4.1.2.2 南海地震の強震動予測手法 目次 (1)業務の内容 (a)業務題目 (b)担当者 (c)業務の目的 (d)５ヵ年の年次実施計画 (e)平成 14 年度業務目的 (2)平成 14 年度の成果 (a)業務の要約 (b)業務の実施方法 (c)業務の成果 1)想定南海地震の震源モデルと強震動予測手法 2)震源近傍域及び大阪市内における予測結果 (d)結論ならびに今後の課題 (e)引用文献 (f)成果の論文発表・口頭発表等 (g)特許出願，ソフトウエア開発，仕様・標準等の策定 (3)平成 15 年度業務計画案 参考資料 36 (1) 業務の内容 (a) 業務題目 南海地震の強震動予測手法 (b) 担当者 所属 京都大学原子炉実験所 役職 氏名 助教授 釜江克宏 助手 川辺秀憲 (c) 業 務 の 目 的 マグニチュード８クラスの巨大地震を対象した震源のモデル化手法を南海地震に適 用 し 、都 市 域 な ど で 予 測 さ れ る 地 震 動 を 計 算 し 、過 去 の 地 震 時 の 震 度 や 被 害 分 布 な ど と の比較から、震源のモデル化手法や地下構造モデルの有効性や問題点を抽出する。 (d) ５ヵ年の年次実施計画 1) 平 成 14年 ： ① 想定南海地震時の強震動試算に基づく問題点を抽出する． 2) 平 成 15年 ： ① 過去の巨大地震時の強震動評価等に基づく震源のモデル化手法の開発する． 3)平成16年： ① 大阪平野の 3 次元地下構造モデルの構築と強震動評価手法の高精度化 4)平 成 17年 ： ① 巨大地震時の広域高密度予測手法の開発 5)平成 18 年： ① 想定される海溝型巨大地震への強震動予測手法の適用と検証 (e) 平成 14 年度業務目的 海 溝 型 巨 大 地 震 に 対 す る 強震動予測手法を概括する．想 定 南 海 地 震 に 対 す る 強 震 動 試算を行い手法の有効性とその問題点を抽出する． (2) 平成 14 年度の成果 (a) 業務の要約 37 マグニチュード 8 クラスの海溝型巨大地震の場合、その規模が非常に大きいことから震 源近傍はもとより、非常に広い領域で被害が発生する可能性がある。従って、災害軽減や 災害対応を実効あるものにするためには、広域での高精度な強震動予測が必要である。そ のためには震源のモデル化手法の開発とともに、広域での強震動評価手法の開発が必要で ある。ここではまず、想定南海地震を対象として、特性化震源モデルに基づく震源近傍や 大阪市内における強震動を半経験的な方法（経験的グリーン関数法や統計的グリーン関数 法）によって評価し、巨大地震時の強震動の特徴や予測地震動の高精度化のための課題を 抽出した。 (b) 業務の実施方法 フィリピン海プレートの沈み込み速度がほぼ一定であるために，南海トラフでは周期的 に巨大地震（東南海地震・南海地震）が発生する。その発生間隔は９０∼150 年と言われ ている。前回の昭和の東南海(1944 年)・南海（1946 年）から既に 60 年近くが過ぎ、地震 調査推進本部・地震調査委員会・長期評価部会によって今後 30 年以内の発生確率が東南 海地震で約 50％，南海地震で約 40％と発表されている。同時に来るべき東南海、南海地 震を想定した強震動試算結果も既に同・強震動評価部会によって中間報告の形で公表され ている。しかし、現時点で公表されているのは後述する統計的グリーン関数法によって計 算された最大速度を基に得られた広域な震度分布のみである。大都市大阪で想定される地 震動を考えた場合、震源域までの距離がかなり遠いことから最大振幅はそう大きくないが、 地震の規模が非常に大きい（破壊域が非常に広い）ことから長周期成分の卓越した継続時 間の長い地震動となり、その震動特性は盆地構造を反映したものとなることが予想される (釜江・入倉,1994）。ここでは強震動評価部会によって提案された想定南海地震の震源モデ ルを用いて大阪をはじめとするいくつかの地点での地震動（時刻歴波形）を試算し、主と して大阪平野内での強震動の特徴を把握するとともに、高精度化のための課題を抽出する。 (c) 業務の成果 1) 想定南海地震の震源モデルと強震動予測手法 想定南海地震の震源域は地震調査委員会・長期評価部会によって、過去の地震の震源 モデル、微小地震等に基づくプレート境界面の推定結果、当該地域の速度構造などから 評価されている（図１）。また図１に示す破壊域の幾何学的な形状に加え、強震動評価 部会では地震動を計算するために必要な地震モーメントなどの巨視的なパラメータに 加え、短周期地震動の生成に重要な役割を果たす微視的なパラメータ（アスペリティの 大きさや実効応力など）の設定が最新の研究成果を用いて行われている(図 2)。表１に想 定南海地震の震源特性をまとめて示す。最終的には表１にある２つのケースが設定され ているが、より大きな地震動が想定されるケース２のモデルを用い、経験的グリーン関 数法と統計的グリーン関数法を用いて大阪などでの予測地震動（時刻歴）を試算した。 図 3 には図 2 に示した強震動評価部会による震源モデルを参考に作成した３つのアス ペリティを有する震源モデルを示す。