４．震源断層を特定した地震動予測地図
地震調査委員会では、震源断層を特定した地震の強震動予測手法の高度化を目指して、「詳細法」
について検討してきた。また、「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的として、モデルの設定や強震動計算等における現在の手法や考え方を、「レシピ」として取りまとめた（以下では、震源断層を特定した地震の強震動予測手法を「レシピ」と呼ぶ）。
本章では、この「レシピ」について概説するとともに、これまでに地震調査委員会が実施し、公表してきた12の強震動評価結果の概要について示す。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「レシピ」の適用性の検討を行っているので、これらについても併せて紹介する。
なお、地震調査委員会では、主要98断層帯で発生する地震や海溝型地震の将来の地震発生確率について評価しており、「確率論的地震動予測地図」では、「簡便法」によりこれらの地震の揺れの強さを評価している。そこで、参考資料として、分冊２の付録１にこれらの強震動評価結果を紹介する。また、東海地震、東南海地震、南海地震は、地震発生の可能性が高く、発生すれば大規模な地震災害が発生する恐れがある、非常に社会的影響の大きい地震である。東海地震、東南海地震、南海地震に対する強震動評価は、中央防災会議により地震防災対策強化地域の指定等、地震対策の充実強化の検討を行うことを目的として実施されている。分冊２の付録２に、参考資料としてそれらの結果を紹介する。
｢レシピ｣とは・・・「レシピ」とは、危険な(地震発生の可能性が高い)活断層や海溝域が存在するとき、そこで引き起こされる可能性の高い将来の地震による強震動予測を、誰がやっても同じ答えが得られる標準的な方法論としてまとめたものである。ここでいう強震動とは、単に最大加速度、最大速度、震度、という簡便化された指標ではなく、一般的な構造物に対する破壊力を知る
ことのできる大振幅の時刻歴波形を意味している。強震動予測の「レシピ」は、①想定する地震の震源の特性化、②震源と対象地域を包含する地下構造・地盤構造のモデル化、③地震動のシミュレーション手法、および④予測結果の検証から構成される。この「レシピ」を適用することにより、地震災害軽減対策の要である、構造物の被害に関係する周期0.1秒から10秒の広い周期帯域における強震動の高精度予測が可能となる。
(「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(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」を一部修
正)4.1

震源断層を特定した地震の強震動予測手法(「レシピ」)について

ここでは、最新の「レシピ」の概要について説明する。図4.1-1に、地震調査委員会で作成した、「レシピ」に従った強震動予測手法の流れを示す。「レシピ」は、①特性化震源モデルの設定（後述）、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つの過程から構成されている。以下では、この流れに沿って解説する。
4.1.1

特性化震源モデルの設定

断層のずれ動き（破壊）によってどのような地震波が発生するかは、断層の形態や破壊の特性等
によって大きく異なる。阪神・淡路大震災（平成７年兵庫県南部地震）以降、地震調査研究推進本部を中心として実施してきた地震観測網の拡充と、これによって得られた、例えば、平成12年（2000年）鳥取県西部地震、平成15年（2003年）十勝沖地震等、近年発生した規模の大きい地震の観測記

49

録を用いて、断層の形態や破壊の特性を推定する研究（震源インバージョン解析）や地震動シミュ
レーション解析等の精力的な強震動研究を通して、震源断層の破壊過程が明らかになってきた。その結果、強震動予測に重要な要素は、震源断層の総面積と地震モーメントの関係等、震源断層の形
態・規模を表す巨視的震源特性と、震源断層内のアスペリティ18の分布とそこでの応力低下の量（応力降下量）等、震源断層の不均質性を示す微視的震源特性の２つの震源特性であることがわかってきた（入倉,2004）。また、これまでの強震動評価結果によって、ディレクティビティ効果19など､
アスペリティや震源に相当する破壊開始点の位置の違いが強震動評価結果に大きく影響することがわかってきている。特性化震源モデルとは、これら巨視的震源特性、微視的震源特性、さらには、破壊開始点や破壊伝播様式等のその他の震源特性をある程度単純なモデルに置換し強震動を再現するための震源断層モデルである。
「レシピ」では、このような特性化震源モデルに必要な震源特性のパラメータの設定方法が、比較的簡単な算定式や数値で示されている。特性化震源モデルの設定では、まず、巨視的震源特性として、震源断層の位置や形状、面積や地震モーメント等を設定する。次に、微視的震源特性として、
アスペリティの位置や個数、すべり量や応力降下量等を設定する。また、その他の震源特性として、破壊開始点や破壊伝播速度等を設定する。なお、活断層で発生する地震と海溝型地震では、想定する震源断層の規模や活動間隔、あるいは既往の研究成果や情報量の違いにより、特性化震源モデルの設定方法が異なっている。
4.1.2

地下構造モデルの作成

断層の破壊により発生した地震波は、地下深部では伝播する距離と共に次第に減衰していくが、地震基盤から上の地表付近の地下構造の影響により増幅される。このため、地表での地震動は、地下構造の特性に大きく影響される。また、地表面付近の浅い地盤と、これより深い地盤では、地表の地震動に異なった影響を及ぼす。例えば、阪神・淡路大震災では、「震災の帯」の原因解明が盛んに研究され、盆地端部付近での揺れの局所的な増幅20等、堆積盆地の深い地盤構造における三次元的な特性がその原因のひとつであることが明らかとなった。また、例えば、隣接する同じような建物でも被害の程度が全く異なる場合があり、これは、局所的な地震動特性に影響する地表面付近の浅い地盤構造が原因と考えられる。
「レシピ」における地下構造モデルの作成では、このような地下構造の特性の違いを考慮し、地下構造を地震基盤より深い「大構造」、地震基盤から「詳細法工学的基盤」までの「深い地盤構造」、
および「詳細法工学的基盤」から地表までの「浅い地盤構造」に分離し、ぞれぞれのモデル化の方
法や基本的な考え方について示している。このうち、「深い地盤構造」については、地域によってモデル化に必要な情報量に多寡があるため、精度にはある程度のばらつきがあるが、後述の図4.2-3に示すように、現時点で日本の大凡70％程度の領域で三次元地下構造モデルが作成されている。今後は、必要に応じて残りの領域の地下構造モデルを構築することと、既存のモデルの強震動予測に適したモデルへの改良が必要である。「浅い地盤構造」については、先にも述べたように、局所的な影響が大きく、モデル化には膨大なデータが必要となるため、広域を対象とした面的な予測を精度良く行うことが現状では難しい。そこで、精度的には限界があるが、微地形区分に基づく増幅率を用いた簡便な方法により、広域を対象とした面的な予測を可能としている。

18

震源断層の中で特に強い地震波を生成する領域（すべりの量や応力低下の量が大きい領域）。
断層破壊が地震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。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。
20
日本の平野や盆地のように、盆状の場所に砂や粘土などが堆積して出来上がった堆積盆地においては、その端部から発生し、地表面に沿って伝播する地震波と、下方から伝播した地震波が重なり合い、結果としてある地域での振幅が大きくなる場合がある。このような増幅効果は、エッジ効果と呼ばれている。
1950

4.1.3強震動計算

長周期領域の強震動は、理論的手法により予測が可能であることが明らかとなってきている。阪神・淡路大震災における「震災の帯」の原因解明においても、理論に基づく三次元地震動シミュレーション解析手法が非常に有用であった。一方、短周期領域の強震動は、震源と地下構造の両方でモデル化に必要な情報量が不足し、不確定性が大きいため、現時点では、理論的手法による計算が困難であり、統計的手法を導入せざるを得ない。したがって、「レシピ」が目指している0.1秒から10秒程度までの広い周期帯域の強震動を精度良く予測するためには、このように異なる２つの手法で計算された強震動を適切な周期で重ね合わせる必要がある。このような考え方を取り入れた方法
がハイブリッド合成法である(藤原,2004)。
強震動計算では、三次元的な震動特性が重要となる長周期側の地震動については、理論的手法（有限差分法、例えば、Aoi and Fujiwara,1999；Graves,1996；Pitarka,1999）、不確定性が大きくなる短周期側の地震動については、統計的手法（統計的グリーン関数法を用いた波形合成法、例えば、釜江
ほか,1991；壇ほか,1998）を用い、ハイブリッド合成法により両地震波を合成して広帯域に渡って精度の良い強震動を計算する方法を示している。
活断層で発生する地震の強震動評価では、平成12年（2000年）鳥取県西部地震の観測記録を用いた強震動予測手法の検証（地震調査委員会強震動評価部会,2002）やこれまでの強震動評価を通じて、ハイブリッド合成法の有効性が確認されている。一方、ハイブリッド合成法の海溝型地震への適用には、まだ課題が残されている。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、ハイブリッド合成法を適用するにあたっての問題点（特性化震源モデルや地下構造モデル
等）が指摘されたため、三陸沖北部の地震を想定した強震動評価（地震調査委員会,2004a）も同様に、統計的グリーン関数法だけの強震動評価結果を公表した。その後実施した平成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（地震調査委員会強震動評価部会,2004）では、
ハイブリッド合成法による強震動予測を試み、ハイブリッド合成法の適用範囲や具体的な課題について明らかにしている。
4.1.4 予測結果の検証
4.1.1～4.1.3に示された方法により強震動計算は可能となるが、計算波形を実際に利用する場合には、得られた結果が妥当であるかどうかを何らかの方法で確認しておく必要がある。このような観点から、「レシピ」では、予測結果の検証方法についても触れている。
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るため、これまでに得られている情報量やその内容にも差がある。そこで、予測結果の検証では、活断層で発生する地震のように観測記録が少ない場合には、
平均的な地震動特性を表した距離減衰式を用いた推定値との比較による検証方法について、海溝型地震など過去の観測記録が得られている場合には、距離減衰式を用いた推定値との比較のほか、観測波形や震度分布との比較による検証方法について示している。
以上のような過程により、強震動予測を実施することができる。ただし、現時点で「レシピ」が完成したわけではなく、まだ課題が残されているため、強震動予測手法の更なる高度化のために、今後も強震動評価や検証を通じて「レシピ」の改良を行っていくことが重要である。

