３．５．２

震源断層モデル化手法の高度化

目

次

(1)

業務の内容・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・375(a) 業務題目(b) 担当者(c) 業務の目的(d) ５か年の年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
1) 平成２０年度
2) 平成２１年度
3) 平成２２年度
4) 平成２３年度
5) 平成２４年度(e) 平成２４年度業務目的(2)

平成２４年度の成果・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・376(a) 業務の要約(b) 業務の成果
1) S 波コーダを用いたスペクトル比法による震源特性の分析
a) はじめにb) 使用したデータセットc) S 波コーダを用いたスペクトル比法による震源スペクトル比の抽出d) 内陸地殻内地震系列の震源特性パラメータ2) 不均質すべりモデル及び強震動生成領域モデルの収集
3) 震源スペクトル比から推定されたコーナー周波数と不均質すべりモデルとの関係(c) 結論ならびに今後の課題(d) 引用文献(e) 成果の論文発表・口頭発表等(f) 特許出願，ソフトウエア開発，仕様・標準等の策定

374

(1)

業務の内容

(a) 業務題目

震源断層モデル化手法の高度化(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

メールアドレス

国立大学法人京都大学

教授

岩田 知孝

iwata@egmdpri01.dpri.kyoto-u.ac.jp

助教

浅野 公之

k-asano@egmdpri01.dpri.kyoto-u.ac.jp

防災研究所
同(c) 業務の目的
ひずみ集中帯で発生した地震の震源モデルを収集するとともに、それらの強震記録から
応力降下量等の震源パラメータを推定し、内陸地殻内地震との対比によって特徴を整理する。本研究各項目で収集される断層モデルに関する情報を統合して、震源モデルの高度化を行う。
(d) ５か年の年次実施計画（過去年度は、実施業務の要約）
1) 平成２０年度：2008 年岩手・宮城内陸地震の震源過程を強震記録から推定し、そこから断層上の応力降下量分布を推定し、アスペリティでの応力降下量を求め、既往の内陸地
震のそれらと比較した。アスペリティでの平均応力降下量はひずみ集中帯ではない地域で起きたイベントのそれと大きな差がないことが示された。また、2008 年岩手・宮城内陸地
震の本震及び余震（地震系列）の応力降下量を求め、その震源スケーリングを行う方法の構築と分析をはじめた。参照イベントとのスペクトル比をとることによって伝播経路及びサイト特性の影響を取り除くことができる震源スペクトル比法の適用をして、方法の適切性をチェックするとともに、岩手・宮城内陸地震、及び 2004 年中越地震群へ適用をはじめ、震源スケーリングや応力降下量が地域性を持っていることを示した。
2) 平成２１年度：ひずみ集中帯で発生する地震に対する強震動予測の高精度化のため、ひずみ集中帯で生じる地震の震源モデルの高度化を行なった。はじめにこの地域で起きた地
震の震源モデルを収集するとともに、震源特性を分析する。2004 年新潟県中越地震、2007
年新潟県中越沖地震を含む 8 つのひずみ集中帯内外で起きた内陸地殻内地震群の強震記録
から応力降下量を推定した。8 つの地震群の比較対比を行って特徴を整理した。ひずみ集
中帯内外の本震・余震系列の応力降下量の相違はみられず、震源モデル構築においては既
往の内陸地殻内地震の震源モデルパラメータ設定を用いることがよいと判断された。
3) 平成２２年度：ひずみ集中帯内のイベントとして、本震のメカニズム解が横ずれ断層型の 1995 年兵庫県南部地震、1996 年宮城県北部の地震、2003 年宮城県北部の地震、また 1997
年山口県北部の地震を新たに加えた 12 本震を含む全部で 324 イベント（ M w :3.1－6.9）の震源特性を評価した。震源スペクトルの推定には前年度と同様に、S 波コーダ部分を用いた解析を行った。各地震系列の応力降下量と短周期レベルは、ひずみ集中帯の内外、また、
本震のメカニズムタイプによって特徴付けた各地震系列のメカニズムタイプにおいても系
統的な特徴は無かった。解析結果の評価のために、F-net によって得られている地震記録375

