加速度および速度計による強震地動の同時翻則

(1)

550．34：624，131．55（521．61，

加速度および速度計による強震地動の同時翻則

一中伊豆地殻活動観測施設に春ける強震観測一

木下繁夫＊

国立防災科学技術センター

Pamme10bsemation of Stmng Gmund Motion by Using both Acce1emtion and Ve1ocity Type Seismometem at Nakaizu Cms伽Activity Obse岬atoW By

S．㎜110さhita

ルガoηα1地∫ωκん0θ〃θ7伽〃∫ω〃伽リθ〃ゴo〃，〃ρ〃

Abstmct

The purpose of obseπation of the strong ground motion at the Nakaizu Crusta1 Activity Obsewatory（JIZ）is：

（1）the investigation oftlle base−rock motion in a near fie1d，and

（2）the㎞vestigation of the strong motion obseπation system by using the ve1ocity type seismometer．

In the present study，the above・two subjects are considered based on the records on

the Izu・Hanto・Toho・0ki Earthqua1ke（June29．1980）and its aftershocks．The resu1ts

of our considemtion are fo11owing：

（1）in the short pe正iod1ess than1sec，the pass effects，probab1y，p1ays the main

ro1e for the ground motion，independent1y of the magnitudes between4．5 and6．7on JMA sc』e，and

（2）the velocity type strong motion obseπation is effective enough，especia11y，

in the long period more than1sec for the computation of the disp1acement WaVe．

1．はじめに

国立防災科学技術センター・中伊豆地殼活動観測施設（J I Z）構内における強震観測は，

（1）震源近傍の，特に，岩盤における強震動特性の調査，

＊第2研究部耐震実験室

(2)

国立防災科学研究センター研究速報第44号 1981年1月 12）速度強震観測システムに関する調査，

を目的として，昭和54年度から2年問の経常研究として開始した．この施設は，現在地震活動の活発な伊豆半島のほぼ中央に位置し，この地方で露出する最も古い湯ケ島層群の凝灰岩質砂岩を含む横坑が利用できることにより，（1）の目的に適する観測点と判断した所である．そこで，横坑内に基礎台を構築して，（2〕の目的のため，加速度および速度換振器を設置し，両換振器の出力が同時集録される観測システムとした．

観測期問内の昭和55年6月29日16時20分に発生した伊豆半島東方沖地震では，これらの目的に適する記録が得られた．本報告は，観測記録に基づいて行った考察を目的に沿って整理したものである．

2．像測状況

2．1 観測坑の位置と地質概況

これに関しては，別に報告がある．（国立防災科学技術センター，1979）したがって，

ここでは要点のみをまとめる．

（1）位置

東経 138．59 48．4 ，北緯 34㌻4 46．4 （図1）

（2）地質

中新統湯ケ島層群に属する凝灰岩質砂岩．基礎台構築点付近の色調は帯青淡灰色．速

司軸

）翻・

．一！∫五・．

．芒．（淋ぐ一ノ

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1．

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一、㍗J、工ぜ戸∵、∴

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20km L

図1−1中伊豆観測点と震源（1：本震、2〜4：余震）

Fig．1−1 Locations of epicenters of the obseπed earth・

quakes，i．e．，No．1is the main shock and No．

2，3and4are aftershocks．Nakaizu（JIZ）is the

observation site．

(3)

