３．現在の「レシピ」による震源断層を特定した地震の強震動評価結果事例と「レシピ」の改良の経緯
ここでは、これまでに強震動評価を実施した代表的な３つの事例を紹介するとともに、強震動予測に用いた「レシピ」の改良の経緯を解説する。
3.1 現在の「レシピ」*による活断層で発生する地震の強震動評価結果
断層規模の大きな２つの断層帯の地震を想定した強震動評価について以下に紹介する。いずれも平成16年度に強震動評価部会で検討し公表したもので、それぞれの活断層帯についての形状評価と発生の可能性の評価は、平成15年度に長期評価部会で実施したものである。いずれも破壊開始点の位置による予測結果の違いが認められ、特性化震源モデル17の設定に際して「レシピ」に基づく想定や推定が予測結果に影響を与えることが明らかになった。したがって、予測結果の精度の向上のためには、「レシピ」の改良と同時に、特性化震源モデルのパラメータの絞込みに資する調査が必要であることも今後の課題としてあげている。また、山崎断層帯のように長大な断層帯については、
セグメント分けやアスペリティの大きさや配置の決め方に対しての「レシピ」の改良が行われた。
3.1.1 琵琶湖西岸断層帯の地震を想定した強震動評価**
琵琶湖西岸断層帯は、滋賀県高島市マキノ町から大津市に至る断層帯であり、長さは約59kmである。長期評価に基づいて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（震源断層面の中で特に強い地震波が発生する領域）を想定した。
また、破壊開始点はその位置を特定するだけの情報がなかったため、北の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た。
強震動予測結果は、いずれのケースも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。ケース１では震源断層から離れている大阪平野東部および大阪湾岸においても震度５強（大阪湾岸のごく一部では震度６弱）と予測された。ケース２では震度５強となった大阪平野東部や大阪湾岸は震度４に留まった。以下に評価に至る説明文を掲載する。
(1) 強震動評価の概要(a) 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3.1.1-1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，2003d；以下、「長期評価」と呼ぶ）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を設定した（図*平成17年3月現在。なお、平成17年3月以降、地震調査委員会(2005b, 2005c)が公表されている。
本強震動評価は平成16年6月21日に公表したものであり、作成図面における市町村境界及び評価地点名については、
一部は当時のままとなっていることに留意されたい。
17
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Somervilleet al.(1999)のcharacterizationの訳語に由来する。
**

81

3.1.1-2参照）。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) 地下構造モデルの設定参照）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四方の領域ごとに「詳細法」（ハイブリッド合成法：(4) 強震動計算方法参照）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) 強震動計算方法参照）を用いた強震動評価も行った。
以降では、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、「レシピ」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。
(b) 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四方の領域の中心とした（図3.1.1-3参照）。
「簡便法」による評価範囲
北緯34.0°～ 36.5°
東経 135.0°～137.0°「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 北緯 35.850°，東経 135.800°
東端 北緯 35.678°，東経 136.482°
西端 北緯 34.384°，東経 135.254°
南端 北緯 34.213°，東経 135.936°(c) 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。
「詳細法」
● 「詳細法工学的基盤」（(3) 地下構造モデルの設定参照）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3.1.1-3にその位置を示す敦賀市役所（福井県）、高島市今津支所（旧・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）を含む領域の中心の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

82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つのケースの特性化震源モデルを想定した（図3.1.1-4、表3.1.1-1参照）。図3.1.1-2に活断層で発生する地震の震源特性設定の流れを示す。
(a) 巨視的震源特性
a. 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3.1.1-5参照）、震源断層モデルの長さは60km、走向はN17°Eとした。
b. 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3.1.1-6参照）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。以上の情報から、地震発生層の上端深さは3km、下端深さは18kmとした。
c. 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、浅いところ（0.8km程度以浅）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。
d. 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(1-1)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。
e. 地震モーメントM0
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(1-3)式参照]。図3.1.1-7（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。
f. 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M0 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 (1-5)式参照]。
(b) 微視的震源特性
a. 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83

されている[レシピ1.1.1(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。
b. 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 (1-6)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3.1.1-7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(1-7)～(1-9)式参照]。
③ 二つのアスペリティの面積比は、石井・佐藤(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。
c. 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。
d. 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 et al.,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（1-10)～（1-14)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。
e. 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(1-15-2)～(1-18)式参照]。
f. fmax 18
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(2001a)の検討より6Hzに設定した。
g. 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(1-19)～(1-22)式参照]。

18

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。

84

(c) その他の震源特性
a. 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(図3.1.1-4参照)。
b. 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。
c. 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(1- 23)式参照]。
(d) 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3.1.1-4参照）。
(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)(b)「深い地盤構造」において説明する。
(a) 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.(1992,1994)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（地震調査委員会, 2003b,2004a）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3.1.1-2となる。
ただし、半経験的手法[レシピ1.3 強震動計算参照]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).............................................................................（3-1）
Q = 110(f < 0.8Hz)
f：周波数(Hz)85

(b) 「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

②

③

④
⑤

⑥

⑦

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3.1.1-3参照）、基盤岩上
面の等深線図を作成した。
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
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。
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。
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。
K-NET、KiK-net及び京都盆地ボーリングのＰＳ検層結果から、(3-2)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 ............................. （3-2）
Vp 2.0 km/s未満
Vs =0.194Vp＋0.078 .............................（3-3）
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3.1.1-8には収集した資料の位置図、図3.1.1-9には作成した三次元速度層構造モデルの断面図の例、図3.1.1-10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3.1.1-10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。
(c) 「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四方の領域ごとに「浅い地盤構造」における表層30mの平均Ｓ波速度を求め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3.1.1-11参照）[レシピ(1-25)～(1-26)式参照]。
86

(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。
(a) 「詳細法」
a. 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) 地下構造モデルの設定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3.1.1-3参照）の
約1km四方の領域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)(d) 詳細な計算に用いる震源断層モデルで述
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での統計的グリーン関数を用いた波形合成
三次元地下構造モデル上面における統計的グリーン関数を用いて、壇・佐藤(1998)の断層の非一様すべり破壊を考慮した半経験的波形合成法により波形合成を行った。

なお、統計的グリーン関数法の計算にあたってはラディエーションパターン係数F を与える。計
算地点と断層面との幾何学的関係及び断層の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。

87

b. 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四方の領域ごとに、「詳細法工学的基盤」のＳ波速度、及び(3) 地下構造モデルの設定で述べた
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(1-26)
式より求めた。
c. 地表における計測震度計算された地表最大速度より、(3-4)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) ......................（3-4）
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。
(b)「簡便法」
a. 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 = 0.58 Mw+0.0038 D－1.29+ d－log(X+ 0.0028×100.50Mw)－0.002X ......（3-5）
PGV:最大速度(cm/s)
Mw:モーメントマグニチュード
d:地震のタイプ別係数（地殻内地震：d=0）
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。
b. 地表における最大速度
約1km四方の領域ごとに、(3) 地下構造モデルの設定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(1-26)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。
c. 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を用いた。
(c) 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。
a. 「詳細法」の特徴
・ (2) 震源特性の設定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88

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) 地下構造モデルの設定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。
b. 「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(a) 「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3.1.1-12
図3.1.1-13
図3.1.1-14
図3.1.1-15
図3.1.1-16

図3.1.1-12、図3.1.1-13には、敦賀市役所（福井県）、高島市今津支所（旧・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）を含む領域の中心を代表評価地点とし（図3.1.1-3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。
a. 「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役所や断層面の破壊を横から見る位置にある今津支所・彦根
市役所では、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役所では、
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支所では、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
役所・大津市役所・京都市役所では、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。このうち草津市役所では「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。
断層の南方に離れた平野や盆地上にある大阪市役所や奈良市役所では、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。特に大阪市役所では、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役所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役所・大津市役所・京都市役所では、時間差をおいて到達している。
89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。
b. 「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3.1.1-14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19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。
c. 震度分布予測結果
図3.1.1-14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3.1.1-15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3.1.1-16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

19

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。

90

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) 強震動計算方法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(3-4)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。
(b) 「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3.1.1-17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。
(c) 「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）の予測曲線との比較を図3.1.1-18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10km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。
(6) 問題点と今後の課題(a) 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
91

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。
(b) 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」）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。

92

表 3.1.1-1 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）

地震調査委員会(2003d)を参照し設定

走向

巨
視
的
震
源
特
性

すべり角

地震調査委員会(2003d)

90°

断層長さ L

地震調査委員会(2003d)を参照し設定

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 S1.1.1(1)(b) S =L ・W

960.0 km2

断層上端深さ D s

微小地震の発生を参考に設定

地震モーメント M 0

レシピ(1-3)式より導出 M 0={S /(4.24×10 )}

静的応力降下量 Δσ
剛性率 μ
平均すべり量 D
Ｓ波速度 β

微
視
的
震
源
特
性

第
２
ア
ス
ペ
リ
テ
ィ

そ
の
他
の
震
源
特
性

上面深さ
(km)
1～2
3
18
35

3.0 km-11

2

5.13E+19 N・mlogM 0 (N・m)=1.5・M w +9.1

7.1

（M J =(logL +2.9)/0.6）(7.8)

レシピ(1-15-2)式より導出 Δσ =(7/16)・M 0/R 3

4.2 MPaμ =ρβ 2, ρ =2.7 g/cm3, β =3.4 km/s

3.12E+10 N/m2

レシピ(1-5)式より導出 D =M 0/(μ ・S )171.3 cm
3.4 km/s

地下構造モデルから設定

短周期レベル A

レシピ(1-6)式 A =2.46×1017・M 01/3

1.97E+19 N・m/s

総面積 S aS a =πr 2, r =(7π /4)・(M 0/(A ・R ))・β 2

283.5 km

平均すべり量 D a

D a =ξD , ξ =2

342.6 cm

地震モーメント M 0a

レシピ(1-5)式 M 0a =μ ・ D a ・ S a

静的応力降下量 Δσ a22

3.03E+19 N・m2

レシピ(1-15-2)式より導出 Δσ a =(7/16)・M 0/(r ・R )14.2 MPa

アスペリティ位置

地震調査委員会(2003d)を参照し設定

饗庭野断層付近

面積 S a 1

アスペリティ総面積を比例配分 （2/3）

189.0 km2

平均すべり量 D a 1

レシピ(1-13)式 D a 1=M 0a 1/(μ ・ S a 1)

379.7 cm

地震モーメント M 0a 1

アスペリティ総面積の1.5乗に比例配分

2.24E+19 N・m

実効応力 σ aσ a =Δσ a14.2 MPa

アスペリティ位置

地震調査委員会(2003d)を参照し設定

堅田断層付近面積 S a 2

アスペリティ総面積を比例配分 （1/3）

94.5 km2

平均すべり量 D a 2

レシピ(1-13)式 D a 2=M 0a 2/(μ ・ S a 2)

268.3 cm

アスペリティ総面積の1.5乗に比例配分

7.91E+18 N・m

地震モーメント M 0a 2
実効応力 σ a
地震モーメント M 0b

背
景
領
域

70°

花折断層帯との位置関係を考慮し設定

モーメントマグニチュード

第
１
ア
ス
ペ
リ
テ
ィ

N17E

同上

傾斜角

（気象庁マグニチュード M J ）

全
ア
ス
ペ
リ
テ
ィ

特性化震源モデルのパラメータ
北緯 35°29′
東経136°03′

パラメータ設定方法

面積 S b
平均すべり量 D b
実効応力 σ b

σ a =Δσ a14.2 MPa

レシピ(1-12)式 M 0b =M 0-M 0a

2.10E+19 N・m

S b =S -S a

676.5 km2

レシピ(1-13) D b =M 0b /(μ ・ S b )99.5 cm

レシピ(1-18)式
σ b =(D b /W b )・(π 1/2/D a )・r ・Σγ i 3・σ a

3.2 MPa

破壊開始点

1.1.1(3)(b)

アスペリティ下端部

破壊伝播形式

1.1.1(3)(c)

同心円状

レシピ(1-23)式 V r =0.72・V s

2.4 km/s

破壊伝播速度 V r

表 3.1.1-2 「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
Q
名称
(km)
(km/s)(km/s)(g/cm3)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
93

表 3.1.1-3(1) 琵琶湖西岸断層帯の地下構造モデルに関する文献
林
幸

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 伯明・宮腰
研

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
一・中江 訓94

年度

出典
烏丸地区深層ボーリング調査団編,琵
1999 琶湖東岸・烏丸地区深層ボーリング
調査,琵琶湖博物館研究調査報
滋賀県天然ガス調査報告書
1981

ページ
31-60

Paleolimnology of Lake Biwa andthe Japanese Pleistocene, Vol.11
活断層・古地震研究報告,No.２

57-99

1983

16-57

291-324

2002
1991

アーバンクボタ,No.39

65

滋賀県自然誌編集委員会編,滋賀県自 105-296
然誌,滋賀県自然保護財団
地域地質研究報告（５万分の１地質
84
1989
図幅）地質調査所
地震学会講演予稿集,No.１
202
1980
1991

1984

地域地質研究報告（５万分の１地質
図幅）
地震２,Vol.35

121353-366

1982
烏丸地区深層ボーリング調査団編,琵 163-167
1999 琶湖東岸・烏丸地区深層ボーリング
調査,琵琶湖博物館研究調査報
平成13年度 科学技術振興調整費
119-130
2003 地盤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 平成13年度研究成果報告書
地震学会講演予稿集,No.２
112
1993
1990 地震２,Vol.43
1998
2002

527-537

琵琶湖博物館研究調査報告,No.12

270
196
167

日本建築学会構造系論文集,№552

93-100

Jour. Geosci. Osaka City Univ.,
1989 Vol. 32

29-52

1990 アーバンクボタ,№29
地質調査所
2001

30-47
89

1973 亀岡盆地地区調査報告書

256

1999
2002

日本応用地質学会関西支部・関西地
質調査業協会,シンポジウム「丘陵地1993 域の応用地質学的特性と課題」,第３セッション

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
1998

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

1999

2001

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 3.1.1-3(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
平成10年度地震関係基礎調査交付金
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
2002a
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
2003
野地下構造調査成果報告会予稿集
Meyers, P. A. and Horie, S An organic carbon isotopic
Palaeogeo. Palaeo-clima.
record of glacial – postglacial
Palaeoeco., Vol. 105
change in atomosphere δ Co2 in
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95

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
地質調査所研究資料集No.303（平成
23-35
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 3.1.1-3(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

96

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

1996

1991

地球科学,Vol. 45

81-100地球科学,Vol.47

97-1091993
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

「長期評価」
既存の研究成果

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）

重力データ
既存探査データ
深層ボーリングデータ
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

No

国土数値情報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 3.1.1-1 強震動評価の流れ

97

8
9

経験的関係

巨視的震源特性

破壊伝播様式

特性化震源モデル

破壊開始点

各アスペリティ及び
背景領域
の実効応力

各アスペリティの平均応力降下量

アスペリティの平均応力降下量

アスペリティ
の総面積

微視的震源特性98

各アスペリティ
背景領域の平均すべり量

各アスペリティの面積

アスペリティの位置・数

図 3.1.1-2 活断層で発生する地震の震源特性の設定の流れ

破壊伝播速度その他の震源特性

断層帯の形状等

加速度震源スペクトル
短周期レベル

地震発生層のＳ波速度

平均すべり量

地震モーメント

震源断層面積

震源断層形状

活断層調査

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

京都

奈良

大津
草津

今津

敦賀

「詳細法」の計算範囲

彦根

図 3.1.1-3 強震動評価範囲と波形例を示す評価地点

大阪「簡便法」の計算範囲

9
9

断層モデル

破壊開始点

35°û

緯度

★

地表トレース

経度

10

20

30

99

図 3.1.1-4 震源断層モデル

アスペリティ

136°

0

km

35°û

緯度

経度

136°

0

10

km
20

30

震源断層モデルの地表トレース

図 3.1.1-5 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, 2003d に加筆）

100

1
0
1
101

図 3.1.1-6 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）

2
0
1

8

：本報告の断層モデル

9

緯度-20000-10000

実線：レシピ(2)式
破線：レシピ(2)'式

3

4

Kamae(1997)
Irikura(1999)

5

6

8

9

Kamae(1990)
Kato-1(1998)：本報告の断層モデル
太線：レシピ(5)式
細線：上記の倍、半分

7Moment Magnitude Mw

Papageorgiou(1988)
Kamae(1996)

および地震モーメント M0 と短周期レベル A の関係（下）102

図 3.1.1-7 地震モーメント M0 と断層面積 S との経験的関係（上）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]

1024

1025

1026

1027

1028

Dan et al.(Inland)
Dan et al.(Sea)

壇・他(2001)に加筆

100
1022 1023 1024 1025 1026 1027 1028 1029 1030 1031
M0 [dyn·cm]

101

102

35

-20000-10000

0

136

10000

20000

30000

図 3.1.1-8(1) 文献位置図（深層ボーリング）-300009(695)

5(904)
8(798)

2(911.4)1

40000◎は基盤岩類に達したもの 括弧内は到達深度-400004(913)

3

6(405)
7(1091)10(223)11(198)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-2135.5-150000-50000-140000-130000-120000-110000-100000-90000-80000-70000-6000035.5-50000-40000

7

103

6

0

-30000

5

36

104

105

6

Abe(1990)

Moment Magnitude Mw

Wells & Coppersmith(1994)

壇・他(2001)に加筆

50000

136.5

経度

3
0
1

-60000-40000狐崎ほか(1971)

0伊藤ほか(1982)-90000-80000

20000

40000

136

図 3.1.1-8(2) 文献位置図（屈折法地震探査）

135.5

103

-180000-180000

経度-170000-170000-20000-160000-160000

34.5-150000-150000-130000-120000-110000-140000

35-140000-130000-120000-110000-100000

緯度 -90000-80000-70000-70000-50000-50000-60000-40000-40000-60000-30000-3000035.5-20000-200000-1000036-100000-100000

34.5

35

緯度

35.5

36

-40000

135.5

7

6

5

28

12

11

27

20
19

8

1718

10

-20000

29
30

9

3

24

2

136

0

25
26

21

23

22

1

20000

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

図 3.1.1-8(3) 文献位置図（反射法地震探査）-60000

4

16

14

15

13

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

経度

40000

4
0
1

-5 00 0 0

-4 00 0 0

-3 00 0 0

-2 00 0 0

35

135.5

-3 0 00 0-2 00 0 0

- 10 0 00

NA R0 0 2

136

0

K YT 01 4

1 00 0 0

20 0 00

3 0 00 0

M IE 00 7

M IE H0 2

S IG 0 12

SIGH 04

GIF0 12

FK I00 4

GIF0 174 00 0 0

MIE H1 0

経度

136.5

5 0 00 0

M IE0 0 6

M IE 00 4

MIE H0 1

M IE0 0 2

MIE 0 01

GIFH 29
GIF0 2 2

GIFH0 7

GIFH 12

S IGH 01

S IG0 08

S IG 0 05

S IG 0 03

S IG 0 01

FK I00 6

FK I00 5

MIE 0 05

S IG0 11
SIGH 03

S IG0 0 9

SIG0 0 7

S IG 00 2

FK FK
IH0I00
5 7

FK IH 0 2

図 3.1.1-8(4) 文献位置図（K-NET、KiK-net）-40 0 00O S K 00 5

K Y T0 1 3

S IG0 1 0

SIG0 06

S IGH0 2

S IG0 04

FK IH 04
FK I00 8

K Y T0 12

K Y T0 10

K YT 00 7

FK IH 0 7

F KI0 0 9

OSKH 04
OS K 0 04
NA R0 0 1

O S K 00 2

K Y T0 11

K Y T0 09

K YT H0 4

FK IH0 6F KI0 1 0-1 5 00 0 0-5 00 0 0

-1 4 00 0 0-1 3 00 0 0-1 2 00 0 0-1 1 00 0 0-1 0 00 0 0-9 00 0 0

-8 00 0 0

-7 00 0 0

-6 00 0 0

35.5

緯度

0

-1 00 0 036104-90000-80000-70000-60000-50000-40000-30000-20000-100000-160000-150000-140000-130000-120000-110000-100000-180000-170000

34.5

35

緯度

35.5

36

-40000

135.5

18

14
15
17

11

7

89

21
22

19

13

12
5

-20000

20

16

10 6

136

0

4

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

3

1

20000

2

図 3.1.1-8(5) 文献位置図（微動アレイ探査）-60000

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

40000

経度

5
0
1

大阪層群

基盤岩類

基盤岩類

古琵琶湖層群

古琵琶湖層群

基盤岩類

琵琶湖層群

0

105

-220000-100000-200000-180000

34.5-160000-140000-120000

35-100000-80000-6000035.5-40000-2000036-80000-60000135.5-40000大阪平野-20000

奈良
盆地

京都
盆地

Topo

136

0

瀬田

草津

堅田

近江
八幡

沖島

高島

八日
市

彦根

20000

琵琶
湖

図 3.1.1-9 地質断面図と物理探査データ

古琵琶湖層群

40000

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

標高(m)

基盤岩類
大阪層群

Vs=430m/s
1.8km/s

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

深度
深さ

深度
深さ

(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

深さ -20000
深度

深さ
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

40-120000

40

20

20

0

0

-140000-140000-160000-160000-180000-180000-60000-40000-20000020000-6000040000-40000-20000020000

図 3.1.1-10(1) 「深い地盤構造」のモデル（各速度層上面の深さ分布）

106

40000

Vs=1.8km/s
3.8km/s

Vs=2.2km/s
4.4km/s00-20000深度
深さ-20000深度
深さ(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/s
0

