２．過去の地震観測記録を用いた震源断層を特定した地震の強震動予測手法（「レシピ」）の適用性の検討「レシピ」の高度化にあたっては、モデルの設定方法や考えが妥当であったかを検証し、問題があれば「レシピ」を見直していくことも重要な作業である。検証にあたっては、過去の地震の震度分布や可能であれば観測波形があることが望ましい。地震調査委員会では、「レシピ」の検証の観点から、平成12年（2000年）鳥取県西部地震、平成15年（2003年）十勝沖地震に対して「レシピ」に基づいた強震動を計算し、観測記録との比較を行っている（地震調査委員会強震動評価部会,
2002b,2004）ので、ここでは、これらの詳細な検討結果について紹介する。

2.1

鳥取県西部地震の観測記録を利用した強震動予測手法の検証について

平成12年（2000年）鳥取県西部地震(M=7.3)（以下、鳥取県西部地震と呼ぶ）では、鳥取県西部を震源とする浅い内陸地震が発生し、幸い死者は発生しなかったものの、多くの被害が発生した。この地震は平成７年兵庫県南部地震(M=7.3)以後はじめての、M=7 を超す内陸地震であり、整備されたK-NET やKiK-net といった強震動観測網によって、震源近くの貴重な観測記録を数多く得ることができた。また、鳥取県西部地震の震源断層は、地表にほとんど現れず、活断層と認識されてはいなかった場所で発生したものであるが、余震分布や強震動インバージョン等により、断層の形状は明らかにされている。そのため、鳥取県西部地震の震源断層の形状を既知とすれば、強震動予測手法を基に強震動の予測を行うことが可能になる。そこで、ここでは、① 「糸魚川－静岡構造線断層帯（北部、中部）を起震断層と想定した強震動評価手法について（中間報告）」（地震調査委員会強震動評価部会,2001a)、以下、「糸静中間報告」と呼ぶ）の強震
動予測手法をそのまま鳥取県西部地震の震源断層に適用させ、その予測結果と観測記録の違いを検証する。
② 強震動予測手法のうちの震源の特性化手法の有効性を確認するため、余震記録による経験的グリーン関数法により観測記録を説明できるような震源特性化モデルを設定する。
③ ①と②の特性化モデルの違いから、震源断層を特定した地震の強震動予測手法の課題を整理する。
を目的として、鳥取県西部地震の震源断層を起震断層とした強震動試算を行った。
図2.1-1に鳥取県西部地震の観測記録を利用した強震動予測手法の検証の流れを示す。
2.1.1

鳥取県西部地震の強震動評価に関連する既往の調査研究

前述したように、鳥取県西部地震では、K-NET やKiK-net といった強震動観測網によって、震源近くの観測記録を数多く得ることができたため、その記録を利用してインバージョンにより、震源断層の形状や断層面上のすべり分布が推定されている（例えば、菊地・山中,2001；関口・岩田,2000；井出,2000)。さらに、それらの震源の解析結果を基に震源特性化モデルを作成し、経験的グリーン関数法により、K-NET やKiK-net の観測点の強震動を予測している事例もある(池田ほか,2001)。
2.1.2

試算の前提条件

ここでは、強震動の試算を行うにあたって、以下のような前提条件を設定した。
・ 計算地点は、震源断層に近いKiK-net 日野、伯太、北房３地点の地中観測点とした。計算地点
を地中観測点としたのは、地表では表土による非線形作用の影響が大きく、検証には向かない
ためと判断したからである。

27

・ 震源特性を想定するケースとしては、冒頭の中で述べたように、１）「糸静中間報告」の手法をそのまま取り入れたケース（以下、ケース１とする）、２）観測記録をできるだけ再現するケース（以下、ケース２とする）の２ケースとした。
・ 震源断層の形状やアスペリティや破壊開始点のおおよその位置は既知とした。複雑な震源特性をアスペリティ領域と背景領域の２つの領域に単純化する震源の特性化手法の有効性を確認する目的があるため、単純化することによる影響だけをみるために、アスペリティや破壊開始点のおおよその位置は既知とする必要があった。
2.1.3

予測手法の説明

強震動予測手法は、「糸静中間報告」の中で示したように、①「震源の特性化手法」、②「地下構造モデルの設定手法」、③「強震動計算手法」、及び④「予測結果の検証手法」の４つの構成要
素からなる。以下では、構成要素ごとに説明する。
(1)

震源の特性化

震源特性は、評価対象を巨視的震源特性（例：想定される地震の震源断層の位置、長さ、幅、傾斜、深さ、走向、地震モーメント）、微視的震源特性（例：想定される地震のアスペリティの位置
・大きさ・数、アスペリティ・背景領域の平均すべり量・応力降下量、すべり速度時間関数及びfmax）、
その他の震源特性（破壊開始点、破壊伝播様式）の３つに分けることができるので、対象ごとに内容を説明する。設定したパラメータについては表2.1.3-1に一覧にして示した。
(a) 巨視的震源特性
鳥取県西部地震の巨視的震源特性として、震源断層の位置・長さ・幅・傾斜角・深さ・走向、地震モーメント・平均すべり量の設定方法について以下説明する。図2.1.3-1には震源断層の位置を示した。
a.

震源断層の位置・長さ・幅・傾斜角・深さ・走向
震源断層の位置・長さ・幅・傾斜角・深さ・走向は、前提条件で述べたように震源断層の形状は既知としたため、ケース１・２共通で、強震動インバージョンにより推定された関口・岩田(2000)のモデルを基に設定した。複数の強震動インバージョン結果から関口・岩田(2000)のモデルを選んだ理由は、地震動の短周期成分も含めて、解析を行って算定したためである。ただし、インバージ
ョンより得られる断層の領域は、ほとんど動いていない部分も含まれていて、実際の断層面よりもかなり広めに設定される傾向にある。そこで、Somerville et al.(1999)の規範に従い、インバージョン
より得られた断層の領域からほとんど動いていない部分を取り除いた。その結果、インバージョン
による断層長さが33km であったのが27km に短縮した。深さ方向については、気象庁等の余震分布を参考にして、地震発生層を2～16km と推定し、この部分に断層を設定した。
b.

地震モーメント
地震モーメント（Mo）については、ケース１・２によって求め方が異なる。ケース１では、下に示す糸静中間報告で用いられたSomerville et al.(1999)による断層総面積（S）と地震モーメントの経験式より算定された値(7.0×1018N・m)、ケース２では菊地・山中(2001)により鳥取県西部地震において推定されている値(9.6×1018N・m)を用いる。
S=2.23×10-15×Mo2/3 ............................................... (2-1)
S:断層総面積（km2）28

Mo:地震モーメント(dyne・cm)9c.

平均すべり量
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、震源断層の総面積Sにより算定する。ケース１・２では地震モーメントが異なるため、平均すべり量の値も異なる(ケース１：56cm、ケース２：77cm)。
Mo=µDS ........................................................ (2-2)(b) 微視的震源特性
鳥取県西部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・実効応力（平均応力降下量）、背景領域の平均すべり量・実効応力（平均応力降下量）について以下説明する。設定した主要なパラメータおよびアスペリティ位置についてはその概要を図2.1.3-2に示した。
a.

アスペリティの数・位置
前提条件で述べたように、アスペリティの数、おおよその位置は既知としたため、ケース１・２
共通で、巨視的震源特性同様に鳥取県西部地震の強震動インバージョンにより推定された関口・岩田(2000)のモデルを基に設定した。この結果、震源断層内にアスペリティは２つ設定し、すべり分
布の結果に基いて、第１アスペリティは南東側の上端深さ4km、第２アスペリティは断層の中央部の上端深さ2km にそれぞれ設定した。
b.

アスペリティの面積
ケース１では、糸静中間報告で用いたSomerville et al.(1999)による震源断層の総面積とアスペリテ
ィ総面積の経験式により、震源断層の総面積の22%とした。なお、アスペリティは２つ設定したため、入倉・三宅(2000)の考え方も取り入れて、第１アスペリティは震源断層の総面積の16%、第２アスペ
リティは震源断層の総面積の6%とした。
ケース２では、鳥取県西部地震の関口・岩田(2000)モデルのすべり分布より推定した。この結果、第１アスペリティ・第２アスペリティとも震源断層の総面積の約13%となった。
c.

アスペリティ・背景領域のすべり量
ケース１では、糸静中間報告で用いたSomerville et al.(1999)による震源断層全体の平均すべり量とアスペリティ全体の平均すべり量の経験式を用いて、アスペリティ全体の平均すべり量を震源断層
全体の平均すべり量の2.01 倍とした。この値を基に、第１アスペリティ、第２アスペリティの平均
すべり量はアスペリティ全体の地震モーメントから、アスペリティにおける応力降下量が一定となるようにアスペリティの面積の1.5 乗の重みで振り分けることにより算定する。この結果、第１アスペリティの平均すべり量は125cm、第２アスペリティの平均すべり量は77cm となった。ケース２では、鳥取県西部地震の関口・岩田(2000)モデルのすべり分布結果を基にアスペリティ領域の平均すべり量を設定した。この結果、第１アスペリティ・第２アスペリティとも平均すべり量は221cm となった。
背景領域の平均すべり量は、背景領域のモーメント量より算出する。この結果、背景領域の平均すべり量はケース１で40cm、ケース２で19cm となった。
d.

