地 震 第2輯 第56巻(2003)111-123頁
関東 平 野 に お け る地 下 構造 モ デル の比 較 の た め の
中規 模 地 震 の地 震 動 シ ミュ レー シ ョ ン
京都大学 防災研究所*
山 田 伸 之
東京工業大学大学院総合理工学研究科** 山 中 浩 明
Ground
Motion
Simulations
of Moderate
Earthquakes
for
Comparison
of Performance
of 3D Subsurface
Structural
Models
in Kanto
Plain
for Strong
Motion
Prediction
Nobuyuki
YAMADA
Disaster Prevention
Research Institute, Kyoto University,
Gokasho, Uji, Kyoto 611-0011, Japan
Hiroaki
YAMANAKA
Interdisciplinary Graduate School of Science and Engineering, Tokyo Institute of Technology, Nagatsuta 4259, Midori-ku, Yokohama, Kanagawa, 226-8502, Japan
(Received September 5, 2002; Accepted May 6, 2003)
Effects of 3D subsurface
structural
model must be accurately
included in estimation
of strong
ground motion for earthquakes.
In this article we examined performance
of two 3D models of the
Kanto basin, Japan in a finite difference ground motion simulations.
The 3D contour maps proposed
by Suzuki (1999) and Yamanaka and Yamada (2002) were digitized and used in simulations
of ground
motions for two moderate earthquakes,
which occurred with an intermediate-depth
under the Uraga
channel [EQ1 (MJMA
5.9)] and with a shallow depth near Izu-Oshima island [EQ2 (MJMA
6.5)], for aiming
at understanding
effect of differences
in the models on simulated
motion.
These two events were
chosen to know the differences such effect during the events at the difference location in Kanto basin.
The results of the EQ1 ground motion simulation
showed a good agreement
between observed
and synthetic velocities that were mainly characterized
by an impulsive S-wave onset. Although, the
synthetic waveforms could qualitatively
explain some characteristics
of the observed motions, which
were a long duration and a predominant
long-period component,
the observed motion in the EQ2 were
not fully reconstructed
by simulation.
We concluded that this difficulty was caused by the
uncertain-ty subsurface
structure
which existing propagation
path for the EQ2 simulation.
A quantitative
comparison
with between the synthetic motions in the two models was tried by using difference of
envelope function.
The area with major differences of the synthetic
was found around center of
Tokyo. The model by Suzuki (1999) showed better result than the model by Yamanaka
and Yamada
(2002) in the area. However, at the other area showed opposite tendency.
These differences for the 3D
synthetic motions clearly indicated a performance
of the two models. These features can be used for
constructing
a new 3D underground
structure
model.
Key words: 3D modeling, Finite difference method, Long-period ground motion, Kanto plain, 3D basin model. §1.は じ め に 堆 積 平 野 で 観 測 され る地 震 動 特 性 は,震 源 か ら観 測 点 まで の 間 の地 下 構 造 の影 響 を受 け,堆 積 層 構 造 の影 響 は 大 きい.特 に,大 規 模 で か っ 複 雑 な 構 造 を 有 す る堆 積 平 野 で の 周 期 数 秒 の や や 長 周 期 地 震 動 は,よ り複 雑 な挙 動 を 示 す こ とが 知 られ て お り[例 え ば,Kin0shitaetal. *〒611-0011宇 治 市 五 ヶ庄 **〒226-8502横 浜 市 緑 区 長 津 田 町4259番 地
112 山 田伸 之 ・山 中浩 明 (1992)],こ う した複 雑 な地 震 動 の評 価 に は,数 値 シ ミュ レー シ ョ ンが有 力 な手 段 と して使 わ れ て い る[例 え ば, Satoetal.(1999)].近 年 で は,計 算 機i能力 の 向上 に よ っ て大 規 模 な平 野 を対 象 と して,3次 元 で の地 震 動 シ ミュ レー シ ョ ンの 実 行 が 容 易 に な って き て い る.そ の 際 に は,平 野 全 体 規 模 で のS波 速 度3km/s相 当層 の地 震 基 盤 ま で の3次 元 堆 積 層 構 造 の モ デ ル を 設 定 す る こ とが 必 要 不 可 欠 と な って くる. そ こで,い くっ か の堆 積 平 野 で は地 下 構 造 調 査 が 進 め られ,そ れ らの結 果 を もと に して,大 阪 平 野 な ど 日本 の 各 平 野 で の地 下 構 造 の モ デ ル化 と地 震 動 シ ミュ レー シ ョ ンが 実 行 され[例 え ば,佐 藤 ・他(2002)で は濃 尾 平 野, Satohetal.(2001)で は仙 台 平 野],地 震 動 シ ミュ レー シ ョ ンの 事 例 数 は増 加 傾 向 に あ る.さ らに,そ の シ ミュ レー シ ョ ン も200km四 方 を こえ る領 域 を対 象 に し た もの や 周 期1秒 を 下 限 とす る周 期 帯 域 を 対 象 に した も の な ど大 規 模 領 域 で 短 周 期 地 震 動 を対 象 と した もの に移 行 しっ っ あ り,解 析 結 果 を左 右 す る一 因 と して 地 下 構 造 モ デ ルの 確 度 が 重 要 に な って くる. 関 東 平 野 にお いて も,首 都 圏 を中 心 に平 野 の 地 下 構 造 解 明 の た め の調 査 研 究 が1970年 代 よ り非 常 に 多 く行 わ れ[例 え ば,嶋 ・他(1976),多 田(1976)],地 震 基 盤 や 厚 さ数 千mに 達 す る堆 積 層 内 の 構 造 が 解 明 され て きた. 近 年 で は,複 数 の 地 下 構 造 調 査 を も と に平 野 の 全 体像 が 表 現 され,3次 元 で の構 造 図 が提 案 され て い る[例 え ば, 纐 纈(1995),鈴 木(1999)].