【論 文】 日本建築 学会構 造 系 論 文 報 告 集 第437号
・
1992年7月 Journal of Struct．
Censtr．
Engng，
AIJ、
No．
437，
July，
19921985
年
チ
リ
地 震
の
強 震 記 録
の
特性
観 測
点
の地 盤条件
と 強 震記
録
にみ ら れる地盤特 性
CHARACTERISTICS
OF
STRONG
−
MOTION
RECORDS
FROM
THE
l985
CH
工LE
EARTHQUAKE
Site
conditions and site effects onthe
records・
翠川
三郎
＊，
時 松
孝
次＊ ＊
Saburoh
・
1
畷Z
）ORJKA
WA
and κo妙
丁0
皿1
囲 ∬ ひ
Field
observations，
shear−
wave velocity measurements arld microtremor measurements were conductOd tQ reveal the site conditions at twelve strong−
motion siしes wherehigh
amplitude strong−
motion
．
records were observedduring
しhe
1985Chile
earthquake （Ms 7．
8）．
These field surveys suggested that the site conditions aredivided
into
three types ：1） rock or rock−like
ground，
2）stiff
gravel
ground and3
＞∫ather soft soil ground．
The analyses of the strong・
motion recerds showed that the spectra are strongly characterizedby
these soil types and that・
the peak ground velocity values are affectedby
the site soil conditions，
KegWOiils ：st「ong
−
motien record， ’o‘α
Z
∫吻 伽 6ε∫，V
摩 measurement，
microtremor，
τ舵 1985 Chile ear−
th4ttake 強 震 記 録， 地 盤 特 性，S
波 速 度 測 定，
常時微動，
1985 年チ リ地震 1．
は じ めに 観 測 され た強 震 記 録 を 解 析 し，
地 震 動の予 測に役 立て る こ と は，
耐 震工学上の み な らず地 震 防 災上重 要な問 題 の一
つ と考えられる。 そ の基 礎と なる強 震 記 録を得る た め，
強 震 観 測が行わ れて き た。 し か し，
強 震 観 測の歴史 は大地震の発 生 間 隔に比べ て ま だ短く，
大き な被 害が 予 想され る大地 震の震 源域 付近での強 震 記 録はあま り得ら れ ていない。
その た め， その特 性に は不 明の点 が残され，
てい る。
1985年．
チ リ地 震 （Ms
7．
8）で は震 源 域 付 近の比 較 的 多 数の地 点で強 震 記 録が得られ だ｝。一
例 として， Llol−
1
・・（LLL
）地 点で得 ら れ た水 平 成 分 （N
…E
）の加 速 1寮
゜ LLQ・L・・198・I NI・E 度波 形 ・ 図一
・ ・示・講 造伽 動 蠏 析・際・よ・1
用い ら れ る1940
年インペ リ ア ル バ レー
地 震 （Ms
7．
1
）−
1品。 1o0Q の 際の エ ル セ ン トロ の 記 録 （NS
成分）も比 較の た めに競 示 して あ る
。
エ ル セン トロの記 録の継 続 時間 （最 初に益 婁
0，
05g
を上回っ て か ら最 後に 0．
05g を 下 回るまで の時一
1品 。 間 ）が約 26秒で ある の に対 し て，
LLL の記 録の継 続6
2b
，b 時 間 は約 77秒 と 3倍 程 度 長 い
。
また最 大 加 速度も 図一
1Ll 。11e。での 加 速度 時 刻歴LLL
で は約0，
7g とエ ル セン トロ に比べ て約2倍の値 を 示し てい る。
この ように，
こ の地 震の記 録は従 来工学で 用い られて い る強 震 記 録と異な る様 相 を示すもの もあり，
こ れらの 記録の特性と その要 因 を明らか にする ことは，
類 似の メ カニ ズムを持つ我が国の海 洋 型 大 地 震の地 震 動 特 性 を知 るうえ でも大い に重要と考えられる。
そ の ため，
これら の記 録は既にい．
くつ かの 解 析に 利用さ れて い るZ 〕−
Sl。地 震 動の特 性は大き く わ けて震 源， 伝搬経路， 地盤の 3つ の特 性で支配 さ れ る
。
これ ら3つ の特 性の う ち，
