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・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・302(a) 業務題目(b) 担当者(c) 業務の目的(d) ５ヵ年の年次実施計画
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２１年度業務目的(2)

平成２１年度の成果・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・303(a) 業務の要約(b)業務の成果
1) ひずみ集中帯内外で起きた地殻内地震系列の震源スケーリングの比較
a) はじめにb) S 波コーダを用いたスペクトル比法による応力降下量の推定c) 内陸地殻内地震系列の応力降下量(c) 結論ならびに今後の課題(d) 引用文献(e) 学会等発表実績(f) 特許出願、ソフトウエア開発、仕様・標準等の策定(3)

平成２２年度業務計画案・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・311

301

(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

メールアドレス教授

岩田 知孝

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

同

助教

浅野 公之

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

同

ｵﾌｨｽｱｼｽﾀﾝﾄ

木村 美帆

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

同

ｵﾌｨｽｱｼｽﾀﾝﾄ

瀧口 正治

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

同

ｵﾌｨｽｱｼｽﾀﾝﾄ

ｺﾝﾄﾚﾗｽ ﾙｲｽ moy@egmdpri01.dpri.kyoto-u.ac.jp

国立大学法人京都大学防災研究所

ｴｽﾊﾟﾙｻﾞﾓｲｾ
ｽ ｹﾞﾗﾙﾄﾞ(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。特に、2004 年新潟県中越地震、2008 年岩手・宮城内陸地震の地震群を中心として解析を行う。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ヵ年の年次実施計画
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を適用して、方法の適切性をチェックするとともに、2008 年岩手・宮城内陸地震および 2004 年新潟県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した地震の震源モデルの収集を継続してその特徴を分析する。ひずみ集中帯で起きている地震と集中帯外で起きている地震群の震源スケーリング則を検討し、ひずみ集中帯で起きている地震の震源特性の特徴を調査する。
3) 平成２２年度：ひずみ集中帯で発生した地震の震源モデルの収集を継続してその特徴を分析する。ひずみ集中帯で起きている地震と集中帯外で起きている地震群の短周期地震動レベルのスケーリングを検討し、ひずみ集中帯で起きている地震の震源特性の特徴を調査する。

