微動アレイ観測に基づく KiK-net 阿蘇の S 波速度構造の推定に関する研究

富崎 脩
1.

LS-8800（AD 分解能：24 bit、白山工業株式社製）を用い、サはじめに

平成 28 年熊本地震（Mj7.3）は、九州地方の広域に甚大な100被害を及ぼした。阿蘇カルデラ北東部では K-NET 一の宮

ンプリング周波数は 100 Hz とした。アレイ配置を図 2、アレイ半径と観測時間等を表 1 に示す。

微動観測値
1500m
800m
400m

H/V srectra（KMM004）において本震時の強震記録が得られ、これに基づく周辺地域の強震動評価や被害の分析が行われている。一10方、阿蘇カルデラ北西部には、内牧に県の震度計が設置され
1100

KiK-net 阿蘇（KMMH04）の周辺でも地震断層及び地表変状の出現が数多く確認された 1) 。しかし、KMMH04 は 2012 年0.10.1

110Frequency [Hz]から現在に至るまで休止しており、熊本地震における強震記

H/V srectraており、その周辺で地盤変状などの被害が見られたほか、微動観測値
200m
100m

101100

録は観測されていない。周辺地域の地震被害の分析を行うた

0.10.1

H/V srectra

めには別途、本震時の地震動を推定しなければならない。
適切な地震動評価には、地震動の増幅特性に影響を与える

1

微動観測値
1033m
Frequency [Hz]1011m3m1
図 2 研究対象地域とアレイ配置（♦はKMMH04、背景は地地盤構造を精度よくモデル化する必要がある。しかし

理院地図 2））

KMMH04 では、PS 検層結果が公開されているが地震基盤に0.1

110
表 10.1 微動アレイの観測の諸元
Frequency [Hz]達しておらず、地下構造に関する情報は十分ではない。
そこで本研究では、KMMH04 周辺において微動アレイ観測を行い、地震基盤までの S 波速度構造の推定を行うとともに、阿蘇カルデラ北部における地盤震動特性の検討を行う。

アレイ

半径(m)

時間(分)

解析対象周波数(Hz)

AB

1500
800

300
1430.05-5.0CD400
2009060EF100337030GH11320150.5-10.00.5-20.0

3. 解析の概要と結果
3.1 SPAC 法による位相速度の算出
微動アレイ観測記録の解析には、
空間自己相関法（SPAC 法）3)を用い、Rayleigh 波の位相速度を推定した。

図 1 阿蘇カルデラと観測対象地域（背景は地理院地図 2)）

解析では、微動記録をアレイサイズに応じて定めた解析長

2. 微動アレイ観測
微動アレイ観測では、1 つの地震計を中心として、半径 rによって分割し、分割した各区間から 4 つの観測点のスペクの円周上に3 点以上の地震計を均等に設置することで1 つのトル形状が安定したものを解析に用いるデータとして選択アレイを構成し、同時に微動を観測する。本研究では、した。その後、表 1 に示した解析対象区間に対して SPAC 法

KMMH04 周辺において、8 つのアレイ半径で、4 点アレイにを適用し、アレイ毎に Rayleigh 波の位相速度を求め、それらよる微動観測を行った。観測は、2021 年 11 月 3 日～11 月 4を統合して一本の分散曲線を抽出した（図 3）。ただし、アレ日の日中に行った。半径の小さなアレイ（ r = 3 m、11 m、33イ半径 100 m の解析結果に関しては、他のアレイ半径から求m、100 m、200 m、400 m）では、センサーに可搬型加速度計められた位相速度との連続性が認められなかったため採用

JEP-6A3-10（感度 10 V/g、ミツトヨ社製）、半径の大きなアレしなかった。解析に用いるデータや解析長の違いにより、3イ（アレイ半径 800m、1500m）
では、速度計 LE-3D/5s（Lennartz通りの分散曲線が抽出され、低周波数帯域での位相速度が大Electronic 社製）を用いた。ロガーはどちらも DATAMARK