こ う した3次 元地 下 構造 図 は,地 震 動 シ ミュ レー シ ョンの た め の モ デ ル に 用 い られ て い るが,地 下 構 造 の 妥 当性 は十 分 に検 討 さ れ な け れ ば な らな い.例 え ば,WaldandGraves(1998)や Stidhametal.(1999)で は,サ ン フ ラ ン シス コ周 辺 を対 象 と して,ま た,山 田 ・山 中(2001)で は,関 東 平 野 南 西 部 を対 象 と して,複 数 の地 下構 造 モ デ ル に よ る地 震 動 シ ミュ レー シ ョ ン結 果 を 比較 して お り,堆 積 層 構 造 の モ デ ル の 違 い に よ って,S波 部 分 の波 形 が変 化 す る だ け で な く,後 続 位 相 の生 成 に大 き く関係 し,特 に,表 層 の低 速 度 層 の モ デ ル化 の影 響 は著 しい と して い る.そ して,S 波 速 度 構 造 が詳 細 な モ デ ル ほ ど観 測 記 録 の特 徴 を よ り表 現 で きる と して い る. この よ う に,強 震 動 評 価 に お け る地 震 動 シ ミュ レ ー シ ョ ンの精 度 を上 げ る た め に も,地 下 構 造 モ デ ル を ど の よ うに構 築 す るか の検 討 を行 い,適 切 な地 下 構 造 モ デ ル を提 示 す る こ と は重 要 な こと で あ る.ま た,よ り完 成 度 の高 い地 下 構 造 モ デ ル構 築 の た め に は,震 源 位 置 の 異 な る複 数 の 中小 地 震 にっ い て の地 震 動 シ ミュ レー シ ョ ンを 行 うこ と は必 要 で あ る と考 えて い る.本 研 究 で は,鈴 木 (1999)お よ び 山 中 ・山 田(2002a)に よ る2っ の3次 元 地 下 構 造 図 に もとつ い て地 震 動 シ ミュ レー シ ョン用 に 地 下 構 造 を モ デ ル化 して,震 源 断 層 破 壊 の 不 均 質 性 の影 響 が 比 較 的 小 さ い と考 え られ る 中 規 模 の地 震 を 対 象 に し て,差 分 法 に よ る や や 長 周 期 帯 域 の 地 震 動 シ ミュ レー シ ョ ンを行 い,関 東 平 野 で の地 震 基 盤 まで の堆 積 層 の3 次 元 地 下 構 造 モ デル の 違 いが 地 震 動 にお よぼ す 影響 の評 価 を行 っ た. §2.地 下 構 造 の差 分 格 子 モ デ ル化 本 研 究 で 対 象 と した 領 域 と観 測 記 録 の 得 られ て い る主 な 地 点 をFig.1に 示 す.対 象 領 域 は,北 緯34.50東 経 138.7。 を原 点 に東 西221.4km南 北200.4km深 さ 142.6kmで あ る.こ の領 域 に 対 して参 考 に した基 盤 ま で の地 下 構 造 図 は,Fig.2に 示 す 鈴 木(1996)お よ び鈴 木(1999)と 山 中 ・山 田(2002a)で あ り,以 下 で は,前 者 を 参 照 に した もの をS-m0del,後 者 を参 照 に した もの を Y―m0de1と 呼 ぶ.両 構 造 図 は,そ れ ぞ れ参 照 に した文 献 中 の 図 に従 っ て い る が,S-m0de1の も と と な っ た 鈴 木 (1999)で はFig.2中 の 太 線 部 分 の み が 示 さ れ て い る た め,太 線 以 外 の コ ン ター部 分 は,地 質 図 やY-m0de1の コ ン ター を参 照 に した.鈴 木(1999)は,深 層 ボ ー リ ング な どの結 果 を も とに した地 下 構 造 図 で あ り,地 質 学 的 見 地 に 基 づ い て 堆 積 層 が3層 で 表 現 さ れ て い る.一 方,山
Fig. 1. Map of the Kanto plain modeled in
finite difference simulation. Locations of two earthquake epicenters and stations are shown by stars and solid circles
respec-tively. EQl is 1992 Uraga channel earth-quake, and EQ2 is the 1990 Izu-Oshima earthquake.
関 東 平 野 にお け る地 下 構 造 モ デ ル の比 較 の た め の 中規 模 地 震 の 地 震 動 シ ミュ レー シ ョ ン 113 中 ・山 田(2002a)は,微 動 ア レ イ 探 査 結 果 に よ る も の で,堆 積 層 が3層 で 表 現 さ れ,基 盤 構 造 な ど は 鈴 木 (1999)の 図 に 類 似 し た 点 を 持 っ が,各 層 のS波 速 度 が 示 さ れ て い る こ と,S波 速 度0.5km/sの 低 速 度 の 表 層 が 平 野 全 体 に 示 さ れ て い る こ と が 特 徴 で あ る.な お,Y― m0delで 平 野 西 側 に 広 が る 基 盤 露 頭 領 域 は,表 層 地 質 か ら 判 断 さ れ た も の で あ る.相 模 湾 の モ デ ル は,Nishi-zawaetal.(1996)を も と に し て(Fig.2中 の 点 線 で 示 す 部 分)仮 定 し た.ま た,伊 豆 半 島 は 大 部 分 が 火 成 岩 質 で あ る た め 半 島 部 分 を 基 盤 露 頭 地 域 と し て 設 定 し た. 基 盤 よ り 深 い 部 分 の 地 下 構 造 に っ い て は,Ashiyaet al.(1987)に よ っ て 示 さ れ て い る コ ン ラ ッ ド面 と モ ホ 面, Ishida(1992)に よ っ て 示 さ れ て い る フ ィ リ ピ ン 海 プ レ ー ト と 太 平 洋 プ レ ー ト各 上 面 深 度 を 参 考 に し て,6層 構 造 を 仮 定 し,Figs.3(a)∼(d)に そ れ ら の 境 界 深 度 分 布 図 を 示 す.こ れ ら はS―m0del,Y―mode1で 共 通 に 用 い て い る.な お,Fig.3(c)の 境 界 に っ い て は,Ishida(1992) の フ ィ リ ピ ン海 プ レ ー ト上 面 深 度 が モ ホ 面 よ り も浅 く表 現 さ れ て い る こ と か ら,関 東 付 近 の フ ィ リ ピ ン海 プ レ ー トの 厚 さ をIshida(1992)の 図 か ら30kmと 仮 定 し て, 上 面 深 度 に 足 し 合 わ せ た 深 度 を 設 定 し,境 界 と し た. モ デ ル パ ラ メ ー タ の 一 っ のS波 速 度 に っ い て は,両 モ デ ル と も に 層 数 は 同 一 で あ る の で,各 層 を 対 応 付 け,基 盤 や 堆 積 層 内 のS波 速 度 に つ い て は,Y―modelの も と に な っ た 山 中 ・ 山 田(2002a)で 示 さ れ て い る 値 をS― modelの 各 層 に あ て は め た.な お,S-m0delの も と に な っ た 鈴 木(1999)で は,検 層 が 行 わ れ た ご く一 部 の 地 点 を 除 い て は,S波 速 度 が 示 さ れ て い な い た め,こ こ で のS―mode1は,厳 密 に は 鈴 木(1999)と は 異 な る も の で あ る と い え る.ま た,P波 速 度 や 密 度 な ど の そ の 他 の 物 性 値 に つ い て は,前 述 の 文 献 の 他 に,嶋 ・他(1981)や 山 水 ・他(1981)な ど を も と に した.ま た,基 盤 よ り 深 い 部 分 の 物 性 値 は,Kanedaetal.(1979)やAsan0etal. (1985)に よ っ た.こ れ ら の 各 媒 質 の 物 性 値 をTable1に 示 す. Figs.2,3で 示 し た 地 下 構 造 図 は 紙 面 上 に 表 現 さ れ た Fig. 2. Contour maps showing the depths of interfaces in the models for the Kanto basin. Thick lines
in top contour map are reproduction
of Suzuki (1999), and in bottom contour
maps are that of
Yamanaka
and Yamada (2002a). Dashed lines in these maps around Sagami Bay are drawn after
Nishizawa et al. (1996). A contour line of 0.0 m of (b) and (c) in Y-model is decided after geological
map. Each number shows the depth in km.
