第31号

防災科学技術総合研究報告1973
550，834：624，131．3：550．34（521．l1）

八戸市における速度検層結果
嶋悦三・柳沢馬住
東京大学地震研究所

長能正武
北海道大学工学部

角田智彦・瀬尾和夫・此上典文
犬林組技術研究所

高橋博
国立防災科学技術センター

目astic−wave

Velocity
byEtsuzo

Measurements

inHachinohe

Means◎干We11−sho◎ting
Shima

By
and Masumi

YanagisawaEω伽・加伽・ε〃・ん〃・1舳ε，σ舳㈹吻・グτ・伽・Masatake

NaganoF㏄ω〃ツ・〆肋紬ε沽仰8，H・鮎〃・肺ゴ・舳卿，S・ρρ…

T◎mohkoEπψ仰ε〃加8

Tsunoda，Kazuo

Seo

andNorifumi

K◎noueRε5θαcんLα5orωoけ，0ムoツαs〃・8ω㎜ゴ，L〃．，τoムツoand
Hiroshi TakahashiWαoωα1R28θαγcんCε〃er〆oτ1）5ωεεrPrω2刎oπ，ToκツoAbstract
Long−period seismic waves（Z．7sec）with significant amp1itude，from the view−poi趾of engineering seismo1ogy，have been recorded at Hachinohe Harbor during the1968Tokachi−oki

EarthquakebymeansofSMAC

strong−motion

seismograph．

The

we11−shooting was carried out in the premises of Mitsubishi Seishi Co．，Ltd．t0
determine the shear−aswe11as di1atationa1＿wave ve1ocities inthe surface strata，This
typeofperiod

information

waves．The

isnecessary

resu1tsaretoinvestigate

summarized

inthenatureof

theabove−mentioned1ong−Fig．3．

たがってスペクトルもかなり複雑であり，一見大1．はじめに1968年十勝沖地震のさい，八戸港湾でとれたSMAC型強震計の記録は，耐震工学者に多大地震の記録のように見えるが，長周期成分はあまり含まれていない．これは，地震そのものの規模の衝撃をあたえた．すなわち，耐震工学者にとっては予想もされなかった大振幅の長周期波（2．7秒）が記録されたからである．構造物の耐震設計がそれほど大きくない（M＝γ1）からであると思われる．統計によれば，M：7．O〜72程度の地震は，日本周辺においては毎年1回位，どこかに発生しているから，地震がすぐ真下におこればにあたっては，高速電子計算機を駆使して，既存の強震記録（加速度記録）をモデル化した構造物の底面に与え，強震時における構造物の振動特性をシュミレートし，その安全性を知るという方法

ともかく，（1972年12月，ニカラグアの地震，M＝6．25は首都マグアナに壊減的な損害を与えた．同市が非常に軟弱な地盤の上にあるが現在広く採用されている．この目的のために，こと，耐震設計が充分に考慮されていなかったこと等，1940年のImper

地震防災にたずさわるものにとって，非常に教訓的な地震であった．）耐震設計に意欲的な日本で，この程度の地震で，かなり広い地域が大被書をうきのE1Cent

ia1Val1eyの地震のとroの地震記録がしばしば用いられている．これは最大加速度が330ga1あリ，現在得られる強震記録の中では，最大加速度が大きいという点では上位にあるものである．波形，しけるようでは困るのである．我々が目標にしなければいけないのは，M＝8級（たとえば，1923一25一

第31号1973

防災科学技術総合研究報告

大震時における都市防災に関する研究

年の関東大地震：M＝γ9．1946年の南海地震：M＝8．1．1968年十勝沖地震：M＝γ9）が国立防災セソターの軟弱地盤調査研究の一環との巨大地震である．この級の地震は，Imppria1

