第 30 回地盤震動シンポジウム、日本建築学会、2002

免震病院を対象とした入力地震動の策定例― 震源近傍の強震動、及び、深部地盤構造を考慮した入力地震動策定 ―Evaluation of Input Ground Motion for a Base-Isolated Hospital Building
Considering Near-Source Strong Ground Motions and Deep Sedimentary Layers
久田嘉章 *, 翠川三郎 **・山中浩明 ***, 鱒沢 曜 ****
Yoshiaki HISADA*, Saburo MIDORIKAWA**, Hiroaki YAMANAKA***, Yoe MASUZAWA ****

Near-source strong ground motions from the hypothetical Tokai earthquake were evaluatedin order apply to the seismic design of a base-isolated hospital building in the Shizuoka
prefecture. Microtremor array observations were also carried out to estimate S-wave
velocity structure under the building site. Three methods were used to evaluate the groundmotions: a empirical method (Kobayashi-Midorikawa, 1982), a semi-empirical method(Irikura, 1986), and a theoretical method (Hisada, 2000; Kamae et al., 1998). Because of theforward and backward directivity effects, the theoretical method exhibited the maximum
and minimum ground motions at longer-periods, while the empirical and the semi-empiricalmethods showed about the average. It was confirmed that the base-isolated building
satisfied the safety design criteria for all the estimated ground motions.
１

はじめに
本論文では、平成１４年９月に開院した静岡県立静岡傍の強震動には長周期パルス波や、地表断層による大変

がんセンター・病院本棟における入力地震動策定を紹介

位（fling）などが発生するため、免震建築が耐震建築する（平成１１年日本建築センター評定）。本病院は図１と比べ必ずしも安全となる保証はない(例えば久田、に示すように、静岡県駿東郡長泉町に位置し、平常時の2001)。また長周期強震動には深部地下構造が大きく影

がん治療に加え、震災時には災害拠点として機能するこ

響するため、工学的基盤よりも深い地盤特性も適切に評とが期待されている。このため病院本棟は免震構造とし価して入力地震動を設定する必要がある。
以上のことから、本建物の入力地震動の策定には、微て設計された。
本サイト周辺には図２に示すように仮想東海地震をは動を用いた深部地盤構造を調査し（山中担当）、経験的

じめに、富士川河口断層帯、神縄・国府津－松田断層帯

手法・半経験的手法（翠川担当）、及び理論的手法（久などが大規模なＡ級活断層帯が存在している。震源近田担当）による地震動評価を行い、それをもとにした

図１

静岡県立静岡がんセンターの遠景（左）とサイト位置（右）* 工学院大学建築学科 助教授・工博
Associate Prof., Dept of Architecture, Kogakuin Univ. Dr. of Eng.
** 東京工業大学人間環境システム専攻 教授・工博
Prof., Dept. of Building Environment, Tokyo Inst. of Tech.
*** 東京工業大学環境理工学創造専攻 助教授・工博 Associate Prof., Dept. of Env. Science and Technology, Tokyo Inst. of Tech.
**** 株式会社 横河建築設計事務所 建築設計部 工修 Dept of Architecture, Yokogawa Architects & Engineers, Inc.

1

第 30 回地盤震動シンポジウム、日本建築学会、2002

図２ 建設サイト、及び入力地震動策定の祭に参考にした想定震源

図３ 地下１階（免震層）の平面図及び断面図

2

第 30 回地盤震動シンポジウム、日本建築学会、2002
構造的・機能的安全性の確認を行った（鱒沢担当）。ここ

ＰＳ検層などが行われている（株式会社横河建築設計事

では主として微動アレイ観測による地盤構造推定と各手

務所, 1998）。それらによると当地では愛鷹火山の噴出に法を用いた地震動策定について紹介する。

よるローム層が地表より約 20ｍまで堆積し、以深は凝灰２を調べる上で重要な地震基盤までの地盤構造は殆ど知ら角礫岩層で構成されている。一方、長周期強震動の特性
想定地震と構造計画概要
静岡がんセンターは、図１、２に示すように富士山麓

れていない。そこで本研究ではまず微動のアレイ観測をの愛鷹火山南東部に位置し、静岡県の地震地域係数は実施し、Ｓ波速度３ km/s 程度の地震基盤までのＳ波速

1.1 以上のＢ地域に相当する。当サイトで考慮すべき震度構造を推定した。

源モデルとして、図２に示すように仮想東海地震、仮想

微動観測は加速度計（アカシ JEP-6A3）の上下成分を

神奈川県西部地震、さらに富士川河口断層帯、及び神縄・用いた。アレイ観測は、建設サイトの隣にある長泉高校

国府津－松田断層帯による地震などが考えられる。このを中心としたアレイ（大、中、小）と、長泉高校の校庭中で建設サイトに最も大きな影響を及ぼす地震として、内と建設サイト敷地内にて十字アレイで行った。大、中、仮想東海地震（Ｍ８）を対象とした入力地震動策定が行小アレイでは観測点間の距離をそれぞれ、0.5～2.2 km、われた。仮想東海地震は、平成 13 年に中央防災会議から