・1雛・・＼

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べも旺・㏄1π・臼・m。㎜冊 6＾川

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一＾LLl。。㈹即。。〕 SEISmHETE日S

白 ■

Nokoiz］Crusto1Activ−ty Obs6rvQtory 、ほ工■弘蝸 N−13目■59 8 一E，263mH1 松

図1−2 中伊豆地殻活動観測施設坑内の概要

Fig．1−2 Layout of the sensers at the Nakaizu Crusta1Activity Observatoワ．

度検層はなされていないが，西伊豆・松崎における同種の砂岩ではP波速度4．5〜5km／

Sに達している．

（3〕基礎台

坑道内底面の岩肌を露出させ，浮石除去を行い，しかる後，岩盤を堀削して，16φ の鉄筋12本を植込み，高さ50㎝，巾70㎝，奥行100㎝のコンクリート基礎とした．

2．2 観測システム

観測に用いた機器の公称仕様は以下であ

る．

（1）加速度計

力平衡型，感度3V／G，固有周波数 450Hz，減衰定数0．6〜O．7．

（2）速度計

感度50mV／kine．固有周期1石秒（水平動成分），1．2秒（上下動成分），減衰定数30以上．

（3〕記録器

記録範囲±3V（加速度1G，速度60kine相当），記録時間30分，

公称遅延時問5秒，標本化時間1／60 秒，分解能12bi ts，チャンネル数4 （但し，記録器2台のマスター・スレーブ動作）．

O

一90

一180．

一2アO

HORlZO一τ＾L 〔O【．POET

VERT一〔ρし CO円PO・・ET

O．1 1 10｛ω FREOuE一〔Y

図2 記録器の周波数特性

Fig．2 Frequency characteristics of the recorder

used at JIZ．These characteristics are esti−

mated by using the input signa1s and the

ones obtained from the ana1og−out of

the recorder．

(4)

国立防災科学研究センター研究速報第44号 1981年1月

記録器の水平動成分に対する特性を図2に示す．上下動成分に対しては，利得特性のみを図2に加えた．上下動に関しては，加速度計では直流分除去のため，速度計では直流分のドリフト除去のため，記録器の前段において高域通過フィルタを付加した．このため，上下動特性は，水平動特性と比較して低域で悪くなっている．いずれにしても，換振器一記録器の総合特性は，振巾特性にっいて，O．1〜20Hzでほぼ平坦である．また，この記録器の位相特性は，高域側でかなりの遅れを示している．これは30Hzを超える周波数成分の折返し効果を避けるために組み込まれた低域通過フィルタの特性に依存するものである．

言己録器に内蔵されている刻時装置の精度は，使用水晶の精度に依存する形式のものであり，

半年問の経過に対して約1秒の遅れであった．

3．観測結果

3．1 地震概況

この報告で用いた記録は，昭和55年6月29日16時20分の伊豆半島東方沖地震およびその余震である．用いた記録に関する気象庁発表の記事は表1である．また図1にその震央を示した．各地震に対して，中伊豆の微小地震観測ルーチンで得られたP波到着時問を表

2に示す．記録器の刻時では，表2と比較してP波到着時間がO．1〜0．3秒程度速い，以下の地震波形とともに入れてあるタイム・コードの誤差である．

この一連の地震から，本震に近い震央をもっ微小地震をいくつか選んでみた結果，P S時間は約3．3秒であった．ここで用いた言己録のP S時問もほぼこれと合致する．結局，震源か

表1 震源表（気象庁）

Tab1e1 List of the epicenters．（by JMA）

NO． ORIGIN TIMl≡： EP工CENT1≡：R DEPTH HムG．

LONGITuDE

MDHMS DMM 6 29 16 20 0フ．5 139 14 01 6 30 2 23 29．5 139 14 01 7 7 19 54 04．2 139 13 01 7 27 18 6 03・5 139 14 00

L＾TITuDE

D M M km

34 55 01 10 34 51 01 10 34 54 01 10 34 57 00 10

㎜表2 中伊豆におけるP波到達時刻と震源距離

Tab1e2 List of the arriv創time and hypocentra1dist…mce at JlZ．

NO．＾RRIVAL TIME HYPOCENTRAL 一一

M D H M S

6 29 16 20 11．41 6 30 2 23 33．60 7 7 19 54 08．30

7 2フ 18 6 07．40

V V p s D工STANCE

km km／s km／s

24 6．1 3．3

25 6．1 3．4

23 5．6 3．1

24 6．2 3．3

(5)

︵老2；一§︶．昌＝ξ書①名O？08；◎一⁝岩8＜

蟻鳴幽潤g岬む興U趣持

︹．則竃

旧團

畠

OOH1

◎OH

◎O・﹇1

◎0H OOH1

◎0H

一Hω3

(6)

