３．４．２

動的断層モデル構築と強震動シミュレーションの実施(1) 業務の内容(a) 業務題目

動的断層モデル構築と強震動シミュレーションの実施(b) 担当者
所属機関

役職

氏名

独立行政法人産業技術総合研究所

主任研究員

吉見

雅行

独立行政法人産業技術総合研究所

主任研究員

堀川

晴央

独立行政法人産業技術総合研究所

研究員

竿本

英貴

独立行政法人産業技術総合研究所

特別研究員

林田

拓己

独立行政法人産業技術総合研究所

研究員

加瀬

祐子

国立大学法人京都大学防災研究所

准教授

関口

春子

国立大学法人京都大学防災研究所

教授

岩田

知孝

国立大学法人京都大学防災研究所

助教

浅野

公之

(c) 業務の目的
上町断層帯の断層形状、最新の各種探査結果、断層動的破壊計算手法、高度化された大阪堆積盆地３次元構造モデルを組み合わせ、上町断層帯の強震動評価を高度化することを業務の目的とする。
(d) ３ヵ年の年次実施業務の要約
1) 平成 22 年度：
上町断層帯固有の地震シナリオ作成のために、大阪平野周辺の大阪層群の鍵層分布の収集・デジタイズ、既往震源モデル作成に用いられた断層帯に沿った断層変位分布の資料収集・整理、および、上町断層南部での地中レーダー探査を実施した。
2) 平成 23 年度：
上町断層帯固有の地震シナリオを作成した。既往研究を基にした上町断層帯の断層面３次元形状および断層走向方向の平均変位速度分布を用いて応力場のモデルを作成し、動的断層破壊計算により地震シナリオを作成した。さらに、地震シナリオから地震動を計算した。また、平成 22 年度の収集データによる上町断層帯の断層面３次元形状の暫定モデルを地震シナリオの作成や地震動計算に導入する準備を行った。
3) 平成 24 年度：
収集データを基にした上町断層帯の断層面３次元形状および断層走向方向の平均
変位速度分布を用いて新たに動力学的破壊計算を行い、物理的に発生しうる地震シナ
リオを複数作成した。さらに、地震シナリオと地下構造モデルを用いて地震動シミュ
レーションを行い、広帯域の地震動を評価した。調査観測のまとめを行った。

394

(2) 平成 22～24 年度の成果(a) 業務の要約
1) 上町断層帯固有の地震シナリオの作成
本業務で得られたデータに基づく上町断層帯の断層面３次元形状および断層走向に沿った平均上下変位速度分布を用いて断層面上の応力場を推定し、動力学的断層破壊計算を行い、動力学的震源モデルを作成した。また、地震調査研究推進本部の震源断層を特定した地震の強震動予測手法（以下、「レシピ」）に従って、特性化震源モデルを設定した。
2) 地震動の評価
上町断層帯について作成した動力学的震源モデルと特性化震源モデルのそれぞれについて、本業務で作成された大阪堆積盆地の３次元速度構造モデル（本報告書３．４．１）を用いて、断層帯周辺の地震動を評価した。
(b) 業務の成果
1) 上町断層帯固有の地震シナリオの作成
a) 動力学的震源モデル
本業務では、地形・地質学的データに基づいて断層形状と応力場を想定し、その条件下で物理的に起こりうる破壊過程を数値計算で求めるという手順で、強震動予測のための地
震シナリオを作成した。これにより、対象とする断層の個性を反映し、実現性の高い地震
シナリオが得られ、地震動予測の精度が向上することが期待できる。
断層面に作用する応力場分布を求める際の基となる考え方は、次の通りである。広域応
力場が一定で、断層面形状や周囲の地殻構造も変化しなければ、断層面上には、長期間平均的にはある一定の空間分布を持つ地殻応力が作用すると考えられる。このとき、断層での食い違い量分布も長期間平均には一定で、断層面上の応力場分布を反映したものになると推測される。このようなロジックに基づき、断層の平均変位速度分布（＝食い違い量／
堆積後経過時間）を用いて断層の応力場を推定する。
断層面上の応力場設定の具体的な方法としては、以下に述べるように、まず、平均変位
速度分布から想定される平均的なすべり分布モデルを作成し、これを応力場パラメータに変換した上で、高周波数域の地震動を生成するために必要な短波長の不均質を付加するという流れで行った。
i) 断層面モデルの設定
断層面形状は、サブテーマ２で作成された震源断層モデル（図１；本報告書３．２）を用い、断層帯全体が１つの震源断層として活動するとして、震源モデルを作成した。ただし、後述のように、佛念寺山断層区間の活動性を考慮し、佛念寺山断層を含めた全体をモデル化する場合と、佛念寺山断層を除いた区間をモデル化する場合の２ケースを検討した。
佛念寺山断層以外の区間では、断層面形状は２ケース共通である。また、大阪湾南東岸付
近の活断層（本報告書３．１）については、動力学的震源モデルを作成するために必要な情報が不十分であることから、ここでの動力学的震源モデルには含めていない。
395