0.3～0.9 km、0.08～0.25 km とし、三角形の中心・頂点・

新しい想定震源域が公表されているが、ここでは建設サ

各辺の中点での合計７点で実施した。十字アレイでは７イトに近く、より影響のより大きいと考えられる石橋モ点の観測点を 0.04～0.23 km の観測点間の距離で行った。

デル（1976）を用いている。表１に使用した震源パラメ

解析方法は、約 330 秒の記録のフーリエスペクトルからータを示す。

使用する周波数範囲を決め、Capon（1969）の f-k（周波当センターの病院本棟は、地震時の災害拠点として病数－波数）スペクトルから各周波数の微動の位相速度と院機能を維持させるため免震構造として計画されている。

到来方向を決定した。さらに各データセットに対して周病院本棟は鉄骨鉄筋コンクリート・一部鉄骨造で、地下期ごとの位相速度を求め、その平均値を Rayleigh 波の１１階、地上１１階、軒高 53.45ｍ、建築面積・延べ床面

次モードの位相速度とみなし、分散曲線を求めた。速度22

積はそれぞれ約 14,763 m 、64,155 m である。架構はブ構造の推定は、山中・石田（1995）の遺伝的アルゴリズ

レース付きラーメン構造（一部耐震壁）、基礎は杭基礎でム（GA）を用いて、観測された分散曲線との比較から最ある。

適解を検索した。その際、各層で密度は固定し、Ｐ波速図３に示すように免震部材は１階床下及び地下１階床

度はＳ波速度から狐崎他（1990）の関係式

下に設置し、一部は１階と地下１階の中間に設置した。

Vp=1.11*Vs+1.29 ……… (1)

免震部材は積層ゴムとすべり支承を併用し、減衰機構はを用いてＳ波と連動させた。Ｓ波速度や層厚に関し、様々

鋼棒ダンパーと鉛プラグを用いている。基礎固定での設な条件で逆解析を実施した。

計用１次固有周期は短辺で 0.91 秒、長辺で 0.86 秒であ

表２a は、建設サイトで行われたＰＳ検層のＳ波速度

り、免震層を含めた等価線形モデルによる１次固有周期を用い（表の* 印）、他のＳ波速度と層厚を変化させる検は、免震層変位の 1 cm レベルで 1.42 秒、10 cm レベル

索条件を示している。この条件から得られた最適解を表（レベル１）で 2.42 秒、20 cm レベル（レベル２）で 2.90

２b に、観測による分散曲線との比較を図４に示す。図秒、40 cm レベル（余裕度検討レベル）で 3.33 秒である。

より観測から得られた平均値（○印）と理論分散曲線（実線）と良く対応していることが分かる。

表１

仮想東海地震の震源パラメータ（石橋モデル）

緒元
地震規模
断層北東端位置（°）
断層の最浅端深さ（km）
走行（°）
傾斜角（°）
長さ（km）
幅（km）
平均すべり量（m）
平均すべり角（°）

設定値
Ｍ８（35.14 N、138.73 E）
2
N198E
34
115
70
4
71

３．微動のアレイ観測によるＳ波速度構造の推定
サイトでは多くのボーリング調査や深さ６０ｍまでの

図４ 観測（○印）と理論（実線：表２b を使用）
による分散曲線（レイリー波基本モード）
3

第 30 回地盤震動シンポジウム、日本建築学会、2002
表２a：地盤逆解析の探索条件（Ｓ波速度を固定し、層厚を変化させた場合：* 印はＰＳ検層結果による）
層
1
2
3
4
5
6

Vs(km/s)
0.16 *
0.25 *
0.60 *
0.91 *
1.0～2.2
2.5～3.5

層厚(km)
0.001～0.02
0.001～0.02
0.01～0.05
0.01～0.30
0.01～2.00-

密度(g/cm3)
1.7
1.7
1.7
1.8
2.0
2.5

表３a：本解析で用いる地盤モデル（山中モデル）
密度
Vp
Vs
層厚
Qp
Qs
(g/cm3)(km/s)(km/s)
(km)
1
2.0
1.7
0.6
0.043 100 50
2
2.1
2.3
0.91
0.17
160 80
3
2.2
2.9
1.55
1.14
300 150
4
2.4
5.5
3.0
2.00
400 200
5
2.8
6.5
3.8
400 200

