ＩＳＳＮ１３４６－７８４０

港湾空港技術研究所
資料
TECHNICAL NOTEOFTHE PORT AND AIRPORT RESEARCH INSTITUTE

No.1257

September 2012

海溝型巨大地震による地震動の予測のための震源パラメターの経験式－強震動パルスの生成に着目して－
野津長尾

独立行政法人厚毅

港湾空港技術研究所

Independent Administrative Institution,

Port and Airport Research Institute, Japan目

次旨 ······························································································································································

3

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

4

2. 海溝型巨大地震における強震動パルスの例 ···························································································

4

2.1

2011年東北地方太平洋沖地震 ···········································································································

4

2.2

2003年十勝沖地震 ································································································································

9

2.3

1978年宮城県沖地震 ···························································································································· 10

要3. 強震動パルスの再現を目的として作成された震源モデル ·································································· 11
3.1

整理の対象とする震源モデルとサブイベントの呼称 ·································································· 11

3.2

各震源モデルで用いられている強震波形計算手法 ······································································ 13

3.3

各震源モデルによる強震動パルスの再現性 ·················································································· 13

4. 強震動パルス生成域のスケーリング ······································································································· 14
4.1

震源スペクトルの特性 ······················································································································· 14

4.2

地震規模に対するスケーリング ······································································································· 14

5. まとめと今後の課題 ···································································································································· 18
謝辞 ······································································································································································· 19
参考文献 ······························································································································································ 19
付録 ······································································································································································· 21-1-Strong Motion Pulse Generation Areas for Huge Subduction Earthquakes- Their Scaling with Overall Earthquake Size Atsushi NOZU*
Takashi NAGAO**

Synopsis
Prediction of strong ground motions in the frequency range from 0.2 to 1 Hz is quite important
for a wide range of engineering structures including port structures. Strong ground motions in thisfrequency range observed at many sites along the coast of Miyagi through Ibaraki Prefecture during
the 2011 off the Pacific coast of Tohoku earthquake are characterized by distinctive pulses. Thesestrong motion pulses are similar to those from shallow crustal earthquakes such as the 1995
Hyogo-ken Nanbu earthquake and the 1994 Northridge earthquake, in a sense that they appear in afrequency range of engineering importance. Thus, not only strong motion pulses from shallow
crustal earthquakes but also those from huge subduction earthquakes can cause significant damage
to structures. Therefore, it is significantly important to consider the generation of such pulses in thestrong motion prediction for huge subduction earthquakes, especially when the prediction is aimed
at seismic design of structures. In this article, first, examples of strong motion pulses from huge
subduction earthquakes are examined. Then, source models aiming at the reproduction of thosepulses are compiled and the characteristics of SPGAs (Strong-motion Pulse Generation Areas) areinvestigated, with special attention to their relation to the overall size of the earthquakes.
Key Words: the 2011 off the Pacific coast of Tohoku earthquake, subduction earthquake, strong
motion pulse, aftershock observation, microtremor measurement, empirical relation* Head of Engineering Seismology Division, Earthquake Disaster Prevention Engineering Division** Director, Port and Harbor Department, National Institute for Land and Infrastructure Management
3-1-1 Nagase, Yokosuka, 239-0826 Japan
Phone：+81-46-844-5058
Fax：+81-46-844-0839
e-mail:nozu@pari.go.jp-2-

海溝型巨大地震による地震動の予測のための震源パラメターの経験式－強震動パルスの生成に着目して－
野津

厚*・長尾

要

毅**

旨

港湾構造物をはじめ多くの構造物にとって 0.2-1Hz の周波数帯域における地震動の予測はたいへん重要である．東北地方太平洋沖地震の際，震源断層に比較的近い宮城県から茨城県にかけての多くの地点で観測された 0.2-1Hz の帯域の速度波形は明瞭なパルスによって特徴付けられている．これらの，工学上重要な周波数帯域に表れるパルスを本稿では強震動パルスと呼ぶ．過去において，1995 年兵庫県南部地震や 1994 年ノースリッジ地震のような内陸地殻内地震の際，震源近傍で生じた強震動パルスが大被害をもたらしたことは広く知られている．それに対し，海溝型巨大地震がもたらす強震動パルスの重要性については，これまで十分に認識されているとは言えない．しかしながら，現実に海溝型巨大地震が強震動パルスを生成しており，その周期特性が，内陸地殻内地震がもたらす強震動パルスと大きくは異ならないことから，海溝型巨大地震がもたらす強震動パルスも構造物に大きな影響を及ぼす可能性がある．今後，海溝型巨大地震に対する強震動予測，特に耐震設計を目的とする強震動予測を行う場合には，強震動パルスの生成を意識した震源のモデル化を行うことが極めて重要と考えられる．そこで，本研究においては，まず，海溝型巨大地震による強震
動パルスの生成事例を示す．次に，海溝型巨大地震による強震動パルスの再現を目的として構築された既往の震源モデルを整理する．最後に，断層面上で強震動パルスを生成したと考えられる領域（強震動パルス生成域と呼ぶ）の諸特性と地震規模との関係について検討し，地震動の予測のための震源パラメターの経験則を示す．
キーワード：2011 年東北地方太平洋沖地震，海溝型地震，強震動パルス，経験式* 地震防災研究領域 地震動研究チームリーダー** 国土技術政策総合研究所 港湾研究部長〒239-0826 横須賀市長瀬3-1-1 港湾空港技術研究所
電話：046-844-5058 Fax：046-844-0839
e-mail:nozu@pari.go.jp-3-

1. はじめにパルスの生成を意識した震源のモデル化が行われているとは言えない．しかしながら，上述の通り，現実に海溝2011 年東北地方太平洋沖地震（Mw9.0）は，今日のよ型巨大地震が強震動パルスを生成しており，その周期特

うな密な強震観測網（Kinoshita, 1998；Aoi et al., 2000）

性が，内陸地殻内地震がもたらす強震動パルスと大きくが構築されて以来，初めて発生した M9 クラスの巨大地は異ならないことから（2.参照），海溝型巨大地震がもた震である．この地震の発生により我々は M9 クラスの巨らす強震動パルスも構造物に大きな影響を及ぼす可能性