強震動評価部会では図１に示したような複雑なプ レートの形状を忠実に反映させた湾曲する断層面を採用しているが、ここでは傾斜角の 違う 3 枚の断層面に置き換えてモデル化している。このモデル化の違いによる影響がど 38 の程度あるかは今後検討を加えたい。図中にある３つのアスペリティ及びアスペリティ 以外の領域（背景領域）の震源パラメータは表１に示すとおりである。図 2 には今回地 震動評価の対象とした地点も示している。経験的グリーン関数法を適用した地点は大阪 市内の 2 箇所（OSA、WOS）、和歌山市内の WKY、潮岬（SHI）、室戸岬(MUR)の合計 5 箇所である。OSA は比較的硬質な上町台地上にある大阪管区気象台、WOS は大阪市 西部の大阪湾岸の軟弱地盤上、WKY は東京大学地震研究所和歌山微小地震観測所で岩 盤上の観測点である。以上の 3 箇所は京都大学防災研究所の地震災害部門の観測点であ る。SHI と MUR は気象庁が展開していた 87 型電磁式強震計による観測点であり、比 較的硬質(岩盤に近い)な地盤上である。これらの観測点では経験的グリーン関数として 用いた 1991 年 10 月 20 日に紀伊半島白浜沖で発生した M5.1 の地震（図中☆印）時の 記録が得られている。経験的グリーン関数としてこの地震を用いる際必要となる震源パ ラメータについては釜江・入倉(1994)に譲る。一方、OSK008、WKY002、KOC007 の 3 箇所の K-net 観測点では統計的グリーン関数法（釜江・他,1991）を適用した。これら の観測点では統計的グリーン関数法を適用する際に必要なサイト特性が佐藤・巽(2002) によって評価されている。統計的グリーン関数は前述の経験的グリーン関数として用い た地震と同じ震源パラメータを有する地震を想定して策定した。 2) 震源近傍域及び大阪市内における予測結果 図 4、図 5、図 6、図 7 には経験的グリーン関数法によって評価された 5 箇所における 加速度波形、速度波形をそれぞれ示す。これらの図から岩盤あるいは岩盤に近い観測点 (WKY,SHI,MUR)では短周期成分が卓越しており、また波形形状は個々のアスペリティ からの距離を反映した特徴的なものとなっている。一方、大阪市内での 2 箇所の地震動 は震源域からの距離が遠いこともあり、最大振幅は最大で 80 cm/sec 2 、30 cm/sec 程 度であるが、盆地構造を反映した非常に継続時間の長い波形になっている。これは経験 的グリーン関数としての地震記録そのものに大阪平野での特徴的な震動特性、すなわち S 波の後に振幅の大きい特徴的な後続波（東側の盆地境界から 2 次的に発生する表面波） が含まれているためである。ただし、想定南海地震のような破壊域の大きい地震に対し て、すべての領域から発生する地震波をある方向の 1 つの地震の観測記録だけから合成 することに対しての問題点も残されていることを付記しておく。このような 2 次的な表 面波の影響については差分法による理論的な計算によって検討する必要がある。またこ れらの波形を擬似速度応答スペクトルで見たものが図 8 である。大阪市内では 5 秒程に 卓越が見られ、その応答値は 100 cm/sec を超えている。OSA と WOS との違いはそう 明瞭ではなく、強いて言えば WOS の方が短周期成分がやや大きいぐらいである。両者 の継続時間の違いは経験的グリーン関数の継続時間（記録時間）に依存しており、WOS での予測地震動の継続時間が OSA より短いということではない。 図 9 には 3 箇所において統計的グリーン関数法によって評価された加速度、速度波形 を示す。また、図 10 にはそれらの擬似速度応答スペクトルを示す。3 箇所とも k-net 観測点であり、堆積地盤上の観測点であるにもかかわらず、継続時間が短くなっている。 これは統計的グリーン関数を作成するに際しては震源形成時間のみを考慮し、伝播経路 や観測点近傍での地震波の散乱などによる継続時間の延びが考慮されていないためで 39 あり、経験的グリーン関数法との大きな差異である。もちろんこのことは最大振幅にも 影響するが、揺れの大きさやスペクトルレベルの大まかな把握には役立つものと考えら れる。KOC007 は第 1 アスペリティの直上にあり、そこから生成される地震動が主で、 最大加速度 500 cm/sec 2 、最大速度 70 cm/sec 程度となっている。これらの値は地盤 を線形と仮定した結果である。 最後に、ここで評価した地震動の最大振幅（速度）と既存の距離減衰式との関係を調 べた。図 11 は司・翠川(1999)による最大速度の距離減衰式との比較を示す。この距離減 衰式は地下 30m の平均 S 波速度が 600 m/sec での値であり、大阪市内や K-net 観測点 での結果と比較するにはやや小さめの式であることに注意が必要である。そのことを考 慮した上で計算値と比較すると、今回評価された最大速度振幅は SHI、MUR、WKY な どの岩盤に近い観測点以外はほぼ距離減衰式と整合する結果となっていることがわか る。 (d) 結論ならびに今後の課題 想定南海地震を対象に、最新の知見から設定された特性化震源モデルと経験的グリーン 関数法及び統計的グリーン関数法を用いて大阪市内を含むいくつかの地点での強震動を試 算した。特に大阪市内で予測される地震動は、震源域の大きさや盆地構造を反映した非常 に継続時間の長いものとなり、また 5 秒程度の長周期成分が卓越する特徴的なものとなっ た。ただし、今回強震動評価手法としての経験的グリーン関数法の適用にあたっては、１ つの地震記録だけを使用したため、広い震源域から放射される地震動を高精度で評価でき ていない可能性がある。特に複雑な大阪盆地構造への地震波の入射と平野内での精度の高 い応答を調べる必要があり、今後 3 次元的な大阪盆地の地下構造モデルの構築と、それを 用いた理論地震動を計算し、今回行った半経験的な手法による結果との比較も含め、予測 精度の向上を図る必要がある。大阪平野の 3 次元地下構造モデルの構築に関する研究はこ れまでにも実施されており、関連する成果をまとめて参考資料として示した。 40 図 1 微小地震の震源分布及び速度構造探査に基づくプレート境界面の推定等 深線図（推本・強震動評価部会） 図2 想定震源域とアスペリティおよび破壊開始点の位置（推本・強震動評価部 41 図3 地震動評価のための震源モデルと地震動評価地点 42 断層パラメータ 震源特性 ケース1 震源断層の位置 走向 巨視的 震源特性 図2参照 図2参照 傾斜角 震源断層の長さ 震源断層幅 35800 km2 10∼30 km 同左 8.34E+21 N・m 570 cm 同左 同左 平均応力降下量（円形クラックの場合） 第 2 ア ス ペ リ テ ィ 第 3 ア ス ペ リ テ ィ 1.52E+20 N･m/s2 4.98E+21 N･m 2.49E+21 N･m 総面積 10686 km2 5343 km2 平均すべり量 1141 cm 1141 cm 平均応力降下量 10.1 MPa 20.1 MPa 面積 5343 km2 2672 km2 平均すべり量 1336 cm 1336 cm 地震モーメント 地震モーメント 2.92E+21 N・m 10.1 MPa 20.1 MPa 面積 2672 km2 1336 km2 平均すべり量 945 cm 945 cm 地震モーメント 1.03E+21 N・m 5.16E+20 N・m 実効応力 10.1 MPa 20.1 MPa 面積 2672 km2 1336 km2 平均すべり量 945 cm 945 cm 地震モーメント 1.03E+21 N・m 実効応力 5.16E+20 N・m 10.1 MPa 20.1 MPa 3.36E+21 N･m 5.85E+21 N･m 25114 km2 30457 km2 328 cm 470 cm 面積 平均すべり量 1.3 MPa 2.7 MPa 破壊開始点 図2参照 同左 破壊伝播形式 破壊伝播速度 放射状 同左 同左 2.7 km/s 注*：長期評価報告書による。 ※震源域のＳ波速度3.8km/s、剛性率は4.09×10 表１ 1.46E+21 N・m 実効応力 実効応力 その他の 震源特性等 同左 1.07E+20 N･m/s2 地震モーメント 背 景 領 域 同左 3.0 Mpa 加速度震源スペクトル短周期レベル 第 1 ア ス ペ リ テ ィ 同左 同左 同左 300 km 70∼150 km 震源断層の上端∼下端深さ 地震モーメント 平均すべり量 全 ア ス ペ リ テ ィ 同左 同左 4∼26 ° 震源断層の面積 微視的 震源特性 ケース2 マグニチュード(M)8.4前後。東南海地震と同時発生した場合には M8.5前後。 地震の規模* 10 N/m 2 想定南海地震の震源特性（強震動評価部会） 43 300 SHIO NS Max: 242.14 gal Acc. (gal) 200 100 0 -100 0 50 100 150 200 250 300 -200 350 (sec) -300 300 MURO NS Max: 204.60 gal Acc. (gal) 200 100 0 -100 0 50 100 150 200 250 300 350 (sec) Acc. (gal) -200 60 40 20 0 -20 0 -40 -60 -80 WKY NS Max: 55.22 gal 50 100 150 200 250 300 350 (sec) 100 OSA NS Max: 68.31 gal Acc. (gal) 50 0 0 50 100 150 200 250 300 -50 350 (sec) -100 100 WOS NS Max: 84.87 gal Acc. (gal) 50 0 0 50 100 150 200 250 300 -50 350 (sec) -100 Acc. (gal) 経験的グリーン関数法による評価結果（加速度・NS 成分） 400 300 200 100 0 -100 0 -200 -300 Acc. (gal) 図4 600 400 200 0 -200 0 -400 -600 -800 SHIO EW Max: 280.79 gal 