NII-Electronic Library Service
【論 文
1
日本建築学会 構 造 系論文報告集 第451号・
1993年9月Journal of Struct
．
Constr，
Engng，
AIJ，
No．
451，
Sep．
，
1993埋
立 地 盤
に
お け
る
地 震 動
の
増
幅特
性
に
関
す
る
研
究
ASTuDY
oN
AMPLIFIcATIoN
cHARAcTERIsTIcs
OF
EARTH
Ω
uAKE
MOTIONS
IN
THE
FILLED
GROUND
村
井 信
義
＊Nobuyoshi
MURAJ
This
paper
discusses
the characteristics of amplificat 三〇n in subsurface layers， based on records
on earthquakes observed at three
locations
onfilled
groundin
theOsaka
Bay
area，
withdifferent
ground cond 重t孟ons．
In
analyzing anddetemining
the amplificat 量on characteristicS，
earthquakescale and propagation route were taken into consideration
，
referring to earthquake motionsin
thebase
rock of mountains surrounclingOsaka
Plain
， and those in the
diluvial
layer
60 m under thesurface of the
filled
ground．
It
wasfound
that the amp 【ification
characteristics of eathquake motionsin
the filled ground vary conspicuQusly according tQ the structure of subs 巳rfacelayers
，
up to approx．
60 m under thesurface
．
It
is
particularly noteworthy that thedamp
重ng effect of theHedoro
layer
，
bet
魯een re．
1atively hard layers， is very strGng
．
Keywor
！IS
：eartheuake motion，
filled
groundT』
amPlificati ・n 6伽 ロ ‘厩 5ご∫‘5，
ρ爾0砒 characteriStiCS，
肱砌 血 丿eunctien，
ぬ 崢 加9罐 ‘‘地 震 動， 埋 立 地 盤， 増 幅 特 性
，
周 期 特 性，
伝 達 関 数，
ダンピング効 果1．
は じ め に 大阪湾岸は，
現在埋立てが進 行 し，
今 後ま す ま す湾 内 に向かっ て進展す る傾 向に あ る。こ の埋 立 地に は，
高 層・
長 大な構 造物の建 設が予定さ れ，
その有効利用が検 討さ れっ つ あ る。．
し か るに，
こ の よ う な 地 盤にお ける地震 動 特性はいま だ 十分 明ら か と は言いが た く，
構 造 物の耐 震 安全 性を検討する際の設 計 用 入 力 地 震 動 も確 定 的に論 ず るこ と が 困難であ る。
鳥
海．
大 場ら1〕−
6〕 は，
大 阪 平 野の地 震 観 測に基づ く堆 積 平 野の地 震 動 特 性につ い て3 地 震 動の継続時間は，
周 辺 山 地よ り著し く長い。
基 盤よ り上 方に平野 堆 積 層 を伝 播 するS
波は重 複 反 射 を 繰 り返 しつ つ 地 表に達 し 「主要 動 」と な る。 平 野 周 辺 山 地と平 野の境 界 より発 生し，
堆 積 層を伝 播する波は，
堆 積 層 表 面 波 「あ と ゆれ」 と な り水 平に伝 播し，
その伝 播 速 度は大 阪 平 野で は600 m／sで あ る等を明ら かに して いる。
本研究は，
大 阪湾岸の埋立地 盤にお け る地震動の増 幅 特性に注目し，
大 阪 平 野 周 辺の岩 盤および平 野 内の洪 積 地 盤と 比べ て，
どの ような特 殊 性をもつ のかにつ い て，
地 震規模と伝播経 路を考 慮し，
同 時に周 期 特 性，
伝 達 関 数に関して考 察 するもの で ある。
こ の比 較・
検 討は， 過 去 20年 間に わ た っ て蓄 積し て き た大阪 平 野に お け る地 震 観 測 結 果1 〕』
fi）と1988年に 2回 実 施 した大 阪 北 港 発 破 実 験 （1988
年 ）η に よ る大阪 平 野の地下 構 造に基づいて 行う。2．
地 震 観 測 点 と観 測 概 要 地 震 観 測 点は，
図一
1に示す よ うに大 阪 平 野 周辺 山 地 岩 盤上 2点，
大 阪平 野 洪 積地盤上 3点， 大 阪 湾 岸 埋 立 地 盤 上 3点の合計8観 測点であ る。 岩 盤 上 2点は，
平 野の 北 側を東西に走る 六甲 山系にお け る六 甲山観測 点 （以 下R
