日本建築学会構造系論文集 第 604 号，201-208，2006 年 6 月
J. Struct. Constr. Eng., AIJ, No. 604, 201-208, Jun., 2006

【カテゴリーⅡ】

断層近傍まで適用可能な震度の距離減衰式の開発
ATTENUATION RELATION OF JMA SEISMIC INTENSITY APPLICABLE TO
NEAR SOURCE REGION
松 崎 伸 一*，久 田 嘉 章**，福 島 美 光***Shinichi MATSUSAKI, Yoshiaki HISADA and Yoshimitsu FUKUSHIMA

Using about 28,000 records from over 500 events up to August 2005, we determined an attenuation relation of JMA (Japan Meteorological
Agency) seismic intensity, which is applicable to near source region. The determined attenuation relation was verified by comparing with data ofrecent earthquakes : the 2003 Off Tokachi, Off Miyagi and 2004 Chuetsu earthquakes of inter-plate, slab and crustal events respectively. Fairly
agreement can be seen in these comparisons at close distance to the source. Iso-seismic intensity area by our relation is well corresponding toresults of previous studies.

Keywords : Seismic intensity, Empirical attenuation relation, Near source region, Fault distance
震度，距離減衰式，断層近傍，断層最短距離計によるものだけとして体感による震度観測は廃止された［気象庁１．はじめに地震観測記録の統計回帰分析に基づいて導かれる距離減衰式は，(1996)5) ］。そして今日では機械観測に基づく客観性を持った震度デ

地震動の強さを推定する簡便で有効な手法として古くから多くの研ータの蓄積がかなり進んできている。さらに石垣・高木(2000)6)は，究がある。日本では河角(1943)1)の震度と距離に関する研究が最初でこうしたデータも含めて 1926 年以後 1999 年までの気象庁観測点等あろう。一般的な回帰分析では予測すべき地震動の最大振幅やスペの震度データを整理し，全国的に連続した期間でのデータベース化

クトル振幅を目的変数とし，マグニチュードや距離等を説明変数とを行った。

して回帰分析を行う。目的変数は距離減衰式の利用目的に応じて設

他方，地震調査研究推進本部は，『全国を概観した地震動予測地図』

定 さ れ ， 最 大 加 速 度 を と る も の ［ 例 え ば Fukushima andにおいて地表の震度分布の推定を行っている。この中では，簡便法

Tanaka(1990)2)］，最大速度をとるもの［例えば司・翠川(1999)3)］，応として，速度の距離減衰式［司・翠川(1999)3)］を用いてまず工学的答スペクトルをとるもの［例えば Takahashi et al.(2004)4）］などがあ

基盤（Vs=400m/s）での最大速度を推定し，次に表層地盤による増る。過去においては最大加速度を目的変数とするものが多い。これ

幅［松岡・翠川(1994)7)］を考慮して地表での最大速度に変換し，さは，地震動強さの指標として加速度が重視されてきたこと，SMAC

らに最大速度と計測震度の関係式［翠川・他(1999)8）］から地表の計型強震計等により加速度の観測記録が多く蓄積されてきたことなど

測震 度 を推 定 する と いう 手 法 を採 用 して い る［ 例 えば 藤 原 ・他の事情によるものと思われる。

(2002)9) ］。中央防災会議における東南海・南海地震等に関する検討
1)

震度の距離減衰式に関する研究の数は，河角(1943) の先駆的な研でもほぼ同様の手法がとられている。これは，強震動予測に適用可

究以降も，加速度のそれに比べるとあまり多くない。これは，前述

能である震度の距離減衰式，特に後述するように断層近傍での適用した理由の他，『従来震度が単に人体感覚のみにより定められ，何等が可能な距離減衰式が開発されていないということが大きな理由と精密な器械観測によって定められる量でなかった為に精度において考えられる。

欠けるとの理由から軽視され，単に一応の目安として取り扱われて，
1)

震度という情報が単に地震学上あるいは地震工学上のデータとい科学的価値はほとんど無視されていた』［河角(1943) ］ことも理由

うことに止まらず，地震防災活動に直接利用されるようになってきのひとつであろう。

た［気象庁(1996)5) ］今日，速度の距離減衰式を介するのではなく，

しかしながら震度の客観性については，1991 年以降，震度計が順

直接的に震度予測を行いたいというニーズもあるであろう。そこで，

次導入され，1994 年には全ての震度観測点に震度計が整備された客観性の高いデータが増えてきた気象庁震度データベースを用いて，

5)［気象庁(1996) ］。さらに 1996 年 4 月からは震度観測は完全に震度* 四国電力㈱事業企画部

副長・工修** 工学院大学建築学科 教授・工博*** ㈱大崎総合研究所 主席研究員・博士(工学)

断層近傍まで適用可能な震度の距離減衰式の開発を試みた。

Assistant Manager, Business Planning Dept., Shikoku Electric Power Co., Inc.,
M.Eng.
Prof., Dept. of Architecture, Kogakuin University, Dr.Eng.
Chief Researcher, Ohsaki Research Institute, Inc., Dr.Eng.

－201－

庁 87 型地震計で観測された 1,020 地震による 3,990 組の 3 成分記録

２．既往の距離減衰式式の開発について述べる前に，まず既往の震度の距離減衰式につから新算出方法で計測震度を算出し，回帰分析を行った。データベ
ース中の最大の計測震度は 1995 年兵庫県南部地震における神戸のいて整理しておく。
10)

宇津(1984) は東日本の太平洋岸沖合の地震を除く日本の浅発地震に対して(1)式を提案した。ここで，I は気象庁震度階級，MJ は気6.4 である。説明変数として断層最短距離 r(km)及び震源深さ h(km)を採用し，(10)式を提案した。

象庁マグニチュード，⊿は震央距離(km)を表す。この式は，1908～I = – 0.087 + 1.053MJ – 0.00256 r – 1.89log r + 0.00496 h

1983 年における MJ5～8，震源深さ 0～約 30km の 181 個の地震によ標準偏差は 0.511（地震内偏差 0.459，地震間偏差 0.224）である。地(10)る記録をデータベースとして用いている。ただし，データセットに

盤種別による補正係数も提案しており，岩盤で-0.255，硬質地盤では 1946 年南海地震も含まれており，内陸地殻内地震とプレート境界-0.063，普通地盤で+0.207，軟弱地盤で+0.412 としている。しかし型地震を対象とした経験式と考えるべきであろう。また宇津ながら，断層近傍の頭打ちを回帰モデルに考慮していないため，適(1986)11) は，東日本の太平洋岸沖合の地震を除くマントル最上部の用は中遠距離に限定されると述べている。