9

アスペリティ・背景領域の実効応力（応力降下量）
ケース１では、アスペリティ・背景領域の実効応力は糸静中間報告で用いた壇ほか(2001)の考え経験式は、引用文献で示された単位系にて表示する（dyne・cm=10-7N・m）。

29

方に基づき算定した。この方法は、地震モーメントから短周期加速度震源スペクトルレベルを拘束し、短周期加速度震源スペクトルレベルと実効応力の関係式を利用して、アスペリティ・背景領域の実効応力を算定するものである。アスペリティおよび背景領域の実効応力σa、σb は、短周期加速度震源スペクトルレベルA と実効応力σの関係、震源のスケーリング則(γ：断層全体の平均値に対するアスペリティ内の平均値)、断層全体の物理量とアスペリティ(添字a)、背景領域(添字b)の物理量の関係から、
Aa=4π(Sa/π)1/2σaβ2 ................................................. (2-3)
Ab=4π(Sb/π)1/2σbβ2 ................................................ (2-4)β：断層面のS 波速度(km/s)
Sa=γsS .......................................................... (2-5)σa=γσσ .......................................................... (2-6)σ=(σaSa+σbSb)/S .................................................. (2-7)
A=(Aa2+Ab2)1/2 .................................................. (2-8)
S=Sa+Sb ....................................................... (2-9)となり、これらの式より
σa=[(1-γs)γσ/(1-γsγσ)]σb ........................................... (2-10)
σb=A[γs {(1-γs ) γσ/(1-γsγσ) }2+1-γs] -1/2/[4(πS)1/2β2] ...................... (2-11)と表される。この結果、アスペリティの実効応力は10.6MPa、背景領域の実効応力は3.8MPa となった。
ケース２においては、まずケース１と同様な考え方でアスペリティ・背景領域の実効応力を推定し、その値を基にして、観測波形に可能な限り合わせるようにパラメータを修正した結果、第１ア
スペリティの実効応力は16.0MPa、第２アスペリティの実効応力は11.3MPa、背景領域の実効応力は0.9MPa となった。
e.

すべり速度時間関数
すべり速度時間関数はケース１・２とも糸静中間報告で用いられた中村・宮武(2000)の方法で設定した。中村・宮武(2000)の近似式は、
2Vm/td･t(1-t/2td)
0<t<tbdD(t)/dt=b/(t-ε)0.5
tb <t<tr ......................... (2-12)c-ar(t-tr)
tr <t<ts0
t<0 or t>ts
ただし、
ε=(5tb-6td)/{2(1-td/tb)}b=2Vm･tb/td･(tb-ε)0.5･(1-tb/2td)
c,ar：係数、 tr:(ts-tr)=2:1で表され、この近似式を計算するためには、・ 最大すべり速度振幅Vm
・ 最大すべり速度到達時間td
・ すべり速度振幅が1/t0.5に比例するKostrov 型関数に移行する時間tb
・ ライズタイムtrの４つのパラメータを与える必要があり、それぞれのパラメータの設定方法は以下の通りである。
・ 最大すべり速度振幅Vm
Vm=∆σ (2･fc･w･Vr)0.5/µ ............................................ (2-13)
fc：ローパスフィルタのコーナー周波数(fmax と同等)
w：断層幅
・ 最大すべり速度到達時間td

30

fmax≒1/(π･td) ................................................... (2-14)
・ すべり速度振幅が1/t0.5 に比例するKostrov 型関数に移行する時間tb(2-12)式で最終すべり量を与えることにより自動的に与えることができる。
・ ライズタイムtr
tr≒w/(2･Vr) ..................................................... (2-15)
このうち、すべり速度時間関数のパラメータであるライズタイムについては、ケース２において観測波形に合わせるために第１アスペリティ内での値を(2-15)式で推定される値から変更した。この
結果、ライズタイムの値はケース１の第１アスペリティで1.7 秒、第２アスペリティで0.9 秒、背景領域で3.0 秒、ケース２の第１アスペリティで0.8 秒、第２アスペリティで1.2 秒、背景領域で3.0 秒
となった。
f.

fmax
fmax については震源に依存したものか、地点に依存したものか、十分に解明されていないが、ここでは、震源に依存したものと仮定している。そこで、鳥取県西部地震のfmax を試みに観測記録から特定しようとしたが、十分な結果が得られず特定には至らなかった。そのため、ケース１・２とも糸静中間報告で用いた兵庫県南部地震で解析された値6Hz（鶴来ほか,1997）をそのまま利用した。

(c) その他の震源特性
鳥取県西部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式について以下説明する。
a.

破壊開始点の位置
破壊開始点の位置は、前提条件により既知として、ケース１では、関口・岩田(2000)のモデルを基に断層のほぼ中央部深さ約14km に設定した。ケース２では、観測波形にできるだけあわせるために破壊開始点の深さを約10km にやや浅く設定した。結果的に気象庁の震源位置(11km)にほぼ一致することになった。
b.

破壊伝播様式
破壊伝播様式は、ケース１・２とも破壊開始点から放射状に広がるように設定した。

c.

破壊伝播速度
破壊伝播速度(Vr)は、ケース１では下に示す糸静中間報告で用いられたGeller(1976)によるＳ波速度(Vs)との経験式より設定した。
Vr=0.72Vs ...................................................... (2-16)
ケース２についてもケース１と同様にして設定を行ったが、観測波形に、できるだけ合わせるために第１アスペリティの破壊速度を変更した。この結果、ケース１、ケース２の第１アスペリティ
以外の領域の破壊速度は2.3km/s、ケース２の第１アスペリティの破壊速度は3.15km/s となった。
(2)地下構造モデルの設定

地下構造モデルを設定するにあたっては、震源断層を含む強震動計算領域において、地質構造に基づいて、地震波速度構造（Ｐ波速度、Ｓ波速度）、密度構造、減衰構造、層形状（層厚）を設定する必要がある。ただし、鳥取県西部地域周辺には、現段階において過去に地下構造調査が実施されたことがなかったため、下記に示す条件を基に地下構造モデルの設定を行った。
・ 震源断層を含む計算地点周辺は山地であり、堆積平野のような三次元構造を想定せずに一次元構造を仮定しても結果に大きくは影響しないと判断した。

31

・ 地震基盤(Vs=3km/s 相当層)より下の構造は、関口・岩田(2000)で解析に利用した京都大学防災研究所地震予知研究センター鳥取地震観測所の震源決定に用いられる構造（伊藤ほか,1995）を利用した。
・ 地震基盤から地表までの速度構造は、計算地点におけるKiK-net 観測点のボーリングデータから設定を行った。ただし、ボーリングの最下層が地震基盤に完全には届いていないため、周辺のKiK-net
観測点のボーリングデータや最下層の速度と地震基盤の速度から、関数を仮定して補間する（渋谷ほか,2000）ことにより設定した。
・地震基盤から地表までの密度構造は、KiK-net 観測点のボーリング情報にデータがないため、表層近い部分では周辺のK-NET 観測点のデータから推測した。その他の部分は、次式の示すＰ波速度
Vp(m/s)と密度ρ(g/cm3)の関係式(Gardner et al., 1974)を基に設定を行った。
ρ=0.31Vp1/4 ......................................................... (2-17)・減衰構造を表すＱ値は、1Hz以下の低周波成分では周波数に係わらず一定の値、1Hz以上の高周波成分では周波数依存するよう設定した。設定にあたっては、低周波成分はモデルやＳ波速度等を参照し、高周波成分は次式に示す近畿地方における観測結果(Petukhin et al., 2001)を適用した。
Q(f)=86f 0.82 ....................................................... (2-18)
なお、Ｓ波速度が300m/s 以下の柔らかい層では、鳥取県西部地震で大きなひずみをうけることにより、非線形な挙動を起こしたことが確認され、それに対応するＱ値が推定されている（永野ほか,2001）ため、その値を利用した。
このようにして、設定した計算地点（日野、伯太、北房）の地下構造モデルを表2.1.3-2に示した。
(3)

強震動計算

強震動計算手法は、経験的手法、半経験的手法、理論的手法、ハイブリッド合成法の４つに大きく分類され、データの多寡・目的に応じて手法が選択されている（糸静中間報告参照）。ここでは、ケース１が糸静中間報告の手法をそのまま取り入れるケース、ケース２が観測記録をできるだけ再現するケースであることから、
ケース１ ―――――― ハイブリッド合成法（統計的グリーン関数法＋波数積分法）
ケース２ ―――――― 経験的グリーン関数法を採用した。
ハイブリッド合成法の具体的な計算方法は統計的グリーン関数法が壇ほか(2000)の方法、波数積分法がHisada(1995)の方法を用い、接続周期１秒で合成している。一方、経験的グリーン関数法の具体的な方法はIrikura(1986)による震源スペクトルの相似則に従った合成方法を従い、用いる要素波形
は、鳥取県西部地震の余震を利用して、観測点との位置関係（図2.1.3-1参照）から、
日野、北房 ――― 2000/10/17 22:17 に発生したM4.2 の余震
伯太 ――― 2000/10/7 06:22 に発生したM3.9 の余震を使った（余震の震源のパラメータは表2.1.3-3参照）。
(4)

予測結果の検証

ここでの予測結果の検証は、試算した結果と計算地点における鳥取県西部地震の地中観測記録を比較することによって行った。その結果を下記のようにして出力した。
・ 地震波形の比較図（図2.1.3-3）
・ スペクトルの比較図（図2.1.3-4）
・ 最大加速度、最大速度、計測震度（水平２成分のみ）比較一覧表（表2.1.3-4）
これらの図表を参照して、観測記録との違いを検討した。その結果、以下のことが明らかになった。
・ 時刻歴波形については、ケース１ではいずれの地点も加速度波形、速度波形ともに観測記録

32と整合していない。ケース２では加速度波形についてはあまり整合していないが、速度波形については位相がかなり合っている。
・スペクトルについては、ケース１では伯太での１秒以下、日野のEW 成分では概ね整合している。ケース２では、全般的に観測記録との整合の度合いがケース１より良くなり、ケース１
でほとんど整合していない北房がケース２でかなり改善される。
・ 最大地動のうち、最大加速度についてはケース１・２とも概ね倍半分の範囲に入っているが、計算地点によっては約３倍、１／３になる場合もある。最大速度については、ケース１は最大加速度と同様なばらつきが見られるのに対し、ケース２ではすべての地点・成分において倍半分の範囲に入る。計測震度の違いは、ケース１・２とも最大で0.5 以内に収まっている。
2.1.4

