緊急地震速報処理

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1 緊急地震速報の概要や処理手法に関する技術的参考資料気象庁地震火山部平成 28 年 12 月 13 日

2 目次 1. 概要 2. 単独観測点処理 (1) レベル法 (2) 主成分分析法 B-Δ 法 (3) ノイズ識別 3. 中枢処理 (1) 震源決定手法ア. IPF 法イ. 着未着法ウ. EPOS による自動処理手法 (2) マグニチュード計算方法 4. 予想震度および主要動到達予想時刻算出処理 (1) 入力処理 (2) 予想震度算出処理 (3) 強震動 ( 主要動 ) 到達予想時刻算出処置 5. 発表処理 (1) 発表条件等 (2) 電文 ( 参考 ) 従前の震源決定手法 (1) テリトリー法 (2) グリッドサーチ法 - 1 -

1. 概要緊急地震速報は地震発生後震源付近の観測点のデータを元にできる限り早く震源やマグニチュード (M) を推定し予想された各地の震度や到達時刻をユーザーに提供する情報であり震源や M の推定精度が良くなるたびにそれを更新するものであるその結果震源と観測点の位置関係によっては対象となる地域に S 波 ( 主要動 ) が到達する前に場合によっては P

気象庁本庁および大阪管区気象台 ) に直ちに送出される処理中枢においてはこれらの単独観測点処理の結果が集約され IPF(Integrated Particle Filter) 法を用いた震源決定がなされるまた同時に Hi-net の波形データを用いた着未着法や EPOS( 地震活動等総合監視システム :Earthquake Phenomena Observation

3 1. 概要緊急地震速報は地震発生後震源付近の観測点のデータを元にできる限り早く震源やマグニチュード (M) を推定し予想された各地の震度や到達時刻をユーザーに提供する情報であり震源や M の推定精度が良くなるたびにそれを更新するものであるその結果震源と観測点の位置関係によっては対象となる地域に S 波 ( 主要動 ) が到達する前に場合によっては P 波が到達する前に情報を配信することができる我々が地震の発生を知るためには震源に最も近い観測点にP 波が届く必要があるこの届いたP 波を観測点で処理することが現在の技術で最も早く大地震の発生を知る手法である個々の観測点において地震波形を処理し観測点から震央までの距離や最大振幅値などを算出することを単独観測点処理と呼ぶこの結果は処理中枢 ( 気象庁本庁および大阪管区気象台 ) に直ちに送出される処理中枢においてはこれらの単独観測点処理の結果が集約され IPF(Integrated Particle Filter) 法を用いた震源決定がなされるまた同時に Hi-net の波形データを用いた着未着法や EPOS( 地震活動等総合監視システム :Earthquake Phenomena Observation System) による自動震源処理が動き各々の震源の同一判定や精度評価を経て代表震源およびそのマグニチュードが決定されるこの震源と M から各地の震度や地震波の到達時間が計算され緊急地震速報の発表条件あるいは更新条件を満たした場合に緊急地震速報が発信される ( 図 1) 本資料では緊急地震速報処理の技術的な解説を行う理論的背景等は参考文献等を参照図 1: 緊急地震速報の処理の流れ - 2 -

2. 単独観測点処理 P 波が観測点に到達し基準以上の地動が観測されると単独観測点処理が開始される ( この処理は P 波が観測点に到達してから逐次実行され地動が通常状態に戻るまで毎秒処理中枢に結果が送信されるが振幅のモニターを除いた各処理は最初の 1 秒間で行われる ( 図 2)) 単独観測点処理にはレベル法主成分分析法 B-Δ 法 ( 束田ほか [2004]) と呼ばれる処理があり

5 以上の場合ほぼ 100gal を超える (2) 主成分分析法 B-Δ 法地震波が観測点に到達しノイズレベルの 10 倍の振幅が観測された場合 ( 以下トリガと称する ) 処理が開始されるまず最初にトリガがかかった時点から遡ってノイズレベルを振幅が超えたと考えられる時点を読み取るこれを P 波の検測時刻とするこの時点から 1