地震に対して(2)式を提案している。これも 1926～1985 年におけるこのように現状の距離減衰式では震源近傍における適用性の問題

MJ5～7 程度，震源深さ 40～80km 程度の 132 個の地震の記録に対しが存在する。そこで以下では，断層近傍まで適用可能な震度の距離ての関係式である。さらに宇津(1987)12) は，火山前線外側の東日本

減衰式の開発を試みる。

太平洋岸沖合の地震について(3)式を提案している。この式の開発に用いた記録は，1926～1985 年における MJ6～8 強程度，震源深さ 0

３．データセット～80km 程度の 287 個の地震の記録である。しかしながら，この 3

３.１ 基本とする震度データ

つの式ともその適用範囲は震央距離が数十 km 以上の場合とされて気象庁による震度観測は 1884 年に始まった。気象庁震度階級は，おり，震源近傍での適用はできないと述べられている。震央におけ

当初は微弱強烈の 4 階級に区分されていたが，1908 年までには 7 階

る震度については，宇津(1988)13)が論じており，MJ が 5 程度より大級に細分化されたようである。1949 年には福井地震を経て震度 7 がきい地震については(4)式を提案している。ここで h は震源深さ(km)加えられ 8 階級となり，1996 年 10 月からは，兵庫県南部地震の経を表すが，震源深さが 3km よりも浅い場合は 3km とすることとし験も踏まえて震度 5，6 の階級をそれぞれ強・弱に分割した 10 階級ている。なお，宇津(1986)11)では震源深さ 40～80km 程度のマントルの震度階級が採用され現在に至っている［気象庁(1996)5)］。

最上部の地震（多くがスラブ内地震と考えられる）について(5)式もそもそも震度とは，『人体感覚（体感）や家具，家屋などの周囲の示している。I100 は震央距離 100km 地点における震度を指す。著者

物体，構造物などへの影響を用いて，地震動の強さの程度を表した

は深い地震ほど I100 が大きくなり奇異に感じられると述べているが，もの』［気象庁(1996)5)］であり，人間の体感や周囲の被害状況から震源深さ依存性に着目した検討であり，特筆すべきことであろう。

決定する観測方法は近年まで継続されてきた。1908 年の中央気象台

2

I = 1.5MJ – 6.5 – (0.0767 – 0.015MJ + 0.0008MJ )(⊿ – 100)

年報には震度階級 1～6 に説明文が付けられ，ここに付けられていた(1)

説明文は基本的な内容は変わらずに体感観測が終了する 1996 年 3

I = 1.5MJ – 6.1 – (0.0523 – 0.0063MJ)(⊿ – 100)

(2)月まで使用された［気象庁(1996)5)］。したがって 1908 年以降は同一

I = 1.6MJ – 7.9 – (0.029 – 0.0031MJ)(⊿ – 200)

(3)の判断基準で震度の算定が行われていたといえる。しかし物理量とI = 0.83MJ – log h + 0.71

(4)の比較を行うには客観性が必要との観点から，1991 年以降気象庁は

I100 = 1.5MJ + 0.007 h – 6.5(5)

震度計の導入を進め，1994 年には全ての震度観測点に震度計が整備

戸松・片山(1990)14)は，1963～1987 年の気象庁震度データにおけ

され震度が算出されるようになった（旧算出方法）が，体感観測がる MJ4.5 以上，震源深さ 100km 未満，有感点数 2 点以上の 1,893 地

廃止された訳ではなかった。しかし 1996 年 4 月からは計測震度から

震の中から，有感観測数が 10 回以上の観測点等の条件で，94 観測

震度を算定する新算出方法が採用され，震度観測は完全に震度計に点・約 16,200 個の震度データを抽出し，距離減衰式を導出した。回よるものだけとして，体感による震度観測は廃止された。

帰式の分析範囲は，震度 1～5，MJ5.0～8.0，⊿≦1,000km である。

気象庁震度データは，このような変遷を経ながら蓄積されてきた

東日本(平均的地盤)，西日本(岩盤)，西日本(沖洪積地盤)，西日本(軟こともあってか，全国的に連続した期間でのデータベース化がなさ

弱地盤)について，それぞれ(6)～(9)式を提案している。

れていなかった。そこで石垣・高木(2000)6)は 1926 年以後 1999 年ま2での気象庁観測点等の震度記録を整理し，データベース化を行った。

I = (– 0.23 + 1.107MJ – 0.037MJ ) + (– 0.092
2+ 0.0207MJ – 0.00125MJ )⊿(6)

I = ( 0.48 + 0.990MJ – 0.039MJ2) + (– 0.123+ 0.0274MJ – 0.00164MJ2)⊿(7)

I = (– 2.16 + 1.799MJ – 0.096MJ2) + (– 0.121

されている震度データを使用する。これには 1926 年 1 月から 2002
年 12 月の間の 93,148 地震の震度データが収録されている。さらに，+ 0.0269MJ – 0.00160MJ2)⊿(8)

I = (– 2.83 + 1.613MJ – 0.051MJ2) + (– 0.068

断層近傍のデータを補強するため，2003 年以降に発生した中越地震
等の著名な 6 地震（表 12+ 0.0134MJ – 0.00073MJ )⊿(9)

計測震度をデータベースとした距離減衰式も提案されている。
15)

本研究では，基本的にこの気象庁震度データベースに基づいて解析を行うこととする。実務的には地震年報 2002 年版 CD-ROM に収録

Shabestari・山崎(1997) は，1988～1996 年の間に全国 77 個所の気象

No.30～35）を追加することとし，地震・火山月報（防災編）のデータを用いた。
この震度データから解析に用いるデータセットを構築するにあたっては，体感震度から計測震度への移行の問題（データの連続性の－202－問題）について議論しておく必要がある。1991 年から震度観測に用る記録がある。まずは震度 7 の判定である。震度 7 が追加されたのいられた気象庁 90 型震度計（旧算出方法）は従来の震度との連続性

は 1949 年であるが，それ以前の震度データについて震度 7 を適用すを維持するように開発されており［地震火山部(1992)16) ］，さらにべきものがないかどうかである。武村・他(1998)20) は明治以後の内1996 年 4 月以降の震度観測に用いられている気象庁 95 型震度計（新陸浅発地震について震度 7 相当と考えられる領域を図示している。