大地震による強震動の実態を初めて知ることになったとがある．さらに，2.で述べるように，海溝型巨大地震に言える．今後，他の地域を対象として，同程度の規模のよる強震動パルスの生成は，東北地方太平洋沖地震だけ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に見られる現象ではない．今後，海溝型巨大地震に対すえられるが，その際の震源のモデル化においては，東北る強震動予測，特に耐震設計を目的とする強震動予測を

地方太平洋沖地震の強震記録から得られる知見を反映さ行う場合には，強震動パルスの生成を意識した震源のモせることが極めて重要と考えられる．その際，強震動予

デル化を行うことが極めて重要と考えられる．

測の目的が耐震設計である場合には，対象とする構造物

そこで，本研究においては，まず，海溝型巨大地震にに影響を及ぼしやすい周波数帯域に着目することが重要

よる強震動パルスの生成事例を示す．次に，海溝型巨大であると考えられる．

地震による強震動パルスの再現を目的として構築された

港湾の分野では，岸壁に対して最も影響を及ぼしやす

既往の震源モデルを整理する．最後に，断層面上で強震い周波数帯域は 0.3-1Hz であることが指摘されている（例

動パルスを生成したと考えられる領域（強震動パルス生

えば野津他，2000）．建築の分野では，周期 1.2-1.5 秒（周成域と呼ぶ）の諸特性と地震規模との関係について検討

波数 0.67-0.83Hz）の弾性加速度応答スペクトルが建物被し，地震動の予測のための震源パラメターの経験則を示

害率と良く対応することが境他（2002）により指摘されす．

ている．これらに加え，多くの高層建物の固有周波数が2. 海溝型巨大地震における強震動パルスの例

0.2-1Hz の範囲に存在することを考えると，0.2-1Hz の周波数帯域は，工学上極めて重要性の高い周波数帯域であると言える（野津，2010）．従って，本研究では主にこの本章においては，海溝型巨大地震による強震動パルス

周波数帯域における強震動の特性に着目した検討を行う．

の生成事例を示す．最初に東北地方太平洋沖地震の例を

この帯域ではカバーできないような工学上重要な施設も示し，次に，密な強震観測網（Kinoshita, 1998；Aoi et al.,存在するが，本研究の主眼は上記の帯域にある．

2000）によって初めて観測された海溝型巨大地震である

さて，東北地方太平洋沖地震の際，震源断層（例えば2003 年十勝沖地震（Mw7.9）の例を示す．最後に，巨大Kurahashi and Irikura, 2011）に比較的近い宮城県から茨城地震と呼ぶにはやや規模が小さいが貴重な強震記録（建県にかけての多くの地点で観測された 0.2-1Hz の帯域の設省土木研究所，1978）が得られている 1978 年宮城県沖

速度波形は，2.で述べるように，明瞭なパルスによって地震（Mw7.6）の例を示す．

特徴付けられている．これらのパルスの重要な点は，工学上重要な周波数帯域に表れているという点である．工2.1 2011 年東北地方太平洋沖地震

学上重要な周波数帯域に表れるパルスを本稿では強震動

図-2.1 の黒線は，東北地方太平洋沖地震の際，宮城県から茨城県にかけての 5 つの観測点（MYGH12，仙台-G，

パルスと呼ぶ．
過去において，1995 年兵庫県南部地震（入倉，1996；

FKS031，FKS011，IBR007）で観測された 0.2-1Hz の帯

釜江・入倉，1997）や 1994 年ノースリッジ地震（Wald et

域の速度波形を示したものである．ここに仙台-G は港湾

al., 1996）のような内陸地殻内地震の際，震源近傍で生地域強震観測（例えば野津・若井，2011）の観測点であじた強震動パルスが大被害をもたらしたことは広く知らる．また，KiK-net（Aoi et al., 2000）の観測点（MYGH12）

れている．そのため，現在，内陸地殻内地震を対象としでは地表と地中の記録が利用可能であるが，ここでは地た強震動予測においては，強震動パルスの生成に対する表の記録を示している．これらの図からわかるように，注意が十分に払われていると考えられる．それに対して，これらの観測点における 0.2-1Hz の帯域の速度波形は，1

海溝型巨大地震がもたらす強震動パルスの重要性についつまたは複数の明瞭なパルスによって特徴付けられていては，これまで十分に認識されているとは言えず，海溝る．

型巨大地震を対象とした強震動予測においては，強震動比較のため，図-2.2 には，内陸地殻内地震によって生-4-図-2.1 黒線は東北地方太平洋沖地震の際に観測された強震動パルスの例．赤線は SPGA モデルによるパルスの再現結果（3.参照）．いずれも 0.2-1Hz の帯域の速度波形．

図-2.2 比較のために示す内陸地殻内地震による強震動パルスの例（0.2-1Hz の帯域の速度波形）
成された強震動パルスの事例を示す．図-2.2（上）は 1995

Hospital で観測された強震動パルスである．これらはいず

年兵庫県南部地震の際，鷹取で観測された強震動パルス，

れも大きな被害に結びついたものとして知られている．図

図-2.2
（下）
は 1994 年ノースリッジ地震の際，Sylmar County-2.1 と図-2.2 の比較からわかるように，
パルスの形状や周-5-図-2.32011 年東北地方太平洋沖地震を対象として，強震動パルスの再現を目的として作成された震源モデル（野津，2012a；2012b）と図-2.1 に強震動パルスの事例を示した観測点

図-2.4 宮城県沖の 4 つの SPGA の位置（★は破壊開始点）および強震動パルスの伝播の様子を示す観測点-6-

図-2.5

SPGA4からの強震動パルスの伝播の様子．上はMYG011から北へ，下はMYG011から西へ，強震動パルスが伝播する様子をそれぞれ示している．図の縦軸はSPGA4の破壊開始点から観測点までの直線距離，図の横軸は震央での破壊開始時刻を原点としている．波形は0.2-1Hzの速度波形であり，原則としてNS成分であるが，NS成分の振幅の小さいMYG011だけはEW成分を示している．赤の破線はS波速度を3.9km/sと仮定した場合のSPGA4からのS波の到来時刻を表す．

-7-

図-2.6 福島県沖および茨城県沖の SPGA の位置（★は破壊開始点）および強震動パルスの伝播の様子を示す観測点

図-2.7

SPGA7 からの強震動パルスの伝播の様子．図の縦軸は SPGA7 の破壊開始点から観測点までの直線距離，図の横軸は震央での破壊開始時刻を原点としている．波形は 0.2-1Hz の速度波形であり，原則として NS 成分であるが，NS 成分の振幅の小さい FKS010 だけは EW 成分を示している．赤の破線は S 波速度を 3.9km/s と仮定した場合のSPGA7 からの S 波の到来時刻を表す．