国立防災科学研究センター研究速報第44号 1981年1月

︵老・毛ξ昌︶．N一＝二書岩・唱・§倉・・冠＞

蟻鴨幽増岬む鵯U融持

寸．則匡

寸図

ω 一〇・﹇1

2︐OH

日一◎Hl ⁝

事一〇H

二︒︒．

し一一

︵Φ〇一︶

(7)

から中伊豆観測点までの平均伝搬速度は，P波で6．1㎞／s，S波で3．3㎞／s程度となり，

その比は1．85程度である．

！ぺ、

「R「0U「1㍉＝、．」Z1

図5 加速度記録（本震）のフー一リエ・

スペクトル：l1l N S成分，

Hg．5 Fourier spectra obtained from the acceleration record shown in Fig．

3：（1）NS−component，

！1

■ 1

二 i

l；■、．、／l1■≡

‡

■．r

■ j

■ ■

＾一■■「ぺ 1■1

・…一∵、∴∴∵

図5 加速度記録（本震）のフーリエ・スペクトル：12）E W成分

Fig．5 Fourier spectra obta㎞ed fmm the acceleration record shown in Fig．

3：（2）EW−component，

1ヨ

≡／ ll ll

図5 加速度記録（本震）o・フーリェ・ス

ペクトル113〕UD成分

Hg．5 Fourier spectra obtained from the acce1emtion record出own in Fig．

3：（3）UD−component．

∴ 1■ 1

ゾ∴

∵∴∵∵レ、

「『「■L「N＝寸 1Hア〕

図6 速度記録（本震）のフーリエ・

スペクトル：11〕N S成分 Hg．6 Fourier spectra obtained from the

velocity record shown in Fig．4：（1）

NS−component，

＊刻時コードは0．1〜0，3s進んでいる．

(8)

国立防災科学研究センター研究速報第44号 1981年1月

， l

L∵

一．l

l｛

パiノ！、∴∴∴

「「｛「二」「Nこ「， z「

図6 速度言己録（本震）のフーリエ・スペ

ペクトルl12〕EW成分

Hg．6 Fourier spectra obtained from the

ve1ocity record shown in Fig．4：

（2） EW−component，

・・rl 二 11

；、凸，1

「 ■1 ご 1■■1■■1

ざ l i■

手 i」■≡≡■

l r一．㌧、

I■ 1

1 ド1ぺ∴．，一

こ！二∵ぺ∴l

r1打■Llr 、一1HZ1

図6 速度記録（本震）のフーリエ・スペペクトル：13〕U D成分

Fig．6 Fourier spectra obtained from the

velocity record shown in Fig．4：

（3）UD−component・

3．2 観測記録

本来ディジタル集録したものであるが，再生器の部合によりD／A変換した後，再度へ／

D変換する方式でディジタル化した．したがって，高周波域でのS／Nは良くない．本震の加速度波および速度波を図3および図4に各々示す．両図における同時性は保たれている．

本震の波形を最初から20．48秒用いて計負したフーリエ振巾スヘクトルを，加速度波に対しては図5に，速度波に対しては図6に各々示す．ディジタル記録の再A／D変換に際しては，遮断用周波数30Hz，漸近傾斜一］8dB／oct・の低域通過フィルタを通した後，

標本化時問O．O1秒で行った．したがって，少くとも30Hz以上の波は再A／Dに際して発生した誤差である．また，本来のディジタル記録における分解能は，加速度で0．5ga1，

速度でO．03kineである．図5および図6の結果をみれば，5Hz程度以下の波の解析には，

この再A／Dしたデータで差障なさそうである．付録2に，図3および4の数値化した結果

を加えた．

4．速度強震観測

1章の目的のうち，（2）を先に検討する．速度型の強震観測が，加速度型と比較して有利な

点は，変位変換が容易になり，精度の向ヒが期待出来ることである．その結果として，ある

程度の距離問隔をもたせて配置された地震計による群列観1則において，観測点問の相関情報

を加速度型と比較して，精度良く得られることである．

(9)

