日向灘の地震を想定した強震動評価について(3 月 3 日からの見え消し版)
平成 17 年９月 26 日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

地震調査研究推進本部は、「地震調査研究の推進について－地震に関する観測、測量、調査及び研究の推進についての総合的かつ基本的な施策－」(平成 11 年)において、「全国を概観した地震動予測地図」の作成を当面推進すべき地震調査研究の主要な課題とし、このため、強震動予測手法の高度化を推進することを項目の一つとして挙げた。
これを受け、地震調査委員会は、強震動評価部会を設け、同部会を中心に「全国を概観した地震動予測地図」の作成を念頭におきつつ、強震動の予測手法として「詳細法」1について検討するとともに、それを用いた強震動の評価を行ってきた。
その成果は「全国を概観した地震動予測地図」報告書2において「震源断層を特定した地震動予測地図」として公表したところである。本委員会としては、引き続き強震動予測手法の高度化に向けた検討を行うこととして、今回、これまでの手法を基に日向灘の地震を想定した強震動評価を取りまとめたので報告する。
今回行った「詳細法」における工学的基盤までの強震動評価は、現在までに得られている知見を総合し、最適な手法を用いて行ったものであるが、浅層地盤の影響評価については利用できる地盤情報データが限られていることから簡便な手法を用いた。また、地震動の計算に用いる地下構造モデルや微視的震源パラメータの精度良い推定には限界があることから、評価結果である地震動の数値は誤差を含んでいる。したがって、個別地域の防災対策の検討を行うにあたっては、この点に留意するとともに、詳細な浅層地盤データに基づいてその影響を別途考慮する必要がある。

1

断層破壊過程や地下構造の固有の性質を詳細にモデル化し、地震動の時刻歴波形を計算する地震動予測手法（説明文 4.1 参照）。
2
地震調査委員会（2005）：「全国を概観した地震動予測地図」報告書（平成 17 年 3 月 23 日公表）．

平成 17 年９月 26 日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

日向灘の地震を想定した強震動評価
日向灘の地震に関して地震調査委員会は、「日向灘および南西諸島海溝周辺の地
震活動の長期評価」（地震調査委員会，2004；以下「長期評価」という）3を公表し、この中で日向灘の地震の想定震源域の位置や発生確率などを示した。今回、この「長期評価」を踏まえて、「震源断層を特定した地震の強震動予測手法（「レシピ」）」に基づいて日向灘で発生する地震の強震動評価を実施した。
１

想定する震源断層
日向灘で発生する地震は、フィリピン海プレートが陸側のプレートの下に沈み込
むことに伴って、これら２つのプレートの境界面で発生するプレート間地震である。
「長期評価」によると、想定地震の震源域の範囲（図１青線の扇形領域）で発生すると考えられる地震の最大規模はマグニチュード（M）7.6 前後で、今後 30 年間の発生の可能性は 10%程度である。
本報告では、「長期評価」を参照し、震源断層として、最新の活動である 1968 年
日向灘地震（M7.5、以下、ケース１という）と、1662 年の日向灘の地震（M7.6、以下、ケース２という）の２つのケースを想定した（図１赤線の矩形領域）。震源断層パラメータの設定にあたっては、ケース１では、「長期評価」の他、八木ほか（1998）4、Yagi and Kikuchi (2003)5を参照した。また、アスペリティ6に関するパラメータについては、震度分布と計算波形が観測記録と調和的となるように修正した。ケース２では、観測波形が無く、震源におけるすべり破壊過程の解析ができな
いため、「長期評価」の他に、津波の波源域の情報と重力異常分布図を参考に震源断層の位置を決定し、その他のパラメータは、「レシピ」に従って設定した。
設定した震源断層モデルを図２に、震源断層パラメータを表１に示す。
２

用いた地下構造モデル
地震波は、一般的には震源から上部マントルを含む地下を伝わり次第に減衰していく。しかし、地震基盤7から工学的基盤8までの地下構造（以下、「深い地盤構造」
3

地震調査委員会(2004)：日向灘および南西諸島海溝周辺の地震活動の長期評価（平成 16 年 2 月 27日公表）．
4八木勇治・菊地正幸・吉田真吾・山中佳子(1998)：1968 年 4 月 1 日，日向灘地震（MJMA7.5）の震源過程とその後の地震活動との比較，地震第２輯，51，139-148．
5
Yagi, Y. and M. Kikuchi（2003）：Partitioning between seismogenic and aseismic slip as
highlighted from slow slip events in Hyuga-nada, Japan, Geophysical Research Letters,
Vol.30, No.2, 1087, doi:10.1029/2002GL015664, 59－1-4.
6
震源断層面の中で特に強い地震波が発生する領域（すべり量や応力降下量が大きい領域）。
7
S 波速度 Vs＝3km/s 程度の堅固な岩盤。今回の評価範囲では Vs＝3.1km/s（Vp＝5.5km/s）層の上面に相当する。陸域では地下数 km の深さに、海域では地下数 km～数十 km の深さに存在する。
1という）の影響、及び工学的基盤から地表までの地下構造（以下、「浅い地盤構造」という）のごく地域的な影響により増幅される。このため、想定する震源断層を含む強震動評価範囲の地下構造モデルを既存の地下構造探査データ等により作成した（図３、図４参照）。
上 部 マ ン ト ル か ら 地 震 基 盤 ま で の 地 下 構 造 モ デ ル に つ い て は 、 Zhao andHasegawa(1993)9を参照した。
「深い地盤構造」については、より強震動評価に適した地下構造モデルとするた
め、既往の地下構造探査結果等を参考に地下構造モデルを作成した後、最近観測された地震記録を用いてモデルの修正を行った。その修正により、観測記録を参照した幾つかの評価地点では、計算波形が改善された（図１９、説明文参照）。「深い地盤構造」の修正後の三次元地下構造モデルを、修正前と比較して図４に示す。モ
デルの修正により、形状がやや複雑になっていることが分かる。また、宮崎平野周辺では、各層の上面の深さがやや浅くなっている（図４、図２０参照）。強震動評
価範囲の「深い地盤構造」の特徴として、宮崎県では、プレートの沈み込みに伴って、ほぼ全域で地震基盤（Vp=5.5km/s 層）が深く、特に南部では、内陸部から海側40km 付近まで、深さ約 10km を越える窪みが認められる。宮崎県を除く陸域では、地震基盤が深さ数 km 程度と比較的浅い。工学的基盤（Vp=1.6km/s 層）については、
筑紫平野、熊本平野等の平野部でやや深い地域が認められる（図４－３参照）。
「浅い地盤構造」については、実際の地盤構造の複雑さに比べて地盤調査データが少ない上、そのデータが都市部に集中するなど偏在しているため、面的に詳細なモデル化が難しいことから、速度構造モデルを作成せず、工学的基盤から地表までの最大速度の増幅率を地形分類データに基づいて評価した。図５に、「浅い地盤構造」における最大速度の増幅率の分布図を示す。これより、宮崎平野、延岡平野、及び有明海から八代海にかけての沿岸部等で増幅率の高い地域が認められる。また、評価領域の大半を占める山間地では 0.9 倍～1.2 倍程度と増幅率は比較的小さい。
３

強震動予測計算
本報告では、震源域付近の海域から陸域までの三次元地下構造モデルがある程度の精度で構築されていることから、「詳細法」として、統計的グリーン関数法10と理論的手法（三次元有限差分法）によるハイブリッド合成法11を適用することとした。
8

建築や土木等の工学分野で構造物を設計するときに地震動設定の基礎とする良好な地盤のことで、その S 波速度は、構造物の種類や地盤の状況によって異なるが、多くの場合、300m/s～700m/s 程度である。今回の評価範囲では、Vs＝500m/s 層の上面に相当する。
9
Zhao,D. and A. Hasegawa (1993)：P-wave tomographic imaging of the crust and upper mantle
beneath the Japan Islands, J. Geophys. Res., 98, 4333-4353.
10
経験的に得られた平均的な特性を有する要素波を想定する断層の破壊過程に応じて足し合わせる方法。半経験的な方法のひとつ。「レシピ」参照。
11長周期成分を理論的手法、短周期成分を統計的グリーン関数法によりそれぞれ計算し、接続周期付
近でフィルター処理（マッチングフィルター）を施した上でそれらを合成し広帯域地震動を評価する方法。今回の接続周期は 2 秒とした。説明文，及び「レシピ」参照。
2

ハイブリッド合成法を用いた海溝型地震の強震動予測は、2003 年（平成 15 年）十勝沖地震の検証12を除けば、地震調査委員会としては今回が初めての試みである。強震動評価は、評価範囲を約１km 四方の領域に分割して行った。
４

予想される強震動
図６、図８に詳細法による強震動予測結果を示す。ケース１（図６）では、高知県の沖ノ島周辺で震度６弱、震源断層に近い延岡市から宮崎市にかけての沿岸部と四国の南西端部で震度５強が予測された。ケース２（図８）では、第１アスペリテ
ィに近い宮崎平野の沿岸部で震度６弱が予測された。また、ケース１に比べて、アスペリティが九州に近いこともあり、宮崎平野を中心に震度５強がケース１よりも広く分布している。なお、両ケースとも、評価領域の大部分を占める山間地は震度５弱～４に留まっている。
強震動予測結果の検証として、ケース１については、震度分布、時刻歴波形、及び距離減衰式の比較、ケース２については、震度分布と距離減衰式の比較を行った。
ケース１について、図７に 1968 年日向灘地震の震度分布図を示す。これを図６と比較すると、震度５、４の地域と強震動予測結果とは概ね対応している。ただし、高知県の西端部では、強震動予測結果の方がやや大きめの震度となった。また、宮崎や延岡等で得られた地表の観測波形と計算波形とを比較した（説明文参照)。その結果、今回作成した三次元地下構造モデルが、地域によっては情報量の不足等により、十分な精度を確保できていないこともあり、観測波形を十分に再現できなかった観測点もあったが、総合的には両者は概ね調和的であった。ケース２について、図９に 1662 年の日向灘の地震の推定震度分布図13を示す。これを図８と比較すると、強震動予測結果の震度６弱～５弱の領域は、推定震度分布図における震度６、５の領域と概ね対応している。
距離減衰式との比較では、両ケースとも概ね対応した結果が得られた（図３１、説明文参照）。
５

今後に向けて日向灘の地震を想定した強震動評価を通して得られた今後の課題として、次の点が挙げられる。
これまで海溝型地震の強震動評価においては、過去の地震の震源特性を参考に震源断層モデルを設定してきた。本検討では、過去に日向灘で発生した地震として、1968 年と 1662 年の事例に基づく２つのケースを想定し、強震動評価を行った。しかし、長期評価によれば、次の日向灘で発生するプレート間地震は、震源断層（震源域）が特定されていない。このような地震によって強い揺れに見舞われる可能性
12

地震調査委員会強震動評価部会（2004）：2003 年十勝沖地震の観測記録を用いた強震動予測手法の検証（平成 16 年 12 月 20 日公表）.
13
宇佐美龍夫(1996)：新編日本被害地震総覧［増補改訂版］，東京大学出版会.
3

を的確に把握するためには、これまでの手法に加えて、震源断層位置のばらつき等の不確定性を考慮した強震動予測手法の検討が必要である。
「深い地盤構造」については、評価領域、及びその周辺で発生した中小地震の観測記録を説明できるように三次元地下構造モデルを修正することを、今回初めて実施した。その結果、計算波形などに改善が認められた。しかし、計算波形と観測波
形との比較においては、調和的でなかった地点があるなど、まだデータが不足している地域もあり、必ずしも全領域で十分な精度が確保された地下構造モデルにはなっていない。したがって、今後、さらにデータを蓄積し、それらを適切に用いて三次元地下構造モデルを修正することが重要である。
また、海溝型地震の強震動予測では初めての試みとして、ハイブリッド合成法を採用した。その結果、幾つかの観測点では、計算波形と観測波形との比較において、調和的な結果が得られた。このことから、三次元地下構造モデルの精度が確保されており、震源断層モデルが適切に設定できれば、海溝型地震に対してもハイブリッド合成法が適用可能であると考えられる。今後、さらに多くの海溝型地震に対して、
ハイブリッド合成法の適用について評価・検証し、「レシピ」の改良を行う必要がある。
平成７年（1995 年）兵庫県南部地震以降、地震観測網が飛躍的に拡充され、強震動予測手法や震源断層パラメータの検証に有効な観測記録が多数得られてきていることから、より高精度な検証ならびに三次元地下構造モデルの精度向上を進めることができる環境が整いつつあると言える。さらに、海域の地下構造の解明も進められている。このような観測記録や調査結果を用いることにより、地下構造モデルの精度向上とそれに伴う強震動予測精度の向上が期待される。

4

表１
震源特性
緯度(°)
経度(°)
走向φ(°)
傾斜δ(°)
長さL(km)
幅W(km)
上端深さd(km)
断層面積S(km2)
静的応力降下量Δσ(MPa)

巨
視
的
震
源
特
性

日向灘の地震の震源断層パラメータ

ケース１（1968年日向灘地震）
設定値
備考
32.38
132.80204～241
フィリピン海プレート
9～17上面に沿った面
64
48（矩形ではない）173082 －
3.4

八木ほか(1998)

ケース２（1662年の日向灘の地震）
設定値
備考
32.05
132.17188～205
フィリピン海プレート
13～33上面に沿った面
75
50（矩形ではない）204079 －
3.4

3/2

地震モーメントMo(Nm)

ィ

全
ア
ス
ペ
リ
テ

ィ

第
１
ア
ス
微 ペ
視 リ
的 テ
震
源
特
第
性
２
ア
ス
ペ
リ
テ

ィ

背
景
領
域

モーメントマグニ
チュードMw
S波速度Vs(km/s)
平均密度ρ(g/cm3)
剛性率μ(N/m2)
平均すべり量D(m)
断層全体の短周期レベルA(Nm/s2)
全アスペリティの面積
Sa(km2)
全アスペリティの平均
すべり量Da(m)

7.5
3.75
3
4.2E+10
1.85

Mo=16／（7・π ）・Δσ・
S3/2 （S=πR2）「レシピ」(24)式
logMo=1.5Mw+9.1

3.64E+20
7.6

八木ほか(1998)
八木ほか(1998)
μ=ρVs2
Mo=μDS 「レシピ」(5)式

3.75
34.2E+10
2.12-－

3.78E+19803

観測波形が合うように修正

1344

3.69

Da=D×2

4.23「レシピ」(10)式

Moa=μDaSa「レシピ」(11)式

全アスペリティの地震
モーメントMoa(Nm)1.25E+20

アスペリティの静的応
力降下量⊿σa(MPa)

-

－

10.4

2

－

2

アスペリティの個数（個）
アスペリティの面積
Sa1(km2)
アスペリティの平均すべり量Da1(m)アスペリティの実効応
力σa1(MPa)
アスペリティの地震
モーメントMoa1(Nm)
アスペリティの面積
Sa2(km2)
アスペリティの平均すべり量Da2(m)アスペリティの実効応
力σa2(MPa)
アスペリティの地震
モーメントMoa2(Nm)
背景領域の地震モーメ
ントMob(Nm)
背景領域の面積
Sb(km2)
背景領域のすべり量Db(m)背景領域の実効応力
σb(MPa)ｆmax(Hz)

震そ
源の
特他
性の

2.40E+20

S波速度Vs(km/s)
破壊伝播形式
破壊伝播速度Vr(km/s)

390

Sa1:Sa2≒1:1

2.40E+20

13.1
5.98E+19
413

Dai=(γ1/∑γi )Da「レシピ」(14)式
観測波形が合うように修正(S/Sa×⊿σとして算定）
Moa1=μDa1Sa1「レシピ」(11)式
Sa1:Sa2≒1:1

26.2
6.52E+19
1.15E+20
2279
1.20
2.0
13.5
3.75
概ね同心円
状
2.7

Da2=(γ2/∑γi )Da「レシピ」(14)式
観測波形が合うように修正（σa2＝2×σa1として算定）
Moa2=μDa2Sa2「レシピ」(11)式
Mob=Mo-Moa「レシピ」(12)式
Sb=S-Sa－
Vr=0.72Vs「レシピ」(23)式

5

八木ほか(1998)
八木ほか(1998)
μ=ρVs2
Mo=μDS 「レシピ」(5)式
A=2.46×1017×Mo1/3（ただし、cgs単位系）
Sa≒πｒ2，r=7π/4・Mo/（A・R）・β2
Da=D×2「レシピ」(10)式

Moa=μDaSa「レシピ」(11)式⊿σa=(7/16)×Mo/(r2×R)「レシピ」(15-2)式－

4.68

Da1=(γ1/∑γi3)Da「レシピ」(14)式

10.4

σa1=⊿σa

1.80E+20

Moa1=μDa1Sa1「レシピ」(11)式431

Sa1:Sa2≒2:1

3.22

Da2=(γ2/∑γi3)Da「レシピ」(14)式

10.4

σa2=⊿σa

5.85E+19
1.24E+202735

Mob=μDbSb「レシピ」(13)式
σb=(Db/Wb)×(π1/2/Da)×r×Σγi
3
×σa （σa=13.1）「レシピ」(18)式地震調査委員会
強震動評価部会
八木ほか(1998)

logMo=1.5Mw+9.1

Sa1:Sa2≒2:1

3

3.74

Mo=16／（7・π3/2）・Δσ・
S3/2 （S=πR2）「レシピ」(24)式

913
3

3.64

八木ほか(1998)

1.08
1.44
13.5
3.75
概ね同心円
状
2.7

Moa2=μDa2Sa2「レシピ」(11)式
Mob=Mo-Moa「レシピ」(12)式
Sb=S-Sa
Mob=μDbSb「レシピ」(13)式
σb=(Db/Wb)×(π1/2/Da)×r×Σγi
3
×σa （σa=10.4）「レシピ」(18)式地震調査委員会
強震動評価部会
八木ほか(1998)－
Vr=0.72Vs「レシピ」(23)式1968 年日向灘地震のすべり量分布図（八木ほか,1998 等）

ケース１（1968 年）
1662 年の日向灘の地震の想定津波波源域（羽鳥,1985）

長期評価による日向灘の想定地震の震源域の範囲

ケース２（1662 年）図１

日向灘の地震の震源域の範囲及び想定する震源断層（地震調査委員会,2004、図２、図４－１、図８、図９－14 をもとに作成）

6

第２アスペリティ

緯度

緯度

第 1 アスペリティ

7★

第 1 アスペリティ

第２アスペリティ★：破壊開始点■：アスペリティ★

★：破壊開始点■：アスペリティ

経度
経度
図２－１

設定した震源断層モデル（1968 年日向灘地震）

ケース１

図２－２

5

設定した震源断層モデル ケース２
（1662 年の日向灘の地震）

2.0 km/s
0

1.6 km/s

5.0 km/s
3.5 km/s
4.0 km/s

5.5 km/s
10000

20000

6.8 km/s
30000

40000

7.8 km/s

50000

経度

（１）Ｎ３２．２°東西断面（ケース１の震源断層を表示）

1.6 km/s
010000

4.0 km/s
5.5 km/s

5.0 km/s

2.0 km/s
3.5 km/s

20000

6.8 km/s
30000

40000

7.8 km/s

50000

経度

（２）Ｎ３１．９°東西断面（ケース２の震源断層を表示）

図３ 強震動評価に用いた「深い地盤構造」の三次元地下構造モデル断面図（断面位置は図 4 に表示、●：プレート上面位置、■：震源断層面位置、数値はＰ波速度）

8

4
3

50

5
.
2
3

2
3

5
.
1
3

0000
00000000000000000000
000000000000000000000
005050505050505000245
511223344556677891111---------------------

3
3

緯度

1
3

3
3
1

5
.
2
3
1

2
3
1

4
3

2
3

5
.
1
3

000
00000000000000000
0000
000
000000000000000000
005
050505050505000245
511
223344556677891111--------------------

5
.
2
3

1
3

3
3
1

5
.
2
3
1

2
3
1

5
.
1
3
1

1
3
1

5
.
0
3
1

0
3
1

5
.
9
2
1

経度

図４－１ 地震基盤（P 波速度 5.5km/s 層上面）の深さ分布図（上図は初期モデル、下図は観測記録を用いて修正したモデル）

000
0000
0500
211
50

3
3

緯度

9

5
.
1
3
1

1
3
1

5
.
0
3
1

0
3
1

5
.
9
2
1

標高
(m)
5
.
3
3

図３（１）の
断面図位置

000
0000
0500
211

5
.
3
3

図３（２）の
断面図位置

標高
(m)

経度

4
3

50

緯度

5
.
2
3

2
3

5
.
1
3

0000
00000000000000000000
000
00000000
0000000000
0050
50505050505000245
511
223344556677891111--------------------

3
3

1
3

3
3
1

5
.
2
3
1

2
3
1

標高
(m)

50

緯度

5
.
2
3

2
3

5
.
1
3

00
00
00
0
00000000000000000
00
05
00
05
00
05
00
05
00
05
00
05
00
00
00
02
04
05
00
0
05
0
11223344556677891115
1
-

3
3

1
3

3
3
1

5
.
2
3
1

2
3
1

5
.
1
3
1

1
3
1

5
.
0
3
1

0
3
1

5
.
9
2
1

経度

図４－２ P 波速度 3.5km/s 層上面の深さ分布図（上図は初期モデル、下図は観測記録を用いて修正したモデル）

00
00
00
0
0
51
00
2
1

5
.
3
3

10

5
.
1
3
1

1
3
1

5
.
0
3
1

0
3
1

5
.
9
2
1

4
3

図３（２）の
断面図位置

000
0000
0500
211

5
.
3
3

図３（１）の
断面図位置

標高
(m)

経度

4
3

深さ
(m)
5
.
3
3

0
10

3
3

20
30
40

5
.
2
3

緯度

50
60
70

2
3

80
90
5
.
1
3

100

1
3
3
3
1

5
.
2
3
1

2
3
1

5
.
1
3
1

1
3
1

5
.
0
3
1

0
3
1

5
.
9
2
1

経度

図４－３

詳細法工学的基盤（Vs=500m/s 層上面）の深さ分布図（ハイブリッド合成法による強震動計算においては､詳細法工学的基盤を基準面（GL0m）として三次元地下構造モデルが作成されるため、詳細法工学的基盤の深さについては､修正を行わず､その直下の層（P 波速度 2.0km/s 層）以深の層を修正の対象としている。）

11

緯
度

ケース２の
詳細法計算範囲

ケース１の詳細法計算範囲

経度

増幅率

図５ 「浅い地盤構造」（詳細法工学的基盤（Vs=500m/s）から地表まで）における最大速度の増幅率12※左の図は、震度分布の大きさや形状を概観するためのものであり、個々の地点での値にはある程度の誤差を有している。より精密な結果が必要な場合には各地点の地盤条件を正確に把握するなどした上で評価する必要がある。
大分

宇和島

緯
度
宿毛市

沖ノ島

延岡

3

1

足摺

3

34

2

★
3
1

第 1 アスペリティ

4
4

4
2

緯
度

宮崎

4
4

4

4

33

第２アスペリティ

3

3

3

3
1

3

3
4

4

3

5

4

4

5
3
32

★
震源

4
3

4
4

★：破壊開始点■：アスペリティ

4

4
2
31

ケース１の詳細法計算範囲
経度

３

3
130

131

経度

132

133

震度
４ ５弱 ５強 ６弱 ６強以上

図６ 詳細法によるケース１（1968 年日向灘地震）の強震動予測結果：地表の震度分布（宿毛市を除く、○印は気象庁の各官署の地点を表している。）13

図７

1968 年日向灘地震の震度分布図

※左の図は、震度分布の大きさや形状を概観するためのものであり、個々の地点での値にはある程度の誤差を有している。より精密な結果が必要な場合には各地点の地盤条件を正確に把握するなどした上で評価する必要がある。

緯
度

延岡市
日向市

第 1 アスペリティ

西都市

4
1

宮崎市
国分市

都城市
日南市

第２アスペリティ

★

鹿児島市

震度５

ケース２の詳細法計算範囲

震度６
★
★

★：破壊開始点■：アスペリティ

震源

経度
震度
３

４

５弱 ５強 ６弱 ６強以上

図８ 詳細法によるケース２（1662 年の日向灘の地震）の強震動予測結果：
地表の震度分布14

図９1662 年の日向灘の地震の推定震度分布図（宇佐美,1996 を一部修正）

平 成 17年 ９ 月 26日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

日向灘の地震を想定した強震動評価（説明）
１．日向灘の地震の強震動評価の概要
ここでは、日向灘の地震を想定した強震動評価の概要として、評価全体の流れ、強震動評価の対象とする震源域、評価地点、及び評価項目について述べる。
1.1 評価全体の流れ
日向灘の地震を想定した強震動評価全体の流れを以下に示す。図１０には作業内容をフローチャートにして示す。
① 地震調査委員会より公表した「日向灘および南西諸島海溝周辺の地震活動の長期評価」（地震調査委員会，2004；以下「長期評価」という）を参考に、江戸時代以降現在までに日向灘で発生したM7.5以上の地震である、1968年日向灘地震（M7.5）と1662年の日向灘の地震（M7.6）の震源域で発生する地震（以下、それぞれケース１、ケース２という）を想定し、特性化震源モデルを作成した。
② ケース１については、観測記録を用いて上記の特性化震源モデルを修正した1。
③ 震源域周辺の地下構造モデルとして、「深い地盤構造」については、既存の探査データ等を利用して三次元地下構造モデルを作成した。「浅い地盤構造」については、最大速度の増幅率を、国土数値情報（国土地理院，1987）を基に作成した。
④ ③で作成した三次元地下構造モデルについては、鹿児島県薩摩地方を震源とする1997年3月26日の地震等のK-NETにおける地震観測記録を用いてモデルの修正を行った。
⑤ 上記のとおり設定した特性化震源モデル、及び三次元地下構造モデルを基に、震源断層周辺の領域において、約１km四方の領域ごとに「詳細法」（ハイブリッド合成法；４章参照）
を用いて強震動予測を行った。
⑥ 強震動予測結果の検証として、震度分布や観測波形（ケース１のみ）、及び距離減衰式との比較を行った。
⑦ 平均的な地震動分布を把握するため、「簡便法」(４章参照)による強震動予測を行った。
次章以降では、1.1節の評価作業内容について説明するが、強震動評価の構成要素である「震源特性」、「地下構造モデル」、「強震動計算」、「予測結果の検証」の考え方については、付録に添付した「震源を特定した地震の強震動予測手法（「レシピ」）」（以下、「レシピ」という。）
1

