【
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
号・
昭 和60
年2
月ト
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
正 会 員 正 会 員大
太
橋
田
ひと
み
*裕
* *§
1,
は じめ に筆 者
ら は トル コにお ける地 震 被 害 発 生
の実 態 と
その影
響 要 因
に関
する研 究 を続
けて い る。
第
1va
]) で は そ の典
型 例
と して最 近
の4
地 震
の震 度 分 布
と被 害
の分 布
を紹 介
し,
背 景
につ い て若 干
の考 察
を行
っ た。 その結 果
,
地域
の地 震 発 生
に伴
う被災危
険
度
を具
体的
かつ的
確
に評
価
す る ため
に は,
問題
を2
段 階
に分
け るのが妥 当
であ るこ と が わ かっ た。 す な わ ち,
第
一
ステップ
と して本 稿
で は 地震 動 強
さ(
震 度
)
の 空間 分 布
に関
す る経 験 式 導 出
を試
み,第
ニ ス テ ッ プ とし て続 報
で地
震 強
さと 各 種 被 害
の発 生 確 率
の関
係
をバ ルナ
ラビ リテ ィ関 数
として定
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
の設 置
も未
だ不
十 分 な トルコ で は強 震 記
録
は得
に くい 。信
頼
性
は多
少落
ち て も豊富
な 震度
分布
資
料
を活
用 す る の が得 策
と考
えて い る。
震
度
分布
に は 震 源(
断 層 )
パ ラ メー
タ・
伝 播 経 路
・
地盤 地 質 条 件
など多
くの要
因 が複 雑
に関 与
し て おり,
始
め か らすべて の要 因
を取
り入
れ た精 密 実 験 式 を作
るの は難
し い。
そ こ でま ず震 度 分 布
の広
が り(
面 積 )
と 形に着
目し たマ クロ傾 向
分析
を行
い,
次い で別
途 提案
の有
限震 源
モ デル を 用い た震 度 減
衰 半 実
験 式的 手 法
2 }に基
づ き,
ト ル コ向
け実 験 式
の一
般 化 を 試
み る。ト
ル コ の地 震
の多
く は内 陸
・
浅 発 型
であり断 層 近 傍
の震 度
を調
べや すい ため,
こ の解 析
が可 能
と な ること は,
第
1
報
で詳 述
し た と おり である。§
2.
マ クロ傾 向 分 析
2
.
1
震 度
分布
の拡
がり村 松
3 ]や勝
又 ら4}は 日本
の震 度 分 布資 料
に基づ き,
地
震
のマ グニ チュー
ドと あ る等
震度
線
が 囲 む面 積
の間
に対
数 比 例 関 係
を見 出
し た。
またToppozada5
+は歴 史
地 震 の マグ
ニ チュー
ド推 定 を
目的
に,
合 衆
国 西部
の資 料
に つ いて同様
の解 析 を行
っ た。震 度 分 布
の広
が り が示
す傾向
をマ クロ な視 点
か ら把
える の に こ の方 法
が有 効
と考
え,
トル コ の地 震 に適用
す る。
表一1
地 震の諸 元 と震 度 分 布の面 積 Eq Map LocδtionNo
,
No.
D己te Lat1
−
Longi−
Mag鬨」−
Y、
M
.
D
.
t凵de しude tude。
N。
E I書VA ,e、、 〔k.2
) 1≧v匸 匸≧VH 匸靴 IH I≧匸x★
雪
★
★
由
★査
★
費 ★ 嘗 ナ六
1212
12 1231212123
12一
,
一
・
一
一
一
一
一
一
一
一
■
一
一
一
一
一
1247866789011345789125653 ア 88800123344455788 α33
111111 ]112222242222333333333344445
ilmlr
一
丁orball Klr与倉hirE 广zincenBigddi9−
Slndlrgl
Addpazar1
−
Hendek Bolu−
G
∈
rede Adana一
門1sis Yeni⊂e−
Gbnen K且r己b凵runEd 寸rneS6ke−
Ayd,n Eski5∈hlrFethlyeBQlu−
Abant
K6yce91zEge
−
Akdeniz
τ百dlrDenizllcln
δ rc1K 岡aletyeMenyes「
D巳nlll1−
Honal VartoVartoAda ρaz己rlBartlnD 臼mlr 〔1AlasehlrGedlzG ロrunBurdurBingblticeCaldiran 1928.
3.
El38
.
1
27
,
4
6
.
25
1933.
4.
19 3976 33,
7 6.
ア5嬲
:胃
:穐
19
:ll
:
:1
含
:1
1943、
6.
20 40、
8 30.
6 6.