51

地表での震度

図4.1-1

震源断層を特定した地震の強震動予測手法（「レシピ」）のフロー（「レシピ」では、地表での最大速度の推定方法までを解説している。震度については、
一般向けに分かりやすく説明するために示している。）

52

4.2

これまでに実施した震源断層を特定した地震の強震動評価の諸元

ここでは、これまでに地震調査委員会が実施し、公表してきた12の強震動評価結果、および平成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「レシピ」の検証結果のうち、各強震動評価の対象領域、評価に用いた震源断層モデルの諸元や地下構造モデル
についてまとめて示す。
図4.2-1には、これまでに評価対象とした震源断層の配置図、図4.2-2には、各震源断層の強震動
評価の対象領域、図4.2-3には、これまで作成した三次元地下構造モデルの領域と地震基盤の深さ分
布図、表4.2-1には、各強震動評価に用いた諸元の一覧を示す。なお、各パラメータの解説、および設定方法については、分冊２を参照されたい。また、各強震動評価において設定した、ここで示した以外のパラメータについては、各公表資料を参照されたい。

図4.2-1 これまでに評価対象とした震源断層の一覧（震源断層内の□はアスペリティを、＊は「レシピ」の検証として実施した地震を表す。）
53

図4.2-2 各震源断層の強震動評価の評価対象領域（平成12年（2000年）鳥取県西部地震による検証では、面的な評価を行っていない。）

54

表4.2-1(1)

地震調査委員会が平成16年度末までに公表した強震動評価に用いた諸元（その１）想定した地震糸魚川－静岡構造線断層帯

森本・富樫断層帯

地震のタイプ

活断層で発生する地震

活断層で発生する地震対象とした断層帯

北部１、北部２、中部１、中部２(4つの活動区間（セグメント）として評価）

森本・富樫断層帯

ケース

1

3

1-a

長さ(km)

北部１：26、北部２：35、中部１：17、中部２：34

幅(km)北部１：20.2、北部２：20.2、中部１：13.2、中部２：13.2

断層の上下端の深さ(km)

北部：４～約17、中部：４～約18

震源断層の面積S
（km2）

1905

巨
視 地震モーメントM0(Nm)的
震 モーメントマグニチュー
源
ドMw
特
性

特
性
化
震
源
モ
デ
ル

2

1.5×10

1-b

1-c

1-d

16

26

420

676

8.2×1018

1.7×1019

6.5

6.8

26

４～18
513

20

1.1×10

19

6.6

傾斜角

北部１、北部２：40°E(東側隆起の逆断層)
中部１、中部２：80°E(左横ずれ)

45°E(東側隆起の逆断層)

短周期レベルA（N・m/s2）

2.8×1019

1.2×1019

総面積Sa(km2)

637

73

Sa/S

約33%

約14%

応力降下量
(MPa)

13.1

16

個数

各セグメントに1個づつ

1個

面積比

―

―

位置

3

20

7.4

微
視
的 アス
震 ペリ
源 ティ
特
性

2

60°E (東側 30°E (東側
隆起の逆断 隆起の逆断層)
層)

1.1×1019

1.4×1019

60

96

北部１、北部２： 北部１、北部２： 北部１、北部２：
断層南端付近で 断層北端付近で 断層南端付近で
断層上端
断層上端
断層下端
断層の南 断層の中 断層の中 断層の中断層の南端、深さは断層中
中部１：断層北端 中部１：断層北端 中部１：断層北端 端、深さは 央、深さは 央、深さは 央、深さは
央
付近で断層上端 付近で断層上端 付近で断層上端 断層中央 断層中央 断層上端 断層下端
中部２：断層中央 中部２：断層中央 中部２：断層中央付近で断層上端 付近で断層上端 付近で断層上端

中部１，２では、活断層調査で地表のすべりが大きい
位置決定の根拠 箇所が確認されているところに設置。北部１，２では、情報がないことより､「レシピ」に従い､強震動評価の観点から複数ケース設定。
情報がないことより､「レシピ」に従い､強震動評価の観等点から複数設定。

そ
の
破壊開始点
他
の
震
源
特 破壊伝播速度(km/s)
性
破壊形態「詳細法工学的基盤」
地下構 と定義した速度層

アスペリ
ティの南下
端

中部１のアスペリティの北下端

2.5

2.5

放射状（概ね同心円状）

放射状（概ね同心円状）

2.4km/s、1.6km/s、1.1km/s、1km/s、500m/s

Vs=700m/s

造モデ
松岡・翠川(1994)による経験式
ル
浅い地盤構造の取り（ただし、「詳細法工学的基盤」の速度層が1.5km/s以扱い
上の場合は、1.5km/sとして計算。）

その他

アスペリティの中央下端

松岡・翠川(1994)による経験式

fmax(Hz)

6

6

ラディエーションパター
ン係数Ｆ

0.62,0.45

0.62

55

アスペリティの南下端

表4.2-1(2)

地震調査委員会が平成16年度末までに公表した強震動評価に用いた諸元（その２）想定した地震宮城県沖地震布田川・日奈久断層帯

三浦半島断層群

地震のタイプ

海溝型地震

活断層で発生する地震

活断層で発生する地震対象とした断層帯

1978年宮城県沖地震

中部

武山断層帯

ケース

A1

1

2

3

長さ(km)

既往の文献に従い設定。

48

74.4 (48+26.4)

幅(km)

既往の文献に従い設定。

13.9

13.9

断層の上下端の深さ(km)

既往の文献に従い設定。

震源断層の面積S（km2）
巨視 地震モーメントM0(Nm)的
震 モーメントマグニチュー
源
ドMw
特
性
傾斜角

短周期レベルA（N・m/s2）

特
性
化
震
源
モ
デ
ル

A2

中部＋南西部

微
視
的 アス
震 ペリ
源 ティ
特
性

1

衣笠・北武
断層帯

2

3

4

20

28

17

３～15

13.9

17

３～15

2266

1449

667

1034

340

278

476

3.1×1020

1.6×1020

2.5×1019

6.0×1019

6.4×1018

4.4×1018

1.3×1019

7.6

7.4

6.9

7.1

6.5

6.4

6.7

60°W
(右横ずれ)

プレート等深線に整合させる。

8.4×1019

6.7×1019

60°N
45°N(右横ずれ (右横ずれ
断層)
断層)

45°N
(右横ずれ断層)1.6×1019

2.1×1019

9.8×1018

8.7×1018

1.2×1019

総面積Sa(km2)

192

128

172

360 (232+128)

39

28

69

Sa/S

約8%

約9%

約26%

約35%

約11%

約10%

約14%

応力降下量
(MPa)

第1：29
第2：73

54

14

13

22

23

20

個数

2個

1個

2個

中部：2個
南西部：1個

1個

面積比

１：１

―

２：１

２：１（中部）―

位置

第1：断層最深部の中央付近断層の南部、
第2：断層の南深さは断層中東端
央(フォワードモデ
リングによる）中部：左記に同
第1：断層北東部，深さ じ
三浦半島 三浦半島 三浦半島 三浦半島
は断層上端
南西部：断層中 東部付近、 東部付近、 東部付近、 東部付近、第2：断層南西部，深さ 央からやや北東 深さは断 深さは断 深さは断 深さは断
は断層中央
層中央
層中央
層上端
部寄り、深さは 層中央
断層上端

海底調査､1978年､および1936 中部は、平均的なずれの速度が大きい
三浦半島東部で活断層地形が明瞭であること
位置決定の根拠
年の地震のアスペリティ分布等 場所に設置。南西部は情報がないこと
より、三浦半島東部に設置。
等
より、陸上部への影響を考慮して設置。
より総合的に判断。

