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トルコにおける地震被害の発生と減災に関する研究 : 2.震度分布予測・評価式の構成

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研 究 論 文

UDG :550

348

560T

):

550

34

042 日本建 築 学 会 構 造系 論 文 報 告 集 第

348

昭 和

60

2

地 震 被 害

減 災

2

.震 度分 布予

評価

構 成

正 会 員 正 会 員

    裕

* *

  §

1,

は じめ に

  筆 者

ら は トル コにお ける

地 震 被 害 発 生

実 態 と

その

響 要 因

する

研 究 を続

けて い る

1va

]) で は そ の

型 例

と して

最 近

4

地 震

震 度 分 布

被 害

分 布

紹 介

背 景

につ い て

若 干

考 察

っ た。 その

結 果

地 震 発 生

被災危

体的

かつ

す る た

に は

問題

2

段 階

け るのが

妥 当

であ るこ と が わ かっ た。 す な わ ち

ステッ

と して

本 稿

で は 地

震 動 強

震 度

の 空

間 分 布

す る

経 験 式 導 出

ニ ス テ ッ プ とし て

続 報

震 強

と 各 種 被 害

発 生 確 率

をバ ル

ラビ リテ ィ

関 数

として

め る こと を

予 定

し て い る

  地 震 動 強

さの

尺 度

と して は

各 種

提 案

さ れて いる が

強 震 計

設 置

十 分 な トルコ で は

強 震 記

に くい

少落

ち て も豊

な 震

用 す る の が

得 策

えて い る

 

に は 震 源

断 層 )

パ ラ メ

伝 播 経 路

盤 地 質 条 件

など

くの

因 が

複 雑

関 与

し て おり

め か らすべて の

要 因

れ た

精 密 実 験 式 を作

るの は

し い

そ こ でま ず

震 度 分 布

が り

面 積 )

と 形に

目し たマ クロ

傾 向

次い で

途 提

震 源

モ デル を 用い た

震 度 減

衰 半 実

験 式

的 手 法

2 }に

づ き

ト ル コ

実 験 式

般 化 を 試

み る。

ル コ の

地 震

く は

内 陸

浅 発 型

であり

断 層 近 傍

震 度

調

べや すい ため

こ の

解 析

可 能

と な ること は

1

詳 述

し た と おり である。

  §

2.

マ クロ

傾 向 分 析

 

2

1

  震 度

がり

 

村 松

3 ]や

又 ら4}

の震 度 分 布

資 料

に基づ き

のマ

ドと あ る

が 囲 む

面 積

数 比 例 関 係

見 出

し た

また

Toppozada5

歴 史

地 震 の マ

推 定 を

合 衆

国 西

資 料

に つ いて

同様

解 析 を行

っ た。

震 度 分 布

が り が

傾向

をマ ロ な

視 点

か ら

える の に こ の

方 法

有 効

トル コ の地 震 に適

す る

一1

地 震の諸 元 と震 度 分 布の面 積 Eq  Map      Locδtion

No

 No

D己te     Lat1

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          12      

12

                12     12312    

12123

    12          

       

               

   

   

     

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33

        111111 ]

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 3

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6

25

1933

 4

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1943

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1953

 

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1953

 5

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25

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5

1953

 6

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5

2

1955

 7

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37

5

 

2

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6

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1956

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1

1959

 

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5

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5 28

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3

1962

 

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5

1963

 

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9

1964

 

6

14

 

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1   28

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6

13

  

37

9

  

29

3

  

5

2

1966

 3

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2 41

5 5

5 1956

 8

19 39

2 41

5 

6

5

196

 

7

22

 

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6

 

30

7

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5

1963

 9

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5

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 3

23 39

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9

1969

 3

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 3

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1971

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8 

30

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掲;

1

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121

1

1976

11

25  39

2  

43

9

  

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26035

 

7945

 

3

     

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319

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71428085

7200

   

2000

560DO   

S5DO

    59290  5B2    111       q87 39240       1806   92    

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   ア

20

 

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  石

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222807200

  

1600

35920   5ア60

2044

  

962

 

125

    

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4880 

 908       31eB 2450D 12160 7462  4189

35540

  

11400

545

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  16

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452

    

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939

   

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  1838

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12052871S410341128

so 132141290132233 114 18

t 

 excluded  

from

 enalysis * 北 海 道 大

学  奨

研 究員

“ 北

道 大学

 

