン関数法、差分 X 成分、差分 Y 成分、ハイブリッド X 成分、ハイブリ
ッド Y 成分） 

図 6.158

詳細法 CASE1 の金沢観測点における工学的基盤(Vs=700m/s)上の速度波形合成状況(接続周波数 2.0Hz)（上から、統計的グリーン関数法、差分 X 成分、差分 Y 成分、ハイブリッド X 成分、ハイブリ
ッド Y 成分） 

6.5 地表での時刻歴波形計算結果例
評価範囲にある K-NET 金沢および KiK-net 金沢観測地点（図 6.159）において、そのボーリング情報を用いて浅い地盤のモデルを作成し、CASE1, 2, 3 について「詳細法工学的基盤」上の波形より地表における波形を線形解析によって求めた。「詳細法工学的基盤」上の波形および求めた地表における波形を図
6.160～図 6.165 に示す。
表 6.4 には、上記線形解析法による波形計算により求めた最大速度および計測震度（Ｘ、Ｙ成分のうち大きい方）、ボーリングデータより求めた深さ30m までの平均Ｓ波速度から求まる増幅率を用いて求めた最大速度および震度、微地形データより推定した平均Ｓ波速度より求まる増幅率を用いて求めた最大速度および震度を比較して示す。わずか２点における評価であるが、それぞれの値を比較するととは良い対応を示している。について、と比較すると、K-NET 金沢では若干大きい値、KiK-net 金沢では若干小さめの値となっている（ただし、その差は計測震度で±0.5 以内に収まっている）。この主な理由としては、で推定したＳ波速度が各計算地点を含む約１km メッ
シュの平均的なものであり、各計算地点のＳ波速度とは必ずしも一致していな
いことが挙げられる。本検討の地表における震度分布図（図 6.24 等）はの方法で求めており、予測地図の結果より特定の地点における強震動を検討する
際には、上記のことについても注意する必要がある。表 6.5 におよびの計算でもちいた K-NET および KiK-net の速度構造を示す。

 

図 6.159

時刻歴波形例を示す地点の位置図（上）と地表における時刻歴波形計算を行った地点の位置図（下） 

図 6.160

地表における時刻歴波形の計算例（K-NET 観測点）（CASE2）（上から工学的基盤(Vs=700m/s)上のＸ軸波形、同Ｙ軸波形、地表におけるＸ軸波形、同Ｙ軸波形）

 

図 6.161

地表における時刻歴波形の計算例（KiK-net 観測点）
（CASE2）（上から工学的基盤(Vs=700m/s)上のＸ軸波形、同Ｙ軸波形、地表におけるＸ軸波形、同Ｙ軸波形）

 

図 6.162

地表における時刻歴波形の計算例（K-NET 観測点）（CASE3）（上から工学的基盤(Vs=700m/s)上のＸ軸波形、同Ｙ軸波形、地表におけるＸ軸波形、同Ｙ軸波形）

 

図 6.163

地表における時刻歴波形の計算例（KiK-net 観測点）
（CASE3）（上から工学的基盤(Vs=700m/s)上のＸ軸波形、同Ｙ軸波形、地表におけるＸ軸波形、同Ｙ軸波形）

 

図 6.164

地表における時刻歴波形の計算例（K-NET 観測点）（CASE1）（上から工学的基盤(Vs=700m/s)上のＸ軸波形、同Ｙ軸波形、地表におけるＸ軸波形、同Ｙ軸波形）

 

図 6.165

地表における時刻歴波形の計算例（KiK-net 観測点）
（CASE1）（上から工学的基盤(Vs=700m/s)上のＸ軸波形、同Ｙ軸波形、地表におけるＸ軸波形、同Ｙ軸波形）

 

表 6.4

各計算方法による地表の地震動計算結果例

表 6.5

計算地点の速度構造 

6.6

統計的グリーン関数法におけるバラツキ評価に関して

ここでは統計的グリーン関数法により、破壊開始点とアスペリティの位置を森本・富樫断層の４５°の断層帯に対し満遍なくアスペリティと破壊開始点を置き、アスペリティ９箇所×破壊開始点９箇所の＝合計８１箇所において計算を実施した。図 6.166～図 6.174 に統計的グリーン関数法におけるアスペリテ
ィ位置を固定し、破壊開始点をばらつかせた時の工学的基盤上(Vs=700m/s)の最大速度分布図を示した。また各図面の右上には全体の平均値を計算した結果である。全体の平均値（各図面右上図）を見ると、断層トレースに対して楕円を描くような形状で最大速度値が表れる。

 

図 6.166

統計的グリーン関数法におけるアスペリティ位置を固定し、破壊開始点をばらつかせた時の工学的基盤上(Vs=700m/s)の最大速度値（アスペリティ位置中央、深さ上部：右上図は全体の平均値）

 

図 6.167

統計的グリーン関数法におけるアスペリティ位置を固定し、破壊開始点をばらつかせた時の工学的基盤上(Vs=700m/s)の最大速度値（アスペリティ位置中央、深さ中央：右上図は全体の平均値）

