内陸地殻内地震の相互比較 －類似点と相違点－
SIMILARITIES AND DIFFERENCES OF STRONG GROUND MOTIONSOBSERVED FROM RECENT CRUSTAL EARTHQUAKES
久田 嘉章 *
Yoshiaki HISADAThe strong ground motions are investigated from recent crustal earthquakes, such as 2007
Niigata-ken-Chuetsu-oki, 2007 Notohanto-oki, and 2004 Niigtaken-Chuuetsu earthquakes,
and pointed out that the ground motions exceeded the 100 cm/s level of response spectra in
the cases of the directivity pulses from buried faults and the fling steps from surface faults.

１

はじめに
近年、2007 年能登半島地震や 2007 年新潟県中越沖地

本報告では、まず近年明らかになった震源近傍の強震

震など、これまであまり地震が想定されていなかった地動特性を簡単に説明し、次に近年発生した内陸地殻内地域において立て続けに中規模な地殻内の伏在断層による震とその震源近傍の強震動特性を相互比較する。特に特地震が生じた。これらの地震は「震源を事前に特定しに性化震源モデルによる理論計算との比較などから、どのくい地震（注１）」であり、その際に観測された震源近傍

ような条件で「震源を事前に特定しにくい地震」が告示の地震動の多くは、告示レベルを凌駕していたことでもレベルを凌駕するのか調べる。

注目された。「震源を事前に特定できない地震（注１）」に関しては、これまで観測地震波や解析によって震源近傍の強震動が調べられているが、図１に示すように硬質２

震源近傍の地震動特性
まず近年明らかとなった震源近傍に特徴的な３つの地

地盤では告示レベル程度（約 100 cm/s）以下であると報震動特性を紹介する。（例えば文献 3） ）告されている 1),2) 。但し、そこで用いられた強震記録の2.1 フリングステップ

多くは地震規模がM6.5 程度以下と小さく、また震源のごく近傍で得られた記録も少ないものであった。

地震規模が大きく、地表に断層が出現する場合、地表断層のごく近傍では断層のすべり方向にステップ関数状の永久変位を生じるフリングステップ(Fling Step)と呼ばれる長周期地震動が観測される。これらの地震の殆どは「震源を事前に特定できる地震」であるが、非常に特徴的な地震動・被害の特性を示す。代表例として、横ずれ断層では 1992 年Landers地震において地表断層のごく近傍で観測されたLucerne観測点の記録である。断層
すべり方向（断層平行方向：Fault Parallel）に約５秒間で２ｍのステップ関数状の変位が観測されている 4) 。逆断層の代表例は 1999 年台湾・集集地震において地表断層のほぼ直上の上盤側で観測された石岡観測点の波形である。断層すべり方向（断層直交方向：Fault Normal）に約５秒間で 10ｍのステップ関数状の変位が観測されている 3) 。図２の応答スペクトルに示すように、どちらの記録も周期２秒程度以下の短周期では告示レベルよりも小さいが、長周期では告示レベルを凌駕している。フリングステップは理論的には地表断層のすべり関数とグ

図１
z

震源を事前に特定できない地震の上限レベル
工学院大学建築学科

教授・工博

1)

リーン関数の静的項の積であり、断層からの距離の２乗

Prof., Dept of Architecture, Kogakuin Univ. Dr. of Eng.

に逆比例して急激に振幅は減衰する 5) 。写真１に示すよに振動するパルス形状の変位波形となる。一方、破壊フ

うに台湾における地表断層近傍の被害調査でも、生じたロントが近づく観測点３では、破壊伝播速度と地震動の被害は断層変位に起因する被害であり、短周期地震動に伝播速度がほぼ等しいため、短時間にA+Bの振動が生じ、よる被害は殆ど認められなかった 6) 。地表断層近傍では振幅の大きなパルス波となる。すなわち波動が短時間か大変形と長周期地震動に対する対策が重要である。

つ同位相（コヒーレント）に重なり合うことによって、断層直交方向に大振幅のパルス波（指向性パルス）が現速度応答スペクトル（cm/s）

700

台湾（FN）
台湾（FP）
Landers(FN)
Landers(FP)