を用いてスペクトル形状や短周期レベルの絶対値の評価を開始した。
4) 平成２３年度：2011 年東北地方太平洋沖地震後に発生した 4 つの内陸地殻内地震（ひずみ集中帯内；2011 年長野県北部の地震・2011 年青森県西方沖の地震、ひずみ集中帯外；
2011 年静岡県東部の地震・2011 年福島県浜通りの地震）を新たに解析し、これまでに解析したイベントを含み合計 16 本震を含む全部で 356 イベント（ M w :3.1－6.9）を対象として、震源特性の評価を行った。震源スペクトル比の推定には、前年度までと同様に、S 波コー
ダ部分を用いた解析を行った。また、本震など規模の大きい地震のスペクトル形状やコー
ナー周波数の推定精度を高めるため、幾つかのイベントペアに対しては、データセットとして、可能な限り多くの強震記録と、さらに F-net 広帯域地震計記録を用いた評価を試みた。いずれのデータセットによる結果からも、ひずみ集中帯内の地震系列とそれ以外の地
震系列の間で、推定された応力降下量の系統的な差は認められなかった。
5) 平成２４年度：これまでの震源データセットのうち、規模の大きい地震の不均質すべり
モデル、強震動生成領域モデルの収集を行う。平成 23 年度までに分析を行ってきた震源特性と、不均質すべり分布や強震動生成領域との関係を整理し、震源断層モデル化手法の高度化を行い、ひずみ集中帯における強震動予測のための特性化震源モデル構築方法を提案する。
(e) 平成２４年度業務目的
平成 23 年度まで及び平成 24 年度に対象とした地震の震源データセットのうち、規模の大きい地震の不均質すべりモデル、強震動生成領域モデルの収集を行う。平成 23 年度までに行ってきた S 波コーダを用いた震源特性の分析は、強震記録、広帯域地震計記録を含めて、可能な限り多くの記録を用いた再評価を行う。こ れ ま で 解 析 し て き た 規 模 の 大 き
い 地 震 の 震源特性と、強震波形インバージョン等による不均質すべり分布や広帯域強震波
形モデリングによる強震動生成領域との関係を整理し、震源断層モデル化手法の高度化を行い、ひずみ集中帯における強震動予測のための特性化震源モデル構築方法を提案する。
(2)

平成２４年度の成果(a) 業務の要約
本年度は、平成 23 年度までの解析結果の信頼性をより向上させるため、多数の強震記録
や広帯域地震計記録を吟味して震源特性の再解析を行った。これまで対象としてきた地震
系列に加え、新たに 2012 年千葉県東方沖の地震による地震系列を追加した。震源スペクト
ル比の推定には、S 波コーダスペクトル比を用いた解析を行った。この際、各観測点において大小イベントの S 波コーダ部分のコモンシェープが保たれているイベントペアのスペクトル比を用いた。最終的に 16 本震、294 イベント（ M w :3.1－6.9）のパラメータを求めることができた。推定された応力降下量は、平成 23 年度までの結果と比べて、イベントごとのばらつきが小さくなった。本震の応力降下量はその地震系列において、最大もしくは大きい方に位置する。ひずみ集中帯内外の地震系列及び本震によって、推定された応力降下量の系統的な差は認められず、本震の断層タイプによる違いも見られなかった。また、
規模の大きな地震について、強震波形インバージョン等による不均質すべりモデルを 14
376

地震、広帯域強震波形モデリングによる強震動生成領域モデルを 15 地震収集した。これらを相互に比較した結果、S 波コーダスペクトル比から推定した本震のコーナー周波数から見積もられる断層面積（クラック面積）は、不均質すべりモデルから抽出される破壊面積に対応していることがわかった。以上のことから、内陸地殻内地震の強震動予測のための特性化震源モデル構築としては、ひずみ集中帯内外の区別なく既往の内陸地殻内地震の震源モデルパラメータ（断層面積、アスペリティ面積等）の設定を用いることが良いと考えられる。
(b) 業務の成果
1) S 波コーダを用いたスペクトル比法による震源特性の分析
a) はじめに
平成23年度までは、2011年東北地方太平洋沖地震後に発生した内陸地殻内地震も含めて、日本国内で発生した16地震系列を対象とし、震源特性の評価を行ってきた。震源特性の評価に用いたパラメータは、コーナー周波数、応力降下量である。これらのパラメータは、
染井・他 (2010) 1) に基づき、観測強震波形記録のS波コーダ部分を用いたスペクトル比解
析から、観測震源スペクトル比を抽出し、モデル化を行うことで推定した。ここまで対象とした地震系列の結果からは、地震系列全体、及び本震について、ひずみ集中帯の内外という地震発生環境の違いによる震源特性の差異は認められなかった。また、平成23年度は規模の大きい地震（主に本震）を対象として、広帯域地震計記録を用いたS波コーダスペ
クトル比解析を開始し、それまでに推定された震源パラメータの妥当性を検証した。これ
らの記録から得られた結果からも、ひずみ集中帯内外による震源特性の違いは見られなかった。
平成24年度は、より信頼性の高い震源パラメータの推定のため、これまで対象としてきた地震系列と、本年度新たに対象とする地震系列の全てに対して、可能な限り広範な強震記録と、広帯域地震計記録を併せて用いる再解析を行った。震源パラメータの推定を行った16地震系列294イベント（ M w :3.1-6.9）の震央分布と、本震の震央位置、震源メカニズム解を図1(P388)に示す。16地震系列のうち、ひずみ集中帯内が9地震系列、その他が7地震系列である。
b) 使用したデータセット
使用した記録は、強震観測網K-NET（Kinoshita, 1998 2) ）、KiK-net（Aoi et al ., 2000 3) ）地中記録、広帯域地震観測網F-net（福山・他, 1998 4) ）の強震記録、関西地震観測研究協
議会の強震記録、琵琶湖周辺の強震観測網による強震記録（松波・八里, 1995 5) ）、及びF-netの広帯域地震計記録である。F-net広帯域地震計の観測点分布は強震観測網よりもまばらで、1つの地震に対して使用できる観測点が少なく、また震源直近の場合に振り切れるなどの問題点があるが、広帯域地震計記録は強震記録よりも低周波数域においてS/Nが高いため、広い周波数範囲で観測スペクトル比が得られる。F-net強震記録は広帯域地震計の記録が振り切れて使用できない場合のみ使用した。平成23年度に引き続きこれらのデータの収集と確認を行い、ここでの解析に用いた。これらのデータセットの地震系列ごとの使用状況を表1(P387)に示す。また、対象としたイベント、使用した観測点を図2(P389～392)に示す。
377