速度型強震観測システムにおいては，速度型地震計と集録器の開発もしくは組合せが基本であろうと思われる．中伊豆における観測では，この点の検討に時問と費用がかけられなかったため，既存の市販品を用いて，実験的ではあるがいきなり観測に入った．開始後1年経た現在，不安定な要素はいまだ多い．これらは，観測システムの今後の展開に考慮せねばな

らないことである．

したがって，現時点において検討すべき基本的項目は，速度記録の変位および加速度への変換である．変換法の考察に関しては，数多くの報告がなされているが，ここでは，簡単な

方法によりどの程度の精度もしくは誤差特性をもっかを考察する．

4．1 積分

地震工学の分野において，積分は（1）式 1

T18〕＝一・Hls）・I−t8〕（1）

s

のフィルタを通すことによってなされることが多い．ここで，Hl・）は低域におけるドリフト除去用の高域通過フィルタ，I l sは換振器一記録器系の周波数応答関数である．ここでは，

Hls〕として，二次系を用いる．

82 H18〕：（2）

s2＋2hoω08＋ωo

いま，記録器の補正はなされているものとして，換振器の特性を，

2h iωi8

I｛s、＝（3）

s2＋2hiωi s＋ωi2 で近似すれば，（1）式は，

1 1＋2hiωi8−1＋ωi2s−2

T18）：・＿1 2 ＿2 （4）

2hIωi 1＋2hoω08 ＋ω08

となる．14〕式に基づくフィルタを時問領域で構成するために，s−k（k＝1，2）の複素2領域（z＝e8T，T；標本化時間）における近似を以下のように求める．まず，

工

8＝一1oge z （5）

T

であるから，次式の級数展開を行う．

oo 1 2n＋l

l・g・・＝2n昌2。・1ω ・（6）

ただし，

1−2−1

〃＝

1＋ゲー

組立除法により，次式のローラン展開をする．

17）

(10)

国立防災科学研究センター研究遠報第44号 1981年1月

T

。一1＝

lOg．2

T1勿4犯344〃5

＝一・（一一一一一一一）（8）

2 仇 3 45 954

これを利用して，・一k（k＝1，2）をローラン展開の定数項と主要部で近似すれば，

T 1＋2−1

・一1＝一・一1 （9〕

2 1−z

T2 1＋102．1＋2−2

8−2＝一・ ω 12 （1一ゲ1）2

となる＊．ゆえに，（4〕式に対応して次式のフィルタが構成される．

βO＋β12−1＋β2Z−2

川2〕＝，λ＝esT （11）

1一α12−1一α2Z−2

ここで，

αU＝12＋12hoωoT＋ω02T2 α1＝（24−10ω02T2）／αo

α2＝（12hoωo T−12一ω02T2）／αo

βo＝（12＋12hiωiT＋ωi2T2）／2hiωiαo β1＝（10ωi2T2−24）／2hiωiαo

β2＝（12−12hiωiT＋ωi2T2）／2hiωiαo また，I（sl＝1とすれば，l12）式の1β、1二＝。は，

βo＝6T／αo，β1＝0，β2：一βo

90 ・一一一一．一・… 一一一

O．

一90．・一・・… 一．

、

5

^、^、

、

｝ 80

To刈Os

3

⁶⁰

2

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To・O106アs

1

²⁰

To・1Os

O _o

∩n1

n1 1

1n 、

O01 01

^{1O ｛Hヱ〕}

（12）

113）

図7 積分および微分用フィルタの周波数特性

Fig．7 Frequency characteristics of the digital filters which are introduced in Section 4for integration and differentiatiOn．

＊この近似形は。一formといわれているものである．（J ury，1964）

(11)

︑葛；き睾竃︵一︶寺喜﹄ξ仁≧ξo・§・首8事勺書Φ名OΦξ昌￡⁝姜ΦS一曾OO；；看圭88勺0き；一δ︒O喜﹄

．巾慣ωz；一壇熟も↓無越潤昌尖﹂籔烏︵触将︶蟻鳴幽増︒o図

︺︺L−﹂⁝一 L﹁﹂︹

く︑

2 るH

︵Φζ一μ︶

亙1 −−−−−−−⁝︑㌻．ノー＼﹂

6 ︵昌〇一

〇◎H1 ■ −−−︑言ζ喜亨手⊥

一■ωζOαεO01002 一◎O︒﹇

一Hω3

(12)