本検討では、「レシピ」に従った初期のモデルをモデル１、観測記録を用いて修正したモデルをモデル２とし、強震動予測にはモデル2を用いた。

1

に基づいており、その内容と重複する事項についてはここでは簡単に記述する。
1.2 強震動評価の対象とする震源域
日向灘の地震を想定した強震動評価の対象とする震源域として、ケース１については、「長期評価」や八木ほか（1998）、Yagi and Kikuchi（2003)によるすべり量分布等を参考に設定した。
ケース２については、「長期評価」やブーゲー異常図[「レシピ」参照]等を参考に設定した。本検討において想定した震源域の平面図を、「長期評価」と併せて図１に示す。
1.3 評価地点
本報告における「詳細法」、及び「簡便法」による強震動の評価範囲は下記のとおりとした（図１１参照）。
「詳細法」の評価範囲：
ケース１：北緯： 31.1833 ～ 33.6667
東経：131.0000 ～ 133.3625
ケース２：北緯： 31.0083 ～ 33.6667
東経：130.0750 ～ 132.3500「簡便法」の評価範囲：
ケース１，２：北緯 31°～ 35°、東経129°～ 134°
強震動評価においては、それぞれの評価範囲を約１km四方の領域に分割し、各領域の中心点で評価した。
1.4 評価項目
本報告における「詳細法」、及び「簡便法」による強震動の評価項目は下記のとおりとした。
「詳細法」●「詳細法工学的基盤」（３章参照）上の時刻歴波形（計算有効周期範囲：0.1～10秒）●「詳細法工学的基盤」上の最大速度●

地表の最大速度、及び震度

「簡便法」
●

地表の震度

本報告では、「詳細法工学的基盤」上で計算された波形のうち、ケース１については、図１１に示す気象庁の官署（以下、気象官署という）として、大分地方気象台（大分県）・延岡測候所（宮崎県）・宮崎地方気象台（宮崎県）・宇和島測候所（愛媛県）・清水測候所足摺分室2（高知2

現在は、清水測候所。本検討では、以下、足摺分室という。

2県）、その他に宿毛市役所（高知県）のそれぞれに最も近い６評価地点3、ケース２については、同図に示す延岡市役所（宮崎県）・日向市役所（宮崎県）・西都市役所（宮崎県）・宮崎市役所（宮崎県）・日南市役所（宮崎県）・都城市役所（宮崎県）・国分市役所（鹿児島県）・鹿児島
市役所（鹿児島県）のそれぞれに最も近い８評価地点について、時刻歴波形、及び減衰定数５％の擬似速度応答スペクトルを例として示すこととした。
２．日向灘の地震の震源特性の設定
海溝型地震の強震動評価にあたっては､過去の地震に関連するデータとの整合性を検討しつつ､震源特性を設定する[「レシピ」参照]。ここでは、日向灘の地震の震源特性を評価した内容について、震源断層パラメータごとに説明する。表１に震源断層パラメータを、図２に設定した震源断層モデルを示す。なお、ケース１については、1968年日向灘地震の観測波形が得られており、
前 述 し た よ う に 、 こ れ に 基 づ い た 震 源 の 破 壊 過 程 の 推 定 等 （ 八 木 ほ か ,1998 ； Yagi and
Kikuchi,2003）も実施されているので、これらの成果を反映させるとともに、観測波形をなるべ
く説明できるように、微視的震源特性を中心に震源断層パラメータの修正を行った。ここでは、修正の経緯についても簡単に説明する。
2.1 巨視的震源特性(1) 震源断層の位置・形状・面積・傾斜角・深さ
震源断層の位置・形状・面積・傾斜角・深さは、「長期評価」や既往の研究成果に基づいて、下記のように設定した。
(a) ケース１① 位置、形状、及び面積Ｓについては、八木ほか（1998）、Yagi and Kikuchi(2003)による1968年日向灘地震におけるすべり量分布や断層面積を参照して設定した。
② 深さ、傾斜角δ、走向φ等については、「長期評価」によるフィリピン海プレート上面の等深線（図１２参照）と整合するように設定した。
(b) ケース２① 位置、形状については、「長期評価」やブーゲ－異常図[「レシピ」参照]等を参考に設定した（図１３、１４参照）。
② 面積Ｓは、モーメントマグニチュードMwが1662年の日向灘の地震の地震規模とほぼ対応するように設定した。
③ 深さ、傾斜角δ、走向φ等については、「長期評価」によるフィリピン海プレート上面の等深線（図１２参照）と整合するように設定した。

3

ケース１については、予測結果の検証として、各気象官署で得られている観測記録と計算結果の比較を行うため、これらの地点を代表地点とした。宿毛市役所は、四国地方の計算波形の例示を充実させるため、代表地点として追加した。なお、検証としては、この他に、港湾地域強震観測システム（（独）港湾空港技術研究所、http://www.eq.ysk.nilim.go.jp/）で観測された細島観測点（日向市細島、図１１参照）の加速度記録（数値データ）との比較も行った。

3

(2) モーメントマグニチュード、地震モーメント、平均応力降下量
平均応力降下量⊿σは、1968年日向灘地震に対して、八木ほか（1998）によって推定された値（3.4MPa）を用いた。この値と震源断層の面積Ｓを用いて、地震モーメントMo(N･m=107 dyn･cm)
を、Kanamori and Anderson(1975)の関係式[「レシピ」(24)式参照]により算定した。なお、これらの地震のモーメントマグニチュードMwは、以下の定義式によれば、それぞれ、7.5（ケース１）、
及び7.6（ケース２）となる。
log Mo = 1.5Mw + 9.1 ―――――――――(1)(3) 平均すべり量
震源断層全体の平均すべり量Ｄは、想定震源域の平均的な剛性率μ、地震モーメントMo、及び震源断層の面積Ｓを用いて推定した[「レシピ」(5)式参照]。
2.2

微視的震源特性

日向灘の地震の微視的震源特性として、アスペリティの個数・位置・面積・平均すべり量・応力降下量・実効応力、背景領域の平均すべり量・実効応力などの設定について以下に説明する。
(1) アスペリティの個数・位置(a) ケース１
アスペリティは、当初の段階では、八木ほか（1998）、Yagi and Kikuchi (2003)の震源インバージョン解析によるすべり量が大きい領域のうち、震源断層のほぼ中央部に第１アスペリティ、
震源断層の北東部に第２アスペリティを配置した。最終的には、1968年日向灘地震の観測記録（震度分布、観測波形）をより説明できるように、第２アスペリティの位置を出来るだけ北東側へ移動させた。（図２－１参照）。
(b) ケース２
アスペリティの個数は、ケース１と同じく２個とし、震源断層の北西部（第１アスペリティ）と南東部（第２アスペリティ）に配置した（図２－２参照）。
(2) アスペリティの面積・応力降下量・実効応力(a) ケース１
アスペリティの総面積Saは、当初の段階では、「レシピ」(6)～(7)式を用いて、短周期レベルA（N・m/s2；短周期領域における加速度震源スペクトルのレベル）と地震モーメントMoから算定した。また、第１アスペリティと第２アスペリティの面積比は、「レシピ」を参照して、２:１とした。アスペリティの応力降下量⊿σaiについては、アスペリティ全体の応力降下量⊿σaと等しいと仮定し、「レシピ」(15-2)式より算定した。
さらに、アスペリティの位置と同様、1968年日向灘地震の観測記録（震度分布、観測波形）をより説明できるように、

4

①：アスペリティの総面積をやや小さくする②：①に加えて、第１アスペリティと第２アスペリティの面積比をほぼ１：１とする③：②に加えて、第２アスペリティの応力降下量を第１アスペリティの応力降下量の２倍とする等の検討を試行的に実施した結果、最終的には③の方法を採用した（表１参照）。同様な操作は、「宮城県沖地震を想定した強震動評価」（地震調査委員会,2003）においても実施している4。
参考として、ここで設定した震源断層パラメータから算定される短周期レベルと地震モーメン
トとの関係を図１５に示す。図には、ケース２についても併せて示している。ここで算出した短周期レベルは、壇ほか(2001)による経験式（図１５(a)）、あるいは太平洋岸の海溝性地震の地震
モーメントと短周期レベルの関係（図１５(b)）のばらつきの範囲内にある。なお、図１５(b) には、佐藤・巽(2002)による、日向灘におけるプレート間地震での短周期レベルと地震モーメントの推定式5を合わせて示している。この結果と比較すると、今回設定した応力降下量は、日向灘におけるプレート間地震としては、大きめの評価となっている。
(b) ケース２
アスペリティの総面積Saは、「レシピ」(6)～(7)式を用いて、短周期レベルAと地震モーメント
Moから算定した。また、第１アスペリティと第２アスペリティの面積比は、「レシピ」を参照して、２:１とした。アスペリティの応力降下量⊿σaiについては、アスペリティ全体の応力降下量⊿σaと等しいと仮定し、「レシピ」(15-2)式より算定した。
なお、震源断層全体の面積に対するアスペリティの総面積の割合は，ケース１では約26％、ケース２では約33％となる6。また、アスペリティの実効応力σaiは、応力降下量と等しいとした。
(3) アスペリティの平均すべり量
アスペリティ全体の平均すべり量Daは、最近の海溝型地震の解析結果を整理した結果（石井ほか，2000）を基に震源断層全体の平均すべり量Dの２倍とした。また、各アスペリティの平均すべり量は、「レシピ」(14)式より算定した。この結果、ケース１では両アスペリティで約４m、ケー
ス２の第１アスペリティでは約５m、第２アスペリティでは約３mとなった。
「長期評価」によれば、1968年日向灘地震におけるずれの量は、プレート境界で平均160cm～
170cmと推定されており、今回ケース１で設定した震源断層全体の平均すべり量（約190cm）は、
これとほぼ同等の評価となっている。また、プレートの相対運動速度を、各種モデルから推定された５～７cm/年とすると、平均発生頻度(約200年に１回)から、平均すべり量は、約10～14mとな
4「宮城県沖地震を想定した強震動評価」（地震調査委員会,2003）においては、２つのアスペリティの面積（ともに96km2）と応力降下量の比（１：2.5）を与えて、短周期レベルを満足するように、それぞれの応力降下量を算定している。
5
同様な結果は、川瀬・松尾(2004)でも示されている。
6
これまでの研究成果では、アスペリティの総面積が震源断層の面積と比例関係にあることが経験的に知られており、海溝型地震では約35%という成果（石井ほか,2000）が得られている。また、地震調査委員会強震動評価部会(2001)では南海トラフで発生する地震に対して、ケースによって30%、15%の値を設定している。本報告における震源断層の面積に対するアスペリティの総面積の比は、これらの値とほぼ同程度となっている。

5

る。今回各ケースで設定した各アスペリティの平均すべり量（３～５ｍ）は、これらの値よりも小さい。以上の点から、今回設定したアスペリティの平均すべり量は、概ね妥当な値であると考えられる。
(4) 背景領域の平均すべり量及び実効応力
背景領域の平均すべり量Dbは、「レシピ」(12)～(13)式より算出した。また、背景領域の実効応力σbは、「レシピ」(18)式より算出した。
(5) fmax
fmaxは、「レシピ」に従って、13.5Hzとした。
(6) すべり速度時間関数
中村・宮武(2000)の近似式を用いた[「レシピ」(19)～(22)式参照]。
2.3

その他の震源特性

日向灘の地震のその他の震源特性として、破壊開始点、破壊伝播様式、破壊伝播速度の設定方
法について以下に説明する。
(1) 破壊開始点の位置(震源の位置)
破壊開始点の位置は、過去の地震の震源位置に設定することが妥当とされることから、ケース
１については、八木ほか（1998）による推定結果を参考に、1968年日向灘地震の震央位置付近を
破壊開始点とした。ただし、最終的には、アスペリティの位置等と同様、1968年日向灘地震の観測記録（震度分布、観測波形）をより説明できるように、５km程度第１アスペリティに近づけた（図２－１参照）。ケース２については、破壊開始点に関する資料が得られていないため、２つのアスペリティのほぼ中間に設定した（図２－２参照）。
(2) 破壊伝播様式
破壊は、破壊開始点から放射状（概ね同心円状）に広がるものとした。
(3) 破壊伝播速度
平均破壊伝播速度Vrは、地震発生層のＳ波速度との関係（Geller,1976）から求めた[「レシピ」(23)式参照]。
2.4「詳細法」に用いる震源断層モデル「詳細法」に用いた震源断層モデルは、ケース１では、長さ64km、幅48km (解析上の断層面積
は3,082km2)、ケース２では、長さ75km、幅50km (解析上の断層面積は4,079km2) とした。また、「詳細法」では、これを約５km×約６kmの要素に分割して計算を実施した（図２参照）。

6

３．地下構造モデルの設定
日向灘の地震を想定した強震動評価のための地下構造モデルについては、対象を、①

地震波の伝播経路となる上部マントルから地震基盤までの「大構造」②

地震波の長周期成分の増幅に影響を与える地震基盤から工学的基盤までの地盤構造（以下、「深い地盤構造」という）③

地震波の短周期成分の増幅に影響を与える工学的基盤から地表までの地盤構造（以下、「浅い地盤構造」という）の３つに分けて設定を行った。
なお、本報告において工学的基盤は２通りに定義されているが、これについては、「3.2 深い地盤構造（地震基盤～工学的基盤）」において説明する。
3.1 上部マントルから地震基盤までの「大構造」（伝播経路）
地震基盤より深い「大構造」について、三次元有限差分法[「レシピ」参照]においては、Zhao andHasegawa(1993)によるコンラッド、及びモホ面の出現深度を参照し、表２のとおり設定した。（図３参照）。一方、統計的グリーン関数法[「レシピ」参照]においては、「大構造」を単一層と仮定し、Ｓ波速度と減衰特性（Ｑ値）を設定した。Ｓ波速度については、八木ほか(1998)を参照し、減衰特性（Ｑ値）については、震源断層周辺の情報が無いため、下式に示す仙台地域の観測記録から推定した佐藤ほか(1994b)による周波数依存のＱ値を用いることとした。

Ｑ=110・f 0.69 (f≧1.0Hz) ――――――（2）Ｑ=110(f<1.0Hz)
ここで、f：周波数(Hz)

3.2 「深い地盤構造」（地震基盤～工学的基盤）（１）「深い地盤構造」（三次元地下構造モデル）の作成「深い地盤構造」（三次元地下構造モデル）の設定にあたっては、「レシピ」の中の「深い地盤構造のデータが揃っている場合」に相当するものとして、次の手順に従って設定した。
①

本評価領域、及びその周辺で実施された物理探査結果、検層結果、地質資料、深層ボーリ
ング等の文献を収集・整理した。図１６、及び表３に、収集した資料の位置図、及び文献リストを示す。

②

屈折法、及び反射法のデータを用いて、Ｐ波の速度区分を行った。これにより、Vp=5.5km/s 、
5.0km/s、4.0km/s、3.5km/s、2.0km/sの５つの速度層に区分した。

③

山地部で基盤岩が露出している地域については、風化帯を考慮した。風化帯の設定にあたっては、KiK-netの検層データを用いた。表５に、山地部における風化帯の各速度層の深さ（出現する深さ）を示す。

④②，③の結果に基づき、各速度層の平面分布データを作成した。既往の物理探査データが少ない地域については、地質資料等を用いて補完した。

7

⑤

Vp=3.5km/s層については、陸域における資料が乏しく、地質的にも不明瞭な点が多いことから、海域の調査結果である市川（1997）と陸域のKiK-netの検層データを用いて、境界面の推定を行った。

⑥

S波速度Vs、及び密度ρは、Ludwig et al.(1970)より算定した。これより、Ｓ波速度の速度 層 は 、 Vs=3.1km/s(Vp=5.5km/s) 、 2.8km/s(Vp=5.0km/s) 、 2.1km/s(Vp=4.0km/s) 、 1.5
km/s(Vp=3.5km/s)、600m/s(Vp=2.0km/s)となる。

⑦

第１層については、KiK-net等のボーリングデータを用いて、速度（Vs=500m/s,Vp=1.6km/s)と層上面の深さ（図４－３参照）を設定し、Ludwig et al.(1970)より密度ρを算定した。

⑧

三次元地下構造モデルの検証の観点から、鹿児島県薩摩地方を震源とする1997年3月26日の地震等のK-NETにおける観測記録を用いて、これらの記録を説明できるように、得られた三次元地下構造モデルを修正した（（２）三次元地下構造モデルの修正参照）。

以上の手順により得られた三次元地下構造モデルの諸元を表４に示す。本報告では、この三次元地下構造モデルにおいて、Vs=3.1km/s (Vp=5.5km/s) 層を地震基盤、Vs=500m/s (Vp=1.6km/s) 層を「詳細法工学的基盤」と定義した。
（２）三次元地下構造モデルの修正
本検討では、（１）⑧に示したように、評価領域、及びその周辺で、近年発生した中小地震の観測記録を説明できるように、三次元地下構造モデルの修正を行った。修正の手順は以下のとおりである。
①

近年、評価領域、及びその周辺で発生した中小地震のうち、マグニチュードが４程度以上、震源の深さが50km未満で、鹿児島県と宮崎県にあるK-NETの10地点程度以上で地震波形が記録されている地震の観測記録を収集した（図１７参照）。

②

得られている観測記録のH/Vスペクトル比7（水平動と上下動のスペクトル比）を算定した。

③

観測点ごとに、直下の一次元地下構造モデルを用いて、一次元波動理論により、レイリー波の理論H/Vスペクトル比を計算し、観測記録のH/Vスペクトル比と比較した。

④

鹿児島県薩摩地方を震源とする1997年３月26日の地震8（図１７の５の地震）を対象として、
有限差分法による地震波形の計算を行い、波形と応答スペクトルを観測記録と比較した。

⑤ ③、④の比較結果から、整合が取れていない観測点については、観測記録のH/Vスペクトル比のピーク周期と整合するように当該地点における一次元地下構造モデルを試行錯誤的に修正した。修正にあたっては、速度を固定し、各層上面の深さ（あるいは、各層厚）を変更した。
⑥

修正した一次元地下構造モデルから、三次元地下構造モデルを再構築した。

⑦

全体的におおよその整合性が取れるように、③～⑥を繰り返した。

修正後の鹿児島県、宮崎県内のK-NET地点におけるレイリー波の理論H/Vスペクトル比と観測記
録のH/Vスペクトル比の比較結果例を図１８に示す。観測記録のH/Vスペクトル比にピークが明瞭
78

本検討では、観測波のS波の立ち上がり以降を用いて計算した。
震源断層パラメータ等は、菊地・山中(1997)に拠った。

8

に現れず、修正が十分に行えなかった地点も見られるが、それ以外では、ピーク周期をほぼ表現できるモデルとなっている。ただし、当該地域は、観測記録のH/Vスペクトル比のピーク周期が１秒以下の短周期側にある地点も多く、このような地点では、「浅い地盤構造」の影響が強い可能性もある。修正前と修正後の有限差分法による計算結果と観測記録との比較結果を図１９に示す。
波形はすべて３秒～２０秒のバンドパスフィルターによる処理をしている。これから、比較対象とした観測点ごとに差はあるものの、概ね再現性が向上していることがわかる。例えば、KGS003のように、大幅に再現性が向上した地点も認められる。一方、KGS009等、観測波形で見られる後続波部分が再現できていない地点や、MYZ004等、有限差分法による計算結果に振幅の多少大きい
後続波が認められる地点もある。これらの地点は、平野端部や規模の小さな盆地に位置しており、三次元地下構造モデルの精度が不十分なことが原因と考えられるが、探査資料や地質学的な情報が不足しているため現状では限界がある。今後、データの蓄積を行い、三次元地下構造モデルをさらに修正していく必要がある。
以上の手順により修正された三次元地下構造モデルを図３、４、及び図２０左図に示している。
図２０右図は、修正前の三次元地下構造モデルである。主な三次元地下構造モデルの修正個所は以下のとおりである。
①

Vp=5.5km/s(Vs=3.1km/s)層（図３参照）：宮崎県北部の形状②

Vp=5.0km/s(Vs=2.8km/s)層（図２０参照） ：宮崎県全域の形状
鹿児島県大隈半島中部の形状③

Vp=4.0km/s(Vs=2.1km/s)層（図２０参照） ：宮崎県全域の形状
鹿児島県全域の形状④

Vp=3.5km/s(Vs=1.5km/s)層（図２０参照） ：宮崎県全域の形状
鹿児島県全域の形状⑤ Vp=2.0km/s(Vs=600m/s)層（図２０参照）：大隈半島北部～宮崎県南東部の形状
鹿児島県北部の形状

図３、４、及び図２０より、宮崎県では、プレートの沈み込みに伴って、ほぼ全域で地震基盤（Vp=5.5km/s層）が深く、特に南部では、内陸部から海側40km付近まで、深さ約10kmを越える窪みが認められる。また、宮崎県を除く陸域では、地震基盤が深さ数km程度と比較的浅い。「詳細
法工学的基盤」（Vp=1.6km/s層の上面）については、筑紫平野、熊本平野等の平野部でやや深い地域が認められる（図４－３参照）。
一方、｢簡便法｣においては、上記の三次元地下構造モデルを用いることなく、評価地点下に一律Vs=400m/sの層が分布しているとみなして、これを｢工学的基盤｣と定義した。 ｢簡便法｣における工学的基盤の定義は、｢全国を概観した地震動予測地図｣(地震調査委員会,2005)の中の「工学的基盤」の定義と同義である。

9

3.3 浅い地盤構造（工学的基盤～地表）「浅い地盤構造」は、「詳細法」においては「詳細法工学的基盤」（Vs=500m/s）の上に分布し、「簡便法」においては工学的基盤（Vs=400m/s）の上に分布するという前提で、「レシピ」の中の「面的な評価のためのモデル化の方法」に基づいてモデル化を行った。すなわち、国土数値情報を利用した手法(藤本・翠川，2003)を用い、約１km四方の領域ごとに「浅い地盤構造」における
表層30mの平均Ｓ波速度を求め、これより、工学的基盤から地表への最大速度の増幅率を算定した[「レシピ」(25)～(26)式参照]。図５に、「浅い地盤構造」における最大速度の増幅率（「詳細法工学的基盤」から地表）の分布図を示す。これより、宮崎平野、延岡平野、及び有明海から八代海にかけての沿岸部等で増幅率の高い地域が認められる。また、評価領域の大半を占める山間地では0.9倍～1.2倍程度と増幅率は比較的小さい。
４．強震動計算
本報告では、強震動計算にあたって、これまでに述べた特性化震源モデルと三次元地下構造モデルを用いて、ハイブリッド合成法により「詳細法工学的基盤」上の時刻歴波形を求める「詳細法」と、過去のデータを基に、マグニチュードと震源断層からの距離をパラメータとする経験式（距離減衰式）より「工学的基盤」上の最大速度を求める「簡便法」を用いた。以下に、「詳細法」、及び「簡便法」の概要や特徴について示す。
4.1「詳細法」(1) 三次元地下構造モデル（「詳細法工学的基盤」）上面における波形計算
３章で述べた上部マントルから地震基盤までの大構造、及び「深い地盤構造」より、Vs=500m/s
層上面を最上面（深さ０ｍ）として、三次元地下構造モデルを再構築した。この三次元地下構造
モデルを用いて、ハイブリッド合成法によりVs=500m/s層上面における時刻歴波形を計算した。ここで用いたハイブリッド合成法では、長周期成分を不等間隔格子有限差分法（Pitarka,1999）による理論的手法、短周期成分を統計的グリーン関数法（壇ほか，2000）によりそれぞれ計算する。
そして、接続周期付近でフィルター処理（マッチングフィルター）を施した上でそれらを合成することによって広帯域の地震動を評価する。合成の接続周期は２秒とした。また、波形は評価範囲（図１１参照）を約１km四方に分割した各領域の中心で求めた。
統計的グリーン関数法においては、次に述べるように、「2.4 「詳細法」に用いる震源断層モデル」で示した各要素断層の地震基盤における統計的グリーン関数、三次元地下構造モデル上面
における統計的グリーン関数を順次作成し、波形合成を行った。
①

地震基盤における統計的グリーン関数の作成
仙台地域で観測された主に海溝型地震の記録から佐藤ほか(1994a, 1994b)が推定したスペ
クトルモデルと経時特性モデルを用いて、Boore(1983)と同様の手法により、地震基盤における統計的グリーン関数を作成した。経時特性には、仙台地域の工学的基盤における地震記録から佐藤ほか(1994a)により求められた経験的経時特性モデルを準用した。

10

②

三次元地下構造モデル上面での統計的グリーン関数の作成
各計算ポイント直下の三次元地下構造モデルから、各計算ポイントでの地震基盤よりも上位の一次元地下構造モデルを作成し、地震基盤における統計的グリーン関数を入射波とし、S波の一次元重複反射理論により三次元地下構造モデル上面での統計的グリーン関数を計算した。

③

三次元地下構造モデル上面における統計的グリーン関数を用いた波形合成
三次元地下構造モデル上面における統計的グリーン関数を用いて、壇・佐藤(1998）の断層の非一様すべり破壊を考慮した半経験的波形合成法により波形合成を行った。