-8-

図-2.8

SPGA8 からの強震動パルスの伝播の様子．図の縦軸は SPGA8 の破壊開始点から観測点までの直線距離，図の横軸は震央での破壊開始時刻を原点としている．波形は 0.2-1Hz の EW 成分の速度波形である．赤の破線は S 波速度を 3.9km/s と仮定した場合の SPGA8 からの S 波の到来時刻を表す．

期特性という点で，東北地方太平洋沖地震の際に観測され同様に，福島県沖の SPGA7（図-2.6）からの強震動パル

た強震動パルスは，内陸地殻内地震による強震動パルスとスの伝播の様子を示したものが図-2.7 である．さらに，茨の類似性が見られる．

城県沖の SPGA8（図-2.6）からの強震動パルスの伝播の様

野津（2012a；2012b）は，東北地方太平洋沖地震の断層子を示したものが図-2.8 である．これらの図においても，面上で強震動パルスを生成したと考えられる 9 つの領域を強震動パルスが震源に起源を有するものであることが確認

推定している（図-2.3）．これを本稿では後述のように強震できる．

動パルス生成域（SPGA）と呼ぶ．このうち，宮城県沖，
福島県沖，茨城県沖を代表する強震動生成域として SPGA4，

2.2 2003 年十勝沖地震

SPGA7，SPGA8 を取り上げ，それらに起因する強震動パル

2003 年十勝沖地震は密な強震観測（Kinoshita, 1998；Aoi

スが伝播する様子を示したものが図-2.4～図-2.8 である．

et al., 2000）によって初めて観測された海溝型巨大地震でまず，宮城県沖の SPGA4（図-2.4）からの強震動パルス

ある．図-2.9 の黒線は，2003 年十勝沖地震の際，十勝支庁の伝播の様子を示したものが図-2.5 である．
図-2.5 の上段の 2 つの観測点（TKCH07，TKCH02）で観測された 0.2-1Hz

では，震央での破壊開始時刻の 95 秒後から 104 秒後にかけの帯域の速度波形を示したものである（いずれも地表の記て，MYG011，MYG008，MYGH12，MYG001 の順に，南録）．なお，観測点の位置を図-2.10 に示す．ここでも，速から北に，強震動パルスが到来している様子を見てとるこ

度波形には明瞭なパルスが認められる．また，パルスの形とができる．図-2.5 の下段では，震央での破壊開始時刻の状や周期特性には，
内陸地殻内地震による強震動パルス（図95 秒後から 108 秒後にかけて，
MYG011，MYG012，MYG013-2.2）との類似性が見られる．

の順に，東から西に，強震動パルスが到来している様子を見てとることができる．特に MYG013 ではサイト増幅特性が大きいこともあり（野津他，2007）大振幅のパルスとなっている．これらの図から，強震動パルスが震源に起源を有するものであることは明確である．

-9-

図-2.9 黒線は 2003 年十勝沖地震の際に観測された強震動パルスの例．赤線は SPGA モデルによるパルスの再現結果（3.
参照）．いずれも 0.2-1Hz の帯域の速度波形．

図-2.102003 年十勝沖地震を対象として，強震動パルスの再現を目的として作成された震源モデル（野津・菅野，2006）と図-2.9 に強震動パルスの事例を示した観測点

2.3 1978 年宮城県沖地震

性には，内陸地殻内地震による強震動パルス（図-2.2）と1978 年宮城県沖地震では，建設省土木研究所（当時）がの類似性が見られる．

石巻市の開北橋（地盤）において強震記録を取得している（建設省土木研究所，1978）．開北橋の位置を図-2.11 に示
す．図-2.12 の黒線は，この記録に対して，0.2-1Hz の帯域の速度波形を示したものである．ここでも，速度波形には明瞭なパルスが認められる．また，パルスの形状や周期特- 10 -

図-2.111978 年宮城県沖地震を対象として，強震動パルスの再現を目的として作成された震源モデルと開北橋の位置．
震源モデルとしては野津・菅野（2006）のものと松島・川瀬（2006）のものを表示．

図-2.12

黒線は 1978 年宮城県沖地震の際に観測された強震動パルスの例．赤線は SPGA モデルによるパルスの再現結果（3.参照）．いずれも 0.2-1Hz の帯域の速度波形（横軸は図-2.1，図-2.2 等と揃えている）．

3. 強震動パルスの再現を目的として作成された震源

しながら，実際には，広帯域での地震動をまんべんなく再モデル

現することを目的として設定された震源モデルが，必ずしも強震動パルスの再現に適していない場合がある．一例と本章では，海溝型巨大地震による強震動パルスの再現をして，内陸地殻内地震の例ではあるが，2005 年福岡県西方目的として作成された既存の震源モデルについて整理を行

沖の地震（Mw6.5）について，震央の南東側に位置するアう．

スペリティについて複数の研究者が研究を行っているが，広帯域の地震動（具体的には速度および加速度の包絡形状）

3.1 整理の対象とする震源モデルとサブイベントの呼称の再現を目的として設定された佐藤・川瀬（2006）の震源

震源のモデル化において，ひとつの理想は，すべての周モデルでは長さ 10km，幅 10km，面積 100km2 のアスペリ

波数帯域の地震動を精度良く再現できることである．しかティが設定されているのに対し，周期 1 秒前後の強震動パ- 11 -

ルスの再現を目的として設定された川瀬他（2006）および面上で強震動パルスを生成したと考えられる領域を強震動

野津（2011）の震源モデルでは長さ 3～4km，幅 5km，面パルス生成域（Strong-motion Pulse Generation Area, SPGA）

2

積 15～20km のアスペリティが設定されている．同様のこと定義する．従って，松島・川瀬（2006）や野津（2012a；とは，海溝型巨大地震の震源モデルにもあてはまると考え

2012b）の研究でスーパーアスペリティと呼ばれていたものられるため，ここでは，海溝型巨大地震による強震動パルを本研究ではSPGAと呼ぶ．また，1968年十勝沖地震，1978