動力学的震源モデルでは、常に断層面全体に破壊が広がるとは限らないため、動力学的破壊計算の結果として断層面の一部のみが破壊する震源モデルを許容する。
ii) 平均的長波長すべり分布モデルの作成
上町断層帯は、全体が大阪堆積盆地の中にあるため、断層活動が様々な堆積年代の地層のずれとして刻まれている。一回の地震イベントによる変位量の情報は少ないものの、平均変位速度の情報は、ほぼ全域で得ることができる。
平均変位速度分布は、異なる時代の情報による２つの分布モデル（図２）を用い、それぞれについて同じ作業を行って動力学的震源モデルを作成した。
１つ目の平均変位速度分布モデルは、大阪盆地堆積層構造モデル（堀川ほか，2003）でモデル化されている鍵層の深度分布データから、上町断層帯沿いの食い違い量分布を作り、堆積後経過時間で割ったものである（図２の青線）。堀川ほか（2003）は、反射法地震探査やボーリング調査などの物理探査結果を集めて作られたものであり、得られた平均変位
速度は、物理探査データから直接推定される値と整合的で、これらを空間的になめらかにつないだ形になっている。堀川ほか（2003）でモデル化されている鍵層は、堆積年代の新
しい順に、Ma10 層上面、Ma3 層下面、Ma-1 層下面などである。上町断層帯の平均変位速度は、Ma5 堆積時前後で変化しているという指摘もあり（藤田・笠間，1982；文部科学省研究開発局・国立大学法人京都大学防災研究所，2012）、現在の応力場を推定するには、な
るべく新しい時代の鍵層を用いた平均変位速度分布を用いるべきであるが、Ma10 層は上町断層帯沿いでは削剥などでほとんど存在せず、また、Ma3 層も佛念寺山断層区間では存在しない。そこで、佛念寺山断層区間以南では Ma3 層を、佛念寺山断層区間では Ma-1 を用いて平均変位速度分布を作成した。佛念寺山断層については、サブテーマ１の結論としては
活断層から外されているが、将来の活動を完全に否定することは困難という考え方もある
ため、こちらの平均変位速度分布モデルには含めることにした。
２つ目の平均変位速度分布モデルは、本業務のサブテーマ１で作成されたもので、断層帯における地表付近の変位・変形量を DEM データから抽出したものである（図２の赤線；
本報告書３．１）。変位基準に用いた地形面および構成層の年代は主に中期～後期更新世（約35 万年前以降）であり、１つ目の平均変位速度分布モデルにおいて用いた変位基準の前期
更新統（約 80～130 万年前）よりも新しい。佛念寺山断層区間では、更新世における段丘相当層などの断層変位が知られていないため、この平均変位速度分布モデルの作成対象は、
佛念寺山断層より南の断層区間のみとなっている。佛念寺山断層は、「後期更新世の 12.5
万年前以降の地層が断層による累積的な変形を受けているか否か」という基準にあてはめ
ると、現状のデータからは活断層に該当しない可能性もある。そこで、こちらの平均変位
速度分布から作成する震源モデルの震源域は、佛念寺山断層以南とする。２つの平均変位
速度分布は、破壊域のみならず、平均変位速度の絶対値も異なっており、堆積年代の推定
誤差を考慮しても、新しい地層を用いて推定されたもののほうが優位に大きい。
すべり分布モデルを作成するにあたっては、走向方向のすべり量分布形状は、この平均変位速度分布そのままとする。
傾斜方向のすべり量分布形状は、予備的な動力学的破壊の数値実験により作成した。この段階で、新淀川北岸での最新イベントによる地表上下変位量を再現できる広域応力場を396求めた。この地域の広域応力場は、最大水平圧縮応力（σ 1 ）が東西方向、最小主圧縮応力（σ 3 ）が鉛直方向と推定されている（Townend and Zoback，2006）。また、野島断層近傍のボアホールでの水圧破砕実験より、最大水平圧縮応力は深さ（z）に比例し、σ 1 = 34 zと表される（Yamashita et al.，2004）。最小主圧縮応力はかぶり圧に等しいと考えれば、
σ 3 = 24.5 z であり、応力比が 0.5 である（Yamashita et al.，2004）ことから、中間主
圧縮応力（σ 2 ）は、σ 2 = 29.25 z と表される。更に、地震発生層下端付近で破壊が自発的に停止するように、11km 以深の摩擦係数を調節した。以上のように求めた広域応力場と摩擦係数の深さ依存性を仮定して動力学的破壊過程を計算し、傾斜方向のすべり量分布を得た（図３）。
こうして得られた走向方向および傾斜方向のすべり量分布形状を合成することで、長波長の不均質をもつすべり量分布を作成した。ただし、この段階では、すべり分布の空間変化の形状はモデル化されているが、絶対値は拘束されていないことに注意されたい。２つの異なる平均変位速度分布モデルから得られるすべり分布モデルを次のように呼ぶことにする。
すべり分布モデル１：古い地層の累積変位に基づく、佛念寺山断層から泉北丘陵西縁断層帯の久米田池断層までを震源域とするモデル
すべり分布モデル２：新しい地層の累積変位量分布に基づく、（狭義の）上町断層から
泉北丘陵西縁断層帯の久米田池断層までを震源域とするモデル
iii) 応力降下量分布モデルi)の断層面形状モデル上に ii)で作成した長波長平均すべり分布を配して、同じ断層面上の応力変化分布を Okada（1992）により計算し、これを静的応力降下量分布の長波長成分とした（図４（a））。しかし、このような長波長成分が卓越したすべり分布、応力降下
量分布の震源モデルは、そこから発生する地震波の周波数特性が、自然地震のそれに比べ短周期側で過小になると考えられる。震源の不均質性に関する既存研究では、自然地震の地震動の周波数特性を説明するものとして、すべり分布で波数の２乗に逆比例するモデル（k -2 モデル）やフラクタル的不均質分布モデルが多数提唱されている（Boatwright，1982；
Frankel，1991；Herrero and Bernard，1994；Irikura and Kamae，1994；Zeng et al.，
1994；Hartzell et al.，1999；Hisada，2001；Mai and Beroza，2002）。本業務では、加瀬・関口（2012）にならい、すべり分布の k -2 モデルに対応する、応力降下量分布のｋ -1
モデルを採用して不均質を導入した（図４（b））。ｋ -1 分布には次の式を用いた。
F = (kx1/K) 2 (kx 2 +ky 2 ) 1/2 /{1+(kx 2 +ky 2 )/K 2 }K = [{1+(kx/ky) 2 }kx1 2 /{(kx/ky) 2 +(kx1/ky1) 2 }] 1/2
ただし、kx1、ky1 はそれぞれ、断層面長さ、幅に対応する波数である。上式で生成した
ｋ -1 分布は、x と y、それぞれの方向で異なるコーナー波数を持ち、それより高波数域での振幅が２方向で同じになる。このｋ -1 分布と長波長応力降下量分布の波数スペクトルを、
波長 25～48km に対応する波数で振幅を合わせてマッチングフィルターでハイブリッド合成し、広帯域不均質応力降下量分布モデルを作成した（図４（c））。
最後に、広帯域不均質応力降下量モデルの地震によって生じる断層沿いでの地表面の上下変位量を実測値と合わせるため、予備的な動力学的破壊計算をおこない、不均質応力降397下量分布全体に乗じる定数を探索する。最新の地震イベント（約 2700 年前以降；本報告書
３．３．１）による１回あたりの断層沿いの地表上下変位量は、本業務サブテーマ１により、新淀川の南、上町台地北部の約 3.5km の範囲で、約 1.3〜2.5ｍと推定されている（本報告書３．１）。地表上下変位量がこの範囲に収まるような倍率を探索した結果、すべり
分布モデル１で約 2.2 倍、すべり分布モデル２で約 0.73 倍となった。
iv) 動力学的パラメータ
加瀬ほか（2003）に従い、応力降下量と法線応力変化の不均質（図５）は水平方向の主応力の不均質によって生じると仮定し、応力降下量の走向方向成分と傾斜方向成分から、最大水平圧縮応力と最小水平圧縮応力の不均質を求めた。このとき、動摩擦係数は断層面で均一とし、最大水平圧縮応力の広域応力場からの変動分が最小になるような値を用いることとした。ここで得られた断層面にはたらく剪断応力（走向方向成分、傾斜方向成分）と法線応力の初期値分布を図６に示す。
次に、静摩擦係数は断層面で均一とし、断層面上の法線応力分布に乗じて、断層面上の強度不均質の初期値分布とした（図７）。ここで、静摩擦応力が剪断応力の絶対値を下回る地点は、剪断応力を支えるだけの強度を持たないと考えられるため、剪断応力の初期値
を動摩擦応力と等しいと置き直した。また、地表近くの浅い部分では、凝着力を無視できないと考え、深さ 1.6km（この地域の堆積層深さ最大値に対応）より浅い部分では、線型に凝着力が増加し、地表（深さ０km）で 1.0MPa になると仮定した。このような仮定の下で静摩擦係数を変えて動力学的破壊計算をおこない、地表変位量を説明できる値を探索した。
断層面の境界条件として、Coulomb の破壊基準とすべり弱化の摩擦構成則を仮定した。
数値計算に用いたパラメータを、表１に示す。
v) 動力学的破壊計算による地震シナリオ
動力学的破壊過程の計算には、差分法（Kase，2010）を用いた。差分法で曲面断層を考慮するのは困難なため、断層面は地表を切る傾斜角 60°の平面として計算するが、３次元断層形状の影響は、不均質応力場モデルを作成する時点で考慮されている。初期クラックは円形とし、中心点から半径 1.5km 以内の静摩擦応力は初期剪断応力の 99％、そこから外側へ向かって線型に静摩擦応力が増加し、半径 2.5km の円周上での静摩擦応力が初期剪断応力の 101％になるように設定した。
すべり分布モデル１による地震シナリオ：
はじめに、上町台地北部での最新の地震イベントによる１回あたりの地表上下変位量が約 1.3〜2.5ｍの範囲に収まり、かつ、断層帯全体が１つの地震として活動するモデルを探索し、静摩擦係数 0.288 を得た（図７）。この応力場モデルを用いて動力学的破壊過程を計算すると、応力場の不均質を反映して、破壊はなめらかには伝播せず、ところどころで壊れ残りも生じる（図８）。浅い部分での強度が小さいものの、破壊が浅い部分で先行する様子は、ほとんど見られない。断層面下端では、傾斜方向に 15～16km の範囲（深さ 13～14km に相当）で破壊が自然に停止しており、地震発生層下端付近で地震性の高速すべりが減衰する現象も実現できている。このときの最大すべり速度分布、ライズタイム分布、
398

