ＩＳＳＮ１３４６－７８３２

独立行政法人港湾空港技術研究所

港湾空港技術研究所
報告
REPORT OF
THE PORT AND AIRPORT RESEARCHINSTITUTE

VOL.51

No.1 June

2012

NAGASE,YOKOSUKA,JAPANINDEPENDENT ADMINISTRATIVE INSTITUTION,

PORT AND AIRPORT RESEARCH INSTITUTE

港湾空港技術研究所報告（REPORT OF PARI）
第 51 巻 第 1 号（Vol. 51,

目

No. 1）,

2012 年6月（June 2012）

次（CONTENTS）

1. 造波境界上の水深と方向スペクトルの空間変化を考慮した

多方向不規則波の造波とその特性····································································· 平山克也，岩瀬浩之，加島寛章 ·······

3（Generation and Characteristics of Random Waves for Distribution of Directional Spectra on Variable Bathymetry···························································· Katsuya HIRAYAMA, Hiroyuki IWASE, Hiroaki KASHIMA）
2. 強震動を対象とした 2011 年東北地方太平洋沖地震の震源モデル·························································································· 野津厚，若井淳 ······· 23（A Source Model for the 2011 Off the Pacific Coast of Tohoku, Japan,
Earthquake to Explain Strong Ground Motions······························································································· Atsushi NOZU, Atsushi WAKAI）
3. 係留施設の機能低下評価手法に関する研究···································································加藤絵万，川端雄一郎，岩波光保 ······· 55（Development of Evaluation Method for Functional Performance of Mooring Facilities····························································· Ema KATO, Yuichiro KAWABATA, Mitsuyasu IWANAMI）

港湾空港技術研究所報告第 51 巻第 1 号(2012.6)

強震動を対象とした2011年東北地方太平洋沖地震の震源モデル
野津

厚*・若井

要

淳**

旨

2011 年東北地方太平洋沖地震は，今日のような密な強震観測網が構築されて以来，初めて発生した M9 クラスの巨大地震である．今後，他の地域を対象として，同程度の規模の地震を想定した強震動評価を行う機会が増えるものと考えられる．その際に用いられる震源のモデル化手法および強震波形計算手法は，今回の強震記録によって適用性が確認されたものでなければならない．その際，工学的観点からは，0.2-1Hz 程度の強震動の再現性に特に注意を払う必要がある．著者は，この地震の発生以前の段階において，海溝型巨大地震による 0.2-1Hz 程度の帯域の強震動の予測に関して次のような提案を行っていた．
①震源モデルとしては，過去の海溝型地震において実測されているパルスの幅と調和的なアスペリ
ティ（本研究ではこれをスーパーアスペリティと呼ぶ）の組み合わせからなる震源モデルを用いる
こと．
②波形の計算には経験的サイト増幅・位相特性を考慮した強震動評価手法を用いること．
これらのスキームが M8 クラスの地震に対して有効であることは既往の研究で確認されている．しかしながら，同様のスキームが M9 クラスの地震に対しても適用可能であるかについてはこれまで確認されていない．そこで，本研究では，①②のスキームの M9 クラスの地震に対する適用性を調べることを目的とし，東北地方太平洋沖地震を対象として，スーパーアスペリティの組み合わせからなる震源モデルを新たに作成し，それによる強震動シミュレーションを実施した．その結果，宮城県沖から茨城県沖にかけて，一辺が数 km 程度の 9 つのスーパーアスペリティを配した震源モデ
ルを用いれば，各地で実際に観測された強震動，特に，工学上重要性の高い 0.2-1Hz の帯域の速度波形（パルス状のものを含む）を精度良く再現できることがわかった．また，既往の海溝型巨大地震に関する解析結果との比較を行った．
キーワード：2011 年東北地方太平洋沖地震，強震動，震源モデル，スーパーアスペリティ* 地盤・構造部 地震防災研究領域 地震動研究チームリーダー** 地盤・構造部 地震防災研究領域 地震動研究チーム 特別研究員〒239-0826 神奈川県横須賀市長瀬3-1-1
独立行政法人 港湾空港技術研究所
電話：046-844-5058
Fax：046-844-0839
E-mail：nozu@pari.go.jp- 23 -REPORT OF THE PORT AND
AIRPORT RESEARCH INSTITUTE
Vol.51, No.1(June 2012)

A Source Model for the 2011 Off the Pacific Coast of Tohoku, Japan, Earthquake
to Explain Strong Ground Motions
Atsushi NOZU*
Atsushi WAKAI**

Synopsis
The 2011 off the Pacific coast of Tohoku, Japan, earthquake is obviously the first M9
earthquake which was recorded by dense strong motion networks. The occurrence of theearthquake enabled us to analyze real strong ground motions due to a M9 earthquake for the firsttime in the history. Before the occurrence of the earthquake, one of the authors proposed thefollowing for the evaluation of strong ground motions due to a large subduction earthquake (Nozu,
2010):
1) To use a source model composed of asperities with relatively small size.
2) To calculate strong ground motions based on site amplification and phase characteristics.
In the past study, the applicability of the above strategy was fully investigated for M8 class
earthquakes. In the present study, to investigate the applicability of the strategy for a M9earthquake, a source model with asperities was newly developed for the 2011 Tohoku earthquake.
The constructed source model involves 9 asperities with relatively small size, located off-the-coastof Miyagi through off-the-coast of Ibaraki. The strong ground motions due to the earthquake were
calculated based on site amplification and phase characteristics, using the constructed source
model. The agreement between the observed and calculated ground motions was quite satisfactory,
especially for velocity waveforms (0.2-1.0 Hz) including near-source pulses. The result definitely
shows the applicability of the strategy for a M9 earthquake. The author redefines the asperities
with small size as “super asperities” based the work of Matsushima and Kawase (2006), because
the size of the rupture area used in this study is much smaller than the size of the “asperities”
conventionally assumed for a huge subduction earthquake. The parameters for the super asperities
estimated for the 2011 event were compared with those for other large subduction earthquakes.
Key Words: The 2011 off the Pacific coast of Tohoku earthquake, strong ground motion,
source model, super asperity* Head of Engineering Seismology Division, Geotechnical and Structural Engineering Department** Postdoctoral Fellow, Engineering Seismology Division, Geotechnical and Structural Engineering Department
3-1-1, Nagase, Yokosuka, Kanagawa 239-0826, JapanPort and Airport Research Institute
Phone : +81-46-844-5058
Fax : +81-46-844-0839
E-mail : nozu@pari.go.jp- 24 -

目

次

旨 ·····························································································································································

23

1. はじめに ·······················································································································································

27

2. 強震波形計算手法 ·······································································································································

28

要

3. 震源モデルの作成過程 ································································································································· 31
3.1 宮城県沖 ················································································································································· 31
3.2 福島県沖 ················································································································································· 34
3.3 茨城県沖 ················································································································································· 37
4. 震源モデルの作成結果と考察 ······················································································································ 38
5. 既往の海溝型巨大地震との比較 ·················································································································· 44
6. まとめ ····························································································································································· 46
謝辞 ······································································································································································· 47
参考文献 ······························································································································································· 47
付録 ······································································································································································· 48- 25 -

強震動を対象とした 2011 年東北地方太平洋沖地震の震源モデル

1. はじめにを含む）の再現性であり，次いで，0.2-10Hz の帯域における加速度フーリエスペクトルの再現性にも注意を払った．

2011 年東北地方太平洋沖地震（Mw9.0）は，今日のようもとよりフォワードモデリングであるから，結果の唯一性な密な強震観測網が構築されて以来，初めて発生した M9が保証されているわけではない．しかしながら，最終結果

クラスの巨大地震である．この地震の発生により我々はに至るまでの道筋はそれなりに存在しているので，本稿のM9 クラスの巨大地震による強震動の実態を初めて知るこ

3.においては，その過程について，出来るだけ丁寧に説明とになったと言える．今後，他の地域を対象として，同程することにしたい．なお，図-1.1 は東北地方太平洋沖地震