スの再現を目的として作成された震源モデルについて整理

年宮城県沖地震，2003年十勝沖地震，2005年宮城県沖の地を行う．ただし，海溝型巨大地震のみではデータ数が十分震を対象とする野津・菅野（2006）および港湾空港技術研でないため，ここでは，巨大地震と呼ぶにはやや規模の小究所地震動研究チーム（2010）の研究では，やはり強震動

さい海溝型地震を含めて検討を行う．

パルスの再現を目的としてサブイベントが設定されている．

表-3.1 に，強震動パルスの再現を目的として作成された

それらは，文献の中ではアスペリティと呼ばれているが，海溝型巨大地震（および，それよりやや規模の小さい海溝

上記の定義に照らし，本研究の中ではそれらをSPGAと呼ぶ．

型地震）の震源モデルを示す．

東北地方太平洋沖地震に対して推定されているSPGA（野津，2012a；2012b）とSMGA（Irikura and Kurahashi, 2012）

ここで，震源モデルを構成するサブイベントの呼称について，本研究での考え方を説明する．

の位置を比較してみると，図-3.1に示すように，概ね前者

松島・川瀬（2006）は，1978 年宮城県沖地震を対象としが後者に含まれる関係にある．一部のSPGAはSMGAの外にた研究を行い，一辺が 4km 程度の矩形の破壊領域を用いれあるが，これは，SPGAとSMGAの位置の決定精度の問題とば，開北橋等で観測されたパルス状の地震波の振幅と周期考えられる．ここには示していないが，他の地震についてを精度よく再現できることを示した上で，この矩形領域が，も，SPGAがSMGAに含まれる関係にある場合が多い．従っ

この規模の地震に対して一般に仮定されるアスペリティよて，SPGAはSMGA内部の不均質の一表現であると考えられりもかなりサイズが小さいことから，この矩形領域はアス

る．

ペリティそのものではなく，アスペリティ内部の不均質を表現するものであると考え，これをスーパーアスペリティと名付けた．2011 年東北地方太平洋沖地震を対象とした野津（2012a；2012b）の研究では，強震動パルスを再現する
ため，一辺が数 km 程度の矩形の破壊領域を設定し，それらに対して，松島・川瀬（2006）に倣い，スーパーアスペ
リティという名称を与えている．
しかしながら，現時点では，「アスペリティ」という用語の用いられ方自体，転換期にある．
「アスペリティ」とはもともと，①常時は固着しており，②地震時に大きくすべって，③強い地震波を出す，という3つの条件を満たす断層面上の領域という意味であった．しかしながら，東北地方太平洋沖地震においては，地震時に大きくす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いことが明らかとなってきており（例えばKurahashi and Irikura, 2011），アスペリティという用語は地震時に大きく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ている．そのため，断層面上で強震動を生成した領域に対してはSMGA（例えば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SMGA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数十km程度のものが設定されており（Kurahashi and Irikura, 2011；浅野・岩田，2011；
佐藤，2011；川辺他，2011；Irikura and Kurahashi, 2012），

図-3.1 東北地方太平洋沖地震を対象とした SPGA（野津，

強震動パルスを生成したと考えられる領域はこれよりかな

2012a；2012b）と SMGA（Irikura and Kurahashi, 2012）の位

り小さい．そこで，2.で述べたように，本研究では，断層置の比較- 12 -

- 13 -

表-3.1 強震動パルスの再現を目的として作成された海溝型巨大地震（および，それよりやや規模の小さい海溝型地震）の震源モデル
地震名
1968年
十勝沖地震

M0*
Mw 文献
Nm
2.80E+21 8.2 野津・菅野（2006）

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
2011年
東北地方太平洋沖地震

5.43E+19
3.80E+22

文献中での呼称
Asperity-1
Asperity-2
Asperity-3
7.6 松島・川瀬（2006）
SA
野津・菅野（2006）
Asperity-1
Asperity-2
7.9 野津・菅野（2006）
Asperity-1
Asperity-2
Asperity-3
7.1 港湾空港技術研究所
Asperity-1
地震動研究チーム（2010） Asperity-2
9.0 野津（2012a；2012b）
SA1_1
SA1_2
SA1_3
SA2
SA3_1
SA3_2
SA3_3
SA4
SA5

本研究で ρβ
Vr
SSPGA** M0SPGA
ASPGAの呼称 kg/m3
km/s km/s km2
Nm
Nm/s2
SPGA1 3.1E+03
3.9 3.0
128 7.20E+19 1.47E+20
SPGA2 3.1E+03
3.9 3.0
64 1.80E+19 7.36E+19
SPGA3 3.1E+03
3.9 3.0
4 2.30E+18 1.50E+20
SPGA
3.1E+03
3.9 3.0
16 1.20E+19
SPGA1 3.1E+03
3.9 3.0
12 1.20E+19 2.62E+20
SPGA2 3.1E+03
3.9 3.0
9 4.80E+18 1.40E+20
SPGA1 3.1E+03
3.9 3.0
72 4.20E+19 1.53E+20
SPGA2 3.1E+03
3.9 3.0
48 2.10E+19 1.14E+20
SPGA3 3.1E+03
3.9 3.0
16 2.40E+18 3.92E+19
SPGA1 3.1E+03
3.9 3.0
10.5 5.00E+18 1.25E+20
SPGA2 3.1E+03
3.9 3.0
5 2.00E+18 1.05E+20
SPGA1 3.1E+03
3.9 3.0
6 8.00E+18 3.49E+20
SPGA2 3.1E+03
3.9 3.0
12 8.00E+18 1.74E+20
SPGA3 3.1E+03
3.9 3.0
8 4.00E+18 1.31E+20
SPGA4 3.1E+03
3.9 3.0
10.5 2.10E+19 5.23E+20
SPGA5 3.1E+03
3.9 3.0
12 3.00E+18 6.54E+19
SPGA6 3.1E+03
3.9 3.0
12 3.00E+18 6.54E+19
SPGA7 3.1E+03
3.9 3.0
12 5.00E+18 1.09E+20
SPGA8 3.1E+03
3.9 3.0
24 9.00E+18 9.81E+19
SPGA9 3.1E+03
3.9 3.0
49 2.00E+19 1.07E+20*M0は原則としてF-net．ただし，1968年十勝沖地震のM0はKanamori(1971)，1978年宮城県沖地震のM0はSeno et al.(1980)，
2011年東北地方太平洋沖地震のM0はKoketsu et al.(2011)**SSPGAの推定結果は，Vrの仮定に依存し，かなりの不確実性を伴うと考えられる．