教 授

理 博 (昭和

59

年5 月 Z3日原 稿 受 理日

昭 和 59 年 9月

25

日改 訂原 稿 受 理日

討 論 期 限 昭和 60 庫 5月末日}

19

(2)

35

°

N

      一 図

1

 

震 央 の位 置

番号は表

1

に対 応す る) 6 5

4

・ 鏖

 

 

 

30

L

9

2

1

o  Intensity ≧ 

V

   

lnte

囗sity  ≧

VI

・  lntensity  ≧ VII ●  1“tensiヒy ≧ vlII

        OO       o       o       o       o                o o       Q   tO 懸   o                    ●

  

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一一一

     

5

     6      ア      8

       

卜1agnitude

岡 s 図

2

  地 震のマ グニ チュ

ドと震 度 分 布 〔

MSK

>の面 積

 

gswapmafiL

 

トル コ の地

カ タロ

G〕

7}

さ れ た

1928

か ら

1970

まで の

震 度

36

1

200

ス ケ

か ら

マ グニ チュ

ドが

4

5

以 上 と

う条 件

に よ り

29

を 選 ぶ

。1970

年 以 降

に つ い て は

各 地 震

調 査

報告書

っ て お り, そ れ

か ら

7

枚 を得

る。

らに トル コ

地 震

研究

最 近 収 集

し た

震 度 分 布 資 料 (

未 出

34

地 震

震 度 分 布

44

出 発 点

と なっ た デ

タで

地 震

諸 元

震 度 分 布

面 積

一1

8

地 震

につ い て は

独 立

かれた

複 数

震 度 分

存在

す る。 そ れ ら の

いが

震 度

2

ラ ン ク

上に

ぶ も の は

以 下

ら除

く。 その

の ケ

スにつ いては デ

タの

出所

信 頼 性 を勘 案

して

妥 当

わ れ る

1

ん だ。 な お ト ル コ で は

1970

まで は

MM

スケ

ル を

MSK

を主

い て いる が

定 義 上

大 き な差

が ない の で

解析

両 者

区 別

し ないま まで

っ た。

 

所 在

を 図

1

に示 す

テク トニ クス的に みて 地

震 群

は a

)北

ア ナ ト リ ア

地 帯

b

西アナ ト リア お よ

マ ルマ

地 域

c

) 東

ト リ ア

断 層 地 帯

大 別 さ

れ る1 )

 

 

数   震 度 分布

が りに

き な

影 響

ぼす

と して

地 震

規 模

が あ る。 トル コ で は

30km

浅 発 地 震

い こ と

世 界 各

地の

観 測 所

か ら

さ れ デ

タ を

や すい こ と

の 理 由 か ら

表 面 波マ

ニ チュ

1

叫 )

い て

等 震 度 面 積

と の

関 係

調

2

Ms

各 震 度

め る

面 積

に は お お む ね

対 数

線 型 的

関 係

め ら れ る。 た だ し

隣 合

震 度

面 積

は か な り

じっ て いる。

震 度

V

面 積

Ms

7

以 上

領 域

見 飽 和

す る か に み え るが

こ れ は

合 震 央 域

被 害

がは な はだしく

また

震 度

V

は広

囲に

ぎて

調 査

ず 過 小 評 価

と な る た め で あ ろ う

 新

旧の 震

図 を 比

し た ところ

して

きい

傾 向

が認 め られ る

そこ で 図

3

で は

地 震 発

生 年 代 を

1928

1960

1961

964

1965

1976

3

面 積

ぼ す

影 響

調

べ る。 こ こ に

マ グニ チュ

ドが 同

じ で

る に

か かわ ら

1964

年 以 前

面 積

べ て か な り

き い こと そ の

傾 向

小 震 度

しい こ

がわ か る

その

原 因

と して a

1964

年 以 前

の マ グニチュ

ド決 定

に は

系 統 誤 差

が あり

1

程 度 過 小 評 価

され てい る

b

>1965 年

以 降 震 度 評 価

基 準

変 化

し た な ど の

能性

が あ る。 しか し

世界標準

震 観測網

か ら みて

,M

。に

き な

誤 差

認 し

。一

,1960

(3)

N 巨

く g

α ヨ

6

5

4

3

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32

15

  

5

 

4

32

14

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1

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8

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L

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」 5      6      

7

     