きいものから ASO_R、ASO_C、ASO_L とした。アレイ半径15-1400 mの観測記録の解析において、解析長をASO_R、ASO_C、

𝜌 = 1.4 + 0.67√𝑉𝑠(1)ASO_L でそれぞれ 20.48 秒、81.92 秒、40.96 秒とし、その他

𝑉𝑝 = 1.11𝑉𝑠 + 1290

(2)のアレイ半径での解析長は統一した。3 通りの分散曲線にお観測値の分散曲線とGAで求められた速度構造に基づく理論いて、アレイ半径 3 ~ 200 m の観測記録から得た位相速度はRayleigh 波基本モードの分散曲線の比較を図 4、推定した S統一しており、抽出した分散曲線の 0.54 Hz 以降の位相速度

波速度構造を図 5 に示す。
それぞれの分散曲線において、観測値と理論値が概ね一致

解析結果に連続性が見られず、1.4 km/s 程度の位相速度までしている。推定 S 波速度構造は分散曲線や探索範囲設定に用しか求められていない。

いた地下構造モデルの違いにより、差異が見られた。特に、phase velocity [km/sec]は等しい。また ASO_L では、アレイ半径 1500 m と 800 m の

ASO_R3ABCDEFGH2100.1

phase velocity [km/sec]

3211km と、他の 4 構造より浅い位置に出現することが挙げられる。
次に、推定した地下構造モデルに基づく Rayleigh 波基本モ1の水平動と上下動のスペクトル比（微動 H/V スペクトル）、

10

さらに過去に同地点で観測された 7 つの地震記録 9⁾より求め

Frequency [Hz]たコーダ波の Radial 成分と Vertical 成分のスペクトル比（R/VABCDEFGH2

較的浅いことや、R1、R2 では 0.6 km/s 程度の層が深さ 0.12ードの楕円率と観測した全地点の微動記録から求めた微動Frequency [Hz]ASO_L

3ABCDEFGH

1000.1

1

地震基盤に達するまでの深度が、C1、C2 では 0.4 km 程と比ASO_C

図 3 アレイ毎の位スペクトル）の平均との比較を行った。これらの卓越周波数

相速度とそれらを統は速度構造に基づく Rayleigh 波基本モードの理論楕円率の合した分散曲線卓越周波数と対応することが知られている。微動記録は解析
長 20.48 秒、バンド幅 0.24 Hz の Parzen window で平滑化し、安定した 20 ブロックの記録の平均を用いた。また、地震記

00.1

1

10

録は S 波コーダ波の 40.96 秒間を用い、バンド幅 0.3 Hz のFrequency [Hz]3.2

Parzen widow で平滑化した。図 6 に比較の結果を示す。

S 波速度構造の推定および H/V スペクトルの比較に

微動記録による H/V スペクトルおよび地震記録によるよる妥当性の検討

R/V スペクトルの第1 ピークはともに 0.4 Hz 程であるのに対観測を行った地盤の S 波速度構造を求めるため、前述した3 通りの分散曲線に対して、遺伝的アルゴリズム（GA） にし、推定 S 波速度構造の理論値の第 1 ピークは、R1 は 0.29よる逆解析を行った。まず、探索範囲の初期値は、防災科学

Hz、R2 は 0.28 Hz、C1 は 0.24 Hz、C2 は 0.25 Hz、L1 は 0.22

技術研究所の PS 検層結果に基づく S 波速度構造（ 𝑉𝑠 ）のHz、L2 は 0.22 Hz といずれも低周波数側に見られる。本研究4)によるノイズが多く含まれており、比較的半径の小さなアレに設定した。このときそれぞれの分散曲線に応じて、探索範イに比べて、同一アレイから求められる位相速度の一致度や囲設定の基準に J-SHIS の地下構造を用いるものをそれぞれアレイ間の位相速度の連続性が乏しい。H/V スペクトルやR1、C1、L1、JIVSM の地下構造を用いるものを R2、C2、L2R/V スペクトルの第1 ピークは深部の地下構造の影響を強くとした。次に浅い層から S 波速度、層厚の探索範囲を変えて受けており、このような深部地下構造は半径の大きなアレイ誤差を小さくしていき、これを最下層まで繰り返し、最終的の結果から推定されることから、深部地下構造については、な探索範囲は各層の推定された地下構造がなるべく下限値、再観測を実施するなど再考の余地がある。