算出方法）は，旧算出方法との連続性を保ちかつ高い震度においてこの図と気象庁震度データにおける震度 6 の記録とを対比した。そ

建物被害との相関が高くなるように改良したものである［気象庁の結果，気象庁震度データでは震度 6 とされている 1948 年福井地震(1996)5)］ことから，基本的には体感震度と計測震度との連続性は保の福井観測点及び 1943 年鳥取地震の鳥取観測点については，震度 7

たれているものと考える。

の領域に位置すると判断し，データを修正した。海溝型地震につい

連続性に関する研究としては，翠川・他(1999)8)が SMAC 型強震ては，宇佐美(2003)21)の示す住居被害率の図等と比較したが，震度 7計等で観測された 215 記録を用いて体感震度と計測震度（新算出方の領域にあったと判断される観測点はなかった。なお，1995 年兵庫法）の対比を行い，『 両者の関係にはややばらつきがみられるものの，

県南部地震では後の被害調査により震度 7 の分布が示されたが，気概ね 1 対 1 に対応している』と論じている。この他，『兵庫県南部地

象庁観測点の記録として震度 7 は存在しない。この震度 7 の分布を震においては，計測震度（旧算出方法）と従来の震度とに一貫性がデータとして取り扱う場合には，どの地点に置くか，何地点採用す

保たれている』［村松(1995)17)］，『震度 0 から震度 5.5 の範囲ではアるか等の問題がある。取り方によっては震源近傍における回帰曲線

ンケート震度と計測震度（新算出方法）は概ね対応する』［山田・他の形状に大きく影響を与えることとなる。このため本研究において(1997)18)］，『計測震度と従来の体感による震度はかなりよく整合しは，観測点における記録のみを採用する方針とし，兵庫県南部地震ているようである』［宇津(1999)19)］等の指摘がある。

における震度 7 の記録はデータセットに含めなかった。

さらに本研究で，体感震度と計測震度の両方を一括して回帰した

次に震度の桁数の問題である。気象庁震度データベースに計測震結果について，体感・計測それぞれに残差の平均を求めたところ，

度が収録されているのは，1997 年 1 月からである。これ以降につい体感震度の平均値は+0.111，計測震度は-0.047 となった。平均値のては，計測震度の値（小数点以下 1 桁）をそのまま解析に用いるこ差 0.158 は標準偏差 0.701 よりも小さい。この差は地震特性に起因ととする。1996 年 4～12 月については計測震度に移行しているが，するものであり（例えば 2000 年 7 月 30 日三宅島近海の地震の地震

データベースに計測震度は収録されておらず，整数値の震度階のみ

間偏差は-0.374 である），震度算定方法の違いに起因するものではが収録されている。よって 1926 年以降 1996 年までについては，気ないと考える。また，図 1 には MJ を横軸とした偏差の分布を体感・

象庁震度階を解析に使用する（例えば，震度 5→5.0）こととする。

計測に分けて示すが，分布にも両者間で系統的差異は見られない。

ただし，1996 年 10 月に震度階級が 10 階級に変更され，震度 5 強・

以上のような状況を総合的に勘案すれば，体感震度と計測震度の連続性は概ね保たれているものと判断できる。よって本研究におい

弱，震度 6 強・弱が制定されている。このため，1996 年 10～12 月の間に観測された 5 弱は 4.75 として解析を行うこととした。

ては，連続したひとつのデータセットとして取り扱うこととする。
３.２.２ 距離3

体感
2

距離としては断層最短距離または震源距離を採用した。断層近傍の強震動記録については断層最短距離を採用することが望ましいた

偏差1

め，2002 年までで震度 6 以上を記録した 23 地震のうち，断層モデ

0ルを入手できた 20 地震，及び 2003 年以降で追加した 6 地震につい-1ては断層最短距離を採用した。また，MJ7.5 以上の地震についても，-2

断層面の広がりを考慮し，原則として断層最短距離を採用すること-33 5とした。断層モデルは基本的には佐藤(1989)22)のカタログの中で最
6

Mj

7

8

計測

2

ない地震については，吉村・他(2003)23) 等を参考に収集した。断層1
偏差も妥当とされているモデルを採用し，これにリストアップされてい最短距離を採用した地震及び断層パラメータを表 1 に示す 24)～38)。

0

なお，1998 年岩手県北部の地震の雫石観測点の断層最短距離は計算-1

上 0.1km となったが，地震発生層からの距離としては現実的ではな-2

く，解析結果に与える影響が大きいため，1km と設定した。

-3
5

6

Mj

7

8

図１ 体感震度と計測震度の偏差の分布（一括回帰結果を体感・計測に分けて表示）

３.３ データセットの絞込み
以上の方法で構築したデータベースは 93,154 地震と膨大である。
そこで，回帰分析に用いるため以下の手順で絞込みを行った。

３.２ データセットの構築
３.２.１ 震度３.３.１ 一次絞込み

基本的には気象庁震度データの値を採用することとするが，気象

まず，気象庁震度データに収録されている地震のレコード種別フ

庁震度階級には前述のような変遷があるため，若干修正が必要となラグとして，「気象庁月報震源」，「参考震源」，「震源未決定」，「USGS」，

－203－

表１
No.

date

events

MJ

1

19270307 「北丹後地震」

7.3

2

19301126 「北伊豆地震」

7.3

3
4
5
6
7

19330303 「三陸沖地震」
19350711 「静岡地震」
19381105 「福島県東方沖地震」17:43
19430910 「鳥取地震」
19441207 「東南海地震」

8.1
6.4
7.5
7.2
7.9

8

19461221 「南海地震」

8.0

9
10
11
12
13
14
15

19480628 「福井地震」
19520304 「十勝沖地震」
19640616 「新潟地震」
19680401 「1968年日向灘地震」
19680516 「1968年十勝沖地震」
19820321 「昭和57年浦河沖地震」
19830526 「昭和58年日本海中部地震」

7.1
8.2
7.5
7.5
7.9
7.1
7.7

16

19930115 「平成5年釧路沖地震」

7.5

17

19930712 「平成5年北海道南西沖地震」

7.8

18

19941004 「平成6年北海道東方沖地震」

8.2

19

19941228 「平成6年三陸はるか沖地震」

7.6

20

19950117 「平成7年兵庫県南部地震」

7.3

21

19970513 鹿児島県北西部

6.4

22
23
24
25
26
27
28

19980903 岩手県北部
20000701 新島近海
20000709 新島近海
20000715 新島近海
20000730 三宅島近海
20000818 新島近海 10:52
20001006 「平成12年鳥取県西部地震」