114 山 田伸 之 ・山 中浩 明 ア ナ ロ グ情 報 で あ る た め,シ ミュ レー シ ョ ンに用 い るモ デ ル を作 成 す る た め に,ア ナ ロ グ情 報 を読 み取 り,数 値 化 を 行 っ た.さ ら に,数 値 化 した デ ー タ か ら,シ ミ ュ レー シ ョ ンで 用 い る格 子 配 置 を考 慮 して,線 形 補 間 に よ って0.4km間 隔 で離 散 化 を 行 っ た.こ れ らの手 順 に よ り格 子 上 に与 え た深 さ情 報 で,媒 質 が 変 わ る直 前 の 格 子 点 を結 ん だ コ ンタ ー ライ ンの うち,Fig.2のY-model の各 層 境 界 を 離 散 化 した0.4kmご と の深 さ を表 現 す る もの をFig.4に 示 す.な お,地 表 か ら最 も浅 い 位 置 の層 境 界 は,計 算 の手 続 き上,地 表 面 か ら1/2格 子 の 位 置 に 定 義 さ れ る こ とか ら,最 小 の深 さ は0.2kmと な る. Fig.2を 離 散 化 した2っ の モ デ ルか ら水 平 方 向 に対 し て8格 子 点 ご との 各 層 境 界 の 深 度 差 をFig.5に 示 す.こ の モ デ ル 差 は,S-m0delの 深 さか らY-mode1の 深 さ を 引 い た も の で,各 図 に はY-m0de1の 地 下 構 造 図 の コ ン タ ー ラ イ ンを 重 ね て い る.Fig.5(a)の 表 層 の 深 度 差 で は,表 層 の 有 無 に よ って 差 が 平 野 全 体 に広 が って い るの が 分 か る.Fig.5(b)の 中間 層 の深 度 差 で は,三 浦半 島 か ら房 総 半 島 南 部 にか けて の 隆 起 地 帯 の 周 辺 で 差 が大 き く 現 われ て い る.ま た,東 京 ・神 奈 川 県 境 付 近 や 房総 半 島 北 部 に も差 の 大 きな 部 分 が 見 られ る.Fig.5(c)の 基 盤 の 深 度 差 で は,平 野 南 西 端部 で 大 きな 差 異 が 見 られ,Fig.
Fig. 3. Contour maps showing the depth of
interfaces
in the models of deeper
than
basement
for the Kanto
district.
These
thick
contour
lines
are
drowned
after
Ashiya et al. (1987) and IshidaA (1992). (a),
(b), (c) and (d) show the depth
to the
Conrad, Moho, upper boundary
of
Philip-pine
Sea plate
and
upper
boundary
of
Pacific plate.
(a)
(b)
(c)
(d)
Table 1. Physical parameters for 3D FD simulations.
Fig. 4. Digitized contour map of depth interfaces of Y-model in Fig. 2. Each number shows the depth in km.
関 東 平 野 に お け る地 下 構 造 モ デ ルの 比 較 の ため の 中 規 模 地 震 の 地 震 動 シ ミュ レ一 シ ョ ン 115 5(b)の 分 布 と 似 た 傾 向 を 示 す と と も に,房 総 半 島 中 央 部 で や や 大 き く な っ て い る.Fig-5(b)で は マ イ ナ ス の 差 異,Fig,5(c)で は プ ラ ス の 差 異 が 顕 著 で あ る.す な わ ち 中 間 層 深 度 はY-modelの 方 が,基 盤 深 度 はS―modelの 方 が 深 く表 現 さ れ て い る こ と を 意 味 す る. §3.関 東 平 野 に お け る 地 震 動 シ ミ ュ レ-シ ョ ン概 要 シ ミ ュ レ ー シ ョ ン に は,Figs.2,3の 地 下 構 造 図 か ら Fig-4の よ う に 離 散 化 し た 地 下 構 造 モ デ ル を 使 用 して い る-こ の 離 散 化 は,Fig.1に 示 す 領 域 に 対 して,水 平 方 向 に0.4km間 隔 で 南 北554点 東 西502点 の 格 子 点 で 行 っ て い る.ま た,深 さ 方 向 に は,堆 積 層 内 を0.4kmの 格 子 間 隔 に し て い る が,基 盤 よ り 深 い 部 分 は 各 層 のS波 速 度 に 応 じ て,深 さ 約8-Okmと44.0km地 点 で2.0 km,3.Okmと 格 子 間 隔 を 広 げ て[Moczo(1989)],74点 の 格 子 点 に よ り,深 さ146-2kmま で の 部 分 を モ デ ル 化 し た.総 格 子 点 数 は,約20万 格 子 点 で あ る.こ れ ら の 諸 条 件 はTable2に ま と め ら れ て い る. 計 算 手 法 な ど に つ い て は,主 にGraves(1996)に よ る 手 法 を 用 い て お り,時 問 方 向 に2次,空 間 方 向 に4次 の 精 度 で 差 分 化 し,シ ミ ュ レ ー シ ョ ン を 実 行 し た.本 研 究 で 行 っ た 計 算 手 法 の 詳 細 に 関 し て は,山 田 ・山 中(2001) や 山 中 ・山 田(2002b)を 参 照 さ れ た い.な お,本 解 析 で 対 象 と し た 周 期 帯 域 は,計 算 精 度 の 確 保 の た め に 周 期4 秒 以 上 と し た. 本 解 析 で は,Fig.1の 星 印 の 位 置 を 震 央 と す る1992 年 の 浦 賀 水 道 付 近 の 地 震(EQI),1990年 伊 豆 大 島 近 海 地 震(EQ2)の2つ の 地 震 を 取 り 上 げ る こ と に した.こ れ ら の 地 震 は,平 野 内 の 地 点 に観 測 記 録 が あ る程度 存 在 し, 主 な 観 測 点 まで 震 源距 離 が100km以 上 あ り,ま た,EQ2 は,震 源 破 壊 の 不 均 質性 が あ ま り高 くな く,そ の 影響 も 比 較 的 小 さい で あ ろ う と判 断 され る地 震 で あ る.ま た, 震 源 位 置 や 伝播 経 路 お よ び平 野 へ の 入射 波 動 場 の異 な る 地 震 の シ ミュ レー シ ョ ンを通 じて,関 東 平 野 の複 数 の地 下 構造 モ デ ル に よ る影 響 を抽 出 し,検 討 を行 う こ とを 目 標 と して い る, §4.や や 深 発 地 震 の 地 震 動 シ ミュ レ-シ ョン 4.1観 測記 録 に つ い て 浦 賀 水 道 付 近 の 地 震(EQ1)の 震 源 に 関 す る情 報 の 一 部[気 象庁 地 震 予 知 情 報 課(1992)]をTable3に 示 す 。 この 地 震 は,深 さ約92kmの 太 平 洋 プ レ ー ト上 面 付 近 で 発 生 したM/aaa5.9の 中 規 模 の や や 深 発 地 震 で あ る-こ の よ うな 中規 模 のや や深 発 地 震 は,震 源 過 程 が 比 較 的 単 純 で あ り,観 測 点 近 傍 まで 伝播 して くる地 震 波 は,震 央 か ら深 さ と同 程 度 の 範 囲 ま で は,S波 の 鉛 直 入 射 を 仮 定 で き,比 較 的 単 純 な平 面 波 に近 い と考 え られ,地 盤 特 性 の評 価 と して,例 え ば,Sasatanietal.(1992)な ど で Fig. 5. Difference of the depth to each layer between S-model and Y-model from digitized data. These
differences calculated by the subtraction of the depth of S-model from that of Y-model. The lines in this figure are depth to the interfaces in Y-model in Fig. 2.
