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.50No.4 December

2011

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 50 巻 第 4 号（Vol. 50,

目

No. 4）,

2011 年12月（December 2011）

次（CONTENTS）

1. 平成 23 年(2011 年)東北地方太平洋沖地震津波の特性·························································· 河合弘泰，佐藤真，川口浩二，関克己 ·······

3（Characteristics of the 2011 off the Pacific Coast of Tohoku Earthquake Tsunami·············································· Hiroyasu KAWAI, Makoto SATOH, Koji KAWAGUCHI, Katsumi SEKI）
2. 土丹層に支持された鋼管杭の軸方向抵抗力の検討···················································· 水谷崇亮，菊池喜昭，杉本貴之，小濱英司 ······· 65（Study on Vertical Bearing Capacity of Steel Pipe Pile Driven into Mudstone··································Taka-aki MIZUTANI, Yoshiaki KIKUCHI, Takayuki SUGIMOTO, Eiji KOHAMA）
3. 既存矢板壁に対する控え工増設の補強効果とその評価法の開発··································································· 森川嘉之，菊池喜昭，水谷崇亮 ······· 107（Development of Design Method for Anchored Sheet Pile Wall Reinforced by Additional Anchorage Work··················································· Yoshiyuki MORIKAWA, Yoshiaki KIKUCHI, Taka-aki MIZUTANI）
4. 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······································································································ 野津厚 ······· 133（Modeling Semi-Short-Period Ground Motions from Crustal Earthquakes Using Characterized Source Models·················································································································· Atsushi NOZU）
5. 下新川海岸における長周期うねりの越波発生機構とその対策··················································································· 加島寛章，平山克也 ······· 197（Experimental Study on Mechanism and Countermeasures for Wave Overtopping ofLong-Period Swell in Shimoniikawa Coast···················································································Hiroaki KASHIMA, Katsuya HIRAYAMA）

港湾空港技術研究所報告第 50 巻第 4 号(2011.12)

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
野津

厚*

要

旨

内陸地殻内地震の震源近傍で観測されるやや短周期パルスは構造物に対して大きな影響を与えるものであると認識されている．兵庫県南部地震を対象とした研究で，これらのパルスはアスペリテ
ィに起因するものであること，また，特性化震源モデル（矩形のアスペリティの組み合わせ）を用いた強震動シミュレーションによりこれらのパルスが適切に再現できることが明らかにされ，設計の実務においても特性化震源モデルが積極的に用いられるようになってきている．しかし，特性化
震源モデルのパラメタ設定において多く用いられている経験式（Somerville et al., 1999）は主にカリフォルニアのデータに基づいており，最近わが国で多発している内陸地殻内地震の実績が反映されていないという問題点がある．また，上記の経験式の作成において，必ずしも工学上重要なやや短周期パルスの再現に力点が置かれているわけではない．そこで，本研究では，最近わが国で多発している内陸地殻内地震のデータに基づいて，やや短周期地震動の再現に適した震源のモデル化手法
について検討を行った．具体的には，兵庫県南部地震以後のわが国における内陸地殻内地震のうち，
M6.8 を越える 6 つの地震を対象に，やや短周期帯域の地震動を再現するのに適した特性化震源モデルの構築を行った．その際，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波形計算
手法を用いた．また，それらの結果を整理することにより，与えられた想定地震の規模から特性化
震源モデルのパラメタ，具体的にはアスペリティの面積や地震モーメントを決めるための新たな経験式の作成を行った．新たに得られた経験式は，Somerville et al. (1999)の経験式と比較すると，同じ規模の地震に対して，アスペリティの面積はより小さいという特徴を有する．なお，小さいアス
ペリティを採用することの具体的影響としては，破壊伝播方向とその逆方向の地震動の差が現状よ
り小さくなることが挙げられる．
キーワード：内陸地殻内地震，やや短周期地震動，アスペリティ，特性化震源モデル，サイト特性* 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〒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- 133 -REPORT OF THE PORT AND
AIRPORT RESEARCH INSTITUTE
Vol.50, No.4 (Dec.2011)

Modeling Semi-Short-Period Ground Motions from Crustal Earthquakes
Using Characterized Source Models
Atsushi NOZU*

Synopsis
It has been recognized that semi-short-period velocity pulses induced by crustal earthquakes havesignificant effects on structures including buildings and port structures. Past studies on the 1995
Hyogo-ken Nanbu earthquake revealed that these pulses are caused by the rupture of asperities andthat they can be reproduced well by using characterized source models, i.e., combinations ofrectangle asperities. Based on these results, characterized source models are currently used todetermine design ground motions for port and airport structures in Japan. In these applications,empirical relations by Somerville et al. (1999) are used to determine the parameters forcharacterized source models such as areas or seismic moments of the asperities. The relations,however, are derived mainly on data from earthquakes in California and do not reflect data fromrecent Japanese crustal earthquakes. In addition, the derivation process of the empirical relations
was not focused on semi-short-period ground motions, which are important from engineering pointof view. Thus, in this study, based on data from Japanese crustal earthquakes, modeling ofsemi-short-period ground motions was studied. First, characterized source models were developedfor 6 Japanese large crustal earthquakes since 2000 that can reproduce semi-short-period groundmotions. In this process, empirical site amplification and phase characteristics are considered. Then,based on the source models, empirical relations were newly derived to determine the parameters forcharacterized source models. The newly derived empirical relations predict smaller area for theasperities than those predicted by Somerville et al. (1999). It implies that the variation of groundmotions due to directivity effect will be reduced if newly derived relations are used.
Key Words: Crustal earthquake, semi-short-period ground motion, asperity, characterized source
model, site effect* Head of 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- 134 -

目

要

次旨 ······························································································································································· 133

1. はじめに ························································································································································· 137
2. 研究の方法 ····················································································································································· 138
3. 2000年鳥取県西部地震 ································································································································· 138
3.1 地震と解析の概要 ································································································································· 138
3.2 サイト増幅特性 ····································································································································· 147
3.3 位相特性 ················································································································································· 147
3.4 特性化震源モデル ································································································································· 147
3.5 地震動の再現結果 ································································································································· 148
4. 2004年新潟県中越地震 ································································································································· 148
4.1 地震と解析の概要 ································································································································· 148
4.2 サイト増幅特性 ····································································································································· 149
4.3 位相特性 ················································································································································· 149
4.4 特性化震源モデル ································································································································· 152
4.5 地震動の再現結果 ································································································································· 152
5. 2005年福岡県西方沖の地震 ·························································································································· 156
5.1 地震と解析の概要 ································································································································· 156
5.2 サイト増幅特性 ····································································································································· 156
5.3 位相特性 ················································································································································· 156
5.4 特性化震源モデル ································································································································· 156
5.5 地震動の再現結果 ································································································································· 162
6. 2007年能登半島地震 ····································································································································· 162
6.1 地震と解析の概要 ································································································································· 162
6.2 サイト増幅特性 ····································································································································· 168
6.3 位相特性 ················································································································································· 168
6.4 特性化震源モデル ································································································································· 168
6.5 地震動の再現結果 ································································································································· 168
7. 2007年新潟県中越沖地震 ······························································································································ 169
7.1 地震と解析の概要 ································································································································· 169
7.2 サイト増幅特性 ····································································································································· 180
7.3 位相特性 ················································································································································· 181
7.4 特性化震源モデル ································································································································· 181
7.5 地震動の再現結果 ································································································································· 181
8. 2008年岩手・宮城内陸地震 ·························································································································· 182- 135 -

8.1 地震と解析の概要 ································································································································· 182
8.2 サイト増幅特性 ····································································································································· 182
8.3 位相特性 ················································································································································· 188
8.4 特性化震源モデル ································································································································· 189
8.5 地震動の再現結果 ································································································································· 189
9. 作成された特性化震源モデルの統計的性質 ······························································································ 189
10.結論 ································································································································································· 192
11.あとがき ························································································································································· 193
謝辞 ······································································································································································· 193
参考文献 ······························································································································································· 193- 136 -

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

1. はじめに

震モーメント－短周期レベル関係によってアスペリティ面
積が左右される性質を持っており，パルス波の再現を第一

内陸地殻内地震の震源近傍で観測されるやや短周期パルスは構造物に対して大きな影響を与えるものであると認の目標とする場合には，必ずしも最適なパラメタ設定方法
であるとは言えないであろう．

識されている．建築の分野では，一般構造物にとってもっ一方，Somerville et al. (1999)の先駆的な研究では，地震とも警戒すべき地震動はやや短周期パルスであることを川モーメントから上記の①②を直接決めるための式が提案さ

瀬（1998）が指摘している．このとき川瀬（1998）は概ねれており，よく利用されている（例えば日本港湾協会，2007）．

0.5-2Hz の周波数帯域を「やや短周期」と呼び，この帯域に

ただし，現時点から見ると，Somerville et al.の研究には（a）現れるパルス的な地震波を「やや短周期パルス」と呼んだ．

対象としている地震のほとんどがカリフォルニアの地震で

ここで，やや短周期をもう少し広くとらえ，0.3-2Hz をややあり，わが国の最近における内陸地殻内地震の実績が反映

短周期ととらえると，岸壁に対して最も影響を及ぼしやすされていないこと，（b）Somerville et al.ではインバージョ

い 0.3-1Hz の周波数成分（野津他，2000）はやや短周期帯ン結果によるすべり分布に対してトリミングを行うことに域に含まれることになる．そこで，本研究ではやや短周期

より矩形のアスペリティを切り出しているが，アスペリテ

帯域を 0.3-2Hz と定義する．また，この帯域の地震動を一

ィの切り出し方は Somerville et al.のものが唯一の方法では般に「やや短周期地震動」と呼び，それがパルス的である

なく，やや短周期パルスの再現性を念頭に置いた場合に，場合に「やや短周期パルス」と呼ぶことにする．

Somerville et al.の切り出し方が最適であるとは限らないこ

実際に大きな 被害を与えたやや短周期パ ルスとしてと，（c）インバージョン結果の中には工学上重要な周波数

1995 年兵庫県南部地震（M7.3）の際に神戸市内で観測され帯をカバーしていないものもあること，などの問題点もあたものがよく知られている．同地震の後に実施された研究

る．

により，これらのパルスはアスペリティ（震源断層面上でそこで，本研究では，兵庫県南部地震以後のわが国にお特に速い速度ですべることにより強い地震波を出す部分）

ける内陸地殻内地震のうち，M6.8 を越える 6 つの地震に対に起因するものであること，また，特性化震源モデルを用して，やや短周期帯域の地震動を再現するのに適した特性

いた強震動シミュレーションによりこれらのパルスが適切化震源モデルの作成を行い，その結果を整理することによに再現できることが明らかにされた（釜江・入倉，1997；

り，上記の①②③を決めるための経験式を確立することを

山田他，1999）．以上のように，工学上重要なやや短周期パ目的とする．

ルスを適切に再現できることが特性化震源モデルの最大のなお，本研究を進めるにあたり特に注意を払った点としメリットであると考えられる．また，工学目的の強震動予て次の点がある．兵庫県南部地震の研究において対象とさ測において特性化震源モデルを利用する場合には，やや短

れたやや短周期パルスは，アスペリティの破壊伝播方向に周期パルスを適切に再現することを念頭にパラメタ設定をおいて観測されたものであった．アスペリティの破壊伝播行うべきであると考えられる．

方向では，見かけの破壊継続時間が短くなるため，パルス

特性化震源モデルを用いて，パルス波の周期や振幅を再状の地震波が生成されやすいことは理論的にも説明可能で現する上で最も重要なパラメタは①アスペリティの面積 Sa，ある（フォワードディレクティヴィティ，
例えば佐藤，1994）．

②アスペリティの地震モーメント M0a，③アスペリティの

このことから，構造物に被害を与えるやや短周期パルスは，

ライズタイムτa の三者である．より一般的には②③に代えアスペリティの破壊伝播方向に生じるものであるとの認識て「アスペリティ部のすべり速度時間関数」と表現すべきが広く共有されていた．しかしながら，最近わが国で発生であるが，波形合成法として（しばしば用いられる）入倉した比較的規模の大きい内陸地殻内地震（特に逆断層地震）

他（1997）を用いることを前提とすれば，すべり速度時間

において，必ずしも破壊伝播方向とは言えない位置で，や関数の関数形が規定されることになるので，パラメタを①や短周期帯域で大きな振幅を有する地震動が観測される例②③だけに絞ることができる．そこで，地震動予測のためが相次いでいる．2004 年新潟県中越地震における K-NETの経験式（レシピ）としては，全体の地震モーメント M0

小千谷での記録，2007 年能登半島地震における K-NET 穴

から①②③が直接与えられるものが望ましいと考えられる．

水における記録，2007 年新潟県中越沖地震における柏崎刈

アスペリティのパラメタを決めるための既存の方法と

羽原子力発電所の記録などがその例である．こうした非破

しては，全体の地震モーメントから短周期レベルを介して壊伝播方向における大振幅の地震動についても，特性化震

アスペリティの面積を間接的に決める方法も提案されてい源モデルにより再現できることを確認することは重要な課る（地震調査研究推進本部，2009）．しかし，この方法は地題であり，本研究では特にこの点に力点を置いた．