6.2
6.5
6.1
6.3
6.5
6.1
7.3

29
30

20010324 「平成13年芸予地震」
20030526 宮城県沖

6.7
7.1

31
32
33
34
35

20030726 宮城県北部
20030926 「平成15年十勝沖地震」
20041023 「平成16年新潟県中越地震」
20050320 福岡県西方沖
20050816 宮城県沖

6.4
8.0
6.8
7.0
7.2

longitude
latitude
(deg)
(deg)
35.597135.06235.544135.16535.14
139.0235.05
139.0240.16
144.5034.99
138.3736.93
142.0535.44
134.0034.07
137.41
34.61
138.0633.27
135.9733.08
134.6836.03
136.2942.33
145.22
38.74
139.4232.45
132.8241.80
143.0442.04
142.6640.27
138.8640.58
138.9740.84
139.0642.89 * 143.91 *43.19 *
42.29 *
43.33 *
43.72 *
40.85 *
40.85 *
40.85 *
34.781 *34.702 *34.665 *34.628 *34.604 *34.562 *31.930 *31.946 *39.826 *34.21034.22634.43733.87234.23435.357139.53 *139.08 *146.11 *146.62 *144.00 *143.06 *142.95 *135.290 *135.217 *135.156 *135.095 *
134.995 *
134.944 *130.338 *
130.369 *140.958 *139.208139.225139.162139.386139.178133.305

34.180 *39.004 *39.004 *38.483 *41.64 *
37.36 *
33.81 *
38.394 *132.774 *141.696 *141.696 *141.253 *144.73 *138.97 *130.06 *142.931 *断層最短距離の計算に用いた断層モデル
fault parameter
depth
remarks
strikedip
LW
references(km)(deg) (deg) (km)
(km)
0.4
334
64
33
19 佐藤(1989)[Matsu'ura(1977)]
0.2
257
58
15
9
0
180
90
10
12 佐藤(1989)[Abe(1978)]
0
207
90
12
12
0
180
45
185
100 佐藤(1989)[kanamori(1971,1972)]
20
75
70
11
6 佐藤(1989)[武尾・他(1979)]
20
200
10
100
60 佐藤(1989)[Abe(1977)]
0
80
90
33
13 佐藤(1989)[Kanamori(1972)]
0
225
30
154
67 佐藤(1989)[Inouchi & Sato(1975)]
0
225
30
84
78
2.3
260
22
122
38 佐藤(1989)[Iwasaki(1981)]
2.3
261
22
129
54
*；見取図より0kmと判断
0 *
345
90
30
13 佐藤(1989)[Kanamori(1973)]
0
220
20
130
100 佐藤(1989)[笠原(1975)]
0
189
56
80
30 佐藤(1989)[Abe(1975)]
27
207
17
56
32 佐藤(1989)[Shiono et al.(1980)]
0 *
156
20
150
100 佐藤(1989)[Kanamori(1971)]*；見取図より0kmと判断
13
300
39
12
20 佐藤(1989)[末次・中西(1986)]
0
15
20
35
35 佐藤(1989)[Sato(1985)]
0
15
20
35
35
0
345
20
35
35
109.6 *
70
2
50
35 Hashimoto et al.(1993) 24)*；Fig.4(a)より座標を読取り。深さは、震源深さを記述より110kmと設定して換算。Table 1のDepthはDip，DipはStrikeのミスプリと思われる。
10
185
10
90
50 Hashimoto et al.(1993) 24)*；Fig.7(a)より座標を読取り。
0.1
135
50
50
40
*；Table 2にある端点座標から換算した。ただしTable 2中のLとWが一
6.0 *
47.3
70.0
56
100 Ozawa(1996) 25)
0.4 *
47.3
71.0
56
100
部入れ替わっていると判断
8.0 *
180
6
110
80 Nakayama & Takeo(1997) 26)*；Fig.5より読取
16.4 *
180
18
110
10
19.5 *
180
30
110
80
3
218.6
79.5 10.68
9.0 Ozawa et al.(1997) 27)*；Table 1にある端点座標から換算
2
233.7
81.9
6.90
9.0
2
233.7
81.9
6.90
9.0
1
246.5
85.0
9.43
14.0
0
225.0
98.3
6.66
10.0
0
225.0
98.3
6.81
10.0
5.2 *
10
90
3.0
4.0 Miyake et al.(2003) 28)*；震源座標および断層長さより換算
5.2 *
280
84
3.0
4.0
0
216
41
10.0
10.0 Nakahara et al.(2002) 29)*；Figure 9より読取
0.1
100
41
15.8
7.9 Nishimura et al.(2001) 30)
3.2
95
48
11.2
5.6 Nishimura et al.(2001) 30)
1.0
107
82
12.6
6.3 Nishimura et al.(2001) 30)
2.3
11
85
20.0
10.0 Nishimura et al.(2001) 30)
1.0
90
74
8.9
4.45 Nishimura et al.(2001) 30)
Table 1.のOrigin time 8:02は1:52のミスプリと判断
0.9
152
86
20.5
9.8 鷺谷・他(2002) 31)
Table 1で，LとWが入れ替わっていると思われる。単一矩形モデルを採用した。
41.8 *
179
55
32
16 Yagi & Kikuchi(2001) 32)*；震源座標および断層長さより換算*；震源座標および断層長さより換算
63.5 *
190
90
28
9 浅野・他(2004) 33)
72.5 *
190
69
28
19
1.0 *
186
52
16
16 青井・他(2003) 34)*；震源座標および断層長さより換算
5.0 *
250
20
130
170 Yagi(2004) 35)*；震源座標および断層長さより換算
1.6 *
210
54
22
14 八木(2005) 36)*；震源座標および断層長さより換算
1.0 *
122
87
26
18 浅野・岩田(2005) 37)*；震源座標および断層長さより換算
34.6 *
200
2090
90 八木(2005) 38)*；震源座標および断層長さより換算

fault parameter欄の座標は断層面基準点。パラメータの表記は佐藤(1989)に準拠した。referencesの[]内には佐藤(1989)の引用元を記す。

「ISC」等があるが，データセットの均質性を高めるため，「気象庁て回帰分析を行えば，本来の距離減衰式の傾きよりも小さな傾きが月報震源」とされている地震のみ採用することとする。次に，MJ得られることとなる。これを防ぐための措置であり，トリガレベルが決定されている地震のみ使用することとする。MJ が未決定の地震

を震度 1.0 と考え，これに標準偏差を加えた値（図 2 の場合，標準の場合，震源を最大震度観測点に置く操作が行われる場合があり，偏差が 5cm/s2 のため 10cm/s2）より小さいと予測されるような遠距

