シリーズ「新・強震動地震学基礎講座」（第 16 回）内陸地殻内地震の規模予測の高度化へ向けて
強震動委員会

隈元

崇（岡山大学）

1．強震動の予測における活断層データの重要性度が予測で利用するにはまだ十分ではないことから，代替

日本における活断層研究では，空中写真や高解像度のデとして，観測された地震活動の深さの分布から上位と下位

ジタル標高データを用いた変動地形の判読と野外調査，さそれぞれ 10% を除いた幅で推定することが一般的に行わらにトレンチ掘削調査の結果を基にして，日本列島とそのれてきた．しかし，その精度や地震活動が低調な地域にお周辺海域における活断層の分布と変位様式・平均変位速

けるデータの代表性が問題となることがある．また，地震度・活動履歴などの緒元を明らかとすることで，最近の地

活動の深さの分布でトリミングされた地表下数 km 内の断質時代である第四紀の日本列島の地殻変動を議論してき層面のすべりと，地震時の地表地震断層の関係がモデル構た．そうした成果の一端は，研究論文の他に，『新編日本築の中で明確ではないことも課題となっている．さらに，の活断層─分布図と資料』（活断層研究会，1991），『活断断層の傾斜角についても，地表から地震発生層の最下部ま層詳細デジタルマップ

新編』（今泉・他編，2018），国土での活断層全体の形状が明らかとなった例はほとんどな

地理院の『活断層図（都市圏活断層図）』などで参照できる．

い．観測された傾斜角は，変動地形にもとづく定性的な評

こうした情報を用いて，活断層の繰り返しの活動履歴から価やトレンチ調査の壁面で観察される極浅部の傾斜角度，

次の大地震の発生を確率として長期的に予測する研究や，

あるいは，物理探査手法による地下およそ数 km までの構

活断層の大きさから地震の規模を予測する評価，また，国造断面であり，震源断層モデルで設定される地震発生層内の地震調査研究推進本部（以後，地震本部）での地震動予の傾斜角はそれらの外挿である場合が多い．実際，近年日測地図の作成や強震動の評価が行われている．

本で発生したマグニチュード（M）7 クラスの地震の余震

この地震本部の強震動評価では，特定の地震が発生したの分布が事前に想定された地震発生層からはみ出す事例も場合に震源断層の周辺地域がどの程度強い揺れに見舞われあることから，強震動予測において断層の大きさに面積をるかを予測するために，震源断層の特性をさまざまなパラ

考える場合には，レシピの手順の中での影響度を考慮してメータで表す「特性化震源モデル」が構築される．その設

その不確定性に慎重な取り扱いが必要である．

定の手順は，「震源断層を特定した地震の強震動予測手法（「レシピ」）」（地震本部，2017）としてまとめられている．

3．活断層から震源断層の長さを推定する際の課題

その中で，活断層から発生する地震については，地震本部

震源断層モデルの大きさとして，長期評価の活断層の長の長期評価結果による活断層の位置と長さが観測値で，こさを利用する場合にも課題がある．一般に，1000 年以上

れに地震発生層の厚さと断層傾斜角を考慮した面積の算出の繰り返し間隔の中で地表地震断層が侵食に耐えて累積しを経て，経験式から地震の規模や震源断層の平均すべり量た区間が主に活断層の認定の根拠である変動地形となるのが設定される．このため，震源断層の長さ，あるいは面積で，活断層の長さは地下の震源断層だけでなく，地震時には，レシピの手順においてアスペリティのすべり量や実効出現する地表地震断層よりも短い場合がありうる．2016

応力の設定に影響を及ぼす重要なパラメータといえる．

年の熊本地震に関連する布田川断層帯の長期評価をみると，全長は約 61 km で，その中の約 19 km の布田川区間

2．活断層から震源断層の面積を推定する際の課題と隣接する宇土区間の一部が地表の変動地形による認定，

日本の活断層の変位様式には，鉛直な断層の横ずれ変位

残りの区間は重力異常の急変帯の分布などの地下構造からと，傾斜した断層の縦ずれ変位の双方が見られることを考推定されていた．しかし，4 月 16 日の地震（MJMA 7.3）のえれば，震源断層の大きさを表すパラメータとして断層面