75 19442
.
1
40
.
8
32
.
2
7.
4
1gs2
,
1o
,
22
3
ア,
35
B
ら.
o
1953.
3
.
亅8
40
2
ア.
4
ア
.
…
1953,
5.
こ 38『
625
.
5
5
.
厂
1953.
6.
18 41.
726
.
5
5
,
2
1955.
7.
]6
37
』
5
2
ア.
0
6
.
9
1956.
2.
20 年0.
つ 30.
2 6.
0 1957、
・
1、
25 36.
6 29.
2 ア.
1 1957、
5.
25 卑Op6 3亅,
2 7,
11959
,
4
,
25
3
ア.
つ 28.
ア 6.
0 1961,
5
.
23 36.
5 28.
E 6.
31962
.
9
.
439
,
9 43『
9 5『
6 1963.
3.
11 37、
S 29.
1 5.
51963
.
9
.
18
40
.
7
29
5
.
9
1964
.
6
.
14
38
,
4
38
,
4 6.
∩ 1964.
10.
6 qo.
1 28.
0 6.
6 1965.
6
.
13
37
.
9
29
、
3
5
.
2
1966.
3、
ノ 39.
2 41.
5 5.
5 1956.
8,
19 39,
2 41.
56
.
5
196
フ,
7
.
22
4a
.
6
30
,
7
ア鹽
5
1963.
9.
3 41.
ア 32745
.
ア 19E9.
3.
23 39、
2 28『
5 5.
9
1969,
3.
28 3S.
3 28.
7 6.
6 1970.
3.
28
39、
1 29.
4 ア、
1 1970.
7.
! 38、
9
36
,
8
4
.
8
1971.
?.
12 37、
8・
30.
5 6.
0
掲;
1
:;
:2111:
121
:
;
1
:
;
1976、
11.
25 39『
243
.
9
ア.
4 112440 042 】 88DDOO 6046226035
7945
3
30000000000
0080086626 246448 ア319
804 45 フ480
633 4 1728 − 04253 3 4DO535OOOO11048900826933 230903BO418a8952515171428085
7200
2000
560DOS5DO
59290 5B2 111 q87 39240 1806 9240
624eo
6
]20
2840
ア20
74sT6360
石080
1320 6GO 24280 1360 56000 19160 9760 1S52 4017600 5212 2200 3S8 5640 908222807200
1600
35920 5ア602044
962
125
19
4880.
908 31eB 2450D 12160 7462 418935540
11400
545
]3D42
16.
e
40 T721068 46B 603 192 2872 592 130404908 19sa452
SO563
〒40 2608 708939
329
1567 2263128
18381BO1440
560 1744023310 ア20552
2
ア11
]60
252
]04e712 1608093e93
1805485960141D17201358
12052871S410341128
so 132141290132233 114 18t
・
excludedfrom
enalysis * 北 海 道 大学 奨
励研 究員
・
工博
“ 北海
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}一
19
一
35
°
N
一 図一
1
震 央 の位 置
(
番号は表1
に対 応す る) 6 5〔
4ぐ
・ 鏖り
30
四
L唾
9
旦
21
o Intensity ≧V
lnte
囗sity ≧VI
・ lntensity ≧ VII ● 1“tensiヒy ≧ vlIIOO o o o o o o Q tO 懸 o ●
1
。9
。 偽 o ● o ・ o ● ● o ● ● 00D ● ● . om ●
G
■ ● e ● ● ● O ● O O OO^
°. 唱 % Q 02▼
@ ° ° ・・ 鱒覧
●0
●
___
」_____
」_一一一
一
」一一一
5
』
6 ア 8卜1agnitude
・
岡 s 図一
2
地 震のマ グニ チュー
ドと震 度 分 布 〔MSK
>の面 積gswapmafiL
トル コ の地
震
カ タログ
G〕・
7}に収
録 さ れ た1928
年
か ら1970
年
まで の震 度
分布
図36
枚
(
1
/
200
万
の統
一
ス ケー
ル)
の中
か ら,
マ グニ チュー
ドが4
.