なお、統計的グリーン関数法の計算にあたっては、ラディエーションパターン係数 F を与える。
計 算 地 点 と 断 層 面 と の 幾 何 学 的 関 係 、 及 び 断 層 の す べ り の タ イ プ を 考 慮 し て 、 Boore and
Boatwright (1984) に示された F の値のうち S 波の全震源球面上の平均値である 0.63 を水平
２成分の自乗和平均と考え、0.63を√2で除した0.445 をFとして採用した。
上記のハイブリッド合成法を用いて計算された水平２成分の時刻歴波形より最大値（最大速度）を求める際には、２成分の波形のベクトル合成を行い、その最大値を読み取った。
(2) 地表における最大速度の計算
地表における最大速度は、3.3「浅い地盤構造」で設定した平均Ｓ波速度から、「レシピ」(26)式を用いて最大速度の増幅率を求め、これを「詳細法工学的基盤」上の時刻歴波形から読み取った最大速度に乗じて推定した。ただし、「レシピ」(26)式は、基準地盤(平均Ｓ波速度がVs=600m/s)
に対する増幅率として定義されているため、基準地盤から「詳細法工学的基盤」（Vs=500m/s）までの増幅率(=1.13)で「レシピ」(26)式で算出された増幅率を除した値を「詳細法工学的基盤」
上の最大速度に乗じて求めている。
地表における最大速度を精度よく求めるには、「浅い地盤構造」についても一次元地下構造モデルを作成し、これを用いて地表における時刻歴波形を計算し、その結果から最大値を求めることが望ましいが、ここでは、面的に十分な地盤調査データが得られていないことから一次元地下構造モデルの作成は行わず、微地形区分を利用した経験的な方法を用いることとした。
(3) 地表における計測震度の計算計算された地表最大速度より、次に示す翠川ほか(1999)による最大速度と計測震度の経験的関係式を用いて、計測震度相当値を算定した。

I=2.68+1.72・log PGV±0.21(I=4～7)―――――――（3）I：計測震度 PGV：地表最大速度(cm/s)
なお、翠川ほか(1999)ではI=０～７の式とI=４～７の２つの式が提示されているが、I=０～７11の式は低震度データの性質が強く反映され、高震度データの性質があまり反映されていない怖れがある。ここでは、比較的震度の大きな地域での地震動をより精度良く評価することが重要と考え、I=４～７の式を選択した。
4.2「簡便法」(1) 工学的基盤における最大速度の計算
次式で示す司・翠川(1999)による最大速度の距離減衰式を用いて、基準地盤（Vs=600m/s）における最大速度を求めた。
log PGV = 0.58Mw+0.0038Dep－1.29+d－log(X+0.0028・100.50Mw)－ 0.002X――――――（4）

PGV:最大速度(cm/s)
Mw:モーメントマグニチュード
Dep:震源深さ(km)d:地震のタイプ別係数（プレート間地震：d=-0.02）
X：断層最短距離(km)さらに、松岡・翠川(1994)による表層地盤の速度増幅率算定式より求まる係数(1.31)を乗じる
ことにより、工学的基盤（Vs=400m/s）における最大速度を求めた。
(2) 地表における最大速度の計算
約１km四方の領域ごとに、３章で述べた地下構造モデルのうち「浅い地盤構造」で求めた平均
Ｓ波速度から、最大速度増幅率を「レシピ」(26)式より求める。工学的基盤における最大速度に、求めた最大速度の増幅率を乗ずることによって、地表における最大速度を求めた。
(3) 地表における計測震度の計算
地表における計測震度については、4.1「詳細法」での地表における計測震度の求め方と同じ方法を用いた。
4.3 それぞれの手法の特徴
以下にそれぞれの特徴をまとめる。
「詳細法」の特徴
・ ２章で述べた微視的震源特性、その他の震源特性の影響を評価することができる。すな
わち、「長期評価」や「形状評価」、及び最新の地震学の知見に基づいて設定された震源断層モデルに対する地震動を評価することができる。
・ ３章で述べた三次元地下構造モデルの影響を評価することができる。
・ 時刻歴波形を求めることができる（本報告では「詳細法工学的基盤」上の波形）。

12

・ 微視的震源特性を設定するための情報を必要とする。
・ 計算負荷が大きく、一度に計算できる範囲は限定され、時間も要する。
「簡便法」の特徴
・ 平均的な地震に対する地震動分布を評価するので、個々の地震の特徴や微視的震源特性の影響を反映できない。
・ 計算負荷が小さく、一度に広範囲の計算ができる。
５．強震動予測結果とその検証「簡便法」、「詳細法」による強震動予測結果、及び「詳細法」による強震動予測結果の検証
結果を示す。
5.1「詳細法」による強震動予測結果「詳細法」の評価範囲において約１km四方の領域ごとに強震動計算を行った。この結果について下記の内容で示した。
評価項目

図番号

理論的手法（有限差分法）の結果「詳細法工学的基盤」上の速度振幅のスナップショット

図２１

ハイブリッド合成法の結果「詳細法工学的基盤」上の時刻歴波形、及び減衰定数５％の擬似速度応答スペクトル例

図２２、２３「詳細法工学的基盤」上の最大速度分布

図２４

地表の最大速度分布

図２５

地表の震度分布

図６、８(1) 理論的手法による「詳細法工学的基盤」上の速度振幅のスナップショット
図２１は、理論的手法（有限差分法）により計算された「詳細法工学的基盤」上の地震波(速度振幅、NS成分)の平面的な伝播の様子をいくつかの時刻（10秒～150秒を10秒ごと）で示したものである。計算結果には、ハイブリッド合成法で用いるものと同等のローパスフィルターを施している。ケース１（図２１－１、２）については、破壊開始点と各アスペリティを結ぶ方向（北東側と南西側）に、ディレクティビティ効果9により強い地震波が伝播している。また、宮崎平野沿岸付近の地震基盤が深い領域では、振幅の大きい揺れが長時間継続している。ケース２（図２
１－３、４）については、ディレクティビティ効果により、特に南南東側に強い地震波が伝播している。ケース１で見られたような深い地盤構造による顕著な後続の揺れは認められない。

9

断層破壊がS波の伝播速度に近い速度で伝播することにより、破壊の進行方向では地震波が重なりあい、結果としてその振幅が大きくなる（パルスが鋭くなる）。一方、破壊の進行と逆の方向では、地震波は重なり合わず、
その振幅は大きくならない。

13

(2) ハイブリッド合成法による「詳細法工学的基盤」上の時刻歴波形、及び減衰定数５％の擬似速度応答スペクトル「詳細法」の評価範囲の全地点について、有限差分法と統計的グリーン関数法による計算結果
をそれぞれにマッチングフィルターを施した後に合成することによって（ハイブリッド合成法）、「詳細法工学的基盤」上の時刻歴波形が計算される。ケース１について、図２２に、大分地方気象台（大分県）・延岡測候所（宮崎県）・宮崎地方気象台（宮崎県）・宇和島測候所（愛媛県）
・足摺分室（高知県）・宿毛市役所（高知県）のそれぞれに最も近い６評価地点、ケース２について、図２３に、延岡市役所（宮崎県）・日向市役所（宮崎県）・西都市役所（宮崎県）・宮崎市役所（宮崎県）・日南市役所（宮崎県）・都城市役所（宮崎県）・国分市役所（鹿児島県）・鹿児島市役所（鹿児島県）のそれぞれに最も近い８評価地点のハイブリッド合成法によって計算された波形、及び減衰定数５％の擬似速度応答スペクトルを示す。
(a) ケース１（図２２）
延岡測候所、宮崎地方気象台では、２つのアスペリティに対応した２つの波群が認められる。
一方、足摺分室、宇和島測候所、あるいは宿毛市役所では、両アスペリティからの距離が同程度で、南側の第１アスペリティに対しては、破壊進行方向と反対方向に位置しており、また、応力降下量も第２アスペリティに比べて小さいため、第１アスペリティによる２つ目の振幅の大きな波群は認められない。大分地方気象台や宮崎地方気象台では、同地域周辺の「深い地盤構造」の影響により、振幅は小さいものの、継続時間の長い後続波が認められる。また、いずれの地点においても、0.5秒付近と１～２秒付近に明瞭なピークが認められる。足摺分室では、北側の第２アスペリティの影響により、短周期成分を多く含んだ波形となっている。
(b) ケース２（図２３）
宮崎市役所や都城市役所では、２つのアスペリティに対応すると考えられる２つの波群が認められる。ケース１の宮崎地方気象台と比較すると、宮崎市役所は、震源断層に近くなることから
短周期成分を多く含んだ波形となっている。日南市役所も同様の理由により、短周期成分が比較的多い。また、いずれの計算波形にも後続波が認められるが、その振幅は非常に小さい。
なお、統計的グリーン関数法では、Ｐ波は考慮されていない。したがって、ハイブリッド合成
後の波形のＳ波到達時間よりも前（Ｐ波初動付近）は、有限差分法のみにより計算されており、接続周期に相当する周期２秒程度以上の長周期成分しか有していない。
(3) ハイブリッド合成法による「詳細法工学的基盤」上の最大速度分布
各ケースの「詳細法工学的基盤」上の最大速度の分布を比較する(図２４参照)。地震動の最大速度は、「詳細法工学的基盤」上で求められた２成分の時刻歴波形のベクトル合成を行い、その最大値として求めている。
(a) ケース１
図２４(a)より、宮崎平野を中心に10～20cm/s程度、高知県の西端部で40～70cm/s程度が予測された。

14

(b) ケース２
図２４(b)より、宮崎平野を中心に概ね20～30cm/s程度が予測された。
(4) ハイブリッド合成法による地表の最大速度分布、及び震度分布
図２４で示した各ケースの「詳細法工学的基盤」上の最大速度に、「浅い地盤構造」による増幅率を乗じて、地表における最大速度を求めた結果を図２５に示した。また、これらの最大速度より換算して求めた地表の震度分布を図６、８に示した。ここでは、図６、８を中心に説明する。
(a) ケース１(図６)
高知県の沖ノ島周辺で震度６弱、震源断層に近い延岡市から宮崎市にかけての沿岸部と四国の南西端部で震度５強が予測された。評価領域の大部分を占める山間地は震度５弱～４に留まっている。
(b) ケース２(図８)
第１アスペリティに近い宮崎平野の沿岸部で震度６弱が予測された。また、ケース１に比べてアスペリティが九州に近いこともあり、宮崎平野を中心に震度５強がケース１よりも広く分布している。評価領域の大部分を占める山間地は震度５弱～４に留まっている。
5.2「簡便法」による強震動予測結果「簡便法」による強震動予測結果(地表の震度分布)を図２６に示す。「簡便法」による震度分布は比較的滑らかに変化している。両ケースとも、「簡便法」による震度分布と「詳細法」による
震度分布は概ね対応している。しかし、「簡便法」では、「詳細法」と異なり、地震基盤から工学的基盤までの「深い地盤構造」に伴う増幅の効果、アスペリティの影響やディレクティビティ
効果が反映されていないことより、ケース１における四国の南西端部（図６参照）のように、これらの影響が大きく現れる地域においては、「簡便法」の震度が、「詳細法」の震度よりも小さくなっている。
5.3「詳細法」による強震動予測結果の検証

ここでは、「詳細法」による強震動予測結果の検証のため、下記の項目に対して検討を行った。
●

震度

●

観測波形記録（ケース１）●

経験的方法（距離減衰式）

以下、それぞれの項目について述べる。
(1) 震度計算された震度分布と1968年日向灘地震、1662年の日向灘の地震における震度分布との比較により、強震動予測結果を検証した。図７、及び図９に、1968年日向灘地震、及び1662年の日向灘の地震の震度分布図を示す。

15

(a) ケース１（図６、図７）
震度５、４の地域と強震動予測結果とは概ね対応している。ただし、高知県の西端部について
は、強震動予測結果の方がやや大きめの震度となった。
(b) ケース２（図８、図９）
強震動予測結果の震度６弱～５弱の領域は、推定震度分布図（宇佐美,1996）における震度６、５の領域と概ね対応している。
(2) 観測波形記録
1968年日向灘地震において６地点（延岡測候所10、宮崎地方気象台10、足摺分室10、宇和島測候所10、大分地方気象台10、細島観測点11）の地表で得られた観測波形と、「詳細法」（ハイブリッド合成法）による「詳細法工学的基盤」上の計算波形を比較した。ケース１では、「レシピ」に従った初期の震源断層モデル（以下、モデル１という）から、観測記録をなるべく説明できるよ
うに、微視的震源特性等の修正を行った震源断層モデル（以下、モデル２という）を強震動予測に用いている。そこで、ここでは、震源断層モデルの検証の観点から、モデル１による計算波形も合わせて示すこととした。図２７は、モデル１とモデル２の相違点や、震度分布図の比較結果を示している。表６には、上記６地点の他、詳細法評価範囲に含まれる気象官署における1968年
日向灘地震の震度と、同地点を含む領域における予測結果（震度と計測震度）を示した。図２７、及び表６から、震源断層モデルを修正することによって、高知県の西端部で震度がやや大きめとなるが、計算範囲内の四国地方全体での対応関係が向上していることがわかる。
観測波形のうち、延岡、宮崎、足摺、宇和島、大分の各観測点については、変位波形を複写したものを計算波形と比較した。細島観測点については、数値データ（加速度記録）、及び同観測点の柱状図が公開されているので、「詳細法工学的基盤」上の計算波形から、一次元の等価線形解析法（吉田・末富,1996）により、地表での時刻歴波形を計算した。図２８に、細島観測点の柱状図、及び「詳細法工学的基盤」から地表までの時刻歴応答計算用の一次元地下構造モデルを示す。一次元地下構造モデルの作成に当たっては、太田・後藤（1978）の経験式に基づいてN値から
S波速度を推定し、密度は、道路橋示方書・同解説Ⅴ耐震設計編（1990）を参照した。また、等価線形解析を行うための、地盤の動的変形特性については、今津・福武（1986a,b）を用いた。
(a) 延岡、宮崎、足摺、宇和島、大分の各観測点における観測波形（変位波形）の比較結果
図２９に、延岡、宮崎、足摺、宇和島、大分の各観測点における観測波形と震源断層モデルの修正前後（モデル１、２）の計算波形を示す。計算波形では、速度波形を積分し、計器特性に関する補正を施すことにより、「詳細法工学的基盤」上の変位波形を算定している。また、極性は、観測波形と対応させて表示している。延岡、宮崎、足摺、宇和島においては、観測波形とモデル２による計算波形は、振幅が小さい後続波の部分は再現できていないものの、主要動の部分については概ね調和的である。また、モデル２では、観測記録に見られる特徴的なパルス等の再現性

10

気象官署の１倍強震計による観測記録（気象庁提供）。
図１１参照。港湾地域強震観測のデータ（SMAC-B2型強震計による加速度記録）を用いた（（独）港湾空港技術
研究所：港湾地域強震観測システム、http://www.eq.ysk.nilim.go.jp/）。

1116

が向上している。ただし、大分地方気象台については、あまり調和的な結果が得られなかった。
大分地方気象台の観測波形には、他の観測点に比べて短周期成分が多く含まれることが認められるなど、他の観測波形と異なった特徴を有しており、今回用いた三次元地下構造モデルでは十分な精度の確保が難しい局所的な地下構造の影響等が含まれている可能性がある。
(b) 細島観測点における観測波形（加速度波形）の比較結果
図２８に示した細島観測点の一次元地下構造モデルにより等価線形解析を行い、さらにSMAC-B2型強震計相当の波形となるように後藤ほか（1978）による補正を行った計算結果を、観測記録と比較した。また、観測波形については、計算結果に合わせるように方位修正を行っている。図３０に、加速度波形と減衰定数５％の擬似速度応答スペクトルの比較結果を示す。細島観測点における観測記録は、初動、及び主要動の始まる部分が含まれていないが、記録開始部分付近で加速度値が大きくなっており、記録全体として、２つのピークが存在すると考えられる。モデル２と計算波形を比較すると、振幅レベルはやや小さめではあるが、モデル１で再現できていない２つのピークを有しており、包絡形状も調和的である。擬似速度応答スペクトルについては、いずれも１秒付近にスペクトルの高まりが見られるが、ピークの周期やスペクトル全体の形状は、モデル２の方が観測記録と調和的である。
本検討では、先に示した計測震度の他、補足的に、次式に示すスペクトル強度（ＳＩ値）を比較した12。

2.5

SI = ∫ SV (T , h )dT（h=0.2）――――――（5）0.1

SV(T,h)：減衰定数hにおける速度応答スペクトル
T ：周期
観測記録、及び修正前後の震源断層モデル（モデル１、２）による計算波形から(5)式を用いて計算したＳＩ値の、観測記録に対する比を表７に示す。なお、図３０に示した観測波形では基線のずれが認められ、また、擬似速度応答スペクトルでも、周期３秒程度以上でノイズ等の影響が認められることから、この帯域については、地動が正確に記録されていない可能性があり、信頼性は低いと考えられる。また、計測震度については、気象庁(1996)に拠り時刻歴波形から直接求めたが、計算波形では上下成分が計算されていないため、条件を揃えるために、上下成分はともに０とした。表７から、モデル２のＳＩ値の方が、モデル１に比べて、観測記録に近いことがわかる。
以上より、今回の検討においては、波形形状やスペクトル形状は、モデル２による結果の方が観測記録との対応が良く、修正後の震源断層モデルの方が、相対的に説明性は高いといえる。

12

Housner(1952,1965)の定義式では、擬似速度応答スペクトルにより算定するが､ここでは、速度応答スペクトル
を用いた。

17

(3) 経験的方法（距離減衰式）「詳細法」による「詳細法工学的基盤」上の最大速度をVs=600m/s相当に補正した値と司・翠川（1999）の最大速度の距離減衰式との比較結果を図３１に示す。両ケースとも距離減衰式と良く対応している。
６．問題点と今後の課題
以上の検討から明らかになった問題点、及び今後の課題について述べる。
6.1 問題点(a) 三次元地下構造モデルの精度の向上
今回初めて、三次元地下構造モデルの精度向上を目的として、評価領域、及びその周辺で発生した中小地震の観測記録を説明できるよう、三次元地下構造モデルの修正を行った。その結果、計算波形等が改善された。しかし、計算波形と観測波形との比較においては、調和的でなかった地点もあるなど、まだ、三次元地下構造モデルの精度に地域差があるものと考えられる。これは、現時点で収集できる物理探査結果や検層結果等の情報量に限界があること、モデルの修正に用いた地震観測記録についても、三次元地下構造モデルの修正に有効な長周期成分が少ないことや、
H/Vスペクトル比で明瞭な特徴が見られない地点があること等、データの量、質の両方に課題があるためと考えられる。
(b) 予測結果の検証
予測結果の検証にあたっては、気象官署、及び港湾地域強震観測システムの細島観測点の観測記録と予測結果との比較を行った。気象庁の観測記録については、記象紙から数値データへの変換処理を行っていないので、時刻歴波形について目視による定性的評価を行った。また、港湾地
域強震観測システムの細島観測点については、数値データが得られているので、時刻歴波形の定性的評価に加えて、今回、定量的評価として、計測震度の他に、両波形のスペクトル強度を初めて比較した。ただし、同観測記録には、初動部分、及び主要動の始めの部分が含まれていない等の問題点があった。また、今回評価対象とした1968年日向灘地震の場合には、当時の観測網が余り密ではないこともあって得られている観測記録が少ないことや、紙記録であることから、定量的評価による予測結果の総合的な検証は難しい。
6.2 今後の課題
これまで海溝型地震の強震動評価においては、過去の地震の震源特性を参考に震源断層モデルを設定してきた。本検討では、過去に日向灘で発生した地震として、1968年と1662年の事例に基づく２つのケースを想定し、強震動評価を行った。しかし、長期評価によれば、次の日向灘で発生するプレート間地震は、震源断層（震源域）が特定されていない。このような地震によって強い揺れに見舞われる可能性を的確に把握するためには、これまでの手法に加えて、震源断層位置のばらつき等の不確定性を考慮した強震動予測手法の検討が必要である。
「深い地盤構造」については、今後、さらにデータを蓄積し、これらを適切に用いて三次元地

18

下構造モデルを作成・修正することにより、領域全体である程度均質な精度を確保していくことが重要である。また、直接的なデータが十分に収集できない場合でも、自然地震観測波形等を利用した三次元地下構造モデルの作成・修正方法に関する研究が進展すれば、精度の向上が図れる可能性もある。
海溝型地震の強震動予測では初めての試みとして、ハイブリッド合成法を採用した。その結果、幾つかの観測点では、計算波形と観測波形との比較において、調和的な結果が得られた。このことから、三次元地下構造モデルの精度が確保されており、震源断層モデルが適切に設定できれば、海溝型地震に対してもハイブリッド合成法が適用可能であると考えられる。今後、さらに多くの海溝型地震に対して、ハイブリッド合成法の適用について評価・検証し、「レシピ」の改良を行う必要がある。
予測結果の検証として、定量的な評価を行うことは、客観性の観点から非常に重要である。本検討では、定量的な検討は十分には行えなかったが、記象紙の数値データ化を進め，定量的評価が可能なデータを増やすことにより、検証結果に対する信頼性の向上が期待できる。また、現在は、地震観測網が飛躍的に拡充されており、今後発生する地震については、広域かつ多角的な検証が可能となると考えられる。今後は、評価指標を含めた客観的な比較手法の検討が必要である。
平成７年（1995年）兵庫県南部地震以降、地震観測網が飛躍的に拡充され、強震動予測手法や
震源断層パラメータの検証に適した観測記録が得られてきていることから、より高精度な検証ならびに三次元地下構造モデルの精度向上を進めることができる環境が整いつつあると言える。さらに、海域の地下構造の解明も進められている。このような観測記録や調査結果を用いることにより、地下構造モデルの精度向上とそれに伴う強震動予測精度の向上が期待される。

19

参考文献（アルファベット順）
Boore, D. M.（1983）: Stochastic simulation of high-frequency ground motions based onseismological models of the radiated spectra, Bull. Seism. Soc. Am., 73, 1865-1894.
Boore, D.M. and J. Boatwright (1984): Average body-wave radiation coefficients, Bull. Seism.
Soc. Am., 74, 1615-1621.
壇一男・佐藤俊明（1998）： 断層の非一様滑り破壊を考慮した半経験的波形合成法による強震動予測，日本建築学会構造系論文集，509，49-60．
壇一男・渡辺基史・佐藤俊明・宮腰淳一・佐藤智美(2000)：統計的グリーン関数法による1923年
関東地震（MJMA7.9）の広域強震動評価，日本建築学会構造系論文集，530，53-62．
壇一男・渡辺基史・佐藤俊明・石井透(2001)：断層の非一様すべり破壊モデルから算定される短周期レベルと半経験的波形合成法による強震動予測のための震源断層のモデル化，日本建築学
会構造系論文集，545，51-62．
独立行政法人港湾空港技術研究所：港湾地域強震観測システム，http://www.eq.ysk.nilim.go.jp/．
藤本一雄・翠川三郎(2003)：日本全国を対象とした国土数値情報に基づく地盤の平均S波速度分布の推定，日本地震工学会論文集，第3巻，第3号，13-27．
Geller, R. J. (1976): Scaling relations for earthquake source parameters and magnitudes,
Bull. Seism. Soc. Am., 66, 1501-1523.
後藤尚男・亀田弘行・杉戸真太・今西直人(1978)：ディジタルフィルターによるSMAC-B2加速度計
記録の補正について，土木学会論文報告集，277， 57-69.
羽鳥徳太郎（1985）：九州東部沿岸における歴史津波の現地調査―1662年寛文・1769年明和日向
灘および1707年宝永・1854年安政南海道津波―, 地震研究所彙報, Vol.60, 439-459.
Housner, G. W. (1952): Spectrum Intensities of Strong-Motion Earthquakes, Proc. theSymposium of Earthquake and Blast Effects on Structures, EERI, Los Angeles, California,
21-36.
Housner, G. W. (1965): Intensity of Earthquake Ground Shaking near the Causative Fault,
Proc. of 3rd. WCEE, 94-115.
今津雅紀・福武毅芳(1986a)：砂礫材料の動的変形特性，第21回土質工学研究発表会，509-512.
今津雅紀・福武毅芳(1986b)：動的変形特性のデータ処理に関する一考察，第21回土質工学研究発
表会，533-536.
石井透・佐藤俊明・Paul G. Somerville(2000)：強震動評価のための不均質断層モデルの主破壊
領域の抽出，日本建築学会構造系論文集，527，61-70．
地震調査委員会強震動評価部会(2001)：南海トラフの地震を想定した強震動評価手法について(中間報告)．
地震調査委員会(2003)：宮城県沖地震を想定した強震動評価．
地震調査委員会(2004)：日向灘および南西諸島海溝周辺の地震活動の長期評価．
地震調査委員会(2005)：「全国を概観した地震動予測地図」報告書．

20

Kanamori, H. and D. L. Anderson (1975): Theoretical basis of some empirical relations inseismology, Bull. Seism. Soc. Am., 65, 1073-1095.
加藤研一・武村雅之・八代和彦(1998)：強震記録から評価した短周期震源スペクトルの地域性，
地震２，51，123-138．
川瀬博・松尾秀典(2004)：K-NET，Kik-netｖJMA震度計観測網による強震動波形を用いた震源・パ
ス・サイト各特性の分離解析，日本地震工学会論文集，第４巻，第１号，33-52.
菊地正幸・山中佳子(1997)：９７年３月２６日

鹿児島県薩摩地方の地震（Mj6.2）, EIC地震学

ノートNo.18, http://www.eri.u-tokyo.ac.jp/sanchu/Seismo_Note/.
気象庁 (1996)：気象庁告示(第４号).
国土地理院(1987)：国土数値情報，国土情報シリーズ2，大蔵省印刷局．
Ludwig, W. J., J. E. Nafe, and C. L. Drake (1970): Seismic refraction, in the Sea Vol. 4,
Part 1,Wile-Interscience, p.74．
松岡昌志・翠川三郎(1994)：国土数値情報とサイスミックマイクロゾーニング，第22回地盤震動
シンポジウム資料集，23-34．
翠川三郎・藤本一雄・村松郁栄(1999）：計測震度と旧気象庁震度および地震動強さの指標との関係, 地域安全学会論文集，1， 51-56．
中村洋光・宮武隆(2000)：断層近傍強震動シミュレーションのための滑り速度時間関数の近似式，
地震第2輯，53，1-9．
（社）日本道路協会(1990)：道路橋示方書・同解説V耐震設計編.
太田裕・後藤典俊(1978)：横波速度を推定するための実験式とその物理的背景，物理探鉱，第31
巻，第1号，8-17.
Pitarka, A. (1999): 3D elastic finite-difference modeling of seismic motion using staggered
grids with nonuniform spacing, Bull. Seism. Soc. Am., 89, pp.54-68.
佐藤智美・川瀬博・佐藤俊明(1994a)：ボアホール観測記録を用いた表層地盤同定手法による工学
的基盤波の推定及びその統計的経時特性，日本建築学会構造系論文集，461，19-28.
佐藤智美・川瀬博・佐藤俊明(1994b)：表層地盤の影響を取り除いた工学的基盤波の統計的スペク
トル特性，仙台地域のボアホールで観測された多数の中小地震記録を用いた解析，日本建築学
会構造系論文集，462，79-89．
佐藤智美・小林義尚・八代和彦(2000)：強震動の高周波フーリエスペクトル特性－fmaxと応力降
下量－，日本建築学会構造系論文集，527，79-87．
佐藤智美・巽誉樹(2002)：全国の強震動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，日本建築学会構造系論文集，556，15-24．
（独）産業技術総合研究所地質調査総合センター(2004)：日本重力CD-ROM第２版.
司宏俊・翠川三郎（1999）：断層タイプ及び地盤条件を考慮した最大加速度・最大速度の距離減衰式，日本建築学会構造系論文集，523， 63-70．
宇佐美龍夫(1996)：新編日本被害地震総覧［増補改訂版］，東京大学出版会.
八木勇治・菊地正幸・吉田真吾・山中佳子(1998)：1968年4月1日，日向灘地震（MJMA7.5）の震源

21

過程とその後の地震活動との比較，地震第２輯，51，139-148．
Yagi, Y. and M. Kikuchi（2003）：Partitioning between seismogenic and aseismic slip as
highlighted from slow slip events in Hyuga-nada, Japan, Geophysical Research Letters,
Vol.30, No.2, 1087,doi:10.1029/2002GL015664, 59－1-4.
吉田望・末富岩雄(1996)：DYNEQ：等価線形法に基づく水平成層地盤の地震応答解析プログラム，
佐藤工業（株）技術研究所報，61-70．
Zhao,D.and A. Hasegawa (1993) P-wave tomographic imaging of the crust and upper mantle
beneath the Japan Islands, J. Geophys. Res., 98, 4333-4353.