8

        Magnltude 図

3

地 震 発 生

代に よ る震 度

分布

変化

      ●  

1928

1960

       

1961

1964

     

0

 

1965

1976

2

 

震 度分 布の面 積に関 す る実 験 式 群

岡     5 Decade5 Zone

Con3t

Gorr

St

δndardNo

of

曙:

h&。 、,t

Coeff

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750

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1

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810

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0

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1

15

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1

1

0

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87O

4322

56” ナ

1

1

, +

  0

0   

0

23

十0

6σ 0

88o

4222 1°910AvH

0

76凹 ゜

68凹 +

1

1

1

810870

720

86o

6DO

4ア 2722 1°91D

HI

O

B4

 M °

85M +

1

1

、 :

3

202

830

650

75O

700

681614

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1

1

, +

儡    

2

750

7ア

o

6814

N 至

 

 

 

 

0

 

 

 

 

 

 

  9 ヨ

Φ

に入っ て

地 震 被 害

震 度 調 査

地 方

政 担 当 者

か ら

地 学

工 学

専 門

によ る

詳 細

かつ

現 地 的

の に

変 化

し た

そ れ ま での

等 震 度 線

各 種 被 害 発 生

臨 界 点

し てい たの に

し,

無 を勘

して ひ か れ る

が あ り, これ が

原 因

で あ ろ う

 

重 回

 

以 上

簡 単

理 か ら

と してマ グニ

ドが ま た

み か け

因と し て発

年 代

震 度 分 布

の広が りに

き く

関 与

する ことが

推 定

らに

横 ず

を主 体

ナ トリ

トリア

断 層

ずれが 主

西 部

アナ ト リア地 域に

発 生 地 域

H

各 震 度 面 積

A

につ いて

変 数

には 発

生 年 代

域 な ど カ テゴリ

な もの が

まれ るた め

1

量 混

型S) を

用 し

と し て

形 を仮 定

す る

6

5

4

3

2

) ian  

0

       

56

 

78

  5678

       

Megnitude

       

Magnitude

4

 マ グニ チュ

ドと震 度 分 布 面 積に関 す る実 験式群の地 域      間 比較

   

1

) 合 衆 国 西 部

MM

ス ケ

ル5j

         

logiO

 

Av

O

92

 

M

〔}

79

         

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1

15

 

ML

4

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1

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2

) 日本

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スケ

   

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MJMA

1

0

 

 

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1

O

 

MJMA

3

2

 

 

3 ]     止Q9【oA6

1

36M

」飼A

6

66

 3亅

      

964 年

lo9

■。

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C

‘1ル

f

C

‘2

      

1965

以 降

       西 ア ナ ト リ ア

       

Ci3

        

アナ ト リア

       

C4H

CtS…………一 ・

一 …・

1

  相 関 係 数 を最 も高

よ う

説 明変 数 を

ひとつ

2

実 験 式 群

た。

震 度 冊

堀につ い ては 々 グ;

ドの

寄 与 分

最 大

であり

,M

。の

増 分

1

し て

5〜6

に な る

震 度

V ,W

の場

は 時 代の影 響 力 が 大 き く

旧で面

が ユ

0

に開 き

Ms

に し て

1

の ズレ に

相当

す る

マ グニ チュ

ド と

時 代

説 明 変 数

と す れ ば

相 関 係 数

0

75

O

87

21

(4)

す る が

時 代 を その ま まの形で組み入れ た

に よ る予 測 は

震 度

少 評価

につな が る

れ が

る。

参 考

のた め

2

に は

Ms

の み に よ る

せ る

 

発 生 地 域

に よる

は わ

か で

強いて言 え ば 北

ア ナ ト リア

断 層 地 帯

西

ト リア

地 域

よ り

面 積

が や や

きい

震 源 深

さの

影 響

はほと ん ど

め ら れ ない。 た だ し, こ れ らの 二

次 的 要 因

との

わりを

ら かにす る た めに は

震 度 分 布

精 度

す る

再 吟 味

が 必

であ る

 

他 国

実 験 式

との

比 較

 