層

表３b：工藤他（1978）を参考にした地盤モデル
表２b：表２a の探索条件における逆解析結果
層Vs(km/s)
層厚(km)
密度(g/cm3)
1
0.16
0.004
1.7
2
0.25
0.016
1.7
3
0.60
0.043
1.7
4
0.91
0.17
1.8
5
1.55
1.14
2.0
6
3.30
2.5

transverse
transverse

transverse

radialradialradial(a) 山中地盤モデルによる結果（Ｐ波速度は推定、１・２層は山中モデルと同じ）
層
1
2
3
4
5
6
7

密度
(g/cm3)
2.0
2.1
2.2
2.5
2.5
2.8
3.0

Vp
(km/s)
1.7
2.3
2.9
3.8
5.0
6.0
6.8

Vs
(km/s)
0.6
0.91
1.45
2.3
2.5
3.7
3.9

transverse

層厚
(km)
0.043
0.17
1.00
1.00
2.00
15.0
-

Qs

100
160
300
350
360
400
400

50
80
150
175
180
200
200

radialtransverse

transverse

Qp

radialradial(b) 工藤地盤モデルによる結果

図４ 工藤モデル（左）と山中モデル（右）によるグリーン関数の比較（周期２秒の Ricker 震源）（距離 30 km, 深さ 5 km 上：変位波形、下：速度フーリエ振幅スペクトル）

入力地震動策定のために微動観測による深部地盤構造を計算し比較した（久田、1997）。伊豆半島ではいくつの探査が行われることはまれである。そこで微動観測にかの地下構造に関する研究が行われている。まず工藤よる地盤構造と、既存の結果から推定した地盤構造とで、

他（1978）は 1978 年伊豆半島東方沖地震の余震観測に

地震動特性にどのような差が出るのか理論グリーン関数

よるＳ波走時および本震の強震記録解析から伊豆半島
4

第 30 回地盤震動シンポジウム、日本建築学会、2002
北部のＳ波速度構造を推定している。また人工地震に観測を実施した。その結果、1998 年６月房総半島沖地震

よるＰ波速度構造も推定されている（Asano et al.,（Ｍ5.6、深さ 50 km、Amax=1.4 gal）、1998 年６月茨城1982）。ここでは微動観測をもとにした地盤構造モデル

県南西部地震（Ｍ4.7、深さ 70 km、Amax=1.4 gal）など（山中モデル、表３a）と、工藤他（1978）による最適の記録を得た。一方、静岡がんセンターから約 3 km 南東

モデル（C-Model）を用いて、グリーン関数を計算したに位置する長泉消防本部では静岡県震度情報ネットワー（工藤モデル、表３b）。なお工藤モデルには表層地盤

クの計測震度計が設置されており、1997 年 10 月遠州灘として山中モデルによる工学的基盤を加えている。震地震（Ｍ5.0、深さ 30 km、Amax=5.8 gal）、1998 年 5 月

源は観測点から水平距離 30 km、深さ 5 km の位置に、伊豆半島東方沖地震（Ｍ5.4、深さ 10 km、Amax=19.5 gal）、

周期２秒の Ricker 波を発生する点震源とした。図４に1998 年６月房総半島東方沖地震（Ｍ5.6、深さ 50 km、２つの地盤モデルによる transverse 成分と radial 成Amax=0.9 gal）などの強震記録が得られている（図５）。

分の変位波形、及び速度のフーリエ振幅スペクトルを

このうち、1998 年６月房総半島沖地震では長泉高校と長示す。工藤モデルは山中モデルに比べ堆積層が厚いた

泉消防本部とで共通の強震記録が得られている。そこで

め地震動の振幅が大きいが、基盤とのコントラストが図６に示すように両者の記録を比較してみると、長泉高小さいため分散が明瞭でなく、波形の継続時間は短い。

校では表層地盤に起因する 0.4 秒の顕著な卓越周期が見従って対象サイトにおける長周期強震動の評価には、られたが、それ以外の周期成分の強震動は類似であった。

適切な深部地下構造を用いる必要があることが分かる。

長泉高校の地盤は溶岩層の上に 15ｍ程度のローム層（Ｎ値５程度）が堆積し、一方、消防本部の地盤は溶岩層の半経験的手法と経験的手法とによる入力地震動策定

上に５ｍ程度の砂礫層（Ｎ５０以上）が堆積している。

半経験的手法と経験的手法を用いて仮想東海地震を対従って長泉高校での 0.4 秒の卓越周期は表層地盤の特性象とした静岡がんセンターでの入力地震動を作成した。

を反映していると考えられる。従って静岡がんセンター

半経験的手法は Irikura（1983、1986）、岩崎他（1986）の工学的基盤における要素地震波として長泉消防本部にによる手法を用いた。要素地震波を得るために、静岡がおける強震記録を使用することにした。