302

4) 平成２３年度：ひずみ集中帯で発生した地震群の K-NET, KiK-net 等での強震観測網で得られた強震記録を継続的に分析する。平成 22 年度の特性化震源モデルに、各サブプロジェクトにおける研究成果を統合して、さらなる高度化を図る。
5) 平成２４年度：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２１年度業務目的
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断層モデルの高度化を行う。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。具体的には 2004 年新潟県中越地震、2007 年
新潟県中越沖地震の地震群を中心として強震記録から応力降下量等の震源パラメータを推定し、ひずみ集中帯内外で起きた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、震源断層モデルの高度化を行う。
(2) 平成２１年度の成果(a) 業務の要約
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断層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なかった。ひずみ集中帯で発生する地震の震源断層モデル構築においては既往の内陸地殻内地震の震源断層モデルパラメータ設定を用いることがよいと考えられる。
(b) 業務の成果
1) ひずみ集中帯内外で起きた地殻内地震系列の震源スケーリングの比較
a) はじめに
平成20年度において、「ひずみ集中帯」及び別の地域で発生した地震群（本震及び余震）について、震源パラメータのスケーリングを比較することで、ひずみ集中帯で発生する地震の震源パラメータの特徴やスケーリングの特徴を系統的に評価しはじめた。ここでは震源スペクトルを抽出する方法として、震源の近い2つのイベントの観測スペクトル比をとることによって地震波の伝播経路特性やサイト特性の影響を取り除いて、観測スペクトル比にBrune（1970）の ω −2 モデル 1) に基づく震源スペクトル比関数（SSRF）をフィッティングさせ、コーナー周波数（f c ）を見積もるSource Spectral Ratio Fitting Method（例えば、三宅・他 (1999) 2) ）を使った。当初、この方法を実体波である直達P波及び直達S波部分のうち、 ω −2 モデルに基づくスペクトル形状のモデル化には必要ではない近地項が含まれない
直達S波部分に適用したところ、震源を取り囲む観測点のスペクトル比には方位特性があ303るイベントがあることがわかった。これは有限断層の破壊伝播効果によるものと考えられ（例えばAki and Richards, 2002 3) ）、破壊伝播に関する情報、破壊速度や破壊様式（ユニラテラル、バイラテラルといった）に関係する貴重な情報が得られる可能性がある一方、観測点のカバレッジが十分でない場合はそれぞれのパラメータの推定誤差が大きく、震源特性を見誤る可能性があることがわかった。そこで、本研究では地震群の比較が行えるように、直達S波部分を使うのではなく、SSRF 法をS波コーダ部分に適用する。S波コーダ部分を用いることによって、観測点に依らず震源スペクトル比を安定に求めることができる事を示したのち、ひずみ集中帯内外で発生した8イベントの地震系列について、応力降下量を求めて震源特性の相違について分析を行った。
ここで対象とした地震系列は、全国展開のK-NET 4) 、KiK-net 5) が整備されてから発生 した本震のモーメントマグニチュードM W が5.7以上の内陸地殻内地震で、1997年鹿児島県北西部の地震 (以下、1997鹿児島)、2000年鳥取県西部地震 (2000鳥取)、2004年新潟県中越
地 震 (2004中 越 )、 2004年 留 萌 支 庁 南 部 の 地 震 (2004留 萌 )、 2005年 福 岡 県 西 方 沖 の 地 震(2005福岡)、2007年能登半島地震 (2007能登)、2007年新潟県中越沖地震 (2007中越沖)、2008年岩手・宮城内陸地震 (2008岩手宮城)の8イベントである。各地震系列の本震の震源位置と震源メカニズム解を図1(P313)に示す。また表1(P312)に地震系列毎の解析したイベント数や地震規模範囲を示す。
b) S波コーダを用いたスペクトル比法による応力降下量の推定
Aki and Chouet (1975) 6) の定式に従って、S波コーダのある周波数に対する観測波形を

OC (t ) 、経時特性を PC (t ) 、震源特性、サイト特性をそれぞれ S ( f ) 、 G ( f ) とし、大文字、小文字は震源の近い2つの大、小イベントを表しているとすると、経過時間の等しい部分( tc )の振幅スペクトル比はOC ( f ; tc ) S ( f ) PC ( f ; tc ) G ( f )=⋅⋅oC ( f ; tc )s ( f ) pC ( f ; t c ) g ( f )と表せる。ここで観測された地震波形の経時特性について調べる。図2(P314)には2008年
岩手・宮城内陸地震の各イベントについて、KiK-net観測点IWTH05(藤沢)で観測された地震波形記録の各周波数帯域における加速度RMSエンベロープを表している。横軸は、各地震の震源時刻からの経過時間(Lapse time)で、これからコーダ波部分のRMSエンベロープの減衰の様子は互いに良く似ており、コーダ波の特徴である、震源距離によらず震源時からの経過時間（Lapse time）に依存した減衰の特徴を示していることがわかる。これから、経時特性について PC ( f ; t c ) ≈ pC ( f ; t c ) と言え、またサイト特性についても G ( f ) ≈ g ( f ) と考えられるので、結果として、観測スペクトル比が、震源スペクトル比に対応することがわかる。