地表地震断層は，布田川断層帯の中では主に布田川区間に積を適用することが経験式のばらつきを小さくすることに沿ってのみ出現し，さらに，これまで活断層が認められてもつながり望ましい．しかし，断層面積を計算するためのいなかった北東方向の阿蘇カルデラの内部まで伸びてい断層幅の見積もりには，岩石の脆性破壊領域である地震発た．4 月 14 日の地震（MJMA 6.5）の震源域と重なる日奈久

生層の厚さと断層の傾斜角の見積もりが必要となる．地震

断層帯の高野-白旗区間においても，16 日の本震に伴って発生層の厚さについては，地下の温度構造の空間的な解像

長さ約 6 km の地表地震断層の出現が確認されていて，全

NL-1-14体の地表地震断層の長さは約 30 km であった（地震本部，

活断層は，地形形成の内的営力である地殻変動と外的営

2016）．一方，本震の地震波のインバージョンや GNSS の力である侵食作用の時間積分である変動地形から認定され解析からは，震源断層の長さは 40 km 程度と推定されてる．このとき，個々の断層周辺の地形形成環境の相違の影いるので，活断層と比較すると約 20 km，地表地震断層と響は小さくない．そのため，従来の第一次近似としての画の比較でも約 10 km 不足していた．

一的なモデル設定を今後さらに高度化するためには，手間

このことは，いわゆる孤立した短い長さの活断層だけでのかかる個別の調査結果に基づく検討は避けえない．アメはなく，主要活断層帯であっても，大地震の発生後の余震

リカ・カリフォルニア州やネバダ州などの少雨な地域とは

分布や地震波の解析，測地学的データから得られた地下の異なり，日本の多雨な環境下では，地形の侵食作用により震源断層の長さに比して活断層の長さが不足する場合があ

次の地震まで地表地震断層がそのままの形態で保存されなることを示し，地震危険度の過小評価を避けるという観点いことは，これまで活断層情報を利用する強震動予測の中からは非常に重要である．地表地震断層が出現した阿蘇カでそれほど重視されていなかった．地形の侵食力について

ルデラの斜面上や内部において活断層分布図に記載がな

は場所による差は大きいものの，その平均的な速度は活断かった理由については，火山噴出物と著しい火山斜面の堆層の平均変位速度と同程度と考えられている．活断層の情積作用の影響で変動地形の認定が困難であったとことが挙報から地下の震源断層の大きさを事前に予測する場合にげられている（鈴木ほか，2016）．こうした新たな知見をは，断層面上での変位量分布のばらつきに起因する地表地

変動地形の判読にあらためて活かしつつ，「震源断層の大震断層の出現の割合の推定に加えて，特に変位量が小さなきさを見積もる場合に，地表で認められる明瞭な変動地形

区間では地表地震断層のその後の侵食による消滅の可能性にのみ依拠する従来の手法から，地質断層や重力異常の分を不確定性としてあわせて評価する必要がある．

布など地下構造を表すデータも考慮して，地下の震源断層

強震動予測において，上に述べた活断層の分布情報を地の長さについて根拠の信頼度に応じた複数の可能性を推定

震の規模予測で活用することの他に，破壊開始地点の設定

する新しい評価」（地震本部，2010）を実践することが必についても，活断層の分岐形状に基づくモデルからの推定要である．

が期待された（地震本部，2010）．しかし，このモデルは，熊本地震について少なくとも事前に得られていた地表の活4．今後に向けて―不確定性を考慮した活断層データの利用

断層分布とは整合しなかった．この事実により，破壊開始

熊本地震で提起された上記のような活断層と震源断層の地点の推定に活断層の分布情報は有用でないという指摘も長さの相違の課題や，近接する断層間の連動の可能性の評ある．一方，地震を起こす震源断層は地下から地表へ広が価が不十分であることをもって，強震動の予測において活る中で主断層・副断層という構造をなすが，その 3 次元の断層や地表地震断層の情報が役に立たないと考えるのは早分布構造は十分に明らかとなっていないので，地震学的に計である．これまでの地震の例でみると，震源断層の長さ推定された断層破壊過程のデータとの比較からモデルの改と地表地震断層の長さがほぼ等しくなるのは，震源断層の良を目指すべきとの意見もある．