と略記）と 平 野の南 東 生駒山 地の信 貴山 観 測点 （以 下S
と略 記）で あ る。
洪 積 地 盤 上3
点は， 平野 中 央 部の 上 町台 地 上の阿 倍 野 観 測 点 （以 下A と略 記 〉，
上町台 地 北 端の与 力 町 観 測 点 （以 下Y と略 記 ）と平 野 南 部の美 原町 竹 中 技 研 観 測 点 （以 下T
と略 記 ）である。 埋 立 地 盤 上3
点は，
六甲ア イラン ド観 測 点 （以 下 RI と略 記 ），
武 庫 川 観 測点 （以
下M と略記 ）と南港観 測点 （以 下N と略 記 ） である。 この う ち5観 測 点 （R，
Y，
RI，
M，
N ）の地 震 計 位 置・
成 分は図一
2の土 質 柱 状 図 中に示 す とお りであ る。
地 震 観 測は， 各 観 測 点と も同じ シス テム をと り， 地中 ホ竹 中工務 店 技 術 研 究 所 主 席 研 究 員
’
Senior
Chief
Researcher．
，
Research
＆DevelQpment Institute，
Takena・
ka Co［poration・
一
89
一
NII-Electronic Library Service 図
一
1 大 阪 平 野の周 辺 地 形 と 地 震 観 測占 地震計は， 固有振 動 数 3Hz の動コイル型 を オー
バー
ダ ン ピン グ （h
＝110
）し た加 速度 計 （勝 島 製作 所 製PTK −
130H ，
PTK −130V
）て，
感度 特 性は，
03〜
30 Hz まて ほ ぼフ ラノ トで あ る。 な お，
T
観 測 点に は，
絶 対 時 刻か記 録 されるデ ゾタル 時 計 （勝 島 製 作 所 製TS −
411 ）が設 置さ れ て お り，
T観 測 点 を 含む全 観 測 点に は 同一
発 信 周 波 数の ラノ オ信 号 を記 録し て お き， 各 観 測 占 の記 録 波 形を 正確に時 間 的に対 応さ せ ること がて きる よ うに してあ る。
図一
3に観測の系統 図を示す。3
各観 測 点の地 盤概要と大阪 平 野の地 下構造 31 5観 測 点の地 盤 概 要 図一
2に示 し た土質柱 状図 よ り， 平 野 周 辺 岩 盤R
噸は 表 層は 風化し てい るが，GL −
30 m 以 深では岩 盤 とみな される。
平野 内のY
点は上 町 台 地 北 端にある。
埋 立 地 盤 のRI
点，M
点，N
点はい す れ も臨 海 埋 立 地 盤であ る。 埋 立年 代はM
点が一
番 古く，
昭 和42年まて に埋 立か終 了して い る。
地層構成は，
上 層より埋土 （花 崗 岩 質 砂 ），
ヒ部 沖 積 層 （ンル ト混り細 砂 ）， 下 部 沖 積 GEOし
OGYs 【TE 深 度lm｝ 0 ROCKR 質 。 N誓
。 。 DILUVIUMY 10 20 N 値 土 質 0 60 30 40 50漁
鄲
議t癰 三
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− ：SLIt 匹 正蓙 ］s・nd ［：：コ rilled s。
ll 図一
2 各 観測 愚の土質 柱 状 図と地 震 計 位 置 成 分 ACIDUV 図
一
3 観 測の系 統図 層 （ン ル ト質 粘土）か ら なり，
埋 土 を含む 沖 積 層の層厚は25m で ある。 そ の下 層の 洪 積 層は， 砂礫と粘 土の互層で あ る。 N 点 は，
昭 和38年かり埋 立が開始さ れ，
最 終 盛土 か昭 和51年 5月に終了 し た地 盤て，
地層 構 成は，
上層よ り盛 土 （砂礫を主と す る），
埋 土 （浚 渫 土で ゆるい砂 質 土お よび 軟弱粘性土），
上部 沖積 層 （均 質な粘 土），
下 部の沖 積 層 （細 砂 を含む シ ル ト質粘土） か ら な り，
埋 土 を 含む沖 積 層 厚は38m
で あ る。
その下 層の洪 積 層は，
砂 礫と粘 土の 互 層て ある。RI
点は， 昭和51
年か ら埋立 か 開 始され， 昭和61
年3
月に終 了し た比 較 的新 しい埋 立 地 盤で，
地 層 構 成は， 上 層 よ り埋 土 （六甲 山 系のまさ土と神 戸 層 群の 泥岩 系砂 質土），
沖 積 粘 土 層 （シル ト質 粘i
層 ）か ら な り， 埋i
を含む沖 積 層の層 厚 は 35m で あ る。
その下層の洪積 層は，一
部 粘 土 を含む砂 質土て あ る。 32 大 阪 平 野の地 下 構 造 大阪北港 発 破 実 験は，
大 阪 平野地震 観 測 グルー
プに よ り，
1988年に 2回に わ たっ て実 施71さ れ た。 本実験 結 果 か ら図一
4に示す よ うに大 阪平野の地 下構造か か なり はっ き り し て き た。
こ こで は， 図
一
1に 肖線て示し た発 破自か ら西 側の六 甲 山 系と，
東 側の平 野を東西に結ふ測線の推定断面お よ ひ P波・
S波の速 度につ い て図一
4に示す。 図一
4よ り発 破 肖付 近の速 度 構 造は，
地 下 構 造か大き く3
つ に分け ら れ1