度の規模の地震を想定した強震動評価を行う機会が増えるにおいて実測されているパルス状の地震波形の例を示したものと考えられるが，その際に用いられる震源のモデル化ものである．ここで表れているパルスの周期は 1 秒－数秒

手法および強震波形計算手法は，今回の強震記録によって程度である．パルスの周期と，それをもたらしたアスペリ

適用性が確認されたものでなければならない．その際，工ティのサイズとの間には対応関係がある．本研究ではこの学的観点からは，
0.2-1Hz 程度の強震動の再現性に特に注意

ことを利用してアスペリティのサイズを決めている．

を払う必要がある（野津，2011）．

なお，以下においては，本研究の震源モデルを構成する

著者らは，今回の地震の発生以前の段階において，海溝

小さめのアスペリティのことを「スーパーアスペリティ」

型巨大地震による地震動の予測に関して次のような提案をと呼ぶことにする．この用語についてはいくつかの注釈が行っていた（野津，2010）．

必要である．

①海溝型巨大地震による地震動の予測にはアスペリテ

スーパーアスペリティという用語を初めて用いたのは

ィ（断層面上で特に強い地震波を出す部分）を組み合わせ

松島・川瀬（2006）である．彼らは，1978 年宮城県沖地震

た震源モデルを用いることが一般的であるが，このとき用を対象とした研究を行い，一辺が 4km 程度の矩形の破壊領

いるアスペリティとしては，過去の海溝型地震において震域を用いれば，開北橋等で観測されたパルス状の地震波の源近傍で実測されているパルス状の地震波のパルス幅と調

振幅と周期を精度よく再現できることを示した上で，この和的なサイズのアスペリティを用いる．このアスペリティ

矩形領域が，この規模の地震に対して一般に仮定されるアは，海溝型巨大地震に対して一般的に仮定されるアスペリ

スペリティよりもかなりサイズが小さいことから，この矩ティと比較して，面積のかなり小さいものとなる．

形領域はアスペリティそのものではなく，アスペリティ内②波形の計算には経験的サイト増幅・位相特性を考慮し部の不均質を表現するものであると考え，これをスーパーた強震動評価手法（古和田他，1998；野津・菅野，2006；

アスペリティと名付けた．

野津他，2007；野津・菅野，2008；野津他，2009）を用い

東北地方太平洋沖地震を対象として本研究で設定した

る．

矩形の破壊領域は一辺が数 km 程度のものであり，この規①②のスキームが M8 クラスの地震に対して有効である

模の地震に対して一般に仮定されることの多いアスペリテ

ことは過去の研究（野津・菅野，2006；野津他，2007；野ィ（一辺が数十 km 程度）よりもかなりサイズが小さい．

津・菅野，2008；野津他，2009）で確認され，その結果はまた，パルスの再現を目的としているという点も，松島・例えば佐藤・川瀬（2009）などで紹介されている．しかし川瀬のスーパーアスペリティと共通している．そこで，本ながら，同様のスキームが M9 クラスの地震に対しても適稿では，強震動予測の分野でこれまで一般的に考えられて用可能であるかについては，当然ではあるが，これまで確きた「アスペリティ」との混同を避けるため，本研究で設認されていない．

定した矩形の破壊領域をスーパーアスペリティとよぶこと

そこで，本研究では，①②のスキームの M9 クラスの地にした．

震に対する適用性を調べることを目的とし，東北地方太平

なお，「アスペリティ」という用語の用いられ方自体も洋沖地震を対象として，小さめのアスペリティの組み合わ

現時点では転換期にある．
「アスペリティ」とはもともと，せからなる震源モデルを新たに作成し，それによる強震動

常時には固着しており，地震時に大きくすべって強い地震

シミュレーションを実施した．

波を出す断層面上の領域という意味であった．しかしなが震源モデルの設定はフォワードモデリングに基づいて

ら，東北地方太平洋沖地震においては，地震時に大きくす実施した．その際，K-NET（Kinoshita, 1998），KiK-net（Aoi

べった領域と強震動を生成した領域とが必ずしも一致しな

et al., 2000），港湾地域強震観測（野津・若井，2011a）の観いことが明らかとなってきており（例えば Kurahashi and

測記録を利用した．震源モデルの設定において最も重視し

Irikura, 2011），アスペリティという用語は地震時に大きくたのは 0.2-1Hz の帯域における速度波形（パルス状のもの

すべった領域に対して限定的に用いられるようになってき- 27 -

野津

図-1.1

厚・若井

淳

東北地方太平洋沖地震において観測されたパルス状の地震波の例（0.2-1Hz の速度波形）．上から順に KiK-net 志
津川，港湾地域強震観測の仙台-G，K-NET 川内，K-NET いわき．いずれも NS 成分．KiK-net は地表の記録である．

ている．そのため，強震動予測の分野における従来のアスペリティに対しては SMGA（Miyake et al., 2003）という用語を割り当てることも多くなってきている（ただし SMGAr

r0 rijsubfault ij

数十 km 程度のものであり，パルスの再現を目的として設w
small event

定されるものでもない）．こうした用語の変化は，今後，本

ij

1~N
W

自体は東北地方太平洋沖地震を対象とした場合には一辺が1~N
L研究における「スーパーアスペリティ」の呼称に対してもlarge event

影響を及ぼす可能性があるという点に留意されたい．
図-2.1

グリーン関数の重ね合わせ

2. 強震波形計算手法
本研究で用いる強震波形計算手法については既往の研究（古和田他，1998；野津・菅野，2006；野津他，2007；
野津・菅野，2008；野津他，2009）で紹介されているので，
ここでは要点のみを述べる．
まず，対象地震の断層面上で発生する中小地震を考え（図-2.1 の small event），これによる対象地点での地震動を求める（これをグリーン関数と呼ぶ）．次に，経験的グリーン関数法と同様の重ね合わせ方法（入倉他，1997）を用い，大地震の震源モデル（図-2.1 の large event）に従って
図-2.2

グリーン関数を重ね合わせることにより，大地震による地- 28 -

震源特性・伝播経路特性・サイト特性

強震動を対象とした 2011 年東北地方太平洋沖地震の震源モデル

図-2.3

解析対象観測点，スーパーアスペリティの位置，および解析に用いた主な中小地震の震央- 29 -

野津

表-2.1
IWT008大船渡大船渡防地-G
MYG001
気仙沼
MYG004
築館
MYGH12
志津川
MYG011
牡鹿
仙台-G
MYG015
岩沼
MYGH10
山元
FKS001
相馬
FKS004
飯舘
FKS005
原町
FKS031
川内
FKS010広野
FKS011
いわき
小名浜事-GB
IBR002
高萩
IBR003
日立
IBR007那珂湊
IBR018鹿島厚・若井淳

グリーン関数の位相特性を決めるために用いた中小地震観測記録
SA1_1
SA1_2
20051217
20050816
20051217
20051217
20051217 同左
20051217
20110310
20051217
20050816
20050816
20051217
20050816
20051217
20050816
20051217 同左
20050816
20050816
20050816
20050816
20050816

表-2.2

SA1_3
SA2
SA3_1
SA3_2
20021103 20051217
20021103 20110309
20051217 20051217
20021103 20051217
20021103 20051217 同左
同左
20051217 20051217
20021103 20021103
20021103 20090801
20021103 20110309
20021103 20090801
20051217 20051022
20090801 20051022
20051217 20051022
20090801 20051022
同左
20090801 20051022 同左
20100613 20051022
20090801 20051022
20090801 20051022
20090801 20051022
20050816 20051022

SA3_3

SA4

SA5

同左

同左

同左

20091023
20091023
20091023
20091023
20091023
20110311
20091023
20091023
20091023
20091023