断層面上のすべりとすべり速度の時刻歴を、図９に示す。
断層帯南端から 23km 付近に、強度が比較的大きく、応力降下量が小さい領域が存在し、この領域で破壊が止まりやすい。この領域は、断層帯の走向が変化する位置に対応している。そのため、この領域より北から破壊が始まる場合は、断層帯全体に破壊が広がるものの、この領域の破壊速度はかなり遅い（図８）。一方、この領域より南で破壊が始まる場
合は、断層帯全体に破壊が広がることができない（図 10）。
断層帯南端から 23km 付近を越えて破壊が伝播するためには、静摩擦係数がある程度小さい必要がある。一方で、静摩擦係数が小さいと、静摩擦応力が剪断応力の絶対値を下回り、剪断応力の初期値を動摩擦応力と等しいと置き直す領域、すなわち、応力降下量がゼロとなる領域が広くなり、すべり量が小さくなる。特に、断層帯南部の浅い領域では、傾斜角が比較的緩く、法線応力が小さめであるため、静摩擦応力が剪断応力の絶対値を下回りやすい。そのため、上町台地北部での最新の地震イベントによる１回あたりの地表上下変位量が約 1.3〜2.5ｍの平均値に合うように調整した長波長のすべり量分布形状に比べると、断層帯北部でのすべり量は大きめになる一方で、南部でのすべり量はかなり小さめになる（図８、10）。
次に、地表でのすべり量が、上町台地北部での最新の地震イベントによる１回あたりの地表上下変位量が約 1.3〜2.5ｍの平均値に合うように調整した長波長のすべり量分布と同程度になるモデルを探索した。断層帯北部のすべり量を合わせるためには、静摩擦係数
は 0.268（図 11）となり、断層面のほぼ全体に破壊が広がるものの、南部では、地表まで破壊が到達しない領域が残った（図 12）。南部のすべり量を合わせるためには、静摩擦係数は 0.326（図 13）となり、断層帯全体に破壊が広がることはなかった（図 14）。
最後に、断層帯全体に破壊が広がったパラメータ・セットを用いて、異なる乱数を用いて作成された応力降下量モデル（図 15、16）から計算した結果を示す。走向が変化する断層帯南端から 20〜25km 付近で破壊が止まりやすい傾向は同じだが、その位置は、応力降下量分布の差を反映して、多少異なる（図 17、18）。また、図 17 では、断層帯南端から 15～25km 付近の浅い領域で破壊しておらず、これを反映して、地表すべり量の分布も、他の応力降下量モデルによる破壊シナリオとは異なっている。
全体的に、地震モーメントは 7.7×10 18 ～3.9×10 19 [Nm]、Mw6.5～7.0 となり、断層長さから入倉・三宅（2001）の経験的関係から推定される規模（Mw7.1；本報告書３．４．２(2)(b)1）b)）に比べて、全体的にやや小さい。これは、破壊が断層帯全体に広がりにくく、規模の小さい破壊シナリオが得られていることと、応力降下量分布を作成する際に用いた長波長のすべり量が経験則に基づくものよりも小さく、すべり量が小さいことに起因する。
すべり分布モデル２による地震シナリオ：
すべり分布モデル２を用いて、すべり分布モデル１と同様に動力学的パラメータを推定
し、応力降下量と法線応力変化の不均質（図 19）、断層面にはたらく剪断応力（走向方向成分、傾斜成分）と法線応力の初期値分布（図 20）を得た。数値計算に用いたパラメータは、表１に示した通りである。
はじめに、断層帯北部のすべり量が、上町台地北部での最新の地震イベントによる１回
あたりの地表上下変位量が約 1.3〜2.5ｍの平均値に合うように調整した長波長のすべり399