c) S波コーダを用いたスペクトル比法による震源スペクトル比の抽出観測された波形記録から震源スペクトルを得るために、平成 23 年度までの手法と同様に S 波コーダスペクトル比法を用いた。
本報における震源スペクトル比の抽出、コーナー周波数の推定までの手順を示す。ここでは図 3a(P393)に示す 2005 福岡の地震ペア（本震：2005 年 3 月 25 日 10 時 53 分 M w 6.6 と余震：2005 年 3 月 20 日 19 時 52 分 M w 4.5）を例に用いて説明する。まず、S 波コーダの解析時間区間を観測波形記録から切り出した。解析時間区間の開始時刻 T C i は、S 波走時の 2倍以降とし、T C i =2 T S i + t D i で与えた ( i =L , S)。ここで、T S i は S 波走時であり、震源継続時間

t D i は t D = 2.10×10 -8 M 0 1/3 の関係式（Ekström et al ., 2005 13) ）を用いた。地震ペアで等しい経過時間を解析区間とするため、T CL 、T CS のうち開始時刻の遅いものを、そのペアの解析
区間の開始時刻とした。解析区間の時間長は強震記録に対しては 20.48 秒間、広帯域地震
計記録に対しては 40.96 秒間とした（図 3b、P393）。
この解析区間 T（ t 1 , t 2 ,…, t N ）に対して、0.25－0.5Hz、0.5－1.0Hz、1.0－2.0Hz、2.0－
4.0Hz、4.0－8.0Hz の各周波数帯域で大地震の加速度 RMS エンベロープ E L ( t i )と小地震の加速度 RMS エンベロープ E S ( t i )の比をとった。ここでイベント、周波数帯域ごとの比の大きさの違いを考慮し、エンベロープ比を解析区間の最初の比で規格化し、それを R ( t i )とする。

R(ti ) =E L (ti ) / E S (ti )E L (t1 ) / E S (t1 )(1)

この R ( t i )について、解析区間 T（ t 1 , t 2 ,…, t N ）における平均値と標準偏差を計算し、この標準偏差がいずれかの周波数帯域において 1 つでも 0.1 より大きくなる場合は、コモンシ
ェープが担保されていないと判断して、その観測点のスペクトル比は用いないこととした。
更に解析区間内のエンベロープは目視によって、小イベント記録の混入による変形がないかどうかを確認し、そういった場合は、上記の閾値以内でも用いないこととした。図3c(P393)には、地震ペアの RMS エンベロープの例を震源時からの経過時間に対して図示している。この例は、解析区間内におけるエンベロープ比は上述した条件を満たしており、コモンシェープが保たれていると判断したものである。
次に、解析区間の前後それぞれ 1 秒間に対して余弦関数型のテーパを適用した上で、Fourier 振幅スペクトルを計算した。スペクトルは 3 成分のベクトル合成後、中心周波数±10%の幅の矩形窓関数により平滑化を行った（図 3d、P393）。なお、S/N 評価のためのノ
イズは、小地震の P 波到達前の記録 10.24 秒間（広帯域地震計記録は 40.96 秒間）を用いた。このようにして得られた大小の地震の S 波コーダ部分のスペクトル比をとり、各観測点について S/N≧2.0 となる周波数帯域を対象として、全観測点のスペクトル比の対数平均をとり、観測震源スペクトル比とした（図 3e、P393）。ただし、ノイズ記録の時間長から、
強震記録は 0.1Hz 以下の周波数成分は使用していない。最後に、抽出された観測震源スペ
クトル比（ Obs .）に対して、Brune (1970 14) , 1971 15) )の ω -2 震源スペクトルモデルに基づ
く震源スペクトル比関数（ Syn .）によってモデル化を行った（図 3e、P393）。モデル化は、
378

