• 検索結果がありません。

ARモデルを用いた強震地動の震源特性推定手法に関する研究 : 解析手法と理論記象への適用

N/A
N/A
Protected

Academic year: 2021

シェア "ARモデルを用いた強震地動の震源特性推定手法に関する研究 : 解析手法と理論記象への適用"

Copied!
7
0
0

読み込み中.... (全文を見る)

全文

(1)

【論   文】 UDC :550

34 ;519

22 :624

131

55 日 本 建 築 学 会 構造 系 論 文報告 集 第 399 号

1989 年 5月

AR

強 震 地

震 源

性 推 定 手 法

研 究

解析 手 法

理 論記 象

正 会 員 正 会 員 正 会 員

 

* 聯 ホ   ホ   ホ

西

 

1.

 

構 造物へ の入力 地 震 動 を 現 実に近い地震 動 と して得よ う と す る 試み は 理 論 的お よ び観測的な観 点か ら

数 多 く行わ れて いる

模 擬 地 震 動や多数の

余 震 地 震 動 波 形の時空間 的 重ね合わ せ も

その試 みの

つ である

特 に最 近で は やや長い周期領 域で の入力 地 震 動 問 題 と も 関 連して

断 層モデルが 工学 的に も応 用さ れて い る

し かし ながら

O

S

1

OHz 以上の短周 期 成 分の評 価につ い ては未 解 決な部 分が多い

これ は

実 体 波に伴 う短 周 期 成 分の発 生に大 き な 影 響 を 与え る複雑な震 源の破 壊 過 程が 正確に把 握さ れ て い な い ことに よっ て いる。  こ の震 源の破 壊 過 程 を直 接 計 測す ること は当面 困 難で あ ること か ら

その特 性 を解 明す る た め に

観測さ れ た 地 震動波形を用い る必 要が あ る

この と き観 測さ れた地 震 動 波 形は

震 源の破 壊 過 程の影 響の ほ か

深い地 下 構 造お よ び地 表 付 近で の地 形

地 盤等に よ る影 響 を 受け て いる。 したがっ て, 観測さ れ た地 震 動 波 形か ら震 源の破 壊 過 程 を推 定 する た め に は, 上記の深い地 下構 造お よび 地表付近で の地 形

地 盤 特 性のをで きるだ け正 確に 評 価 し

取り除ぐ こ と が必要と な る。  本 研 究で は 自己 回帰 (

AR

)モ デル を観 測され た地 震 動 波形に当て はめ ることに よ り

地 震 動 波 形か ら深い 地下 構 造や地 表 付近 での地 形

地 盤等の影 響を取 り除 き

震 源の破 壊 過 程 を工学的に推定す ることを試み て い る。 本 論 文で は

その解 析 手 法 を示す と ともに

断 層モ デル を用い た理 論 記 象に適用 し た結 果につ い て述べ る

 

2.

既 往の研 究  観 測 波 形か ら震 源の破 壊 過 程 を推定す る手 法の

つ と して イン バ

ジョ ンが あ り, 主に地球 物理学の分 野で取 り扱 わ れて いる。 これは, 観 測波形か ら客 観 的な手 法で 震 源の情報を抽 出し ようとの試み で開 発さ れ た もの で

震 源 を ある種の 単純な要素の重ね合わ せとみ な し た 上  * 建 設 省 建 築 研 究 所 室長

工博 * * (株 )間組 技 術研 究 所 工 博 # 1 建 設

 

部 外 研 究 員

1

(〔株 ) 間組 )    〔1988年11月7日原稿 受 理

1989 年2月27日採 用 決 定 ) で

観 測 波形 と 理論波 形 が最も良く合 うよ うに各要素の パ

タ を決定し ようとする手 法である

こ こ数年の 間に数 多くの解析手 法が提 案さ れ て お り, 以 下に代表 的 と思わ れる方 法につ い て その概 要を示 す

 菊 地

金 森1) , 地 震動波形と震 源における局 所 的な 破 壊の事 象に対 応し た 単 発的な波 形 要 素の重ねわ せで 表さ れる計 算 波 形との 二誤 差を最 小にす る よ う に, 震 源 要 素に関 する パ ラ メ