5
以 上 と
いう条 件
に よ り29
枚
を 選 ぶ。1970
年 以 降
に つ い て は各 地 震
の調 査
報告書
も整
っ て お り, そ れら
か ら7
枚 を得
る。さ
らに トル コ国
立
地 震
研究
所
が最 近 収 集
し た震 度 分 布 資 料 (
未 出
版)
を加
え,34
地 震
の震 度 分 布
図44
枚
が出 発 点
と なっ た デー
タであ
る。
地 震
の諸 元
と震 度 分 布
の面 積
を表
一1
に掲
げ
る。
8
個
の地 震
につ い て は独 立
に描
かれた複 数
の震 度 分
布
図
が存在
す る。 そ れ ら の喰
い違
いが震 度
で2
ラ ン ク以
上に及
ぶ も の は以 下
の解
析
から除
く。 その他
の ケー
スにつ いては デー
タの出所
の信 頼 性 を勘 案
して妥 当
と思
わ れ る1
枚
を選
ん だ。 な お ト ル コ で は1970
年
まで はMM
スケー
ル を,
以降
はMSK
スケ
ー
ルを主
に用
い て いる が,
定 義 上
は大 き な差
が ない の で解析
上両 者
を特
に区 別
し ないま まで扱
っ た。地
震
の所 在
を 図一
1
に示 す。
テク トニ クス的に みて 地震 群
は a)北
ア ナ ト リ ア断
層地 帯
,b
)
西アナ ト リア お よび
マ ルマ ラ地 域
,
c) 東
アナ
ト リ ア断 層 地 帯
に大 別 さ
れ る1 )。
≡ 目
’
数 震 度 分布
の広
が りに大
き な影 響
を及
ぼす要
因
と して地 震
の規 模
が あ る。 トル コ で は深
さ30km
以
下
の浅 発 地 震
が多
い こ と,
世 界 各
地の観 測 所
か ら発
表
さ れ デー
タ を得
や すい こ と等
の 理 由 か ら,
表 面 波マグ
ニ チュー
ド(
1
叫 )
を用
い て等 震 度 面 積
と の関 係
を調
べ る(
図一
2
)
。Ms
と各 震 度
が占
め る面 積
の間
に は お お む ね対 数
線 型 的
な関 係
が認
め ら れ る。 た だ し隣 合
う震 度
の面 積
は か な り入
り混
じっ て いる。震 度
V
の面 積
はMs
が7
以 上
の領 域
で一
見 飽 和
す る か に み え るが,
こ れ は大
地震
の場
合 震 央 域
の被 害
がは な はだしく,
また震 度
V
は広範
囲に過
ぎて調 査
が行
き届
かず 過 小 評 価
と な る た め で あ ろ う。
新
旧の 震度
分布
図 を 比較
し た ところ,
概
して古
い図
の方
が大
きい傾 向
が認 め られ る。
そこ で 図一
3
で は地 震 発
生 年 代 を
1928
〜
1960
,
1961
〜
ユ964
,
1965
〜
1976
に3
分
割
し,
面 積
に及
ぼ す影 響
を調
べ る。 こ こ に,
マ グニ チュー
ドが 同
じ であ
る にも
か かわ らず
1964
年 以 前
の面 積
は以
降
に比
べ て か な り大
き い こと, そ の傾 向
は特
に小 震 度
で著
しい こと
がわ か る。
その原 因
と して a)
1964
年 以 前
の マ グニチュー
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
の基 準
が変 化
し た, な ど の可
能性
が あ る。 しか し世界標準
地
震 観測網
の普
及
か ら みて,M
。に大
き な誤 差
は容
認 し難
い。一
方
,1960
〔
N 巨遅
謬」
く g冖
α ヨ6
5
43
525 432
15
5
4
3214
32
1
o 67
8
6 ア8
5V 皿 57o■
8
●
9
8
。. o o ●
E
o−
」」_
_
_
_
_
L_
_
_
_
」 5 67
8
Magnltude 図一
3
地 震 発 生年
代に よ る震 度分布
面積
の変化
●1928
−
1960
1961
−
1964
0
1965
−
1976
表一
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魄
・躑
曙:
讒
h&。 、,t)
Coeff
.
ErrOPCdse5
b910Av:
D.
52M O.
〇+
〔
−
1.
19 十 十 0.
734.
G80.
530.
750.
750.
562318=
゜’
28 陪〔
−
1
:1
, 十 2、
880.
810.
5218 i°910Avl=
=
0.
55 阿o
.
o+
〔
虚
1
,
15;
o.
.
62421 σ.
550
,
71o.
740,
602922己
゜.
55H
+(
−
1
:
1
、十
0
,
75D
.
87O.
4322=
゜・
56” ナ(
−
1
:1
, +(
0.
00
、
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昼
゜・
8剛+
(
−
1
:
1
, +儡
、
胃
2.
750.
7アo
.