層は層 厚06km ，
P
波 速 度18〜
一
90
一
N工 工一
Eleotronlo LlbraryNII-Electronic Library Service Wes
’
t Osaka East OsakaV 図
一
4 平 野の推 定 断 面 とP波・
S波の伝 播 速 度 （NW−
E 断 面｝ 149 ● 図一
5 観測地震の規模と震央位置 閃o．
嬬函 岡 鬪聊
．
死震賻 6巳 1974Lo2．
1015 塾 L9囚5．
07．
z5 701 師 4
．
．
05．
091551985．
10．
22 521975．
OB．
11156 ユ885．
11．
27 851876．
1L111571986。
00．
03 9119 σ7』8．
07160 ユ987．
05．
09 ユユoL979．
07．
L315 真 1937．
05．
2巳 112L978．
1143L62 匹9胛．
06．
09 uo1 巳δ0．
09．
11 鼠6319 胛．
03．
21 1z3L98 工．
06．
ユ61671958 』2．
L9 1271982．
06．
2217L1 日59，
09．
25 133 風983．
03．
161721990．
OLL1 1361983．
06，
051741ggo．
04」3 137 夏9肥．
08．
08175・
119 曾0，
09．
24 二351983．
08．
26 ユ73 ：990．
09．
Z9 M619M．
05．
o § 1771 騒肌．
o呂．
28 1471984．
D5‘
3017 臨 1991 』8．
31 1481 日唱4．
08．
07 ユ79−
2199L．
09．
03 1501954，
09．
M ユ8019 臼L10・
20 151 工肥 5．
OLO61811991．
10．
27 1521985．
03．
05 璋3 田nL11．
02 o ：L6
＆
震 70 源 距 日0 離 （km
） ge 100 〔km 〕 Mex ：’
LO．
q ga1脚
一
seo m ／sMax ； 39
．
2 gal 3．
7km ／sM司》く： 1日
．
5 gal ／ ／ 〆 ／’
〆
！ ！ 〆 ノ 500 m ／s Ma × ： 工．
93 ga1一
一
t−
0 5 10t520a53035 40455055 〔 sec50） 図一
6 平 野を伝 播 する地 震 波 （No．
147）91
N工 工一
Eleotronio LibraryNII-Electronic Library Service 1
．
9km ／s，S
波 速度O．
65
− O．7km
／s，
ll
層は層 厚O．
9
km ，
P波 速 度 2．
5〜
2．
6km
／s，
S
波 速度1，
3〜
1，
4km ／s，
田 層 （基 盤 層 ）は，
地 表か ら1．
5km 下 部に あ り，
P
波 速 度5．
8km
／s，S
波 速 度3．3km
／sで あ る。 4．
地 震 観 測 結 果 とそ の考 察 4，
1 地 震 概 要 と 分 析 法 気 象 庁 発 行の 「地 震 火 山概況」に基づ き，
マ グニ チュー
ド（以 下Mag．
と略 記 ）4．
O〜
7．
4， 大 阪 震 度O一
亅V
の 40 個の地 震につ い て，
地 震 規 摸と震 央 位 置 を地 震No ．
（著 者ら が整理の都合 上つ けて いる地 震No．
で ある） を 付 して図一5
に示す。
本報では， 各観測 点の水平動NS
成 分につ い てとりあ げ，GL − lm
，GL − 60m
の観 測デー
タ を解 析 し，
各 観 測 点の表 層 地 盤 （本 論では，GL − 60
m まで の地 層を言 う）の地 震 動 特 性につ い て検討する。 さ らに，
図一
4に 示し た大 阪平 野の地 下 構 造の デー
タを利用し， 周 辺 山 地 岩 盤R
点GL −
65 m を 平野直 下の基 盤と み な し，
地表 の地震動に関して， よ り深い基盤か らの堆積 地 盤の地 震 動特 性につ いて も検討 を 試み る。 4．
2 平野 を伝 播す る地 震 波の一
般的傾 向 大 阪平野は， 大 阪 湾を含め 周 辺 を山地で囲ま れた短 軸 40km ， 長軸80
km
の盆地状地 形の北 東 部に位 置 する。 大 阪平 野におい て は， 主 要 動の あとに引続き揺れる地 震 動，
堆 積 層 表 面 波 「あ と ゆ れ」3L4）の 存 在 が 認 められ る。
山地の岩盤で は継続 時間の短かい地震 動も，
平 野の堆 積 地 盤で は継 続 時 間が顕 著に延び，
揺れ続け る。観 測 地 震の
一
例と して，
地 震N
。．
147，
震 央 ：兵 庫県 南 西部，Mag ．
5．6
， 震 源 深さ ；20
km ，
大 阪 震 度 皿の地 震につ い て，
大 阪平野と周辺山地の 4 観測 点で 同 時 観 測 された加 速度 波 形 を， 震 源 か らの距 離の順に時 間 的 対 応 をな し た うえで並べ る と ，図一6
が得ら れ る。図一
6より， P波の後，
加 速 度の大きいS
波 「主 要 動」がR ，
M，
A ，
S
点の順に到 着し，
こ の波 動は各 観 測 点 （図一