強震動予測手法の妥当性検討と今後の課題

ここでは、前項で示されたケース１・２の試算結果の違いや観測記録の比較を基に、現状の強震
動予測手法の妥当性やその基盤となる震源の特性化手法の有効性について考察した。その結果を以下にとりまとめた。
・ケース２の試算結果と観測記録の比較により、パラメータを的確に設定できれば、複雑な震源特性をアスペリティ領域と背景領域の２つの領域に単純化しても地震波形（速度波形）をある程度再現でき、震源の特性化手法の有効性が確認できた。
・ケース１の試算結果と観測記録の比較により、アスペリティの位置や破壊開始点の位置が概ね合っていれば、地点の位置にもよるが、現状の強震動予測手法においてスペクトルレベルではある程度観測記録を説明できることが確認できた。
・ケース１とケース２の試算結果の違いは、北房で特に大きい。北房は断層走向の延長線上に位置し、断層破壊の進行方向の影響が特に強い領域に当たる。したがって、震源特性によるパラメータの違いがこうした領域に敏感に影響を与えることを意味する。
以上の点から、現状の強震動予測手法の妥当性を概ね確認できたが、ここでの検討結果から、より精度を高めるにあたっての今後の課題をまとめると下記の通りである。
・再現期間の長い活断層を想定した強震動評価を行うには、地表の情報から破壊開始点、アスペリティの位置の推定する方法を確立することが望ましい。
・現状の強震動予測手法では、個々のアスペリティで応力降下量を一定と仮定しているが、地震や地域によっては応力降下量そのものの値や個々のアスペリティごとに変化することが予想される。したがって、地域ごとの中小地震の観測等のデータを解析して、事前に地域性を考慮できるようなデータベースを作成してくことが望まれる。
・現状の強震動予測手法では、破壊様式は断層面で破壊速度一定で破壊開始点から放射線状に広がるよう設定されている。しかしながら、実際には同じ断層面でも破壊速度や破壊伝播様式は変化しているものと想定される。したがって、破壊速度や破壊伝播様式について、強震
動インバージョンの結果を収集して、何かのパラメータから拘束する条件を設定できるようになれば、より精度の高い強震動予測が期待できる。

33

表2.1.3-1

強震動試算に用いた鳥取県西部地震の震源特性のパラメータ一覧34

表2.1.3-2

表2.1.3-3

評価地点の１次元構造モデル

経験的グリーン関数法の計算に利用した余震のパラメータ一覧

35

表2.1.3-4

最大地動等による地中観測点での試算結果と観測記録との比較一覧

36図2.1-1

鳥取県西部地震の観測記録を利用した強震動予測手法の検証の流れ

図2.1.3-1

鳥取県西部地震の震源断層（太線）と試算地点（▲）位置図37

図2.1.3-2

鳥取県西部地震のアスペリティ位置図および主要なパラメータ38図2.1.3-3(1) 地中観測点における地震波形（観測波形、ケース１、ケース２）の比較（日野観測点；（ａ）：加速度波形 （ｂ）：速度波形 ）39図2.1.3-3(2) 地中観測点における地震波形（観測波形、ケース１、ケース２）の比較（伯太観測点；（ａ）：加速度波形 （ｂ）：速度波形 ）40図2.1.3-3(3) 地中観測点における地震波形（観測波形、ケース１、ケース２）の比較（北房観測点；（ａ）：加速度波形 （ｂ）：速度波形 ）41図2.1.3-4(1) 地中観測点におけるスペクトル（観測波形、ケース１、ケース２）の比較（日野観測点；（ａ）：５％減衰加速度応答スペクトル、（ｂ）：５％減衰擬似速度応答スペクトル ）42図2.1.3-4(2) 地中観測点におけるスペクトル（観測波形、ケース１、ケース２）の比較（伯太観測点；（ａ）：５％減衰加速度応答スペクトル、（ｂ）：５％減衰擬似速度応答スペクトル ）43図2.1.3-4(3) 地中観測点におけるスペクトル（観測波形、ケース１、ケース２）の比較（北房観測点；（ａ）：５％減衰加速度応答スペクトル （ｂ）：５％減衰擬似速度応答スペクトル ）

44

2.2

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について

平成15年（2003年）十勝沖地震（M8.0）（以下、十勝沖地震と呼ぶ）では、北海道の十勝沖を震源とする地震が発生し、北海道、および東北地方の広域で大きな震度が観測された。最大震度は６弱を観測し、地震被害は十勝地方を中心に広範囲に及んだ。この地震では、阪神・淡路大震災（平成７年兵庫県南部地震）以降、整備・拡充されてきたK-NET、KiK-netに代表される強震動観測網において、貴重な観測記録が多数得られた。また、これまでに、余震観測や震源インバージョン解析
結果により、同地震の震源特性が明らかにされてきている。十勝沖では、1952年にも同様の地震が発生しており、これらの調査結果や研究成果を総合的に判断することにより、同海域における地震
発生のメカニズム等、今後の強震動予測に重要な知見も得られている。
ここでは、十勝沖地震の震源断層に関する研究成果に基づき、「レシピ」をそのまま適用して十勝沖地震のシミュレーション解析を行い、その結果を観測記録と比較する。その比較結果から、現在の「レシピ」の適用範囲や今後の課題について整理する。
2.2.1

十勝沖地震の強震動評価に関連する既往の調査研究

十勝沖地震の強震動評価に関する研究事例として、次のものが挙げられる。
Honda et al. (2004)、Koketsu et al. (2004) 、Yagi, Y. (2004) 、Yamanaka and Kikuchi (2003) は、
遠地実体波等の地震観測記録や測地データに基づく震源インバージョン解析を実施している。いずれの研究においても、震源断層の深い領域と浅い領域で破壊伝播速度が異なることを指摘している。
鈴木・岩田（2004）は、十勝沖地震の余震群についての震源モデルの推定を行っている。
Kamae and Kawabe(2004)は、余震観測記録を用いて経験的グリー関数法により、Yamanaka andKikuchi (2003)による震源インバージョン結果を参考にして、特性化震源モデルの推定を試みている。
渡辺ほか（2004）は、十勝沖地震の観測記録、および震源インバージョン結果を元に、破壊過程の複雑さの度合いが、長周期強震動予測結果に与える影響について検討している。青井ほか（2004）
は、三次元有限差分法による地震波の伝播シミュレーションを実施し、理論的手法の適用性について検討している。
前田ほか（2004）は、十勝沖地震で観測された長周期地震動に着目し、地震波放射の方向性依存の観点から、その特性について分析している。吉田ほか（2004）、あるいは永野ほか（2004）は、
石狩平野、あるいは苫小牧周辺で観測された長周期地震動の発生原因について、当該地域の地盤増
幅特性の観点から検討している。
また、全体をまとめた報告書としては、平成15年科学技術振興調整費による「平成15年（2003年）
十勝沖地震に関する緊急調査研究報告書」（平田編,2004）があり、例えば、余震観測結果に基づく
十勝沖のプレート等深線の検討等を実施している。
2.2.2

十勝沖地震の観測記録を用いた強震動予測手法の検証の流れ

ここでは、十勝沖地震の観測記録を用いた強震動予測手法の検証の概要として、検証全体の流れ、
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。
(1)

検証全体の流れ

十勝沖地震の観測記録を用いた強震動予測手法の検証についての全体の流れを以下に示す（図2.2.2-1参照）。
① 震源断層モデルは、十勝沖地震についての既往の研究成果を参照して設定した。
② 十勝沖地震で観測された波形データ等を参照し、フォワードモデリングにより微視的震源特45

性を評価し、上記の震源断層モデルを修正した。
③ 北海道地方の三次元地下構造モデルは、主に、石油公団による基礎試錘、物理探査の資料（表2.2.2-1参照）、および同地域の地質構造図を利用して作成（山地部については風化帯も設定）
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。
④ 上記のとおり設定した特性化震源モデルおよび三次元地下構造モデルを用いて、「詳細法」（統計的グリーン関数法、理論的手法（有限差分法）、ハイブリッド合成法；2.2.5参照）に
より強震動計算を行った。
⑤ ④の強震動計算結果と十勝沖地震の観測記録との比較を行った。
⑥ 「簡便法」(2.2.5参照)による強震動計算結果と観測記録との比較を行った。
(2)

強震動評価の対象とする震源域

十勝沖地震の強震動評価の対象とする震源域は、Honda et al. (2004)による震源断層モデルを基に
設定した。
(3)

評価地点

本報告における「詳細法」、および「簡便法」による強震動の面的な評価範囲は以下のように設定した（図2.2.2-2参照）。
「詳細法」：「簡便法」：

北緯 41°30′～ 44°00′、東経141°00′～ 146°00′
北緯 40°00′～ 44°30′、東経139°30′～ 146°00′

強震動評価においては、それぞれの評価範囲を約１km四方の領域に分割し、各領域の中心点で評価する。
また、地表における地震波形や計測震度等、観測記録と予測結果との比較を行う評価地点は、防災科学技術研究所（K-NET、KiK-net）、気象庁、および北海道開発土木研究所（WISE）の各観測点
とした。
(4)

評価項目

本報告における、「詳細法」、および「簡便法」による強震動の評価項目は下記のとおりとする。
「詳細法」● 「詳細法工学的基盤」（2.2.4参照）上の最大速度● 地表の時刻歴波形、および擬似速度応答スペクトル● 地表の計測震度、および最大速度「簡便法」● 地表の計測震度
本報告では、時刻歴波形や擬似速度応答スペクトルの比較については、図2.2.2-3に示したK-NET、KiK-net観測点での結果を示す。
2.2.3

十勝沖地震の震源特性の設定

十勝沖地震の震源特性の設定内容について、震源断層パラメータごとに説明する。表2.2.3-1に震46

源断層パラメータを、図2.2.2-3に設定した震源断層、アスペリティ、破壊開始点の位置を示す。
(1)