うけ，P波S波の速度検層を実施する機会を得た

Va1leyの地震の約30発分にあたるのであので，その結果を報告する．

して行なわれたので，調査終了後にそれをゆずりる．一般に，地震は規模が大きければ大きいほど，2．遠度検層結果その放出される波動に含まれる周期成分は長い方へ拡がるといわれている．（これはかなり定性的な考え方であり，より定量的には，地震に関連し定型の水平動地震計を，P波の検層には，12ヶた断層の生成速度，関与する断層面積によってきの上下動地震計を3m間隔につないだ，いわゆるまるのである．）E1Centroの記録に長周期成。つる1、締便用した計器は，S波速度の検層には，孔内固方式の蜘震計群を用いた．S震源に分が見られなかったからといって，我々の問題にする大地震のときに長周期成分が無視出釆るとは2） を併用した。P震源としては，は，板叩きと大砲火薬爆発を主とし，浅いところを調べるさいには，考えられない．八戸港湾における1968年十勝

ハソマーによる地面の垂直打を行なった。

沖地震の記録は，このことをはっきり示したいえよう．

さて1968年十勝沖地震の八戸港湾における現場には，100mのポーリソグ孔の他に，30mの問隔で，深度40mのボーリソグ孔が2本堀

記録に含まれている長周期成分が表面波的性質を1）おびていることはほぼ確実と思われるが，この解は孔底までエスロソ・バイプが捜入されていた。

られていた．一本はケーシソグなし，他の一本にそこでまずこの2本の孔を利用して，パイプの有析にあたっては，地表附近のデータを欠いているという弱点があった．今回，強震計設置場所に近無がS波速度検層にどのような差異をもたらす

い，八戸市内，三菱製紙八戸工場の構内（図一4かを調べたところ，我々の速度検層の誤差の範囲−b参照，図中皿の地点）において，地質調査のでは，位相速度を問題にする限りほとんど差異の目的をもって，深度100mに達するポーリソグないことがわかった．波形は，バイプがある方が一一一÷
O．lTimeO．2（sec）

α36ool．一Soofi

Oも20onFl■E9＾OS＾m 06＾＾v回一1310m／s

20170m／s

FlNE

S＾O

N−Voluos

SV81．
｝！9巨O

170

■／9EO．

750

310

201 〆270m／s

P−Vol．

1300
L1450

9＾N0270Sl

2045◎m／s

・q

40

4◎

E
＾
ε40

40

60

60

S＾

o370m■s0o 8◎／80370

1700

0o．

Φ二11・
αs㎜二．、、60

S州二。え乱

↓
80S＾

↓

0

lOO

lOO

lOO

lOO
O．1

図一260

走

α2

時

曲0．3

図一3線
一26一

地質断面および推定速度構造

o①
ω○Q一；／山1；LLl、．…、、、、I，．

．

一、、①ω．

，O○、ぐ・し㌧拷電1紹；u」、k、，（。

、…；そ・1事たζ山しラω〈一。り、事誰Z1汰．．．．山。

一、、ooぐZ）聯⊂L

彰

一、1，へ、

ωZ＼一、ω…；Zく山融
任1Lへト6

K〜、一く。〈；、一○寸○○（＼1旨蜂告巽o〕

凹のdZ
d

○
CO〜dZ

○＾＾

⊥

①

襲蔓翼駿費寮賢0〕血m−N−ddd

ZZZ

一りト阿寸ト①N寸卜①OD⑩寸NO◎O寸の一①0NO一蟻
瑞一27一一⑩◎O卜⑩①哩
過幽潤

八戸市における速度検層結果一嶋・柳沢・長能・角田・瀬尾・此上・高橋

100mのポーリソグ孔は40mまでエスロソ

いとζろで中止しているが，それ以深ではほぼ50を越すものとみてさしつかえないであろう。なお，
P波とS波の構造が必らずしも一致していないが，これはS波の方が，P波に較べて速度がおそいが故に，この種の測定では精度があがるためである
S波の構造は地質断面とは全く無関係にきめ たの・バイプが挿入されていたので，計器の挿入は容であるが，非常によい一致を示しているのは輿味易であり方向性を知ることに問題はなかったが，深い．