震源情報の精度が落ちると考えられるからである。さらに，震源距離のデータを除外した。

離が 0km でない記録を採用する。また，気象庁のレコード種別ヘッ

ただし，この絞込みの過程で 2000 年三宅島近海の地震活動が 52

ダが「群発地震」とされ，複数の震源レコードが記載されているも地震抽出された。これは，抽出された全地震数の約 1 割を占める。

のについては，最初の記録のみ採用した。

伊豆半島周辺で発生する地殻内地震は，基盤の速度応答スペクトル

以上のようにして，全 93,154 地震から 51,962 地震，273,217 記録を抽出した。

が小さい［Kinoshita(1984)39)］との指摘がある。本研究においても，
これら 52 個の地震の地震間偏差の平均が-0.6 程度と有意に小さくなった。特定の地震への偏りを極力排除するため，三宅島近海の活３.３.２ 二次絞込み
一次絞込みを行っても，まだ大量のデータがあり回帰が困難であるため，さらに次の条件で絞込みを行った。
①

MJ≧5.0②

距離≦500km③

震源深さ≦200km④

導出過程で導かれる距離減衰式で震度 1＋σ 以下と予測される距離のデータは除く⑤

上記で選択した上で，1 地震 10 記録以上ある場合に限定

このうち④については，Fukushima and Tanaka(1990)2)の手法に習うものである。すなわち，図 2 に示すように遠距離のデータを含め

図２

遠距離データの足切り（加速度距離減衰式の場合）－204－

動については，震度 6 を観測した 6 地震のみ使用することとした。
これにより地震数では約 1%の比率に下がる。

1σ である。図には，本研究で得られた回帰係数を用いて MJ7.0 に基準化したデータセットも併せて表示してある。図 8～10 には偏差

以上のようにデータセットを組み直して絞り込んだ結果，554 地（total error）の状況を示す。図 8 は MJ との関係，図 9 は距離との震の 27,531 記録が選択された。図 3 には体感震度と計測震度とに分関係，図 10 は震源深さとの関係である。MJ，距離，震源深さにつけてヒストグラムを示す。全データの約 7 割が計測震度である。デいては，偏った偏差は見られず良好なフィッティングとなっている。

ータセットの分布範囲は，震度 0.5～7.0，MJ5.0～8.2，距離 1.0～500km， 図 11 に示す地震間偏差と MJ の関係では，若干右上がりの傾向が見
震源深さ 0～183km である。MJ と距離の関係を図 4 に示す。断層近られる。地震間偏差が最も大きいのは 1927 年宮城県沖の地震(MJ6.7)

傍の記録は，1998 年岩手県北部の地震の雫石観測点（MJ6.2，計測［図 12］，2 番目は 1938 年茨城県沖の地震(MJ7.0)，3 番目は 1960 年

震度 5.9），1943 年鳥取地震の鳥取観測点（MJ7.2，震度 7），2000 年

三陸沖の地震(MJ7.2)である。いずれも海域の地震である。偏差が大鳥取県西部地震の西伯観測点（MJ7.3，計測震度 5.9），1995 年兵庫

きい理由としては，海域の地震は震源決定精度が内陸の地震よりも

県南部地震の神戸観測点（MJ7.3，震度 6）等である。図 5 には MJ劣ると考えられ，距離や MJ の誤差が大きいためではないかと考えと震源深さの関係を，図 6 には震源深さと距離の関係を示す。

る。また 1927 年の地震は震源深さが 25km とされているが，実際にはもっと深くスラブ内地震で短周期成分が多かった可能性や太平洋

8,000

プレートに沿った High-Q ゾーンの影響等も考えられる。海域の地体感：1926/01-1996/03
計測：1996/04-2005/08

7,000
6,000

震には，このようなデータが含まれることには注意されたい。
地盤種別と偏差の関係についても検討した。地盤分類は，気象庁

記 5,000
録 4,000
数3,000

地震課(1972)41)，Molas and Yamazaki(1995)42)及び大西・他(1999)43)が

2,000

588

0
1

206
2

3
震度

図３

4

5

気象官署の地盤種別を示している。これらの文献間で地盤判定が異

68

1,000

1

14
6

なる官署を除いた 71 地点について，地点毎に平均偏差を求め地盤種
2

別毎に比較した（図 13 及び表 2）。地盤種別毎の偏差の分布傾向及7

び平均値は，Shabestari・山崎(1997)15)と整合的な結果となった。

体感震度と計測震度のデータ数

６．解析結果の評価

４．回帰分析

６.１ 最近の地震記録との比較

回帰モデルは以下のように設定した。
I = aMJ – b･log(X + d･10eMj) + f･h + c(11)

回帰結果を最近の地震記録と比較した。対象地震としては，地震

ここで a，b，c，d，e，f は回帰係数，X は距離(km)，h は震源深さのタイプを考慮し，プレート境界型地震として 2003 年十勝沖地震(km)である。ただし，e は司・翠川(1999)3)が規定している 0.5 を採(MJ8.0，深さ 45km)，スラブ内地震として 2003 年宮城県沖の地震

2)用した。回帰分析方法は，Fukushima and Tanaka(1990) が提案した二(MJ7.1，深さ 72km)，内陸地殻内地震として 2004 年新潟県中越地震

段階回帰分析を行い，距離係数とマグニチュード係数の依存性を排(MJ6.8，深さ 13km) を選定した。比較結果を図 14 に示す。距離がした。d に対しては，逐次得られる誤差に 2 次曲線を当てはめて，100km 程度以内の観測値については±1σ の範囲にほぼ収まっており，極小値のときを解とした。そして前述④の遠距離のデータを除くた

比較的整合がよいと言えよう。十勝沖地震の遠距離でややフィッテ

め，収束計算を 3 回行った。すなわち 1 回目の計算で得られた距離

ィングが悪いのは，震源と観測点の位置関係（距離 200～500km の減衰式を④の予測に用いて 2 回目の計算を行う手順を 3 回繰り返し

データは Low-Q となる背弧側観測点が多くなる）や前述した MJ 依た。これは，Campbell(1997)40)により 1 回だけの処理では不十分との存性による影響ではないかと考える。