巨視的震源特性(a) 地震モーメント、モーメントマグニチュード
地震モーメントM0(N･m=107 dyn･cm) は、十勝沖地震に対して、遠地実体波の解析によって推定されているYamanaka and Kikuchi(2003)による値を用いた。なお、この地震モーメントより、モーメ
ントマグニチュードMwは、以下の定義式によれば8.0となる。
log Mo = 1.5Mw + 9.1 ............................................. (2-19)(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、既往の研究成果に基づいて下記のようにして設定した。
① 震源の位置、形状については、Honda et al. (2004)による十勝沖地震におけるすべり量分布のインバージョンで用いられた震源断層モデルを参照して設定した。この震源断層モデルに用いた太平洋プレートの等深線は、「千島海溝沿いの地震活動の長期評価」(地震調査委員会,2003c、
以下､「長期評価」と呼ぶ)によるものとほぼ整合している。
② 震源断層の面積Sは、想定されている地震モーメントM0 および震源断層全体の平均応力降下量∆σ（3.0MPa）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。
③ 傾斜角、走行、すべり角については、Honda et al. (2004)と同様とした。
(c) 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、および震源断層の面積Ｓを用いて推定した[レシピ(1-5)式参照]。
(2)

微視的震源特性

十勝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・応力降下量・実効応力、背景領域の平均すべり量・実効応力などの設定について以下に説明する。
(a) 短周期レベルA
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、十勝沖地震の観測記録から推定された値を用いた。ここで用いた短周期レベルは、これまでに十勝沖で発生した地震に対して推定された値（森川・藤原,2003）と同程度である。また、図2.2.3-1に示すように、
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は、壇ほか(2001)の経験式と比べると2.0倍程度となっている。
(b) アスペリティの数・位置・面積・応力降下量
アスペリティの数、位置、面積、応力降下量は、既往の文献を参考に設定し、計算波形が、十勝沖地震の観測波形と調和的となるように一部修正を加えた。アスペリティの数は、Yamanaka andKikuchi(2003)、Honda et al.(2004)、Koketsu et al. (2004) 、Yagi(2004)による震源インバージョン解析結果を参考に３個とした。位置は、震源インバージョン解析結果のすべり量分布を参考に、十勝沖地震の観測波形になるべく調和的となるように経験的グリーン関数法（2.2.5参照）を用いたフォワードモデリングを行った結果、破壊開始点付近（第１アスペリティ）、えりも岬の東側（第２アスペリティ）、震源断層モデルの北端付近（第３アスペリティ）に設定した。（図2.2.2-3参照）。

47

アスペリティの総面積は、上記で推定した短周期レベルAとレシピ(1-7)～(1-9)式より算定した。これより、アスペリティの総面積と巨視的断層面積との比は約0.08となる10。また、各アスペリティの面積は、経験的グリーン関数法を用いたフォワードモデリングの結果から、１（第１アスペリティ）：２（第２アスペリティ）：１（第３アスペリティ）とした。
アスペリティの応力降下量については、レシピ（1-15-2）式より算定した。また、アスペリティの実効応力は、応力降下量と等しいとして取り扱った。
(c) アスペリティの平均すべり量Ｄa
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（Somervilleet al., 1999；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、約５mとした。一方、既往の研究によると、十勝沖地震のすべり量分布では、最大すべり量が約５～７mの範囲で推定されている。上記で算出されたアスペリティの平均すべり量は、この研究結果とほぼ同程度の評価となっている。
各アスペリティの平均すべり量Daiについては、レシピ（1-14）式より算定した。
(d) 背景領域のすべり量および実効応力
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。
(e) fmax 11
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]。
(3)

その他の震源特性

十勝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に説明する。
(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、気象庁による十勝沖地震の震央位置に設定した（図2.2.2-3参照）。
(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）に進行するものとした。
(c) 破壊伝播速度Vr
震源域の平均的なＳ波速度Vsをもとに、レシピ（1-23）式より設定した。

10

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%の値を採用したが、「宮城県沖地震を想定した強震動評価」（地震調査委員会,2003c）では、1978年宮城県沖地震の観測記録を用いた推定結果を用いて､約9％とした。
本報告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、「宮城県沖地震を想定した強震動評価」で採用した値とほぼ等しい。
11
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側において急減し始める周波数。

48

(4)

強震動予測に用いる震源断層モデル

十勝沖地震の強震動予測に用いる震源断層モデルは、震源断層の長さを90km、幅を100kmとした。
また、「詳細法」では、これを10km×10kmの要素に分割して計算を実施した（図2.2.2-3参照）。
2.2.4

地下構造モデルの設定

十勝沖地震の強震動予測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」
12と呼んでいる。これらの具体的な設定方法については､「(2) 「深い地盤構造」」において説明する。
(1)

上部マントルから地震基盤までの大構造（伝播経路）

Iwasaki et al. (1991) による十勝沖などを対象とした速度構造断面を参照して、速度構造モデルの設定を行った（図2.2.4-1参照）。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、森川・藤原(2003)によって十勝地方の観測記録から推定された周波数依
存のＱ値を利用した。
Ｑ=100f 1.0 (f≧1.0Hz) .................................. (2-20)
Ｑ=100(f<1.0Hz)
ここで、f：周波数(Hz)(2)

「深い地盤構造」（地震基盤～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」のデータがある程度揃っている場合」に相当するものとして、次の手順に従って設定を行った。
① 石油公団による基礎試錘、および反射法地震探査結果、微動アレイ探査結果、札幌市による深部地下構造調査結果、およびK-NET、KiK-netのＰＳ検層結果等を収集・整理した（表2.2.2-1、
図2.2.4-2参照）。
② これらの資料のうち、石油公団による反射法地震探査と基礎試錘の結果を元に、微動アレイ
探査結果や屈折法探査結果も参考にして、速度層区分を検討するとともに、Ｐ波速度の等深線図を作成した。
③ 反射法地震探査が行われていない地域や、地震基盤までのデータが得られていない地域については、地質情報を参考に補完した。これより、三次元地下構造モデルをVp=2.1km/s、Vp=2.5km/s、Vp=3.3km/s、Vp=4.0km/s、Vp=5.5km/sの５層構造として作成した。
④ ③で得られた三次元地下構造モデルのＰ波速度から、Vp=2.1km/s、Vp=2.5km/s、Vp=3.3km/sの層については、K-NET、KiK-netのＰＳ検層結果に基づいたＰ波速度とＳ波速度の関係式を用い、Vp=4.0km/s、Vp=5.5km/sの層については、微動アレイ探査結果を用いて、それぞれＳ波12「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。

49

速度を推定し、Vs=700m/s、Vs=1.1km/s、Vs=1.7km/s、Vs=2.2km/s、Vs=3.2km/sとした。また、
Ludwig et al. (1970)に基づき密度を推定した（表2.2.4-1参照）。
⑤ さらに、工学的基盤を設定するために、北海道地域のボーリングデータを収集した。
⑥ このデータから、Ｎ値が50以上となる深さを工学的基盤上面と定義して、K-NETのデータか
らＮ値50以上が連続して確認された区間を抽出し、工学的基盤のＰ波速度、Ｓ波速度をこれ
らの区間の平均値として、それぞれ、Vp=1.8km/s 、Vs=480m/sに設定した。また、密度については、Ludwig et al. (1970)に基づき、1.9g/cm3と推定した。
⑦ 基盤岩が露頭した山地部に対しては、上記で示した三次元地下構造モデルの速度層構造に対応して、風化帯を表2.2.4-2のように設定した。
本報告では、この三次元地下構造モデルにおいて、Vs=3.2km/s層(Vp=5.5km/s)を地震基盤、
Vs=480m/s層(Vp=1.8km/s)を「詳細法工学的基盤」と定義した。
以上の手順により得られた三次元地下構造モデルを図2.2.4-3に示している。これらの結果から、石狩平野から勇払平野、さらにその南方の海域に至る領域、十勝平野からその南方の海域に至る領域、および根釧台地の中部から北部で地震基盤が深くなっている。また、石狩川沿いや苫小牧市周辺の海域、釧路平野等で「詳細法工学的基盤」（Vs=480m/s）の深い地域が見られる。
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。
(3)「浅い地盤構造」（工学的基盤～地表）「浅い地盤構造」は、「詳細法」における面的な評価においては、「詳細法工学的基盤」（Vs=480m/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(藤本・翠川，2003)を用い、約１km四方の領域ごとに「浅い地盤構造」による最大速度の増幅率を算定した [レシピ(1-25)～(1-26)式参照]。図2.2.4-4に示した「詳細法工学的基盤」から地表までの最大速度の増幅率の分布図より、石狩平野、勇払平野、十勝川河口付近、さらに釧路平野周辺等で増幅率の高い地域が見られる。
「詳細法」のうち、統計的グリーン関数法によって、K-NET、KiK-net観測点の地表における時刻
歴波形を算定する場合13には、各観測点で得られている速度層構造を一次元地下構造モデルとして用いる（図2.2.4-5参照）。密度が得られていない観測点については、Ludwig et al. (1970)に基づきＳ
波速度から推定した。
2.2.5

強震動計算

本報告では、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を用いて、「詳細法」
により、地表の時刻歴波形、震度分布を計算するとともに、「簡便法」により地表の震度分布を計算する。以下に、「詳細法」、および「簡便法」の概要について示す。

13

理論的手法では、「詳細法工学的基盤」（Vs=480m/s）より上位の「浅い地盤構造」については、対象領域内のほとんどで層厚が100mに満たないことより、長周期成分の計算結果には影響を及ぼさないと考えられるため、評価の際には「詳細法工学的基盤」上の時刻歴波形をそのまま用いることとし、一次元地下構造モデルは作成しない。

50

(1)

「詳細法」

(a) 三次元地下構造モデル上面における波形計算
2.2.4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、「詳細法工学的基盤」（Vs=480m/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から推定したスペクトルモデル（佐藤ほか,
1994b）と経時特性モデル（佐藤ほか, 1994a）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。

②「詳細法工学的基盤」（Vs=480m/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下構造モデルから、各計算ポイントで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「詳細法工学的基盤」（Vs=480m/s層）上面での統計的グリーン関数を計算した。