タ を決定す る方 法 を 提 案してい る。 こ の手 法は

離 散 的な 震 源要 素の抽 出に有 効で あ り 観 測 さ れた長 周 期 実体波の記 録を用い て 幾つ の地 震 の解 析を行っ て い る

福 山

入倉2》

断 層 面 内余 震 波形を用い

震 源の相 対 的モ

メ ン トの時 空 間 分 布 を推 定す る方 法を提 案 し 1983 年本海中 部 地 震に適 用し, 震 源 過 程の解 析 を行っ てい る。 し か し

こ の手 法に は

余震の選 択

ス ケ

リング則に よる補正の仕方問 題が 残っ て い る

武尾3}は

震 源 近 傍の観 測 波 形か ら断層面 上の くい違い量や破壊 伝播速度の不 規 則 性 等

よ り詳 細 な震 源 過 程を 推 定 す る た め

小 領 域 上の 点震地 震

メ ン トと破 壊 開 始 時 刻をパ ラ メ

タとし た非線形 最 小二 乗 法 を用い た解析 手法を提 案 し

1984 年長野県西 部 地 震に適 用して い る

こ の 手 法で は 対 象と す る観測 波 形の デ

タ長さがいで も解 析が可 能で あ り, 結果 の解 釈が容 易である

し か し

こ の手 法では観 測 波 形 以 外に も

震 源 位置 まで の不 均 質な地 下 構 造デ

タ等の 即座に入手し に くい デ

タ を必 要 と して お り, 地 震工学 には適 応し難い面も あ る。

 

,Nai

凶 は地 震 動 波形に低 次お よ び高 次の

AR

モ デル を当て はめる ことによ り

地 震 動 波 形か ら震 源 関 数 と伝 達 関 数 を分 離す る方 法を提 案 して いる

富澤

松 村 ら5} は

3次元地震 記象に時 変 AR モ デル を当て はめる と

残 差 共 分 散 行 列が震 源 お よ び 地震 伝 播 経 路 情 報 を

AR

数 行 列か ら定 まるパル ス伝 達 関 数が地質

地形 等 の観 測 点 情 報 を 計量 して い る ことを 見 出し

適当なパ ル ス伝 達 関 数 を 有す る系に

必要な残 差 共分散を有す るイ ノベ

ン過 程 を入力す ることで

設 計 用 地 震 動 を 合 成す る手法を提 案し て いる

このと き

こ れ ら の研 究目

1

(2)

的は擬 地 震 動を作 成す るこ と に あ り

震 源 時 間 関 数か ら震 源の破 壊 過 程を推 定し よ う と す る本研 究の 目的と は 異に して い る

さ らに

横 田

周 ら6}

地 震 動 波 形の 表 現に

AR

モ デル を適 用 し, ある非 定 常 区 間 を 定 常な

2

つ の区 間に分割す る手法に よ り, 地 震 動の到 着 時 刻の 決定を行っ て いる

 

3。

解析手法  

1

) 解析 仮定   解析の要 を

Fig.

1に示す。 すな わち

本 解 析で は

自己 回帰モ デル を観 測 波 形に当て は め

震 源の破 壊 過 程 に関す る解を求め ている

こ こで,実 際の解 析に当 たり

以 下の仮 定を設定し た

   震源 に お け る 局 所的な破 壊の事 象 (以下

event    と称 す)は

いずれ も同

タを持つ     ダ ブル カッ プル点 震 源71で近 似す る

     

   対 象と す る 地 震 動波形の 成分は 加 速 度は

AR

   モ デルの当て

は め に制限が あ ること, ま た変 位は観    測地 盤の局 地的な影 響 を 受けに くい ことの理 由によ     り

速 度と す る

    多重震 源の場合に は, 気象庁発 表の震 源 位 置 を1

  

番目の震 源 (evept の位 置 とする

 2) 解 析 手順    1

 

観測さ れ た地 震 動薩形を有限離散時系列Xt (

i=1

,2

…,

N )でえる

ζの地震 動波形か ら観測さ れ た地 域 の振 動 特 性を推 定す る た め

地 震 動 波 形の後半部 分tXi (

i

=L ,L

+1

,…,

 N ;1≦

L

N

)に

AR

モ デル を当て

1

よ める

こ の地 震 動 波 形の後半 部分 tXt は

非 定 常 性 が 小 さい ラ ンダムデ

タ と考え ら れ る た め

式 (1 )の よ う

 