4 2. 単独観測点処理 P 波が観測点に到達し基準以上の地動が観測されると単独観測点処理が開始される ( この処理は P 波が観測点に到達してから逐次実行され地動が通常状態に戻るまで毎秒処理中枢に結果が送信されるが振幅のモニターを除いた各処理は最初の 1 秒間で行われる ( 図 2)) 単独観測点処理にはレベル法主成分分析法 B-Δ 法 ( 束田ほか [2004]) と呼ばれる処理があり最大振幅値や震央方位震央距離などが推定される単独観測点処理の中核をなすレベル法および主成分分析法 B-Δ 法は以下のとおりである図 2:1 秒間で波形を処理するとは? (1) レベル法レベル法は観測点直下付近で地震が発生した場合を考慮したものである現在は上下動加速度波形が 100gal を超えた場合処理中枢にレベル超過を伝えるレベルデータを発信する図 3に示すように計測震度 4.5 以上の場合ほぼ 100gal を超える (2) 主成分分析法 B-Δ 法地震波が観測点に到達しノイズレベルの 10 倍の振幅が観測された場合 ( 以下トリガと称する ) 処理が開始されるまず最初にトリガがかかった時点から遡ってノイズレベルを振幅が超えたと考えられる時点を読み取るこれを P 波の検測時刻とするこの時点から 1 秒間の変位波形を用いて地震波がどちらの方向から到来したかを主成分分析により求める ( 図 4) 次に 1 秒間の加速度波形の絶対値波形を作成しこれに図 3: 震度計で観測された最大加速度振幅と計測震度 (1) をフィッティングする ( 図 5) (1) 式の係数 B はこの絶対値波形の増加率を反映した数値係数 A は振幅増加傾向の継続時間を反映した数値であるつまり係数 B が大きければ大きいほど鋭く立ちあがり係数 A が小さければ小さいほど振幅増加が長く続くということになる特に係数 B は M によらず震央距離 Δ と相関関係があり係数 B からおおよその震央距離 Δ を求めることができる ( 図 6) 図 4:P 波初動部 ( 変位波形 )1 秒間のパーティクルモーションの主軸から地震波の到来方向を求める - 3 -

図 5:P 波初動部 ( 加速度絶対値波形 ) へ関数 (1) 式をフィッティングし係数 A B を求める図 6: 傾きを表す係数 B と震央距離 Δ の関係 ( 束田ほか [2004])

5フィッティング残差 6 加速度振幅最大値を用いて行われている 1 上下動と水平動との振幅比 : 自然地震の P 波部分であれば上下動と水平動の振幅比は一定の範囲内に収まることが期待される 2

波形が立ち上がりの後にすぐに落ちついてしまった場合 B-Δ 法における係数 A は大きくなるこのとき仮にそういった地震が発生していたとしても規模は大きくないことが想定される 4 B-Δ

法におけるフィッティング残差があまりにも大きい場合は上記 3,4の品質管理ができないため排除する 6 加速度振幅最大値 :

5 図 5:P 波初動部 ( 加速度絶対値波形 ) へ関数 (1) 式をフィッティングし係数 A B を求める図 6: 傾きを表す係数 B と震央距離 Δ の関係 ( 束田ほか [2004]) (3) ノイズ識別 (1) (2) の処理は各種ノイズ識別処理と並行して行われるこのノイズ識別処理は1 上下動と水平動との振幅比 2データのばらつき度 B-Δ 法における3 係数 A 4 係数 B 5フィッティング残差 6 加速度振幅最大値を用いて行われている 1 上下動と水平動との振幅比 : 自然地震の P 波部分であれば上下動と水平動の振幅比は一定の範囲内に収まることが期待される 2 データのばらつき度 : 自然地震による波形に対しオフセットずれなどによるパルス性ノイズ波形は移動分散が継続して大きな値となることはない 3 B-Δ 法における係数 A: 波形が立ち上がりの後にすぐに落ちついてしまった場合 B-Δ 法における係数 A は大きくなるこのとき仮にそういった地震が発生していたとしても規模は大きくないことが想定される 4 B-Δ 法における係数 B: 自然地震によって生じた震動であれば B-Δ 法における係数 B は一定の範囲内に収まることが期待される 5 B-Δ 法におけるフィッティング残差 :B-Δ 法におけるフィッティング残差があまりにも大きい場合は上記 3,4の品質管理ができないため排除する 6 加速度振幅最大値 : 一定時間を経ても加速度振幅の最大値が大きくならなかった場合は大きな地震ではないと判断される単独観測点情報はトリガ処理後トリガ終了時まで毎秒処理中枢に送られるなお単独観測点処理は処理速度の速さが優先されるため震源などの推定結果は大きな誤差をはらんでいるまた大きな地動ノイズが入力し処理中枢に処理結果が送出される場合がある - 4 -