3.2 各震源モデルで用いられている強震波形計算手法

ついて見ていく．

1978 年宮城県沖地震を対象とした松島・川瀬（2006）の2011 年 東 北 地 方 太 平 洋 沖 地 震 を 対 象 と し た 野 津

震源モデルを除き，それ以外のすべての震源モデルでは，（2012a；2012b）の震源モデルでは，宮城県沖から茨城県

経験的サイト増幅・位相特性を考慮した強震動評価手法（古沖にかけて，一辺が数 km 程度の 9 つの SPGA が設定され

和田他，1998；野津・菅野，2006；野津・菅野，2008；野ており（図-2.3），これにより，各地で観測された 0.2-1Hz

津他，2009）が用いられている．この方法は，本質的には，の帯域の速度波形（パルス状のものを含む）が精度良く再オメガスクエアモデル（Aki, 1967）に従う震源スペクトル

現されている．代表例として，2.1 で言及した 5 地点におと伝播経路特性，サイト増幅特性（野津他，2007）を考慮

ける強震動パルスの再現結果を，図-2.1 に赤線で示していした中小地震波形を作成し，これを入倉他（1997）の波形

る．これらのパルスは十分な精度で再現されていると考え

合成法に従って重ね合わせることにより，SPGA からの地られる．なお，IBR007 では後続位相が過大評価となってい震動を計算するものである．従って，合成の結果として得るが，これは表層地盤の非線形挙動を考慮していないことられる各 SPGA の震源スペクトルはオメガスクエアモデル

による可能性がある．

に従うことになり，変位震源スペクトルの低周波側のフラ2003 年十勝沖地震を対象とした野津・菅野（2006）の震ットレベル（低周波レベル）と，加速度震源スペクトルの源モデルでは，波形インバージョン結果（Nozu and Irikura,

高周波側のフラットレベル（高周波レベル）が存在する．

2008）に基づき，襟裳岬東方沖，釧路沖，および十勝支庁

そこで，これらを，M0SPGA および ASPGA として表-3.1 に示の海岸線付近の深部の三箇所に SPGA が設定されておりしている．波形合成法の詳細については上記の文献を参照（図-2.10），これにより，各地で観測された 0.2-1Hz の帯

されたい．

域の速度波形（パルス状のものを含む）が精度良く再現さ1978 年宮城県沖地震を対象とした松島・川瀬（2006）のれている．代表例として，2.2 で言及した 2 地点における震源モデルでは，波形合成に，水平成層構造の理論的グリ

強震動パルスの再現結果を，図-2.9 に赤線で示している．

ーン関数が用いられている．従って，この場合，ASPGA は不これらのパルスは十分な精度で再現されていると考えられ明であるため，表-3.1 には示していない．

る．
1978 年宮城県沖地震を対象とした野津・菅野（2006）の3.3 各震源モデルによる強震動パルスの再現性

震源モデルでは，図-2.11 に示すように二箇所に SPGA が

以下，個別の震源モデルによる強震動パルスの再現性に設定されており，これにより，開北橋で観測された 2 つの- 14 -

強震動パルスが精度良く再現されている（図-2.12）．
なお，仮定して，それらをプロットしたものが図-4.1 である（た図-2.11 には松島・川瀬（2006）の震源モデルにおける SPGA

だし 1978 年宮城県沖地震に対しては野津・菅野（2006）のの位置を同時に示しているが，これは野津・菅野（2006）

SPGA）．また，図-4.2 は，地震間の比較をより行いやすくの SPGA1 とほぼ同じ位置にあり，これらは互いに対応すするため，各地震において最大（速度震源スペクトルのピるものであると考えられる．松島・川瀬の震源モデルにおーク値が最大）の SPGA を取りだして比較を行ったものでいても，開北橋で観測された 2 つの強震動パルスのうちのある．なお，これらの図において，ハッチング部分は，本

1 つ目が精度良く再現されている．両者の SPGA のパラメ研究において主に着目する周波数帯域（0.2-1Hz）を示した

ターを比較すると，
地震モーメントは同一となっており（表ものである．

-3.1），面積についても，松島・川瀬（2006）の SPGA が

図-4.1 および図-4.2 から先ずわかることは，いずれの2

SPGA に対しても，速度震源スペクトルのピークは 0.2-1Hz

212km となっており，大きくは異ならない結果となっていの範囲に存在しているということである．ただし，このこる．両者の波形計算手法が異なるにも関わらず，SPGA サと自体は，時間領域において，0.2-1Hz の帯域の速度波形にイズの推定結果があまり異ならないのは，SPGA 内部の破表れているパルスを対象として解析を行っているためであ壊伝播に要する時間が強震動パルスの幅と関係しており，り，当然とも言える．

16km であるのに対し，野津・菅野（2006）の SPGA1 はこの関係自体は，波形の計算に用いる手法には依存しない

次に，地震間の比較に移ると，非常に顕著な特徴として，ためであると考えられる．また，両者が仮定している破壊2011 年東北地方太平洋沖地震の方が，1968 年十勝沖地震や伝播速度が同一であること（表-3.1）がこのような一致の2003 年十勝沖地震と比較して，全体としての地震規模は大前提になっているものと考えられる．いずれにしても，松きいにも関わらず，速度震源スペクトルのピークがより高島・川瀬の SPGA と野津・菅野の SPGA1 は同一のものと周波側に存在していることを指摘できる．また，このこと考えられるため，以後の検討において，1978 年宮城県沖地に関連して，低周波側（0.2Hz～0.3Hz）では，2011 年東北震を対象とする場合には，専ら野津・菅野の SPGA につい

地方太平洋沖地震の方が，1968 年十勝沖地震や 2003 年十て検討を行う．

勝沖地震よりも震源スペクトルの値が小さい．このことは，

この他，煩雑になるのでここには示していないが，1968「東北地方太平洋沖地震は短周期成分が卓越する地震であ

年十勝沖地震（Mw8.2）については，野津・菅野（2006）

った」とする認識（大野，2011；境・神田，2011）と整合が震源モデルを示している．この地震の際，八戸港およびするものである．東北地方太平洋沖地震は，その規模にも青森港で得られた強震記録は，いずれも堆積層の影響を大関わらず，固有周期が 4-5 秒程度の構造物にとって厳しいきく受けており，後続位相が発達しているため，いずれも，