1参 照 ） と震 源との幾 何 学 的 位 置 関 係によ り， 基 盤岩を ほ ぼ3．
7km
／sの速 度で伝 播す る。 M，
A点で は基 盤 岩か ら堆 積 層を上方へ 伝播する時間を要し，
到 着が遅れる。
注 目 さ れ ること は，
平 野 内M ，A
点は主 要 動 の後に単調な震 動 が続き，
山 地岩盤の震 動が減 衰 した後 も揺れ続け る。 著者ら はこ の波を 「あ と ゆ れ」と称 し，
周辺山 地か ら 伝 播 して くる堆 積 層 表 面 波であること を 明ら か に し た。 そ して，
多くの観 測 し た地 震の分 析 結果か ら堆積 層表面 波 「あと ゆ れ」の伝 播 速 度は 600 m ／s， 卓越周期は 1−
1．
5 秒である ことを示し た3L4 ｝。
匸 Pa 田0
AccEle
ρ己ヒion
ampll ヒude rlatio OI23455769toAcc巳］ePa と
ion
己mplitude Taヒio
O 皿 ？ 3456769 且O 6L
●
GL−
60m eo：
畷 計位 矼 ω RI：RI ！RI（一
N−
9一
@
一 6 ＞且a犀
蝕era eRk
購 AE匚ele［aヒion 己mpllヒude Ptio O121455 9tG o GL
−
m
●
・la
〔
日 黹 冊 囗 L−
60mo
’ o ン ／ ／ ／
／
N
−toｴa‘ ． − ｴas． 邑 varageM 〔
埋
立地 盤） 働 H：匿皿 ｝畑〔− 6thD Acce ⊥eraヒ 冂 amplitude raヒioO L ？ 3 4 5 57 B
9
1
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6L−
m。 ρ Q m GL冖40m° GL−EOm e ＝ 4NIN
（cvnt（
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6 闘 az ． 黶@
一 6 ＞ a： Averag N鯉立地面匸ρa尠0GL
o L −50跚
o戟
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−
6d j ＝9
3
≦闘az ． −6
＞凹a
覊 ． 邑冊
razeY 灘 図 一7
各 種盤
におけ
最 大 加速
度 の振 幅比（GL −1 m／GL −60 m観 測値｝NII-Electronic Library Service 1ee5 日 12 5 1 5 51 日 〔Hz） 1
．
5．
t．
且 FREO 凵ENCY RI：RI（GL）／R（−
65m） 1回 巳 5日 旧 5 5L 臼 FREQUENCY．
（Hz ） 1．
5 1，
1 M：矼（〔D
／R（一
N15L；
‘H己
9・
5・
9〕 N155 【Hi9・
4，
6コ Nl57 〔H』
9・
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7｝ NL6り〔h己臼．
5．
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一
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《 ＝ OH ト 匡 α 凵［
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コ ト H 」 匹 Σ 圧 匡 凵 H 匡 ⊃ OL エ 5 OH ト 匸 匡 凵 ロ コ ト H 」 ユ Σ 伍 凵 H 匡 コ OL 51 日 ‘Hz〕 1．
5 且臼巳 5臼 Iz5 1 5 OH−
「
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「 目 」 ユ Σ 江 α 凵 H α コ O 」．
1．
1 FREGUE ：NCY N：N（GL
）／R
（−65
画） （f） RI，
M，
N点 観測 値）93
一
N工 工
一
Eleotronio Library Servioe 1図臼 5巳 旧 5圏
L 5 OH ト 江 α 凵 口 ⊃ ト H 」 α Σ 匚 匡 凵 H 匡 コ OL 510 （Hz ） 1．
5、
L．
1 FREQUENCY RI；RI（GL）ノRI←6．
） a （r
IZZ5 日 旧 5 L 』 OH ト 伍 匡 凵 口 ⊃ ト HJ 巳 Σ 匡 叱 凵 H 化 コ O 」「
51 日 （Hz ） 1．
5 ［，
且 「REQU 匚NCY M二k［（GL）ノ殖（−
60竄δ （c） t日日 5e Iz5 ↓ 5 OH」
°
圧 臣 凵 口 ⊃ ト H 」 L Σ 圧．
．
匣 田 目 匡 コ OL 5lO 〔Hz ） 1．
5．
1t1
FREQUENCY フー
リエ 振 幅 比 N：N（GL）／N（−
6〔励 図一
B （e）NII-Electronic Library Service 4
．
3
増中畠特“
性三4，
3．
1
表 層 地 盤の増 幅 特 性 各 観測 点の最 大 加 速 度の値を読み取り，
臨 海 埋 立 地 盤RI，
M
， N 点と平 野内 洪 積 地 盤Y
点のGL −
60 m に対す る表 層 地 盤 内の各観測点の振 幅 比 を求め図一