(a)
1st boundary
(b)
2nd boundary
(c)
3rd boundary
Table 2. Simulation parameters for FD
116 山 田伸 之 ・山 中浩 明 は,や や深 発 地 震 を用 い て地 盤 構 造 に よ る地 震 波 へ の影 響 を明 らか に して い る. こ の地 震 で 得 られ た速 度 記 録[日 本 建 築 学 会(1996)] の 東 西 成 分 をFig.6に 示 す.観 測 波 形 に は,周 期4∼20 秒 のバ ン ドパ ス フ ィル タ ー処 理 を 施 した.以 下 で 示 す 波 形 の観 測 記 録 お よ び計 算 波 形 は,全 て 同 じフ ィル タ ー処 理 を 行 い,全 て発 震 時 を 時刻0秒 と して 表 示 した.各 地 点 で の波 形 で 特 徴 的 な の は,非 常 に鋭 いパ ル ス状 のS波 初 動 が 見 られ る こ とで あ り,特 に,東 京 湾 周 辺 の 観 測 点 で 顕 著 で あ る.一 方,相 模 湾周 辺 で は,こ れ はあ ま り顕 著 で な くな って お り,震 源 の放 射 パ ター ンの 違 い によ る もの で あ る と推 定 され る.S波 初 動 後 の後 続 位 相 の 振 幅 は大 き くは な いが,東 京 湾 周 辺 域 を 中心 に1分 間 以 上程 度 継 続 して い る.こ う した東 京 湾 周 辺 域 で 見 られ るや や 深 発 地 震 のS波 の後 続 位 相 は,平 野 西 端 で 生 成 し東 へ伝 播 した 表 面 波 で あ る こ と が 指 摘 され て い る[例 え ば,
Yamanaka et al. (1992a)].
4.2シ ミ ュ レー シ ョ ン結 果 Fig.1中 の い くっ か の地 点 で の観 測 波 形 とTable3に 示 した震 源 パ ラ メ ー タを 用 い る と と も に,ラ イ ズ タイ ム な ど試 行 錯 誤 的 に決 定 した パ ラ メ ー タを 点 震 源仮 定 の も とで 行 った シ ミュ レ ー シ ョンに よ る波 形 をFig.7に 示 す.こ れ らの波 形 は,上 段 か ら,観 測 速 度波 形,S―m0de1 お よ びY―mode1に よ る合成 速 度 波 形 を 表 す.Fig.7(a) は,震 源 を 取 り囲 む地 点 の 波 形 で あ る.震 源 を点 震 源 で 表 現 した こ とや堆 積 層 の 影響 も完全 に無 視 で きな い地 点 もあ るの で,振 幅 の違 い や若 干 の走 時 の遅 れ な ど が み ら
Table 3. Source model parameters of Uraga
channel Earthquake
(EQ1) for FD
simula-tions.
Fig. 6. East-west oriented ground velocities
observed during EQ 1. Each trace is filtered in a period range from 4 to 20 sec. Star in this figure shows the epicenter.
Fig. 7. Comparisons between the observed and
synthetic ground velocities
for two models
for EQ 1 (1992 Uraga channel earthquake).
The traces were bandpass-filtered
in a period
range from 4 to 20 s. Attached number to
each trace indicates the maximum
velocity
in cm/s.
(a)
関 東 平 野 にお け る地 下 構 造 モ デ ル の比 較 の た め の 中 規 模 地 震 の地 震 動 シ ミュ レー シ ョン 117 れ るが,前 述 し たEW成 分 の パ ル ス 状 のS波 部 分 の 特 徴 が 表 現 で き て お り,仮 定 した点 震 源 モ デ ル に大 きな 問 題 は な い もの で あ る と判 断 した.Fig.7(b)は,東 京 都 を 東 西 に横 断 す る観 測 点 で の波 形 で あ る.い ず れ の モ デ ル に よ る結 果 に お い て もEW成 分 の特 徴 的 なS波 や1分 間 以 上 継 続 す る後 続 位 相 も見 られ,観 測 記 録 を あ る程 度 再 現 で き て い る.一 ・部 地 点 のS波 部 分 の 振 幅 にY-mode1で 過 大 評 価 の傾 向 に あ るが,ENSやMTK,CHO な ど のS波 以 降 の 後 続 位 相 に つ い て は,Y―m0de1の 方 が よ く観 測 記 録 を表 現 して い る. Fig.8に 観 測 波 形,S―m0de1,Y―mode1に よ る計 算 波 形 の3者 の最 大 速 度 の3成 分 の 平 均 を 比 較 し た もの を 示 す.こ の地 震 記 録 の最 大 値 は,S波 部 分 で 決 ま って い る こ とか ら,最 大 値 を単 純 に比 較 す る こ とで,モ デル の 特 性 を 表 せ る もの と考 え られ る.Fig.8に よ る と,全 般 にS-mode1よ り もY-modelの 方 が大 きめ の 最 大 値 を 示 す が,Y-mode1の 方 が観 測 記 録 に近 い値 を示 す地 点 が 多 い.例 え ば,平 野 南 西 部 の 神 奈 川 県 東 部 のYKHや KNN,NGA,ENSな どが 挙 げ られ る.一 方,東 京 都 か ら東 京 湾 北 部 地 域 のMTKやT0K,MST,NRSな ど は, Y一m0de1よ り もS―m0de1の 計 算 結 果 の 方 が 観 測 記 録 に 近 い と判 断 した.以 上 の点 やS波 と そ の後 続 位 相 部 分 の 波 形 形 状 な ど か らは,関 東 平 野 南 西 部 の多 くの地 域 で は Y―m0de1が,一 方,東 京 都 か ら東 京 湾 北 部 付 近 にか け て の一 部 の地 域 で は,S―m0de1が 観 測 記 録 に近 い地 震 動 を 再 現 す る と言 え る. §5.浅 発地 震 の地 震 動 シ ミ ュ レ― シ ョ ン 5.1観 測 記 録 につ い て 1990年 伊 豆 大 島 近 海 地:震(EQ2)を 対 象 と して,い く っ か の 地 震 動 シ ミュ レ ー シ ョ ンが す で に 行 わ れ て い る [例え ば,釜 田 ・他(1997)].伊 豆 半 島周 辺 で 発生 す る地 震 の 多 く は,震 源 が 浅 い た め に,震 央 近 傍 で や や長 周 期 表 面 波 を 多 く励起 す る場 合 が 多 い.さ らに,相 模 湾 の厚 い堆 積 層 の影 響 を受 け て,関 東 平 野 で は,著 しい継 続 時 間 の伸 び と振 幅 の大 きな や や長 周 期 波 が観 測 され る こ と が知 られ て お り[例 え ば,Yamanakaetal.(1992b)], 関東 平 野 の や や長 周 期 地 震 動 の特 性 を理 解 す るた め の 研 究 も数:多 く行 わ れ て い る.例 え ば,Kinoshitaetal. (1992)で は,地 震 波 が 伊 豆 半 島 か ら関 東 山地 に か け て の 岩 盤 地 域 を伝 播 し,平 野 西 端 部 か ら二 次 的 な表 面 波 が 発 生 す る こ とを 指 摘 して い る. この 地 震 で 得 られ た速 度 記 録[日 本 建 築 学 会(1996)] の 東 西 成 分 をFig.9に 示 す.震 源 近 傍 の観 測 点 くOSM やNGT)な ど の対 象 領 域 西 側 の岩 盤 サ イ トで は,比 較 的
Fig. 8. Comparison of average of the maximum amplitude of synthetic three components for the two
models with observed ones.