地震動成分をあまり出していなかったことになる．一方，パルスだけが目立つような波形とはなっていない．
しかし，岸壁に対して最も影響を及ぼしやすいと考えられる周波数

上記の震源モデルにより，0.2-1Hz の帯域の波形（震源から帯域（0.3-1Hz）に着目すると，
東北地方太平洋沖地震は 1968の直達波を含む）が精度良く再現できているため，以下に

年十勝沖地震や 2003 年十勝沖地震と同程度に厳しい震源

おいては野津・菅野（2006）の震源モデルを解析対象に加特性を有していたと考えられる．

える．また，2005 年宮城県沖の地震については，港湾空港
技術研究所地震動研究チーム（2010）の震源モデルにより，4.2 地震規模に対するスケーリング

開北橋で観測されたパルス状の波形が精度良く再現されて

次に，SPGA の低周波レベル M0SPGA および高周波レベルいるため，以下においてはこれを検討対象に加える．

ASPGA と地震規模 Mw との関係を検討する．

4. 強震動パルス生成域のスケーリングを示したものである．ここで黒丸は個々の SPGA の低周波

図-4.3（上）は，SPGA の低周波レベルと Mw との関係
レベル，赤丸は低周波レベルの総和（単純なたし算）であ
4.1 震源スペクトルの特性

る．低周波レベルに関して一般的に想定されることの多い対象とする震源モデルにおいては，各々の SPGA から放スケーリングは，全地震モーメント M0 の 1 乗に比例する

射される地震波は入倉他（1997）の方法で計算されているとするものである．図-4.3（上）の右上がりの直線はこのので，対応する震源スペクトルは，近似的にはオメガスク

関係を満たす直線であるが（Mw≦7.9 のデータを用いたフエアモデル（Aki, 1967）に従うことが期待される．そこで，ィッティング），およそ Mw=7.9 を境としてそれより規模の表-3.1 に示すすべての SPGA に対して，変位，速度，加速大きい側では，SPGA の低周波レベルはこの関係に従わず，度の震源スペクトルがオメガスクエアモデルに従うものと飽和する傾向が読みとれる．この関係は次式で表される．

- 15 -

図-4.1 すべての SPGA に対応する震源スペクトルのプロット（左から変位，速度，加速度の震源スペクトル）

図-4.2 各地震で最大のSPGAに対応する震源スペクトルのプロット（左から変位，速度，加速度の震源スペクトル）
log10(M0SPGA の総和)=1.5 Mw +8.0 (Mw≦7.9)(1)

したものである．SPGA の高周波レベルのイベント内平均

log10(M0SPGA の総和)=19.9(2)

値と，高周波レベルの総和との間には，個数 N を介して次(Mw≧7.9)の関係がある．
つまり，Mw=7.9 を越えて地震規模が大きくなる場合，増加（ASPGA の総和）=N1/2（ASPGA の平均）分のモーメントの大部分は強震動パルスの生成に寄与しな(3)

いように見える．これは，増加分のモーメントがあまり大きなすべり速度を伴わずに解放されるためであると考えら

以下においては，図-4.3（中）（下）を併せて考察する．まれる．なお，Mw≦7.9 では M0 に対する M0SPGA の割合は平ず，高周波レベルの総和（Mw≧7.9 のデータ）と，全地震

均して 8%程度である．

モーメントの 0 乗，1/6 乗，1/3 乗，1/2 乗，2/3 乗，5/6 乗，以上の低周波レベルに関する検討から，およそ Mw=7.9

1 乗との関係を検討し，最も残差が小さくなるものを選んを境として，それより規模の小さい側と大きい側で傾向がだところ，1/3 乗が選択された．このときの回帰直線を図異なることがわかったので，以下においては主に Mw≧7.9-4.3（中）に赤で示す．また，これを式で表すとのデータに着目する．
log10(ASPGA の総和)=0.5 Mw +16.31

図-4.3（中）は，SPGA の高周波レベルと Mw との関係

(Mw≧7.9)(4)を示したものである．ここでも，黒丸は個々の SPGA の高周波レベル，赤丸は高周波レベルの総和（自乗和平方根）となる．一方，個々の SPGA の高周波レベル（Mw≧7.9 のである．図-4.3（下）は SPGA の個数と Mw との関係を示データ）と全地震モーメントとの関係を同様に検討したと- 16 -

- 17 -

図-4.3SPGA の低周波レベル，高周波レベルおよび SPGA の数と地震規模との関係（中段の図の二つの回帰直線は個々の ASPGA と ASPGA の総和に対応）

ころ，最も残差が小さくなるのは 1/6 乗の場合であった．

SPGA の個数（Mw≧7.9 のデータ）と全地震モーメントとこのときの回帰直線を図-4.3（中）に黒で示す．さらに，の関係を同様に検討したところ，最も残差が小さくなるの- 18 -

図-4.4 個々の SPGA の低周波レベル

図-4.5 個々の SPGA の低周波レベルの全体に占める割合（足すと 1 になる）

図-4.6 個々の SPGA の高周波レベル

図-4.7 個々の SPGA の高周波レベルの全体に占める割合（自乗して足すと 1 になる）
は 1/3 乗の場合であった．このときの回帰直線を図-4.3になるので，矛盾はないことになる．高周波レベルの総和（下）に赤で示す．これらの関係を式(3)に代入すると，左が全地震モーメントの 1/3 乗に比例する関係は，壇他辺，右辺とも，全地震モーメントの 1/3 乗に比例すること（2001）や佐藤（2010）の示した関係とも整合する．

- 19 -

ここまで行ってきた低周波レベルおよび高周波レベルのがもたらす強震動パルスも構造物に大きな影響を及ぼす可総和に関する検討結果をもとに，予測問題においては，地能性があり，今後，海溝型巨大地震に対する強震動予測，

震全体の規模が与えられれば，式(2)および式(4)によって，特に耐震設計を目的とする強震動予測を行う場合には，強SPGA の低周波レベルと高周波レベルの総和を推定するこ