304

S ( f ) OC ( f ; t )=s ( f ) oC ( f ; t )となる。この式を1観測点で得られたコーダ波の「観測スペクトル比」と呼ぶ。
S波 コ ー ダ 部 分 を 使 っ た 観 測 ス ペ ク ト ル 比 と 、 直 達 S波 部 分 の そ れ を 比 較 し て み る 。 図3(P315)は2008岩手宮城のイベントペアについて、2つの方法での観測スペクトル比を比較している。解析区間はS波部分がS波到着後、S波コーダ部分は、Lapse timeが2倍（イベントペアでは長い方）からそれぞれ20.48秒、としている。解析区間の開始と終了それぞれ1秒間に対して余弦関数型のテーパーを適用して、加速度フーリエ振幅スペクトルを求め、3成分 (南北成分・東西成分・上下成分) のベクトル合成を行った後に、中心周波数fの±10%の幅 (0.9 f －1.1 f ) の矩形窓型の平滑化を行って、観測振幅スペクトルとし、地震ペアに対して比をとって観測スペクトル比とした。観測点は、震源ペアに対して4つの方向にあるものを使った。4観測点のS波の震源スペクトル比のばらつきが大きいが、S波コーダ部分のそれは比較的小さいことがわかる。前述したように、S波部分には破壊伝播特性に起因すると考えられる地震波輻射特性の違いが大きく、コーダ波部分は相対的に小さいということによるものと考えられる。このことから震源スペクトル比を推定するための観測スペクトル比はS波コーダ部分を用いたそれを本解析では用いた。
求めた観測スペクトル比からコーナー周波数の決定，応力降下量を求める。コーナー周
波数は得られた観測震源スペクトル比に対して、 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 (SSRF) をフィッティングさせる。フィッティングの周波数範囲は、それより高周波数側で記録のSN比2.0以上が保証される周波数から10.0 Hzまでとする。SN比は、各イベント、観測点ごとに求め、1つのイベントペアにおける複数の観測点のSN比を考慮して、S/N ≧ 2.0となる周波数を決定した。Brune (1970) 1) の ω −2 震源スペクトルモデ
ル S ( f ) は、S( f ) =M0
1 + ( f fc )2で表される。ここで、 f c はコーナー周波数を、 M 0 は地震モーメントを表す。震源スペクトル比関数 (Source Spectral Ratio Function; SSRF) は、SSRF ( f ) =M 0 1 + ( f f cS ) 2⋅
m0 1 + ( f f cL ) 2とおける。ここに f cL f cS はそれぞれ大地震、小地震に対するコーナー周波数を表す。また、

M 0 と m0 はそれぞれ大地震、小地震の地震モーメントを表す。観測震源スペクトル比に対してSSRFを用いた重みつき残差二乗和が最小、305

2⎧ log SSRF ( fi ) − log(S ( fi ) s( fi )) ⎫⎬ × Δfi → min∑i ⎨log S.D. ( fi )⎩⎭m

Δfi =log( fi +1 ) − log( fi −1 )2という条件をモデル化に用いた。ここでlog S.D.は、各周波数に対する観測震源スペクトル比の対数標準偏差で、複数観測点の観測震源スペクトル比から得られる対数平均を求める際に得られた対数標準偏差を使った。このモデル化では、地震モーメント比は、F-netによって求められた地震モーメントから与え、大地震、小地震それぞれのコーナー周波数である2つのパラメータf cL およびf cS を求めた。
次に、ω

−2

震源スペクトルモデルによってモデル化し、得られたコーナー周波数 f c と地震モーメントM 0 から、応力降下量を求める。円形クラックを仮定した応力降下量と断層半7)径との関係は以下のようになる (Eshelby, 1957) 。

