琵琶湖西岸断層帯の地震を想定した強震動評価について

平成 16 年 6 月 21 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、「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、強震動の評価手法として「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うこととしている。強震動評価部会はその一環として、活断層で発生する地震に適用する強震動予測手法について検討を進め、その成果は活断層帯の地震を想定した強震動評価23などとして公表した。今回、この手法を基に琵琶湖西岸断層帯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。
なお、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最新の知見を総合し、最適な手法を用いて行ったものである。ただし、浅層地盤の影響評価については利用できるデータが限られているため簡便な手法を用いた。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。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、地域の詳細
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（２００２）：糸魚川－静岡構造線断層帯（北部、中部）の地震を想定した強震
動評価（平成１４年１０月３１日公表）
3 地震調査委員会（２００４）：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）

平 成 16 年 6 月 21 日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

琵琶湖西岸断層帯の地震を想定した強震動評価
地震調査委員会では、琵琶湖西岸断層帯について、その位置および形態、過去や将来の活動等に関する評価結果を「琵琶湖西岸断層帯の長期評価について」（地震調査委員会，2003b；以下「長期評価」という）4としてまとめ、公表している｡今回、この報告を踏まえ、強震動評価を行ったので以下に報告する。
１

想定する震源断層
琵琶湖西岸断層帯は、滋賀県高島郡マキノ町から大津市に至る断層帯である。全体
として長さは約 59ｋｍで、北北東－南南西方向に延びており、断層の西側が東側に対して相対的に隆起する逆断層である（図１参照）。
「長期評価」によれば、断層帯全体が１つの区間として活動すると推定され、地震発生の長期確率には幅がある5が、その最大値をとると、本断層帯は今後 30 年の間に地震が発生する可能性が、我が国の主な活断層の中では高い6グループに属する。
本報告では「長期評価」に基づき、上記の断層帯に対応する、一つのセグメントから成る震源断層モデルを想定し、その中に大きさの異なる二つのアスペリティ7を想定した。そのアスペリティの位置は、「長期評価」や既往文献を参照し、断層帯の中で平均変位速度が比較的大きいと推定された饗庭野（あいばの）断層付近および堅田（かたた）断層付近に設定した。震源断層モデルの傾斜角は、微小地震の震源分布や同断層帯の西に分布する花折（はなおれ）断層帯（地震調査委員会，2003a）8との位置関係を考慮して 70 度（西傾斜）に設定した。さらに、破壊開始点は、その位置を特定するだけの情報がないため、北のアスペリティ（第１アスペリティ）の北下端に位置する場合(ケース１)と南のアスペリティ（第２アスペリティ）の南下端に位置する場合（ケース２）の二つのケースを想定し、破壊開始点の違いによる影響を評価した。
震源断層パラメータを表１に、各ケースにおける断層の形状、アスペリティおよび破壊開始点の位置を図２に示す。

地震調査委員会（2003b）：琵琶湖西岸断層帯の評価（平成 15 年 6 月 11 日公表）
0.09%~9%
6 「長期評価」では 3%以上：「高い」、3%~0.1%：「やや高い」と表記している。
7 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）。
8 地震調査委員会(2003a)：三方・花折断層帯の評価（平成 15 年 3 月 12 日公表）
4
5

1

２

用いた地下構造モデル
地震波は、一般的には震源断層から上部マントル層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9から上の工学的基盤10までの地盤構造（以下「深い地盤構造」という）の影響および工学的基盤から地表に分布する地盤構造（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、琵琶湖西岸断層帯の震源断層を含む強震動評価を行う範囲において、地下構造モデルを作成した。
「深い地盤構造」のモデルの作成にあたっては、既存の地下構造モデル（大阪平野および京都盆地）、各種物理探査結果、ボーリング調査および物理検層の結果、地質資料等の情報の収集・整理を行った。さらに、今回は盆地下や山間部の基盤岩類等について風化帯（速度の低い層）の存在を評価し、これらを基に地質構造と速度層構造の対比を行った上で「深い地盤構造」の三次元地下構造モデルを作成した。この結果を見ると、琵琶湖周辺からその南方、及び大阪平野とその西方（大阪湾）にかけて、堆積層が厚く地震基盤が深くなっている（図３参照）。一方、「浅い地盤構造」のモデルについては、地盤調査データが乏しいことから地形分類データに基づいて概略評価している。これにより求めた「浅い地盤構造」による最大速度の増幅率を図４に示した。
評価範囲内では、大阪平野、京都盆地、奈良盆地および近江盆地といった平野部・盆地部において増幅率が高い傾向が認められる。
３

予想される強震動
設定した震源断層と地下構造に基づき、評価範囲について約 1km サイズのメッシ
ュごとに強震動予測を行った。
図５にそれぞれのケースの震度分布を示す。アスペリティからの距離が近く、「浅い地盤構造」における増幅率の高い地域において、震度６弱以上の揺れが予測された。北側の第１アスペリティの北下端に破壊開始点が設定されているケース１では、破壊伝播方向にある第 1 アスペリティとディレクティビティ効果11が相乗して、このアスペリティの南東側に震度６強以上の強い揺れが予測された。震源断層から離れている大阪平野東部および大阪湾岸の一部においても震度５強（大阪湾岸ではごく一部
で震度６弱）と予測された地域が見られるが、これは、厚い堆積層（「深い地盤構造」）の影響とディレクティビティ効果によりやや長周期の地震動が増幅され、さらに大阪
湾岸は、埋め立て地盤（「浅い地盤構造」）での増幅率が大きいことを反映したものと考えられる。

9

Ｓ波速度３km/s 程度の堅固な岩盤
Ｓ波速度 400～700m/s 程度の地盤
11 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合い、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。
102

ケース２の震度分布でも、アスペリティからの距離が近く、「浅い地盤構造」での増幅率の高い地域で震度が大きくなる特徴は共通している。ケース２では、破壊開始
点が南の第２アスペリティの南下端に設定されているため、第２アスペリティの東側
で特に震度が大きく、ところどころで震度６強以上の揺れが予測された。ケース１で震度５強と予測された地域が見られた大阪平野東部及び大阪湾岸は、ケース２では、同地域が破壊の伝播方向と逆方向に位置することになるため、ほとんどの地域で震度４程度に留まった。
強震動予測結果の検証として、震源断層からの最短距離と最大速度の予測結果の関係を既存の距離減衰式(司・翠川，1999)と比べた（図６参照）。全体的に予測結果は
距離減衰式と良い対応を示している。
なお、計算手法の検証としては、ここで用いた手法と同様の手法により兵庫県南部
地震の強震動評価（地震予知総合研究振興会，1999）および鳥取県西部地震の強震動評価（地震調査委員会強震動評価部会，2002）を行っており、それぞれの評価結果が震度分布や観測記録を説明できることを確認している。
４

今後に向けて本断層帯における強震動評価では、破壊開始点の位置を特定するだけの情報がなかったため破壊開始点の位置を変えた二つのケースで強震動予測計算を行い、その違いを検討した。今後の活断層ならびに深部構造の調査研究により、想定するケースを絞り込める可能性がある。
想定震源断層パラメータのうち断層の傾斜角が不明であったため、地震発生層において並走する高角度の花折断層帯と交差しない位置関係を保つ傾斜角を想定した（説明文 2.1(3)参照）。地震発生層の深さが特定された場合、断層の傾斜角は地震モーメ
ントの評価に大きな影響を及ぼす重要な要素となる。したがって、今後、本断層帯での深部構造探査等の調査研究により、断層の形態に関する情報が増えれば、より信頼性の高い強震動予測が可能となる。
今後、強震動予測の精度をさらに高めていくためには、中小地震観測記録を用いた手法や深部構造探査などによる詳細な三次元地下構造モデル（風化等も勘案した「深い地盤構造」および「浅い地盤構造」のモデル）の設定が必要である。

3

表１

琵琶湖西岸断層帯の特性化震源モデルのパラメータ

震源特性
断層原点
（ 地表トレース原点 ）70 °花折断層帯との位置関係を考慮し設定

すべり角

地震調査委員会報告書(2003b)

断層長さ L

地震調査委員会報告書(2003b)を参照し設定

90 °60.0 km

断層幅 W

地震発生層の厚さから推定

16.0 km

断層面積 S

レシピ1-1 (2) S = L ･W

960.0 km2

断層上端深さ D S
地震モーメント M 0

3.0 km

微小地震の発生を参考に設定-11

2

レシピ(3)式より導出 M 0 = {S / (4.24×10 ) }5.13E+19 N・mlogM 0(N・m) = 1.5*M w+9.1

7.1（気象庁マグニチュードMJ） （M J = (log L + 2.9)/0.6）( 7.8 )

モーメントマグニチュード

S波速度 β

ィ
ィ
ィ

背
景
領
域

レシピ(5)式より導出 D =M 0/(µ S )171.3 cm2

総面積 S aS a=π r

平均すべり量 D a

D a=γ D･D

アスペリティ位置
面積 S a1
平均すべり量3.4 km/s
17静的応力降下量 ∆σasp

第
２
ア
ス
ペ
リ
テ

3.12E+10 N/m2

1/3

レシピ(6)式 A = 2.46*10 *M 0

地震モーメント M 0a

D a1

地震モーメント M 0a1r=

7π M0 2β4 AR342.6 cm

レシピ(5)式 M 0a=µ S aD a

3.03E+19 N･m2

レシピ(14)式 ∆σ asp=7/16*M 0/(r R )地震調査委員会報告書(2003b)を参照し設定

レシピ(13)式 D a1 = M 0a1/ (µ ･ S a1)

379.7 cm

アスペリティ面積の1.5乗に比例配分

2.24E+19 N・m

地震調査委員会報告書(2003b)を参照し設定

D a2

饗庭野断層付近
189.0 km2

アスペリティ位置

平均すべり量14.2 MPa

アスペリティ総面積を比例配分（2/3）

σ asp = ∆σ asp

地震モーメント M 0a2

1.97E+19 N･m/s2
283.5 km2

実効応力 σ asp

面積 S a2

4.2 MPa

3地下構造モデルから設定

短周期レベル A

第
１
ア
ス
ペ
リ
テ

3

µ=ρβ ,ρ=2.7g/cm ,β=3.4km/s

平均すべり量 D

全
ア
ス
ペ
リ
テ

レシピ(15)式より導出 ∆σ =7/16*M 0/R
2

剛性率 µ

そ
の
他
の
震
源
特
性

N17E

同上

傾斜角

静的応力降下量 Δσ

微
視
的
震
源
特
性

北緯 35°29′
東経136°03′

地震調査委員会報告書(2003b)を参照し設定

走向

巨
視
的
震
源
特
性

特性化震源モデルのパラメータ

パラメータ設定方法

14.2 MPa
堅田断層付近アスペリティ総面積を比例配分（1/3）

94.5 km2

レシピ(13)式 D a2 = M 0a2/ (µ ･ S a2)

268.3 cm

アスペリティ面積の1.5乗に比例配分

7.91E+18 N・m

実効応力 σ asp

σ asp = ∆σ asp

地震モーメント M 0b

レシピ(12)式

面積 S bS b=S -S asp

676.5 km2

レシピ(13)式 D b =M 0b /(µ S b )99.5 cm

実効応力 σbレシピ(17)式
σ b=(D b/W b)/(D asp/W asp)*ΣSai3/Sa3*σ asp

3.2 MPa

破壊開始点

レシピ1-3(2)アスペリティ下端部

破壊伝播形式

レシピ1-3(3)

