【諭 文】
UDC ：550
．
34（100）日本建築学会構造系論文報告 集 第4Z2号
・
1991年4月 Jouroal of Struct．
Constr．
Engng，
AIJ，
No．
422，
Apr．
r
19911985
年
チ
リ
地震 及
び
1983
年
日
本
海
中
部
地
震
の
地
震 動 最 大 加 速
度
・最 大 速 度 振 幅
の
距
離
減 衰
ATTENUATION
OF
PEAK
GROUND
ACCELERATION
AND
VELOCITY
DURING
THE
l985
CHILE
AND
THE
1983
NIHONKAI
・
CHUBU
EARTH
Ω
UAKES
翠 川
三郎
＊Sabaroh
MIDORIKAWA
Attenuation
relations of peak ground acceleration and velocity are examinedbased
on recordsfrom
the l985Chile
（M7 ．
8 ）and the 1983 Nihonkai・
chubu （M7 ．
7 ）earthquakes for thepurpose
ofpredicting
intensities
of strong・
motionduring
large
earthquakes in subduction zone．
The
relations obtainedfrom
theChilean
records show that the effects of site geology and source directivity are significant．
The
relationsfrom
theChilean
recQrds are consistent with theJapanese
records whenthe effects of site amplification on the
Japanese
records are removed．
The comparison of the rela．
tions with those of previous stttdie’
s shows that the attenuation relationsderived
from
U．
S。
data
are different
from
thosefor
these two earthquakes．
Ke
∬ωoハ胸 ：attenuation cu厂ue，
paak ground acceieration，
faak
9アound 鰓Zo
認y，
the 1985Chile
earth−
1 ．
quake，
伽1983
Nihonhai−
chubu earthquake距 離 減 衰 式， 地 震 動 最大加速度
，
地 震 動 最 大 速 度， 1985 年チ リ地 震，
1983 年日本海 中部 地 震1．
は じめに大 地 震の地震 動 強さを予 測す る た め
，
過 去の観 測結 果 に基づい て距 離 減 衰 式 が 多 数 提案さ れて いる。
こ れ らの 既往の 距 離 減 衰 式の比 較につ い て既に詳 細な報 告も な さ れ ている1 ）。
し かし ， 従 来震源域 付近で の観 測 結 果が ほ と ん ど得ら れて いない ことか ら，
これ らの距 離 減 衰 式か ら得ら れ る 近距離で の地 震 動 強さの値 は十 分に信 頼で き ると は 限 ら ない。近 年，世界 各 地で強 震 観 測 網の展 開が進め ら れてお り
，
その結果，
大地 震の際に比 較 的 多 数の強 震 記 録が得ら れ 始 めて い る。
特に 1985 年チ リ地 震 （M・
＝
7．
8）で は震 源域 付近 を含 む 多 数の地 点で強 震 記 録が得られ た2 ）。
こ れ らの記録はマ グニ チュー
ド8
ク ラス の大 地 震の地震動 強さの 距 離 減衰 を近 距 離を含む距 離の広い範 囲で検 討す るの に適当な数 少ない観 測 例の一
つ と考え．
られ る。
こ の地 震はプレ
ー
トの沈み込 み に よ．
る低 角 逆 断 層によ る もの で，
我 が国の海 洋 型 地 震と類似
の メカニ ズム を持 つ。
そこで， こ の地震の記 録の解 析 結 果は我が国の海 洋 型の大 地 震の地 震 動強さ を評 価する上でも大い に参 考に な る も の と考え られ る。
本 研 究は， マ グニ チュ
ー
ド8
クラ スあ大 地 震の際の地 震 動 強さの予 測 を念 頭に置き， チ リ 地震の最 大 加 速 度 振 幅お よ び最 大 速 度振 幅の距 離 減 衰特性の検討を行い，
得 ら れ た チ リ地震の距 離 減 衰 式 をほぼ 同 じ地震 規 模 を持つ 1983 年日本 海 中 部 地 震 （M ＝7．7
｝の強 震 記 録の結果と 比 較し，
その適 用 性につ い て検 討す る もの で あ る。
2．1985
年チリ地 震の強 震 記録とその距離滅 衰 特 性1985 年チ リ地震は表 面 波マ グニ チュ
ー
ドMs で 7．
8，
モー
メ ン トマ グニ チュー
ド脇 で8、0
の 規 模を持つ低角 逆断層による地 震である。
この地 震の断 層 面は図一1
の 破 線で示す ように長さ約130krn，
幅約 30km
の大き さ を 持ち3〕，
断 層 破 壊は断層の ほぼ 北端か ら生 じ南へ 伝 搬 し た％ 強 震 観 測 点 を図の黒丸で示す。 各 地 点での最 大 加速 度Z｝，
最 大 速 度21，
地 盤 条 件Z）・
5｝ ， 震 源 か ら の距 離を 表一
1に示す。
本研究で は，