合 衆 国 西 部

につ い て

ら れ たマ グニ チュ

震 度

布 面 積

の関 係 式 と トル コ の そ れを

4

比 較

する

4

1

か ら

して

合 衆

面 積

き くそ の

差 違

小 震 度

なこ と が わ かる。

はロ

カ ル

マ グニ チュ

ド (処

を 使っ てい る が

,M

5

6

7

は それぞ れ

Ms

4

7

5

8,

6

8

し9〕 ,

両 者

さい。 し たがっ て

面 積 差

原 因 と

して

の二 つ が

え ら れ る

a

トル コ に おけ る震

度 減 衰

は カ リフ ォ ル ニ ア よ り

きい

この

え は

ラン の

震 度 減 衰

アン

レアス

地 域

よ りわ

か に

きい とい

う指 摘

1

整 合 的

で あ る。

b

)震 度 評 価

基 準

両 国

な る

た る

建 物 搆 造

い が

関 与

し て い る の だ ろ う。

 

気 象 庁

マ グニ

ド (

MJMA

表 面 波

ニ チュ

と ほ

ぼ 同等

JMA

ス ケ

ル の

4

MSK

ル の

W

W

 

JMA

5

MSK

JMA

6

MSK

に ほ ぼ

相 当

す る11 )

一4.2

に よ れ ば

き お

震 度 面 積

は日

きい

以上

を ま と めると

トル コ

合 衆 国西 部

で震

最 も著

しい の は

ル コ で

と言

え よ う

 

2.2

 

度 分 布 図

形 状

 

トル コ の

地 震

は お おむね震 源 が 浅 く

,M6

ク ラス で地

M7

程 度

で その

さは

平 均

50

 

km

す る

し た がっ て

震 度

形 状

は か な り

断 層 長

の 影

け,

均 質

な 地

質 状

況の も とで は楕 円 形に近いもの が 予

され る

そこ で

便

の た め 閉 じ た

度線

短 軸 長

を測

その

比 を も

っ て

す る

指標

と す る

断 層 長 さ と 長

長 さの

係 を 示 す 図

一5

か ら

震 度

W

長 軸

断 層 長

さの

2

倍 近

く あ り

震 度 堀

IX

長 軸

さ に ほ ぼ

相 当

す ること が わ か る

 

長 軸

短 軸

比 (

p

の震 度に よ る

を み る

6

。 ばらつ き は

き い が, そ の

に も

で は

長 く

震 度

さ く なる につ れて

近 付

子が よみ

れ る

平 均 軸

比 は

Pve

4

0

ρve

3

0

 

Pvr

2

 

Pv

1

8

と な るe

震 発

地 域に よる差は ほとん ど ない

 

震 度 分 布

が り と

形 状

して

ら れ た

以 上

の知

推 定 地 震

位 置 と規 模 を 既 知 と

して およ その

震 度

分 布

予 測 す

簡 便

方 法

可 能

とな る

実 際

震 度

震 源 特 性

も ち

ろ ん

地 域

地 質

地 盤

に よ る

影 響 を

受 け

ており

それ ら

を軸 比

記 述

する こ

はで き な

E5100

             

50

X

〈 」

O

Σ

⊆ Φ 」

o

II

III

o

o

  

o

o

o

     

O

      

! !      

o

    /      

o

         !       !

    

 

 

! !

O

       

! ’    

o

      !       ノ          !         ノ

O

          ノ         ノ

Q

 

 

ノ !

  

, ’ .

ノ ’ ◎     ノ     !   ノ ノ !

 

O

   

O

       

50

       

100

        

Fau

t

 

Length

 

km )

5

断 層の長さ と

震度 線 図の長 軸 長さ の関 係

8

7

6

5

     

 

4

     

3

     

 

2

辺 × く 」

O

Σ

迎 × く 」

O

Σ

1

0 ●   O

§

OO 酬 ● ● 60 。,

●● o ゆ Φ 0  

8

 

3

e OO800 OO   0 一 一 」

     

VI

       

VII

   

V

V

1

 

MSK

6

 

等 震 度 線 図の長 軸

短 軸 比 の変 化       ● west  

Analolia

     

O

 north  and  east  

Anatolian

便

法に よ る

予 測

には

限 界

が あり

いま

しい 震 源モ デル に よ る 震

布 実 験

式 が

要 請

さ れ る とこ ろ で

ある

 

§

3.