同心円状

破壊伝播速度 V R

レシピ(22)式

平均すべり量 D b

14.2 MPaM 0b=M 0-M 0asp

V R= 0.72*β42.10E+19 N･m

2.4 km/s

震源断層モデルの地表トレース

図１

琵琶湖西岸断層帯の活断層位置図と強震動評価に用いた震源断層モデルの地表トレース（地震調査委員会（2003b）に加筆）

5

緯度

緯度

6
35°û

35°û

km

km
0

経度

10

20

0

30
経度

136°

ケース 1 （破壊開始点が北下端）
破壊開始点

20

136°

ケース２（破壊開始点が南下端）

地表トレース
アスペリティ
★

断層モデル

10

図２

震源断層モデル30

Vs=430m/s
1.8km/s

Vs=620m/s
2.0km/s00-20000-20000

深度

深度

(m)

-40000(m)-40000
3000

3000

2400

2400
1800

-600001800-60000

1400

1400
1000

1000

800

800
600

-80000600-80000

400

400
300

300

200

200
150

-100000

150-100000

100

100

80

80
60

60
40

-120000

40-120000

20

20

0

0

-140000-140000-160000-160000-180000-180000-60000-40000-20000

0

20000

40000

-60000Vs=750m/s
2.2km/s-40000-20000

0

20000

40000

2.5km/s
Vs=950m/s
00-20000深度-20000

深度

(m)

(m)
-40000-40000

3000

3000

2400

2400
1800

-600001800-60000

1400

1400

1000

1000
800

800
600

-80000600-80000

400

400

300

300

200

200
-100000

150-100000

150

100

100

80

80
60

60
-120000-120000

40

40

20

20

0

0

-140000-140000-160000-160000-180000-180000-60000-40000-20000

図３－１

0

20000

-6000040000-40000-20000020000「深い地盤構造」のモデル（各速度層上面の深さ分布）

7

40000

Vs=1.8km/s
3.8km/s

Vs=2.2km/s
4.4km/s00-20000-20000

深度

深度

(m)

-40000(m)-40000

3000

3000

2400

2400
1800

-600001800-60000

1400

1400
1000

1000

800

800
600

-80000600-80000

400

400
300

300

200

200
150

-100000

150-100000

100

100

80

80
60

60
40

-120000

40-120000

20

20

0

0

-140000-140000-160000-160000-180000-180000-60000-40000-20000

0

20000

40000

-60000-40000-20000020000

Vs=3.1km/s
5.2km/s0

深度-20000(m)-40000

3000
2400
1800

-60000

1400
1000
800
600

-80000400
300
200-100000

150
100
80
60

-12000040
20
0-140000-160000-180000-60000-40000-20000

図３－２

0

20000

40000

「深い地盤構造」のモデル（各速度層上面の深さ分布）

8

40000

敦賀

想定断層面
今津
彦根

草津
京都
大津

大阪
奈良

図４

「浅い地盤構造」（工学的基盤（Vs=400m/s 相当）から地表まで）での最大速度の増幅率

9

0 km

北
敦賀

20 km

☆

40 km
今津
第１アスペリティ
彦根

60 km

80 km

第２アスペリティ草津
京都 大津

100 km凡例
想定断層面

120 km

断層トレース
☆

奈良
大阪

破壊開始点

140 km
アスペリティ

震度160 km
３以下

0 km

20 km

40 km
E17°S

４

５弱

５強

６弱 ６強以上

60 km※震度６強以上と計算された地域においては震度７になる可能性もあり得る。上の図は、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。
図５－１「詳細法」による強震動評価結果：震度分布図（ケース１）

10

0 km

北
敦賀

20 km

40 km

今津
第１アスペリティ

彦根

60 km

80 km

第２アスペリティ ☆

大津

草津

京都

100 km凡例
想定断層面

120 km奈良

断層トレース☆

大阪
破壊開始点

140 km

アスペリティ
震度160 km
３以下

0 km

４

５弱

40 km
60 km
E17°S
※震度６強以上と計算された地域においては震度７になる可能性もあり得る。上の図は、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。

図５－２

20 km

５強

「詳細法」による強震動評価結果：震度分布図（ケース２）

11

６弱 ６強以上

詳細法による工学的基盤上面の速度最大値 (Vs = 600 m/sへ補正)
司・翠川 (1999)Mw= 7.1 (Vs = 600 m/s相当)

詳細法による工学的基盤上面の速度最大値 (Vs = 600 m/sへ補正)
司・翠川 (1999)Mw= 7.1 (Vs = 600 m/s相当)

200

100

100

50

50

20

20

10

10

5

5

12

200

2

2

2

5

10
20
断層最短距離 R [km]

ケース１

50

100

2

5

10
20
断層最短距離 R [km]

50

ケース２

図６ 「詳細法工学的基盤」における最大速度を Vs=600m/s 相当に換算した値と司・翠川（1999）の距離減衰式（Mw=7.1）との比較

100

平 成 16年 6月 21日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

琵琶湖西岸断層帯の地震を想定した強震動評価（説明）
１．強震動評価の概要 ......................................................................................................................1
1.1 評価全体の流れ ......................................................................................................................1
1.2 評価地点 .................................................................................................................................1
1.3 評価項目 .................................................................................................................................1
２．震源特性の設定 .........................................................................................................................2
2.1 巨視的震源特性 ......................................................................................................................2
2.2 微視的震源特性 ......................................................................................................................3
2.3 その他の震源特性...................................................................................................................4
2.4 詳細な計算に用いる震源モデル............................................................................................4
３．地下構造モデルの設定...............................................................................................................4
3.1 上部マントルから地震基盤までの「大構造」 ........................................................................4
3.2「深い地盤構造」 ....................................................................................................................5
3.3「浅い地盤構造」 ....................................................................................................................6
４．強震動計算方法 .........................................................................................................................6
4.1「詳細法」 ...............................................................................................................................6
4.2「簡便法」 ...............................................................................................................................7
4.3 それぞれの手法の特徴............................................................................................................8
５．強震動予測結果とその検証........................................................................................................8
5.1「詳細法」による強震動予測結果............................................................................................8
5.2「簡便法」による強震動予測結果..........................................................................................10
5.3「詳細法」による強震動予測結果と距離減衰式との比較による検証 ....................................10
６．問題点と今後の課題 ................................................................................................................11
6.1 問題点 ..................................................................................................................................11
6.2 今後の課題 ...........................................................................................................................11
参考文献（アルファベット順）......................................................................................................12

１．強震動評価の概要
1.1 評価全体の流れ
琵琶湖西岸断層帯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７にはその作業内容
をフローチャートにして示した。
① 地震調査委員会による「琵琶湖西岸断層帯の評価」（地震調査委員会，2003b；以下、「長期評価」という）で示された活断層位置に沿うように一つの震源断層モデルを想定した。
② ①の巨視的震源特性等から微視的震源特性を評価して特性化震源モデル1を設定した（図９参照）。セグメントが大きいことより、大小二つのアスペリティを想定し、破壊開始点を変化させた二通りのケースを想定した。
③ 琵琶湖周辺（北は若狭湾、南は大阪湾に達する範囲）の地下構造モデルを既存の物理探査
結果、ボーリング調査結果等より作成した。「浅い地盤構造」（３章参照）のモデルは国土数値情報の土地分類データ（国土地理院，1987）を基に作成した。
④ ②で作成された特性化震源モデルと③で作成された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メッシュ密度で「詳細法」（ハイブリッド合成法：４章参照）を用いて強震動評価を行った。
⑤ 平均的な地震動分布を評価するため、「簡便法」（４章参照）を用いた強震動評価も行った。
次章以降、上記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「特性化震源モデル」、「地下構造モデル」、「強震動計算方法」、「予測結果の検証」の考え方については、付録の「活断層で発生する地震の強震動評価のレシピ」（以下、「レシピ」と呼ぶ）に基づいたものであり、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した。
1.2 評価地点
本報告における評価地点は、次に示す強震動評価範囲の中にある約1kmメッシュの中心とした（図８参照）。
「簡便法」による評価範囲
東経 135.0°～137.0°
北緯34.0°～ 36.5°「詳細法」による評価範囲
次の４地点を四隅とする矩形範囲
北端 東経 135.800°，北緯 35.850°
東端 東経 136.482°，北緯 35.678°
西端 東経 135.254°，北緯 34.384°
南端 東経 135.936°，北緯 34.213°
1.3 評価項目
本報告における強震動の評価項目は、「詳細法」、「簡便法」それぞれにおいて以下のとおりである。
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 al .(1999)のcharacterizationの訳語に由来する。
1

「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)● 地表の最大速度及び震度分布「簡便法」● 震度分布
本報告では、「詳細法工学的基盤」上において計算された波形のうち、図８にその位置を示す敦
賀市役所（福井県）、今津町役場（滋賀県）、大津市役所（滋賀県）、草津市役所（滋賀県）、彦根市役所（滋賀県）、京都市役所（京都府）、奈良市役所（奈良県）、大阪市役所（大阪府）のそれぞれに最も近い計算格子点の８評価地点について時刻歴波形及び擬似速度応答スペクトルを例として示した。

２．震源特性の設定
本報告では、断層全体が同時に活動するとし、その破壊開始点の位置を変えた２ケースの特性化
震源モデルを想定した。図９に活断層で発生する地震の震源特性設定の流れを示す。
2.1 巨視的震源特性(1) 震源断層モデルの位置
震源断層モデルの位置は、「長期評価」による活断層位置図を参照し、活断層分布に沿うように位置（長さと走向）を設定し（図１参照）、震源断層モデルの長さは60km、走向はN17°Eとした。
(2) 地震発生層の深さ
地震発生層の上端、下端の深さを想定するために、伊藤(2002)による近畿中北部の地殻内地震の震源分布、黒磯・岡野（1990）による琵琶湖周辺の震源分布等を参照した。また、京都大学防災研究所地震予知研究センター阿武山観測所のごく最近のデータを含むデータベースより作成された琵琶湖西岸地域の震源分布（図１０参照）によると、地震発生層の上端は3kmないし5km、下端は18km程度である。上記より、地震発生層の上端深さは3km、下端深さは18kmとした。
(3) 震源断層モデルの傾斜「長期評価」では、戸田ほか（1996）による反射法地震探査結果などから、琵琶湖西岸断層帯の一つの堅田断層を西傾斜の逆断層としている。ただし、深いところ（0.8km程度以深）の傾斜角は不明である。
琵琶湖西岸断層帯の西方約7kmには、横ずれ断層で断層面が鉛直に近いと推定されている花折断層が並走している（地震調査委員会，2003a）。これら二つのタイプの異なる断層帯の関係は、
Bowman et al.(2003)などに示されている slip partitioning の考え方で説明できる。両断層の地下での詳しい位置関係は不明であるが、slip partitioning の考え方では、地下深部での斜めすべりが、浅部では横ずれと縦ずれの二つの断層の動きに分割されることがあるとされるので、琵琶湖西岸断層帯と花折断層が地下深部で一つに収斂することはあっても、交差関係にあるとは考えにくい。
このような考え方に基づいて、琵琶湖西岸断層帯の震源断層モデルの傾斜角を少なくとも地震発
生層下端の深さ18kmまでは花折断層に達しない程度の高角度（70°西傾斜）に設定した。
(4) 震源断層モデルの面積
上記の地震発生層の厚さ及び傾斜角から断層の幅を算定し[レシピ(1)式参照]、震源断層モデルの面積を算出した。震源断層の幅は16kmとなり、前述の長さを乗じて960km2となる。