CASE −

1

observed  ground motion

U(t)=

S

(t}艇A(t)層Dt聾Bt  B(t》 ct ) ・

L

  CASE

1     

CASE −

2

     SOUrCe  time fUnCtiOn

    Fig

1 Schematic illustratlon for th且s analysis

2

に表すこと がで き る

      b     ,X,

Σ adXt

d十εi

…・

………・

………

(1 }       d

1       ;

i=L ,

ム十

1,…,N

こ こに αd

d

= 1

2

,…,

D )は

AR

係 数 D

εi は

AR

次 数お よび誤 差の時系列で あ る

 ad 差 を 最 小に す る た めの係 数で ある

な お

最 適な

AR

モデル の決定法と して は 赤 池の

FPE

Final

 

Predic−

tion 

Errer

8}を採 用し た

  求め ら れ た

AR

係 数 ad を用い

地 震 動 波 形x、の推 定 値eXt を, 式 (2 )に示す よ うに過去の値の線形 結合で 表す

      D

   

eXi

ΣユαdXt

_

σ

 

 

r…

 

r・

 

2

)       dm]       ;i;

D

D

十1

,…,

 N

AR

係 数の み によっ て定ま る伝達 係 数は, 深い地 下 構 造 お よび地 表 付 近での 地 形

地 盤に よる振 動特性を含む 観 測 点の情 報を表しで いる と考え ら れ る た め, 定 常であ る係 数を用い て求め た時 系列 。ttは

地 震 動 波 形 Xi 以 上に観 測 地 域の 振 動 特 性を多く含む もの と考え ら れ る。  こ の推 定 値 eXt と

地 震 動 波 形 Xl との残 差 時 系 列 et を式 (3 )の よ うに定義す る

      D

   

ei

Xi

eXi = x厂 Σ adXt

d

………・

…・

(3 )       d

1       ;

i;D ,D

十1

,…,

 

N

こ の残 差 時系列は, 地 震 動 波 形か ら深い地 下 構造お よび 地 表 付 近で の地形

地 盤等に よ る影 響を除い た 時系列 を 表す も の と考え ら れ る た め, 震 源に関 する情報を多く含 む もの と み な せ る

 一

仮定  よ り, 半 無 限 弾 性 体 内の震 源 か ら放出さ れ る実 体波の速 度 成 分

V

(t)は

次 式のよ う に表さ れ る

   

V

(t)= (

Re

/a)dab(t)/dt

 

 

(4

) こ こ に

,虚

t

)は地 震モ

メ ン トの 時 間変化率

,R

。は放 射パ タ

Radiation

 

Pattern

) を示 す。 ま た, α は式 (5)で定 義 さ れる定 数である。

   

α

4πrpV 毒

t−・

 

 

(5) こ こに

レ, は せん 断 波 速 度

p は密度

 r は震源 距 離 であ る

。一

方, 式 (3) より得ら れ る残差時系列 etは

震 源の破 壊 過 程に関す る情 報を 多 く含 む ものと考え ら れ る速 度 成 分で あ る。 式 (

3

)と式 (4) が

R

1の状 態で近 似す る と仮 定 する と, 観 測 波 形より地 震モ

        コ

トの間 変 化

$ 

Mi

次 式よ り求め られる

   

M

feldF

………・

…・

…・

……一 ……

(・)        

i

P

 D 十1

,…,

 

N

 また

地 震 動 波 形が多 重 震 源の特 性を含む場 合

各 event に対 応 し た複 数の地 震モ

ン ト分布を持つ 震 源 時 間 関 数 を求める こと がで き る

し か し

震 源の破 壊 過

(3)

程は時 間だ けの関 数で は な く

空間 的に もある程度の が りを 持っ てい る た め

これ らの点 を考慮した震 源 震 動 分 布 を決定す る 必要がある

本論 文では

式 (6) か ら得 られ る震 源 時 間 関 数に おけ る event の到 着 時 刻の 差か ら, 断層 面 内に おける各event の発生時刻と その位 置 を推 定して い る

す な わ ち

κ番目の観 測点で求め た 震 源 時 間 関 数にお け る 1番 目の event とノ番目の event との時間差 τ?題s を デ

タ として

二 つ の event の位置 関 係お よ び発 生時刻の 時 間差を計 算す る

 Fig.