Δσ =7 ⎛ M0 ⎞⎟⎜16 ⎝ r 3 ⎠ここで、 Δ σ は応力降下量、r は円形クラック半径を表す。コーナー周波数 f c と断層半径1)8)r の関係式は、S波の震源スペクトルに対してBrune ( 1970 ,1971 ) の式を用いる。

f c = 0.37βr

ここで β は震源域でのS波速度を表し、破壊速度は0.9 β を仮定している。β はMatsubara et al.
(2008)によって、日本全国に稠密に展開された高感度地震観測網Hi-netの記録から推定された日本列島下の三次元地震波速度構造の標準モデル 9) を基に与えた。
上の2式から応力降下量 Δσ は、⎛ fc ⎞7⎟⎟
Δσ = M 0 ⎜⎜16⎝ 0.37 β ⎠3063により求められる。
データは、1997鹿児島と2007能登はK-NETの強震記録を、その他の地震ではKiK-netの地中の強震記録を用いた。これらの強震計は周波数特性がDC – 30 Hzでフラットな振幅応
答 を も つ サ ー ボ 型 加 速 度 地 震 計 で あ り 、 サ ン プ リ ン グ 周 波 数 は 、 K-NET の K-NET95 型(1997鹿児島)、K-NET02型(2007能登)、KiK-netのKiK-net06型 (2008岩手宮城)で100 Hz、KiK-netのSMAC-MDK型(2000鳥取、2004中越、2004留萌、2005福岡、2007中越沖)で200Hzである。各地震に対しては、1点から最大4点の観測点記録を扱う。これらの観測点は、大きな堆積平野や盆地上に位置するものを避け、かつ、可能な限り震央を取り囲み、方位角分布が均一になるよう選んだ。この条件下で、イベント記録数の多い上位4点を、その地震系列に対して使用する観測点とする。またスペクトル比をとる際には、SSRF法のフィッティングが安定に行えるよう、M W で1以上の差があるイベントを、できるだけ近傍で選んだ。
c) 内陸地殻内地震系列の応力降下量
このように図3(P315)にみられるような方法で、8地震系列の本震・余震の観測震源スペクトル比を求め、SSRFをフィッティングさせた。すべてのスペクトル比について目視で比を確認し、 ω −2 震源スペクトルモデルでのフィッティングが良好であることを確かめた。
しかしながら、2008 岩手宮城の余震の一部に ω −2 震源スペクトルモデルと合わないイベントが余震域の北東で2個見つかった。これらのイベントは、地震モーメントから想定される平均的な振幅スペクトル形状に対して、低周波数側が卓越していた。気象庁一元化震源カタログによって波形全体が低周波数と分類されている地震の震源位置と近い位置で発生していることを考慮すると、これらのイベント低周波地震と考えられる。このようなイベントは2004中越でも2つ見つかった。このようなイベントは特定の場所で起きているようである。ここでは、このようなイベントに対して適切な震源モデルを与えることができていないので、応力降下量は求めておらず、今後の解析結果や議論には含めなかった。
図4(P316)に本解析で得られた全イベントのコーナー周波数 f c と地震モーメントM 0 の−3関係を示す。図中の4本の破線は，いずれも M 0 ∝ f c の3乗則 (応力降下量一定) を表している。求められた応力降下量は、0.01 MPaから 100 MPaという 4桁オーダーの範囲内で、各地震系列に対しては2〜3桁オーダーのばらつきを示していることがわかった。各地震系列に現れたばらつきは、各々のイベントの震源特性を表している。また、M4クラスの余震の応力降下量はばらついているが、本震は1－10 MPaの範囲にほぼ収まっていることがわかる。地震系列のイベントを対象としたため、本震による影響を強く受けている可能性が指摘される。
各地震系列の比較を行うため、系列で得られた応力降下量の最大のものを最大応力降下量、各地震系列中の全イベントの応力降下量の対数平均値を平均応力降下量とし、本震の応力降下量とともに図5(P317)に示す。最大応力降下量と平均応力降下量は、共に同様の傾向を示し、1997鹿児島が大きく、2000鳥取、2004留萌が小さかった。また、2008岩手
宮城の応力降下量もやや小さい。2000鳥取と2007中越沖は、本震が最大応力降下量を示すイベントであった。他の5地震系列は、本震よりも大きい最大応力降下量となるイベント
307