量分布と同程度になるモデルを探索し、静摩擦係数 0.294 を得た（図 21）。この応力場モデルを用いて動力学的破壊過程を計算すると、すべり分布モデル１を用いた場合と同様に、応力場の不均質を反映して、破壊はなめらかには伝播せず、ところどころで壊れ残りも生じる（図 22）。
すべり分布モデル１を用いた場合と同様に、断層帯南端から 23km 付近に、強度が比較的大きく、応力降下量が小さい領域が存在し、この領域で破壊が進みにくくなっている。
ただし、すべり分布モデル１を用いた場合に比べて、応力降下量が小さい領域が狭いため、すべり分布モデル１を用いた場合とは異なり、この領域より南で破壊が始まる場合でも、断層帯全体に破壊が広がることができる（図 23）。破壊開始点の位置によらず、すべり分
布モデル１を用いた場合と同様に、長波長のすべり量分布形状に比べると、断層帯北部でのすべり量は大きめになる一方で、南部でのすべり量はかなり小さい（図 22、23）。
次に、断層帯南部のすべり量が、上町台地北部での最新の地震イベントによる１回あたりの地表上下変位量が約 1.3〜2.5ｍの平均値に合うように調整した長波長のすべり量分
布と同程度になるモデルを探索し、静摩擦係数 0.334 を得た（図 24）。破壊開始点の位置によらず、破壊は断層帯全体に広がり、断層帯北部のすべり量は非常に大きくなる（図 25、26）。
全体的に、地震モーメントは 3.6×10 19 ～6.4×10 19 [Nm]、Mw7.0～7.1 となり、すべり分
布モデル１を用いた場合に比べて、断層長が短いにも関わらず、規模は大きめとなった。
これは、断層帯中央部に存在する応力降下量の小さい領域が狭く、平均的な応力降下量が大きめになることと、摩擦係数や破壊開始点の位置によらず、断層帯全体が破壊し、規模の小さい地震を得られていないことに起因する。
動力学的破壊シナリオの現状と課題：
前述のように、異なる２つのすべり分布モデルを用いて、動力学的破壊シナリオの作成をおこなった。すべり分布モデル１を用いた場合は、破壊が断層帯全体に広がりにくいが、すべり分布モデル２を用いた場合は、断層帯全体が破壊しやすい。一方、どちらのすべり分布モデルを用いた場合も、地震シナリオによる断層沿いの上下変位分布と仮定した平均
変位速度分布の形状は整合せず、断層帯南部で地震シナリオによる上下変位が小さい。
すべり分布モデル１を用いた場合に，破壊が断層帯全体に広がらない理由は、応力降下
量分布の絶対値を拘束する際に用いた地震１回分の上下変位量が小さく、断層帯全体を破壊するエネルギーを有する応力降下量分布にならなかったためと考えられる。現在は、最新イベント時に断層帯全体が破壊したとして、すべり分布モデルを作っているが、最新イベント時に、断層帯全体が破壊したのか、断層帯の一部のみが破壊したのかは不明である。
最新イベント時には、断層帯北部を中心とした断層帯の一部が破壊したのであれば、図 12のように、断層帯北部を中心とした破壊シナリオであったとも考えられる。必ずしも１回の地震で、平均変位速度分布を再現する必要はなく、複数回の地震の累積として、変位量分布を説明できればよい。例えば，断層帯北部を中心とした地震（図 12）と断層帯南部のみを破壊する地震（図 14）の繰り返しで、全体の平均変位速度分布を作っているとも考えられる。
すべり分布モデル２を用いた場合は、破壊が断層帯全体に広がりやすい。これは、断層
400

帯の長さが、すべり分布モデル１に比べて短く、また、応力降下量分布の絶対値を拘束す
る上下変位量が得られている地点が断層帯の端に近いため、応力降下量が比較的大きく求められるためである。この場合には、最新イベント時には断層帯全体が破壊したとも推測される。
一方，動力学的破壊シナリオの作成手法にも、まだ課題が残っている可能性も考えられる。特に、断層帯南部のすべりが小さい原因として、断層帯南部の浅い領域では、傾斜角が比較的緩く、法線応力が小さめであるため、静摩擦応力が剪断応力の絶対値を下回る領域が広く分布し、このような領域では、剪断応力を支えるだけの強度を持たないと考えて、
剪断応力の初期値を動摩擦応力と等しいと置き直していることがあげられる。このような領域でも、ある程度の摩擦応力を保持しており、その結果、ある程度の応力降下量を持つと考えれば、断層帯南部のすべりが大きくなると考えられる。
また，平均変位速度分布をすべりの走向方向の分布にする際に、断層面の傾斜角を考慮しなかったことも影響している可能性がある。ただし、今回は、断層面モデルにおける浅部の傾斜角のローカルな変化の信頼性に疑問があったため、これを考慮しなかった。この点については、今後の調査結果が待たれる。

表１

数値計算に用いたパラメータ

最大主応力34 z [MPa]（z は深さ[km]）中間主応力29.25 z [MPa]最小主応力24.5 z [MPa]静摩擦係数

すべり分布モデル１：0.268, 0.288, 0.326
すべり分布モデル２：0.294, 0.334

動摩擦係数

すべり分布モデル１：0.191
すべり分布モデル２：0.183

臨界変位量0.2 [m]

Ｐ波速度5.4 [km/s]

Ｓ波速度3.1 [km/s]

密度2.5 [g/cm3 ]空間グリッド間隔（断層面内）

0.1 [km]

空間グリッド間隔（断層面外）

0.1 [km]