そ1978年宮城県 1936年宮城県 第１アスペ 第2アスペ 中部の第2アスの破壊開始点
沖地震の震源 沖地震の震源 リティの北 リティの南 ペリティの南西
他
位置付近
位置付近
東下端
西下端
下端
の
震
源
3.0
2.5
特 破壊伝播速度(km/s)
性
放射状（概ね同心円状）
破壊形態
放射状（概ね同心円状）「詳細法工学的基盤」
Vs=700m/s、およびVs=400m/s
地下構 と定義した速度層
造モデ
ル
浅い地盤構造の取り
松岡・翠川(1994)による経験式
扱い

その他

アスペリティの中央下端

2.3
放射状（概ね同心円状）

Vs=500m/s

Vs=700m/s、およびVs=500m/s

松岡・翠川(1994)による経験式

松岡・翠川(1994)による経験式

fmax(Hz)

13.5

6

6

ラディエーションパター
ン係数Ｆ

0.62

0.445

0.445

56

表4.2-1(3)

地震調査委員会が平成16年度末までに公表した強震動評価に用いた諸元（その３）想定した地震

山形盆地断層帯

砺波平野断層帯・呉羽山断層帯

三陸沖北部

地震のタイプ

活断層で発生する地震

活断層で発生する地震

海溝型地震

山形盆地断層帯(北部・南部)

砺波平野
呉羽山断
砺波平野断層帯東部 断層帯西層帯部

1968年十勝沖地震

対象とした断層帯

ケース

1

3

4

1

2

4

1

60

30

26

30

約170

22.6

22.6

22.6

約100

幅(km)

17

断層の上下端の深さ(km)４～16震源断層の面積S
（km2）

1020

552

5.8×1019

1.7×1019

7.1

6.8

傾斜角

45°W
(西側隆起の逆断層)

短周期レベルA（N・m/s2）

2.0×1019

微
視
的 アス
震 ペリ
源 ティ
特
性

3

長さ(km)

巨視 地震モーメントM0(Nm)的
震 モーメントマグニチュー
源
ドMw
特
性

特
性
化
震
源
モ
デ
ル

2

４～20

既往の文献に従い設定。
572

660

1.8×1019 2.4×1019
6.8

6.9

16884
3.5×1021
8.3

45°W (西 45°W (西45°E
側隆起の 側隆起の 既往の文献に従い設定。
(東側隆起の逆断層)
逆断層)
逆断層)

1.4×1019

1.4×1019 1.5×1019

1.9×1020

総面積Sa(km2)

349

120

80

127

162

1500

Sa/S

約34%

約22%

約14%

約22%

約25%

約9%

応力降下量
(MPa)

12.6

15

14

第1：34
第2：34
第3：85

個数

2個

1個

2個

1個

1個

3個

面積比

２：１

―

２：１

―

―

９：４（第1：第2）（第3は既往の文献より設
定。）

位置

15

第1：高清
第1：断層北西部､深さは
第1：北部の 第1：南部の 第1：北部の 第1：南部の
水断層南
最深部
断層の中
断層の中
断層の中
断層の中
西端，深さ
第2：断層中央部､深さは断層の南央、深さは断 央、深さは断 央、深さは断 央、深さは断 高清水断
断層の中
は断層中
断層中央
西端、深さ
層下端
層南西
層下端
層上端
層上端
央、深さは
央
第3：断層中央､深さは最は断層中
第2：南部の 第2：北部の 第2：南部の 第2：北部の 端，深さは
断層中央
第2：高清
深部
央
断層の中
断層中央
断層の中
断層の中
断層の中
水断層中
(フォワードモデリングによ央、深さは断 央、深さは断 央、深さは断 央、深さは断
央，深さは
る）
層下端
層下端
層上端
層上端
断層中央

情報がな
いことより､
位置決定の根拠 情報がないことより、「レシピ」に従い､強震動評価の観 平均的なずれの速度が大きい場「レシピ」に 既往の文献に従い設置。
所に設置。
点から複数ケース設定。
等
従って設
置。
そ
第１アスペリ 第２アスペリ 第１アスペリ 第２アスペリ アスペリ 第1アスペ アスペリ アスペリの1968年十勝沖地震の震源
破壊開始点
ティの中央下 ティの中央下 ティの中央下 ティの中央下 ティの南西 リティの南 ティの南西 ティの中央
他
位置付近
端
端
端
端
下端
西下端
下端
下端
の
震
源
2.5
2.5
2.5
特 破壊伝播速度(km/s)
性
破壊形態
放射状（概ね同心円状）
放射状（概ね同心円状）
放射状（概ね同心円状）「詳細法工学的基盤」
地下構 と定義した速度層
造モデ
ル
浅い地盤構造の取り扱い

その他

Vs=800m/s、およびVs=500m/s

Vs=450m/s（ただし、一定ではない。）

Vs=500m/s

松岡・翠川(1994)による経験式

藤本・翠川(2003)による経験式

藤本・翠川(2003)による経験式

fmax(Hz)

6

6

13.5

ラディエーションパター
ン係数Ｆ

0.445

0.445

0.62

57

表4.2-1(4)

地震調査委員会が平成16年度末までに公表した強震動評価に用いた諸元（その４）想定した地震琵琶湖西岸断層帯

高山・大原断層帯

石狩低地東縁断層帯

地震のタイプ

活断層で発生する地震

活断層で発生する地震

活断層で発生する地震対象とした断層帯

琵琶湖西岸断層帯

ケース

1

2

3

4

5

石狩低地東縁断層帯主部

1

2

60

48

28

24

42+26

14

14

14

24

幅(km)

16

断層の上下端の深さ(km)３～18

震源断層の面積S
（km2）

960

672

392

336

1487

5.1×1019

2.5×1019

8.5×1018

6.3×1018

1.2×1020

7.1

6.9

6.6

6.5

7.3

傾斜角

70°W
(西側隆起の逆断層)

短周期レベルA（N・m/s2）

2.0×1019

微
視
的 アス
震 ペリ
源 ティ
特
性

３～17

７～24

45°W
(東側隆起の逆断層)

90°(右横ずれ断層)1.6×1019

4注3

長さ(km)

巨視 地震モーメントM0(Nm)的
震 モーメントマグニチュー
源
ドMw
特
性

特
性
化
震
源
モ
デ
ル

2

国府断層 猪之鼻断
帯
層帯

高山断層帯

1.1×1019

9.8×1018

2.6×1019-

総面積Sa(km2)

284

167

68

53

656

320

Sa/S

約30%

約25%

約17%

約16%

約44%

約22%

応力降下量
(MPa)

14.2

14.2

15.5

15.9

11.,9

24.3

個数

2個

2個

1個

1個

2個

面積比

２：１

２：１

―

―

１６：６

位置

第1：断層北東部､深さは断層中央
第2：断層南西部､深さは
断層中央

第1：断層
南西端部､
第1：断層北東端部､深 深さは断断層中央 断層中央
第1：北側の断層の中央部､深さは断層中央
さは断層中央層中央部、深さは 部、深さは第2：南側の断層の中央部､深さは断層中央
第2：断層中央部､深さ 第2：断層
断層中央 断層中央
は断層中央
中央部､深
さは断層
中央

位置決定の根拠 平均的なずれの速度が大平均的なずれの速度が大きい場所に設置。
きい場所に設置。
等

情報がな
いことより､「レシピ」に 平均的なずれの速度が大きい場所に設置。
従って設
置。

そ
第1アスペ 第2アスペ 第1アスペ アスペリ アスペリ
第１アスペの第2アスペリ
第1アスペリ 第2アスペリ 第1アスペリティ
破壊開始点
リティの北
リティの北 リティの南 リティの南 ティの中央 ティの中央
他
ティの北下端 ティの南下端 の南下端
ティの南下端
東下端
西下端
西下端
下端
下端
下端
の
震
源
2.4
2.5
2.5
特 破壊伝播速度(km/s)
性
放射状（概ね同心円状）
放射状（概ね同心円状）
放射状（概ね同心円状）
破壊形態「詳細法工学的基盤」
Vs=430m/s
地下構 と定義した速度層
造モデ
ル
浅い地盤構造の取り 藤本・翠川(2003)による経
験式
扱い

その他

Vs=750m/s

Vs=480m/s

藤本・翠川(2003)による経験式

藤本・翠川(2003)による経験式

fmax(Hz)

6

6

6

ラディエーションパター
ン係数Ｆ

0.445

0.445

0.445

注：石狩低地東縁断層帯のケース４は、「レシピ」の改良を目的に実施したため､震度分布は推定していない。

58

表4.2-1(5)

地震調査委員会が平成16年度末までに公表した強震動評価に用いた諸元（その５）想定した地震山崎断層帯

地震のタイプ

活断層で発生する地震対象とした断層帯

ケース

山崎断層帯主部北西
山崎断層帯主部北西部＋南東部(大原断層・土万断層・
山崎断層帯部(大原断層・土万断
安富断層・琵琶甲断層）
主部南東部
層・暮坂峠断層）
1-1

1-2注（２つの活動区間（セグメント）として評価）

1-3注

1-4注

4

5

52

30

30+14

32

幅(km)

