（２） 線型地盤応答解析（波形、スペクトル、増幅スペクトル）による検証

Ｓ波多重反射理論に基づく線型地盤応答解析により、各観測地点における理論波形、フーリエスペクトル、増幅スペクトルの計算を行うことで、地震記録から求められる結果と比較を行い、モデルを検証した。線型地盤応答解析は、ハスケルマトリックスを解くことで行う。基盤入射波がＳ波鉛直入射であるという仮定を行っているため、解析対象は、地域直下で発生した比較的深い地震が望まれる。今回は、２０００年１０月３１日に志摩半島（深さ４０ｋｍ）で発生した地震を使用した。この震央位置を図３−４−４に示す。地下構造モデルの検証に使用した地震観測地点は、Ｋ−Ｎｅｔ観測点のうち、伊勢平野全体を含むように品質の良好な８地点を選択した。解析の概念図を、図３−４−９に示す。基盤入射波形の計算には、基盤岩に地中観測井が設置されているＫｉＫ−Ｎｅｔ観測井の中から最もＳ波速度が大きかったＭＩＥＨ０８（松阪）の地中地震計データを基準点として使用した。ここで作成された基盤入射波形（解放基盤における波形）をこの点以外の７地点の観測点における入射波形とした。減衰による振幅のスケーリングは考慮していない。なお、堆積層のＱ値ついては、既存の報告を参照して、周波数の０．７乗に比例するように周波数依存性（Ｑ ＝ Ｋ ｆ ０．７）を与えた（平成１４年度愛知県地下構造調査；久家、ほか、２００１）。ここで、Ｋの値は、各層ごとに定義して、Ｓ波速度の１／２０で与えた。堆積層のＱ値については、地中観測データやＶＳＰデータなどに基づく資料が必要であるが、伊勢平野においては十分な資料がないのが現状である。今回は、濃尾平野における既存の資料を参考にして一意的に与えた。

観測記録より推定した波形、水平動スペクトル、増幅度と計算による結果を図３−４−１０、図３−４−１１、図３−４−１２、図３−４−１３、図３−４−１４、図３−４−１５、図３−４−１６に示す。黒が観測結果、青がシミュレーション結果を表す。波形の右端に、各ピーク振幅をｃｍ／ｓ（ｋｉｎｅ）で表示している。基準観測点のＭＩＥＨ０８（松阪）では、波形の一致がきわめて良好で、周期１秒から１０秒までの基盤入力波形が、高精度に推定されているのが確認できる。観測点の付近に、平成１４年度三重県地下構造調査で実施された微動アレイ探査観測点（Ｎ０．１〜１５）が存在する場合は、Ｓ波速度構造図に、微動アレイ探査によるモデルを赤線で表示した。基盤深度が２００ｍ以上違っている観測点が存在するが、両者の観測地点が完全に一致しておらず、距離が２〜５ｋｍ離れているためであると説明できる。例えば、ＭＩＥＰ２７（河芸）では、反射法測線が通っているため、微動アレイ観測点Ｎｏ．１１との間で基盤深度が３００ｍ程度違っていることが事実として確認できる。また、ＭＩＥ００９（松阪）は盆地周縁部にあたるため、微動アレイ観測点Ｎｏ．１５との間で基盤深度が急激に変化すると予想される（３．４．４で後述）。このため、両者の違いは堆積層Ｓ波速度のトレンドの全体的な違い（第１ピーク周期）についてのみ比較の対象とする（図３−４−１７−１、図３−４−１７−２、図３−４−１７−３、図３−４−１７−４、図３−４−１７−５、図３−４−１７−６）。

１．５秒程度より高周波側では、表層の効果が大きいと考えられる。表層部は、Ｋ−ＮｅｔのＰＳ検層・土質データに見られるように、深さ方向にも水平方向にも不均質性が強く、三次元モデルでは再現されていない。また、これによる散乱効果も大きいと考えられる。今回は、震源スペクトルが有効であり深部地下構造の増幅効果を反映する、２〜１０秒のやや長周期帯を主な比較対象とした。

図中より、堆積層の卓越周期を反映した理論ピークが、７秒台以下で確認でき、不明瞭であるが、観測記録より推定した増幅度のピーク周波数と概ね対応しているようにみえる。具体的には、ＭＩＥＰ０５（桑名）、ＭＩＥ００３（四日市）、ＭＩＥＰ０７（鈴鹿）で７秒台を示し、ＭＩＥ００６（津）で３．２秒、ＭＩＥ００９（松阪）では０．９秒、ＭＩＥ０１０（伊勢）では、０．５秒未満であった（図３−４−２０）。また、周期１秒以上の領域においては、理論増幅度のレベルが観測記録より推定した増幅度のレベルと２倍・半分以内の精度において整合している。