観測震源スペクトル比とモデルスペクトル比との以下の残差関数が最小となるモデルをグ
リッドサーチによって評価した。なお、ω -2 震源スペクトルモデル比のフラットレベルは、
F-net 等で求められている地震モーメントの比（表 1、P387）を用いた。

 log[Obs.( f i )] − log[Syn.( f i )]
 × Df i → min∑i log S.D. ( f i )


2

m

(2)

Df i =

log( f i +1 ) − log( f i −1 )2

ここで logS.D.( f i ) は、全観測点のスペクトル比の対数平均をとった際の対数標準偏差である。なお、グリッドサーチの探索範囲と与えるコーナー周波数は、大地震のコーナー
周波数が 0.01Hz から 1Hz まで、小地震のコーナー周波数は 0.1Hz から 20Hz とし、0.01Hz
から 0.1Hz までは 0.001Hz 刻み、0.1Hz 以上は 0.01Hz 刻みとした。なお、複数の地震ペアによってひとつの地震のコーナー周波数が 2 つ以上推定されている場合は、それらの対数平均をそのイベントのコーナー周波数とした。このような例は、本震の場合がほとんどである。
得られた観測震源スペクトル比とモデルスペクトル比とのフィッティングの例を図4(P394)に示す。図 4(P394)の各地震系列の例示しているイベントペアのスペクトル比は、
左側が平成 23 年度までの結果、右側が今回の結果である。今回広い範囲で与えられている
スペクトル比は、 ω -2 震源スペクトルモデル比によく沿っていることがわかる。求められた個々のコーナー周波数は、昨年度までの値と比較すると 10％程度の違いであったが、2004 年中越地震本震など、30％以上変わるものもあった。昨年までの方法でもモーメント比は F-net で報告されている値を使って固定しているため、今回のより広帯域のスペクトル比でのフィッティングによって大幅に変更されるものではないと考えられる。なお、1
イベントに対して複数のイベントペア比から推定されたコーナー周波数の標準偏差はほとんどの場合小さくなっていることを確認した。
また、コモンシェープの確認によって、平成 23 年度に解析していた 2011 年青森県西方沖の地震系列のデータが閾値以下となり、今回は解析していない。従って、本年度は新たに 2012 年千葉県東方沖の地震系列を加えたが、本震イベント数としては 16 地震となった。
また、コモンシェープの閾値によってデータを利用しないイベントがあり、最終的な解析
イベント数は平成 23 年度に比して 62 少なくなっている。
d) 内陸地殻内地震系列の震源特性パラメータ
応 力 降下 量 Δσ は 、 推 定 され た コ ー ナ ー 周 波 数 f c と表 1(P387)の 地 震 モー メ ン ト M 0から以下の関係式（Eshelby, 1957 16) ，Brune, 1970 14) , 1971 15) ）を用いて見積もった。

∆σ =β
7  M0 
 3  ， f c = 0.37
r
16  r 
379(3)ここで r はクラック半径、βは震源域でのS波速度を表し、破壊速度は0.9βを仮定している。βはMatsubara et al . (2008) 17) による日本列島下の3次元地震波速度構造の標準モデルを基に与えた。
図 5(P395)に推定されたコーナー周波数 f c と地震モーメント M 0 との関係（図 5 下、P395）を示している。平成 23 年度の関係図（図 5 上、P395）と比較すると、応力降下量のばらつ
きが全体として小さくなっていることがわかる。
次に、ひずみ集中帯の内外で発生したイベントに分けて注目し、計算された応力降下量を 比 較 し た も の を 図 6(P396) に 示 す 。 本 報 で 対 象 と し た 全 イ ベ ン ト の 応 力 降 下 量 は 、0.01MPa から 26.3MPa の間に求まり、本震の応力降下量は 0.8MPa から 18MPa の間に求まった。ひずみ集中帯内外の本震の応力降下量の平均は、それぞれ 2.91MPa、2.98MPa で、系統的な差は認められず、解析した本震の応力降下量がイベント毎に違っていることがわかった。また、本震の断層タイプによっても応力降下量の系統的な特徴は無かった。
1 つの地震系列に着目してみると、本震の応力降下量値は、地震系列内で最大もしくは大きい方に位置している。本震より大きい応力降下量を持つ余震が多いイベントは、2004
年中越、2011 年長野県北部、2011 年福島県浜通りの地震系列である。余震として共役な断層が次々と破壊した 2004 年中越地震や本震で 2 つの断層面が破壊した 2011 年福島県浜通
りの地震などで、応力降下量の大きい余震が発生していることは興味深い。