18

18

18

18

24

1440

936

540

792

832

1.2×1020

4.9×1019

1.6×1019

3.5×1019

3.9×1019

7.3

7.1

6.7

7.0

7.0

７～21

巨
視 地震モーメントM0(Nm)的
震 モーメントマグニチュー
源
ドMw
特
性

90°
(左横ずれ断層)

傾斜角

短周期レベルA（N・m/s2）

2.6×1019

90°(左横ずれ断層)

セグメント1：2.0×1019
セグメント2：1.6×1019

1.9×1019-90°(山崎断層帯南
90°
45°Ｎ (北側
東部：左横ずれ(左横ずれ断
隆起の逆断
断層
層)
層)
草谷断層：右
横ずれ断層)
1.3×1019

1.7×1019

1.8×1019

総面積Sa(km2)

594

594

310

310

288

116

220

238

Sa/S

約41%

約41%

約22%

約22%

約31%

約21%

約28%

約29%

応力降下量
(MPa)

12.6

12.5

24.2

14.4

12.6

14.7

13.9

13.7

個数

3個

セグメント1：２個セグメント2：1個

3個

2個

1個

2個

1個

面積比

２：１：１

２：１（セグメント１）

２：１：１

２：１

―

２：１

―

位置

第1：山崎断層帯主部北西部の北西端部､深さは断層中
央
第2：安富断層の北西端部､深さは断層中央
第3、およびセグメント２：山崎断層帯主部南東部の中央部､深さは断層中央

第1：山崎断層
第1：山崎断層帯主部
帯南東部の中山崎断層帯
北西部の北西端部､深
央部､深さは断南東部の中
さは断層中央層中央
第2：暮坂峠断層北西 央部､深さは 第2：草谷断層
断層中央端部､深さは断層中央北東端部､深さ
は断層中央

そ
の
破壊開始点
他
の
震
源
特 破壊伝播速度(km/s)
性
破壊形態「詳細法工学的基盤」
地下構 と定義した速度層
造モデ
ル
浅い地盤構造の取り
扱い

那岐山断層
帯中央部､深さは断層中
央情報がないことより､「レシピ」に従って設置。

位置決定の根拠
平均的なずれの速度が大きい場所に設置。
等

その他

3

80

震源断層の面積S
（km2）

微
視
的 アス
震 ペリ
源 ティ
特
性

2-2

那岐山断層
帯

長さ(km)

断層の上下端の深さ(km)

特
性
化
震
源
モ
デ
ル

2-1

山崎断層帯主部南東部＋草谷断層

第1アスペ 第2アスペ アスペリティ
第2アスペリティ アスペリティ
リティの北 リティの南 の北西下端の南西下端部 の中央下端
西下端部 東下端部
部

第1アスペリティの北西下端部

2.5
放射状（概ね同心円状）
Vs=590m/s、およびVs=550m/s

藤本・翠川(2003)による経験式

fmax(Hz)

6

ラディエーションパター
ン係数Ｆ

0.445

注：山崎断層帯のケース1-2、1-3、1-4は、「レシピ」の改良を目的に実施したため､震度分布は推定していない。

59

5
4

4
4

3
4

2
4

1
4

0
4

9
3

8
3

7
3

0
0
0
1
-

0
0
8
-

6
3

0
0
0
2
-

5
3

0
0
0
3
-

0
0
0
4
-

4
3

0
0
0
6
-

3
3

0
0
0
1
1
-

2
3

1
3

8
4
1
7
4
1
6
4
1
5
4
1
4
4
1
3
4
1
2
4
1
1
4
1
0
4
1
9
3
1
8
3
1
7
3
1
6
3
1
5
3
1
4
3
1
3
3
1
2
3
1
1
3
1
0
3
1
9
2
1
8
2
1
0
3

60

0
0
6
-

これまでの強震動評価において作成した「深い地盤構造」の地下構造モデル（地震基盤上面の標高図；（独）防災科学技術研究所より提供）

6
4

0
0
4
-

図4.2-3

（標高m）

0
0
0 0
0 0
2 0
0
0
2 0
5 0
2 0
5 4
- 1
- 2
-

0
6

4.3

これまでに実施した震源断層を特定した地震の強震動評価結果の概説

ここでは、これまでに地震調査委員会が実施し、公表してきた12の強震動評価結果、および平成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レシピの検証
結果について概説する。12の強震動評価結果については、震源断層モデルと震度分布について解説することとし、その他の諸元等については、4.2節を参照されたい。また、結果として示されている
震度分布のうち、震度６強以上と予測された地域においては、震度７になる可能性もあり得る。ここで示される図は、震度の広がり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ことを注意しておきたい。
なお、最新のレシピを用いた強震動評価結果として、・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,2004b）
・山崎断層帯の地震を想定した強震動評価（地震調査委員会,2005）
・宮城県沖地震を想定した強震動評価（地震調査委員会,2003）
また、「レシピ」の検証として、
・鳥取県西部地震の観測記録を用いたレシピの検証結果（地震調査委員会強震動評価部会,2002）
・2003年十勝沖地震の観測記録を用いたレシピの検証結果（地震調査委員会強震動評価部
会,2004）については、分冊２に詳細を掲載しているので参照されたい。ただし、「宮城県沖地震を想定した
強震動評価」については、後日、修正すべき点のあることが判明したことから、当該部分を修正する再評価を実施し、平成17年12月14日に「宮城県沖地震を想定した強震動評価（一部修正版）」を公表した。ここでは、その修正結果を掲載する。
その他の強震動評価の詳細については、各公表資料を参照されたい。

61

4.3.1

糸魚川－静岡構造線断層帯の地震を想定した強震動評価（概要）（１）想定する震源断層
糸魚川－静岡構造線断層帯の地震を想定した強震動評価では、図 4.3.1-1 に示すように、震源断層モデルとして「北部１」「北部２」「中部１」「中部２」の４つの活動区間（以下、セグメントと呼ぶ）が同時に動くケースを想定した。また、アスペリティを最近の活断層で発生した事例を参照し、各セグメントに１個配置した。アスペリティの位置は、中部の２つのセグメントでは、地表において大きなずれが観測されている地点付近とした。北部の２つのセグメントについてはそのよ
うな情報が得られていないため、アスペリティが２つのセグメントとともに南端付近で断層上端に接するケース（ケース１）と、北端付近で断層上端に接するケース（ケース２）および南端付近で断層下端に接するケース（ケース３）の３ケースについて想定することとした。破壊開始点（震源）は、断層形状から推定して中部１の北端に設定し、その深さはアスペリティの下端に設定した。
ケース２

ケース１

ケース３

北部 1

北部 2
中部 1
中部 2

図 4.3.1-1想定した震源断層モデル（★：破壊開始点、☆：南西部の破壊開始点、■アスペリティ）（２）予想される強震動
設定した震源断層モデルと地下構造モデルに基づき、評価範囲について約 1km 四方の領域ごとに強震動予測を行った。図 4.3.1-2 にそれぞれのケースの震度分布を示す。ケース１では、セグメ
ント「北部２」のアスペリティの直上および西方（松本盆地周辺）等において塊状に震度６強以上を示す領域があるが、ケース２ではアスペリティの位置が異なるため、それらのうちの多くの領域
で震度５強程度しか示さない。また逆にケース２でケース１よりも大きな震度を示すところは、セグメント「北部１」の北方（小谷村付近）である。ケース３の「北部」セグメント付近については、
ケース１と比べてアスペリテ
ケース１
ィ位置が深くなった影響で、
ケース３
ケース２
全体に震度が小さくなっている。このように、各ケースで予測された震度が場所によっては１～２階級程度異なり、
アスペリティ位置が強震動予測結果へ与える影響が大きいことを表している。また、堆積層の厚い甲府盆地においては、断層から離れているが、震度６強以上を示す領域が分布する。
図 4.3.1-2「詳細法」による強震動予測結果：地表の震度分布

624.3.2

鳥取県西部地震の観測記録を利用した強震動予測手法の検証（概要）モーメントは除く）および微視的震源特性のアス
ペリティの位置・数、破壊開始点の位置について
は、地震記録から推定された既存の研究成果を利用した。アスペリティは２つとした。アスペリテ（１）目的
活断層で発生する地震の強震動予測手法の妥当性を検証する上で非常に有用な観測記録が多数得られた「平成 12 年（2000 年）鳥取県西部地震」（M7.3）の震源断層を用いて、「震源断層を特定した地震の強震動予測手法（「レシピ」）」 に基づいた強震動計算を実施し、観測記録との比較を行なうことにより、「レシピ」の適用性や課題について検討する。なお、地震動の計算地点は震源および地下構造の影響を評価できるように震源断層近くの KiK-net 観測点（日野・伯太・北房）の地中観測点とした（図 4.3.2-1 参照）。
（２）検証フロー
強震動評価手法の検証の簡単なフローを図
4.3.2-2 に示す。
（３）震源断層モデルと地下構造モデル
震源断層モデルのうち、巨視的震源特性（地震図 4.3.2-3 アスペリティの位置、および主要なパラメータ
表 4.3.2-1 震源断層パラメータ