20080508
20080508
20080508
20080508
20080508
20080508
20080508
20080508
20080508
20080508

同左

非線形性を考慮するために用いたパラメタν1 とν2 の値
ν1

MYG004
MYG015
MYGH10
FKS001
FKS005

築館
岩沼
山元
相馬
原町

ν2
0.90
0.67
0.80
0.90
0.90

震動を求める．

0.005
0.010
0.008
0.005
0.005

震源特性を計算する際，ラディエーション係数（Boore,

グリーン関数のフーリエ振幅は中小地震の震源特性，伝1983）としては，全方位への平均値である 0.63 を用いた．

播経路特性，経験的サイト増幅特性の三者の積として求め

また，地震動のエネルギーの水平 2 成分への分散を表す係

る．ここに震源特性とは震源断層の破壊過程の影響，伝播数である PRTITN（Boore, 1983）は，各地点の実際の観測

経路特性とは震源から地震基盤に至る伝播経路の影響，サ

記録に基づいて設定した．震源付近および伝播経路におけ

イト特性とは地震基盤から地表に至る堆積層の影響のこと

る S 波速度としては 3.9km/s を用いた（地震調査研究推進である（図-2.2）．また，本稿では，地震基盤から地表まで

本部，2002；地震調査研究推進本部，2005）．震源付近におのフーリエ振幅スペクトルの倍率を指す用語として「サイける媒質の密度としては 3.1×103kg/m3 を用いた（地震調査

ト増幅特性」を用い，堆積層が地震動に及ぼす影響全般を研究推進本部，2002；地震調査研究推進本部，2005）．伝播

指す用語として「サイト特性」を用いる．

経路における Q 値は東日本の海溝性地震に対して求められ一方，グリーン関数のフーリエ位相としては，対象地点ている値（佐藤・巽，2002）を用いた．経験的サイト増幅における中小地震記録のフーリエ位相をそのまま用いる．

特性としては原則として既往の研究（野津・長尾，2005；

対象地点で複数の中小地震記録が利用できる場合は，（鉛直

野津・菅野，2006）で得られているものを用いた．ただし，面内での）入射角および（水平面内での）方位角という点

震源近傍の MYG011（K-NET 牡鹿；図-2.3）は 2004 年 1で対象地震と（対象地震が複数のサブイベントからなる場

月 30 日に移設されており，既往の研究で得られているサイ合には対象とするサブイベントと）できるだけ類似していト増幅特性は移設前のものである．そこで，移設後のる中小地震記録を用いる．それにより，堆積層が地震動のMYG011 に対して再評価されたサイト増幅特性（野津・若位相に及ぼす影響をより適切に考慮できるためである．な

井，2011b）を用いた．また，小名浜事-GB（港湾地域強震

お，ここで「サブイベント」という用語は，大地震の震源観測の観測点；図-2.3）のサイト増幅特性も，既往の研究

断層の破壊過程に含まれるより規模の小さい破壊を一般的では評価されていなかったので，野津・若井（2011b）で評に指す用語として用いており，「アスペリティ」「スーパー

価されたものを用いた．なお，KiK-net の観測点について

アスペリティ」「SMGA」等はすべてサブイベントの一種では，地表と地中の記録があるが，既往の研究（野津・長尾，ある．

2005；野津・菅野，2006）で評価されたサイト増幅特性が- 30 -

強震動を対象とした 2011 年東北地方太平洋沖地震の震源モデル

地表を対象としているため，地表の記録を波形合成の対象

起因するものとして扱えば，誤った結果に陥ることになる．

とした．グリーン関数の位相特性を決めるための中小地震

この危険は，離れた二点間の位相を対応付けようとする場記録としては，入射角および方位角が対象とするスーパー

合ほど大きくなる．そこで，本研究においては，比較的近アスペリティとできるだけ共通となるように，表-2.1 に示接した観測点における走時を読み取ることで，サブイベン

すものを用いた．また，それらのうち主要なものの震央位

トの位置を求めることを試みた．具体的には，上記の3地点

置を図-2.3 に示している．

において，1波目および2波目に対応するS波の到来時刻を，

表層地盤の非線形性の影響を受けていると考えられる

図-3.1に赤字で示す通り読み取った．これらの観測点を選観測点に対しては，非線形性の影響を考慮して波形合成を択したのは，図-3.1に示すように，S波の到来時刻がかなり行った．具体的には，表層地盤の多重非線形効果を考慮し明瞭に表れており，誤認の恐れが少ないと判断したためでてグリーン関数を補正する方法（野津・盛川，2003）を用ある．次に，気象庁による破壊開始点を含む走向203度，傾いた．この方法では，堆積層における平均的な S 波速度の斜10度の断層面を仮定し（図-2.3の大きな長方形；走向と低下率を表すパラメタであるν1，および，堆積層における傾斜は気象庁（2011）のCMT解に基づいて設定），断層面上

平均的な減衰定数の増分を表すパラメタであるν2 を用いの各点および各観測点に対し，図-3.1の時刻にS波が到来することによって，比較的簡便に，非線形性の影響を考慮しるために必要な破壊時刻を求めた．この破壊時刻は，本来，た波形合成を行うことができる．実際の適用に当たっては，

どの観測点から求めても同じ値となるべきである．そこで，①土質データから，表層地盤の非線形挙動が生じる可能

観測点を変化させた場合の破壊時刻の標準偏差が最も小さ性のある観測点であること

くなる断層面上の点を，サブイベントの位置とした．以上②本震観測記録のフーリエスペクトルのピーク周波数の考え方で求めたサブイベントの位置を，図-2.3にSA1_1

が，サイト増幅特性のピーク周波数よりも顕著に低周波側およびSA2として示した（SAはスーパーアスペリティの意にずれていること味）．このうちSA1_1は1978年宮城県沖地震の震源（気象庁）

以上二つの条件を満足する場合に，当該観測点での本震に極めて近い位置に求まっている（図-2.3）．走時の読みと観測記録は表層地盤の非線形挙動の影響を受けていると判りでサブイベント位置の特定を行っている既往の研究と比断し，上記手法の適用を行った．その際，ν1 については，

較すると，本研究のSA1_1は浅野・岩田（2011）のSMGA1

本震観測記録のフーリエスペクトルのピーク周波数とサイや佐藤（2011）のアスペリティ1，川辺他（2011）のAsp1ト増幅特性のピーク周波数の比から決定し，ν2 についてに含まれるような位置にある．また，本研究のSA2は浅野・は，後続波の継続時間が適切となるように，観測点毎に設岩田のSMGA2や佐藤のアスペリティ2に含まれる位置とな定を行った（ν2 を大きくするほど減衰の影響で後続波のっているが，川辺他のAsp2よりはやや南である．Kurahashi

継続時間が短くなる性質を利用している）．採用したν1 とand Irikura（2011）の結果と比較すると，東西のサブイベン

ν2 の値を表-2.2 に示す．

トの破壊の順序が逆となっている．
次に，上で求めた座標をローカルな破壊開始点とする矩3. 震源モデルの作成過程

形のスーパーアスペリティを考え，その長さ，幅，矩形領域と破壊開始点との位置関係，および地震モーメントを

3.1

宮城県沖

様々に変化させ，周辺の観測点における速度波形を出来る

まず，宮城県沖のスーパーアスペリティの設定手順につだけ精度良く再現するようなパラメタを設定した．このといて述べる．図-3.1はMYG011，MYGH02，MYGH06（位き，ライズタイムについては片岡他（2003）の式で求まる