地齢
噸
脚
隔
一 一一
6b 8b TIME IN SECONDS 1 東 京工 業 大 学 総 理 工 社 会 開 発 工 学 専 攻 助教授・
博士 （工学1
＊ ＊ 東 京 工 業 大学 工 学 部 建 築 学 科．
助 教 授・
博 士 にL
学 ）Assoc
．
PTof、
，
Dept．
o ［ErLvironmental Eng．
，
GTaduate Schoo【at Nagatsuta，
Tokyo lnstitute of Techno【ogy，
Dr，
Eng．
Assoc
、
Prof．
，
Depし of Architecture and Build且ng Eng、
，
Faculty of Eng．
，
Tokyo Institute of Technology，
Dr、
Eng．
盤 特 性は各 観測 点 ご とに大 き く異な る 場 合 が あ る
。
そこ で，
各 地 点で の地 盤特性を把 握し， その影 響を除 去す る ことに より，
震 源特性や伝 搬 特 性など をよ り一
般 的に議 論す るこ と が 可 能 と な ろ う。
ところが，
チ リ地震の強震 記録の場合， 観測 点の詳しい地 盤 条 件が明らか に され て いる地 点は わずかで あり，
強 震 記 録に含 まれ る地 盤 特 性 につ い て議 論する ことが困 難な状 況に ある。
また，
観 測 点の状況 につ いて も利用で き る資料は非 常に少な く， 不 明の点が少な く ない。
本 研 究では，M8
ク ラスの大 地 震の震 源 域 付 近で の地 震動特性を よ り明確に す ること を目標とし て， チ リ地震 の強 震 記録 が得ら れ た地 点の う ちで震 源 域に近い12
観 測 点で常 時微動 測定， 地 震 探 査などを行い，
その地 盤 条 件を 明 ら か に し， さ ら に地 盤 条 件 と地震 記 録の特 性との 関係に つ いて検 討 する。2．1985
年チ リ地 震の強 震 記 録 と強 震 観 測 点の地 盤 概 要 2．
1 強 震 記 録 1985年チ リ地 震は表面 波マ グニ チュー
ドMs
で 7．
8，
72’
71°
36°
図一
21985 年チ リ地震の震 源 と断層 面の位置および強 震 観 測 点の配 置 lLPo LVL 32°
PPDLLGAZP 」 VNτ ▲SFLLLY尸
一
r，
、
r 33°
亀VPSVPAl ° VDM 」 Lττ o QMP［CEN
」
丁ER 聖 1 FAULT 1 ／lPLANE
、 1 、 し 、・Lい
LPSAN 丁IAGO 口 34°
L 、 、 、 1 、 辱 匸 PCL SFN°
lLC35 HLN0 50km 一 CST TLCo CGN一
76
一
モー
メン トマ グニ チュー
ドMw で 8．
Oの規 模を持つ。
こ の地震 は南米プレー
トに対するナス カプレー
トの も ぐ り 込 みに よ る低 角 逆 断 層の地 震であ る。 測地学 的デー
タ か ら推 定され た こ の地 震の 断 層 面は 図一
2 の破 線で示す よ うに長さ約 130km，
幅 約 30km
の 大き さ を持ち ， そ の深 さは 25km
程 度で ある6｝ 。 地 震学 的デー
タ か ら は断 層 走 行がやや異な る もの や破壊の大き さ が複 雑な分 布 を 持つ もの も提 案 されてい る7）・
S） 。 断 層 破 壊は断層の ほ ぼ 北 端か ら生じ南へ 伝 搬し たS，。 こ の地 震の際，
図に示 す24の強震観測 点で強震記録 が得ら れ たn。
各 地 点での最 大 加 速 度1｝，
最 大 速度1），
地 盤 条 件IL9） を 表一
1 に示 す。 これ らの う ちの 6地点は断 層面の 直上に位 置し，M8
ク ラ ス の地震で多数の震 源 域 付 近の記 録 が 得ら れ た数 少ない例の一
つ であ る1°1 。 最大 加 速 度 振 幅は8
地 点で0．
3g
を 超 え，2
地 点で0．5g
を 超え て い る。 その う ちの ひ とつ の 観 測 点で あるLLL
地 点で は図一
1に示し た よ うに最 大 加 速 度で 0．
67g （水 平 成分），0．
85g
（上下成 分）と 非 常に大 き な 値が観 測さ れ た。
2．
2 強 震観測 点に関する既 往の地 盤 情 報 これ ら の強 震 観 測 点の地 盤 条 件につ い ては，
岩 盤ない し地 盤の区別のみ明ら か なものがほと ん どである。
ま た，
地 震 直 後の報告11）に は観測 点の地 盤条 件に誤りがい くつ か あ り注意を要す る。
よ り詳しい情 報が得られ て い る観 測点は限られて い る。
表一1
中のVPA
で はボー
リング 調 査から表 層 地 盤の 層 厚が 50m 程度で， そ の S波 速 度Vs
が3001n
／s前 後と推 定 さ れ て い る12 ，。 礫 地 盤 上のMLP
で は，