︑着彗o︷冒8・き回︵べ︶寺．ooε月■≧◎︷モ88き万〇一掌

勺①曽①ωO◎Φ一∈◎占一■Φεo0d一02勺勺目d 仁OO由−Φ一①o0d 勺〇一5づo﹃O

φ憧≧o§一遺翻b↓無幽潤昌尖﹂籔ぶる︵轄︶蟻鴉魁増

︒o．・︒童

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1981年1月

国立防災科学研究センター研究速報第44号

一qΦO◎α目◎01き同

室

o．﹇1一◎H

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(13)

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山一■ωqOqεO010∋

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(14)

国立防災科学研究センター研究速報第44号 1981年1月

．m．・︒匡E三≧◎ξ 弓・§；ε§一①§電ヒ岩・Φξ昌・占害︒i︑勺童暮8ひ．・︒重幽潤尖﹂蟻熟長︵脳将︶蟻鴉魁糟暑ひ図

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︵Φ弓1︶

(15)

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「［「●1．［，「一一い

図10加速度記録（本震）と変換加速度との残差スペクトル：UD成分 Fig．10 Residual Fourier spectrum be−

tween the obseπed accelemtion and the ca1cu1ated acce1eration obtained from the obseπed ve1oc．

ity record：UD・component．

となる．いずれにしても，式（11）に基づいて速度列／v，！から変位列1d，1へ変換する言十算は次式に基づいて行われる．

d、＝αldn−1＋α2dn＿2＋βovn＋

βlV、＿1＋β2Vn＿2 q4〕

4．2 微分

微分も式山と同様に次式の形のフィルタを用

いる．

T18〕＝8・Hls）・I−11s）

^（15）

ただし，H18）は低域通過フィルタとなり，式12）

と同じく二次系を用いれば，

ω02

H181＝ 2 ⑯ s2＋2hoωo8＋ωo

k伽、＿＿㍗一…

「［㌣「1−1．r に1 ・二．

図11速度記録（本震）と変換速度との残差スペクトル：u D成分 Fig．11 Residua1Fourier spectrum be−

tween the obseπed ve1ocity and the ca1cu1ated ve1ocity obtained from the obse耐ed acce1eration record；UD−component．

L⊥・ ■≡■■■■■■■1 ■■■■■■■■1r

11 し …

1パ■

L」止L∴一二二㍗

「一一「〔L「一二r ←・

図12 変換速度（本震，U D成分）のフーリエ・スペクトル

Fig．12 Fourier spectrum obtained from the calcu1ated ve1ocity shown in Fig．9：UD−component．

となる．以下，フィルタの構成は積分と同様の手続で構成される．I（s〕＝1とすれば，

1β。1：＝（を／ω02β・1＝＝oとして，ld，1を加速度列1a，／で置換えることにより，114〕

式がそのまま加速度変換用フィルタとなる．

(16)

国立防災科学研究センター研究速報第44号 1981年工月

4．3 記録への適用

変換の精度をみることを目的とするため，I18）＝1とした．記録器2台の特性は同じであり，換振器特性も対象範囲O．1〜20Hzではほぼ平坦であるから問題はない．積分および微分に用いたフィルタの特性を図7に示す．積分では，To：40秒，微分ではTo＝O．067秒と

した．hoはいずれもα6321である．図の位相特性は，位相遅延特性を示すもので，図2とは符号が反転している．To＝10秒は，後で述べる余震の記録に対して用いたものである．

図4に示す速度記録から求めた変位および加速度記録を図8に示す．同様に，図3に示す加速度記録を積分して得られた速度波を図9に示す．変換された速度および加速度波は，実測記録と比較しても良い一致を示す．

設置条件の確かな上下動にっいて，実測波から変換波を時間領域で差引いて得られた残差のフーリエ振巾スペクトルを図10および図ユ1に示す。図ユ0が加速度残差に関するものである．予想通り，残差スペクトルは，加速度では高域側に，速度では低域側に強くでる．