置を図-2.3に示す）で観測された本震の速度波形を示す

値に固定した（スーパーアスペリティの幅を，スーパーア（KiK-netについては地中）．しばしば指摘されるように，

スペリティ内部の破壊伝播速度で除し0.25を乗じた値）．ス

これらの地域における本震の波形は大きく二つの山からなーパーアスペリティ内部の破壊伝播速度は3.0km/sとした．

り，少なくとも二つのサブイベントが波形に寄与している

以上に述べたスーパーアスペリティのパラメタの設定条件

ことは明らかである．そこで，浅野・岩田（2011）などがは，本研究の他のスーパーアスペリティに対しても同様で行っているように，観測記録の走時を読み取ることで，サある．設定されたパラメタを表-3.1に示す．また，SA1_1

ブイベントの位置を求めることを試みた．ただし，走時のとSA2の詳しい位置を図-3.2に示す．これらのパラメタの読み取りにおいては，異なる観測点間における位相の対応有する意義については4.で考察を行う．

付けが，結果に対して大きく影響することが多い．本来異SA1_1とSA2の寄与のみを考慮して仙台-G（港湾地域強震なるサブイベントに由来する位相を同一のサブイベントに観測の観測点），MYGH12，MYG001で計算される速度波形- 31 -

野津

厚・若井

淳

（0.2-1Hz）を観測波と比較して図-3.3に示す．50秒ほどのイベント（SA1_2）が破壊しているものと考えた．仙台-G

間隔を置いて到来している二つの波群の先頭の部分に対応

等における走時を満足するようにSA1_2の位置を求めると，するパルスの振幅と周期がかなり良好に再現されているこ図-2.3に示す位置に求まった．これは浅野・岩田（2011）とがわかる．パルスの周期はスーパーアスペリティのサイのSMGA1や川辺他（2011）のAsp1に含まれる位置である．

ズと関係しており，パルスの振幅はスーパーアスペリティ

SA1_2のパラメタも，SA1_1とSA2のパラメタを決めたとの地震モーメントと関係している．従って，パルスの振幅

きと同様の手順で，周辺の観測点における速度波形を出来と周期の再現性が良好であることは，スーパーアスペリテ

るだけ精度良く再現するように設定した．設定されたパラ

ィのサイズと地震モーメントの設定が適切であることを示

メタを表-3.1に示す．また，SA1_2の詳しい位置を図-3.2

すと考えられる．

に示す． SA1_1，SA1_2 ， SA2 の三者を考慮した 場合のしかしながら，1つめの波群の初動に続く部分，すなわち，

MYG001における速度波形の計算結果を図-3.4（上）に示

仙台-Gの34秒付近やMYG001の52秒付近（×印で示す）は，

す．SA1_1とSA2だけではうまく再現できなかった52秒付近

SA1_1とSA2の寄与だけでは十分に説明することができなの位相（○印）は再現できるようになった．しかしながら，

い．また，より北側の大船渡などでは，SA1_1とSA2の寄与

90秒付近の×印で示す位相は，SA1_1，SA1_2，SA2の三者を考慮するだけでは，1つめの波群の振幅が過小評価となる．

の寄与だけでは説明が付かない部分として指摘できる．同

そこで，SA1_1の破壊の直後に，その近辺で，別のサブ様の傾向は宮城県と岩手県の県境付近の他の観測点でも認

図-3.1

MYG011，MYGH12，MYGH06 で観測された本震の速度波形（EW 成分、KiK-net は地中）
表-3.1

SA1_1
SA1_2
SA1_3
SA2
SA3_1
SA3_2
SA3_3
SA4
SA5

破壊開始時刻(h:m:s)
14:46:43.5
14:46:46.9
14:47:33.4
14:47:26.3
14:47:57.1
14:48:04.4
14:48:15.0
14:48:25.8
14:48:30.9

長さ
km
3.0
4.0
4.0
3.5
3.0
3.0
6.0
8.0
7.0

スーパーアスペリティモデルのパラメタ

幅
km
2.0
3.0
2.0
3.0
4.0
4.0
2.0
3.0
7.0

面積
km2
6.0
12.0
8.0
10.5
12.0
12.0
12.0
24.0
49.0

- 32 -

地震モーメント すべり量Nmm
8.00E+18
28.3
8.00E+18
14.1
4.00E+18
10.6
2.10E+19
42.4
3.00E+18
5.3
3.00E+18
5.3
5.00E+18
8.8
9.00E+18
8.0
2.00E+19
8.7

ライズタイム
s
0.17
0.25
0.17
0.25
0.33
0.33
0.17
0.25
0.58

強震動を対象とした 2011 年東北地方太平洋沖地震の震源モデル

図-3.2

図-3.3

宮城県沖の 4 つのスーパーアスペリティの詳細位置

SA1_1 と SA2 の寄与のみを考慮して計算される速度波形（赤）と観測波（黒）の比較（0.2-1Hz）（×の箇所は SA1_1 と SA2 の寄与だけでは説明できない）- 33 -

野津

図-3.4

厚・若井

淳

SA1_1，SA1_2，SA2 の三者を考慮して計算される速度波形（赤）と観測波（黒）の比較（0.2-1Hz）（×の箇所はこれら三者の寄与だけでは説明できない）

図-3.5

宮城県沖の 4 つのスーパーアスペリティを考慮して計算される MYG001 と IWT008 での速度波形（赤）と観測波（黒）の比較（0.2-1Hz）められる（特にEW成分に見られる）．例えば図-3.4（下）ティを考慮することにより，速度波形の再現性が向上してにはIWT008におけるSA1_1，SA1_2，SA2の三者による速いることがわかる．なお，より多くの地点での波形，スペ度波形の計算結果を示すが，84秒付近の位相（×印）が説

クトルの再現性については4.で述べる．

明できていない．先に求めたSA2の破壊時刻を考慮すると，84秒付近の位相はSA2のものと考えるには少し早く到来し3.2

過ぎている．従って，これらの位相をもたらしたSA2とはここまで宮城県沖のスーパーアスペリティについて検討

福島県沖

別のサブイベント（SA1_3）が存在するものと考えた．

してきたが，宮城県と福島県の県境付近の地震動も，宮城

IWT008等における走時を満足するようにSA1_3の位置を県沖の4つのスーパーアスペリティによってほぼ説明する

求めると，図-2.3に示すように，他のスーパーアスペリテ

ことができる（図-3.6）．しかしながら，それより南へ進む

ィよりもやや北側となった．既往の研究の中でこの位置にと，宮城県沖のスーパーアスペリティによっては，速度波

アスペリティやSMGAを推定している研究はないが，強い形をほとんど説明することが出来なくなる．例えば，図-3.7て言えば川辺他（2011）が推定しているAsp1の北端付近には，FKS031，FKS009の2つの観測点に対して，宮城県沖の当たる．

4つのスーパーアスペリティを考慮して速度波形を計算しSA1_3のパラメタも，周辺の観測点における速度波形をた結果であるが，速度波形の主要な部分がほとんど再現さ出来るだけ精度良く再現するように設定した．設定されたれていない．このことは，これらの地域の波形に対して寄パラメタを表-3.1に示す．また，SA1_3の詳しい位置を図与した別のサブイベントが存在することを示唆している．

-3.2に示す．SA1_1，SA1_2，SA1_3，SA2の4つのスーパー

これらの地域における観測波（図-3.7の黒線）に着目する

アスペリティを考慮した場合のMYG001とIWT008での速と，ほぼ10秒間隔で並ぶ3つのパルスが存在することがわか度波形の計算結果を図-3.5に示す．4つのスーパーアスペリ