４んセンターに隣接する長泉高校で 1998 年５月より強震

図５ 半経験的手法のために検討した中小地震と長泉高校・長泉町消防本部の強震観測点（仮想東海地震の断層面、及び小断層における地震タイプ）
5

第 30 回地盤震動シンポジウム、日本建築学会、2002
要素地震は、仮想東海地震の震源域にある 1997 年 10月遠州灘地震（Ｍ5.0、深さ 30 km）と、震源域ではない
ものの浅い震源による長周期強震動を考慮するため1998 年６月房総半島東方沖地震（Ｍ5.4、深さ 10 km）とを使用した（図７）。
仮想東海地震の断層パラメータは表１の値を用い、断層面を図５に示すように２５個の小断層に分割した。
1997 年 10 月遠州灘地震の記録を用いて、図５にある小断層Ａによる地震（M6.6 相当）の記録を合成し、一方、
1998 年６月房総半島東方沖地震を用いて小断層Ｂによる地震（M6.6 相当）の記録を合成した。その際、大地震の応力降下量を 50 bar とし、推定されている小地震の応力降下量から大地震と小地震の応力効果量の比をそれぞれ 3.5 と 2.5 とした。図５に示した小断層のうち、a 要
素にはＡ地震を、b 要素にはＢ地震を使用し、東海地震
による記録を合成した。その際、破壊は断層面の西南端の要素から開始するとし、破壊伝播速度を 2.7 km/s、地震波の伝播速度を 3.7 km/s とした。図８に合成波形（ＥＷ成分）と応答スペクトルを示すが、最大加速度が約 350
gal、最大速度は約 25 cm/s、速度応答で 100 cm/s 前後
であった。
一 方 、 経 験 的 手 法 で は Kobayashi and Midorikawa（1982）による手法を用いた。半経験的手法と同じく図５による要素分割を行い、始めに地震基盤（Ｓ速度 3 km/s相当）における応答スペクトルと包絡波形を合成する。
次に地震基盤から工学的基盤までの増幅率を表３a の山中モデルを用いて重複反射理論により評価した。図８に合成波形と応答スペクトルを示すが、最大加速度が約
500 gal、最大速度は約 35 cm/s、速度応答で 50～100 cm/s前後であった。

図６ 1998 年房総半島沖地震における長泉高校・長泉町
消防本部における強震記録（上）と振幅スペクトル（下）図７ 半経験的手法のために用いた 1997 年 10 月遠州灘地震と 1998 年 5 月伊豆半島東方沖地震
による長泉町消防本部における強震記録6

第 30 回地盤震動シンポジウム、日本建築学会、2002

半経験的手法（加速度）

半経験的手法（速度）

経験的手法（速度）

経験的手法（加速度）

図８a 半経験的手法（ＥＷ成分）と経験的手法による強震動
1000

Ｍ８クラスの海洋型地震を対象とした場合、震源逆解析
velocity response (cm/s)

による使用できるの震源パラメータは長周期の記録（通常、周期３～４秒以上）であるため、工学的に必要な短100

周期ではそのままでは適用はできない。そこで、震源近傍で強震記録が得られ、東海地震と同じＭ８クラスの海10

洋型逆断層タイプの地震である 1985 年メキシコ地震とempirical
semi-empirical (EW)

1985 年チリ地震を用い、短周期まで適用可能な震源パラメータを構築し、仮想東海地震に適用した。

1
0.1

1
period (sec)10

図８b 半経験的・経験的手法による速度応答スペクトル

理論的手法のための震源モデルとして Hisada（2001）、久田（2002）を使用する。このモデルでは、断層面上のすべりや破壊開始時間の空間分布には空間波数（k）の２乗に逆比例するモデル（k2 モデル）を仮定する。破壊開始時間の k2 分布によって破壊フロントが乱れるため、震５