図5−3と比較したとき，加速度強度のある5Hz程度までの成分においては，図10の残差スペクトルは5〜20％の変換誤差を示す．ただし，図3と図8−3とを重ね合わせて見比べても判断出来ない．

図12は，変換された速度波のフーリエ振巾スペクトルである．図6−3と比較したとき，

フーリエ基本波を除けば，各成分ともほぼ一致する．図11の残差スペクトルから判断しても5〜20％程度の変換誤差となる．これも波形比較だけでは，ドリフトを除いて判断出来ない程度である．

簡単な変換法による比較であるが，速度型換振器を用いる強震観測も十分実用的といえる．

本報告で扱った積分法を利用して，加速度記録から変位波を求める方法については，付録1 にホしてある．

5．強震動特性に関する整理

5．1 変位スペクトル

変位特性に関して整理すべきことは，震源効果の見積である．図8に示した変位波の最初から20．48秒を用いたフーリエ振巾スペクトルを図13に示す．径路減衰に対する周波数依存性の補正は，震源距離が短く，かっ岩盤での記録であることから小さいものとして行わなかった．図13から見られるように，全体としてはω2に近い右上りのこう配を示している．

主観的に判断すれば，1〜1．5秒から7〜8秒程度までω2こう配であり，より短い周期のと

ころではωこう配に漸近しているように思える．

(17)

5．2 速度応答スペクトル

岩盤（もしくは，岩盤内）における速度応答スペクトルの構成要因に関する考察が，この報告における目的（1〕の課題である．まず，図14に本震および余震（Nα2）の速度応答スペクトルを示す．図15は余震の加速度記録である．

図14における本震の速度応答スペクトルは，大略二っの構成要因からなり，それは，1 秒程度のところで分割して説明出来る．ユ秒以上のスペクトルにっいては，図13のフーリェ振巾スペクトルとの相関が大きいところであり，これをω2倍すれば相対的な説明がつく．

5・1で見積った様に、1〜8秒程度の範囲で図13のスペクトルはω2の右上りこう配をもっていたから、この領域での減衰の小さい速度スペクトルは，平均して平坦となる．ただし，

この領域における3秒およびL5〜1．8秒付近のスペクトルピーク（図8で10秒経過後から現われる後続波によるもの等）は，速度応答スペクトルでも強調される．

短周期領域に現われる，0．4秒付近にピークをもっスペクトル・パターンは，主として震源域と観測点を結ぶ伝播径路の影響が大きいと判断されるところである．本震および三つの余震の速度応答スペクトル（減衰定数O，05）を図16に示す．後に示すように（図17参照），

この三つの余震における変換変位波の震源からの影響と思われる部分は，せいぜい1秒，もしくはより短い単一パルス波である．したがって，図15の加速度記録は，伝播径路のパルス応答が支配的であると考えるのが，最も安全である．図5に示した本震の加速度フーリエ

工O。 HS一〔㎝剛訓丁パ20．＾8；〕

が

E一一t㎝P㎝Em一（2．判

＝ユO 1

匡ユO】

＝1O

匡10一一

1O■コ

PERl00 〔s〕

^{10 30}

図13変換変位（本震）のフーリエ・スペクトルl l1l N S成分，

固g．13 Fourier spectra obtained from the ca1culated displacement shown in Fig．8：（1）NS・component．

1O一，

〇一3 10 30

PE日10皿｛5｝

図15変換変位（本震）のフーリエ・スペクトル112〕EW成分，

Fig．13 Fourier spectra obtained fmm the

calcu1ated displacement shown in

Fig．8：（2） EW−component．

(18)

国立防災科学研究センター研究速報第44号 1981年1月

1O。

E1011

101，

10一］

u一一

101

10o

10 1

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O．1 1O｛舌〕

10 苅

P E−l O匝｛s〕

図13変換変位（本震）のフーリエ・スペクトル113〕UD成分

Fig．13 Fourie正spectra obtained from the ca1cu1ated disp1acement shown in Fig．8：（1）UD−component．