る（×印）．これらのパルスはいずれも幅が狭く，アスペリ- 34 -

強震動を対象とした 2011 年東北地方太平洋沖地震の震源モデル

図-3.6

宮城県沖の 4 つのスーパーアスペリティを考慮して計算される MYGH10 と FKS001 での速度波形（赤）と観測波（黒）の比較（0.2-1Hz）

図-3.7

宮城県沖の 4 つのスーパーアスペリティを考慮して計算される FKS031 と FKS009 での速度波形（赤）と観測波（黒）の比較（0.2-1Hz）

図-3.8

福島県沖と茨城県沖のスーパーアスペリティの詳細位置- 35 -

野津

図-3.9

厚・若井

淳

福島県沖の 3 つのスーパーアスペリティを考慮して計算される各地の速度波形（赤）と観測波（黒）の比較（0.2-1Hz）

図-3.10宮城県沖～福島県沖のスーパーアスペリティを考慮して計算される IBR002 と IBR003 での速度波形（赤）と観測波（黒）の比較（0.2-1Hz）- 36 -

強震動を対象とした 2011 年東北地方太平洋沖地震の震源モデル

図-3.11

宮城県沖～福島県沖のスーパーアスペリティに加え、SA4 の寄与を考慮して計算される各地の速度波形（赤）と観測波（黒）の比較（0.2-1Hz）

ティというよりはスーパーアスペリティによってより良く

3.3

説明されるものであると考えられる．そこで，これら3つのここまで設定してきた宮城県沖～福島県沖のスーパーア

パルスに対応した3つのスーパーアスペリティ（SA3_1，

スペリティにより，茨城県北部のIBR002とIBR003での速度

茨城県沖

SA3_2，SA3_3）が存在するものと考えた．FKS031等にお波形をどの程度再現できるか調べてみると，図-3.10に示す

ける走時を満足するようにこれらの位置を求めると，図ように，波形の前半部分を一部再現できるが，主要動は再-2.3に示すように，福島県の海岸線に近い所に3つのスーパ．このことは，この地域の現できないことがわかる（×印）

ーアスペリティが並ぶことになった．ただし，破壊の順序波形に対して特に寄与した別のサブイベントが存在していとしては，中央，北側，南側の順となり，北側から順序よたことを意味する．これをSA4とし，IBR002等における走く壊れるという結果にはならなかった．これらのスーパー時を満足するようにSA4の位置を求めると，図-2.3に示す

アスペリティの位置を既往の研究と比較してみると，浅ように，茨城県北部の比較的海岸線に近い位置に求まった．

野・岩田（2011）のSMGA3，川辺他（2011）のAsp4，Kurahashi

SA4の位置を既往の研究と比較してみると，浅野・岩田

and Irikura（2011）のSMGA4は，上記のスーパーアスペリ（2011）のSMGA4，および，川辺他（2011）のAsp5はSA4

ティを含むかもしくは近い位置にある．

に比較的近い位置にある．

次に，周辺の観測点における速度波形を出来るだけ精度

この位置にSA4が存在していたことについては別の傍証

良く再現するように，SA3_1～SA3_3のパラメタを設定した．

もある．港湾空港技術研究所地震動研究チーム（2011a）に設定されたパラメタを表-3.1に示す．また，SA3_1～SA3_3

示すように，IBR007における本震観測記録のフーリエ位相の詳しい位置を図-3.8に示す．SA3_1～SA3_3の寄与のみをを，2009年10月23日10:28茨城県東方沖の地震（M5.0）のフ考慮した場合の，周辺の観測点での速度波形の計算結果をーリエ位相に置き換えると，もとの本震波形にかなり近い

図-3.9に示す．福島県沖の3つのスーパーアスペリティを考ものが再現される．このような，本震のフーリエ位相と中慮することにより，周辺の観測点での速度波形が比較的精

小地震のフーリエ位相との類似は，本震波形の中に複数の度良く再現できていることがわかる．

サブイベントの寄与が顕著に存在する場合には生じにくい．
言い換えれば，IBR007等では，本震波形に対して1個のサ- 37 -

野津

厚・若井

淳

ブイベントの寄与が支配的であったと言える．すでに見て

ル の 再 現 性 に つ い て は 次 章 で 示 す ． SA5 の 導 入 に よ る

きたように，宮城県沖～福島県沖にかけて多くのサブイベ

IBR018等での波形の改善についてもこの中で併せて示す．

ントが存在するにも関わらず，IBR007等の波形に対して1

4. 震源モデルの作成結果と考察

個のサブイベントの寄与が支配的となるためには，当該サブイベントは観測点に比較的近い位置に存在しなければならない．また，このことに加え，2009年10月23日の地震は，宮城県沖～茨城県沖にかけて9つのスーパーアスペリテ

図-2.3に示すように，SA4の比較的近くで発生している．

ィからなる震源モデル全体を考慮した場合の各地の速度波

その結果，IBR007等では，本震と2009年10月23日の地震と形（0.2-1Hz）の計算結果を観測波と比較して図-4.1に示す．

で伝播経路特性，サイト特性がほぼ共有されることになり，また各地のフーリエスペクトル（水平2成分を合成しバンド

フーリエ位相特性の類似が生じたものと考えられる．

幅0.05HzのParzenウインドウを適用したもの）の計算結果
を観測波と比較して図-4.2に示す．各地の波形，スペクトSA4のパラメタについては，やはり，周辺の観測点におルは比較的良好に再現されている．

ける速度波形が出来るだけ精度良く再現されることを念頭に設定した．設定されたパラメタを表-3.1に示す．また，

ここで，設定された震源モデルについていくつかの考察

SA4の詳しい位置を図-3.8に示す．宮城県沖～福島県沖のを行う．まず，ここでの震源モデルは，「（スーパー）アス

スーパーアスペリティに加えて，SA4の寄与も考慮した場

ペリティの破壊が震源近傍にコヒーレントなパルスをもた合の，周辺の観測点での速度波形の計算結果を図-3.11に示

らす」という考え方に基づいて設定されているという点をす．IBR002からIBR007にかけての速度波形は比較的精度良

改めて指摘したい．このような考え方はまさに1995年兵庫く再現できていることがわかる．

県南部地震を対象とした釜江・入倉（1997）による震源モ

ただし，茨城県の中でも南に位置するIBR018での速度波デルの構築において採用された考え方であり，本研究は同形は，ここまで作成してきた震源モデルでは再現すること様の考え方が海溝型巨大地震に対しても適用可能であるこができない（×印）．加えて，IBR007等の波形の後半部分とを，2003年十勝沖地震（M8.0）を対象とした既往の研究においても，一部，再現されていない位相が存在する．そ（野津・菅野，2006；野津他，2007；野津・菅野，2008；

こで，これらの位相を生じたさらにもう一つのサブイベン

野津他，2009）に続いて，示したものである．東北地方太トが存在していたものと推定される．これをSA5とし，平洋沖地震の震源近傍でのパルスを再現するために必要な

IBR018等における走時を満足するようにSA5の位置を求め

スーパーアスペリティのサイズは，ここまで示してきたよると，図-2.3に示すように，茨城県中部の海岸線からややうに一辺が数km程度であった．同じ地震を対象として提案

離れた位置に求まった．SA5の位置を既往の研究と比較しされている既往の震源モデル（浅野・岩田，2011；川辺他，てみると，Kurahashi and Irikura（2011）のSMGA5はSA5に2011；佐藤，2011；Kurahashi and Irikura，2011）では，一比較的近い位置にあると言える．SA5が図-2.3に示す位置

辺が数十km程度のアスペリティまたはSMGAが設定されに存在することについては別の傍証もある．港湾空港技術ているが，この場合，アスペリティまたはSMGAが破壊す

研究所地震動研究チーム（2011b）に示すように，IBR018

るのに要する時間は10秒以上となるので，0.2-1Hzの帯域ににおける本震観測記録のフーリエ位相を，2008年5月8日

明瞭に認められるパルスを再現することは困難であると考1:45茨城県東方はるか沖の地震（M7.0）のフーリエ位相にえられる．

置き換えると，もとの本震波形に比較的近いものが再現さ一方，本研究で設定されたスーパーアスペリティのすべ

れる．2008年5月8日の地震は，図-2.3に示すように，SA5り量に着目すると，最も小さいSA3_1とSA3_2では5.3mであの比較的近くで発生している．その結果，IBR018では，本るが，最も大きいSA2では42.4mに達している．この値は震と2008年5月8日の地震とで伝播経路特性，サイト特性がM9クラスの地震ならではと考えられる値である．この地震ほぼ共有されることになり，フーリエ位相特性の類似が生に対して，長周期地震動の波形インバージョンにより求めじるものと考えられる．