Fig. 9. East-west oriented ground velocities
observed during EQ2. Each trace in is filtered in a period range from 4 to 20 sec. Star in this figure shows the epicenter.
118 山 田伸 之 ・山 中 浩 明 短 周 期 の成 分 が 顕 著 で あ り,継 続 時 間 は短 い.一 方,平 野 内 部 の観 測 点 の多 くは比 較 的 長 周 期 の 成 分 が 優 勢 で, 継 続 時 間 も3分 近 くに 達 し,後 続 位 相 の 振 幅 もS波 主 要 動 に匹 敵 す る大 き さ を もっ 地 点 が 見 られ る のが 特 徴 的 で あ る.特 に,東 京 湾 東 岸 に 位 置 す る 観 測 点(KT0や CHBな ど)で この傾 向が 強 く現 わ れて い た.ま た,平 野 西 端 部 か ら平 野 中 央 部 に 連 な る 観 測 点(ASK,FCN, NGAな ど)で は,波 形 形 状 は似 て い る が,平 野 内 へ 向 か う にっ れ て 次 第 に振 幅 が 大 き くな って い た.こ う した一 連 の特 徴 は,堆 積 層 の 構 造 に よ る も の で あ る と考 え ら れ,特 に,地 表 付 近 の 低 速 度 層 の影 響 はS波 の 後 続 位 相 の 生 成 伝 播 に 大 き く寄 与 して い る もの と推 定 され る[例 え ば,座 間(1993)]. 5.2シ ミ ュ レ― シ ョン結 果 伊 豆 大 島 近 海 地 震 の シ ミュ レー シ ョ ンで 使 用 した 震 源 に 関 す る情 報 をTable4に 示 す.こ れ は,Fukuyama andMikumo(1993)を も と に した も ので あ る.彼 ら は 震 源近 傍 地 域 の記 録 を使 用 した波 形 と動 的 ク ラ ッ クモ デ ル に よ る イ ンバ ー ジ ョン に よ り,断 層 面 を25個 の小 断 層 で表 現 し,そ れ らに対 して す べ り量,破 壊 開始 時刻 を 決 め,さ らに,各 小 断層 を構 成 す る266個 の格 子 点 毎 に ライ ズ タイ ム お よ び震 源 時 間 関 数 を求 め て い た.本 研 究 で は,上 記 文 献 内 で 示 さ れ て い る各 図 を70分 割 して読 み取 り,分 割 面 の 中心 点 位 置 付 近 に該 当 す る格 子 点 に読 み取 った す べ り量 と破 壊 開 始 時 刻 お よ び ライ ズ タ イ ム を 設 定 した.な お,震 源 時 間 関 数 にっ い て は,詳 細 が 不 明 で あ っ た こ と か ら三 角 波 の 積 分 形 を ラ ンプ 関 数 と して 70個 の す べ て の 分 割 面 で 共 通 に 同 じ関 数 形 の もの を用 い る こと と した.本 論 で 設 定 した震 源 モ デ ル は,彼 らの
Table 4. Source Model parameters of 1990
Izu-Oshima, Japan, Earthquake
(EQ2) for FD
Simulations.
Fig. 10. Comparisons between the observed
and
synthetic
ground
velocities
of two
models for EQ2 (the 1990 Izu-Oshima
earth-quake).
The traces were bandpass-filtered
in a period range from 4 to 20 s. Attached
number
to the trace indicates
the
maxi-mum velocity in cm/s.
(a)
(b)
関 東 平 野 に お け る地 下 構 造 モ デ ル の 比 較 の た め の 中規 模地 震 の 地 震 動 シ ミュ レー シ ョ ン 119 結 果 を100%踏 襲 した もので な いが,こ こで 設 定 した震 源 モデ ル に よ る計 算 結 果 は,震 源 近 傍 の 地 点 に お い て, 大 局 的 に は上 記 文 献 中 の 観 測 波 形 と計 算 波 形 の比 較 の 図 と同 程 度 の 合 致 度 で あ る と判 断 した. Figs.10(a)∼(c)にFig.1中 の 一 部 地 点 の 観 測 波 形 と 地 震 動 シ ミュ レー シ ョ ンに よ る波 形 を 示 す.Figs.10(a), (b)は 相 模 湾 沿 岸 か ら北 東 方 向 に 位 置 す る 観 測 点 で 計 算 され た波 形 で あ る.ま た,Fig.10(c)は 平 野 を東 西 に横 断 す る観 測 点 で の 波形 で あ る.い ず れ の モ デ ル に よ る計 算 結 果 で も3分 近 く継 続 す る後 続 位 相 が,平 野 の 各 地 点 で み られ て い るが,全 般 に計 算 波 形 の 振 幅 が 小 さめ に表 現 さ れ て い る地 点 が多 い.具 体 的 に は,Fig.10(a)で は, S波 の後 続 位 相 に注 目す る と,ENSか らKWSに か けて は,Y-m0delの 方 が 観 測 記 録 に近 い と判 断 で き る が, T0Kで は,む しろS―mode1が 観 測記 録 に 近 い.Fig.10 (b)で は,Y-mode1の 方 が 定 性 的 に は,観 測 記 録 に 類似 した波 形 を表 現 で きて い るが,や や 振 幅 が 大 き い.Fig. 10(c)で は,い ず れ の モ デ ルで も,後 続 位 相 の大 き な振 幅 の再 現 性 は低 く,特 に,KT0やNRSな ど の東 京 湾 北 部 沿 岸 地 域 で 著 しい. Fig.11に,Figs.10(a)∼(c)中 の6地 点 のEW成 分 5%減 衰 擬 似 速 度 応 答 ス ペ ク トル を 示 す.YKHは,Y― m0de1が 観 測 記 録 に非 常 に良 い一 致 を示 して お り,周 期 8秒 付 近 の ピー クの み な らず,5秒 付 近 の第2ピ ー ク も 表 現 で きて い る.KWSで は,両 モ デル と も スペ ク トル の 形 状 の 傾 向 は似 て い るが,観 測記 録 の ピ ー ク周 期 か ら ず れ て い る.一 方,TOKやMTKで は,S-m0de1で 非 常 に良 い一 致 を 示 して い る.房 総 半 島 内 のFTU,CHBは 観 測 記 録 に対 して,両 モ デ ル と も ピ ー ク 値 や や 小 さ い が,卓 越 周 期 は ほぼ 同 じで あ り,Y-m0de1の 方 が観 測記 録 に近 い.以 上 の点 か ら,こ の地 震 動 シ ミュ レー シ ョン で も,関 東 平 野 南 西 部 で はY-mode1が,東 京 都 か ら東 京 湾 北 部 付 近 にか け て の 地 域 で はS-rnodelが 観 測 記 録 を よ り表 現 で きる と判 断 さ れ た.