2

(5) 地震モーメントMo
内陸地震の断層面積と地震モーメントとの関係に基づき、地震モーメントの値を求めた[レシピ(3)式参照]。図１１（上）に地震モーメントと断層面積の関係について過去の地震の解析結果をまとめたものに、今回の設定値をプロットして示した。
(6) 平均すべり量Ｄ
震源断層モデル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及び震源断層モデルの面積Ｓを用いて約1.7mと推定した[レシピ(5)式参照]。
2.2 微視的震源特性(1) アスペリティの数
アスペリティの個数は、経験上、１回の地震につき平均2.6個で、１セグメントにつき１～２個とされている[レシピ1-2微視的震源特性参照]。本報告では、断層面積が比較的大きいことよりアスペ
リティの数は大小２個とした。
(2) アスペリティの総面積
アスペリティの総面積は、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）と関係があることから、以下の手順で算定した。
① 壇ほか(2001)による短周期レベルと地震モーメントとの経験式[レシピ(6)式参照]を用いて、地震モーメントから短周期レベルを算定した（図１１下参照）。
② 上記で算定した短周期レベルから、便宜的に等価半径rの円形のアスペリティが一つあるという考え方を基にして、アスペリティの総面積Saを求めた[レシピ(7)～(9)式参照]。
③ 二つのアスペリティの面積比は、石井ほか(2000)に従い2:1とした。
算定した結果、震源断層モデルの面積に対するアスペリティの面積の比は、30％となる。なお、
これまでの研究成果では、アスペリティの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、アスペリティの定義が研究ごとに異なるものの、内陸地震によるアスペリティ面積の占める割合は、断層面積の平均22%(Somerville et al.,1999)、15%～27%(宮腰ほか，2001)、平均37%（石井ほか，2000）といった結果が得られており、これらの範囲内にある。
(3) アスペリティの位置「長期評価」によると琵琶湖西岸断層帯北部の饗庭野断層付近での平均上下変位速度は約1.6m/
千年、本断層帯南部の堅田断層付近での平均上下変位速度は約1.1～1.3m/千年とされる。また、戸田ほか（1996）は、堅田断層は第四紀後期の活動が活発であるのに対して、比叡断層や比良断層は第四紀後期には活動的ではないと述べている。以上より、本報告では、饗庭野断層を中心とした地
域に第１（大きい方の）アスペリティ、堅田断層を中心とした地域に第２アスペリティを設定した。
(4) アスペリティ・背景領域の平均すべり量
アスペリティ全体の平均すべり量は、最近の内陸地震の解析結果を整理した結果（Somerville etal., 1999）を基に震源断層全体の平均すべり量の2倍とし、アスペリティのすべり量及び背景領域のすべり量を算定した[レシピ(10)～(14)式参照]。
この結果、アスペリティの平均すべり量は3.4mとなる。なお、「長期評価」によると、その信頼度は低いものの、琵琶湖西岸断層帯の１回のずれ量は３～５ｍ程度と推定されており整合している。
(5) 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3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は、アスペリティの面積から一つの円形のアスペリティが存在すると見なして算定し、アスペリティ領域で14.2MPa、背景領域
で3.2MPaとなる[レシピ(15)～(17)式参照]。
(6) fmax 2
fmaxについては、これを推定するための情報がないため、地震調査委員会強震動評価部会(2001)の検討より6Hzに設定した。
(7) 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(18)～(21)式参照]。
2.3 その他の震源特性(1) 破壊開始点の位置
破壊開始点については、その位置を特定するだけの情報がないため両極となる二つのケースを想定し、ケース１では北のアスペリティ（第１アスペリティ）の北下端、ケース２では南のアスペリ
ティ（第２アスペリティ）の南下端にそれぞれ設定して、位置の違いによる影響を評価した。
(2) 破壊伝播様式
破壊は、経験的に破壊開始点から放射状（概ね同心円状）に進行するものとした。
(3) 破壊伝播速度
破壊伝播速度は、地震発生層のＳ波速度との関係式(Geller, 1976)から求め2.4km/sとした[レシピ(22)式参照]。
2.4 詳細な計算に用いる震源断層モデル
強震動計算に用いる震源断層モデルは、約2km×2kmの要素に断層面を分割した要素断層の集まりとして取り扱った（図２参照）。

３．地下構造モデルの設定
強震動予測のための地下構造モデルは、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構造（以下、「大構造」と呼ぶ）、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）の三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二通りに定義されているが、これについては3.2
節において説明する。
3.1 上部マントルから地震基盤までの「大構造」
上部地殻の上面の深さ及びＰ波速度については、青木ほか(1974)による御母衣－外山測線の爆破
地震探査結果や村上ほか(1988)による大阪湾北港爆破観測、さらに微小地震の震源分布等をもとに、深さを3km、Ｐ波速度を6.0km/sとした。下部地殻の上面（コンラッド面）の深さ及びＰ波速度については、Zhao et al.(1992,1994)による琵琶湖西岸断層帯周辺の深さや微小地震の震源分布等を考慮して、深さを18km、Ｐ波速度を6.7km/sとした。上部マントルの上面（モホ面）の深さ及びＰ波
速度は、Zhao et al.(1992,1993)による琵琶湖西岸断層帯周辺の平均的な深さから35km、Ｐ波速度2

震源スペクトル特性のうちスペクトル振幅レベルが高周波側において急減する周波数4を7.8km/sとした。Ｓ波速度と密度については、Ludwig et al.(1970)によるＰ波速度とＳ波速度、密度の関係より設定した。減衰特性（Ｑ値）については、情報がないため、森本・富樫断層帯及び砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の強震動評価で設定された値を参考に設定した。
以上のように設定した「大構造」における伝播経路の地下構造モデルをまとめると、表３となる。
ただし、半経験的方法[レシピ３．強震動計算方法参照]においては、この地下構造モデルは用いず、減衰特性のみ考慮した。ここでは、断層周辺の減衰特性の情報がないため、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、下式のように設定した。
Ｑ=110・f 0.69 (f≧0.8Hz) ――――――（1）Ｑ=110(f<0.8Hz)f：周波数(Hz)
3.2 「深い地盤構造」「深い地盤構造」のモデルについては、レシピの中の「「深い地盤構造」のデータがある程度揃っている場合」に相当するものとして、その考え方に基づき、以下の手順でモデルの作成を行った。
① 近江、京都及び奈良盆地では、中古生層及び花崗岩を基盤岩類として、これを古琵琶湖層群
や大阪層群の鮮新～更新統が覆っている。各盆地において実施された物理探査結果及び検層結果、地質資料、深層ボーリング等の文献の収集・整理を行い（表２参照）、基盤岩上面の等深線図を作成した。
② 京都盆地における基準ボーリングのＰＳ検層結果及び京都市(2001)による微動アレイ探査結
果より、盆地下における基盤岩類の風化帯を次のように設定し、京都盆地及び近江奈良盆地に適用した。
第１層：Vp=3.8km/s 層厚 42m
第２層：Vp=4.4km/s 層厚 170m
③ 古琵琶湖層群や大阪層群の速度層構造のモデル化を行った。京都盆地については京都市（2003）、大阪堆積盆地については趙ほか(2002)によるモデルを用いた。近江盆地では烏丸
ボーリング（伊藤ほか，1999）のデータを用いてモデル化を行った。
④ 山間部に位置するK-NET及びKiK-netデータからP波速度と深さの関係を求め、これを用いて、山間部の風化帯に相当する各速度の深さを求めた。
⑤ 上記のデータをもとに７層から成る速度層構造（Vp=1.8km/s層、Vp=2.0km/s層、Vp=2.2km/s
層、Vp=2.5km/s層、Vp=3.8km/s層、Vp=4.4km/s層、Vp=5.2km/s層）として、三次元速度層構造モデルを作成した。
⑥ K-NET、KiK-net及び京都盆地ボーリングのＰＳ検層結果から、(2)式に示すＰ波速度とＳ波速度との関係を求めた。各速度層のＳ波速度は、Ｐ波速度より次式を用いて求めた。
Vp 2.0 ～5.0km/s
Vs=0.657Vp－0.697――――(2)Vp 2.0 km/s未満
Vs=0.194Vp＋0.078――――(3)⑦ 密度は、Ｐ波速度よりLudwig et al.(1970)の関係を用いて換算した。
・ 図１２には収集した資料の位置図、図１３には作成した三次元速度層構造モデルの断面図の例、図３には各速度層の深さのコンタ図（「深い地盤構造」モデル）を示す。
本報告では、この三次元速度層構造モデルの最上位を「詳細法工学的基盤」と定義した。なお、
図３に示したように、下位の層が露岩するところがあることより、「詳細法工学的基盤」上の地盤速度は一定でない。また、Vp=5.2km/s(Vs=3.1km/s)の層を地震基盤とした。
一方、「簡便法」においては、上記速度層構造モデルを用いることなく、評価地点下に一律Vs=400m/sの層が分布するとみなして、これを工学的基盤（Vs=400m/s）と定義した。これは、「確5

率論的地震動予測地図の試作版（地域限定）について」（地震調査委員会長期評価部会・強震動評
価部会,2002）の中の「工学的基盤」の定義と同義である。
3.3 「浅い地盤構造」「浅い地盤構造」は、「詳細法」においては「詳細法工学的基盤」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。即ち、国土数値情報の土地分類データを利用した手法(藤本・翠川，2003)を用い、約1km格子点単位で「浅い地盤構造」における表層30mの平均Ｓ波速度を求めて工学的基盤から地表への最大速度の増幅率を算定した（図４参照）[レシピ(23)～(24)式参照]。

４．強震動計算方法
本報告で用いた強震動計算方法は、ここまで述べた特性化震源モデルと三次元地下構造モデルを取り込んでハイブリッド合成法により地震動波形を求める「詳細法」と、過去のデータを基にマグニチュードと距離をパラメータとする経験式により最大速度を算定する「簡便法」を用いた。以下にそれぞれの手法について説明し、特徴を記す。
4.1「詳細法」(1) 三次元地下構造モデルの最上位層（「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、三次元地下構造モデルを再構築した。このモデルを用いて、ハイブリッド合成法により「詳細法工学的基盤」
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、長周期成分を理論的方法（Pitarka, 1999）による不等間隔格子有限差分法、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、両者の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地震動を評価することができる。合成
する接続周期は1.5秒とした。なお、波形は評価範囲（図８参照）の約1kmのメッシュそれぞれの中心点で求めた。
統計的グリーン関数法は、次に述べるように、2.4節で述べた震源断層モデルの要素断層ごとに地震基盤と三次元地下構造モデル上面（ここでは、「詳細法工学的基盤」と同じ）における統計的グリーン関数を順次作成して波形合成を行うものである。
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を用いて佐藤ほか(1994a, 1994b)が推定したパラメータを用い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。
なお、本報告ではVp=5.9km/s層（Vs=3.3km/s層）を地震基盤として扱った。

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
6

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滑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
地表における時刻歴波形を求めるためには、「浅い地盤構造」についても一次元地下構造モデ
ルを作成する必要があるが、ここでは地盤調査データが乏しいことより、一次元地下構造モデルの作成は行わず、微地形区分や土地分類データを利用した経験的な方法を用いた。すなわち、1km
格子点ごとに、「詳細法工学的基盤」のS波速度、及び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(24)式より求めた。
(3) 地表における計測震度計算された地表最大速度より、(4)式に示す翠川ほか(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)―――――――（4）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の二つの式が提示されているが、I=0～7の式は低震度データが強く反映され高震度データがあまり反映されない怖れがある。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) 工学的基盤上における最大速度
次に示す司・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+0.0038D－1.29－log(X+0.0028・100.50Mw)－0.002X ――（5）
PGV:最大速度(cm/s)
Mw:モーメントマグニチュード
D:震源深さ(km)X：断層最短距離(km)さらに、Ｓ波速度がVs=400m/sの地盤を工学的基盤とみなし、松岡・翠川(1994)による表層地
盤の速度増幅度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) 地表面における最大速度
1km格子点ごとに、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(24)式より求める。工学的基盤上面の最大速度に求めた最大速度増
幅率を適用することによって、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
地表における計測震度については、「詳細法」での地表における計測震度の求め方と同じ方法