長さが地震発生層のおよそ 2 倍以上となる約 40 km と考えられている（沖野・隈元，2006：島崎，2009）．同様の

ここまで述べたように，活断層情報に基づく地下の震源

推論は，短い活断層の評価として『活断層の長期評価手法

断層の大きさの推定や破壊開始地点に関するモデルについ（暫定版）』（地震本部，2010）にも，「地表の活断層の長さては，関連する調査結果の精度がまだ不十分であるので，が短い場合には，長さ約 35 km，M 7.4 を上限とする」と

強震動予測に応用する際の解釈について専門家の意見が異明記されている．これらの考えから保守的な評価を行うとなることも想定される．そうした認識論的な意見の相違をすれば，主要活断層帯であっても地下の震源断層の長さが集約して強震動の予測を行うには，ロジックツリーを用い最大で 40 km 程度となる可能性もまずは考慮すべきであた不確定性の評価手法の導入も検討すべきであろう．大地る．その後，活断層周辺の地質や地形の状況と，活断層に

震ごとに新たな知見と課題が同時に蓄積する活断層情報で沿う変動地形の確実度や変位量・平均変位速度の分布デーはあるが，その不確定性に留意しつつモデルと適用手法のタを基に，40 km 程度までの延伸の可能性を個別に検討す

高度化を進めることで，大地震の際の地表地震断層の近傍べきである．このように，これまで強震動の予測に用いらでの甚大な被害と関わる指向性パルスやフリングステップ

れていなかった活断層とその周辺地形の情報を取得して利といった強震動の関連テーマの研究が進展するものと期待用することで，地下で地震を発生させた震源断層の大きさ

したい．

だけでなく，断層面上でのすべりを含めた活断層と地震の関係の全体像が理解されることとなる．

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謝辞

地震調査研究推進本部，2016，『平成 28 年（2016 年）熊

編集担当の干場充之委員・岩田知孝委員からは，本稿の改善のための非常に有益なご指摘をいただきました．記し

本地震の評価』．
地震調査研究推進本部，2017，『震源断層を特定した地震て感謝いたします．

の強震動予測手法（「レシピ」）』．
活断層研究会編，1991，『新編日本の活断層

参考文献
今泉・他編，2018，『活断層詳細デジタルマップ

分布図と資料』，東京大学出版会．
新編』，

東京大学出版会．

沖野範子・隈元崇，2006，活断層研究，26，29-36．

島崎邦彦，2009，岩波科学，79，160-166．

地震調査研究推進本部，2010，『活断層の長期評価手法（暫鈴木康弘・渡辺満久・中田 高，2016，岩波科学，86，839-

定版）』．

847．

（第 17 回）地震動シミュレーション
強震動委員会

古村孝志（東京大学地震研究所）

1．はじめにそれぞれ離散化の方法や，境界条件の扱いに特徴がある．

震源から放射された地震波が不均質な地下構造を伝わ

以降，FDM を用いた地震動シミュレーションを紹介する．

り，地表に強震動を起こす過程は，震源断層と地下物性を詳細にモデル化した地震動シミュレーションにより確認す

2-1．入力データることができる．

日本列島下の地震動シミュレーションに用いる地下構造

地震動シミュレーションの歴史は古く，1970 年代にはモデルとして，地震調査研究推進本部から公開されている離散化した運動方程式と応力―歪み構成方程式を，差分法「全国 1 次地下構造モデル（JIVSM）」と「J-SHIS 深部地や有限要素法などに基づいて数値計算により評価する手法