600
500

れる。それに対し、破壊フロントが遠ざかる観測点１では、継続時間が長く、振幅が小さな波形となる。実際には波形のコヒーレント性は崩れ、一般にランダム波(Random Wave)として観測される。

400
300

一方、逆断層の場合、図４（左）に示すように高角な

200

傾斜角で破壊伝播が下から上に向かうとき、断層面の延長と地表面との交線に向かって指向性パルスが生じ、断100

層面直交方向に卓越する。実際には地盤は地表ほど軟弱

0
0

図２

2

4

6

8

10

12

14

となるため、スネルの法則によって波動に地表に向かっperiod (s)て立ち上がる。従って指向性パルスは、断層面の延長と集集地震・石岡波および Landers 地震・Lucerne

地表面との交線よりも震央側でより現れやすくなる。逆波の速度応答スペクトル（h=５％）に震央近くや交線の外側ではパルスは生成しにくく、通常はランダム波に近くなる。一方、図４（右）に示すよ
うに低角逆断層では指向性パルスは生成しにくくなる。

B

A
観測点１

A

B
A
観測点２

A

写真１

集集地震における地表断層直上による建物被害

2.2 ランダム波と指向性パルス
破壊フロントが断層面を移動する効果により、震源近傍ではランダム波や指向性パルス（Directivity Pulse）

破壊フロントが遠ざかる(ランダム波)B
観測点３

B

破壊フロントが近づく（指向性パルス）

図３ ランダム波と指向性パルス波の発生（断層直交成分を考慮。右横ずれ断層を上から見た図であり、破壊伝播は左から右に向かう）

が観測される 7) 。これらは地表断層・地中断層を問わず現れる。図３に示すように最も単純なケースとして、右横ずれ断層を上から眺め、その近傍の観測点での地震動を考える。図に示すように破壊フロントが左から右に伝播すると、ダブルカップル震源も左から右に移動する。
はじめに断層面のほぼ中間に位置する観測点２における断層面直交成分の地震動を考えると、破壊フロントが左側から観測点に近づいてくる場合、ダブルカップル震源の上向きの加力成分（図でAと表示）により観測される地震動（変位）も上向きに振動する。さらに破壊フロントが移動し、観測点２を通り過ぎた瞬間に、今度はダブ
ルカップル震源の下向きの成分（Bと表示）により観測される地震動も下向きに振動する。従って観測点２で観測される変位波形の断層直交成分は上（A）から下（B）

図４

逆断層と指向性パルスの発生しやすい条件

最も著名な震源近傍で観測されたランダム波は 1940

一方、神戸市で観測された全ての強震観測記録に現れ年Imperial Valley地震のエルセントロ波である。告示波

るパルス波を説明するため、図４(c)では多くのアスペリと同等レベルであり、建物への破壊力は特に大きくはな

ティーを分布させたモデルとなっている 10)。例えば、鷹い。一方、指向性パルスが顕著に観測された例は図５に取（TKT）に見られる後続のパルス波を説明するために示すように 1995 年兵庫県南部地震の神戸市である。神戸

No.5 のアスペリティーでは鷹取に向かうように破壊伝

市では周期１秒程度に卓越するパルス波を生成し、弱い播を与えている。図４(d)はモデル(c)のアスペリティー

建物を断層直交方向（北北西-南南東）になぎ倒すようにモデルと、平行成層地盤を用いて波数積分法 11)によって、8)破壊した 。この地震で明らかとなったのは、指向性パ

神戸気象台（JMA）、本山（MOT）、鷹取（TKT）で観測されルスは断層面上から一様に生じるのではなく、アスペリ

た速度波形を再現した例である（断層直交成分）。いずれティー（Asperity：断層面上で強い地震動を生成する場の波形も非常に良く再現されている。この地震で明らか所）から生じたことである 9) 。この地震のアスペリティを契機として、アスペリティーによる強震動を効果的にーをモデル化した例として、図４(a)は神戸大学（KBU）

モデル化する方法として特性化震源モデルが提案された

9)の２つのパルス波を良く説明するモデルである 。

12)

。

淡路側断層

神戸側断層

(b)アスペリティーモデル例9)Vel(kine)(a) 兵庫県南部地震の震源と断層モデル 9)