最 大 振 幅は水平 2成 分の内 の 大きい方の値で定義 して い る。
Schaad
とSaragoni6
）は既に こ の 地 震の 最 大 加 速 度振 幅な どの距 離 減 衰 式を提 案して い る が， 距離の定 義とし て震 源 距 離を 用い てい ること，
地 盤 上の記 録と岩盤 上の 記 録を区 別して取り扱っ て い ない こと等の問題点が残っ てい る。
特に， この よ う な大き な規 模の地震の場合に は 事謬
京工業大学 纏 社驍 工学 専 攻 助教授，工撫
1瓢 溜 温
無
顎
1
跳
鈩
繊 一 ・一72
°
71
°
IILP ●LVL
32
°PPD
｝
LG
ZPL
VNT
．SFL
QNT
LLY
一
r一鈩
、 「 隔 、VPS
VDM
33
°FAULT
VPA
、
° 1、
EPICEN
丁ER
λ
l
PLANE
丶
LLL
い
LP
LTT
●L
SANTIAGO
口ll
34
°喃
匸
PCL
SFN
ILCHLN
35
°0
50km
一TLC
● 図一
11985 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 置一
震 源を点と み な す ことは困 難で あり，
震 源か らの 距 離の 定 義とし て震源 距離を と るの は適 当とは考え に く い。
そ こ で，
本 研 究では震源 か らの距 離の定 義と して よ り適 切 と考えられ る断層面か らの最 短 距 離7）を採 用し た 。 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 別は明ら か に さ れ ているもの の， 地 盤 調 査が な さ れて い る地 点は数 少な い。 表 中の VPA で は ボー
リ ン グ調 査か ら表 層地盤の層厚が約 60m で， その S波 速 度Vs
が 300 m／s前 後と推 定さ れ て い るSl。
VPA の近 く の岩 盤 上の観 測 点VPS で は，
地 盤調 査はな されセい な一
38
一
表一
11985 年 チ リ地 震の際の各観測 点での最大 加 速 度，
最大 速 度SITECODESITE
斉GEOLOGYDIST
kmP
．
．
G
．
A
．
＋9P
．
G
．
V
．
＋cm
／SILPSOIL
145
．
0 ．116
5
．
4
LVLROCK
109
．
0
．
039
3
．
4
LLGSOIL
63
．
0
．
171
7
．
7
PPDROCK
53
，
0
．
23312
．
3
ZPLROCK
48 ． 0 ．
30313
．
6
VNTSOIL
40
．
0
．
23224
．
9
QNTROCK
29
．
0
．
24219
．
3
VDMSO
【L
35
．
0
．
33730
．
7
VPSROCK
32
．
0
．
17314
．
7
VPASOIL
32 ，
0
．
28828
．
6
SFLSOIL
88
．
0
。
42717
．
8
LLYSOIL
64
．
0
．
46941
．
5
LTTSOIL
85
．
0
．
17218
．
8
LLLSOIL
29 ．
0
．
66940
．
6
MLPSOIL
41
．
0
、
66733
．
1
RPLROCK
26
．
0
．
48021
．
7
PCLROCK
58
．
0
．
27012
．
7
SFNSOIL
81
，
0
．
33624
．
5
ILCSOIL
117 ．
0
．
28314
．
8
HLNSOIL
108
．
0
．
17411
．
4
TLCSOIL
155
．
0
．
16911
．
8
tt．
dfterSaragOni
etd1
．
（1990
）dnd
ENDESA
（1984
）＋
after
Saragonl
et a1．
〔1990
）いが， VPS に対 する
VPA
の記 録の スペ ク トル比 s｝ か らVs
で 2−
3km ／s 程 度の層が地表近くに存 在するもの と 推 定さ れ る。 VDM で は，
付 近の ボー
リング 調 査9 ）か ら VPA と類 似の地 盤 条 件を呈し てい る もの と推 定さ れる。 礫 地 盤上 の MLP で は，
付近で弾性 波 探 査が な さ れて お り，
Vs
で 140m ／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 が明 らか に さ れて いる10）。
その他の地 点で は，
地 盤 調 査資料は得られ て い な い。 た だ し，MLP
にみ ら れ る礫地 盤は， アン デス山 脈か ら 流れ落 ちる比 較的急な流れ を持つ河 川に より堆 積し たも ので， 他の強 震 観 測点S
耳L
，LLY
やサンチャ ゴを は じ め とする チ リの い くつ かの主 要な都 市でも 認 めら れm ， 典 型 的なチ リの 河 川 堆 積 地 盤の一
つ と考え ら れ る且2｝ 。 サ ンチャ ゴ で の礫 地 盤のS
波 速 度は 700m ／s 程 度と求め ら れてお り13） ，MLP
と同 様に大き な値を示 してい る。
ま た，
チ リのい くつ か の主 要 都 市での常時微動 測 定か ら 得ら れ る地 盤 種 別の値は 皿種地 盤の場 合が多い11）。
以 上 の結 果 を総 合 すると チ リの 強 震観 測点の地 盤は日本の そ れに比べ て相 当に硬い場 合が多い もの と推 測さ れる。
図一
2に 1985年チ リ 地 震の最大 加 速 度と距 離の関 係 を示す。 図中， 地 盤 上 と岩 盤上の記 録を区 別し て示 して あ る。
こ の地 震は一
方 向 破 壊 伝 搬の もの で ある の で，