7

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。
(1)「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想定された特性化震源モデ
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」での波形）。
・ 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。
(2)「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、微視的震源特性の影響は反映できない。
・ 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
5.1「詳細法」による強震動予測結果「詳細法」による強震動予測結果を下記のとおり示す。
「詳細法工学的基盤」での時刻歴波形例「詳細法工学的基盤」での地震動の擬似速度応答スペクトル「詳細法工学的基盤」での最大速度分布
地表の最大速度分布
震度分布

図１４
図１５
図１６
図１７
図１８

図１４、１５には、敦賀市役所（福井県）、今津町役場（滋賀県）、大津市役所（滋賀県）、草津市役所（滋賀県）、彦根市役所（滋賀県）、京都市役所（京都府）、奈良市役所（奈良県）、大阪市役所（大阪府）に最も近いメッシュを代表評価地点とし（図８にその位置を示す）、それぞれの地点におけるケース１とケース２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%擬似速度応答スペクトルを示す。
(1) 「詳細法工学的基盤」の時刻歴波形予測結果① ケース１
破壊が遠ざかる位置にある敦賀市や断層面の破壊を横から見る位置にある今津町・彦根市では、二つのアスペリティからの波群が時間差を置いて到達している。これらの地点は第１アスペリテ
ィよりも第２アスペリティの方が遠いため、第２アスペリティから到達する波群の方が、到達時刻が遅れ、短周期成分が大きく減衰している。特に破壊が遠ざかる敦賀市では、その到達時間差が最も大きく、波形全体としての包絡形も長い。
第１アスペリティ至近で破壊の前面に位置して強い破壊指向性にさらされる今津町では、最大
速度40 cm/s弱の大振幅となった。断層南端付近にあって破壊が近づいてくる位置にある草津市・大津市・京都市では、二つのアスペリティからの波群が一塊りになって到達し、波形全体としての包絡形も相対的に短い。また、波形振幅も大きく、最大速度は20～30 cm/s程度に達した。このうち草津では「深い地盤構造」での地震波伝播により地震動の継続時間は長くなり、後続動が長周期化している。
8

断層の南方に離れた平野や盆地上にある大阪市や奈良市では、距離減衰が大きいために波形振幅が小さくなっているが、「深い地盤構造」での地震波伝播により地震動の継続時間は長くなっている。特に大阪市では、周期5秒前後のやや長周期地震動が長時間継続している。
② ケース２
二つのアスペリティからの波群は、破壊の伝播する方向に位置する敦賀市では一塊りになって到達し、破壊の伝播する方向と逆の位置にある草津市・大津市・京都市では、時間差をおいて到達している。
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いるため長周期成分しか有していないことに注意が必要である。
(2) 「詳細法工学的基盤」上の最大速度分布予測結果
各ケースの「詳細法工学的基盤」上での最大速度の分布を比較して図１６に示した。地震動の最大速度値は、「詳細法工学的基盤」上で求められた水平２成分の時刻歴波形のベクトル合成を行い、その最大値を求めた。
① ケース１
アスペリティに近い地域、ことに第１アスペリティの破壊の伝播方向に位置する地域を中心に、振幅が相対的に大きくなっており、工学的基盤の地震動は、アスペリティからの距離とディレク
ティビティ効果3に強く支配されることがわかる。ケース１の破壊は第１アスペリティの北下端（ 北西隅 ）から放射状に広がっているので、特に、第１アスペリティの破壊の伝播方向に位置する地域、すなわち、第１アスペリティの南東側の断層に比較的近い地域で地震動の振幅が非常に大きくなっている。なお、振幅が最も大きい地域のかなりの部分は琵琶湖の湖底になっている。
また、断層から南方に離れた大阪平野では、振幅の絶対値は小さいものの、「深い地盤構造」により励起された長周期地震動の影響により、周辺の地域に比べて相対的に振幅が大きい傾向が見られる。
② ケース２
第２アスペリティの破壊の前面に位置する地域、すなわち、第２アスペリティの東側から北東側にかけてのエリアで断層に比較的近い地域で地震動の振幅が非常に大きくなっている。一方、大阪平野では周辺の地域に比べて振幅が大きいものの、ケース１ほどではない。
(2)(3) 震度分布予測結果
図１６で示した各ケースの「詳細法工学的基盤」での最大速度値に「浅い地盤構造」による増幅率を掛け合わせて地表における最大速度値を求めた結果を図１７に示した。また、これら最大速度値より換算して求めた震度の分布を図１８に示した。
① ケース１
アスペリティからの距離が近く、「浅い地盤構造」における増幅率の高い地域において、震度６弱以上の揺れが予測された。北側の第１アスペリティの北下端に破壊開始点が設定されているため、破壊の伝播方向となるアスペリティの南東側では、アスペリティとディレクティビティ効
果が相乗して、このアスペリティの南東側で震度６強以上と予測された。断層から離れている大阪平野東部及び大阪湾岸の一部においても震度５強（大阪湾岸ではごく一部で震度６弱）と予測されたが、これは、厚い堆積層（「深い地盤構造」）の影響とディレクティビティ効果によりや
3

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。
9

や長周期地震動が増幅され、さらに大阪湾岸は埋め立て地盤の「浅い地盤構造」での増幅率が大きいことを反映したものと考えられる。
② ケース２
アスペリティからの距離が近く、「浅い地盤構造」における増幅率の高い地域において震度が大きくなる特徴は共通している。破壊開始点が南の第２アスペリティの南下端に設定されているため、第２アスペリティの東側で特に震度が大きく、ところどころで震度６強以上と予測された。
ケース１では、震度５強と予測された地域が見られた大阪平野東部及び大阪湾岸も、ケース２では同地域が破壊の伝播方向とは逆方向に位置することになるため、ほとんどの地域で震度４程度に留まった。
なお、４章で説明したように地表の最大速度から計測震度への換算は経験的な方法((4)式)を用いているが、この式の基となっている統計データ群には計測震度6.0を越えるものが少ないため、計測
震度6.0を越えたものの換算については精度が十分でないと考えられる。また、ひずみレベルが大きい場合について、「浅い地盤構造」の非線形挙動の影響については考慮されていないという問題もある。さらに、強震動予測結果のばらつきの問題なども考慮すると、震度６強と震度７の境界を十分な精度で求められていないと判断される。したがって、本報告では最終的に「震度６強以上」となった部分については、震度７となる可能性もあることを示した。
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（震度分布）を図１９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。「簡便法」では、工学的基盤から地表への最大速度の増幅率の影響は反映されているが、「詳細法」と異なり地震基盤から工学的基盤までの増幅や三次元的な地下構造により生成され伝播する地震波の影響は考慮されていない。また「簡便法」ではディレクティビティ
効果が再現されていない。したがって「詳細法」の震度分布ではその震度が特徴的に大きかったア
スペリティの近傍や破壊の前面の地域、地震基盤の深い大阪平野などの地域については、「簡便法」の震度は相対的に小さい結果となっている。
5.3 「詳細法」による強震動予測結果と距離減衰式との比較による検証
強震動予測結果の検証として、横軸に断層最短距離をとり、「詳細法工学的基盤」における最大
速度値をVs=600m/s相当に換算補正した値と司・翠川（1999）の距離減衰式（経験式）とを比較して図６に示す。ただし、解析対象領域の大半では、実際には工学的基盤でのS波速度が大きく、モデル計算上はVs=390m/s・Vs=430m/sの層が最浅部にごく薄く載っているような地域では、実際にはそのような層での増幅が殆ど見込まれないと判断される。そこで、「詳細法」により評価された
速度最大値の補正の際に地下構造モデルの表層から２層（ Vs=390m/sとVs=430m/s ）を除外して比較を行った。
その結果・ 詳細法により評価された地震動はばらつきの範囲内で距離減衰式と概ね対応すること。
・ 断層最短距離が約10 km 以下の地域では断層の破壊指向性により距離減衰式を大きく上回る地点もあること。
・ 遠方でも「深い地盤構造」の影響によって大阪平野のように距離減衰式を大きく上回る地域があること。
・ ケース２では30km以遠で距離減衰式より早く減衰する傾向がある。
など、既往の地震動評価結果と同様の詳細な地域特性を反映した特徴が見られる。なお、ケース２の減衰傾向は、地震動計算領域が震源断層モデルに対して南に偏っているため、破壊伝播方向と逆側となる領域が広いことによる影響が含まれている。

10

６．問題点と今後の課題
6.1 問題点
・ 今回の強震動評価では、「浅い地盤構造」の調査データが乏しいことから、地表における波形を求めるのに必要な一次元地下構造モデルが十分な精度で作成できないため、「詳細法」によって時刻歴波形を求めるのは「詳細法工学的基盤」までにとどめ、地表における時刻歴波形は求めていない。地表における最大速度は、微地形区分（約1km四方毎の情報）を利用した経験的な方法を用いて最大速度の増幅率を推定することによって求め、さらに地表の計測震度も経験式を用いて求めている。したがって、「浅い地盤構造」のひずみレベルが大きい場合でも非線形挙動の影響については考慮されていないため、強震動予測結果（地表の最大速度・震度）は、個別の留意が必要である。
・ 6.2 今後の課題
今回の評価地域には、基盤岩類を被覆して大阪層群や古琵琶湖層群が分布しており、また、基盤岩類の表層には、風化部の残存部と考えられるやや速度の遅い部分が認められるなど地下構造が複雑であることが推定された。そこで、三次元地下構造モデルの構築にあたっては物理探査の結果を中心に可能な限りの情報収集を行ったが、情報の不足している地域もあり、モデル化にあたってはいくつかの仮定が必要となった。本地域に限らず今後強震動予測の精度をさらに高めるためには、
より詳細な地下構造モデル（風化部を含めた「深い地盤構造」及び「浅い地盤構造」）が必要となる。なお、地下構造モデルの最適化を図る手段として、中小地震観測記録を用いた手法も試みられており、地下情報の不足を補う手法として期待される。
今回の強震動評価では、アスペリティの深さと位置を固定して破壊開始点の設定を変え、破壊の伝播方向の異なる複数のケースにおける強震動予測計算を行い、ディレクティビティの影響の発現状況を確認した。今後の活断層ならびに深部構造の調査研究により、強震動予測結果に大きな影響を及ぼす震源特性に関する情報が増えれば、想定するケースを絞り込める可能性があり、より信頼性の高い強震動予測が可能となる。
・ 想定震源断層パラメータのうち断層の傾斜方向は反射法地震探査の結果から浅い部分では西傾斜であることがつかめていたが、アスペリティを包含する深度までの傾斜角が不明であったため地表トレースが隣接並行している高角度の花折断層と地震発生層内で交差しない位置関係となる傾斜角を想定した。地震発生層の深さが特定された場合、断層の傾斜角は地震モーメントの評価に大きな影響を及ぼす重要な要素である。今後、本断層帯での深部構造探査等の調査研究により、断層の形態に関する情報が増えれば、より信頼性の高い強震動予測が可能となる。

11

参考文献（アルファベット順）
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地震調査委員会(2003c)：森本・富樫断層帯の地震を想定した強震動評価．
地震調査委員会(2003d)：布田川・日奈久断層帯の地震を想定した強震動評価．
地震調査委員会(2004)：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．
地震調査委員会長期評価部会・強震動評価部会(2002)：確率論的地震動予測地図の試作版（地域限定）について．
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について（中間報告）．
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について（地震調査委員会(2002a)の別添）．
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12