50 100 150 200 250 300 350 (sec) MURO EW Max: 601.10 gal 50 100 150 200 250 300 350 (sec) 100 WKY EW Max: 96.68 gal Acc. (gal) 50 0 -50 0 50 100 150 200 250 300 -100 350 (sec) -150 100 OSA EW Max: 59.27 gal Acc. (gal) 50 0 0 50 100 150 200 250 300 -50 350 (sec) -100 100 WOS EW Max: 69.26 gal Acc. (gal) 50 0 0 50 100 150 200 -50 250 300 350 (sec) -100 図5 経験的グリーン関数法による評価結果（加速度・EW 成分） 44 10 Vel. (cm/sec) SHIO NS Max: 7.22 cm/sec 5 0 0 50 100 150 200 250 300 -5 350 (sec) -10 Vel. (cm/sec) 15 MURO NS Max: 10.47 cm/sec 10 5 0 -5 0 50 100 150 200 250 300 -10 350 (sec) -15 Vel. (cm/sec) 15 WKY NS Max: 10.27 cm/sec 10 5 0 -5 0 50 100 150 200 250 300 -10 350 (sec) Vel. (cm/sec) -15 30 20 10 0 -10 0 -20 -30 -40 OSA NS Max: 28.30 cm/sec 50 100 150 200 250 300 350 (sec) Vel. (cm/sec) 30 WOS NS Max: 25.55 cm/sec 20 10 0 -10 0 50 100 150 200 250 300 -20 350 (sec) -30 図6 経験的グリーン関数法による評価結果（速度・NS 成分） 20 Vel. (cm/sec) SHIO EW Max: 17.53 cm/sec 10 0 0 50 100 150 200 250 300 -10 350 (sec) -20 40 Vel. (cm/sec) MURO EW Max: 34.61 cm/sec 20 0 0 50 100 150 200 250 300 -20 350 (sec) Vel. (cm/sec) -40 20 15 10 5 0 -5 0 -10 -15 WKY EW Max: 15.05 cm/sec 50 100 150 200 250 300 350 (sec) Vel. (cm/sec) 20 OSA EW Max: 20.43 cm/sec 10 0 -10 0 50 100 150 200 250 300 350 (sec) -20 -30 Vel. (cm/sec) 30 WOS EW Max: 24.83 cm/sec 20 10 0 -10 0 50 100 150 200 -20 250 300 350 (sec) -30 図7 経験的グリーン関数法による評価結果（速度・EW 成分） 45 SHIO EW SHIO NS 1000 1000 100 100 10 10 1 1 0.1 0.01 0.1 1 0.1 0.01 10 0.1 MURO EW 1000 100 100 10 10 1 1 0.1 1 0.1 0.01 10 0.1 WKY EW 1000 100 100 10 10 1 1 0.1 1 0.1 0.01 10 0.1 OSA EW 1000 100 100 10 10 1 1 0.1 1 0.1 0.01 10 0.1 WOS EW 1000 100 100 10 10 1 1 図8 0.1 1 10 1 10 1 10 WOS NS 1000 0.1 0.01 10 OSA NS 1000 0.1 0.01 1 WKY NS 1000 0.1 0.01 10 MURO NS 1000 0.1 0.01 1 1 0.1 0.01 10 0.1 経験的グリーン関数法による評価結果（減衰５％の疑似速度応答スペクトル） 縦軸：cm/sec，横軸：周期(sec) 46 600 KOC007 Max: 497.07 gal Acc. (gal) 400 200 0 -200 0 50 100 150 200 250 300 350 (sec) -400 -600 100 KOC007 Max: 72.10 cm/sec Vel. (cm/sec) 50 0 0 50 100 150 200 250 300 350 (sec) -50 Acc. (gal) -100 400 300 200 100 0 -100 0 -200 -300 WKY002 Max: 275.43 gal 50 100 150 200 250 300 350 (sec) Vel. (cm/sec) 60 WKY002 Max: 54.32 cm/sec 40 20 0 -20 0 50 100 150 200 250 