6814〔
N 至)
0
冖
9 ヨ
呵
Φ
」
く
年
代
に入っ て地 震 被 害
・
震 度 調 査
は地 方
行
政 担 当 者
の手
か ら地 学
・
工 学
の専 門
家
によ る詳 細
かつ現 地 的
なも
の に変 化
し た。
そ れ ま での等 震 度 線
が各 種 被 害 発 生
の臨 界 点
を包
含
し てい たの に対
し,最
近
は被
害
の有
無 を勘
案
して ひ か れ る傾
向
が あ り, これ が主
要
な原 因
で あ ろ う。
重 回
帰
分析
以 上
の簡 単
な整
理 か ら,
物
理的
な要
因
と してマ グニ チュー
ドが, ま た’
み か け上
の要
因と し て発生
年 代
が震 度 分 布
の広が りに大
き く関 与
する ことが推 定
でき
る。
さ
らに横 ず
れを主 体
とす
る北
アナ トリ
ア・
東
アナ
トリア断 層
地帯
と縦
ずれが 主体
の西 部
アナ ト リア地 域に発 生 地 域
を分
け,
震
源深
さ(
H
)
も加
え各 震 度 面 積
(
A
,)
につ いて重
回帰
分析
を行
う。
説
明変 数
には 発生 年 代
・
地
域 な ど カ テゴリー
的
な もの が含
まれ るた め林
の数
量化
1
類
の質
・
量 混合
型S) を適
用 し,式
と し て次
の形 を仮 定
す る。
65
43
2
) ian0
56
78
5678Megnitude
Magnitude
’
図一
4
マ グニ チュー
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 ケー
ル5jlogiO
Av
=
=
O
.
92
M
,一
〔}.
79
109t
。
All
=
1
.
18
M
,−
3
.
01
且09LOA 、置=1
.
15
ML
−
4
.
Ol
【ogLo
A
圃=
1
.
15M
,
.
−
4
.
94
〔
2
) 日本,
JMA
スケー
ルloglo
!皇4=
O
.
82
MJMA
−
1
.
0
…
41
10g
田
As
=
=
1
.
O
MJMA
−
3
.
2
…
3 ] 止Q9【oA6
二
1
.
36M
」飼A−
6
.
66
…
3亅ユ
964 年
以
前
lo9
■。Ai
;
C
‘1ルf
十C
‘21965
年
以 降
西 ア ナ ト リ ア十
Ci3
北
・
東
アナ ト リア+
C4H
+CtS…………一 ・
・
一 …・
(
1
)
相 関 係 数 を最 も高
くす
るよ う
に説 明変 数 を
ひとつず
つ順
に加
え,表
一
2
の実 験 式 群
を得
た。震 度 冊
,
堀につ い ては 々 グ; チュー
ドの寄 与 分
が最 大
であり,M
。の増 分
1
に対
し て面
積
は5〜6
倍
に な る。
震 度
V ,W
の場合
は 時 代の影 響 力 が 大 き く,
新
旧で面積
が ユ0
倍
に開 きMs
に し て約
1
の ズレ に相当
す る程
であ
る。
マ グニ チュー
ド と時 代
を説 明 変 数
と す れ ば相 関 係 数
は0
.
75
〜
O
.
87
に達
一
21
一
す る が
,
時 代 を その ま まの形で組み入れ た式
に よ る予 測 は震 度
の過
少 評価
につな が る恐
れ があ
る。参 考
のた め表
一
2
に はMs
の み に よ る式
も載
せ る。
発 生 地 域
に よる差
は わず
か で,
強いて言 え ば 北・
東
ア ナ ト リア断 層 地 帯
の方
が西
アナ
ト リア地 域
よ り面 積
が や や大
きい。
震 源 深
さの影 響
はほと ん ど認
め ら れ ない。 た だ し, こ れ らの 二次 的 要 因
との係
わりを明
ら かにす る た めに は,震 度 分 布
の精 度
に関
す る再 吟 味
が 必要
であ る。
他 国
の実 験 式
との比 較
合 衆 国 西 部
・
日本
につ い て得
ら れ たマ グニ チュー
ド
と震 度
分布 面 積
の関 係 式 と トル コ の そ れを図
一
4
に比 較
する。
図一
4
.