ユO1

10o

1o−1

h O．O．05

図14本震および余震2の速度応答スペクトル（減衰定数0および0．05）1 ω N S成分

Fig．14 Velocity response spectra ob−

tained from the a㏄e1eration records，No．1（ma㎞shock）and No． 2 （aftershock）． Damping fact…，0・nd0．05，a・eused：（1）

NS−component．

Y P ｛H＾■〕1 −c㎝o．1一一

101

10o

1O1

h1O，O．05

O．1 ユユO｛；〕

図14本震および余震2の速度応答スペクトル（減衰定数0および0．05）：

12〕E W成分

Fig．14 Ve1ocity response spectra ob−

tained from the a㏄e1eration τ㏄ords，No．1（main shock）and No． 2 （aftershock）． Damping factors，0 and0−05，are used：

（2）EW・component．

O．1 ユ 10 （s〕

図14本震および余震2の速度応答スペクトル（減衰定数0およびO．05）l 13〕U D成分

Fig．14Vel・・ity・esp㎝s・sp・ct… b・

tained from the a㏄e1eration records，No．1（main shock）and No． 2 （aftershock）． Damping factors，0 and0．05，are used：

（3）UD−component・

(19)

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一10 D

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（9a1）

10 U

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1、一、

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E

10、一

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10■E

一101W

10．E

l1 −101如

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（1）aftershock No．2，

10 一10

wぺ小小㍉

い

S

121余震3，

（2）aftershock No．3，

10N

＾

甘一101S

13〕余震4

（3）aftershock No．4．

図 15 余震における加速度記録：

Fig．15 Acce1eration records observed at JIZ：

旺L㏄lIV旺SP㎝SE（一・血．〕・［一一to岬㎝τ

ユ01

ユoo

ユO1 へ。

h＝O．05

o，ユユo｛5〕

図16速度応答スペクトル。（減衰定数 0．05，E W成分）

Fig．16 Velocity resonse spect… bt・i・・d from the obseπed aCCeleratiOn reC・

ords shown in Fig．

3and Fig，15：EW−

component・

(20)

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1981年1月

国立防災科学研究センター研究速報第44号

・葦§奪ε書差−差・喜喜茎婁亨ミξ婁

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(21)

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(22)

国立防災科学研究センター研究速報第44号 1981年1月

振巾スペクトルが，Z5〜3Hz（α3〜α4秒）に山形部分を持つスペクトル・パターンであることを見直せば，この短周期領域における伝播径路の影響と思われる特性は重要である．

特に，この余震程度の小地震における短周期領域の卓越振動域が，そのままより強震動においても現われることは，特定の震源域一対象地域の岩盤における強震動予測という工学的な課題に対して一つの役割を果すと思われる．

このような伝播径路によるものと思われる短周期領域における特定の震源域一観測点（岩盤）の組合せによる特徴あるスペクトル・パターンは，深層地震観測ではすでに確認されている．（K inoshi ta，1978）たとえば，岩槻における観測結果では，マグニチュード4

〜5程度の地震によると，茨城県南西部における地震ではα08秒，千葉県中西部における地震では 0．2秒付近にピークをもっ非減衰速度応答スペクトルとなる。また，今回の地震も含めて，

伊豆半島東方沖一伊豆大島近海付近の地震も特徴あるスペクトル・パターンを示す．

5．3 最大加速度出現時と変位波形

図8−1で見るように．N S方向の最大加速度は，変位波がS波到達点からS方向に最大変位になった時点で現われている．余震のN S成分についての結果は図17に示すとうりであるが，本震と同様の結果が得られる．

6．まとめ

中伊豆における強震観測は，1章で述べた二目的に基づいて行われている．各目的について，現在までに得られた結果および今後の課題は以下のようである．

（1）岩盤地震動においても，軟弱地盤における地震動と同様に，震源域の同じ地震に対ししては，マグニチュードの大小（ここでは，4．5〜6．7）にかかわらず，周期1秒以下の短周期波では固有の卓越振動を示した（今回の地震では0．4秒程度）．ただし，軟弱地盤における卓越振動は，震源に依らず，表層地盤の振動特性に依るものであるとされているが，岩盤（もしくは，岩盤内）においては，震源と観測点を結ぶ伝播径路の効果に依存することが大きいらしい．このことは，岩槻における岩盤内地震動が，マグニチュード4〜5の地震に対して，震源域毎に特徴あるスペクトル・バターンを持っていることからの類推であるが，中伊豆においての確認はまだなされておらず，今後の言己録の蓄積をまたねばならない．