300 350 (sec) -40 -60 150 OSK008 Max: 135.39 gal 100 Acc. (gal) 50 0 -50 0 50 100 150 200 250 300 350 (sec) -100 -150 Vel. (cm/sec) 40 OSK008 Max: 41.38 cm/sec 20 0 -20 0 50 100 150 200 250 300 350 (sec) -40 -60 図9 統計的グリーン関数法による評価結果 KOC007 WKY002 1000 1000 100 100 10 10 1 1 0.1 0.01 0.1 1 10 1 10 0.1 0.01 0.1 1 10 OSK008 1000 100 10 1 0.1 0.01 図 10 0.1 統計的グリーン関数法による評価結果（減衰５％の疑似速度応答スペクトル） 縦軸：cm/sec，横軸：周期(sec) 47 最大速度（cm/s） 1000 V(-ε) V V(+ε) MUR SHI OSA WKY WOS KOC007 OSK008 WKY002 100 10 1 10 図 11 100 距離（km） 1000 評価結果と最大速度距離減衰式との比較 (e) 引用文献 釜江克宏,入倉孝次郎:1946 年南海地震(Mw=8.1)時の震源近傍及び周辺地域におけ る強震動評価,日本建築学会構造系論文報告集, No.455, pp.61-71, 1994. Irikura,K.:Prediction of strong ground acceleration motions using empirical Green・s function, Proc. 7th Japan Earthq. Eng. Symp., pp.151-156, 1986. 釜江克宏,入倉孝次郎,福知保長：地震のスケーリング則に基づいた大地震時の強震 動予測 −統計的波形合成法による予測−, 日本建築学会構造系論文報告集, No.430, pp.1-9, 1991. 佐藤智美,川瀬博,佐藤俊明:観測記録から同定した地震動の統計的特性と地盤の非 線形性を考慮した強震動予測,日本建築学会構造系論文集, 第 463 号, pp.27-37, 1994. 佐藤智美，巽誉樹：全国の強震記録に基づく内陸地震と海溝性地震の震源・伝播・ サイト特性、日本建築学会構造系論文集, 第 556 号, pp.15-24, 2002． 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． 48 (f) 成果の論文発表・口頭発表等 1)論文発表 著者 題名 発表先 発表年月 日 なし なし なし なし 2)口頭発表、その他 発表者 題名 発表先、主催、発表場所 発表年月 日 川辺秀憲 特性化震源モデルを用いた南 日本地震学会秋季大会、日本地 平成 14 年 釜江克宏 海地震時の強震動予測 震学会、 11 月 11 日 20XX 年の南海地震を考える， 日本建築学会近畿支部耐震構 平成 14 年 半経験的手法による強震動予 造研究部会シンポジウム、エ 11 月 15 日 測 ル・おおさか Kamae Prediction of broad-band AGU Fall Meeting、Moscone 平成 14 年 Kawabe strong ground motions from Center (San Francisco) 12 月 7 日 Irikura large subduction earthquake 入倉孝次 郎 釜江克宏 using a characterized source model (g) 特許出願，ソフトウエア開発，仕様・標準等の策定 なし (3) 平成 15 年度業務計画案 高精度な強震動予測を行うためには、震源のモデル化が重要な課題であり、既に過去 の海溝型巨大地震の観測結果などに基づいた震源の特性化手法も提案されている。しか し、その有効性についての検証は十分とは言えない。そこで平成 15 年度は最近の巨大 地震（例えば台湾・集集地震など）を対象とし、観測記録のシミュレーションによって 震源のモデル化手法を開発する。 49 参考資料 大阪盆地における強震動評価と 3 次元地盤構造モデル 長郁夫・香川敬生 (地盤研究財団) はじめに 強震動生成のメカニズムを解明し被害分布を解釈するため, あるいはその理論的予測 のためには地下構造に関する多くの情報が必要となる. 例えば 1995 年兵庫県南部地震で は盆地端で波が干渉を起こしたことにより地震動が強められたという報告がなされている が 1) ，このような解釈に至るには，大阪盆地全体の基盤形状や深度あるいは堆積層の物性 値等が良く把握されていなければならない. 大阪周辺の深部地盤構造については，1960 年代前後に地盤沈下あるいは天然ガス調査に 関連して関心が高まった 2) . 1980 年代半ば頃からは地震工学的見地から精密な調査の必要 性が認識されるようになり 法探査 4)-6) ，反射法探査 3) , 大規模な構造探査が行なわれるようになった(例えば，屈折 7)-12) ，重力探査 13,14) ）． 