た だ し,こ の地 震 の場 合, 前 述 した震 源 モ デ ル を簡 略 化 した こと に よ る影 響 や伊 豆 半 島 を 全 て 岩 盤 露 頭 と した点 や 相 模 湾 の構 造 に不 明 な点 も多 く仮 定 した 部 分 も あ り,複 数 の問 題 点 を蓄 積 させ て 出 て きた 結 果 を 示 して い る可 能 性 も あ る点 に は注 意 が必 要 で あ る と考 え て い る. §6.モ デ ル の差 異 に よ る影 響 の評 価 以 下 で は,前 節 で 行 った2地 震 に っ い て の地 震 動 シ ミュ レー シ ョ ンの結 果 よ り,地 下 構 造 モ デル の 違 いが 計 算 結 果 に お よ ぼ す差 異 に つ い て検 討 す る.各 地 下 構 造 モ デ ル に対 す る計 算 結 果 か ら,地 表 面 の8格 子 点 ご との 点 で の包 絡 波 形 の差 を と り,全 時 間(10秒 間)に お け る包 絡 波 形 の差 異 の 積 分 値 に対 す るS波 到 着 時刻(is)以 降 の 各 タイ ム ウ イ ン ドウ(秒)伽)で の 差 の 比 率 と して(1) 式 で 得 られ る値(Dz値)を 図 化 した.(1)式 の.EYとES はそ れ ぞ れY-mode1,S―m0delに よ る計 算 結 果 か ら得 ら れ る タ イ ムス テ ップ 毎 の 包 絡 波 形 の振 幅 値 を表 す. (1) 'ωを10秒 間 と して,'、 か ら0秒 後 以 降 のEQ1の1)ゼ 値 をFig.12(a)に,♂ 、か ら10秒 後 以 降 のEQ2の1)∫ 値 を Fig.12(b)に 示 す.Fig.12は,波 動 の 全 エ ネ ル ギ ー に対 す る各 時間 に お け る単 位 時 間(ウ ィ ン ドウ幅)あ た りの エ ネ ル ギ ー の差 異 を表 し,そ の地 域 的分 布 とそ の 出 現 時 間 を表 す ス ナ ップ シ ョ ッ トに対 応 して い る.な お,S波 到 着 時 刻 は,S波 の見 か け速 度 をEQ1で5.0km/s,EQ2 で3.Okrn/sと 仮 定 し,震 央 距 離 に応 じて 決 定 した. 浦 賀 水 道 付 近 の地 震(EQ1)の 結 果 で あ るFig.12(a)の 20s程 度 ま で は,震 央 付 近 の三 浦 半 島 か ら房 総 半 島南 部 で 几 値 が 大 き く,そ れ 以 降 は房 総 半 島 中 部 で 顕 著(青 実 線 部)で あ り,時 間 と と も に北 へ 移 動 しなが ら,小 さ く な って い るの が 分 か る.ま た,平 野 西 端 部(青 点 線 部) に も同 様 に 大 きな 部 分 が 見 られ,東 へ 移 動 して い る.こ れ らの 部 分 は,モ デ ル の 違 い が 大 きな 地 域 で 出 現 し,波 動 の伝 播 と と もに移 動 して い る.っ ま り,モ デ ル の 差 の 影 響 が波 動 伝 播 に よ り拡 大 して い る こ とを 表 して い る.
Fig. 11. Pseudo-velocity response spectra with 5% damping for east-west oriented observed and synthetic motions for two models.
120 山 田伸 之 ・山 中浩 明
Fig. 12. Distribution of the ratio of synthetic envelope waveform difference between Y-model and
S-model on the surface at time window
of every 10sec after the S-wave arrival.
Blue dot circle
shows remarkable
difference lumps (D; value). (a) show the results for EQ1. (b) show the results
for EQ2. These pictures have a coastline (thin) and a boundary
of basement and sedimentary
area
(thick) after Y-model.
(a)
S-arrival+(0-
10s)
S-arrival+(10-20s)
S-arrival+(20-30s)
S-arrival+(30-40s)
S-arrival+(40-50s)
S-arrival+(50-60s)
(b)
S-arrival+(10-20s)
S-arrival+(20-30s)
S-arrival+(30-40s)
関 東 平 野 に お け る地 下 構 造 モ デ ル の比 較 の た あ の中 規 模 地 震 の地 震 動 シ ミュ レー シ ョ ン 121 また,房 総 半 島 中 部 付 近 か ら差 異 が 縮 小 して い るの は, その 地 域 の モ デル が 類 似 してお り,そ の 影 響 が 支 配 的 に な った こ とに よ る と考 え られ る. 伊 豆 大 島 近 海 地 震(EQ2)の 結 果 で あ るFig.12(b)で は,前 半 部 分 の 震 央 付 近 で1)∫値 が 大 き く際 立 って い る. これ は,S波 到着 時 刻 付 近 に波 動 の エ ネル ギ ーが集 中 し て お り,波 形 差 自 体 は小 さ いが 結 果 的 に 値 が 大 き くな っ て い る こ とに よ る もの で あ る.平 野 内 部 に お い て は,平 野 西 端 部 か らや や 大 きなD,値 が 出 現 し,時 間 と と も に 東 へ移 動 し,複 雑 化 して い る.特 に,東 京 湾北 部周 辺 部 で は,低 速 度 層 の 存 在 に よ り波動 の通 過 に時 間 を要 して い る こ とな ど か ら大 きな 値 が数 十 秒 間 に わ た り認 め られ て お り,Fig.loの 波 形(TOKな ど)で も分 か る よ うに, 両 モ デ ル間 で波 形 差 が大 きい こ とを 示 して い る.ま た, EQIで もEQ2で も平 野 西 端 部 で 波 形 の 差 異 が 現 わ れ た こ とか ら,平 野 西 端 部 の モ デ ル化 に著 しい違 い が あ る こ と も示 唆 して い る-Figs.13(a),(b)に 全 時 間(180秒 間)の 包絡 波形 を 用 いて,(2)式 で 表 す両 モ デ ル の波 形 差 のY-modelの 波 形 に対 す る比 率(P'値)の 分 布 図 を示 す.ま た,Fig.13(c) で は,Fig-5で 示 した地 下 構 造 モ デ ル の堆 積 層 の各 層 境 界 深 度 差 の 絶 対 値 を 足 し合 わせ た もの(モ デ ル差)を 示 す. (2) Fig,13(a)のEQ1で は,モ デ ル差 の大 き な地 域 で1)'値 も大 き くな って お り,各 地 点 直 下 の 構造 を 反 映 した もの で あ る と考 え られ る.一 方,Fig.13(b)のEQ2で は,モ デル 差 の 分 布 に 対 応 して お らず,モ デ ル 差 の大 きな地 域 に対 して 震 央 方 向 と180度 反 対 側 の地 域 でD'値 が 大 き くな る傾 向 に あ る.