盤モデル」が利用できる．これらのモデルは，全国の反射・が開発された．当時は計算機の制約により，シミュレーショ

屈折法探査，深層ボーリング，微動探査等から推定されたンは小さな 2 次元問題に限定されたが，1990 年代に研究

地下構造データを編集して作成されたものである．地震動

機関にスパコンの導入が進むと，現実的な 3 次元の実問題

シミュレーションの計算波形と観測波形との比較から，モへの適用が一気に進んだ．

デルの物性値の調整（チューニング）も進められている．

Yomogida and Etgen（1993）は，ロスアンジェルス盆

上記の地下構造モデルでは，堆積層，地震基盤，コンラッ

地を 0.5 km の間隔で 196*192*64 格子にモデル化し，当時

ド面，モホ面，プレート上面の深さが緯度・経度方向に一のスパコン CONVEX C-1 で 50 時間をかけて 26 秒間の地定の間隔で与えられている．これを空間補間し，堆積層や震波伝播を計算した．計算結果は平野の堆積層で強く増幅

地殻の物性値（Vp, Vs, ρ, Qp, Qs）をその間に挟んでシミュ

し，長時間揺れる表面波の挙動を良く再現し，地震動シレーションモデルを作成する．

ミュレーションの道を開くこととなった．

高周波数（＞1 Hz）地震動のシミュレーションでは，地以来，計算機（CPU）の性能は 3 年で 2 倍の比率で高震波の散乱・減衰に影響する小さなスケール（数十〜数百

速化し，さらに多数の CPU を用いた並列計算技術が進んm 未満）の不均質構造が必要である．これは，一般に構だことで，高速スパコンの性能は 10 年毎に 1000 倍ずつ進

造探査から直接推定は難しいので，堆積層や地殻の物性値展を遂げてきた．今では，PC クラスタ並列計算機や，デの揺らぎ（平均速度からのずれ）として分布の統計モデル

スクトップ PC でも十分実用的な地震動シミュレーション（von Kármán 型や Gaussian 型など）に基づき設定するのが可能である．

が一般的である．

並列計算に対応した高性能の計算プログラムも多数公開

震源の格子には，モーメントテンソルで表される点震源

され，地下構造モデルの整備・公開と合わせ，地震動シミュと等価な力を任意の震源時間関数で与え，地震波を放射さレーションは身近な地震解析ツールになってきている．

せる．断層面を分割して点震源を並べることで，破壊伝播
揺らぎや断層滑り分布の不均質を含めた断層震源をモデル

2．差分法による地震波動場の計算

化することもできる．

地震動シミュレーションには，差分法（FDM），有限要

このように，震源断層上の破壊伝播を予め設定する「運素法（FEM），スペクトル要素法（SEM）などが用いられ，動学的」シミュレーションとは別に，断層面の摩擦特性を

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モデル化し，断層運動の開始から停止を自発的に引き起こ応じてデスクトップ PC，PC クラスタ並列計算機，そしす「動力学的」シミュレーションも，震源の動的特性の評て超並列スパコン等が選択できる．

価や，震源近傍での強震動評価の目的に行われている．
3．並列差分法コード
2-2．計算の制約条件と安定条件

現在，地震動の並列 FDM コードが国内外で多数公開さ

FDM 計算の格子サイズには，計算で扱う地震波の波長れている．その中から GMS（青井・他；2004）と Openよりも十分小さなものが必要である．そこで，地震動シミュ

SWPC（Maeda et al., 2017）を紹介する．これらのコード

レーションで評価する最大周波数（それ以上の高周波数成は Fortran で記述されており，入力データとなる地下構造

分は，計算結果からフィルタで除去する）に対応する地震モデル（J-SHIS や JIVSM など）と震源モデルの組み込み

波の最短波長（モデルの最小 S 波速度における波長）をや，計算結果（地震波形，波動伝播スナップショット）の求め，FDM 格子をその数分の一以下の大きさに設定する．