付 近で 弾 性 波 探 査が な さ れ，
Vs
で140
rn／s お よ び 700m ／s の層が そ れ ぞ れ 2〜
3m 存 在 し，
その 下 にVs
で1500 m ／s の層が存 在 すること が指 摘され てい る13｝。
VDM で観 測点付 近の 地盤柱 状図 が あ り14），
砂お よ び礫 層が 30m 程 度ない し そ れ 以上 存 在す る，
、
岩 盤 上の観 測点につ いて は地質図15）か ら読み取る とい ずれも古 生 代の地質に対応し，
新鮮な岩 盤 が 露 頭して い れ ば 地表 付近でのVs
は2−
3km ／s の値を持つ．
もの と考 えられ る。 RPL はコ ンク リー
トダム付近の岩 盤 内の ト ンネル に位 置しIG｝，
岩 盤が露 頭し てい る 。 これ ら以 外に 入 手で きる強 震 観 測 点の地 盤資 料は み あ た ら ない が， チ リの他の地 点で の地 盤 調 査 結 果17）”
］9｝も含めて考え る と ， チ リの強 震 観 測点の地 盤 は 日本の そ れ に比べ て か な り硬 い場 合が多い もの と 推 測 されて い る4j。
3．
強 震 観 測 点の地 盤 特 性 強震観測 点の地 盤 条 件 を 明らか にするた めに，
震 源 域 に近い 12観 測 点 を選び，
観 測点の 状況 調査，S
波速度 構 造 調 査， 常 時 微 動 測 定を行っ た。 観 測点の位置 を図一
2の 三角印で示す。
ド
表一
11985 年チ リ地震の際の観測 点の表層 地 質，
最 大 加 速 度，
最 大 速 度 Siしe 国ame ｛SiteじodelSkeGeologyo 】叩．
P，
G．
A，
8P，
G．
Ψ．
oロ！s SiLe国a国elSite CodelSir．
e5eologyCo 叩．
P．
G．
A，
9P，
G．
V．
c田ノs 匸Uape ［ にL帥 Fl曝vi81Nzo 鄲 Sτ0騨 Ψεrt o．
正160．
0910．
053 5，
43．
53，
0 恥inしay 〔o朗 Rock 卩sE 磚 Ψert o．
2350．
2420．
165 監3．
5 置9．
36．
9 Lo日 冒ilo8 に V 凵 Rocヒ 脚SE 冒 ℃εrt o．
0280．
0390．
033 3．
43．
4z．
7 UolleolLLL ［ Sa“ds80E 闢10E りert 0．
4250．
5690．
852 23．
340．
619．
9 La H8ua 〔LL5） AlluΨ
i8且 醐70磚 S20圃 Ψer し o．
171』
0．
13置一
7．
57。
7¶
闘e 且i卩in臼
1関LP｝ GraΨ
e1E 竇 閃s Ψerし o．
6380，
6570．
305 33．
且 30．
5 田．
τ PapudolP 四 ） Rock 因50ES 釦E Ψer し一
〇．
2330．
202一
12．
35．
6 R叩 e ［ 〔RP凵 Roch 閧sE 圃 Ψert O．
4800．
1760．
136 21．
7 【2囓
59．
8 Z叩 ana τ 〔ZP口 RocK 閧SE 禰 冒ert o．
2goo．
3030．
2且4 13．
OB．
67．
9 巴 ch 正le囗ulPCu
ROGk 閃sE 胃 Ψert 0．
2700．
且790．
足23 n．
712．
76．
4 冒en ヒ日 鬩 腮 〔VHτ1 Sand 闘sE 周 層εr し 0，
2100．
23zo．
178 23．
524，
96，
9 SonForn8ndo 〔SF 附 AUuvia1HSE 曾 りert o
．
28夏 0．
3360、
旦24 24．
524．
19．
5 Sロ 開 FoLi卩e lSF凵 6ra誓o紅 s苴OE 閃80E サεr し o．
3160，
4270．
195 16，
2 且7．
88，
8 noca 口LCl AHuvi 日1 閥sElVerL 0．
2匚80，
2830，
094 9．
514．
85．
9 Llay1且置ylLL 噂 Soi且 闇」
0胃 s置o胃 7ert o，
弓690．
3650，
244 37．
44 旦．
514．
正 日u日【anel 肌 剛 △Llu戚a【 閥sE 磚 Vert 0．
互740．
監400．
096 1且．
41i．
26．
2 Ψina de1 臆ar 卩 o 剛 Sand 閧70胃 s20曽 7ε τt o，
2260．
3370．
181 25．
630，
78．
4 Constiしucion 〔CST ｝ Rock 賢s 日 Vert 0．
1350．
0肌 0．
048 18．
18．
34．
1 Vo1，a祀 i801A1ロend 田 U l野的 Fnl 閃50ES40E 阨r し o
．
2880，
17＆一
2＆．
616．
9−
τalc 昌 ｛ILq Fluサ三a1 麗801MOEVert0．
1650．
1590．
0匠τ 11．
89．
07．
1 ▼al卩8ra玉so ω、
1．
F．
s．