指摘がなされているため適用したものである。さらに各ステップで偏差の大きい 2 データを削除して，特定のデータが結果に大きく影響することを排した。

６.２ 既往の距離減衰式との比較
図 14 には既往の距離減衰式も併せて表示した。Shabestari・山崎(1997)15) については，遠距離においては観測値の平均的なところにあるが，近距離についてはやはり適用範囲外のようである。特に宮５．解析結果城県沖の地震と中越地震について近距離の整合がよくない。戸松・導出された回帰式を(12)式に示す。
I = 1.36MJ – 4.03･log(X + 0.00675･100.5Mj) + 0.0155･h + 2.05

(12)

片山(1990)14)については，著者らも論文の中で『平均（やや大きめ）

ただし，震源深さが 100km よりも深い場合は 100km とした。標準の震度を算出する』と述べているように，大きめの値にでている。

偏差は 0.701（地震内偏差 0.601， 地震間偏差 0.360）となった。偏

中越地震の近距離減衰特性もうまく表現できていない。宇津差の値は，Shabestari・山崎(1997)15)よりも大きい。この理由として(1984,1987)10),12)については，宮城県沖の地震や中越地震の遠距離の15)は，データセット数が Shabestari・山崎(1997) は約 4,000 に対し，
15)

フィッティングはいいが，やはり近距離は適用範囲外と見受けられ本研究は約 28,000 と多いことに加えて，Shabestari・山崎(1997) はる。本研究で提案する式は，これらの既往式よりも近距離のフィッ

気象庁観測点のみの記録に基づいているのに対し，本研究のデータ

ティングがよいことがわかる。また，既往式では地震タイプが異なセットには自治体震度計等のデータを含み震度計の設置条件のバラると説明がうまくいっていないが，本研究では，説明変数に震源深ツキが大きいと考えられることなどが考えられる。

さを組み込んだことにより，3 タイプの地震の減衰特性を比較的精

MJ7.0 の場合の距離減衰曲線を図 7 の太線に示す。図中の細線は±度良く表現できていると考える。

－205－

3
8

2
1

Mj

偏差

7

0
-1

6

-2
5

-3
1

10

図４

距離(km)

100

1000

5

6

Mj

データセットにおけるＭJ と距離の関係

図８

7

8

偏差とＭ J

3
8

2
1

Mj

偏差

7

0
-1

6

-2
5

-3
0

100
震源深さ(km)200

図５

データセットにおけるＭJ と震源深さの関係

1

10

100

距離(km)

図９

1000

偏差と距離

3

200

2
1
偏差

震源深さ(km)

150

100

0
-1

50
-2
-3

0
1

10

図６

距離(km)

100

0

1000

データセットにおける震源深さと距離の関係

図 10

200

偏差と震源深さ2

8
Mj 7.0

7

1

6

地震間偏差

5
震度

100
震源深さ(km)

4
3

0

-1

2
1
0

-2
1

図７

10

距離(km)

100

1000

5

6

距離減衰式とデータセットの比較（Ｍ J7.0 基準化）

Mj

図 11

7

8

地震間偏差とＭ J

1.5
1.0
0.5

6

0.012

偏
0.0
差

5
震4
度3

表２

地盤種別毎の偏差の平均
Shabestari・
本研究
山崎(1997)-0.152-0.255
岩盤
0.012-0.063
硬質地盤
0.190
0.207
普通地盤
軟弱地盤
0.416
0.412

0.190

-0.152

-0.5

2

観測値
本研究
±1σ

1

-1.0
松代

-1.5

0
10

図 12

0.416

M j 6.7 (h=25km)

7100
距離 (km)

1000

1927 年宮城県沖の地震と回帰式との比較

1

rock

図 13

2

hard-

3

medium- 4

soft-soil 5

気象官署の偏差と地盤種別の関係－206－

～(22)式か ら求ま る Rn をプロ ットした。 MJ6.2 と したのは 村 松

６.３ 震度出現面積とＭの関係式との比較
歴史地震のマグニチュード M を推定するにあたっては，ある震度2

n 以上が出現する面積 Sn(km )と M の関係式が用いられる。主な式

震度 5 の地域との境界であるから震度 6 の地域の半径 R6 での震度は

44)

5.5 になる［宇津(1984)10)］と考え，R4 を震度 3.5，R5 を震度 4.5，R6

45)

を震度 5.5，R7 を震度 6.5 のところにプロットした。また，断層モデとしては，震度 4 以上面積の関係式として勝又・徳永(1971) ［(13)45)

式］，震度 5 では村松(1969) ［(14)式］，震度 6 では村松(1969) ［(15)46)(1969)45)の適用範囲を考慮してのことである。震度 6 の地域の縁は

47)式］，震度 7 では村松(2001) ［(16)式］や翠川・五艘(1997) ［(17)ルは設定せず震源距離で比較し，震源深さについては MJ8.0 で 30km，式］などがある。式の右の［MJ7.0 で 20km，MJ6.2 で 12km と仮定した。これを図 15 に示す。ま］内は式の開発に使用したデータベ

ースにおける M の範囲である。村松(1969) 45)で用いている M は MM

ず震度 7 を除けば，震度 4～6 のプロットは本研究の値と概ね対応し［村松(1964)48) による M］であるが，村松(2001)46)が同じ式を MJている。ただ，MJ8.0 については震度 4～6 とも，本研究の距離減衰で表記しているので，MM≒MJ と解釈した。また翠川・五艘(1997)47)式よりもやや大きめである。これは，地震規模が大きくなると有感

は歴史地震の M も用いて解析しており厳密には MJ の式ではないが，範囲も広がるため，それゆえに地盤増幅の影響により震度が大きめ

多くが MJ のデータであり，MJ とみなしても問題はないであろう。

に出る平野を含む可能性が高まること［村松(1969)45) が回帰に用い

Log S4 = 0.82MJ – 1.0［5.3≦MJ≦8.1］(13)

Log S5 = MJ – 3.2

た M8 クラス地震は，濃尾地震及び関東地震等であり，震度 5，6 の［6.2≦MJ≦8.0］(14)

出現領域は濃尾平野等の平野部に偏っている］，既往式のプロットは，

Log S6 = 1.36MJ – 6.66 ［6.2≦MJ≦8.5］(15)

断層面の広がりを考慮しないで震源距離で評価しているため距離をLog S7 = 1.25MJ – 6.88 ［6.1≦MJ≦8.1］(16)

大きめに評価していること，などが理由として考えられる。また，

Log S7 = 1.44MJ – 8.40 ［6.8≦MJ≦8.0］(17)