時間グリッド間隔

0.01 [s]401図１

サブテーマ２で作成された断層面形状モデル（本報告書３．２）。上段は、断層面の深度分布。下段は、赤点線の位置での深さ断面図。

402

図２

平均変位速度分布モデル。右図中、青線は、大阪盆地堆積層構造モデル（堀川ほか，
2003）でモデル化されている Ma3 および Ma-1 層準の深度から求めたもの。赤線は、本業務のサブテーマ１で、主に中期～後期更新世地表面の変位・変形量から求めたもの（本報告書３．１）。灰色の丸は、本業務サブテーマ３．２で、ボーリングや反射法探査で得られた Ma4～Ma12 層より求められたもの（本報告書３．３．２）。左図中、茶線は、本業務サブテーマ１で決められた断層帯の地表トレース（本報告書３．１）。
緑線は、本業務サブテーマ２で作成された断層面形状（本報告書３．２）の上端位置。

403

図３

長波長すべり分布モデル。（a）大阪盆地堆積層構造モデル（堀川ほか，2003）の鍵
層深度分布から作成した平均変位速度分布に基づくすべり分布モデル（すべり分布モ
デル１）。（b）断層帯における地表変形量分布から作成された平均変位速度分布（すべり分布モデル２；本報告書３．１）に基づくすべり分布モデル。いずれも、最大値で正規化して示している。

404

図４

広帯域不均質応力降下量分布の作成手順。
（ a）応力降下量分布モデルの長波長成分、（b）応力降下量モデルの短波長成分、（c）長波長、短波長成分を足し合わせて得られた広帯域の不均質性を持つ応力降下量分布モデル、（d）長波長成分、短波長成分、ハイブリッドした広帯域の応力降下量分布モデルのスペクトル。

405

図５

すべり分布モデル１から得られる応力降下量と法線応力変化の分布。コンター間隔
は 10MPa。（a）応力降下量の走向方向成分。正の値は、左横ずれを起こす向きを示す。
（b）応力降下量の傾斜方向成分。正の値は、逆断層すべりを起こす向きを示す。（c）
法線応力変化。正の値は法線応力が増えることを示す。

図６

すべり分布モデル１から得られる断層面にはたらく剪断応力と法線応力の初期値分布。コンター間隔は 50MPa。（a）剪断応力の走向方向成分。正の値は、左横ずれを起こす向きを示す。（b）剪断応力の傾斜方向成分。正の値は、逆断層すべりを起こす向きを示す。（c）法線応力。正の値は圧縮を示す。
406

図７

静摩擦係数が 0.288 のときのすべり分布モデル１から得られる断層面上の強度（a）と応力降下量絶対値（b）の初期値分布。コンター間隔は 10MPa。強度分布における負の値は、初期状態で剪断応力が静摩擦応力を越えていることを示す。動力学的破壊計算においては、強度が負の領域ではすでに破壊が終了していると考え、剪断応力の初期値を動摩擦応力に置き換える。

407

図８

図７に示した応力場モデルを用いて計算された動力学的破壊過程。初期クラックの中心位置を断層南端から 28km、断層上端（地表）から 12km（深さ 10.4km に相当）としたときの結果。地震モーメントは 3.9×10 19 Nm、Mw7.0。（a）破壊時刻。コンター間
隔は 0.5 秒。（b）最終すべり量。コンター間隔は 0.5ｍ。地表でのすべり量の図で、黒線は応力場モデルを作成する際に用いた長波長のすべり量分布、赤線は計算結果、
灰色のエラーバーは応力降下量の絶対値を拘束するために用いた最新イベントの１回あたりの地表上下変位量を断層傾斜方向のすべり量に変換したもの。長波長のすべり
量分布は、 上町台地北部での 最新の地震イベントによる１回あたりの地表上下変位量が 約 1.3〜2.5ｍの平均値に合うように調整してある。

408

図９

図８に示した地震シナリオの（a）最大すべり速度分布、（b）ライズタイム分布、（c）断層面上のすべりとすべり速度の時刻歴。

409

図 10

図７に示した応力場モデルを用いて計算された動力学的破壊過程。初期クラックの中心位置を断層南端から６km、断層上端（地表）から 12km（深さ 10.4km に相当）としたときの結果。地震モーメントは 7.7×10 18 Nm、Mw6.5。図の詳細は、図８と同じ。

410

図 11

静摩擦係数が 0.268 のときのすべり分布モデル１から得られる断層面上の強度（a）と応力降下量絶対値（b）の初期値分布。コンター間隔は 10MPa。強度分布における負の値は、初期状態で剪断応力が静摩擦応力を越えていることを示す。動力学的破壊計算においては、強度が負の領域ではすでに破壊が終了していると考え、剪断応力の初期値を動摩擦応力に置き換える。

図 12

図 11 に示した応力場モデルを用いて計算された動力学的破壊過程。初期クラックの中心位置を断層南端から 28km、断層上端（地表）から 12km（深さ 10.4km に相当）としたときの結果。地震モーメントは 2.6×10 19 Nm、Mw6.9。図の詳細は、図８と同じ。

411

図 13

静摩擦係数が 0.326 のときのすべり分布モデル１から得られる断層面上の強度（a）と応力降下量絶対値（b）の初期値分布。コンター間隔は 10MPa。強度分布における負の値は、初期状態で剪断応力が静摩擦応力を越えていることを示す。動力学的破壊計算においては、強度が負の領域ではすでに破壊が終了していると考え、剪断応力の初期値を動摩擦応力に置き換える。

図 14

図 13 に示した応力場モデルを用いて計算された動力学的破壊過程。初期クラックの中心位置を断層南端から６km、断層上端（地表）から 12km（深さ 10.4km に相当）としたときの結果。地震モーメントは 1.2×10 19 Nm、Mw6.7。図の詳細は、図８と同じ。

412

図 15

図５とは異なる乱数で生成したすべり分布モデル１から得られる応力降下量と法線応力変化の分布。コンター間隔は 10MPa。（a）応力降下量の走向方向成分。正の値
は、左横ずれを起こす向きを示す。（b）応力降下量の傾斜方向成分。正の値は、逆断層すべりを起こす向きを示す。（c）法線応力変化。正の値は法線応力が増えることを
示す。