深さ
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

0

20000

40000

図 3.1.1-10(2) 「深い地盤構造」のモデル（各速度層上面の深さ分布）

107

40000

敦賀

想定断層面
今津
彦根

草津
京都
大津

大阪
奈良

図 3.1.1-11 「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

108

9
0
1
110

図 3.1.1-12(1) 「詳細法工学的基盤」における計算波形例（ケース１）

011

図 3.1.1-12(2) 「詳細法工学的基盤」における計算波形例（ケース２）
111

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 3.1.1-13(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）

112
111

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 3.1.1-13(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）

113
112

3
1
1

奈良

60 km

cm/s

120 km100 km

80 km

60 km

40 km

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

0

0 km

大津

奈良

草津

60 km

cm/s

第 2 アスペリティ

40 km
E17°S

京都

☆

第 1 アスペリティ
彦根

今津

敦賀

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

20 km

大阪

ケース２

図 3.1.1-14 「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１，２）

0

0 km

160 km

40 km
E17°S

大津

草津

第 2 アスペリティ

彦根

第 1 アスペリティ

今津

20 km

160 km

20 km

京都

☆

敦賀

0 km

140 km大阪

ケース１

140 km120 km100 km

80 km

60 km

40 km

20 km

0 km

40 km
E17.0S

60 km

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

20 km

大阪

奈良

草津

第 2 アスペリティ

彦根

第A 1 アスペリティ
今津

京都 大津

☆

敦賀

0

0 km

160 km140 km120 km100 km

80 km

60 km

40 km

20 km

0 km

奈良

草津

40 km

大津

60 km

cm/s

第 2 アスペリティ

E17.0S

京都

彦根

第 1 アスペリティ

今津

敦賀

凡例

断層トレース

アスペリティ

☆

想定断層面

北

破壊開始点

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

20 km

大阪

ケース２

図 3.1.1-15 「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１，２）

0

0 km

160 km140 km120 km100 km

80 km

60 km

40 km

20 km

0 km

ケース１

4
1
1

草津

彦根

大阪

凡例

0 km

160 km140 km

40 km
E17.0S

３以下

60 km

４

５弱

震度
５強

６弱 ６強以上

0 km

160 km

20 km

奈良

草津

40 km

大津

E17.0S

図 3.1.1-16 「詳細法」による強震動予測結果：震度分布図

20 km

140 km大阪

京都

第 2 アスペリティ

今津

敦賀

第１アスペリティ

ケース２

断層トレース

アスペリティ

破壊開始点

☆

想定断層面

120 km奈良

120 km大津

80 km

100 km京都

第 2 アスペリティ

60 km

100 km

80 km

60 km

40 km

今津

第１アスペリティ

40 km

敦賀

北

0 km

20 km

ケース１

20 km

0 km

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。

３以下

震度

北

図 3.1.1-17 「簡便法」による強震動予測結果：震度分布

60 km

彦根

断層トレース

想定断層

5
1
1
2

2
2

5

ケース２

10
20
断層最短距離 R [km]

50

100

詳細法による工学的基盤上面の速度最大値（V600m/sへ補正）
詳細法による工学的基盤上面の速度最大値(Vs =s=600m/sへ補正)= 600m/s
相当）
司・翠川(1999)
司・翠川(1999)MwM=w=7.1（V
7.1 (Vs = s600
m/s相当)

図 3.1.1-18 「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）の予測曲線との比較

ケース１

5

5

100

10

10

50

20

20

10
20
断層最短距離 R [km]

50

50

5

100

100

2

200

200

詳細法による工学的基盤上面の速度最大値(Vs =s=600m/sへ補正)詳細法による工学的基盤上面の速度最大値（V600m/sへ補正）
600m/s相当）
司・翠川(1999)
司・翠川(1999)MM
7.1 (Vs =s=600m/s相当)
w=7.1（Vw=

3.1.2 山崎断層帯の地震を想定した強震動評価*
山崎断層帯は、岡山県北東部から兵庫県南東部にかけて分布する活断層帯で、西から那岐山（なぎせん）断層帯、山崎断層帯主部、草谷断層の３つの起震断層に区分される。強震動評価においては、「山崎断層帯の評価」（地震調査委員会，2003i；以下、「長期評価」と呼ぶ）を参照して５つの震源断層モデルを想定した。また、「レシピ」の改良を目的として、微視的震源特性に関するパラメー
タの算定方法を変えた３ケースを別途、試行的に実施した。以下に、評価に至る説明文を記載する。
(1) 強震動評価の概要
ここでは、山崎断層帯の地震を想定した強震動評価の概要として、評価全体の流れ、強震動評価の対象となる震源域、評価地点および評価項目について述べる。
(a)評価全体の流れ
山崎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3.1.2-1には作業内容をフローチャートにして示す。
① 「長期評価」で示されたそれぞれの断層帯（山崎断層帯主部（北西部・南東部）、那岐山（なぎせん）断層帯、草谷断層）の位置図を参考にして、想定する震源断層モデルの位置
・規模（長さ・幅）を設定した。山崎断層帯主部については、大原断層・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（モデル１）と、大原断層・土万断層・暮坂峠（くれさかとうげ）断層（モデル２）の場合、および山崎断層帯主部の南東部の場合（モデル３）を想定した。草谷断層については山崎断層帯主部の南東部と同時に活動する
場合（モデル４）を想定した。さらに、那岐山断層帯（モデル５）を想定した。モデル２については、破壊開始点を変えた２通りの震源断層モデルを設定した（ケース２－１、２－２）。
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20を設定した。モデル１については、震源断層が長大であることから、特性化震源モデルの作成にあたって、試行的に別途３通りの方法で特性化震源モデルを設定した。したがって、合計で４ケース（ケース１－１、１－２、１－３、１－４）となる。
③ 山崎断層帯周辺の「深い地盤構造」に対する三次元地下構造モデルを既存の物理探査結果、ボーリング調査の結果等より評価した。「浅い地盤構造」は国土数値情報（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、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四方の領域ごとに「詳細法」（ハイブリッド合成法：(4)強震動計算方法参照）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)強震動計算方法参照）による強震動評価も行った。
以降では、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「震源特性」、*

本強震動評価は平成17年1月31日に公表したものであり、作成図面における市町村境界及び評価地点名については、

一部は当時のままとなっていることに留意されたい。
20

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、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Somerville etal.(1999)のcharacterizationの訳語に由来する。

116

「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、「レシピ」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。
(b) 評価地点
本報告における評価地点は、図3.1.2-2に示した強震動評価範囲を約1km四方に分割した各領域の中心とした。「詳細法」、および「簡便法」における評価範囲は、各々、以下のとおりである。
「詳細法」の評価範囲：次の４点を四隅とする矩形範囲（南北方向：155km、東西方向：215km）
北西端：北緯35.71°, 東経133.25°
北東端：北緯35.71°, 東経135.80°
南西端：北緯34.19°, 東経133.25°
南東端：北緯34.19°, 東経135.80°「簡便法」の評価範囲：
東経 133.00°～ 136.00°
北緯 34.00°～ 36.00°(c) 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」それぞれにおいて下記のとおりである。
「詳細法」• 「詳細法工学的基盤」（(3)地下構造モデルの設定参照）上の時刻歴波形(計算有効周期範囲：0.1～10秒)• 「詳細法工学的基盤」上の最大速度• 地表の最大速度、および計測震度「簡便法」• 地表の計測震度
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3.1.2-2にその位置を示す岡山市役所（岡山県）・津山市役所（岡山県）・鳥取市役所（鳥取県）・美作市大原総合支所（旧・大原町役場、岡山県）・宍粟市山崎市民局（旧・山崎町役場、兵庫県）・姫路市役所（兵庫県）・
福崎町役場（兵庫県）・三木市役所（兵庫県）・神戸市役所（兵庫県）・大阪市役所（大阪府）のそれぞれに最も近い10評価地点について、時刻歴波形、および減衰定数5％の擬似速度応答スペクトルを例として示すこととした。
(2) 震源特性の設定
山崎断層帯は、岡山県北東部から兵庫県南東部にかけて分布する活断層帯で、西から那岐山断層帯、
山崎断層帯主部、草谷断層の３つの起震断層に区分される。
山崎断層帯主部は、岡山県美作市（旧・勝田郡勝田町）から兵庫県三木市に至る長さが約80kmで、左横ずれが卓越する断層帯である。那岐山断層帯は、岡山県苫田郡鏡野町から岡山県勝田郡奈義（なぎ）町に至る長さが約32kmで、北側が南側に対して相対的に隆起する断層帯である。草谷断層は、
兵庫県三木市から兵庫県加古川市に至る長さが約13kmで、右横ずれが卓越する断層である。2006年1月1日を起点とした今後30年間の地震発生確率は、山崎断層帯主部のうち北西部で0.08%－1%、南東部
で0.03%－5% 、那岐山断層帯で0.07%－0.1%、草谷断層でほぼ0%と評価されており（地震調査委員会,
2006）、各地震発生確率の最大値をとると、山崎断層帯主部の南東部は、今後30年間に地震が発生する確率が我が国の主な活断層の中では高いグループに属することになる。
117

本報告では、「長期評価」を参照して、各断層帯の震源断層位置を図3.1.2-3のように設定し、震源断層の形状、アスペリティおよび破壊開始点の位置を図3.1.2-4に示すように設定することにより、全部で９ケースの震源断層モデルを想定した。
以下では、各震源断層に対する特性化震源モデルの設定方法について順に示す。図3.1.2-5に活断層で発生する地震に対する特性化震源モデルの設定の流れを示す。また、震源断層パラメータを表
3.1.2-1に示す。
(a) 巨視的震源特性
a. 震源断層モデルの位置・形状
震源断層モデルの位置については、「長期評価」による活断層位置図（図3.1.2-3）を参考に設定した。長さについては、基本的に「長期評価」によったが、山崎断層帯主部の北西部（長さ約51km）、
および草谷断層（長さ約13km）については、震源断層モデルの作成の都合上、それぞれ52km、および14kmとした。モデル１については、震源断層が長大であるため、全体で１つのセグメントとする
場合（ケース１－１）の他に、セグメントを２つに分け、「長期評価」を参考に、大原断層・土万断
層・安富断層を１セグメント（以下、第１セグメント）、南東部を１セグメント（以下、第２セグメ
ント）とする場合も想定した（ケース１－２）。セグメントを分けた場合の特性化震源モデルの設定
方法についてはレシピに従った。ただし、活断層研究において、セグメント化やグループ化に関しては、まだ議論の途上にあり、今後の研究課題となっている。
b. 地震発生層の深さ
地震発生層の深さについては、モデル５（那岐山断層帯）以外のモデルでは、その上限、下限を「長期評価」や微小地震の深さ分布(図3.1.2-6参照)を参考に、それぞれ3km、21kmに設定した。モデル
５については、深さを設定するだけの十分な微小地震記録が得られていないことから、他の断層帯と同様に、3km、21kmに設定した。
c. 震源断層モデルの傾斜
震源断層モデルの傾斜角は、モデル５（那岐山断層帯）以外のモデルについては、「長期評価」により、「地下深部における断層面の傾斜が地表と同様であるとすれば断層面はほぼ垂直と推定されること」から90°とした。モデル５（那岐山断層帯）については、「長期評価」では傾斜は不明とされているが、北側が南側に対して相対的に隆起する断層であるとの記載を参考に、北側隆起の逆断層を想定し、傾斜角はレシピに従い45°とした。
d. 震源断層モデルの面積 S
まず、上記の地震発生層の上限･下限深さ、および傾斜角から震源断層モデルの幅を算定した[レシピ(1-1)式参照]。これより、モデル５（那岐山断層帯）を除く各震源断層モデルの幅は18kmとなる。
モデル５（那岐山断層帯）については、震源断層モデルの傾斜角を45°としていることから、地震発
生層の深さの上下限値を考慮して、幅を26kmとした。
次に、各震源断層モデルの面積を、各震源断層モデルの幅と長さから算出した。
e. 地震モーメント M0
震源断層モデルの地震モーメントについては、レシピにおいて震源断層の面積が291km2以上の場合に適用するとした内陸地震の地震モーメント M0 と断層面積 S との関係に基づいて推定した[レシピ(1-3)式参照] 。地震モーメント M0 と断層面積 S の関係について過去の地震の解析結果をまとめた図に、今回の設定値をプロットして図3.1.2-7 (上)に示す。
また、セグメントを分けたケース１－２については、震源断層全体の地震モーメントをレシピ(1-3)
式から推定し、これをレシピ(1-4)式に従って各セグメントの断層面積の1.5乗に比例するように配分118した。なお、近年の研究において、最近発生した複数のセグメントの破壊を伴う大地震のデータの解析から、断層セグメントが連動して地震を起こしても個々のセグメントの変位量は一定とするカスケ
ード地震モデルの適合が良いとの報告もある（例えば、粟田，2004；遠田，2004）。ただし、セグメント分けを行った場合のスケーリング則や特性化震源モデルの設定方法については、研究段階にあるため、今回の検討対象とはしなかった。
f. 平均すべり量 D
震源断層モデル全体、及び各セグメント（ケース１－２）の平均すべり量Dは、想定震源域の平均的な剛性率 μ、断層面積 S、および平均すべり量 D と地震モーメント M0 との関係式を用いて推定した[レシピ(1-5)式参照]。
(b) 微視的震源特性
a. アスペリティの数
アスペリティの個数は、経験上、１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[1.1.1(2)微視的震源特性参照]。本報告では、アスペリティの数を、震源断層が長大であるモ
デル１については３つ（ケース１－２の場合は、第１セグメントに２つ、第２セグメントに１つ）、
震源断層の面積が比較的大きいモデル２、４については２つ、その他のモデルは１つとした。
b. アスペリティの総面積 Sa
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
ルという）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(1-6)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3.1.2-7 (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(1-7)～(1-9)式参照]。
以上の手順に従い、アスペリティの総面積を算定した結果、震源断層全体の面積に対するアスペリ
ティの総面積の比率は、モデル１ではケース１－１、ケース１－２で約41％、モデル２で約31％、モデル３で約21％、モデル４で約28％、モデル５で約29％となった。これまでの研究成果では、アスペ
リティの総面積が震源断層全体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の総面積の占める割合は全断層面積の平均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いる。今回想定した震源断層モデルにおけるアスペリティの総面積は、モデル１のケース１－１、ケース１－２を除きこれらの範囲内にある。なお、ケース１－２では、各アスペリテ
ィの面積はケース１－１と異なる（表3.1.2-1参照）が、各セグメントにおける断層全体の面積とアスペリティの総面積の比率は、レシピに従って短周期レベルから算定しているため、ケース１－１と同じになる。
震源断層の長さが震源断層の幅に比べて十分に大きい長大な断層に対して、円形破壊面を仮定する
ことは必ずしも適当ではないことが指摘されている。レシピでは、巨視的震源特性である地震モーメ
ント M0 を、円形破壊面を仮定していないレシピ(1-3)式から推定しているが、微視的震源特性である
アスペリティの総面積の推定には、円形破壊面を仮定したスケーリング則から導出されるレシピ(1-6)～(1-9)式を適用している。このような方法では、結果的に震源断層全体の面積が大きくなるほど、既往の調査・研究成果に比較して過大評価となる傾向となるため、微視的震源特性についても円形破壊面を仮定しないスケーリング則を適用する必要がある。しかし、長大な断層のアスペリティに関する
スケーリング則については、そのデータも少ないことから、未解決の研究課題となっている｡そこで、119ここではモデル１に対する試行ケースとして、レシピ(1-6)～(1-9)式を用いず、入倉・三宅(2001)による震源断層全体の面積に対するアスペリティの総面積の比率、約22%を適用した場合（ケース１－３、
ケース１－４）の強震動予測を行い、その影響について検討した。
各アスペリティ間の面積比については、３つのアスペリティを設定するモデル１（ケース１－２を除く）に対しては、石井・佐藤(2000)を参考に２:１:１とした。２つのアスペリティを設定するモデ
ル１のケース１－２、モデル２、およびモデル４については、石井・佐藤(2000)を参考に２:１とした。
c. アスペリティの位置「長期評価」により、大原断層、琵琶甲断層では、水平方向の平均的なずれの速度が比較的大きいと推定されている。同じく安富断層では、上下方向の平均的なずれの速度から、活動性が比較的高いと推定されている。
これらの調査結果を参考に、モデル１については、大原断層に対応する断層帯北西部に大きいアス
ペリティ(第１アスペリティ)を、安富断層に対応する断層帯中央部と琵琶甲断層に対応する断層帯南東部に同規模の小さいアスペリティ（第２、第３アスペリティ）を配置した。モデル２については、
大原断層に対応する断層帯北西部に大きいアスペリティ(第１アスペリティ)を、暮坂峠断層の北西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。モデル３については、琵琶甲断層に対応する断層帯中央部にアスペリティを配置した。モデル４については、モデル３と同様に、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、草谷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。モデ
ル５については、アスペリティの位置を設定するための情報に乏しいことから、レシピに従って、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た。アスペリティを配置した深さについて
は、どのモデルについても断層中央とした。
なお、ケース１－３、ケース１－４については、アスペリティの平面的な位置は、ケース１－１で設定した位置と西端部を一致させることとし、深さは断層中央部とした。
d. 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 et al.,1999）を基に震源断層全体の平均すべり量の2倍とし、各アスペリティのすべり量、および背景領域のすべり量を算定した[レシピ(1-10)～(1-14)式参照]。
この結果、アスペリティの平均すべり量は、モデル１、２、３、４、およびモデル５で、それぞれ
約5.0m、約3.2m、約1.9m、約2.7m、および約2.6mとなる。「長期評価」と直接比較ができないモデ
ル１、４以外の、モデル２、３、およびモデル５に対する「長期評価」による1回のずれの量は、山崎断層帯主部の北西部で約2m、山崎断層帯主部の南東部で2m程度（以上、左横ずれ成分）、および那岐山断層帯で約2-3m（上下成分）であり、いずれのモデルについても両者は調和的である。また、参考までに、モデル１、モデル４について、断層長さから推定される１回の活動に伴う変位量を比較すると、モデル１（断層長さ80km）で6.4m、モデル４（断層長さ44km）で3.5mとなり、これらも概ね調和的な結果となっている。なお、地表での１回のずれの量と強震動インバージョンで推定されている平均すべり量とがどのような関係にあるか十分に検証されているわけではないことに注意が必要である。
e. アスペリティの応力降下量・実効応力、および背景領域の実効応力
アスペリティの応力降下量・実効応力、および背景領域の実効応力は、アスペリティの面積から１つの円形のアスペリティが存在すると見なして算定した[レシピ(1-15-2)～(1-18)式参照]。
ただし、レシピ(1-6)～(1-9)式を用いずに、震源断層全体の面積に対するアスペリティの総面積の比率を約22%として算出したケース１－３では、アスペリティの応力降下量は24.2MPaで、ケース１－120

１の約1.9倍となった。これは、レシピ(1-6)～(1-9)式を用いて短周期レベルから算出されるアスペリ
ティの総面積（約593km2）と震源断層全体の面積の約22%として算出されるアスペリティの総面積（約310km2）の比率に相当する。
Madariaga(1979)によれば、アスペリティの応力降下量 Δσa と震源断層全体の平均応力降下量 Δσ の関係は、次の理論式で与えられる。
Δσa =(S/S a )Δσ ........................................... （3-6）
S：震源断層全体の面積
Sa：アスペリティの総面積
レシピ(1-15-2)式は、円形破壊面を仮定できるような規模の震源断層に対しては、(3-6)式と等価であるため、レシピ(1-6)～(1-9)式を用いて短周期レベルからアスペリティの総面積を算定し、さらにレ
シピ(1-15-2)式を用いてアスペリティの応力降下量 Δσa を推定できる。しかし、モデル１のように、震源断層の長さが震源断層の幅に比べて十分に大きい長大な断層に対しては、円形破壊面を仮定する
ことが適当ではないため、(2)(b)b.でも述べたように、レシピ(1-6)～(1-9)式を用いた場合には、震源断層全体の面積が大きくなるほど、アスペリティの総面積が既往の調査・研究成果に比較して過大となる傾向がある（ケース１－１）。また、ケース１－３のように、震源断層全体の面積に対するアス
ペリティの総面積の比率を設定し、円形破壊面を仮定したレシピ(1-15-2)式からアスペリティの応力降下量 Δσa を推定した場合には、地震モーメントが大きくなるほど、Δσa が既往の調査・研究成果に比較して過大となる傾向にある。このような場合には、Madariaga(1979)による、震源断層の微視的震源特性に関するスケーリング則として一般的に成立する理論式（(3-6)式）を用いて、震源断層全体の面積に対するアスペリティの総面積の比率の逆数（S/Sa）と震源断層全体の平均応力降下量 Δσ から Δσa を推定することができる。長大な断層に対する Δσ については、研究事例も少なく、汎用性のある数値を設定することは難しいが、ここでは試行的に、震源断層全体の面積に対するアスペリティの総面積の比率を約22％とした上で、Fujii and Matsu'ura(2000)が長大な横ずれ断層の巨視的震源特性に対する関係式から導出した3.1MPa 21を用いた場合について検討することとした(ケース１－４)。
この値を用いると、アスペリティの応力降下量 Δσa は、約14.4MPaとなり、ケース１－１（約12.6MPa）と同程度になる。ただし、3.1MPaは、長大な横ずれ断層の巨視的震源特性に関する経験式として、
地震発生層の剛性率を40GPa（モデル１は約32GPa）、断層幅を15km（モデル１は18km）とする等のいくつかの条件下で導出された値であり、その適用範囲等については検討課題となっている（入倉,2004）。
これらのケースの地震モーメント M0 と断層面積 S の関係について図3.1.2-7(上)に、また、短周期
レベル A と地震モーメントM0 との関係について、図3.1.2-7(下)に示す。ケース１－３については、
図3.1.2-7(下)から、壇ほか(2001)がまとめたデータのばらつきの範囲内ではあるが、短周期レベルがやや大き目に推定されている。一方、ケース１－４の短周期レベルは、アスペリティの応力降下量がやや増大した一方でアスペリティの総面積が小さくなったため、壇ほか(2001)による経験式[レシピ(1-6)式参照]に比較して若干小さい。
f. fmax
fmax22 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(2001a)の検討結果に基づき、6Hzに設定した。
g. すべり速度時間関数21