震 源

静 的

パ ラ メ

を考 慮

し た

実験 式

(5)

静 的

パ ラ メ

タ す な わ ち

地 震 断層

き さ

スベ リ 量 な どの

を取

り 入 れ ること

を 試

み た

具 体 的

につ いて は

既 報

2 )

を参 照 さ

れたい。

改 良 型 実 験 式

1

       

…………・

……・

2

と なる。 こ こ に ∬:

x

y

>地 点

震 度

 

L

断 層

さ, 膵 :

断 層

,D

:ス ベ リ 量

 

r

断 層

上の

メ ン トか ら

x

.y

地 点 まで の 距 離

Zi,

 

Z,

,…,Zm

盤 種 別

に よる

震 度 増 分

C

定 数

, 

P

減 衰

る パ ラ メ

,h

: スベ

リ量

寄 与

す る パ ラメ

る。

 

本 稿で は こ の モ デルに

づ き

トル コに おける

震 度 減

験 式

導 出

み る

す なわ ち,

最 近

地 震

料 (

震 源

パ ラメ

タ と

震 度 分 布 図 )

に こ の モ

を適

用 し

定 数

タ の

適 値 を求

める

 

  解 析

対 象

と し た の

1966Varto

1967

Adapazari,

1970

 

Gediz,

971

 

Burdur

1971

 

BingOl

1975Lice

1976

aldiran の

7

で あ る。

地 震

震 央

位 置

1

お よ び 図

1

に示 さ れてい

Ms

7

以 上 の

Gediz

, 

Adapazari

, (

aldiran 地

の場

に は

相 当 長

断 層 (

40760km

が 地 表

れ たの に

よ り

規 模

さい

地 震

地 割

れ は

断 続 的

高 震 度

長 軸

きに沿っ ては い る が テク トニ クス

な もの と は

断 定

たい

 

各 震 度 面 積

変 化

は 震

減 衰 性 状 を表

すの で

7

にそ れ

を 地 震 間

す る。

Varto

地 震

震 度 分 布 図

IX

V

1

        囲 あ だ   仁  

エ の Σ

V

M 。=

6

5

と し ては

ぎ る き らい が あ り

,Ada ・

pazari

地 震

匹 敵

す る

で ある。

に震

IX,

皿の領

い の は

5

か月

発 生

し た

前 震 (

M

5

5

によ り

住 家 耐 震 性

劣 化

し た せい か も し れ ない

。一

Cal

diran

地 震

Ms

7

地 震の

も 震

さい

被 害 分 布

か ら みて も

u

Qaldiran

・Lice

両 地

震 度

過 少 傾 向

にあ る。 し た がっ て

下の

解 析

で は

両 地 震

の震

1

ラ ン クずつ か さ 上 げ して

使

用 す

 

ところで

地 震

さが

地 盤

条件

によ りか な り

なる こと は す でによ く

られ

震 度 分 布

測 式

に はその

効 果

入 するこ と が

ま しい

しか し トル コ で は厚い

沖 積

層の

地 盤

は ごく 限 られ て お り,

局 所 地 盤 効 果

が 日

い う えに

ら れ る

資料

散 在 点 (

え ば 村 ごとの

震 度 を 平 滑 化 し た 等 震

線 図に留 まるとい う

事情

が あ る

そこ に地

のマ クロ な

構 造

える ロ

カル な

情報

見 出

すの は

困 難

であ ろ う

ゆ え にこ こ で は

2 >

式 か ら地 盤

条 件

を は ずし

の 研 究12

日の

にゆだ ね るこ とにす る

こう して式は

  

 

y

C

1

・・

∬∬

C2

       

……・

…・

…・

…・

……

3

と なる

  観 測 震 度

の デ

各 等 震 度 線 図 を数 十

の セ グメン

分 割

x

y

)座 標

数 値 化

し た もの である。

  実 験 式

一.

般 化  

ず 有 限 震 源

モデル を

各 地 震

震 度

タに

個 別

適 用

震 度 分 布

最 も良

適 合

す る

層 長

L

W

き θを

め る

こ の

感 度 解 析

に よ る

断 層

現 地 踏 査 や遠 地 観 測 記 録

ら推

        

さ れ る

一3

対 応

する こと

10         

50

   

100

        

500

  

1000

       

50C

(]

       