があった。また全ての地震系列の本震の応力降下量は、系列の平均応力降下量よりも大きかった。
本研究で解析した地震系列のうち、測地学的ひずみ集中帯（Sagiya et al. (2000) 10) ）によるひずみ速度の大きい場所)に位置するものは、2004中越、2007中越沖、2008岩手宮城、また背斜構造や褶曲構造に基づく地質学的ひずみ集中帯（岡村, 2002 11) , 2007 12) ）を考えると、2004留萌、2007能登もひずみ集中帯内と分類することができる。これら測地学的及び地質学的ひずみ集中帯内の地震系列と、それ以外の地震系列との間について、図5(P317)の特徴を比較したが、応力降下量の系統的な差は認められなかった。
求められた8つの本震イベントのコーナー周波数の意味について、検討する。本震イベントについては強震波形を用いた震源インバージョン解析が行われ、不均質すべりモデルが推定されている。既往研究に基づいて、Somerville et al. (1999) 13) の規範により、不均質
す べ り モ デ ル か ら 破 壊 領 域 と ア ス ペ リ テ ィ 領 域 が 推 定 さ れ て い る が （ Asano and Iwata,2010 14) ; 宮腰・他､2008 15) ）、本研究で求められたコーナー周波数から円形クラックモデルを仮定した断層面積を表2(P312)にまとめ、地震規模依存性を図6(P318)に示す。ひずみ集中帯内外、といった特徴ではなく、M6程度までのイベントではアスペリティ領域とここで求めた断層面積との対応がよく、大きいイベントになると、ここで求めた断層面積は全体面積との対応がよいように見える。M W 6.5クラスの地震の中で2007中越沖は、コーナー周波数から求めたクラックの面積が全体面積よりアスペリティ面積に近い。震源近傍で3つのパルス波が観測されるなど、複雑な震源過程であったことを反映しているのかもしれない。他のイベントも複雑なすべり分布ではあるけれども、主要アスペリティは1つと見なせるものが多く、コーナー周波数から得られる断層面積は全体面積と対応している可能性がある。
(c) 結論ならびに今後の課題
本研究では S 波コーダ部分を用いた震源スペクトル比の推定とそれに基づく震源スペクトルの推定を行って、震源パラメータ（応力降下量）の推定を行った。これにより、内陸地殻内地震の地震系列のスケーリング則を検討し、ひずみ集中帯内と外で起きたイベントについての震源特性の違いが明瞭にあるわけではないことを示した。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考えられる。また、このコーナー周波数から推定される断層モデルを不均質すべりモデルと連関して議論した。この点の分析を整理するため、震源スペクトルの短周期レベル特性などについての比較検討を行う必要がある。
(d) 引用文献
1) Brune, J. N.: Tectonic stress and the spectra of seismic shear waves fromearthquakes, J. Geophys. Res., Vol.75, pp.4997–5009, 1970.
2) 三宅弘恵, 岩田知孝, 入倉孝次郎: 経験的グリーン関数法を用いた 1997 年 3 月 26 日( M JMA 6.5)及び 5 月 13 日( M JMA 6.3)鹿児島県北西部の地震の強震動シミュレーションと震源モデル, 地震第 2 輯, Vol. 51, pp.431–445, 1999.
3083) Aki, K. and Richards, P.G.: Quantitative seismology, University Science Books, 704
pp., 2002.
4) Kinoshita, S.: Kyoshin Net (K-NET), Seism. Res. Lett., Vol. 69, pp.309–332, 1998.
5) Aoi, S., Obara, K., Hori, S., Kasahara, K., and Okada, Y.: New strong motionobservation network: KiK-net, Eos Trans. AGU, Vol. 81, pp.F863, 2000.
6) Aki, K. and Chouet, B.: Origin of coda waves: Source, attenuation, and scattering
effects, J. Geophys. Res., Vol. 80, pp.3322–3342, 1975.
7) Eshelby, J.: The determination of the elastic field of an ellipsoidal inclusion, andrelated problems. Proc. R. Soc. London, Ser. A, Vol. 241, 376–396, 1957.
8) Brune, J. N.: Tectonic stress and seismic shear waves from earthquakes, Correction,J. Geophys. Res., Vol. 76, pp.5002, 1971.
9) Matsubara, M., K. Obara, and K. Kasahara: Three-dimensional P-and S-wave
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crsutal deformation of Japan, Pure. Appl. Geophys., Vol. 157, pp.2302–2232, 2000.
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12) 岡村行信: 能登半島及びその周辺海域の地質構造発達史と活構造, 活断層・古地震研究報告, Vo.7, pp.197–207, 2007.
13) Somerville, P., Irikura, K., Graves, R., Sawada, S., Wald, D., Abrahamson, N.,
Iwasaki, Y., Kagawa, T., Smith, N., and Kowada, A.: Characterizing Crustal
Earthquake Slip Models for the Prediction of Strong Ground Motion, Seism. Res. Lett.,Vol. 70, pp.59–80, 1999.
14) 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,
2010.
15) 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.
16) 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.
17) Kato, A., Sakai, S., Hirata, N., Kurashimo, E., Iidaka, T., Iwasaki, T., andKanazawa, T.: Imaging the seismic structure and stress field in the source region of the2004 mid-Niigata Prefecture earthquake: Structural zone of weakness and seismogenic
stressconcentration