振 幅の方 位 依 存 性の 影 響 を検 討する た め に破 壊の伝 搬 方向 に対する観 測 点の方 位に よっ て も 印 を変え て示 して あ◎
1
．
0
渦O
ZO冖
ト く 匡 田 」 凵 QQ ＜y
く 凵 に0
．
01
10
100
DISTANCE
km
図一
2 1985年チ リ地震の最大加 速 度の距 離減 衰 ＼＼
＼
酬
／
’
／RUPTURE
TOWARD
〔a）一一一
1
／
−
お
淑
／
／【
驟 医
II
。，＼
＼
＿＿ ＿
」も
（C） ＼RUPTURE
BACKWARD
図一3
震 源 と観 測 点 との方位の分類 る。
方 位の分 類は図一
3に示 すように，
（a）破 壊が近 付 く方 向，
（b
）破 壊 伝 搬 方向と直交 方向，
（c）破壊が遠 ざか る方 向の 3種 類に分 類 し た。
図一
2か ら，
距 離が 小 さ く なると振 幅が飽 和 する傾 向にあること，
地 盤 上 に比べ岩 盤 上で は振 幅が小さ い こと，
破 壊が遠 ざか る 方 向で は そ の他の場 合に比べ て振 幅が小さい こと，
が分 か る。 同 様に，
最 大 速 度 振 幅と距 離の関 係を図一
4に示す。 最 大 加 速 度の場 合と同 様に， 岩盤 上で の振 幅は地 盤 上に 比べ 小 さいが，
振 幅の方 位 依 存 性は最 大 加 速 度の場 合ほ ど顕 著に は み られない。
こ れ らの デー
タを用い て最 大 加 速度およ び最大 速 度 振 幅の距 離 減 衰の経 験 式を以 下に示 す 関 数 形 を 用い て求め るこ と と す る。10g
A＝
B− log
（コc十 c）− kx ………・
（1 ） こ こ で，A
は最大 振幅，
x は 距離 （km
）， 産は粘 性 減 衰を表す項，B
は補正項， c は距 離が小さ く な る と振 幅 が飽 和する こ とに関 係す る項で ある。 補正項 B にっ い て は，
地 盤お よ び方 位 依 存 性の影 響 を考慮 し，
最 小2乗100
の ＼EQ
10
と
60
」 凵 〉 乂 く 凵 臨1
SOIL，
謡
・ Φ∴
丶
SOILROCK
十 丶 ＼ 丶O
×RUPTURE
TOWARD
丶 丶 凹 米〇 ＋
RUP
丁UREBACKWARD
10
100
DISTANCE
km
図一
4 1985年テ リ地 震の最 大 速 度の距 離 減 衰 法に よ り以 下の式 が得ら れ る。
10gα； 1．
33十 〇．
26（1
十 〇．
21 s− log
（x十50 ）− 0．
0020
x±O．
15 ・
・
…
（2）10gu
；3．
03
十 〇ユ7d
十 〇．
31s
− 10g
（x 十30
）− 0．
0018
二じ±0．
13…
r・
・
（3 ＞こ こで，a は最大加速度振幅で単 位は
g
（重 力 加 速 度）， v は最 大 速 度 振 幅で単位はcm ／s で あ る。
d
は方 位 依 存 性の 影響 を示すパ ラ メー
タで，
図一
3の （c）破 壊が遠 ざか る場 合に0
を，
そ れ以 外の （a） （b）の場 合に 1を と る。
（a）破 壊が 近付く場 合と （b
）破 壊 伝 搬 と 直 交 方 向の場 合とでは有 為な差は な かっ た。
s は地 盤の影 響を 示 すパ ラメー
タで，
岩 盤の場 合にO
， 地 盤の場 合に1
を と る。
右 辺の最 後の項は標 準 偏 差 を 示す。
（2 ）式よ り 得られる減 衰 曲 線を地 盤の場 合 を実線で岩盤の場 合を破 線で そ れ ぞ れ図一
2に示す。
同様に， （3
）式よ り得ら れ る減 衰 曲線 を図一
4に示 す。
（1 ）式中の c の値は， 最 大加速度の場合50k
皿，
最 大 速 度の場 合30km が 得 ら れ， 最大 加 速度の方が距 離 が小さ く な るにつ れて振 幅が早く飽 和す るこ とを 示し て い る。
地 盤の影 響につい て は， 岩 盤に対す る 地盤の振 幅 の比は最 大 加 速 度で約 1．
6倍， 最大 速度で約2
倍と，
最 大 速 度に対 する方が最 大 加 速 度に対す る よ り も や や大き く， 既往の経験 式の結 果 14〕・
J5〕 と よ く対応す る。 （1） 式 中のk
の値は最 大 加 速度の場合の方が や や大 き く，
短 周 期 成 分の振 幅の方が減 衰し や すい こ と を示し て い る。 既 往の研 究 16 ，を 参 考に し て最大 加 速度振 幅お よ び最 大 速 度 振 幅を支 配す る周 期をそれ ぞれ 0．
3秒お よび1
秒と仮定し，
地 震波の伝搬速度を4km
／s と して， 最 大 加 速 度につ いて のh
か ら 周 期O
；3
秒で のQ
を，
最 大 速 度につ い て の k か ら周 期 1秒で のQ
を求め る と，
それ そ れ
570
お よび170
とな る。
これらの値は， 日本 海 中 部 地 震の本 震お よ び余 震の記 録か ら得ら れ た地 殻のQs
値17） や関東・
東 海 地 域で得ら れ た コー
ダQ
の値 ゆと同程 度で あ る。
こ の ことはチ リの こ の地 域で の地 殻の減 衰 性 が特 別な もの で はない ことを示 唆している。
方位依存性につ い て は， 破壊が遠 ざか る場合に比べ て そ の他の場合の振幅の比は，
最大 加 速度で約1．8
倍，
最 大速度で約 1．
5倍 と，
最 大 加速度に対 す る 方 位 依存 性の 方が や や強い 。 この こ と は， 方位 依存性は 長周期 成分の 方が強い とい う 理論的検討19） と は調和し ない。
し か し，