これは、巨視的震源特性に関する経験式のパラメータとして得られた値である。また、プレート内横ずれ断層の断層長さと地震モーメントの観測値を説明するのに適したパラメータではあるが，微視的震源特性に対するスケーリン
グ則ではないことに注意が必要である。
22

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

121中村・宮武(2000)の近似式を用いた[レシピ(1-19)～(1-22)式参照]。
(c) その他の震源特性
a. 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得られていない。そこで、モデル１では、地盤増幅効果に加えてディレクティビティ効果23により、瀬戸内海沿岸地域で揺れが大きくなると予想されるケースとして、第１アスペリティの北西端の下隅に設定した。モデル２では、破壊開始点の違いが評価結果に与える影響を調べるために、第１アスペリティの北西端の下隅（ケース２－１）とする場合と、第２アスペリティの南東端の下隅（ケース２－２）とする場合の２ケースを想定した。
モデル３については、モデル１と同様の観点から、アスペリティの北西端の下隅に設定した。モデル
４については、過去に２つの断層（帯）が同時に活動した可能性がある（兵庫県, 2001）ことから、第２アスペリティの北東端下隅とした24。モデル５については、アスペリティの中央下端とした。
b. 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。
c. 破壊伝播速度
平均破壊伝播速度は、地震発生層のＳ波速度との関係(Geller, 1976)から求めた[レシピ(1-23)式参照]。
(d) 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、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3.1.2-4参照）。
(3) 地下構造モデルの設定
強震動評価のための地下構造モデルについては、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までの地
盤構造（以下、「深い地盤構造」という）、地震波の短周期成分の増幅に影響を与える工学的基盤から地表までの地盤構造（以下、「浅い地盤構造」という）の３つに分けて設定を行った。なお、本報告においては、工学的基盤として設定する地盤のＳ波速度が「簡便法」と「詳細法」で異なっている。
「詳細法」では、評価領域の地質構造に応じて作成された三次元地下構造モデルの最上層の地盤を（「簡便法」による「工学的基盤」と区別して）「詳細法工学的基盤」25と呼んでいる。これらの具体的な設定方法については､「(b) 「深い地盤構造」」において説明する。
(a) 上部マントルから地震基盤までの大構造
地震基盤よりも深い大構造については、Zhao et al.(1992,1994)によるコンラッド、およびモホ面の出現深度を参照し、表3.1.2-2のとおり設定した。なお、形状については水平成層構造とした。ただ

23

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）効果。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。
24

モデル３において破壊開始点をアスペリティの南東下端に配置した場合に、震源断層モデルの北西延長に位置する評価領域で推定される強震動は、同領域におけるモデル４の結果にほぼ相当すると考えられる。
25「詳細法工学的基盤」としては、基本的には「工学的基盤」のＳ波速度（300m/s～700m/s程度）に対応する地盤を選択しているが、評価地域の地質条件によっては、Ｓ波速度が700m/s以上の地盤となる場合もある。

122

し、半経験的手法[レシピ参照]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値を利用した。
Q=110f 0.69
Q=110

(f ≧1.0Hz) ................................. （3-7）(f <1.0Hz)
ここで、f：周波数(Hz)(b) 「深い地盤構造」「深い地盤構造」については、強震動評価対象地域として、山陰地方、中国山地から瀬戸内地域、および近畿地方の地下構造モデルを作成した。ただし、特に中国山地から瀬戸内地域については、有用な資料が少ない状況にある。また、近畿地方の一部については、「琵琶湖西岸断層帯を想定した強震動評価」（地震調査委員会, 2004c）で用いた三次元地下構造モデルを転用した。
以下に、三次元地下構造モデルの作成手順について示す。
① 地質構成、地質構造に関する資料を整理(表3.1.2-3)し、地盤の速度構造に対応すると想定される地質区分（地震基盤の設定、堆積層の分類）を行った。
② ボーリングや物理探査、その他の調査資料を総合的に判断し、地質構造モデルを作成した。
③ 地震探査、速度検層等の速度に関するデータを収集(図3.1.2-8、表3.1.2-3参照)し、各地質区分に適切な速度値を与えて速度構造モデル（Ｐ波速度）を作成した。これにより、三次元地下構造モデルをVp=1.8km/s、Vp=2.0km/s、Vp=2.2km/s、Vp=2.5km/s、Vp=3.3km/s、Vp=3.8km/s、Vp=4.4km/s、Vp=5.2km/sの８層構造として作成した(図3.1.2-9参照)。ただし、対象地域が広範囲に及ぶため、地域によって含まれる速度層は異なる(表3.1.2-4参照)。
④ 対象地域内のK-NET、KiK-netのＰＳ検層結果から、Ｐ波速度とＳ波速度の関係を次式のように求め、これを用いて、Ｓ波速度を推定した。
Vs =0.1620Vp - 0.5377 (2≦Vp≦5.0km/s)....................... （3-8）
ただし、浅部のVp=1.8km/s層については、対象地域が大阪層群上面に対応することから、同地域を対象に推定されている既往の研究成果（香川ほか, 2003、表3.1.2-3参照）を参考に設定した。この結果、三次元地下構造モデルのＳ波速度は上層から、Vs=550m/s、Vs=590m/s、
Vs=710m/s、Vs=880m/s、Vs=1.3km/s、Vs=1.6km/s、Vs=2.0km/s、Vs=3.46km/sとした。なお、Vp=5.2km/s
層については、広域的な地殻構造を考慮してVs=3.46km/sとしている。また、密度は、Ludwig etal.(1970)により推定した。
⑤ 山地部で地表に露出している基盤岩については、対象地域内のK-NET、KiK-netのＰＳ検層結果を利用して風化帯の各速度層の深度を設定した(表3.1.2-5参照)。
図3.1.2-9は、１層目の上面を深さ0mとしたときの各速度層上面の深度コンターである。また、表
3.1.2-4に、三次元地下構造モデルにおける各速度層と密度､および地質の対応表を示す。この図より大阪平野から大阪湾内、中央構造線断層帯周辺、および兵庫県北部で地震基盤の深い地域が見られる。
これらの地域を除くと、評価範囲の「深い地盤構造」は非常に薄く、固い地盤構造となっている。本検討では、主に大阪平野から瀬戸内地域では、Vs=550m/s層の層厚が5m以上であるため、Vs=550m/s
層を、その他の地域ではVs=550m/s層の層厚が5m未満であるため、Vs=590m/s層を「詳細法工学的基盤」とした。地震基盤はVs=3.46km/s層とした。
一方、｢簡便法｣においては、上記の三次元地下構造モデルを用いることなく、評価地点下に一律
Vs=400m/sの層が分布しているとみなして、これを｢工学的基盤｣と定義した。 ｢簡便法｣における工学的基盤の定義は、｢確率論的地震動予測地図の試作版(地域限定)｣(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。

123

(c) 「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」（Vs=550m/s、Vs=590m/s）の上に分布し、「簡便法」においては工学的基盤（Vs=400m/s）の上に分布するという前提で、レシピの中の「面的な評価のためのモデル化の方法」に基づいてモデル化を行った。すなわち、国土数値情報を利用した手法(藤本・翠川，2003)を用い、約1km四方の領域ごとに「浅い地盤構造」における表層
30mの平均Ｓ波速度を求め、これより、工学的基盤から地表への最大速度の増幅率を算定した [レシピ(1-25)～(1-26)式参照]。「詳細法工学的基盤」から地表までの最大速度の増幅率を図3.1.2-10に示す｡本検討では、(3)(b)「深い地盤構造」でも示したように、Vs=550m/s層の層厚に応じて、Vs=550m/s 、
Vs=590m/sの２種類で「詳細法工学的基盤」を定義している。図3.1.2-10の右図は、Vs=550m/s とVs=590m/sの領域を示している。これより、瀬戸内海沿岸部、岡山平野や大阪平野周辺、鳥取平野等
で増幅率が高い地域が見られる。
(4) 強震動計算方法
本報告で用いた強震動計算方法としては、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
ルを用いて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(距離減衰式)により最大速度を推定する「簡便法」とを使い分けた。以下にそれぞれの手法について説明し、特徴を記す。
(a) 「詳細法」
a. 三次元地下構造モデル（「詳細法工学的基盤」）上面における波形計算(3)地下構造モデルの設定で述べた上部マントルから地震基盤までの大構造、および「深い地盤構造」より、Vs=550m/s、およびVs=590m/s層上面を最上面（深さ0m）として、三次元地下構造モデルを再構築した。この三次元地下構造モデルを用いて、ハイブリッド合成法によりVs=550m/s、および
Vs=590m/s層上面における時刻歴波形を計算した。ここで用いたハイブリッド合成法では、長周期成
分を不連続格子有限差分法（Aoi and Fujiwara, 1999）による理論的手法、短周期成分を統計的グリーン関数法（壇ほか，2000）によりそれぞれ計算する。そして、接続周期付近でフィルター処理（マッチングフィルター）を施した上でそれらを合成することによって広帯域地震動を評価する。合成の接続周期は1秒とした。また、波形は評価範囲（図3.1.2-2参照）を約1km四方に分割した各領域の中心で求めた。
統計的グリーン関数法においては、次に述べるように、(2)(d) 詳細な計算に用いる震源断層モデ
ルで示した各要素断層の地震基盤における統計的グリーン関数、三次元地下構造モデル上面における統計的グリーン関数を順次作成し、波形合成を行った。
①

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

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
124

三次元地下構造モデル上面における統計的グリーン関数を用いて、壇・佐藤(1998)の断層の非一様すべり破壊を考慮した半経験的波形合成法により波形合成を行った。
なお、統計的グリーン関数法の計算にあたっては、ラディエーションパターン係数 F を与える。計
算地点と断層面との幾何学的関係、および断層のすべりのタイプを考慮して、Boore and Boatwright(1984) に示された F の値のうちＳ波の全震源球面上の平均値である0.63を水平2成分の自乗和平均と考え、0.63を 2 で除した0.445をF として採用した。
上記のハイブリッド合成法を用いて計算された水平2成分の時刻歴波形より最大値（最大速度）を求める際には、水平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。
b. 地表における最大速度の計算
地表における最大速度は、約1km四方の領域ごとに、「詳細法工学的基盤」上面のＳ波速度、および(3) 地下構造モデルの設定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、レシピ(1-26)式を用いて最大速度増幅率を求め、これを「詳細法工学的基盤」上面における最大速度に乗じることによって推定する。ただし、レシピ(1-26)式は、基準地盤（平均Ｓ波速度がVs=600m/s）に対する増幅率として定義されているため、本評価においては、松岡・翠川(1994)による基準地盤から「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/s、およびVs=590m/s層）までの増幅率（=1.05、および≒1.00）で、レシピ(1-26)式から算定される増幅率を除した値を、「詳細法工学的基盤」における最大速度に乗じることによって推定した。「詳細法工学的基盤」から地表まで最大速度の増幅率の分布図は図3.1.2-10に示している。
地表における最大速度を精度よく求めるには、「浅い地盤構造」についても一次元地下構造モデルを作成し、これを用いて算定される地表における時刻歴波形から推定することが望ましいが、ここでは地表における時刻歴波形を求めるだけの十分な地盤調査データが得られていないことより、一次元
地下構造モデルの作成は行わず、微地形区分を利用した経験的な方法を用いることとした。
c. 地表における計測震度の計算計算された地表最大速度より、(3-9)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 +1.72log PGV±0.21 (I=4～7) ........................ (3-9）
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とI=4～7の２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。
(b) 「簡便法」
a. 工学的基盤上における最大速度の計算
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（平均Ｓ波速度がVs=600m/s）における最大速度を求めた。
log PGV = 0.58Mw + 0.0038D - 1.29 + d - log(X + 0.0028×100.50Mw)- 0.002X ..............................（3-10）
PGV:最大速度(cm/s)
Mw:モーメントマグニチュード
d:地震のタイプ別係数（地殻内地震：d=0）
D:震源深さ(km)X：断層最短距離(km)さらに、Ｓ波速度が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125

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。
b. 地表面における最大速度の計算
約1km四方の領域ごとに、(3) 地下構造モデルの設定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(1-26)式より求める。工学的基盤上面の最大速度に、求めた最大速度の増幅率を乗じることによって、地表における最大速度を求めた。
c. 地表における計測震度の計算
地表における計測震度については、(a)「詳細法」での地表における計測震度の求め方と同じ方法を用いた。
(c) それぞれの手法の特徴
以下にそれぞれの特徴をまとめる。
「詳細法」の特徴
・ (2)震源特性の設定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」、および最新の地震学の知見に基づいて想定された震源断層モデルに対する地震動を評価することができる。
・ (3)地下構造モデルの設定で述べた三次元地下構造モデルの影響を評価することができる。
・ 時刻歴波形を求めることができる（本報告では「詳細法工学的基盤」上の波形）。
・ 微視的震源特性を設定するための情報を必要とする。
・ 計算負荷が大きく、一度に計算できる範囲は限定され、時間も要する。
「簡便法」の特徴
・ 平均的な地震としての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(a) 「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。
ハイブリッド合成法の結果「詳細法工学的基盤」上の時刻歴波形例「詳細法工学的基盤」上の地震動の擬似速度応答スペクトル「詳細法工学的基盤」上の最大速度分布
地表の最大速度分布
地表の震度分布

図3.1.2-11
図3.1.2-12
図3.1.2-13
図3.1.2-14
図3.1.2-15

a. ハイブリッド合成法による「詳細法工学的基盤」上の時刻歴波形、および擬似速度応答スペクト
ル「詳細法」の評価範囲の全地点について、有限差分法と統計的グリーン関数法による計算結果をそれぞれにマッチングフィルターを施した後に合成することによって（ハイブリッド合成法）、「詳細
法工学的基盤」上の時刻歴波形が計算される。図3.1.2-11、図3.1.2-12に、岡山市役所（岡山県）・
津山市役所（岡山県）・鳥取市役所（鳥取県）・美作市大原総合支所（旧・大原町役場、岡山県）・宍粟市山崎市民局（旧・山崎町役場、兵庫県）・姫路市役所（兵庫県）・福崎町役場（兵庫県）・三126

木市役所（兵庫県）・神戸市役所（兵庫県）・大阪市役所（大阪府）のそれぞれに最も近い10評価地点について、ハイブリッド合成法によって計算された波形、および減衰定数5％の擬似速度応答スペクトルを示す。
① モデル１（ケース１－１）
震源断層の長さが80kmと長大であることから、全体的な傾向として、継続時間が他のモデルに比べて長くなっている。各評価地点で比べてみると、破壊進行方向と反対方向に位置する津山市役所、鳥取市役所（に最も近い評価地点、以下、同様）等では、短周期成分が卓越し、継続時間が長い。一方、震源断層モデル直上、あるいは破壊進行方向と同じ方向に位置する福崎町役場、三木市役所、神戸市役所等では、相対的に継続時間は短く、第１アスペリティの影響によると考えられる周期２～４秒程度の明瞭なパルス波が認められる。第２、第３アスペリティに対しては、アスペリティの面積が第１アスペリティに比べて小さい（２分の１）ため、短周期成分が卓越した波形となっている。大阪
市役所では、「深い地盤構造」の影響と見られる長周期成分が卓越した後続波が長時間継続している。
また、震源断層の南側にある姫路市役所では、アスペリティに対応した明瞭な３つの波群が確認できる。岡山市役所では、0.8秒付近に明瞭なピークが見られ、同地域における「深い地盤構造」の影響と考えられる。破壊開始点直上に位置する大原総合支所では、地表の地盤が固く、地震基盤も非常に浅いこともあり、0.2秒程度と短周期成分が卓越した地震波となっている。
② モデル２（ケース２－１、ケース２－２）
ケース２－１の場合、全体的な傾向はケース１－１と同じである。ただし、震源断層の長さが52kmとやや短いため、継続時間も短くなっている。また、ケース１－１と同様に、震源断層モデル直上、あるいは破壊進行方向と同じ方向に位置する福崎町役場、三木市役所、神戸市役所では、第１アスペ
リティの影響によると考えられる明瞭なパルス波が認められるが、第１アスペリティの面積が小さくなったため、卓越周期は1.5秒～3秒程度とやや短周期側に移行している。大阪市役所では、「深い地盤構造」の影響と考えられる長周期成分が卓越した後続波が、ケース１－１に比べてより顕著に現れている。
ケース２－２の場合、破壊進行方向と同じ方向に位置する津山市役所では、ケース２－１に比べて継続時間が短く、第１アスペリティの影響によると考えられる周期2～3秒程度の明瞭なパルス波が認められる。一方、破壊進行方向と反対方向に位置する福崎町役場、三木市役所、神戸市役所では、相対的に継続時間が長く、ケース２－１の場合に見られた周期2～4秒程度のピークが小さくなっている。
大阪市役所においても、同様に周期2～4秒程度のピークが小さく、ケース１－１、ケース２－１と比較して、短周期成分が卓越した地震波となっている。岡山市役所では、ケース１－１同様に、0.8秒
付近に明瞭なピークが見られ、同地域における「深い地盤構造」の影響と考えられる。
③ モデル３
モデル３の場合、モデル２のケース１－２とほぼ同様の傾向を示す。神戸市役所では、破壊進行方
向と同じ方向に位置する場合のディレクティビティ効果が認められる。
④ モデル４
モデル４の場合、破壊進行方向と同じ方向に位置する福崎町役場や山崎市民局では、ディレクティ
ビティ効果により、長周期成分の振幅がモデル３に比べて大きい。また、破壊進行方向と逆の方向に位置する神戸市役所では、モデル３で見られた長周期のピークが認められず、逆に短周期側の振幅が増幅している。三木市役所や姫路市役所でも、同様にモデル３に比べて短周期成分の振幅が大きくなっている。
⑤ モデル５
モデル５の場合、津山市役所では、ケース１－１やケース１－２に比べて短周期側にピークが認められる。震源断層周辺の地点では、継続時間が非常に短く、津山市役所と同様に短周期成分が卓越している。
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127

波形のＳ波到達時間よりも前（Ｐ波初動付近）は、有限差分法のみにより計算されており、接続周期に相当する周期1秒以上の長周期成分しか有していない。
b. ハイブリッド合成法による「詳細法工学的基盤」上の最大速度分布
各ケースの「詳細法工学的基盤」上での最大速度の分布を比較する(図3.1.2-13参照)。地震動の最大速度は、「詳細法工学的基盤」上で求められた2成分の時刻歴波形のベクトル合成を行い、その最大値として求めている。モデル１（ケース１－１）、モデル２、モデル３、モデル５では、断層直上でも最大で50～60cm/s程度と、これまでの強震動予測結果に比べると小さい。これは、地震基盤から地表までの地盤構造が非常に薄いため、地震波の増幅が小さかったためである。モデル４では、ごく一部で80cm/s程度と予測された。ケース１－２～ケース１－４については、微視的震源特性の設定方法による違いを比較するために試行したケースで、(5)(d)で説明する。
c. ハイブリッド合成法による地表の最大速度分布、および震度分布
図3.1.2-13で示した各ケースの「詳細法工学的基盤」上での最大速度に、「浅い地盤構造」による増幅率を乗じて、地表における最大速度を求めた結果を図3.1.2-14に示す。また、これらの最大速度より換算して求めた地表の震度分布を図3.1.2-15に示した。ここでは、図3.1.2-15を中心に説明する。
①モデル１（ケース１－１：図3.1.2-15(1)上）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は、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。
②モデル２（ケース２－１：図3.1.2-15(1)中、ケース２－２：図3.1.2-15(1)下）
ケース２－１では、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。
③モデル３･モデル４（モデル３：図3.1.2-15(2)上、モデル４：図3.1.2-15(2)中）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、姫路市東部のごく一部の地域で震度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、一部で震度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するため、概ね震度５強に留まった。
④モデル５（モデル５：図3.1.2-15(2)下）
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。
以上の結果をこれまでの他の地震での強震動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、先にも述べたが、震源断層周辺の地盤が非常に固く、「深い地盤構造」、「浅い地盤構造」を含め、地震基盤と地表の間での地震波の増幅が小さかったためである。
なお、(4)強震動計算方法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（(3-9)式）を用いている。この基となる統計データには計測震度6.0を越えるものは少ないため、
計測震度6.0を越える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の「浅い地盤構造」における非線形挙動の影響については評価されていないという問題もある。これに加え、強震動予測結果のばらつきの問題なども考慮に入れると、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計測震度6.0以上と評価されたところはすべて「震度６強以上」とし、震度７となる可能性もあることを示した。
128