図 4.3.2-1 震源断層モデル（☆：破壊開始点、▲波形の比較を行った KiK-net の観測点）
地震観測記録に基づく、プレート等深線
震源インバージョン結果

地下構造データ

特性化震源モデル

地下構造モデル

強震動計算（｢詳細法」）

観測記録と
調和的

NG

強震動予測手法の
課題の抽出

OK
強震動予測手法の妥当性確認終了

図 4.3.2-2 検証フローの概略
63

ってのより客観的な基準の設定方法の確立。
ィの面積については、ケース１では、震源断層の・応力降下量設定における地域特性の取り込み方
総面積の 22％とし、入倉・三宅(2000)を参考に、法の確立。
第１アスペリティは震源断層の総面積の 16％、第２アスペリティは震源断層の総面積の 6％とした。 ・破壊伝播様式・破壊伝播速度の設定に伴う不確定性に関するより適切な推定方法の確立。
また、ケース２では地震記録から推定されている研究成果を参照しながら、観測記録を説明できる
観測記録（NS 成分）
観測記録（EW 成分）
ように試行錯誤により、いくつかのパラメータを
TTRH02（日野）TTRH02（日野）
設定し直した。（図 4.3.2-1、図 4.3.2-3、および表 4.3.2-1 参照）。地下構造モデルは、いずれのケース１（NS 成分）
ケース１（EW 成分）
地点も一次元地下構造モデルで近似し、主としてTTRH02（日野）TTRH02（日野）
地震基盤(Vs=3km/s 相当層)より上の層は KiK-netのボーリング情報、地震基盤より下の層は京都大学においてこの地域の震源決定に利用している構
ケース２（NS 成分）
ケース２（EW 成分）
TTRH02（日野）TTRH02（日野）造を基に設定した（表 4.3.2-2 参照、伯太、北房について示す。）。
（４）評価結果
以上のモデルを用いて、KiK-net 観測点の日野、観測記録（NS 成分）
観測記録（EW 成分）
伯太、北房の地中観測点について、2000 年鳥取県
OKYH14（北房）OKYH14（北房）西部地震の強震動を再現した結果と観測記録とを比較した。強震動計算は、ケース１ではハイブリ
ッド合成法、ケース２では余震記録を要素波形に
ケース１（NS 成分）
ケース１（EW 成分）
OKYH14（北房）OKYH14（北房）
利用した経験的グリーン関数法を用いた。ここでは、例として、日野、北房の結果を図 4.3.2-4、
図 4.3.2-5 に示す。ケース１では、北房以外の計
ケース２（EW 成分）
ケース２（NS 成分）
測震度の値、スペクトルレベルで概ね整合し、ケ
OKYH14（北房）OKYH14（北房）ース２では北房も含めて速度波形の包絡形状まで概ね整合している結果となった。この結果により、強震動評価手法の妥当性や震源特性化モデルそのものの妥当性が検証できたことになる。
図 4.3.2-4 地中観測点における速度波形（５）まとめ（観測波形、ケース１、ケース２）の比較
本報告の結果から強震動予測手法を改良すべき
ケース２と考えられた点は次の通りである。
・アスペリティや破壊開始点の位置の設定にあた
ケース１

表 4.3.2-2 評価地点の一次元地下構造モデル

観測記録

TTRH02（日野）NS 成分

TTRH02（日野）EW 成分

OKYH14（北房）NS 成分

OKYH14（北房）
EW 成分
観測記録

日野

ケース２

北房
ケース１

図 4.3.2-5 地中観測点における５％減衰
擬似速度応答スペクトル（観測波形、ケース１、ケース２）の比較
64

4.3.3

森本・富樫断層帯の地震を想定した強震動評価（概要）（１）想定する震源断層
森本・富樫断層帯の地震を想定した強震動評価では、
図 4.3.3-1 に示すように、１つのセグメントから成る震源断層を想定した。「森本・富樫断層帯の長期評価」(地震調査委員会,2001）では「断層面の傾斜と深部形状については十分な資料がない」としていることより、断層の傾斜角は、一般の逆断層の傾斜角の範囲内にあると考えられる 30°、45°、60°の３通りに変化させた。また、アスペリティや破壊開始点の位
置は、それらを推定するに資する情報が得られていな
いため、断層のずれの量等の資料から、平均的なずれの速度（相当）の値を算出し、その分布に基づきアスペリティを断層の南端に配置した。また、断層の分岐形状を考慮して、破壊開始点を震源断層の南端に推定した。傾斜角 45°の場合では、金沢市中心部へ比較的大きな影響を与えるシナリオとして、アスペリティと破壊開始点を震源断層中央へ配置したケースを考えた。この場合のアスペリティの深さを断層中央、上端、
図 4.3.3-1 想定した震源断層モデル
下端と変えることによる地震動分布の変化も検討した。
（★：破壊開始点、■アスペリティ）（２）予想される強震動
設定した震源断層モデルと地下構造モデルに基づき、評価範囲について約 1km 四方の領域ごとに強震動予測を行った。６ケースのうち、ケース１ａ、ケース１ｂ、ケース２の強震動予測結果を示す。ケース１ａでは、アスペリティの北西に位置する金沢市中心付近の広さおよそ百平方キロメートルの範囲で震度６強以上が予測された。これは、金沢市中心付近から日本海沿岸にかけては堆積層が厚く最大速度の増幅率が高いこととディレクティビティ効果によるものである。震源断層の傾斜角を変えたケース２では、アスペリティが最大速度の増幅率の高い西側に移動した影響で、ケース１ａと比べて震度６強以上を示す
ケース１ａ
ケース１ｂ
範囲が広くなる。アスペリティを中央に配置したケース１ｂでは、ディレク
ティビティ効果が広範囲に現れやすい
位置に破壊開始点を設置した影響で、
ケース１ａと比べ震度６強以上および
震度６弱以上を示す範囲がともに広くなる。また、アスペリティの位置が近くなるために震源断層の北東部に位置する砺波平野南部でも比較的広い範囲
ケース２
で震度６弱を示している。一方、高岡
市中心付近や小松市北部については、
震源断層から比較的離れているが、地表における増幅率が高い平野部に位置することより、ケース１ａで震度５弱、
図 4.3.3-2 「詳細法」
ケース２およびケース１ｂでは震度５による強震動予測結
強を示す結果となっている。（図果：地表の震度分布
4.3.3-2）。

65

4.3.4宮城県沖地震を想定した強震動評価（概要）※平成 17 年 12 月 14 日一部修正
39°

S o u t h - N o r th

S o u th - N o r th（１）想定する震源断層
1978年宮城県沖地震のデータ
ケース A1を基に想定した断層モデル（ケースA1)
第1ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ
宮城県沖地震を想定した強震動評価では、「単：アスペリティ
DKHB
独の場合」と「連動した場合」の２つのタイプ☆：破壊開始点
THUV
1978年宮城県沖地震のの地震を想定した（図 4.3.4-1 参照）。ここでDTMD
観測波形が得られた地点
第2ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ
ＤＫＨＢ：開北橋
ＴＨＵＶ：東北大学
38°
は、「単独の場合」についての概要を示す。「単ＤＴＭＤ：樽水ダム
143°
141°
142°
独の場合」の震源域は、近年の微小地震活動の1936年宮城県沖地震のデータ
分布、海底構造調査、1978 年、および 1936 年
ケース A2を基に想定した断層モデル（ケースA2)の地震の断層モデル（特にアスペリティ分布）：アスペリティ☆：破壊開始点等を参照して、1978 年の地震の震源域（A1） 、
38°
1936 年の地震の震源域（A2）の２ケースを想定した（それぞれケース A1、ケース A2 と呼ぶ）。
141°
142°
143°
ケース A1 については、強震動計算結果が 1978
「連動した場合」の断層モデル（簡便法による計算）
年宮城県沖地震で得られている観測記録により
39°
調和するように、震源断層とアスペリティの形
A状、断層パラメータ等を修正した。ケース A2
Bについてもこれに応じて修正を加えた。
38°（２）予想される強震動
評価範囲内の約 1km 四方の領域毎に、統計的
141°
142°
143°
144°
グリーン関数法による強震動予測計算を行った。
図 4.3.4-1 想定した震源断層モデル
図 4.3.4-2 に震度分布を示す。ケース A1 では、（★：破壊開始点、●アスペリティ）
浅い地盤構造の増幅率の高かった旧北上川下流域の広い範囲において震度６弱を示した。また、ごくわずかではあるが、震度６強以上と予測された地域も認められる。一方、ケース A1 より地震規模が小さく設定されたケース A2 では、アスペ
リティや破壊開始点が、評価範囲の地震動を大きくするような位置にないこともあり、ケース A1と比べ全体的に小さめの地震動を示している。同図には、ケース A1 の強震動予測結果に村井（1979）
によるアンケート震度分布を併せて示した。これを比較すると、アンケート震度で震度６弱相当となっているところの周辺の予測結果は概ね震度６弱を示しており、そのほかの震度を見ても、概略分布としては良い対応を示している。
また、ケース A1 については、予測結果の検証として、
1978 年 宮 城 県 沖 地 震 に おいて開北橋、樽水ダムで得られた観測記録（建設省土
0 km
20 km
40 km
60 km
80 km
0 km
20 km
40 km
60 km
80 km
木研究所，1978）、また東
アンケート震度は、1978年当時の北大学で得られた観測記録
アンケート震度市町村単位でまとめられた平均で(村井,1979）
あり、○で示した点の情報ではな
３
４ 5弱 5強 6弱 6強以上
（建設省建築研究所）と対
5.5 - 6
いことに注意。
5 - 5.5
震度
4.5 - 5
応する評価地点の計算結果
3.5 - 4.5を比較したが、全体的な波ケース A1(アンケート震度との比較)
ケース A2形の包絡線の形状も合って
図 4.3.4-2 「詳細法」による強震動予測結果：地表の震度分布
おり、総じて観測記録と計（市郡境界線は、平成 17 年 12 月 14 日時点）
算結果の対応は良い。
West-East