地下構造データが蓄積してくると，大阪盆地全体における物性値分布を 3 次元構造モデ ルとしてコンパイルする試みがなされた. 香川他 15) は，ボーリングや微動探査あるいは反 射法探査により点や線として得られている構造に重力異常から推定される基盤深度や周辺 の岩盤山系の標高データを補助的に用いて大阪盆地の物性値分布に関する大局的な 3 次元 モデルを作成した. それまでにも地質構造としては 3 次元的なイメージが得られており多 数の 2 次元断面が比較的詳細に描き出されてはいたが 16) ，物性値の 3 次元分布をモデル化 したのは彼らが最初である．このモデルは，計算機の発達によって複雑な構造モデルに基 づく強震動の理論的評価が実用的なものとなるにつれ有用性を増した． その後，井上他 13) は香川他 15) とは別の観点から 3 次元構造モデルを作成した. 彼らは大 阪盆地においては広域的なテクトニック構造の影響を差し引いた重力異常データが各種探 査によって得られた基盤岩深度と強い相関を示すことを見出し， 重力異常データにボーリ ング, 反射法探査のデータを補助的に用いて大阪盆地北西部の詳細な 3 次元基盤岩深度モ デルを作成した. 最近提案された堀川他 17) の 3 次元構造モデルでも基盤岩深度は井上他 と同様に主に重力異常データから決められている．ただし堀川他 17) 8) のモデル作成には被害 予測プロジェクトという背景があり強震動の数値計算という明確な目的があるため，その 目的を満たすべく堆積層構造も詳細にモデル化されている．またこのモデルでは断層の存 在が明示的に取り入れられている． 以下では香川他 15) のモデルと堀川他 17) のモデルを比較する． スプラインモデルと堀川モデル 下に述べるように，香川他 る 19,20) 15) のモデルは地下構造データの蓄積により逐次修正されてい ．ここではこれらのモデルを総称してスプラインモデルと呼ぶことにする．最近発 表された堀川他 17) のモデルは堀川モデルと呼ぶことにする． 50 スプラインモデル スプラインモデルは，大阪盆地の物性値における大局的な 3 次元構造を記述する堆積層 境界深度モデルである. 地表面から基盤岩上面までの堆積層は均質な 3 層に分割されてい る. 後に香川他 18) は大阪盆地の堆積層における S 波速度構造を 3 層でモデル化することの 妥当性について詳しく検討し，表層から 1-2 層目, 2-3 層目の層境界は地質的には Ma8 層 上面, 大阪層群下部と最下部境界に相当するとしている. 層境界深度のモデル化に際して は各種探査法で得られている値をデータとして与え, 基盤深度だけが既知の地点には堆積 層内の層境界深度と基盤岩上面深度の回帰式から推定される値をデータとして与えている． このモデルでは層境界の深度が空間的に滑らかに変化するように 2 次元 3 次 B スプライ ン関数でモデル化されている(原案は Kohketsu & Higashi 22) ）．具体的には, 大阪盆地を含 む 72 km × 72 km の対象領域は 12km × 12km の大きさで 6 × 6 個の小領域に分割され, 隣り合う領域が滑らかにつながりかつデータ値との 2 乗誤差が最小になるようにスプライ ン係数が決定されている. 大阪盆地内部およびその周辺部における速度構造データの集積によりモデルはしばし ば更新されており 19,20) 付されている. 香川他 , 任意の地点における各層の境界深度を計算するプログラムも配 15) では 12km × 12km だった小領域が宮腰他 20) では 9km × 9km ある いは 4.5km × 4.5km とされ, 精度の向上が図られている． 堀川モデル 堀川モデルは強震動の数値計算という明確な目的のもとに作成された大阪盆地の 3 次元 構造モデルである． 作成に用いられたデータは, 種類，質，量ともに非常に豊富である． モデルの作成に際しては，逆断層による急激な形状を含めて基盤形状を正確に表すこと, 堆積層内では深さや年代に応じて物性値を変えることの 2 点が主眼とされている． モデル 化の手順としてはまず主要な断層の分布から大阪盆地を幾つかのブロックに分割し, 基盤 岩上面深度や堆積層内の鍵層の深度を推定することにより 3 次元地質構造モデルを作成し ている. 次に堆積層の物性値分布をモデル化するために反射法あるいは検層で得られた P 波速度を深度と堆積年代に回帰させ，上記で得られた地質構造モデルと対比することによ りモデル領域全体での P 波速度分布を推定している. 密度, S 波速度は大阪層群における P 波速度と空隙率の回帰式に基づいて推定している. 堆積層構造は，スプラインモデルでは層内が均質な 3 層構造でモデル化されているが， 堀川モデルでは物性値が連続的に変化する 5−7 層でモデル化されている．また基盤岩上面 深度は，スプラインモデルではデータが最小 2 乗法的に用いられ 3 次 B スプライン関数で モデル化されているのに対し， 堀川モデルでは密に分布するボーリングデータ，反射デー タ（ボーリングデータのうち 27 本が着岩，反射データのうち上町断層を横切る側線が 7 本，枚方−生駒断層系を横切る側線が 6 本），重力異常データからほぼ直接的に値を得てい る．