22

表２

地震基盤以深の「大構造」に対する地下構造モデルの諸元

名称

Ｓ波速度
（km/s）
3.1
4.0
4.3

上部地殻
下部地殻
上部マントル

表３－１

Ｐ波速度（km/s）
5.5
6.8
7.8

密度
(g/cm3)
2.6
3.0
3.4

Ｑ値
110
150
600

「深い地盤構造」の三次元地下構造モデル作成に用いた文献一覧

著者名

文献名

1997

海底地震計を使った日向灘周辺の地殻構造研究

T. Iwasaki, N. Hirata, T.
Kanazawa, J. Mells,
K.Suyehiro, T. Urabe, L.
Moller, J. Makris and H.
Shimamura

1990

Crustal and upper mantle structure in the Geophys. J. Int., 102,
Ryukyu Island Arc deduced from deep seismic pp.631-651.
sounding

2

Kakuta, T.

1982

Upper crustal structure in south Kyushu

3

西

1997

J. Phys. Earth, Vol.30,
pp.113-129．
火山，Vol.42，pp.165-170．
月刊地球号外，Ｎo.27，pp.222226．
日本地震学会予稿集，Ｎo.2，
B19．

5

J. Geod. Soc. Japan, 42,3,pp.167-181.

7

地震，第２輯，47，pp.395401．
地震，第２輯，45，pp.199212．

8

アーバンクボタ，Ｎo.22，
pp.19-22．
月刊地球，Vol.22，Ｎo.4，
pp.237-245.
地域地質研究報告（５万分の１
地質図幅），地質調査所，45p．

10

地域地質研究報告（５万分の１
地質図幅），地質調査所，
100p．
アーバンクボタ，Ｎo.22，
pp.23-35．
海洋地質図，no.49，地質調査
所．

13

市川

岳

潔

宮町宏樹・後藤和彦

1999

構造探査データを用いた霧島火山体浅部の3D速度構造
島弧としての九州の構造探査

山崎義典・鈴木貞臣・三浪俊
夫・石原和彦・山本 明・堀修一郎・長谷川 昭
Kusumoto .S, Fukuda .Y,
Takemoto .S and Yusa .Y

1995

別府－九重地溝の地殻構造

1996

Three-dimensional Subsurface Structure in
the Eastern Part of the Beppu-Shimabara
Graben Kyushu, Japan, as Revealed by
Gravimetric Data
瀬戸内海西部の重力異常と負異常帯の地下構造

大野一郎・河野芳輝・藤本博
巳・小泉金一郎
由佐悠紀・竹村恵二・北岡豪
一・神山孝吉・堀江正治・中川
一郎・小林芳正・久保寺章・須
藤靖明・井川 猛・浅田正陽

1994
1992

反射法地震探査と重力測定による別府湾の地下
構造

早坂祥三

1984

鹿児島地溝

星住英夫・宇都浩三

2000

雲仙火山の形成史

木野義人・太田良平

1977

都城地域の地質木野義人・影山邦夫・奥村公男・遠藤秀典・福田 理・横山
勝三
松本徰夫

1984

宮崎地域の地質1984

九州の火山と陥没構造

岡村行信

1998

豊後水道南方海底地質図

新エネルギー総合開発機構

1987

新エネルギー総合開発機構

1991

全国地熱資源総合調査（第２次）地熱調査成果
報告会資料（国分地域）
地熱開発促進調査報告書No.25 菱刈地域．

23

出展

位置番号
（図１６
参照）
1

発表年

北海道大学修士論文，56p．

4

6

9

11
12

14
15
16
17

表３－２

「深い地盤構造」の三次元地下構造モデル作成に参照したその他の文献一覧
著者名

相田 勇

発表年
1974
2000

安藤 誠・森谷武男・岩崎貴哉・武田哲也・朴 成
実・酒井慎一・飯高 隆・久保篤規・宮町宏樹・田代勝也・松島 健・鈴木貞臣
安藤 誠・森谷武男・宮町宏樹・田代勝也・鈴木貞臣・松島 健・岩崎貴哉・吉井敏尅・武田哲也・朴成実・酒井慎一・飯高 隆・久保篤規
爆破地震動研究グループ
爆破地震動研究グループ
遠藤秀典・鈴木祐一郎
藤岡換太郎・小林和男・富士原敏也・北里 洋・岩淵 洋・田村千織・大森琴絵・加藤和浩・有吉正
幸・小寺 透
後藤和彦・本田貴子・八木原 寛・角田寿喜・清水洋
星住英夫・小野晃司・三村弘二・野田徹郎
市川 岳・白銀哲雄・仲西理子・塩原 肇・島村英紀・日野亮太・山田知郎・杉岡裕子・金沢敏彦
市川 岳・白銀哲雄・仲西理子・塩原 肇・島村英紀・日野亮太・山田知郎・杉岡裕子・金澤敏彦
今井 功・寺岡易司・奥村公男・小野晃司
今井 功・寺岡易司・奥村公男・神戸信和・小野晃司
鍵山恒臣・歌田久司・上嶋 誠・増谷文雄・神田径・田中良和・増田秀晴・村上英記・塩崎一郎・市
来雅啓・行武 毅・茂木 透・網田和宏・大志万直人・三品正明海上保安庁水路部
海上保安庁水路部
海上保安庁水路部
海上保安庁水路部
鎌田浩毅
角田寿喜・後藤和彦
唐木田芳文・早坂祥三・長谷義隆
菊池秀夫
菊池秀夫
木村克己・巖谷敏光・三村弘二・佐藤喜男・佐藤岱
生・鈴木祐一郎・坂巻幸雄
木野義人・太田良平
国土庁土地局国土調査課
松崎伸一・大野裕記・池田倫治・福島美光

文献名

出展

地震の断層モデルによる津波の数値実験

地震，第２輯，Vol.27，pp.141154．
九州東部の人工地震観測から推定された地 地震研究所彙報，Vol.77，
殻構造pp.277-285．

1998

屈折法人工地震探査による九州東部の地殻 日本地震学会講演予稿集，
構造Ⅱ
P162．

1999a

九州東部域における爆破地震動の観測Ⅰ（庄内－串間測線）
九州東部域における爆破地震動の観測Ⅱ（安心院－田野測線）
妻及び高鍋地域の地質，地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）
フィリピン海プレート南端部のテクトニク
ス

地震研究所彙報，Vol.74，
pp.123-140．
地震研究所彙報，Vol.74，
pp.141-160．
地質調査所，105p．

南九州における稍深発地震面の形状と発震機構
別府地域の地質，地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）
海底地震計を使った日向灘周辺の地殻構造
研究

月刊地球，Vol.23，Ｎo.10，
pp.664-668．
地質調査所，131p．

1999b
1986
1996
2001
1988
1996

JAMSTEC深海研究，12．

日本地震学会講演予稿集，Ｎo.2，B70．

1997

海底地震計を使った日向灘周辺の地殻構造 地球惑星科学関連学会合同大研究会，E11-11．

1979

神門地域の地質，地域地質研究報告（５万 地質調査所，44p．
分の１地質図幅）
諸塚山地域の地質，地域地質研究報告（５ 地質調査所，71p．
万分の１地質図幅）
霧島火山群中南東部の比抵抗構造
火山，41，5，pp.215-225．

1982
1996

1975
1995
1988
1989
1997
2002
1992
1963a
1963b
1991
1976
1971
2003

日向灘の海底地形，地質構造，地磁気全磁 地震予知連絡会会報，Vol.14，
力
pp.131-136．
伊予・日向灘の海底地形と地質構造
地震予知連絡会会報，Vol.53，
pp.669-673．
沿岸の海の基本図（海底地質構造図）「鹿児島湾北部」．
沿岸の海の基本図（海底地質構造図）「鹿児島湾南部」．
宮原地域の地質，地域地質研究報告（５万 地質調査所，127p．
分の１地質図幅）
九州－南西諸島北部域の地震活動とテクト
ニクス
日本の地質９ 九州地方
三池炭田の層序と堆積環境に関する研究
三井炭田の造構造運動に関する研究

地震，第２輯，Vol.55，pp.317336．
共立出版株式会社，371p．
鉱山地質，Vol.13，pp.8-19．
鉱山地質，Vol.13，pp.20-29．

尾鈴山地域の地質，地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）
野尻地域の地質，地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）
１：200,000 土地分類図（鹿児島県）
震源分布からみた伊予灘周辺フィリピン海
プレートの形状および地震特性

地質調査所，137p．

24

地質調査所，45p．
地震，第２輯，Vol.56，pp.267279．

表３－３ 「深い地盤構造」の三次元地下構造モデル作成に参照したその他の文献一覧（つづき）
著者名

発表年

宮町宏樹・鈴木貞臣・吉井敏尅・岩崎貴哉・酒井慎一・朴 成実・武田哲也・飯高 隆・久保篤規・森谷武男
宮町宏樹・玉井百枝・上野 寛・平松秀行・関谷博・金子和弘・角田寿喜・後藤和彦・鍵山恒臣・三ケ田 均・増谷文雄
村上寛史・久保寺 章・伊藤 潔・楢橋秀衛・三浪
俊夫

1996

人工地震探査による九州東部の地殻構造（庄内―串間測線）

1997

爆破地震動観測による九州南部の上部地殻 地球惑星科学関連学会合同大会
構造（田野－出水測線）
予稿集，I31-P38s．

1981

タイムターム法による九重火山域の上部地 日本地震学会講演予稿集，Ｎ殻構造の解析
o.2，A33．
科学掘削によって期待される成果
月刊地球，Vol.22，Ｎo.4，
pp.278-284．
昭和50年度 地熱開発精密調査報告書
No/11 霧島．
鹿児島県出水平野の地質構造
鹿児島大学理学部紀要（地質・生物学），28，pp.79-99．

中田節也・星住英夫・清水 洋
日本地熱資源開発促進センター

2000
1976
1995

西山賢一・横田修一郎・岩松 暉
岡村行信
奥田義久
奥村公男・寺岡易司・杉山雄一
大見士朗・清水 洋
斎藤眞・佐藤喜男・横山勝三

酒井治孝
石油開発公団清水純

洋・松本 聡・植平賢司・松尾紃道・大西正

新エネルギー総合開発機構
新エネルギー総合開発機構．

1988
1977
1985
1992
1994
2002
1973
2002
1983
1985
1986

新エネルギー総合開発機構

新エネルギー総合開発機構
新エネルギー総合開発機構

1987c
1987d

2003

Shiono, K., T. Mikumo, and Y. Ishikawa

寺岡易司・宮崎一博・星住英夫・吉岡敏和・酒井彰・小野晃司
寺岡易司・奥村公男・村田明広・星住英夫

地熱開発促進調査報告書No.３ 栗野・手洗地域（要約）．
昭和59年度 石炭資源開発基礎調査 有明海地域海 上試錐59有３号調査報告書
昭和60年度 石炭資源開発基礎調査 有明海地域海 上試錐60有４号調査報告書．

昭和61年度 石炭資源開発基礎調査 有明海地域物 理探査再解析報告書．
地熱開発促進調査報告書No.18 久住地域
（第一年次中間報告書）．
大規模深部地熱発電所環境保全実証調査総合評価報告書（豊肥地域）．
昭和63年度全国地熱資源総合調査（第３次）広域熱水流動系調査 阿蘇地域 火山
岩分布・年代調査報告書要旨．
中国・四国地方下のフィリピン海プレート 月刊地球，Vol.25，pp.578形状と地震活動
582．

1980

田代勝也・鈴木貞臣・松島 健・宮町宏樹・岩崎貴
哉・吉井敏剋・武田哲也・朴 成実・酒井慎一・飯高 隆・久保篤規・森谷武男・安藤 誠

末吉地域の地質，地域地質研究報告（５万 地質調査所，111p．
分の１地質図幅）
約100万年前に始まった琉球弧と西南日本 月刊地球，Vol.24，Ｎo.11，
弧の地殻変動pp.813-819．
昭和47年度 天然ガス基礎調査 基礎試錐「天草」調査報告書．
雲仙火山における火道探査実験
月刊地球，Vol.24，Ｎo.12，
pp.878-882．

1987b

1989

鈴木貞臣・山崎義典・石原和彦・山本 明・堀 修
一郎・三浪俊夫

海山の沈み込みとフィリピン海プレートの 月刊地球，Vol.10，Ｎo.10，
かっての沈み込み方向
pp.603-607．
西南日本外帯沖広域海底地質図
海洋地質図，no.8，地質調査所．
蒲江地域の地質，地域地質研究報告（５万 地質調査所，58p．
分の１地質図幅）
雲仙火山とその周辺地域の地震波速度構造 火山，37，3，pp.133-145．

昭和61年度 石炭資源開発基礎調査 有明海地域海 上試錐61有５号調査報告書．

新エネルギー・産業技術総合開発機構
汐見勝彦・小原一成・佐藤春夫

出展
日本地震学会講演予稿集，B72．

1987a
新エネルギー総合開発機構
新エネルギー総合開発機構

文献名

1996
1999

1992
1990

Tectonics of the Kyushu-Ryukyu arc as J. Phys. Earth, Vol.28,
pp.17-43．
evidenced from seismicity and focal
mechanism of shallow to inter-mediatedepth earthquakes
爆破地震動による豊肥地溝の地殻構造
月刊地球号外，Ｎo.17，pp.123128．
人工地震探査による九州東部の上部地殻構 九大理研報（地球惑星），造
Vol.20，pp.111-123．
犬飼地域の地質，地域地質研究報告（５万 地質調査所，129p．
分の１地質図幅）
佐伯地域の地質，地域地質研究報告（５万 地質調査所，78p．
分の１地質図幅）25表３－４ 「深い地盤構造」の三次元地下構造モデル作成に参照したその他の文献一覧（つづき）
著者名

発表年

戸松稔貴・熊谷博之・國友孝洋・山岡耕俊・渡辺
了

1997
1993

筒井智樹・須藤靖明・増田秀晴・追 幹雄・山田年
広・外 輝明・吉川 慎・川崎慎治・岡本 茂・賀来宏之・松島 健・岡田 弘・森 済・前川徳光・
宮腰 研・三ヶ田 均・井川 猛・黒田 徹・香川敬生
筒井智樹・須藤靖明・吉川
徹

慎・井川

猛・黒田

1996

筒井智樹ほか
通商産業省福岡通商産業局・工業技術院地質調査所
植平賢司・清水 洋・松尾紃道・後藤和彦
雲仙火山人工地震グループ

1966
2001
1996
2000

宇都浩三・中田節也
渡部史郎・横倉隆伸・加野直巳・山口和雄
八木勇治・菊池正治・吉田真吾・山中佳子
吉岡敏和・星住英夫・宮崎一博

1986
1998
1997
2000

吉村智昭・前田寿朗
吉村雄三郎・柳本1997

裕・中込 理

1985

文献名

出展

人工地震探査による霧島火山群の速度構造 火山，Vol.42，pp.159-163．
－波面法を用いた南北測線の初動走時デー
タの解析－
阿蘇カルデラ南郷谷における地震探査
物理探査学会第８９回学術講演
論文集，pp.129-131．

阿蘇カルデラ南郷谷における反射法地震探 火山，Vol.42，pp.257-268．
査
人工地震探査による霧島火山群の地震波速 火山，Vol.41，pp.227-241．
度構造－はぎとり法による解析－
八代地区地下構造調査報告書．
四国・中国西端から九州にかけての深発地 月刊地球，Vol.23，Ｎo.10，
震面の形状と発震機構
pp.669-673．
雲仙火山地域の浅部地殻構造
地球惑星科学関連学会1996年合同大会予稿集．
雲仙火山および島原半島火山岩類のマグマ 月刊地球，Vol.22，Ｎo.4，
pp.246-251．
発達史
阿蘇カルデラの反射法探査
物理探査学会1986年春季大会講演予稿集，55-56．
1968年４月１日，日向灘地震（MJMA7.5） 地震，第２輯，Vol.51，pp.139の震源過程とその後の地震活動との比較
148．
大分地域の地質，地域地質研究報告（５万 地質調査所，65p．
分の１地質図幅）
重力異常を用いた３次元地盤モデルの構築 日本建築学会構造系論文集，と地震波伝播シミュレーション
533，pp.75-82．
鹿児島県伏目地区の地熱構造について
地熱，22, pp.167-194．

26

表４

「深い地盤構造」に対する地下構造モデルの諸元

名称

Ｓ波速度
（km/s）
0.5
0.6
1.5
2.1
2.8
3.1

第１層
第２層
第３層
第４層
第５層
第６層

Ｐ波速度
（km/s）
1.6
2.0
3.5
4.0
5.0
5.5

表５
名称

表６

風化帯の設定Ｐ波速度（km/s）
2.0
3.5
4.0
5.0
5.5

第２層
第３層
第４層
第５層
第６層

密度
(g/cm3)
1.7
1.9
2.3
2.4
2.5
2.6

層上面深さ
(m)
20
55
67
90
100

震度の観測記録と予測結果での比較

観測地点

観測記録

モデル１

モデル２

阿蘇測候所
大分地方気象台
延岡測候所
宮崎地方気象台
都城測候所
油津測候所
宇和島測候所
宿毛測候所
足摺分室

４
４
５
４
４
４
４
５
４

４(4.1)
４(4.0)
５弱(4.9)５弱(4.7)５弱(4.6)５弱(4.5)４(4.1)
５弱(4.5)５弱(4.5)４(4.3)
４(4.2)
５弱(4.9)５弱(4.7)４(4.3)
４(4.2)
５弱(4.5)５強(5.4)６弱(5.5)細島観測点

５強(5.3)５弱(4.9)５強(5.0)＊括弧内は計測震度を示す。ただし、計測震度は、細島観測点では気象庁告示(第４号)(1996)
に従い、他は「レシピ」に従って「詳細法工学的基盤」上の最大速度から経験式により算定した。

表７

細島観測点における観測記録に対する予測結果のスペクトル強度（SI）の比

スペクトル強度
の比

モデル１

モデル２

ＮＳ成分

0.50

0.70

ＥＷ成分

0.60

0.66

27

重力データ
既存探査データ
深層ボーリングデータ

長期評価
既存の研究成果

地震観測記録震源断層モデルの特性化
震源断層モデルの修正

巨視的パラメータ

三次元地下構造
モデルの構築三次元地下構造モデルの修正半経験的手法（統計的グリー
ン関数法）

理論的手法
（有限差分法）

経験的手法（距離減衰式）No
観測記録と調和的Yes
国土数値情報ハイブリッド合成法
接続周期２秒

工学的基盤から地表への最大速度の増幅率

ハイブリッド合成法による「詳細法工学的基盤」上の波形

地表の最大速度を算出
計測震度に換算「詳細法」による強震動予測結果（地表の震度分布）

図１０「簡便法」による強震動評価結果（地表の震度分布）

強震動評価の流れ（網掛けは「詳細法」の処理）

28

平 成 17年 ９ 月 26日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

付録

震源断層を特定した地震の強震動予測手法(「レシピ」)「震源断層を特定した地震の強震動予測手法(「レシピ」)」（以下「レシピ」と呼ぶ）は、地震調査委員会において実施してきた、強震動評価に関する検討結果から、強震動予測手法の構成要素となる震源特性、地下構造モデル、強震動計算、予測結果の検証の現状における手法や設定にあたっての考え方について取りまとめたものである。地震調査委員会では、これまでに「活断層で発生する地震」と「海溝型地震」の内のプレート境界で発生する地震について、合わせて12件の強震動評価を実施し、公表してきている。また、平成12年（2000年）鳥取県西部地震、平成15年（2003年）
十勝沖地震の観測記録を用いた強震動予測手法の検証を実施した（地震調査委員会強震動評価部会,
2002, 2004）。
また、「レシピ」は、震源断層を特定した地震を想定した場合の強震動を高精度に予測するための、「誰がやっても同じ答えが得られる標準的な方法論」を確立することを目指しており、今後も強震動評価における検討により、修正を加え、改訂されていくことを前提としている。
付図１に、「レシピ」に従った強震動予測の流れを示す。「レシピ」は、①特性化震源モデル1の設定、②地下構造モデルの作成、③強震動計算、④予測結果の検証の４つの過程からなる。以降では、この流れに沿って各項目について解説する。
１．特性化震源モデルの設定
特性化震源モデルの設定では、評価対象を断層全体の形状や規模を示す巨視的震源特性、主として震源断層の不均質性を示す微視的震源特性、破壊過程を示すその他の震源特性の３つの震源特性を考慮して、震源特性パラメータを設定する。
以下に説明する震源特性パラメータの設定方法は、想定した震源断層で発生する地震に対して、特性化震源モデルを構築するための基本的な方針を示したものであり、強震動予測における震源断層パラメータの標準値の設定が、再現性をもってなされることを目指したものである。
ここでは、特性化震源モデルにおける震源特性パラメータの設定方法について､地震のタイプ（活断層で発生する地震と海溝型地震）ごとに説明する。
1.1

活断層で発生する地震の特性化震源モデル

活断層で発生する地震は、海溝型地震と比較して、地震の発生間隔が長いために、最新活動時の地震観測記録が得られていることは稀である。したがって、活断層で発生する地震を想定する場合には、変動地形調査や地表トレンチ調査による過去の活動の痕跡のみから特性化震源モデルを設定しなければならないため、海溝型地震の場合と比較して、そのモデルの不確定性が大きくなる傾向にある。このため、そうした不確定性を考慮して、複数の特性化震源モデルを想定することが望ましい。付図２に、活断層で発生する地震に対する震源特性パラメータの設定の流れを示す。
(1)

巨視的震源特性1

強震動を再現するために必要な震源の特性を主要なパラメータで表した震源モデルを「特性化震源モデル」と呼ぶ。
特性化震源モデルは、活断層においては震源断層の形態・規模を示す巨視的震源特性、断層の不均質性を示す微視的震源特性及び、破壊過程を示すその他の震源特性を考慮した震源断層モデルである。「特性化」はSomerville et付録－ 1

活断層で発生する地震における震源断層モデルの巨視的震源特性に関するパラメータとして、・ 震源断層モデルの位置と構造（位置、走向、セグメント2）
・ 震源断層モデルの大きさ（長さ・幅）・深さ・傾斜・ 地震規模・ 震源断層モデルの平均すべり量を設定する。
(a) 震源断層モデルの位置・構造
震源断層モデルの位置の設定にあたっては、基本的に、地震調査委員会長期評価部会の評価結果（以下、「長期評価」と呼ぶ）で示された活断層位置図を参照する。ただし、長期評価で示される断層帯の両端の点は、直接的な資料で活断層（帯）の分布が確認されたその両端を示しているので、震源断層モデルの位置や走向を設定する際には、必ずしもその活断層（帯）の両端の点を結んだ直線の走向に合わせる必要はない。長期評価における記述を参照し、両端の点より震源断層モデルを延長させること（地震調査委員会,2003d,2004a）や、両端の点を結んだ直線より震源断層モデルを平行移動させること（地震調査委員会,2004d）を検討する場合もある。また、活断層（帯）が屈曲しており、上記の両端の点を結んだ線から活断層（帯）の一部が5km以上離れている場合には、震源断層モデルを活断層（帯）に沿って複数の直線でモデル化することも想定する（地震調査委員会,
2003e,2004e）。
セグメントについては、長期評価で活動区間が分けられているものについては、それを強震動評
価におけるセグメントに置き換えることを基本とするが、後述するアスペリティ3の数、位置との関係も考慮して設定する。
なお、長期評価がなされていない活断層（帯）については、変動地形調査や既存のデータをとりまとめた「新編日本の活断層」、「都市圏活断層図」、「活断層詳細デジタルマップ」などを基に設定する。その際、付近に複数の断層が存在する場合には、松田(1990)の基準に従って、起震断層を設定する。
(b) 震源断層モデルの大きさ（長さL･幅W ）・深さ・傾斜
震源断層モデルの長さL(km)については、(a) 震源断層モデルの位置・構造で想定した震源断層
モデルの形状を基に設定する。幅W(km)については、入倉・三宅(2001)による下記に示したWとLの経
験的関係、

W =L

(L < Wmax ) ................................................... (1-a)

W = Wmax(L ≥ Wmax ) .................................................. (1-b)

を用いる。ここで、

Wmax = Ws sin θ
Ws = H d − H s
Ws:地震発生層の厚さ(Ws≦20km)、
θ:断層の傾斜角
al .(1999)のcharacterizationの訳語に由来する。
2
最大規模の地震を発生させる単位にまとめた活断層の中で，分割放出型地震としてやや規模の小さな地震を発生させる単位で、根拠としたデータにより、地震セグメント、幾何セグメント、挙動セグメントまたは活動セグメントに分類される。強震動評価においては、詳細な定義は行わずセグメントという表現を用いる。
3
震源断層の中で特に強い地震波を生成する領域（すべり量や応力降下量が大きい領域）。

付録－ 2

Hd、Hs：それぞれ地震発生層の下限および上限の深さ（微小地震の深さ分布から決めることができる（Ito,1999）。）(1)式は、内陸の活断層地震のWが、ある規模以上の地震に対して飽和して一定値となることを示している。
震源断層モデルの傾斜角については、地震発生層最下部にいたる活断層全体の形状が実際に明らかとなった例は少ないが、その一方で、次の地震規模の推定に大きな影響を与えるため、注意深く設定する必要がある。そこで、対象とする断層についての反射法探査結果など、断層の傾斜角を推定する資料があった場合にはそれを参照する（地震調査委員会,2004a）等､また、周辺にある同じタ
イプの断層から傾斜角が推定できる場合には、それらを参照する。上記のような資料が得られない
場合は、断層のずれのタイプ（ずれの方向）により次に示す傾斜角を基本とする。
逆断層：45°
正断層：45°
横ずれ断層：90°
ただし、周辺の地質構造、特に活断層の分布を考慮し、対象断層とその周辺の地質構造との関係が説明できるように留意する。また、「長期評価」により、「低角」、または「高角」とある場合には、上記の点に留意して、それぞれ、0-30°、または60-90°の範囲内で設定する。
震源断層モデルの上端の深度Ds(km)については、微小地震発生層の上面の深度Hs（微小地震の浅さ
限界）と一致するものとする。これは、震源の動力学モデルの研究から、地表付近の数kmに及ぶ堆積岩層において応力降下がほとんど発生しなくてもその下の基盤岩部分の地震エネルギーを放出させる破壊が堆積岩層に伝わり、地表に断層変位として達することがわかってきたためである（例えば、Dalguer et al., 2001）。
(c) 地震規模（地震モーメントM0）
地震モーメントM 0 (dyn・cm)4 、震源断層の面積S(km2)との経験的関係より算定する。Somerville etal.(1999)によると地震モーメントと震源断層の面積の関係は、

S = 2.23 ⋅ 10 −15 ⋅ M 0

23....................................................