byductileflow,J.

Geophys.

Res.,

Vol.

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B08308,doi:10.1029/2005JB004016, 2006.
18) 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.:309

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.
19) 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.
20) Mori, H. and Iwata, T.: Non-linear site amplification characteristics at strong
ground motion stations during the 2004 Niigata-Ken-Chuetsu earthquake, Japan, Proc.
19th KKCNN Symp. Civil Eng., pp.113–116, 2006.
21) Maeda, T. and Sasatani, T.: Strong ground motions of from and M j 6.1 inland crustal
earthquake in Hokkaido, Japan: the 2004 Rumoi earthquake, Earth Planets Space, Vol.
61, pp.689–701, 2009.
22) Izutani, Y. and Kanamori, H.: Scale-dependence of seismic energy-to-moment ratio
for strike-slip earthquakes in Japan, Geophys. Res. Lett., Vol. 28, 4007–4010, 2001.
23) 佐藤智美，川瀬博，松島信一: 1996 年 8 月秋田・宮城県境付近の地震群の K-NET

強震記録から推定した震源・伝播・サイト特性, 地震第 2 輯, Vol. 50, pp.415–420, 1998.
24) 加藤研一: K-NET 強震記録に基づく 1997 年鹿児島県北西部地震群の震源・伝播経路・地盤増幅特性評価, 日本建築学会構造系論文集, Vol. 543, pp. 61–68, 2001.
25) 川瀬博，松島信一，佐藤智美，伏見実，巽

誉樹: JMA87 型強震計の観測記録に基づいた震源・伝播経路・サイトの各特性の分離（その１）内陸浅発地震の場合, 日本建築学会大会学術講演梗概集, 構造 II, 21101, pp.201–202, 1999.
26) 川瀬博，松尾秀典: K-NET, KiK-net, JMA 震度計観測網による強震動波形を用いた震源・パス・サイト各特性の分離解析, 日本地震工学会論文集, Vol. 4, No.1, pp.33–52,2004.
27) Maeda, T., Ichiyanagi, M., Takahashi, H., Honda, R., Yamaguchi, T., Kasahara, M.,
and Sasatani, T.: Source parameters of the 2007 Noto Hanto earthquake sequence
derived from strong motion records at temporary and permanent stations, Earth
Planets Space, Vol. 60, pp. 1011–1061, 2008.
(e) 学会等発表実績
学会等における口頭・ポスター発表
発表成果(発表題目、口頭・ポスター発表の別)

発表者氏名

発表場所
(学会等名)

発表時期

M7 級 内 陸 地 殻 内 地 震 の 地 震

染井一寛・

千葉市(日本地球惑

2009 年 5

系列に対する震源パラメータ浅野公之・

星 科 学 連 合 2009年

月

スケーリング(2)(ポスター)

岩田知孝

大会)

Kinematic Source Inversion

Asano,K.