JMA-simu(FN)
JMA-obs

155
0

-155

Vel(kine)

0

5

10

Time(sec)

15

155

20

25

MOT-simu(FN)
MOT-obs0-155

Vel(kine)

0

5

10

15

Time(sec)
No.5
の寄与

20

25
TKTsimu(FN)

155

(

)

-220
0

(c)アスペリティーモデル例（神戸側断層10)）
図５

5

10

Time(sec)

15

20

25

(d)モデル(C)による再現波形例（断層直交成分）

兵庫県南部地震の震源断層モデルと再現波形と観測波形の比較の例

３

図７と図８に、この Forward 領域と Backward 領域に震源を事前に特定しにくい地殻内地震による震源近傍の強震動の比較

おける速度波形と速度応答スペクトルを示す。Forward

震源を事前に特定しにくい地殻内地震として、1994 年

領域の FN（断層直交）成分には 100～200 kine 近い振幅

ノースリッジ地震（Mw6.9）、2007 年新潟県中越沖地震の明瞭な指向性パルスが観測され、対応する応答スペク（Mw6.6）、2007 年能登半島地震（Mw6.7）、2004 年新潟県

トルも 100 kine レベルを凌駕している。一方、FP（断層中越地震（Mw6.5）を採り上げ、指向性パルスの発生の有平行）成分や Backward 領域での波形は、ランダム波に近

無や告示レベルとの比較などの検討を行う。いずれも伏く、Forward 領域の FN 成分に比べ応答スペクトルのレベ在型の逆断層による地震である。

ルもはるかに小さく、おおむね 100 kine レベル以下である。

3.1 1994 年ノースリッジ地震（Mw6.9、M L 7.1）

次に特性化震源モデルを用いて観測波形の再現を試み

断層震源の近傍で最も高密度な強震記録が得られ，かる 14) 。断層面は震源逆解析（Wald Model13)）で得られた

つ詳細な震源過程と地盤構造が調べられている 1994 年

結果を参考に 14×14 の小断層に分割し、図 6 に示すよう

ノースリッジ地震を対象に、震源近傍の強震動特性を調に震源断層はすべりの大きな領域であるA1 とA2 の２つべる。図 6 に 1994 年ノースリッジ地震の断層震源モデルのアスペリティーと、その他の背景領域で構成する（ア13)の位置と強震観測点と、A-A’線の断面図を示す。図中、スペリティーの合計面積は全断層面積の 0.21 倍）。各ア

白抜きのエリアが岩盤で、その他が堆積層サイトである。

スペリティーと背景領域のすべり量とすべり角は，それ

この地震の震源断層は傾斜角 40 度という高角で上盤ぞれ該当する領域で得られたすべり分布 13)の平均値とすが南西から北東に向かってすべり上がる逆断層である。

る（A1 で 1.08mと 116°，A2 で 1.46mと 111°，背景領域

図中の震央（星印）より破壊は断層面を北に向かって伝で 0.55ｍと 102°）。さらに小断層のすべり関数も各該当播するため、北側の観測点では指向性パルスによる破壊

領域で共通とし，すべり速度の関数形状はWaldモデルと力ある強震動が、一方、南側や震源の直上の観測点では同じで、継続時間 0.6 秒の３つの三角形関数を 0.4 秒の破壊力はあまり強くないランダム波が観測されている。

等間隔の重合わせで構成する。その際、すべり量の比は

図６（右）に示すように震源から断層面の上方に１５度

擬似動的すべりモデルを参考に 0.7，0.2，0.1 とする。

をとり、断層面の延長上とで囲まれた領域を仮に指向性

破壊伝播速度はVr =3 km/sで一定とする場合と、震源破パルスが生じやすい領域（Forward）、それよりも南側の壊過程に複雑さを導入するため、破壊開始時間の分布に領域をパルスが生じにくい領域（(Backward)）とする。

ランダムなバラツキを導入する場合の２通りでモデ

A’
断層面延長線

FP

断層面
延長線

断層面
＋15°線

FN
5 km
断層面
＋15°線

15°
15 km

A

震源
U53

図６

U03

40°

1994 年Northridge地震の震源・震源断層・観測点13)（左）、とA-A’断面図（左）Forward (FN)