1
か ら,
概
して合 衆
国
の方
が面 積
は大
き くそ の差 違
は小 震 度
で顕
著
なこ と が わ かる。合
衆
国
の式
はロー
カ ル・
マ グニ チュー
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
に相
当
し9〕 ,両 者
の差
は小
さい。 し たがっ て面 積 差
の原 因 と
して次
の二 つ が考
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 り大
きい一
この考
え はイ
ラン の震 度 減 衰
がサ
ン・
アンド
レアス地 域
よ りわず
か に大
きい という指 摘
1°1
と整 合 的
で あ る。b
)震 度 評 価
の基 準
が両 国
で異
な る一
主
た る建 物 搆 造
の違
い が関 与
し て い る の だ ろ う。日
本
の気 象 庁
マ グニ チュー
ド (
MJMA
)
は表 面 波
マグ
ニ チュー
ド
と ほぼ 同等
であ
る。
ま
たJMA
ス ケー
ル の4
はMSK
スケ
ー
ル のW
−
W
に,JMA
の5
はMSK
の皿
に,
JMA
の6
はMSK
の朕
に ほ ぼ相 当
す る11 )。
図
一4.2
に よ れ ば,
傾
き およ
び震 度 面 積
は日本
の方
が大
きい。
以上
を ま と めると,
トル コ・
合 衆 国西 部
・
日本
の中
で震度
減衰
が最 も著
しい の はト
ル コ であ
ると言
え よ う。
2.2
震
度 分 布 図
の形 状
トル コ の
地 震
は お おむね震 源 が 浅 く,M6
ク ラス で地表
に断
層
が現
れ,M7
程 度
で その長
さは平 均
50
km
に達
す る。
し た がっ て震 度
分布
の形 状
は か な り断 層 長
の 影響
を受
け,均 質
な 地質 状
況の も とで は楕 円 形に近いもの が 予想
され る。
そこ で簡
便
の た め 閉 じ た等
震
度線
の長
軸
・
短 軸 長
さを測
り,
その比 を も
っ て形
に関
す る指標
と す る。
断 層 長 さ と 長軸
長 さの関
係 を 示 す 図一5
か ら震 度
W
の長 軸
は断 層 長
さの2
倍 近
く あ り,
震 度 堀
〜
IX
の長 軸
が断
層
長
さ に ほ ぼ相 当
す ること が わ か る。
次
に長 軸
・
短 軸
の比 (
p
)
の震 度に よ る変
化
を み る(
図一
6
)
。 ばらつ き は大
き い が, そ の中
に も大
震度
で は細
長 く,
震 度
が小
さ く なる につ れて円
に近 付
く様
子が よみと
れ る。
平 均 軸
比 はPve
=
4
.
0
,
ρve=
3
.
0
,
Pvr
=
2
.
ユ,
Pv
=
1
,
8
と な るe地
震 発生
地 域に よる差は ほとん ど ない。
震 度 分 布
の広
が り と形 状
に関
して得
ら れ た以 上
の知見
から
,
推 定 地 震
の位 置 と規 模 を 既 知 と
して およ その震 度
分 布
を予 測 す
る簡 便
な方 法
が可 能
とな る。
実 際
の震 度
分布
は震 源 特 性
はも ち
ろ ん地 域
の地 質
・
地 盤
に よ る影 響 を
受 け
ており,
それ らを軸 比
だけ
で記 述
する こと
はで き な一
一
(
E5100
50
辺X
〈 」O
冨
Σち
五葛
⊆ 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 )
図一
5
断 層の長さ と等
震度 線 図の長 軸 長さ の関 係8
7
6
5
4
3
2
辺 × く 」O
⊂一
Σ、
迎 × く 」O
冨
Σ1
0 ● O§
OO 酬 ● ● 60 。,鵡
●● o ゆ Φ 08
奮
3
e OO800 OO 0 一 一 」VI
VII
V
皿V
1
−
MSK
図一
6
等 震 度 線 図の長 軸
・
短 軸 比 の変 化 ● westAnalolia
O
north and eastAnatolian
い
。
簡
便
法に よ る予 測
には限 界
が あり,
いま少
し詳
しい 震 源モ デル に よ る 震度
分布 実 験
式 が要 請
さ れ る とこ ろ である
。
§
3.
震 源
の静 的
パ ラ メー
タを考 慮
し た実験 式
の
静 的
パ ラ メー
タ す な わ ち地 震 断層
の大
き さ・
スベ リ 量 な どの要
因を取
り 入 れ ることを 試
み た。
具 体 的
な式
の導
出
につ いて は既 報
2 )を参 照 さ
れたい。改 良 型 実 験 式
は,
一
鰹
一
[
1
]
・
…………・
……・
・
(2
).
と なる。 こ こ に ∬:(
x,
y
>地 点
の震 度
,
L
:断 層
の長
さ, 膵 :断 層
の幅
,D
:ス ベ リ 量,
r
:断 層
上の各
セグ
メ ン トか ら(
x
.y
)
地 点 まで の 距 離,
(Zi,
Z,
,…,Zm
>
:地
盤 種 別
に よる震 度 増 分
,C
:定 数
,P
.