鵠．
［ 【ΨPS［ RockszOE 障70E Ψert o．
1540，
1730．
n9 6．
414．
75．
9 Caoqoenes lCQ闘） ム110”ia1 国SE 胃 v肛 t 0．
0940．
1170．
052 5．
39．
83．
5．
Las τortoLa3 にτη AUu 吋al 閥26刷 腕54E 暫ert 0．
圧450，
【720．
m5 且3．
718．
59．
3 Chinan Ψiejo 〔C瑚 AU 巳 Ψia1 閣邑OEHIO 冒 野er ヒ o．
0590．
0560．
035 9，
28．
66．
2 3．
1 観 測 点の状 況 観 測 点の状 況 を表一
2に示す。
こ れ らの う ちの 9観 測 点は観 測 小 屋 ない し1−
2階 建 建 物の 1階 部 分に設 置され，
お おむね地 盤 上の 観 測点とみ な せ る。
VNT で は十 数 階 建の建 物に相 当 する高 さの火 力 発 電 所 ボ イラー
の地 上基 礎 部に強 震 計が置かれて お り，
構 造 物と 基 礎の相 互 作 用の影 響が無 視で き な く地 盤上 の観 測 点とは み なせ ない。
VDM で は地 上7 階 地 下 1階 建て建 物の地 下 階に，
LLL では 地 上 4階建て建物の 1階に それぞれ強 震 計が 設 置さ れて いる。 これ らの 建 物の最上階での 常 時 微 動 測 定の結果 か ら， 建 物の振 動周期はLLL
でNS
成 分で 0．
15秒，
EW
成 分で 0．
2 秒， VDM で は両 方 向と も約 O．
3秒と得ら れ る。 これら の周 期 付 近で は強 震 記 録に相 互 作 表一
2 チ リ中央部の強 震観測 点の観 測 条 件およ び調査 項 目SlTESOIL TYPESTRUCTURE 困STRUMENT MEASUREM 匸N丁S
CODE LOCA丁10NV5 （R｝
’
V5〔M）”
MICROTREMORLLGSILT
GRAVεL1
・
STORYGROUNDL匸V 匚LYes Yes Yes
STORAGE
PPDROCK W【TH2
−
STORYGROUND LEVELYeS NO YesSEDIMENTSBLDG
，
ZPLROCK 刷 τH1
−
STORYGROUND LEVELNo No YesSED【団E障TSCHURCH
VNrLOOS 匚SANDMULTI
−
STORYGROUNDLEVELYes YgS Yes
S丁RUCTUR匸
SFLSAND
GRAVEL1
−
srORYGROUNDLEVELYes Y臼s YgS
STORAGE
LLYSAND ＆CしAY2
−
S下ORYGROUND LEVELYeS Y巳S Ye〜 BLDG．
V囲 SAND 7
−
SτORYBASE 団ENT No Yes YesBLDG
．
VPAFlLL 1
−
STORYGROUND しEV匚LYeS YeS YesCHUROH
VPSROCK VAUL丁 GROUND
LEVELNo No Yes ONTROCK SHELTERGROUND LEVELNo No Ye5
LLLSAND 4
−
STORYGROUNDLEVELYes Yes Yes
BLDG
，
MLPDENSE
GRAVEL1
−
STORYGROUND LEVELYes Yes YesBLDG
，
1
逡醤
吊
嬲
t 、糀
ll
鸛
1
鷲
atl ，。、ur，。，，t．
一
77
一
用の影 響が含ま れて い る もの と考え ら れ る
。
地 表 近くの土 質につ い て現 地で観 察を行っ た。 VPS お よ びΩNT で は そ れ ぞ れ花 崗岩お よ び非 常に硬 質な砂 岩が露頭してい る。ZPL
で は岩 盤は露 頭して いない が，
付近で花 崗岩の露頭が認め られ， 地 表 堆積物の層厚は薄 い もの と考え られ る。
PPD は文 献 1）で は岩 盤の観 測 点 とされ てい るが，
小さ な河 川の脇に位 置し，
河 川 堆 積 物が地 表を覆っ て い る。
他の観 測 点は堆 積 地 盤上に あり，LLG
，SFL ，
MLP は 礫 地 盤 上 に，
VNT ， VDM ，LLL
は砂地 盤 上に，LLY
は粘 土および砂の地 盤 上に，
VPA
は埋立 地 盤 上に そ れ ぞ れ位置する。
3．
2
観測 点での地 盤のS
波 速 度 表一
2に示す8
地 点で板 叩 き法に よる地 盤のS
波 速 度 測定を行っ た。
測線長さはMLP
， VNT お よ びVPA
で 30m ， その他で は 45・n で，
そ の間 を5m 間 隔で地 震 計を設 置し た。
い くっ かの地 点では数 回の記 録をス タッ キングし て記 録の SIN 比の 向上 を 図っ たため，
初 動を 読み取る際に大き な問 題は生 じ な かっ た。一
例と して，
LLL
で得ら れ た走 時 曲線を 図一3
の上に示す。
走時の 解 析 か ら 図の下に示す傾 斜2層構 造が得ら れ た。