1000

1000

U56

800

SYL

400

SCS

200

velocity (cm/s)

NHL

600

NHL

600

SYL

400

SCS

200

RRS

0
0

10

20

RRS

0

30

0

10

20

-200

time (s)-200time (s)1000

Backward (FN)

1000

Backward (FP)

SSU

800

U55

600

U53

400

U03

200

0

10

20

U55
U53

400

U03

200

SVA

0
0

30

10

20

30

time (s)-200time (s)

-200

SSU

600

SVA

0

30

800
velocity (cm/s)

velocity (cm/s)

800

velocity (cm/s)

Forward (FP)U56

図７ Northridge 地震で観測された速度波形（右：断層直交成分、左：断層平行成分；
図の Forward は図６の断層面延長線と断層面＋１５度線に囲まれた領域、Backward はその他）
Velocity Response (cm/s

300
250
200

Forward (FP)

350

U56
NHL
SYL
SCS
RRS

velocity response (cm/s

Forward (FN)

350

150
100
50
0

250
200
150
100
50
0

0

2

4

6

8

10

0

2

velocity response (cm/s

SSU
U55
U53
U03
SVA

300
250
200
150

6

8

10

Backward (FP)350

Backward (FN)350

4period (s)period (s)Velocity Response (cm/s

U56
NHL
SYL
SCS
RRS

300

100
50

300

SSU
U55
U53
U03
SVA

250
200
150
100
50
0

0
0

2

4

6

period (s)

図８

8

10

0

2

4

6

period (s)Northridge 地震で観測された波形の速度応答スペクトル（h=5％）

8

10

1000

Simulation(⊿t=0 s)
Observation
U56

Forward (FN)

U56

velocity (cm/s)

NHL

600

SYL

400

SCS

200

NHL

300

SYL

200

SCS

100

RRS

0

RRS

0

0
-200
1000
800
velocity (cm/s)

Simulation(⊿t=0 s)
Observation

Forward (FP)

400

10

20
30
time (s)Simulation(⊿t=0 s)
Backward (FN)
Observation
SSU

0

10

20

30

time (s)-100

Backward (FP)500

Simulation(⊿t=0 s)
Observation SSU

400

U55

U55

600

velocity (cm/s)

velocity (cm/s)

800

500

U53

400

U03

200

SVA

0
0

10

20

U53
200

U03
100

SVA

0

30

0

time (s)

-200

300

10

20

30

time (s)-100(a) 一定の破壊伝播速度を仮定した場合
1000

Forward (FN)

Simulation(⊿t=0.5 s)
Observation

U56

SYL

400

SCS

200

RRS

0
0

10

20

Backward (FN)

400

Simulation(⊿t=0.5 s)
Observation

U56

NHL

300

SYL

200

SCS

100

RRS

0
30

0

time (s)-200500velocity (cm/s)

velocity (cm/s)

NHL

600

Forward (FP)

400

10

Simulation(⊿t=0.5 s)
Observation
SSU

20

30

time (s)-100

Backward (FP)500

Simulation(⊿t=0.5 s)
Observation SSU

400

U55

U55

300

velocity (cm/s)

velocity (cm/s)

800

U53

200

U03

100

300

U53
200

U03
100

SVA

SVA

0

0

0
-100

500

10

20
time (s)

30

0
-100

10

20

30

time (s)(b) 小断層にランダムな破壊開始時間の遅れを導入した場合
図９ ２つのアスペリティー（図６の A1、A2）と背景領域に単純化したモデルによる強震動計算波形（太線）と観測波形（細線）の比較（周期は 0.64 秒以上）

ル化する。バラツキの導入は、小断層の破壊開始時刻とて同じすべり関数とすべり角を仮定したが、現実にはよして破壊伝播速度（Vr = 3.2 km/s）から得られる破壊開り複雑なモデル化の必要性を示唆している。一方、図９

始時間（r/Vr）に加え、平均値 0、標準偏差を 0.5 秒す(a)ではランダム波の卓越するBackward領域では一定のる正規分布のランダム時間を発生させ、その絶対値の遅破壊伝播速度を仮定した場合、計算波形は単純すぎ、再れ時間を導入した。