(b) 「簡便法」による強震動予測結果「簡便法」による強震動予測結果（地表の震度分布）を図3.1.2-16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。震源断層周辺では、「簡便法」による震度の方がやや大きめの評価となっている（図3.1.2-15参照）。震源断層周辺では、地震基盤から地表までが非常に薄く、固い地盤構造であるためである。
「簡便法」では、工学的基盤から地表までの「浅い地盤構造」による最大速度の増幅の影響は反映されているが、「詳細法」と異なり、評価範囲における地震基盤から工学的基盤までの「深い地盤構造」による増幅の影響は考慮されていない。また、アスペリティの影響やディレクティビティ効果も反映されていない。したがって、これらの影響が大きく現れる地域においては、「簡便法」の震度が「詳細法」の震度よりも小さくなっている。
(c) 「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、「詳細法工学的基盤」上面における最大速度を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）との比較を図3.1.2-17に示す。強震動予測
結果は、ケース１－１、ケース２－１、２－２については、断層近傍で全体的に小さ目の評価となっている。また、ケース２－２では、震源断層からの最短距離で70km～100kmにおいて、距離減衰式
を大きく上回る地点が見られる。これは、ディレクティビティ効果等の影響によると推察される。その他のケースは、全体的に距離減衰式と良い対応を示している。
(d) 震源断層パラメータの設定方法の違いが強震動予測結果に与える影響について
モデル１に対して、「レシピ」の改良という観点から、試行ケースとして別途設定した震源断層パ
ラメータを用いた３ケース（ケース１－２、１－３、１－４）の強震動評価結果について述べる｡
図 3.1.2-13(1) 、 図 3.1.2-13(2) に ３ ケ ー ス の 詳 細 法 工 学 的 基 盤 に お け る 最 大 速 度 分 布 、 図
3.1.2-14(1)、図3.1.2-14(2)に地表における最大速度分布を示す｡なお、本評価結果は、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最大速度（震度）がやや小さくなっている。したがって、ここでは、各ケース間の相対的な比較のみを行うこととする。
a. ケース１－２：セグメント分けしたケース
最大速度分布の傾向はケース１－１とほぼ同じである。やや詳細に見ると、第１アスペリティ(大原断層に対応する断層帯北西端部)周辺では、同アスペリティから発生する地震波の短周期レベルがケース１－１の方が若干大きいため、最大速度もややケース１－１の方が大きい。一方、第３アスペ
リティ（琵琶甲断層に対応する断層帯南東部）周辺では、逆に、同アスペリティから発生する地震波の短周期レベルがケース１－２の方が若干大きいため、最大速度もややケース１－２の方が大きくなる傾向が見られる｡また、安富断層付近に設置したアスペリティの近傍では、アスペリティの面積や応力降下量はケース１－１と同程度であるが、予測された最大速度は、ケース１－２の方が大きい。
b. ケース１－３：アスペリティの総面積を震源断層全体の面積の約22％としたケース
最大速度分布の定性的傾向はケース１－１とほぼ同じであるが、絶対値はケース１－１と比べるとかなり大きく、最大で２倍程度となっている｡これは、短周期レベルが他のケースと比べて大きいこととも対応している（図3.1.2-7参照）。
c. ケース１－４：アスペリティの総面積を震源断層全体の面積の約22％とし、震源断層全体の平均
応力降下量を3.1MPaとしたケース
モデル１の中では最大速度が最も小さくなっている。この結果は、短周期レベルが最も小さいこととも対応している（図3.1.2-7参照）。また、ケース１－１やケース１－２と比較すると、最大値は129

小さいが、最大速度の変化がやや滑らかになっているように見える｡また、神戸市の沿岸地域の最大
速度は、ケース１－１やケース１－２に比べると大きくなっている｡これは、アスペリティの応力降
下量が同程度であることから、アスペリティの面積が小さくなったため、アスペリティから生成されるパルス波の卓越周期が短くなったことと、神戸市周辺の深い地盤構造によるものと推察される｡
以上の検討結果から、アスペリティに関する震源断層パラメータの算定方法の違いは、強震動予測
結果に影響を与えることが分かった｡セグメント分けを行った場合（ケース１－２）では、セグメン
トに設定するアスペリティの面積がケース１－１と異なってくるが、アスペリティの総面積や応力降
下量はケース１－１とほぼ同じであるので、強震動予測結果はケース１－１と大差がない。アスペリ
ティの面積を震源断層全体の面積の約22％とするだけの場合（ケース１－３）では、強震動予測結果が大きめとなった｡本断層帯の場合、地震基盤から詳細法工学的基盤までの地盤構造が薄いことから、短周期成分の影響が顕著となるため、「石狩低地東縁断層帯の地震を想定した強震動評価」（地震調査委員会､2004e）での検討結果よりも、さらに違いが明瞭に現れたと推察される。また、震源断層全体の面積の約22％とし、さらに震源断層全体の平均応力降下量を設定する場合（ケース１－４）では、モデル１のように長大な断層に対しても、既往の研究と同程度の応力降下量が推定でき、強震動予測
結果もレシピに従った結果と同程度となる。
(6) 問題点と今後の課題(a) 問題点
アスペリティや破壊開始点の位置は地表における強震動予測結果に大きく影響する（地震調査委員会, 2003b，2003f，2004e）。しかし、情報の不足等により、モデル１、２、３については、破壊開始点を確定的に扱えなかった。そこで、モデル１、モデル３では、地盤増幅効果に加えてディレクテ
ィビティ効果により、瀬戸内海沿岸地域で揺れが大きくなると予想される位置に破壊開始点を設定した。モデル２では複数のケースを想定した。また、モデル５については、アスペリティや破壊開始点の位置、傾斜角や断層の種類についての情報が得られなかったので、「長期評価」やレシピを参照して平均的なケースを想定した。
アスペリティの総面積、および応力降下量は、強震動予測結果に大きく影響する（地震調査委員会,
2004e）。ここでは、レシピの改良を目的として、長大な震源断層モデルとなるモデル１に対し、試行ケースとして、別途３ケースの震源断層モデルを設定した。その結果、セグメント分けをした場合（ケース１－２）では、レシピに従って震源断層パラメータを設定したため、アスペリティの総面積や応力降下量はケース１－１とほぼ同じとなり、従って強震動予測結果もケース１－１と大差がなかった。アスペリティの面積を震源断層全体の面積の約22％とするだけの場合（ケース１－３）では、
強震動予測結果がケース１－１に比べて大きめに評価された｡アスペリティの総面積を震源断層全体の面積の約22％とし、これとFujii and Matsu'ura(2000)により推定されている震源断層全体の平均応力降下量3.1MPaから、アスペリティの応力降下量と震源断層全体の平均応力降下量に関する理論式によりアスペリティの応力降下量を推定した場合（ケース１－４）では、既往の研究事例や強震動予測
結果から乖離しない震源断層パラメータや予測結果が得られた。ただし、ここで用いた震源断層全体の平均応力降下量3.1MPaは、長大な横ずれ断層の巨視的震源特性に関する経験式として、限られたデータに基づき、地震発生層の剛性率を40GPa、断層幅を15kmとする等、いくつかの条件下で導出された値である。したがって、例えば、これらの条件と大きく異なる震源断層を想定する必要がある場
合には、3.1MPaをそのまま適用できない可能性がある。
「深い地盤構造」の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、今回の評価対象地域は、一部を除き、調査等が十分には実施されていない
ため、十分な情報が得られなかった。また、本断層帯が位置する中国山地周辺で基盤岩が露出してい130

る地域については、風化帯を設定したが、このための情報も十分ではなかった。したがって、このよ
うに調査結果等の資料が非常に限られている地域に対する三次元地下構造モデルの構築にあたっては、いくつかの仮定が必要となった。
地表における最大速度や震度を精度よく求めるには、「浅い地盤構造」についても一次元地下構造
モデルを作成し、これを用いて算定される地表における時刻歴波形から推定することが望ましい。しかし、ここでは地表における時刻歴波形を求めるだけの十分な地盤調査データが得られていないこと
より、一次元地下構造モデルの作成は行わず、微地形区分（約1km四方の領域ごとの情報）を利用した経験的な方法を用いた。また、地表の計測震度も、経験式を用いて地表の最大速度より換算して求めた。
(b) 今後の課題
個々の断層帯について想定したアスペリティや破壊開始点の位置は、必ずしも確定的なものではない。特に、モデル１～３では破壊開始点の位置、モデル５（那岐山断層帯）では、アスペリティや破壊開始点の位置、傾斜角や断層の種類についての情報が得られなかった。より信頼性の高い強震動予測を行うためには、例えば、深部構造探査等、これらの震源断層パラメータをより正確に推定するための継続的な調査研究が必要である。
アスペリティと破壊開始点の位置は、地表の地震動に大きな影響を与えることが報告されている（地震調査委員会, 2003b, 2003f, 2004e）。本報告でも、大原断層・土万断層・暮坂峠断層（モデル２）に対して、２ケースを想定することにより、破壊開始点の違いが強震動予測結果に与える影響について検討した。また、モデル３において破壊開始点をアスペリティの南東下端に配置した場合に、震源断層モデルの北西延長に位置する評価領域で推定される強震動は、モデル４で得られる結果にほぼ相当すると考えられるため、これらの領域について、両モデルの強震動予測結果を比較した。アスペリティと破壊開始点の位置等、情報の不足等により現状において確定的に扱えない震源断層パラメータに対しては、このような震源断層パラメータによる強震動予測結果のばらつきの大きさを把握しておくことが、強震動予測結果に対する評価・判断を行う上では非常に重要である。
震源断層の長さが震源断層の幅に比べて十分に大きい長大な断層に対するレシピの改良を目的として、モデル１に対して、①：２つのセグメントに分割（ケース１－２）②：震源断層全体の面積に対するアスペリティの総面積の比率を約22％（ケース１－３）③：②とFujii and Matsu'ura(2000)による震源断層全体の平均応力降下量3.1MPaから、Madariaga(1979)の理論式を用いてアスペリティの応力降下量を推定（ケース１－４）の３ケースについて試行的に検討した。その結果、ケース１－４では、モデル１のように長大な断層に対しても、既往の研究と同程度の応力降下量が推定でき、レシピに従った結果と同程度の強震動予測結果が得られた。ただし、ケース１－４で用いた震源断層全体の平均応力降下量3.1MPaは、その適用範囲や適用条件について十分な検討が行われていない。また、ケース１－２で行ったセグメント分けについては、例えば、粟田(2004)、遠田(2004)によるカスケード地震モデル等、新しいモデルが提案されているが、現時点では研究段階にある。以上のように、長大な断層に対する震源断層のモデ
ル化やパラメータの設定方法については、調査研究に必要なデータが不足していることもあり、研究途上の段階にある。今後はそれらの研究成果を取り入れながら、ここで検討した方法の検証も行うことにより、レシピの改良を進めていく必要がある。
また、より精度の高い強震動予測を行うためには、中小地震観測記録を用いた手法や深部地盤構造探査などにより、今後さらに地下構造（「深い地盤構造」、および「浅い地盤構造」）に関する情報を充実させ、詳細な地下構造モデルを構築していく必要がある。

131

2
3
1

7.3
1.6E+19

296.7

12.6

1.8E+19

[cm]

[MPa]

[Nm/s2]

Sa

Da

Δσa

148.4

[cm]

Sa

Da

Δσa

209.7

3～21

左横ずれ断層3～21

左横ずれ断層

247.8

ほぼ垂直

3～21

左横ずれ断層

247.8

ほぼ垂直

震源時間関数fmax

破壊伝播速度破壊様式[Hz][km/s]

6
中村・宮武(2000)による

6
中村・宮武(2000)による

6
中村・宮武(2000)による

130＊レシピの改良の観点から試行的に検討したケース。強震動評価結果については、説明文に最大速度分布を示す｡

同心円状
2.5（Vs=3.46km/sの72%）

同心円状
2.5（Vs=3.46km/sの72%）

同心円状
2.5（Vs=3.46km/sの72%）

中

アスペリティの位置

中央

3.5

67.6

424.3

9.3E+18

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

1.3E+19

14.7

185.9

115.7

7.0E+18

アスペリティの北西下端

2.6

89.4

648.2

1.9E+19

-

-

-

-

-

1.1E+19

13.7

252.4

95.9

7.8E+18

1.6E+19

13.7

357.0

191.9

2.2E+19

中

2.6

89.4

648.2

1.9E+19

-

-

-

-

-

1.1E+19

13.7

252.4

95.9

7.8E+18

1.6E+19

13.7

357.0

191.9

2.2E+19

第1アスペリティ 第2アスペリティ
の北西下端
の南東下端

2.3

179.9

1130.4

6.6E+19

-

14.4

410.6

77.4

1.0E+19

-

14.4

410.6

77.4

1.0E+19

-

14.4

580.6

154.8

2.9E+19

18
540

18
936

中

3.9

179.9

1130.4

6.6E+19

-

24.2

410.6

77.4

1.0E+19

-

24.2

410.6

77.4

1.0E+19

-

24.2

580.6

154.8

2.9E+19181440

第1アスペリティの北西下端

1.6

62.7

317.4

6.4E+18

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

1.6E+19

12.5

419.4

222.6

3.0E+19181440

破壊開始点の位置

2.6

80.9

529.1

1.4E+19

-

-

-

-

-

1.2E+19

12.5

424.2

123.6

1.7E+19

1.7E+19

12.5

599.9

247.3

4.8E+19

18
540

アスペリティの深さ

1.4

18
900

地表約30km（山崎断層南東部：琵琶甲・三木断層）

3～21

3～21
地表約52km（山崎断層北西部：大原・土万・暮坂峠断層）

92.9
左横ずれ断層161.1
左横ずれ断層

N50°W
ほぼ垂直

N60°W
ほぼ垂直

第１：北西（山崎断層帯主部北西部）、第２：北西（安富断層）、第３：中央（山崎断層帯主部南東部）

[MPa]

[cm]

Db

Σσb

N50°W
ほぼ垂直

134°45′～135°00′

34°58′～34°47′（北西端）～（南東端）

1.3E+19134°16′～134°43′

35°08′～34°53′（北端）～（南端）

1.9E+19

6.7

1.6E+19

4.9E+19
7.1

540

モデル３

936

ケース２－２モデル２
ケース２－１

第１：北西（山崎断層帯主部北西部）
第２：中央（山崎断層帯主部北西
部）

実効応力

846.5

74.1

2.0E+19

[Nm]

[km2]

Sb

Mob

背景 面積
領域 平均滑り量

地震モーメント

12.6

1.3E+19[MPa][Nm/s2]

Δσa

A

[cm]

Da

短周期レベル

148.4

Sa

410.6

2.0E+19

[Nm]

[km2]

Moa

12.6

1.3E+19[MPa][Nm/s2]A

410.6

2.0E+19

[Nm]

[km2]

Moa

A

5.6E+19

[km2]

Moa

地震モーメント
アス 面積
ペリ
平均滑り量
ティ
1 静的応力降下量

580.6

18

1440

[km]

[km2]
[Nm]

W

短周期レベル

3～21

左横ずれ断層

270.7

ほぼ垂直

134°45′～135°00′（北西端－屈曲点１－
屈曲点２－南東端）-

7.3

1.2E+20

ケース１－４＊1440

35°08′～34°53′～ 35°08′～34°53′～
34°58′～34°47′
34°58′～34°47′
134°16′～134°43′ 134°16′～134°43′～134°45°～～134°45°～
135°00′135°00′
N60°W～N80°W～
N60°W～N80°W～
N50°W
N50°W

（北西端－屈曲点１－
屈曲点２－南東端）-

7.3

1.2E+20

ケース１－３＊1440

地表約30km
地表約80km（大原・土 地表約80km（大原・土地表約80km（大原・土地表約50km（山崎断層南東
万・安富・琵琶甲・三 万・安富・琵琶甲・三万・安富・琵琶甲・三 （大原・土万・部：琵琶甲・三
木断層）
木断層）
木断層）
安富断層）
木断層）

3～21

S

[km]

247.8

左横ずれ断層

断層面積

L

断層面の長さ

[km]

[cm]

ほぼ垂直

断層面の幅

dep

地震発生層深さ

滑り方向

D

dip

傾斜角

平均滑り量

strike

走向

基準点の東経震
短周期レベル源
地震モーメント特性 アス 面積
ペリ
平均滑り量
ティ
3 静的応力降下量

そ
の
他
の
震
源
特
性

2.0E+1934°58′～
34°47′

地震モーメントアス 面積
微 ペリ 平均滑り量
視 ティ
的 2 静的応力降下量

巨
視
的
震
源
特
性

7.3

2.6E+1935°08′～34°53′～
35°07′～
34°58′～34°47′
35°09′
134°16′～134°43′
133°54′～～134°45°～
134°13′135°00′
N60°W～N80°W～
N60°W～N80°W
N50°W[Nm/s2]

3.7E+19540

基準点の北緯A

短周期レベル

7.9E+19900

モデル１（北西端）～
（南東端）

Mw

地震規模

1.2E+20

1440

[km2]
[Nm]

ケース１－２＊（北西端－屈曲点１－ （北西端－屈曲
屈曲点２－南東端） 点１－南東端）

Mo

地震モーメント

ケース１－１

モデル

ケース

基準点の位置

S

断層総面積

パラメータ

表 3.1.2-1 山崎断層帯の震源断層パラメータ143.2

中村・宮武(2000)による

6

2.5（Vs=3.46km/sの72%）

同心円状

第2アスペリティの北西下
北東端

中

第１：中央（山崎断層帯主部南東部）
第２：北東（草谷断層）

2.8

84.0

572.3

1.6E+19

-

-

-

-

-

1.0E+19

13.9

213.6

73.2

5.1E+18

1.4E+19

13.9

302.1

146.5

1.4E+19792

18

山崎東南（地表約30km）
草谷断層（地表約14km)

3～21

中村・宮武(2000)による

6

2.5（Vs=3.46km/sの72%）

同心円状

アスペリティの中央下端

中

中央

2.9

85.8

594.1

1.6E+19

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

1.8E+19

13.7

286.4

237.9

2.2E+19832

26

那岐山断層帯（地表約地表約32km
32km）

3～21

(山崎南東部：左横ずれ断北側隆起の断層(逆断層）層、草谷：右横ずれ断層）

136.3(45°N)

N80°W

ほぼ垂直

133°54′～134°13′

N50°W(山崎東南部）
N60°E（草谷）35°07′～35°09′（西端）～（東端）

1.8E+19

7.0

3.9E+19832

モデル５

134°45′～135°00′～
134°53′34°58′～34°47′～
34°44′（北西端）～（屈曲点）～（南西端）

1.7E+19

7.0

3.5E+19792

モデル４表 3.1.2-2 地震基盤以深の各層のモデルパラメータ
名称

S 波速度
(km/s)

P 波速度(km/s)

密度(g/cm3)

Ｑ

上部地殻
下部地殻
上部
マントル

3.46
3.80
4.10

5.90
6.60
7.20

2.70
2.90
3.10

300
500
500

表 3.1.2-3(1) 「深い地盤構造」に対する地下構造モデルに関する参考文献（速度構造の推定に用いた文献､図 3.1.2-8 参照）
図中の参
照番号

著者

1

石油公団

昭和63年度国内石油・天然ガス基礎
1990 調査 基礎試錐「香住沖」調査報告
書

2

石油公団

昭和57年度国内石油・天然ガス基礎
1983 調査 基礎試錐「鳥取沖」調査報告
書

3

衣笠ほか

1997

物理探査学会第96
Ｐ波及びＳ波ＶＳＰを用いた深層地
回学術講演論文
質調査集、pp.108-112

4

朴ほか

1996

日本地震学会講演
人工地震探査による兵庫県南部地震
予稿集、1996,№
震源域及びその周辺地域の地殻構造
２,B73

文献には地質は記載されて
いない。

5

朴ほか

1996

日本地震学会講演
高密度人工地震観測による淡路島北予稿集、1996,№
部浅部地殻構造２,B74

文献には地質は記載されていない。淡路島の地質文献から推定した。

6

蔵下ほか

1998

バイブレータ震源構造探査による淡 地震第２輯、51、
路島北部の上部地殻速度構造
pp.233-237

7鳥取県

鳥取県西部地震関連地域の地下構造
2003
探査成果報告書

8

沢田ほか

2001

発表年

2001

文献名

出典

備考

文献には地質は記載されていない。地質図および弓ヶ浜における温泉ボーリング
資料から該当する地質区分を推定した。

宍道地溝帯中軸部,美保湾で発見さ 地質学雑誌、107、れた更新世火山とその地質学的意義 ６、pp.394

第36回地盤工学研
微動アレーによる岡山市内の地下構究発表会講演論文
造推定集、pp.2333-2334

9

田中ほか

10

兵庫県土木
地質図編纂
委員会

1996 兵庫の地質－兵庫県地質図解説書

11

本州四国連
絡橋公団

1993 本州四国連絡橋地質地盤調査誌

133

文献には地質は記載されていない。児島湾のボーリン
グにおいて基盤上面に中部中新統が厚く堆積していることから地質区分を推定した。

表 3.1.2-3(2) 「深い地盤構造」に対する地下構造モデルに関する参考文献（その他の文献）
著者名

発表年

文献名

出典

日本地震工学大会-2003梗概
微動観測に基づく境港市の２次元Ｓ波速度構造の推定
集、pp.50-51
米子市における2000年鳥取県西部地震の強振動シミュレー
第26回地震工学研究発表会講ション
演論文集１、pp.369-372
人工地震探査による兵庫県南部地震震源域及びその周辺地域 日本地震学会講演予稿集、№
の地殻構造
２、B73
日本地震学会講演予稿集、№
高密度人工地震観測による淡路島北部浅部地殻構造
２、B74
国土地理院技術資料、Ｄ.1－
1:25,000都市圏活断層図「山崎」No.396新井 洋