理論的手法と統計的グリーン関数法による入力地震源逆解析によるＭ８地震の震源パラメータをそのまま用動策定

いても、ω２モデルに従った短周期成分を励起すること

次に長周期強震動（周期約１秒以上）の作成に理論的ができる。一方、周期１秒以下の短周期成分には Kamae et

手法を、短周期強震動（周期約１秒以下）には統計的グ

al. (1998)による統計的グリーン関数法を用いる。これ

リーン関数法を用いて、両者を加え合わせたハイブリッ

は Brune(1970)の点震源モデルを断層面の小断層に分布

ド手法による入力地震動策定を行った。理論的手法では、

させ、Irikura（1986）の方法で重ね合わせる手法である。

震源アスペリティーと破壊伝播効果に起因する長周期パ上記の手法を 1985 年メキシコ地震と 1985 年チリ地震

ルス波や、断層の食い違い変位に起因する大変位効果に適用し、震源近傍で観測された強震記録を再現する震（fling）など、近年明らかにされてきた様々な震源近傍

源パラメータを構築した。図９は 1985 年メキシコ地震

における震源特性に加え、深部地盤構造による波動伝播の断層モデルと強震観測点（４地点）とすべり分布モデ

特性も考慮することができる利点がある。

ルである。断層モデルは Somerville 他（1991）、及び理論的手法に用いる震源パラメータには、対象とする

Mendoza and Hartzell (1989)を参考に構築し、理論的手

地震の条件に近い過去の地震のパラメータを用いる場合

法のための破壊開始時間の分布には、図 10 に示すようや、経験式によるパラメータを用いる場合などがある。

な k2 分布を用いた。k2 分布は、断層面を 8.3 km x 6.7
7

第 30 回地盤震動シンポジウム、日本建築学会、2002
km の小断層に分割し、各小断層で平均破壊伝播速度に

2000）。

１σが 1 km/s の正規分布を持つランダムな破壊伝播速同様に図１３は 1985 年チリ地震の断層モデルと観測度を与えることで生成した。一方、図 10 には参考のた

点位置（４地点）とすべり分布モデル、図１４は破壊開め一定の破壊伝播速度（Vr = 3 km/s）による破壊開始時

始時間の分布である。この場合、断層面を 1.4 km x 1.2間の分布も示している。すべり速度関数は継続時間が単

km の小断層に分割し、各小断層で平均破壊伝播速度に

純に１秒の三角形関数とした。地盤モデルは Somerville

１σが 1 km/s の正規分布を持つランダムな破壊伝播速他（1991）による表４a に示す構造を用い、グリーン関度を与え、k2 分布の破壊開始時間を生成した。表４b の数は、観測点が断層直上にあることから最下層の構造に

地盤モデルを用い、生成した理論速度波形と観測波形のよる全無限体のグリーン関数を計算し、重複反射理論に比較を図１５に、スペクトルの比較を図１６に示す。観

よる増幅率を乗じて地表での波形を合成した。理論的手

測波形は広い周期帯域で良く再現されている。

法は周期１秒以上、統計的グリーン関数法には周期２秒以下で計算し、周期１～２秒で交差するフィルターをかけて両者を加え合わせた。図１１に一例として観測点
CAL における理論速度波形と観測波形の比較を、図１２には加速度フーリエスペクトルの比較を示す。理論波形には図１０で示した２つの破壊開始時間のモデルによる

表４a：メキシコ地震に使用した地盤モデル

ρ(g/cm3)
2.50
2.68
2.78

Vp
(km/s)
4.6
5.8
6.4

Qp
200.0
200.0
200.0

Vs
(km/s)
2.7
3.4
3.7

Qs
100.0
100.0
100.0

Thick
(km)
0.4
5.6
-

計算結果を示している。滑らかな破壊開始時間分布を用いると周期１秒以上の長周期強震動の励起が不足する。
一方、k2 分布モデルではメキシコ地震で顕著に見られた
周期２秒前後で卓越する長周期強震動が再現されている。
なお本地震を対象に、最新の k2 モデルを用いて再度シ
ミュレーションを行っている（久田 1999、Hisada

表４b：チリ地震に使用した地盤モデル

ρ(g/cm3)
1.80
2.36
2.50
2.79

Vp
(km/s)
3.0
5.5
6.0
6.5

Qp
200.0
200.0
200.0
200.0

Vs
(km/s)
1.50
3.17
3.48
3.80

Qs
100.0
100.0
100.0
100.0

Thick
(km)
1.0
5.1
8.6
-

図９ 1985 年メキシコ地震の断層モデルと強震観測点（左）とすべり分布モデル（上）図１０ 1985 年メキシコ地震の破壊開始時間分布（左：破壊伝播速度が一定の場合、右：k2 分布の場合）
8

第 30 回地盤震動シンポジウム、日本建築学会、2002

理論速度波形（破壊伝播速度が一定）

7060velocity (cm/s)50

理論速度波形（破壊伝播速度が k2 分布）

40
30
20
10

観測波形

0
-10

0

10

20

30

40

50

60

70

80

time (sec)-20

図１１ CAL における理論速度波形（ＮＳ成分、上：破壊伝播速度が一定の場合、中：k2 分布の場合）と観測波形（下）

1000

1000

Simulation
(k2有)

100

10

100

10

100

10

1

1

1
0.1

Observation
Fourier Amplitude (cm/s)

Fourier Amplitude (cm/s)

Fourier Amplitude (cm/s)

Simulation
(k2無)

1000

1

period (sec)

10

0.1

1

period (sec)

10

0.1

1

10

period (sec)

図１２ CAL における理論的手法による加速度フーリエスペクトル（ＮＳ成分、左：破壊伝播速度が一定の場合、中：k2 分布の場合）と観測波形のフーリエスペクトル（右）図１３ 1985 年チリ地震の断層モデルとすべり分布モデル強震観測点の位置