(2)となる。ただし，上式は、過去の大地震の強震記録を用いた震源インバージョン結果をもとにしており、この中にはＭ8クラスの巨大地震のデータは含まれていない。一方、Wells and Coppersmith(1994)では余震 ・地殻変動データを基に解析されたＭ8クラスの巨大地震のデータを含んでおり、これらによる地震モーメントに対する震源断層の面積は、地震規模が大きくなると上式に比べて系
統的に小さくなっている。したがって、震源断層の面積が大きい地震については、入倉・三宅（2001）の提案によるWells and Coppersmith(1994)をコンパイルした次式を用いる。

S = 4.24 ⋅ 10 −11 ⋅ M 0

12..................................................... (3)

なお、(3)式を適用するのは、両式の交点となる震源断層の面積が291km2以上（地震モーメントがM0=4.7・1025[dyn・cm]、Mw6.4相当）の地震とし、(3)式を基としたデータの分布より地震モーメントがM0=1.0・1028 [dyn・cm]を上限とする必要がある。
＊ここでは、利便性に配慮して機械的に値が求められるように、両式の使い分けの閾値を決めているが､原理的には断層幅が飽和しているかどうかでスケーリング則が変わるため、断層幅が飽和していない場合((1-a)式)は(2)式を、飽和している場合((1-b)式)は(3)式を用いる方が合理的である。震源断層の面積を算出するにあたっては、この点にも配慮して、用いる式を選択することが可能である。
4

dyn・cm=10-7N・m

付録－ 3

複数のセグメントが同時に動く場合は、セグメントの面積の総和を震源断層の面積とし、上式を用いて全体の地震モーメントM0を算定する。個々のセグメントへの地震モーメントの配分は、すべてのセグメントで平均応力降下量が一定となるよう、次式に示すようにセグメントの面積の1.5乗の重みで配分する。

M 0i = M 0 ⋅ S i

32

∑S

32

i

.................................................

(4)

Moi：i番目のセグメントの地震モーメント
Si ：i番目のセグメントの面積＊最近発生した複数のセグメントの破壊を伴う大地震のデータの解析からは、セグメントが連動して地震を起こしても個々のセグメントの変位量は一定とするカスケード地震モデルの適合が良いとの報告もある（例えば，粟田，2004；遠田，2004）。特に長大な活断層帯の評価の際には、長期評価とあわせてこうした考え方も参照することもある。ただし、セグメント分けを行った場合のスケーリング則や特性化震源モデルの設定方法については、現時点で研究段階にある。

(d) 平均すべり量 D
震源断層全体の平均すべり量D(cm)と地震モーメントM0(dyn・cm)の関係は、震源断層の面積S(cm2)と剛性率μ(dyn/cm2)を用いて、

M 0 = µ ⋅ D ⋅ S ............................................................ (5)で表される。剛性率については、地震発生層の密度、Ｓ波速度から算定する。
(2)

微視的震源特性

活断層で発生する地震における震源断層モデルの微視的震源特性に関するパラメータとして、・ アスペリティの位置・個数
・ アスペリティの面積
・ アスペリティ、背景領域の平均すべり量・ アスペリティ、背景領域の実効応力
・ fmax5
・ すべり速度時間関数
・ すべり角を設定する。
(a) アスペリティの位置・個数
アスペリティの位置について、起震断層の変位量分布を詳細に調査した最近の研究では、震源断層浅部の変位量分布と起震断層の変位量分布とがよく対応することが明らかにされている（杉山ほか,2002）。これより、震源断層モデルのアスペリティの位置は、活断層調査から得られた１回の地震イベントによる変位量分布、もしくは平均変位速度(平均的なずれの速度)の分布より設定する。
具体的には、
・ 長期評価で、変位量の分布についての記述、または、間接的に変位量の地域的差異を表す記述があった場合には、それを参照する（例えば､地震調査委員会,2002、2004a）
5

震源スペクトル特性のうち、加速度スペクトル振幅レベルが高周波数側において急減し始める周波数。

付録－ 4

・ 活断層詳細デジタルマップに記載されている断層の変位量や時代区分の分布を示す資料より平均変位速度（相当）の値を算出する（例えば､地震調査委員会,2003a、2004c）
等の方法によりアスペリティの位置を設定する。
上記の推定方法は、震源断層深部のアスペリティの位置が推定されないなど、不確定性が高い。
しかし、アスペリティの位置の違いは、強震動予測結果に大きく影響することがこれまでの強震動評価結果から明らかになっている（例えば､地震調査委員会,2002、2003a）。したがって、アスペリ
ティの位置に対する強震動予測結果のばらつきの大きさを把握するため、複数のケースを設定しておくことが、防災上の観点からも望ましい。
アスペリティの個数は、過去の内陸地震の震源インバージョン結果を整理したSomerville etal.(1999)によると、１地震当たり平均2.6個としている。また、想定する地震規模が大きくなるに
つれて、一般的に同時に動くセグメントが多くなり、アスペリティの数も大きくなる傾向にある。
例えば、鳥取県西部地震(Mw=6.8)が２個、兵庫県南部地震(Mw=6.9)が３個に対し、トルコ・コジャエ
リ地震(Mw=7.4)が５個、台湾・集集地震(Mw=7.6)が６個(Iwata et al.,2001；宮腰ほか，2001)といったこれまでの研究成果がある。アスペリティの個数は、これらの研究成果を参照し、状況に応じて１セグメントあたり１個か２個に設定する。
(b) アスペリティの総面積 Sa
アスペリティの総面積は、強震動予測に直接影響を与える短周期領域における加速度震源スペク
トルのレベル（以下、短周期レベルと呼ぶ）と密接な関係がある。したがって､震源断層モデルの短周期レベルを設定した上で、アスペリティの総面積を求めることとする。短周期レベルは、表層地盤の影響が少ない固い地盤の観測点や、表層地盤の影響が定量的に把握できている観測点の地震波形を基に推定することができるが、活断層で発生する地震については、発生間隔が非常に長いため､最新活動の地震による短周期レベルの想定が現時点では不可能である。その一方で、想定する地震の震源域に限定しなければ、最近の地震の解析結果より短周期レベルと地震モーメントとの経験的関係が求められている。そこで、短周期レベルの算定に当たっては、次式に示す壇ほか(2001)による地震モーメントM0と短周期レベルA(dyn・cm/s2=10-7N・m/s2)の経験的関係を用いる（入倉ほか，2002）。

A = 2.46 ⋅ 1017 ⋅ M 0

13...................................................... (6)

アスペリティの総面積Saは、次の(7)式で決まる等価半径r (= S a π )より求められる。ここでは便宜的に震源断層とアスペリティの形状は円形と仮定する。アスペリティの総面積の等価半径rは(6)式によって推定された短周期レベルAを用いて、 (7)式より算出される。

r = (7π 4 ) ⋅ (M 0 ( A ⋅ R )) ⋅ β 2 ............................................... (7)
なお、上式は、シングル・アスペリティモデルにおけるM0とAの理論的関係より導出され、ここでは次の(8)式 (Boatwright, 1988) および(9)式 (壇ほか, 2001) から導出する。

M 0 = (16 7 ) ⋅ r 2 ⋅ R ⋅ ∆σ a .................................................. (8)A = 4π ⋅ r ⋅ ∆σ a ⋅ β 2 ...................................................... (9)
ここで、Rは断層面積Sに対する等価半径、∆σaはアスペリティの応力降下量、βは震源域における岩盤のS波速度である。(8)式と(9)式は、複数のスペリティモデルを持つ場合（マルチ・アスペリティモデル）にも拡張可能であり、両式の値はアスペリティの分割数に依らないことが入倉ほか (2002)
によって示されている。アスペリティが複数存在する場合、等価半径rは Σri （半径riのN個のアスペリティ）で与えられる。
一方、最近の研究成果から、内陸地震によるアスペリティ総面積の占める割合は、断層総面積の
N

i=1

付録－ 5

2

平均22%(Somerville et al., 1999)、15%～27%(宮腰ほか,2001)であり、拘束条件にはならないが、こうした値も参照しておく必要がある。アスペリティがセグメントに２個ある場合、各アスペリテ
ィへの面積の配分は、最近の研究成果から16:6（入倉・三宅,2001）、2:1（石井ほか,2000）となるとの見方も参照する。
震源断層の長さが震源断層の幅に比べて十分に大きい長大な断層に対して、円形破壊面を仮定することは必ずしも適当ではないことが指摘されている。レシピでは、巨視的震源特性であるモーメ
ントマグニチュードM0を、円形破壊面を仮定しない (3)式から推定しているが、微視的震源特性であるアスペリティの総面積の推定には、円形破壊面を仮定したスケーリング則から導出される (6)～(9)式を適用している。このような方法では、結果的に震源断層全体の面積が大きくなるほど、既往の調査・研究成果に比較して過大評価となる傾向となるため、微視的震源特性についても円形破壊面を仮定しないスケーリング則を適用する必要がある。しかし、長大な断層のアスペリティに関するスケーリング則については、そのデータも少ないことから、未解決の研究課題となっている｡そこで、このような場合には、 (6)～(9)式を用いず、入倉・三宅（2001）による震源断層全体の面積に対するアスペリティの総面積の比率、約22％からアスペリティの総面積を推定する方法がある。ただし、この場合には、アスペリティの応力降下量の算定方法にも注意する必要があり、この方法については、(d) アスペリティの応力降下量・実効応力及び背景領域の実効応力で説明する。
(c) アスペリティ・背景領域の平均すべり量 Da ,Db
アスペリティ全体の平均すべり量Da は震源断層全体の平均すべり量Dのξ倍とし、最近の内陸地震の解析結果を整理した結果（Somerville et al., 1999；石井ほか，2000）を基に、ξ=2とする。

Da = ξ ⋅ D .............................................................. (10)
これにより、背景領域の平均すべり量Dbは全体の地震モーメントM0からアスペリティの地震モーメントMoaを除いた背景領域の地震モーメントM0bと、背景領域の面積Sbから､以下の式で算定される。

M 0 a = µ ⋅ Da ⋅S a ......................................................... (11)M 0b = M 0 − M 0 a ........................................................ (12)Db = M 0b (µ ⋅ S b ) ....................................................... (13)ここで、µは剛性率。
個々のアスペリティの平均すべり量Daiは、個々のアスペリティを便宜的に円形破壊面と仮定した場合に、個々のアスペリティの面積Sai（i番目のアスペリティの面積）から算定される半径ri（i番目のアスペリティの半径）との比を全てのアスペリティで等しい（Dai/ri=一定）と経験的に仮定し、次式により算定する。

Dai = (γ i ∑ γ i3 ) ⋅ Da ..................................................... (14)ここで、 γiはri / rであり、Daiはi番目のアスペリティの平均すべり量、rは、(b)面積で述べたアスペリティ全体の等価半径である。

アスペリティの総＊ただし、こうして求まった最大アスペリティの平均すべり量と、トレンチ調査で推定されるすべり量が著しく異なる場合には必要に応じて、(10)式のξの値を調整する。

(d) アスペリティの応力降下量・実効応力及び背景領域の実効応力 Δσa,σa,σb
アスペリティの応力降下量Δσaについては、Madariaga (1979)により以下の式が提案されている。

付録－ 6

∆σ a = (S S a ) ⋅ ∆σ ..................................................... (15-1)∆σ：震源断層全体の平均応力降下量
S：震源断層全体の面積
Sa：アスペリティの総面積（15-1）式を用いれば、震源断層全体の面積Sとアスペリティの総面積Saの比率、および震源断層全体の平均応力降下量Δσを与えることにより、アスペリティの応力降下量Δσaが算出できる。
円形破壊面を仮定できる規模の震源断層に対しては、震源断層全体の地震モーメントM0が震源断層
全体の面積S(=πR2)の1.5乗に比例する（Eshelby, 1957)ため、 (15-1)式と等価な式として、(8)式を変形して得られる次式によりΔσaを算定することができる。

∆σ a = (7 16) ⋅ M 0 (r 2 ⋅ R ) .............................................. (15-2)
ここで、アスペリティ全体の等価半径rは、(7)式により求めることができる。
一方、(b) アスペリティの総面積でも触れたように、円形破壊面を仮定して導かれた (7)式を用いて、長大な断層におけるアスペリティの等価半径rを算出する方法には問題があるため、(15-2)式を用いることができない。この場合には、（15-1）式からアスペリティの応力降下量Δσaを求める。
震源断層全体の面積Sとアスペリティの総面積Saの比率は、入倉ほか（2001）に基づき約22％とする。
震源断層全体の平均応力降下量Δσについては、Fujii and Matsu'ura(2000)の研究成果がある。
Fujii and Matsu'ura(2000)は、長大な断層に対するM0とSとの関係式として、次式を提案しており、

M0 =

WL2
∆σ ......................................................... (16)aL + b

W：断層幅、L：断層長さ、
a,b：構造依存のパラメータ（数値計算により与えられる）内陸の長大な横ずれ断層に対する関係式として、W=15km、a=1.4×10-2、b=1.0を仮定した上で、収集した観測データに基づく回帰計算により、Δσ=3.1MPaを導出している。例えば、震源断層全体の平均応力降下量Δσとして、この3.1MPaを用いると、（15-1）式からΔσaは約14.4MPaとなり、既往の調査・研究成果とおおよそ対応する数値となる（地震調査委員会, 2005）。そこで現時点では、Δσとして暫定的に3.1MPaを与えることとする。ただし、Fujii and Matsu'ura(2000)による3.1MPaは、横ずれ断層を対象とし、上述したようにいくつかの条件下で導出された値であり、その適用範囲等については、今後、十分に検討していく必要がある（入倉, 2004）。
アスペリティが複数ある場合には、特にその震源域の詳しい情報がない限り、各アスペリティの応力降下量はアスペリティ全体の応力降下量に一致し、すべて等しいと仮定する。さらに、アスペ
リティの実効応力σaは、経験的にその応力降下量Δσaとほぼ等しいと仮定する。
背景領域の実効応力σbは、壇ほか(2002)に基づき､
実効応力∝すべり速度∝（すべり量／立ち上がり時間）
立ち上がり時間=震源断層(矩形の場合)の幅／(破壊伝播速度×2)の比例関係・近似関係により、アスペリティの個数がセグメントに１つの場合、アスペリティ領域の幅Waを用いて、

σ b = (Db Wb ) (Da Wa ) ⋅ σ a ............................................... (17)より算定し、アスペリティの個数が複数の場合、

σ b = (Db Wb ) ⋅ (π 1 2 Da ) ⋅ r ⋅ ∑ γ i3 ⋅ σ a ...................................... (18)
ここでＷbは背景領域が矩形とした場合の幅であるが、震源断層が不整形の場合には、便宜的に震源断層の面積Sから、断層のおおよそのアスペクト比(L/W)を考慮して、断層幅を求める（例えばアス付録－ 7

ペクト比が2の場合はW = (S/2)1/2）。
＊以上のように設定した震源特性パラメータを用いて計算された地震波形や震度分布が、検証
用の過去の地震データと一致しない場合もある。その場合には、第一義的に推定される地震
規模や、短周期レベルを優先してパラメータを再度設定する。過去の地震波形データがある
場合は、波形のパルス幅などから個々のアスペリティ面積を推定できる可能性がある。

(e) fmax
地震調査委員会強震動評価部会（2001）では、fmax=6Hz（鶴来ほか,1997）およびfmax =13.5Hz(佐藤ほか,1994)の２つのケースを想定し、比較した。その結果、fmax =6Hzのケースの方が、既存の距離減衰式の対応が良いことが分かったため、fmax =6Hzを用いることとする。
(f) すべり速度時間関数 dD(t)/dt
中村・宮武(2000)の近似式を用いる。中村・宮武(2000)の近似式は、⎧2Vm t d ⋅ t (1 − t 2t d )⎪b (t − ε )1 2⎪
dD(t ) dt = ⎨⎪c − a r (t − t r )⎪⎩0

0 < t < tb
tb < t < t r
tr < t < tst < 0 or t > t s.........................

(19)

ε = (5tb − 6td ) {4(1 − td tb )}b = 2Vm ⋅ tb t d ⋅ (tb − ε ) ⋅ (1 − tb 2t d )12c,ar：係数
tr:(ts-tr)=2:1
Vr：破壊伝播速度で表され、この近似式を計算するためには、・ 最大すべり速度振幅Vm
・ 最大すべり速度到達時間td
・ すべり速度振幅が1/t1/2に比例するKostrov型関数に移行する時間tb
・ ライズタイムtrの４つのパラメータを与える。それぞれのパラメータの設定方法は次の通りである。
・ 最大すべり速度振幅Vm

Vm = ∆σ ⋅ (2 ⋅ f c ⋅ W ⋅ Vr )12

µ ............................................. (20)

fc：ローパスフィルタのコーナー周波数(fmaxと同等)
W = Wa（アスペリティ領域）= Wb（背景領域）
・ 最大すべり速度到達時間td

f max ≅ 1 (π ⋅ t d ) .......................................................... (21)・ すべり速度振幅が1/t1/2に比例するKostrov型関数に移行する時間tb(19)式で最終すべり量を与えることにより自動的に与えることができる。
・ ライズタイムtr

付録－ 8

t r ≅ α ⋅ W Vr ............................................................ (22)α=0.5
＊地震調査委員会でこれまで実施してきた強震動評価では、壇・佐藤(1998)による重ね合わせを用いている。片岡ほか（2003）によれば、釜江ほか（1991）による重ね合わせを用いた場
合に、シミュレーション解析による地震波形が観測記録を最も良く再現できるαとしては、内陸地震（４地震）では、0.2～0.4程度、海溝型地震（２地震）では、0.25～0.6程度としている。「鳥取県西部地震の観測記録を利用した強震動評価手法の検証」（地震調査委員会強震動評価部会,2002b）では、釜江ほか（1991）による重ね合わせを用い、αを0.42～0.49とした場合に観測記録がよく再現できるとしている。αについては、重ね合わせの方法にも配慮して、これらの値を参考に設定することもある。
また、すべり速度時間関数を1/t1/2の関数として計算した地震動は、短周期領域での振幅が小さ目に予測される傾向がある。

(g) すべり角
すべり角については､｢長期評価｣で示されている場合には、これに従う。資料が得られない場合は、断層のずれのタイプ（ずれの方向）により次に示すすべり角を基本とする。
逆断層：90°正断層：-90°
左横ずれ断層：0°
右横ずれ断層：180°＊実際の地震での震源断層におけるすべり角は場所によってばらつきがある。震源断層モデルにおいて、すべり角を断層全体で一定にした場合には、ディレクティビティ効果が強震動予測結果に顕著に表れすぎる傾向がある。

(3)

その他の震源特性

その他の震源特性に関するパラメータとして、・ 平均破壊伝播速度
・ 破壊開始点
・ 破壊形態を設定する。
(a) 平均破壊伝播速度 Vr
平均破壊伝播速度Vr(km/s)は、特にその震源域の詳しい情報がない限り、Geller(1976)による地震発生層のＳ波速度Vs(km/s) との経験式

Vr = 0.72 ⋅ Vs ............................................................ (23)により推定する。
＊近年の研究においては、Geller(1976)による係数0.72よりも大き目の値が得られている。例
えば、Somervilleet al. (1999)は収集した15の内陸地震の震源モデルから、破壊伝播速度として2.4km/s～3.0km/sを得ており、平均値は2.7km/sとなっている。これは、地震発生層のＳ波速度Vsを3.4km/sとすれば、約0.8倍である（片岡ほか,2003）。

付録－ 9

(b) 破壊開始点
中田ほか(1998)による活断層の分岐形態と破壊開始点および破壊進行方向との関係についてのモデル化に基づき、破壊開始点の位置を推定する。破壊開始点の位置は強震動予測結果に大きく影響を与えるため、分布形態がはっきりしない場合には、必要に応じて複数のケースを設定するのが望ましい（例えば、地震調査委員会,2003c、2004c）。アスペリティの位置との関係については、
Somerville et al.(1999)、菊地・山中(2001)によると破壊開始点はアスペリティの外部に存在する傾向にあるため、アスペリティの内部には設定しないようにする。深さについては、菊地・山中(2001)によると内陸の横ずれ断層は深い方から浅い方へ破壊が進む傾向にあるため、震源断層の下部に設定する。
(c) 破壊形態
破壊開始点から放射状に破壊が進行していくものとし、異なるセグメント間では、最も早く破壊が到達する地点から破壊が放射状に伝播していくと仮定する。なお、セグメント間の破壊伝播時刻
差は、次のように求める。
・ セグメント間が連続している場合は、そのまま連続的な破壊伝播を仮定
・ セグメント間が連続せず離れている場合は、セグメント間の歪み波（Ｓ波）の伝播を仮定して算出する。
1.2

海溝型地震の特性化震源モデル

海溝型地震は、活断層で発生する地震と比較して、地震の発生間隔が短いために、海域によっては過去に発生した地震の状況を示す情報が残されており、特性化震源モデルの設定にあたって､それらの情報を活用することができる。また、４．予測結果の検証でも説明するように、過去の地震関
連データを用いて、それぞれの段階で特性化震源モデルの検証を行い、必要があれば震源特性パラ
メータの見直しを行う。このような特性化震源モデルの見直しの段階では、観測波形等を説明でき
る震源特性パラメータが求められることより、以下の「レシピ」を拡大解釈する形で検討することもある。この場合、過去の地震関連データ（地震規模，震源域，地震波形記録，震度，被害など）
すべてが整合性あるものとはならない可能性もあり、解析の目的に応じて優先順位をつけてデータを採用することが必要となる。付図３に海溝型地震に対する震源特性パラメータの設定の流れを示す。
(1)

巨視的震源特性

海溝型地震の震源断層モデルの巨視的震源特性に関するパラメータとして、・ 震源断層の位置･構造（位置､走向､深さ）・ 震源断層の大きさ・地震規模
・ 震源断層の平均すべり量を設定する。
(a) 震源断層の位置・構造（位置、走向、深さ）
震源断層の位置については、過去の地震の震源域が推定されている場合には、その位置を基に設定する。深さについては、弾性波探査や微小地震分布等で推定されている想定震源域の海洋プレー
ト上面の深さ分布により、地震発生域の上端から下端にかけて設定する。
「長期評価」で決定された震源の形状評価があれば、その形状評価を推定根拠に留意して利用するのが望ましい。

付録－10

(b) 震源断層の大きさ・地震規模（断層面積S、地震モーメントM0）
震源断層の大きさ・地震規模については、下記のいずれかの方法により設定する。
・ (a) 震源断層の位置・構造（位置、走向、深さ）により震源域を明確に設定して、その範囲により面積を算出し、地震規模－断層面積の経験的関係から地震規模を推定する。
・ 過去の地震から想定されている値を基に地震規模を設定し、地震規模－断層面積の経験的関係から震源断層の面積を設定する。
また、上記の地震規模（地震モーメントM0）－断層面積Sの経験式については、過去の地震のデータがある程 度得られて いる場合に は、地域性 を考慮した 式を用いる 。例えば、 Kanamori andAnderson(1975)と同様に円形破壊面を仮定した次の関係式(Eshelby,1957)を基に震源域の地震の平均応力降下量Δσを推定することで地域的な地震モーメントM0(dyn・cm)－断層面積Sの関係式を設定する。