震動パルスの生成を意識した震源のモデル化を行うことがとができるものと考えられる（Mw≧7.9 の場合）．

重要と考えられる．本稿においては，まず，海溝型巨大地

ただし，強震動予測の実務においては，SPGA の低周波

震による強震動パルスの生成事例について確認を行った．

レベルと高周波レベルの総和がわかるだけでは不十分であ

次に，それらの再現を目的として構築された既往の震源モ

り，個々の SPGA におけるそれらの値，または，全体に占デルを整理し，
強震動パルスを生じたと考えられる領域（強める割合が必要となる．

震動パルス生成域）の諸特性と地震規模との関係を調べた．

そこで，表-3.1 に示す個々の SPGA の低周波レベルを，本研究で得られた主な結論は以下の通りである．

イベント内で大きい順にプロットしたものが図-4.4 であ①2011 年東北地方太平洋沖地震のみならず，2003 年十勝沖る．また，個々の SPGA の低周波レベルが全体に占める割

地震，1978 年宮城県沖地震など，強震記録の得られてい合を，イベント内で大きい順にプロットしたものが図-4.5

る多くの海溝型巨大地震（またはそれよりやや規模の小である．図-4.5 から，イベント内で第一位の SPGA の低周

さい海溝型地震）において強震動パルスが観測されてい波レベルが全体に占める割合は，2011 年東北地方太平洋沖

る．これらの強震動パルスが震源に起源を有するもので地震とその他の地震で傾向が異なることがわかるが，Mw

あることは明確である．また，これらの強震動パルスは，≧7.9 の地震に対してあえて平均をとれば 0.56 となる．ま

形状や周期特性などの点で内陸地殻内地震による強震

た，イベント内で第二位の SPGA の低周波レベルが全体に動パルスとの共通性が認められる．

占める割合は地震間でのばらつきが比較的少なく，Mw≧②海溝型巨大地震による強震動パルスの再現を目的として

7.9 の地震に対して平均をとれば 0.25 となる．残りの 0.19

作成された既存の震源モデルについて整理を行った．強が第三位以下の SPGA によって賄われていることになる．

震動パルスをもたらしたサブイベントの呼称について同じように，表-3.1 に示す個々の SPGA の高周波レベル

は，既往の研究では「スーパーアスペリティ」という呼を，イベント内で大きい順にプロットしたものが図-4.6 で称も用いられているが，現時点では「アスペリティ」とある．また，個々の SPGA の高周波レベルが全体に占めるいう用語の用いられ方自体が転換期にあることを考慮

割合を，イベント内で大きい順にプロットしたものが図し，本研究では「強震動パルス生成域（Strong-motion Pulse-4.7 である．図-4.6 から，2011 年東北地方太平洋沖地震

Generation Area, SPGA）」と呼ぶことを提案した．SPGA

は，SPGA の個数が多いだけでなく，個々の SPGA が高周の特徴の一つは，既往の研究で設定されている SMGA と波成分を多く出していた地震であったことがわかる．図比較して面積が大幅に小さいという点である．

-4.7 から，イベント内で第一位の SPGA の高周波レベルが③SPGA の低周波レベルおよび高周波レベルと地震全体の全体に占める割合は地震間でのばらつきが比較的少なく，規模との関係を検討したところ，Mw=7.9 よりも規模の大Mw≧7.9 の地震に対して平均をとれば 0.74 となる．また，

きい側では，SPGA の低周波レベルの総和は飽和する傾イベント内で第二位の SPGA の高周波レベルが全体に占め向が認められた．一方，高周波レベルの総和は，全体のる割合も地震間でのばらつきが比較的少なく，Mw≧7.9 のモーメントの 1/3 乗に比例して増加する傾向が認められ地震に対して平均をとれば 0.58 となる．残りの 0.35 が第た．

三位以下の SPGA によって賄われていることになる．

本研究で得られた経験式は，海溝型巨大地震を対象とす
る当面の強震動予測では有用なものであると考えられるが，5. まとめと今後の課題

強震記録の得られている海溝型巨大地震はまだ少ないため，得られた経験式は比較的少数のデータから得られたもので本稿の最初に述べたように，2011 年東北地方太平洋沖地あるという限界がある．従って，今後さらに事例を蓄積し震の際，震源断層に比較的近い宮城県から茨城県にかけてて信頼性を向上させる必要がある．また，得られた経験式の多くの地点で観測された 0.2-1Hz の帯域の速度波形は明の物理的解釈がまだ十分に出来ていないという問題点もあ瞭なパルスによって特徴付けられている．これらの強震動

り，今後の課題である．

パルスは，構造物に対して影響を及ぼしやすい周波数帯域（2012年4月27日受付）に表れているという点で，内陸地殻内地震による強震動パルスと共通の特徴を有していると言える．海溝型巨大地震- 20 -

日本建築学会，pp.51-56．

謝辞
境

本研究を実施するにあたり，入倉孝次郎京都大学名誉教

有紀・纐纈一起・神野達夫（2002）：建物被害率の予測

授より御指導いただきました．心より御礼申し上げます．

を目的とした地震動の破壊力指標の提案，日本建築学

また，（株）ニュージェックの山田雅行博士からも種々の助会構造系論文集，No.555，pp.85-91．

言をいただきました．さらに，本研究では（独）防災科学

佐藤智美（2010）：逆断層と横ずれ断層の違いを考慮した日技術研究所の K-NET，KiK-net，国土技術政策総合研究所

本の地殻内地震の短周期レベルのスケーリング則，日地震防災研究室，JR，California Geological Survey の強震記

本建築学会構造系論文集，No.651，pp.923-932．

録を利用しました．感謝の意を表します．なお JR の波形

佐藤智美（2011）：経験的グリーン関数法に基づく 2011 年

は JR 警報地震計（FD シリアル番号 R-087）（中村他，1995）

東北地方太平洋沖地震の震源モデルの推定と震源パラによります．

メ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.
佐藤智美・川瀬

参考文献

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演予稿集，No.2，B25．

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No.23d，（財）鉄道総合技術研究所ユレダス開発推進部．

釜江克宏・入倉孝次郎（1997）：1995 年兵庫県南部地震の野津厚（2010）：海溝型巨大地震による周期 1-5 秒の帯域

断層モデルと震源近傍における強震動シミュレーショ

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ン，日本建築学会構造系論文集，Vol.500，pp.29-36.

集，B12-04.

川瀬博・佐藤智美・包仁満都拉・梅田尚子（2006）
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び推定理論震源モデル，
第 12 回日本地震工学シンポジ

究所報告，Vol.50，pp.133-195.