West-East

66

4.3.5

布田川・日奈久断層帯の地震を想定した強震動評価（概要）（１）想定する震源断層
布田川・日奈久断層帯の地震を想定した強震動評価では、図 4.3.5-1 に示すように、震源断層モ
デルとして中部が単独で活動する場合（ケース１、ケース２）と中部と南西部が同時に活動する場
合（ケース３）を想定した。中部が単独で活動する場合は、アスペリティの数を２つとした。破壊
開始点は、その位置を特定するための情報がないため２つのケースを想定し、ケース１では北のアスペリティの北端、ケース２では南のアスペリティの南端に設定し、位置を変えることによる影響を評価した。ケース３では、中部のアスペリティの数や位置、および破壊開始点をケース２と同様とし、南西部に１つのアスペリティを設定した。また、中部が単独で活動するとした場合に比べ、地震規模が大きくなるため、各アスペリティの実効応力などのパラメータも大きく設定した。断層の傾斜角は、｢布田川・日奈久断層帯の長期評価｣(地震調査委員会,2002）や、本断層帯近傍で発生
した中規模地震の震源メカニズムを参照して、全ケース 60°で北西下がりに設定した。
（２）予想される強震動
設定した震源断層モデルと地下構造モデルに基づき、評価範囲について約 1km 四方の領域ごとに強震動予測を行った。図 4.3.5-2 にそれぞれのケースの震度分布を示す。ケース１およびケース
２では、断層の直上であり、かつ浅い地盤構造における増幅率が高い熊本市から八代市にかけての地域で震度が大きい。ケース１と比べると、ケース２は、震度６強以上となった範囲が広く、また震度５強となる地域は、北東方向（阿蘇山麓）に広がっている。ケース２では、破壊が南西から始まっていることより、破壊の伝播方向にある熊本市近傍やその北東の地域で、ディレクティビティ
効果が現れ、さらに、深い地盤構造の影響で地震動が増幅されたためと考えられる。ケース３では、
ケース２よりもさらに震度６弱および震度６強以上の揺れとなる地域が広がった。また、中部のアスペリティの形状はケース２とほぼ同じであるが、アスペリティの面積、実効応力等のパラメータは全体の地震規模
ケース３
ケース１（中部単独）
ケース２（中部単独）の増加に対応して（中部、南西部同時）
大きくなっている。
これに加え、南西部セグメントから伝播してきた地震
波が重ね合わさる
影響で、ケース３の震度が大きくなったと考えられる。
図 4.3.5-1 想定した震源断層モデル（★：破壊開始点、☆：南西部の破壊
開始点、■アスペリティ）

図 4.3.5-2「詳細法」による強震動予測結果：地表の震度分布
67

4.3.6三浦半島断層群の地震を想定した強震動評価（概要）（１）想定する震源断層
三浦半島断層群の地震を想定した強震動評価では、図 4.3.6-1 に示すように、
震源断層モデルを武山断層帯について３
ケース、衣笠・北武断層帯について１ケースを想定した。武山断層帯では、アスペリティ１つを三浦半島東部に設置した。
アスペリティの深さは、震源断層の中央の深さに位置する場合と（ケース１）、
震源断層の上端に接する場合（ケース２）を想定した。震源断層の傾斜角は、45°の場合（ケース１、２）と 60°の場合を想定した（ケース３）。衣笠・北武断層帯では、アスペリティの位置、深さ、震源断層の傾斜角をケース１に準じたケースのみ想定した（ケース４）。
（２）予想される強震動
設定した震源断層モデルと地下構造モデルに基づき、評価範囲について約
1km 四方の領域ごとに強震動予測を行った。図 4.3.6-2 にそれぞれのケースの震度分布を示す。ケース１では、三浦半
島全域、及び茅ヶ崎市、横浜市や富津市の沿岸部などの広い範囲において震度６弱以上を示し、その中でも震源断層の直上付近に近い評価地点で震度６強以上が予測された。ケース２では、アスペリテ
ィが浅く、アスペリティと地表との距離が短いため、三浦半島南部を中心にケー
ス１より広い範囲で震度６強以上と予測された。ケース３では、震源断層が高角であることより、破壊伝播方向で見た場合のアスペリティから地表までの距離が短いため、ディレクティビティ効果が顕著となり、ケース１と比べ震度６強以上となる範囲が南に広がっている。ケース
１～３について、震度５強及び震度６弱を示す範囲を比較すると、ケースによる大きな相違は見られない。ケース４では、
武山断層帯の場合と比べ震源断層が東南
東－西北西に広いことより、断層の両端付近の藤沢市と富津市において、震度６強以上となる範囲がケース１～３と比べ広がっている。

図 4.3.6-1 想定した震源断層モデル（★：破壊開始点、■アスペリティ）

図 4.3.6-2

68「詳細法」による強震動予測結果：
地表の震度分布4.3.7山形盆地断層帯の地震を想定した強震動評価（概要）（１）想定する震源断層
山形盆地断層帯の地震を想定した強震動評価では、図 4.3.7-1 に示すように、１つのセグメントから成る震源断層を想定した。震源断層は、地表で認められた地震断層の分布より１つの屈曲点で緩く折れ曲がる形状とし、その中に大きさの異なる２つのアスペリティを想定した。その位置について特定するための情報が無いため、アスペリティの位置関係と深さを変化させた４つのケース（ケース１：アスペリティは北側が大きく、浅い、ケース２：アスペリティは南側が大きく、浅い、
ケース３：アスペリティは北側が大きく、深い、ケース４：アスペリティは南側が大きく、深い）を想定した。破壊開始点は、大きいアスペリティの中央下端とした。
（２）予想される強震動
設定した震源断層モデルと地下構造モデルに基づき、評価範囲について約 1km 四方の領域ごとに強震動予測を行った。図 4.3.7-2 に震度分布を示す。震度６弱以上の強い揺れが予測される地域は、
アスペリティの位置・深さによって大きく変化している。ケース１では、２つのアスペリティ直上
からその東方に震度６強以上の地域が広がっている。北のアスペリティではその東方、南のアスペ
リティではその北東方向にかけても震度が大きくなっているのは、ディレクティビティ効果と地下構造（盆地）の影響である。ケース２では、ケース１に比べると、南部に大きいアスペリティがあるため、震度は相対的に南部アスペリティ周辺が大きくなり、北部アスペリティ周辺が小さくなっている。ケース３ではアスペリティの位置が深いため、特に小さいアスペリティ近傍ではケース１と比べ小さい震度となった。ケース２とケース４の比較でも、同様の傾向が認められる。

図 4.3.7-１ 想定した震源断層モデル（★：破壊開始点、■：アスペリティ、□：評価領域）

図 4.3.7-2 「詳細法」による強震動予測結果：地表の震度分布
694.3.8

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（概要）（１）想定する震源断層砺波平野断層帯・呉羽山断層帯の地震を想定した強震動評価では、図 4.3.8-1 に示すように、砺
波平野断層帯東部について２ケース、砺波平野断層帯西部、呉羽山断層帯についてそれぞれ１ケースの震源断層モデルを想定した。それぞれの断層面の傾斜については、断層形態が逆断層であることと、物理探査の結果等を考慮し、45°と想定した。アスペリティはそれぞれの震源断層モデルに１つとすることを基本としたが、砺
波平野断層帯東部については、２つのモデルも想定した。砺波平野断層帯（東部、西部）については、断層の平均変位量が比較的大きいと推定された位置にアスペリティを配置し、破壊開始点はアスペリティの下端隅とした。呉羽山断層帯については、
上記のような情報が得られていない
ことより、アスペリティを断層の中央に配置し、破壊開始点はそのアスペリティの中央下端とした。
（２）予想される強震動
設定した震源断層モデルと地下構造モデルに基づき、評価範囲について約 1km 四方の領域ごとに強震図 4.3.8-1 想定した震源断層モデル
動予測を行った。図 4.3.8-2 に震（★：破壊開始点、■：アスペリティ）度分布を示す。砺波平野断層帯
東部では、アスペリティが１つと２つの場合で震度分布に大きな相違は無く、断層の直上およびその周辺の一部の地域において震度６弱の揺れが予測された。
砺波平野断層帯西部では、アスペリティに近く、地表における増幅率が高い金沢平野の広い範囲で震度６弱、その一部では震度６強以上の揺れが予測された。
呉羽山断層帯では破壊開始点がアスペリティの中央下端にあるため、ディレクティビティ効果
によってアスペリティ直上付近の地震動が大きくなり、さらに堆積層が厚く（深い地盤構造）、
表層における増幅率も高いこと
より、高岡市から富山市にかけた広い範囲で震度６強以上の揺れが予測された。
図 4.3.8-2「詳細法」による強震動予測結果：地表の震度分布70