現性は良くない。それに対し図９(b)にある小断層にラン

図９に周期 0.64 秒以上でバンドパスを通した計算波

ダムな破壊開始時間の遅れを導入した場合、計算波形に形と観測波形の比較を示す。計算では堆積層サイトと岩ランダム性が現れ、再現性が改善されている 14)。Backward

盤サイトで２種類の平行成層地盤
法を用いた

11)

13)

を仮定し、波数積分

領域での特性化震源モデルの適用には特に注意を要する。

。図よりいずれのモデルでも、Forward領域のFN成分に見られる指向性パルスは良く再現されている

3.2 2007 年新潟県中越沖地震（Mw6.6、M JMA 6.8）

（この成分のみ他より、２倍の振幅になっていることに2007 年新潟県中越沖地震の震源モデルには北西 傾斜

注意されたい）。例えばU56 ではA1 とA2 のパルスが重なモデルと南東傾斜モデルが提案されているが、観測されっているに対し、NHLでは二つに分かれ、SCS以下ではA1

た指向性パルスを説明するには北西傾斜モデルが有力でのアスペリティーによる指向性パルスのみが現れている。

ある 15),16)。ここでは北西傾斜モデルを前提に提案された

一方、Forward領域のFP成分（特にSCSなど）の再現性はアスペリティーモデル 16)をもとに、観測された強震動記

あまり良くなく、計算波形は過小評価となっている。断録の特性や特性化震源モデルによる再現を試みる。

層面を平面とし、アスペリティー内ではすべ平面とし、アスペリティー内ではすべAA’

FN(N55W)

A

図 10

A’

北西傾斜による 2007 年新潟県中越沖地震のアスペリティー分布モデル 16）とA-A’断面図

NIG016

300
250

250

KKZ1R2100
50

NIG018150
KKZ1R2100
50

NIG018

0

0
0

10

20

30

40

50

60

-50

0

10

20

30

40

50

60

-100

-100

600

time (s)-150time (s)

-150

600

Fault Normal

Fault Parallel

500

500

NIGO16
NIGO17KKZ1R2
NIGO18400
300

velocity (cm/s)

velocity (cm/s)

NIG017200

velocity (cm/s)

velocity (cm/s)

150

NIG016300

NIG017200-50

Fault Parallel

350

Fault Normal

350

200
100

NIGO16
NIGO17KKZ1R2
NIGO18

400
300
200
100

0

0
0

2

4

6

8

10

0

2

4

period (s)

図 11

6

8

10

period (s)2007 年新潟県中越沖地震で観測された震源近傍の速度波形（上）と速度応答スペクトル（下）

100

100

Fault Normal

Fault Parallel

80

80

simulation
60

60

simulation

40

observation

observation

20
0
25

30

35

40

45

50

Velocity(kine)

Velocity(kine)

40

20
0
25

-20

-20

-40

-40

-60

-60
Time(s)

-80

図 12

-80

30

35

40

45

50

Time(s)

３つのアスペリティーで合成した計算波形と観測波形の比較（柏崎原発１号機地下５階）

図 10 は北西傾斜断層モデルによる３つのアスペリテ
ィー分布モデル

16）

答スペクトルを示す。破壊伝播が遠ざかるNIG016 や下盤と、A-A’線の断面図、および強震観側であるNIG018 は振幅の小さなランダム波であるが、測点の位置である。震源は断層面の北東の断層面の下端

KKZ1R2（柏崎原発１号機地下５階）とNIG018 では明瞭な部近くにあり、破壊は南東方向かつ上向きに伝播してい指向性パルスが断層直交方向（FN）に現れ、応答スペクる。断面図から分かるように上盤側に位置する柏崎原発