③「詳細法工学的基盤」（Vs=480m/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「詳細法工学的基盤」（Vs=480m/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。
また、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 で除した0.445をFとして採用した。
時刻歴波形は、詳細法評価範囲を約1km四方の領域に分割し、それぞれの中心点で算定した。
(b) 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、評価地域全体の一次
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、（ボーリ
ング情報のある地点を除き）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（480m/s）、
および2.2.4で述べた地下構造モデルのうちの「浅い地盤構造」で求めた平均Ｓ波速度から、最大速度増幅率を藤本・翠川（2003）より求めた。次に、各領域における「詳細法工学的基盤」における波形の最大速度を読み取り、これ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。ただし、藤本・翠川（2003）は、Vs=600m/sに対する増幅率として定義されているが、本検討での「詳細法工学的基盤」は、Vs=480m/sの層としている。そこで、松岡・翠川（1994）
による基準地盤（平均S波速度がVs=600m/s程度）からVs=480m/sまでの増幅率（=1.16）で、藤本・翠川（2003）によるVs=600m/sの層から地表までの増幅率を除した値を、「詳細法工学的基盤」(Vs=480m/s)における最大速度に乗じることによって算定した。
一方、K-NET、KiK-net観測点の地表における時刻歴波形を求める場合には、地震基盤から地表までの一次元地下構造モデルを作成し、これを用いて地表における統計的グリーン関数を作成した後、壇・佐藤(1998)の半経験的波形合成法により地表面上で波形合成を行った。一次元地下構造モデル
は、「深い地盤構造」については、三次元地下構造モデルから各評価地点に最も近い領域の一次元

51

地下構造モデルを作成し、これと「浅い地盤構造」における一次元地下構造モデルとを組み合わせて作成した。計算波形から算定される最大速度は、水平方向2成分をベクトル合成した波形の最大値とした。
(c) 地表における計測震度の計算計算された地表の最大速度より、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+1.72log PGV±0.21(I=4～7).....................（2-21）
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。
なお、K-NET、KiK-net観測点の地表における時刻歴波形を求める場合には、気象庁（1996）に基
づき、計算波形から直接計測震度を求めた。この際、上下成分は0とした。
(2)

「簡便法」

(a) 工学的基盤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 ........................................（2-22）
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)本検討では、北日本特有の減衰特性を反映させるために、森川ほか（2003）の方法に準じた補正
項をV1、V2を導入する。補正項V1はやや深発地震などで観測される異常震域を表現するための係数、補正項V2は、司・翠川（1999）の距離減衰式を断層最短距離300km以遠まで拡張するための係数であり、それぞれ次式で与えられる。
log V1 = (-4.0×10-5×Rtr+9.9×10-3)･(D-30) (D>30km) ..........................（2-23）
V2 = max{1.0, (R/300)2.064×10-0.012} .......................................（2-24）
Rtr:海溝軸から観測点までの距離(km)R:震源距離(km) （震源断層の中心を基準とする）
D:震源深さ(km) （震源断層の中心を基準とする）
補正は、司・翠川（1999）の距離減衰式（（2-22）式）にV1、V2を乗じて行う。
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、2.2.4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。

52

(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、2.2.5(1)「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。
(3)

それぞれの手法の特徴

以下にそれぞれの特徴をまとめる。
「詳細法」の特徴
・ 2.2.3(2)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モデルに対する地震動を評価することができる。
・ 2.2.4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。
・ 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）「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。
2.2.6

強震動予測結果とその検証「詳細法」、「簡便法」による強震動予測結果と観測記録との比較を行うことにより、レシピの適用範囲と課題について考察する。
(1)「詳細法」による強震動予測手法の検証

ここでは、「詳細法」による強震動予測手法の検証のため、下記の項目に対して検討を行った。
● 統計的グリーン関数法、理論的手法（有限差分法）による計算結果と観測記録との比較● ハイブリッド合成法による計算結果と観測記録との比較（地表における波形の比較）● ハイブリッド合成法による計算結果と観測記録との比較（地表における最大速度分布、
計測震度分布の比較）
強震動予測結果の比較対象としては、防災科学技術研究所（K-NET、KiK-net）、気象庁、および北海道開発土木研究所（WISE）で得られた観測記録を用いた。
以下、それぞれの項目について述べる。
(a) 統計的グリーン関数法、理論的手法（有限差分法）による計算結果と観測記録との比較
ここでは、統計的グリーン関数法、理論的手法（有限差分法）の適用性について検討する。
図2.2.6-1(1)は、厚い堆積地盤上に位置する観測点（HKD129）における、統計的グリーン関数法 、理論的手法による計算結果と観測記録の比較である。これらより、統計的グリーン関数法では、計算結果が過小評価となっているが、理論的手法では改善されていることがわかる。これは、理論的手法では、精度的はやや問題が残るものの、勇払平野周辺における厚い堆積層の影響が三次元地下

53

構造モデルとして考慮されていることによる。また、図2.2.6-2の(a)に、地表における最大速度分
布の観測記録（上図、□：気象庁、○：KiK-netとK-NET、△：WISE）と統計的グリーン関数法による計算結果（下図）とを比較して示す。観測記録に基づく最大速度分布のコンター図（上図）は、地表の観測記録（最大速度）を藤本・翠川（2003）による「詳細法工学的基盤」から地表までの最大速度の増幅率で除して「詳細法工学的基盤」上の最大速度に換算した上で、「詳細法工学的基盤」
上でコンターを作成した後、このコンターに最大速度の増幅率を再度乗じることよって作成している。この結果から、両者は概ね対応しているように見える。ただし、石狩平野や勇払平野の堆積層が厚く分布している地域では、特に地震動の長周期成分に影響する地下構造の三次元的な震動特性が考慮されていないため、統計的グリーン関数法の結果が過小評価となっている。
図2.2.6-1(2)は、理論的手法 による計算結果と観測点（HKD077、HKD112）における観測記録との比較（波形とフーリエスペクトル）である。観測波形には、5秒～25秒のバンドパスフィルターを施している。これは、本地震の震源インバージョン解析での対象周期帯域と対応する。これより、５秒以上では両者は良く対応しており、理論的手法によって観測記録を概ね再現できることがわかる。また、図2.2.6-2の(b)に、地表における最大速度分布の、観測記録（上図、□：気象庁、○：
KiK-netとK-NET、△：WISE）と理論的手法（有限差分法）による計算結果（下図）とを比較して示す。最大速度は、ともに、5秒～25秒のバンドパスフィルターを通した波形の最大値を示している。
この結果から、長周期成分だけの評価ではあるが、統計的グリーン関数法では過小評価となっていた石狩平野や勇払平野周辺の予測精度が向上していることがわかる。なお、5秒よりも短周期側については、理論的手法の適用性に関する検討の対象外とする。
以上の結果から、本地震の震源インバージョン解析での対象周期帯域に相当する周期5秒以上の周期帯域では、理論的手法により観測記録を概ね再現できることがわかった。ただし、5秒よりも短周期側では、三次元地下構造モデルの精度の問題等により、まだ十分に観測記録を再現できず、過小評価となる傾向が見られた。
(b) ハイブリッド合成法による計算結果と観測記録との比較（地表における波形）
図2.2.6-3(1)～図2.2.6-3(4)は、ハイブリッド合成法 により得られた地表における波形と減衰5％の擬似速度応答スペクトルの観測記録との比較結果である。ここでは､「浅い地盤構造」は線形の一次元地下構造モデルとして取り扱っている。また、先の検討結果を参考に、接続周期は5秒としている。すなわち、周期5秒程度よりも長周期側の地震動計算には理論的手法、周期5秒程度よりも短周期側の地震動計算には統計グリーン関数法を用いている。
図2.2.6-3(1)は、震源域に近い十勝地方、釧路地方の観測点（HDKH05、TKCH11、HKD087、
KSRH09）での比較結果である。波形の振幅値や擬似速度応答スペクトルの形状は、観測記録の傾向を概ね再現できている。
図2.2.6-3(2)は、図2.2.6-3(1)と同様に震源域に近い十勝地方、釧路地方の観測点（TKCH05、
TKCH07、TKCH08、KSRH09）での比較結果である。計算波形から得られた擬似速度応答スペクト
ル形状は、観測記録によるスペクトル形状から全体的に短周期側にずれているように見える。これに伴って、計算波形から得られた擬似速度応答スペクトルの短周期成分が過大評価となっている。
これは、今回の検討では考慮していない「浅い地盤構造」による非線形性の影響と考えられる。図2.2.6-4は、図2.2.6-3(2)に示したKiK-net観測点における観測記録の地中に対する地表のスペクトル比を示している。赤線は十勝沖地震の本震記録、黒線は、十勝沖地震の震源域で発生したその他の地震（マグニチュードは5.0～7.1、地表の最大加速度で100cm/s2未満）の観測記録の結果である。いずれの結果を見ても、十勝沖地震の本震の場合には、その他の地震記録に比べて、スペクトル比のピークが低振動数側（長周期側）に移動していることより、少なくとも地中の観測点から地表までの地盤において、地盤が軟化したことが推察できる。図2.2.6-5は、表2.2.6-1に示した各観測点の地盤データから作成した地盤モデルを用いて、観測波を入力地震波とした応答解析を実施した場合