2に示す よ う な簡 単な モ デ ルを仮 定す る と

二 つ の event の時間差 丁,£1 は次 式で得ら れ る。

T

∫龕i

r」十〔

西

π

∫〕/

Ve

Ll

:冨Xk

ゐ 丿sin  6もsin φノ} 2

   +(Ys

L、 COS  

e

、 sin 

dij

) 2    +(Zκ

L∫COS φ∫)

L

,; 媒十

yi

十2琵

 (7 ) こ こに, τ,は 二つ の event の発 生時刻の時 間 差

均 は 二 つ の event の距 離

 e,, φ,は Fig

2

に示す1番 目の event か ら見た 番 目の event の方位

 

Ve

は地 震 動の 見掛け上の伝 播 速 度

Xh

 yit

 Zk は

1

番目の event を原 点と し た時の

k

番 目の観 測 点の座標である

 

観 測 点が N 個ある と す る と

観 測 値 丁鋤 と計算 値 丁繋の 二 乗 誤 差 AT ,は次 式で表さ れ る

   AT

,= Σ (T3聖 s

胃 量匸)2

…一…・

…………・

8

)       K

1 し たがっ て

こ の

AT

, を最 小にする よ う な T」

 er

φノ, L∫お よ び

Ve

を求め るこ とに よ り 1 番目の event に対 する各event の発 生 時 刻の時 間 差 と相 対 的な位置が決 定 できる。  さ ら に 震 源時 間 関 数における ピ

ク の

地 震 モ

メ ン トのき さ を表し て いる

その ピ

ク値 m 」お よび継 続 時 間 τJは

各観 測 点に よ りバ ラツキ が 生 じ る が 本 論 文で は m 」 を各 観 測 点の平 均値

Tj を各 event で

定で あ る と仮 定し

次 式 より求め る。       Mo

   

ち瞿 Σ 硯 ,

… ’

… … ’

… … ’

… ’

… ’

9         ∫

1  

j−

ev

  

k

th  observation (Y) X)

Fig 2 Geometricrelation among  events  andobservatiofi  peints

こ こに

,Mo

はマ グニチュ

M

を用い て次式9}に より 求め られ る全 地 震モ

メ ン トである

   

log

 

Mo =1.

5

 

M

十16

 

(10  

4.

理 論 記象への適 用   4

1 解 析モ デル と その特 性

 

解 析 手 法の妥当性を検 証す るため, 断 層モ デルを用い た吉 村

北 川の推 定手法1°) よ り計 算 し た 強 震 地 動 に本 手法を適 用し た

 

解 析に用いた地 盤モ デルおよび断 層パ ラメ

タ は

以 下に示 す と おりである。 震 源を伊 豆 半 島沖に設 定し 観 測 点とし て東 京都芝浦 地 区を想 定し た

震 源か ら観 測 点 までの地下構造は

平 均 的 な水平成層構造と して モ デル 化 し,

Mikumoii

} に よ り提 案された東 京地区で の地下構 造 を用い た

ま た

観 測 点 近 傍にお け る表層の地 盤 構 造 は 横 田ら

1:} に よ る東 京 芝 浦 地 区での地 下

タか ら作 成 し た

その地盤モ デル の パ ラメ

タ を

Fig

3に 示す

ま た 断 層パ ラ メ

タ は 過去にこっ た中 規 模 クラス の地 震 (マ グニ チュ

ド:

M =7,

地震モ

メ ン ト:M。

102fi

 

dyn・

cm

1978

 

L

 14 伊豆大島 近 海 地 震>13)を参 照

Table

 1す よ う 定 し た

震 源 と観 測 点(

OP −1

)の位 置 関 係 を

Fig,

4

示 す

Fig.