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京都市（2003）：平成14年度地震関係基礎調査交付金 京都盆地の地下構造に関する調査成果報告書（概要版）
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シンポジウム資料集，23-34．
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地域安全学会論文集，1，51-56．
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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．
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13

「長期評価」
既存の研究成果

重力データ
既存探査データ
深層ボーリングデータ

震源モデルの特性化
震源モデルの修正

半経験的手法（統計的グリーン関数法）

巨視的パラメータ

三次元地下構造モデル
の構築

理論的手法

経験的手法

（差分法）

（距離減衰式）

ハイブリッド合成法
接続周期：1.5秒

国土数値情報No
距離減衰式と調和的
工学的基盤から地表へ

Yes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）「簡便法」による強震
動予測結果（地表の震度分布）※網掛けした処理は、「詳細法」の処理

図７

強震動評価の流れ

14

「簡便法」の計算範囲「詳細法」の
計算範囲

敦賀

今津

彦根

大津
京都
草津

大阪

図８

奈良

強震動評価範囲と波形例を示す評価地点

15

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

活断層調査

巨視的震源特性

震源断層形状微視的震源特性

アスペリティの位置・数

アスペリティ
の総面積
震源断層面積経験的関係

アスペリティの平均応力降下量

地震モーメント
各アスペリティの面積
各アスペリティの平均応力降下量
平均すべり量加速度震源スペクトル
短周期レベル

各アスペリティ及び
背景領域
の実効応力
地震発生層のＳ波速度

断層帯の形状等

その他の震源特性
破壊伝播速度

破壊開始点
破壊伝播様式

特性化震源モデル

図９

活断層で発生する地震の震源特性の設定の流れ

16

各アスペリティ
背景領域の平均すべり量

17
深さ

(km)

深
さ
(km)

図10 近畿北部（1976～2001年,深さ30kmまで）の震央分布（左図）及び琵琶湖西岸地域の震源分布（右図）（京都大学防災研究所地震予知研究センター阿武山系観測網再験測震源リストによる）

17

壇・他(2001)に加筆
Wells & Coppersmith(1994)

Moment Magnitude Mw

56

Abe(1990)

6

7

8

9

105
104
103
102
：本報告の断層モデル

101

実線：レシピ(2)式
破線：レシピ(2)'式

1001022 1023 1024 1025 1026 1027 1028 1029 1030 1031
M0 [dyn·cm]

壇・他(2001)に加筆
Dan et al.(Inland)
Dan et al.(Sea)

1028

3

Papageorgiou(1988)
Kamae(1996)

4

Kamae(1997)
Irikura(1999)

Moment Magnitude Mw

5

6

7

Kamae(1990)
Kato-1(1998)

8

9

1027
1026
1025
：本報告の断層モデル
太線：レシピ(5)式
細線：上記の倍、半分1024

1023 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30
10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10M0 [dyn·cm]
図１１

地震モーメントMoと断層面積Sとの経験的関係（上）および
地震モーメントMoと短周期レベルAの関係（下）

18

表２－１
林
幸

琵琶湖西岸断層帯の地下構造モデルに関する文献

著者
文献名
隆夫・山崎博史・川辺孝 琵琶湖東岸・草津市烏丸地区深層
ボーリングコアの岩相層序

堀江正治・石田志朗・西村進・横山卓雄・太井子宏和
Horie, S., and S. Tanaka

古琵琶湖層深層部堆積状況に関する研究
Multichannel seismic profiles

堀川晴央・水野清秀・佐竹健 大阪平野の３次元地盤構造モデルの治・関口春子・加瀬祐子・杉 作成
山雄一・横田 裕・末廣匡
基・Arben Pitarka
市原 実
特集＝続・大阪層群－古瀬戸内河湖
水系
池田 硯・大橋 健・植村善 滋賀県・近江盆地の地形
博
井本伸広・清水大吉郎・武蔵 京都西北部地域の地質
野 実・石田志朗
入倉孝次郎・春日 茂
水平に急変する地盤構造地域における地震波の震動特性
彦根西部地域の地質
石田志朗・河田清雄・宮村学
伊藤 潔・村上寛史・堀江正 発破地震動観測による琵琶湖底の地
治・佐々木嘉三・浅野周三・ 下構造
竹内俊明・原 徹夫
伊藤 潔・長尾年恭・田中
琵琶湖付近の地震活動と熱構造
豊香川敬生・趙研

伯明・宮腰

地殻・地盤構造情報の収集と物性値の特性化

香川敬生・澤田純夫・岩崎好 大阪平野の深部地盤構造のモデル化
規・南荘 淳について
香川敬生・澤田純夫・岩崎好 発破実験より推定される大阪堆積盆
規・江見 晋地構造
関西地盤情報活用協議会
新関西地盤－神戸および阪神間－
関西地盤情報活用協議会
新関西地盤－京都盆地－
烏丸地区深層ボーリング調査 琵琶湖東岸・烏丸地区深層ボーリン団編
グ調査
川辺秀憲・堀家正則・日下部 震源インバージョンと地震動有限差馨
分シミュレーションを用いた大阪平
野北部地域の三次元地下構造モデル
Kawabe, T
Stratigraphy of the lower partof the Kobiwako Group around the
Ueno basin, Kinki district,Japan.
古琵琶湖層群－上野盆地を中心に－
川辺孝幸
木村克己・吉岡敏和・中野聡 北小松地域の地質
志・松岡 篤近畿農政局計画部資源課
農業用地下水開発調査
北 啓之・科野健三
奈良盆地のVSP探査と地震応答の検討

狐崎長琅・後藤典俊・岩崎好 地震探査からみた京都盆地南部の地
規下構造とこれに関連した地震工学上の若干の問題小林芳正・入倉孝次郎・堀家 黄檗断層の地震探査
正則・天池文男・岸本清行・
春日 茂
小松原 琢・水野清秀・寒川 琵琶湖西岸活断層系・饗庭野断層の
旭・七山 太トレンチ掘削調査（補備調査）小松原 琢・水野清秀・寒川 琵琶湖西岸活断層系北部,饗庭野断旭・七山 太・木下博久・新 層の活動履歴
見 健・間野道子・吉村辰朗・井上 基・葛原秀雄・図司高志・中村美重・横井川博之小松原 琢・水野清秀・松山 琵琶湖西岸活断層系南部,特に堅田紀香
断層の補備調査小松原 琢・水野清秀・松山 琵琶湖西岸活断層系南部・堅田断層
紀香・細矢卓志・徳田博明・ の活動履歴調査
藤根 久
公文富士夫
烏丸地区深層ボーリング資料からみた近江盆地の構造運動と堆積環境
公文富士夫・今井 肇
烏丸半島学術ボーリング試料の堆積相と粒度分析からみた琵琶湖南湖周辺の古環境変遷
栗本史雄・内藤一樹・杉山雄 敦賀地域の地質
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地域地質研究報告（５万分の１地質
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京都大学防災研究所年報,14-A

203-2151971
地震学会講演予稿集,No.１

204

1980
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地質調査所速報,No.EQ/98/1（平成９ 125-136
年度活断層・古地震研究調査概要報
地震２,Vol.51
379-394

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活断層・古地震研究報告,No.１

115-131

活断層・古地震研究報告,No.２

91-1072002
烏丸地区深層ボーリング調査団編,琵 155-162
琶湖博物館研究調査報告,№12
烏丸地区深層ボーリング調査団編,琵 61-74
1999 琶湖博物館研究調査報告,№12
1999

1999

地域地質研究報告（５万分の１地質
図幅）,地質調査所

73

表２－２

琵琶湖西岸断層帯の地下構造モデルに関する文献

著者

文献名
年度
出典
平成8年度地震関係基礎調査交付金
京都西山断層群に関する調査成果報 1997
告書京都市
平成9年度地震関係基礎調査交付金
京都盆地－奈良盆地断層帯に関する 1998
調査成果報告書京都市
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三方・花折断層帯（桃山断層）に関 1999a
する調査成果報告書
京都市
平成11年度地震関係基礎調査交付金
京都盆地の地下構造に関する調査成 2000
果報告書
京都市
平成12年度地震関係基礎調査交付金
京都盆地の地下構造に関する調査成 2001
果報告書
京都市
平成13年度地震関係基礎調査交付金
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宇治川断層に関する調査成果報告書
京都市
平成13年度地震関係基礎調査交付金
京都盆地の地下構造に関する調査成 2002b
果報告書
京都市
平成14年度地震関係基礎調査交付金
京都盆地の地下構造に関する調査成 2003
果報告書（概要版）
京都市
三峠・京都西山断層帯に関する調査
2003年活断層調査成果および堆積平
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野地下構造調査成果報告会予稿集
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Palaeoeco., Vol. 105
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1993
the sediments of Lake Biwa,
Japan
Meyers, P. A., Takemura, Reinterpretation of Lake
Quant. Res., Vol.39
K. and Horie, S
Quaternary sediment chronology
of Lake Biwa, Japan, fromcorrelation with marine glacial- 1993
interglacial cycles

ページ

京都市

宮腰 研・香川敬生・越後智 大阪平野における深部地下構造のモ
デル雄
宮腰 研・香川敬生・越後智 大阪堆積盆地における深部地盤構造
雄・堀江佳平・澤田純男のモデル化（その２）宮腰 研・香川敬生・鶴来雅 微動探査法による奈良盆地の地下構人・赤澤隆士・小川安雄・清 造探査
水謙司・江尻譲嗣
宮腰 研・香川敬生・鶴来雅 微動探査法による彦根市の地下構造
人・赤澤隆士・趙 伯明・野 探査
口竜也・福本和正・藤原悌三宮腰 研・香川敬生・趙 伯 大阪堆積盆地における深部地盤構造のモデル化（その３）
明・徳林宗孝・澤田純男
水野清秀・小松原 琢・七山 琵琶湖西岸断層系の活動性調査
太・寒川 旭・山崎博史
水野清秀・小松原 琢
琵琶湖西岸断層系堅田断層及び今津－高島沖湖底断層の補備調査
中江 訓・吉岡敏和・内藤一 竹生島地域の地質
樹
中沢圭二・市川浩一郎・市原 日本の地質６ 近畿地方
実
西掘 剛・西川一雄・小早川 湖東流紋岩類
隆・但馬達男・岨中貴洋
岡村 眞・佐藤比呂志・隅元 琵琶湖湖底活断層の音波探査（予崇・堤 昭人・嶋本利彦・東 報）
郷正美・植村善博・松田時彦・露口耕治奥村晃史・寒川 旭・須貝俊 奈良盆地東縁断層系の総合調査
彦・高田将志・相場秀廣
佐竹健治・寒川 旭・須貝俊 金剛断層系の総合調査
彦
佐竹健治・寒川 旭・須貝俊 金剛断層系のトレンチ掘削調査（補彦
備調査）佐竹健治・須貝俊彦・寒川
奈良県金剛断層系の構造と最新活動
旭・柳田 誠・横田 裕・岩 時期
崎孝明・小俣雅志・石川 玲
滋賀県自然保護財団
滋賀県の自然
滋賀県自然誌編集委員会

物理探査学会第96回学術講演会講演
論文集
第24回地震工学研究発表会講演論文
1997b
集
物理探査学会第98回学術講演会論文
1998a 集1997a

物理探査学会第99回学術講演会論文
1998b 集20

171-178

154-162

186-19033-36
130-134
164-167

第25回地震工学研究発表会講演論文 185-188
集
23-35
地質調査所研究資料集No.303（平成1997
８年度活断層研究調査概要報告書）
地質調査所速報,No.EQ/99/3（平成10 215-224
1999 年度活断層・古地震研究調査概要報
告書）
地域地質研究報告（５万分の１図
712000
幅）,地質調査所
共立出版株式会社
296
1993
1999