られたすべり量分布は，海溝軸寄りに大きなすべり量を推SA5のパラメタについては，やはり，周辺の観測点にお定しているものもあるが（例えばSuzuki et al., 2011；Yoshida

ける速度波形が出来るだけ精度良く再現されることを念頭

et al., 2011），震央のやや西側に最大のすべりを推定していに設定した．設定されたパラメタを表-3.1に示す．また，るものもあり（Koketsu et al., 2011），その位置は本研究のSA5の詳しい位置を図-3.8に示す．以上で，宮城県沖～茨SA2の位置に極めて近い．
次に，本研究で設定したスーパーアスペリティのうち，

城県沖にかけて9つのスーパーアスペリティからなる震源

最初に破壊したSA1_1について考察を行う．図-3.2にはモデルが求まった．震源モデル全体による波形，スペクト- 38 -

強震動を対象とした 2011 年東北地方太平洋沖地震の震源モデル

図-4.1

すべてのスーパーアスペリティを考慮した場合の各地の速度波形（0.2-1Hz）の計算結果（赤）と観測結果（黒）との比較- 39 -

野津

厚・若井

淳

図-4.1（つづき）- 40 -

強震動を対象とした 2011 年東北地方太平洋沖地震の震源モデル

図-4.1（つづき）- 41 -

野津

厚・若井

淳

図-4.1（つづき）- 42 -

強震動を対象とした 2011 年東北地方太平洋沖地震の震源モデル

図-4.2

すべてのスーパーアスペリティを考慮した場合の各地のフーリエスペクトル（水平 2 成分を合成しバンド幅
0.05Hz の Parzen ウインドウを適用したもの）の計算結果（赤）と観測結果（黒）との比較- 43 -

野津

厚・若井

淳

図-4.2（つづき）

1978年宮城県沖地震に対して野津・菅野（2006）が推定し評価となることが考えられる．約0.2Hzよりも長周期側を対たアスペリティ1と松島・川瀬（2006）が推定したスーパー

象とする場合には，アスペリティ（SMGA）や背景領域を

アスペリティの位置を示している．独立に行われた研究か併用することが必要である．

ら同じような位置と面積を有する（スーパー）アスペリテ

5. 既往の海溝型巨大地震との比較

ィが推定されているため，1978年宮城県沖地震のスーパー
アスペリティの位置および面積として信憑性の高いもので本研究で作成したようなスーパーアスペリティモデルを，あると考えられる．スーパーアスペリティの物理的解釈は現時点では明瞭ではないが，固着域（または固着域の中で今後，地震動の予測に活用していくためには，スーパーア

も特に固着の強い領域）であるとも考えられる．そうであスペリティの地震規模に対するスケーリングが可能である

るとすれば，その固着域は，今回のような巨大地震では再かについて検討することが重要と考えられる．そこで，本びすべったと考えることが自然であろう．図-3.2に示すよ

章では，既往の海溝型巨大地震に関する同様の解析結果と，

うに本研究のSA1_1は1978年宮城県沖地震のスーパーアス

本研究の結果との比較を行う．

ペリティに極めて近い位置に求まっており，面積的にも大既 往 の 海 溝 型 巨 大 地 震 と し て は ，1968 年 十 勝 沖 地震

きな違いはない．走時の解析に含まれる誤差を考慮すれば，（Mw8.2）と2003年十勝沖地震（Mw7.9）を取り上げる．ま本研究のSA1_1は，1978年宮城県沖地震のスーパーアスペ

た，巨大地震と呼ぶには少し規模が小さいが，1978年宮城リティが再び活動したものである可能性がある．このこと

県沖地震（Mw7.6）と2005年宮城県沖の地震（Mw7.1）もとは，「スーパーアスペリティの地震規模に対するスケーリン

りあげる．1968年十勝沖地震，1978年宮城県沖地震，2003

グが可能か」を考える上で重要であると考えられる．上で

年十勝沖地震については野津・菅野（2006）により設定さ述べたようなことが事実であるとすれば，スーパーアスペ

れた震源モデルを対象とする．また2005年宮城県沖の地震

リティのサイズはあくまでも地域固有であり，地震規模にについては港湾空港技術研究所地震動研究チーム（2010）は依らないことになるので（1978年宮城県沖地震がMW7.6，

により設定された震源モデルを対象とする．なお，これら

今回の地震がMW9.0），地震規模に対するスケーリングは難の研究が行われた際，設定されたサブイベントはスーパー

しいことになる．

アスペリティではなくアスペリティと呼ばれている．しか最後に，ここで設定したスーパーアスペリティは，単独しながら，これらのサブイベントは，主に0.2-1Hzまたはで用いるべきか，アスペリティ（SMGA）や背景領域と組

0.2-2Hzの帯域の速度波形（パルス的なものを含む）を再現

み合わせて用いるべきか，という問題について考えてみる．

するように設定されており，また，それらのサイズは一般

図-4.2に示したように，ここで設定したスーパーアスペリ

的な「アスペリティ」よりもかなり小さいものとなっていティモデルによる各地のフーリエスペクトルの再現性は，る．従って，本研究の定義ではスーパーアスペリティに該

0.2-10Hzの帯域においてかなり良好である．従って，少な当するものと考えられるため，以下，本稿ではこれらをスくともこれらの帯域 を対 象 とする 限り ， アスペ リティ

ーパーアスペリティとして扱う．

（SMGA）や背景領域を併用する必要性はあまり認められ表-5.1は検討対象とするスーパーアスペリティの一覧をない．しかしながら，ここで設定したスーパーアスペリテ

示したものである．左から順に，M0は全体の地震モーメン

ィは地震モーメントとしては小さいものであり，これらをト，Mwはそれから計算されるモーメントマグニチュードで単独で用いた場合には，長周期側の振幅は当然ながら過小ある．ρとβは地震基盤の密度とS波速度である．SaとM0a- 44 -

強震動を対象とした 2011 年東北地方太平洋沖地震の震源モデル

表-5.1

検討対象とするスーパーアスペリティのパラメタ一覧

M0

Mw

1968年十勝沖地震

Nm
2.80E+21

1978年宮城県沖地震

3.10E+20

2003年十勝沖地震

8.21E+20

2005年宮城県沖の地震

5.43E+19

2011年東北地方太平洋沖地震

3.80E+22

図-5.1

ρ

β

Sa

Moa

Da

3

SA の面積および SA の地震モーメントと地震全体の規模（Mw）との関係

図-5.2

A0

A0計

Nm
m
ton/m km/s km2
Nm/s2 Nm/s2
8.2 Asperity-1
3.1
3.9
128 7.2E+19 11.9 1.5E+20 2.2E+20
Asperity-2
3.1
3.9
64 1.8E+19
6.0 7.4E+19
Asperity-3
3.1
3.9
4 2.3E+18 12.2 1.5E+20
7.6 Asperity-1
3.1
3.9
12 1.2E+19 21.2 2.6E+20 3.0E+20
Asperity-2
3.1
3.9
9 4.8E+18 11.3 1.4E+20
7.9 Asperity-1
3.1
3.9
72 4.2E+19 12.4 1.5E+20 1.9E+20
Asperity-2
3.1
3.9
48 2.1E+19
9.3 1.1E+20
Asperity-3
3.1
3.9
16 2.4E+18
3.2 3.9E+19
7.1 Asperity-1
3.1
3.9
10.5 5.0E+18 10.1 1.2E+20 1.6E+20
Asperity-2
3.1
3.9
5 2.0E+18
8.5 1.0E+20
9.0 SA1_1
3.1
3.9
6 8.0E+18 28.3 3.5E+20 7.0E+20
SA1_2
3.1
3.9
12 8.0E+18 14.1 1.7E+20
SA1_3
3.1
3.9
8 4.0E+18 10.6 1.3E+20
SA2
3.1
3.9
10.5 2.1E+19 42.4 5.2E+20
SA3_1
3.1
3.9
12 3.0E+18
5.3 6.5E+19
SA3_2
3.1
3.9
12 3.0E+18
5.3 6.5E+19
SA3_3
3.1
3.9
12 5.0E+18
8.8 1.1E+20
SA4
3.1
3.9
24 9.0E+18
8.0 9.8E+19
SA5
3.1
3.9
49 2.0E+19
8.7 1.1E+20