5に

Haskellの手 法14)求 め震 源 観測 点お よ び基盤 と観 測 点 間の達 関 数を示す

       layer  P

wave   S

wave

°bS・rv・tio・

 

thi・k・・… el・・ity  vel   ity  den,ity

P。i・t

   

E  

Vp

   

Vs

   

ρ

  

 

(km) (km1・)

 

(km/s)

 

〔tfm・ D

OI2   0

560

171

5 SU   aceLayers 0

03    1

260

382

0 0

208   1

340

552

0 basement 0

75    1

71D

702

O      L2     3

0 1

3 2

1 body wave 2

8      4

4 2

0 2

4       source    Fig

3 oo6

6 3

54 Model of  underground  structure

Table l Fau 且t parameters

2

7

(4)

 

震 源を

1

つ のevent と考えた時

 Fig

3の  ,   点で 計算さ れ る 入射波および◎ 点での速 度波形 (水平成 分 ) をFig

6

ま た  ◎ 点で求め ら れた波 形の フ

リエ スペ ク トル をFig

7に示す。 な お, こ こ で は主と し て

,Fig.

4に示した

OP −1

地点で計 算さ れ た実 体 波に つ い て

 

本 手 法に よ り, 深い地 下 構 造お よ び地表 付近で の地 形

地盤特性を推 定するためには

まず

,AR

モデル を 当て はめる時 間 長さを 設 定す る必 要が あ る

こ こでは 時 間 長さ と し て

,S

波に よ る主 要 動 を 含ま ない地 震 動 波 形の後 半 部を考え

75

秒 とした

 

Fig

3中の ◎ 点で の 速 度 波 形に AR モ デル を当て は め

式 (3 )よ り求ま る残 差 時 系 列の波 形 と 

  点で の入 射波との コヒ

レン ス を,

Fig.

8 に示 す

図か ら わ か るよ うに

この残 差時系列は 2Hz 以 下の周 波

範囲 におい て 

  点で の入射 波と その相 関性は良い。 と り わ け  点で の入射波との相 関 性 が 良い

すな わ ち

,AR

モデル を当てはめるこ と に よ り, 深い地下構造まで の振 動 特 性 を推 定 すること が可 能と な り, 地 震 動 波 形か ら観 測 地 域の振 動特性を取りい た震 源に関 する情 報を多く N OP

1 ●observation  pointOP

210

°

鳶 已 OP

3 羞 24

°

o 1θ0 恥 75

°

80

°

W FAULT  PLANE20km        s

Fig

4 Location of fault plane and observation  points

30 20 10 O ← Q < 山 ZOH

Q

山 HZO <

≧ E   0

05  0

1      0

5    1      5        FREQUENCY (Hz 〕

Fig

5 Transfer function of   underground  structure

一一

4

含む時 系 列が得ら れ る

 4

2 強 震 動 分布の特 性

 

Fig

6に示し た◎点で の速 度 波 形に対して

式 (

6

) か ら得ら れ る 震 源時間関 数M /a をFig

9に示す

こ の 震 源 時 間 関 数に は,

Fig.

8

の残 差 時 系 列における

S

波の 到 達時 刻 (

30

秒 )付 近に大き なピ

ク が あ り

地 震 が 単 発の event で あ るこ とを示して い る

ま た図中の破 線強 震 地 動 を計算し た時に用いた震 源 時 間 関 数 を示す。 図か らわ か るよ うに両者の応 度は良い

さ らに

地 震 モ

メ ン トは震 源 時 間 関数の event に対 応し た ピ

ク の

国 Z

) ご

』 国 〉 10

 

10 匚 」             0 翫  

国 Z

).

日 国 〉

2

525     0     25                  

 

国 Z

).

』 国 〉 incident wave  at   MAX

IO

88〔KINE )      

L ⊥

_

_

_

_

L

_

L

_

_

L

_

_

_

」」

__

_

」 」      0      50       1DO       l50       TIME (SEC )

Fig

6

 

Strong giound motions  calculated  from fault model  with

     one  event 40 30 20 10

≧ ⊃ 匡 ← Q 国

∪り 出 国

配 ⊃ O 」             FREQUENCY (Hz}

Fig

7 Fourier spcctra  of strong  ground motions  calculated      f【om  fault皿odel  with one event

(5)

面積で与え ら れ

この場 合は O

66×10z6 dyn

cm と な る

 さ ら に

Fig

10

に実 体 波に表 面 波 を合 成し た強 震 地

動に本 手 法を適 用し た場 合の結 果 を示す

実体 波の み の

場 合 (Fig

9)と同 様の傾 向が見 られ る が, 地 震モ

ン ト は

O.