こ の こ とは,伝 播 経 路上 に 存在 す る モ デ ル差 の影 響 を 強 く受 け た こ との表 れ で あ り,モ デ ル 差 に よ って生 じた波 形 の 差 異(1)`値)の 大 き な部 分 が 移 動 す るに つ れ て,そ れ が蓄 積 され て顕 著 に な った もの と 考 え られ る. 以 上 の よ うに異 な った波 動 場 を考 慮 す る こ と で,計 算 結 果 の違 い を示 す こ とが で き,地 下 構 造 モ デ ル の特 性 を 明 らか にす る ことが で き た.さ らに,モ デ ル差 の影 響 の 現 わ れ方 が 地 震 に よ って 異 な って い る こ とか ら,モ デ ル の チ ュ ー ニ ング を行 う場 合,1つ の地 震 での 検 討 で は不 十 分 で あ る可 能 性 が あ る こ と を示 唆 して い る. §7.ま と め 本 研 究 で は,関 東 平 野 の200km四 方 の 領域 に対 して 鈴 木(1999)と 山 中 ・山 田(2002a)に よ る2つ の 地 下 構 造 図 を 参 照 に して,差 分 シ ミュ レー シ ョ ン用 に 格 子 モ デ ルを 作 成 して 地 震 動 シ ミュ レー シ ョンを 行 い,そ れ ぞ れ の 結 果 を比 較 した。 観 測 記 録 と計 算 波 形 を 比 較 した場 合,や や 深 発 地 震 に っ い て はい ず れ の地 下 構造 モ デ ル に 関 して もあ る程 度観 測 波 形 を 再 現 す る こ とが で きた.一 Fig. 13. Distribution of the synthetic envelope waveform difference between Y-model and S-model to
Y-model one during 180s by EQ1 (a) and EQ2 (b) (Dt value).
The envelope is normalized
by the
energy of synthetic
motion for the Y-model.
Blue thick and purple dot circles show remarkable
area. Star show epicenter of EQ1 and EQ2. These pictures have a coastline (thin) and a boundary
basement
area and sedimentary
one (thick) from Y-model.
(c) Distribution
of total difference of
envelope of synthetic
motions for S-model and Y-model shown by Fig. 5 of discrete digital data
each layer boundary.
The contour lines are Y-model in Fig. 2.
122 山 田 伸之 ・山 中 浩 明 方,浅 発 地 震 に っ い て は,観 測 波 形 を説 明 す るに は,ま だ 十 分 な結 果 に は な らな か った.こ れ は,不 明 な点 が 多 い伊 豆 半 島 と相 模 湾 の 構 造 や こ こ で 設 定 し た震 源 パ ラ メ ー タ に お け る不 適 切 さ の 蓄 積 な どが 原 因 と考 え られ る.ま た,相 模 湾 よ り伝 播 して きた位 相 と関東 平 野 西 側 端 部 生 成 さ れ東 進 した位 相 とが合 流 す る東 京 湾 北 部 周 辺 で は波 動 場 が よ り複 雑 に な り,再 現 も難 し くな って い る もの と考 え る こ と もで きる.し か しなが ら,本 解 析 で の 2っ の地 震 動 シ ミュ レー シ ョ ンで は,周 期 数 秒 の や や長 周 期 地 震 動 の特 徴 を あ る程 度 再 現 す る こ とが で き た と言 え,平 野 南 西 部 や房 総 半 島 な どで はY-modelに よ っ て, 東 京 湾 北 部 や 東 京 都 周 辺 で はS―m0de1に よ っ て観 測 波 形 に近 い計 算 波 形 を表 現 す る ことが で き た.従 って,こ れ ら両 者 の 良 い点 を採 用 して モ デ ル修 正 を行 う こ と も可 能 で あ る.ま た,地 下 構 造 に不 明 な点 が 多 い相 模 湾 な ど の 地 域 に対 す る大 々的 な探 査 の実 施 や 探 査 の 空 白域 に対 す る集 中 的 な 微 動 ア レイ探 査 等 の実 施 に よ って 新 た な情 報 を加 え る こ と も重 要 で あ る. あ る ター ゲ ッ ト地 震 の強 震 動 予 測 を 行 う際 に は,あ ら か じめ シ ミュ レ ー シ ョ ンに用 い る地下 構 造 モ デ ル の 特 性 を 中小 地 震 の モ デ リ ングを 通 じて 明 らか に して お くこ と が有 効 で あ る.特 に,地 下 構 造 モ デ ル成 立 の 情 報 源 が 明 確 な もの を 参 照 に して モ デ ル 特 性 を 把 握 して お くこ と は,モ デ ル修 正 の た あ の 重 要 な 情報 とな るか らで あ る. そ の た め に も,今 後 は,シ ミュ レー シ ョ ン結 果 を受 け た 3次 元 モ デ ル修 正 の た め の 手 法 の模 索 が 必 要 に な る と考 え られ る. 謝 辞 本 研 究 を進 め るに あ た り,東 京 工 業 大 学 大 学 院総 合 理 工 学 研 究 科 の衣 笠 善 博 教 授 に 助 言 を して い た だ き ま し た.ま た,2名 の 匿 名 査 読 者 の コ メ ン トは,原 稿 の改 善 に大 い に役 立 ち ま した.こ こに記 して感 謝 い た しま す. な お,本 研 究 の一 部 は,文 部 科 学 省 研 究 補 助 金(課 題 番 号09305036)お よ び文 部 科 学 省 が 推 進 して い る大 都 市 大 震 災 軽 減 化 特 別 プ ロ ジェ ク トの一 環 と して 行 わ れ ま した.
文
献
Asano, S., K. Wada, T. Yoshii, M. Hayakawa, Y. Misawa, T. Morita, T. Kanazawa, H. Murakami, F. Suzuki, R. Kubota and K. Suyehiro, 1985, Crustal structure in the northern part of the Philippine Sea plate as derived from seismic observations of Hato-yama-off Izu peninsula explosions, J. Phys. Earth, 33, 173-189.
Ashiya, K., S. Asano, T. Yoshii, M. Ishida and T.
Nishiki, 1987, Simultaneous determination of the three-dimensional crustal structure and
hypocen-ters beneath the Kanto-Tokai district, Japan, Tec-tonophysics, 140, 13-27.