310

アメリカ合衆国サ2009

年

国際・国
内の別
国内

国際

using Strong Motion DataandConsidering

Iwata

Three-dimensionalT.

ンフランシスコ市

12月(AmericanFault

GeophysicalGeometry(ポスター)

Union 2009 FallMeeting）

コーダ波を用いた震源パラメ

染井一寛・

京 都 市 ( 平 成 21 年

2010 年 2ータの推定とスケーリング

浅野公之・度京都大学防災研

月

(口頭)

岩田知孝

究所研究発表講演

国内会)
学会誌・雑誌等における論文掲載
掲載論文(論文題目)

発表者氏名

CharacterizationofDrops

Asperities

on

Estimated

Stressfrom

Heterogeneous

Asano,K.

and T. Iwata

the

発表場所
(雑誌等名)
PureandApplied

発表時期
2010 年 3

国際・国内の別
国際

月

Geophysics,Kinematic

doi:

Slip Model for Strong Motion

10.1007/s00024

Prediction for Inland Crustal-010-0116-y

Earthquakes in Japan
マスコミ等における報道・掲載
なし(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
2) ソフトウエア開発
なし
3) 仕様・標準等の策定
なし(3) 平成２２年度業務計画案
ひずみ集中帯で発生した地震の震源モデルの収集を継続してその特徴を分析する。ひずみ集中帯で起きている地震と集中帯外で起きている地震群の短周期地震動レベルのスケーリングを検討し、ひずみ集中帯で起きている地震の震源特性の特徴を調査する。

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表 1

解析対象とした地震系列の震源情報，イベントの数，地震規模の範囲，震源域周辺において使用した S 波速度，Q S 値．

表 2

解析対象とした本震のコーナー周波数から円形クラックを仮定して求められた断層面積と不均質すべりモデルから Somerville et al. (1999)の規範により抽出された断層面積 Sとアスペリティ面積 S a の比較

312

図1

対象とした各地震系列の本震の震央位置と F-net による震源メカニズム解。

313

図2

2008 年岩手・宮城内陸地震系列について、KiK-net 観測点 IWTH05 (藤沢)で観測された地震波形記録の各周波数帯域における RMS エンベロープ。時間軸は震源時刻からの経過時間(Lapse time)。ハッチのある区間は、例として示している本震(赤線)と余震(青線)の地震ペアに対するときの解析区間を表している。

314

図3

観測震源スペクトル比の例。左図が S 波部分、右が S 波コーダ部分を使った比を表している。各色は各観測点の比を表し、黒実線が観測震源スペクトル比の平均、青破線がフィットさせた SSRF。黒実線はフィッティングさせている周波数範囲を表し、S/N>2 が保証される周波数から、10.0Hz までとしている。三角印は推定されたコーナー周波数を表す。
また Res.はフィッティングにおける観測と理論の残差を表す。

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図4

解析した全イベントの推定されたコーナー周波数 f c と F-net から得られた地震モー−3

メント M 0 の関係。破線は M 0 ∝ f c の 3 乗則 (応力降下量一定)を表す。

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図5

各地震系列について推定されたイベント中で最大の応力降下量(三角印)、本震の応力降下量(星印)、全イベントの応力降下量の対数平均値(丸印)を示したもの。

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図 6

本研究で得られたコーナー周波数より求められるクラック半径（丸）と強震波形インバージョンで求められた不均質すべりモデルから Somerville et al.(1999) 13) の規範によって得られた破壊領域（四角）、アスペリティ領域(星)。破壊領域とアスペリティ領域は宮腰・他(2008) 15) による。

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