各 地 点 で推 定され た結 果を図一
4に まと めて示す。 層厚に幅が あ るの は地 層の傾 斜 を表 してい る。
地 盤のS
波 速度は，
軍03矍
Fdi 02 詫 匡o．
1 0．
O o一
冒
一
〇2
4
｛
ε エ ト 出 O 「5 30 45 DISTANCE （m） Ca）TRAVEL TIME CURVE140mlS 460mls 【b〕Vs PROFILE 図
一
3 板叩 き 法に よ る S波の走 時 曲 線と推 定さ れ た構 造 礫 地 盤のLLG ，
SFL ，
MLP
では500〜
800 m ／s と速く，
LLL ，
VPA，
LLY，
VNT
の 順で 遅 く なっ てい く。 PPD で は深さ10m
程 度ま で速 度の遅・
い 層 が存 在 し， そ の下に岩盤が現れ る もの と判 断され る。
既 往の調 査が な され て いるMLP
お よ びVPA
で， 今 回の結果と既 往の結 果 を比べ る と，
VPA で は既 往の結 果の ほ う が や や小さいが，
既 往の結 果はサンプル の室 内 実験に基づ くもの である12｝。一
般に室 内実 験の結 果は現 位置での結果に 比べ 小さ め の値を示すこと が知ら れ て お り2°｝，
今回の 結果は既 往の 結果と調 和 的とい え る。 MLP で は既 往の結 果は礫 層に対 して 1500 m ／s と大き な速 度 を示して いる13，が，
サンチ アゴ で の 同種の礫 層に 対する測定結果19）・
21） とは，
今回の調 査に よる値 （800m ／s＞ の方が調 和 的である。 この板 叩き法に よ る調 査で は測線長さ が限ら れ ている た め，
速 度 構 造は 深 さ10m 前 後まで し か得られない。
そこで， 表一
2に示す 8地 点で常 時微 動の ア レイ測 定 を 行い， よ り深いS
波 速 度 構 造の推 定 も行っ た。
測 定 器 の総 合 特 性は周 期0．
03秒か ら 1秒ない し 10秒の問で速 度に対し て平坦な特 性を持つ。
3．
3で述べ る 1点 3成 分 の常 時微 動の測 定に も同一
の測 定 器 を用い た。 4台の上 下 動 成 分の地 震 計を図一
5に示 す よ うに配 置 し て常 時 微 動を測 定し， その伝 搬 速 度を求め た。
こ の伝 搬 速 度が Rayleigh 波の ものと仮 定し て これを満 足 する よ う なS
波 速 度 構 造 を逆 解 析 して求 め た。
伝 搬 速 度の 算出 法は空間 自己相関法2Z ｝に よっ た。
逆解析で は， 地 盤 を3ない し4層か ら なる水 平 成 層 構 造 と仮 定し，
前 述の 板 叩き法に よ る結 果お よ び既 往の地盤情 報を基に初 期モ デル を与え た。 今 回の調査で は携 帯で き る 測定 器や 測定 期 間に制 約が あっ た た めにサン プル周 波 数や測 定 半 径R
が制 限され た。
測 定 半 径に伴う伝 搬 速 度の推 定 可 能な波 長α）範 囲は 半 径の 3−
6倍 程 度に相 当し， 伝 搬 速 度が得 ら れ た波 長 の範 囲は比 較 的 限 定 された。 そ こ で，
逆 解 析の際に拘 束 条 件 を 与え た。
すな わ ち，
表 層 5ない し 10m 程 度まで LLGVS H 170m！5 1冒
2m PPDVS H 130m！S 2−
3m SFLV 〜 H 180mfS 2m しLYVS H 100m／s 1−
2m 170m1S 2−
3m 2 220mls 5齟
6m 240m 500m〆s 4−
6m ／s 5−
10m 220mlS SIOmf5 VNT ≧goemis VPA VS 82em1S VS H H H H 150m／S 1−
5rn 170m／S 2m 140m！S 3＿
4m 16em／S 2m 370mlS 480mlS 3曹
5m 2eOm／S 460m／S 800m！s 図一
4 強震観測 点での地盤の S波 速 度 （H ；層厚 ） LLL MLPVS 図一5
常 時 微 動の アレイ観測での地 震 計の配 置一
78
一
の
1
ない し2
層の層 厚とS
波 速 度は初 期モ デルの値で 拘束し，
そ れ より深い層の S 波 速 度と 層厚を文 献23 ） の最適化 手 法 を用い て求め た。
1
例と して図一
6にVDM
地 点で観 測さ れ た伝 搬 速度 と波長の関 係を示す。
測 定 半 径R
が 10m の場 合の結 果 を△ 印で，
20m の場 合の結 果 を○印で示す。 アレイ半 径の異なる両 者の結 果が連 続してい ること か ら，
得ら れ た伝搬速 度の信 頼 性は高い もの と判 断 さ れ る。
最 終 的に 得ら れ た構 造 とそれ か ら得ら れ る伝 搬 速 度も 図 に示さ れ ている。 逆 解 析より測 定 波 長の最 大 1／3程 度 までの 深さ の地 盤構造が 推定で き る こ と23〕を考 慮する と，