このようなモデル化の方法の相違は地下構造に関する情報量の相違に起因するもので あり, 方法論としてどちらかが優れているということではない．情報量が非常に多くなれ ば堀川他 17) のようなモデル化が可能となる．図 1 は堀川モデルにおけるモデル領域（矩形） の南側から 15ｋｍ，30ｋｍの東西断面とそれに対応するスプラインモデル（宮腰他 20) によ り更新された最新版）の東西断面の比較である．同図より, 堀川モデルでは断層による不 51 連続が詳細に表現されていることおよびスプラインモデルはそれを平均したような表現と なっていることが分かる． 考察とまとめ モデル化とは一般にある種の単純化であり，単純化の度合は用途に応じて適当に調整さ れる. ここでは地震災害軽減の目的で強震波形を有限差分等で評価するための地盤構造の モデル化について考えている．この目的において現状では対象となる周波数帯域をカバー するためには単純化というよりもむしろ少しでも多くの情報を取り入れて詳細化をしなけ ればならない. 現段階で大阪盆地の 3 次元構造を最も詳細に記述するモデルは堀川モデル であり, このモデルは細部の記述という意味で最も進化したタイプといえる. 詳細なモデル化すなわち分解能の向上はそれを記述するパラメターの誤差の増大と表 裏一体の関係にある．分解能に見合うよう質，量ともに充分なデータが必要となる．した がって我々は詳細な構造がどの程度正確に記述されているかということについていつも注 意を払わなければならない．最近は計算機の発達により 3 次元構造を用いた差分計算で 1-2Hz 程度の周波数帯域を議論できるようになってきている. 更に高周波数帯域において は，基盤構造の詳細だけでなく堆積層内部の構造や堀川モデルに明示的に取り入れられて いる活断層の Geometry の影響が顕在化してくると考えられる．現状では，堀川モデルは大 局的な修正について検討段階ということである． すなわち，堀川他 17) は 0.3Hz 以下の周 波数帯域の速度波形で理論と観測を比較してモデルの妥当性を検討し, 盆地内の数箇所で 基盤形状あるいは物性値の再検討の必要性を述べている. 基盤の形状や深度は強震波形に 大きな影響を与える重要なファクターであるから 21) , 堀川他 17) がしているように念入り にチューニングしなければならない．細部のチューニングは，重要性としてはその次とい うことになろう．いずれにせよ強震動の理論的予測のためにはモデルの限界を正しく認識 しつつ詳細化を積極的に受け入れる姿勢が肝要である． スプラインモデルのようなモデル化の方法は地下構造の情報の多寡に対して柔軟性が ある 23) . したがって今後他の地域で地下構造モデルを作成する際にはスプラインモデル はモデル化の方法論として大いに参考となるはずである. 情報量がある程度のレベルに達 するまではスプラインモデルのような平均的なモデルを構築し, しかるべき後に堀川他 17) のような詳細なモデルに漸次切替えて行くというのが自然な手順である. 近い将来起こると予想される東海地震や南海・東南海地震には緊急に対処しなければな らない．これらの近海巨大地震について強震動を評価（予測）するためには大阪盆地西側 の構造(大阪湾盆地)も含むような広い領域を覆うモデルが必要となるであろうが，現段階 では，堀川モデルは上町断層，生駒断層の周辺に特化された詳細モデルである．現時点で 持てる情報を最大限活用するためには，広い領域を覆うスプラインモデルとやや狭い領域 に特化した堀川モデルを適切に融合して用いるのが有効といえよう． 参考文献 1) Kawase, H.: The cause of the damage belt in Kobe: “The basin edge effect”, constructive interference of the direct S-wave with the diffracted/Rayleigh waves, Seism. Res. Lett., 67, 25-34, 1996. 52 basin induced 2) Ikebe, N and J. Takenaka: Geologic structure of Osaka basin, in Report on land subsidence, Editorial committee for technical report on Osaka land subsidence, 46-88, 1969. 3) 中川康一，岩崎好規，横田裕： 弾性波からみた大阪平野の地下，大阪層群の諸問題， 日本応用地質学会， 90-105, 1989. 4) 中川康一，三田村宗樹, 中井明彦， 辻彰洋， 岩崎好規： 大阪平野における人工地震 観測と地下構造，日本応用地質学会関西支部研究発表会概要集，30-33, 1989. 5) 香川敬生, 澤田純男, 岩崎好規，江見普： 発破実験より推定される大阪堆積盆地構造， 地震 2，43, 527-535, 1990. 