 

98

×

IO2s

 

dyn ・

cm と な り

与え た地 震モ

メ ン

ト (

1.

Ox1026dyn・

cm との対 応 度は か な り良く な る

 

断層 面上に event が 2つ あ る多 重 震 源 とし た時,

OP −1

地 点で得ら れ る強震地動に本 手 法を適 用し た結 果 を

Fig.

 llに示す。 震 源に関 する情 報 を 多く含む残 差 時 系 列を見る と

こ の地 震は2つ の主 要なevent か ら なっ て いること が わ か る

ま た

震 源 時 間 関 数に は そ れに対 応 する大きな 2っ の ピ

ク の在が確 認で きる か ら わ か るよ うに

1番 目の event に比べ

2

目 の event は 与え た条 件 (点 線 ) よ り過 小 評 価 と なっ てい る

また

2つ の event の発 生 時 刻の時 間 差は与え た条件 (20 秒) より長く なっ て いる。 これ らの現 象は, 移 動 震 源によ る 効果と考え ら れ る

な お

全 体の地 震モ

メ ン トは

O

68×loz6 dyn

cm である

 さ らに

Fig

4に示す よ うに 同じ地 盤構造を持つが, 震 源か らの位 置の異 なる観 測 点

OP −

2

,0P −

3を設 定し

そ れら の地 点で計 算され る強 震 地動を用い て解 析を行っ た結 果を

Fig.

12に示す

震 源 時 間 関 数に は Fig

11 と 同 様に 2つ の主要なevent に対応す る大き な 2つ の ピ

ク の存 在が確認で き る

Figs

11

12に示し た震 源 時 間 関 数に お け る 2つ の event の時 間 差を用い

式 (7)

(8) より求めた 2つの event のお よ び発 生 時 刻の 時間 差を Fig

 13 に示す

図 か ら わ か る よ うに 2つ の event を結ぶ線と南北軸と な す角 度は

Table

 1に示 した 断 層の strike 走 向)の方向と

致してお り

その位 置 は

Fig.

4に示 し た 断 層の上 に存 在 し て い る

ま た 発生 時 刻の 時 間 差

与えた条 件 (20秒)と

致して い る。 これ らの こと か ら

断 層の破 壊 過 程は複数の観測 点で の解析 結を用い ると

より正 確に評 価で き る もの と考え ら れ る。 10     0     10                

 

国 Z

∀.

日 国 〉 5             0 0

  の 司 く ⊃ O

の 国 出 ら 朕

ミ ミ 0       50      100      150 1  0 50      100  TIME (SEC )

畧 

      oO  O

5 15         O

05 0

1        0

5  1         5       FREQUENCY (Hz>

Fig

8 Coherence between waveform  Dbtained  frQm residuals       and incident waves

ミ ミ

0

      TIME (SEC 〕

Fig

9 Source time function

    0

     0          25         50        75

      TIME (SEC)

Fig

10 Results after  considering  body and surface  waves  wlth       one event 5          

 

0           5                    

 

国 Z

国 〉 β       0 0   の 日 く ⊃ 自

uり 国 畄 5  

D      50      100       TIME (SEC 〕 I  

 

  00 150 O2ss         25      50        TIME (SEC 〕

Fig

11 Results in case  of two events

75

(6)

  256 ≡ 簟 o

25 ) 0       50      100      150 1      TIME (SEC )

 

・・u・・eti皿・f・n・ti・n 。

2

15x1026dy。cm /、 ミ ミ 」 00 5        

 

0           5                  

 

 

国 Z

),

』 国 〉 25TIME (SEC ) (a 〕OP

2

50

75   0      50       100      

150

 工             TIME SEC     source  time function

ミ三       α

:1

16XIG26dyncm /s

  

00

   

25

   

50

   

75

      TIME 〔SEC }

      (b〕

OP −

3

Fig

12

 Results of   othe 【observation  points in case  of  two       eve 【Lts  

5.