図 中の構（
E）
‘ ρ O 匚 Φ［
Φ〉
層 3 oo 40 80120
図一
6 PhdseVelocjty
〔m／〜）250
500
750
1000
VMD で の常 時 微 動の伝 搬 速 度 と推 定 S波 速度構造 造の うち，
深さ 30〜
40m までが信 頼で き るもの と考え られ る。
．
他の地 点で も同 程 度の大き さの
R
で の測 定 を 行い， 同 様の推 定を行っ た が，
前 述の ような拘 束 条 件 を与え た た め，
逆 問 題 を解い て得 られた各 層の S波 速 度や そ の 層厚な ど の詳 細な値につ い ては不 確 定な部 分 が 含 まれ て いる。 し か し な が ら，
地 盤の 平 均 的な S 波 速 度を議 論 す る 分に は 大 き な誤りを 犯さ な い もの と考え ら れ る。
そこで
，
地 盤の増 幅 度と密接
な関係にあると考え ら れ る深さ30m
まで の平均S
波速度24〕・
25）を各 地 点で推 定さ れた構 造か ら求め，
表一
3に示 す。
た だ し，
20m 以上 30m 未潜の深さ までS
波 速 度が推 定さ れ た地 点につ い て は最 下 層が 深 さ30m まで連 続して いる もの とし て平 均S
波速 度を求め た。
平均S
波 速 度は，VNT
やLLY ，
VDM
，VPA
で300
m／s弱，LLL
で約4eO
m ／s，LLG
やSFL ，
MLP
で 600 m／s前 後の 値 を示す。
3．
3 観測点の常時微動特 性 前述の全12
地点で3
成分の常時微 動測 定を行い，
そ の ス ペク トル振 幅特性を検討 し た。
図一7
に 水 平2
成分 の内の振幅の大 き な 成 分の フー
リエ速 度 スペ ク トルを 示 衷一
3 チリ中 央 部の強 震 観 測 点で の地 盤の平 均 S波 速 度 砦
AVerage
S−
WaVeVeloCity
to
adepth
of30
m．
τ♂ X ♂ ＼ ε 凵 0 ⊃ ← コ 」 Σ く る一
〇 1Z 凵 歪 ⊃ O 」 1d7 o．
t 1．
0PERIOD s10．
0．
1 1．
OPERIOD s10．
0．
1 1．
OPERTOD s10，
図一
7 強 震 観 測 点での常 時 微 動の フー
リエ スペ クトル の比 較す。 火 力 発 電所の基 礎部に位置する VNT で は発 電 用ボ イラ
ー
が常時 運 転し， 常 時 微 動がこ の振 動の影 響 を顕 著 に受けてい る ものと考え られ る ため，
そ の スペ ク トル は 示していない。 岩 盤 上の ΩNT ，
VPS ，
ZPL
で はスペ ク トル振 幅は 広い周期で小 さ く，
類 似の ス ペ ク トル特 性を示して い る。
た だ し，VPS
で は周期0．
2秒 以 下で振 幅が急 増して い る。 これ は観測 点 が 幹 線 道 路の脇に位 置し， 頻 繁に通 過 す るバ ス等の 自動 車の振 動の影 響を避けら れ な か っ た た めで， 地 盤の特 性 を示 す もの とは考えに くい。 ZPL で も周 期0．
2秒 以 下で振 幅が やや大きいが，
これ は岩 盤 上 の薄い 堆 積 層の影 響と考え ら れ る。 振幅が大き く な る周 期か ら判 断す ると堆 積層の厚 さ は 数 m ない し そ れ 以 下 と推 測さ れ る。 PPD では 周期0．
4
秒 以 上で はス ペ ク ト ル振 幅は小さ く岩盤 上の観測 点と同 程 度の振 幅 を 示す が，これ より短い周 期で は 周期0，
25秒付近に大き な ピー
クが認 め られ る。 これ は岩盤 上に存在す る10m
程 度の 層厚の河 川 堆 積 物の影響 と考え ら れ る。
礫 地 盤 上の LLG，
SFL，
MLP で は周 期0．
5秒 程 度 以 下で の振 幅は大きいが，
そ れ よ り長い周 期での振 幅は 岩 盤上の そ れ と同 程度で あ る。
卓 越す る 周期は非 常に短 い。 この こ と は 地 盤の浅い部分に速 度の遅い層が存 在す る が深い部分の地 盤は硬い こと を示唆して いる。
比 較 的 軟 弱な地 盤 上の LLL，
VPA，
VDM，
LLY で は，
常 時 微 動の振 幅は他の地点に比べ て大きい。
岩盤や 礫 地 盤の結 果 との比 較か ら，
大 局 的に は常 時微 動の振 幅 は前 述の平 均5
波速度の 遅 い観測 点ほ ど大きい 傾向が 認め ら れ る。 卓越す る 周期は 0．
3− O，
7秒 程 度で，
そ れ ほど長い周 期 成 分は み ら れ ない こ と か ら，
各観測 点にお ける岩 盤 まで の深さ は極端に は深く ないもの と推察さ れ る。
こ の こ とは，
これら の観 測点か ら数km
以内の地 点 で岩盤 露 頭が存 在する こと とも符 合 する。 な お，
いずれ の地 点で も周期 2秒 以 上に卓 越 周 期 がみ られ る が，