震度 4～6 のプロットは，値が回帰式とほぼ対応するばかりでなく，

ここで，震度の出現領域を円形と仮定しその半径を Rn とおくと，Sn = πRn 2 であるから，上式は各々以下のように表記できる。

減衰の傾向が本研究とよい整合を示している。本研究で開発した式の妥当性を裏付けるものと考えられる。

Log R4 = 0.41MJ – 0.75

(18)

震度 7 については，どれも+1σ よりも上にプロットされている。

Log R5 = 0.5MJ – 1.85

(19)

震度 7 の分布を決める大きな要因について武村・他(1998)20)は，震Log R6 = 0.68MJ – 3.58

(20)

源断層からの距離と地盤条件であるとしている。本研究の回帰式を

Log R7 = 0.625MJ – 3.69

(21)

中越地震の記録と比較した図 14 からも，震度 7 が生じるのは，断層

Log R7 = 0.720MJ – 4.45(22)の近傍でかつ地盤条件の悪い場合であると推察される。震度 7 の既

これらの式は，震度 n が出現する最遠距離 Rn の式と考えることが往式が+1σ よりも大きめにプロットされたことは，距離の影響以上できる。これは一種の距離減衰式とみなすことができよう。そこでに地盤条件の影響が大きいことを示唆するものと考えられる。ただ

本研究で開発した距離減衰式とこれらの式を比較してみる。比較は，

し，ここでは震源距離で評価しているため，断層のごく近傍につい

MJ8.0，7.0，6.2 の場合の本研究の距離減衰曲線を描き，これに(18)ては距離の評価が適切ではない可能性を否定できない。

7

7

7

6

6

6

5

5

5

4

震4
度

震
度

震
度

3

3

2003年十勝沖
本研究
本研究±1σShabestari(1997)
戸松(1990)
宇津(1984)

2
1

4

2
1

0

3

2003年宮城県沖
本研究
本研究±1σShabestari(1997)
戸松(1990)
宇津(1987)

2
1

0
1

10

100

1000

0

1

10

断層最短距離or 震源距離 (km)

100

1000

1

断層最短距離 or 震源距離 (km)図 14
Mj 8.0 (h=30km)

7

Mj 7.0 (h=20km)

7

5

5

5

4
震
度
3

4
震
度
3

4
震
度
3

1

本研究
本研究±1σ
勝又・徳永(1971)
村松(1969)
村松(2001)
翠川・五艘(1997)

1

0
10

100

1000

1
0

1

震源距離 (km)

図 15

本研究
本研究±1σ
勝又・徳永(1971)
村松(1969)
村松(2001)

2

0

1

1000

Mj 6.2 (h=12km)

7
6

2

100

最近の地震記録との比較

6

本研究
本研究±1σ
勝又・徳永(1971)
村松(1969)
村松(2001)
翠川・五艘(1997)10

断層最短距離or 震源距離 (km)62

2004年 中越本研究
本研究±1σShabestari(1997)
戸松(1990)
宇津(1984)10

震源距離 (km)

100

1000

1

10

100
震源距離 (km)1000

震度出現面積とＭの関係式との比較－207－

７．まとめProceedings of the CRCM ’93 Kobe, pp.57-64, 1993

体感震度及び計測震度に基づく 1926～2005 年の気象庁震度デー
タベースを用いて，断層近傍まで適用可能な震度の距離減衰式を開発した。本研究の成果は，2004 年新潟県中越地震等との整合も良く，

25) Ozawa, S. : Geodetic inversion for the fault model of the 1994 Shikotan
earthquake, Geophys. Res. Lett., Vol.23, No.16, pp.2009-2012, 1996
26) Nakayama, W. and M. Takeo : Slip history of the 1994 Sanriku-haruka-oki,
Japan, earthquake deduced from strong-motion data, Bull. Seism. Soc. Am.,
Vol.87, No.4, pp.918-931, 1997

平均的な予測値を導くのに有用であると考える。

27) Ozawa, S., M. Murakami, S. Fujiwara and M. Tobita : Synthetic aperture radar
interferogram of the 1995 Kobe earthquake and its geodetic inversion, Geophys.

謝辞

Res. Lett., Vol.24, No.18, pp.2327-2330, 1997.9

本研究には，気象庁地震年報 2002 年版 CD-ROM，地震・火山月

28) Miyake, H., T. Iwata and K. Irikura : Source Characterization for broadband

報（防災編）のデータを使用させていただきました。また，2 名のground-motion simulation : kinematic heterogeneous source model and strong

匿名査読者には丁寧な査読をしていただき，本研究の内容を改善することができました。記して感謝申し上げます。

motion generation area, Bull.Seism.Soc.Am., Vol.93,No.6, pp.2531-2545, 2003
29) Nakahara, H., T. Nishimura, H. Sato, M. Ohtake, S. Kinoshita and H.
Hamaguchi : Broadband source process of the 1998 Iwate prefecture, Japan,
earthquake as revealed from inversion analyses of seismic waveforms andenvelopes, Bull. Seism. Soc. Am., Vol.92, No.5, pp.1708-1720, 2002

参考文献
1)

河角廣：震度と震度階，地震，第 15 巻，pp.6-12，1943

2)

Fukushima, Y. and T. Tanaka : A new attenuation relation for peak horizontal
accelaration of strong earthquake ground motion in Japan, Bull. Seism. Soc.

4)

Ukawa : Crustal deformation caused by magma migration in the northern Izu
Islands, Japan, Geophys. Res. Lett., Vol.28, No.19, pp.3745-3748, 2001.10
31) 鷺谷威，西村卓也，畑中雄樹，福山英一，W. L. Ellsworth：2000 年鳥取県

Am., Vol.80, pp.757-783, 1990
3)30) Nishimura, T., S. Ozawa, M. Murakami, T. Sagiya, T. Tada, M. Kaidzu and M.

司宏俊，翠川三郎：断層タイプ及び地盤条件を考慮した最大加速度・最西部地震に伴う地殻変動と断層モデル，地震 2,第 54 巻,pp.523-534,2002

大速度の距離減衰式,日本建築学会構造系論文集,第 523 号,pp.63-70,1999.9

32) Yagi, Y. and M. Kikuchi : Rupture process of the Geiyo earthquake of March 24,

Takahashi, T., A. Asano, H. Okada, T. Saiki, K. Irikura, J. X. Zhao, J. Zhang, H.