9

第 30 回地盤震動シンポジウム、日本建築学会、2002

65

velocity (cm/s)

55
Simulation

45
35
25
15

Observation

5
-5
-15

0

20

40
time(sec)

60

80

-25

図１５ RPL における理論速度波形（上）図１４ 1985 年チリ地震で用いた破壊開始時間分布と観測波形（下、ＮＳ成分）

1000

1000

Simulation

Fourier Amplitude (cm/s)

Fourier Amplitude (cm/s)

Observation
100

10

100

10

1
0.1

1

1

10

0.1

period (sec)1

period (sec)10

図１６ RPL における理論的手法による加速度フーリエスペクトル（左：破壊伝播速度が一定の場合、
中：k2 分布の場合）と観測波形のフーリエスペクトル（右）図１７ 仮想東海地震に適用したメキシコ地震モデル（左）とチリ地震モデル（右）10第 30 回地盤震動シンポジウム、日本建築学会、2002構築したメキシコ地震とチリ地震の震源パラメータをる場合（破壊開始点２）、継続時間は長いものの、短周期

長泉町の静岡がんセンターにおける理論地震動に適用しの卓越する小さな振幅の波形となる。図１８に速度応答た。図１７と表５に使用した２種の断層モデルとすべりスペクトル（h=5 %）を示すが、前者は後者に対して周期分布を示す。破壊開始点は断層面の下端部とし、破壊が１～２秒以上で大きな応答を示している。

観測点に近づく場合（破壊開始点１）と離れる場合（破一方、巨大地震の震源近傍では、断層変位に伴う静的壊開始点２）の２ケースを考慮した。地盤構造は微動観項の寄与である大きな変位成分にも注意すべきである

測をもとにした表３a の成層地盤を用い、半無限成層地（久田、2001）。そこで変位波形を計算し、結果の一例を盤モデルのグリーン関数を使用した（久田、1997）。

図１８に示す（メキシコ地震タイプ）。本地震の場合、観図１７に計算した速度波形（ＮＳ成分）を示す。Forward

測点が下盤側で断層面からも十数 km 離れているため、と backward の directivity 効果により、理論波形の性状

永久変位は１０ｃｍ程度とその影響はあまり大きくは無は大きく異なっている。すなわち破壊フロントが観測点かった。図の破壊開始点１のケースに見られる 50ｃｍ近に近づく場合（破壊開始点１）、継続時間が短いものの、

い大きな変位は、forward directivity 効果による長周

大きな振幅となっているのに対し、破壊フロントが離れ期パルス波である。

表５
断層モデル
断層長さ（km）
断層幅（km）
走向角（°）
傾斜角（°）
断層すべり（ｍ）
断層面下端深さ（km）
断層面上端深さ（km）
すべり角（°）
破壊開始点深さ（km）
破壊伝播速度（km/s）
ｋ2 分布を生じさせる小断層サイズ

メキシコ型モデル
125
80
N198E
34
0.7～4.2
45
0.3
70
45
3.0（ばらつき考慮）

チリ型モデル
120
75
N198E
34
0.7～4.2
45
3.1
70
45
3.0（ばらつき考慮）-

8.3 x 6.7 km2

1.4 x 1.2 km2

80

メキシコ型モデル（破壊開始点１）

60

60

40

40

20

20

0
-20

0

20

40

60

80

100

120

140

velocity (cm/s)

velocity (cm/s)

80

使用した仮想東海の震源パラメータ

石橋モデル
115
70
N198E
34
4.0
41
1.9
71
41
3.0（一定）

-40

-20

80

20

40

60

80

100

120

140

80

チリ型モデル（破壊開始点１）

40

40

20

20

0
20

40

60

80

100

120

140

velocity (cm/s)

60

0time (sec)

-80

60

チリ型モデル（破壊開始点２）

0
-20

0

20

40

60

80

100

120

140

-40

-40

-60

-60
-80

0

-60
time (sec)-80

velocity (cm/s)

0

-40

-60

-20

メキシコ型モデル（破壊開始点２）

time (sec)-80time (sec)

図１７ 東海地震を想定したメキシコ型モデル（上）とチリ型モデルに（下）よる長泉町での速度波形（ＮＳ成分、左：破壊開始点１、右：破壊開始点２）
11

第 30 回地盤震動シンポジウム、日本建築学会、2002

250

Velocity Response (cm/s)

Mex-1
Mex-2

200

Chi-1
Chi-2

図１８ 東海地震による長泉町での速度応答スペクトル150

Mex-1：メキシコ型・破壊開始点１

100

Mex-2：メキシコ型・破壊開始点２
Chi-1：チリ型・破壊開始点１

50

Chi-2：チリ型・破壊開始点２02

46
period (sec)