54

の入力波形と地表の応答波形のスペクトル比を示している。結果は、地盤が線形（黒色）の場合と等価線形の場合（赤色）で比較している。地盤の履歴特性は、今津・福武(1986)に基づいて設定している。これらの結果から、KSRH09を除いて一次の卓越周期には大きな変化はないが、振幅値がやや小さくなっている。また、高次の卓越周期については、長周期化し、振幅値も小さくなっており、地盤の非線形化の影響が現れている。KSRH09では、これらの傾向に加えて、一次の卓越周期についても、長周期化の傾向が強く現れている。以上の検討結果は、図2.2.6-4に示した結果と調和的である。
以上の結果から、「浅い地盤構造」の非線形性を考慮することにより、少なくとも短周期側の予測精度が向上することが期待できる。
図2.2.6-3(3)は、石狩平野、勇払平野の大規模な堆積平野内の観測点（HKD129、HKD182、HKD185、
HDKH06）における比較である。これより、計算結果は、周期1秒前後の成分が過小評価であることがわかる。また、HKD185、HDKH06では、計算結果は観測記録と大きく異なっている。HKD185は
勇払平野の西縁、HDKH06は日高山脈西部における地震基盤が急激に深くなる境界付近に位置している。これらの相違は、平野や盆地と山地部との境界付近の三次元地下構造モデルの精度を向上させることにより改善されることが期待される。
図2.2.6-3(4)は、火山フロントの両側にある観測点（HKD033、HKD037、HDKH02、HKD038）の比較である。火山フロントより北側の観測点（HKD033 、HKD037）では、短周期側（約1秒以下、
日高地方の観測点（HDKH02）では周期約0.5秒以下）の成分が過大評価となっていることがわかる。
これは、「浅い地盤構造」の非線形性の影響や、現在の三次元地下構造モデルでは考慮されていな
い地震波の伝播経路に依存した地域的な減衰特性の違いによるものと考えられる14。なお、HDKH02
では周期1秒前後、HKD038では周期0.6秒前後のピークが観測記録には見られるが、計算波形では表現できていない。これは、HDKH02は、HDKH06と同様に日高山脈西部における地震基盤が急激に深くなる境界付近、また、HKD038は山脈に囲まれた「富良野盆地」の南端付近に位置しており、三次元地下構造モデルの精度が不十分であったためと考えられる。図2.2.6-6は、図2.2.6-3(4)に示した
観測点に対して、減衰特性を変更した場合の計算波形や擬似速度応答スペクトルの観測記録との比較結果である。ここでは、(2-20)式の代わりに火山フロントよりも北側で設定する減衰特性を、中村・植竹(2002)によって推定された三次元Ｑ構造（図2.2.6-7参照）を参考に下式で与えている。
Ｑ=100f 0.5 (f≧1.0Hz) ................................（2-25）
Ｑ=100(f<1.0Hz)
ここで、f：周波数(Hz)
この結果から、火山フロントよりも北側に位置する観測点（HKD033 、HKD037）では、短周期側の予測精度が向上しており、評価地域の地域的な減衰特性を考慮することによって、短周期側の予測精度が向上することが期待できる。
以上の結果から、周期5秒以上の長周期帯域の強震動予測には、理論的手法が適用できることがわかった。また、短周期帯域（周期1秒程度以下）の強震動は、評価地域の地域的な減衰特性や「浅い地盤構造」の非線形性を考慮することで、統計的グリーン関数法によって、観測記録を概ね再現できることが確認された。ただし、石狩平野、勇払平野のように堆積層が厚く分布する地域での観測記録を理論的手法により精度良く再現するためには、三次元地下構造モデルの精度を向上させる必
要がある。

(c)

ハイブリッド合成法による計算結果と観測記録との比較（地表における最大速度分布、計測震14

火山フロントに係る減衰特性については、前田・笹谷（2002）において既に指摘されている。また、日高地方のごく浅部（深さ数km 程度）に「Low-Q（減衰が大）」の領域が存在していることが、既往の研究で確認されている（古村・森谷,1990）。さらに、HDKH02やHDKH06等、日高地方の観測点における地震動特性については森川・藤原(2004)

55

度分布）
地表の最大速度、および震度分布について、ハイブリッド合成法による強震動計算結果と観測記録から求めた結果を比較して図2.2.6-8に示す。結果は、左上図が気象庁（□）・KiK-netとK-NET（○）・WISE（△）の各観測点での最大速度（および震度）、左下図が計算結果に基づく最大速度（および震度）、右上図が観測値と計算結果の比較、右下図が観測値と計算結果の差をそれぞれ示している。「浅い地盤構造」については、藤本・翠川（2003）を用いて「詳細法工学的基盤」から地表までの最大速度の増幅率としてモデル化している。また、地表における観測記録の計測震度は、
気象庁（1996）に基づき、観測された波形から直接求めた。観測記録に基づく震度分布のコンター
図（左上図）は、図2.2.6-2と同様の方法により作成している。
最大速度については、計算結果が観測値よりも全体的に小さめとなっている。これは、三次元地下構造モデルの精度の問題も考えられるが､本検討では、周期5秒以下の強震動を統計的グリーン関数法によって計算しているため、盆地や平野における周期１秒程度から5秒程度の成分に影響する地下構造の三次元的な効果が評価できていないことや、特性化震源モデルの設定方法に原因があると考えられる。また、堆積層が非常に厚い石狩平野、勇払平野周辺、あるいはえりも岬付近等では、計算結果が観測記録を上回っている地点も散見される。これらは、大規模な堆積平野の「深い地盤構造」に対する三次元地下構造モデルの精度が不十分であることや観測点周辺の減衰特性がモデルに十分に反映されていないこと等によると考えられる15 。
一方、計測震度については、広い地域で概ね対応した結果が得られた。ただし、火山フロントより北側の計測震度が比較的小さい地域や、計測震度の大きい地点の一部でも、計算結果が観測記録よりも大きい地点が見られる。これは、最大速度から計測震度を推定する際に、4以上の計測震度に対して推定精度が高い経験式を用いていることが一つの原因であると考えられる。また、この経験式は、卓越周期が2秒以上の地震動に対しては、計測震度を過大に評価する傾向がある。えりも岬付
近や火山フロントよりも北側の観測点では地域的な減衰特性による地震動の短周期成分の低減効果、
石狩平野や勇払平野周辺では｢深い地盤構造｣による長周期成分の増幅効果によって、長周期成分が卓越した地震動が観測されたため、計算結果の計測震度が観測値よりも大きくなったと考えられる。
以上の３つの検討結果をまとめると、5秒～25秒程度の長周期帯域の強震動計算では、本地震の震源インバージョン解析における対象周期帯域に相当していることもあり、理論的手法が有効である
ことがわかった。また、1秒程度以下の短周期帯域の強震動計算では、統計的グリーン関数法が有効であることが､今回の検証結果からも確認された。

(2)「簡便法」による強震動予測結果「簡便法」による強震動予測結果(地表の震度分布)を観測結果と比較して図2.2.6-9に示す。今回の検討では、北日本特有の距離減衰特性を考慮している（2.2.5(2)(a)参照）。両者は概ね対応しているが、詳細に見れば、震源域近傍ではやや小さめ、北海道の北部ではやや大きめの評価となっている。前者は、「簡便法」では評価できないアスペリティの影響やディレクティビティ効果16、後者は、図2.2.6-7にも示したように、北海道地方の減衰特性として、火山フロントの北側では短周期成分の減衰が大きくなるため、長周期成分が卓越した地震波となっていることが主な原因として考えでも指摘されている。
15
えりも岬（HKD112）については、一次元地下構造モデルの修正やこの周辺の地域的な減衰特性を考慮することにより予測精度が向上する可能性がある。
16
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。

56

られる（ 2.2.6(1)(c)参照）。
2.2.7

まとめと今後の課題

平成１5年（2003年）十勝沖地震の観測記録を利用した強震動予測手法の検証によって、1秒程度
以下と5秒程度以上の周期帯域の強震動は、現在のレシピによって概ね再現可能であることがわかった。今後は、周期帯域が数秒程度（1秒程度以上～5秒程度以下）の強震動に対する予測精度を向上させるために、レシピの改良や震源域も含めた大規模な三次元地下構造モデルの精度の向上が必要である。
レシピの改良策としては、検証結果から、特性化震源モデルや計算手法の更なる改良・高度化が挙げられる。特性化震源モデルに関する最近の研究事例としては、例えば、2003年十勝沖地震の余
震観測記録に基づく特性化震源モデルの推定や適用性の検討（Kamae and Kawabe,2004）、アスペリ
ティの階層化に関する研究(Matsushima et al., 2004)等がある。また、計算手法についても、例えば、
震源インバージョン解析結果の精度向上により、理論的手法の適用範囲を５秒よりも短周期側に拡張する試み（青井ほか, 2004）や、２段階ハイブリッド合成法による強震動計算手法（佐藤ほか, 2004）の研究等が行われている。レシピの改良にあたっては､このような最新の研究成果を取り入れていくことが望ましい。
今回用いた三次元地下構造モデルは、言わば初期モデルであり、強震動予測に適応したモデルとして十分な調整がされていないため、観測記録をうまく再現できない地点もあった。強震動予測結果の精度を向上させるためには、今後も地下構造に関する情報を収集するとともに、例えば、中小の地震観測記録を用いた手法等により、既往の三次元地下構造モデルの再構築を行うことが必要である。
また、平成15年度科学技術振興調整費による2003年十勝沖地震に関する緊急調査研究（平田編,2004） によって、十勝沖周辺のプレート等深線の見直しが行われ、長期評価としても公表されている（地震調査委員会,2004b）。今後、これらの成果を参考に、震源断層パラメータの見直し等を行うことが､特性化震源モデル（震源断層パラメータ）の精度向上とともに、強震動計算結果の信頼性向上につながるものと期待される。

57

表 2.2.2-1(1)