図 16

図５とは異なる乱数で生成したすべり分布モデル１から得られる応力降下量と法線応力変化の分布。コンター間隔は 10MPa。（a）応力降下量の走向方向成分。正の値
は、左横ずれを起こす向きを示す。（b）応力降下量の傾斜方向成分。正の値は、逆断層すべりを起こす向きを示す。（c）法線応力変化。正の値は法線応力が増えることを
示す。
413

図 17

図 15 に示した応力降下量モデルを用いて計算された動力学的破壊過程。初期クラックの中心位置を断層南端から 28km、断層上端（地表）から 12km（深さ 10.4km に相当）としたときの結果。地震モーメントは 3.5×10 19 Nm、Mw7.0。図の詳細は、図８と
同じ。

図 18

図 16 に示した応力降下量モデルを用いて計算された動力学的破壊過程。初期クラックの中心位置を断層南端から 28km、断層上端（地表）から 12km（深さ 10.4km に相当）としたときの結果。地震モーメントは 3.9×10 19 Nm、Mw7.0。図の詳細は、図８と
同じ。

414

図 19

すべり分布モデル２から得られる応力降下量と法線応力変化の分布。コンター間隔

は 10MPa。（a）応力降下量の走向方向成分。正の値は、左横ずれを起こす向きを示す。
（b）応力降下量の傾斜方向成分。正の値は、逆断層すべりを起こす向きを示す。（c）
法線応力変化。正の値は法線応力が増えることを示す。

図 20

すべり分布モデル２から得られる断層面にはたらく剪断応力と法線応力の初期値分布。コンター間隔は 50MPa。（a）剪断応力の走向方向成分。正の値は、左横ずれを起こす向きを示す。（b）剪断応力の傾斜方向成分。正の値は、逆断層すべりを起こす
向きを示す。（c）法線応力。正の値は圧縮を示す。

415

図 21

静摩擦係数が 0.294 のときのすべり分布モデル２から得られる断層面上の強度（a）と応力降下量絶対値（b）の初期値分布。コンター間隔は 10MPa。強度分布における負の値は、初期状態で剪断応力が静摩擦応力を越えていることを示す。動力学的破壊計算においては、強度が負の領域ではすでに破壊が終了していると考え、剪断応力の初期値を動摩擦応力に置き換える。

図 22

図 21 に示した応力場モデルを用いて計算された動力学的破壊過程。初期クラックの中心位置を断層南端から 28km、断層上端（地表）から 12km（深さ 10.4km に相当）としたときの結果。地震モーメントは 3.6×10 19 Nm、Mw7.0。図の詳細は、図８と同じ。

416

図 23

図 21 に示した応力場モデルを用いて計算された動力学的破壊過程。初期クラックの中心位置を断層南端から６km、断層上端（地表）から 12km（深さ 10.4km に相当）としたときの結果。地震モーメントは 3.6×10 19 Nm、Mw7.0。図の詳細は、図８と同じ。

図 24

静摩擦係数が 0.334 のときのすべり分布モデル２から得られる断層面上の強度（a）と応力降下量絶対値（b）の初期値分布。コンター間隔は 10MPa。強度分布における負の値は、初期状態で剪断応力が静摩擦応力を越えていることを示す。動力学的破壊計算においては、強度が負の領域ではすでに破壊が終了していると考え、剪断応力の初期値を動摩擦応力に置き換える。

417

図 25

図 24 に示した応力場モデルを用いて計算された動力学的破壊過程。初期クラックの中心位置を断層南端から 28km、断層上端（地表）から 12km（深さ 10.4km に相当）としたときの結果。地震モーメントは 6.4×10 19 Nm、Mw7.1。図の詳細は、図８と同じ。

図 26

図 24 に示した応力場モデルを用いて計算された動力学的破壊過程。初期クラックの中心位置を断層南端から６km、断層上端（地表）から 12km（深さ 10.4km に相当）としたときの結果。地震モーメントは 6.2×10 19 Nm、Mw7.1。図の詳細は、図８と同じ。

418b) 特性化震源モデル
ここでは、上町断層帯の全体が活動するとして、地震調査研究推進本部の「レシピ」に従って、特性化震源モデルを設定した。表２に震源断層パラメータを、図 27、28 に平均す
べり量、実効応力、破壊時刻の分布を示す。
i) 巨視的震源特性
サブテーマ２によって作成された震源断層モデルをもとに、他の断層パラメータを「レシピ」に従って設定した。
震源断層モデルの位置および形状：
震源断層モデルの位置および形状は、動力学モデルと同様に、サブテーマ２で作成された震源断層モデル（図１）を採用した。
震源断層モデルの面積 S：
震源断層モデルより、震源断層モデルの面積 S は 960km 2 となる。
地震モーメント M 0 ：入倉・三宅（2001）に基づき、地震モーメント M 0 (Nm)と断層面積 S(km 2 )との経験的関係
2SM0  
10 7
11 
 4.24 10 
19
より、地震モーメント M 0 は 5.13×10 Nm、モーメントマグニチュード M W は 7.1 とした。
平均すべり量 D：
震源断層全体の平均すべり量 D と地震モーメント M 0 の関係 M 0 ＝DS から求めた。ここで、剛性率は= 2 、は密度、は震源における S 波速度より、3.24×10 10 N/m 2 と仮定した。
これより断層全体の平均すべり量 D は 1.65ｍとなる。
震源断層全体の平均静的応力降下量：
震源断層全体の平均静的応力降下量は Eshelby（1957）により

 

7 M0
16 R 3で与えられる。ここで、R(km)は断層面積 S(km 2 )に対する等価半径である。これより平均
静的応力降下量は 4.2MPa となる。
ii) 微視的震源特性
アスペリティの個数及び位置：「レシピ」では、アスペリティの個数は、過去の内陸地震の震源インバージョン結果を整理した Somerville et al.（1999）に基づき、１セグメント当たり１個か２個に設定するとされている。今回のモデル化では、アスペリティの個数を２個とした。
アスペリティの位置は、地表の平均変位速度分布を参考にして設定した。
419