M 0 = (16 (7 ⋅ π 3 2 )) ⋅ ∆σ ⋅ S 3 2 ............................................. (24)
一方、過去の地震のデータがあまり得られていない場合には、平均的な特性を示す地震規模－断層面積 (例えば、宇津，2001；石井ほか，2000)または地震モーメント－断層面積(例えば、佐藤,1989;
Yamanaka and Shimazaki,1990)などの経験式を用いる。ただし、これらの式を利用するにあたって
は経験式のデータセットとなる震源断層の面積がどのように想定されているか留意する必要がある。
「長期評価」により、震源域の形状評価がある場合には、その形状評価を推定根拠に留意して利用するのが望ましい。
（ｃ）平均すべり量 D
1.1(1)(d)参照。
(2)

微視的震源特性

海溝型地震における震源断層の微視的震源特性に関するパラメータとして、・ アスペリティの位置・個数
・ アスペリティの面積
・ アスペリティ、背景領域の平均すべり量・ アスペリティ、背景領域の実効応力
・ fmax・ すべり速度時間関数
・ すべり角を設定する。
(a) アスペリティの位置・個数
近年の研究（菊地・山中，2001）、平成15年（2003年）十勝沖地震に関する一連の研究（Yamanaka
and Kikuchi,2003；Koketsu et al.,2004；Yagi,2004など）により、同じ震源域で繰り返し発生す
る地震のアスペリティは、ほぼ同じ位置となる可能性が高いことがわかってきた。したがって、想定する震源域で、近年、地震が発生していれば、その観測記録の解析からアスペリティの位置を推測することができる。また、近年の観測記録がなくても、アスペリティではプレート間のカップリ
ングレートが周辺より高いと考えられることから、地殻変動データよりバックスリップの分布が推定できれば、バックスリップの大きい箇所がアスペリティの位置になると想定される。あるいは、
Wells et al.(2003)やSugiyama(2004)では、負の異常重力域とプレート間地震の震源域におけるアスペリティの位置とに対応関係が見られることを指摘していることから、重力異常のデータを参考

付録－11

にすることもできる。
アスペリティの個数は、アスペリティの位置が推定されている場合には、結果的に想定する震源域に含まれるアスペリティの数に相当する。一般的にはアスペリティの数は想定する震源域・地震
規模が大きくなるにつれて、多くなる傾向にある。
(b) アスペリティの総面積 Sa
アスペリティの総面積は、強震動予測に直接影響を与える短周期領域における加速度震源スペク
トルのレベル（以下、短周期レベルと言う）と密接な関係がある。したがって､震源断層モデルの短周期レベルを設定した上で、アスペリティの総面積を求めることとする。短周期レベルは、表層地盤の影響が少ない固い地盤の観測点の地震波形や表層地盤の影響が定量的に把握できている観測点の地震波形を基にいくつかの地震については推定されている。一方、想定する地震の震源域に限定しなければ、最近の地震の解析結果より短周期レベルと地震モーメントとの経験的関係が求められている。短周期レベルの値は、条件に応じて下記のいずれかの方法により求める（入倉ほか，2002）。
・想定震源域における最新活動の地震の短周期レベルが推定されていない場合には、壇ほか(2001)による地震モーメントM0と短周期レベルA(dyn・cm/s2=10-7N・m/s2)の経験的関係により
短周期レベルを設定する（(6)式）。
・想定震源域における最新活動の地震の短周期レベルが推定されている場合には、その推定値と地震モーメントとの経験的関係の傾向を参照して、想定する地震の地震モーメントに応じた短周期レベルを設定する（地震調査委員会, 2003b,2004b）。
アスペリティの総面積Saは、上記によって推定された短周期レベルAと前述の(7)式より算出される。
ここでは、便宜的に震源断層の形状を半径Rの円形破壊面であるとするとともに、アスペリティは等価半径rの円形破壊面が一つあるとして、アスペリティの総面積Sa (=π×r2)を求める。
一方、最近の研究成果から、７つの海溝型地震によるアスペリティ総面積の占める割合は断層総面積の35%±11%程度(石井ほか，2000)であり、拘束条件とはならないがこうした値も参照しておく必要がある。
アスペリティが複数ある場合、各アスペリティへの面積の配分は、最新活動の地震のアスペリテ
ィの大きさやバックスリップの大きい領域に応じて設定するのが望ましい。そのような分解能がない場合には、最近の研究成果からアスペリティが２つの場合は2:1、アスペリティが３つの場合は2:1:0.5となる（石井ほか，2000）との見方も参照して設定する。
（ｃ）アスペリティ・背景領域の平均すべり量 Da ,Db
1.1(2)(c)参照。
*これより求められた最大アスペリティの平均すべり量が、海溝型地震の震源域におけるプレート相
対運動速度と地震の発生間隔から推定される地震時のすべり量の上限値やこれまでの地震時の推定すべり量の最大値の目安と比較して矛盾がないことを確認することが望ましい。

(d) アスペリティの平均応力降下量・実効応力及び背景領域の実効応力 Δσa,σa,σb1.1(2)(d)参照。
＊地震規模、断層面積、さらに短周期レベルが与えられると、上の関係式からアスペリティの総面積と実効応力が一意に与えられる。それらのパラメータを用いて計算された地震波形や震度分布が検証用の過去の地震データと一致しないときは、第一義的に推定される地震規模
や、短周期レベルを優先してパラメータを設定する。過去の地震波形データがある場合は、波形のパルス幅などから個々のアスペリティ面積を推定できる可能性がある。

付録－12

(e) fmax
データの不足等により、地域性を考慮して設定することが困難であるため、現時点では、佐藤ほか(1994)により、仙台地域における中小地震の観測記録から推定されたfmax =13.5Hzを採用する(地震調査委員会,2003b､2004b)。
(f) すべり速度時間関数 dD(t)/dt
中村・宮武(2000)の近似式を用いる(1.1(2)(f)参照)。
＊地震調査委員会でこれまで実施してきた強震動評価では、壇・佐藤(1998)による重ね合わせを用いている。片岡ほか（2003）によれば、釜江ほか（1991）による重ね合わせを用いた場
合に、シミュレーション解析による地震波形が観測記録を最も良く再現できるαとしては、内陸地震（４地震）では、0.2～0.4程度、海溝型地震（２地震）では、0.25～0.6程度としている。「鳥取県西部地震の観測記録を利用した強震動評価手法の検証」（地震調査委員会強震動評価部会,2002b）では、釜江ほか（1991）による重ね合わせを用い、αを0.42～0.49とした場合に観測記録がよく再現できるとしている。αについては、重ね合わせの方法にも配慮して、これらの値を参考に設定することもある。
また、すべり速度時間関数を1/t1/2の関数として計算した地震動は、短周期領域での振幅が小さ目に予測される傾向がある。

(g) すべり角1.1(2)(g)参照。
＊実際の地震での震源断層におけるすべり角は場所によってばらつきがある。震源断層モデルにおいて、すべり角を断層全体で一定にした場合には、ディレクティビティ効果が強震動予測結果に顕著に表れすぎる傾向がある。

(3) その他の震源特性
その他の震源特性に関するパラメータとして、・ 平均破壊伝播速度
・ 破壊開始点
・ 破壊形態を設定する。
(a) 平均破壊伝播速度 Vr
1.1(3)(a)参照。
(b) 破壊開始点
破壊開始点の位置については、過去の地震の破壊開始点が把握されている場合にはその位置に設定するのが妥当である。また、菊地・山中(2001)によれば、破壊の進む方向に地域性があり、三陸沖では浅い方から深い方へ、逆に南海トラフでは深い方から浅い方へ破壊が進む傾向があるため、
今後こうした傾向が様々な海域で明らかになれば、過去の地震の状況が不明な震源域であっても、地域性を考慮した設定を行うことが可能である。
(c) 破壊形態
1.1(3)(c)参照。

付録－13

２．地下構造モデルの作成
詳細な強震動評価における地下構造モデルの主なパラメータとしては、密度、Ｐ・Ｓ波速度、層厚（形状）、減衰特性があり、対象を、
・地震波の伝播経路となる上部マントルから地震基盤 までの「大構造」、
・地震波の長周期成分の増幅に影響を与える地震基盤6から工学的基盤7までの地盤構造（以下、「深い地盤構造」と呼ぶ）、
・地震波の短周期成分の増幅に影響を与える工学的基盤から地表までの地盤構造（以下、「浅い地盤構造」と呼ぶ）の３つに分けて設定を行う。以下では、それぞれの設定手法について、その考え方を説明する。
2.1

上部マントルから地震基盤までの「大構造」

上部マントルから地震基盤までの「大構造」は、震源インバージョン解析で用いた構造や大規模
屈折法弾性波探査の結果や震源決定に使われている地下構造モデルを参照して設定を行う。
2.2「深い地盤構造」「深い地盤構造」のデータに関しては、深層ボーリング、屈折法・反射法弾性波探査、微動探査、
重力探査などのデータに基づき、地域の「深い地盤構造」の三次元地下構造モデルを作成する必要がある。しかしながら、これらのデータは地域によってデータの多寡があり、その状況に応じて設定する方法は異なってくる。そこで、以下ではデータ量に応じたケースごとに設定方法の考え方について説明する。付図４に三次元地盤構造モデル作成の流れを示す。
(1)「深い地盤構造」のデータがある程度揃っている場合

一般的には、複数本の深部ボーリングで速度構造を正確に把握し、二次元的な形状のうち広域的な形状は屈折法地震探査、山地境界部等の詳細な形状は、反射法地震探査で複数の断面を推定する。
さらに微動アレー探査や重力探査で補足・補正を行うことによって、全体の三次元地下構造モデルを作成する。また、地下構造モデルの検証のため、直下の中小地震に対して強震動計算を行い、観測記録と比較し、違いが顕著であれば、観測記録を説明できるように地下構造モデルを修正することにより、精度の高い三次元地下構造モデルを作成することができる。
(2)「深い地盤構造」のデータが一部揃っている場合

重力探査のデータは全国的に面的なデータが揃っているため、このデータを基に他の探査データを利用して三次元地下構造モデルを作成する。作成にあたっては、地質学の知見を基にして、(a) 対象とする地域において過去の堆積環境が概ね一様と想定されるケース、(b) 過去の堆積環境が区域によってかなり変化していると想定されるケースに場合分けを行い、それぞれ以下に示す手順で設
定を行う。

6

Ｓ波速度3km/s程度の堅硬な岩盤。
建築や土木等の工学分野で構造物を設計するとき、地震動設定の基礎とする良好な地盤のことで、そのＳ波速度は、構造物の種類や地盤の状況によって異なるが、多くの場合、300m/s～700m/s程度である。

7

付録－14

(a)

過去の堆積環境が概ね一様と想定されるケース① 重力探査データより地震基盤以浅の地盤構造に起因する残差重力分布を抽出する。
② 他の探査データを参照して、想定する地域の地震基盤以浅の主要な地層の構成を設定する。
③ 「堆積環境が概ね一様なある連続した堆積平野（または堆積盆地）においては、残差重力値と②で設定した各地層の層厚とが概ね比例配分の関係にある」と仮定し、その地域のいくつかの深層ボーリングデータや微動探査のデータを基に各地層の深度と残差重力値との相関関係を導く。
④ ③の相関関係を基に①で推定されている残差重力分布から各地層の深度を推定し、三次元地下構造モデルを作成する。

(b)

過去の堆積環境が区域によってかなり変化していると想定されるケース① 重力探査データより地震基盤以浅の地盤構造に起因する残差重力分布を抽出する。
② 既存の地質断面図や屈折法・反射法の探査データを参照して、想定する地域を平行に横断する複数の地質断面を想定する。
③ ②の地質断面から二次元密度構造モデルを作成し、残差重力値の計算を行う。
④ ③の残差重力値と重力探査から得られている残差重力値とを比較し、二次元密度構造モデルの修正を繰り返しながら、最終的に重力探査から得られている残差重力値をできるだけ再現する二次元密度構造モデルを作成する。
⑤ ④で作成された複数の二次元密度構造モデルの断面を用い、各断面間の密度層境界面の幾何学的対応関係（連続性、生成消滅関係）に基づき各断面間を補間することによって、その地域の三次元地下構造モデルを作成する。

(3)「深い地盤構造」のデータが重力探査データ以外ほとんど揃っていない場合

この場合については、波形のモデリングに有用な三次元地下構造モデルの作成が困難なことより、
詳細な強震動予測を行うことは難しい。したがって強震動計算手法としては、後述する経験的手法
や半経験的手法を用いることになる。その場合、可能であれば周辺の観測データを基に減衰特性（Ｑ構造）を評価して、地域的な減衰特性の影響を式に反映させるようにするのが望ましい。
＊これまでの強震動評価により､現時点で､ほぼ全国規模での三次元地下構造モデルが完成しつつある。しかし、モデルの十分な検証がなされていないのが実情である。今後は、強震動予測結果の精度向上に向けて、堆積盆地等の地下構造調査結果も十分に活用しながら、現在の三次元地下構造モデルを強震動予測に適したモデルに改良していくことが重要である。これに伴って、地下構造モデルの作成手法についても､今後、改良が加えられていくことになる。

2.3「浅い地盤構造」「浅い地盤構造」の地下構造モデルは、表層地質データや地盤調査に利用されているボーリング
データを収集して一次元地下構造モデルを作成するのが基本である。しかしながら、「浅い地盤構
造」は水平方向に局所的に大きく変化することが稀ではなく、面的に精度よく詳細なモデルを作成するためには膨大なデータの収集を必要とし、多くの労力を要する。そのため、面的に「浅い地盤構造」を評価するにあたっては、国土数値情報などを基に経験的な方法を用いた近似的なモデル化が考案されている。以下に「浅い地盤構造」の面的な評価によるモデル化の方法とボーリングデー
タによるモデル化の考え方について説明する。

付録－15

(1)

面的な評価によるモデル化の方法

面的な評価によるモデル化の方法としては、松岡・翠川(1994)や藤本・翠川(2003)による国土数
値情報を利用した方法が代表的である。この方法では、全国を網羅した約1km四方の領域ごとの国土数値情報のうち、地形区分データや標高データ等を利用して、新たに作成した微地形区分データか
ら、「浅い地盤構造」による最大速度の増幅率を算定する（3.2(1)参照）。この方法を用いれば、全国を約1km四方の領域ごとに、比較的簡便に「浅い地盤構造」をモデル化することができる。
(2)

ボーリングデータによるモデル化の方法

ボーリングデータによるモデル化の方法は、密度、Ｐ・Ｓ波速度、層厚、減衰特性の設定を行う。
さらに、「浅い地盤構造」は大地震により大きなひずみを受けると非線形な挙動を示すことから、非線形特性を表すパラメータの設定を行う必要がある。これについては、土質試験を行って設定するのが望ましいが、当該地盤に対する土質試験結果が得られない場合には既往の土質試験結果を用いて設定する。
この方法は、一般的にボーリングの存在する地点でのみ評価可能となるが、面的に評価するにあ
たっては、多数のボーリングデータや地形・地質データを収集し、地形・地質から区分できる地域ごとに代表となるボーリング柱状図を抽出し、これを分割した領域ごとに当てはめる方法がある。
このとき、分割した領域の大きさは東西－南北1kmないし500mとすることが多い。
３．強震動計算
強震動計算では、地盤のモデル化や設定条件の違いから工学的基盤上面までの計算方法と工学的基盤上面～地表の計算方法では異なるため、それぞれについて説明する。
3.1

工学的基盤上面までの計算方法

工学的基盤上面までの強震動計算方法は、経験的手法、半経験的手法、理論的手法、ハイブリッド合成法の４つに大きく分類され、データの多寡・目的に応じて手法が選択されている（例えば、香川ほか, 1998）。それぞれの手法の特徴を述べると、以下のようにまとめられる。
経験的手法
過去のデータを基に、最大加速度、最大速度、加速度応答スペクトル等の値をマグニチュードと距離の関数で算定する最も簡便な方法。平均的な値で評価するため、破壊過程の影響やアスペリテ
ィの影響は考慮できない。
半経験的手法既存の小地震の波形から大地震の波形を合成する方法で経験的グリーン関数法と統計的グリーン関数法がある。経験的グリーン関数法は、想定する断層の震源域で発生した中小地震の波形を要素
波（グリーン関数）として、想定する断層の破壊過程に応じて足し合わせる方法。時刻歴波形を予測でき、破壊過程の影響やアスペリティの影響を考慮できる。ただし、予め評価地点で適当な観測波形が入手されている必要がある。統計的グリーン関数法は、多数の観測記録の平均的特性をもつ波形を要素波とするものである。評価地点で適当な観測波形を入手する必要はない。しかし、評価
地点固有の特性に応じた震動特性が反映されにくい。時刻歴波形は経験的グリーン関数法と同様の方法で計算される。

付録－16

理論的手法
数値理論計算により地震波形を理論的に計算する方法。時刻歴波形を予測でき、破壊過程の影響やアスペリティの影響を考慮できる。この方法では震源断層の不均質特性の影響を受けにくい長周期領域については評価しうるものの、短周期地震動の生成に関係する破壊過程および地下構造の推定の困難さのため、短周期領域についての評価は困難となる。
ハイブリッド合成法
震源断層における現象のうち長周期領域を理論的手法、破壊のランダム現象が卓越する短周期領域を半経験的手法でそれぞれ計算し、両者を合成する方法。時刻歴波形を予測でき、破壊の影響やアスペリティの影響を考慮できる。広帯域の評価が可能。
このうち、特性化震源モデルおよび詳細な地下構造モデルが利用可能な地域では、面的に強震動計算を行う方法として、半経験的手法である統計的グリーン関数法（例えば、釜江ほか,1991；壇ほか ,1998 ） と 理 論 的 手 法 で あ る 有 限 差 分 法 ( 例 え ば 、 Aoi and fujiwara,1999 ； Graves,1996 ；Pitarka,1999)を合わせたハイブリッド合成法(例えば、入倉・釜江,1999)がよく用いられる。この理由としては、・ 特性化震源モデルと三次元地下構造モデルの影響を直接取り入れることが可能
・ 面的な予測が可能
・ 強震動評価の対象となる周期帯(0.1秒～10秒)に対応可能といった点であり、半経験的手法で統計的グリーン関数法を用いるのは面的な予測が容易であること（経験的グリーン関数法は基本的に波形が観測された地点でしか適用できないため）、理論的手法で有限差分法を用いるのは、他の不整形な地盤構造のための計算方法（例えば、有限要素法、境界要素法等）と比較して、大規模な地盤構造を取り扱う上で、大規模な数値演算を容易に行え、かつ計算時間も速いという利点があるからである。ただし、水平多層構造で想定可能な地域があれば、理論的手法においては水平多層構造のみ適用可能な波数積分法(例えば、Hisada,1995)を用いることができる。この方法は水平多層構造のグリーン関数の計算に最もよく用いられている方法であり、モデル化や計算が比較的簡単で、震源断層モデルおよび水平多層構造モデルが妥当であれば、実体
波や表面波をよく再現できることが多くの事例から確かめられている。ハイブリッド合成法等については、例えば、「森本・富樫断層帯の地震を想定した地震動予測地図作成手法の検討」（防災科
学技術研究所研究資料，255，2004）等を参考にされたい。
なお、ハイブリッド合成法では、理論的手法の精度の限界および半経験的手法の有効性を考慮して、接続周期を決めることが望ましい。
一方、特性化震源モデルや詳細な地下構造モデルが得られない地域では、経験的手法（例えば、司・翠川,1999）や統計的グリーン関数法を用いる。算定式のパラメータの設定にあたっては、地域性を取り入れたものが望ましいが、十分なデータがなければ既存の式やパラメータをそのまま利用する。
3.2

地表面までの計算方法

地表面までの計算方法は、「浅い地盤構造」の地下構造モデルが面的な評価によってモデル化された場合とボーリングデータによってモデル化された場合とで異なるため、それぞれのケースについて説明する。

(1)

面的な評価によってモデル化された「浅い地盤構造」の場合

付録－17

工学的基盤における最大速度の値に微地形区分から想定される増幅率Rを掛け合わせることで地表の最大速度を算定する。
微地形区分から想定される増幅率Rは以下の手順で評価する。
① 全国を網羅した約1km四方の領域ごとの国土数値情報から微地形区分データ作成する。
② その区分に次式に示す標高と表層30mの平均Ｓ波速度AVSとの経験的関係をあてはめる。

log AVS = a + b ⋅ log H + c ⋅ log Dist ± σ ...................................(25）
AVS：表層30mの平均Ｓ波速度(m/s)
H：標高(m)
Dist：主要河川からの距離(km)σ:標準偏差a、b、c:微地形区分ごとに与えられる回帰係数③ 表層30mの平均Ｓ波速度AVSは、工学的基盤から地表への最大速度の増幅率Rと相関が良い。
そこで、次式に示す関係式(松岡・翠川,1994)を用いて、AVSから最大速度の増幅率Rを算定する。

log R = 1.83 − 0.66 ⋅ log AVS ± 0.16（100<AVS <1500）.....................(26）

R：平均Ｓ波速度600m/sの基盤を基準とした増幅率(2)ボーリングデータによってモデル化された「浅い地盤構造」の場合

ボーリングデータによる詳細なモデルに基づいて、工学的基盤における時刻歴波形を入力として一次元地震応答計算を行い、地表の時刻歴波形を計算する。一次元地震応答計算の方法としては、主として、線形解析法(例えば、Haskell,1960)、等価線形解析法(例えば、Shnabel et al., 1972)、
逐次非線形解析法(例えば、吉田・東畑,1991)があり、それぞれに以下の特徴を持つ。
線形解析法
重複反射理論により計算を行うものである。土の非線形性を考慮していないため、大地震により非線形性が生じる場合には正しい結果が得られない。
等価線形解析法
重複反射理論を基に土の非線形特性を等価な線形の関係に置き換え、解析の間一定の材料特性を用いる方法である。ひずみレベルが大きくなると精度は低下する。どの程度のひずみレベルまで適用できるかは、必要とする精度や地盤条件にもよるが、一般的には0.1～1%までである。また、強い揺れにより液状化等が生じた場合には、正しい結果は得られない。
逐次非線形解析法
材料の非線形特性を数学モデルや力学モデルで表現し、材料特性の変化を逐次計算しながら挙動を求めようとする方法である。したがって、1%を超える大きなひずみレベルでも適用可能となる。
その一方で、設定すべきパラメータが多く、専門的な知識を持って解析にあたることが重要である。
広域の地震動分布の算出には、今までは等価線形解析法が多く用いられてきた。この理由は、等価線形解析法がパラメータも少なく利用しやすいこと、求められた地震動分布（震度、加速度）が既往の被害地震の地震動分布を大局的に説明できたことなどが考えられる。逐次非線形解析法は、今までは観測波形の検証や液状化した地盤の過剰間隙水圧の上昇やひずみの増大などをみるために、

付録－18

検討対象地点ごとに利用されてきたことが多く、広域の地震動評価に使われた例は極めて少ない。
また、採用する応力－ひずみ関係式やそれに用いるパラメータの設定など専門的な判断をもって個々の解析を行うことが必要であるなど、逐次非線形解析法による広域地震動算出への課題は多い。
このようなことから、逐次非線形解析法を広域の地震動評価に用いることは緒についたばかりで、まだ検討の必要があると考えられる。
以上のことから、ここではボーリングデータによる地表における強震動の計算手法としては、等価線形解析法を中心に検討することとした。
４．予測結果の検証
予測結果の検証では、強震動予測結果が妥当であるかどうかを確認する方法について説明する。
予測結果の検証は、予測結果と過去の観測事実との比較により行うが、活断層で発生する地震と海溝型地震では地震の発生間隔が異なり、これまでに得られている情報量にも違いあるため、それぞれの検証方法について示す。
4.1

活断層で発生する地震の強震動予測結果に対する検証

活断層で発生する地震は、発生間隔が長いため、最新活動における地震の震度情報や観測情報が得られていない場合が多い。したがって、基本的には、距離減衰式を用いた推定値との比較により、活断層で発生する地震の強震動予測結果の検証を行う。
(1)

距離減衰式を用いた推定値との比較

半経験的手法や理論的手法による計算結果と距離減衰式を用いた推定値とを比較し、計算結果が距離減衰式を用いた推定値のばらつき（以下、「距離減衰式のばらつき」と呼ぶ）の範囲内にあることを確認する。
距離減衰式を用いた推定値と強震動予測結果との比較にあたっては、地域性を考慮した距離減衰式を用いることが望ましい。地域性を考慮した距離減衰式が作成されていない場合には、既存の距
離減衰式との比較を行う。この場合は、設定した震源特性や地下構造モデルの特性が平均的な特性と違う場合には、予測結果のばらつきの傾向も異なってくることから、その点にも十分に留意した
上で比較・検証を行うことが重要である。検証の結果、距離減衰式のばらつきの傾向と強震動予測
結果の傾向にかなり差が出て妥当性に問題がある場合には、設定した特性化震源モデルや地下構造
モデルを修正する。
4.2

海溝型地震の強震動予測結果に対する検証

海溝型地震は活断層で発生する地震と比較して発生間隔が短いために、最新活動における地震の被害情報や観測情報が残されている場合が多い。したがって、その情報と過去の地震を想定した強震動予測結果を比較することで、強震動予測結果の検証および震源特性などの見直しが可能となる。
検証の項目としては、震度分布、観測波形記録、距離減衰式を用いた推定値との比較が挙げられる。
(1)

震度分布との比較

震度分布は、面的に強震動予測結果を検証するにあたって、現在、最もよく使われる指標である。
震度分布としては、明治中期以降の観測情報はそのまま利用することができる。また、江戸時代以降に発生した地震については被害情報が比較的整っていることより、それら被害情報から震度分布

付録－19が推定されている。震度分布による検証は、震源特性パラメータを設定する比較的早い段階で経験的方法や半経験的方法を用いて行われる。この震度分布と計算結果があわない場合は、震源特性の見直しを行う。
(2)

観測波形記録との比較

1960年代以降から、デジタル強震記録が得られはじめているため、1968年十勝沖地震以降の海溝型地震を想定する場合には、強震動予測結果の時刻歴波形と観測記録を比較し、検証することが可能である。観測記録との比較において、計算波形をどの程度まであわせる必要があるかという点については、観測波形の質、震源やその他の情報の多寡等によりケースごとに異なる。現状の多くの場合では、位相を含めて精度良く合わせることは大変困難であり、振幅スペクトルがある程度説明できることをもって検証と位置付けている。
計算結果を観測波形に合わせるためには、微視的震源特性や地下構造モデルについて検討し直すことが必要となる。
＊ただし、強震動評価の目的は計算波形を観測波形にあわせることではないため、この作業に終始することのないよう留意する必要がある。