反射法地震探査参考文献一覧（図 2.2.4-2 を参照）

図中の参
照番号

著者

発表年

1

石油公団

1989

2

石油公団

1970

3

石油公団

2002

4

石油公団

1996

5

石油公団

1995

6

石油公団

1998

7

石油公団

1982

8

石油公団

1986

9

石油公団

1998

10

石油公団

1983

11

石油公団

1984

12

石油公団

1992

13

石油公団

1995

14

石油公団

1993

15

石油公団

1995

16

札幌市

2003 平成14年度石狩平野地下構造調査業務成果報告書

17

石油公団

2003

18

石油公団

1971

19

石油公団

1999

20

石油公団

1998

21

石油公団

1990

22

石油公団

2002

23

石油公団

1982

24

石油公団

1982

25

石油公団

1993

26

石油公団

1975

27

石油公団

1996

28

石油公団

1981

29

石油公団

1987

30

石油公団

1983

31

石油公団

1973

文献名

出典

昭和63年度 国内石油・天然ガス基礎調査 海上基礎物47p
理探査「北海道西部～北東部海域」調査報告書
昭和45年度 大陸棚石油・天然ガス資源基礎調査 基礎
24p
物理探査「石狩－礼文島」調査報告書
平成12年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐「チ55p
カップ」調査報告書
平成8年度 国内石油・天然ガス基礎調査 海上基礎物理36p
探査「天北浅海域」調査報告書
平成５年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐「天121p北」調査報告書
平成8年度 国内石油・天然ガス基礎調査 「オホーツク」
32p
調査報告書
昭和57年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎物理探査「後志沖」「十勝～釧路海域」「オホーツク海」調査報告 57p
書昭和60年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐「留86p
萌」調査報告書
平成8年度 国内石油・天然ガス基礎調査 陸上基礎物理30p
探査 「雨竜」 調査報告書
昭和58年度 国内石油天然ガス基礎調査 基礎物理探査
15p「網走地域」調査報告書
昭和59年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎物理探26p
査「網走地域」調査報告書
平成３年度 国内石油・天然ガス基礎調査 陸上基礎物
31p
理探査「網走地域」調査報告書
平成６年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐「石121p
狩湾」調査報告書
平成３年度 国内石油・天然ガス基礎調査 陸上基礎物
25p
理探査「日高地域」調査報告書
平成6年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐「石81p
狩湾」調査報告書
291p

平成13年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎物理探53p
査「石狩平野北部」調査報告書
昭和45年度 天然ガス基礎調査 基礎試錐「空知」調査報39p
告書
平成9年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐「夕91p張」調査報告書
平成８年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐「馬91p追」調査報告書
平成元年度 国内石油・天然ガス基礎調査 陸上基礎物
22p
理探査 「根釧地域」調査報告書
平成12年度 国内石油・天然ガス基礎調査 陸上基礎物
45p
理探査「別海」調査報告書
昭和56年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎物理探19p
査「十勝地域」調査報告書
昭和57年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎物理探15p
査「十勝地域」調査報告書
平成3年度 国内石油・天然ガス基礎調査 陸上基礎物理25p
探査 「日高地域」調査報告書
昭和49年度 天然ガス基礎調査 基礎試錐「軽舞」調査報
26p
告書
平成７年度 国内石油・天然ガス基礎調査 海上基礎物35p
理探査「胆振沖浅海域」調査報告書
昭和55年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎物理探10p
査「渡島半島地域」調査報告書
昭和61年度 国内石油・天然ガス基礎調査 海上基礎物36p
理探査「道南～下北沖」調査報告書
昭和57年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐「十31p
勝沖」調査報告書
昭和47年度 大陸棚石油・天然ガス基礎調査 基礎物理18ｐ
探査「十勝－釧路」調査報告書

58

表 2.2.2-1(1)

図中に表
示した以
外の文献

著者

発表年

石油公団

1972

石油公団

1973

石油公団

1973

石油公団

1974

石油公団

1976

石油公団

1982

石油公団

1983

石油公団

1987

石油公団

1998

石油開発公団

1971

石油開発公団

1972

石油開発公団

1973

石油開発公団

1973

石油開発公団

1973

石油開発公団

1975

石油公団

1975

石油公団

1984

石油公団

1991

反射法地震探査参考文献一覧（つづき）
文献名
石油公団（1972）：昭和46年度 天然ガス基礎調査
37p
基礎試錐「稚内」調査報告書
石油公団（1973）：昭和47年度 天然ガス基礎調査
36p
基礎試錐「浜勇知」調査報告書
石油公団（1973）：昭和48年度 天然ガス基礎調査
35p
基礎試錐「南幌」調査報告書
石油公団（1974）：昭和48年度 天然ガス基礎調査
34p
基礎試錐「遠別」調査報告書
昭和50年度 天然ガス基礎調査 基礎試錐「新冠」調
19p
査報告書
昭和56年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐
31p
「黒松内」調査報告書
昭和57年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐
54p
「豊頃」調査報告書
昭和61年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐
31p
「北見大和堆」調査報告書
平成８年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎試錐
91p
「馬追」調査報告書
昭和46年度 天然ガス基礎調査 基礎物理採鉱「サロ22p
ベツ原野」調査報告書
昭和46年度 大陸棚石油・天然ガス資源基礎調査 基
25p
礎物理探査「宗谷－網走」調査報告書
昭和47年度 天然ガス基礎調査 基礎物理探査「天塩22p
平野」調査報告書
昭和47年度 大陸棚石油・天然ガス基礎調査 基礎物
18p
理探査「日高－渡島」調査報告書
昭和48年度 石油・天然ガス基礎調査 基礎物理探査
12p「石狩平野」調査報告書
昭和49年度 石油・天然ガス基礎調査 基礎物理探査
19p「日高南部」調査報告書
昭和49年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎物理14p
探査「羽幌～留萌」調査報告書
昭和59年度 国内石油・天然ガス基礎調査 基礎物理39p
探査「根釧地域」調査報告書
平成２年度 国内石油・天然ガス基礎調査 陸上基礎
39p
物理探査「天北地域」調査報告書

59

出典表 2.2.2-1(2)
図中の参
照番号

著者

屈折法地震探査参考文献一覧（図 2.2.4-2 を参照）
発表年

文献名

出典

自然災害科学総合
地震動予測精密化のための地下深部構造の研究、文部
研 究 班 、 No.A省科学研究費自然災害特別研究研究成果
63-3

1

浅野周三

1989

2

Iwasaki T.,
Hajime Shiobara,
Azusa Nisizawa,
Toshihiko Kanazawa,
Kiyoshi Suyehiro,
Naoshi Hirata,
Taku Urabe,
Hideki Shimamura

A detail subduction structure in the Kuril
Tectonophysics,
1989 trench deduced from ocean bottom seismographic
165,315-336
refraction studies.

3

岩崎 貴哉・酒井慎一・
飯高隆・オウズオゼ
人工地震探査による北海道地域の地殻構造
1994
ル・森谷武男・青木（津別―門別測線）
元・鈴木貞臣

4岩崎 貴哉・酒井慎一・
前田卓 哉 ・ 飯高 隆 ・1995 人工地震探査による北海道地域の地殻構造、その４
オウ ズオゼル・森谷武
男・青木 元5

岩崎貴哉・森谷武男

67

8

その３ 地震学会講演予稿集，P12

地震学会講演予稿
集、B4

北海道大学地球物
理学研究報告、No.65 、 pp.291302
横倉 隆伸・宮崎光旗・
深 部 地 殻 構 造 に 向 け た 反 射 法 地 震 探 査 実 験 概 報 ― 地震第2輯，第451992
渡辺寧・浦辺徹郎
GSJ90-1日高測線―
巻，145-156
月刊地球号外、
森谷武男
1999 北海道日高山脈南部の３重衝突構造による地震活動
No.27 、 pp.206210
早川正亮・笠原順三・
佐藤利典・日野亮太・
篠原雅尚・西野実・上海底地震観測から分かった1968年十勝沖，1994年三陸 日本地震学会講演
2000
村彩・佐藤壮・伊藤亜
はるか沖地震域の南西端に存在する地殻の不連続構造 予稿集，A46
紀・石川端人・藤江
剛・金沢敏彦表 2.2.2-1(3)
図中の参
照番号

著者

2000 制御震源探査から見た北海道の地殻構造

微動アレイ探査参考文献一覧（図 2.2.4-2 を参照）
発表年

文献名

出典

物 理 探 査 ， 第 42長周期微動を用いた地下構造の推定―黒松内低地帯に巻，第2号，P97－
おける探査例―
105.
BUTSURIDetermination of deep geological Structures
TANSA,Vol.43,No
1990
under Urban Areas Using Long-Period Microtremors.1,P21-33.

1

松島健・大島弘光

1989

2Matsushima Takeshi,
Hiroshi Okada

3

宮腰 研・松島健・森谷
物理探査学会第80
武男 ・笹谷努・平田賢
長周期微動を用いた地下構造の推定（４）－小樽市に回学術講演会論文
治 ・ 渡 辺 儀 輝 ・ 岡 田 1989
おける探査例―集，P118－120.
広・ 大島弘光・秋田藤夫

4岡田 廣・松島健・森谷1990 広域・深層地盤調査のための長周期微動探査法
武男・笹谷努物 理 探 査 ， 第 43
巻，第6号，P402
－417.

5

松島健

博士論文，北海道大学理学部

6

小柳 敏郎・松島健・岡物理探査学会第83
微動探査法(４)－長周期微動を用いた十勝平野の深層
田広 ・森谷武男・笹谷回学術講演会論文
1990
地盤構造の推定―努・ 坂尻直巳・佐々木集，P172－176．
嘉三・宮腰研

7

宮腰 研・岡田広・笹谷
物理探査学会第90
努・森谷武男・凌甦
微動観測による釧路市の地下構造推定と地盤振動特性
回学術講演会論文
群 ・ 斎 藤 誠 治 ・ 石 川 1994の予測
集，P230－234.
顕・ 坂尻直巳・小柳敏
郎

8

札幌市

1990 長周期微動に基づく地下構造推定法の研究

2003

平成14年度地震調査関係基礎調査交付金
部地下構造調査成果報告書

60

石狩平野北

巨
視
的
震
源
特
性

全アスペリ
ティ

微
視
的
震
源
特
性

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

背景領域

その他の震源特性

表 2.2.3-1 震源断層パラメータ項目
パラメータ
図 2.2.2-3 参照
断層位置
走向
N246°E
傾斜角
18°
断層面積
9000
断層上端深さ22
断層下端深さ53
図 2.2.2-3 参照
破壊開始点
破壊伝播形式
放射状
静的応力降下量（円形クラック）
3.0
地震モーメント
1.05×1021
モーメントマグニチュード
8.0
剛性率
4.68×1010
平均すべり量
249.6
S 波速度
3.9
地震モーメント
1.69×1020
面積
722.4
平均すべり量
499.3
実効応力
37.4
短周期レベル
9.34×1019
地震モーメント
3.50×1019
面積
180.6
平均すべり量
413.6
実効応力
37.4
短周期レベル
5.42×1019
地震モーメント
9.89×1020
面積
361.2
平均すべり量
584.9
実効応力
37.4
短周期レベル
7.66×1019
地震モーメント
3.50×1019
面積
180.6
平均すべり量
413.6
実効応力
37.4
短周期レベル
5.42×1019
地震モーメント
8.83×1020
面積8277.6
平均すべり量
227.8
実効応力
4.1
短周期レベル
4.05×1019
破壊伝播速度
2.8
平成 15 年
破壊開始点
（2003 年）十勝沖地震の震央
破壊様式
同心円状