6 3. 中枢処理処理中枢では単独観測点において処理された情報や波形データを受け各種震源計算処理が行われる (1) 震源決定手法ア. IPF 法 IPF(Integrated Particle Filter) 法は溜渕ほか [2014] による従前の B-Δ 法テリトリー法グリッドサーチ法にとって代わる新手法であるこれらの従前の手法では走時残差や振幅の値などを各手法それぞれで処理していたが IPF 法ではこれらを統合して扱い全体として最もデータを満足する震源をモンテカルロ法の一つであるパーティクルフィルタにより推定する初期状態として IPF 法はこれまでに発生した地震の分布回数に基づく大まかな事前確率を緯度経度深さグリッドで持つ ( 図 7 (a)) 観測点から単独観測点処理データ( 検測時刻 B 値 Δ 方位角振幅値 ) を受信するとまずその観測点を含む水平テリトリーおよびその周辺に確率分布を設定する ( 図 7(b) テリトリーについては( 参考 )(1) テリトリー法を参照 ) これと事前確率との積により新たな事前確率分布を空間に定義することができる ( 図 7(c)) 図 7 IPF 法処理における事前確率の与え方 ( 溜渕ほか [2014] より ) この分布に従うように仮想震源を 1,000 個ランダムに散布しそれぞれの仮想震源に対し単独観測点ゆうど処理データそれぞれに対する尤度を計算する ( パーティクルフィルタ図 8) この尤度が最も高い仮想震源をこの入力時における震源候補とする尤度関数の設計は基本的にはある震源パラメータにおける期待値との差が正規分布で近似できるという仮定のもとで行っている次ステップとして新たなデータの入力があった時あるいは次の計算タイミングを迎えた時には前ステップにおける 1,000 個の仮想震源の尤度からその重み分布を計算し重み分布を元に仮想震源を復元抽出し再度尤度を算出するこのとき抽出された仮想震源に摂動を与えておき特定の仮想震源への収束を防いでいるこの動作を時間経過で繰り返すことで震源の精度を確率論的に高めていくさらにこの重み分布の情報は複数地震の識別に利用することができる新しい観測データの入力が - 5 -

互いの特徴が活かせるような形で緊急地震速報の高度化を行っている波形振幅が短期的に変化し地震が到達したとみられる着状態の観測点とまだ波形に変化がなく地震波が到達していないと考えられる未着状態の観測点について周辺 2 地点以上が着状態になったとき震源決定処理が開始されるそれぞれの観測点で波形に変化のあった時刻を検測し

7 あった時その検測時刻および振幅値についてこれまでの仮想震源との重みつきの誤差が許容範囲よりも大きいかどうかで新しい地震が発生したかどうかを判定する検測時刻のみを用いていた従前の手法の識別よりも総合的な複数地震の識別が可能となっているイ. 着未着法この手法は国立研究開発法人防災科学技術研究所において開発されたグリッドサーチ法の一種である ( 図 9) 緊急地震速報は主に気象庁の地震観測網 ( 多機能型地震計 ) のデータを用いて処理を行っているが着未着法は防災科学技術研究所の Hi-net 観測網を用いて処理を行っているこれらの観測網は観測点密度センサーの特性保守に関する考え方などが異なっているが互いの特徴が活かせるような形で緊急地震速報の高度化を行っている波形振幅が短期的に変化し地震が到達したとみられる着状態の観測点とまだ波形に変化がなく地震波が到達していないと考えられる未着状態の観測点について周辺 2 地点以上が着状態になったとき震源決定処理が開始されるそれぞれの観測点で波形に変化のあった時刻を検測し周辺のグリッドに配置した仮想震源群をもとに理論走時との差が小さくなるようグリッドサーチを行うグリッドは徐々に残差の小さい方へ移動させまた間隔を狭めながらサーチを繰り返し十分収束した地点を最終的な推定震源とみなす図 8:IPF 法処理で撒かれた 1,000 個のパーティクルとその尤度 ( 溜渕ほか [2014] より ) ウ. EPOS による自動処理手法気象庁の EPOS による処理では観測点からの波形データを処理中枢に集めて地震検知処理 ( トリガ判定 ) を行い地震であると判断されると P 相 S 相および最大振幅の自図 9: 着未着法の概念図 ( 図は 2 点時 ) 動検測を行って震源を求めているこの処理は波形データを処理中枢に集めかつ数観測点での振幅変化が起きないと処理が開始されないため結果が出る時間が緊急地震速報処理よりも遅いしかしながら前述の各震源決定手法と異なり S 相も震源決定に用いるため精度としては一般に前述の各処理よりも高いと考えられる (2) マグニチュード (M) 計算方法前述の処理により得られた震源と各観測点の最大振幅を用いてマグニチュード (M) 計算を行う気象庁の一般的な M 計算では地震波の初動部だけではなく地震波全体の最大振幅によって M を求めるため即時的な M 計算は不可能である緊急地震速報処理では地震検知後早い段階からの M 推定を可能とするため P 波の部分 (P 相 M) と S 相到達以降 ( 全相 M) の 2 種類の M 計算式を設定し各観測点に S 波が到達したと考えられる時間に対応して計算式を切り替えているこのため緊急地震速報処理で得られた震源位置と実際の震源位置の差や最大振幅の現れ方の差によって M が一時的に増減する可能性が考えられる ( 図 10) これを防ぐために各観測点では P 相を検知した後 3 秒後の最大振幅から P 相 M を求める ( これ以降毎秒最大振 - 6 -