結 論

 

実 際に近い断 層 運 動によ り期 待 され る強 震地動を得る た め には

地 震 動 発生源の特 性を解 明す る必要が あ る

本 研 究で は

実体波に伴う短 周 期 成 分の発 生に大き な影 響を与え る震 源の 破 壊 過 程 を

自己 回帰モ デル を用いて 観 測さ れ た 地 震動 波 形か ら工学 的に推定す る解 析 手 法 を 提 案し た。 さ ら に, 断 層モ デル より計 算さ れ た強 震 地 動 に本手法を適 用し た結 果

以 下の こ と が明ら か と なっ た

 

(1)

AR

モ デル を 観 測 波 形にて は め る ことに よ

   、

り, 深い地 下 構 造 までの振 動 特 性を 推定する こ と     が可 能とな る。 こ の結 果

地 震 動 波 形か ら深い地     下 構 造およ び地表付近で の地 形

地 盤 特 性を取り     除い た震 源に関す る情報を 多く含む残 差 時 系列 が       得ら れ る

 

(2 )

 

得られ た震 源 時 間 関 数は

地 震モ

メ ン トの時     間 変 化 率で あり

その ピ

ク は各event に対 応 す

   

る。 な お, 各event の面 積は 地 震モ

メ ン トを表       して い る。  (3) 得 られ たevent の地 震モ

メン トの大き さ, 発

6

W N

distance and  interval time

between events eventdistanceinterval No

(km ) 〔sec ) △ OP 12 17 20OP2 △ ● event △ OP

3 △ observat 80

°

point 21

E H10kmS

Fig

13 Location of events  and  observation  poi【Lts

    生時刻お よび位置と

1

解析で用い た理 論 記 象の条      件 との

致 度は良 好で あ る。  (4) 複 数の観 測点での観測波形を用いる と, 断 層の     破 壊 過 程は

より詳細に評価す ることができ る

 

以 上の ことか ら, 本 解 析 手 法に よる震 源 過程推定の可 能性が検証された

。,

今 後, 解 析モデルの定 数が解析結果 に 与 え る影響お よ び実 地 震の観 測 波 形へ の適 用に つ いて検討 を行う予 定で ある。   謝  辞  本研究 を遂 行する にあた り

御助力を頂いた建 設 省 建 築研究所 国 際 地 震 工 学 部

鹿 嶋 俊 英 研 究 員, 萩 島幸江嬢 に感 謝 致 しま す

参考文献

1)Kikuchi

 M

 H

 Kanamori:Inversion of Complex

  Body Waves

  Bull

  Seism

  Soc

  Am

  Vol

72

   pp

491

506

 1982

2)

 

Fukuyama

 E

K

 Iriku:a :Rupture Process of the

 l983

  

Japan

 Sea Akita

OkiEarthquake using  a Waveform

  

Inversion

 Method

 Bull

 Seism

 Soc

 Am

 VoL76

   pp

1623

1640

 1986

3)Takeo

 M

;An Inversion Method to Analyze the Rup

   ture Processes of Earthquakes using  Near

Field Seis

  mQgrams

 Buil

  Seism

  Soc

  Am

  Vol

 77

 

pp

490

513

 1987

4)Nair

 G

J.

:Estimation ofSource  Function and Mediu皿

  Response Function by Autoregressive Method

 Phys

   Earth Planet

 Inte【

 Vo

32

 pp

36

44

1983

5) 富 澤 稔

松村恒 夫

出 水 俊 彦 :時 変 自己 回 帰モ デルに    よ る 三次 元 地 震 動の合 成

日本 建 築 学 会 構 造 系 論文報告     集

第349号

pp

10

21

1985

6>横田 崇

周 勝 奎

溝 上 恵

中 村 功 :地 震 波 デ

   タ の 自 動 検 測 方 式と オンラ イン処理 シス テム における稼    動実験

地 震 研 究 所 イ報

Vol

55

 pp

449

484

1981

7) 宇 津 徳 治

嶋 悦三

吉井敏尅

山科健

郎:地 震の事 典

    朝 倉 書 店

pp

217

226

1987

8) 赤 池 弘 次

中 川 東

郎 :ダイナミッ クシステム の 統 計 的    解 析と制御

サイエ ン ス社

1972

9) 笠 原 慶

:断 層パ ラ メ

タの標 準 値

地震 学会予稿 集

(7)