トルも 100 kineレベルを凌駕している。なおNIG018 では（KK）とK-Net柏崎（NIG018）は指向性パルスが最も現れ

断層平行方向にも大きな波形となっているが、これは表やすいサイトである。

層地盤の非線形（剛性低下）の影響と考えられる 16） 。

図 11 は震源近傍の強震観測記録の速度波形と応次に図 10 で与えられる３つのアスペリティーによる

特性震源モデル 16）から波形を理論的に計算し、観測波形

3.3 2007 年能登半島地震（Mw6.7、M JMA 6.9）の再現を試みる。図 10 に示されるようにアスペリティー

図 13 は 2007 年能登半島地震の震源断層モデルと観測

１と２の破壊開始点は震源とするが、アスペリティー３

点位置、およびアスペリティー分布モデルを示す 17),18) 。

の破壊開始点は破壊伝播がKKサイトに向かうようにアス

この断層は南東傾斜であり、かつ震源は断層中ほどに位

ペリティーの下端部としている。各アスペリティーは４置する。従って図にあるK-Net観測点のISK003(輪島)、

×４の小断層で分割し、すべり関数は先のNorthridge地

ISK005(穴水)、ISK006(富来)は、いずれも破壊フロント

震と同じ関数形を用いた。地盤は平行成層の進行方向ではなく、指向性パルスを生じやすい位置にを仮定し、波数積分法で 0.64 秒まで理論的に計算した。

はない。

図 12 に KKZ1R2 における計算波形と観測波形の比較を

図 14 に３観測点の速度波形と速度応答スペクトルを示す。アスペリティー２からの指向性パルスはやや小さ

示すが、ISK005 を除いて 100 kineレベル以下である。

く評価されているが、アスペリティー１と３のパルスは

ISK005 の表層は軟弱地盤であり、地盤非線形が生じたこ

良く再現されている。従って、KK サイトで観測された告とが報告されている 17),18),19)。また観測された強震動レベ

示レベルを凌駕する強震動は、指向性パルスによるもの

ルにもFNとFP成分で大きな差異は見られず、この観測点と考えられる。

の大きな強震動は軟弱地盤に起因すると考えられる。

FN

FP

図 13

2007 年能登半島沖地震の震源モデル（アスペリティー分布）と強震観測点17)

図 14(a)2007 年能登半島沖地震で観測された震源近傍の速度波形

350

350

Fault Normal

Fault Parallel

300

250

velocity (cm/s)

velocity (cm/s)

300
ISK003
ISK005
ISK006

200
150
100

ISK003
ISK005
ISK006

250
200
150
100

50

50

0

0
0

2

4

6

8

10

0

2

period (s)図 14(b)

4

6

8

10

period (s)2007 年能登半島沖地震で観測された震源近傍の速度応答スペクトル（つづき）

139°E

30'E
30'N

30'N

NIG017
水仙の家
JMA小千谷JMA山古志NIG019FP(N31E)
JMA川口
FN(N59W)

NIG020

NIG021

37°N

0

30km

30'E

図 15

NIG022

37°N

139°E

2004 年新潟県中越地震の震源モデル（アスペリティー分布20)）と強震観測点

3.4 2004 年新潟県中越地震（Mw6.5、M JMA 6.8）

川口、および水仙の家を除き、全てランダム波に近い性

図 15 は 2004 年新潟県中越地震の震源断層モデル、ア状であり、応答スペクトルも 100 kine 程度以下である。

スペリティー分布モデル 20)、および観測点位置を示す。

一方、図 15 に見られるように、山古志と川口は震央に

この断層は北西傾斜であり、傾斜角が 52°と非常に高角

近く、水仙の家は明らかに backward 領域であり、通常である。南東側の断層線はほぼ地表近くであるため、観は指向性パルスが発生する領域ではない。これらの観測

測点NIG020 とNIG022 は下盤側と考えられる。JMA観

点で非常に大きな強震動が観測された原因は不明である

測点の山古志と川口は震央近くであり、NIG021 は断層が、この震源断層が非常に傾斜角の大きな逆断層であり、面外、NIG017、NIG019、JMA小千谷、水仙の家はす

指向性パルスがほぼ鉛直真上に近い角度で上昇したこと、

べて破壊伝播が遠ざかるbackward領域である。

さらに断層面の北西側に堆積盆地（新潟平野）が存在す

図 16 に観測された速度波形を、図 17 に速度応答スペクトルを示す。小千谷での３箇所での波形は地盤非線形の影響が最も小さいと思われる水仙の家（免震建物）の基礎で観測された波形をプロットした。図より山古志、ること、などが影響したのかもしれない。