2003

新井 洋・日比野浩・
Purido,N・久保哲夫

2001

朴 成実ほか1996

朴 成実ほか1996

千田 昇・岡田篤正・中
田 高・金田平太郎

2002

地質調査所

1995

100万分の１日本地質図第３版CD-ROM版

長谷川修一・斉藤 実

198

讃岐平野の生いたち－第一瀬戸内累層群以降を中心に－

橋爪道郎ほか

1966

服部 仁

1978

服部 仁・片田正人

1964

５万分の１地質図幅「根雨」及び同説明書

地質調査所

平田 直ほか

1996

淡路島横断反射・散乱法地震探査(TAPS)(2)

地球惑星科学関連学会1996年
合同大会予稿集、A21-P11

広川 治・東郷文雄・神
戸信和

1954

５万分の１地質図幅「大屋市場」及び同説明書

地質調査所

広島県

1980

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「府中」

広島県

1982

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「尾道・土生」

広島県

1997

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「上石見・新見・油木」

本州四国連絡橋公団

1993

本州四国連絡橋地質地盤調査誌

古川隆治・富沢昭文

1985

基礎試錐「鳥取沖」

藤田和夫・笠間太郎

1983

神戸地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅） 地質調査所

藤田和夫・前田保夫

1984

須磨地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅） 地質調査所

兵庫県

1982

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「由良・鳴門海
峡」

兵庫県

1984

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「北条」

兵庫県

1987

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「佐用・板根」

兵庫県

1989

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「高砂」

兵庫県

1990

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「播州赤穂・姫路・坊勢島・寒霞渓」

兵庫県

1993

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「福知山」

兵庫県

1995

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「神戸」

兵庫県

1999

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「出石・大江
山」

兵庫県

2000

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「城崎・宮津」

兵庫県

2001

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「香住」1996

兵庫の地質－兵庫県地質図解説書・土木地質編－

1997

阪神・淡路大震災と六甲変動－兵庫県南部地震域の活構造調査報告－

今村外治・長谷 晃

1988

日本地方地質誌『中国地方』新版

井本伸広・松浦浩久

1991

園部地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅） 地質調査所

猪木幸男・弘原海清

1980

上郡地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅） 地質調査所

兵庫県土木地質図編纂委員会
兵庫県立人と自然の博物館

アーバンクボタ28,古瀬戸内
海と瀬戸内火山岩類、pp.5259

第１回,第２回倉吉爆破および花房爆破観測より得られた西部
地震第２輯、19、pp.125-134
日本の地殻構造上石見地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図
地質調査所
幅）

石油技協誌、50、pp.43-52

134

朝倉書店

表 3.1.2-3(3) 「深い地盤構造」に対する地下構造モデルに関する参考文献（その他の文献のつづき）
著者名
猪木幸男・坂本

発表年
亨

文献名

出典

1977

多里地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅） 地質調査所

市原 稔編

1993

大阪層群

創元社

伊藤谷生ほか1996

四国中央構造線地下構造の総合物理探査

地質学雑誌、102-4、pp.346360

地震調査研究推進本部地震調査委員会2003

山崎断層帯の長期評価について、
http://www.jishin.go.jp/main/

香川県

1972

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「観音寺」

香川県

1974

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「高松南部」

香川県

1975

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「高松・草壁・
西大寺・寒霞渓」

香川県・徳島県

1972

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「池田」
平成13年度科学技術振興調整
費 地盤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、平成13年度研究成
果報告書、pp.119-130

香川敬生・趙 伯明・宮
腰 研

2003

海上保安庁水路部

1992

鹿野和彦・中野俊

1985

鹿野和彦・中野俊

1986

恵曇地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅） 地質調査所

鹿野和彦・竹内圭史

1991

今市地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅） 地質調査所

鹿野和彦・山内靖喜

1994

松江地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅） 地質調査所

鹿野和彦・吉田史郎

1985

境港地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅） 地質調査所

河合正虎

1957

５万分の１地質図幅「津山東部」及び同説明書

地質調査所

河村知徳・荒井良祐・小先章三・中田友之・津村紀子・伊藤谷生

1998

反射法地震探査による淡路島小倉地区の詳細な地下構造調査

月刊地球、号外21、pp.144148

神戸信和・広川1963

５万分の１地質図幅「佐用」及び同説明書

地質調査所

経済企画庁

1967

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「米子」

近畿地方土木地質図編纂
委員会

1981

近畿地方土木地質図、同説明書

衣笠善博・馮 少孔・杉山長志・石川浩次

1997

Ｐ波及びＳ波ＶＳＰを用いた深層地質調査

物理探査学会第96回学術講演
論文集、pp.108-112

小泉金一郎・藤本博巳・
井口博夫・内津 将・河
野芳輝

1994

瀬戸内海における海上重力測定

測地学会誌、40-4、pp.333345

治

国土交通省土地・水資源局国土調査課

地殻・地盤構造情報の収集と物性値の特性化

５万分の１沿岸の海の基本図海底地形地質調査報告「美保関」
美保関地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図
幅）

地質調査所

全国地下水資料台帳、国土調査ホームページ、
http://tochi.milt.go.jp/tochimizu/catalog

国土庁土地局国土調査課

1973

土地分類図（香川県）

国土庁土地局国土調査課

1974

土地分類図（兵庫県）

国土庁土地局国土調査課

1974

土地分類図（岡山県）

駒澤正夫・太田陽一・渋谷昭栄・熊井 基・村上稔

1996

大阪湾の海底重力調査とその構造

135

物理探査、49-6、pp.459-473

表 3.1.2-3(4) 「深い地盤構造」に対する地下構造モデルに関する参考文献（その他の文献のつづき）
著者名

発表年

文献名

出典

蔵下英司・篠原雅尚・津
村紀子

1998

栗本史雄・牧本 博

1990

栗本史雄・松浦浩久

1993

篠山地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅） 地質調査所

栗田泰夫・鈴木康弘

1996

成７年度活断層研究調査概要
1995年兵庫県南部地震を生起した野島断層系の活動履歴及び報告書、地質調査所研究資料
活動性調査
集№259

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）

松浦浩久・栗本史雄

1995

広根地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅） 地質調査所

松浦 誠・芳賀保夫

1976

主要都市及びその周辺部の地盤特性と基礎工法 2.中国地区

基礎工、4-12、pp.44-62

三梨 昂・徳岡隆夫

1988

中海・宍道湖 地形・底質・自然史アトラス

島根大学山陰地域研究総合センター

光野千春・沼野忠之・高
橋達郎

1982

岡山の地学

山陽新聞社

光野千春・大森尚泰

1965

５万分の１地質図幅「周匝」及び同説明書

地質調査所

水野清秀・服部 仁

1990

明石地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅） 地質調査所

水野清秀・吉岡敏和・岡村 眞・松岡裕美

1996

淡路島南部,湊－本庄断層の活動性調査

平成７年度活断層研究調査概要報告報告書、地質調査所研
究資料集№259

村田明弘・竹村恵二・宮田隆夫・林 愛明

1998

野島断層500ｍボーリングコアの層序と累積変位

月刊地球、号外21、pp.137143

日本の地質『中国地方』
編集委員会編1993

日本の地質７中国地方

共立出版

日本の地質『四国地方』
編集委員会編1993

日本の地質８四国地方

共立出版

西田良平・寺田一樹・吉川大智・野口竜也・金本宏司・岡本拓夫

2002

2000年鳥取県西部地震と弓ヶ浜半島の地下構造

物理探査、55-6、pp.473-484

野口竜也・西田良平・岡本拓夫・平澤孝規

2003

人工地震・微動・重力観測による鳥取平野の地盤構造の推定

第27回地震工学研究発表会論文集、CD-ROM

岡本拓夫・西田良平・野
口竜也

2003

鳥取県西部地震(2000,M7.3)時に認められた境港市の異常震域に関する一考察

第27回地震工学研究発表会論文集、CD-ROM

岡山県

1979

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「岡山南部」

岡山県

1980

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「津山東部」

岡山県

1982

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「周匝・上郡」

岡山県

1987

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「大山・湯本」

岡山県

1990

５万分の１土地分類基本調査（表層地質図）「板根・佐用」

太田良平

1962

５万分の１地質図幅「米子」及び同説明書

地質調査所

太田良平

1962

５万分の１地質図幅「湯本」及び同説明書

地質調査所

尾崎正紀・栗本史雄・原
山 智

1995

北条地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅） 地質調査所

尾崎正紀・松浦浩久

1988

三田地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅） 地質調査所

バイブレータ震源構造探査による淡路島北部の上部地殻速度
地震第２輯、51、pp.233-237
構造福知山地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図
地質調査所
幅）

136

表 3.1.2-3(5) 「深い地盤構造」に対する地下構造モデルに関する参考文献（その他の文献のつづき）
著者名

発表年

文献名

出典

尾崎正紀・松浦浩久・佐
藤喜男

1996

神戸層群の地質年代

地質学雑誌、102-2、pp.7383

Sato.H・Hirata.H・
Ito.T・Tsumura.N・
Ikawa.T

1998

Seismic reflection profiling across the seismogenic
fault of the 1995 Kobe earthquake,southwestern Japa

Tectonophysics，286，
pp.19-30

澤田明宏・長尾年恭・伊藤 潔・木下正高

1999

琵琶湖ボーリング孔の温度検層データから抽出した過去の気琵琶湖博物館研究報告、№候変動、烏丸地区深層ボーリング調査団編、琵琶湖東岸・烏12、pp.147-153
丸地区深層ボーリング調査

沢田順弘・徳岡隆夫・山内靖喜・三瓶良和・西村
清和

2001

宍道地溝帯中軸部,美保湾で発見された更新世火山とその地質 地質学雑誌、107-6、pp.392学的意義405

石油開発公団

1975

石油公団

1983

石油公団

1990

四国地方土木地質図編纂委員会
新編島根県地質図編集委
員会
鈴木茂之・壇原 徹・田中 元
高橋 浩・寒川 旭・水野清秀・服部 仁
玉木賢策・湯浅真人・村上文敏
田中 均・山田悦子・入江紀嘉・福元俊一・小西純一

昭和49年度大陸棚石油·天然ガス基礎調査 基礎物理探査「北陸－山陰」調査報告書
昭和63年度国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐「鳥取沖」
調査報告書
昭和63年度国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐「香住沖」
調査報告書

1998

四国地方土木地質図,同解説書

1997

1:200,000新編島根県地質図

内外地図株式会社

2003

吉備高原に分布する第三系のフィッション・トラック年代

地学雑誌、112-1、pp.35-49

1992

洲本地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅） 地質調査所

1982

海洋地質図20『隠岐海峡海底地質図』

地質調査所

2001

微動アレーによる岡山市内の地下構造推定

第36回地盤工学研究発表会講演論文集、pp.2333-2334

田中 隆・小草欽治

1981

山陰沖における中期中新世以降の構造運動

地質学雑誌、87-11、pp.725736

鳥取県

1966

鳥取県地質図説明書

鳥取県

2002

平成13年度鳥取県西部地震関連地域の地下構造調査

鳥取県

2003

平成14年度鳥取県西部地震関連地域の地下構造調査

鳥取県

2004

鳥取県西部地震関連地域の地下構造調査

佃 栄吉

1997

中央構造線活断層系（紀伊半島地域）の活動性調査

地質調査所研究資料集№303（平成８年度活断層研究調査
概要報告書）、pp.73-94

1996

徳島県鳴門市坂東観測井周辺の地下構造

第11回地質調査所研究講演会
資料 兵庫県南部地震の地質学的背景、pp.90-93

津久井雅志

1984

大山火山の地質

地質学雑誌、90、pp.643-658

津久井雅志・西戸祐嗣・
長尾敬介

1985

蒜山火山群・大山火山のＫ-Ar年代

地質学雑誌、91、pp.279-288

津村紀子ほか

1996

淡路島横断反射・散乱法地震探査(TAPS)による地質構造解明 地球惑星科学関連学会1996年(速報)
合同大会予稿集、A21-P12

通商産業省

1970

昭和43年度広域調査報告書「北島根地域」

中国地方土木地質図編纂
委員会

1984

中国地方土木地質図,同解説書

中国地方基礎地盤研究会

1995

山陰臨海平野地盤図

上村不二雄・坂本 亨・
山田直利

1979

若桜地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅） 地質調査所

佃 栄吉・佐藤努

137

表 3.1.2-3(6) 「深い地盤構造」に対する地下構造モデルに関する参考文献（その他の文献のつづき）
著者名

発表年

文献名

出典

氏家良博

1976

広島・岡山両県の北部に分布する中新統備北層群の堆積環境
地質学雑誌、82-1、pp.51-67
について

山田直利

1961

５万分の１地質図幅「奥津」及び同説明書

地質調査所

山田直利

1966

５万分の１地質図幅「智頭」及び同説明書

地質調査所

1990

海洋地質図35『鳥取沖海底地質図』

地質調査所

1993

海洋地質図40『経ヶ岬沖海底地質図』

地質調査所

山元孝広・星住英夫

1988

丹後半島新第三系の層序と中期中新世の火山活動

地質学雑誌、94-10、pp.769781

山元孝広・栗本史雄・吉
岡敏和

2000

龍野地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅） 地質調査所

山元孝広・栗本史雄・吉
岡敏和

2002

山崎地域の地質、地域地質研究報告（５万分の１地質図幅） 産業技術総合研究所

山本裕雄・栗田祐司・松
原尚志

2000

山内靖喜

2001

山内靖喜・岩田昭夫

1998

宍道低地帯東部における熱水資源評価

応用地質、39-4、pp.361-371

山内靖喜・岩田昭夫・野村律夫・佐藤 勉・角
秀紀

1997

松江温泉第二温泉源と竹内団地泉源の掘削資料について

山陰地域研究、13、pp.11-23

横倉隆伸・加藤直巳・山口和雄・宮崎光旗

1996

第11回地質調査所研究講演会
反射法深部地下構造探査による1995年兵庫県南部地震震源域
資料 兵庫県南部地震の地質
周辺の断層・基盤構造
学的背景、pp.33-36

横倉隆伸ほか1998

大阪湾における反射法深部地下構造探査

米子工業高等専門学校

1985

岡山県臨海地帯地盤図

吉川宗治・岩崎好規・井川 猛・横田 裕

1992

反射法地震探査による和歌山県西部の中央構造線の地質構造 地質学論集、40、pp.177-186

吉岡敏和・水野清秀・栗
田泰夫

1996

淡路島中部,志筑断層及び先山断層の活動性調査

山本博文・上嶋正人・岸本清行
山本博文・上嶋正人・岸本清行

兵庫県淡路島北部の第三系岩屋層から産出した始新世石灰質 地質学雑誌、106-5、pp.379ナンノ・渦鞭毛藻化石とその意義
382
島根県地学会会誌、16、宍道断層はどのようにしてできたか
pp.25-29

138

地質調査所月報、49-11、pp.571-590

平成７年度活断層研究調査概要報告報告書、地質調査所研
究資料集№259

表 3.1.2-4

各地域の地質構造と三次元地下構造モデルに用いた物性分布（Vp･Vs(km/sec),ρ(g/cm3)）の対応表

山陰
鮮新統・ Ｄ
第四紀火山
中部中新 Ｅ
統下部～
下部中新
統
Ｇ

基盤岩

Ｈ

近畿
京都盆地

中国山地～
瀬戸内

四国・淡路・
和歌山

大阪平野

鮮新統・ Ａ
更新統

鮮新統・ Ａ
更新統

鮮新統・ Ａ 鮮新統・ Ａ 鮮新統・ Ａ
更新統
更新統
更新統

Ｄ

Ｄ

古第三系 Ｅ

後期白亜 Ｆ
系

基盤岩

Ｈ

基盤岩

基盤岩

近江盆地

Ｄ

Ｂ

Ｈ

Ｃ 堆積層下 Ｆ

Ｂ

の基盤岩
の風化帯
堆積層下 Ｆ
の基盤岩
の風化帯

Ｈ

Ｇ

Ｇ 基盤岩
基盤岩

Ｈ

F
3.8
1.6
2.4

G
4.4
2.0
2.5

*上記表の記号は下表を参照。

地層
A
Vp(km/s) 1.8
Vs(km/s) 0.55
3
ρ(g/cm ) 1.9

B
2.0
0.59
2.0

C
2.2
0.71
2.1

表 3.1.2-5

D
2.5
0.88
2.1

E
3.3
1.3
2.3

風化帯の設定速度区分
層厚(m)Vp(km/s)Vs(km/s)

1.8

0.55

18

2.0

0.59

21

2.2

0.71

25

2.5

0.88

31

3.3

1.3

47

3.8

1.6

57

4.4

2.0

68

5.2

3.46

84

139

H
5.2
3.46
2.6

Ｈ

「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

震源断層モデルの特性化
震源断層モデルの修正

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 秒

No

国土数値情報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「簡便法」による強震
動予測結果（地表の震度分布）「詳細法」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 3.1.2-1 強震動評価の流れ
140

図 3.1.2-2 強震動評価範囲と波形例を示す評価地点

モデル 1

モデル 2

モデル 3

モデル 4

モデル 5

図 3.1.2-3 山崎断層帯の活断層位置と強震動評価に用いた震源断層の地表トレース､および想定ケース（地震調査委員会,2003i に加筆）

141

（dip=90°）
SE 方向

SE 方向

SE 方向

SE 方向

図 3.1.2-4(1) 想定した震源断層モデル（モデル１：山崎断層帯主部北西部（大原断層・土万断層・安富断層）と南東部との連動）
142

図 3.1.2-4(2) 想定した震源断層モデル（モデル２、３）

143

約 29 %

図 3.1.2-4(3) 想定した震源断層モデル（モデル４、５）

144

5
4
1

破壊伝播様式（式番号は、分冊２の１章

破壊伝播速度（1-23）式
破壊開始点

震源断層の形状等

加速度震源スペクトル
短周期レベル A（1-7）式×約 22％(入倉・三宅,2001)（1-17）,（1-18）式

各アスペリティの実効応力 σai
σai = ⊿σai
背景領域の実効応力 σbσai → σb

各アスペリティの応力降下量 ⊿σai

fmax

すべり速度時間関数（1-19）～（1-22）式

各アスペリティ及び背景領域の平均すべり量 Dai Db（1-10）～（1-14）式

各アスペリティの面積 Sai

Madariaga(1979)

分配率

アスペリティの位置・数⊿σ=3.1MPa(Fujii and Matsu'ura, 2000)

アスペリティの応力降下量 ⊿σa（1-15-1）式（1-15-2）式

アスペリティの総面積 Sa

微視的震源特性

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

145

図 3.1.2-5 活断層で発生する地震の震源特性の設定の流れ
震源断層を想定した強震動予測手法（「レシピ」）に対応する。破線は今回試行的に行ったケースを表す。）

平均すべり量 D（1-5）式（1-6）式

地震モーメント M0

震源断層面積 S（1-1）式

震源断層形状その他の震源特性

地震発生層のＳ波速度（1-2）,（1-3）式

経験的関係

巨視的震源特性活断層調査

特性化震源モデル

震央分布図山崎断層帯

矩形内を南東方向から見た断面図

矩形内を南西方向から見た断面図

図 3.1.2-6 山崎断層帯付近の微小地震分布（1997.10～2004.9、気象庁の震源データによる）146

ケース１－３，１－４はアスペ
リティの応力降下量から短周期レベルを計算した参考値。

図 3.1.2-7 地震モーメント M0 と断層面積 S の経験的関係（上）および地震モーメント M0と短周期レベル A の関係（下）

147

6
3

5
.
5
3

5
3

5
.
4
3

7

9

1

5
.
4
3
1

4
3
1

5
.
3
3
1

3
3
1

5
.
2
43
31

3
6

5

10

11

4

148

図 3.1.2-8 「深い地盤構造」に対する３次元地下構造モデルの作成に用いた文献の位置図 (番号は表 3.1.2-3 を参照)

8

2

5
3
1

8
4
1

図 3.1.2-9 「深い地盤構造」に用いた三次元地下構造モデル（各速度層上面の深さ分布[GLm]）149

Vs=550m/s H≧5.0m
Vs=550m/s H＜5.0m

増幅率

図 3.1.2-10 「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/s の層厚が５ｍ以上の場合は Vs=550m/s、５ｍ未満の場合
は Vs=590m/s とする。（右図参照））から地表までの最大速度の増幅率（「浅い地盤構造」）

150

図 3.1.2-11(1) 「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/s、Vs=590m/s）上の計算波形例（モデル１、ケース１－１、ハイブリッド合成法、速度波形、左：NS 成分、右：EW 成分、各表記施設に最も近い評価地点）151図 3.1.2-11(2) 「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/s、Vs=590m/s）上の計算波形例（モデル２、ケース２－１、ハイブリッド合成法、速度波形、左：NS 成分、右：EW 成分、各表記施設に最も近い評価地点）

152図 3.1.2-11(3) 「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/s、Vs=590m/s）上の計算波形例（モデル２、ケース２－２、ハイブリッド合成法、速度波形、左：NS 成分、右：EW 成分、各表記施設に最も近い評価地点）

153図 3.1.2-11(4) 「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/s、Vs=590m/s）上の計算波形例（モデル３、ハイブリ
ッド合成法、速度波形、左：NS 成分、右：EW 成分、各表記施設に最も近い評価地点）