これ は地 点ご との相 違が小さい ことか ら， 脈 動による ものと 判 断 され，
地 盤の特性を表す もの と は考え にくい。 こ れ ら S波速度測 定，
常 時 微 動 測 定の結 果 を総 合 す ると， 調 査 を行っ た12
観 測点は その地 盤 条件か ら大 局 的に は 3つの グルー
プに区分で き る。 岩 盤ない し そ れ に 類 す る地 盤 （PPD ，
ZPL ．
VPS，
9NT
） 古生代の岩 盤が地 表ない し地 表 近くに存 在す る。 た だ し，ZPL
で は数 m ない しそ れ以 下の，
PPD
で は10m 程 度の層厚の堆 積 層 がそ れぞれ存 在 する。 硬 質な礫 地 盤 （LLG ，
SFL，
MLP
） V。
で 500 m／sな い し それ以 上の硬 質な礫 地 盤 が 地 表 近くに存 在 する。 表 層のVs
の遅い 層の層厚は数m 程度 で ある。 比 較 的 軟 弱な地 盤（VNT ，
LLY ，
VDM ，
VPA
，LLL
） 200〜
300 rn／sの Vsの遅い層が比較 的厚く存 在す る。
ただし，LLL
で は他の 4地点に比べVs
が大き く400
m ／s程 度で ある。
4．
強 震 記 録にみ ら れ る地 盤 条 件の影響 4．
1 ス ペ ク トル特 性 前 述の 各 観 測 点で の地 盤条件の影 響が 1985年の強 震 記 録に どの よ うに反 映され て い る の か を検 討す る た め に，
各 記 録の水 平 動2成 分につ い て応 答ス ペク トルを計 算し， そ れ をベ ク トル和 した2次元 速度応 答ス ペ ク トル （h＝
・
O．
05）を求め，
地 盤の グルー
一
プごとに図一
8に描 いた。VNT
の記 録に は構造物の影 響が顕 著に含 まれ て い る可 能 性が高い の で，
検 討か ら はずし た。
な お， こ れ らの観 測 点は推 定 断 層 面か ら30〜go
km
の距離に あ り， 振 幅の大 小に は距 離の影 響 も含ま れ ている。
岩 盤の グルー
プで は， PPD お よ び ZPL で周 期0．
35 lo3 ヱ ー0の
＼ E り と ＝ り o 」 国 〉 1000 ⊇ 凵 切 氏匿
100SOIL
VDM （LW撫
鑓馬
瀦
飜
、繁
ゲ
ン
o．
1GRAVEL
ハ叢
孫
グ
男
一
／＼
〜
−、
呉
＼
ROCKpm
選
1．
0 10．
O．
1 1．
0 10．
0．
1 PERIOD s PERIOD s 図一
8 強 震 記録 の 水平im 2次 元速 度 応 答スペ ク トル （h＝
O．
05）の比較 1．
OPERtOD s10．
一
80
一
O
の
OO【
匡 凵 匹 2．
1，
5 2 00 窰 9 ト O Σ
−
OZO 匡ト
の
0，
1 0．
1 0．
2．
O卩
5 1．
2，
M【CROTREMOR PERIOD SeC図
一
9 常 時微 動と強 震 記 録の卓 越 周 期の比 較 秒お よ びO．
2秒にそ れ ぞ れ卓越 周期が 認 め られ る以 外は 比較 的平 坦なス ペク トル特性を示す。
振 幅レベ ルは距 離 の違いを考 慮して も他の グルー
プに比べ て小さい。
礫 地 盤の グルー
プで は，
振 幅レ ベ ル はLLG
を除いて岩 盤 上 の もの に比べ て大きい。
ス ペク トル に はい くつ かの ピー
クがみ られ る が，
岩 盤上の もの と 同様比較 的 平坦 で極 端 な周 期 特 性は み ら れ ない 。 比 較 的 軟 弱な 地盤の グルー
プで は，
振 幅レベ ル はさ ら に大き く，
地 点 ご とに顕著な卓越周期も認め られ る。
常 時微動の ス ペ ク トルの ピー
ク の中で最も長い周 期と強 震 記録 で卓越す る ピー
クの周 期 を 比 較し，
図一 9に示す 。 常時 微 動と強 震 記 録の周期は一
致は し ない もの の強い相 関が あ り， 強 震 記 録の周 期が常 時 微 動の そ れの L5〜
2 倍の値 を 示 す。 VPA お よ び VDM ではこの 地震の 際に は弱震 時に比べて 2倍近く卓越 周期が伸び，
そ れ が地 盤 の非 線 形 性に よっ て説 明さ れてお り5｝，
他の地点で も 同 様の現 象が生じて いるもの と考え ら れ る。 これ らの結果 か ら，
各 地 点で の 1985年の記 録の ス ペ ク トル特性に前 章で示し た観測 点の地 盤 条 件の影 響が強く 反映さ れてい る もの と考え られ る。
4．
2 最 大 速 度 振 幅 各観 測 点で の地震 動強 さ と 地 盤 条件の 関係につ い て検 討す る た め，
最 大 速 度 振 幅と距 離の関 係を図一
10に示 した。
表一
3に示し た地 盤の 平均 ∫ 波 速度の 明らかに され た地 点の う ち，