1991

滋賀県自然誌編集委員会編,滋賀県自 387-422
然誌,滋賀県自然保護財団
活断層研究,No.10
53-64

1992
地質調査所研究資料集No.303（平成51-62
８年度活断層研究調査概要報告書）
地質調査所研究資料集,No.303（平成 63-72
1997
８年度活断層研究調査概要報告書）
地質調査所速報,no.EQ/98/1（平成９ 151-159
1998 年度活断層・古地震研究調査概要報告書）
地震２,Vol.52
147-153
1999
1997

1979
1991

滋賀県自然誌187-196滋賀県の自然 地形地質編並に10万分の1滋賀県地質図

541
2056

表２－３

琵琶湖西岸断層帯の地下構造モデルに関する文献

著者
Sri Widiyantoro, T.
Tsutsui, Y. Kobayashi, Y.
Murai, S. Kawasaki, I.
Matsui, K. Yamada, K.
Matsunami

文献名
A Correlation Between The Time
Section Obtained By CDP Seismic
Profiling Method and The 1000
Meter Drilling Log On The
Estuary Of Yasu River, Southeast
Coast Of Lake Biwa
太井子宏和・井内美郎・目黒 琵琶湖北湖湖底のユニブーム音波探査
鉄雄
Takemura, K
Tectonic and climatic record of
the Lake Biwa, Japan, region
provided by the sediments
deposited since Pliocene times
竹村恵二
西南日本の鮮新世以降のテクトニク
ス－近畿地域の盆地形成と関連して
竹村恵二・横山卓雄
琵琶湖1400m掘削試料の層相からみた堆積環境
戸田 茂・川崎慎治・中川康 琵琶湖南湖周辺における反射法地震一・香川敏幸・横田 裕・小 探査
林芳正・岡田篤正
脈動観測による基盤深度の推定－琵
筒井智樹・小林芳正・阿部進・香川啓生・須本満由美・ 琶湖東岸,日野川下流域の調査－
福井 徹・入倉孝次郎・岩田知孝・吉岡祥一
筒井智樹・小林芳正・村井芳 反射法地震探査による琵琶湖東岸,夫・芝 良昭・須田佳之・岩 日野川河口の地下構造の推定
田和孝・松井一郎・藤原宏行
Tsutsui, T. and Y.,
Discontinuity of Basement Rock
Kobayashi
Depth in Eastern Coast of LakeBiwa
山田功夫・佐々木嘉三
琵琶湖爆破による中部地方の地下構造
山崎博史
烏丸ボーリング－琵琶湖環境史－
山崎博史・吉川周三・林 隆 琵琶湖西岸,古琵琶湖層群基底部コ夫
アの層序横倉隆伸・加野直巳・山口 大阪湾における反射法深部構造探査
和雄・宮崎光旗・井川猛・太田陽一・川中卓・阿部進
横倉隆伸・山口和雄・加野直 神戸・芦屋周辺地域における反射法
巳・宮崎光旗・井川猛・太田 深部構造探査
陽一・川中 卓・阿部 進
横山卓雄
琵琶湖堆積物からみた古環境
横山卓雄
琵琶湖深層試錐中の火山ガラスの屈折率測定値からみた現琵琶湖堆積物の火山灰層序横山卓雄・堀江正治
マルチチャンネル反射法による琵琶湖の地層調査Yokoyama, T., Ishida, S., Lithofacies of the 1000m core
Danhara, T., Hashimoto,samples on the East coast ofS., Hayashi, T.,
Lake Biwa, Japan.
Hayashida, A. Nakagawa,Y., Nakajima, T.,
Natsuhara, N., Nishida,J., Otofuji, Y., Sakamoto,M., Takemura, K., Tanaka,N., Torii, M., Yamada, K.,
Yoshikawa, S., and Horie,S
吉川周作・烏丸地区深層ボー 琵琶湖東岸,烏丸地区深層ボーリン
グコアの火山灰層序
リング調査団
吉川周作・山崎博史
古琵琶湖の変遷と琵琶湖の形成
吉川周作・加 三千宣
琵琶湖湖底堆積物による過去40万年間の高精度火山灰編年
吉川周作・井内美郎
琵琶湖高島沖ボーリングコアの火山
灰層序
吉川周作・井内美郎
琵琶湖高島沖ボーリング火山灰から見た中期更新世～完新世の噴火活動
史
花折断層の活動履歴及び活動性調査
吉岡敏和・刈谷愛彦・七山太・岡田篤正・竹村恵二
吉岡敏和・宮下由香里・杉山 琵琶湖西岸断層系酒波断層の活動履雄一
歴調査
吉岡敏和・宍倉正展・細矢卓 花折断層南部,京都市修学院地区における活動履歴調査
志・徳田博明・山口弘志
小松原 琢・水野清秀・寒川 琵琶湖西岸活断層系北部,饗庭野断旭・七山 太・木下博久・松 層の第四紀後期の活動
木宏彰・新見 健・吉村辰朗・井上 基・居川信之・葛原秀雄・中村美重・図司高志・横井川博之

21

年度

出典
地震学会講演予稿集,No.２

ページ
99

1990

1987

北海道大学地球物理研究報告,Vol.49 251-268. Palaeogeo. Palaeoclima.
1990 Palaeoeco., Vol.78
1999
1989

185-192

月刊地球,Vol.21

649-652

陸水雑,Vol.50

247-254

活断層研究,No.15

23-36

地震学会講演予稿集,No.１

320

1996

1987
地震２,Vol.42

405-418

1989
Discovered by Observations of1989 Microseisms, J. Phys. Earth,
Vol.37
地震学会講演予稿集,No.１
1979133-146

2001 月刊地球,Vol.23
地質学雑誌,Vol.100
1994

387-392361-367197

地質調査所月報,Vol.49,11

245-266

地質調査所月報,Vol.50,4

245-267

1998
1999
1985 月刊地球,Vol. 7
地質学雑誌,Vol.92

328-332653-661

1986
1991

滋賀県自然誌編集委員会編,滋賀県自 703-714
然誌,滋賀県自然保護財団
Paleolim. Lake Biwa Jap. Pleist., 52-66
Vol.5

1976

第四紀学会講演要旨集

82-83

1998 アーバンクボタ,No.37
月刊地球,Vol.23
2001

1-11
594-599

地球科学,Vol. 45

81-100地球科学,Vol.47

97-109

1996

1991
1993

13-22
地質調査所研究資料集No.303（平成８年度活断層研究調査概要報告書）
地質調査所速報,No.EQ/00/2（平成11 119-126
2000
年度活断層・古地震研究調査概要報
活断層・古地震研究報告,No.１
133-1422001
1997

地調月報,Vol.49
1998447-460

上面深さ
(km)
1～2
3
18
35

表３ 「大構造」における伝播経路の地下構造モデル
層厚
P波速度
S波速度
密度
名称
Q
3
(km)
(km/s)(km/s)(g/cm )
1～2
（地震基盤）
5.2
3.1
2.6
200
上部地殻
15
6.0
3.4
2.7
300
下部地殻
17
6.7
3.8
2.9
500
―
上部マントル
7.8
4.4
3.3
500

22

平 成 16 年 6 月 21 日
地震調査研究推進本部
地 震 調 査 委 員 会

付録：活断層で発生する地震の強震動評価のレシピ
これは、活断層で発生する地震の強震動評価のレシピとして、これまでの地震調査委員会強震動評
価部会および強震動予測手法検討分科会における検討結果から、強震動評価手法の構成要素となる震源特性、地下構造モデル、強震動計算方法、予測結果の検証の手法や設定にあたっての現状における考え方について取りまとめたものである。
なお、今後の強震動評価部会および強震動予測手法検討分科会の強震動評価作業における検討により、レシピには修正が加えられ、「活断層で発生する地震の強震動評価のレシピ」は改訂される。
１．震源特性
活断層で発生する地震の震源特性の設定においては、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特性化震源モデル1を作成する。以下に説明する震源特性パラメータ設定
方法は、想定するシナリオ地震に対して特性化震源モデルを構築する際に用いるものであり、強震動評価における震源特性パラメータの設定が、再現性をもってなされることを目差したものである。
活断層で発生する地震は、海溝型地震と比較して、地震の活動間隔が長いために、最新活動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。そのため、そうした不確定性を考慮して、複数のモデルを想定することが望ましい。
以下では、それぞれの震源特性ごとに説明する。
1-1 巨視的震源特性
震源断層の巨視的震源特性のパラメータとして、・ 断層の位置と構造（基準位置と走向）・ 断層の大きさ（長さ、幅）・深さ
・ 地震規模・ 断層の平均すべり量を設定する。それぞれのパラメータの設定方法について、以下に説明する。但し、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）があれば、基本的にそれを用いる。
（１）震源断層モデルの位置と構造（基準位置と走向）震源断層モデルの位置については、変動地形調査や活断層に関する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」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、震源断層モデルを設定する。また、断層間の形状、活動間隔、地表の変位量等の情報により、必要に応じてセグメント分けを行う。セグメント分けした
場合には、想定される地震をすべて設定することが望ましいが、現状では計算量が膨大になること
から可能な範囲で確率の高いもの、規模の大きいものなどから順に想定地震を設定する。
「長期評価」に断層帯の形状評価があれば、その形状評価の推定根拠に留意して利用するのが望ましい。
（２）震源断層モデルの大きさ（長さ、幅）、深度
長さ L(km)については（１）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、Somerville et al.(1999)による下記に示した幅 W と長さ L の経験的関係、
1強震動を再現するために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、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および、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 Somervilleet al.(1999)の characterization の訳語に由来する。

付録-1

W=L
（L < Wmax）
W = Wmax（L≧Wmax） ――――――――――――― (1)を用いる。ここで、Wmax = Ws/sinθ
Ws:地震発生層の厚さ(Ws≦20km) Ws = Hd － Hs
θ:断層の傾斜角
Hd、Hs:それぞれ地震発生層の下限、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)]。）。
この(1)式は、内陸の震源断層の幅 W は、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。
震源断層モデルの上端の深さ Ds(km)については、微小地震発生層の上限の深さ Hs（ｋｍ）（微小地震の浅さ限界）と一致させるものとする。これは、地表に断層変位が確認されていても、震源の動力学的モデルの研究から地表付近の数ｋｍに及ぶ堆積岩層で応力降下がほとんど発生しない場合がある。この場合で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破壊が地表に達することがわかってきたためである（例えば、Dalguer et al. , 2001）。
（３）地震規模（地震モーメント）
地震モーメント Mo(dyn・cm 2 ) は震源断層の面積 S(km2)との経験的関係より算定する。
Somerville et al.(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×Mo2/3 ――――――――――――― (2)となる。ただし，(2)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いるが、この中にはＭ８クラスの巨大地震は含まれていない。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(2)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×Mo1/2 ――――――――――――― (3)
なお、(3)式を適用するのは、両式で表される曲線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 4.7×1025[dyn・cm]、Mw6.4 相当以上）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は 1.0×1028 [dyn・cm]を上限とする必要がある。
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総地震モーメント Mo を算定する。個々のセグメントへの地震モーメントの振り分け
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 乗の重みで振り分ける。
Moi=Mo・Si1.5/ΣSi1.5 ―――――――― (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（４）平均すべり量
断層全体の平均すべり量 D(cm)と総地震モーメント Mo(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、
Mo=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。
1-2 微視的震源特性
震源断層モデルの微視的震源特性のパラメータとして、・ 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
2本文ではモーメントの単位に N・m を用いる。