- 137 -

野津 厚

2. 研究の方法=3.5km/s とした．また Rθφは全方位の平均値である 0.63 を用い，PRTITN については，本研究では観測記録を説明す

本研究で対象とした地震は，2000 年鳥取県西部地震，

るような震源モデルの構築を目的としているため，観測記

2004 年新潟県中越地震，2005 年福岡県西方沖の地震，2007

録そのものの水平 2 成分の振幅比をベクトル和が 1.0 とな

年能登半島地震，2007 年新潟県中越沖地震，2008 年岩手・るように調整した値を用いた．Qs は以下の各章に述べるよ

宮城内陸地震の 6 地震である．

うに既往の研究における値を用いた．
式（2.1）の震源スペクトル S は次式で与えられる．

本研究の進め方としては，まず，これらの地震に対して震源周辺の強震記録を収集する．そして，波形インバージ

S( f , fc ) =ョンによるすべり量分布を参考に，強震記録を再現できる
ような特性化震源モデルを作成する．具体的には，すべり(2πf )2
1 + ( f / f c )2（2.3）

量が大きいと考えられる部分に長方形のアスペリティを配

ここに fc は小地震のコーナー周波数で Brune（1970；1971）

置し，やや短周期帯域における速度波形の再現性に特に注の式により推定される．以上の手続きにより，震源特性，

意しながら，アスペリティのサイズと地震モーメントを調伝播経路特性を考慮した地震基盤位置でのグリーン関数の整することにより，特性化震源モデルの作成を行う．そのフーリエ振幅が推定されるので，これにサイト増幅特性を際，やや短周期帯域における波形ほど重視しないが，短周

掛け合わせることで，対象地点の地表におけるグリーン関

期成分を含むフーリエスペクトルの再現性にも注意する．

数のフーリエ振幅が得られる．グリーン関数のフーリエ位

上記の作業を行うにあたり，与えられた震源モデルに対相としては，対象地点において観測されている中小地震のして，強震観測地点における波形を計算することが必要でフーリエ位相を用いる．これにより対象地点におけるサイある．本研究ではそのために経験的サイト増幅・位相特性

ト増幅特性・位相特性を反映したグリーン関数の時刻歴波を考慮した強震波形計算手法（古和田他，1998；野津・菅形が得られる．このとき，対象地点において複数の中小地

野，2008；野津他，2009）を用いる．この方法では，まず，震記録が利用できる場合は，できるだけ対象としている大小規模な地震による対象地点での地震動（グリーン関数と地震（さらには大地震の断層面上で観測点に対して影響の呼ぶ）を計算し，これを経験的グリーン関数法と同様の方大きい部分）の付近で発生した中小地震の位相特性を用い法（入倉他，1997）で重ね合わせることにより，大地震にることが望ましい．最後に，これを経験的グリーン関数法

よる揺れを計算する．統計的グリーン関数法の一種とみなと同様の方法（入倉他，1997）で重ね合わせることにより，すことのできる方法であるが，グリーン関数のフーリエ振大地震に対応した時刻歴波形が得られる．

幅を決める際に経験的サイト増幅特性を考慮し，さらに，なお，本研究ではやや短周期を 0.3-2Hz と定義している対象地点で観測されている中小地震のフーリエ位相をグリが，以下において速度波形をプロットする場合，0.2-2Hzーン関数のフーリエ位相として用いる点が特徴である．

の帯域をプロットしている．これは，上記の計算手法によ手法の詳細は以下の通りである．まず，地震基盤位置にり低周波側は約 0.2Hz まで計算可能であること，0.2-0.3Hz

おける小地震の振幅スペクトル A(f)は次式で与えられる．

の帯域は免震クレーンの固有周期に近く，この帯域もやや短周期に次いで重要であることを考慮したためである．

A( f ) = CM 0 S ( f , f c )exp(− πfR / Q s β )R

3. 2000年鳥取県西部地震（2.1）

ここで，M0 は小地震の地震モーメント，R は小地震から対3.1 地震と解析の概要

象地点までの距離(km)，Qs は地震基盤における S 波の Q

この地震は2000年10月6日13時30分ごろ鳥取県西部を震値，βは S 波速度である．定数 C は次式で与えられる．

源として発生したMJ7.3の地震である．この地震では震源にRθφ ⋅ FS ⋅ PRTITN

近い鳥取県日野町と震源からやや離れた鳥取県境港市で震C=

4πρβ 3

度6強を観測した．境港市では建物（森他，2001）や港湾施（2.2）

設（井合他，2001）に大きな被害が生じた．

ここに Rθφはラディエーションパターン係数，FS は自由表

鳥取県西部地震の震源域周辺を概略的に図-3.1に示す．こ面の影響による増幅（=2），PRTITN は水平 2 成分の振幅比の地震は鉛直に近い断層面を持った横ずれ断層の地震であを表す係数（水平 2 成分の自乗和は 1），ρは地震基盤の密る．図-3.1に示す長方形は波形インバージョン（野津・盛3度である．以下の解析では特に断らない限りρ=2.7t/m ，β川，2003）で用いられた断層面（長さ30km，幅12km，走向- 138 -

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

150°，傾斜角85°）を地表面に投影したものである．波形上にあるSMN001ではパルスの幅は再び狭くなっている

インバージョンの結果によると，気象庁発表の震源（破壊（図-3.2）．また震源直上のTTRH02では幅が狭く，かつ，

開始点，図-3.1の×印）の南東側および上方に主なアスペ

振幅の非常に大きいパルス波が観測されている（図-3.2）．

リティが存在している．そして，南東側のアスペリティがここではこれらの特徴を再現することを念頭に特性化震源

南東に向かって壊れることにより，南東側の延長上に位置

モデルの作成を行う．対象観測点は図-3.1に示す12の観測

す る 岡 山 県 の 観 測 点 （ OKY005 ， OKYH14 ， OKY004 ，点とした．これらの観測点は震源を取り囲むように分布し

OKYH08）では幅の狭いパルス状の地震波が観測されていており，震源モデルの妥当性を議論するのに適した観測点

る（図-3.2）．震源周辺（OKYH09，SMNH01など）ではパ配置であると考えられる．

ルスの幅はより広くなっているが，断層面の北西側の延長

図-3.1

2000 年鳥取県西部地震の震源断層（長方形）と対象観測点および本震・余震の震央（数字は表-3.1 の余震番号に対応）
表-3.1

時刻

2000 年鳥取県西部地震の本震・余震の震源パラメタ
北緯*

深さ*

（deg）

（deg）

（km）

東経

*

MJ*

走向**

傾斜**

すべり角**

M0**

適用

（deg）

（deg）

（deg）

（Nm）

地点

本震

2000/10/6 13:30

133.34835.273

9

7.3

150

85

-9

8.62E+18

余震 1

2000/10/17 22:16

133.425

35.193

11

4.5

129

93

-18

2.94E+15

南側

余震 2

2004/11/3 16:33

133.29335.357

9

5.0

165

84

-3

5.23E+15

北側*気象庁より- 139 -**F-net より

野津 厚

図-3.2

2000 年鳥取県西部地震による複数地点における速度波形の再現（0.2-2Hz の速度波形，黒が観測）（時計回りに表示）- 140 -

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

図-3.2（つづき）- 141 -

野津 厚

図-3.2（つづき）- 142 -

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

図-3.2（つづき）- 143 -

野津 厚

図-3.3

2000年鳥取県西部地震の強震波形計算に用いたサイト増幅特性（時計回りに表示）- 144 -

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

図-3.3（つづき）

図-3.4

2000 年鳥取県西部地震の特性化震源モデル．背後のコンターは波形インバージョンで得られたすべり量分布（野津・盛川，2003）．★は全体の破壊開始点，☆は各アスペリティの破壊開始点．

- 145 -

野津 厚

表-3.2

図-3.5

2000 年鳥取県西部地震の特性化震源モデルのパラメタ
Asperity1

Asperity2

破壊開始点東経（deg）

133.354133.358

破壊開始点北緯（deg）

35.26835.269

破壊開始点深さ（km）

8.0

4.0

長さ（km）×幅（km）

6.0×3.0

8.0×4.0

M0（Nm）

2.0E+18

1.6E+18

相対破壊開始時刻（s）

0.0

1.1

破壊伝播速度（km/s）

2.6

2.6

ライズタイム（s）

0.29

0.38

分割数

8×8×8

8×8×8

2000 年鳥取県西部地震による複数地点におけるフーリエスペクトルの再現（黒が観測）（時計回りに表示）- 146 -

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

図-3.5（つづき）
3.2 サイト増幅特性

討し（野津，2005），観測点毎に類似性の高い余震記録を選

本検討において用いたサイト増幅特性（野津・長尾，

択した．選択された余震の震源パラメタを本震の震源パラ

2005）を図-3.3 に示す．対象地点におけるサイト増幅特性

メタとともに表-3.1 に示す．また，これらの余震の震央をは全体に値が小さく，1Hz 以下の帯域においては TTRH02

本震の震央とともに図-3.1 に示す．これらの図および表にと SMN015 を除けばサイト増幅特性は 3 以下に収まってお示すように，南側の観測点（OKYH09，OKY005，OKYH14，

り，いずれも非常に堅固な観測点（もしくは非常に堅固な

OKY004，OKYH08）では破壊開始点より南側で発生した地層が比較的浅いところに存在する観測点）であることが余震 1 が，北側の観測点（TTRH02，TTR007，OKYH07，

わかる．2004 年新潟県中越地震の震源付近においてサイト

TTR009，SMNH01，SMN015，SMN001）では破壊開始点

増幅特性の大きい地点が多い（4.参照）こととは対照的でより北側で発生した余震 2 が，それぞれ選択された．
なお，ある．なお，地盤の非線形性の影響が強いためここでは対南側の観測点において，本震の破壊開始点よりも南側で発象としていないが，鳥取県西部地震の震源近傍でも，平野生した余震と本震との間に位相の類似性が見られるのは，部においては，TTR007（K-NET 米子）や港湾地域強震観

南側の観測点の本震波形に対しては破壊開始点よりも南側

測の境港-G など，2Hz 以下の帯域でサイト増幅特性が非常の部分が大きく寄与しており，その付近で発生した余震をに大きい値を示す地点が存在する（野津・長尾，2005）．

選択したときに，本震と余震との間で伝播経路特性とサイト特性が共有されるためであると考えられる（野津，2005）．

3.3 位相特性

北側の観測点についても同様である．

鳥取県西部地震においては多数の余震記録が得られている．そこで，数多くの余震記録から最適なものを選択す

3.4 特性化震源モデル

るため，本震記録と余震記録のフーリエ位相の類似性を検作成した特性化震源モデルを図-3.4に示す．アスペリテ- 147 -

野津 厚

ィは，波形インバージョンの結果（野津・盛川，2003）を分が大きく過大評価されている．この点については，ここ

参考に，図-3.4に示す通り，破壊開始点の南東側の比較的での解析で考慮していない表層地盤の非線形挙動の影響が深い部分（アスペリティ1）と北西側の比較的浅い部分（ア考えられる．実際，TTRH02 の地盤は，本震時に非線形挙

スペリティ2）の2箇所に設定した．アスペリティ1は南東側動を示していたことが既往の研究で示されている（八幡，に向かって壊れることによりその延長上にある岡山県側の

2001）
．

観測点（OKY005，OKYH14，OKY004，OKYH08）に幅の狭いパルスを生成する．しかし，これだけでは北西側の観4. 2004年新潟県中越地震

測点（SMN001）における幅の狭いパルスを再現できず，北西側に向かって壊れるアスペリティ2も必要である．震源

4.1 地震と解析の概要

周辺の各観測点における波形の再現性に注意しながら，ア

この地震は 2004 年 10 月 23 日 17:56 ごろ新潟県中越地方

スペリティのサイズと地震モーメントの調整を行った．各を震源として発生した MJ6.8 の地震であり，中越地方の中

アスペリティのパラメタを表-3.2に示す．この表からわか

山間地域などに甚大な被害をもたらした（例えば土木学会

る通り，アスペリティの面積はアスペリティ2の方が大きい

新潟県中越地震被害調査特別委員会編，2006）．この地震でが，地震モーメントはアスペリティ1の方が大きい．破壊のは川口町（当時）の自治体震度計（位置を図-4.1 に示す）

順序としては，最初にアスペリティ1が破壊を開始し，1.1

が気象庁公認機器としては史上初めて震度 7 を記録した．

秒遅れてアスペリティ2が破壊を開始するものとした．各ア

川口町の波形は，単に震度が大きいだけでなく，やや短周

スペリティの破壊は図-3.4に示すアスペリティ毎の破壊開期に該当する周波数 0.5-1Hz の成分を多く含み，最大速度

始点（☆）から同心円状に拡大するものとした．ライズタ

も 100cm/s を超えている．従って家屋に甚大な被害をもたイムについては，複数のものを検討し，アスペリティの幅らしやすい波形であったと考えられ，実際，川口町の震度と破壊伝播速度から片岡他（2003）の式で算定される値を計の周辺では建物全壊・大破率が高い値を示している（大採用した．Qs値は，対象地域と関西地方との基盤岩類の類