2) 不均質すべりモデル及び強震動生成領域モデルの収集本業務で解析されている内陸地殻内地震について、波形インバージョン法によって解析された震源断層モデル（不均質すべりモデル）及び広帯域強震波形モデリングによって解析された強震動生成領域モデルを収集した。
不均質すべりモデルについては、1996年宮城県北部の地震、2004年留萌地方の地震及び2012年千葉県東方沖の地震を除く13地震の本震及び2005年福岡県西方沖の地震の最大余震の震源モデルを収集した（表2、P397）。地震規模は、M w 5.3～6.9である。これらは、主として周波数1Hz以下の低周波数帯域の強震波形記録を用い、マルチタイムウィンドウ法を用いた線形波形インバージョン解析によって得られた不均質震源モデルである。2000年鳥取県西部地震、2007年能登半島地震の解析では強震波形記録に加えGPSによる地殻変動記録も使用されている。ただし、2011年長野県北部、2011年静岡県東部の地震の解析周波数の上限は0.2Hzと他の地震に比べて低く、このことが断層総面積等の見積りに影響する可能性があることに注意する必要がある。これらの不均質すべりモデルから、Somerville et al .
(1999) 18) の規範を用いて、断層総面積やアスペリティ総面積といった、巨視的及び微視的
断層パラメータが抽出された（例えば、宮腰, 2002 19) ）。抽出されたパラメータは表2(P397)に整理されている。また、図7(P398)に不均質すべりモデルとパラメータ抽出の例をいくつか示す。
強震動生成領域のモデルについては、経験的グリーン関数法（Irikura, 1986 46) ）を用いた広帯域強震波形モデリングによって推定された震源モデルを収集した。1996年宮城県北部の地震、2011年長野県北部の地震及び2012年千葉県東方沖の地震を除く13地震の本震及び2005年福岡県西方沖の地震の最大余震の震源モデルを収集した（表2、P397）。
3803) 震源スペクトル比から推定されたコーナー周波数と不均質すべりモデルとの関係
本震のような規模の大きな地震を対象として、本業務で収集、整理された震源断層モデ
ルの不均質すべり分布から抽出された巨視的及び微視的断層パラメータと、S 波コーダを用いた震源スペクトル比から得られた震源特性パラメータの関係を調べた。
不均質すべりモデルの断層総面積及びアスペリティ総面積と、震源スペクトル比法によって推定されたコーナー周波数から換算されるクラック面積の比較を、図 8(P399)に示す。なお、幾つかの地震の断層総面積については、再決定余震分布（例えば、Uehira et al .
2006 9) ）に基づいて見積もった本震の断層領域もあわせて示している（図 8 中の色抜きのシンボル、P399）。余震分布から決定した断層総面積を参考にすると、本報で推定したコー
ナー周波数から換算されるクラック面積は、アスペリティ総面積ではなく、断層総面積に対応しているようである。特に、規模の大きな地震については、コーナー周波数から推定されるクラック面積の標準偏差の範囲内に、不均質すべりモデルの断層総面積が収まっている。
コーナー周波数から推定される応力降下量がひずみ集中帯内外や断層タイプの違いで系統的な差異がないこと、コーナー周波数から推定されるクラック面積が断層総面積に相当することをあわせて考えると、強震動予測においては、ひずみ集中帯内外の区別なく、既往の内陸地殻内地震の震源モデルパラメータ（断層面積、アスペリティ面積等）の設定
方法を用いればよいといえる。
(c) 結論ならびに今後の課題
今年度は、日本国内で発生した 16 本震を含む 294 のイベントについて、震源特性の評価を行った。震源スペクトル比の抽出には、平成 23 年度までと同様に、S 波コーダスペ
クトル比法によった。この際、より多くの強震記録と低周波数側まで S/N の良好な広帯域
地震計記録を併せて使用し、また S 波コーダのコモンシェープを吟味することにより、広帯域に精度のある震源スペクトル比を評価した。このようにして得られた観測震源スペク
トル比は、 ω -2 震源スペクトルモデル比によって説明することが確認できた。平成 23 年度
までの結果と同様に、推定された応力降下量は、ひずみ集中帯内外の地震系列及び本震によって系統的な差は認められず、本震によって特徴つけられる断層タイプ間による違いも見られなかった。したがって、強震動予測のための震源モデル構築においては、既往の内陸地殻内地震の震源モデルパラメータの設定を用いることが良いと結論づけられる。また、規模の大きな地震について不均質すべりモデル及び強震動生成領域モデルの収集を行い、断層総面積、アスペリティ総面積を抽出した結果、コーナー周波数から換算されるクラッ
ク面積は、不均質すべりモデルの断層総面積に対応している傾向が確認された。以上のことから、ひずみ集中帯における強震動予測のための特性化震源モデル構築方法の提案としては、ひずみ集中帯内外の区別なく既往の内陸地殻内地震の震源モデルパラメータ（断層面積、アスペリティ面積等）の設定を用いることが良いと考えている。
本研究で推定された本震の応力降下量の平均は、ひずみ集中帯内外ともに約 3MPa であったが、今回の 16 本震の応力降下量は 0.8-18MPa の範囲にばらついていた。また、地震系列
においては本震の応力降下量は地震系列内のイベントの応力降下量分布内では、最大もし381