Area

km2

)     図

7

  震 度 解 析に用いた

7

地 震の震 度 減 衰 表

3

  地 震 学 的に推 定され た地 震 断 層のパ ラメ

Ad6pazariGed

τzBJrdurB1ngo1Li ⊂eCdldlra

Strike

N82D 回 N40F1吋 N

ア50凵 N5 ア

EN45PE

90

°

EN705W

Length 〔k吋

80

7D 10 20

13

65

Nldth 〔km ) ZG

20

8 10 13

18

Dlp 

Angle

90

120

°

凵 105

°

Ngo

°

110

°

N Slip 〔m〕 1

72    1o

20

651

332

75 す な わ ち

有 限 震 源

ルは

震 度 分

を か な り

説 明

す る こと が

認 さ れ た

実 際 の

手 順

につ い て は (

aldiran

地 震

果と

せて既

SCL3

) に

しい

なお

3

>式

の パ ラ メ T タ

h

はス ベ リ

場 合

C

、に

され

る の で

h

1

と し

に係 る パ ラメ

P

Galdiran

解 析

果 な ど を

参 考

に と りあえず

P

2

0

仮 定

し た

 

3

)式 を ト

ル コ の

地 震

適 用

測 式

とし て

利 用

す る た め に は

パ ラメ

h

P

お よ び 定 数

Ci,

 

C2

切な

める

必 要

が あ る。 な お

震 度

布 図

頼 性

には ば らつ き が あ る た め

断 層

パ ラ メ

D

,L,1

と して は

感 度 解 析

適 値

そ の ものは

使

地 震学 的

妥 当

と さ れ てい る

値 (

3

) を 利 用 す

る。

Var

to

地 震

震 度

に は

に述べ

があ る の で

,一

般 化の た めの

操 作

か らは

こケ し て

h

P

) を変 化

させ

一 23 一

(6)

9

8

ア 、

r紛

ω

ρ

6

= 5

4

4

 

パ ラメ

タ (

h,

P

)による相 関 係 数の変 化

k

 P1

01

52

02

53

0

1

000

630

740

830

B80

9D

0

750

650

η 0

850

890

9D

0

50o

6

0

90

870

890

90

0

25O

70G

820

87O

390

88 0

00O

ア20

830

87o

870

86 9

8

76

h ρ

 

Σ

5

4

ll

  

い   

、       、

lll

ntl

l

   

   、   丶          

    N        N                   s

      

s

  

5

。 \

6

5

   

 

 

 

胱 柚

、、

7

o

    0               50              100             

15e

       

Epvi

⊂entral 

Distance

  〔km )

8

 有

層モデル によっ て

計算

し た

震度 減衰

は       面積 と長 短軸 比に基づ く簡 便 法に よ る推 定 結果

B − D

・・

XLf

, ・

ca

……・

…・

…・

…・

…・

…・

……

定 義

され る

B

地 震 ごと に

計 算

す る。

全 地 震

に つ い て の

観 測 震 度 と 計 算 値

B

組 合

せ デ

タ か ら

2

乗 法

に より

係 数 (

C

Ce

) を求

めた

 

パ ラ メ

h

0

か ら

1

まで

P

1

か ら

3

ま で

さ せ た と き

係数

4

す よ

変 動 す

る。 こ こ に

h

に よ ら

P

2

5

3

O

適 切

で ある こ と, 産の

適 値

P

の値に よっ て 変 わ るこ と が わ か る。

ころ で

断 層

の スベ リ量

D

ニチュ

M

には

log

 

D

 

 

aM

b,

α≒

O

6

O

8

関 係

よっ て スベ リ 量

D

にか か るパ ラメ

k

を 大 き く と れ

震 度

M

の影 響 を

断 層 近 傍

ではス ベ

リ量

大 小

に か な り

支 配

され る

にパ ラメ

k

さ く

えば

h

0

すれ ば

層 近 傍で震 度は スベ リ

す な わ ち

M

よ らず

ほ ぼ

定 と な

マ グ ニ

ドは

層 長 さ

と も

数 比

例 的 関係

に あ るの で

過 大 な た

望 ま

し く ない

い う

か ら

こ こ で は

k

0

25

P

3

0

採用

する

して

般 化 実 験 式

 

  

H

gl が

∬∫

wd

η

・ …

4

ら れ る。 こ の

い て

断 層

直 交 す

方 向

断 層

延 長 方 向

につ いて

震 度

計算

傾 向

と して

し た の が図

8

で ある

断 層パ ラメ

タに つ い て は

log

 

L

O

 

95

 

M −

4

97

log

 

D =O.