地 盤 と岩盤とい う区 別だ け では最 大 速 度 振 幅に対す る 地 盤の影 響を十 分に評 価で き ない こと2°〕を考 慮す る と，
地 盤の影 響と方 位 依 存性の影 響と が分離さ れず，
方 位 依 存 性の影 響が最 大 加 速 度よりも最 大 速 度の方に小さ く表れ た可 能 性 も考えられ る。 いずれにせよ，
チ リの 個々 の強 震 観 測 点の地 盤 構 造に関す る情 報は限ら れて い る の で，
現時 点で地 盤の影 響を詳しく議論す る こ と は困難で あ り， 今後の検 討課題で あ る。
3．1983
年 日本海 中部地 震 と1985
年チ リ地 震の距離 減 衰 特性の比 較 前 章で得ら れ た チ リ地 震の距 離 減 衰 式 を1983
年日本 海中部地震の際に得ら れ た強震記録の結果と比較し，
そ の適用 性につ いて検討す る。 これ ら2
つ の地震の主な断 層パ ラ メー
タの比較3）・
4Lel） を表一
2に示す。
滑り量お よ び断 層 面 積は日本 海 中 部 地 震の方が や や大きい もの の，
各パ ラメー
タの決 定 精 度 を考慮する と，
両者に大き な差 はな く，
両 者は同 様の規 模お よ びメ カニ ズムを持つ 地 震 と考え ら れ る。 ただし， 日本 海 中 部 地 震は図一
5の破 線 で示 す2つ の断 層 面22｝に よるもの で，
破 壊は南 側の断 層 面か ら始 まり，
約 10秒 間 休 止 し た後 北 側の断 層 面が破 壊し たものとされておりZ3） ， 単 純 な一
方 向 破 壊 伝 搬のチ リ地 震と破 壊 様 式につ い て は異な る。
強震観 測 点を 図一5
の丸印で示 す。
震 源 域 が 沖 合い に ある た め， 震 源か らの距 離は最 も近い観 測 点 FKU で 50km 弱， 他の観 測 点で 80km
以 上であり，
チ リ地 震の 場 合の よ うな近 距 離の デー
タ は得ら れ て い な い。
最 大 加 速 度お よび 最 大 速 度 と距 離の 関係 をそれぞ れ図一
6お よ び 7に示す。 最 大 加 速 度および最 大 速 度の値は文 献24）〜
26）に よるもの で，
強 震 計の計 器 補正 が施さ れて い る。 表一
21985 年チ リ地 震と 1983年日本 海 中 部 地 震の断層パラ メー
タ の 比較CH【LE（1985） NIHONKAI
−
CHUBU〔19a3｝FAULT SIZE（km2）
．
1．
9−
3，
6xIO32．
7．
6．
Ox103D［PANGLE ω eg ） 15
−
35 20−
40 S凵P 〔m ） 1．
7・
3．
0 2．
0−
7．
6団0（dyne cm 1
．
6．
3．
5x102 ア 3．
5−
7．
6x1027 STRESS DROP （Dar） 140．
60−
180一 40 一
139ゆ
140°
141°
1
，、／σ
KMT 429 HKD SCH ● SRN一ρ
1 41°
1lFAULT
PL州E レ し TGRAOMRKS＿＿’
1
●
1 ／転
PIC，、，，IKU
HRS HCN く、
1 ぜ 40°
HCRAK τ TKRo YUH
●
o一 50km 39°
SKT 図一
5 1983年日本 海 中 部 地 震の震 源と断 層 面の位置お よ び強 震 観 測点の配 置 ゆ1
．
0
」O
ZO［
を
配 凵 」 凵 OQ く 乂 く 凵 巳O
．
0
10
100
DISTANCE
km
図一
61983 年日本 海 中 部 地 震の最 大 加 速 度の距 離 減 衰100
の ＼ ∈ 。10
と
一
QO 」 凵 〉 乂 く 凵 匡1
10
100
DISTANCE
km
図一
71983 年日本 海 中 部 地 震の最 大 速 度の距 離 減 衰 こ れ らの図には比 較の た め，
チ リ地震の減 衰曲線が示さ れ てい る。 日本海 中部地震の場 合，
振 幅と距 離の関係にバ ラ ツキ が み ら れ，
チ リ地震の場 合の ような明 瞭な関 係が認め ら れ ない 。 最 大 加 速 度の場 合，
チ リ地 震の減 衰 曲 線と比 較 す る と，
距離がISO−
2eokm 程 度の ところで振 幅 が 小さい こ と，
そ れ以 下の距 離で は，SCH
およ びRKS
で振 幅が大きい こ と を除 けば比 較 的 よ く一
致 し ているこ と，
方位依 存 性の影 響は ほ と ん ど認 めら れ ないこと， が指 摘できる。 につ い て は，
こ の地 域で は地 殻の下の存 在す るマ ン トル に減 衰 性の大 きい 部 分 が あり，
震 源 距離150km
以 上の場 合に は深 部にある こ の マ ン トル部 分 を地 震 波 が伝 搬し， 振 幅が大き く減衰す る た め と考え ら れ る Z7 ） 。 のSCH
お よ びRKS
で振 幅が大きい こ と は観測点の地盤 の増 幅に よる もの と考え ら れ る。
す な わ ち，
SCH では 砂 岩ない し シ ル ト岩の上に薄い軟弱な表層が存 在し28｝，
強 震 記 録に は 5Hz 程 度の 成分 が，
常時微動で も6Hz 程 度の成 分が顕 著に卓 越す る。RKS
は締まっ た砂 層の上 に厚 さ10− 15m
の軟弱な盛 り土が存在す る地 盤251で あ る。
こ れ らの地 盤で は他の地 点の地 盤に比べ最 大 加速 度 振 幅 を 支配 す る短周期領域で の増 幅 が非 常に大 きい もの と考え ら れ る。
につ いて は，
前述の ように こ の地 震の 破 壊様式が単純な一