8 幅を計算して M 計算を行う ) 理論的な S 相が到達すべき時間の 70% までは P 相 M を求めるそれ以後は全相 M 式に切り替える但し全相 M に切り替えた途端 M が小さくならないようしばらくの間 P 相期間の最大振幅を用いた P 相 M を保持する ( 固定 M) 固定 M よりも全相 M が大きくなれば全相 M に切り替える全相 M が固定 M を超えない場合も固定 M から算出した破壊継続時間を超えた場合全相 M に切り替えるという更新条件を設けその結果を緊急地震速報の M としている P 相 M 式 ( 明田川ほか [2010] より ): 全相 M 式 ( 清本ほか [2010] より ): 図 10: 上図は平成 15 年 9 月 26 日十勝沖地震の際のえりも観測点の 3 成分合成変位振幅を示している青い点線部が理論 S であり理論 S 後の約 15 秒後に最大振幅が発現していることが分かるそのため理論 S で M 計算式を切り替えてしまうと理論 S 走時から最大振幅発現までの間の時間は M を小さく見積もることになってしまう下図は平成 16 年 9 月 5 日の紀伊半島南東沖地震の古座川観測点の 3 成分合成振幅を示している上図と違い理論走時よりも先に最大振幅が発現しているため理論 S の直前まで P 相 M を求めると M を過大に見積もることとなる緊急地震速報ではこれらの事例などから計算式の切替や理論 S 走時の到達前後で M が大きく変動しないようにしている - 7 -

4. 予想震度および主要動到達予想時刻算出処理緊急地震速報を地震防災対策に有効に利用するためには被害を生ずる強震動の強さの程度および揺れの到達時刻を実際の揺れがくる前に予想することが極めて重要である予想震度算出処理は前項までの手法により逐次推定される震源位置および M 等をもとに対象となる地点で予想される強震動の強さの程度を震度に換算するとともに

9 4. 予想震度および主要動到達予想時刻算出処理緊急地震速報を地震防災対策に有効に利用するためには被害を生ずる強震動の強さの程度および揺れの到達時刻を実際の揺れがくる前に予想することが極めて重要である予想震度算出処理は前項までの手法により逐次推定される震源位置および M 等をもとに対象となる地点で予想される強震動の強さの程度を震度に換算するとともに強震動の到達予想時刻を算出するものである震度の予想には強震動予測手法を活用する強震動予測手法には回帰式等の統計的手法から求めた地震動の距離減衰式に代表される経験的手法と地震波の発生伝播の物理的モデル等を活用し高精度に予測する理論的手法がある本処理では簡便かつ迅速に計算できる経験的手法を採用したその手順を大きく分けると 1 震源位置および M 等より最大速度の距離減衰式を適用し対象となる地点 ( 全国震度観測点 : 約 4,000 点 ) の基準基盤における推定最大速度を求める 2 国土数値情報にある地盤増幅度を乗じることで対象となる地点での増幅特性を考慮し地表での推定最大速度を算出する 3 地表での推定最大速度を計測震度に換算するという 3 段階になる距離減衰式には震源までの最短距離を入力するが緊急地震速報の発表対象となる規模の大きな地震については震源はもはや点ではなく空間的に広がりをもった震源域として扱う必要がある一方緊急地震速報を発表するタイミングで正確な断層パラメータ等を確定することは不可能である ( 断層走向を特定できないなど ) という課題があるそのため防災対応上の安全を見込み震源を中心として M から相似則により予測される断層の長さの1/2を半径とした球を設定し対象となる地点までの距離はその球面からの最短距離を採用している ( ただし情報発表内容に応じて点震源想定の単純な震源距離での計算も採用している ) なお本章では工学的基盤は S 波速度 700m/s の硬質基盤基準基盤は S 波速度 600m/s の硬質基盤のことを表す図 11: 予想震度算出の流れ - 8 -

(1) 入力処理予想震度を算出するための入力データは基本的に震源位置 ( 緯度経度深さ ) および M であるただし単独観測点処理のレベル法においてはあらかじめ設定しているしきい値を超えた場合の最大振幅 ( 最大加速度値 ) を入力データとする場合もある予想震度算出強震動 ( 主要動 ) 到達予想時刻算出の入力データは以下の通り 1 予想震度算出のための入力データ震源 ( 緯度