くは大きい方に位置していることがわかった。
本研究で行ってきた S 波コーダ部分を用いた震源特性の推定は、多数の強震観測点、広帯域観測点の記録を用いて安定して行うことができる。しかしながら、伝播特性、サイト特性を相殺するためのスペクトル比を取る際には、大小イベント記録の S 波コーダ部分がコモンシェープとなっていることを確認することが、肝要である。このコモンシェープの形状に関して、2 つのイベントの震源距離やメカニズムの違いと系統的な関係があるかど
うかについては、些細な検討をしていないため断定的には言えないが、明らかな系統的特性があるわけではない。ここで提案したコモンシェープの判断基準は一例であり、これがよいというわけではないけれども、安定した観測スペクトル比とそれによる安定したコー
ナー周波数を求めるには、機械的な S 波コーダ部分の切り取りで行うべきではない。

(d) 引用文献
1) 染井一寛，浅野公之，岩田知孝: ひずみ集中帯内外で発生した地殻内地震系列間の震源特性の比較, 第 13 回日本地震工学シンポジウム論文集, pp.305-312, 2010.
2) Kinoshita, S.: Kyoshin Net (K-NET), Seism. Res. Lett., Vol. 69, pp.309-332, 1998.
3) Aoi, S., Obara, K., Hori, S., Kasahara, K., and Okada, Y.: New strong motion
observation network: KiK-net, Eos Trans. AGU, Vol. 81, pp.F863, 2000.
4) 福山英一，石田瑞穂，Dreger, D. S.，川井啓廉: オンライン広帯域地震データを用いた完全自動メカニズム決定, 地震第 2 輯, Vol.51, pp.149-156, 1998.
5) 松波孝治，八里哲也: 琵琶湖周辺における強震動観測, 京都大学防災研究所年報, 38,
B-1, 1995.
6) Kato, A., Sakai, S., Hirata, N., Kurashimo, E., Iidaka, T., Iwasaki, T., andKanazawa, T.: Imaging the seismic structure and stress field in the source regionof the 2004 mid-Niigata Prefecture earthquake: Structural zone of weakness andseismogenic stress concentration by ductile flow, J. Geophys. Res., Vol. 111, B08308,
doi:10.1029/2005JB004016, 2006.
7) Kato, A, Sakai, S., Iidaka, T., Iwasaki, T., Kurashimo, E., Igarashi, T., Hirata,N., Kanazawa, T., and Group for the aftershock observations of the 2007 Noto Hanto
earthquake: Three-dimensional velocity structure in the source region of the Noto
Hanto earthquake in 2007 imaged by a dense seismic observation, Earth Planets Space,Vol. 60, pp. 105-110, 2008.
8) Fukuyama, E., Ellsworth, W., Waldhauser, F., and Kubo, A.: Detailed fault
structure of the 2000 Western Tottori, Japan, earthquake sequence, Bull. Seism. Soc.
Am., Vol. 93, pp.1468-1478, 2003.
9) Uehira, K., Yamada, T., Shinohara, M., Nakahigashi, K., Miyamachi, H., Iio, Y.,
Okada, T., Takahashi, H., Matsuwo, N., Uchida, K., Kanazawa T., and Shimizu, H.:
Precise aftershock distribution of the 2005 West Off Fukuoka Prefecture earthquake(Mj=7.0) using a dense onshore and offshore seismic network, Earth Planets Space,Vol. 58, pp.1605-1610, 2006.
38210) 独 立 行 政 法 人 防 災 科 学 技 術 研 究 所 : 平 成 20 年 岩 手 宮 城 内 陸 地 震 ,http://www.hinet.bosai.go.jp/

topics/iwate-miyagi080614/, 2009.