可視化ツールがセットで提供されている．

格子間隔が粗いと，短波長の地震波成分（すなわち，高周GMS は，地表付近を細かく離散化する「不連続格子」

波数の地震波成分）の伝播速度が遅れ，計算波形に人為的を採用することで，低速度の堆積層を効率良くモデルに取な分散現象（数値分散という）が生じる．細かな FDM 格

り入れることができ，一様の格子サイズを用いた場合に比子は，地下構造モデルの分解能を高めるためにも必要だが，べて，計算時間とメモリを大きく軽減できる．また，計算

3 次元計算で格子サイズを 1/2 にすると，計算機メモリはパラメータ（震源，地下構造モデル）の設定や，計算結果

8 倍，計算時間は 16 倍に増大するため注意が必要である．

の可視化を Windows 上で動く GUI（Graphical User Inter-

FDM 計算では，各格子上の波動場を，時間を追って評face）で操作することができ，アプリケーションソフトを価する．このとき，時間幅（タイムステップ）は，FDM使う感覚で地震動シミュレーションを進めることができ計算の安定条件として制約され，1 ステップ当たりに地震る．GMS は Windows での並列計算に対応しており，Unix

波が広がる距離が，格子サイズよりもずっと小さい必要がマシンでも実行可能である．

ある．この条件が崩れると計算不安定を起こし，時間経過とともに計算結果が発散する．

OpenSWPC は，昨年公開されたばかりの並列 FDM コー
ドであり，PML（Perfect Matched Layer）吸収境界条件
や，粘弾性体による広帯域で一定の減衰（Qp, Qs）モデル，

2-3．並列計算

等の新しい技術が導入されている．震源には，ダブルカッ

最近の高性能 CPU には数個の演算コア（マルチコア）

プル点震源・面震源のほか，平面波の斜め入射が設定できが内蔵されており，繰り返し（Fortran の DO ループ）演

る．Unix マシン（Intel 系 CPU マシン，地球シミュレータ，算をマルチコアで分担して進めることで高速化する．マル

京コンピュータ等）での並列計算，あるいは 1CPU でのチコア並列計算は，プログラム中に並列化指示子（Open計算に対応しており，地下構造モデルの設定や計算結果のMP など）を書き込みコンパイラに指示するか，あるいは可視化ツールもセットで用意されている．

コンパイラによってはオプション（-parallel など）を付けるだけでも自動的に進められる．

4．必要な計算機メモリ・計算時間

1 個の CPU が持つことができる記憶容量（メモリ量）

図 1 に，OpenSWPC を用いた 1984 年長野県西部地震

は数〜数十 GB 程度であり，大規模なシミュレーションに（M6.8）の地震動シミュレーションを示す．表 1 には，計算は 多 数 の CPU を 用 い た 並 列 計 算 が 必 要 で あ る． 並 列

領域 384×307×40 km3 を「低解像度（格子サイズ 0.4 km）」，

FDM 計算では，モデル空間を水平/鉛直方向に分割し， 「中解像度（0.1 km）」，「高解像度（0.025 km）」でモデル
これを各 CPU に割り当てる．各 CPU では，MPI（Message

化した場合の FDM 計算のパラメータと，160 秒間の地震

Passing Interface）と呼ばれる通信ライブラリを用いて，波伝播シミュレーションに必要となる計算機資源（メモリ，

隣接する CPU とデータ通信を行いながら計算を進める．

計算時間）を示す．

MPI 通信に要する時間は並列 FDM 計算全体の数％以

図 1 は「中解像度モデル」の計算結果である．東京大学

下であり，一定数の CPU 数まで計算速度を上げることが地震研究所の EIC 並列計算機システムの 36 CPU（Intelできる．ただし，CPU 数の増加とともに，計算速度の頭Xeon 2.5 GHz, 12 core）を用いて計算した．本計算には 1打ち現象が起こるため，モデルの規模に応じた効率的なTB のメモリと 8.5 時間（実時間）を要した．地下構造モ

CPU 数を考える必要がある．

デルの最小 S 波速度は 0.55 km/s であり，100 m の FDM

OpenMP や MPI を用いた並列 FDM 計算プログラムは，多様な並列計算機環境で走らせることができ，計算規模に

格子サイズのもとで，最短波長当たり 7 格子の離散化条件
で，最大周波数 0.78 Hz の地震波伝播が評価できる．

NL-1-17図 1

1 984 年長野県西部地震の地震波伝播シミュレーションの例．地震発生から 42 秒後の地表および地下断面での地震波伝播の様子．右上は K-NET 熊谷（SIT002）地点での 3 成分速度波形（シミュレーション結果）．この地震において，熊谷地方気象台で記録された顕著な後続相（小山・他，
1992；山田・他，2006）が NS 成分の波形に S 波から 1 分遅れで到着（X 印）する様子が再現さ
れている．

