3.4 深部地盤構造モデル
3.4.1 九州地方のブーゲー異常図
図3.4-1に九州地方のブーゲー異常図を示す。宮崎市沖から日向灘に広がる100mGalにも達する目玉状の低重力域が非常に特徴的である。また、四国地方の中央構造線から九州地方の別府−島原地溝帯に続く低重力の帯、霧島火山から鹿児島湾に続く鹿児島地溝帯の低重力の帯も特徴である。これら低重力帯に分布する振幅の小さな目玉状の異常域は、個々の火山やカルデラの位置と良い対応を示しており、地質的条件と整合している。
3.4.2 既往文献の収集・整理
図3.4-2 (1) 〜 (4) に収集文献の位置図および調査手法別の文献位置図を示す。九州地方で速度構造が得られる文献は、図3.4-2 (2) に示す6文献である。
宮町・後藤（1999） による2測線のデータは、九州東部および南部の深部構造モデルの把握に非常に有用である。本資料によれば、地震基盤相当層の深度は宮崎平野直下で10
kmを超える。東西、南北の測線で深さに多少違いはあるものの、宮崎平野直下で地震基盤相当層が非常に深くなる結果となっており、図3.4-1に示したブーゲー異常分布で見られる宮崎県沖の低重力と傾向は一致する。浅部の構造は、詳細なモデルとして解析されておらず不明な部分が多いため、深部地下構造モデル作成には直接利用できない。Kakuta (1982) による結果も、宮町・後藤（1999） の結果と深さの絶対値は多少異なるものの同様の傾向を示す。
日向灘海域の調査としては、市川 (1997) がある。宮町・後藤（1999） など上記文献と同様に、宮崎平野に向けて地震基盤および上位の堆積層が凹形状となる結果が示されている。
図3.4-2 (3) に重力を用いた調査結果の位置図を示す。由佐ほか (1992) は別府湾で重力測定および音波探査から基盤岩類のコンター図を作成している。
図3.4-2 (4) に地質関係の資料位置図を示す。文献により様々であるが、地質断面や等深線といった形で示されている。地震基盤相当と考えられる基盤岩類まで記載されている文献は少ない。主に、浅部の地質構造把握に利用可能である。
3.4.3 速度層区分
表3.4-1に既往文献より得られる速度値を示す。図3.4-3 (1) 〜 (8) に大まかな範囲で区分した既往文献データの標高分布を示す。図には、地震基盤相当層と解釈される後期白亜紀付加体よりも古い地質の分布をあわせて示している。
なお、重力や地質などの速度情報を持たない文献については、周辺の屈折法探査結果など速度情報を持つ資料や、布田川−日奈久断層帯で整理した地質と速度の関係を参考に速度に対する対応付けを行った上で示してある。
これらの資料を用いて、速度層の連続性や地質と速度の対応関係などを検討し、以下に述べるＰ波速度区分を行った。
（１）第１速度層
陸域の文献では探査目的（深度）による分解能不足のため区分されていない。しかし、K-NETやKiK-netデータでは、表層付近にＰ波速度で1.5〜2.5
km/s程度の層が存在する。これより、第１速度層としては、 2.0 km/sを設定する。
地質的には主に、鮮新統〜更新統下部に対応すると考えられる。
（２）第２速度層
宮町・後藤（1999）の南北測線第１層、市川 (1997)の第２層〜第４層の速度分布より、Ｐ波速度で3.3〜3.6 km/s程度の速度層が存在する。よって、第２速度層としては、 3.5 km/sを設定する。
本層の地質的な対応は不明瞭であるが、堆積層下部（主に鮮新世〜中新世）や新生代火山岩類の堆積物、基盤岩類の風化部などに対応すると考えられる。ただし、本層上面に対応する深さ（標高）データは非常に少なく、また地質的な対応も不明瞭な部分が多いことから、本層上面の境界面は後述する方法により作成した。
（３）第３速度層
宮町・後藤（1999）の南北測線第１層や東西測線第２層、市川 (1997)の第３層〜第４層の速度分布より、Ｐ波速度で4 km/s前後の層が推定される。よって、第３速度層としては、 4.0 km/sを設定する。
地質的には主に、四万十累帯南部やグリーンタフなどに対応すると考えられる。
（４）第４速度層
宮町・後藤（1999）やKakuta (1982)の第３層、市川 (1997)の第４層〜第５層の速度分布より、Ｐ波速度5 km/s前後の層が推定される。よって、第４速度層として 5.0 km/sを設定する。
地質的には、主に四万十累帯北部や新生代火山岩類の基盤岩類（貫入岩類）に対応すると考えられる。
（５）第５速度層
各文献の最下層の速度分布より、Ｐ波速度で5.3〜6 km/s程度の速度値が推定されることから、第５速度層として 5.5 km/sを設定する。宮町・後藤（1999）の南北測線は、第３層と第４層の２層が候補となるが、他文献との連続性などから第４層を本層と解釈した。
地質的には主に、領家帯や三波川帯などの基盤岩類に対応する。
3.4.4 P波速度3.5 km/s層の扱い