月他，2007）．一方，移設前の K-NET 小千谷（NIG019，位

似性を考慮し，関西地方を対象とした既往の研究（鶴来他，

置を図-4.1 に示す）で観測された波形もやや短周期帯域に

2002）に基づきQs=63.8×f 1.00とした．

おいて大きな振幅を有する波形であり，最大速度も100cm/s を超えている（ただし卓越周波数は 1.5Hz 付近と3.5 地震動の再現結果なっており川口町の波形とは異なっている）．
この地震は余図-3.2に各地点での速度波形（0.2-2Hz）の再現結果を示

震分布などから北西傾斜の断層面を有する地震であったとす．速度波形の再現性は全般に非常に良好である．断層面

されており，NIG019 は破壊伝播方向ではない場所に位置の南東側への延長上に位置する岡山県の観測点（OKY005，

している．つまり NIG019 に生じた振幅の大きいやや短周

OKYH14，OKY004，OKYH08）で幅の狭いパルス状の地震

期地震動はフォワードディレクティヴィティによるものと波が観測されていること，震源周辺（OKYH09，SMNH01

は解釈できない．このような条件の下でも，特性化震源モなど）ではパルスの幅がより広くなっていること，断層面デルにより，実際に生じたやや短周期地震動を再現できるの北西側への延長上に位置するSMN001ではパルスの幅がことを確認することはたいへん重要である．

再び狭くなっていることなど，先に指摘した速度波形の特

新潟県中越地震については，震源断層の破壊過程を解明

徴が再現されている．また，震源直上のTTRH02での地震動するための波形インバージョン解析が複数の研究グループも適切に再現されている．従って，ここに示した特性化震によって実施されている（例えば山中，2004；野津，2005；

源モデルは鳥取県西部地震によるやや短周期地震動を再現

Honda et al., 2005；堀川，2005；Hikima and Koketsu, 2005；

するのに適したモデルであると言える．

Asano and Iwata, 2009；野津，2010）．しかし，この地震を

図-3.5 に各地点でのフーリエスペクトルの再現結果を対象とした特性化震源モデルの構築は，過去に試みられて示す．なおここでのフーリエスペクトルは水平 2 成分のベ

はいるものの（例えば Kamae et al., 2005），NIG019 や川口

クトル和をとりバンド幅 0.05Hz の Parzen ウインドウを施町で観測された大振幅の速度波形を十分に再現するものとしたものである．以下，本稿に示すフーリエスペクトルははなっていない．そこで，ここでは特にこれらを再現する

すべて同様である．多くの観測点ではフーリエスペクトルことを念頭に特性化震源モデルの作成を行う．

が適切に再現されており，ここに示した震源モデルが地震

新潟県中越地震の震源域周辺を概略的に図-4.1 に示す．

動の短周期成分の再現にも適したものであることを伺わせ

図-4.1 に破線で示された長方形と実線で示された長方形

る．ただし，TTRH02 と TTR007 では 2Hz 以上の短周期成は，いずれも，波形インバージョン（野津，2005）で用い- 148 -

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

られた断層面（長さ 40km，幅 20km，走向 212°，傾斜角

口町では 0.7Hz 付近に 30 倍を超えるピークがある．本震時47°）である．前者は気象庁発表の震源を含む断層面，後に NIG019 と川口町では 100cm/s 以上の記録が観測されて者は，この地震特有の問題である断層面位置の不確実性をおり，他の観測点と比較して大きな地震動となっている．

考慮して，前者の断層面を東経にして 0.03°だけ西に移動

震源近傍においては，断層の破壊伝播の効果やアスペリテ

させたものである．既往の研究（野津，2005）では，これィとの相対的な位置関係によって地震動が局所的に大きくら二通りの断層面を仮定した波形インバージョンを実施し，なることがあるが，本地震では，これらの効果に加え，サ

すべり量分布に関してほぼ同等の結果を得ている．本研究

イト増幅特性の影響により，特徴的な大振幅の速度波形がでは，既往の研究で考慮されていなかった震源近傍の観測生成されたものと考えられる．

点，特に，川口町での波形の再現性を考慮し，上記二つの断層面のうち後者の断層面を採用し，震源モデルの構築を

4.3 位相特性行った．

新潟県中越地震においては，極めて多数の余震記録が得

本研究では先に述べたように波形合成に経験的サイト

られている．そこで，これらの余震記録から最適なものを

増幅特性を用いる．そこで既往の研究（野津・長尾，2005）

選択するため，本震記録と余震記録のフーリエ位相の類似において経験的サイト増幅特性の評価されている観測点を性を検討し（野津，2005），観測点毎に類似性の高い余震記

中心として対象観測点を選定した．ただし，震度 7 を観測録を選択した．選択された余震の震源パラメタを本震の震した川口町は，既往の研究で経験的サイト増幅特性が評価

源パラメタとともに表-4.1 に示す．また，これらの余震のされていないが，その重要性から対象に加えた．以下にお震央を本震の震央とともに図-4.1 に示す．
NIG019 では本震の震源（破壊開始点）付近で発生した

いては図-4.1 に示す 6 つの観測点における結果を示す．

余震 5 の位相特性と本震の位相特性との類似性が確認でき
4.2 サイト増幅特性たため，余震 5 の位相特性を用いた．余震 5 以外にも，本本検討において用いたサイト増幅特性を図-4.2 に示す．

震の破壊開始点付近で発生した複数の余震の位相特性と本既往の研究（野津・長尾，2005）でサイト増幅特性が評価

震の位相特性との類似性が確認できた．しかし，本震の破されていない川口町については，次のような手順でサイト

壊開始点から離れた断層面の北側部分や南側部分で発生し増幅特性を評価した．まず，2007 年 7 月 16 日に発生した

た余震と本震との間には位相の類似性が見られず，これら

新潟県中越沖地震（M6.8）における川口町と NIGH12 の観の余震記録を用いた場合には本震観測記録を適切に再現で測記録からフーリエ振幅を求める．両地点は比較的近くにきなかった．NIG019 において本震の破壊開始点付近で発位置しているため，震源特性・伝播経路特性は両地点に対生した余震と本震との間に位相の類似性が見られるのは，してほぼ等しいと考えられるので，両者のフーリエ振幅比

NIG019 の本震波形に対して断層面の破壊開始点付近が大をサイト増幅特性の比とみなし，これを NIGH12 のサイト

きく寄与しており，その付近で発生した余震を選択したと増幅特性（野津・長尾，2005）に乗じることで，川口町のきに，本震と余震との間で伝播経路特性とサイト特性が共サイト増幅特性を求めた．

有されるためであると考えられる（野津，2005）．

対象地域におけるサイト増幅特性の全体的な傾向とし同じように，NIG020 では破壊開始点の東側（上方）でて は ， 震 源 の 東 側 （ NIG020 ， NIGH15 ） で は 低 周 波 側発生した余震 2 が選択された．NIG023 では破壊開始点の（0.2-0.5Hz）の増幅が小さく，西に進むにつれて（川口町，南側で発生した余震 4 が選択された．FKS028 では破壊開NIG019）低周波側の増幅が大きくなる傾向がある．この境

始点の北東で発生した余震 3 が選択された．選択された余界は山間部から平野部に差し掛かる部分に対応しており，震を見ると，断層面上で，それぞれの観測点に比較的近い

深部構造が大きく変化していることが考えられ，この影響部分で発生した余震が選択されていることがわかる．このによりサイト特性が大きく変化しているものと考えられる．

ことは，各々の観測点における本震波形に対して，断層面

NIG019 と川口町ではサイト増幅特性が特に大きな値を示

上の比較的観測点に近い部分が大きく寄与していることをしている．NIG019 では深い構造を反映して低周波側では意味すると考えられる．なお，川口町では余震記録が二つ

広帯域にわたりサイト増幅特性が 10 倍を超えており，
さら

しか公開されておらず，そのうち適切と考えられる余震 1に，4Hz 付近には表層の影響と見られるピークがある．川

（表-4.1）を選択した．

- 149 -

野津 厚

図-4.1

2004 年新潟県中越地震の震源断層（長方形）と対象観測点および本震・余震の震央（破線と実線の二つの長方形については本文参照，数字は表-4.1 の余震番号に対応）
表-4.1
時刻

2004 年新潟県中越地震の本震・余震の震源パラメタ
北緯*

深さ*

（deg）

（deg）

（km）

東経

*

MJ*

走向**

傾斜**

すべり角**

M0**

適用

（deg）

（deg）

（deg）

（Nm）

地点

本震

2004/10/23 17:56

138.870

37.288

13

6.8

212

47

93

7.53E+18

余震 1

2004/10/23 18:57

138.863

37.205

8

5.3

222

55

98

4.86E+16

川口町

余震 2

2004/10/23 21:44

138.94237.272

15

5.0

230

55

94

2.31E+16

NIG020

余震 3

2004/10/23 23:54

138.99837.360

11

4.0

237

33

150

1.65E+15

FKS028余震 4

2004/10/24 9:28

138.892

37.215

12

4.8

210

53

95

9.85E+15

NIG023余震 5

2004/10/24 16:04

138.89037.295

12

4.2

192

31

92

5.55E+14

NIG019*気象庁より図-4.2

2004 年新潟県中越地震の強震波形計算に用いたサイト増幅特性- 150 -**F-net より

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

図-4.2（つづき）

図-4.3

2004 年新潟県中越地震の特性化震源モデル（坂井・野津，2011）．背後のコンターは波形インバージョンで得られたすべり量分布（野津，2005；野津，2010）．★は全体の破壊開始点，☆は各アスペリティの破壊開始点．
表-4.2

2004 年新潟県中越地震の特性化震源モデルのパラメタ（坂井・野津，2011）
Asperity1-1

Asperity1-2

Asperity2Asperity3

破壊開始点東経（deg）

138.840138.841

138.859138.913

破壊開始点北緯（deg）

37.28837.27737.22537.289

破壊開始点深さ（km）

13.0

12.3

7.5

7.1

長さ（km）×幅（km）

2.0×1.0

6.5×3.0

4.0×3.0

3.5×3.5

M0（Nm）

1.5E+17

7.2E+17

4.0E+17

2.4E+17

相対破壊開始時刻（s）

0.0

0.7

4.5

4.1

破壊伝播速度（km/s）

2.8

2.8

2.8

2.8

ライズタイム（s）

0.09

0.27

0.27

0.31

分割数

3×3×3

5×5×5

5×5×5

3×3×3

- 151 -

野津 厚

図-4.4

2004 年新潟県中越地震による K-NET 小千谷における速度波形の再現（0.2-2Hz の速度波形，黒が観測）

4.4 特性化震源モデル

表-4.3

作成した特性化震源モデル（坂井・野津，2011）を図-4.3

NIG019 における表層地盤モデル（時松他，2006）
S波速度

層厚

密度

に示す．アスペリティは，波形インバージョンの結果（野(m)

3(t/m )(m/s)

津，2005；野津，2010）を参考に，図-4.3 に示す通り 4 箇

1.65

1.65

70

所に設定した．破壊開始点付近にサイズの異なる 2 つのア

1.45

1.20

50

スペリティ（アスペリティ 1-1，アスペリティ 1-2 と呼ぶ）
，

1.10

2.00

210

南東方向に大きなアスペリティ（アスペリティ 2）
，北東方

－

2.00

360

向に中間的なアスペリティ（アスペリティ 3）を配置した．
NIG019 の波形に対して主に寄与しているのはアスペリテ

一方，先に述べた通り NIG019 における線形時のサイト増ィ 1-1 と 1-2 である．各アスペリティのパラメタを表-4.2

幅特性のピークは 4Hz 付近にあり，線形時のサイト増幅特に示す．先述の通りこれらのアスペリティは図-4.1 の実線

性をそのまま用いるだけでは，1.5Hz のピークは再現されの断層面上に設定されている．各アスペリティの破壊はアない（図-4.5）．NIG019 では表層約 3m の有機質土（表-4.3）

スペリティ毎の破壊開始点（図-4.3 の☆）から同心円状にが本震時に非線形挙動を示していたことが指摘されている

拡大するものとした．各アスペリティの相対的な破壊開始（藤川他，2006）．NIG019 の表層地盤については，本震時

時刻は表-4.2 に示す通りである．これらはほぼ，震源（図に G/G0 が約 0.13 であったこと（時松他，2006），減衰定数-4.3 の★）から 2.0km/s で同心円状に拡大する破壊フロン

が 0.06-0.15 であったこと（時松・関口，2006）が指摘されトがアスペリティ毎の破壊開始点（☆）に到達する時刻でている．そこで，特性化震源モデルによる波形合成結果をあるが，アスペリティ 3 はそれよりやや早めである．ライ