10 (1) 入力処理予想震度を算出するための入力データは基本的に震源位置 ( 緯度経度深さ ) および M であるただし単独観測点処理のレベル法においてはあらかじめ設定しているしきい値を超えた場合の最大振幅 ( 最大加速度値 ) を入力データとする場合もある予想震度算出強震動 ( 主要動 ) 到達予想時刻算出の入力データは以下の通り 1 予想震度算出のための入力データ震源 ( 緯度経度深さ ) M 地盤増幅度 2 強震動 ( 主要動 ) 到達予想時刻算出のための入力データ震源 ( 緯度経度深さ ) (2) 予想震度算出処理気象庁マグニチュード ( Mjm a) から Mw への変換以降の式中の Mw はモーメントマグニチュードである前節の M 計算における M 式は気象庁マグニチュード (Mjma) と相関をとっているため Mjma から Mw へ変換する必要がある Mw への変換については議論があり各種変換式が提案されているが本処理では以下の宇津 [1982] の式を採用している ( 宇津 [1982] より ) 最短距離の計算以下の宇津 [1977] の式を用いて M から相似則により予測される断層の長さを算出し図 12 のようにその 1/2を半径とした球を設定しその球面からの距離を最短距離とする情報発表内容に応じて点震源想定とする場合は断層長を考慮しない L: 断層長, M : マグニチュード ( 宇津 [1977] より ) ここでの M は処理上 Mw とみなしているなお最短距離には下限値を設けており現在は震源からの距離が 3km 未満となる観測点については一律で最短距離を 3km に設定することとしているまた基盤深度についても一律深さ 0km として計算している図 12: 最短距離の計算方法対象となる地点の基準基盤上における最大速度の推定地震動は表層地盤の違い等による影響を大きく受けるため硬質で一様な地盤において評価することが合理的である本処理では基準基盤上の最大速度の推定のために以下の最大速度に対する司翠川 [1999] の距離減衰式を採用している PGV 600 : 基準基盤 (S 波速度 600m/s) での最大速度 (cm/s) 水平動 2 成分のうち大きい方の値 M w : モーメントマグニチュード D : 震源の深さ (km) x : 最短距離 (km) ( 司翠川 [1999] より ) - 9 -

[2011] に基づいて算出された観測点補正係数を用いて最大速度の換算震度推定を行うただしこれらの補正係数は S 波速度が 700m/s の工学的基盤での最大速度から算出されるものであるため基準基盤上の値からの変図 13: 最大速度の工学的基盤及び地表への変換換が必要となる基準基盤から工学的基盤までの最大速度の増幅率は下記松岡翠川 [1994] の速度増幅度計算式により算定し

11 ここでこの式は基準基盤を S 波速度 600m/s ( 地盤増幅度 ARV = 1.0) の硬質地盤としているが本処理では地震調査研究推進本部地震調査委員会 ( 文部科学省 ) の手法に準拠し内閣府による 1km メッシュの国土数値情報による増幅度を用いて最大速度を変換し震度推定を行っているまた対象となる予測地点が気象庁観測点であり観測値が十分に得られている場合は Iwakiri et al. [2011] に基づいて算出された観測点補正係数を用いて最大速度の換算震度推定を行うただしこれらの補正係数は S 波速度が 700m/s の工学的基盤での最大速度から算出されるものであるため基準基盤上の値からの変図 13: 最大速度の工学的基盤及び地表への変換換が必要となる基準基盤から工学的基盤までの最大速度の増幅率は下記松岡翠川 [1994] の速度増幅度計算式により算定し基準基盤の最大速度にその増幅率を乗ずる実際に計算する場合は基準基盤の推定最大速度に倍することで工学的基盤上の推定最大速度とする ( 図 13) ARV : 地表から地下 30m までの速度増幅度 AVS : 地表から地下 30m までの平均 S 波速度 (m/s) ( 松岡翠川 [1994] より ) 地表面での最大速度の推定工学的基盤上の推定最大速度を求めた後これから更に地表の任意の点での最大速度を求めるため国土数値情報にある各対象となる地点での地盤増幅度 ( 速度増幅度 ) を乗ずる ( 図 13) 地表での各地点の推定最大速度を PGVS S 波速度 700m/s 工学的基盤からの速度増幅度を ARV700 とすると PGV700 : 工学的基盤上の推定最大速度 PGV600 : 基準基盤 ( 硬質基盤 ) 上の推定最大速度となるこのとき対象地点が気象庁観測点であり震度観測データが十分に得られている場合にはこの ARV700 に換わって Iwakiri et al.[2011] に基づいて算出した観測点補正係数 ( 震度予想補正係数 ) を用いるこれにより観測結果をより反映した推定が可能となる対象となる地点の計測震度の算出前述の式で計算された地表での推定最大速度から翠川ほか [1999] に基づき次の式を用いて地表での最大震度を予想するなおこの式は震度 4 以上を対象としていることに留意 IINSTR : 推定計測震度 PGVS : 地表における推定最大速度 (cm/s) ( 翠川ほか [1999] より ) 震源の深さに関する制限ここで利用している翠川ほか [1999] の距離減衰式は概ね 50km 以浅の地震を対象として決定された式であるため深発地震に対して適用すると最大速度値が大きく計算されるこの式の懸案事項であるが現在は運用上震源の深さが 150km より深い場合には震度を予想しないように対処している ( これまでに 150km よりも深い震源をもつ地震により震度 5 弱以上を観測した例としては 2014 年 5 月 5 日の伊豆大島近海の地震 ( 深さ 156km, M6.0, 最大震度 5 弱 ) や 2015 年 5 月 30 日の小笠原諸島