各地震で最大の SA に対応する震源スペクトル（左から変位，速度，加速度の震源スペクトル）- 45 -

野津

図-5.3

厚・若井

淳

SA の短周期レベルおよび速度震源スペクトルのピーク値と地震全体の規模（Mw）との関係

はスーパーアスペリティの面積と地震モーメントであり，周期レベル）は 1968 年十勝沖地震や 2003 年十勝沖地震よ

Daはそれらから計算されるスーパーアスペリティでのすべりも今回の地震の方が大きいという結果になっている．

り量である．次にA0は短周期レベルと呼ばれ，加速度震源図-5.3（左）は短周期レベルと地震全体の規模（Mw）とスペクトル（日本港湾協会，2007）の短周期側のフラットの関係を見たもので，地震全体の規模の増大とともに増加

レベルである．まずA0としてスーパーアスペリティ毎の値する傾向となっている．一方，図-5.3（右）は速度震源スが示されており，その右のカラムに短周期レベルの合計がペクトルのピーク値と地震全体の規模（Mw）との関係を見示されている．この場合の合計とは自乗和平方根のことでたものであるが，およそ Mw=8 以上では飽和する傾向が認ある．なお，表-5.1には示していないが，松島・川瀬（2006）

められる．

による 1978 年 宮 城 県 沖 地 震 の ス ー パ ー ア ス ペ リ ティは

6. まとめ

Sa=16km2，Da=16.5mとなっており，表-5.1のAsperity-1の値に比較的近い．
図-5.1はスーパーアスペリティの面積およびスーパーア

本研究では，東北地方太平洋沖地震を対象として，スースペリティの地震モーメントと地震全体の規模（Mw）とのパーアスペリティの組み合わせからなる震源モデルを新た関係を示したものである．これを見ると，必ずしも，地震に作成し，経験的サイト増幅・位相特性を考慮した強震動

全体の規模の増大とともにスーパーアスペリティの面積や評価手法による強震動シミュレーションを実施した．その地震モーメントが増加する傾向とはなっていない．

結果，宮城県沖から茨城県沖にかけて，一辺が数km程度のスーパーアスペリティの特徴をもう少し異なる視点から見9つのスーパーアスペリティを配した震源モデルを用いれるため，図-5.2 では，各地震で最大のスーパーアスペリテ

ば，各地で実際に観測された強震動，特に，工学上重要性

ィに対応する震源スペクトルをプロットしている（左からの高い0.2-1Hzの帯域の速度波形（パルス状のものを含む）

順に変位，速度，加速度の震源スペクトル）．これらの震源を，精度良く再現できることがわかった．従来より著者らモデルにおいて，各スーパーアスペリティから放射されるは海溝型巨大地震による地震動の予測に関して

地震波は入倉他（1997）の方法で計算されているので，対①震源モデルとしては，海溝型地震の震源近傍で実測され応する震源スペクトルは，近似的にはオメガスクエアモデ

るパルスの幅と調和的な（スーパー）アスペリティの組み

ル（Aki, 1967）に従うことが期待される．そこで，図-5.2

合わせからなる震源モデルを用いること．

ではこれらがオメガスクエアモデルに従うものとしてプロ②波形の計算には経験的サイト増幅・位相特性を考慮したットを行っている．図-5.2 に示すように，1968 年十勝沖地

強震動評価手法を用いること．

震や 2003 年十勝沖地震よりも今回の地震の方が震源スペ

以上の2点を提案してきたが，これらのスキームがM9クラ

クトルの重心が高周波側にあり，その結果，変位震源スペ

スの地震に対しても適用可能であることが確認された．

クトルの低周波側のフラットレベルは今回の地震よりも今後は，本研究で「スーパーアスペリティ」として抽出

1968 年十勝沖地震や 2003 年十勝沖地震の方が大きく，逆された破壊領域が物理的にどのように解釈できるか検討すに加速度震源スペクトルの高周波側のフラットレベル（短ることが重要と考えられる．また，地震動の予測という面- 46 -

強震動を対象とした 2011 年東北地方太平洋沖地震の震源モデル

では，スーパーアスペリティのパラメタと地震規模との関北地方太平洋沖地震の震源モデルの推定と震源パラメ

係に関する検討が重要である．この点について，本稿ではータのスケーリング則の考察，日本地震学会講演予稿
集，B22-04.

既往データの傾向の把握を行ったが，今後さらに継続的に

佐藤智美・川瀬博：堆積層による地震動の増幅（2009），地検討し，経験式の構築等を行う予定である．

震2，Vol.61，pp.S455-S470.

（2012年1月27日受付）

佐藤智美・巽誉樹（2002）：全国の強震記録に基づく内陸地
震と海溝性地震の震源・伝播・サイト特性，日本建築謝辞

学会構造系論文集，Vol.556，pp.15-24.

本研究では（独）防災科学技術研究所の K-NET，KiK-net

地震調査研究推進本部（2002）：宮城県沖地震を想定した強の強震記録を利用しました．心より御礼申し上げます．

震動評価手法について，http://www.jishin.go.jp/main/
参考文献

kyoshindo/02oct_miyagi1/index.htm.

浅野公之・岩田知孝（2011）：2011年東北地方太平洋沖地震

地震調査研究推進本部：宮城県沖地震を想定した強震動評の広帯域強震動生成と震源破壊過程の関係，日本地震価（一部修正版）について（2005），http://www.jishin.go.jp/

学会講演予稿集，A11-06.

main/kyoshindo/05dec_miyagi/index.htm.

入倉孝次郎・香川敬生・関口春子（1997）：経験的グリーン

日本港湾協会（2007）：港湾の施設の技術上の基準・同解説．

関数を用いた強震動予測方法の改良，日本地震学会講

野津厚（2010）：海溝型巨大地震による周期1-5秒の帯域の地震動の予測手法について，日本地震学会講演予稿集，

演予稿集，No.2，B25．
片岡正次郎・日下部毅明・村越潤・田村敬一（2003）：想定

B12-04.

地震に基づくレベル2地震動の設定手法に関する研究，

野津厚（2011）：内陸地殻内地震によるやや短周期地震動の再現に適した震源のモデル化手法，港湾空港技術研究

国土技術政策総合研究所研究報告，No.15.

所報告，Vol.50，pp.133-195.

釜江克宏・入倉孝次郎（1997）：1995年兵庫県南部地震の断層モデルと震源近傍における強震動シミュレーション，：経験的サイト増幅・位相特性を
野津厚・菅野高弘（2006）

日本建築学会構造系論文集，Vol.500，pp.29-36.

考慮した強震動評価手法－内陸活断層地震および海溝

川辺秀憲・釜江克宏・上林宏敏（2011）：2011年東北地方太型地震への適用性の検討－，港湾空港技術研究所資料，

平洋沖地震の震源モデル，日本地震学会講演予稿集，No.1120.
野津厚，菅野高弘（2008）：経験的サイト増幅・位相特性を

B22-05.
気象庁（2011）：「平成23年（2011年）東北地方太平洋沖地考慮した強震動評価手法－因果性と多重非線形効果に震」について（第28報），気象庁報道発表資料.