短周期レベル A：
壇・他（2001）による地震モーメント M 0 (Nm)と短周期レベル A(Nm/s 2 )との経験的関係

A  2.46 1010  M 0 107



1/ 3

から、短周期レベル A は 1.97×10 19 Nm/s 2 となる。
アスペリティの総面積 S a ：震源断層とアスペリティの形状は面積が等価な円形（S a =r 2 ）と仮定し、アスペリティ
総面積の等価半径 r は短周期レベル A を用いて、

r

7  M 0  2
4  AR 

で与えられる。ここで、R は断層面積 S に対する等価半径、は震源における S 波速度である。これより、アスペリティ総面積 S a は 303.3km 2 と得られる。各アスペリティへの面積の配分は、入倉・三宅（2001）に基づき、２つのアスペリティの面積比を 16:6 とした。
アスペリティの平均すべり量 D a および背景領域の平均すべり量 D b ：アスペリティ全体の平均すべり量 D a は、Somerville et al.（1999）を基に震源断層全体の平均すべり量の２倍とした。背景領域の平均すべり量 D b は全体の地震モーメント M 0からアスペリティの地震モーメント M 0a =D a S a を除いた背景領域のモーメント M 0b =M 0 —M 0a と背景領域の面積 S b =S—S a から、D b =M 0b /(S b )により与えられる。この結果、アスペリティの
平均すべり量 D a は 3.30ｍ、背景領域の平均すべり量 D b は 0.89ｍとなる。
個々のアスペリティの平均すべり量 D ai は、個々のアスペリティを便宜的に円形破壊面と仮定した場合に、個々のアスペリティの面積 S ai（i 番目のアスペリティの面積）から算出される等価半径 r i（i 番目のアスペリティの等価半径）との比が全てのアスペリティで等しい（D ai /r i =一定）と経験的に仮定し、次式により算出した。

  Dai   i 3   Da
  i 
ここで、 i は r i /r である。
アスペリティの静的応力降下量 a 、実効応力 a および背景領域の実効応力 b ：アスペリティの静的応力降下量 a は Madariaga（1979）により

 a 

S
 Sa

で与えられる。各アスペリティの静的応力降下量はアスペリティ全体の静的応力降下量に一致し、全て等しいと仮定した。アスペリティの実効応力 a は、経験的に静的応力降下量
 a と等しいと仮定した。
背景領域の実効応力 b は、壇・他（2002）より、

420

b 

Db   
 r    i3  a
Wb  Da の関係により与えられる。ここで、W b は背景領域が矩形とした場合の幅である。
この結果、アスペリティの応力降下量 a および実効応力 a は 13.3MPa、背景領域の実
効応力 b は 2.6MPa となる。
f max ：
f max については、これを推定するための情報がないため、「レシピ」に従い、６Hz に設定した。
すべり速度時間関数：
中村・宮武（2000）の近似式を用いた。
iii) その他の震源特性
破壊開始点の位置：
動力学モデルと同様の位置に設定した。
破壊伝播様式：破壊は、経験的に破壊開始点から同心円状に進行するものとした。
破壊伝播速度 V r ：破壊伝播速度 V r は、震源の S 波速度との経験的関係 V r =0.72（ Geller, 1976）から、2.5km/s
とした。

421

表２

「レシピ」に準拠する特性化震源モデルのパラメータ

422

図 27

特性化震源モデルの平均すべり量、実効応力、破壊時刻の分布。断層南端から28km、断層上端から 12km（深さ 10.4km 相当）に破壊開始点を置いた場合。

図 28

特性化震源モデルの平均すべり量、実効応力、破壊時刻の分布。断層南端から６km、断層上端から 12km（深さ 10.4km 相当）に破壊開始点を置いた場合。

423

2) 地震動の評価
a) 地震動計算手法
地震動の計算は、工学基盤面を地表とする地震動を長周期成分と短周期成分に分け、長周期成分（＞１秒）は３次元差分法、短周期成分は統計的グリーン関数法で行い、これらを接続し浅層地盤の応答を付加する、というハイブリッド法を採った。
i) 工学的基盤までの低周波数成分の計算
工学基盤面までの低周波数成分には、Pitarka（1999）による不等間隔格子、４次精度３次元差分法コードを用いた。入力する震源は、前述の動力学的破壊過程の計算で得られた
地震シナリオから、堆積層中に震源が入るのを避けるため２km の深さまでを除いたものである。計算領域は、本業務で作成した大阪盆地３次元速度構造モデルの範囲であり、速度構造は、前田・渡辺（1984）の１次元地殻構造モデルの中にこの盆地構造モデルを埋め込んだものを用いた。
ii) 工学的基盤までの高周波数成分の計算
工学的基盤面までの高周波数成分の計算には、大西・堀家（2000）による統計的グリーン関数法を変更したものを用いた。入力する震源には、統計的グリーン関数法のスキームにあったパラメータを動力学的破壊過程計算で得られた地震シナリオから抽出して用いた。
高周波エンベロープの経時特性には、堀川ほか（2005）により、大阪堆積盆地内のボアホール観測点の地震波形記録を用いて決められたものを用いた。速度構造モデルは工学的基盤面以深を１次元モデルに近似したものを用いる。
iii) 浅層地盤の応答計算工学基盤以浅の浅層地盤の応答を等価線形法（DYNEQ:吉田・末廣，1996）で計算した。
地盤構造モデルには、大阪平野の３万本のボーリングデータを基に作成された浅層地盤構
造モデル（吉田ほか，2010）を用いた。なお、等価線形法による計算においては地盤の非線形性を考慮するが、非線形性を表すひずみ―剛性率モデルには Hardin-Drnevich モデル（Hardin and Drnevich，1972）を採用し、その媒質固有パラメータである基準せん断ひず
みγ r （G/Gmax = 0.5 でのせん断ひずみ。G、 Gmax は剛性率と微小変形時の剛性率）と最大減衰定数 hmax は、古山田（2004）が大阪平野の土について室内実験より求めた値を用いた。
b) 地震動計算結果
図 29、30 に、２つの異なる平均変位速度分布に基づく動力学的震源モデル（図８、22）を入力して計算された地震動の最大速度（PGV）分布および、計測震度分布を示す。図 31に、特性化震源モデルによる地震動の最大速度分布および、計測震度分布を示す。
いずれの地震シナリオも PGV で 200cm/s、震度７の地域が大阪平野の北～中部にかけての断層面上端近傍に発生した。動力学的に推定された２つのシナリオでは、応力降下量分
布モデルの応力降下量レベルの違いを反映して、すべりモデル２によるものが、すべりモ
デル１のものより大きい地震動分布を生じた。特性化震源モデルの地震動はさらに大きく424