 

76

 

M − 5.27

, 

w

 

 

L

2

を仮

して いる14 〕 。

断 層 近 傍

で は

震 度

M

によ ら

ほ ぼ

に な る こと

M

さ い

程 減 衰

が はやい こ と な ど が

特 徴 的

であ る

な お

2

めた

震 度 分 布

面積 と形

関 す

経 験 式

利 用

して

長 軸

短 軸 方 向

へ の

減衰 を計 算

同 図

し た

M

きい ところ では 二つ の

方 法

比 較 的

し て い るが,

さい

M

6.

0− 6.

5

簡 便 法

きな

震 度 を与

える

傾 向

が あ る

使

し た

資 料

年 代

いが

で あ ろ う

  §

4.

わ り

 

トル コ に お け る 過

地 震

震 度 分 布 資 料 を 利 用

し て

震 度

空 間 分 布 推 定

有 用

2

経 験 式

半 実 験

式 群

ら れ た

面 積

形 状 係 数 を与

え る

簡 便 法

に よれ ば

M

推 定 地 震

被 害 を も

た ら す

領 域 を震 度 分

のお よ その広 がりとし て

予 測 す

ること がで きる

パ ラメ

タ が わか る

場 合 有 限 断 層

モデル による

震 度

推 定 式

利 用

して

任 意 点

震 度

の よ り

詳 細

予 測

実 現

す る。

 

ただし

実 験 式 群

暫 定 的

段 階

に あ り

改 訂

の で は な い

地 震

1960 年以

につい て は

震 度 分 布

再 吟 味

改 訂

に足 る

被 害

料 発 掘

多 大

労 力

間 を 要 する仕 事に な る

今 後

地 震

につ い て は

調 査 方 法

内 容

客 観

基 準

資 料 保 存

につ い て

配 慮 す

ること が

重 要

な お

こ こ に

られた

実 験 式 群

数 値 的

適 用

は トルコ に限る が

式 を 導 く方 法 自

は 十 分 な 汎 用

の地

での

用 が

で あ る。

 

な お

続 報

で は

稿

成 果

わ せて

地 域

の地 震 危

評 価

構 成

すべ

ル コ にお け る 震 度 と 物 的

的 被 害

関 係

につ い て

論 ず

予 定

で あ る

 

お わ りに

で用い た

資 料

収 集

に は トル コ 国

震 研

所の

力 を 得 ま し た

して

謝 意

しま す

ま た

56

年 度文

科 学 研 究 費

海 外 学 術 調 査

ル コ に お け る 地

被害

発 生

減 災

する

総 合 的

援 助

けて

研 究

めた こと を

付 記

しま す

考 文 献

D

  大 橋ひとみ

太 田   裕 :トルコ おけ る地 震 被 害の発 生

   

と減 災に関 す る 研究

1

震度分 布 と 被 害の解 析

最 近の    

4

地 震につ い て

日本 建 築 学 会 論 文 報 告 集

314

    】

982

2

〕 太 田   裕

大 橋ひとみ :震 度 減 衰に関する経 験 方 程 式の

 

改良

nc

 

2

37

1984

(7)

3

4

5

6

7

8

9

10

) 村 松 郁 栄 :震 度分布と 地 震マ グニ チュ

ドの 関係

岐阜 大 学教育学部研究報 告

4

pp

168

176

1969

勝又  護

徳 永   直 :震 度

V

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

36

3

4

89

96

1972

Toppozada

 

T

 

R

Earthquake

 mag

nitude  as a 

functien

ofintensity  

data

 

in

 

Callforniaand

 western  

Nevada

 

Bull

Se

{sm

 

Soc

 

Am

65

 

pp

1223

1238

1975

Ergln

 

E

 

U

 

Guclu

 

and

 

Z

 

Uz

A

 

catalogue

 

of earthquakes  

for

 

Turkey

 and surrounding  area

11A

 

D

to

964

 

A

D

 

Technlcal

 

Univ

 of 

lstanbul

 

lstanbul

1967

Elgin

 

E

U

 

Guclu

 and 

G

 

Aksay

Acatalogue

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Turkey

 and  surrounding  area

 

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Istanbul

 

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と そ の応 用

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統 計数

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U

J

 

G

 

McWhQrter

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A

A

 

Newroozi

Attenuation

 of  

ihtensities

 

in

 

Iran

 

Bull

 

Seism

 

Soc

D

12

13

) ユ

4

Am

 

69

 

pp

237

Z50

 

1979

神 沼 克 伊

ほか ;図 説  日本の地 震

1872

1972

東 大 地

震研究

報第

9

1973

Goto,

 

N

K

 

Kudo

 

hnd

 

R .