dyn・cm=10-7N・m
付録-2

・ アスペリティ、背景領域の応力降下量
・ fmax 3
・ すべり速度時間関数を設定する必要がある。それぞれのパラメータの設定方法について以下に説明する。
（１）アスペリティの位置・個数
アスペリティや破壊開始点と強震動評価地域との位置関係により強震動予測結果は大きく変化す
るため、アスペリティの位置の設定は重要である。震源断層の変位分布を詳細に調査した最近の研究では、深度の浅いアスペリティの位置が震源断層の変位の大きい領域によく対応することが明らかにされている（杉山ほか,2002）。したがって、活断層調査において詳細な変位分布が把握できれば、アスペリティの位置をある程度特定することが可能と考えられる。しかし、実際には活断層において、このような測地データが得られていることはほとんどなく、アスペリティの位置を１箇所に特定することは困難であることから、・ トレンチ調査等で大きな変位量が観察された地点の付近
・ 防災上の観点から影響が大きいと推定される地点の付近
・ 強震動予測結果のばらつき等に配慮して、複数のケースを想定することが望ましい。
アスペリティの個数は、過去の内陸地震の強震動インバージョン結果を整理した Somerville etal.(1999)によると、１回の地震当たり平均 2.6 個、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多くなる傾向にある。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個設定する。
（２）アスペリティの総面積
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ことから、まず「短周期レベル」の値を推定して求めることとする。
「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での地震波形を基に推定することができるが、強震動評価の対象となる長期発生確率の低い活断層においては、最新活動の地震による「短周期レベル」の想定は不可能である。その一方で、震源域を限定しなければ、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 Mo 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×Mo1/3 ――――――(6)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 から(7)式で示される
等価半径ｒから算出される。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、アスペリティは複数存在したとしても、等価半径 r の円形破壊面が一つあるとみなして、アスペリティの総面積 Sa(=π・r2)を求める。
r=(7π/4)・(Mo/(A・R))・β2――――――(7)(7)式は、(8)式(Boatwright,1988)及び(9)式(壇ほか,2001)から導出する。
Mo=(16/7)×r2・R・Δσa――――――(8)A=4π・r・Δσa・β2――――――(9)ここで、Δσa はアスペリティの平均応力降下量、βは震源域のＳ波速度。
一方、最近の研究成果から、内陸地震によるアスペリティの総面積の占める割合は震源断層の総面積の平均 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
リティへの面積の割り振りは、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。
3

震源スペクトル特性のうちスペクトル振幅レベルが高周波側において急減する周波数
付録-3注：地震規模と震源断層の面積、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義的に与えられる。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と「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にアスペリティの面
積は波形のパルス幅などから推定が可能である。
（３）アスペリティ・背景領域の平均すべり量
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α倍とし、最近の内陸地震の解析結果を整理した結果（石井ほか,2000）を基にα=２倍とする。
Da=α・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 Mo 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 Mob を算定することにより、背景領域の面積 Sbから算出される。
Moa=μ・Da・Sa ――――― (11)
Mob=Mo－Moa―――――― (12)Db=Mob/(μ・Sb) ――――― (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=(γi/Σγi3)・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である。また、r は上の「アスペリティの総面積」で述べたアスペリティ全体の等価半径である。
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αの値を調整する。
（４）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
アスペリティの平均応力降下量Δσa は、(8)式を変形して求めた(15)式から算定されることになる。
Δσa=(7/16)×Mo/(r2・R) ――――――（15）
このため、震源断層全体の地震モーメントが一定の条件の下でも、アスペリティの総面積あるいは震源断層モデルの面積が変化すると平均応力降下量が変化することになる。また、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、各アスペリティの平均応力降下量
はアスペリティ全体の平均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、経験的にその平均応力降下量Δσa とほぼ等しいと仮定する。
背景領域の実効応力σb は、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、
σb=(Db/Wb)／(Da/Wa)・σa――――――（16）より算定し、アスペリティの個数が複数の場合、
σb=(Db/Wb)・(π1/2/Da)・r・Σγi3・σa ――――――（17）
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、便宜的に震源断層モデルの面積 S から、W=(S / 2)1/2 として求める。
（５）fmax
fmax については震源に依存するものであるのか、地点に依存するものであるのか、実際のところ、十分に解明されていない。したがって、強震動評価の対象範囲が 0.1～10Hz であることから、fmax
を当初は想定せずに強震動評価を行い、その結果、過去の現象と系統だった違いがあれば、その時
付録-4

点で fmax を考慮する。その際には、地域性を考慮して設定するのが望ましいが、そのようなデータが想定されている地域は現状ではほとんどないといえる。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、最大加速度の予測結果を比較した結果、fmax=6Hz のケースの強震動予測結果の最大加速度と震源距離との関係が、既存の距離減衰式のばらつきの範囲に収まったため、6Hz の方が妥当であると判断した。
（６）すべり速度時間関数
中村・宮武(2000)の近似式を用いる。中村・宮武(2000)の近似式は、

2Vm/td・t(1-t/2td)
0<t<tbb/(t-ε)1/2
tb <t<tr ――――――――――― (18)c-ar(t-tr)
tr <t<ts0
t<0 or t>ts
ただし、ε=(5tb-6td)/{4(1-td/tb)}b=2Vm・tb/td・(tb-ε)1/2・(1-tb/2td)
c,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必要がある。それぞれのパラメータの設定方法は以下の通りである。
・ 最大すべり速度振幅 Vm
Vm=Δσ・(2・fc・W・Vr)1/2/μ ―――――――――――――― (19)fc：ローパスフィルタのコーナー周波数(fmax と同等)
W：断層幅dD(t)/dt=※（５）で fmax を想定していない場合には、便宜的に fmax=10Hz と仮定して設定する。

・ 最大すべり速度到達時間 td
fmax≒1/(π・td)―――――――――――――――――――― (20)・ 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(18)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 trtr≒W/(2・Vr)―――――――――――――――――――― (21)
1-3 その他の震源特性
その他の震源特性のパラメータとして、・ 平均破壊伝播速度
・ 破壊開始点
・ 破壊形態を設定する必要がある。それぞれのパラメータの設定方法について、以下に説明する。
（１）平均破壊伝播速度
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 ――――――――――――――― (22)により推定する。
（２）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
付録-5

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評価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。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、断層の下部に設定する。
（３）破壊形態
破壊開始点から放射状に進行していくものとし、異なる断層セグメント間では、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。
２．地下構造モデル
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(Vs=3km/s 相当層)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から工学的基盤(Vs=300m/s～700m/s 相当層)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、基本的な考え方を説明する。
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、強震動インバージョン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」のデータとしては、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があり、これらのデータに基づき、地域の「深い地盤構造」の三次元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。
（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断面推定する。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、中小地震の震源断層モデルを用いて強震動予測を行い、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、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、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。
○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付録-6

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。
○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、有用な三次元地下構造モデルの作成が困難なことより、詳細な強震動評価を行うことは難しい。したがって強震動計算方法としては、後述する経験的方法や半経験的方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値構造）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。
2-3 「浅い地盤構造」「浅い地盤構造」のモデルは、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盤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が必要となり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も考案されている。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。
（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、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。この方法は、以下の手順で「浅い地盤構造」の増幅特性を評価する。
① 全国を網羅した約 1km メッシュ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、新たに微地形区分データを作成する。
② その区分に次式に示す標高と表層 30m の平均Ｓ波速度との経験的関係をあてはめる。
logAVS=a + b・logH + c・logDist ± σ―――――――――（23）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波速度は工学的基盤から地表への地震波形の最大速度の増幅率と良い相関があり、次式に示す関係式より最大速度の増幅率を算定する。
log R = 1.83-0.66・log AVS ± 0.16（100<AVS<1500）――（24）
R：平均 S 波速度 600m/s の基盤を基準とした増幅率
この方法を用いれば、比較的簡便に全国を約 1km メッシュ単位で「浅い地盤構造」による最大速度の増幅率を直接モデル化することができる。

付録-7

（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、減衰特性の一次元地盤
構造モデルの設定を行う。さらに、浅い地盤は大地震により大きなひずみを受けると非線形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。このパラメータについては、土質試験を行って設定するのが望ましいが、これ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、これをメッシュごとに当てはめる方法がある。
３．強震動計算方法
強震動計算方法は、地盤のモデル化や入力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手法は、経験的方法、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。
（１）経験的方法
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である。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。
（２）半経験的な方法
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である。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。但し、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。時刻歴波形はこの方法で計算される。
これに対して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。したがって、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。
（３）理論的手法
数値理論計算により地震波形を計算する方法。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。この手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できるが、破壊のランダム現象が卓越する短周期領域についての評価は、現時点では困難である。
（４）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である。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である。
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、半経験的方法である統計的グリーン関数法（例えば、釜江ほか,1991）と理論的方法である有限差分法(例えば、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、地震波形に反映可能
・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、半経験的方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
付録-8

（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）、理論的方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、かつ計算時間も早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、理論的方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、震源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。
なお、ハイブリッド合成法における理論的方法と半経験的方法の接続周期について予備検討を行った結果、接続周期２秒では破壊の進行方向に応じた地震波の指向性が評価できず、１秒で評価できることを確認した(地震調査委員会強震動評価部会,2001)。したがって、理論的方法の計算し得る周期帯は計算機の記憶容量、計算領域および計算時間に依存するが、なるべく１秒付近まで計算できるようにすることを優先させることが重要である。
一方、特性化震源モデルや詳細な地盤構造モデルが得られない地域では、経験的方法（例えば、司・翠川,1999）や統計的グリーン関数法を用いる。評価に用いる各パラメータについては、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」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
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を掛け合わせることで地表の最大速度を算定する。
（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。
①線形解析法
重複反射理論により計算を行うものである。土の非線形特性を考慮していないため、大地震により非線形挙動が生じる場合には正しい結果が得られない。
②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%までとされている。
また、強い揺れにより液状化等が生じる可能性がある地盤への適用は難しい。
③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範囲となる。
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、今までは等価線形法が多く用いられてきた。この理由は、等価線形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の検討を目的として、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、逐次非線形解析による広域地震動算出への課題は多い。すな
わち、逐次非線形解析の広域地震動評価への適用は、まだ緒についたばかりで、今後検討の必要があると考えられる。
付録-9

以上のことから、ここではボーリングデータによる地表の地震動評価における計算方法としては、等価線形法を中心に検討することとした。
４．予測結果の検証
活断層で発生する地震は活動間隔が長いため、最新活動の地震の震度情報や観測情報は得られていない。したがって、活断層で発生する地震の強震動予測結果の検証は経験的方法による距離減衰式との比較を行うことが唯一の検証方法となる。
具体的には、地域性を考慮した距離減衰式が作成されている場合には、その距離減衰式のばらつきの範囲に強震動の予測結果が概ね収まることが望ましい。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どの程度違うかによって、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。
このような検証の結果、距離減衰式のばらつきの傾向と強震動評価結果の傾向にかなり差があり、予測結果の妥当性に問題があるのであれば、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必要がある。
以上
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付録-10