:減 衰
に係
る パ ラ メー
タ,h
: スベリ量
の寄 与
に関
す る パ ラメー
タ
であ
る。本 稿で は こ の モ デルに
基
づ き,
トル コに おける震 度 減
衰
の暫
定
実
験 式
の導 出
を試
み る。
す なわ ち,最 近
の地 震
資
料 (
震 源
パ ラメー
タ と震 度 分 布 図 )
に こ の モデ
ルを適
用 し,
式
の定 数
・
パ ラメー
タ の適 値 を求
める。
’
デ
ー
タ解 析
の対 象
と し た の.
は1966Varto
,
1967
Adapazari,
1970
Gediz,
ユ971
Burdur
,
1971
BingOl
,
1975Lice
,
1976
(⊇
aldiran の7
地
震
で あ る。地 震
の諸
元と
震 央
の位 置
ば表
一
1
お よ び 図一
1
に示 さ れている
。
Ms
が7
以 上 のGediz
,Adapazari
, (⊇
aldiran 地震
の場合
に は相 当 長
い断 層 (
40760km
)
’
が 地 表
に現
れ たの に比
べ,
よ り規 模
の小
さい地 震
の地 割
れ は短
く断 続 的
で,
高 震 度
の長 軸
の向
きに沿っ ては い る が テク トニ クス的
な もの と は断 定
しが
たい。
各 震 度 面 積
の変 化
は 震度
の減 衰 性 状 を表
すの で,
図一
7
にそ れを 地 震 間
で比
較
す る。Varto
地 震
の震 度 分 布 図
IX
V
囗1
囲 あ だ 仁}
⊂一
エ の ΣV
はM 。=
6
.
5
と し ては大
きす
ぎ る き らい が あ り,Ada ・
pazari
地 震
に匹 敵
す る程
で ある。特
に震度
IX,
皿の領域
が広
い の は,5
か月前
に発 生
し た前 震 (
M
。=
5
,
5
)
によ り住 家 耐 震 性
が劣 化
し た せい か も し れ ない。一
方
,
Cal
−
diran
地 震
はMs
が7
を超
える
地 震の中
で最
も 震度
が小
さい。
被 害 分 布
の面
か ら みて もu
,
Qaldiran
・Lice
両 地
震
の震 度
は過 少 傾 向
にあ る。 し た がっ て以
下の解 析
で は両 地 震
の震度
を1
ラ ン クずつ か さ 上 げ して使
用 す筒
。
ところで
地 震
強
さが局
所
地 盤
条件
によ りか な り異
なる こと は す でによ く知
られ,
震 度 分 布
予測 式
に はその効 果
を導
入 するこ と が望
ま しい。
しか し トル コ で は厚い沖 積
層の軟
弱地 盤
は ごく 限 られ て お り,局 所 地 盤 効 果
が 日本
に比
べ て小
さい う えに,
得
ら れ る資料
が散 在 点 (
たと
え ば 村 ごとの)
震 度 を 平 滑 化 し た 等 震度
線 図に留 まるとい う事情
が あ る。
そこ に地域
のマ クロ な地
質
構 造
を超
える ロー
カル な情報
を見 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
の項
を は ずし,
他
の 研 究12や
後
日の検
討
にゆだ ね るこ とにす る。
こう して式は・
(
・,
・y
)
…C
,・1
・・∬∬
の
掣
腔
・抽
+C2
……・
…・
・
…・
・
…・
……
(
3
}
と なる。
観 測 震 度
の デー
タ
は各 等 震 度 線 図 を数 十
の セ グメント
に分 割
し,
(
x,
y
)座 標
を数 値 化
し た もの である。実 験 式
の一.
般 化
まず 有 限 震 源
モデル を各 地 震
の震 度
デー
タに個 別
に適 用
し,
’
震 度 分 布
に最 も良
く適 合
す る断
層 長
さL
,
幅
W
,
傾
き θを求
め る。
こ の感 度 解 析
に よ る断 層
パ ラメー
タ
の値
は現 地 踏 査 や遠 地 観 測 記 録
から推
定
さ れ る値
(
表
一3
)
と良
く対 応
する こと,
1050
100
500
1000
50C
(]Area
〔km2
) 図一
7
震 度 解 析に用いた7
地 震の震 度 減 衰 表一
3
地 震 学 的に推 定され た地 震 断 層のパ ラメー
タAd6pazariGed
τzBJrdurB1ngo1Li ⊂eCdldlra冂
Strike
N82D 回 N40F1吋 N’
ア50凵 N5 ア゜
EN45PE 閥90
°
EN705W
Length 〔k吋80
7D 10 2013
65
Nldth 〔km ) ZG20
8 10 1318
DlpAngle
90り
120°
凵 105°
Ngo°
9α冂
110
°
N Slip 〔m〕 1.