(3)

距離減衰式を用いた推定値との比較

4.1(1)参照。
なお、既往の研究成果から、大地震の観測記録が中小地震の観測記録を用いた経験的グリーン関数法により比較的精度良く再現できることが確認されている。したがって、ハイブリッド
合成法による強震動予測結果の検証方法として、対象とする震源断層の周辺で発生した中小地
震の観測記録が予め得られている地点を対象に、経験的グリーン関数法とハイブリッド合成法の結果を比較することも可能である。

付録－20

引用文献（アルファベット順）
Aoi, S. and Fujiwara, H. (1999): 3D Finite-Difference Method using discontinuous grids, Bull.
Seism. Soc. Am., 89, 918-930.
粟田泰夫 (2004)：活断層から発生する地震規模の予測手法に関する諸問題，月刊地球，号外No.46，
163-167．
防災科学技術研究所（2004）：森本・富樫断層帯の地震を想定した地震動予測地図作成手法の検討，
防災科学技術研究所研究資料，255.
Dalguer L.A, Irikura, K., Riera, J. and Chiu, H. C. (2001): Fault Dynamic Rupture Simulationof the Hypocenter area of the Thrust Fault of the 1999 Chi-Chi (Taiwan) Earthquake,
Geophysical Research Letters, April 1,vol. 28, No. 7, 1327-1330.
壇 一男・佐藤俊明 (1998）：断層の非一様滑り破壊を考慮した半経験的波形合成法による強震動予測，日本建築学会構造系論文集，509，49-60．
壇 一男・渡辺基史・佐藤俊明・石井 透 (2001)：断層の非一様すべり破壊モデルから算定される
短周期レベルと半経験的波形合成法による強震動予測のための震源断層のモデル化，日本建築学会構造系論文集，545，51-62．
壇 一男・佐藤俊明・入倉孝次郎 (2002)： アスペリティモデルに基づく強震動予測のための震源モデルの特性化手法, 第11回日本地震工学シンポジウム, 555-560.
Eshelby, J. D. (1957): The determination of the elastic field of an ellipsoidal inclusion,and related problems, Proc. Roy. Soc., A241, 376-396.
Fujii, Y. and Matsu'ura, M. (2000): Regional Difference in Scaling Laws for Large Earthquakes
and its Tectonic Implication, Pure and Applied Geophysics, 157, 2283-2302.
藤本一雄・翠川三郎 (2003)：日本全国を対象とした国土数値情報に基づく地盤の平均Ｓ波速度分布の推定，日本地震工学会論文集，Vol.3，3, 13-27.
藤原広行 (2004)：地震動予測地図作成の現状とねらい, 「地震動予測地図」の建築物の耐震設計・評価への活用, 2004年度日本建築学会大会（北海道）構造部分（荷重）パネルディスカッショ
ン資料, 3-17.
Geller, R. J. (1976): Scaling relations for earthquake source parameters and magnitudes, Bull.
Seism. Soc. Am, 66, 1501-1523.
Graves, W. R. (1996): Simulating Seismic Wave Propagation in 3D Elastic Media Using
Staggered-Grid Finite Differences, Bull. Seis. Soc. Am., 86, 1091-1106.
Haskell, N. A. (1960)：Crustal reflection of plane SH waves, J. Geophys. Res., 65, 4147-4150.
Hisada, Y. (1995): An efficient method for computing Green’s functions for a layered
half-space with sources and receivers at close depth (part2), Bull. Seis. Soc. Am., 85,
1080-1093.
入倉孝次郎・釜江克宏 (1999)：1948年福井地震の強震動，地震第２輯，52，129-150．
入倉孝次郎・三宅弘恵 (2001)：シナリオ地震の強震動予測，地学雑誌，110，849-875．
入倉孝次郎・三宅弘恵・岩田知孝・釜江克宏・川辺秀憲 (2002)：強震動予測のための修正レシピとその検証，第11回日本地震工学シンポジウム論文集，567-572．
入倉孝次郎 (2004)： 強震動予測レシピ－大地震による強震動の予測手法－, 京都大学防災研究所
年報, 47A．
石井 透・佐藤俊明・Somerville, P. G. (2000)：強震動評価のための不均質断層モデルの主破壊
領域の抽出，日本建築学会構造系論文集，527，61-70．
Ito, K. (1999): Seismogenic layer, reflective lower crust, surface heat flow and large
inland-earthquakes, Tectonophysics, 306, 423-433.
Iwata, T., Sekiguchi, H. and Miyakoshi, K. (2001): Characterization of source processes of

付録－21

recent destructive earthquake inverted from strong motion records in the dense network,
Proceedings of US-Japan Joint Workshop and third grantees meeting for US-Japan Cooperative
Research on Urban Earthquake Disaster Mitigation, 53-59.
地震調査委員会 (2002)：糸魚川-静岡構造線断層帯（北部，中部）を起震断層と想定した強震動評
価（平成14年10月31日公表）．
地震調査委員会 (2003a)：森本･富樫断層帯の地震を想定した強震動評価（平成15年3月12日公表）．
地震調査委員会 (2003b)：宮城県沖地震を想定した強震動評価（平成15年6月18日公表）．
地震調査委員会 (2003c)：布田川･日奈久断層帯の地震を想定した強震動評価（平成15年7月31日公表）．
地震調査委員会 (2003d)：三浦半島断層群の地震を想定した強震動評価（平成15年10月28日公表）．
地震調査委員会 (2003e)：山形盆地断層帯の地震を想定した強震動評価（平成15年11月25日公表）．
地震調査委員会 (2004a)：砺波平野断層帯･呉羽山断層帯の地震を想定した強震動評価（平成16年3月22日公表）．
地震調査委員会 (2004b)：三陸沖北部の地震を想定した強震動評価（平成16年5月21日公表）．
地震調査委員会 (2004c)：琵琶湖西岸断層帯の地震を想定した強震動評価（平成16年6月21日公表）．
地震調査委員会 (2004d)：高山・大原断層帯の地震を想定した強震動評価（平成16年9月27日公表）．
地震調査委員会 (2004e)：石狩低地東縁断層帯の地震を想定した強震動評価（平成16年11月29日公表）．
地震調査委員会 (2005)：山崎断層帯の地震を想定した強震動評価（平成17年1月31日公表）．
地震調査委員会強震動評価部会 (2001)：糸魚川-静岡構造線断層帯（北部，中部）を起震断層と想定した強震動評価手法（中間報告）（平成13年5月25日公表）．
地震調査委員会強震動評価部会 (2002)：鳥取県西部地震の観測記録を利用した強震動評価手法の検証（平成14年10月31日公表）．
地震調査委員会強震動評価部会 (2004)：2003年十勝沖地震の観測記録を利用した強震動予測手法の検証（平成16年12月20日公表）．
香川敬生・入倉孝次郎・武村雅之 (1998)：強震動予測の現状と将来の展望，地震第２輯，51，339-354．
釜江克宏・入倉孝次郎・福知保長 (1991)：地震のスケーリング則に基づいた大地震時の強震動予測：統計的波形合成法による予測，日本建築学会構造系論文集，430，1-9．
Kanamori, H. and Anderson, D. L. (1975): Theoretical basis of some empirical relations inseismology, Bull. Seism. Soc. Am., 65, 1073-1095.
片岡正次郎・日下部毅明・村越潤・田村敬一 (2003)：想定地震に基づくレベル２地震動の設定手法に関する研究，国土技術政策総合研究所研究報告，15．
菊地正幸・山中佳子 (2001)：『既往大地震の破壊過程=アスペリティの同定』，サイスモ，5(7), 6­7．
Koketsu, K., Hikima, K., Miyazaki, S. and Ide, S (2004): Joint inversion of strong motion
and geodetic data for the source process of the 2003 Tokachi-oki, Hokkaido, earthquake,
Earth Planets Space, 56, 329-334.
Madariaga, R. (1979): On the relation between seismic moment and stress drop in the presenceof stress and strength heterogeneity, J. Geophys. Res., 84, 2243-2250.
松田時彦（1990）：最大地震規模による日本列島の地震分帯図，東京大学地震研究所彙報，65，1，
289-319．
松岡昌志・翠川三郎 (1994)：国土数値情報とサイスミックマイクロゾーニング，第22回地盤震動シンポジウム資料集，23-34．
宮腰 研・関口春子・岩田知孝（2001）：すべりの空間的不均質性の抽出，平成12年度科学振興調
整費「地震災害軽減のための強震動予測マスターモデルに関する研究」研究成果報告書，99-109．
中田 高・島崎邦彦・鈴木康弘・佃 栄吉 (1998)：活断層はどこから割れ始めるのか？－活断層の分岐形態と破壊伝播方向－，地学雑誌，107，512-528．

付録－22

中村洋光・宮武 隆 (2000)：断層近傍強震動シミュレーションのための滑り速度時間関数の近似式，
地震第２輯，53，1-9．
Pitarka, A. (1999): 3D Elastic Finite-Difference Modeling of Seismic Motion Using Staggered
Grids with Nonuniform Spacing, Bull. Seism. Soc. Am., 89, 54-68.
佐藤良輔編著 (1989)：日本の地震断層パラメータ・ハンドブック，鹿島出版会．
佐藤智美・川瀬 博・佐藤俊明 (1994)：表層地盤の影響を取り除いた工学的基盤波の統計的スペク
トル特性，仙台地域のボアホールで観測された多数の中小地震記録を用いた解析，日本建築学
会構造系論文集，462，79-89．
Shnabel, P.B., Lysmer, J. and Seed, H. B. (1972): SHAKE, A Computer Program for Earthquake
Response Analysis of Horizontally Layered Sites, Report No. EERC 72-12, University ofCalifornia, Berkeley.
司 宏俊・翠川三郎（1999）：断層タイプ及び地盤条件を考慮した最大加速度・最大速度の距離減
衰式， 日本建築学会構造系論文集，523，63-70．
Somerville, P.G., Irikura, K., Graves, R., Sawada, S., Wald, D., Abrahamson, N., Iwasaki,Y., Kagawa, T., Smith, N. and Kowada, A. (1999): Characterizing crustal earthquake slip
models for the prediction of strong ground motion, Seismological Research Letters, 70,
59-80.
杉山雄一・関口春子・粟田泰夫・伏島祐一郎・下川浩一 (2002)：活断層情報と不均質震源特性との関係，平成13年度科学振興調整費「地震災害軽減のための強震動予測マスターモデルに関する研究」研究成果報告書，119-129．
Sugiyama, Y. (2004): Asperities And Multi-Segment Ruptures in Subduction Zones And Inland
Active Fault Systems, Proceedings of International Conference in Commemoration of 5th
Anniversary of The 1999 Chi-Chi Earthquake, Taiwan, 1-9.
遠田晋次 (2004)：断層セグメントの多重破壊とスケーリング則，月刊地球，号外No.46，168-174．
鶴来雅人・香川敬生・入倉孝次郎・古和田明 (1997)：近畿地方で発生する地震のfmaxに関する基礎的検討，地球惑星科学関連学会合同大会予稿集，103．
宇津徳治 (2001)：『地震学第３版』，共立出版．
Wells, D. L. and Coppersmith, K. J. (1994): New empirical relationships among magnitude,
rupture length, rupture width, rupture area, and surface displacement, Bull. Seism. Soc.
Am., 84, 974-1002.
Wells, R. E., Blakely, R. J., Sugiyama, Y., Scholl, D. W. and Dinterman, P. A. (2003):
Basin-Centered Asperities in Great Subduction Zone Earthquake: A Link between Slip,
Subsidence, And Subduction Erosion, Journal of Geophysical Research, Vol.108, No.B10,
2507, ESE16 1-30.
Yagi, Y. (2004): Source rupture process of the 2003 Tokachi-oki earthquake determined by joint
inversion of teleseismic body wave and strong ground motion data, Earth Planets Space,56, 311-316.
Yamanaka, Y. and Shimazaki, K. (1990): Scaling relationship between the number of aftershocks
and the size of the main shock, J. Phys. Earth, 38, 305-324.
Yamanaka, Y. and Kikuchi, M. (2003): Source process of the recurrent Tokachi-oki earthquake
on September 26, 2003, inferred from teleseismic body waves, Earth Planets Space, 55,e21-e24.
吉田 望・東畑郁生(1991)：YUSAYUSA-2 理論と使用方法．

付録－23

地震観測記録に基づくプレート等深線やインバージョン結果

地下構造データ

活断層調査

活断層で
発生する地震海溝型地震

特性化震源モデル

地下構造モデル

特性化震源モデル

巨視的震源特性「深い地盤構造」(三次元地下構造モデル）

巨視的震源特性

微視的震源特性「浅い地盤構造」

その他の震源特性

微視的震源特性
その他の震源特性

強震動計算（｢詳細法」）
統計的グリーン関数法
有限差分法

ハイブリッド合成法

予測結果の検証
過去の地震記録

距離減衰式

OK
終了

付図１

NG
震源断層モデル、
地下構造モデルの見直し

震源断層を特定した地震の強震動予測手法（詳細法）の流れ

付録－24

5
2

付録－

平均すべり量 D

（5）式

破壊開始点

（15-1）式
Madariaga(1979)= ⊿σai

距離減衰式に基づく検証
NO（17）,（18）式

背景領域の実効応力σbσai

各アスペリティの実効応力σaiの平均すべり量 Dai Db

各アスペリティ及び背景領域（10）～（14）式

YES

強震動評価終了
特性化震源モデルの見直し

fmax

すべり速度時間関数（19）～（22）式

各アスペリティの応力降下量⊿σai

分配率

各アスペリティの面積 Sai(Fujii and Matsu'ura, 2000)⊿σ=3.1MPa

アスペリティの応力降下量 ⊿σa（15-2）式

アスペリティの総面積 Sa

アスペリティの位置・数

活断層上のすべり分布、最近の活断層で発生した地震の解析結果等
微視的震源特性付図２ 活断層で発生する地震の震源特性パラメータ設定の流れ
付録－
25

破壊伝播様式

加速度震源スペクトル
短周期レベルA

（7）式

長大な断層

(入倉・三宅,2001)

×約22%

震源断層の形状等（6）式

地震モーメント Mo

震源断層面積 S（1）式

震源断層形状その他の震源特性

破壊伝播速度

（23）式

S波速度

地震発生層の（2）,（3）式

経験的関係

巨視的震源特性活断層調査

特性化震源モデル

6
2

付録－

平均すべり量 D（6）式

地震モーメント Mo（24）式

震源断層面積 S

震源断層形状加速度震源スペクトル
短周期レベルA（7）式= ⊿σai26

NO

過去の地震記録に基づく検証（17）,（18）式

背景領域の実効応力σbσai

各アスペリティの実効応力σaiの平均すべり量 Dai Db

各アスペリティ及び背景領域（10）～（14）式

各アスペリティの面積 Sai

強震動評価終了
特性化震源モデルの見直し

fmax

すべり速度時間関数

YES

分配率

アスペリティの位置・数

過去の海溝型地震の解析結果等（19）～（22）式

各アスペリティの応力降下量⊿σai

アスペリティの応力降下量 ⊿σa（15-2）式

アスペリティの総面積 Sa

微視的震源特性

海溝型地震の震源特性パラメータ設定の流れ

破壊開始点

過去の地震の震源

付録－

付図３

破壊伝播様式

その他の震源特性

破壊伝播速度

（23）式

S波速度

地震発生層の（5）式

巨視的震源特性

過去の地震の震源域、地震観測記録に基づくプレート等深線

特性化震源モデル

物理探査

地形・地質資料

深層ボーリング
温泉ボーリング

資源関係ボーリング

地質断面図・コンタ―図

地質図

地形図

速度検層

微動アレー探査

重力探査

反射法探査

屈折法探査

地質分布の把握（地質区分の設定、地質分布、各地
層のコンター等）

速度情報の抽出（位置情報、速度値、深度等）

速度構造と地質構造の対比

速度層の設定速度層ごとの深部コンター図（初期モデル）
地質情報・重力分布等による補完
速度層ごとの深部コンター図（初期モデル）
風化帯の設定速度層ごとの深部コンター図（最終モデル）

地震動計算用3次元地下構造モデル

付図４

三次元地盤構造モデル作成の流れ(藤原,2004)：地震動予測地図とそれに係る地下構造調査の必要性､2004年活断層調査成果および堆積平野地下構造調査成果報告会､p116,図3を修正)

付録－27

平 成 17 年 ９ 月 26 日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

日向灘の地震を想定した強震動評価

図のもくじ（図１１～３１）
図１１「長期評価」による日向灘の地震の震源域の範囲・規模・地震のタイプ・30 年地震
発生確率（2005 年 1 月 1 日起点）、強震動評価領域、及び計算波形を示す代表地点 . 1

図１２

微小地震の震源分布にもとづくプレート境界面の推定等深線図 .................. 1

図１３1662 年の日向灘の地震における波高分布と波源域分布図 ....................... 2

図１４想定した震源断層とブーゲー異常図.......................................... 3

図１５

地震モーメント M0 と短周期レベル A との関係 ................................. 4

図１６－１～３

三次元地下構造モデルの作成に用いた物理探査データ .......................... 5

図１７

収集した地震記録の震央位置、K-NET の観測点、及び収集地震観測記録リスト .... 8

図１８－１～４

Ｈ／Ｖスペクトル比の比較................................................. 10

図１９－１～４ 三次元地下構造モデルの修正後の差分法による計算結果（赤）と観測記録（黒）との比較 ................................................................... 14
図２０－１～４ 修正前後での三次元地下構造モデルの比較 ................................... 18
図２１－１～４ 「詳細法工学的基盤」における速度振幅のスナップショット ................... 22
図２２－１～３ 「詳細法工学的基盤」（Vs=500m/s）上の計算波形（速度波形、上：NS 成分、下：EW成分）、及び減衰定数５％の擬似速度応答スペクトル（ケース１） .............. 26
図２３－１～４ 「詳細法工学的基盤」（Vs=500m/s）上の計算波形（速度波形、上：NS 成分、下：EW成分）、及び減衰定数５％の擬似速度応答スペクトル（ケース２） .............. 29
図２４「詳細法」による強震動予測結果：「詳細法工学的基盤」上の最大速度分布図..... 33

図２５「詳細法」による強震動予測結果：地表の最大速度分布図 ..................... 34

図２６「簡便法」による強震動予測結果：地表の震度分布図 ......................... 35

図２７

ケース１における初期の震源断層モデルと修正後の震源断層モデルの比較 ....... 37

図２８

細島観測点の柱状図、及び柱状図を参照して設定した一次元地下構造モデル...... 39

図２９－１～５ 「詳細法」による計算波形と観測波形の比較 ................................. 40
図３０－１～２ 「詳細法」による計算結果と細島観測点で得られた観測記録の比較 ............. 45
図３１「詳細法工学的基盤」上における最大速度値を Vs=600m/s 相当に換算した値と司・翠川（1999）の距離減衰式との比較 ......................................... 470＊

注＊細島観測点（日向市細島）は、加速度記録（数値データ）が得られているので、これを用いた予測結果の検証を実施した。

図１１ 「長期評価」による日向灘の地震の震源域の範囲・規模・地震のタイプ・30 年地震発生確率（2005
年 1 月 1 日起点）、強震動評価領域、及び計算波形を示す代表地点

緯
度

経度

図１２

微小地震の震源分布にもとづくプレート境界面の推定等深線図（地震調査委員会,2004）
1

132°

131°

33°

緯
度

32°

32°

131°

経度

132°

図１３ 1662 年の日向灘の地震における津波の波高分布と波源域分布図（羽鳥,1985）

2

5
3

5
.
4
3

4
3

5
.
3
3

3
3

0
0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0
0 0 0 0 0
0 8 6 4 2 0 8 6 4 2 0 0 0 0 0
2 4 6 8 1
3 2 2 2 2 2 1 1 1 1 1 8 6 4 2 0 - - - - -重力異常(mGal)

緯
度

5
.
2
3

2
3

ケース１
5
.
1
3

1
3

ケース２

3
1

（産業技術総合研究所,2004 に加筆）

5
.
2
3
1

3

2
3
1

5
.
1
3
1

想定した震源断層とブーゲー異常図

図１４

1
3
1

5
.
0
3
1

0
3
1

5
.
9
2
1

9
2
51
.
0
3

経度

133

ケース１（＋）はアスペリティの応力降下量から短周期レベルを計算した参考値。

(a) 壇ほか(2001)の経験的関係との比較

A=1.1×1017Mo1/3(佐藤・巽,2002)
ケース１（＋）はアスペリティの応力降下量から短周期レベルを計算した参考値。

(b) 太平洋岸の海洋性地震（佐藤ほか,1994b、加藤ほか,1998、
佐藤ほか,2000、佐藤・巽,2002）との比較
図１５

地震モーメント M0 と短周期レベル A との関係（+印：今回想定した日向灘の地震、六角形印：宮城県沖地震（地震調査委員会,2003）、太線：壇ほか(2001)の平均値、細線：2 倍と 2 分の 1）

4

緯
度

６：山崎ほか(1995)

５：宮町・後藤(1999)
１：市川(1997)
４：西(1997)

３：Kakuta(1982)

２：Iwasaki et al.(1990)

経度

図１６－１

三次元地下構造モデルの作成に用いた物理探査データ（屈折法、反射法）位置図（番号は表３－１参照）

5

８：大野ほか(1994)

緯度

７：Kusumoto et al.(1996)
９：由佐ほか(1992)

経度

図１６－２

三次元地下構造モデルの作成に用いた物理探査データ（重力探査）位置図（番号は表３－１参照）

6

１４：松本(1984)

緯度

１１：星住・宇都（2000）
１４：松本(1984)
１７：NEDO 菱刈地域（1991）

１６：NEDO 国分地域（1987）

１３：木野・太田(1984)

１０：早坂(1984)

１５：岡野(1998)

１２：木野ほか(1977)

１４：松本(1984)

経度

図１６－３

三次元地下構造モデルの作成に用いた地質関係データ位置図（番号は表３－１参照）

7

SMN011

YMG004

YMG002

9
YMG003

HRS01
HRS009SMN014SMN012

YMG005

HRS014
YMG007

YMG01134

YMG014

YMG013
YMG012 YMG008

YMG016
YMG0151634°

EHM003 EHM

YMG018NGS023

YMG019

EHM008 EHM005
K
EHM016
EHM009
EHM006
EHM015KOC009FKO004
FKO005

FKO006
SAG001

FKO007

OIT001

OIT002

FKO008

OIT003

OIT004

FKO009FKO010

EHM011

OIT006
OIT007
EHM013
OIT005
SAG003
NGS002
FKO011
FKO012
SAG005
OIT008
OIT009SAG004
SAG007
OIT010
OIT011
FKO013
SAG006
NGS004
FKO015
FKO014
OIT012
KMM001
OIT013
SAG00825
OIT014
NGS005
FKO016 KMM002
NGS006
OIT015
OIT016
NGS019
10KMM004
KMM003
NGS008
KMM005
NGS007
OIT017
NGS009KMM007
OIT018
KMM006
NGS012
7
NGS011
MYZ001
MYZ002
12 KMM009
NGS010
KMM008
SAG002

S001

緯度

19
KMM011

KMM010

NGS014

26 KMM012

NGS013

MYZ020

KMM019KMM018KMM013

KMM021

KMM014

KMM020
KGS001

KGS00422

MYZ006
MYZ007
KMM016
KGS002
MYZ008KGS003
MYZ009
6
MYZ010
MYZ011
5
KGS005

8 23

KGS036

KGS007
KGS010
KGS037

EHM010
KOC011

EHM012KOC

KOC012
KOC013

EHM014KOC01517

KOC014KOC01621

KMM01718

KMM015

KMM02232

MYZ003
MYZ019MYZ005
MYZ004

HRS020

EHM004

EHM007

YMG017

FKO001 FKO002 FKO003

33

HRS018HRS019YMG009YMG010
YMG006

H
HRS016
HRS017

HRS012
HRS013

KGS006

MYZ012

KGS018KGS019KGS020

KGS021

3

MYZ015
MYZ016

KGS013

KGS014

KGS01620

4KGS008KGS009KGS012

KGS011

MYZ013
MYZ014

24

MYZ017
MYZ018KGS015
KGS017
KGS022
KGS02314

KGS02413

31
KGS0252
1KGS026
KGS028
KGS027

11

KGS029

130

131

132

133

経度

図１７ 収集した地震記録の震央位置、K-NET の観測点、及び収集地震観測記録リスト（リストは次ページ）

8

収集地震観測記録リスト9深さ(km)

深さ(km)

観測
観測平均
理論

観測
観測平均
理論

KGS002（出水市）

KGS003（大口市）

KMM017
KMM022

MYZ007

KMM016

KMM015

KGS001

KGS002
KGS003

MYZ009KGS004

MYZ010深さ(km)MYZ

KGS006

KGS005

MYZ012
6

KGS007KGS008KGS009KGS010

MYZ015

KGS012

KGS011

KGS013

KGS014
MYZ01

観測
観測平均
理論

KGS015

KGS016

KGS017

KGS018

KGS022

KGS019KGS020

KGS021
KGS023

KGS006（横川町）

KGS024深さ(km)

深さ(km)

観測
観測平均
理論

観測
観測平均
理論

KGS005（さつま町）
図１８－１

KGS009（国分市）

Ｈ／Ｖスペクトル比の比較（観測記録のＨ／Ｖ比（黒）とレイリー波の理論Ｈ／Ｖ比（赤）との比較、鹿児島県、その１、Ｈ／Ｖスペクトル比の右側に、最終的に得られた観測点直下の一次元地下構造モデルを示す。）
10

深さ(km)

深さ(km)

観測
観測平均
理論

観測
観測平均
理論

KGS007（薩摩川内市）

KGS013（曽於市）

KMM017
KMM022

MYZ007

KMM016

KMM015

KGS001

KGS002
KGS003

MYZ009KGS004

MYZ010MYZ

深さ(km)KGS006

KGS005

MYZ012
6

KGS007KGS008KGS009KGS010

KGS011

MYZ015

KGS012

KGS013

KGS014
MYZ01
KGS015

KGS016

観測
観測平均
理論

KGS017

KGS018

KGS022

KGS019KGS020

KGS021
KGS023

KGS024

KGS015（大崎町）

深さ(km)