7に示す。
な お，
平 野堆積地盤の震 動 特 性は，
地 震 規 模の増 大に よ り長 周 期 成 分が優勢と なる傾 向が ある ことS｝か ら，
地 震 規 模 を6
≦Mag ．
と6
＞Mag，
に 分 けて 検 討して い る。 本 図よ り，RI
点 を 除き， どの観 測 点 も 表 層 地 盤におい て増 幅 傾 向を示 し，
各 観 測 点の平 均 振 幅 比は 2−
3 倍で ある。 し か し，RI
点で は最 大でも1．
2倍で ほ とん ど増 幅 し て いない9）・
1°）。
この理 由 として は，RI
点の 地 盤 構 成の特 殊 性に よ る もの と考え られ る。
すな わ ち，
厚さ 15m の シル ト質粘土 層のいわ ゆ る軟 弱なヘ ドロ層が表 層の 硬い埋 土 層とN
値50
以 上の洪 樌 層に挟ま れ，
ダン パー
の役 目 を し てい るもの と考え る た め である。
表層 地 盤の増幅特性は， 埋 立 土 層の種 類を含め た 地 盤構成が大 き く関 与す ることが 明らか となった。 こ の現 象につ い て は，
次の 5章に お い て重 複 反 射 理 論に基づ き検 討 する。 4，
3．
2 埋 立 地 盤の周 期特性 埋 立 地 盤にお け る増 幅特性を振 動 数 領 域に おい て検 討 する ため，
埋 立 地rw
RI，
M ，
N
点の観 測 地 震 波にっ い て その フー
リエス ペ ク トル を求め，
表層 地 盤の増幅 をみ る た めGL −
60 m に対 するGL − lm
の フー
リエ 振 幅 比 を 求める と， 図一
8（a），
（c），
（e）が得ら れ る。
同様に基 盤 か ら の増 幅 をみ る た めに，
基 盤の地震 動をRI，
M
点に 比 較 的 近い 周 辺 山 地の 岩 盤R
点GL − 65
m の観測 波と 等 しい と み な し，
岩 盤R 点GL −
65 m に対する埋 立 地 盤 各 観 測 点 表 層 GL− 1m
の フー
リエ 振 幅 比 を求める と，
図一8
（b
），
（d
），
（f
）が得ら れ る。
な お， 各ス ペ ク トルを求め る際の平滑 化ウィン ドウ とし て，
Parzen ウィ ン ドウ を用い， バ ン ド幅は O．
2Hz とした。 図一
8（a），
（c）， （e）よ り，
埋 立 地 盤における表層の 増 幅特性は， 周 期 選 択 性が認 めら れ る。
す な わ ち，RI
点は，0，
7Hz（1
．
4秒）， 2．
5Hz （0．
4秒 ）に ピー
ク が 現れ， フー
リエ 振 幅 比は 2−
3倍で ある。M
点は，
O．
9Hz
（1．
1秒）， 2．
OHz
（0，
5秒 ）に ピー
ク が現れ，
フー
リエ 振幅 比は4−
7 倍で ある。
N点は，0．
9Hz （Ll 秒 ），2．
OHz
（O．
5
秒 ） にピー
ク が現れ， フー
リエ 振 幅 比は 4−
10倍で あ る。 地 震が異なっ て も， 3観 測 点はそ れ ぞ れ が固有の卓越周期 をもつ こと が明らか になっ た。 図一8
（b
），
（d
），
（f
）よ り基 盤か らの増 幅 特 性につ いて は，
周期選択性の傾 向は 前 述の表 層 地 盤に比べ 1 秒を越え る長 周 期 側が優 勢にな る。その卓越 す る 周 期 は，
3観測 点とも0．
25−
1．
OHz （1．
0−
4．
O
秒 ）となる。
さ らに， 図一
8（a），
（c）t （e）と （b
），
（d
），
（f
＞の比 較よ り， 1秒 付 近 以 下の短 周 期 帯 域で は地 下60皿 程度まで の表層地 盤の影 響を受け，
これを越え る長周期帯域につ い て は基 盤 岩まで の深い堆積層に支 配一
94
一
さ れlt），
埋土層よりも そ れ以深の地層が 周 期 特 性に及ぼ す 影 響が大きいと言え る。 5．
重 複反射理論に基づ く考 察 本項では， 伝播 機 構の異な る 「あ とゆれ」を解 析の対 象か ら はずし， 最 大 加 速 度 を もつS
波の 「主 要 動 」を対 象に重 複 反 射 理 論聖2 ， を適 用し，
観 測 結 果につ い て考察す る。
表一
1 地 盤 諸 定 数 六 甲アイ ラン ド （RI ｝の地 盤 定 数 層 深 さ （m ） 厚さ（m〕 密 度 （t！ロ亀
） S波 連 度 軌 土 質 1 20．
o1．
75180 砂時 （粘±混 り） ao4 2 1501 』0 里 粘 土 （シ ル ト質 ） ao8 3 7．
o’
1，
75 謝 粘土 （レキ混 り） ao3 4 20，
0 35．
0 42．
060．
0 60α 1＆o1．
跖 細 砂 0，
02 5 540，
0220 τoo レキ αoo9 武 匝 川 （M）の地 盤定斂 層 深さ （m ） 厚さ （佃 密（t／度 田’
） S 波 速 度 鮮 帥 土 質 黼 1 1LO1，
70150 砂 位04 2 6』 L60100 粘土 （シ ルト質） 0，
05 3 ＆01．
70150 砂 （レキ温 り） D．
04 4 11．
o l乳0 25．
D40．
0 60．
060 α 15．
0 匸．