8

10

60

60

50

50

40

40

30

30

displacement (cm)displacement (cm)

0

20
10
0
0

20

40

60

80

20
10
0

100

-10

0

20

40

60

80

100

-10

-20

-20

-30

time (sec)-30time (sec)

図１９ 仮想東海地震（メキシコ地震モデル）による長泉町での変位波形（ＮＳ成分、左：破壊開始点１、右：破壊開始点２）

６

各手法による結果の比較

アレイによる地盤構造探査を行い、建設地における地震

上記に示した３手法、すなわち経験的手法（小林－翠基盤までの地盤構造モデルを構築した。地震動策定は、

川手法）、半経験的手法、理論的手法（理論手法と統計的経験的手法・半経験的手法・理論的手法を用い、最悪条

グリーン関数法）で得られた地震動を比較検討する。表件や結果のばらつきを考慮して行った。その結果、

６と図２０に、３手法による波形の最大振幅値と速度フ

forward directivity 効果による長周期パルス波が当病

ーリエスペクトル（h=５％）を示す。理論的手法による院の免震構造に最も大きく影響することを確認した。最結果は震源のパラメータの値で大きく変動するが、経験後に計算した全ての地震動を用い、静岡がんセンターの的手法と半経験的手法の結果は比較的安定し、理論的手

構造的・機能的安全性の確認を行った（詳細は文献法によるばらつきに対して中間程度の値を示している。

Masuzawa et al,, 2000 を参照されたい）。

特に免震構造の応答に影響する長周期成分に着目すると、一方、2000 年台湾集集地震の後、大規模な地表断層運

最も大きな値は、理論的手法を用い forward directivity

動による大変位・大速度の波形が注目され、免震建築の効果が現れているメキシコ型地震によるものであり安全性が危惧されている（例えば、久田、2001）。当病院（MEX1）、逆に最も小さな値は backward directivity 効の場合、逆断層地震の下盤側に位置し、さらに断層から果によるメキシコ型地震によるものであった（MEX2）。従

１０数 km 離れているため、断層運動による永久変位の影って、経験的手法や半経験的手法により経験的な地震動

響は大きくはなかった。もし当病院が上盤側の地表断層特性を把握し、理論的手法により最悪条件や結果のばらの近傍で建設されていたら、想定される最悪の地震動（台つきを評価できたことは有効であった。

湾地震の石岡 TCU068 など）では免震建築は成り立たなかった可能性が大きい。今後は巨大地震の震源近傍、特に

７

おわりに

地表断層が現れた場合の強震動特性の解明が急がれる。

静岡県長泉町に建設された静岡県立静岡がんセンター

同時に、それに対応できる耐震（免震・制振）構造の開の設計にあたり、地域における地震動特性を評価するた発も望まれる。一方、理論的手法を用いた場合、想定さめ東海地震を想定した地震動予測を行った。まず微動

れる地震動の最悪条件が評価できる利点があるものの、12

第 30 回地盤震動シンポジウム、日本建築学会、2002
断層面の大きさ、破壊開始点やアスペリティーの深さや謝辞

位置、破壊開始時間の分布、すべり関数、グリーン関数

本研究では静岡県都市住宅部営繕課、静岡県健康福祉などの設定により、いくらでも最悪な地震動が作れるこ部県立病院課がんセンター準備室の皆様のご協力を頂きとも強調したい。現在、レシピ（例えば、入倉・三宅、ました。また静岡県総務部防災局観測調査室には地震観

2002）などで理論地震動の作成法が標準化されつつある

測データを提供して頂きました。一方、県立長泉高校でが、経験的な震源パラメータやそれによって作成されたは長い間強震観測点を提供頂き、貴重な記録を得ること

強震動には考慮すべき大きな結果のばらつきが無視されができました。微動観測アレイの実施では、長泉町役場

る可能性があることに注意すべきである。結果のばらつ

土木建築課と長泉高校の皆様のご協力を頂き、東京工業

きは本来確率的に評価されるべきであり、より合理的な大学の栗田勝実氏、山田伸之氏 他、多くの大学院生と共耐震設計を行うために、今後、確率論を基礎としたリス

同で実施しました。

クマネージメント手法などを採り入れていく必要性を痛感した。
表６

各手法による地震波の比較
加速度
（gal）
350
498
393
353
166
348
332
178
481
542
274
457
350
350

手法名
半経験的手法
経験的手法
NS
EW
UD
NS
EW
UD
NS
EW
UD
NS
EW
UD

理論的手法
（メキシコ型１）
理論的手法（メキシコ型２）
理論的手法（チリ型１）
理論的手法（チリ型２）

250

変位
(cm)
16
13
52
29
36
20
18
20
56
36
43
21
18
14

empirical methodsemi-empirical (EW)
Mexico-Type1(NS)Mexico-Type2(NS)Chile-Type1(NS)Chile-Type2(NS)200