72 1o.
20
.
651
.
332.
75 す な わ ち有 限 震 源
モデ
ルは震 度 分
布
図
を か な り良
く説 明
す る こと が確
認 さ れ た。
実 際 の手 順
につ い て は (⊇
aldiran地 震
の結
果と合
せて既SCL3
) に詳
しい。
なお(
3
>式
の パ ラ メ T タh
はス ベ リ量
一
様
の場 合
C
、に吸
収
され’
る の でh
=
1
と し,
距離
減衰
に係 る パ ラメー
タP
はGaldiran
の解 析
結
果 な ど を参 考
に と りあえずP
=
2
.
0
と仮 定
し た。
(
3
)式 を ト
ル コ の地 震
一
般
に適 用
し予
測 式
とし て利 用
す る た め に は,
パ ラメー
タ(
h
,P
}
お よ び 定 数く
Ci,
C2
)
を適
切な埴
に定
める必 要
が あ る。 な お震 度
分布 図
の信
頼 性
には ば らつ き が あ る た め,
’
断 層
パ ラ メー
タ(
D
,L,1
の
と して は感 度 解 析
の最
適 値
そ の ものは使
わず
,地 震学 的
に妥 当
と さ れ てい る値 (
表
一
3
) を 利 用 す
る。Var
−
to
地 震
の震 度
に は先
に述べ た疑
問点
があ る の で,一
般 化の た めの操 作
か らは除
く。
こケ し て(
h
,P
) を変 化
させ,
一 23 一
9
8
ア 、尸
r紛
匸
ω
ρ
匚
一
6
乂の
= 54
表一
4
パ ラメ
ー
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
.
9D0
,
50o
,
6
ア0
,
ア90
,
870
,
890
.
90
0.
25O.
70G.
820.
87O、
390.
88 0.
00O.
ア20.
830.
87o.
870.
86 98
76
h ρ肩
切
匸
“
仁[
呂
のΣ
5
4「
厂一
、ll
、
い
、 、lll
、ntl
l
\
.
\
、 丶、
N N ss
、
・
5.
。 \6
.
5
\
》
.
胱 柚\
\
一
丶
、、
7
.
o
0 50 10015e
Epvi
⊂entralDistance
〔km )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 より係 数 (
C
、,
Ce
) を求
めた。
パ ラ メ
ー
タh
を0
か ら1
まで,
P
を1
か ら3
ま で変
化
さ せ た と き,
相
関
係数
は表
一
4
に示
す よう
に変 動 す
る。 こ こ にh
の値
に よ らず
P
=
2
.
5
〜
3
.
O
が適 切
で ある こ と, 産の適 値
はP
の値に よっ て 変 わ るこ と が わ か る。と
ころ で断 層
の スベ リ量(
D
)
とマグ
ニチュー
ド(
M
)
の間
には一
般
にlog
D
!
・
aM
+b,
α≒O
.
6
−
O
.
8
の関 係
があ
る。
よっ て スベ リ 量D
にか か るパ ラメー
タk
を 大 き く と れば
,震 度
はM
の影 響 を強
く受
け特
に断 層 近 傍
ではス ベリ量
の大 小
に か な り支 配
され る。
逆
にパ ラメー
タk
を小
さ く(
例
えばh
=
0
)
すれ ば断
層 近 傍で震 度は スベ リ量
,
す な わ ちM
によ らず
ほ ぼ一
定 と な
る。
マ グ ニ チュー
ドは断
層 長 さ・
幅
と も対
数 比例 的 関係
に あ るの で過 大 な た
は望 ま
し く ないと
い う判
断
か ら,
こ こ で はk
=
0
,
25
,P
=
3
,
0
を
採用
する。
こう
して一
般 化 実 験 式
H
・
・…
gl が
・∬∫
wd藩
η}
・ …4
・
・
…
(
・)
が得
ら れ る。 こ の式
を用
い て断 層
に直 交 す
る方 向
,
断 層
の延 長 方 向
につ いて震 度
を計算
し減
衰
傾 向
と して示
し た の が図一
8
で ある。
断 層パ ラメー
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
定
して いる14 〕 。断 層 近 傍
で は震 度
がM
によ らず
ほ ぼ一
定
に な る こと,
M
が小
さ い程 減 衰
が はやい こ と な ど が特 徴 的
であ る。
な お2
節
で求
めた震 度 分 布
の面積 と形
に関 す
る経 験 式
を利 用
して長 軸
・
短 軸 方 向
へ の減衰 を計 算
し,
同 図
に示
し た。
M
の大
きい ところ では 二つ の方 法
は比 較 的
一
致
し て い るが,小
さいM
(
6.