3.4.3項で述べたように、 3.5 km/s層は速度層としては存在していることが推定される。しかし、図3.4-3 (5) や図3.4-3 (6) に示すとおり、対応する既往文献データは特に陸域で少なく、境界面を作成することは困難である。また、地質的な対応も不明瞭な部分が多く、地質的な補完により境界面を作成することも難しい。このため、海域の文献ではあるが、本速度層が確認されている市川 (1997)と陸域のKiK-netデータを利用し、本層境界面の推定を行った。
図3.4-4に市川 (1997)の構造断面図、図3.4-5 (1) 〜 (3) にKiK-netによる検層データを示す。これら資料の検討結果を基に、 3.5 km/s層は、 2.0 km/sと 4.0 km/sの各境界面の間、40%の位置に存在するものと推定した。
（ 2.0 km/s上面〜3.5 km/s上面）：（ 2.0 km/s上面〜4.0 km/s上面）
＝ 1 ： 2.5
3.4.5 山地部の風化帯の設定
山地部で地表面に露出している基盤岩類については風化を考慮する。風化帯の設定には、KiK-netデータを用いた。図3.4-6 にKiK-netによる速度と深度の関係を示す。
古第三紀以前の表層地質区分毎に検討を行ったが、地質区分ごとにデータ数にバラツキがあること、同一の地質区分でも速度と深度の関係にかなりのバラツキが見られることから、古第三紀以前で一括した結果を採用した（図3.4-6 左上の図）。表3.4-3 に、山地部での各速度層の深さ（出現深度）を示す。
3.4.6 深部地盤構造モデル
前項までの検討結果を踏まえて、各速度層の平面分布データを作成した。
これまでに述べたように、九州全域の速度モデルを構築するだけの物理探査データ（特に屈折法などの速度構造データ）は少ない。既往データが不十分であった地域には、地質的な補完によりデータを作成し、深部地盤構造モデルを作成した。
地質的な補完は、既往データによる各速度層の深さ（標高）分布（図3.4-3 (1) 〜 (8)）、表層地質や九州の構造区分（図3.2-2〜図3.2-3）、ブーゲー異常分布（図3.4-1）などを考慮して行った。作成した深部地盤構造モデルの平面図を図3.4-7 (1) 〜 (5) に示し、東西方向断面図を図3.4-8 (1) 〜 (3) に示す。
深部地盤構造モデルの物性値は、表3.4-2 に示したＰ波速度区分を基に、Ludwig et al. (1970) の関係図より設定した（図3.4-9）。物性値一覧を表3.4-4 に示す。
工学的基盤は、浅いボーリング資料を収集し設定を行った。図3.4-10 に工学的基盤の深度を求めるために収集した浅いボーリングの位置図、図3.4-11 に工学的基盤上面深度分布を示す。工学的基盤は、Ｎ値 50 以上を連続して３回確認した深度とした。ここで収集したボーリングデータには速度に関する情報が無いため、速度については
K-NET の速度検層データを参考に推定した。密度はLudwig et al. (1970) の関係図より推定した。設定した物性値を以下に示す。
| Ｐ波速度 |
1.6 km/s |
| Ｓ波速度 |
0.5 km/s |
| 密度 |
1.7  |
3.4.7 観測波形を用いた深部地盤構造モデルの調整
3.4.6項で述べたモデルは、少ない既往文献と地質情報を元に作成したモデルである。そこで、本検討では、作成したモデルの検証のため、差分法による波形計算と観測記録を用いた波形およびスペクトルの比較検討を行い、モデルの確認・修正作業を行った。
手順は試行錯誤的な方法であるが、
- 深部地盤構造モデルの作成
- 差分法による波形計算
- 観測波形のH/Vスペクトル比と差分法計算波形のH/Vスペクトル比、および深部地盤構造モデルによるレイリー波（基本モード）の（水平と上下の）理論振幅比の比較（以下、これらをH/Vスペクトルと記す）
- H/Vスペクトルのピーク周期を利用した深部地盤構造モデルの修正（１次元での深部地盤構造モデルの修正）
- 深部地盤構造モデルの修正（三次元的な速度境界面の再作成）
- 観測波形との比較
という手順で行った。
（１）観測波形の収集
深部地盤構造モデルの検討に用いるために、地震観測記録の収集・整理を行った。図3.4-12に地震の震央位置、表3.4-5にリストを示す。地震の選択基準は、モデル作成範囲および周辺のマグニチュード4.0程度以上、深度50km程度未満の地震とした。
図3.4-13 (1) 〜 (2) に収集した地震観測記録の４地震の波形例（EW成分、2〜20secのバンドパスフィルター処理）を示す。波形は震央距離で並べてある。図3.4-13 (1) に示す２地震が宮崎県沖、図3.4-13 (2) に示す２地震が鹿児島県北西部の地震である。図3.4-14 (1) 〜 (3) に収集した地震観測記録のH/Vスペクトルと平均値（黒太線）を示す。なお、観測点毎のH/Vスペクトル比は、観測波形のＳ波主要動以降の表面波部分を抜き出し、水平２成分を震央方向成分と震央方向直角成分に分解し、それぞれのスペクトルと上下動成分のスペクトルの比を求めることにより求めた。本検討では、震央方向成分と上下動成分のスペクトル比を用いた。