12 西方沖の地震 ( 深さ 681km, M8.1, 最大震度 5 強 ) などがある ) (3) 強震動 ( 主要動 ) 到達予想時刻算出処理気象庁で使用している速度構造 (JMA2001) を基に深さ震央距離ごとに作成した走時表を使用して対象となる地点単位で S 波の到達予想時刻を算出する実際の強震動は S 波到達時刻もやや遅れて ( 一般には表面波の到達で ) 発現することが多いが気象庁では防災対応上の観点から S 波理論走時をもって主要動到達時刻としている 5. 発表処理発表する緊急地震速報には緊急地震速報 ( 予報 ) と緊急地震速報( 警報 ) の 2 種類があるまた電文に関しても予報と警報それぞれ発表条件や発信される電文等が異なるこの章ではそれらの現状の概略を述べる特に条件など基準については運用状況に鑑み変更される場合もあるため注意電文に関する詳細は各種電文フォーマット資料等を参照 (1) 発表条件等以下では予報と警報の発表条件更新条件等について述べるなお警報発表時には同タイミングで予報も発表される緊急地震速報 ( 予報 ) 予報が発表される条件は現在以下のとおりとなっている発表条件 : 1 観測点における加速度振幅が 100gal を超えたとき ( レベル法 ) 2 推定マグニチュードが 3.5 以上か予想最大震度が3 以上となったとき更新条件 : 1 前回の発表時と比較したときに震源要素 M 最大震度に表 1 のいずれかの条件を満たす変化があったとき 2 新たに最大震度 5 弱以上を予想したとき 3 震源 M の解析手法が変化した時 4 一定時間が経過したとき ( 定時報 ) 終了条件 : 1 最初の地震波の検出から M に応じた時間が経過したとき 2 一定時間 (180 秒 ) が経過したとき表 1: 緊急地震速報 ( 予報 ) の更新条件 1 緯度経度深さマグニチュード最大震度 ( 計測震度 ) 内陸 ±0.2 度以上 ±20km 以上 +0.5 以上 or -1.0 以上 +0.5 以上 or -1.0 以上海域 ±0.4 度以上 ±40km 以上緊急地震速報 ( 警報 ) 警報の発表に関する条件は現状次のとおりである発表条件 : 1 2 観測点以上での解析結果により予想最大震度が5 弱以上となったとき更新条件 :

13 終了条件 : 1 警報が発表されていない予報区で新たに予想最大震度が 5 弱以上となったとき 1 最初の地震波の検出から M に応じた時間が経過したとき警報は最大震度 4 以上が予想される地域に対して発表されるただし震源決定に用いた観測点数が 1 点の間は警報は発表されないまた震源の深さを 150km よりも深く推定した場合においても震度予測を行わないことから警報は発表されない更新条件についてはそれまでに発表された警報の発表時において予想震度が3 以下であった地域に対し新たに震度 5 弱以上が予想された場合に警報の続報が発表されるキャンセル報地震以外の理由で予報または警報を発表した場合すでに発表された予報警報を取り消すキャンセル報を発表するなお予報については所定の時間内に 2 点目の観測点が検知できない場合は自動的にキャンセル報を発表するただし島嶼部では一定以上の揺れが続いたと判断できた場合は 2 点目の検知が無い場合もキャンセル報を発表しない * 震度の推定値および主要動到達予想時刻の発表単位についてそれぞれ計算は全国約 4,000 点の震度観測点毎に計算するが現在のところ予報警報は対象となる地点が所属する地域単位で発表しているこの地域の中には複数の震度観測点 ( 地震情報で発表している ) があり各々の観測点について予想される震度と主要動到達予想時刻を計算し震度については最も大きく予想された地点の震度を主要動到達予想時刻については最早の地点での到達予想時刻をそれぞれ地域の代表として発表するこのことから予想最大震度と主要動到達予想時刻は同一の場所で推定された結果とはならない場合がある (2) 電文震源決定手法震源精度および時間経過等により予想震度算出用の入力データの精度を評価しそれぞれの震源決定手法別に電文種別番号を変えることで震度の予想値の精度を表現している震源決定手法 ( 表 2のパターン3) における予測震度の上限と下限については点震源想定での予測値を下限断層長 (1/2) 考慮による予測値を上限として表現するなお XML 電文では電文種別番号のような区分は無いがコード電文等と同様に震源決定手法 ( 観測点数 ) に応じて M や予想震度の表現が変わるなお出力である電文フォーマット等の詳細については XML 電文気象庁防災情報 XML フォーマット技術資料コード電文配信資料に関する技術情報で電文解説資料で検索等を参照