構造 物の影 響 を受けて いる と考え ら れ るVNT を除く7地 点で の水 平 動の最 大 速 度 振 幅と断 層か らの 距離を 図の 黒 印で示す。
これ らの う ち，LLY
では 距離の割合に は振 幅が大きく，LLG
で は逆に小さく，
距離と振幅の関係は明 瞭で ない。
こ の地 震の最 大 振 幅に破 壊 伝搬の影 響 が 指 摘され て いる肋 ｛，
こ れ を考 慮 し て もこ の関係 を 説 明 するこ とは困難で ある。
これ は地 盤 上の観測値に地 盤に よ る増 幅の影 響 が顕 著 に含まれ て い る た め と推測 さ れ る。
そこで，
以 下に示す 最 大速 度 振 幅に対す る 地 盤の増幅度Av
と 深 さ30m
ま で の平 均S
波速度Va
の関 係 式渕 を 用い て 7地 点で の最 100 の ＼ ∈ 。10
と δ O 丿 凵 〉話
ユ 10 100 DISTANCE km 図一
101985 年チ リ地震の最 大 速度の距離減衰 〔黒 印：観 測 値，
白 印：地 盤の影 響の補正後） 大 速 度 振幅を岩盤上での値に変換し た。
A。＝ 170V 乙 ゜』
e （Va
≦1100 m／s）…・
一 …
（1） ＝ 2．
5 （Va
＞1100 m ／s） こ の関係式は関東地域の地 盤デー
タ に対す るSH
波の増 幅 率の計 算に基づ く もの24）で，
限定さ れ た デー
タ か ら引 き出さ れ た もの で あ る。
しか し，
震 源 域におい て も 地 盤 の増 幅特 性はSH
波の増幅率で説 明で き るこ とs〕，
類似 の関係が カ リフ ォ ル ニ アの観 測 記 録に 基づい て提 案さ れ て いること25）か ら，
こ の地震の場合に も 十 分適用 可 能 と 判断し た。
変 換 し た値 を 図の 白 印で示 す。Va
の 小さ な VPS や VDM，
LLY
で ば振 幅は大き く減 少する の に対 し て，
Vaの比 較 的 大きな他の地 点で は振 幅の 減 少は小 さい。 図に は以 前に提 案し たこ の地震 に対す る岩 盤での 距離減 衰 式4 ）も実 線で示さ れて いる。
変換さ れ た振幅はVPA ，
VDM ， LLG で は破 壊が遠 ざか る方向に対 する減 衰 曲 線 （太 線 ）と，LLL ，
MLP，
LLY，
SFL
で は そ れ以 外の方 向に対する減 衰 曲 線 （細 線 ｝と お お む ね よ く対 応 し て お り，
変 換された値 が 岩 盤で の観 測 値 と調 和 的であ ることを 示し てい る。 こ の ことか ら，
地 盤 上で の最 大 速 度 振 幅に は地 盤 条 件の影 響が強く含ま れ，
その 距離減衰 特 性 をより正確には評 価す る た めに は 地 盤の 影 響を取り 除く必 要が あ るこ と が わ か る。
た だ し，
変 換され た値は破 壊が遠 ざか る場 合に は減 衰 曲線に 比べ や や小さく，それ以 外の場 合に は や や大きい。
このことは，
破 壊 伝 搬の影 響が以 前に得ら れた距 離 減 衰 式4｝の 値よ りも実 際に は大きい可 能 性が あ ること を示 唆 してい る。
距 離 減 衰式の見 直し につ い て断 層 面で の破 壊 の非一
様 性の影 響 も含めて さ らに検 討す るこ と が今 後の 課 題 と考えら れ る。
5．
結 論 ］985年チ リ地 震の強 震 記 録が得られ た地 点の う ちで 震 源 域に 近い 12観 測 点で地 盤 調 査 を行い，
そ の地 盤 条一
一
件 を 明ら かに した
。
さ ら に地 盤条 件と強震記 録の特 性と の関 係にっ い て検 討し，
以 下の結論を得た。
1）S
波 速 度 測 定， 常 時 微 動測定の結 果か ら，
各観測 点 をその地 盤 条 件から大 局 的には 岩 盤ない し そ れに類 す る地盤 硬 質 な 礫 地 盤，
比 較 的 軟 弱な 地 盤 の3
つ の グルー
プに区 分で き る。 2 ）各 地 点にお ける強 震 記 録の スペ ク トル特性に観測 点 の地 盤 条 件の影 響が強く反映さ れ てい る。
3 ）地 盤上で の最 大速度振 幅に は地 盤 条 件の影 響が強く 含ま れて お り，
その距 離減衰特性を よ り正 確に評 価する た め に は地 盤の影響 を取 り除く必 要 が ある。
謝 辞 強 震 観 測 点で の板叩き法に よ る S波 速 度測定はチ リ カ ト リ カ大 学R ．Riddell
教 授と共 同で行っ たもの であ る。
チ リ 国営 電 力Radisic
氏，
チ リ大 学R ．
Saragoni
教授に は現地調査に関連 し てご協 力いた だいた。 本 研 究 の一
部は文部 省科学研究費 （課 題 番 号 ：02555125）によっ た。 記して謝意 を 表 す る 次 第であ る。
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