今回の余震のような小地震の記録を用いた伝播径路効果の強震動予測への応用は，高密度強震観測網に関する国際会議の報告（Iwan，1978）でも重要な課題として提案されている．中伊豆の強震観測とは別に，首都圏における三深層井の観測結果を主要ないくっかの震源域における地震毎にまとめたものは，他に報告する予定である．

12）速度強震観測は実用的である．特に，変位変換が容易であり，本報告で扱ったような

(23)

簡単な計算方法でも，強震動における震源効果を見積れる変位波形を得ることが出来る．

今後の課題は，観測をシステム化するような場合における機器の長期安定性への改善であ

る．

参考文献

1）国立防災科学技術センター（1979）：傾斜連続観測の研究及び地震波速度変化に関する研究・

昭和51年度特別研究促進調整費報告・

2） Jury，E．1。（1964）：Theo ry and ApPl i c a t i on o f t he z−Transform Method．

Wi l ey，New York．

3）K i no s h i t a，S．（1978）：S imp l e me t hod f or f o rmu l a t i ng t he wav e trans−

f e r f unc t i on and i t s appI i ca t i on t o de ep and sha l l ow borehol e data．

Pr o c e ed i ng s o f t h e f i f t h J a pa n ea r t hguake e ng i ne e r i ng sympo s i um，

137−144．

4） Iwan．W．D．ed．（1978）：Strong−Motion Earthquake Instrument糺rrays．

Pr o c e ed i ng s o f t he i n t e r na t i ona1wo r ks hop o f，s t r ong−mO t i O n

ea r thquake i ns t rumen t a r r ays．

5）N i ko1i c，Z．J．（1975）：A r e cu r s i v e t ime−va r y i ng b and−Pa s s f i l t e r・

G30ψψ5 os，Vol．40，Nα3，520−526．

（1980年12月3円原稿受理）

(24)

国立防災科学研究センター研究速報第44号 1981年1月

付録1．加速度記録の変位変換

加速度記録から，直接変位波を求めるためのフィルタを以下のように構成する．まず，4 章で扱った積分用フィルタ

8 T18）＝ 2 （15）

s2＋2hoωos＋ωo に基づくディジタル・フィルタ βO（1−Z−2）

川）＝一1 一。，2：・τ （16、

ユーαlZ 一α2Z

を利用して，次式のディジタル・フィルタを構成する．

1 川川＝一・〔Tlλ）十τ（一λ）〕 l17〕

4h oωo

ただし，βoはl13）式 1α。…：昌。は（12〕式で定義されるものとする．（珊式は，複素8領域で解釈すれば，

＿ω2 −1

。。。、．〔T（1ω）十丁（1 ω）〕＝ω…（・・。・一1）ω・ω2・ω・4

^（181

となる。（18〕式は，h o＝1／〉万とすれば，ω〜ωo程度から高周波数域においては近似的に二回積分と同じ作用をする．しかも，変換に伴う位相差は周波数に依存せず18ガである士

・したがって，式（16〕および（171で構成されるディジタル・フィルタは，適当なh oを使うことにより加速度波を変位波に変換する作用をする。図18は，図3に示した本震の加速度記録から求めた変位波である．ただし，h o＝0．6321，To：15秒とした．図8と比較して大きな差違はないが安定性は劣るようである．

付録2．数値化記録

表3は，3．2で述べた本震記録の数値化記録である．無補正であるため、振巾特性は0．1〜

20Hzではほぼ平坦で良好であるが，位相特性には注意を要する．

＊この技法はNicol ic（1975）による．

(25)

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(26)

国立防災科学研究センター研究速報第44号 1981年1月

表5 Tab1e3

加速度および速度記録（本震）の数値化記録

Digitized data on main shock．

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(27)

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加速度および速度計による強震地動の同時翻則

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