0− 6.
5
)
の場
合
は簡 便 法
がよ
り大
きな震 度 を与
える傾 向
が あ る。
使
用
し た資 料
の年 代
の違
いが一
因
で あ ろ う。
§
4.
おわ り
にトル コ に お け る 過
去
の地 震
の震 度 分 布 資 料 を 利 用
し て,
震 度
の空 間 分 布 推 定
に有 用
な2
種
の経 験 式
・
半 実 験
式 群
が得
ら れ た。
面 積
と形 状 係 数 を与
え る簡 便 法
に よれ ば,
あ
るM
の推 定 地 震
が被 害 を も
た ら す領 域 を震 度 分
布
のお よ その広 がりとし て予 測 す
ること がで きる。
一
方
,
断層
パ ラメー
タ が わか る場 合 有 限 断 層
モデル による震 度
推 定 式
を利 用
して任 意 点
の震 度
の よ り詳 細
な予 測
が実 現
す る。ただし
実 験 式 群
は未
だ暫 定 的
な段 階
に あ り,
係
数等
の改 訂
を拒
むも
の で は な い。
地 震
の多
く,特
に1960 年以
前
につい て は震 度 分 布
の再 吟 味
・
改 訂
に足 る被 害
等
の資
料 発 掘
・
入手
は多 大
な労 力
と時
間 を 要 する仕 事に な る。
今 後
の地 震
につ い て は調 査 方 法
・
内 容
の客 観
化・
基 準
化
,
資 料 保 存
につ い て配 慮 す
ること が重 要
であ
る。
な お,
こ こ に得
られた実 験 式 群
の数 値 的
な適 用
は トルコ に限る が,
式 を 導 く方 法 自体
は 十 分 な 汎 用性
を有
し,
他
の地域
での利
用 が可
能
で あ る。な お
続 報
で は,
本
稿
の成 果
と合
わ せて地 域
の地 震 危険
度
評 価法
を構 成
すべ く,
トル コ にお け る 震 度 と 物 的・
人的 被 害
の関 係
につ い て論 ず
る予 定
で あ る。
お わ りに
,
本
研究
で用い た資 料
の収 集
に は トル コ 国立
地
震 研究
所の協
力 を 得 ま し た。
記
して謝 意
を表
しま す。
ま た昭
和
56
年 度文
部
省
科 学 研 究 費
(
海 外 学 術 調 査
,ト
ル コ に お け る 地震
被害
の発 生
と減 災
に関
する総 合 的
研究
)
の援 助
を受
けて研 究
を進
めた こと を付 記
しま す。
参
考 文 献D
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distribution
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upon earthquakedata
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as 】2
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1
SYNOPSIS
UDC :550
.
348(560T ):550.
34.
042STUDY
ON
EARTHQUAKE
D
匸SASTERS
貰N
TURKEY
IN
AIMING
AT
DEVELOPMENT
OF
SEISMIC
HAZARD
REDUCT
亘ON
POLICY
(
2
)
Empirical
derivation
of
seismic
intensity
distribution
laws
by
Dr
.
HITOMI
OHASHI
andDr
.
.
YUTAKA
OHTA
,
Hokkaido
Universi
しy
,
Members
ofA
.
1
.
」、
This
paper
introduces
two
approachesfor
der
重ving empirical equations of seismicintensity
distribution
law.
The
first
one
is
a rQughestimation
Qf
spatialintensity
distribution
,
The
extension of area with agiven
intensity
.
was evaluatedby
means ofthe
teast
squares method usingthe
Turkish
earthquakddata
in
.
rece ロ
t
50
years
.
.
1
仁wasfo
皿d
that
earthquake
magnitudeis
the
mostinfluential
factor
,
exceptfor
the
time
−dependent
field
determination
criterion
of
intensity
andthat
seismicintensity
attenuates.
withdistances
more rapidlyin
Turkey
than
in
westernUnited
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andin
Japan
.
Brief
examinationof
isoseis
皿 al coufiguration showsthat
isoseismals
ofhigher
inten
−
sities are more elo.
ngatedin
shape andthat
the
fault
length
approximately correspondsto
the
majQr axis ofin
−
tensity
皿
.
orD
(
.
The
second approachis
mQreprecise
evaluation of se重smicintensity
from.
siteto
site at short.
to
−
moderate epicentraldistances
..
Based
upon an advanced・
mode [consideringseismic
.
sourceparameters
such
aSfault
configura 亡ion
, size and slipdisplacement
,