ウム論文集，pp.162-165．

野津厚（2012a）：2011 年東北地方太平洋沖地震を対象としたスーパーアスペリティモデルの提案，日本地震工川辺秀憲・釜江克宏・上林宏敏（2011）：2011 年東北地方

学会論文集，Vol.12（掲載予定）．

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日本地震学会講演予稿集，
B22-05.

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記録（No.2），土木研究所彙報，第 33 号．
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野津

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ル 2 地震に対する土構造物の耐震設計シンポジウムおel/somodel_2005miyagikenoki.html.

よび講習会テキスト，pp.311-318．

古和田明・田居境豊・上半文昭・井上英司（1995）：1995 年兵庫県南野津優・岩崎好規・入倉孝次郎（1998）：経験厚・菅野高弘（2006）：経験的サイト増幅・位相特性

的サイト増幅・位相特性を用いた水平動および上下動を考慮した強震動評価手法－内陸活断層地震および海の強震動評価，日本建築学会構造系論文集，Vol.514，

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- 22 -

付録 A

強震動パルス生成域のパラメター間の関係

距離の影響やサイト特性の影響を含まないので，その振幅と時間幅は震源の特性を表すと考えることが出来るため，
SPGA の特徴を規定するパラメターの一つであると考えら

本文では，強震動パルス生成域（SPGA）の諸特性のうち，特に低周波レベル M0SPGA と高周波レベル ASPGA を対象

れる．

に検討を行ったが，ここでは，これらのパラメターと，時間領域におけるパルスの特性との間にどのような関係があA.2 周波数領域でのパラメター

るか，補足的な考察を行った．

次に，時間領域における振幅と時間幅の情報を，周波数領域に置き換えることを考える．A.1 に示した波形は速度A.1 時間領域でのパラメター

波形であるから，そのフーリエスペクトル（速度震源スペ

図-2.1，図-2.9，図-2.12 に見られるような強震動パルクトル）は，その形状の如何に関わらず，低周波側およびスを直接規定するパラメターは時刻歴波形上での振幅と時高周波側でゼロに漸近し，中間的な周波数帯域にピークを間幅（パルス幅）である．ただし，個々の強震動パルスは有する．そこで，時間領域における時間幅の情報は速度震震源距離の影響やサイト特性の影響を含んでいるため，観源スペクトルのピーク周波数 fpeak に，時間領域における振測された強震動パルスの振幅と時間幅そのものを震源パラ幅の情報は速度震源スペクトルのピーク高さ Vmax に，それメターとして比較検討することはできない．

ぞれ対応付けることができると考えられる．ここでは，表

そこで，ここでは，観測された強震動パルスから伝播経-3.1 に示すすべての SPGA に対し，「単位距離における地路特性とサイト特性を deconvolution し，震源から単位距離

震基盤での速度波形」をフーリエ変換することにより fpeak

だけ離れた地点の地震基盤での速度波形を求めることを考と Vmax を求めた．その際，震源モデルを構築する際に参照える．ただし，ここではフーリエ振幅特性のみならずフーした複数の観測点に対する平均値を採用した．

リエ位相特性の観点からも，伝播経路特性とサイト特性を一方，表-3.1 に示す震源モデルでは，各々の SPGA に対

deconvolution する必要がある．この操作は誤差をもたらす

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

場合があり，必ずしも容易ではない．そこで，ここでは，

ル（Aki, 1967）に従うものとなっている．オメガスクエア

これと等価な操作として，表-3.1 の震源モデルに基づき，モデルに従う速度震源スペクトルは単位距離における地震基盤での速度波形を計算する．こうして計算した速度波形に伝播経路特性とサイト特性をV f = M0

convolution したものが観測点における合成波形であり，こ

2πf
1+ f

2

(A1)

fc

れは 3.3 で見たように，0.2-1Hz の帯域で観測波形と良く一致するので，ここで計算した速度波形を，観測波形から伝播経路特性とサイト特性を deconvolution したものと見なすで与えられる．ここに V(f)は速度震源スペクトル，fc はコことができるものと考えられる．

ーナー周波数である．式(A1)は f= fc で最大値πfc M0 をとる

このような考え方で，野津（2012a；2012b）の震源モデという性質がある．そこで，表-3.1 に示す SPGA の低周波ルに基づき，図-2.1 に示した MYGH12 と仙台-G の 2 地点

レベル M0SPGA および高周波レベル ASPGA をもとに，その間を対象として，SPGA4 から単位距離だけ離れた地点の地震を式(A1)でつなぐことにより，fpeak と Vmax を求めることも基盤での速度波形を計算した結果を図-A.1 に示す．ここでできるが，このようにして求めた fpeak と Vmax は，上で「単MYGH12 と 仙 台 -G に 対 す る 計 算 結 果 が異 な る のは ，

位距離における地震基盤での速度波形」から求めた fpeak お

azimuth および take off angle の違いによる．

よび Vmax と，図-A.2 に示すように良く対応する．

なお，図-A.1 では，計算結果の速度波形に比例係数であ3

このように，SPGA の低周波レベルおよび高周波レベル

る 4πρβ /Rθφ/FS/PRTITN を乗じたものを示している．

と，時間領域におけるパルスの特性との間には対応関係がここにρは密度，βは S 波速度，Rθφはラディエーションあると考えられるので，振幅と時間幅といった時間領域に係数，FS は自由表面による増幅の効果を表す係数，PRTITN

おける特性を直接議論する代わりに，低周波レベルと高周は地震動エネルギーの水平 2 成分への分配係数である．こ波レベルについて議論することが可能であると考えられる．

の係数を乗じることにより，図-A.1 に示す波形のフーリエスペクトルは速度震源スペクトルに一致する．
同様に，他の SPGA に対しても「単位距離における地震
基盤上での速度波形」を計算した．これらの波形は，震源- 23 -

図-A.1SPGA4 から単位距離だけ離れた地点の地震基盤での速度波形（0.2-1Hz）

図-A.2 表-3.1 に示す M0SPGA および ASPGA をもとに，その間を式(A1)でつないで得られる fpeak および Vmax と，「単位距離における地震基盤での速度波形」から得られる fpeak および Vmax との比較（赤は東北地方太平洋沖地震に関するプ
ロット，黒はそれ以外の地震に関するプロット）- 24 -

港湾空港技術研究所資料

No.1257

２０１２．９

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