14 表 2: 震源決定手法と電文の表現発表パターン1 発表パターン2 発表パターン3 震源決定手法レベル法 IPF 法 ( 1~2 点処理 ) IPF 法 (3 点以上処理 ) 着未着法 EPOS による自動処理手法コード電文の電文種別番号デコード文での表現最大震度予測のみ M 震度到達予想時刻 M 震度緯度経度深さ到達予想時刻 M ( なし ) M 程度以上 M 程度予想震度震度 5 弱程度以上震度程度以上震度から到達予想時刻 ( なし ) 時分秒頃以降時分秒頃以降

( 参考 ) 従前の震源決定手法 IPF 法運用開始前に用いていた緊急地震速報における震源決定手法について以下で述べる IPF 法の根幹となる考え方なども含まれている (1) テリトリー法 ( 旧 1 2 点処理 ) 1 2 点処理では厳密な震源決定を行うことは不可能だが観測点の配置状況をもとにこれら以外の観測点には地震波が到達していないということを利用して

その垂直二等分線で囲まれた多角形の領域 ( テリトリー ) 内に震源があると仮定することが第一近似としては妥当である ( 図 14) このテリトリーの範囲はあらかじめ計算されている沿岸付近や島嶼部の観測点のように周囲に観測点が存在しない場合にはこの領域は広く設定される観測点はその配置状況から周囲を他の観測点に囲まれているのか ( 内部観測点 ) 一部囲まれているのか ( 外部観測点 )

15 ( 参考 ) 従前の震源決定手法 IPF 法運用開始前に用いていた緊急地震速報における震源決定手法について以下で述べる IPF 法の根幹となる考え方なども含まれている (1) テリトリー法 ( 旧 1 2 点処理 ) 1 2 点処理では厳密な震源決定を行うことは不可能だが観測点の配置状況をもとにこれら以外の観測点には地震波が到達していないということを利用しておおよその震央位置を推定することが可能であるこれをテリトリー法と呼ぶ池に石を投げ入れると波紋が同心円上に広がってゆくように地震波も震源からほぼ同心円上に広がっていくもっとも単純に考えると地震波が最も早く到達した観測点の周辺に震源があると推定することができる内陸地域の場合観測点はほぼ等間隔で配置されていることから 2 つの観測点の間に垂直二等分線を引きその垂直二等分線で囲まれた多角形の領域 ( テリトリー ) 内に震源があると仮定することが第一近似としては妥当である ( 図 14) このテリトリーの範囲はあらかじめ計算されている沿岸付近や島嶼部の観測点のように周囲に観測点が存在しない場合にはこの領域は広く設定される観測点はその配置状況から周囲を他の観測点に囲まれているのか ( 内部観測点 ) 一部囲まれているのか ( 外部観測点 ) 他の観測点と離れているのか( 孤立観測点 ) に分けられる図 15 に各観測点のテリトリー例を示す 2 点目に地震波が到達すると 1 点目と同様に描かれた 2 点目のテリトリー (2 次テリトリー ) と元の 1 点目のテリトリーとの重なった部分に震央があると推定されるのでその領域はかなり限定される図 14: 内部観測点 ( 左側 ) と外部観測点 ( 右側 ) の震源設定の概略外部観測点では観測点のない方向へは単独観測点処理結果の震央距離に応じて重心を変えてゆく図 15: 各観測点のテリトリーなお観測点は常時全点稼働が期待されるが停電や機器故障断線等により各観測点に障害が発生する場合がある各観測点は 1 分毎に生存情報を処理中枢に送信しているが生存情報の有無によって観測点の障害を自動的に検知しテリトリーの範囲は自動的に再計算される 1 点処理現地観測点から単独観測点処理結果を受信すると処理中枢ではまず 1 点処理 ( 観測網を使っての処理であるためこれも複数観測点処理と呼ぶ ) が起動するはじめに観測点の位置が次のどれに該当するかを調べその状況により震源を求める内部観測点垂直二等分線で囲まれた多角形の重心を震源とする外部観測点単独観測点処理で得られた方位が内部側を向いていれば垂直二等分線で囲まれた多角形の重心を震源とする外部側を向いている場合は単独観測点処理結果 ( 震央距離方位 ) を併用して推定震央距離に応じた地点を震源とする孤立観測点単独観測点処理結果 ( 震央距離方位 ) を震源とする

震源の深さについてはこの時点では決定出来ないので防災対応の観点から揺れの強さが大きく算出される 10km とする 2 点処理 2 点目のデータを受信すると 2 点目の検測値と 1 点目の検測値の時間差と P 波見かけ速度とを比較し同一の地震に対して発生したものであるかどうか判定する ( 同一性判定処理 ) 同一地震と判断された場合は 2 点処理を行う 1 点目が内部観測点 2