61

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

表 2.2.4-1

速度層

三次元地下構造モデルにおける各速度層の物性値

Vp(km/s) Vs(km/s) 密度（g/cm3）

地層

第1層

2.1

0.7

2.0

鮮新統

第2層

2.5

1.1

2.2

上部中新統

第3層

3.3

1.7

2.3

中部中新統

第4層

4.0

2.2

2.45

下部中新統～上部白亜系

第5層

5.5

3.2

2.65

基盤岩類

表 2.2.4-2

三次元地下構造モデルにおける山地部の風化帯の設定値

速度層

Vp(km/s) 深度（m）

第1層

2.1

6.0

第2層

2.5

15.0

第3層

3.3

64.0

第4層

4.0

170.0

62

表 2.2.6-1

計算に用いた地盤モデル(a) TKCH05（本別）
Vs
(m/s)

Vp
(m/s)

ρ
3
(g/cm )

層厚
(m)

深さ
(m)

Qs

履歴特性（G /G 0h ,γ 曲線）設定の*ための土質種別

140
140
430
660
770
640
1100

280
1760
1760
1760
2090
2090
2500

1.8
1.8
1.9
2.0
2.0
2.0
2.15

3
2.5
12
12
50
20
-

3
5.5
17.5
29.5
79.5
99.5

19
19
29
44
51
43
73

砂
砂れき
－
－
－
－
－
観測波形の入力位置(b) TKCH07（豊頃）
Vs
(m/s)

Vp
(m/s)

ρ
3
(g/cm )

層厚
(m)

深さ
(m)

Qs

履歴特性（G /G 0h ,γ 曲線）設定の*ための土質種別

80
110
110
200
350
530
700

280
280
1060
1060
1650
1650
2100

1.4
1.5
1.5
1.8
2.0
2.0
2.0

2
2
10
24
10
52
-

2
4
14
38
48
100

5
7
7
13
23
35
47

粘土
粘土
粘土
砂
砂れき
－
－
観測波形の入力位置(c) TKCH08（大樹）
Vs
(m/s)

Vp
(m/s)

ρ
3
(g/cm )

層厚
(m)

深さ
(m)

Qs

履歴特性（G /G 0h ,γ 曲線）設定の*ための土質種別

130
480
590
2800

300
1850
1850
5000

1.9
2.0
2.0
2.6

4
32
42
-

4
36
78

9
32
39
187

砂れき
－
－
－
観測波形の入力位置(d) KSRH09（白糠）
Vs
(m/s)

Vp
(m/s)

ρ
3
(g/cm )

層厚
(m)

深さ
(m)

Qs

履歴特性（G /G 0h ,γ 曲線）設定のための土質種別*

90
90
220
440
460
530
1100

300
300
1260
1260
1660
1830
2500

1.8
1.8
1.9
2.0
2.0
2.0
2.15

2
4
4
30
32
28
-

2
6
10
40
72
100

6
6
15
29
31
35
73

粘土
砂
砂
－
－
－
－
観測波形の入力位置＊「-」は非線形性を考慮せず

63

過去の地震の震源域、地震観測記録に基づくプレート等深線

過去の海溝型地震の解析結果等

巨視的震源特性

震源断層形状微視的震源特性

アスペリティの数・位置

全アスペリティの面積

震源断層面積地震モーメント

全アスペリティの応力降下量

経験的関係

各アスペリティの面積
平均すべり量加速度震源スペクトル
短周期レベル

過去の地震の震源

各アスペリティの
応力降下量

地震発生層のＳ波速度

破壊開始点

各アスペリティおよび背景領域の
実効応力

破壊伝播速度

各アスペリティおよび背景領域の平均すべり量

すべり速度時間関数

破壊伝播様式

fmax

その他の震源特性

特性化震源モデル

地下構造データ

地下構造モデルの設定手法

地下構造モデル・大構造
・深い地盤構造・浅い地盤構造強震動計算手法

強震動予測結果

強震動予測結果の検証手法

観測記録の傾向を概ね表せているか。

NG

強震動評価手法の見直し､課題の抽出

OK
強震動評価手法の妥当性確認

図 2.2.2-1

図 2.2.2-2

海溝型地震の強震動予測手法の検証の流れ

断層面の設定位置と簡便法の計算領域および詳細法の計算領域（太線枠）

64

図 2.2.2-3 「詳細法」による平成 15 年（2003 年）十勝沖地震の強震動評価対象領域と震源断層モデル（●はアスペリティ、☆は破壊開始点）

平成 15 年
十勝沖地震

図 2.2.3-1

平成 15 年（2003 年）十勝沖地震の短周期レベルと地震モーメントの関係（壇ほか，2001 に加筆）

65

図 2.2.4-1 Iwasaki el al.(1991)に基づく、「詳細法」の理論的手法による計算に用いた上部マントルから地震基盤までの大構造モデル（左：P 波速度および S 波速度、右：密度）
2000002000001
121500003150000465100000100000

7
1

1

50000

50000

1

8
10

0

9

11 12
-50000

12
22
21
21

21

-50000

22

13

7

0
10

12

14

22

-100000

22
19

16
20

25

-150000

26
27
28

23

7

4

2

-200000

31

29-250000-250000

8-300000-300000-350000-250000

1

30-200000

6

5

24

27
-150000

1

22

23

7

3

18
17

15

-100000-200000-150000-100000-50000050000

100000150000200000250000-350000-250000 -200000 -150000 -100000

300000050000

1000001500002

3-8000068-100000

2-120000

4
7-140000-160000

5
1-180000-200000-180000 -160000 -140000 -120000 -100000 -80000 -60000 -40000 -20000

020000 40000 60000 80000 100000 120000 140000 160000 180000 200000（c）微動アレイ探査測線位置図（図中の番号は表 2.2.2-1(3)を参照）
図 2.2.4-2

200000250000300000(b) 屈折法地震探査測線位置図（図中の番号は表 2.2.2-1(2)を参照）（a） 反射法地震探査測線位置図）（図中の番号は表 2.2.2-1(1)を参照）-60000-50000

地盤調査位置図66

図 2.2.4-3「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）

図 2.2.4-4「詳細法工学的基盤」（Vs=480m/s）から地表までの最大速度の地盤増幅率分布（「浅い地盤構造」、藤本・翠川,2003）67図 2.2.4-5

地表における波形の計算に用いた各観測点の一次元地下構造（S 波速度）68

図 2.2.6-1(1)
平成 15 年（2003 年）十勝沖地震の観測記録と強震動計算結果の波形比較の例（その１：統計的グリーン関数法、理論的手法と観測記録との比較）

69

図 2.2.6-1(2)
平成 15 年（2003 年）十勝沖地震の観測記録と強震動計算結果の波形比較の例（その２：理論的手法と観測記録との比較、観測記録には、5 秒～25 秒のバンドパスフィルターを施している。）

70

(a)統計的グリーン関数法

(b)

理論的手法

図 2.2.6-2 観測記録と詳細法（統計的グリーン関数法、理論的手法）による強震動評価結果の比較（地表の最大速度分布。観測記録のコンター図（上図）は、地表の最大速度を藤本・翠川（2003）による工学的基盤から地表までの最大速度の増幅率で除して、工学的基盤上の最大速度に換算し、工学的基盤上でコンターを作成した後、このコンターに最大速度の増幅率を再度乗じることより作成した。）

71

図 2.2.6-3(1) 平成 15 年（2003 年）十勝沖地震の観測波形記録と詳細法による計算波形との比較例（震源域に近い観測点）

72

図 2.2.6-3(2) 平成 15 年（2003 年）十勝沖地震の観測波形記録と詳細法による計算波形との比較例（つづき：震源域に近い観測点）

73

図 2.2.6-3(3) 平成 15 年（2003 年）十勝沖地震の観測波形記録と詳細法による計算波形との比較例（つづき：堆積層の厚い平野内の観測点）

74

図 2.2.6-3(4) 平成 15 年（2003 年）十勝沖地震の観測波形記録と詳細法による計算波形との比較例（つづき：火山フロントの両側の観測点）

75

図 2.2.6-4 図 2.2.6-3(2)に示した KiK-net 観測点における地表と地中の観測記録のスペクトル比（Ｓ波部分：地表／地中、赤線は十勝沖地震の本震記録、黒線はその他の地震記録）(a) TKCH05(b) TKCH07(c) TKCH08(d) KSRH09
図 2.2.6-5 各 KiK-net 観測点における孔中と地表でのスペクトル比の比較（黒：線形、赤：等価線形（実線：NS、点線：EW））

76

図 2.2.6-6 図 2.2.6-3(4)に示した観測点における観測波形記録と詳細法による計算波形との比較（減衰特性（Ｑ値）を変えた検討）

77

図 2.2.6-7

三次元 Q 構造（中村・植竹，2002 より深さ 0－30km のみ抜粋）

78

図 2.2.6-8(1) ハイブリッド合成法による強震動計算結果と平成 15 年（2003 年）十勝沖地震の観測記録との比較（地表の最大速度分布の比較。観測記録のコンター図（左上図）は、図 2.2.6-2と同様の方法により作成した。）

図 2.2.6-8(2) ハイブリッド合成法による強震動計算結果と平成 15 年（2003 年）十勝沖地震の観測記録との比較（計測震度分布の比較。観測記録のコンター図（左上図）は、図 2.2.6-2 と同様の方法により作成した。）

79

図 2.2.6-9
簡便法による強震動予測結果と観測された震度との比較（観測記録のコンター図（上図）は、図 2.2.6-2 と同様の方法により作成した。）

80