154図 3.1.2-11(5) 「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/s、Vs=590m/s）上の計算波形例（モデル４、ハイブリ
ッド合成法、速度波形、左：NS 成分、右：EW 成分、各表記施設に最も近い評価地点）

155図 3.1.2-11(6) 「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/s、Vs=590m/s）上の計算波形例（モデル５、ハイブリ
ッド合成法、速度波形、左：NS 成分、右：EW 成分、各表記施設に最も近い評価地点）

156

成分
成分

図 3.1.2-12(1) 「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/s、Vs=590m/s）上の地震動の減衰定数５％擬似速度応答スペクトル（モデル１：ケース１－１、ハイブリッド合成法、各表記施設に最も近い評価地点）

157

成分
成分

図 3.1.2-12(2) 「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/s、Vs=590m/s）上の地震動の減衰定数５％擬似速度応答スペクトル（モデル２：ケース２－１、ハイブリッド合成法、各表記施設に最も近い評価地点）

158

成分
成分

図 3.1.2-12(3) 「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/s、Vs=590m/s）上の地震動の減衰定数５％擬似速度応答スペクトル（モデル２：ケース２－２、ハイブリッド合成法、各表記施設に最も近い評価地点）

159

成分
成分

図 3.1.2-12(4) 「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/s、Vs=590m/s）上の地震動の減衰定数５％擬似速度応答スペクトル（モデル３、ハイブリッド合成法、各表記施設に最も近い評価地点）

160

成分
成分

図 3.1.2-12(5) 「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/s、Vs=590m/s）上の地震動の減衰定数５％擬似速度応答スペクトル（モデル４、ハイブリッド合成法、各表記施設に最も近い評価地点）

161

成分
成分

図 3.1.2-12(6) 「詳細法工学的基盤」（Vs=550m/s、Vs=590m/s）上の地震動の減衰定数５％擬似速度応
答スペクトル（モデル５、ハイブリッド合成法、各表記施設に最も近い評価地点）

162

図 3.1.2-13(1) 「詳細法」による強震動予測結果：「詳細法工学的基盤」上の最大速度分布（モデル１：ケース１－１、１－２、１－３）
163

図 3.1.2-13(2) 「詳細法」による強震動予測結果：「詳細法工学的基盤」上の最大速度分布（モデル１：ケース１－４、モデル２：ケース２－１、２－２）

164

図 3.1.2-13(3) 「詳細法」による強震動予測結果：「詳細法工学的基盤」上の最大速度分布（モデル３、モデル４、モデル５）165

図 3.1.2-14(1) 「詳細法」による強震動予測結果：地表の最大速度分布（モデル１：ケース１－１、１－２、１－３）

166

図 3.1.2-14(2) 「詳細法」による強震動予測結果：地表の最大速度分布（モデル１：ケース１－４、モデル２：ケース２－１、２－２）

167

図 3.1.2-14(3) 「詳細法」による強震動予測結果：地表の最大速度分布（モデル３、モデル４、モデル５）168

※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。左図は、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 3.1.2-15(1) 詳細法による強震動予測結果：地表の震度分布（モデル 1：ケース１－１、モデル２：ケース２－１、２－２）
169

※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。左図は、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 3.1.2-15(2) 詳細法による強震動予測結果：地表の震度分布（モデル３、４、５）

170

モデル１

モデル２

モデル３

震度
３

４

５弱 ５強 ６弱 ６強以上

図 3.1.2-16(1) 「簡便法」による強震動予測結果：地表の震度分布(モデル１～モデル３)
171

モデル４

モデル５

震度
３

４

５弱 ５強 ６弱 ６強以上

図 3.1.2-16(2) 「簡便法」による強震動予測結果：地表の震度分布(モデル４、モデル５)172

図 3.1.2-17 「詳細法工学的基盤」における最大速度値を Vs＝600m/s 相当に換算した値と司・翠川（1999）の距離減衰式との比較

173

3.2

現在の「レシピ」による海溝型地震の強震動評価結果

海溝型地震の強震動評価としては、宮城県沖地震、三陸沖北部、日向灘の地震を想定した強震動評価を実施している（地震調査委員会, 2003e, 2004b, 2005c）。ただし、宮城県沖地震を想定した
強震動評価において、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,2004b）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。分冊２の２章で示したように、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た。そして、日向灘の地震を想定した強震動評価（地震調査委員会,2005c）では、海溝型地震の強震動予測では初めての試みとして、ハイブリッド合成法を採用した。幾つかの観測点では、計算波形と観測波形との比較において、調和的な結果が得られている*。ここでは、これらのうち、宮城県沖地震を想定した強震動評価について紹介する。ただし、同評価結果には、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。
以下では、その修正結果を掲載する。
3.2.1

宮城県沖地震を想定した強震動評価

宮城県沖地震に関して、地震調査委員会(2000)は、「宮城県沖地震の長期評価」（以下「長期評価」と呼ぶ）、また、地震調査委員会長期評価部会(2002)は、「次の宮城県沖地震の震源断層の形
状評価について」（以下「形状評価」という）を公表した。地震調査委員会強震動評価部会(2002a)
は、上記評価結果を踏まえ、宮城県沖地震を想定した強震動予測手法についての検討結果及び強震
動予測の試算結果をまとめた（以下「中間報告」という）。この「中間報告」の強震動評価は、「レシピ」に基づいたものであり、その評価結果は過去の宮城県沖地震のおおまかな震度分布を説明できるものであった。
一方、1978年宮城県沖地震については、強震動評価の検証に資する地震動記録が得られているが、「中間報告」の評価結果は、これら観測記録との整合性について問題が指摘されていた。本検討では、原則「レシピ」に基づきながらも、観測波形を再現することに主眼をおいて、震源モデルの設
定、地震動予測手法の検討を行った。その結果、震度としては、観測記録と調和的な結果が得られた。しかし、ハイブリッド合成法による計算波形は、統計的グリーン関数法による結果よりも観測波形との対応が良くなかった。以下に、評価に至る説明文を記載する。
(1)

宮城県沖地震強震動評価の概要

ここでは、宮城県沖地震を想定した強震動評価の概要として、評価全体の流れ、強震動評価の対象となる震源域、評価地点及び評価項目について述べる。
(a) 評価全体の流れ
宮城県沖地震を想定した強震動評価全体の流れを以下に示す。図3.2.1-1には作業内容をフローチャートにして示す。
① 本検討での震源モデルは、「長期評価」、「形状評価」により設定した「中間報告」の震源モデルを基にした。「単独の場合」については、震源域をA1またはA2とする２つのケ*

日向灘の地震を想定した強震動評価については、地震調査研究推進本部ホームページ（http://www.jishin.go.jp/）を参照されたい。

174

②
③

④

⑤

⑥

ース(以下ケースA1、ケースA2という)、「連動した場合」については領域Ａ（A1とA2を合わせた領域）及び領域Ｂを震源域とするケースを想定した。
「単独の場合」については、1978年の宮城県沖地震で観測された波形データ等を参照し、
微視的震源特性を評価し、上記の「中間報告」で設定した震源モデルを修正した。
震源域周辺の三次元地下構造モデルは、工業技術院地質調査所(2000)の重力データを基に既存の探査データを利用して作成し、浅い地盤構造モデルは国土数値情報（国土地理院，
1987）を基に作成した。
「単独の場合」については、上記のとおり設定した特性化震源モデル及び三次元地下構造モデルより、半経験的手法（統計的グリーン関数法）とハイブリッド合成法（「レシピ」参照）を用いて強震動評価を行った。
④の強震動評価結果（震源域をA1とした計算波形）と観測波形（1978年の宮城県沖地震）とを比較したところ、ハイブリッド合成法による結果は、計算波形の振幅が小さい等、観測波形と調和的でないと判断された。その理由について、(5)(c)予測結果の検証や(6)問
題点と今後の課題で述べるような検討を行った結果、「詳細法」による強震動評価結果としては、統計的グリーン関数法による結果を採用することとした。
「連動した場合」の強震動評価については、アスペリティなどの微視的震源特性を設定するための情報が無いこと、及び断層規模の増大に伴い評価範囲を広くする必要があったことより、「簡便法」を用いた。

以下では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「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」の考え方については、「レシピ」に基づいており、その内容と重複する事項についてはここでは簡単に記述する。
(b) 強震動評価の対象とする震源域
宮城県沖地震を想定した強震動評価の対象とする震源域としては、「形状評価」に基づいて以下に示す「単独の場合」２つと「連動した場合」１つを想定した。「形状評価」による震源域の平面図及び断面図を図3.2.1-2に示した。
A1（M 7.6）（ケースA1）
A2（M7.4）（ケースA2）「連動した場合」領域Ａ及び領域Ｂ(M8.0)「単独の場合」(c) 評価地点
本検討では、強震動の評価範囲として、「詳細法」による評価範囲と「簡便法」による評価範囲の２つを設定した。このうち「詳細法」による強震動計算については、計算負荷が大きいため、計算範囲の広さ（ボリューム）と最大周波数との積であらわされる「計算量」が制限される。ここでは、理論的に計算できる下限周期を短くすることを優先し、ケースA1、ケースA2ごとに下記のとおり評価範囲を設定し（図3.2.1-3）、その評価範囲を約1km四方の領域に分割した。評価地点は、各領域の中心点とした。
A1：北緯 38°00′～ 38°45′
東経140°40′～141°40′（但し、理論的手法による計算範囲は、東経140°40′～142°40′）
A2：北緯 37°45′～ 38°30′
東経140°40′～141°40′（但し、理論的手法による計算範囲は、東経140°40′～142°40′）

175

「簡便法」による評価範囲は、「連動した場合」で震度６弱以上の揺れに見舞われると予測される地域を含む範囲とし、評価地点としては、
北緯 37°00′～ 39°10′
東経140°10′～142°00′の範囲にある約1km四方の領域の中心点（約5万地点）とした（図3.2.1-3）。
(d) 評価項目
本検討における強震動の評価項目は、下記のとおり。
「詳細法」● 「詳細法工学的基盤」（(3)地下構造モデルの設定参照）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「簡便法」● 工学的基盤（Vs=400m/s相当：(3) 地下構造モデルの設定参照）上の最大速度● 地表の最大速度及び震度(2)

宮城県沖地震の震源特性の設定

ここでは、宮城県沖地震の震源特性を評価した内容について、震源パラメータごとに説明する。
本検討では、「中間報告」と同様に、「単独の場合」としてA1とA2の震源域それぞれで発生した地震、「連動した場合」として領域Ａ及び領域Ｂの震源域で発生した地震の３つの地震を想定した。
これらの震源断層パラメータについては、表3.2.1-1にまとめ、図3.2.1-4にはそれぞれの震源域、アスペリティ、破壊開始点の位置を示した。また、本検討と「中間報告」におけるそれぞれの震源モデル（A1）の相違について、図3.2.1-5にまとめて示す。
(a) 巨視的震源特性
a. モーメントマグニチュード、地震モーメント、平均応力降下量「単独の場合」のケースA1について、地震モーメントM0(N･m=107 dyn･cm)及び平均応力降下量Δσは、1978年宮城県沖地震のデータを解析して求めたSeno et al.(1980)のモデルの値を用いた。なお、
この地震モーメントより、次に示すモーメントマグニチュード Mwの定義式を用いて Mwを求めると、「中間報告」の設定より0.1大きい7.6となる。
log M0 = 1.5Mw + 9.1......................................... (3-11)｢単独の場合｣のケースA2については、「中間報告」同様に「形状評価」で各震源域について想定されている Mwより設定した。地震モーメントは、(3-11)式より算定した。
「連動した場合」については、まず「単独の場合」で設定するA1とA2の震源域の面積と「形状評価」で想定されているＢの震源域の面積の合計から、次に示す宇津(2001)によるモーメントマグニ
チュード Mwと震源面積 S の経験式を用いてモーメントマグニチュードを算定した。そして、地震モ
ーメントは(3-11)式から算定した。
log S（km2）= Mw – 4.0 ...................................... (3-12)b.

震源断層の面積・位置・形状・傾斜角・深さ
震源断層の面積・位置・形状・傾斜角・深さは、「形状評価」等に基づき、下記のようにして設定した。
① 「単独の場合」の震源断層の面積Sは、各ケースで想定されている地震モーメント及び震源断176

層全体の平均応力降下量（7MPa）から、Kanamori and Anderson(1975)の地震モーメントと震源断層の面積の関係式[レシピ(1-24)式参照]により算定した。
② 「中間報告」同様に単独の場合では菊地・山中(2001)による1978年、1936年の宮城県沖地震のすべり分布を参照して、それぞれケースA1とケースA2の震源域を設定した。「連動した場合」の震源域Ｂについては、羽鳥(1976)による1897年に発生した海溝寄りの地震における津波の波源域を基にその面積も含めて設定した。
③ 傾斜角・深さについては、それぞれの地震の震源域に対応する三浦ほか(2001)による陸のプ
レートと太平洋プレートとの境界面に合わせるように設定した。
平均すべり量 D
震源断層全体の平均すべり量 D は、想定震源域の平均的な剛性率 μ、地震モーメント M0 及び震源断層の面積 S を用いて推定した[レシピ(1-5)式参照]。
c.

(b) 微視的震源特性
宮城県沖地震の微視的震源特性として、アスペリティの数・位置・面積・平均すべり量・平均応力降下量・実効応力、背景領域の平均すべり量・実効応力の設定について以下に説明する。
なお、微視的震源特性を評価するのは、「単独の場合」だけとする。「連動した場合」について
は、微視的震源特性を評価するのに十分なデータが無いことより、巨視的震源特性のみで強震動評価を行う。
短周期レベル A
ケースA1の短周期レベル A（N・m/s2；短周期領域における加速度震源スペクトルのレベル）は、
1978年宮城県沖地震の観測記録のうち東北大学において得られた記録を用いて算出した。その際の震源距離は、上記のケースA1の2つのアスペリティの中間と観測点の距離とした。地震モーメントとここで算出した短周期レベルとの関係を図3.2.1-6に示す。ここで算出した短周期レベルは、壇ほか(2001)の経験式と比べると2.3倍となっているが、太平洋岸の海溝性地震の地震モーメントと短周期レベルの関係を見ると、そのばらつきの範囲内にある。
ケースA2の短周期レベルは、ケースA1の地震モーメントと短周期レベルの関係を、ケースA2の地震モーメントにあてはめて算出した。

a.

b.

アスペリティの数・位置・面積・平均応力降下量
ケースA1について、アスペリティの数、位置、面積、平均応力降下量は、「中間報告」の震源モデルを基に、強震動計算波形が1978年宮城県沖地震の強震動観測波形に合うように試行錯誤的に決めた。「中間報告」のモデルでは、アスペリティの数は３つであったが、そのうちの北東のアスペ
リティについては、その計算結果への影響が殆ど認められなかった。したがって、本検討のケース
A1の震源モデルでは、アスペリティの数を２つとした。
「レシピ」では、アスペリティが複数ある場合に、それぞれの平均応力降下量は一定としている。
しかしながら、求めた短周期レベルを２つのアスペリティに振り分ける形で、それぞれのアスペリ
ティの面積と平均応力降下量を変えて試算を行ったところ、南東の第２アスペリティの平均応力降下量を大きくしなければ、1978年宮城県沖地震の観測記録と調和する結果とはならないことが分かった。したがって、本検討では、第１アスペリティと第２アスペリティの平均応力降下量の比を1:2.5とし、それぞれの面積については同じとした。なお、アスペリティの平均応力降下量については、
実効応力と等しいとして取り扱った。
この結果によると、アスペリティの総面積 Sa は、震源断層の総面積 S に対して、約9%となる。これまでの研究成果では、アスペリティの総面積が震源断層の面積と比例関係にあることが経験的に知られており、海溝型地震では約35%という成果（石井ほか，2000）が得られている。また、地震調査委員会強震動評価部会(2001b)では南海トラフで発生する地震に対して、ケースによって30%、15%

177

の値を設定している。本検討における震源断層の面積に対するアスペリティの面積比は、これらの値と比較すると小さい。
ケースA2について、アスペリティの面積は、上記したケースA1の震源断層の総面積に対するアス
ペリティの面積の比を用いて算出した。アスペリティの実効応力は、短周期レベル、アスペリティの面積からレシピ(1-15-1)式に基づいて求めた。
c.

アスペリティの平均すべり量
アスペリティ全体の平均すべり量 Da は、最近の海溝型地震の解析結果を整理した結果（石井ほか，
2000）を基に震源断層全体の平均すべり量 D の2倍とした。
各アスペリティの平均すべり量 Dai については、アスペリティの面積との関係において自己相似則が成り立つとする考え方に基づき、レシピ(1-14)式より算定した。
一方、この海域で想定される最大すべり量は、カップリングレートを1.0とするとプレートの相対運動速度(8cm/年)と最長活動間隔(42.4年)から3.39mと求めることができる。一般にアスペリティの
平均すべり量は、海域の最大すべり量を下回ると考えられるが、上記で算出されたアスペリティの
平均すべり量は、ケースA1で5.9m、ケースA2では4.7mと想定値よりも大きい。この不一致の要因としては、想定される最大すべり量、及びアスペリティのすべり量を求めるに至る各パラメータの誤差の問題が挙げられる。本評価のように観測記録（短周期地震動）を再現することに主眼をおいて震源を特性化した場合、そのアスペリティのすべり量は、海域で想定される最大すべり量と食い違うことが考えられ、今後両者の比較については検討が必要である。
d. 背景領域のすべり量及び実効応力
背景領域のすべり量はレシピ(1-11)～(1-13)式より算出した。また、背景領域の実効応力は、レシ
ピ(1-18)式より算出した。その際、震源断層の幅については、震源域の形状を参照してケースA1、
ケースA2ともに36kmとした。
e.

fmax

fmaxの値は、主に東北地方太平洋岸の海溝型地震の推定値である13.5Hz（佐藤ほか，1994b）に設定した。
f.

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(1-19)～(1-22)式参照]。

(c) その他の震源特性
宮城県沖地震のその他の震源特性として、破壊開始点、破壊伝播様式、破壊伝播速度の設定方法について以下説明する。
a.

破壊開始点の位置(震源の位置)
破壊開始点の位置については、過去の地震の震源位置に設定することが妥当とされることから、
ケースA1では1978年の宮城県沖地震、ケースA2では1936年の宮城県沖地震の震源位置付近を破壊開始点とした（図3.2.1-4）。
b.

破壊伝播様式破壊は、破壊開始点から放射状（概ね同心円状）に広がるものとした。

c.