70 細 砂 鮎 土混 り） 0．
α3 5 20．
o1．
70 珈 粘土 （シ ル ト質） ao4 6 540．
02．
700 レキ 0．
009 南港（N）の地 盤 定 数］
）
層 深 さ （m） 厚さ （m） 密 度（tん馴
） S 波 速 度 血／s） 土 質 黼 1 8．
01．
507D 粘土 吐10 2 lo．
o1，
50170 シ ルト o』4 3 lao1．
50155 祉 O．
04 4 τo1．
60200 粘土 O．
04 5 ao1．
85 脚 砂 O．
02 6 ＆0 1凪0 31．
03 鼠0 4こ053．
0 57．
0 59，
067．
0500．
乳01．
50130 祉 吼04 7 401，
60 珈 趾 0．
04 B aoL．
6D 勸 ン ル ト 0．
04 9 8，
01．
85320 シ ル ト α02 10 533，
02．
700 レキ o，
oo9 N工 工一
Eleotronio LibraryNII-Electronic Library Service 1
丁
己 35 観 測波形 （Gレ1ゆ Epicenter ：HY口GOKEN−
SE工BU Day ；tggO、
09．
29團
巌
9
脇
c、。ユ〕 ・瞳
「
「
Ac匚ele［ation 白mpli 辷ude raヒio o 量 2 3 4 s 5
．
7 B 9．
量D 6L一
5 〔G50一
5 〔G．
一
5 〔G目ユ〕 シミ亠
レー
シ1ソ齬 （乱一
35ifO 5o £ GL−
2D旧Pa
田臼L
−’
ヨ5m ［］ 6L−
60m 、 N■
9一一一
e＞Hal．
．
AvereEe R匸 鯉 立 地 盤 ｝一
5 〔Gaユ〕 5o一
5 観直倣形 （Ct−
6 随ax： 2．
73 〔6己ユ） 10i52025303540 （司 RI IT6ms佃1一
1皿一
2臨一
35rrVRI 乱 細 佃lGL−
6舳 の観測 波 形tell GL−
5舳 に入 力 した 場 合） 〔Ga1 〕 観測 波 形 （GL−
1 40 Csec〕Epicenten ：HYOGq
−
KEN NANSE 工BUDay ；ig日4
．
05、
30 口t ；．
05 MaK ： 39．
2 （6ヨユ》 GL GL一
生Sm 匸PQ
GL一
ヨO旧 〔〕 o GL−
60m 1 ω RT：
RI（CL）MI←6thO
A
匚c巳ler
己ヒion amplitud 臼 「己tio O t 2 2 4 5 G 7 日 9 且0 ］ ／ N一
ア B≦ 岡a ‘．
＿
e＞Hag Avgrage M 〔埋 立地 盤 》一
40 1 F 〔G昌ユ｝ シミュ
レー
ショ
ソ齬 （GL−
1ゆ 40o一
4020 Mat ： 20．
3 ‘Gaヱ｝ M：
語にし》刑 （−
6甸Accele「己tiOn ampli ヒude 「at主O
O ｛ e5456769 工0 o
一
20．
t L
【
己1 〕 躑 披形 （GL−
5αゆ MqK；，
．
io．
4 ｛6日1 ｝ 5 io1520253035 40 〔5ec〕 〔b〕 閏 L47NS佃 乱一
L酬 Gし一
謝 （MGL−
6伽の観 測波 形をMGL−
5伽に入力 した場 合 ） 〔GNI〕 観 測波 形 （GL一
恥、
4．
o一
4 〔5a1 ［ シミ1レー
シ，ン翩 〔GL−
1の 4Epic 巳r1ヒ巳P ：AICH工KEN
−
SE工BU ロヨy ； 1974．
02．
10 Dヒ ：．
05 M己X： ヨ．
43 〔G己r） GL m旧 O
O 2
4
一
一
Lし 日
E 匸 ρ α Φ 囗 GL
−
5伽 1 岬ー
∠ i ノ ／ f ／／ N‘
4 6≦ 鬥a 匡、
−
6＞麗ag 乱鴨ra扈e N 鯉 立 地 盤 ） 0 （c） H：
N⊂ 溜（−
6 図一10
埋 立 地 盤における最 大加速 度の振幅比 （GLIGL−
60 m シ ミュ レー
ショ ン値 ）一
4 1 1篠
〔6司1） 棚 1跛 形 〔GL一
日a 20一
20 M己x： i，
68一
ユO t5 2025 30 （c） N 6釧Sa GL−
lmXN 肌一
6 劔 GL−
fidnの観測 波 形をH GL−
6dnに入 力 した場 含 ） 図一
9 観 測 波 形とシ ミュ レー
ショ ン波 形表 層 地 盤の地 震 動の特 性は， 地 盤 の
運
度 構 造と減 衰 特 性に左 右され る。
地 盤 諸 定 数は，RI，
M
点は， 図一
2の tN
値 から大 場・
鳥海の式lyに よ りVs
の値を求め，N
点 〔Gel）は
，
PS
検 層の デー
ダ 蹙 用い た。
減 衰 定 数は， 工ee
］‘） ， 太田15） らに よ る減衰定数とVs
の 関係を参 考に して求め ヨ5〔
認
2
｝た
5
地 盤 諸 定 数 を ま とめて表一
1に示す。
5
．
1観測 波形 と 理論 波 形の比 較
．
表一1
の地 盤 諸 定 数 を 用いてSHAKEi ．
6，に よ る解 析 を 行い，
各 観 測 点の解 析 結 果の一・
例と して観 測 波 形とシ一
95
一
N工 工一
Eleotronio LibraryNII-Electronic Library Service ミュ レ
ー
ショ ン波 形 を 図一9
に示す。
解析は，
各観 測点 のGL − 60