4.3.9三陸沖北部の地震を想定した強震動評価（概要）（１）想定する震源断層
三陸沖北部の地震を想定した強震動評価では、1968 年十勝沖地震における断層パラメータ等の既往の解析結果を参照して震源断層パラメータを設定した。しかしながら、1968
年十勝沖地震については、1978 年宮城県沖地震と比べると、解析に使用できる情報が少ないため、一部については、「宮城県沖地震を想定した強震動評価」の際に得られた情報を用いて設定した。また、破壊伝播速度については、1968 年十勝沖地震についての既往の解析結果等を参考に、複数の値で計算を行った結果の中で、計算波形が 1968 年十勝沖地震における観測記録と最も調和的となった値を採用した（図 4.3.9-1 参照）。
（２）予想される強震動
設定した震源断層モデルと地下構造モデ
ルに基づき、評価範囲内の約 1km 四方の領

43°
43û
°

「詳細法」の評価範囲

42°û
42°

41°û
41°

HAKODATE

AOMORIHACHINOHE

40û
°
40°
MORIOKA MIYAKO

39°û
39°
140°û 141°141°û 142°
142û
°
140°

143û
°
143

144°
144°

図 4.3.9-1 想定した震源断層モデル（★：破壊開始点、●アスペリティ）

図 4.3.9-2 「詳細法」による強震動予測結果：
地表の震度分布71

域ごとに、統計的グリーン関数法を用いて「詳細法」による強震動予測計算を行った。図
4.3.9-2 に地表における震度分布を示す。震源断層に比較的近い八戸市北部から三沢市にかけての広い範囲、およびむつ市北部の一部などで、震度６弱となった。また、一部の山地を除いた
青森県の中東部の広い範囲で震度５強と予測された。同図には、気象庁と青森県による 1968
年十勝沖地震の震度分布（青森県，1969、気象庁,1969）を併せて示している。1968 年十勝沖地震において、震度５や震度６の揺れに見舞われた地域と強震動予測結果とは概ね調和的である。
1968 年の十勝沖地震において八戸、青森、宮古で得られた地表における観測波形と計算波形との比較による強震動予測結果の検証も行った。
その結果、特に青森、宮古においては、観測点
周辺の地盤の非線形特性を含む局所的な地盤構造が大きく影響しているものとみられ、今回用いた地盤構造モデルや解析手法では、観測波形を十分に再現できなかった。

4.3.10琵琶湖西岸断層帯の地震を想定した強震動評価（概要）（１）想定する震源断層
琵琶湖西岸断層帯の地震を想定した強震動評価では、図 4.3.10-1 に示すように、１つのセグメン
トから成る震源断層モデルを想定し、大きさの異なる２つのアスペリティを想定した。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）断層帯との位置関係を考慮して 70°（西傾斜）に設定した。さらに、破壊開始点は、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２つのケースを想定した。
（２）予想される強震動
設定した震源断層モデルと地下構造モデルに基づき、評価範囲について約 1km 四方の領域ごとに強震動予測を行った。図
ケース１
ケース２
4.3.10-2 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」
第１アスペリティ
第１アスペリティ 緯度
緯度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。
第２アスペリティ
第２アスペリティ
ケース１では、破壊伝播
35°û
35°û
方向にある第 1 アスペリ
ティとディレクティビテ
km
km
0
10
20
30
0
10
20
30
ィ効果により、このアス
経度
ペリティの南東側に震度
136°
経度
136°
図 4.3.10-1 想定した震源断層モデル
６強以上の強い揺れが予（★：破壊開始点、■アスペリティ）
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。ケース２では、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。
図 4.3.10-2「詳細法」による強震動予測結果：地表の震度分布
72

4.3.11

高山･大原断層帯の地震を想定した強震動評価（概要）（１）想定する震源断層
高山･大原断層帯の地震を想定した強震動評
価では、図 4.3.11-1 に示すように、震源断層の面積が最も大きい高山断層帯について３ケース、国府断層帯と猪之鼻断層帯についてそれぞれ１ケースの合計５ケースの震源断層モデルを想定した。
（２）予想される強震動
設定した震源断層モデルと地下構造モデルに基づき、評価範囲について、約 1km 四方の領域ごとに強震動予測を行った。図 4.3.11-2に、各ケースの震度分布図を示す。ケース１、
およびケース３では、断層帯中央部に設置したアスペリティの周辺地域において震度６強以上が予測された。ケース２では、破壊開始点周辺のごく一部の地域で震度６強以上と予測されたが、断層帯北東部周辺の地域では、最大で震度６弱と予測された。震源断層に近い高山市では､
ケース１、ケース２では、震度５強から震度６弱､またケース３では、南部のごく一部の地域
で震度６強以上と予測された。国府断層帯、および猪之鼻断層帯の場合、断層帯周辺地域では、
震源断層の規模が高山断層帯に比べて小さいこと等から、震度６強以上となる範囲はごく限られ､断層帯近傍で概ね震度６弱と予測された。

①

SW

走向 = N50°E 傾斜角 = 90°

NE

ケース１

ケース２

ケース３

②

③

SW

走向 = N50°E 傾斜角 = 90°

NESW

走向 = N60°E

NE

傾斜角 = 90°領域

図 4.3.11-1 想定した震源断層モデル（高山断層帯、国府断層帯、猪之鼻断層帯）

図 4.3.11-2 「詳細法」
による強震動予測結果：
地表の震度分布73

4.3.12石狩低地東縁断層帯の地震を想定した強震動評価（概要）（１）想定する震源断層
石狩低地東縁断層帯の地震を想定した強震動評価では、「断層帯主部」に対応する弧状の地表ト
レースの中に段丘面の変位から想定される２箇所の平均的なずれの速度のピークが認められることから、図 4.3.12-1 に示すように、屈曲した震源断層モデルを想定し、大きさの異なる南北２つのアスペリティを想定した。また、震源断層モデルの傾斜角は、微小地震の震源分布から 45 °（東傾斜）に設定した。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ケース２と北のアスペリティ（第１アスペリティ）の南下端に位置するケース３を設定し、破壊開始点の違いによる予測結果の違いを評価した。
（２）予想される強震動
設定した震源断層モデルと地下構造モデルに基づき、評価範囲について約 1km 四方の領域ごとに強震動予測を行った。図 4.3.12-2 にそれぞれのケースの震度分布を示す。断層の地表トレースより西側に震度が大きい部分が認められる。ケース１では、破壊進行方向線上付近に位置する断層地
表トレースの南側の苫小牧市付近まで震度６強以上の分布が認められる。これは、ディレクティビ
ティ効果とともに、この地域が厚い堆積層（「深い地盤構造」）の影響によるやや長周期成分の増幅と低地を形成する表層の「浅い地盤構造」における短周期成分の増幅が重なる部分にあたっているためと考えられる。ケース２では、第１アスペリティの西側を中心に震度６強以上が分布し、ケース３でもケース２とほぼ同様な震度分布を示している。いずれのケースでも震源断層から離れている札幌市北東部において震度６強以上と予測されたが、これは、厚い堆積層の影響により、やや長周期の地震動
ケース１
ケース２
ケース３
が増幅されたものと考えられる。
また、ケース２、３ではケース１に比べて北方に震度の大きい地域が認められ、震度６弱が滝川
市の北方まで達している。
図 4.3.12-1 想定した震源断層モデル（★：破壊開始点、■アスペリティ）

図 4.3.12-2「詳細法」による強震動予測結果：地表の震度分布

74

4.3.13

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（概要）た。震源断層の位置や形状については、Honda etal. (2004) の震源断層モデル を参照した。アスペ
リティ の個数は、震源インバージョン解析結果を参考に３個、破壊開始点は、震央位置が気象庁による 2003 年十勝沖地震の震央位置に対応するように、震源断層モデル上に設定した（図 4.3.13-2参照）。図 4.3.13-3 の地震基盤上面の深度分布図から、石狩平野周辺、十勝平野周辺等で地震基盤が深くなっていることがわかる。