破壊伝播速度菊地(2002)のインバージョンに用いられた値である3.0km/sに設定した。

178

(d) 震源断層モデル「詳細法」に用いる震源断層モデルは、想定した震源域が太平洋プレート上の不整形な面であることから、震源断層を約4km×4kmの要素断層に分割し、それらをプレート面に沿わせる形で想定震源域に配置した（図3.2.1-4参照）。
(3)

地下構造モデルの設定

宮城県沖地震を想定した強震動評価のための地下構造モデルについては、対象を① 地震波の伝播経路となる上部マントルから地震基盤(Vs=3.0km/s相当層)までの大構造。
② 地震波の長周期成分の増幅に影響を与える地震基盤から工学的基盤までの地盤構造（以下「深い地盤構造」という）。
③ 地震波の短周期成分の増幅に影響を与える工学的基盤から地表までの地盤構造（以下「浅い地盤構造」という）の３つに分けて設定を行った。このうち、①と②は「詳細法」の計算において用いられ、③については、「詳細法」「簡便法」の両方で用いられる。
なお、本検討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「(b) 深い地
盤構造」において説明する。
(a) 上部マントルから地震基盤までの大構造（伝播経路）
三浦ほか(2001)による宮城県沖～東北日本の速度構造断面等を参照して、三次元の速度構造モデ
ルの設定を行った（図3.2.1-7）。ただし、統計的グリーン関数法のためのモデルとしては、減衰特性（Ｑ値）のみを考慮し、下式に示したように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値を利用した。
Q=110 f 0.69
(f ≧ 1.0Hz) ............................... (3-13)
Q = 110(f < 1.0Hz)
ここで、f：周波数(Hz)(b) 深い地盤構造（地震基盤～「詳細法工学的基盤」）
深い地盤構造（三次元地下構造モデル）の設定については、「レシピ」の中の「深い地盤構造のデータが一部揃っている場合」の「過去の堆積環境が概ね一様と想定されるケース」に相当するものとして、その考え方に基づいて設定を行った。
具体的には以下の手順でモデルの作成を行った。
① 重力データの既存資料（工業技術院地質調査所，2000）から解析範囲のブーゲー異常分布を抽出した（図3.2.1-8上段）。
② ①のデータから、フィルター処理（カットオフ波長約100km）によりプレートやモホ面などといった対象よりもさらに深い地盤構造に起因すると考えられる非常に長い成分の波長（「長波長成分」という）（図3.2.1-8中段）を除去し、対象とする地震基盤及びその上位層に対応すると考えられる残差重力成分（図3.2.1-8下段）を抽出した。
③ ②で得られた残差重力値とＳ波速度構造との相関関係を導く。即ち、評価地域では過去の堆積環境は概ね一様であり、残差重力値と各層の深度が概ね比例すると仮定して、評価地域において調査されているボーリングデータ(一部のKiK-net観測点のデータを利用)及び音波探
査・微動探査より推定されたＳ波速度構造の深度と残差重力値との相関関係を設定した。評
価地域では深い地盤構造モデルとして既存の調査から、Vs=700m/s～1.0km/s層、Vs=1.5km/s～
2.0km/s層、Vs≧3.0km/s層の上面深度を推定した。この結果、地域（内陸部、海域２地域）によって相関関係が異なることが確認できたため、データを基に地域ごとに回帰直線を設定し179た（図3.2.1-9）。
なお、海域のデータについては、Vs=700m/s～1.0km/s層に対応するデータが得られなかったため、この層の相関関係としては便宜的に宮城県内陸部のものを利用した。
④ ③で設定した地域別の回帰直線はそのまま適用すると、地域の境界部に不連続が生じるため、③の回帰式に用いた地点の位置情報に基づいて、回帰式の係数を次式を用いて空間的に補間し、面的な地点における回帰式を設定した。
n(Z = ∑ Z i / hiβi =1) ∑ (1/ h ) ......................................... (3-14)
n

i =1

β

i

ここで Z は、当該地点の回帰式の係数（補間値）、Zi は回帰式の基礎データに用いた i 地点の係数（③の係数の値）、hi は当該地点と i 地点の距離、β は重み付けの値（2を用いた）。
⑤ ④で作成した面的な地点の回帰式を基に、その地点の各層の上面深度を推定し、その結果か
ら評価地域の三次元構造を作成した。
以上により推定した震源域周辺のVs=700m/s～1.0km/s層、Vs=1.5km/s～2.0km/s層、Vs≧3.0km/s層の上面深度を図3.2.1-10に示す。
なお、この深い地盤構造の上面のＳ波速度は700m/sであるが、この上位にVs=400m/sの速度層を設定しているところ（領域）がある。本検討では、Vs=400m/sの層があるところではその層、そのほかのところでは深い地盤構造の最上位層（Vs=700m/s）を連続しているとみなし、「詳細法工学的基盤」と定義した。図3.2.1-11に、「詳細法工学的基盤」上のVs=400m/s層の分布を示す。一方、「簡便法」
においては、この深い地盤構造は用いることなく、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。この簡便法における工学的基盤の定義は、地震調査委員会長期評価部会・強震動評価部会(2002)による「確率論的地震動予測地図の試作版（地域限定）について」の中の「工学的基盤」と同義である。
(c) 浅い地盤構造（工学的基盤～地表）
浅い地盤構造は、「詳細法」においては「詳細法工学的基盤」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「面的な評価によるモデル化の方法」に基づいて設定を行った。即ち、国土数値情報(国土地理院，1987)を利用した手法(松岡・翠川，1994)を用い、約1km四方の領域ごとに浅い地盤構造による最大速度の増幅率を算定した（図3.2.1-12）[レシピ(1-25)～(1-26)式参照]。
(4)

強震動計算方法「単独の場合」には、これまでに述べた特性化震源モデルと三次元地下構造モデルの影響を取り
入れ工学的基盤上の時刻歴波形を計算する「詳細法」（統計的グリーン関数法及びハイブリッド合成法）を用いた。「連動した場合」については、過去のデータを基に、最大速度をマグニチュードと距離の経験式で算定する「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。
(a) 「詳細法」
a. 三次元地下構造モデル上面における波形計算(3) 地下構造モデルの設定で述べた地下構造モデルのうち、上部マントルから地震基盤までの大構造及び三次元地下構造モデル（深い地盤構造）を用いて、三次元地下構造モデル上面における波形を統計的グリーン関数法あるいはハイブリッド合成法により求めた。
統計的グリーン関数法においては、次に述べるように、各要素断層に対する地震基盤における統計的グリーン関数、Vs=700m/s層（三次元地下構造モデル上面）における統計的グリーン関数を順次180作成し、波形合成を行った。
・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。
・Vs=700m/s層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盤モデルから、各計算ポイントでの一次元地盤モデルを作成し、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
Vs=700m/s層上面での統計的グリーン関数を計算した。
・Vs=700 m/s層上面における統計的グリーン関数を用いた波形合成
Vs=700m/s層上面における統計的グリーン関数を用いて、壇・佐藤(1998）の断層の非一様すべ
り破壊を考慮した半経験的波形合成法により波形合成を行った。
なお、統計的グリーン関数法の計算にあたってはラディエーションパターン係数 F を与える。計
算地点と断層面との幾何学的関係及び断層の滑りのタイプを考慮して、Boore and Boatwright(1984)に示されたラディエーションパターン係数のうちSH波とSV波の値の大きい方を採用した。大きい方を採用した理由は、地震動分布図作成時に最大速度水平2成分のうち大きい方から震度を計算するためである。具体的には、断層傾斜角30°の逆断層の地震の射出角180°から120°の範囲のSV波のラディエーションパターン係数の平均値である0.62を採用した。
ハイブリッド合成法は、短周期成分を上記統計的グリーン関数法、長周期成分を理論的手法（Pitarka，1999）による不等間隔格子有限差分法によりそれぞれ計算し、接続周期付近でフィルター処理（マッチングフィルター）を施した上でそれらを合成し広帯域地震動を評価する方法である。
合成の接続周期は約1.5秒とした。また、波形は詳細法評価範囲（図3.2.1-3）における約1km四方の領域ごとの中心点で求めた。
b.

「詳細法工学的基盤」における波形計算
三次元地下構造モデル（深い地盤構造）の上面のＳ波速度（Vs）は700m/sであるが、この三次元
地下構造モデルの上面の上位にVs＝400m/sに至る速度層を設定しているところ（領域）がある。これについては、上記三次元モデル上面の波形を入力波形とし、一次元重複反射理論により増幅を評
価してVs=400m/s層の上面における波形を求めた。本検討では、Vs=400m/sに至る層があるところではその層、そのほかのところでは700m/sの層上面における波形を「詳細法工学基盤」上における波形（強震動評価結果）とした。図3.2.1-11には、Vs=400m/s層のあるところについて、Vs=700m/s層における最大速度値と上記で求めたVs=400m/s層における最大速度値の比を示す。
c.

地表における最大速度の計算
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盤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、（ボーリング情報のある地点を除き）一次元地盤構造モデルの作成は行わず、微地形区分を利用した経験的な方法を用いた。すな
わち、約1km四方の領域ごとに、「詳細法工学的基盤」のＳ波速度(400m/sまたは700m/s)、及び(3)地下構造モデルの設定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(1-26)式より求めた。各領域の「詳細法工学的基盤」における波形の最大速

181

度を読み取り、これに求めた最大速度の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。
d.

地表における計測震度の計算計算された地表最大速度より、次に示す翠川ほか(1999)による最大速度と計測震度の経験的関係式を用いて、計測震度相当値を算定した。
I = 2.68 +1.72 log PGV ± 0.21
(I=4～7) ........................ (3-15)
I：計測震度 PGV：地表最大速度(cm/s)
なお、翠川ほか(1999)ではI=0～7の式とI=4～7の２つの式が提示されているが、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なことよりここではI=4～7の式を採用した。
(b) 「簡便法」
a. 工学的基盤上における最大速度の計算
次式で示す司・翠川(1999)による最大速度の距離減衰式を用いて、基準地盤（Vs=600m/s）における最大速度を求めた。
log PGV = 0.58Mw + 0.0038D －1.29 + d －log(X + 0.0028 ×100.50Mw)－0.002X ........................................... (3-16)
PGV:最大速度(cm/s)
Mw:モーメントマグニチュード
d:地震のタイプ別係数（プレート間地震：d=-0.02）
D:震源深さ(km)X：断層最短距離(km)さらに、松岡・翠川(1994)による表層地盤の速度増幅率算定式より求まる係数(1.31)を乗じることにより、工学的基盤（Vs=400m/s）における最大速度を求めた。
b.

地表面における最大速度の計算
約1km四方の領域ごとに、(3) 地下構造モデルの設定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(1-26)式より求める。工学的基盤における最大速度に、求めた最大速度の増幅率を適用することによって、地表における最大速度を求めた。
c.

地表における計測震度の計算
地表における計測震度については、(4)(a)「詳細法」での地表における計測震度の求め方と同じ方法を用いた。
(c) それぞれの手法の特徴
以下にそれぞれの特徴をまとめる。
「詳細法」の特徴
・ (2)宮城県沖地震の震源特性の設定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断層モデルに対する地震動を評価することができる。
・ (3)地下構造モデルの設定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（特にハイブリッド合成法を用いる場合）。
・ 時刻歴波形を求めることができる（本検討では「詳細法工学的基盤」まで）。
・ 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（特にハイブリッド
合成法を用いる場合）。

182

「簡便法」の特徴
・ 平均的な地震に対する地震動分布を評価するので、個々の地震の特徴や微視的震源特性の影響を反映できない。
・ 計算負荷が小さく、一度に広範囲の計算ができる。

(5)

宮城県沖地震を想定した強震動予測結果とその検証「詳細法」及び「簡便法」による強震動予測結果を示し、「詳細法」による予測結果については、
その妥当性について検証した結果について説明する。
(a) 「単独の場合」の強震動予測結果(2) 宮城県沖地震の震源特性の設定で説明した特性化震源モデルより、「詳細法」の評価範囲において約1km四方の領域ごとで強震動予測計算を行った。この結果について下記の内容で示した。
なお、ここでは、先に統計的グリーン関数法による計算を行い、次にハイブリッド合成法による計算を行った。そして、それぞれで計算波形と観測波形とを比較し、ハイブリッド合成法の適用について検討した結果、統計的グリーン関数法による計算結果を強震動評価結果として採用しており、以下に示す結果も統計的グリーン関数法によるものである。比較検討の詳細については、「(5)(c)
予測結果の検証」で述べる。
評価項目「詳細法工学的基盤」の最大速度分布
地表の最大速度分布
地表の震度分布

図番号
図3.2.1-13
図3.2.1-14
図3.2.1-15

図3.2.1-13の「詳細法工学的基盤」の最大（地動）速度分布では、最も大きいところで60cm/s程度となっている。その分布形態は、「連動した場合」の「簡便法」による工学的基盤（Vs=400m/s
相当）の最大速度分布（図3.2.1-16）と比べると複雑なパターンを示しているが、これは「詳細法」
では地下構造モデルを反映していることによるものである。ケースA1とケースA2を比較すると、マグニチュードの大きいケースA1のほうが、（ケースA2で設定されたアスペリティの近傍を除いて）全体的に大きめの値となっていることがわかる。
ケースA1の断層モデルは、1978年の宮城県沖地震の特徴を反映して、アスペリティの位置やその応力降下量、破壊開始点などが、石巻や仙台の方向の地震動が大きくなるように設定されている。
この影響と、浅い地盤構造の増幅率が高いことより、予測結果は旧北上川下流域の広い範囲において震度６弱を示している。また、ごくわずかではあるが、震度６強以上と予測された領域も認められる（図3.2.1-15）。一方、ケースA2の震源モデルにおけるアスペリティと破壊開始点は、陸上の評価範囲の地震動を大きくするような位置関係にはない。また、地震規模が小さく設定されていることもあり、ケースA2の予測結果は、ケースA1と比べ全体的に小さくなっている。
(b) 「連動した場合」の強震動予測結果「連動した場合」の強震動予測結果として、「簡便法」を用いて強震動予測を行った結果については、下記の内容で示した。
評価項目
工学的基盤（Vs=400m/s相当）の最大速度分布
地表の最大速度分布183

図番号
図3.2.1-16
図3.2.1-17地表の震度分布

図3.2.1-18「連動した場合」は、「単独の場合」のケースA1と比べてマグニチュードが0.4大きく設定されているが、その予測結果の震度の大きさは、ケースA1の結果とあまり変わらない。これは、「簡便法」で得られた結果が海溝型の地震の平均的な地震動を表しているのに対して、ケースA1の「詳細法」
を用いた結果は、1978年宮城県沖地震（観測された加速度のレベルが大きい）の特徴を反映した計算結果となっているためである。「連動した場合」（簡便法による）と「単独の場合」（詳細法による）の評価結果とを比較する場合には、それぞれにおいて評価方法が異なっていることに注意す
る必要がある。
(c) 予測結果の検証
ここでは、宮城県沖地震を想定した強震動予測結果の妥当性検証のため、「中間報告」同様に下記の項目について「詳細法」を用いた「単独の場合」の予測結果について検討を行った。
a. 震度
b. 観測波形記録
c. 経験的方法（距離減衰式）
以下、それぞれの項目について述べる。
a. 震度「詳細法」の評価の領域内では、石巻、仙台の２点において1978年、1936年の宮城県沖地震の震度が観測されている。観測震度とその観測点に最も近い評価地点の計算結果との関係は次のとおりである。
1978年宮城県沖地震
石巻の観測震度仙台の観測震度5
5

ケースA1の計算計測震度
ケースA1の計算計測震度

5.5
5.2

1936年宮城県沖地震
石巻の観測震度仙台の観測震度5
5

ケースA2の計算計測震度
ケースA2の計算計測震度

4.9
5.1

観測震度はいずれにおいても５であったが、計算結果は計測震度4.9～5.5の範囲と、ほぼ震度５の範囲にある。
また、1978年の宮城県沖地震については、その震度分布を把握することを目的としてアンケート
調査が行われている（村井，1979；表・楢橋，1979）。詳細法の評価範囲内において、村井(1979)
によるアンケート震度分布と「詳細法」による強震動予測結果（ケースA1）の比較を図3.2.1-19に示した。なお、このアンケート震度は市町村単位（1978年当時）で集計された結果であることに注意が必要である。この比較によると、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。
b.

観測波形記録184

1978年の地震において３地点（開北橋、樽水ダム、東北大学26）で得られた観測記録と、それらの地点に最も近い評価地点の地下構造モデルを用いて「詳細法」（統計的グリーン関数法）により計算した結果とを比較した。表3.2.1-2に計算に用いた地下構造モデルを示す。表3.2.1-2(1)の開北橋（DKHB）の地下構造モデルではVs=400m/s層の層厚が47mあるが、観測点情報（建設省土木研究所，1978）では、ごく表層を除きVs=1.3km/sの地盤上にあることが記述されている。したがって、
ここでの計算ではVs=400m/s層がないと仮定して計算を行った。また、東北大学（THUV）では、経験的地盤増幅率が求められているため（佐藤ほか，1994c）、ここではこれを用いて計算を行った。
図3.2.1-20に、それぞれの観測波形と統計的グリーン関数法によって計算された波形の比較を示す。図3.2.1-1の強震動評価の流れにあるとおり、本検討においては、統計的グリーン関数法によって、フォワードモデリングを行い震源モデルを修正した。したがって、修正された震源モデルより計算された波形は、観測記録に調和的である。開北橋（DKHB）や樽水ダム（DTMD）の観測波形に特徴的なパルスが見られるが、計算波形にも同様な形状のパルスが形成されている。なお、観測波形には水平2成分あるが、統計的グリーン関数法では水平1成分として計算しているため、観測記
録のそれぞれの成分に対して同じ計算波形を比較している。図3.2.1-21には、同様に観測波形と統計的グリーン関数法による計算波形の減衰定数5%擬似速度応答スペクトルを示す。応答スペクトルの比較でも両者は良い対応を示す。
本検討では、(4) 強震動計算方法で説明したように、接続周期を1.5秒としたハイブリッド合成法
による波形計算も行った。図3.2.1-22にこのハイブリッド合成法による計算波形と観測波形（速度波形）との比較を示す。ハイブリッド合成法による計算波形では、（合成する前の）統計的グリーン関数法による計算波形では顕著であったパルスが打ち消されており、全体的に振幅が小さくなっている。したがって、計算波形の観測波形との対応は、統計的グリーン関数法による計算波形と比べ明らかに悪くなっている。この結果より、これまで示してきたように、本検討の強震動評価結果
としては、統計的グリーン関数法による計算結果を採用した。ハイブリッド合成法による計算波形と観測波形との対応が悪くなった理由として考えられる問題点については、(6)で述べる。
c.

経験的方法（距離減衰式）
ケースA1、ケースA2のそれぞれの「詳細法」による「詳細法工学的基盤」上の最大速度をVs=600m/s
相当に補正した値と司・翠川(1999)の最大速度の距離減衰式との比較を行った（図3.2.1-23）。いずれのケースにおいても、「詳細法」による予測結果が距離減衰式の曲線に対し大きめの値となっている。これは、「単独の場合」（詳細法）と「連動した場合」（簡便法）との結果の比較のところでも述べたように、距離減衰式が海溝型の地震の平均的な地震動を表していることに対し、「詳細法」を用いた結果は、1978年宮城県沖地震の特徴を反映した計算結果となっているためである（ケースA2についても、ケースA1同様に平均よりも大きめの短周期レベルを設定している）。ただし、同図において計算結果がプロットされているのは、A1、A2ともに(1)(c)評価地点で示した計算範囲のデータである。したがって、震源距離（アスペリティからの距離）との関係や、破壊伝播方向との関係において偏りがある。例えば、ケースA1とケースA2を比べると、ケースA2の方は、アスペ
リティ直上のデータを含んでいるため、距離の近いところではケースA1と同じ程度の値（最大速度）を示している。
なお、「中間報告」では、「連動した場合」について、「長期評価」で連動したとされている1793年の宮城県沖地震の震度分布と「簡便法」による強震動予測結果とを比較し、両者は調和的である

26本検討で用いた東北大学の強震記録は建設省建築研究所が観測した記録であり、開北橋と樽水ダムの強震記録は

建設省土木研究所により公表された記録（建設省土木研究所,1978）に対して後藤ほか(1978)による基線及び計器特性に関する補正を施した補正加速度波形である。

185

とした。本検討における「連動した場合」の強震動予測も「簡便法」を用いているが、その予測結果は殆ど「中間報告」のものと同じであり、過去の地震の震度分布とも調和的である。
(6)

問題点と今後の課題(a) 問題点
統計的グリーン関数法に比べ、ハイブリッド合成法による計算波形が観測波形と対応が悪くなった主な理由としては、次の３点が重なりあったものと考えられる。
・ 理論的手法で用いる三次元地下構造モデル（深い地盤構造）には、評価地点周辺だけでなく、震源域を含める必要があるが、海溝型の地震の震源域は、評価地点（陸地）より離れたところに位置し、また地下深部にあることにより、その三次元地下構造モデルの規模は大きくなる。一方、接続周期を1.5秒としていることにより、これに対応するだけの精度が三次元地下構造モデルに求められる。しかし、現状では深い地盤構造に関する情報は十分に得られていない。したがって、現状で作成できる三次元地下構造モデルは、その精度が十分であると評価できない。
・ ハイブリッド合成法では、異なる手法による計算波形を合成するため、計算波形の位相ずれが、合成結果の精度を下げることとなる。内陸地震の強震動予測計算のように、伝播距離が短い場合には、この影響は僅かであると考えてよいが、海溝型地震の強震動予測計算のように伝播距離が長い場合には、計算波形の位相ずれが相対的に大きくなる。さらに、1978年宮城県沖地震の観測波形で特徴的なパルス幅とハイブリッド合成法の接続周期が近いこともあり、今回検討したハイブリッド合成法では、顕著なパルスが生成されなかった。
・ (2) 宮城県沖地震の震源特性の設定で説明した震源モデルの特性化は、主として半経験的手法（統計的グリーン関数法）の枠組みの中で最適化されたものである。ここで特性化された震源モデルをそのまま理論的手法による計算に用いると、震源モデルが単純化されていることから短周期成分（1～2秒）が過小評価され、それによりディレクティビティ効果も現れにくい。また、プレート境界の地震においては、震源域と陸域との幾何学的位置関係により、
ディレクティビティ効果が地表に現れにくい。一方、内陸の活断層による地震では、ディレクティビティ効果が強くなる領域が地表に現れる傾向があり、理論的手法によるディレクテ
ィビティ効果の評価を十分に行うことができると同時に、短周期成分が過小評価される度合
いが低くなる。
強震動評価にあたっての問題点としては、上記のほか次の点が挙げられる。
・ アスペリティや破壊開始点の位置、応力降下量などの微視的震源特性が地表の地震動分布に大きく影響することが本検討からも明らかになった。アスペリティ等に関する震源特性は不確定性を含んでいるため、これらを取込んで評価される「詳細法」を用いた強震動予測結果には、ばらつきがあることを考慮する必要がある。
・ 「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」までとし、地表における
時刻歴波形は求めなかった。これは、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、その一次元地下構造モデルの作成に必要な地盤調査データが乏しい（ボーリング情報のある地点を除き）ためである。
そしてここでは、微地形区分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
ことによって地表の地震動の大きさを評価した。
(b) 今後の課題
・ 統計的グリーン関数法及びハイブリッド合成法により強震動予測計算を行い、検討した結果、
ここでは、統計的グリーン関数法の結果を強震動評価結果として採用した。しかしながら、

186

・

・

広帯域の強震動予測を行うためには、ハイブリッド合成法は有効であり、既に評価範囲が相対的に狭い内陸地震の強震動評価においては実用化されている。統計的グリーン関数法では、表面波等の影響が取込まれていないため、長周期成分の評価や地震動の継続時間の評価が必
ずしも十分でない。今後は、海溝型の地震の強震動評価においても、ハイブリッド合成法による計算結果の精度が向上できるように、地下構造モデルの高精度化、計算手法の改良、震源モデルの改良について検討していきたい。
宮城県沖地震については、重点的調査観測が計画されており、また仙台平野については地下構造調査が実施されている。この成果によって、将来的に強震動予測の精度が向上することが期待されている。
強震動予測結果を工学的に利用するためには、微視的震源パラメータの不確定性等による強震動予測結果のばらつきの評価が今後の課題となる。

187

表 3.2.1-1

震源断層パラメータ

図 3.2.1-2、図 3.2.1-4 参照 図 3.2.1-2、図 3.2.1-4 参照
図 3.2.1-2、図 3.2.1-4 参照 図 3.2.1-2、図 3.2.1-4 参照
図 3.2.1-4 参照