線形時の伝達関数で工学的基盤（表-4.3 の S 波速度 360m/s

ズタイムについては，複数のものを検討し，アスペリティの地層）まで一旦引き戻し，上記の本震時の伝達関数で地の幅と破壊伝播速度から片岡他（2003）の式で算定される

表面の地震動を推定した（減衰定数は 0.1 とした）
．その結値を採用した．Qs 値は既往の研究（佐藤・巽，2002）に基果，図-4.6 に示すように，合成波のピーク周波数を 1.5Hz

づき Qs=166×f 0.76 とした．

とすることができ，速度波形（0.2-2Hz）も図-4.4 に示す通り一定の精度で再現することができた．なお NIG019 の波

4.5 地震動の再現結果

形における 18 秒付近と 19 秒付近の 2 つのパルスは，本震

NIG019 で観測された速度波形は 18-19 秒付近の大振幅に続源モデルにおいては，それぞれアスペリティ 1-1 とアスペ

く 1.5Hz 程度の後続波によって特徴づけられている（図リティ 1-2 に対応している．図-4.7 に NIG019 を含む複数-4.4 の黒線）．これに対応して，観測フーリエスペクトルの地点での速度波形（0.2-2Hz）の再現結果を示す．また図にも 1.5Hz 付近に顕著なピークがある（図-4.5 の黒線）．

-4.8 に NIG019 を含む複数の地点でのフーリエスペクトル- 152 -

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

図-4.5

2004 年新潟県中越地震における NIG019 における

図-4.6

2004 年新潟県中越地震における NIG019 における観測フーリエスペクトル（黒）と地盤の非線形挙動を考え観測フーリエスペクトル（黒）と地盤の非線形挙動を考慮ない場合の波形合成結果．

した場合の波形合成結果．

図-4.7

2004 年新潟県中越地震による複数地点における速度波形の再現（0.2-2Hz の速度波形，黒が観測）- 153 -

野津 厚

図-4.7（つづき）- 154 -

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

図-4.7（つづき）

図-4.8

2004 年新潟県中越地震による複数地点におけるフーリエスペクトルの再現（黒が観測）- 155 -

野津 厚の再現結果を示す．波形およびスペクトルは概ね良好に再なかった．その後，福岡県西方沖の地震の余震等のデータ

現されている．川口町では本震の観測フーリエスペクトルを取り入れ，スペクトルインバージョンを再度実施したとが線形時のサイト増幅特性と同じ0.7Hzにピークを有して

ころ，FKO006 等ではサイト増幅特性の評価結果が大きくおり，線形時のサイト増幅特性をそのまま用いることで波変化した．後者の解析では，今回対象としている観測点に形およびスペクトルが再現されている．4.1で述べたように，おけるデータ数は 7～11 個と増えており，後者の解析結果

NIG019と川口町で大振幅の速度波形が観測されたこと，その方が信頼性が高いと考えられるため，ここでは後者の解

れらの卓越周波数が異なっていることが2004年新潟県中越析で得られたサイト増幅特性を使用した．使用したサイト

地震の地震動の大きな特徴であったが，それらを概ね再現

増幅特性を図-5.3 に示す．1Hz 以下の帯域におけるサイト

する特性化震源モデルを得ることができた．

増幅特性は，FKO001 と FKO007 では 4 以下と小さいが，
FKO006，SAG001，NGS023 ではこれらよりもやや大きい

5. 2005年福岡県西方沖の地震値となっている．

5.1 地震と解析の概要

5.3 位相特性

この地震は2005年3月20日10時53分ごろ福岡県西方沖を福岡県西方沖の地震の余震記録の中から最適なものを震源として発生したMJ7.0の地震である．この地震により，選択するため，本震記録と余震記録のフーリエ位相の類似

震源に近い福岡市では震度6弱を記録し，建物や港湾施設性を検討し（野津，2005），観測点毎に類似性の高い余震記（菅野他，2007）に大きな被害が生じた．なかでも，震源録を選択した．選択された余震の震源パラメタを本震の震に最も近い玄界島では，急傾斜地ということもあり，全壊源パラメタとともに表-5.1 に示す．また，これらの余震の家屋が多数発生した．

震央を本震の震央とともに図-5.1 に示す．これらの図およ

福岡県西方沖の地震の震源域周辺を概略的に図-5.1に示

び表に示すように，FKO001 では断層面の東端部で発生しす．この地震は，鳥取県西部地震と同様，鉛直に近い断層た余震 2 が，FKO006 と FKO007 では破壊開始点の南東側面を持った横ずれ断層の地震である．図-5.1に示す長方形で発生した余震 3 が，SAG001 と NGS023 では破壊開始点

は波形インバージョン（野津，2007a；野津，2010）で用いの北西側で発生した余震 1 がそれぞれ選択された．なお，られた断層面（長さ24km，幅18km，走向126°，傾斜角93°）

西側に位置する観測点（SAG001，NGS023）において，破を地表面に投影したものである．波形インバージョン（野壊開始点の北西側で発生した余震 1 と本震との間に位相の津，2007a；野津，2010）の結果によると，気象庁発表の震類似性が見られるのは，これらの観測点における本震波形源（破壊開始点，図-5.1の×印）の南東側と北西側の双方に対して，断層面の破壊開始点より北西側の部分が大きくにアスペリティが存在している（アスペリティの位置につ寄与していることを示唆している．

いては後に再度議論する）．断層面の南東側の延長上に位置するFKO006（K-NET福岡）では，図-5.2に示すように，幅5.4 特性化震源モデルの狭いパルス状の地震波が観測されている．断層面の延長作成した特性化震源モデルを図-5.4に示す．アスペリテ

上からやや外れた位置にあるFKO001とFKO007ではパルス

ィは，波形インバージョンの結果（野津，2007a；野津，2010）の幅はやや広いという特徴がある（図-5.2）．壱岐の観測点を参考に，図-5.4に示す通り，破壊開始点の南東側の比較（NIG023）では後続位相の発達した波形となっている．こ的浅い部分（アスペリティ1）と北西側の比較的浅い部分（アこではこれらの特徴を再現することを念頭に特性化震源モ

スペリティ2）の2箇所に設定した．アスペリティ1は南東側

デルの作成を行う．対象観測点は図-5.1に示す5つの観測点に向 かって壊 れることに よりそ の延長上 にある観測 点とした．壱岐の観測点（NGS023）を取り入れることにより，（FKO006）に対して幅の狭いパルスを生成する．一方，西できるだけ震源を取り囲むような観測点配置とするよう努側に位置する観測点（SAG001，NGS023）における地震動

めている．

を説明するため，北西側に向かって壊れるアスペリティ2が必要となる．震源周辺の各観測点における波形の再現性

5.2 サイト増幅特性に注意しながら，アスペリティのサイズと地震モーメント

本検討の対象地域においても，既往の研究（野津・長尾，の調整を行った．各アスペリティのパラメタを表-5.2に示2005）でスペクトルインバージョンによるサイト増幅特性

す．この表からわかる通り，二つのアスペリティには同じの評価が行われているが，その際，今回対象としている観

地震モーメントが割り当てられている．破壊の順序として測点においては，解析に用いられたデータ数が 1～2 個と少は，最初にアスペリティ1が破壊を開始し，0.6秒遅れてア- 156 -

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

図-5.1

2005 年福岡県西方沖の地震の震源断層（長方形）と対象観測点および本震・余震の震央（数字は表-5.1 の余震番号に対応）
表-5.1

時刻
本震

2005/3/20

2005 年福岡県西方沖の地震の本震・余震の震源パラメタ
走向**

傾斜**

すべり角**

M0**

適用

（deg）

（deg）

（deg）

（Nm）

地点

7.0

122

87

-11

7.80E+18

11

4.5

111

83

-5

2.17E+15

33.671

12

4.3

144

94

5

1.61E+15

FKO00133.723

14

3.9

－

－

－

－

FKO006，

東経*

北緯*

深さ*

（deg）

（deg）

（km）

130.175

33.7389130.170

33.745130.318130.200

MJ*

10:53
余震 1

2005/3/20

余震 2

2005/4/1

20:38

SAG001，
NGS02321:52
余震 3

2009/8/17
20:40

FKO007*気象庁より- 157 -**F-net より

野津 厚

図-5.2

2005 年福岡県西方沖の地震による複数地点における速度波形の再現（0.2-2Hz の速度波形，黒が観測）（時計回りに表示）- 158 -

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

図-5.2（つづき）

図-5.3

2005年福岡県西方沖の地震の強震波形計算に用いたサイト増幅特性（時計回りに表示）- 159 -

野津 厚

図-5.3（つづき）

図-5.4

2005 年福岡県西方沖の地震の特性化震源モデル．背後のコンターは波形インバージョンで得られたすべり量分布（野津，2007a；野津，2010）．★は全体の破壊開始点，☆は各アスペリティの破壊開始点．

- 160 -

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

表-5.2

図-5.5

2005 年福岡県西方沖の地震の特性化震源モデルのパラメタ（走向 126°，傾斜角 93°）
Asperity1

Asperity2

破壊開始点東経（deg）

130.202130.124

破壊開始点北緯（deg）

33.72235.771

破壊開始点深さ（km）

7.2

9.2

長さ（km）×幅（km）

3.0×5.0

4.0×5.0

M0（Nm）

1.5E+18

1.5E+18

相対破壊開始時刻（s）

1.64

2.23

破壊伝播速度（km/s）

2.8

2.8

ライズタイム（s）

0.45

0.45

分割数

5×5×5

5×5×5

2005 年福岡県西方沖の地震による複数地点におけるフーリエスペクトルの再現（黒が観測）（時計回りに表示）

図-5.6 南東側のアスペリティだけを考慮した場合の 2005 年福岡県西方沖の地震による NGS023 における速度波形の計算
結果と観測結果との比較（0.2-2Hz の速度波形，黒が観測）- 161 -

野津 厚

スペリティ 2 が破壊を開始するものとした．各アスペリテ

川瀬（2006）は長さ 10km，幅 10km，面積 100km2 のアス

ィの破壊は図-5.4 に示すアスペリティ毎の破壊開始点

ペリティを提案している．川瀬他（2006）は長さ 4.1km，（☆）から同心円状に拡大するものとした．ライズタイム

幅 5.1km，面積 20.9km2 のアスペリティを提案している．

については，複数のものを検討し，アスペリティの幅と破それに対して本研究で提案しているアスペリティは長さ

壊伝播速度から片岡他（2003）の式で算定される値を採用

3km，幅 5km，面積 15km2 と，川瀬他（2006）のものに近した．Qs 値は，九州地方を対象とした既往の研究（加藤，い．佐藤・川瀬（2006）は速度波形および加速度波形の包2001）に基づき Qs=104×f

0.63

とした．

絡形状を再現することを目的として震源モデルの作成を行っており本研究と必ずしも目的が同じではない．それに対5.5 地震動の再現結果

し，川瀬他（2006）では周期 1 秒前後の速度パルスを再現

図-5.2に各地点での速度波形（0.2-2Hz）の再現結果を示することを目的として震源モデルの作成を行っており，使す．速度波形の再現性は全般に非常に良好である．断層面

用している強震波形計算手法は異なるものの，研究の目指の南東側の延長上に位置するFKO006で幅の狭いパルス状

すところは本研究に近い．このことは，構造物への影響がの地震波となっていること，断層面の延長上からやや外れ

大きいやや短周期地震動の再現を目的とする限り，研究者

た位置にあるFKO001とFKO007ではパルスの幅がやや広い

あるいは計算手法が異なっていたとしても，図-5.4 に示すこと，壱岐の観測点（NIG023）では後続位相の発達した波程度のサイズのアスペリティが選定されるものとも解釈で形となっていることなど，先に指摘した速度波形の特徴がきる．一方，佐藤・川瀬（2006）の研究では，FKO006 に再現されている．従って，ここに示した特性化震源モデル

近い FKOS01 での速度波形の計算結果が示されているが，は福岡県西方沖の地震によるやや短周期地震動を再現する

観測結果と比較してパルスの幅が広すぎる結果となっていのに適したモデルであると言える．

る．このことは，加速度波形を含む広帯域での地震動をま図-5.5に各地点でのフーリエスペクトルの再現結果を示

んべんなく再現することを目的として設定された震源モデ

す．FKO007で短周期成分が過大評価となっていることを除ルが，必ずしもやや短周期地震動の再現に適していない場

けば，各地点のフーリエスペクトルは概ね適切に再現され合があることを意味している．工学的な目的をもった震源ている．

モデルの設定においては，この点に十分注意を払うべきでなお，本地震を対象とした研究の中には，破壊開始点のあると考えられる．

南東側と北西側の双方にアスペリティが存在するとしているもの（野津，2007a；野津，2010；佐藤・川瀬，2006）の

6. 2007年能登半島地震

他，破壊開始点の南東側だけにアスペリティが存在するとしているもの（例えば Asano and Iwata, 2006；Horikawa,

6.1 地震と解析の概要

2006; Kobayashi et al., 2006）もある．しかし，南東側のア

この地震は2007年3月25日9時41分ごろ能登半島を震源とスペリティだけを考慮した場合，SAG001 と NGS023 におして発生したMJ6.9の地震である．この地震により，震源にける波形を十分再現することができず，特に NGS023 の波近い輪島市鳳至町，輪島市門前町，穴水町，七尾市田鶴浜