図 16

500

2004 年新潟県中越地震で観測された速度波形

500

Fault Normal

400

NIGO22350
300

velocity (cm/s)

velocity (m/s)

Fault Parallel

450

450
400

NIGO20250

NIGO21

200
150

NIGO17

NIGO22
NIGO20NIGO21
NIGO17

350
300
250
200
150
100

100
50

50
0

0
0

1

2

3

4

5

6

7

0

8

1

2

3

500

500

Fault Normal

5

6

7

8

7

8

Fault Parallel

450

450
400

400

JMA山古志350

velocity (cm/s)

velocity (cm/s)

4
period (s)period (s)

JMA川口

300

水仙の家

250
200
150

JMA川口

300
250

水仙の家

200
150

100

100

50

50

0

JMA山古志

350

0
0

1

2

3

4
period (s)

図 17

5

6

7

8

0

1

2

3

4

5

period (s)2004 年新潟県中越地震で観測された波形の速度応答スペクトル（h=0.05）

6

４

おわりに
本報告では、まず震源近傍の強震動特性であるフリン

グステップ、指向性パルス、ランダム波の成因と実例を紹介し、フリングステップと指向性パルスが現れる場合、
告示レベルである 100 kine 程度の応答スペクトルを凌駕する可能性が高いことを説明した。次に、近年発生した「震源を特定しにくい地震」である内陸地殻内地震（伏在型逆断層の地震）とその震源近傍の強震動特性を観測
記録、および特性化震源モデルなどを用いて調べた。その結果、破壊伝播が近づき（forward 領域）、指向性パルスが現れる震源近傍の観測点では 100 kine 程度のスペク
トルレベルを凌駕すること、逆に破壊伝播が離れ（backward 領域）、ランダム波に近くなる領域では軟弱地盤や堆積盆地の観測点を除き、100 kine 程度以下のス
ペクトルレベルとなること、を確認した。また特性化震源モデルを用いた場合、forward 領域での指向性パルスの計算には優れているものの、アスペリティー内で単純な破壊過程を仮定すると、特に backward 領域での波形がなめやかになり、過小評価になる場合があることを指摘した。
注１
文献 1)によると「震源を事前に特定できない地震」とは、既存の活断層図等の文献による調査、空中写真判読によるリニアメント調査、現地における地表踏査等の詳細な
地質学的調査によっても、震源位置と地震規模を前もって特定できない地震であり、これに該当する地震として
M5.6～6.6 の９つの例を挙げている。一方、活断層などの位置や規模が事前に公表されていない場合、一般の建築を設計する際、地殻内地震の伏在断層を事前に特定することは事実上不可能であると考えられる。従って、ここで紹介する伏在断層による地殻内地震（M6.8 程度以下）は全て「震源を事前に特定しにくい地震」として扱う。
謝辞
本報告では使用した震源モデル（中越沖地震、能登半島地震、中越地震）のデータは釜江克宏氏（京都大学）、
および池田隆明氏（飛島建設）に提供して頂きました。
ま た 防 災 科 学 技 術 研 究 所 、 PEER(Pacific Earthquake
Research Center)、気象庁、台湾中央気象台、東京電力
株式会、三菱地所設計の強震観測データを使用させて頂きました。最後に強震記録の処理、強震動計算の一部は工学院大学の田中良一君に作成して頂きました。
参考文献
1) 加藤研一 、宮腰勝義 、武村雅之、井上大榮、上田圭一、壇一男、震源を事前に特定できない内陸地殻内地震による地震
動レベル－地質学的調査による地震の分類と強震観測記録に基づく上限レベルの検討－、日本地震工学会論文集 第 4 巻、
第 4 号、p46-86、2004
2) 独立行政法人 原子力安全基盤機構、震源を特定しにくい地
震に よる 地震 動の 検討 に関 する 報告 書（ 平 成 16 年 度 ）、
JNES/SAE05-004、05 解部報-0004、2005
3) 久田嘉章：震源近傍の強震動 － 改正基準法の設計用入力
地震動は妥当か？ －、第 29 回地盤震動シンポジウム、日本
建築学会、pp99-110, 2001
4) Hisada, Y, and J. Bielak, Effects of Sedimentary Layers
on Directivity Pulse and Fling Step, Proc. of the 13th
World Conference on Earthq. Eng., No.1736, Aug., 2004
5) Hisada, Y, and J. Bielak, A Theoretical Method for