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http://www.kojiro-irikura.jp/pdf/katudansougakkai2008.pdf, 200827) Miyake, H., Iwata, T. and Irikura, K.: Source characterization for broadband
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28) 池田隆明，釜江克宏，三輪滋，入倉孝次郎: 経験的グリーン関数法を用いた 2000 年

鳥 取 県 西 部 地 震 の 震 源 の モ デ ル 化 と 強 震 動 シ ミ ュ レ ー シ ョ ン, 日 本 建 築 学 会 構 造 系 論文集, 第 561 号, pp37-45, 2002.
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30) 染井一寛，宮腰研，釜江克宏: 2011 年 3 月 15 日静岡県東部の地震による強震動と経験的グリーン関数法に基づく震源モデルの推定, 日本地球惑星科学連合 2012 年大会,
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31) 染井一寛，宮腰研，入倉孝次郎: 経験的グリーン関数法を用いた 2011 年 4 月 11 日

福島県浜通りの地震の震源モデル構築と強震動シミュレーション, 日本地震学会 2011 年
秋季大会, 講演予稿集, P2-29, 2012.
32) Hikima, K and Koketsu K.: Source processes of the foreshock, mainshock and largest
aftershock in the 2003 Miyagi-ken Hokubu, Japan, earthquake sequence, Earth Planets
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33) Asano, K. and Iwata, T.: Source rupture process of the 2004 Chuetsu, Mid-Niigata
Prefecture,

Japan,

earthquake

inferredfromwaveform

inversion

with

dense

strong-motion data, Bull. Seism. Soc. Am., Vol.99, pp.123-140, 2009.
34) Asano, K. and Iwata, T.: Source-rupture process of the 2007 Noto Hanto, Japan,
earthquake estimated by the joint inversion of strong motion and GPS data, Bull.
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35) Aoi, S., Sekiguchi, H., Morikawa, N., and Kunugi, T.: Source process of the 2007
Niigata-ken Chuetsu-oki earthquake derived from near-fault strong motion data, Earth
Planets Space, Vol.60, pp.1131-1135, 2008.
36) Asano, K. and Iwata, T.: Characterization of Stress Drops on Asperities Estimatedfrom the Heterogeneous Kinematic Slip Model for Strong Motion Prediction for Inland
Crustal Earthquakes in Japan, Pure Appl. Geophys., doi: 10.1007/s00024-010-0116-y,
2011.
384

37)

気

象

庁

:

http://www.seisvol.kishou.go.jp/eq/sourceprocess/event/201103120359near.pdf,
2011.
38) 宮腰研，Petuhkhin Anatoly，香川敬生: 地殻内地震のやや短周期まで精度のある震源モデルの推定－1997 年 3 月鹿児島県北西部地震と 1997 年山口県北部地震－, 日本地震学会 2004 年秋季大会講演予稿集, P065, 2004.
39) 岩田知孝，関口春子: 2000 年鳥取県西部地震の震源過程と震源域強震動, 第 11 回日
本地震工学シンポジウム論文集, pp.125-128, 2002.
40) Asano, K. and Iwata, T.: Source process and near-source ground motions of the2005 West Off Fukuoka Prefecture earthquake, Earth Planets Space, Vol.58, pp.93-98,
2006.
41)

気

象

庁

:

http://www.seisvol.kishou.go.jp/eq/sourceprocess/event/201103152231near.pdf,
2011.
42) 引間和人: 2011 年 4 月 11 日福島県浜通りの地震（Mj7.0）の強震波形による震源過程
解析, 地震 2, 64, pp.243-256, 2012.
43) 宮腰研，倉橋奨，入倉孝次郎: 2007 年新潟県中越沖地震の震源モデルに関するレ

ビュー, 2008 年日本地震学会秋季大会予稿集, C11-01, 2008.
44) 武田哲也: 2011 年 3 月 15 日静岡県東部の地震, 地震予知連絡会会報, 第 86 巻, 6-3,
pp.425-426, 2011.
45) 武田哲也: 2011 年 3 月 12 日長野県・新潟県県境付近の地震, 地震予知連絡会会報,第 86 巻, 7-4, pp.486-487, 2011.
46) Irikura, K.: Prediction of strong acceleration motions using empirical Green’s
function, Proc. 7th Jpn. Earthq. Eng. Symp., 151–156, 1986.
(e) 成果の論文発表・口頭発表等
著者