方 向破 壊 伝 搬で はない ため と考えら れ る。
し た がっ て， 1983 年日本 海 中部地震に対 する平 均 的 な地 盤の最 大 加 速 度の距 離 減 衰 式 として，
距離が あ まり 大き く な け れ ば （x ≦150km ），
（2） 式に s ＝1，
d ＝
：
0．
5を代入 し た以 下の式を当て はめる ことがで き よ う。
10g
α＝1．
67− log
（x十50
）− 0．
0020
x・
……
（2）’
最 大 速 度につ いて，チ リ地 震の減 衰 曲線と 比較す ると，
表一
3 1983年日本海中 部地震に対 する強 震 観 測 点での地盤の 平 均S波 速 度SlTEVa
REFERENCE
CODEm
／S
MRN500Kurata
et
a1 ，
HKD230Yokoyama
et
d1
．
SRN1500Sawada
et
a1 ，
TGR140Tamura
AOM140Fujlwara
RKS180NOgosh1
＆
Nakamura
FKUBOOSawada
et
a1
，
HRS290No90Shi
＆
NakamUra
HCN220Fujlwara
HCR
95Yanaglsawa
et
a1 ．
AKT250Nogosh1
＆
Nakamura
SKT250Tsuchlda
et
a1
．
岩 盤の場 合に は両 者の対 応は比較 的よいが，
地 盤の場 合 には日本 海 中 部 地 震のデー
タの方が大き く，
両 者は か な り かけ離れ て い る。
し か し，
最も か け離れて い るHCR
の場合に はVs
が100
m ／s以 下の非 常に軟 弱な層が厚く 存 在す る特殊な地 盤でありZ9｝，一
方，
前 述の よ うにチ リ の強震観測点の地 盤 は一
般 的に 日本に比べ 堅い もの と考 え ら れ る ので，
両 者の違い は表 層 地 盤の影 響に よ る も の と推 測さ れる。 筆者 は 以前に地盤の 増 幅 率と地 盤のS
波 速度との関 係を整理 し，
その結 果，
地 震 基 盤 をV。
＝3km
／s の層と し た場合の最 大 速 度 振 幅に対する地 盤の増 幅率Av
は次 式で近似でき ること を示 し たS°｝。
∠4
”＝
170V α’
o幽
e （v』≦1100 m ／s｝・
・
・
・
・
・
・
・
・
…
−s
《4
）；
2。
5 （Va
＞lloOm ／s） こ こ で， Vaは地 表か ら深さ30 m までの 地 盤の平 均S
波 速 度 （m／s）である。
な お，
こ の式か ら得ら れる増 幅 率 Avの精 度は 20 ％ 程 度 以 内 と考えられ る。
こ の式を 用い て日本 海 中 部 地 震の最大速 度 振 幅の デー
タに含ま れ る表 層 地 盤の影響 を取り除くこと と し た。
す な わ ち，
各 観測点に対 し て，
文 献25 ）． 28 ），29
＞，31
）−
35） を 参 照し て推 定し た 地 盤のS
波 構 造か らVa
を求め る。
表一
3に各 観 測 点で の推 定さ れ たVa
の値を 示 す。
Vaを（4 ）式の代入 し て地 盤の 増 幅 率Av
を求め る 。 観 測さ れ た最大 速度振幅 v をこ の Av で除し て地震 基 盤で の最大 速度 振 幅VB を求め る。
この Vs に標準 的な地 盤の増 幅 率Av
を掛け て表層 地 盤の影 響 を補 正 し た最大速 度 振 幅 Va を求める。
標準的 な地 盤の増 幅 率と して，
チ リの強 震 観 測 点の地 盤の場 合 を対 象と して Va＝
＝
600 m ／s を （4 ）式に代入 して得ら れ る値と し た。 こ の値は前 述のチ リ での限 ら れ た地 盤 資 料に基づ い て第一
近似 的に定め た もの である。
図
一
8に上 述の手順で 日本海中 部地震の記 録か ら表 層100
ω ＼EQ
10
≧「
一
〇 〇 」 ］ 〉 乂 く 凵 飢1
10
100
DISTANCE
km
図一
8 地 盤の影 響 を 補 正した 1983年日本 海 中 部 地 震の最 大 速 度の距離減衰 D1．
0
」O
ZOF ＜ 匡 凵 」 凵 OQ く 乂 《 凵 巳0
．
01
10
100
DISTANCE
km
図一
9 最 大 加 速 度の距 離 減 衰 式の比 較 地 盤の影 響を取り除いた最 大 速 度 振 幅 Vcと距 離の 関 係 を示す。
比較の ため，
チ リ地 震の地 盤の場 合の最 大 速 度 の距 離 減 衰 曲線も実線で示し て ある。
図一
7に示し た補 正 する前の場 合と 比べて ， 距 離と振 幅 との関 係が非 常に 明 瞭と な り，
距 離が 150km 以 下で はチ リ地 震の距 離 減 衰曲 線 と よ く一
致する。
し たがっ て，
日本 海 中 部 地 震の デー
タ か ら地 盤の影響 を 補 正 した最 大 速 度 振幅 Vc につ い て は， 距 離があ まり 大き く な け れば （xsSlsokm
）， （3）式の チリ地 震の最 大 速 度 振幅の距離 減 衰 式に S；
1，
d＝
0．
5を 代 入 し た 以 下の式 を 当て は め るこ と がで き よ う。
正og vc＝
3．
43− log
（x 十30）−
0．
0018 x・
・
…・
（3）’
さ らに，
（4｝式か ら得 られる地 盤の増 幅 率Av
を有一 42 一
100
の ＼EQ
10
F60
」 凵 〉 乂 く 国 巳1
10
100
DISTANCE
km
図一
10 最 大 速 度の 距離減衰式の比較 す る各地 盤で の 最大 速 度の距離 減 衰 式は （31）” 式で表 せ る。