16 震源の深さについてはこの時点では決定出来ないので防災対応の観点から揺れの強さが大きく算出される 10km とする 2 点処理 2 点目のデータを受信すると 2 点目の検測値と 1 点目の検測値の時間差と P 波見かけ速度とを比較し同一の地震に対して発生したものであるかどうか判定する ( 同一性判定処理 ) 同一地震と判断された場合は 2 点処理を行う 1 点目が内部観測点 2 次テリトリーの重心を震源とする 1 点目が外部観測点単独観測点処理で得られた方位が内部側を向いていれば 2 次テリトリーの重心を震源とする外部側を向いている場合は単独観測点処理結果 ( 震央距離方位 ) を併用して推定震央距離に応じた地点を震源とするいずれかが孤立観測点の場合 1 点目 2 点目の単独観測点処理結果を組み合わせてその中点を震源とする震源の深さについては 1 点処理と同様に決定出来ないので防災対応の観点から 10km とする (2) グリッドサーチ法 (3~5 点処理 ) グリッドサーチ法とは水平方向には 0.1 度ごと深さ方向にはそれぞれの地域の地震の発生状況を考慮して 10km 毎に震源を仮定し (2) 式によってそれぞれ理論走時と観測走時の残差を計算することによって最も残差が小さくなる震源を探すものである最初に揺れた観測点の周辺 ( 水平方向に 2 度以内 ) の領域で計算を行う観測点配置の状況によってグリッドサーチする範囲を絞り込む各グリッドに対して相対的な走時残差を求め誤差の最小のグリッドを震源とする図 16: 平成 15 年 5 月 26 日に発生した宮城県沖地震のグリッドサーチ処理結果青い色が濃いエリアほど走時残差が少ないことを示している黄色の四角形は 3 点処理結果をオレンジ色は 4 点処理結果を赤色は 5 点処理結果を示しピンクの印は情報発表に用いた震源を示しているこの地震については 4 点処理でほぼ最終値が得られていることがわかるグリッドサーチを行えば常に正しい震源が得られるというわけではなく観測点配置が悪い場合には震源が推定しにくくなり場合によっては大きな誤差を伴う可能性が考えられるこれを防ぐためグリッドサーチ法では複数の観測点で地震検知時刻がほぼ同じである場合浅い地震であっても離れたところでの深発地震と判断してしまう可能性があるそのため 3 4 点処理では 130km より深い候補は震源決

17 定に用いない震源に近い観測点が重視されるように震央距離による重みをつけることとしている参考文献河角広 : 震度と震度階 ( 続 ), 地震, 15, pp.5-12, 宇津徳治 : 地震学, 共立出版, 宇津徳治 : 各種マグニチュードの間の関係地震研究所彙報 Bull,Earthq,res,Inst,vol.57,pp 松岡昌志, 翠川三郎 : 国土数値情報を利用した地盤の平均 S 波速度の推定, 日本建築学会構造系論文報告集, [443] 65-71,1993. 松岡昌志, 翠川三郎 : 国土数値情報を利用した広域震度分布予測, 日本建築学会構造系論文報告集, [447] pp.51-56, 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, 第 22 回地盤震動シンポジウム資料集, pp.23-34, 童華南, 山崎文雄 : 地震動強さ指標と新しい気象庁震度との対応関係, 生産研究,Vol.48 No.11, pp , 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強さの指標との関係, 地域安全学会論文集,51-56, 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報告集,[523] pp.63-70, 束田進也, 小高俊一, 芦谷公稔, 大竹和生, 野坂大輔 :P 波エンベロープ形状を用いた早期地震諸元推定法, 地震第 2 輯, 56, 4, pp , Toshikazu Odaka, Kimitoshi Ashiya, Shin'ya Tsukada, Shinji Sato, Kazuo Ohtake, and Daisuke Nozaka:A New Method of Quickly Estimating Epicentral Distance and Magnitude from a Single Seismic Record Bulletin of the Seismological Society of America,Volume 93, Number 1, February 2003, pp , 横田崇, 上垣内修, 加藤孝志 : ナウキャスト地震情報の実用化に向けて, 地震ジャーナル, 34, pp.41-49, 溜渕功史, 山田真澄, Stephen Wu: 緊急地震速報のための同時多発地震を識別する震源推定手法, 地震第 2 輯, 67, pp.41-55, 明田川保, 清本真司, 下山利浩, 森脇健, 横田崇 : 緊急地震速報におけるP 波マグニチュード推定方法の改善, 験震時報, 73, pp , 清本真司, 明田川保, 大竹和生, 新原俊樹, 下山利浩, 森脇健, 土井恵治, 横田崇 : 緊急地震速報における技術的検討事項について, 験震時報, 73, pp ,

地震の大きさの予測可能性と緊急地震速報

12-1 地震の大きさの予測可能性と緊急地震速報 Predictability of Earthquake Magnitude and Earthquake Early Warning 気象庁 Japan Meteorological Agency 緊急地震速報は, 震源近傍の地震計で捉えた P 波を迅速に解析し, 予想される震度及び S 波の予想到達時刻を推定して大きく揺れ始める前に伝えることにより,