題名

発表先

発表年月日

染井一寛，宮腰研，浅ひずみ集中帯内外での M7 クラ

日本地球惑星科学

平成 24 年 5

野公之，岩田知孝，ス地殻内地震系列間の震源特

連 合 2012 年 大 会

月 23 日性の比較（3）（千葉県千葉市）

Somei, K., K. Asano, Comparisons of Source

American平 成 24 年
12 月 7 日

T. Iwata, and K.

Characteristics between

GeophysicalMiyakoshi

Recent Inland Crustal

Union,

Earthquake Sequences inside

Meeting (アメリカ

and outside of Niigata-Kobe

合衆国サンフラン

Tectonic Zone, Japan.

シスコ市)(f) 特許出願，ソフトウエア開発，仕様・標準等の策定
1) 特許出願
なし
385

Fall

2) ソフトウエア開発
なし
3) 仕様・標準等の策定なし

386

表 1 解析対象とした地震系列の諸元と解析条件

38図 1 対象とした全イベントの震央分布（赤色丸印）と、各地震系列の本震の震央位置と震源メカニズム解。斜線部はひずみ集中帯のおよその分布を表す。また、F-net 観測点の分布を青色四角印
で示す。

388

図 2 対象としたイベントの震央分布と震源メカニズム解。使用した強震観測点を黒色四角印、観測点コードが付記してある白色四角印は使用した F-net 観測点の分布。なお、赤色四角印は、F-net
広帯域地震計記録の代わりに F-net 強震記録を使用した点を表す。

389

図 2（続き）

390

図 2（続き）

391

図 2（続き）

392

39
図 3 解析手順の例（2005 福岡のイベントペア）。(a)イベントペアとした本震、余震の分布とメカニズム解、また使用した観測点の分布。(b)F-net INN
観測点における本震（黒色実線）と余震（青色実線）の観測速度波形（EW 成分）の例。波形上の実線は、Fourier スペクトルを計算する解析区間（S波コーダ部分）を表す。(c)各周波数帯域の本震と余震の RMS エンベロープ。点線で囲まれた区間が解析区間を表す。(d)本震と余震、ノイズ部分の加速度 Fourier 振幅スペクトル。(e)各観測点の観測スペクトル比（灰色及び緑色線）、それらを対数平均した観測震源スペクトル比（黒色実線）、またモデル震源スペクトル比関数（赤色実線）をそれぞれ表す。赤色三角印は推定された大地震、小地震のコーナー周波数を表す。なお、観測スペクトル比の破線部は、記録中、S/N<2.0 となる使用しない周波数帯域を表す。

図 4 観測（黒色実線）とモデル（赤色実線）のスペクトル比比較の例。赤色三角印は推定された
大小の地震のコーナー周波数。各地震ペアについて、左側は平成 23 年度までの結果、右側は今年度（平成 24 年度）の結果である。
394

平成 23 年度まで

今年度（平成 24 年度）

図 5 コーナー周波数 fc と地震モーメント M0 の関係。なお、規模の大きな地震に表示されているエラーバーは、複数の大地震／小地震イベントペアによる大地震のコーナー周波数のばらつき（対数標準偏差）を表したものである。上)平成 23 年度までの結果、下)本報の結果。

395

図 6 各地震系列のイベントの応力降下量。本震の応力降下量は大きめのシンボルで示している。
赤色と青色の実線と破線は、それぞれひずみ集中帯内外の本震の平均応力降下量と、対数標準偏差
を表す。

396

表 2 収集した震源断層モデルの巨視的・微視的震源パラメータ及び震源断層モデルの参考文献、特性化の文献、再決定余震分布の文献。

397

2007 Noto

2008Iwate-Miyagi

図 7 不均質すべりモデル（断層面上でのすべり分布）と、抽出されたアスペリティ領域（赤色線で囲まれた矩形領域）の例。星印は破壊開始点を表している。ここでは、2007 能登（上）と 2008
岩手宮城（下）の例を示す。グリッドサイズはともに 2km×2km である。

398

図 8 本報で求めた fc から換算されるクラック面積と、震源断層モデルから抽出された(上)断層総面積、(下)アスペリティ総面積との比較。青色はひずみ集中帯内のイベント、赤色はひずみ集中帯
外のイベントを表す。上図の色抜きのシンボルは、再決定された余震分布を基に推定した本震の断層総面積を表す。

399