log
v＝log
（VGIAv ×Av
）＝ 5
．
10一
璽og （x十30》−
0．
0018 x− o．
6｝09 （V
∂ （va≦1100 m ／sl＝3．
27− 10g
（x十30）−
0．
0018 x（
Va
＞1100 m ／s｝…・
…・
・
一 ……一
（3 ）” 得 ら れた 距 離 減衰 式 （2 ）’
式お よ び （3 ）”
式を そ れ ぞれ図一
9，
10に実 線で示す。
図に は，
既往の距離減衰 式の う ち比較的 多 数のデー
タに基づ く最近の減衰式 （M
；7．7
の場 合 ） との比 較 も示し てある。 た だ し，
Joyner
とBoore
の式14） は地 盤の場 合 を，
川 島ら の式】5｝は2
種地 盤の場 合を示して ある。
図一9
に示す最 大 加 速 度の場 合，
我が国の デー
タによ る川 島らの式は （2）’
式に比べ や や小さい値を与え る が，
比較的よ く一
致して い る。
我が国の デー
タに基づ く 福 島・
田 中の式3ωや筆者の式7iは減衰の傾き は （2）’
式 と よい一
致を示し て いる が，
振幅は （2 ）’
式に比べ て2
／3
程度と小さい。
こ れ ら2っの式は数 Hz 程 度 以上の 高周波数で は感 度の低 下す るSMAC
型 強 震 計に ょる生 の デー
タに基づ い て作 製されだ
もの である。SMAC −
B 2型 強 震 計の場合， 地 震計の特 性 補正 を行うと，
最大 加 速 度 値は平 均 的に は 30％ 程 度 増 加す ること が 知 られ て い る3T ）の で，
地 震 計の特 性の影 響を考慮す る と， こ れ ら 2つ の式 も 川島式 と 同 様 に （2＞’
式の結果と お お む ね よく一
致す る ものと考え られ る。
一
方，
主に カリフ ォ ルニ ア の デー
タに基づ くJoyner
と Boore の式は減衰が 大 き く か な り小さい値 を与え，
明 ら かに （2）’
式 とは異な る。
こ の ことは カ リフォル ニ アの内 陸 地 震 と日本 やチリの海 洋型 地震とで は距 離 減 衰 特 性が大ぎ く異な るこ と を示 唆する もの とも考え られる
。
図一
10に示 す 最 大 速 度の場合，
川 島らの式 15）は硬 質 地 盤の場 合 （Va
；600
m／s）の （3）”
式とよ い一
致を示 す が， 軟 質地 盤の場合 （Va＝200
m／s）に比べ る と小さ い。
た だ し，
川 島ら の式を作 製 する際に用い た デー
タはM
＝ 7．
5以 上の地 震で は 距離が 100〜
200km の ものが ほ と んどで， こ の距離の範 囲で は，
川 島 式の結 果は （3
） ” 式の軟質地 盤と硬質地盤の間にはい る。
J6yner
とBoore の式は最大 加 速度の場合と同様に減 衰が大き く，
（3 ｝”
式 とは異な る減 衰 特 性 を示し てい る。 結 局，
本 研 究で提 案し た距 離 減 衰 式は， 我 が 国の デー
タ に基づ く既 往の もの に比べ てや や大き な値 を与え るもの の，
顕 著な相 違 を示 さないが， カ リ フォ ルニ ア の デー
タ に基づ くJoyner
とBoore
の式と は異な る減 衰 特 性 を示 すこと が わか っ だ。
近い将 来 その発 生 が 予 想さ れ ている東海 地 震の場 合， 予 想さ れ る地 震 規 模 が
8
程度で，
想定さ れて い る断層パ ラ メー
タ もチ リ地 震や 日本海中部 地 震のそれと類 似で あ る38切 で， 提 案 し た （2
γ式お よ び （3）”
式が適 用で きるもの と考え ら れ る。
例えば，
断 層 面か らの距離が約 15km の静岡に対して，
こ れらの式 を 標 準 偏 差も考慮し て適 用す る と， 最 大 加 速 度でO．
5g〜
1．
Og （平 均 値で O．
7g），
最 大 速 度で硬 質 地 盤 （Va＝
600 m ／s）の場 合 45〜
80 cm ／s（平均 値で60
cm ／s），
軟 質 地 盤 （V
。二
200 m ／s＞ の 場 合80
一
150
cm ／s （平均値で 110cm ／s｝の値が得ら れ る。
最 大 加 速 度の 値は，
筆 者が以 前に経 験 式と断 層モ デル を組み合わ せ た方 法で計 算した値3°1と お お む ね一
致 す る。
4．
結 論 我が国の海 洋 型 地 震と類 似の メ カニ ズム を持つ 1985 年チ リ 地震 （M；
7．
8）の強 震記 録 に つ い て，
そ の最 大 加速度 振 幅および最 大 速 度 振 幅の距 離 減衰特性の検 討 を 行っ た。 その結 果，
地 盤の影 響や方 位依存 性の影 響が認 め ら れ，
（2 ）式 お よ び （3）式に示す 最 大加速度お よ び最 大 速 度の 距 離 減 衰 式 を得た。
これ ら の距 離 減 衰 式 をほ ぼ同一
の地震規模を持つ1983
年日本海 中部 地 震 （M＝
7．
7）の観測結 果と比 較 し た ところ，
表 層 地 盤の影 響 を補 正す れば，
チリ地 震の距 離 減衰式が日本 海 中 部 地 震の場 合に も よ く当て は ま る こ とが分か り， 日本 海中 部地震の距 離 減 衰 式と して （2 ＞’
式 および （3
）”
式を得た。（2）
’
式 お よ び （3）”
式と既 往の い くつかの 距 離 減 衰 式 との比 較か ら，
本 研究で提 案し た距 離 減 衰式 は 我 が国 の デー
タ に基づ く既往の もの と顕 著な相 違 を 示さ ない が，