形はかなり過小評価となる（図-5.6）．また，5.3 で述べた町では震度6強を記録した．震源に近い地域では家屋や道路

本震と余震の位相特性の類似性からも，本震時の SAG001

盛土に多大な被害が生じた．

と NGS023 の波形に対して，断層面の破壊開始点より北西

能登半島地震の震源域周辺を概略的に図-6.1に示す．こ側の部分が大きく寄与していたことが推察される．さらにの地震は南東側に傾斜した逆断層の地震である．図-6.1には，常時には固着しており断層が滑るのを妨げているとい示す長方形は波形インバージョン（Nozu, 2008a；野津，2010）

うアスペリティの物理的意義を考えた場合，余震分布（本で用いられた断層面（長さ36km，幅24km，走向58°，傾斜震時の破壊領域）が破壊開始点の北西側まで延びている本

角66°）を地表面に投影したものである．波形インバージ

地震において，アスペリティが破壊開始点の南側だけに存ョン（Nozu, 2008a；野津，2010）の結果によると，気象庁在したと考えるのは，物理的に説明がつきにくい．以上の発表の震源（破壊開始点，図-6.1の×印）よりも東側の深ことから，本地震については，図-5.4 に示すように，破壊い部分（図-6.4のa）と西側の浅い部分（図-6.4のb）にす

開始点の北西側と南東側の双方にアスペリティを有するモ

べりの大きい領域が存在している．この地震の際，ISK005

デルが妥当であると考えられる．

（K-NET穴水）ではやや短周期帯域で非常に大きな振幅を

南東側のアスペリティのサイズについては複数の研究有する地震動が観測されており（図-6.2），最大速度は者によって研究されているので，その比較を行う．佐藤・

100cm/sを越えている．周辺では木造建物を中心に甚大な被- 162 -

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

図-6.1

2007 年能登半島地震の震源断層（長方形）と対象観測点および本震・余震の震央（数字は表-6.1 の余震番号に対応）
2007 年能登半島地震の本震・余震の震源パラメタ

表-6.1
時刻

北緯*

深さ*

（deg）

（deg）

（km）

東経

*

MJ*

走向**

傾斜**

すべり角**

M0**

（deg）

（deg）

（deg）

（Nm）

本震

2007/3/25 9:41

136.68537.220

11

6.9

58

66

132

1.36E+19

余震 1

2007/6/11 3:45

136.65337.243

7

5.0

224

44

143

2.04E+16*気象庁より図-6.2**F-net より

2007 年能登半島地震による複数地点における速度波形の再現（0.2-2Hz の速度波形，黒が観測）- 163 -

野津 厚

図-6.2（つづき）- 164 -

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

図-6.2（つづき）

図-6.3

2007年能登半島地震の強震波形計算に用いたサイト増幅特性- 165 -

野津 厚

図-6.3（つづき）

図-6.4

2007 年能登半島地震の特性化震源モデル．背後のコンターは波形インバージョンで得られたすべり量分布（Nozu,
2008a；野津，2010）．★は全体の破壊開始点，☆は各アスペリティの破壊開始点．
表-6.2

2007 年能登半島地震の特性化震源モデルのパラメタ
Asperity1

Asperity2Asperity3

破壊開始点東経（deg）

136.685

136.659

136.727

破壊開始点北緯（deg）

37.22037.22037.277

破壊開始点深さ（km）

11.0

8.3

3.2

長さ（km）×幅（km）

2.5×2.5

4.0×3.0

2.5×2.5

M0（Nm）

0.40E+18

0.55E+18

0.30E+18

相対破壊開始時刻（s）

0.00

1.06

3.15

破壊伝播速度（km/s）

3.4

3.4

3.4

ライズタイム（s）

0.18

0.22

0.18

分割数

5×5×5

5×5×5

5×5×5

- 166 -

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

図-6.5

2007 年能登半島地震による複数地点におけるフーリエスペクトルの再現（黒が観測）- 167 -

野津 厚

図-6.6 非線形パラメタを考慮しない場合の 2007 年能登半島地震による複数地点におけるフーリエスペクトルの計算結果（赤）と観測結果（黒）との比較
害が発生している（境他，2008a）．しかしながら，断層面の結果，2007 年 6 月 11 日 3:45 に発生した M5.0 の余震（余が南東傾斜であることを踏まえると，ISK005 に生じた振幅

震 1 と呼ぶ）の記録を用いることが適当であると判断されの大きいやや短周期地震動はフォワードディレクティヴィ

た．余震 1 の震源パラメタを本震の震源パラメタとともにティによるものとは解釈できない．一方，ISK005 における

表-6.1 に示す．また，余震 1 の震央を本震の震央とともにサイト増幅特性は，周辺の他の地点と比較して著しく大き図-6.1 に示す．余震 1 は本震の震源（破壊開始点）よりもい値を示している（図-6.3）．このサイト増幅特性を考慮す

やや浅い所で発生しており，領域 b（図-6.4）の位置に近れば，フォワードディレクティヴィティの影響が無いとしい．

ても，ISK005 に実際に生じた振幅の大きいやや短周期地震動を特性化震源モデルで説明できる可能性がある．以下の6.4 特性化震源モデル

解析では実際にこのことを確認していく．特性化震源モデ

作成した特性化震源モデルを図-6.4に示す．アスペリテ

ルの作成を行うにあたり対象とした観測点は図-6.1 に示

ィは，波形インバージョンの結果（Nozu, 2008a；野津，2010）

す 6 つの観測点である．

を参考に，図-6.4に示す通り，比較的すべりの大きい部分である領域aにアスペリティ1を，領域bにアスペリティ2を

6.2 サイト増幅特性

設定し，さらに，破壊開始点より東側の浅い部分に副次的本検討の対象地域においても，既往の研究（野津・長尾，なアスペリティ3を設定した．震源周辺の各観測点における2005）でスペクトルインバージョンによるサイト増幅特性波形の再現性に注意しながら，アスペリティのサイズと地の評価が行われており，今回はこれらを用いた（図-6.3）．

震モーメントの調整を行った．各アスペリティのパラメタ

先に述べたとおり ISK005 では著しく大きなサイト増幅特を表-6.2に示す．この表からわかる通り，アスペリティ2性が得られている．これ以外にも ISK003（K-NET 輪島），に最も大きな地震モーメントが割り当てられている．破壊

ISK007（K-NET 七尾），TYM002（K-NET 氷見）ではややの順序としては，最初にアスペリティ1が破壊を開始し，短周期帯域においてサイト増幅特性がかなり大きい値を示

1.06秒遅れてアスペリティ2が，3.15秒遅れてアスペリティ3

している．ISK004（K-NET 能都）はやや短周期帯域におけが破壊を開始するものとした．各アスペリティの破壊は図る線形時のサイト増幅特性はこれらより小さいが，3Hz 弱-6.4に示すアスペリティ毎の破壊開始点（☆）から同心円においてサイト増幅特性が 20 を上回っている．ISK006

状に拡大するものとした．ライズタイムについては，複数（K-NET 富来）ではサイト増幅特性の値は比較的小さい．

のものを検討し，アスペリティの幅と破壊伝播速度から片岡他（2003）の式で算定される値を採用した．Qs値は既往の研究（佐藤・巽，2002）に基づきQs=166×f 0.76とした．

6.3 位相特性
能登半島地震の余震記録の中から最適なものを選択するため，本震記録と余震記録のフーリエ位相の類似性を検6.5 地震動の再現結果討し（野津，2005），類似性の高い余震記録を選択した．そ図-6.5の黒線は各地で観測された地震動のフーリエスペ- 168 -

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

クトルを示したものである．各地で得られたフーリエスペ

クトルは適切に再現できていない．なお，図-6.2 に示した

クトルのピーク周波数を見ると，多くの地点でサイト増幅

ISK004 における速度波形（0.2-2Hz）の再現において非線特性（図-6.3）のピーク周波数よりも低周波側となってい形パラメタは特に重要な役割を果たしている．ISK004 では

ることがわかる．例えばISK004ではサイト増幅特性のピー

線形時のサイト増幅特性のピーク周波数が 3Hz 弱であるた

ク周波数（線形時のピーク周波数）は2-3Hz付近に存在する

め，非線形性を考慮せずに計算を行った場合，計算結果のが，本震時のピーク周波数は2Hz弱となっている．ISK005

ピーク周波数は 3Hz 弱となり，0.2-2Hz の帯域での速度波においてはサイト増幅特性のピーク周波数は1Hz強である

形は著しく過小評価となる．非線形性を考慮することによが，本震時のピーク周波数は1Hz弱となっている．ISK007

り，図-6.2 に示す波形の再現が可能となる．

においてはサイト増幅特性のピーク周波数は1Hz付近に存在するが，本震時のピーク周波数は0.7Hz付近となっている．

7. 2007年新潟県中越沖地震

このようなピーク周波数の低周波側への移動は表層地盤の非線形挙動の影響によるものと考えられる．そこで，ここ

7.1 地震と解析の概要

では，多重非線形効果を考慮する方法（野津・盛川，2003；

この地震は 2007 年 7 月 16 日 10:13 ごろ新潟県中越沖を野津・菅野，2008）により，表層地盤の非線形性の影響を震源として発生した MJ6.8 の地震である．この地震では，考慮した強震波形計算を実施した．この方法の詳細につい震源に近い柏崎市中央町，柏崎市西山町，刈羽村，長岡市ては上記の文献を参照していただきたいが，この方法では小国町で震度 6 強を記録し，柏崎市では建築物等に多大な堆積層における平均的なS波速度の低下率を表すパラメタ

被害が生じた（境他，2008b）．

ν1と，堆積層における平均的な減衰定数の増分を表すパラ

この地震では，震源近傍に位置する柏崎刈羽原子力発電

メタν2が必要であり，ここでは観測値を再現する値として所において，最大速度100cm/sを越えるやや短周期パルス波

表-6.3に示す値を用いた．

が観測された（例えば田中他，2007）．この地震に関しては，

図-6.2に各地点での速度波形（0.2-2Hz）の再現結果を示

余震分布に関する検討（Katoh et al., 2008; Shinohara et al.,

す．ISK005における振幅の大きい速度波形は再現されてお2008）などから，主に南東落ちの断層面上ですべりが生じり，それ以外の地点でも，速度波形の再現性は全般に良好たと考えられている．その場合，発電所は上盤側に位置すである．従って，ここに示した特性化震源モデルは能登半ることになるので，アスペリティの破壊伝播方向には位置

島地震によるやや短周期地震動を再現するのに適したモデ

しないことになる．このような条件の下でも，特性化震源

ルであると言える．

モデルにより，実際に生じたやや短周期地震動を再現できることを確認することはたいへん重要である．この地震を対象とした特性化震源モデルの開発はいくつか試みられて

表-6.3 強震波形計算に使用した非線形パラメタ
観測点

ν1

ν2

いるが（山本・竹中，2009；Miyake et al., 2010），震源を取ISK003

1.00

0.005

り囲む複数地点におけるやや短周期地震動を十分に再現す

ISK004

0.65

0.015

る特性化震源モデルはこれまで開発されていないのが現状

ISK005

0.65

0.080

である．

ISK006

0.90

0.010

新潟県中越沖地震の震源域周辺を概略的に図-7.1 に示

ISK007

0.70

0.015

す．図-7.1 に示す長方形は波形インバージョン（Nozu,

TYM002

0.98

0.005

2008b；野津，2010）で用いられた断層面（長さ 30km，幅24km，走向 40°，傾斜角 36°）を地表面に投影したもの

図-6.5 に各地点でのフーリエスペクトルの再現結果をである．新潟県中越沖地震の記録が得られている観測点の示す．各地点におけるフーリエスペクトルは，ISK004 におうち，特に震源に近い観測点としては，柏崎刈羽原子力発

ける 2Hz 弱のピーク，ISK005 における 1Hz 弱のピーク，

電所の敷地における観測点（KKZ1R2 など）の他に NIG016

ISK007 における 0.7Hz 付近のピークを含め，非常に良好に（K-NET 寺泊）と NIG018（K-NET 柏崎）がある．ここで再現されている．参考のため，非線形パラメタを用いないは，これらの観測点に加え，佐渡島の NIG004（K-NET 小