着目した改良－，港湾空港技術研究所資料，No.1173.

港湾空港技術研究所地震動研究チーム（2010）：2005年8月

野津厚・長尾毅（2005）：スペクトルインバージョンに基づ

16日宮城県沖の地震（M7.2）の特性化震源モデル，

く全国の港湾等の強震観測地点におけるサイト増幅特性，港湾空港技術研究所資料，No.1112.

http://www.pari.go.jp/bsh/jbn-kzo/jbn-bsi/taisin/sourcemod

野津厚・盛川仁（2003）：表層地盤の多重非線形効果を考慮

el/somodel_2005miyagikenoki.html

した経験的グリーン関数法，地震2，pp.361-374.

港湾空港技術研究所地震動研究チーム（2011a）：2011年東北地方太平洋沖地震による常陸那珂-Uにおける地震動

野津厚・若井淳（2011a）：港湾地域強震観測年報（2010），の事後推定，http://www.pari.go.jp/bsh/jbn-kzo/jbn-bsi/

港湾空港技術研究所資料，No.1243.
野津厚・若井淳（2011b）：東日本大震災で被災した港湾に

taisin/research_jpn/research_jpn_2011/jr_401.html.
港湾空港技術研究所地震動研究チーム（2011b）：2011年東おける地震動特性，港湾空港技術研究所資料，No.1244.

北地方太平洋沖地震による鹿島造函-Uにおける地震動

野津厚・長尾毅・山田雅行（2007）：スペクトルインバージの事後推定，http://www.pari.go.jp/bsh/jbn-kzo/jbn-bsi/

ョンに基づく全国の強震観測地点におけるサイト増幅

taisin/research_jpn/research_jpn_2011/jr_402.html.

特性とこれを利用した強震動評価事例，日本地震工学

古和田明・田居優・岩崎好規・入倉孝次郎（1998）：経験的会論文集，Vol.7，pp.215-234.

サイト増幅・位相特性を用いた水平動および上下動の野津厚・長尾毅・山田雅行（2009）：経験的サイト増幅・位

強震動評価，日本建築学会構造系論文集，Vol.514，

相特性を考慮した強震動評価手法の改良－因果性を満

pp.97-104.

足する地震波の生成－，土木学会論文集A，Vol.65，

佐藤智美（2011）：経験的グリーン関数法に基づく2011年東pp.808-813.

- 47 -

野津厚・若井

松島信一・川瀬博（2006）：海溝性地震におけるスーパーア

淳

Lett., Vol.38, L00G16, doi:10.1029/2011GL049136.

スペリティモデルの提案，月刊地球号外，No.55，

Yoshida, K., K. Miyakoshi, and K. Irikura (2011): Source

pp.98-102.

process of the 2011 off the Pacific coast of Tohoku

Aki (1967): Scaling law of seismic spectrum, J. Geophys. Res.,

Earthquake inferred from waveform inversion with

Vol.72, pp.1217-1231.

long-period strong-motion records, Earth Planets Space,

Aoi, S., K. Obara, S. Hori, K. Kasahara, and Y. Okada (2000):

Vol.63, pp.577-582.

New strong-motion observation network: KiK-net, Eos

付録A

Trans. Am. Geophys. Union, Vol.81, p.329.

震源モデル作成時に対象としていなかったい
くつかの観測点での地震動の計算結果

Boore, D.M. (1983): Stochastic simulation of high-frequency
ground motions based on seismological models of the

震源モデル作成時には対象としていなかったいくつかのradiated spectra, Bulletin of the Seismological Society of

観測点で地震動の計算を行っているので，その結果についAmerica, Vol.73, pp.1865-1894.

て報告する．震源モデル作成時に対象とした観測点は図

Kinoshita, S. (1998): Kyoshin Net (K-net), Seim. Res. Lett., Vol.

-2.3に示すように主に沿岸の観測点であったが，ここでは69, pp.309-332.

主に図-A.1に示す通りやや内陸の観測点を対象としている．

Koketsu, K., Y. Yokota, N. Nishimura, Y. Yagi, S. Miyazaki, K.
Satake, Y. Fujii, H. Miyake, Y. Yamanaka, S. Sakai, and T.

図-A.2に速度波形（0.2-1Hz）の計算結果を，図-A.3にフOkada (2011): A unified source model for the 2011 Tohoku

ーリエスペクトルの計算結果を示す．これらの図からわかearthquake, Earth Planet. Sci. Lett., Vol.310, pp.480-487.

るように，やや内陸の観測点でも，ここに提案する震源モ

Kurahashi, S. and K. Irikura (2011): Source model for

デルにより，速度波形およびフーリエスペクトルは全体として良好に再現されることが確認できる．

generating strong ground motions during the 2011 off the

なお，ここでは地震動の計算に表層地盤の非線形挙動のPacific coast of Tohoku Earthquake, Earth Planets Space,

影響は考慮していない．そのため，地盤の非線形挙動の影

Vol.63, pp.571-576.
Miyake, H., T. Iwata, and K. Irikura (2003): Source

響が計算誤差として表れている．具体的には，IWT013，

characterization for broadband ground-motion simulation:

IWTH04，IWT009，FKSH17，FKS008，FKSH12，IBR001，

kinematic heterogeneous source model and strong motion

IBRH15，IBR005では，計算結果よりも観測結果の方がピー

generation area, Bulletin of the Seismological Society of

ク周波数が低周波側にある．これは非線形挙動による地盤

America, Vol.93, pp.2531-2545.

剛性の低下の影響と考えられる．これらの結果は，東北地
方太平洋沖地震の際，広域において，地盤の非線形挙動がSuzuki, W., S. Aoi, H. Sekiguchi, and T. Kunugi (2011): Rupture

表れたことを示している．

process of the 2011 Tohoku-Oki mega-thrust earthquake(M9.0) inverted from strong-motion data, Geophys. Res.

- 48 -

強震動を対象とした 2011 年東北地方太平洋沖地震の震源モデル

図-A.1

図-A.2

付録 A の計算で対象としている地点

各地の速度波形（0.2-1Hz）の計算結果（赤）と観測結果（黒）との比較- 49 -

野津

厚・若井

淳

図-A.2（つづき）- 50 -

強震動を対象とした 2011 年東北地方太平洋沖地震の震源モデル

図-A.2（つづき）- 51 -

野津

厚・若井

淳

図-A.2（つづき）- 52 -

強震動を対象とした 2011 年東北地方太平洋沖地震の震源モデル

図-A.3

各地のフーリエスペクトル（水平 2 成分を合成しバンド幅 0.05Hz の Parzen ウインドウを適用したもの）の計算結果（赤）と観測結果（黒）との比較- 53 -

港湾空港技術研究所報告第 51 巻第 1 号

２０１２．６

編集兼発行人

独立行政法人港湾空港技術研究所

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permission of the President of PARI
この資料は、港湾空港技術研究所理事長の承認を得て刊行したものである。したがって、本報告書の全部または一部の転載、複写は港湾空港技術研究所理事長の文書による承認を得ずしてこれを行ってはならない。

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CONTENTS

1. Generation and Characteristics of Random Waves for Distribution of Directional Spectra on Variable Bathymetry··················································Katsuya HIRAYAMA, Hiroyuki IWASE, Hiroaki KASHIMA ······· 3

2. A Source Model for the 2011 Off the Pacific Coast of Tohoku, Japan,
Earthquake to Explain Strong Ground Motions·····················································································Atsushi NOZU, Atsushi WAKAI ······· 23

3. Development of Evaluation Method for Functional Performance of Mooring Facilities··················································· Ema KATO, Yuichiro KAWABATA, Mitsuyasu IWANAMI ······· 55

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