表 1

 震動シミュレーションの諸元（低，中，高解像度モデル）と，必要
地な計算機資源量の見積もり．括弧内は中解像度モデルの各パラメータを基準とする倍率を表す．

次に，「低解像度モデル」での FDM 計算を考える．格模であれば，1 台のデスクトップ PC（Mac Pro など）で子サイズを上記の 4 倍（400 m）にして，評価する最大周も十分実行可能である．

波数を 0.19 Hz（上記の 1/4）とすることで，計算に必要「高解像度モデル」では，格子サイズを 1/4（25 m）になメモリは 1/64，計算時間は 1/256 に激減する．この規細かくすることで，最大周波数 3.1 Hz までの地震動が評

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価可能である．本 FDM 計算には，「中解像度モデル」の64 倍のメモリと 256 倍の計算時間が必要になるが，たと

http://www.gms.bosai.go.jp/GMS/□ OpenSWPC

えば，海洋研究開発機構の地球シミュレータ（ES）等の，ソフトウエア開発・公開プラットホーム）

より高速な CPU（計算ノード）を多数用いて超並列計算を行うことで実行可能である．

地震動シミュレーションコード（GitHub

https://github.com/takuto-maeda/OpenSWPC/□ J-SHIS 深部地盤モデル（防災科学技術研究所，J-SHIS
地震ハザードステーション）

5．参考情報http://www.j-shis.bosai.go.jp/download/

地震動シミュレーションを詳しく知りたい方は，『地震』□ JIVSM 全国 1 次地下構造モデルモデル （地震調査研の総合報告（竹中，1993；古村，2009）を参照いただきた究推進本部，長周期地震動予測地図 2012 年試作版デーい．先に紹介した GMS や OpenSWPC のドキュメントや

タダウンロード）

関連論文にも FDM 計算の詳しい説明があり，例題ととも

http://www.jishin.go.jp/evaluation/seismic_hazard_に地震動シミュレーションの具体的なイメージをつかむこ

map/lpshm/12_choshuki_dat/とができる．

参考文献

地 震 動 の FDM シ ミ ュ レ ー シ ョ ン と， 他 の 計 算 手 法（FEM, SEM など）についても詳しく学びたい方には，最青井・早川・藤原，2004，物理探査，57，651-666.

近出版された教科書（Igel, 2017 ; Moczo et al., 2014）を薦

古村，2009，地震 2，61，S33-S92.

める．

Igel, 2017, Computational seismology, A practical introduction, Oxford Univ. Press.

謝辞

Koketsu, Miyake and Suzuki, 2012, Proc. 15th WCEE, 24-

計算には東京大学地震研究所地震火山情報センターのEIC 並 列 計 算 機 シ ス テ ム を 使 用 し ま し た． 計 算 に は，28, Paper 1773.
小山・瀬尾・佐久間，1992，日本建築学会構造系論文報告

OpenSWPC（Maeda et al., 2017）と JIVSM 全国 1 次地下集，440，133-139.

構造モデル（Koketsu et al., 2012）を使用しました．編集

Maeda, Takemura and Furumura, 2017, EPS, 69, 102.

担当の干場充之氏と岩田知孝氏，及び前田拓人氏と武村俊

Moczo, Kristek and Martin, 2014, The finite-difference

介氏には原稿を丁寧に読んでいただき，有益なコメントをmodeling of earthquake motions, Cambridge Univ.

頂きました．ここで紹介した FDM シミュレーションコー

Press.

ドと地下構造モデルは以下からダウンロードできます．

竹中，1993，地震 2，46，191-205.
山田・山中・小山，2006，第 12 回日本地震工学シンポジ□ GMS 地震動シミュレーションコード（防災科学技術研究所，3 次元差分法による簡単に使える地震動計算ツー

ウム，1533-1541.
Yomogida and Etgen, 1993, BSSA, 83, 1325-1344.

ル）

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