（１）目的
海溝型地震の強震動評価手法の妥当性を検証する上で非常に有用な観測記録が多数得られた「平成 15 年(2003 年)十勝沖地震」（M8.0）（以下、十勝沖地震と呼ぶ）の震源断層を用いて、「震源断層を特定した地震の強震動予測手法（「レシピ」）」 に基づく強震動計算を実施し、観測記録との比較を行なうことにより、「レシピ」の適用性や課題について検討する。
（２）検証フロー
強震動評価手法の検証の簡単なフローを図
4.3.13-1 に示す。
地震観測記録に基づく、プレート等深線
震源インバージョン結果

地下構造データ

特性化震源モデル

地下構造モデル

表 4.3.13-1 震源断層パラメータ

巨
視
的
震
源
特
性

強震動計算（｢詳細法」）

観測記録と
調和的

NG

全アスペリ
ティ

強震動予測手法の
課題の抽出

OK
強震動予測手法の妥当性確認終了

図 4.3.13-1 検証フローの概略（３）震源断層モデルと地下構造モデル
十勝沖地震の震源特性に関する既往の研究成果に基づいて、震源断層パラメータを設定し

微
視
的
震
源
特
性

第 1 アスペ
リティ(破壊開始点付近)
第 2 アスペ
リティ
（断層中央
付近）
第 3 アスペ
リティ
（断層北端
付近）

背景領域

その他の震源特性

表１ 震源断層パラメ タ
項目
断層位置
走向
傾斜角
断層面積
断層上端深さ断層下端深さ
破壊開始点
破壊伝播形式
静的応力降下量（円形クラック）
地震モーメント
モーメントマグニチュード
剛性率
平均すべり量S 波速度
地震モーメント
面積
平均すべり量
実効応力
短周期レベル
地震モーメント
面積
平均すべり量
実効応力
短周期レベル
地震モーメント
面積
平均すべり量
実効応力
短周期レベル
地震モーメント
面積
平均すべり量
実効応力
短周期レベル
地震モーメント
面積
平均すべり量
実効応力
短周期レベル
破壊伝播速度
破壊開始点
破壊様式

図 4.3.13-2 震源断層モデル（☆：破壊開始
点、●アスペリティ、図中には、波形の比較を行った
K-NET、KiK-net の観測点も示してある）

パラメータ
図２参照
図 4.3.13-2
参照
N246°E
18°
9000
22
53
図２参照
図 4.3.13-2
参照
放射状
3.0
1.05×1021
8.0
4.68×1010
249.6
3.9
1.69×1020
722.4
499.3
37.4
9.34×1019
3.50×1019
180.6
413.6
37.4
5.42×1019
9.89×1020
361.2
584.9
37.4
7.66×1019
3.50×1019
180.6
413.6
37.4
5.42×1019
8.83×1020
8277.6227.8
4.1
4.05×1019
2.8
2003 年十勝沖地震の震央同心円状

図 4.3.13-3 地震基盤上面の深度分布図
75

(単位)
km2
km
km
MPa
N･m
N/m2
cm
km/s
N･m
km2
cm
MPa
N･m/s2
N･m
km2
cm
MPa
N･m/s2
N･m
km2
cm
MPa
N･m/s2
N･m
km2
cm
MPa
N･m/s2
N･m
km2
cm
MPa
N･m/s2km/s-

（４）評価結果
図 4.3.13-4 は、厚い堆積地盤上に位置する観
測点（HKD129、図 4.3.12-2 参照）における、統計的グリーン関数法 、理論的手法 による計算結果と､観測記録の比較である。周期５秒以上に着目すると、統計的グリーン関数法のみでは計算結果が過小評価であるが、理論的手法では改善されている。理論的手法では厚い堆積層を有する「深い地盤構造」が、三次元地下構造モデルとして考慮されていることによる。図 4.3.13-5 は、観測記録とハイブリッド合成法による計算結果の波形、および擬似速度応答スペクトルでの比較結果の一例である。接続周期は５秒としている。計算結果
は、観測記録を概ね再現できている。図 4.3.13-6は、計測震度分布の比較結果である。堆積層が厚い石狩平野、勇払平野周辺等と火山フロントより北側では、計算結果が観測記録よりも大きい地域が見られる。「レシピ」で用いる最大速度から計測震度を推定する経験式では、卓越周期が２秒以上の地震動に対しては、計測震度を過大に評価する傾向があるためと考えられる。その他の地域では、両者は概ね対応した結果が得られた。
（５）まとめ
１秒程度以下と５秒程度以上の周期帯域の強震動は、現在の「レシピ」によって概ね再現可能であることがわかった。今後は、周期帯域が数秒程
度（1 秒程度以上～５秒程度以下）の強震動に対する予測精度向上のため、「レシピ」の改良や震源域も含めた大規模な三次元地下構造モデルの精度向上が必要である。

図 4.3.13-5 観測記録と計算結果の波形（HDKH05）、および減衰定数 5％の擬似速度応答
スペクトル（HDKH05、TKCH11）での比較
十勝沖地震の観測記録

ハイブリッド合成法による計算結果

図 4.3.13-4 統計的グリーン関数法、理論的手法
による計算結果と観測記録との比較
76

図 4.3.13-6 ハイブリッド合成法による強震動計算結果と十勝沖地震の観測記録との比較（計測震度分布の比較）

4.3.14

山崎断層帯の地震を想定した強震動評価（概要）（１）想定する震源断層
山崎断層帯の地震を想定した強震動評価では、図 4.3.14-1 に示すように、震源断層モデルとしては、山崎断層帯主部のうち、大原（おっぱら）断層・土万（ひじま）断層・安富断層と南東部が同時に活動する場合（以下、モデル１とする）、山崎断層帯主部の北西部のうち、大原断層・土万断
層・暮坂峠断層（以下、モデル２とする）、山崎断層帯主部の南東部(以下、モデル３とする)、山崎
断層帯主部の南東部と草谷断層が同時に活動する場合 (以下、モデル４とする)、那岐山断層帯 (以下、モデル５とする)を想定した。モデル１については、アスペリティを３つとした。破壊開始点は、第１アスペリティの北西下端に設定した。モデル２については、アスペリティを２つとし、破壊開始点は、第１アスペリティの北西下端（ケース２－１）と、第２アスペリティの南東下端（ケース２－２）の２ケースとした。モデル３については、断層帯中央部にアスペリティを配置し、破壊開始点は、アスペリティの北西下端とした。モデル４については、山崎断層帯主部の南東部の中央部に大きいアスペリティ(第１アスペリティ)を、草谷断層の草谷付近のトレンチ調査結果等を参考に、断層の北東端部に小さいアスペリティ(第２アスペリティ)を配置した。破壊開始点は、過去に２つの断層（帯）が同時に活動した可能性があることから、第２アスペリティの北東下端とした 。モデル５については、平均的なケースとして、断層帯中央部にアスペリティを配置し、破壊開始点をアスペリティの中央下端とした。
（２）予想される強震動
設定した震源断層モデルと地下構造モデルに基づき、評価範囲について、約 1km 四方の領域ご(dip=90°N)

図 4.3.14-1 想 定 し た 震 源 断 層 モ デ ル（★：破壊開始点、■アスペリティ）
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とに強震動予測を行った。図 4.3.14-2 に、各モデルの震度分布図を示す。モデル１のケース１－１
では、大原断層、土万断層、および山崎断層帯主部の南東部の震源断層近傍で、概ね震度６弱～震度５強と予測された。ただし、安富断層周辺では､断層近傍でも震度５強に留まっている。また、姫路市東部から三木市にかけて、および神戸市の沿岸地域でも震度６弱が予測された。モデル２のケ
ース２－１は、ケース１－１とほぼ同様の傾向を示すが、山崎断層帯主部の南東部が含まれないため、同断層帯の周辺では、震度５強～震度５弱と予測された。ケース２－２では、震源断層周辺の震度分布についてはケース２－１との大きな差異は見られない。震源断層からやや離れた鳥取県西部の倉吉平野周辺では、ディレクティビティ効果と「深い地盤構造」、「浅い地盤構造」における地震波の増幅により、概ね震度５強～震度５弱、ごく一部で震度６弱が予測された。一方、神戸市の沿岸では、破壊進行方向と逆方向に位置するため、震度５弱～震度４に留まった。モデル３では、
震源断層近傍において、概ね震度６弱が予測された。また、高砂市、加古川市等の一部の地域で震度６強以上、神戸市の沿岸地域でも震度６弱が予測された。モデル４では、震源断層近傍で概ね震度６弱、姫路市、高砂市、加古川市、加西市等の一部の地域で震度６強以上が予測された。モデル
３で震度６弱が予測された神戸市の沿岸地域では、破壊進行方向と逆方向に位置しているため、概ね震度５強に留まった。モデル５では、アスペリティの直上、およびその南側で概ね震度６弱～震度５強が予測された。なお、これまでの他の地震での評価結果と比較すると、想定した地震規模に比べて、震源断層周辺の震度がやや小さくなっている。
これは、震源断層周辺の地盤が非常に固く、地震基盤と地表間での
地震波の増幅が小さかったためである。

図 4.3.14-2「詳細法」による強震動予測結果：地表の震度分布78