上限値に近接しないように設定した。最下層については、その探索範囲の上限を J-SHIS および JIVSM の地震基盤の S 波速度に基づき、それぞれ 3.1 km/s、3.2 km/s とした。ただし、
L1、L2 に関してはそれぞれ 2.1 km/s、2.0 km/s とした。GAのパラメータは 6 bit で離散化、1 世代あたりの個体数は 40、11Frequency [Hz]用いる P 波速度 𝑉𝑝（m/s）と密度 𝜌（g/cm3 ）は以下の換算式

200.1

世代数は 500、交叉率は 70 %とした。GA による理論計算に

3R1R2統合値

3C1C2統合値

210100.1

1Frequency [Hz]phase velocity [km/sec]の地下構造モデルが続く地下構造を仮定し、それを含むよう

phase velocity [km/sec]

におけるアレイ半径が大きな微動アレイ観測では自動車等最下層（G.L.-124 m、Vs=330 m/s）に J-SHIS および JIVSM

phase velocity [km/sec]

6)

5)

3L1L2統合値

211000.1

110Frequency [Hz]図 4 推定した地下構造に基づく理論分散曲線と観測分散線7) 8)

により S 波速度 𝑉𝑠（m/s）から算出した。の比較
15-2

R1R20.20.40.60.80.60.8

111.2

1.2

PS検層+J-SHIS
PS検層+JIVSM

1.400121.403

Vs [km/s]

0.2

123Vs [km/s]

L1L2Depth [km]0.40.6図 5 推定 S 波速度0.8構造と既存の S 波速

R1R2
推定浅部地盤
1101C1C2
推定浅部地盤

0.1
10 0.1

110Frequency [Hz]Frequency [Hz]図 7 深部までの推10定地盤と推定浅部地
10.1
0.1

盤の 1 次元地盤増幅
L1L2
推定浅部地盤
1率の比較
10Frequency [Hz]度構造の比較

110.1
0.1
100

PS検層+J-SHIS
PS検層+JIVSM

10010AmplificationDepth [km]0.4

Depth [km]Amplification

0.2

100

C1C2Amplification00

5. K-NET 一の宮周辺との地盤震動特性の比較
1.2

1.40重藤・他（2019）11)、五通（2020）12)等は、本研究の対象地

PS検層+J-SHIS
PS検層+JIVSM
12域より東の阿蘇カルデラ内に設置されている KMM004 周辺、

3Vs [km/s]
R1
R2
微動観測値
地震記録

101100H/V spectral ratio

H/V spectral ratio

100

ならびに平成 28 年熊本地震後に設置された臨時地震観測点

C1
C2
微動観測値
地震記録

10周辺で微動アレイ観測を実施し、各地点の S 波速度構造を推定している。そこで KMM004、さらに KMMH04 に比較的距離の近い役犬原（YIB）と黒川（KRK）における推定 S 波速度構造と、本研究における推定 S 波速度構造との地盤震動特1性の比較を行う。KMMH04 の推定 S 波速度構造としては、

H/V spectral ratio

0.10.11000.1
10 0.111L1L2
微動観測値
地震記録

10R1 を代表値として比較する。KMM004 と各観測地点との位10Frequency [Hz]Frequency [Hz]置関係、表層地質の違いを火山地質図 13)にて示す（図 8）。

図 6 推定速度構造に

図9 に各地点の観測値に基づく分散曲線の比較と推定S 波基づく理論 Rayleigh

速度構造の比較を示す。KMMH04 の分散曲線は、特に高周波基本モードの楕円率波数帯域で他の3地点の分散曲線と比較して位相速度が小さと微動 H/V スペクトル、1く、推定された KMMH04 表層の S 波速度は他の 3 地点より地震記録による R/V ス
0.10.1110遅い。これは、KMMH04 の表層地盤を構成する軟弱なカルペクトルの比較デラ埋積層が影響していると考えられる。

Frequency [Hz]4. 1 次元地盤増幅率の検討

図 10 に KMMH04 と KMM004 周辺の 3 地点における強震地盤増幅特性の検討をするため、地震基盤から 1 次元地盤

記録のコーダ波 R/V スペクトル比の比較と推定地下構造に10増幅率を SH 波の 1 次元重複反射理論 ⁾に基づき算出した。
3基づく 1 次元地盤増幅率の比較を示す。また、図 11 に各地密度 𝜌（g/cm ）は（1）式を用いて算出した。また Qs 値に点におけるブーゲー重力異常図 14)を示す。各地の重力値は地ついては、全層で S 波速度（m/s）の 1/15 とし、周波数依存下の密度の不均質性により異なり、その実測値と等緯度の標性については考慮していない。図 3 で抽出した分散曲線のす準重力の差を重力異常という。一般に、高重力異常の地点でべての周波数帯域を用いて推定した地下構造（R1、R2 等）