 

図 6.168

統計的グリーン関数法におけるアスペリティ位置を固定し、破壊開始点をばらつかせた時の工学的基盤上(Vs=700m/s)の最大速度値（アスペリティ位置中央、深さ下部：右上図は全体の平均値）

 

図 6.169

統計的グリーン関数法におけるアスペリティ位置を固定し、破壊開始点をばらつかせた時の工学的基盤上(Vs=700m/s)の最大速度値（アスペリティ位置南部、深さ上部：右上図は全体の平均値）

 

図 6.170

統計的グリーン関数法におけるアスペリティ位置を固定し、破壊開始点をばらつかせた時の工学的基盤上(Vs=700m/s)の最大速度値（アスペリティ位置北部、深さ上部：右上図は全体の平均値）

 

図 6.171

統計的グリーン関数法におけるアスペリティ位置を固定し、破壊開始点をばらつかせた時の工学的基盤上(Vs=700m/s)の最大速度値（アスペリティ位置南部、深中央：右上図は全体の平均値）

 

図 6.172

統計的グリーン関数法におけるアスペリティ位置を固定し、破壊開始点をばらつかせた時の工学的基盤上(Vs=700m/s)の最大速度値（アスペリティ位置北部、深さ中央：右上図は全体の平均値）

 

図 6.173

統計的グリーン関数法におけるアスペリティ位置を固定し、破壊開始点をばらつかせた時の工学的基盤上(Vs=700m/s)の最大速度値（アスペリティ位置南部、深さ下部：右上図は全体の平均値）

 

図 6.174

統計的グリーン関数法におけるアスペリティ位置を固定し、破壊開始点をばらつかせた時の工学的基盤上(Vs=700m/s)の最大速度値（アスペリティ位置北部、深さ下部：右上図は全体の平均値）

 

７．問題点と今後の課題
7.1 問題点
本検討での計算結果等に関する問題点を以下に挙げる。
（１）地盤構造モデル作成のためには、可能な限りデータ収集を行っており、また本検討では微動アレイ観測を実施し、深い地盤構造モデル作成に役立てた。しかしながら、複雑な断層近傍の地盤構造を十分に再現するためのデータとしては、まだ不足していると考えられる。
（２）視的震源パラメータのみならず、巨視的震源パラメータである断層の傾斜角についても、これを確定的に定めるための情報が無かったことより、
その傾斜角を変えた多くのケース（シナリオ）について強震動計算を行った。今後の強震動評価においては、その評価範囲の広がりなどによって、多くのケースについて計算することは困難である。震源パラメータについて、それを推定するための情報に乏しい場合に、そのパラメータ
を強震動評価の観点よりどのように設定するか、改めて検討が必要である。
（３）CASE9やCASE1のアスペリティが浅い位置にあるケースの強震動予測結果は、経験式と比べて大きい値となっている。予測結果の検証で述べた
ように応力降下量の深さ依存性についても検討が必要である。
（４）「詳細法」によって時刻歴波形を求めるのは「詳細法工学的基盤」までとし、地表における時刻歴波形は求めなかった。地盤調査データが乏しいことより、（ボーリング情報のある地点を除き）地表における波形を求めるのに必要な一次元地盤構造モデルの作成は行わず、微地形区分（約1km四方毎の情報）を利用した経験的な方法を用い最大速度の増幅率を推定することによって地表における最大速度を求めた。さらに地表の計
測震度も経験式を用いて最大速度より換算して求めている。

 

（５）ひずみレベルが大きい場合について、浅部地盤の非線形挙動の影響については評価されておらず、断層に近いところでの強震動予測結果（地表の最大速度／震度）は、過大評価となっている可能性がある。

 

7.2 今後の課題
本検討での計算結果等に関する課題を以下に挙げる。
（１）地震動予測結果を工学的に利用するために、微視的震源パラメータの不確定性等による強震動予測結果のばらつきの評価が今後の課題となる。
（２）理論的グリーン関数の計算効率の向上また計算機能力の向上により、今後は評価範囲の拡張、想定ケースの数の増加が期待できる。
（３）「詳細法」による強震動予測の精度をさらに高めるためには、より詳細な地下構造モデルが必要となる。
より詳細な予測地図を作成するに当たって上記事項を今後も考慮していく必要がある。

 

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

謝

辞本検討にあたって用いた重力データは、金沢大学河野芳輝教授のご好意によってご提供頂いたものである。記して感謝の意を表する。また、微動アレー観
測においては東京大学地震研究所工藤一嘉助教授から観測機材をお借りした。
さらに観測では東京大学大学院生・津野靖士氏、金沢大学大学院生・臼井佑介
氏、高橋直季氏、吉村三智頼氏にご協力頂いた。また、石川県庁および金沢市
役所の担当者の方々、その他大勢の方々から様々な地下構造に関する資料をご提供頂いた。改めて心より感謝の意を表します。

 