2001(Mw6.7), http://wwweic.eri.u-tokyo.ac.jp/yuji/Aki-nada/, 2001

K. Thio, P. G. Somerville, Ya. Fukushima and Yo. Fukushima : Attenuation

33) 浅野公之，岩田知孝，入倉孝次郎：2003 年 5 月 26 日に宮城県沖で発生しrelations of strong motion in Japan using site classification based on

たスラブ内地震の震源モデルと強震動シミュレーション，地震 2，第 57巻，pp.171-185，2004

predominant period, CSNI Workshop, 2004
気象庁：震度を知る

6)

石垣祐三，高木朗充：気象庁震度データベースの整備及び活用例につい宮 城 県 北 部 (2003/07/26, 7:13) の 地 震 の 震 源 イ ン バ ー ジ ョ ン （ 暫 定 ），て，験震時報，第 63 巻，pp.75-92，2000

http://www.k-net.bosai.go.jp/k-net/topics/miyagi_200307260713/，2003

7)

基礎知識とその活用，ぎょうせい，1996

34) 青井真，関口春子，功刀卓，本多亮，藤原広行：近地強震動記録による

5)

松岡昌志，翠川三郎：国土数値情報とサイスミックマイクロゾーニング，

35) Yagi, Y. : Source rupture process of the 2003 Tokachi-oki earthquake determined

第 22 回地盤震動シンポジウム，pp.23-34，1994

by joint inversion of teleseismic body wave and strong ground motion data,

8)

翠川三郎，藤本一雄，村松郁栄：計測震度と旧気象庁震度および地震動

Earth Planets Space, Vol.56, pp.311-316, 2004

9)藤原広行，河合伸一，青井真，石井透，早川譲，功刀卓，神野達夫，森

強さの指標との関係，地域安全学会論文集，Vol.1，pp.51-56，1999
川信之，小林京子，原温子：確率論的地震動予測値図作成手法の検討と試作例，防災科学技術研究所研究資料，第 236 号，2002
10) 宇津徳治：震度－震央距離－マグニチュードの関係 その 1. 東日本太平36) 八木勇治：2004 年新潟県中越地震とスマトラ沖巨大地震の震源で何が起こったのか？，建築研究所講演会，pp.43-50，2005.3
37) 浅野公之,岩田知孝：震源域近傍強震動記録からみた 2005 年福岡県西方沖の地震の震源過程,http://sms.dpri.kyoto-u.ac.jp/k-asano/050320inv.html,2005
38) 八木勇治：2005 年 8 月 16 日宮城県沖で発生した地震の断層ずれ破壊の様

洋岸沖合を除く日本の浅発地震，地震研究所彙報,Vol.59,pp.219-233,1984

子 ,11) 宇津徳治：震度－震央距離－マグニチュードの関係 その 2. 東日本太平2005

洋岸沖合を除く日本のマントル最上部の地震，地震研究所彙報，Vol.61，39) Kinoshita, S. : Spectral characteristics of bedrock motion in the Tokyo
metropolitan area, proc. JSCE, No.344/I-1, pp.89-94, 1984.4

pp.551-561，1986
12) 宇津徳治：震度－震央距離－マグニチュードの関係

http://www.geo.tsukuba.ac.jp/press_HP/yagi/EQ/20050816NorthJapan/,

その 3. 東日本太平洋岸沖合の地震，地震研究所彙報，Vol.62，pp.289-296，1987
13) 宇津徳治：震央付近の震度－震源深さ－マグニチュードの関係，地震研究所彙報，Vol.63，pp.23-31，1988
14) 戸松征夫，片山恒雄：気象庁震度の距離減衰式の地域分けと地盤種別分
け，第 8 回日本地震工学シンポジウム，pp.103-108，1990

40) Campbell, K. W. : Empirical near-source attenuation relationships for horizontal
and vertical components of peak ground acceleration, peak ground velocity, andpseudo-absolute acceleration response spectra, Seism. Res. Lett. Vol.68,
pp.154-179, 199741) 気象庁地震課：気象庁地震観測官署の地盤調査，験震時報，第 37 巻，pp.113-115，1972

15) Shabestari,Khosrow T.,山崎文雄：気象庁 87 型地震計記録を用いた計測震度42) Molas, G. L. and F. Yamazaki : Attenuation of earthquake ground motion inの距離減衰式,第 2 回都市直下地震災害総合シンポジウム,pp.153-156,1997

Japan including deep focus events, Bull. Seism. Soc. Am., Vol.85, No.5,

16) 地震火山部：90 型震度計について，測候時報，pp.1-35，1992
17) 村松郁栄：震度について，JSEEP NEWS，No.145，pp.57-63，1995
18) 山田真，野越三雄，山本佳史，中村操：計測震度とアンケート震度の関係(2)，地球惑星科学関連学会合同大会予稿集，B42-16，1997
19) 宇津徳治：地震活動総説，東京大学出版会，1999
20) 武村雅之，諸井孝文，八代和彦：明治以後の内陸浅発地震の被害から見た強震動の特徴－震度Ⅶの発生条件－，地震 2,第 50 巻,pp.485-505,1998
21) 宇佐美龍夫：最新版日本被害地震総覧[416]－2001，東京大学出版会，2003

pp.1343-1358, 1995
43) 大西淳一，山崎文雄，若松加寿江：気象庁地震記録の距離減衰式に基づく地点増幅特性と地形分類との関係 ，土木学会論文集，No.626/I-48，
pp.79-91，1999.7
44) 勝又護，徳永規一：震度Ⅳの範囲と地震の規模および震度と加速度の対
応，験震時報，第 36 巻，pp.89-96，197145) 村松郁栄：震度分布と地震のマグニチュードとの関係，岐阜大学教育学
部研究報告＝自然科学＝，第 4 巻，第 3 号，pp.168-176，196922) 佐藤良輔：日本の地震断層パラメター・ハンドブック，鹿島出版会，1989

46) 村松郁栄：震度分布と震源との関係，地震 2，第 53 巻，pp.269-272，200123) 吉村昌宏，坪川博彰，藤原賢也：被害想定のための歴史地震面震源モデ

47) 翠川三郎，五艘隆志：過去の事例に基づく激震動の発生頻度に関する基ル調査，歴史地震，第 19 号，pp.108-115，2003
24) Hashimoto, M., T. Sagiya, S. Ozawa and T. Tada : Fault models for the crustal
movements associated with the 1993 off Kushiro earthquake and the 1993
Southwestern off Hokkaido earthquake and their tectonic significance,

礎的考察，日本建築学会構造系論文集，第 502 号，pp.55-60，1997.12
48) 村松郁栄：Magnitude の定義式について，地震 2,第 17 巻,pp.210-221,1964（2005 年 8 月 29 日原稿受理，2006 年 2 月 21 日採用決定）－208－