は基盤が浅く、低重力異常の地点では基盤が深い傾向にある。と、信頼性の高い 0.54 Hz 以上の周波数帯域のみを用いて推R/V スペクトル比の第 1 ピークは、KMM004 は 0.42 Hz、定した基づく推定地下構造（推定浅部地盤）より求めた 1 次

KRK は 0.24 Hz、YIB は 0.28 Hz、KMMH04 は 0.39 Hz であ

元地盤増幅率の比較を図7に示す。
低周波数帯域のピークは、る。KRK と YIB は比較的低周波数側に見られ、KMMH04 と推定浅部地盤は 0.43 Hz であるのに対して、R1、R2 は 0.31

KMM004 は近い値を示している。これは、重力異常図の傾向

Hz、C1、C2 は 0.26 Hz、L1、L2 は 0.24 Hz といずれも推定浅と一致する。
また1次元地盤増幅率の低周波数側のピークは、部地盤に基づく値よりも低周波数帯域のピークが見られ、探KMM004 は 0.28 Hz、KRK は 0.26 Hz、YIB は 0.27 Hz とカル索範囲を変えた場合でも同じ周波数でピークが見られた。

デラ北部の中央部に位置する2地点がより低周波数帯域で大15-3きく増幅する地盤であることが分かる。重力異常図の傾向を既存構造、また同じ阿蘇カルデラ内に設置されている K-NET考慮すると、KMMH04 の 1 次元地盤増幅率も KRK と YIB一の宮周辺での既往研究のデータと比較検討し、地盤の特徴より高周波数側でピークが見られると考えられる。本研究のについて考察した。得られた知見を以下に示す。

推定地下構造の中では、R1 と R2 がこの傾向に一致する。

・ SPAC 法での解析により 0.54 Hz 以上の周波数帯域において信頼性の高い分散曲線が得られた。より低周波数側の分散曲線の精度向上には、大きいアレイ半径（800 m程度以上）の微動アレイ観測を再度実施する必要がある。
・ KMMH04 の表層地盤の Vs は KMM004 よりも遅く、これには軟弱なカルデラ埋積層の堆積が影響している。

カルデラ埋積層（泥、砂および礫）
扇状地堆積物（砂、礫およびシルト）

・ KMMH04 と KMM004 周辺の 3 地点の R/V スペクトルのピーク周波数は、低重力異常値を示す地点ほど低周波数側にあり、重力異常図の傾向と一致する。

13）

図 8 各観測地点の位置関係（背景は火山地質図 ）・ KMMH04 の 1 次元地盤増幅率は、KMM004 周辺の 3 地

2

R1
KMM004
KRKYIB

0.2
0.4

Depth [km]phase velocity [km/sec]

0

ASO R
ASO C
ASO L
KMM004
KRK
YIB

31点と同様、1 Hz よりも低周波数帯域でピークを持つ。
今後は、KMMH04 のより詳細な地盤構造を把握し、地震

0.6

被害との関連性や他地点との関係性の検討をしていきたい。

0.8

参考文献

11)

1.2
1.400.1

1Frequency [Hz]100123Vs [km/s]

100100R/V spectral ratioAmplification

図 9 各観測地点の推定地下構造と理論分散曲線の比較

101

KMMH04
KMM004
KRKYIB

0.10.1

1Frequency [Hz]

2)
3)

101

10 0.10.1

4)
R1(KMMH04)
KMM004
KRKYIB
15)
10Frequency [Hz]6)7)

図 10 各観測地点の強震記録のコーダ波 R/V スペクトル比と 1 次元地盤増幅率の比較

8)

9)
10)

11)

図 11 各観測地点のブーゲー重力異常 14)
6. まとめ12)

本研究では、KiK-net 阿蘇で実施した微動アレイ観測の記録に、SPAC 法を適用して得られた分散曲線から GA を用い
13)てそれを満たす S 波速度構造を推定した。推定した地下構造に基づく H/V スペクトルや 1 次元地盤増幅率を、観測値や14)15-4

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