 

Yilmaz

Evaluation

 Df 

the

intensity

 

increment

 

in

 connection  with  

thb

 

S

 wave vdoclty  

insuperficial

 

layers

 of 

the

 

ground

 

inTurkey

 

A

eompreltensive  study  on  earthquake  

disasters

 

in

 

Turkey

i

ロ view  of seismic  

Iisk

 reduction

 

Hokkaido

 

Univ

Sapporo

 

1983

Ohta

 

Y

 and  

K

 

Satoh

Analysls

 on seismic  

intensity

and

 

earthquake

 

disasteT

 

in

 

the

 

Caldiran

 earthquake

Engineering

 seismological  studies  on  the 

24

 

NQvembeT

1976Caldiran

 ear

quake

 

in

 

Turkey

 

Hokkaido

 

Univ

Sapporo

1980

Ohashi

, 

H

 

Y

 

Ohta

0

 

Ergunay

 and  

A

 

Tabban

Ernpirical

 

derivation

 of soismic  

intensity

 

distribution

laws

 

based

 upon  earthquake  

data

 

in

 

Turkey

 same  

issue

as 】

2

 

1983

       

1

SYNOPSIS

UDC :550

348(560T ):550

34

042

      

STUDY

 

ON

 

EARTHQUAKE

 

D

SASTERS

N

 

TURKEY

 

IN

 

AIMING

 

AT

       

DEVELOPMENT

 

OF

 

SEISMIC

 

HAZARD

 

REDUCT

ON

 

POLICY

 

 

  

  

 

  

  

 

  

  

 

2

Empirical

 

derivation

 

of

 

seismic

 

intensity

 

distribution

 

laws

by

 

Dr

 

HITOMI

 

OHASHI

 and  

Dr

 

YUTAKA

 

OHTA

 

Hokkaido

  

Universi

y

 

Members

 of 

A

1

  This

 

paper

 

introduces

 

two

 approaches  

for

 

der

重ving  empirical  equations  of seismic  

intensity

 

distribution

 

law.

The

 

first

 

one

 

is

 a rQugh  

estimation

 

Qf

 spatial  

intensity

 

distribution

 

The

 extension  of area  with  a 

given

 

intensity

was  evaluated  

by

 means  of 

the

 

teast

 squares  method  using  

the

 

Turkish

 earthquakd  

data

 

in

rece ロ

t

 

50

 

years

1

仁was

fo

d

 

that

 

earthquake

 magnitude  

is

 

the

 most  

influential

 

factor

 except  

for

 

the

 

time

−dependent

 

field

 

determination

criterion

 

of

 

intensity

 and  

that

 seismic  

intensity

 attenuates

 with  

distances

 more  rapidly  

in

 

Turkey

 

than

 

in

 western

United

 

States

 and  

in

 

Japan

 

Brief

 examination  

of

 

isoseis

皿 al coufiguration  shows  

that

 

isoseismals

 of 

higher

 

inten

sities are more  elo

ngated  

in

 shape  and  

that

 

the

 

fault

 

length

 approximately  corresponds  

to

 

the

 majQr  axis  of 

in

tensity

 

or

 

D

  The

 second  approach  

is

 mQre  

precise

 evaluation  of se重smic  

intensity

 

from.

site 

to

 site at short

to

moderate epicentral  

distances

..

Based

 upon  an advanced

mode [considering  

seismic

source  

parameters

 

such

 aS 

fault

configura 亡

ion

 size  and  slip 

displacement

, 

isoseismals

 Qf 

the

 

7

 recent  

earthquakes

Ms

6

6

with  maximum  

in

tensity

ρ

f

 

V

or

X

 were  studied  and  a 

better

 empirical  equaUon  was  obtained

図 一 8  有 限 断 層 モ デ ル に よ っ て 計算 し た 震度 減衰 。 黒 丸 は       面積 と長 短軸 比 に 基 づ く 簡 便 法 に よ る 推 定 結 果 B − D ・ ・ XLf− “, ・ ca ・ ……・ …・ …・ …・ …・ …・ …… ( ・ ) で 定 義 さ れ る 値 B を 各 地 震 ご と に 計 算 す る 。 全 地 震 に つ い て の 観 測 震 度 と 計 算 値 B の 組 合 せ デ ー タ か ら , 最 小 2 乗 法 に よ

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