なった。これは、アスペリティの大きさが、２つの動力学的地震シナリオの同レベルの応力降下量のエリアより大きく、その上端がかなり浅いことに起因すると思われる。さらに、断層帯南部では、仮定した平均変位速度分布形状に比べて、動力学的に推定された２つのシナリオによる上下変位が小さく、その近傍での地震動を過小評価している可能性もあり、相対的に特性化震源モデルの地震動が大きく評価されているとも考えられる。
これらの地震動分布と、既往の地震動予測結果を比較する。大阪府（2007）、および、
地震調査研究推進本部（2009）では、特性化震源モデルとハイブリッド地震動計算法で地震動予測が行われている。つまり、本研究の特性化震源モデルによる地震動予測計算は、
これらと基本的に同様の手法となる。この３つの特性化震源モデルは、諸パラメータは少しずつ違うものの、アスペリティの応力降下量は同様であり、強震動生成能力は大局的には同様に思われるが、公表されている震度の強さは異なる。震度６強や７の発生する面積は、大きい順に、本業務の特性化震源モデル、地震調査研究推進本部（2009）、大阪府（2007）となる。設定パラメータを詳細に比較していくと、アスペリティの深さの違い、および、
アスペリティの面積の違い（採用する経験式の違いに起因）が効いているものと思われる。
本業務では、動力学的地震シナリオですべりの大きいエリアが浅い部分に達したため、特性化震源モデルの上端も約２km としているが、地震調査研究推進本部（2009）、大阪府（2007）では、約 3.8km、および、約 4.8km である。アスペリティ面積については、地震調査研究推進本部（2009）および本業務の特性化震源モデルでは、大阪府（2007）に比べ、大きくなる経験式が使われている。
一方、本業務の２つの動力学的シナリオのうち、すべりモデル１によるシナリオによる
震度分布は、震度６強や７の分布範囲や空間的広がりに関して、地震調査研究推進本部（2009）の震度分布とほぼ同様に見える。両者は、モーメントマグニチュードはほぼ同じだが、動力学的地震シナリオのアスペリティ相当部分と地震調査研究推進本部（2009）モ
デルのアスペリティとを比較すると、後者のほうが応力降下量が大きく、強震動生成能力は高く見える。また副破壊開始点がアスペリティ下端に置かれ直上の地表への破壊の前方指向性が最大になっているため、直上域では、さらに強震動が強められると考えられる。
しかし、前述の議論と同じく、アスペリティの上端深度の違いによる影響が、このアスペ
リティの強さと相殺するようである。動力学的シナリオのアスペリティ相当部分はかなり浅い部分（２～８km。地震動計算では２km 以浅を削除しているため）にあるのに比べ、地震調査研究推進本部（2009）モデルのアスペリティはやや深く（3.8～14.5km）にある。
また、既往の地震動予測計算結果と本業務の結果との違いが生じる原因として、地盤構造
モデルや地震動計算法の細部の違いも考えられる。特に、浅層地盤応答（工学的基盤上面から地表の柔らかい地層による応答）の評価については、表層地形区分に基づき経験的増幅特性を用いる方法（地震調査研究推進本部（2009）が採用）と、等価線形化法（大阪府（2007）および本業務が採用）とで、場合によっては大きな違いを生じるものと考えられ
る。

425

(a)

図 29

(b)

すべり分布１を用いた動力学的計算による地震シナリオ（図８）による地震動分布。

（a）最大地動速度分布、（b）計測震度分布、上）地表面上、下）工学的基盤上。

426

(a)

図 30

(b)

すべり分布２を用いた動力学的計算による地震シナリオ（図 22）による地震動分布。

（a）最大地動速度分布、（b）計測震度分布、上）地表面上、下）工学的基盤上。

427

(a)

図 31

(b)

特性化震源モデル（図 27）による地震動分布。（a）最大地動速度分布、（b）計測

震度分布、上）地表面上、下）工学的基盤上。

428

(c) 結論ならびに今後の課題
1) 上町断層帯固有の地震シナリオの作成
上町断層帯固有の地震シナリオを作成した。本業務で得られたデータに基づく上町断層
帯の断層面３次元形状および断層走向に沿った平均上下変位速度分布を用いて、応力場のモデルを作成し、短波長不均質のモデルや破壊開始点の位置を変えて、動力学的断層破壊計算により複数の地震シナリオを作成した。古い地層の累積変位に基づく、佛念寺山断層から泉北丘陵西縁断層帯の久米田池断層までを震源域とするモデルを用いた場合は、破壊が断層帯全体に広がりにくいが、新しい地層の累積変位量分布に基づく、（狭義の）上町
断層から泉北丘陵西縁断層帯の久米田池断層までを震源域とするモデルを用いた場合は、断層帯全体が破壊しやすい。一方、どちらのすべり分布モデルを用いた場合も、地震シナ
リオの上下変位分布と仮定した平均変位速度分布形状とは一致せず、断層帯南部のすべりが相対的に小さくなった。断層帯全体の活動履歴が不明であるなど、今後の調査結果の蓄積に期待される一方で、動力学的破壊シナリオの作成手法にも、まだ課題が残っている可能性も考えられる。
また、「レシピ」に従って、特性化震源モデルを設定した。
2) 地震動の評価
上記 1)で作成した地震シナリオとサブテーマ２で作成した地盤構造モデルを用いて、地震動計算をおこなった。２つの異なる平均変位速度分布に基づく動力学的震源モデル、および、特性化震源モデルによる推定地震動分布には、いずれも大阪平野の北～中部にかけての断層面上端近傍に PGV で 200cm/s、震度７の地域が発生した。また、既往の上町断層の地震動予測結果と比較したところ、動力学的シナリオの一つは地震調査研究推進本部（2009）の評価と、震源域の震度の強さ分布が同様であった。さらに、震度分布評価の大きく異なるケースについての原因の検討より、震源モデルの細部の設定が震源域の地震動
強さに大きく影響していることが推察された。今後このような細部の設定の妥当性について検討したい。
(d) 引用文献
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429

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