Computing Near-Fault Strong Motions in Layered Half-SpaceConsidering Static Offset due to Surface Faulting, witha Physical Interpretation of Fling Step and Rupture
Directivity, Bull. of the Seism. Soc.of America,, Vol.93,
No.3,pp.1154-1168, June., 2003
6) 日本建築学会、1999 年台湾・集集地震、第Ⅰ編 災害調査
報告書、第１章 地震及び地震動、pp1-11、2000
7) 久田嘉章, 山本俊六, ノースリッジ地震の地震動－類似点と相違点, 第 23 回地盤震動シンポジウム、日本建築学会、1995
8) 久田嘉章, 南 栄治郎、1995 年兵庫県南部地震における木造
家屋の倒壊方向と地震動特性 第 10 回日本地震工学シンポジ
ウム、Vol.1、pp.783-788、Nov., 1998
9) 釜江克宏・入倉孝次郎：1995 年兵庫県南部地震の断層モデ
ルと震源近傍における強震動シミュレーション，日本建築学
会構造系論文集，500，pp.29-36、1997
10) 松島信一・川瀬博, 1995 年兵庫県南部地震の複数アスペリ
ティモデルの提案とそれによる強震動シミュレーション, 日
本建築学会構造系論文集, 第 534 号, 33-40, 2000
11) 久田嘉章, 成層地盤における正規モード解及びグリーン関数の効率的な計算法, 日本建築学会構造系論文集 第 501 号、
pp.49-56、Nov.1997
12) 入倉孝次郎・三宅弘恵・岩田知孝・釜江克宏・川辺秀憲・
Luis Angel Dalguer：将来の大地震による強震動を予測する
ためのレシピ, 京都大学防災研究所年報, 46B, 105-120、2003
13) Wald, D. J., T. H. Heaton , K. W. Hudnut：The Slip Historyof the 1994 Northridge, California, Earthquake Determinedfrom StrongMotion, Teleseismic, GPS, and Leveling Data,
Bull. Seism. Soc. Am., V.86, pp.49-70, 1996
14) 久田嘉章、震源アスペリティーと震源近傍の強震動特性、
第１２回日本地震工学シンポジウム、2006
15) 入倉孝次郎、宮腰研、倉橋奨、2007 年新潟県中越沖地震の震源断層と強震動 - 柏崎刈羽原子力発電所を襲った破壊的
強震動 - 、耐 PT 第 3-2-3 号、2007
http://www.nsc.go.jp/senmon/shidai/taishinpjc/taishinpjc003/siryo3-2-3.pdf16) 釜江克宏、川辺秀憲、2007 年新潟県中越沖地震（Mj6.8）の震源のモデル化（第３報）、耐 PT 第 4-7 号、2007
http://www.nsc.go.jp/senmon/shidai/taishinpjc/taishinpjc004/siryo4-7.pdf
17) T. IKEDA, K. Kamae, S. Miwa and K. Konagai 、 Source
modeling for the 2007 Noto Hanto earthquake (Mjma=6.9),
Japan using the empirical Green’s function method,(Submitted to Earth, Planets and Space of the Special
section for the 2007 Noto Hanto Earthquake), 200718) 池田隆明、釜江克宏、三輪滋、平成 19 年 3 月 25 日 能登半島地震(MJ6.9)の震源モデルと強震動シミュレーション、飛島
建設技術研究所、2007
http://www.tobi-tech.com/lab/Bousai/20070325b/NotoHanto.htm
19) 翠川三郎、三浦弘之、2007 年能登半島地震における物体の移動事例と強震観測点での地盤特性,2007
http://www.enveng.titech.ac.jp/midorikawa/2007Noto_report.pdf20) Kamae, K., T. Ikeda, and S. Miwa: Source model composedof asperities for the 2004 Mid Niigata Prefecture, Japan,
earthquake (MJMA=6.8) by the forward modeling using theempirical Green's function method, Earth Planets Space,
Vol.57,pp.533-538,2005