場合の各地点におけるフーリエスペクトルの計算結果を図木）と能登半島の ISK002（K-NET 正院）を対象とする．

-6.6 に示す．この場合，ISK004，ISK005，ISK006 におい

これらの観測点は震源を取り囲むように分布しており，震てピーク周波数に大きな誤差を生じており，フーリエスペ

源モデルの妥当性を議論するのに適した観測点配置であると考えられる．発電所の記録としては，ここでは構造物の- 169 -

野津 厚

図-7.1

2007 年新潟県中越沖地震の震源断層（長方形）と対象観測点および本震・余震の震央（数字は表-7.1 の余震番号に対応）
表-7.1

時刻
本震

2007/7/16

2007 年新潟県中越沖地震の本震・余震の震源パラメタ
走向**

傾斜**

すべり角**

M0**

適用

（deg）

（deg）

（deg）

（Nm）

地点

6.8

49

42

101

9.30E+18

23

5.8

24

44

79

3.26E+17

NIG01637.508

20

4.4

39

41

115

5.21E+15

発電所

37.442

23

4.3

39

62

95

4.08E+15

北緯*

深さ*

（deg）

（deg）

（km）

138.608

37.55717138.643

37.503138.628138.615

東経

*

MJ*

10:13
余震 1

2007/7/16
15:37

余震 2

2007/7/16
21:08

余震 3

2007/7/18
16:53

NIG018NIG004
ISK002*気象庁より- 170 -**F-net より

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

表-7.2 対象観測点一覧

図-7.2

図-7.3

観測地点

記号

サイト増幅特性

1号機基礎版上KKZ1R2

本研究で算定2号機基礎版上KKZ2R2〃3号機基礎版上KKZ3R2〃4号機基礎版上KKZ4R2〃5号機基礎版上KKZ5R2〃6号機基礎版上KKZ6R2〃7号機基礎版上KKZ7R2〃

K-NET寺泊

NIG016

既往の研究

K-NET柏崎

NIG018〃

K-NET小木NIG004〃K-NET正院

ISK002〃

2005年8月21日の地震（M5.0）に対するK-NETの3地点でのフーリエスペクトルの再現

1号機基礎版上において本震以前の地震および余震から評価されたサイト増幅特性（μ+σとμ-σを表示）- 171 -

野津 厚

図-7.4

1～7号機の基礎版上におけるサイト増幅特性（余震から評価されたもの；μを表示）

図-7.5

NIG004とISK002におけるサイト増幅特性- 172 -

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

図-7.6

2007 年新潟県中越沖地震の特性化震源モデル．背後のコンターは波形インバージョンで得られたすべり量分布（Nozu, 2008b；野津，2010）．★は全体の破壊開始点，☆は各アスペリティの破壊開始点．
表-7.3

2007 年新潟県中越沖地震の特性化震源モデルのパラメタ（走向 40°，傾斜角 36°）
Asperity1

Asperity2Asperity3

破壊開始点東経（deg）

138.579138.592

138.505

破壊開始点北緯（deg）

37.52937.49737.426

破壊開始点深さ（km）

12.00

14.35

13.80

長さ（km）×幅（km）

2.0×2.0

6.0×4.0

3.0×3.0

M0（Nm）

0.40E+18

1.00E+18

1.00E+18

相対破壊開始時刻（s）

1.33

2.40

6.40

破壊伝播速度（km/s）

3.0

3.0

3.0

ライズタイム（s）

0.17

0.33

0.25

分割数

5×5×5

5×5×5

5×5×5

- 173 -

野津 厚

図-7.7

2007 年新潟県中越沖地震による発電所の敷地における速度波形の再現（0.2-2Hz の速度波形，黒が観測）- 174 -

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

図-7.7（つづき）- 175 -

野津 厚

図-7.7（つづき）

図-7.8 1 号機基礎版上（KKZ1R2）の EW 成分の速度波形（0.2-2Hz）に対する各アスペリティの寄与- 176 -

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

図-7.9

2007 年新潟県中越沖地震による発電所以外の地点における速度波形の再現（0.2-2Hz の速度波形，黒が観測）- 177 -

野津 厚

図-7.9（つづき）

図-7.102007 年新潟県中越沖地震による NIG018 における加速度波形の再現（黒が観測）- 178 -

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

表-7.4

K-NET柏崎における表層地盤の有効応力解析（Iai et al., 1992）に用いた土質定数

γt
ｍＧ、mK
σma’
Ｇma
Ｋma
層厚 名称
φ
（m）
（°）
（kN/m3） （kN/m2） （kN/m2） （kN/m2）
3.3 砂-1
18.3
22.6
31558
82299
38.6
0.5
1.7 砂-2（水面上）
19.1
57.5
85950
22414441.21
0.5
2.0 砂-2（水面下）
19.1
76.5
85950
22414440.88
0.5
5.7 砂-3
19.1
102.7
85950
22414441.69
0.5
3.1 シルト1-1
17.9
131.4
65938
17195530
0.5
3.1 シルト1-2
17.9
149.7
65938
17195530
0.5
3.1 シルト1-3
17.9
168.1
65938
17195530
0.5
2.7 シルト質粘土1-1
17.9
185.3
65938
17195530
0.5
2.7 シルト質粘土1-2
17.9
201.3
65938
17195530
0.5
7.8 シルト質砂
18.9
235.3
85050
22179739.69
0.5
3.8 シルト2
17.9
272.6
88404
23054430
0.5
3.0 粘土質シルト-1
17.9
292.8
88404
23054430
0.5
2.7 粘土質シルト-2
17.9
309.6
65938
17195530
0.5
2.3 砂混じりシルト
17.9
324.5
65938
17195530
0.5
1.0 シルト質粘土2
17.9
334.2
65938
17195530
0.5
1.0 砂混じり粘土質シルト-1
17.9
340.2
65938
17195530
0.5
4.0 砂混じり粘土質シルト-2
17.9
355
80550
21006230
0.5
2.0 シルト岩(工学的基盤)
20
Vs=500m/s, Vp=1600m/s
表-7.5

0.45
0.45
0.45
0.45
0.55
0.55
0.55
0.55
0.55
0.45
0.55
0.55
0.55
0.55
0.55
0.55
0.55

K-NET柏崎における表層地盤の有効応力解析（Iai et al., 1992）に用いた液状化パラメタ
名称
砂-2
砂-3
シルト質砂

図-7.11

hmax

n

PHIP
28
28
28

S1
0.005
0.005
0.005

W1
5.00
5.00
27.92

P1
0.5
0.5
0.5

P2
0.773
0.663
0.826

C1
1
1
1

2007 年新潟県中越沖地震による複数地点におけるフーリエスペクトルの再現（黒が観測）- 179 -

0.24
0.24
0.24
0.24
0.208
0.208
0.208
0.208
0.208
0.24
0.208
0.208
0.208
0.208
0.208
0.208
0.208

野津 厚

図-7.11（つづき）
応答を見ることが目的ではないので，1 号機～7 号機の基礎

る経験的サイト増幅特性を求めた．経験的サイト増幅特性

版上の記録を対象とする．対象観測点を表-7.2 に示す．

は地震毎に少しずつ異なる値をとる．例えば 1 号機基礎版
上に対してμ+σとμ-σをプロットすると図-7.3 の灰色

7.2 サイト増幅特性の線のようになる．全く同様の作業を中越沖地震の 6 つの

ここでは，K-NET の観測点における経験的サイト増幅特

余震に対しても行うと，図-7.3 の黒い線が得られる．本震

性としては既往の研究（野津・長尾，2005）のものを用い

以前の地震から評価されたサイト増幅特性と余震から評価

た．発電所の観測点における経験的サイト増幅特性は次のされたサイト増幅特性との間には本質的な違いはないこと

ような手順で求めた．まず，発電所を取り囲むように存在がわかる．そこで，以後の解析では，余震から評価されたする K-NET の寺泊，長岡，柏崎の 3 地点で観測されている

サイト増幅特性の平均値を用いる．こうして評価された 1

中小地震（いずれも本震以前に発生した 5 つの地震）を選～7 号機基礎版上における経験的サイト増幅特性を，隣接-2択し，中小地震の震源スペクトルはω モデルに従うと仮する K-NET 寺泊および K-NET 柏崎における既存の経験的定して，3 地点でのフーリエスペクトルが再現されるようサイト増幅特性（野津・長尾，2005）と比較して図-7.4 にに中小地震の震源パラメタを決定した．図-7.2 には 2005

示す．この図からわかるように，やや短周期帯域における

年 8 月 21 日の地震（M5.0）に対する 3 地点でのフーリエサイト増幅特性は K-NET 寺泊，発電所，K-NET 柏崎の順

スペクトルの再現状況を示す．次に，決定した震源パラメに大きくなっていく．また，その変化はかなり急激である

タを用いて発電所の地震基盤におけるフーリエスペクトルと言える．なお，1 号機～7 号機の基礎版上におけるサイト

を計算し，これと発電所における実際の観測スペクトルと増幅特性は高周波側で落ち込んでいく傾向が見られるが，の比を計算することによって，1～7 号機の基礎版上におけ

これは建屋による入力損失の影響であると考えられる．佐- 180 -

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

渡島の NIG004（K-NET 小木）におけるサイト増幅特性はつ目のパルスほど振幅が大きくないから，アスペリティ2

やや短周期帯域では小さい（図-7.5）．能登半島の ISK002

に関してはやや小さめのすべり量を設定している（表-7.3）．
発電所以外の観測点における速度波形の再現状況を図（K-NET 正院）におけるサイト増幅特性はやや短周期帯域-7.9に示す．各地点の速度波形は非常に良好に再現されてで著しく大きい値を示している（図-7.5）．

いる．ここで注意すべきことは，NIG016とNIG018において，7.3 位相特性

最大速度に著しい違いが見られるという点である（一方が新潟県中越沖地震の余震記録の中から最適なものを選

4cm/s程度であるのに対し他方は100cm/s以上）．こうした著択するため，本震記録と余震記録のフーリエ位相の類似性

しい違いは，図-7.4に見られるような両者のサイト増幅特を検討し（野津，
2005），類似性の高い余震記録を選択した．

性の差異を考慮することによってはじめて再現が可能とな

その結果，表-7.1 に示すとおり，NIG016 では余震 1 が，る．

発電所の観測点では余震 2 が，NIG018，NIG004，ISK002
では余震 3 が選択された．

ここで，強震記録が表層地盤の強い非線形挙動の影響を受けているNIG018における波形の計算方法を説明する．
NIG018では，図-7.10に黒線で示すように，スパイク状の7.4 特性化震源モデル

加速度波形が観測されており，過剰間隙水圧の上昇を含む

作成した特性化震源モデルを図-7.6に示す．波形インバ

地盤の非線形挙動の影響が示唆される．そこで，その影響ージョン（Nozu, 2008b；野津，2010）によるすべり分布（図を適切に考慮するため，広域の地盤における多重非線形効-7.6のコンター）を参考に，すべり量が大きいと考えられ

果と観測点直下の表層地盤の非線形応答の両者を考慮する

る部分に長方形のアスペリティを配置し，発電所および他

手法（野津，2007b；野津，菅野，2008）を用いた．具体的の強震観測点における波形の再現性に注意しながら，アスには，まず，表-7.4のVs=500m/sの層を工学的基盤とみなし，ペリティのサイズと地震モーメントの調整を行った．各ア

そこでの地震動を計算した．その時，広域の地盤におけるスペリティのパラメタを表-7.3に示す．破壊の順序として

多重非線形効果を考慮するため，非線形パラメタ（ν1=0.8，

は，最初にアスペリティ1が破壊を開始し，1.07秒遅れてアν 2=0.06）を用いた．次に，この地震動を入力した表層地

スペリティ2が，5.07秒遅れてアスペリティ3が破壊を開始

盤の有効応力解析（Iai et al., 1992）を行った．有効応力解するものとした．各アスペリティの破壊は図-7.6に示すア析に用いた土質定数は表-7.4および表-7.5に示す通りであスペリティ毎の破壊開始点（☆）から同心円状に拡大する

る．表-7.4および表-7.5の土質定数は原則としてN値と細ものとした．ライズタイムについては，複数のものを検討

粒分含有率から推定される値（森田他，1997）または当該

し，アスペリティの幅と破壊伝播速度から片岡他（2003）

解析手法（Iai et al., 1992）において一般的に用いられる値の式で算定される値を採用した．Qs値は既往の研究（佐藤・である．ただし，「砂2」と「砂3」の液状化強度に関連する

巽，2002）に基づきQs=166×f

0.76

パラメタであるW1については，N値から推定される値をそとした．

のまま用いると液状化強度を過大評価する傾向が認められ
7.5 地震動の再現結果たので，やや小さめの値を設定した．以上により，図-7.10

上記の特性化震源モデルによる発電所の敷地における速に示すとおり，NIG018の波形に見られたスパイク状のピー

度波形（0.2-2Hz）の再現状況を図-7.7に示す．この図からクを再現することができ，このときNIG018における速度波

わかるように，やや短周期帯域の速度波形が良好に再現さ

形 の 再現 精度 も図 -7.9に見ら れ る通 り良 好で あっ た．

れている．なお，これらの波形を計算するにあたっては，

ISK002では地表での波形に対し多重非線形効果を考慮する

多重非線形効果を考慮するためのパラメター（ν 1=0.85，

ためのパラメター（ν1=1.00，ν2=0.008）を適用した．

ν2=0.01）を適用した．図-7.7でEW成分の観測波に典型的

図-7.11に各地点でのフーリエスペクトルの再現結果をに見られるように，発電所で観測された速度波形は主に3示す．各地点におけるフーリエスペクトルは非常に良好につのパルスからなる．これらは図-7.6の1-3のアスペリティ