10 11) No

2

 p

8 , 1975

吉 村直 樹

北 川 良 和 :震 地 動の推 定 手 法に関 する研 究 (そ の 1)

日本 建 築 学 会大会 学 術 講 演 梗 概集

pp

615

616

 1984

Mikumo

 T

:A 

Study

 on Crustral Strllcture in 

Japan

 by

the use  of Seismic and  

Gravity

 Data

 B

E

 R

1

 pp

965

1007

 1966

12> 13) 14) 横田治彦:東 京芝 浦 地 区に お け る地中地 震 観 測

日本 建 築学会

第7回 地盤 震 動シンポ ジ ウム梗概集

pp

19

24

1979

日本 建築学会 :地震 動と地 盤

地 盤 震 動シンボ ジュ ウム 10年の歩み

p

384

1983

Haskell

 N

A

:Crustral Reflection of Plane SH

Waves

 

J.

 Geoph

 Res

Vol

65

 pp

4147

4150

1960

SYNOPSIS

UDC :550

34:519

22 ;624

131

55

     

ESTIMATION

 

METHOD

 

OF

 

SOURCE

 

TIME

 

FUNCTION

 

BASED

 

ON

 

STRONG

      

GROUND

 

MOTIONS

 

BY

 

AUTOREGRESSIVE

 

MODEL

by Dr

 YOSH 置KAZU  KITAGAWA

 Head QHISEE

 Building Research

  Institute

 Ministry of Construction

 Dr

 TAKAH TO INOUE

 Re

  search  Engineer

 Technical Research Institute

 HAZAMA

GUMI ,

  LTD

  and  TOSHIO  NISHIDE

 Visiting Research Eng主neer

 Build

  ing Research Institute

  Min域 ry of ConstrucUQn

  Members

  ofA

1

J.

 

In

 order  to use  the synthetic  ground motions  calculated  

from

 the 

fault

 model  as  input motion  

for

 earthquake  re

sistant  

design

 of  structures

 

it

 

is

 necessary  to estimate  the characteristics of  the source  time function correctly

 

In

 this paper

 the estimation  method  of  the soufce  time 

function

 

by

 applying  the autoregressive

AR

model  to

the observed  ground motions  for the purpose of estimating  the 

dynamic

 properties of the 

ground surface  and  tlle

seismic  path is proposed

 

Further,

 this prQcedure is applied  to the synthetic  waves  calcula 士ed 

from

 the 

fault

 mod

el 

in

 order o verify  this method

 

As

 a result

 the waveform  obtained  

by

 using  this method  corresponds  to the source  time 

function

 of the seismic momen し

 

These

 results  agree  with  the condition  given 

for

 the 

fault

 model  analysis  and  

it

 

is

 pointed that 出is analytical  method  using  the 

AR

 model  is available  to estimate the source  time 

function

 

frQm

 the observed  ground

motions

Fig   2  Geometricrelation   among   events   andobservatiofi   peints

参照

関連したドキュメント

算処理の効率化のliM点において従来よりも優れたモデリング手法について提案した.lMil9f

担い手に農地を集積するための土地利用調整に関する話し合いや農家の意

Research Institute for Mathematical Sciences, Kyoto University...

3.5 今回工認モデルの妥当性検証 今回工認モデルの妥当性検証として,過去の地震観測記録でベンチマーキングした別の

地震 想定D 8.0 74 75 25000 ポアソン 海域の補正係数を用いる震源 地震規模と活動度から算定した値

水平方向の地震応答解析モデルを図 3-5 及び図 3―6 に,鉛直方向の地震応答解析モデル図 3-7

そのため本研究では,数理的解析手法の一つである サポートベクタマシン 2) (Support Vector

a b Patterned model of compressional property of thin dress fabrics, a at the maximum pressure Pmax=50 gf/cm2 standard, b at Pmax=10 gf/cm2.. Compression and recovery processes