カ リフ ォ ルニ ア のデー
タに基づ くJoyner
とBoore
の式と は異な る減 衰 特 性 を示すことが 分 かっ た。 謝 辞チ リ大学
Saragoni
教 授，
チ リカ ト リ カ大 学Riddell
教 授，
チ リ国 営 電 力Radisic氏には チ リ の強 震 観 測に関 して ご教 示いた だいた。
日本物理探鉱中村 操 氏に は日 本 海 中 部 地 震の強 震 観 測 点の地 盤 条件につ い てご教 示い た だい た。
査 読 者の方々 に は改善の た めの貴 重な ご意 見 を頂い た。 記して謝 意 を表す る次第で あ る。 参考 文 献 1） 田中貞二，
福 島 美 光 ：地 震 動 強さの距 離 減 衰，
第15回 地 盤 震 動シンポ ジ ウム資 料 集，
pp，
7−
16，
19872＞ Saragoni
，
R．
eI al．
，
Analisis de IQs Aceleiogramas delTerremoto de Chile de 1985
，
Segunds Parte，
Mernoria para Optal al Titlllode
Ingeniero Civil，
Universidad deChile
，
19903） Barrientos
，
S．
；Slip Distribution of the l985 CentTal Chile Earthquake，
Tectenophysics，
VoL 145，
pp、
225〜
241
，
19884） Choy
，
G．
and Dewey，
J．
：Rupture Process of an Extended Earthquake Sequence ：Teleseis血c Analysis of the Chilean Earthquake of Ma［ch 3．
1985，
J．
Geoph−
ys．
Res．
，
Vol．
93，
pp．
1103−
1118，
19885） ENDESA ：Red
de
Ace
且erografosde
ENDESA，
19846） Schaad
，
C．
andSarageni
，
R，
：Formulas de Atentiacion Considerando el Terrernoto de Chile de l985，
5as Jornadas Chiteanas de Sismologia e Ingenieria Antisis．
mica
，
Vol．
1，
pp．
379−
388，
19897）翠 川三郎 ；小 地震の加 速度 包 絡 波 形の合 成に よ る大 地 震
の最 大 加 速 度の推 定
，
日本 建築学会構 造 系 論 文 集，
第 398号，
PP．
23〜
30，
19898） Saragoni， R
．
y Carvajal，
A．
：Estudio Comparativode
且os Terremotos de Valparaiso de 1906 y l985
，
5asJornadas
Chileanas de Sismologia e Ingenieria Antisis−
mica，
VoL 1，
pp．
345〜
356，
1989g） Grlmme
，
K．
y Alvares，
L．
：El Suelo de Fundacion de Valparaiso y Vi且a del Mar，
Boletin No．
16．
Instituto de Investigaciones Geologicas，
196410〕 Araneda M
．
y Avendano，
M．
：Relacion entre el DafioObservado
en Estructuras y elSuelo de Melipま1［日durante e且Sismo de MarzQ de l985，
5asJomadas
Chilea
皿asde
Sismologia e Ingenieria Antisismica，
Vo亘．
1，
pp．
505−
514
，
198911） R
．
Lastrico and J．
Monje ：Chilean Experience inSeismic Microzonation
，
Proc．
of the Intern．
Conf．
on Microzonation，
Vol．
1，
pp、
231−
248，
197212）
Paskoff
．
R．
；Recherches Geomorphologiques Dans leChile Semi
−
Aride，
Biscaye Freres Imprimeurst 197013） Midorikawa
，
S．
：Local Siしe Effects on Ground Mo．
tion in Santiago
，
Chile，
Proc．
of the EighthJapan
Earthq．
Eng．
Symposium，
Voi．
1，
pp．
439−
444，
199014）
Joyner
，
W．
and Boore，
D．
：Peak Horizontal Accele【a．
tion and Velocity from Strong−
Motion Records lncluding RecoTds from the lg7g Imperial Valley，
California，
Earthquake
，
BulL Seis皿．
Soc．
Am．
，
VoL 71，
pp．
2011−
2038
，
198】の 距離 減 衰 式
，
土 木研 究 所 報 告，
第166号，
1985 16） 小 林 啓 美，
長 橋 純 男 ：重 層 建 築 物の耐震 設計を対象と し た地 震 動の強さ を評価す る た めの簡 便な尺 度 と しての地 震動 最大 振 幅，