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付録-11

琵琶湖西岸断層帯の地震を想定した強震動評価

図のもくじ（図１２～１９）
図１２―１

文献位置図（深層ボーリング）

1

図１２―２

文献位置図（屈折法地震探査）

2

図１２―３

文献位置図（反射法地震探査）

3

図１２―４

文献位置図（K-NET、KiK-net）

4

図１２―５

文献位置図（微動アレイ探査）

5

図１３

地質断面図と物理探査データ

6

図１４―１

「詳細法工学的基盤」における計算波形例（ケース１）

7

図１４―２

「詳細法工学的基盤」における計算波形例（ケース２）

8

図１５―１

「詳細法工学的基盤」上の地震動の減衰定数 5%擬似速度
応答スペクトル（ケース１）

図１５―２「詳細法工学的基盤」上の地震動の減衰定数 5%擬似速度
応答スペクトル（ケース２）

図１６－１

図１９

14

「詳細法」による強震動予測結果：震度分布図（ケース１）

図１８－２

13「詳細法」による強震動予測結果：地表の最大速度分布図（ケース２）

図１８－１

12

「詳細法」による強震動予測結果：地表の最大速度分布図（ケース１）

図１７―２

11

「詳細法」による強震動予測結果：「詳細法工学的基盤」
における最大速度分布図（ケース２）

図１７―１

10

「詳細法」による強震動予測結果：「詳細法工学的基盤」
における最大速度分布図（ケース１）

図１６－２

9

15

「詳細法」による強震動予測結果：震度分布図（ケース２）

16「簡便法」による強震動予測結果：震度分布図

17

36

0

-10000

1:高島沖
2:琵琶湖200mおよび1400m
3:野州沖1000m
4:アクティバ
5:烏丸
6～8:水野ほか,1997
9:京都市KD-0
10:京都市KD-1
11:京都市KD-2-20000-30000-40000-5000035.5-60000-70000

緯度-8000016(405)

2(911.4)

7(1091)-900003-100000

4(913)
5(904)
8(798)

11(198)35-110000
10(223)-120000
9(695)-130000-140000-150000-50000-40000135.5-30000-20000-10000

0

10000

20000

30000

136

経度

図１２－１ 文献位置図（深層ボーリング）◎は基盤岩類に達したもの 括弧内は到達深度

1

40000

50000

136.5

0

36

-10000-20000-30000-40000-5000035.5-60000-70000伊藤ほか(1982)-80000

緯度-90000-100000

35-110000-120000

狐崎ほか(1971)-130000-140000-150000-160000

34.5-170000-180000-60000-40000-20000

経度

135.5

0

136

図１２－２ 文献位置図（屈折法地震探査）

2

20000

40000

0

36

-10000-20000-30000-40000

1:Horie and Tanaka,1983 S54測線
2:Horie and Tanaka,1983 S55測線
3:京都市H10,堀川・巨椋池測線
4:京都市H11 久世橋測線
5:京都市H12 丸太町測線
6:京都市H13 五条測線
7:京都市H13 外環状測線
8:京都市H13 山科測線
9:京都市H13 久御山・八幡測線
10:吉岡ほか,1997 丸太町通測線
11:吉岡ほか,1997 山科Ｌ１測線
12:吉岡ほか,1997 山科Ｌ２測線
13:吉岡ほか,1997 樫原測線
14:京都市宇治川断層調査H13, 八幡測線
15:京都市宇治川断層調査H13, 淀測線

16:京都市宇治川断層調査H13, 桂川測線
17:京都市宇治川断層調査H13, 三栖測線
18:京都市宇治川断層調査H13, 御月橋測線
19:京都市宇治川断層調査H13, 桃山南測線
20:京都市宇治川断層調査H13, 小栗栖-石田測線
21:筒井ほか,1989 Line87-10測線
22:筒井ほか,1989 Line88-12測線
23:ｳｨﾃﾞｨﾔﾝﾄﾛ・小林,1992
24:Sri Widiyantoro et. al. ,1990
25:筒井ほか,1987
26:戸田ほか,1996 Karasuma測線
27:戸田ほか,1996 Katata測線
28:奥村ほか,1997
29:佐竹ほか,1999 P1測線
30:佐竹ほか,1999 P2測線

-5000035.5-600001-70000-800002

緯度-90000212224-100000

27

3

35

10

5

-110000

6

13

8

4

-120000

7

15-130000

23

11
12

14
16

25
26

18
17

9

20
19

-140000-150000

28-160000

34.5

29
30

-170000-180000-60000-40000135.5-20000経度

0136

図１２－３ 文献位置図（反射法地震探査）

3

20000

40000

36

0

FK I00 4
FK IH 0 2
FK I00 5-1 00 0 0

-2 00 0 0
FK I00 6-3 00 0 0

FK FK
IH0I005 7-4 00 0 0

GIF0 12
GIFH 12FK IH 04
FK I00 8-5 00 0 0

35.5

S IG0 01

F KI0 0 9

FK IH0 6F KI0 1 0

GIF0 17

FK IH 0 7

-6 00 0 0

S IG00 2

GIFH0 7
S IG0 03

-7 00 0 0

S IG0 04
K YT 00 7

緯度-8 00 0 0

GIFH 29
GIF0 2 2

K YT H0 4

S IG0 05

S IGH0 2
K Y T0 10-9 00 0 0

S IGH 01

SIG0 06
MIE 0 01

K Y T0 09
SIG0 0 7-1 0 00 0 0

35

S IG0 08
M IE0 0 2

K Y T0 11-1 1 00 0 0

S IG0 0 9

K Y T0 12
S IG0 1 0

MIE H0 1
S IGH 04

-1 2 00 0 0

S IG0 12
K Y T0 1 3

S IG0 11
S IGH 03

OS K 00 2

M IE 00 4
MIE H1 0-1 3 00 0 0-1 4 00 0 0

OS K 00 5

K YT 01 4

OSK H 04
OS K 0 04
NA R0 0 1

MIE 0 05

M IE H0 2
M IE0 0 6

NA R0 0 2
-1 5 00 0 0-5 00 0 0

-40 0 00

135.5

-3 0 00 0-2 00 0 0

M IE 00 7-10 0 00

0

1 00 0 0

20 0 00136

経度

図１２－４ 文献位置図（K-NET、KiK-net）

4

3 0 00 0

4 00 0 0

5 0 00 0

136.5

0

36

-10000-20000-30000-40000

1:宮腰ほか,1998 SGC
2:宮腰ほか,1998 KOJ
3:Tsutsui,1989 East array
4:Tsutsui,1989 West array
5:京都市H11 微動アレイ
6:京都市H12 A-1
7:京都市H12 A-2
8:京都市H12 A-3
9:京都市H12 A-4
10:京都市H12 A-5
11:京都市H12 A-6
12:京都市H12 A-7
13:京都市H12 A-8
14:京都市H12 A-9
15:京都市H12 A-10

16:京都市H12 A-11
17:京都市H12 A-12
18:京都市H12 A-13
19:京都市H12 A-14
20:京都市H12 A-15
21:宮腰ほか1998a DAJ
22:宮腰ほか1998a MNM-5000035.5-60000-70000-8000012

緯度-900004-10000035

7-110000

11-120000

14
15
17
18

89

3

10 6
12
5
13
16
19

20

-130000-140000
21-150000
22-160000

34.5-170000-180000-60000-40000135.5-20000経度

0136

図１２－５ 文献位置図（微動アレイ探査）

5

20000

40000

琵琶湖層群
基盤岩類
古琵琶湖層群

Topo36

古琵琶湖層群0-20000-40000

基盤岩類

6

35.5

標高(m)

1200
1000
800
600
400
300
200
150
100
50
0
-200
-400
-800
-1200
-1600
-2200
-2800
-3200
-4000
-5000
-6000

-80000

彦根
沖島
近江
八幡

堅田

-100000

八日
市

草津

35

瀬田
京都
盆地

-120000

大阪平野-140000

大阪層群

古琵琶湖層群奈良
盆地-160000

34.5-180000

基盤岩類-200000-220000-100000-80000-60000-40000135.5

図１３ 地質断面図と物理探査データ-20000

0

136

20000

40000

基盤岩類

高島

琵琶
湖

大阪層群

-600007

図１４－１ 「詳細法工学的基盤」における計算波形例（ケース１）

8

図１４－２ 「詳細法工学的基盤」における計算波形例（ケース２）

敦賀

今津

PERIOD(s)PERIOD(s)彦根

草津

PERIOD(s)PERIOD(s)大津京都

PERIOD(s)PERIOD(s)大阪

奈良

PERIOD(s)PERIOD(s)図１５－１「詳細法工学的基盤」の地震動の減衰定数５％擬似速度応答スペクトル（ケース１)

9敦賀

今津PERIOD(s)PERIOD(s)彦根

草津

PERIOD(s)PERIOD(s)大津京都

PERIOD(s)PERIOD(s)大阪

奈良

PERIOD(s)PERIOD(s)図１５－２「詳細法工学的基盤」の地震動の減衰定数５％擬似速度応答スペクトル（ケース２)

10

0 km

北

敦賀

20 km

☆

40 km

今津

第 1 アスペリティ

彦根

60 km

第 2 アスペリティ

80 km

草津

大津
京都

100 km

凡例

120 km
奈良

想定断層面
大阪

断層トレース☆

140 km
破壊開始点

160 km

アスペリティ

0 km

20 km

40 km
E17°S

60 km

cm/s
0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 150
詳細法工学的基盤上面 速度最大値

図１６－１ 「詳細法」による強震動予測結果：「詳細法工学的基盤」上面における最大速度分布図（ケース１）

11

0 km

北
敦賀

20 km

40 km

今津

第１アスペリティ
彦根

60 km

第 2 アスペリティ

80 km

☆

大津

草津

京都

100 km

凡例

120 km
奈良

想定断層面

大阪

断層トレース

140 km☆

破壊開始点

160 km
アスペリティ

0 km

20 km

40 km
E17°S

60 km

cm/s
0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 200
詳細法工学的基盤上面 速度最大値

図１６－２ 「詳細法」による強震動予測結果：「詳細法工学的基盤」上面における最大速度分布図（ケース２）

12

0 km

北

敦賀

20 km

☆

40 km
第１アスペリティ

A
今津
彦根

60 km

第 2 アスペリティ

80 km
草津
京都 大津

100 km120 km
奈良

凡例

大阪

想定断層面

140 km

断層トレース
☆

破壊開始点

160 km
アスペリティ

0 km

20 km

40 km

60 km

E17.0Scm/s
0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 170
地表面における速度最大値

図１７－１ 「詳細法」による強震動予測結果：地表の最大速度分布図（ケース１）

13

0 km

北

敦賀

20 km

40 km
第１アスペリティ

今津
彦根

60 km

第 2 アスペリティ

80 km
大津

草津

京都

100 km120 km
凡例

奈良
大阪

想定断層面

140 km

断層トレース
☆

破壊開始点

160 km
アスペリティ

0 km

20 km

40 km
E17.0S

60 km

cm/s
0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 250
地表面における速度最大値

図１７－２ 「詳細法」による強震動予測結果：地表の最大速度分布図（ケース２）

14

0 km

北
敦賀

20 km

40 km

第１アスペリティ

今津
彦根

60 km

第 2 アスペリティ

80 km
大津

草津

京都

100 km凡例
想定断層面

120 km奈良

断層トレース☆

大阪
破壊開始点

140 km

アスペリティ

160 km

震度
３以下

0 km

20 km

40 km
E17.0S

４

５弱

５強

６弱 ６強以上

60 km※震度６強以上と計算された地域においては震度７になる可能性もあり得る。上の図は、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。

図１８－１ 「詳細法」による強震動予測結果：震度分布図（ケース１）

15

北

0 km

敦賀

20 km

40 km

今津

第１アスペリティ

彦根

60 km

第 2 アスペリティ

80 km
草津

大津
京都

100 km凡例
想定断層面

120 km奈良

断層トレース☆

大阪
破壊開始点

140 km
アスペリティ

160 km

震度
３以下

0 km

20 km

40 km

４

５弱

５強

６弱 ６強以上

60 km

E17.0S※震度６強以上と計算された地域においては震度７になる可能性もあり得る。上の図は、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。

図１８－２ 「詳細法」による強震動予測結果：震度分布図（ケース２）16

想定断層面
断層トレース

震度
３以下

４

５弱

５強

６弱 ６強以上※震度６強以上と計算された地域においては震度７になる可能性もあり得る。上の図は、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。

図１９「簡便法」による強震動予測結果：震度分布17