Fukuyama, E. and T. Mikumo, 1993, Dynamic
rup-ture analysis: Inversion for the source process of
the 1990 Izu-Oshima, Japan, Earthquake
(M= 6.5),
J. Geophys. Res., 98, 6529-6542.
Graves, R. W., 1996, Simulating seismic wave propa-gation in 3D elastic media using staggered-grid finite differences, Bull. Seism. Soc. Am., 86,
1091-1106.
Ishida, M., 1992, Geometry and relative motion of the
Philippine Sea plate and Pacific plate beneath the Kanto-Tokai district, Japan, J. Geophys. Res., 97, 489-513. 釜 田正 毅 ・菅 原 長 ・山 中 徹,1997,3次 元 差分 法 を 用 い た波 動 伝 播 解 析 に よ る関 東 平 野 の 地 盤 モ デル の検 討1990年 伊 豆 大 島 近 海 地 震 の シ ミュ レー シ ョ ン解 析,1997年 度 日本 建 築 学 会 大 会 梗 概 集,B-2,295-296.
Kaneda, Y., N. Nishida, Y. Sasaki, S. Asano, T. Yoshi-ki, Y. Ichinose and M. Saka, 1979, Explosion seis-mic observation of reflected waves from the mohorovicic discontinuity and crustal structure in western Kanto district, J. Phys. Earth, 27, 511-526.
Kinoshita, S., H. Fujiwara, T. Mikoshiba and T.
Hoshi-no, 1992, Secondary Love waves observed by a strong-motion array in the Tokyo lowlands, Japan, J. Phys. Earth, 40, 99-116.
気 象 庁 地 震 予 知 情 報 課,1992,地 震 予 知 連 絡 会 会 報, 48,107-111.
纐 纈 一 起,1995,首 都 圏 の 地 下 構 造,物 理 探 査,48, 504-518.
Moczo, P., 1989, Finite-difference technique for SH-waves in 2D media using irregular grids-application to the seismic response problem, Geo-phys. J. Int., 99, 321-329.
日本 建 築 学 会,1996,日 本 建 築 学 会 ・デ ィ ジ タル 強 震 デ ー タ集.
Nishizawa, A., T. Kanazawa, T. Iwasaki and H. Shima-mura,1996, Crustal structure related to the Philip-pine Sea plate subduction in the northeastern part of Sagami Trough, Japan, Phys. Earth Planet. Inter., 93, 21-36.
Sasatani, T., M. Ikeda and N. Sakajima,1992, A study of site effects by means of strong-motion seismo-grams from near-by, intermediate-depth earth-quake, J. Phys. Earth, 40, 85-98.
Sato, T., R. W. Graves and P. G. Somerville, 1999,
Three-dimensional
finite-difference
simulation
of
long-period strong motions in the Tokyo
Metropol-itan area during the 1990 Odawara Earthquake
(M;
5.1) and the Great 1923 Kanto Earthquake
(MS 8.2)
in Japan, Bull. Seism. Soc. Am., 89, 579-607.
佐 藤 俊 明 ・福和 伸 夫 ・早 川 崇 ・池 田善 考 ・野 崎 京三 ・ 松 島信 一,2002,強 震 動 予 測 の た めの 濃 尾 平 野 の3次
関 東 平 野 にお け る地 下 構 造 モ デ ル の比 較 の た め の 中規 模 地 震 の 地 震動 シ ミュ レー シ ョン 123
元 地 下 構 造 モ デ ル の 作 成,地 球 惑 星 科 学 関 連 学 会 2002年 合 同大 会 予 稿 集,S081-009.
Satoh, T., H. Kawase, T. Sato and A. Pitarka, 2001,
Three-dimensional finite-difference waveform modeling of strong motions observed in the Sendai basin, Japan, Bull. Seism. Soc. Am., 91, 812-825.
嶋 悦三 ・柳 沢 馬 住 ・工 藤一嘉 ・吉 井 敏 剋:一 ノ瀬 洋 一 郎 ・瀬尾 和 大 ・山 崎謙 介 ・大 保 直 人 ・山 本 喜 俊 ・小 口 雄 康 ・長 能 正 武,1976,東 京 の基 盤 構 造,第1回,第 2回 夢 の 島 爆 破 実 験 に よ る 地 下 深 部 探 査,地 震 研 彙 幸艮,51,1-11. 嶋 悦三 ・柳 沢 馬 住 ・工 藤 一 嘉 ・瀬尾 和 大,1981,東 京 の基 盤 構 造 そ の5,第7回,第8回 第9回 夢 の 島 爆 破 実験 に よ る地 下 深 部 探 査,地 震 研 彙 報,56,265-276.
Stidham, C., M. Antolik, D. Dreger, S. Larsen and B. Romanowicz, 1999, Three-dimensional structure influences on the strong-motion wavefleld of the 1989 Loma Prieta Earthquake, Bull. Seism. Soc. Am., 89, 1184-1202. 鈴 木 宏 芳,1996,江 東 深 層 地 殻 活 動 観 測 井 の地 質 と首 都 圏地 域 の地 質 構 造,防 災科 学 技 術 研 究 所 研 究 報 告,56, 77-123. 鈴 木 宏 芳,1999,首 都 圏 にお け る深 部 地 質 構 造 と地 震 活 動,地 学 雑,108,336-339. 多 田 尭,1976,関 東 平 野 の 地 下 構 造 につ い て,地 震2, 29,47-53. 山 田 伸 之 ・山 中 浩 明,2001,地 震 動 シ ミ ュ レー シ ョ ンの た め の 関 東 平 野 南 西 部 の3次 元 地 下 構 造 モ デ ル の 比 較 ―1999.5.22神 奈 川 県 西 部 の 地 震(MJMA4.1)を 用 い た 検 討 ―,地 震2,53,313-324. 山 水 史 生 ・高 橋 博 ・後 藤 典 俊 ・太 田 裕,1981,や や 深 い 構 造 のS波 速 度(3)― 府 中2750m観 測 井 に お け る 測 定 と ま と め ―,地 震2,34,465-479.
Yamanaka, H., K. Seo and T. Samano, 1992a, Charac-teristics of seismic wave observed on a sedimenta-ry basin during a deep earthquake, Proceeding of the International Symposium in the Effects of Sur-face Geology on Seismic Motion, 1, 113-118.
Yamanaka, H., K. Seo and T. Samano, 1992b,
Analy-sis and numerical modeling of surface-wave propa-gation in a sedimentary basin, J. Phys. Earth, 40, 57-71. 山 中 浩 明 ・山 田 伸 之,2002a,微 動 ア レ イ 観 測 に よ る 関 東 平 野 の3次 元S波 速 度 構 造 モ デ ル の 構 築,物 理 探 査,55,53-65. 山 中 浩 明 ・山 田 伸 之,2002b,3次 元 差 分 法 に よ る 強 震 動 シ ミュ レ ー シ ョ ン,月 刊 地 球/号 外,37,162-169. Wald, D. and R. Graves, 1998, The seismic response of
the Los Angeles basin, California, Bull. Seism. Soc. Am., 88, 337-356.
座 間 信 作,1993,や や 長 周 期 の 地 震 動,地 震2,46,329一 342.