m 点 観測波の 「主要動」と認め ら れる震 動 の み を 入力し て，RI ，
M ，
N
点のGL − lm
点の シミュ レー
ショ ン波 形 を求め，
図一
9（a）〜
（c）に示す。 採 用し た地 震は，RI
点は地 震No ．176
， 震央 ：兵庫 県 西 部，
Mag ．5．
4
， 震 源 深さ ：12km
， 大阪 震度H
，M
点は前述 し た地 震No ．
147，
N 点は地 震No ．
66， 震 央 ：愛知 県 西 部，Mag ．
5．
3， 震 源 深さ ：40km
， 大 阪 震度1
であ る。 RI 観 測 点は，
GL−
1m に おい て GL− 60
m に対す る 増 幅が少ない。
これ を検 討 する た め重 複 反 射 理 論に よ リ ヘ ドロ層を 挟 ん だ 上下の地点の加速度 振 幅を図一
9 （a） よ り み る と，
ヘ ドロ層の上部 （GL − 20
m ）で は下 部 （GL
− 35m
）に比べ 振幅は減 衰し てい る。GL −
1m がGL
−
60m に比べ て大 き く増 幅し ない 理由は， こ の ヘ ドロ 層がダン パー
の役 割を果た して いる ため と判 断さ れ る。
M
観 測点につ いて観測と解 析 波 形を図一
9（b
）に ょ り比 べ ると， 「主 要 動 」 部の 初めの数 秒 を 除い た振幅と周期 は比 較 的 良い 対 応 を示して い る。N
観 測 点で は，図一9
（c） に よ り観 測と解 析 波 形は非 常に良い対 応 を示す。
「主要 動」につ い ては，
地 盤 条件を 適 切に評価する ことに より 重複反射理論に よっ て ほぼ シ ミュ レー
トで き る。 5．
2 埋 立 地 盤の増 幅 特 性 増 幅 傾 向を詳 し く み る ため最 大 加 速 度に注 目 し，
各観 測 点のGL −
60 m に対する表 層 各 点の最 大 加 速度振幅 比 を求 める と図一10
の よ うにな る。図一
10の シ ミュ レー
ショ ン結 果と図一
7の観 測 結 果を比 較する と， シ ミュ レー
ショ ン値が観 測 値に比べてM 点で小さ く なっ てい る が，RI
点，
N
点の対 応は観 測 値に近い値 を示し ている。
RI
点にお けるダン ピング効 果の傾 向を探る た め，
表一
1に示す RI 点の地 盤 諸 定 数の う ち ， 第 Z層 （GL − 20
m− − 35m
間 ）に注 目し，
各 種のS
波 速度 （Vs
｝と減 衰 定 数 （h
）を用い て検 討する。
図一
11は，
地 震No ．
176を 用い て，
図 中に示 すVs
とh
を 変 化さ せ た場 合の最 大 加 乱 m 口 D 5 2ヨ
曽
曹
乱 乱 匸 ，a
田0
Acc
巳1
巳raヒion
己田Pli
ヒud臼 ratioO t 2 ヨ 4 5 e 7 8 9 tO
lf
．
・
1
庭・
研
GL−
60m 250 図一
11RI ：第 2層における Vsおよび h を変化さ せ た と きの 最大 加速 度 の 振幅比 （地震No．
176シミュ レー
ショ ン 値 ）一
一
一
100− ・
一 一
rr
tso
− ・
一曽
一
t70− 一
一
一一
一
一
200 Vsla〆s ， h 70 0．
to 94 0．
OH o．
aE O．
04 0．
04 D．
04 0．
03一
96
一
10臼 5e 日 5 1 5 0H ト 旺 α 凵 ロ コ ト HJ 肛 Σ 匚 匡 凵 H 巴 ⊇ O 」．
t．
1 13日 5日 臼 5 1 5 0H ← 匚 α 凵 口 ⊇ ト H 」 」 Σ 匚 巴 UH 匡 コ OL．
L．
匚 tge5e 臼 5 L 5 0 目 ト 匹 凵 ロ ⊃ ト H 」 匹 Σ 匡．
匡 凵 罷 コ o 」．
5i 5 1日 FREO 口ENCY 〔H： ） （a）RI
：RI
（GL
）／RI
←6〔塩D
，
且．
1．
5t 5 1臼 FREaUENCY （Hz ） 矼：M（GL
）ノM
（−
6（ ）．
51 5 1日 FR匚QUENCY （Hz ） 〔c） N：N（GL
）／N
（−60
皿） 図一
12 フー
リエ 振幅比 （RI，
M，
N 点シ ミュ レー
ショ ン値 ） N工 工一
Eleotronio LibraryNII-Electronic Library Service lE＋1
G
諺
迷
’
「dIE 十 図9
凵 ロ コ 」卩
H 」 ユ Σ ロ 1一
E 配 凵 H 匡 コ OL 苴E−
2．
L，
5 1 5 1∈〕 FREQUENCY （Hz ） 図一
13 RI：GL−
60 m にお け る観 測 波の フー
リエ ズペ ク トル （「主要 動 」 部 ） 速度 振 幅 比を示し て い る。
本図 よ り Vsが 100 m／s 以 下 ，h
が0．
06以上で は，
第 2層に お い てダン ピン グの傾 向「
が明 確に現れ る。 し か し，
地 盤 剛 性 を 増 しVs
が150 m ／s 以上，h
が 0．
04以 下で は，
第 2層に お い て増幅傾 向を示す。 以上の 重 複 反 射 理 論に基づ く解 析に よ り，RI
点において は， 第2