むしろきれいにみえる．これは孔壁えの圧着が，バイプなしの時に較べてよいためであると思われる．このことは，くずれやすい地盤における今後のS波倹層法に関して，多くの示唆を字えるものである．

それ以深での計器の方向性にはゲなり疑問がある

すなわち，40m以深は砂層が主であり，孔壁のる．二三の考察

くずれるのが早いといわれていたので，実験直前

現地附近のP波の地下構造としては，1970にポーリソグ孔をさらいなおし，計器を100mの深度に設置し，それ以後は方同性を無視してす

年度に文部省特定研究班が行なった中爆破による
3）
基盤までの調査結果が報告されている一これによ

こしずつ引き上げては観測を行なったからである

ると（図一4−a，b参照），表面層の厚さは約

深いところでは，シグナルに較べてノイズがかなり大きかったが，べ一スト・アップ（図一1）をあり，これは先に筆者が十勝沖地震の余震群をつつく否ことにより位相を追うことが出来た．図一2は，S波の走時歯線を示している．地表附近で，黒丸と実線で示してあるのはS波の初動である．

以後では初動を追うことが困難なため，山谷を追うことにした，図において，走時の記号は対応す400mである．基盤でのP波速度は5㎞／sでかってもとめたも8と一致している（図一5参脚
したがって，そこでのS波の速度は，筆看の値3㎞／sを採用しよう．100m以深基盤に至るS
波の速度分布は不明であるが，今回得られた深度の速度より漸増して行くであろうことはまちがい

る位相によってかえてある．深いところでややばらつくのは，ノイズにより記録がコソタミネイトないと思われる．Mode11の場合1．66㎞／sされているためである．

最深点でP波とS波の速度比が，地殻の場台と同じ1．67になるとすれば，S波速度として1㎏／s

図一3に結果のまとめを示す．N値の測定は浅

図一4−a（筆者の場合1．7㎞／Sを得た）まであるとし，弾性波による八戸市の基盤

一29一

大震時における都市防災に関する研究

防災科学技術総合研究報告第31号

1973にょって，2．6秒の波が卓越する可能性があり得ることになる。そしてもしこの仮定が正しければ，

1｛：；二；；；；・r義1詳11o．■岨【｝

1ll

イソピーダソス比から見てもかなり大きな増幅度が予想されることになる．残念ながら，現在のとlころ，上記の主張を完全に否定しつくすだけのデータはないが，強震記録の上下動成分が非常に大きいことが，重複反射説にとっては，決定的に不1二11＿一1111∵利な点であろう．

決定的な決論をだす ためには、今回実施した深度よりもさらに深い所の速度を実測する必要がある．そのためにも，地下深部まで行なえる遠度検

図一4−b層法の確立が望まれる，現在の能カでは，深度が得られる．またMode13の場合，2．6㎞／s200m位までの検層が限度なのである．の層がごくうすく存在するが，これを無視すれば，その上の層の速度2．06㎞／sより，S波速度として1．23㎞／sをうる。しかし実際には，地表層でのP波S波の速度比は地殻のそれに較べてかなり大きいのが普通であるので，大きくみつもっても，地表層最下点において，S波速度が1㎏■s

参考文献1）嶋悦三・強震地動に見られる表面波成分

第3回地震工学国内シソポジアム論文集，（1970），．277−2ち4．
2）E．Shダソス比がみられることになる．

SMAC型強震計の設置地点は，図一4のnの地点であり，ここでの表層の厚さは，Mode113の場合320mである．そこで，地表層gS波速度が平均的に500㎎／s

ima

andY．Ohta

Experトmental Study，on Generat ion
and Propagation of一ミーWaves：I，Bu11．Earthq．Res．1nst．45

をこえることはないと考えてよさそうである。したがって，基盤と地表層の間には大きなイソピー

とおければ，重複反射（1967），19−31．
岡田広・弾性波によ戸八戸市の基盤調査
北大・地球物理学研究報告，26（1971），

147−167．

一箏、。
。8q。

図一5 1968年十勝沖地震の余震の震源と同地域における平均走時曲線

一30一