再現されている．なお，これらのフーリエスペクトルはすに対応している．図-7.8には，1号機基礎版上のEW成分のべて座標軸を揃えて示しているが，ここでも，NIG016と速度波形への各アスペリティの寄与を示す．1つめのパルス

NIG018における低周波側の振幅レベルの違いが特に目をは最も周期が短く，2つ目のパルスは最も周期が長く，3つ引く（実に30倍程度の振幅レベルの違いがある）．また，発目のパルスは中ぐらいの周期である．これらに対応して，電所の敷地における低周波側の振幅レベルはそれらの中間

アスペリティのサイズは，アスペリティ1が最小，アスペリ程度となっている．これら本震時における揺れのスペクト

ティ2が最大でなければならない．また，2つ目のパルスは3

ル特性はサイト増幅特性（図-7.4）を色濃く反映している- 181 -

野津 厚

-8.1の×印）よりも12kmほど南の浅部に特にすべりの大きことがわかる．
以上の結果から，ここに示した特性化震源モデルは新潟い領域が存在していたと考えられる．この地震の際，震源

県中越沖地震によるやや短周期帯域を含む地震動を再現す

近傍のIWTH25（KiK-net一関西）では短周期成分の著しくるのに適したモデルであると言える．

大きい地震動が観測された．しかしながら，新潟県中越地
震の際の川口町の波形，あるいは新潟県中越沖地震の際の8. 2008年岩手・宮城内陸地震

柏崎刈羽原子力発電所の波形のような，やや短周期帯域で著しく振幅の大きい地震動は，この地震では観測されてい8.1 地震と解析の概要

ない．以下の解析では，断層直上，およびその周辺の8地点

この地震は 2008 年 6 月 14 日 8 時 43 分ごろ岩手県内陸（位置を図-8.1に示す）での波形（図-8.2）に着目し，特南部を震源として発生した MJ7.2 の地震である．この地震性化震源モデルの作成を行う．

により岩手県奥州市と宮城県栗原市の一部では震度 6 強を
8.2 サイト増幅特性記録した．この地震では荒砥沢ダム上流で大規模な地すべりが発生するなど（例えば山科他，2009）各地で地すべり

本検討の対象地域においても，既往の研究（野津・長尾，が発生し，河道閉塞箇所も多く見られるなど，地盤に関連

2005）でスペクトルインバージョンによるサイト増幅特性

する災害が多く発生した．

の評価が行われており，今回はこれらを用いた（図-8.3）．

岩手・宮城内陸地震の震源域周辺を概略的に図-8.1に示

MYG005（K-NET 鳴子）はカルデラ内に位置する観測点です．この地震は北西側に傾斜した逆断層の地震である．図あり，低周波側で著しく大きいサイト増幅特性となってい-8.1に示す長方形は波形インバージョン（野津，2010）でる．このことに対応し，MYG005 で観測された本震の波形用いられた断層面（長さ36km，幅30km，走向209°，傾斜は，低周波側でのスペクトルレベルが著しく大きいものと

角51°）を地表面に投影したものである．波形インバージなっている（図-8.4）．

ョンの結果によると，気象庁発表の震源（破壊開始点，図

図-8.1

2008 年岩手・宮城内陸地震の震源断層（長方形）と対象観測点および本震・余震の震央（数字は表-8.1 の余震番号に対応）- 182 -

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

表-8.1
時刻

2008 年岩手・宮城内陸地震の本震・余震の震源パラメタ
東経*

北緯*

深さ*

MJ*

走向**

傾斜**

すべり角**

M0**

（deg）

（deg）

（km）

（deg）

（deg）

（deg）

（Nm）

本震

2008/6/14 8:43

140.88039.028

8

7.2

209

51

104

2.72E+19

余震 1

2008/6/14 23:42

140.887

38.995

6

4.9

213

46

97

1.02E+16

余震 2

2008/6/16 23:14

140.83838.997

7

5.3

249

48

166

4.97E+16*気象庁より図-8.2**F-net より

2008 年岩手・宮城内陸地震による複数地点における速度波形の再現（0.2-2Hz の速度波形，黒が観測）- 183 -

野津 厚

図-8.2（つづき）- 184 -

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

図-8.2（つづき）- 185 -

野津 厚

図-8.3

2008年岩手・宮城内陸地震の強震波形計算に用いたサイト増幅特性- 186 -

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

図-8.4

2008 年岩手・宮城内陸地震による複数地点におけるフーリエスペクトルの再現（黒が観測）- 187 -

野津 厚

図-8.5

2008 年岩手・宮城内陸地震の特性化震源モデル．背後のコンターは波形インバージョンで得られたすべり量分布（野津，2010）．★は全体の破壊開始点，☆は各アスペリティの破壊開始点．
表-8.2

2008 年岩手・宮城内陸地震の特性化震源モデルのパラメタ
Asperity1

Asperity2Asperity3

破壊開始点東経（deg）

140.880140.872140.843

破壊開始点北緯（deg）

39.02838.97039.023

破壊開始点深さ（km）

8.0

4.9

11.1

長さ（km）×幅（km）

6.0×3.0

8.0×6.0

3.0×3.0

M0（Nm）

0.56E+18

4.00E+18

1.00E+18

相対破壊開始時刻（s）

0.00

2.8

1.7

破壊伝播速度（km/s）

2.6

2.6

2.6

ライズタイム（s）

0.29

0.58

0.29

分割数

5×5×5

8×8×8

5×5×5

8.3 位相特性

生した M5.3 の余震（余震 2 と呼ぶ）の記録を用いること

岩手・宮城内陸地震の余震記録の中から最適なものを選が適当であると判断された．しかしながら，断層面の南東択するため，本震記録と余震記録のフーリエ位相の類似性側に位置する IWTH25，IWTH26，IWT010，MYG004 は 2008

を検討し（野津，
2005），類似性の高い余震記録を選択した．

年 6 月 14 日 23:42 に発生した M4.9 の余震（余震 1 と呼ぶ）

その結果，多くの地点では，2008 年 6 月 16 日 23:14 に発の記録がより適切であると判断されたので，その位相特性- 188 -

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を用いた．これらの余震の震源パラメタを本震の震源パラものとして作成したものである．特に，これらの震源モデ

メタとともに表-8.1 に示す．また，これらの余震の震央をルは，新潟県中越地震におけるK-NET小千谷での波形，能本震の震央とともに図-8.1 に示す．

登半島地震におけるK-NET穴水における波形，新潟県中越沖地震における柏崎刈羽原子力発電所の波形など，破壊伝

8.4 特性化震源モデル

播方向ではない位置で観測された大振幅のやや短周期地震

作成した特性化震源モデルを図-8.5に示す．アスペリテ

動の再現に成功している．また，単にこれら大振幅が観測

ィは，波形インバージョンの結果（野津，2010）を参考に，された地点での地震動の再現に留まらず，異なる方位で観比較的すべりの大きい部分である領域aにアスペリティ3を，測されたより振幅の小さいやや短周期地震動も再現できて

領域bにアスペリティ2を設定したが，これらのみでは震源いる．例えば新潟県中越沖地震におけるK-NET寺泊の波形

近傍のIWTH25等での波形を過小評価する結果となった．そがその例である．

こで，破壊開始点付近に比較的すべり量の小さいアスペリ

特性化震源モデルの中には，やや短周期地震動の再現とティ1を導入したところ，IWTH25等を含め，各地点での波いう意図をもって作成されたもの以外に，広帯域の地震動

形を一定の精度で再現することができた．アスペリティ1

をまんべんなく再現することを念頭に作成されたものもあは，南側のアスペリティ2に対して，地震モーメントにしてる．しかしながら，福岡県西方沖地震に関する章で考察を14%程度，すべり量にして37%程度である．各アスペリテ行ったとおり，広帯域地震動をバランス良く再現すること

ィのパラメタを表-8.2に示す．破壊の順序としては，最初を念頭に作成された震源モデルが必ずしもやや短周期地震にアスペリティ1が破壊を開始し，1.7秒遅れてアスペリテ

動の再現に適しているとは限らない．もちろん，あらゆる

ィ3が，2.8秒遅れて南側のアスペリティ2が破壊を開始する

周波数帯域での地震動を高精度で再現する震源モデルが理ものとした．各アスペリティの破壊は図-8.5に示すアスペ

想であろうが，現実にはその理想通りではない（特性化震

リティ毎の破壊開始点（☆）から同心円状に拡大するもの

源モデルという単純化された震源モデルを用いていることとした．ライズタイムについては，複数のものを検討し，も関係していると考えられる）．そうであれば，やや短周期

アスペリティの幅と破壊伝播速度から片岡他（2003）の式

地震動の再現に適した震源モデルこそが，工学上求められで算定される値を採用した．Qs値は既往の研究（佐藤・巽，る震源モデルであると考えられる．

2002）に基づきQs=166×f

0.76

そこで，以下においては，本研究で作成した，やや短周とした．

期地震動の再現に適した一群の特性化震源モデルに関する
8.5 地震動の再現結果

整理を行い，地震の規模（全体の地震モーメント）からア

図-8.2に各地点での速度波形（0.2-2Hz）の再現結果を示

スペリティの面積や地震モーメントを導くための経験式をす．各地点における速度波形は概ね良好に再現されている．

作成する．

従って，ここに示した特性化震源モデルは岩手・宮城内陸

表-9.1は本研究で作成した特性化震源モデルの整理を行

地震によるやや短周期地震動を再現するのに適したモデルったものである．左から順に，M0は防災科学技術研究所のであると言える．図-8.4に各地点でのフーリエスペクトル

F-netによる地震モーメント，Mwはそれから導かれるモーメの再現結果を示す．各地点におけるフーリエスペクトルは，

ントマグニチュードである．ρとβは本研究で仮定した地IWTH25において高周波側のスペクトルレベルが大きいこ

震基盤の密度とS波速度である．SaとM0aが本研究の成果とと，MYG005において低周波側のスペクトルレベルが大きして最も重要な部分であり，やや短周期地震動を再現する

いことを含め，概ね良好に再現されている．なお，ここでために必要なアスペリティの面積と地震モーメントである．

は，IWTH26，MYG004，MYG005，IWT015における波形

Daはそれらから求められたアスペリティでのすべり量であを計算するために，多重非線形効果を考慮する方法（野津・る．Mw=6.5～6.9の内陸地殻内地震によるアスペリティでの盛川，2003；野津・菅野，2008）を用いている．その際必すべり量として妥当な値が得られていると考えられる．次要となるパラメタであるν1とν2についてはいずれの地点にA0は短周期レベルと呼ばれ，加速度震源スペクトル（日もν1=0.9，ν2=0.01とした．

本港湾協会，2007）の短周期側のフラットレベルである．

9. 作成された特性化震源モデルの統計的性質

右のカラムに短周期レベルの合計が示されている．この場

まずA0として各アスペリティ毎の値が示されており，その合の合計とは自乗和平方根のことである．さらに，最も右ここまで作成してきた特性化震源モデルは，いずれも，側のカラムに示されているのは，壇他（2001）による経験

工学上重要なやや短周期帯域の波形を再現するのに適した式で地震モーメントから求まる短周期レベルである．本研- 189 -

野津 厚

表-9.1 作成した特性化震源モデルの整理M0
2000年鳥取県西部地震

Nm
8.62E+18

2004年新潟県中越地震

7.53E+18

2005年福岡県西方沖の地震

7.80E+18

2007年能登半島地震

1.36E+19

2007年新潟県中越沖地震

9.30E+18

2008年岩手・宮城内陸地震

2.72E+19

Mw
6.6 asperity1
asperity2
6.5 asperity1_1
asperity1_2
asperity2
asperity3
6.5 asperity1
asperity2
6.7 asperity1
asperity2
asperity3
6.6 asperity1
asperity2
asperity3
6.9 asperity1
asperity2
asperity3

ρ

β

Sa

M0a

Da

A0

A0計

A0（壇）

m
ton/m3 km/s km2 Nm
Nm/s2
Nm/s2
Nm/s2
2.7
3.5
18 2.00E+18 3.36
2.34E+19 2.57E+19 1.09E+19
2.7
3.5
32 1.60E+18 1.51
1.05E+19
2.7
3.5
2 1.50E+17 2.27
1.58E+19 1.94E+19 1.04E+19
2.7
3.5 19.5 7.20E+17 1.12
7.78E+18
2.7
3.5
12 4.00E+17 1.01
7.02E+18
2.7
3.5 12.25 2.40E+17 0.59
4.13E+18
2.7
3.5
15 1.50E+18 3.02
2.11E+19 2.63E+19 1.05E+19
2.7
3.5
20 1.50E+18 2.27
1.58E+19
2.7
3.5
12 5.50E+17 1.39
9.66E+18 1.94E+19 1.27E+19
2.7
3.5 6.25 4.00E+17 1.93
1.35E+19
2.7
3.5 6.25 3.00E+17 1.45
1.01E+19
2.7
3.5
4 4.00E+17 3.02
2.11E+19 3.27E+19 1.11E+19
2.7
3.5
24 1.00E+18 1.26
8.78E+18
2.7
3.5
9 1.00E+18 3.36
2.34E+19
2.7
3.5
18 5.60E+17 0.94
6.55E+18 3.00E+19 1.59E+19
2.7
3.5
48 4.00E+18 2.52
1.76E+192.7
3.5
9 1.00E+18 3.36
2.34E+19

図-9.1 全体の地震モーメントとアスペリティ面積の関係．
（左）最も面積の大きいアスペリティ．
（右）二番目に面積の大
きいアスペリティ．

- 190 -

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

図-9.2 全体の地震モーメントとアスペリティの地震モーメントの関係．
（左）最も地震モーメントの大きいアスペリティ．
（右）二番目に地震モーメントの大きいアスペリティ．
究による短周期レベルは系統的に壇他（2001）による短周

以上のスケーリング則を拘束条件として直線を当てはめる

期レベルを上回っていることが注目される．本研究での各と，各図に実線で示す経験式が得られる．

地震によるフーリエスペクトルの再現性は短周期側を含め一方，各図には，Somerville et al. (1999)の経験式で決まる

概ね良好であるから（岩手・宮城内陸地震によるIWTH25

アスペリティ面積および地震モーメントを破線で示していのフーリエスペクトルも無理なく再現されている），本研究

る．まず図-9.1の破線の求め方であるが，Somerville et al.