層のヘ ドロ層が ダンパー
の役 割 を果た してい ること が考え ら れ る。
5．
3 埋 立 地 盤の周期 特 性各 観 測 点ご とに シ ミュ レ
ー
ショ ン解析結
果か ら，GL
− 60m
の入 力 波に対 するGL −
lm の フー
リエ 振幅スペ ク トル の比を求め図一
12に示す。 本図に よれ ば，
解 析 結果は，
観 測 波 形から求め たフー
リエ 振 幅 比 （図一8
参 照〉に比べ て周 期が シ ャー
プに現れ る傾 向が ある が， そ の解 析から得ら れ た卓 越 周 期は， 観 測 値と良い対応を示 す。す なわち，RI
点は 0．
7Hz （1．
4秒 〉，
2、
5Hz
（0．
4秒），
M 点は O．
85 Hz （L2 秒 ），
2Hz （O．
5秒 ），
N 点は 0．
9 Hz （1．
1秒 ），
2Hz （0．
5秒 ）で ある。 図一12
か ら，
各観 測点の卓越 し た周 期にお け る振 幅 比 を観 測に基づ く 図一8
（a），
（c＞，
（e）と 比較 し た場 合，
過 大な値 を示すが， その原因は地 盤に お け る減 衰 定 数の 評 価 法にあるもの と考え られ る。一
方，3
観 測 点につ い・
て 振 幅 比 を 相 対 的に比 較 する と ，RI
点で はO．
7Hz （1．
4秒 ｝で 7〜
8倍， M ， N点で は 0．
85Hz
（1．
2 秒 ）〜
0．
9Hz （1．
1秒 ）で 14〜
16倍と な る。
RI
点は ，M
，N
点に比べ振 幅 比が1／2と小さくなっ てい る。
この傾 向は，
図一
8（a＞，〔c）， （e）の観測値に お け るフー
リエ 振幅比で も 同様の傾 向 を 示し て い る。 な お，RI
点の解 析に用い たGL −
60 m に お け る地 震 動の周 期特 性を図一
ユ3
に示す。
本 図に よれ ば各 種の卓
越周期を もつ 地震 動を対
象に解 析がな さ れ て い る こ と が わ か る。
6．
まとめ 大阪平野の地 震 動は，
平 野 直 下の基 盤 層から堆 積 層 を 上 方に伝播するS
波の 「主 要 動 」に；商
辺 山地の境 界か ら平 野内を 水平に伝播する堆 積 層 表 面 波 「あ とゆ れ」が 合 成され， 特色あ る震 動 性状を呈 する。 こ の地 震 動の う ち 「主 要 動」に注目 し，
地 盤条 件の異な る3
ヵ所の埋 立 地 盤に お ける増幅 特性 につ いて考察 した。
そ の結 果，以
下の こと が明らか と なっ た。
（1） 埋 立 地 盤の地 震 動 特 性は，
埋 土層の 固有な性 質の み で な く，
．
そ の下 層 を含む地層の層 序によっ て大 き く 影 響 さ れ る。
（2
） 表層に おける地 震 動の増 幅特性は，
観 測 点ごとに 異な る。
地 層 構 成の層 序が特 徴 的な RI 点で は表 層の増 幅が 他の埋 立 地 盤M，
N点に比べ て極め て少なく， ほ と んど増 幅して いない。RI
点の増 幅 し ない理 由 とし て，
埋 立 地 盤の地 層構成の特殊 性が考え られ る。
す な わ ち軟 弱なヘ ドロ層が表 層の 硬い埋 土 層とN値50以 上の洪積 層に挟ま れてお り，
こ の層がダンパー
の役 割 を 果た し て いる もの と考え ら れ る。
ヘ ドロ層の ダンピング効果は重 複反射理論に 基づ く解 析 結 果か らほぼ説 明できる。
（3 ）埋 立 地 盤 の周 期 特 性は，1−
1．
5秒 付 近 以 下の短 周 期 帯 域で は，
地 下60m 程度まで の表層地 盤の影 響を 顕 著に う け， 観 測 地 点ごとの地 盤条 件の 相違によっ て，
卓 越 周 期が明 確に異な る。1−
1．
5
秒 付近 を 越え る長 周 期 帯 域につ い て は基 盤 岩 まで の深い堆 積 層に支 配さ れ，
その周期 特性に及ぼ す影 響は，
埋 土層 よ り も，
それ以 深 の地 層が支 配 的であると言え る。
（4 ）埋立地 盤表層GL − 1m
の 「主要 動」にお け る震 動 性 状は，
観 測 波 形 と重複 反 射 理 論 に よ る GL−
60 m か らの シミュ レー
ショ ン波 形の 比較か ら，
増 幅 傾 向，
周 期 特 性 共に地盤定数 を適切に評価す ることに よっ て ほ ぼ 説 明でき る。
特にRI
点の よ う な軟弱 なヘ ドロ層が 比較 的硬い地 盤 に挟ま れ た場 合は， その ダンピン グ効 果が非 常に大きい ということが特 筆さ れ る。
謝 辞 本 論 文の作 成に当た り，
大 阪工業 大 学 鳥海 勲 教 授，
大 場 新太郎 教授に ご指導，
ご助言を頂く と と もにM 点，
N点の観 測 資 料 を 提 供 して頂き ま し た。 ま た，
（株 ）竹 中工務 店 総 本 店 森 村 武 弘 君と大 阪工業 大 学 大 学 院 生 吉 田 治 雄 君に は，
デー
タ整理に協力頂き まし た。 こ こ に深 く感 謝の意 を表し ます。一
97
一
N工 工一
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