深さ(km)

観測
観測平均
理論

観測
観測平均
理論

KGS012（鹿児島市）
図１８－２

KGS022（肝付町）

Ｈ／Ｖスペクトル比の比較（観測記録のＨ／Ｖ比（黒）とレイリー波の理論Ｈ／Ｖ比（赤）との比較、鹿児島県、その２、Ｈ／Ｖスペクトル比の右側に、最終的に得られた観測点直下の一次元地下構造モデルを示す。）
11

深さ(km)

深さ(km)

観測
観測平均
理論

観測
観測平均
理論

MYZ020（椎葉村）

MYZ001

KMM009MYZ004（南郷村）

MYZ002

KMM011
MYZ003
MYZ019
MYZ020深さ(km)

MYZ005
KMM014

MYZ004

KMM017

MYZ006

MYZ007

M016

MYZ008
MYZ009
MYZ010

MYZ011
MYZ013

006

観測
観測平均
理論

MYZ012
MYZ014KGS009

MYZ015

MYZ016

KGS013

MYZ003（延岡市）

014
MYZ017
KGS015
KGS017

MYZ018深さ(km)

深さ(km)

観測
観測平均
理論

観測
観測平均
理論

MYZ008（西都市）
図１８－３

MYZ005（日向市）

Ｈ／Ｖスペクトル比の比較（観測記録のＨ／Ｖ比（黒）とレイリー波の理論Ｈ／Ｖ比（赤）との比較、宮崎県、その１、Ｈ／Ｖスペクトル比の右側に、最終的に得られた観測点直下の一次元地下構造モデルを示す。）
12

深さ(km)

深さ(km)

観測
観測平均
理論

観測
観測平均
理論

MYZ007（西米良村）

MYZ013（宮崎市）

08

MYZ001

KMM009MYZ002

KMM011
MYZ003
MYZ019深さ(km)

MYZ020
MYZ005
KMM014

MYZ004

KMM017

MYZ006

MYZ007

KMM016

MYZ008
MYZ009
MYZ010

観測
観測平均
理論

MYZ011
MYZ013GS006
MYZ012
MYZ014KGS009

MYZ015

MYZ009（えびの市）

MYZ016

KGS013

GS014
MYZ017
KGS015
KGS017深さ(km)

深さ(km)

図１８－４

MYZ018

観測
観測平均
理論

観測
観測平均
理論

MYZ015（都城市）

MYZ016（日南市）

Ｈ／Ｖスペクトル比の比較（観測記録のＨ／Ｖ比（黒）とレイリー波の理論Ｈ／Ｖ比（赤）との比較、宮崎県、その２、Ｈ／Ｖスペクトル比の右側に、最終的に得られた観測点直下の一次元地下構造モデルを示す。）
13

MYZ020（椎葉村）
MYZ001

KMM009MYZ004（南郷村）

MYZ002

KMM011
MYZ003
MYZ019
MYZ020
MYZ005
KMM014

MYZ004

KMM017

MYZ006

MYZ007

M016

MYZ008
MYZ009
MYZ010

MYZ011
MYZ013006
MYZ012
MYZ014KGS009

MYZ015

MYZ016

KGS013014

MYZ003（延岡市）

MYZ017
KGS015
KGS017

MYZ018

MYZ008（西都市）
図１９－１

MYZ005（日向市）

三次元地下構造モデルの修正後の差分法による計算結果（赤）と観測記録（黒）との比較（波形とフーリエスペクトル、観測記録、及び計算結果には３～20 秒のバンドパスフィルター処理を施した。モデルを大きく変更した宮崎県内の観測点について示す。）
14

51(a) 初期モデル(b) 修正モデル(a)初期モデル(b)修正モデル

黒：観測記録（K-NET）、赤：差分法の計算結果（ともに、３～20 秒のバンドパスフィルター処理を施した。）
図１９－２ 三次元地下構造モデルの修正後の差分法による計算結果（赤）と観測記録（黒）との比較（NS 成分、観測記録のみ表示している観測点は、詳細法による評価対象外の観測点）
15

61(a) 初期モデル(b) 修正モデル(a)初期モデル(b)修正モデル

黒：観測記録（K-NET）、赤：差分法の計算結果（ともに、３～20 秒のバンドパスフィルター処理を施した。）
図１９－３ 三次元地下構造モデルの修正後の差分法による計算結果（赤）と観測記録（黒）との比較（EW 成分、観測記録のみ表示している観測点は、詳細法による評価対象外の観測点）
16

71(a) 初期モデル(b) 修正モデル(a)初期モデル(b)修正モデル

黒：観測記録（K-NET）、赤：差分法の計算結果（ともに、３～20 秒のバンドパスフィルター処理を施した。）

図１９－４ 三次元地下構造モデルの修正後の差分法による計算結果（赤）と観測記録（黒）との比較（UD 成分、観測記録のみ表示している観測点は、詳細法による評価対象外の観測点）
17

4
3

4
3

50

00
00
00
0
01
51
00
2

2
3

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3

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-

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.
2
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3

3
3
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9
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3
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2
3
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2
3
1

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3
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3
1

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2
1

18

3
3

5
.
2
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05
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05
00
05
00
05
00
05
00
05
00
05
00
00
00
02
04
05
0
0
511223344556677891111---------------------

33(b) 初期モデル(a) 修正モデル

5
.
3
3

50

00
00
00
0
0500
211

5
.
3
3

修正前後での三次元地下構造モデルの比較（P 波速度 5.0km/s 層上面標高、水色の破線で囲った領域は主な修正領域を示す。
）
図２０－１

経度
経度

緯
度
緯
度

標高
[m]
標高
[m]

8
1

4
3

4
3

00
00
00
0
01
51
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2
50

2
3

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.
1
3

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2
45
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-

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.
2
3

2
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3

3
3
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2
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3
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.
9
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1

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3
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.
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3
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2
1

19

3
3

5
.
2
3

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05
00
05
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05
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05
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05
00
00
00
02
04
05
0
0
511223344556677891111---------------------

33(b) 初期モデル(a) 修正モデル

5
.
3
3

50

00
00
00
0
0500
211

5
.
3
3

修正前後での三次元地下構造モデルの比較（P 波速度 4.0km/s 層上面標高、水色の破線で囲った領域は主な修正領域を示す。
）
図２０－２

経度
経度

緯
度
緯
度

標高
[m]
標高
[m]

9
1

4
3

4
3

50

00
00
00
0
01
51
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2

2
3

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.
1
3

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2
45
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-

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2
3

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3

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3

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3
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2
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2
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00
02
04
05
0
0
511223344556677891111---------------------

33(b) 初期モデル(a) 修正モデル

5
.
3
3

50

00
00
00
0
0500
211

5
.
3
3

修正前後での三次元地下構造モデルの比較（P 波速度 3.5km/s 層上面標高、水色の破線で囲った領域は主な修正領域を示す。
）
図２０－３

経度
経度

緯
度
緯
度

標高
[m]
標高
[m]

0
2

4
3

4
3

20

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00
0000
0
050505
21175

2
3

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1
3

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55
07
50
02
55
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05
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05
00
0
5
2571111222334455667-------------------

5
.
2
3

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3

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2
3
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2
3
1

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3
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2
1

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2
3
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2
3
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3
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2
1

21

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2
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0
00
000000000000000
0
0
0
0
0
0
0
0
5
0
5
0
5
0000
0
57
06
56
05
55
04
54
03
53
22
02
72
51
21
01
55
07
51
2
----------

5
.
2
3

(b) 初期モデル(a) 修正モデル

5
.
3
3

3
3

20

000
05
00
05
00
05
0
0
2
11
75

5
.
3
3

修正前後での三次元地下構造モデルの比較（P 波速度 2.0km/s 層上面標高、水色の破線で囲った領域は主な修正領域を示す。
）
図２０－４

経度
経度

緯
度
緯
度

標高
[m]
標高
[m]

1
2

10 秒後

20 秒後

30 秒後

40 秒後

速度
(cm/s)

2
2

50 秒後

(km)

60 秒後

(km)

70 秒後

(km)

80 秒後

(km)

16
(km)

(km)

(km)

(km)

図２１－1 「詳細法工学的基盤」における速度振幅のスナップショット（ケース１、有限差分法、ＮＳ成分、10 秒～80 秒、★:破壊開始点）
22

90 秒後100 秒後110 秒後120 秒後速度(cm/s)

130 秒後(km)

140 秒後(km)

150 秒後

(km)

(km)

3
2

17
(km)

(km)

(km)

図２１－２ 「詳細法工学的基盤」における速度振幅のスナップショット（ケース１、有限差分法、ＮＳ成分、90 秒～150 秒、★:破壊開始点）
23

10 秒後

20 秒後

30 秒後

40 秒後

速度
(cm/s)

50 秒後

(km)

60 秒後

(km)

70 秒後

(km)

80 秒後

(km)

4
2
(km)

(km)

(km)

(km)

図２１－３ 「詳細法工学的基盤」における速度振幅のスナップショット（ケース２、有限差分法、ＮＳ成分、10 秒～80 秒、★:破壊開始点）
24

90 秒後100 秒後110 秒後120 秒後速度(cm/s)

130 秒後(km)

140 秒後(km)

150 秒後

(km)

(km)

5
2
(km)

図２１－４

(km)

(km)

「詳細法工学的基盤」における速度振幅のスナップショット（ケース２、有限差分法、ＮＳ成分、90～150 秒、★:破壊開始点）
25

(cm/s)(cm/s)

NS
3.6
*

(sec)
(cm/s)(cm/s)

(sec)

EW
3.1
*

(sec)

(sec)

(a) 大分地方気象台(cm/s)(cm/s)

NS
9.9
*

(sec)

(sec)
(cm/s)(cm/s)

EW

11.4
*

(sec)

(sec)

(b) 延岡測候所
図２２－１ 「詳細法工学的基盤」（Vs=500m/s）上の計算波形（速度波形、上：NS 成分、下：EW 成分）、
及び減衰定数５％の擬似速度応答スペクトル（ケース１、その１）

26

(cm/s)(cm/s)

NS
7.4
*

(sec)

(sec)
(cm/s)(cm/s)

EW
7.9
*

(sec)

(sec)

(a) 宮崎地方気象台(cm/s)(cm/s)

NS
3.4
*

(sec)

(sec)
(cm/s)(cm/s)

EW

*
-3.7

(sec)

(sec)

(b) 宇和島測候所
図２２－２ 「詳細法工学的基盤」（Vs=500m/s）上の計算波形（速度波形、上：NS 成分、下：EW 成分）、
及び減衰定数５％の擬似速度応答スペクトル（ケース１、その２）

27

(cm/s)(cm/s)

NS

*
-23.3
(sec)

(sec)
(cm/s)(cm/s)

EW

25.4
*

(sec)

(sec)

(a) 足摺分室(cm/s)(cm/s)

NS

19.9
*

(sec)

(sec)
(cm/s)(cm/s)

EW

20.0
*

(sec)

(sec)

(b) 宿毛市役所
図２２－３ 「詳細法工学的基盤」（Vs=500m/s）上の計算波形（速度波形、上：NS 成分、下：EW 成分）、
及び減衰定数５％の擬似速度応答スペクトル（ケース１、その３）28

(cm/s)(cm/s) NS

7.4
*

(sec)

(sec)
(cm/s)(cm/s) EW

*
-7.6
(sec)

(sec)

(a) 延岡市役所(cm/s)(cm/s) NS

*
-9.8
(sec)

(sec)
(cm/s)(cm/s)

EW
11.2
*

(sec)

(sec)

(b) 日向市役所
図２３－１ 「詳細法工学的基盤」（Vs=500m/s）上の計算波形（速度波形、上：NS 成分、下：EW 成分）、
及び減衰定数５％の擬似速度応答スペクトル（ケース２、その１）

29

(cm/s)(cm/s)

NS

*
-12.6
(sec)

(sec)
(cm/s)(cm/s)

EW

13.7
*

(sec)

(sec)

(a) 西都市役所(cm/s)(cm/s)

NS

*
-19.3

(sec)

(sec)
(cm/s)(cm/s)

EW

*
-18.0
(sec)

(sec)

(b) 宮崎市役所
図２３－２ 「詳細法工学的基盤」（Vs=500m/s）上の計算波形（速度波形、上：NS 成分、下：EW 成分）、
及び減衰定数５％の擬似速度応答スペクトル（ケース２、その２）

30

(cm/s)(cm/s)

NS

*
-16.0
(sec)

(sec)
(cm/s)(cm/s)

EW

*
-17.8
(sec)

(sec)

(a) 日南市役所(cm/s)(cm/s) NS

9.1
*

(sec)

(sec)
(cm/s)(cm/s) EW

9.1
*

(sec)

(sec)

(b) 都城市役所
図２３－３ 「詳細法工学的基盤」（Vs=500m/s）上の計算波形（速度波形、上：NS 成分、下：EW 成分）、
及び減衰定数５％の擬似速度応答スペクトル（ケース２、その３）

31

(cm/s)(cm/s)

NS

*
-6.0
(sec)

(sec)
(cm/s)(cm/s)

EW

*
-6.4
(sec)

(sec)

(a) 国分市役所(cm/s)(cm/s)

NS

4.0
*

(sec)

(sec)
(cm/s)(cm/s) EW

4.1
*

(sec)

(sec)

(b) 鹿児島市役所
図２３－４ 「詳細法工学的基盤」（Vs=500m/s）上の計算波形（速度波形、上：NS 成分、下：EW 成分）、
及び減衰５％の擬似速度応答スペクトル（ケース２、その４）

32

宇和島
大分
宿毛市

足摺
延岡

緯
度

★
第２アスペリティ

宮崎

第 1 アスペリティ★ 破壊開始点■ アスペリティ
経度

最大速度(cm/s)(a) ケース１（1968 年日向灘地震）

緯
度

延岡市
日向市

第 1 アスペリティ

西都市
国分市
鹿児島市

宮崎市
都城市

★

第２アスペリティ

日南市★ 破壊開始点■ アスペリティ
経度

最大速度(cm/s)

図２４(b) ケース２（1662 年の日向灘の地震）「詳細法」による強震動予測結果：「詳細法工学的基盤」上の最大速度分布図

33

宇和島
大分
宿毛市

足摺

緯
度

延岡

★
第２アスペリティ

宮崎

第 1 アスペリティ★ 破壊開始点■ アスペリティ
経度

最大速度(cm/s)(a)

ケース１（1968 年日向灘地震）

延岡市

緯
度

日向市

第 1 アスペリティ

西都市
国分市
鹿児島市

宮崎市
都城市

★

第２アスペリティ

日南市★ 破壊開始点■ アスペリティ
経度

最大速度(cm/s)

図２５(b) ケース２（1662 年の日向灘の地震）「詳細法」による強震動予測結果：地表の最大速度分布図

34

緯
度

5
3
経度
震度

図２６－１ 「簡便法」による強震動予測結果：地表の震度分布図（ケース１(1968 年日向灘地震)、赤枠：ケース１の「詳細法」の計算範囲）
35

緯
度

36
経度
震度

図２６－２ 「簡便法」による強震動予測結果：地表の震度分布図（ケース２（1662 年の日向灘の地震）、青枠：ケース２の「詳細法」の計算範囲）
36

第２アスペリティ

第 1 アスペリティ

第 1 アスペリティ★

★
第２アスペリティ★：破壊開始点■：アスペリティ★：破壊開始点■：アスペリティ(a) 初期の震源断層モデル（モデル１）(b) 修正後の震源断層モデル（モデル２）
ケース１(1968年）

震源特性

モデル１

モデル２

微視的震源特性2

3.29E+19

断層全体の短周期レベルA(Nm/s )2-

全アスペリティの面積Sa(km )

998

803

全アスペリティの平均すべり量Da(m)

3.69

3.69

1.55E+20

1.25E+2022

全アスペリティの地震モーメントMoa(Nm)アスペリティの個数

2

アスペリティの面積Sai(km )

第１アスペ 第２アスペ 第１アスペ 第２アスペ
リティ
リティ
リティ
リティ
667
331
390
413

アスペリティの平均すべり量Dai(m)

4.17

2.94

3.64

3.74

アスペリティの応力パラメータσa(MPa)

10.4

10.4

13.1

26.2

アスペリティの地震モーメントMoai(Nm)

1.17E+20

4.10E+19

5.98E+19

6.52E+19

背景領域の地震モーメントMob(Nm)

8.46E+19

1.15E+20

背景領域の面積Sb(km )

2084

2279

背景領域のすべり量Db(m)

0.96

1.20

背景領域の応力パラメータσb(MPa)

1.3

2.0

2

(c) 修正を行った微視的震源特性の比較
図２７－１

ケース１における初期の震源断層モデル（モデル１）と修正後の震源断層モデル（モデル２）の比較（震源断層モデル図と震源断層パラメータ）

37

緯
度

★

★
第２
アスペリティ

第２アスペリティ
第 1 アスペリティ

第 1 アスペリティ★：破壊開始点■：アスペリティ★：破壊開始点■：アスペリティ

経度

経度
震度

(a) モデル１(b) モデル２

3
1

3

34

2

3

4
3

4
4

3

3
1

3

3

4
4

4

4

4

33

2

緯
度

5

4

4

3

4

5
3
32

★

4
3

震源

4
4
4

4
2
31

3
130

(c)
図２７－２

131

経度

132

133

1968 年日向灘地震の震度分布（再掲）
ケース１におけるモデル１とモデル２の比較（震度分布図）38データなしデータなし(a) 細島観測点の柱状図

土質
砂
砂
砂
砂
粘土
粘土
砂
砂
粘土
砂礫
-

Vp(m/s)
1500
1600
1650
1600
1650
1650
1800
1800
1800
1900
2000

Vs(m/s) ρ(cm/s3） 層厚(m)
135
1.7
4
190
1.8
3
230
1.8
5
190
1.8
4
185
1.75
5
190
1.75
6
240
1.8
4
310
1.9
5
250
1.75
5
390
2
4
500
2
-

(b) 柱状図をもとに設定した一次元地下構造モデル
図２８

細島観測点の柱状図、及び柱状図を参照して設定した一次元地下構造モデル

39

気象庁１倍強震計による観測波形（気象庁より提供）「詳細法工学的基盤」上の計算波形
(cm)
3.0

\47317303_hy_jma.ns

0.0

-3.0
*
-3.0
0.0

N

200.0

(sec)

（1）モデル１
(cm)
3.0

S

\47317303_hy_jma.ns

0.0

*
-2.2

-3.0
0.0

200.0

(sec)

（2）モデル２(a) N-S 成分
(cm)
3.0

47317303_hy_jma-.ew

0.0

-3.0

W

0.0

200.0
*
-5.6

(sec)

（1）モデル１(cm)
3.0\47317303_hy_jma-.ew

E
0.0

-3.0
0.0

*
-3.6

200.0

(sec)

（2）モデル２(b) W-E 成分
図２９－１ 「詳細法」による計算波形と観測波形の比較（ケース１、宮崎地方気象台、変位波形、震源断層モデルの違いによる比較結果を含む。計算波形は、地震計の計器特性に関する補正を行っている。）

40

気象庁１倍強震計による観測波形（気象庁より提供）「詳細法工学的基盤」上の計算波形

(cm)
3.0

3.0
*

48316593_hy_jma-.ns

0.0

S

-3.0
0.0

200.0

(sec)

（1）モデル１

N

3.3
*

(cm)
3.0

\48316593_hy_jma-.ns

0.0

-3.0
0.0

200.0

(sec)

（2）モデル２
6.9(a) S-N 成分 *

(cm)
3.0

D:\日向灘\1968\公表地点波形Case1\HYB\48316593_hy_jma.ew

0.0

E
-3.0
0.0

200.0

5.6
*

W

(sec)

（1）モデル１(cm)
3.0\48316593_hy_jma.ew

0.0

-3.0
0.0

200.0

（2）モデル２(sec)(b) E-W 成分
図２９－２ 「詳細法」による計算波形と観測波形の比較（ケース１、延岡測候所、変位波形、震源断層モデルの違いによる比較結果を含む。計算波形は、地震計の計器特性に関する補正を行っている。）

41

気象庁１倍強震計による観測波形（気象庁より提供）「詳細法工学的基盤」上の計算波形
(cm)
3.0

\49330060_hy_jma-.ns

2.2
*

0.0

S

-3.0
0.0

200.0

(sec)

（1）モデル１(cm)
3.0\49330060_hy_jma-.ns

N
0.0

-3.0
0.0

200.0
*
-5.9

(sec)

（2）モデル２(a) S-N 成分
(cm)
3.0

\49330060_hy_jma-.ew

0.0
*
-1.2

W
-3.0
0.0

200.0

（1）モデル１
E

(cm)
3.0

(sec)

D:\日向灘\1968\test110←テスト６\1倍計比較地点\49330060_hy_jma-.ew

0.0

-3.0
0.0

*
-4.0

200.0

(sec)

（2）モデル２(b) W-E 成分
図２９－３ 「詳細法」による計算波形と観測波形の比較（ケース１、足摺分室、変位波形、震源断層モデルの違いによる比較結果を含む。計算波形は、地震計の計器特性に関する補正を行っている。）

42

気象庁１倍強震計による観測波形（気象庁より提供）「詳細法工学的基盤」上の計算波形
(cm)
3.0

\49326464_hy_jma.ns
0.6
*

0.0

-3.0

Ｎ
0.0

200.0

(sec)

（1）モデル１(cm)
3.0\49326464_hy_jma.ns

Ｓ
0.0
*
-0.9
-3.0
0.0

200.0

(sec)

（2）モデル２(a) N-S 成分

(cm)
3.0

\49326464_hy_jma-.ew
0.8
*

0.0

Ｗ
-3.0
0.0

200.0

(sec)

（1）モデル１
Ｅ(cm)
3.0\49326464_hy_jma-.ew

0.0
*
-1.2
-3.0
0.0

200.0

（2）モデル２(sec)(b) W-E 成分
図２９－４ 「詳細法」による計算波形と観測波形の比較（ケース１、宇和島測候所、変位波形、震源断層モデルの違いによる比較結果を含む。計算波形は、地震計の計器特性に関する補正を行っている。
）

43

気象庁１倍強震計による観測波形（気象庁より提供）「詳細法工学的基盤」上の計算波形
(cm)
3.0

0.0

*
-2.2

-3.0

S

0.0

200.0

(sec)

（1）モデル１(cm)
3.0\49316479_hy_jma-.ns

N
0.0

*
-1.6
-3.0
0.0

200.0

(sec)

（2）モデル２(a) S-N 成分
(cm)
3.0

D:\日向灘\1968\公表地点波形Case1\HYB\49316479_hy_jma.ew
1.3
*

0.0

E
-3.0
0.0

200.0

(sec)

（1）モデル１
W(cm)
3.0\49316479_hy_jma.ew
1.2
*

0.0

-3.0
0.0

200.0

(sec)

（2）モデル２(b) E-W 成分
図２９－５ 「詳細法」による計算波形と観測波形の比較（ケース１、大分地方気象台、変位波形、震源断層モデルの違いによる比較結果を含む。計算波形は、地震計の計器特性に関する補正を行っている。）

44

(cm/s2)

196.2
*

200.0

(a) 観測波形

0.0-200.0(cm/sg2)
200.0

1000

観測記録
モデル１
モデル２
系列2

146.0
*

(b) モデル１による計算波形

pSv(cm/s)

100
0.0

5
4

10

-200.0(cm/s2g)

200.0

1
0.1

(c) モデル２による計算波形

0.0

0.0

20.0

40.0

10

(d) 観測波形、及び各計算波形から求めた
減衰定数５％の擬似速度応答スペクトル*-114.2-200.0

1
周期（秒）

60.0

80.0

100.0

120.0

140.0 (sec)

図３０－１ 「詳細法」による計算結果と細島観測点で得られた観測記録の比較（加速度波形、及び減衰定数５％の擬似速度応答スペクトル、NS
成分、ケース１における震源断層モデルの違いによる比較結果を含む。ただし、絶対時刻は合わせていない。）（観測波形では基線のずれが認められ、また、擬似速度応答スペクトルでも、周期３秒程度以上でノイズ等の影響が認められることから、
45
この帯域については、地動が正確に記録されていない可能性があり、信頼性は低いと考えられる。）

(cm/s2)

200.0(a) 観測波形

0.0-200.0(b) モデル１による計算波形

観測記録
モデル１
モデル２
系列2

148.0
*

pSv(cm/s)

200.0

1000

*

2
(cm/s
) -189.3
(gal)

0.0

100

6
4

10
-200.0
(cm/s
g 2)

200.0

1
0.1

(c) モデル２による計算波形

0.0

0.0

20.0

10

(d) 観測波形、及び各計算波形から求めた
減衰定数５％の擬似速度応答スペクトル*-114.7-200.0

1
周期（秒）

40.0

60.0

80.0

100.0

120.0

140.0 (sec)

図３０－２ 「詳細法」による計算結果と細島観測点で得られた観測記録の比較（加速度波形、及び減衰定数５％の擬似速度応答スペクトル、EW
成分、ケース１における震源断層モデルの違いによる比較結果を含む。ただし、絶対時刻は合わせていない。）（観測波形では基線のずれが認められ、また、擬似速度応答スペクトルでも、周期３秒程度以上でノイズ等の影響が認められることから、
46
この帯域については、地動が正確に記録されていない可能性があり、信頼性は低いと考えられる。）

最大速度(cm/s)

100

10

最大速度（最大値Vs600m/s 相当）
距離減衰式（司・翠川1999）

1
10

50
100
断層最短距離(km)(a)

ケース１（1968 年日向灘地震）)

最大速度(cm/s)

100

10

最大速度（最大値Vs600m/s 相当）
距離減衰式（司・翠川1999）

1
10

50
100
断層最短距離(km)
(b)

図３１

ケース２（1662 年の日向灘の地震）「詳細法工学的基盤」上における最大速度値を Vs=600m/s 相当に換算した値と司・翠川（1999）の距離減衰式との比較

47