6) 鳥海薫，竹内吉弘， 大場新太郎，堀家正則, 井上豊，馬場研介： 大阪平野の地下構 造，地震 2，43, 373-378, 1990. 7) 堀家正則, 竹内吉弘， 鳥海薫， 藤田崇， 横田裕， 野田敏一: 生駒山地と大阪平野 境界部における反射法地震探査，地震 2，48, 37-49, 1995. 8) 堀家正則, 竹内吉弘， 今井智士， 藤田崇， 横田裕， 野田敏一，井川猛: 大阪平野 東部における地下構造探査，地震 2，49, 193-203, 1996. 9) 堀家正則, 竹内吉弘， 藤田崇， 古和田明，横田裕， 井川猛， 川中卓： 北摂山地と 大阪平野境界部の地下構造探査，地震 2，51, 181-191, 1998. 10) 岩崎好規， 香川敬生，澤田純男，松山紀香，大志万和也，井川猛，大西正純：エアガ ン反射法地震探査による大阪湾の基盤構造，地震 2，46, 395-403, 1994. 11) 中川康一， 三田村宗樹， 宇田英雄， 宇野康司， 戸田茂， 川崎真治， 横田裕： 生 駒断層（大阪平野東縁）北部の反射法地震探査，物理探査学会第 90 回学術講演会論文 集，201-205, 1994. 12) 吉川宗治，野田義之，寺本光雄，横田裕，長尾英孝，梶原正章： 大阪市内における反 射法地震探査，物理探査学会第 77 回学術講演会論文集（京都），114-117, 1987. 13) 井上直人，中川康一，領木邦宏： 大阪平野の重力異常と基盤構造，物理探査，51, 1-16, 1998. 14) Nakagawa, K., K. Ryoki, N. Muto, S. Nishimura and K. Ito: Gravity anomaly map and inferred basement structure in Osaka plain, central Kinki, south-west Japan, J. Geosiences, Osaka City Univ., 34, 103-117, 1991. 15) 香川敬生, 澤田純男, 岩崎好規, 南荘淳：大阪堆積盆地における深部地盤構造のモデ ル化，第 22 回地震工学研究発表会講演論文集，199-202, 1993. 16) 市原実，大阪とその周辺地域の第四紀地質図，アーバンクボタ，31，1-12, 1991． 17) 堀川晴央， 水野清秀， 佐竹健治， 関口春子， 加瀬祐子，杉山雄一，横田裕，末廣 意匡基, A. Pitarka： 大阪平野の 3 次元地盤構造モデルの作成，活断層・古地震研究 報告， No.2, 291-324, 2002. 18) 香川敬生, 澤田純男, 岩崎好規, 南荘淳： 常時微動アレー観測による大阪堆積盆地深 部 S 波速度構造のモデル化，地震 2，51, 31-40, 1998. 19) 宮腰研, 香川敬生, 越後智雄，堀江佳平, 澤田純男: 大阪堆積盆地における深部地盤 構造のモデル化（その 2），第 24 回地震工学研究発表会講演論文集，33-36，1997． 20) 宮腰研, 香川敬生, 趙伯明, 徳林宗孝, 澤田純男: 大阪堆積盆地における深部地盤構 53 造のモデル化（その 3），第 25 回地震工学研究発表会講演論文集，185-188，1999． 21) Graves, R. W.: Simulating seismic wave propagation in 3D elastic media using staggered-grid finite differences, Bull. Seism. Soc. Ame., 86, 1091-1106, 1996. 22) Kohketsu, K. and S. Higashi, Three-dimensional topography of sediment/basement interface in the Tokyo metropolitan area, central Japan, the Bull. Seism. Soc. Ame., 82, 2328-2349, 1992. 23) 香川敬生, 趙伯明, 宮腰研, 赤澤隆士: 情報の多寡に応じた強震動評価のための地盤 構造モデルの作成方法：大阪平野を例として，第 11 回日本地震工学シンポジウム，96, 2002． 54 堀川モデル 枚方−生駒断層系 基盤 1 Ma１０層上面 2 Ma3 層下面 上町断層 桜川−住ノ江褶曲 3 Ma-1 層下面 4 福田火山灰層 5 ガウス/松山クロン境界 A層 B層 C層 基盤 香川モデル 堀川モデル 生駒断層 枚方−生駒断層系 上町断層 基盤 桜川−住ノ江褶曲 1 Ma１０層上面 3 Ma-1 層下面 2 Ma3 層下面 4 福田火山灰層 5 ガウス/松山クロン境界 A層 B層 C層 基盤 香川モデル 図１：堀川モデルとスプラインモデルの比較例．堀川モデルは堀川他 18） の第 6 図 に加筆したものである．スプラインモデルは宮腰他 21) による最新版を用いている． 55
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