図 3.2.1-4 参照

図 3.2.1-2、図 3.2.1-4 参照
図 3.2.1-2、図 3.2.1-4 参照

188

表 3.2.1-2(1) 開北橋(DKHB)での地震基盤から「詳細法工学的基盤」までの一次元地盤モデル

表 3.2.1-2(2) 樽見ダム(DTMD)での地震基盤から「詳細法工学的基盤」までの一次元地盤モデル

表 3.2.1-2(3) 東北大学(THUV)での地震基盤から「詳細法工学的基盤」までの一次元地盤モデル

189

図 3.2.1-1

強震動評価の流れ190

図 3.2.1-2

宮城県沖地震の震源域（「形状評価」より抜粋）

191

図 3.2.1-3

強震動評価の範囲

192

39°

1978年宮城県沖地震のデータ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

：アスペリティ☆：破壊開始点
1978年宮城県沖地震の観測波形が得られた地点
ＤＫＨＢ：開北橋
ＴＨＵＶ：東北大学
ＤＴＭＤ：樽水ダム

DKHB
THUV
DTMD

第2ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ
38°
141°

142°

143°

141°

142°

143°

1936年宮城県沖地震のデータを基に想定した断層モデル（ケースA2)：アスペリティ☆：破壊開始点
38°「連動した場合」の断層モデル（簡便法による計算）
39°

A
B

38°

141°

図 3.2.1-4

142°

143°

144°

想定した震源断層モデル（上：ケース A1、中：ケース A2、下：「連動した場合」）

193

「中間報告」

本報告

A1

A1
第 1 ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ
第 3 ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ

第 2 ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ

第 1 ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ
第 2 ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ「中間報告」の

本報告のケース A1

ケース A1

静的応力降下量3[MPa]

7[MPa]

地震モーメント

2.2×1020 [N・m]

3.1×1020 [N・m]モーメントマグ

7.5

7.6

備考
本報告では Seno et al.(1980)の値を使用。
同上。
「中間報告」では、「形状評価」より設定。

ニチュード

本報告では、地震モーメントより算出。
2

2

震源断層の面積

3200[km ]

2300[km ]地震モーメントと応力降下量より[レシピ

短周期レベル

1.4×1020 [N・m/s2]

8.4×1019 [N・m/s2]

アスペリティ

3

2

各アスペリティ70[MPa]（３つのア29[MPa]（第 1）のスペリティで共通）

73[MPa]（第 2）各アスペリティ

128km2(第 1)

96km2(第 1)「中間報告」では菊地・山中(2001)の解析結の面積

2

96km2(第 2)果を参照。本報告では観測波形を説明するよ(1)式]を用いて算出。

の個数
本報告では観測波形を説明するように設定。

応力降下量
96km (第 2)296km (第 3)

図 3.2.1-5

うに設定。

「中間報告」と本報告それぞれの断層モデル（A1）の比較

194

図 3.2.1-6

地震モーメントＭ0 と短周期レベル A との関係（六角形は、宮城県沖地震のケース A1と A2、太線が壇ほか(2001)の平均値、細線はその倍・半分）

195

図 3.2.1-7

上部マントルから地震基盤までの大構造

196

(m)

ブーゲ異常

(m)

(m)

(m)

(m)

長波長成分

残差重力分布図 3.2.1-8 宮城県沖地震の震源域周辺のブーゲ異常図
(m)

197

図 3.2.1-9

残差重力と速度層上面の深さの相関図

198

図 3.2.1-10「深い地盤構造」の地下構造モデル（各速度層上面の深さ分布）

図 3.2.1-11 「詳細法工学的基盤」における Vs＝400m/s 層の分布199

図 3.2.1-12

工学的基盤（Vs＝400m/s 相当）から

S o u th -N o rth

S o u t h -N o rt h

地表までの最大速度の増幅率（浅い地盤構造）

0 km

20 km

40 km

60 km

80 km

0 km

West-East

20 km

40 km

60 km

80 km

West-East

cm/s
0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60 65 70 75

最大速度

ケース A1
図 3.2.1-13

ケース A2「単独の場合」の強震動予測結果（詳細法）：「詳細法工学的基盤」上の最大速度分布200

S o u th -N o rthSouth-North

0 km

20 km

40 km

60 km

0 km

80 km

20 km

40 km

60 km

80 km

West-East

West-East

cm/s
0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110

最大速度

ケース A1
図 3.2.1-14

ケース A2「単独の場合」の強震動予測結果（詳細法）：地表の最大速度分布

ケース A1
図 3.2.1-15

ケース A2「詳細法」による強震動予測結果：「単独の場合」の震度分布

201

cm/s

図 3.2.1-16「連動した場合」の強震動予測結果（簡便法）：

工学的基盤（Vs＝400m/s）の最大速度分布cm/s

図 3.2.1-17「連動した場合」の強震動予測結果（簡便法）：地表の最大速度分布202

「簡便法」による強震動予測結果：「連動した場合」の震度分布

S o u th -N o rth

図 3.2.1-18※市郡境界線は、平成 17 年 12月 14 日時点のものである。
0 km

20 km

40 km

60 km

80 km

West-East３４

5弱 5強 6弱 6強以上

アンケート震度は、1978年当時の市町村単位でまとめられた平均であり、○で示した点の情報ではないことに注意。

震度

図 3.2.1-19

アンケート震度(村井,1979）
5.5 - 65- 5.5
4.5 - 5
3.5 - 4.5

１９７８年宮城県沖地震のアンケート震度分布とケースＡ１の強震動予測結果

203

4
0
2

DKHB：開北橋

図 3.2.1-20

204（DKHB：開北橋、DTMD:樽水ダム、THUV:東北大学）「詳細法」による計算波形と観測波形（1978 年宮城県沖地震）の比較

DTMD:樽水ダム

THUV:東北大学

図 3.2.1-21

開北橋(NS)

開北橋(EW)

樽見ダム(NS)

樽見ダム(EW)

東北大学(NS)

東北大学(EW)

強震動予測結果と観測記録の比較：「詳細法工学的基盤」上の減衰定数５％擬似速度応
答スペクトル

205

開北橋

速度
（NS)

観測記録 速度波形 NS 成分 Max = 26.57
ハイブリッド合成法 速度波形 Max = 15.67[cm/sec]

40
30
20
10
0
-10
-20
-30
-40

DKHB

観測記録 速度波形 EW 成分 Max = 21.85
ハイブリッド合成法 速度波形 Max = 19.57[cm/sec]

速度
（EW）

樽水ダム

速度
（NS）

40
30
20
10
0
-10
-20
-30
-40
20

DKHB

25

30

35

40

東北大学

50

55

60

40
30
20
10
0
-10
-20
-30
-40

70

[sec]

DTMD

観測記録 速度波形 EW 成分 Max = 27.85
ハイブリッド合成法 速度波形 Max = 7.23

40
30
20
10
0
-10
-20
-30
-40
20

DTMD

25

30

35

40

[cm/sec]

50

45

50

55

60

65

70

[sec]
観測記録 速度波形 NS 成分 Max = 37.20
ハイブリッド合成法速度波形 Max = 24.57
THUV

25

速度
（NS）

65

観測記録 速度波形 NS 成分 Max = 16.05
ハイブリッド合成法速度波形 Max = 8.07

[cm/sec][cm/sec]

速度
（EW）

45

0
-25
-50
観測記録 速度波形 EW 成分 Max = 25.54
ハイブリッド合成法 速度波形 Max = 24.18[cm/sec]

50

速度
（EW）

THUV

25
0
-25
-50
20

図 3.2.1-22

25

30

35

40

45

50

55

60

65

ハイブリッド合成法による計算波形（ケースＡ１）と1978 年宮城県沖地震の観測波形（速度）

206

70

[sec]

ケース A1(1999) Mw = 7.6 (Vs = 600 m/s(Vs = 600 m/s
)

)

100

PGV [cm/sec]

50

20

10

5

2

1
20

50

100

200

R [km]

ケース A2(Vs = 600 m/s(1999) Mw = 7.4 (Vs = 600 m/s
)

)

100

PGV [cm/sec]

50

20

10

5

2

1
20

50

100

200

R [km]
それぞれ詳細法評価範囲（図 3.2.1-3）の計算結果がプロットされている。ケース A2 の方が、震源断層に近い評価点が多い。

図 3.2.1-23「詳細法工学的基盤」上の最大速度値（Vs＝600m/s に換算）と司・翠川（1999）の距離減衰式との比較

207

3.3

「レシピ」の改良の経緯

ここでは、これまでの「レシピ」の改良の経緯について各項目に分けて解説する。なお、表3.3-1に強震動評価ごとにまとめた一覧表を示す。
3.3.1

地震規模について

地震規模（地震モーメント）は、断層面積との経験式（レシピ(1-2)、(1-3)式）より求める。その地震規模に応じて適用する式が異なるが、それぞれの式の適用範囲について変更があった。この変
更は、利用者の利便性に配慮して実施された。ただし、原理的には断層幅が飽和しているかどうか
でスケーリング則が変わるため、断層幅が飽和していない場合((1-1-a)式)は(1-2)式を、飽和している場合((1-1-b)式)は(1-3)式を用いる方が合理的であるので、震源断層の面積を算出するにあたっては、
この点にも配慮して、用いる式を選択することが可能であることを注意書きとして追記した。
3.3.2

アスペリティの面積について

アスペリティの面積の求め方は、これまではレシピ(1-6)～(1-9)式を用いてきている。ただし、「石狩低地東縁断層帯の地震を想定した強震動評価」、「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, 2004e,2005a）では、断層の長さが幅に比べて十分大きい長大な断層であったため、入倉・三宅(2001)に従い、アスペリティの総面積を震源断層全体の面積の約22％とする方法が検討された。その結果、アスペリティの総面積だけを変更すると、アスペリティの応力降下量が既往の研究成果による結果に比べて大きくなり過ぎるため、地震動も大きめに予測されることがわかった。
また、「日向灘の地震を想定した強震動評価」（地震調査委員会，2005c）では、1968年日向灘地震のケースについて、震度分布と計算波形が観測記録と調和的となるようにパラメータを修正した。
表3.3-1にそれぞれの評価における断層面積－アスペリティの面積の比を地震規模と合わせて示す。
3.3.3

アスペリティの応力降下量について

アスペリティの応力降下量は、これまで、レシピ(1-6)～(1-9)式より得られるアスペリティの面積から、レシピ(1-15-2)式を用いて算定してきた。ただし、断層の長さが幅に比べて十分大きい長大な断層に対しては、円形破壊面を仮定することが難しいため、レシピ(1-15-2)式の適用には問題があることが「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, 2005a）の中で示された。さらに「山崎断層帯の地震を想定した強震動評価」では、この結果を受けて、長大な断層におけるアスペリティの応力降下量の算定方法として、Madariaga(1979)の理論式に、入倉・三宅(2001)に基づ
く、震源断層全体の面積に対するアスペリティの面積の比（約22％）と、Fujii and Matsu'ura(2000)
による震源断層の平均応力降下量3.1MPaとを適用して算定する方法（レシピ(1-15-1)式）が試みられた。その結果、既往の研究と同程度の応力降下量が推定でき、レシピに従った結果と同程度の強震
動予測結果が得られた（分冊２の3.1.2参照）。
3.3.4

浅い地盤構造について

浅い地盤構造における地震動の増幅については、国土数値情報の地形分類・標高データ等と経験的な関係として求められる深さ30mまでの平均Ｓ波速度（AVS30）より増幅率を評価している。このAVS30を求めるための経験式には、松岡・翠川(1994)によるものと、藤本・翠川(2003)によるものとがある。前者では、関東の一部の地域のデータよりこの経験式を求めており、国内の他の地域におけるこの経験式の適用性については、検証されていなかった。これに対し、後者では、日本全国
208

のボーリングデータを収集して解析を行った結果として、日本を３つの地域に分け、それぞれの地域について地形分類・標高等のデータとAVS30の経験式を求めた。「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, 2004a）において、藤本・翠川(2003)による推定結果を、松岡・翠川(1994)を用いた場合や、浅い地盤を柱状モデル化し地表における波形から算定した結果との比較を行なった。これより、この評価地域については、藤本・翠川(2003)の増幅率
が、松岡・翠川(1994)に比べて精度が高いことを示唆する結果が得られた。したがって、「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」以降は、藤本・翠川(2003)による経験式を用いて、浅い地盤構造における増幅率を求めることとした。
3.3.5

Vs=300m/s～700m/s程度の速度層の取り扱いについて

これまでの評価におけるVs=300m/s～700m/s程度の速度層の取り扱いについては、大きく分けて２通りあった。
①700m/s前後の層までで三次元速度構造モデルを作成し、そのモデル上面において波形合成を行う方法である。さらに、400m/s程度に至る層の分布が確認されている一部の評価地点について
は、その400m/sに至る層について一次元のモデル化を行い、三次元速度構造モデル上面における波形を入力として一次元重複反射理論による増幅を評価して400m/sに至る層上面の波形を計算する。
②評価された最も低い速度層を含めて三次元速度構造モデルを作成し、モデル上面において波形合成（ハイブリッド合成法）を行う方法。
①の取り扱いは、400m/s程度に定義した「詳細法工学的基盤」までの理論的手法が、計算機性能等の問題により難しかったため、暫定的に行われた。その後、計算機性能や手法の改良により、現時点では、②の方法で計算されている。
3.3.6

ラディエーションパターン係数 F について

Boore and Boatwright(1984)に示されたF の値を採用する。ただし、下記①の設定方法では傾斜角が60°でありながら横ずれが卓越するというような特殊な場合についての適用が難しいこと、理論的手法による２成分の波形と合成することを考慮し②の設定方法に変更した。
① Boore and Boatwright(1984)に示されたF の値のうちSH波とSV波の値の大きい方を採用する。
最大速度を求める際には、ハイブリッド合成後の水平２成分の時刻歴波形のそれぞれの最大値を読みとり、その最大値を読み取った。
② 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 として採用する。最大速度値を求める際には、ハイブリッド合成後の水平２成分の時刻歴波形のベクトル合成を行い、その最大値を読みとる。

209

0
1
2

公表年月日

H14.10.31

H15.3.12

H15.6.18

H15.7.31

H15.10.28

H15.11.25

H16.3.22

H16.5.21

H16.6.21

H16.9.27

H16.11.29

H17.1.31

H17.7.19

H17.9.26

想定した地震糸魚川－静岡構造線断層帯

森本・富樫断層帯

宮城県沖地震布田川・日奈久断層帯

三浦半島断層群

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

琵琶湖西岸断層帯

高山・大原断層帯

石狩低地東縁断層帯

山崎断層帯

中央構造線断層帯（金剛山
地東縁－和泉山脈南縁）

日向灘

評価法

レシピ(1-2)式（S=420～676km2）

Mw=8.3

Mw=6.5～6.9
Mw=7.3

Mw=6.7～7.3

Mw=7.1
Mw=7.5、および
Mw=7.6

既往の研究成果（1978年宮城県沖地震についてのインバージョン結果）に基づき、Mwを設定。

レシピ(1-3)式（S=960km2）
レシピ(1-3)式（S=336～672km2）

レシピ(1-3)式（S=1487km2）

レシピ(1-3)式（S=540～1440km2）

レシピ(1-3)式(S=966km2)

既往の研究成果（1968年日
向灘地震についてのインバージョン結果）に基づき、Mwを設定。

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

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

活断層で発
生する地震

Mw=7.1

Mw=6.8～6.9

活断層で発
生する地震

活断層で発
生する地震

レシピ(1-3)式（S=552～660km2）

同左

Mw=6.4、および
Mw=6.5～6.7

同左

同左

同左

同左

同左

同左

同左

同左

同左

同左

同左

Mw=6.9～7.1

Mw=7.1

レシピ(1-3)式（S=667～1034km2）
レシピ(1-2)式2（S=278km ）、およびレシピ(1-3)式（S=340～476km2）

レシピ(1-3)式（S=1020km2）

活断層で発
生する地震

活断層で発
生する地震

Mw=7.5

現レシピどおり

約34%

約30%

約21～
41%、
および
約22%

レシピ(1-6)～(1-9)式、および入倉・三宅現レシピどおり(2001)より、Sa/S=約
22%

約26%、
および
約33%

現レシピのうち、想定した地震
観測事実に合うようにモーメントから、
修正、およびレシピ(1-24)式を レシピ(1-6)～(1-9)式
用いて算定。

210

約29%

レシピ(1-6)～(1-9)式

現レシピどおり

約44%、
および
約22%

レシピ(1-6)～(1-9)式 約16～25%

レシピ(1-6)～(1-9)式

約9%

レシピ(1-6)～(1-9)式 約22～25%

レシピ(1-6)～(1-9)式

レシピ(1-6)～(1-9)式、および入倉・三宅現レシピどおり(2001)より、Sa/S=約22%

現レシピどおり現レシピどおり約26%および約35%

レシピ(1-6)～(1-9)式 約10～15%

レシピ(1-6)～(1-9)式

現レシピのうち、 レシピ(1-7)～(1-9)式
ただし、短周期レベルは、想定した地震
1978年宮城県沖地震のモーメントから、 観測記録を用いたインレシピ(1-24)式を バージョン結果に基づき用いて算定。
設定。

現レシピどおり現レシピどおり現レシピどおり現レシピどおり約8%

現レシピのうち、 レシピ(1-7)～(1-9)式
ただし、短周期レベルは、想定した地震
1978年宮城県沖地震のモーメントから、 観測記録を用いたインレシピ(1-24)式を バージョン結果に基づき用いて算定。
設定。

約33%

約14%

レシピ(1-6)～(1-9)式

Sa/S

レシピ(1-6)～(1-9)式

Mw=6.5～6.8 Mw=6.6～6.9 現レシピどおり

Mw=7.4

既往の研究成果（1978年宮城県沖地震についてのイン
Mw=7.4～7.6
海溝型地震
バージョン結果）に基づき、Mwを設定。

活断層で発
生する地震

震源断層，アスペリティの総面積

この時点で現状のレシ 震源断層の総面 アスペリティの総面積のレシピによピによる評価 積Sの評価法
Saの評価法る評価

地震規模

Vs=500m/s

Vs=500m/s

F=0.445

F=0.445

F=0.445

F=0.445

藤本・翠川(2003)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
藤本・翠川(2003)による経験式

藤本・翠川(2003)による経験式

F=0.445

F=0.445

F=0.445

F=0.445

F=0.445

F=0.445

Boore andBoatwright(1984)に示され藤本・翠川(2003)にたFのうち、SH波とSV波のよる経験式
値の大きい方採用する。
（F=0.62）

藤本・翠川(2003)による経験式

Vs=350m/s（ただし、三次元有限差 藤本・翠川(2003)に分法ではVs=550m/s）
よる経験式

Vs=590m/s、およびVs=550m/s

Vs=750m/s

Vs=430m/s

Vs=500m/s

Vs=450m/s（ただし、一定ではない。）

レシピ(1-15-2)式
Sa/S=約22%の場合は、Fujii
and Matsu'ura(2000)による震
源断層の平均応力降下量
3.1MPaとMadariaga(1979)の理論式を採用（(1-15-1)式）

レシピ(1-15-2)式

松岡・翠川(1994)による経験式

Vs=700m/s、およびVs=500m/s（ただし、Vs=500m/sを想定している領
松岡・翠川(1994)に域については、Vs=700m/sにおける波よる経験式
形から、一次元重複反射理論により
Vs=500m/sにおける波形を算定。）
Vs=800m/s、およびVs=500m/s（ただし、Vs=500m/sを想定している領
松岡・翠川(1994)に域については、Vs=800m/sにおける波よる経験式
形から、一次元重複反射理論により
Vs=500m/sにおける波形を算定。）

Vs=480m/s

レシピ(1-15-2)式

Boore andBoatwright(1984)に示され松岡・翠川(1994)にたFのうち、SH波とSV波のよる経験式
値の大きい方採用する。
（F=0.62）

Boore and
Vs=700m/s、およびVs=400m/s
Boatwright(1984)に示され（ただし、Vs=400m/sを想定している領
松岡・翠川(1994)に域については、Vs=700m/sにおける波たFのうち、SH波とSV波のよる経験式
形から、一次元重複反射理論により値の大きい方採用する。
Vs=400m/sにおける波形を算定。）（F=0.62）

Vs=700m/s

Vs=2.4km/s、1.6km/s、1.1km/s、
Boore and1km/s、500m/s
Boatwright(1984)に示され（ただし、Vs=500m/sを想定している領 松岡・翠川(1994)にたFのうち、SH波とSV波の域については、その下の速度層におけよる経験式
値の大きい方採用する。
る波形から、一次元重複反射理論によ（F=0.62, 0.45）
りVs=500m/sにおける波形を算定。）「詳細法工学的基盤」と定義した速 浅い地盤構造の取 ラディエーションパターン
度層
り扱い
係数F

レシピ(1-15-2)式

レシピ(1-15-2)式

レシピ(1-15-2)式

レシピ(1-15-2)式

レシピ(1-15-2)式

レシピ(1-15-2)式

レシピ(1-15-2)式

レシピ(1-15-2)式

レシピ(1-15-2)式

レシピ(1-15-2)式

レシピ(1-15-2)式

Δσa

アスペリティの応力降下量

地震調査委員会が平成17年度末までに公表した強震動評価と「レシピ」の対応

Wells and
活断層で発 Coppersmith(1994)による生する地震 Mo-S関係のデータ分布図より設定。（S=1905km2）

地震の
タイプ

表3.3-1