Sv (cm/s)

速度（cm/s）
25
36
64
64
52
27
31
18
80
69
47
29
39
22

150

100

50

0
0

1

2

3

4

5

period (sec)
図２０ 仮想東海地震による各種法（半経験的手法、経験的手法、理論手法）による速度応答スペクトル（５％減衰）の比較
13

第 30 回地盤震動シンポジウム、日本建築学会、2002
参考文献

method for estimating response spectra of near-fielad

Asano, S. et al., Crustral structure in Izu

ground motions with regard to fault rupture, Proc. 6th

peninsula, central Japan, as derived from explosion

European Conf. On earthq. Engng., pp.161-168, 1982

seismic observations, 1. Mishima-Shimoda profile, J.
Phys. Earth, Vol.30, pp367-387, 1982
Boore,

D.M.,

Stochastic

工藤一嘉・他、伊豆半島のＳ波速度構造、東京大学地震研究所彙報、第 53 号、pp779-792, 1978

simulationof

Masuzawa Y. et al., Seismic design of a base isolated

High-frequency ground motions based on seimologicalbuilding in the vicinity of a hypothetical M8models of radiated spectra, Bull. Seism. Soc. Am., Vol.

earthqauke in subducntion zone, Proc. 12th World Conf.

73, pp.1865-1894, 1983

On Earthq. Engng., CD-ROM, 2000

Brune, J. N., Tectonic stress and spectra of seismic

Mendoza, C. and S. H. Hartzell (1989), “Slip Distribution

shear waves from earthquakes, J. Geophys. Res., 75,of the 19 September 1985 Michoacan, Mexico, earthquake:

4997-5009, 1970

Near-Source and Teleseismic Constraints”, Bull. Seismo. Soc.

Capon, J.、High-resolution frequency

wavenumber

spectrum analysis、Proc. IEEE, Vol 57, 1408-1418、1969

Somerville, P.G., M. Sen, and B. Cohee, Simulation ofStrong Ground Motions Recorded during the 1985 Michoacan,

久田嘉章、成層地盤における正規モード解及びグリーン関数の効率的な計算法, 日本建築学会構造系論文集
第 501 号、pp.49-56、Nov.1997
motionsatbroad-frequencies

near

M8

earthquakes in subduction zones, Proc. of the 12th
World Conference on Earthq Eng, CD-ROM, 2000
久田嘉章、震源近傍の強震動

Mexico and Valparaiso, Chile Earthquakes, Bull. Seismo. Soc.
Am., Vol.81, pp.1-27. 1991
山中浩明・石田 寛、遺伝的アルゴリズムによる位相速Hisada Y. A hybrid method for predicting strong
groundAm., Vol.79, pp.655-669.

度 の 逆 解 析 、 日 本 建 築 学 会 構 造 系 論 文 集 、 No.468,
pp.9-17, 1995
株式会社横河建築設計事務所、平成 10 年度静岡県がんセンター（仮称）建築工事・基本計画書（建設地での地－ 改正基準法の設計用

震動評価）、1998

入力地震動は妥当か？ －、第 29 回地盤震動シンポジウ
ム、日本建築学会、pp99-110, 2001
HisadaY.:

A

theoreticalomega-squaremodel

considering the spatial variation in slip and rupture
velocity, Bull. Seism. Soc. Am., Vol.90, No.2,
pp.387-400, 2001
久田嘉章、k-2 モデルによる強震動評価、月間地球／号
外、No.37, pp.179-186, 2002、pp99-110, 2002
Irikura, K., Prediction of Strong Acceleration Motion using
Empirical Green’s Function, Proc. 7th Japan Earthq. Engng.
Sym., pp.151-156、1986
入倉孝次郎、三宅弘恵、予測のための震源のモデル化、
月間地球／号外、No.37, pp.62-77, 2002
石橋克彦、東海地方に予想される大地震の再検討－駿河湾地震の可能性、地震予知連絡会会報、17、pp.126-132,
1997
岩崎好規・他、震源放射特性を考慮した小地震の重ね合わせによる震源近傍本地震動の合成、第７回日本地震
工学シンポジウム、1986
Kamae, K., K. Irikura, and A. Pitarka (1998), “A Techniquefor Simulating Strong Ground Motion using Hybrid Green’s
Function”, Bull. Seismo. Soc. Am., Vol.88, No.2, pp.357-367.
狐崎長琅 他、地震動予測のための深層地盤 P・Ｓ波

速度の推定、自然災害科学

Vol.9, No.3, pp.1-17, 1990

Kobayashi H. and M. Midorikawa, A semi-empirical14

第 30 回地盤震動シンポジウム、日本建築学会、2002

15