観測記録からは、KGS008・KGS009・MYZ009・MYZ015・OIT009・OIT010などの地点で振幅が大きいこと、表面波と思われる後続波が見られることがわかる。H/Vスペクトルからは、KGS012・KGS015・MYZ008・MYZ009・OIT012などの地点で 2〜4 秒程度に多少のピークが認められる。他の地点では 2 秒以上の長周期側で明瞭なピークは見られない。また、長周期側でのスペクトルにバラツキが見られ、比較検討に用いることが難しい地点も多い。
（２）差分法による試算
差分法計算のための震源モデルは、鹿児島県薩摩地方を震源とする1997年3月26日の地震を用いた。これは、震源が浅く表面波が生成されていることが予想される、九州の広い地域で地震記録が揃っている、等の理由による。
震源パラメータは、図3.4-15に示すEIC地震学ノートなどを参考に設定した。計算に用いた地震の諸元を以下に示す。
- ・発震時刻（気象庁による）
- 1997年3月26日 17時31分47.9秒
- ・震源パラメータ： （EIC地震学ノートによる）
- 震源緯度経度：31.98°N , 130.37°E
- 震源深さ：7.0 ｋｍ
- 破壊伝播速度：2.7 km/s
- 破壊継続時間：4.0 sec
- 走向・傾斜・すべり角：273.0度・88.0度・0.0度
 ：1.2×10**18 Nm
- ・すべり時間関数
- 震源時間関数：BELL型
図3.4-16 (1) 〜 (4) に、観測波形 H/V スペクトルと 3.4.6項で示した深部地盤構造モデル（初期モデル）によるレイリー波の理論振幅比の比較、図3.4-17 (1) 〜 (2) に観測波形と差分法による計算波形の比較を示す。比較を示しているのは、鹿児島県と宮崎県のK-NET地点である。
KGS002・KGS006・KGS007・KGS022などの地点は、初期モデルの段階で、観測波形を良く再現できている。これらの地点は、H/Vスペクトルの比較でもピーク周期が概ね一致している。一方、KGS003・KGS005などの地点は、差分法計算波形が観測波形に比べ長周期成分が大きくなりすぎており、H/Vスペクトルの比較でも地盤モデルによるレイリー波の理論振幅比のピーク周期がやや長周期側にあるように見える。他の地点は、観測波形のほうが差分による計算波形よりも振幅が大きい傾向が見られる。しかし、H/Vスペクトルで明瞭なピークが見られないため比較が難しい地点も多い。
（３）深部地盤構造モデルのチューニング
（２）で示した波形の比較やH/Vスペクトルの比較結果を踏まえて、深部地盤構造モデルのチューニングを行った。
チューニングは、各観測点において１次元地盤モデルを修正することにより、前述の 2. 〜 4. の作業を試行錯誤的に行い、修正した１次元地盤モデルから、三次元的な速度境界面の再作成を行った。修正に当たっては、各層の速度を固定し、各層の上面深度を変更した。
図3.4-18 (1) 〜 (4) に観測波形による H/V スペクトルと修正モデルによるレイリー波の理論振幅比の比較、およびその地点の構造を示す。一部の観測地点では、観測波形 H/V スペクトルのピークが明瞭でないため、チューニングしきれていない地点もあるが、それ以外の地点では、ピーク周期を概ね満足するモデルとなっていると考える。
図3.4-19 (1) 〜 (5) に修正後の深い地盤構造モデルの各速度層上面分布を示す。左図に修正後モデル、右図に初期モデルを示してある。各速度境界面の初期モデルからの主な修正箇所を下記に述べる。
図3.4-20 (1) 〜 (3) に修正モデルを用いた差分法計算結果と観測波形の比較を示す。比較のため、初期モデルによる計算結果と観測波形の比較も示す。波形は 3〜20 sec
のバンドパスフィルター処理を施したものである。
KGS003・KGS005・MYZ012などで初期モデル差分法結果に見られた振幅の大きな後続波は、修正モデル差分法結果では消えておりモデルが上手く修正されたことを示している。KGS009・KGS012・MYZ009などでは、観測波形で見られる後続波部分がまだ再現できていない。逆に、KGS003・MYZ004・MYZ011などでは、差分法計算結果のみに振幅の多少大きい後続波が見られる。これらの再現性のやや悪い地点でも、図3.4-18 (1) 〜 (4) に示すとおり H/V スペクトル等のピークは概ね満たされており、一次元的な構造は概ね満たされているものと考える。
なお、上述した後続波部分で波形の合いが悪い地点は、平野端部や規模の小さな盆地内に位置していることから、三次元的な構造変化の影響により後続波部分で違いが生じているものと推定される。しかし、三次元的な構造の変化を差分法を用いた波形の合わせ込みで修正していくことは、時間的な制約や情報量の不足などもあり難しい作業である。
いずれにしても、前述の一部の地点を除き、修正モデル差分法結果は観測波形を概ね満足していると考えられ、全体としては、チューニングにより改良された深部地盤構造モデルが作成されたと考えられる。
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