日本建築 学会 論 文 報 告 集，
第210号，
pp．
11−
Z2，
1973 17＞ 岩田知 孝・
入 倉 孝 次 郎 ：観測 さ れ た 地 震波か ら，
震 源 特 性・
伝 搬 経 路特性 及び観 測 点 近 傍の地 盤 特 性 を 分 離 する 試み，
地 震 皿，
第39巻，
pp．
579−
593，
1986 18）佐 藤 春 夫 ：関 東・
東 海 地 域に お け るコー
ダQ
『
匸の地 域 性，
地震 皿，
第39巻，
pp．
241〜
249， 1986 19） 小 山順二，・
泉 谷 恭 男 ：最 大 加 速 度・
rms 加 速 度の 方位 依 存 性，
地 震ll，
第41巻，
pp．
79−
87，
198820）
Joyner
，
W．
and Fnmal，
T．
：Use of Measured Shear．
Wave Velocity for Predicting Geologic Site Effects on Streng Ground Motion， Proc
．
the Eighth World Conf．
on Earthq
．
Eng．
，
Vol，
2，
pp．
777〜
783，
198421）佐 藤 良 輔 （編 ）；日本の 地 震 断 層パラ メ タ
ー・
ハ ン ドブック
，
鹿 島 出版 会，
198922） 相 田 勇 ：1983年日本 海 中 部 地 震 津 波の波 源 数 値モデ ル
，
地 震 研 究 所 彙 報，
第59巻，
pp．
93〜
104，
198423）Mori
，
J．
and Shi皿 azaki，
K．
：Source Process of the May 26，
1983Japan
Sea Earthquake，
Prog匸amme andAbstracts of Seism
．
Soc．
Japan
，
No．
2，
p．
16，
198324） 倉 田 栄
一
ほ か 2名 ll983年日本 海 中 部 地 震の港 湾 地 域における強 震観測
，
港湾 技 研資料，
No．
458，
1983 25｝Nogoshi
，
M．
and Nakamura， M
．
l Fundamental Analy−
ses of Strong
−
Motion Accelerograms o 皿1983 Nihonkai Chubu Earthquake，
Memeirs ol the College of Educa−
tion．
Akita Univ．
，
VGI．
41，
pp．
43−
62，
199026＞ 翠 川三郎
，
福 岡 知 久 ：気 象 庁 震 度 階と地 震 動 強さの物 理 量 との関 係，
地 震ll，
Vol．
41，
pp，
Z23〜
233，
1988 27）武 村 雅 之 ：強 震 地 動，
第12回地 盤震 動シ ンポ ジウ ム資料 集，
pp．
15−
24，
1984 28＞ 田 村 敬一
：地 震 及び地 震 動，
1983年日本 海 中 部 地 震 災 害 調 査 報 告，
土木研究所 報 告， 第165号，
pp．
3〜
15，
1985 29） 柳沢栄 司ほ か 3名；日本 海 中 部地 震 に お け る 八 郎 潟干拓 正 面 堤 防の 地 盤 振 動 特 性，
土 と基 礎，
VoL 32，
No．
9，
pp．
41−
44，
1984 30） 翠 川三郎：地 震 断 層 と地 盤 条 件 を 考 慮 した地表面 最大加 速度・
最 大 速 度 分 布の推 定，
第8回 地 盤震 動シンポジ ウ ム資 料集，
pp．
59〜
64，
1980．
・
31）土 田肇ほ か 2名 ；港 湾堆域 観 測 地 点 資 料 （そ の 1）
，
港 湾技 研 資 料，
No．
34，
1967 32） 倉田栄一
ほ か 2名：港湾地域 観測 地 点資料 （その2＞，港 湾 技 研 資料，
No．
107，
1970 33） 横 山 淑 子，
倉 田 栄一
：港湾 地 域 観 測地点 資料 （そ の 4＞，
港湾技研資料， No．
298，
1978 34） 藤 原 俊 郎 ：地 震 波 推定のた めの地 下 構 造 調 査，
鉄 道 技 術 研 究 所 資料，
28−
7，
pp．
319〜
324，
1971 35｝ 澤 田義博ほ か 3名 ：1983年 日本 海 中 部 地 震の岩盤上加速 度波 形の特 性．
電 力 中央 研 究 所報告，
No．
385058，
198636） Fukushima
，
Y．
and Tanaka，
T．
：ANew AttenuationRelation for Peak Horizontal Acceleration of Strong Earthquake Ground Motien
，
．
Bul1．
Seism．
Soc．
Am．
．
Vol
，
80，
pp．
757〜
783，
199037） Midorikawa
，
S．
：The Correlation of theJapan
Meteoro・
logical Agency Intensity Scale with Physical Parametersof Strong Ground Motions
，
Proc．
7th European Conf．
on Earthquake Eng．
t Vol．
2，
pp．
103〜
110，
198238）
’
鈴 木 保 典，
佐藤良 輔 ：断 層モデル に よる短 周 期 加 速 度・
速度
・
変 位の推 定2一
仮 想 駿 河湾 地 震一，
地震学 会講 演 予稿集，
No．
2，
p．
201，
lg79（1990年9月1日原稿受理