の短周期レベルは妥当であると考えられる．

(1999)ではアスペリティの総面積と全地震モーメントの関

アスペリティの面積と地震モーメントに関する経験式を係，および，最大アスペリティ面積と地震モーメントの関作成するにあたり，アスペリティ面積の総和，および，地係を示しているので，入倉・三宅（2001）が行っているよ

震モーメントの総和を対象とする方法もある．しかしながうに，アスペリティの総面積から最大アスペリティの面積

ら，上記のようにフォワードモデリングで特性化震源モデを差し引いたものを二番目に大きいアスペリティの面積とルを作成する過程においては，精度を上げるために小さい

考え，これを図-9.1（右）に破線で示している．図-9.1（左）アスペリティを何個でも追加できるという事情があり，アの破線はSomerville et al. (1999)の式そのものである．また，スペリティ面積の総和，および，地震モーメントの総和にSomerville et al. (1999)ではアスペリティの地震モーメント

ついては客観的な定義が難しい．また，予測問題では，結の総和は全地震モーメントの44%であるが，これを，入倉・局必要なのは個々のアスペリティに関するパラメタである．

三宅（2001）が行っているように，二つのアスペリティの

そこで，ここでは，地震毎に，面積が最大のアスペリティ

ストレス・パラメタ（入倉，1994）が等しくなるように二と，二番目に大きいアスペリティを選び，それらの面積とつのアスペリティに割り振ると，大きい方が36%，小さい

全体の地震モーメントの関係を整理した．また，同じよう方が8%となる．これらを図-9.2に破線で示している．

に，地震毎に，地震モーメントが最大のアスペリティと，

まず，図-9.1を見ると，Somerville et al. (1999)に比べ，本二番目に大きいアスペリティを選び，それらの地震モーメ

研究で作成したやや短周期地震動の再現に適した特性化震ントと全体の地震モーメントの関係を整理した．結果を図

源モデル群の方が，アスペリティの面積は大幅に小さくな-9.1および図-9.2に示す．これらのデータに対して，っている．Somerville et al. (1999)による全地震モーメントと

1）アスペリティの面積は全地震モーメントの2/3乗に比例

断層面全体の面積の関係式，すなわちS(km2)=2.23×10-15×M02/3(dyne*cm)

すること2）アスペリティの地震モーメントは全地震モーメントの1乗に比例すること（5.1）と比較すると，断層面全体に対するアスペリティの面積比
は，Somerville et al. (1999)の場合，大きい方が約16%，小さ- 191 -

野津 厚

い方が約6%であるのに対し，本研究では大きい方が約5%，

10. 結論

小さい方が約3%である．ここで，アスペリティの面積が小さいことによる地震動予測結果への具体的影響としては，

内陸地殻内地震の震源近傍で観測されるやや短周期パル

アスペリティ面積が大きい場合，破壊伝播効果により，破スは構造物に対して大きな影響を与えるものであると認識

壊伝播方向と逆方向での地震動の差が大きいのに対し，面されている．兵庫県南部地震を対象とした研究で，これら積の小さいアスペリティを採用すると，破壊伝播方向と逆のパルスはアスペリティに起因するものであること，また，方向での地震動の差がより小さくなることが挙げられる．

特性化震源モデル（矩形のアスペリティの組み合わせ）を

本研究では，これまで述べてきているように，破壊伝播方

用いた強震動シミュレーションによりこれらのパルスが適向ではない位置で観測された大振幅のやや短周期地震動を切に再現できることが明らかにされ，設計の実務において再現できる特性化震源モデルの作成を行ってきている．そも特性化震源モデルが積極的に用いられるようになってきのことが，面積の小さいアスペリティという結果に結びつている．しかし，特性化震源モデルのパラメタ設定においいていると考えられる．

て多く用いられている経験式（Somerville et al., 1999）は主

次に，図-9.2 を見ると，大きい方のアスペリティについにカリフォルニアのデータに基づいており，最近わが国でては，Somerville et al. (1999)および入倉・三宅（2001）の多発している内陸地殻内地震の実績が反映されていないと関係式に比べ，本研究で作成した特性化震源モデル群の方いう問題点がある．また，上記の経験式の作成において，が，アスペリティの地震モーメントは小さくなっている．

必ずしも工学上重要なやや短周期パルスの再現に力点が置

もしも地震モーメントを保ったまま面積だけを小さくする

かれているわけではない．そこで，本研究では，最近わがと，すべり量が大きくなりすぎて非現実的な値となるので，国で多発している内陸地殻内地震のデータに基づいて，や面積の縮小とともに地震モーメントが減っているのは妥当や短周期地震動の再現に適した震源のモデル化手法についである．ただし，小さい方のアスペリティについては，て検討を行った．具体的には，兵庫県南部地震以後のわがSomerville et al. (1999)および入倉・三宅（2001）の関係式

国における内陸地殻内地震のうち，M6.8を越える6つの地に比べ，地震モーメントの変化は小さい．このことは，小震を対象に，やや短周期帯域の地震動を再現するのに適しさい方のアスペリティで比較的大きなすべりが生じている

た特性化震源モデルの構築を行った．また，それらの結果ことを意味する．先に述べたように，Somerville et al. (1999)

を整理することにより，与えられた想定地震の規模から特および入倉・三宅（2001）の関係式では，二つのアスペリ性化震源モデルのパラメタ，具体的にはアスペリティの面

ティのストレス・パラメタが等しくなるように設定されて積や地震モーメントを決めるための新たな経験式の作成をいるので，面積の大きいアスペリティの方がすべり量が大行った．新たに得られた経験式は，Somerville et al. (1999)

きく，約 1.7 倍である．しかしながら，本研究で得られたの経験式と比較すると，同じ規模の地震に対して，アスペ

経験式をすべり量に換算すると，大小のアスペリティで変リティの面積がより小さいという特徴を有する．断層面全位量はほぼ等しくなる．すなわち，面積の小さいアスペリ体に対するアスペリティの面積比は，Somerville et al. (1999)

ティでもすべり量は大きく，面積の大きいアスペリティとの場合，大きい方が約16%，小さい方が約6%であるのに対同程度の短周期成分を生じるという震源像が浮かび上がっ

し，本研究では大きい方が約5%，小さい方が約3%である．

てくる．

なお，小さいアスペリティを採用することの具体的影響となお，特性化震源モデルを運用する上で必要となるもうしては，破壊伝播方向とその逆方向の地震動の差が現状よ

一つのパラメタであるアスペリティのライズタイムについり小さくなることが挙げられる．アスペリティ部の地震モては，本研究の震源モデルではいずれも片岡他（2003）のーメントは，大きい方のアスペリティについては，式で算定される値を採用しており，それによる波形の再現

Somerville et al. (1999)および入倉・三宅（2001）の関係式に性は良好であることから，予測問題では片岡他（2003）の比べ本研究の方が小さいが，小さい方のアスペリティにつ式を用いるのが妥当であると考えられる．

いては，Somerville et al. (1999)および入倉・三宅（2001）のなお，本研究では波形合成法としていずれの地震に対し関係式に比べ変化は小さい．平均的には，小さい方のアスても入倉他（1997）を用いており，上述のパラメタはいず

ペリティでも大きい方のアスペリティと同程度のすべりがれも入倉他（1997）の波形合成法を前提としたものである

生じていると考えられる．特性化震源モデルを運用する上という点に注意する必要がある．

で必要となるもう一つのパラメタであるアスペリティのラ
イズタイムについては，片岡他（2003）の式で算定される値が妥当である．

- 192 -

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

11. あとがき

加藤研一（2001）：K-NET強震記録に基づく1997年鹿児島県北西部地震群の震源・伝播経路・地盤増幅特性評価，

本研究では，内陸地殻内地震を対象に，やや短周期地震

日本建築学会構造系論文集，Vol.543，pp.61-68．

動の再現に適した震源のモデル化手法について検討を行っ

釜江克宏・入倉孝次郎（1997）：1995年兵庫県南部地震の断てきたが，今後は，同様の検討を，2011 年東北地方太平洋層モデルと震源近傍における強震動シミュレーション，

沖地震をはじめとする海溝型地震を対象に実施することが日本建築学会構造系論文集，Vol.500，pp.29～36．
川瀬博（1998）：震源近傍強震動の地下構造による増幅プロ

重要な課題である．

セスと構造物破壊能－1995年兵庫県南部地震での震災（2011 年 8 月 12 日受付）

帯の成因に学ぶ－，第10回日本地震工学シンポジウム
パネルディスカッション資料集，pp.29～34．

謝辞
本研究の実施にあたり，愛知工業大学工学部の入倉孝次郎

川瀬博・佐藤智美・包仁満都拉・梅田尚子（2006）：2005

教授，鳥取大学工学研究科の香川敬生教授，（財）地域地盤

年福岡県西方沖地震：強震動とその構造物破壊能およ

環境研究所の宮腰研博士，愛知工業大学工学部の倉橋奨博

び推定理論震源モデル，第12回日本地震工学シンポジ

士からは貴重な御意見をいただきました．本研究では（独）ウム論文集，pp.162-165．

防災科学技術研究所の K-NET，KiK-net の強震記録，F-net

古和田明・田居優・岩崎好規・入倉孝次郎（1998）：経験的の CMT 解，気象庁の震源データ，東京電力（株）の強震

サイト増幅・位相特性を用いた水平動および上下動の記録を使用しています．また 5.で述べた福岡県西方沖の地

強震動評価，日本建築学会構造系論文集，Vol.514，pp.97

震の余震等のデータを取り入れたスペクトルインバージョ～104．

ン解析は国総研 港湾研究部 港湾施設研究室の長尾毅室長，

坂井公俊・野津厚（2011）：2004年新潟県中越地震の特性化（株）ニュージェックの山田雅行さんとともに実施したも震源モデルと経験的サイト増幅・位相特性を考慮したのです．本研究の一部は科学研究費補助金 基盤研究（B）

強震動シミュレーション，日本地震工学会論文集，（課題番号 20310106）「最近の被害地震の観測記録に基づ
く強震動予測レシピの検証とその改良」により実施したもVol.11，pp.40-58．
境有紀・野尻真介・熊本匠・田中祐典（2008a）：2007年能のです．ここに記して謝意を表します．

登半島地震における強震観測地点周辺の被害状況と地震動の対応，日本地震工学会論文集，Vol.8，pp.79-106．

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野津 厚

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港湾空港技術研究所報告第 50 巻第 4 号

２０１１．１２

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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行

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CONTENTS⁛┙ⴕ᡽ᴺੱ᷼ḧⓨ᷼ᛛⴚ⎇ⓥᚲ

1. Characteristics of the 2011 off the Pacific Coast of Tohoku Earthquake Tsunami····································Hiroyasu KAWAI, Makoto SATOH, Koji KAWAGUCHI, Katsumi SEKI ······· 3

2. Study on Vertical Bearing Capacity of Steel Pipe Pile Driven into Mudstone······················· Taka-aki MIZUTANI, Yoshiaki KIKUCHI, Takayuki SUGIMOTO, Eiji KOHAMA ······· 65

3. Development of Design Method for Anchored Sheet Pile Wall Reinforced by Additional Anchorage Work·········································Yoshiyuki MORIKAWA, Yoshiaki KIKUCHI, Taka-aki MIZUTANI ······· 107

4. Modeling Semi-Short-Period Ground Motions from Crustal Earthquakes Using Characterized Source Models······································································································· Atsushi NOZU ······· 133

5. Experimental Study on Mechanism and Countermeasures for Wave Overtopping of      Long-Period Swell in Shimoniikawa Coast········································································ Hiroaki KASHIMA, Katsuya HIRAYAMA ······· 197

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