伊方３号の運転差止仮処分申立を却下した広島地裁決定は司法の責任を回避し，「不作為の瑕疵」を容認するもの

2017 年 4 月 28 日

大阪府立大学名誉教授

長沢 啓行

[要旨]

を採用することを「合理的だ」と判断した．

伊方 3 号の運転差止仮処分申立を却下した 2017（４）前原子力規制委員長代理の島崎邦彦氏によ

年 3 月 30 日の広島地裁決定には，下記のように看る問題提起は，「原子力規制委員会は地震動の専門

過しがたい重大な誤判断と司法の責任放棄がある．

知識に欠け，原子力規制庁による情報操作やレシ（１）広島地裁決定は，債務者の主張を鵜呑みにしピ改ざんを見抜けない」という現状を暴露するとて「合理的」だと判断する一方，「確証がない」とともに，その主張は熊本地震によって裏付けられ，吐露して「主張・疎明が不十分である」ことを認め

地震調査研究推進本部による 12 月レシピ改訂でそながら，「さらなる証拠調べは本件のような保全手の正しさが認定された．レシピ（ア）で用いられ続きにはなじまない」と司法の責任を放棄し，人ている入倉・三宅式は地下のすべり量分布から推格権よりも経済活動の自由を優先させた．

定される「不均質な震源断層」に適合し，レシピ（２）「震源を特定せず策定する地震動」は，「震源（イ）の松田式等は測地データや変動地形学等からを特定して策定する地震動」とは独立して検討す推定される「均質な震源断層」に適合する．地震べきものだが，広島地裁決定は，それが「補完的」観測記録のない原発の審査で使われる「詳細な調であり「ミニマムリクワイアメント」だとする債査に基づく震源断層」は後者であり，「不均質な震務者の誤った主張を鵜呑みにした．また，「震源を源断層」は事前には推定できず，レシピ（イ）を特定せず策定する地震動」の対象とする地震観測

用いるしかない．ところが，広島地裁決定は，「入記録が少ないことを原子力規制委員会自身が認め，倉・三宅式を適用したことが合理性を欠くものと電気事業連合会等での「研究が進まないことが原はいい難い」とする一方，確信を得るためには慎因だ」として研究を進めるよう懇願している現状

重な吟味が必要だとしながら，「保全手続きにはながある一方，地震観測記録の不足を補うための地

じまない」と司法の責任を放棄した．

震動再現モデルや断層モデルによる地震動解析が（５）伊方 3 号の断層モデルによる地震動評価でかなり進んでいるにもかかわらず，一切採用されは，Fujii-Matsu’ura(2000) と壇ら (2011) の応力降ていない．広島地裁決定は，「各種の不確かさの考下量を用いているが，いずれも，「均質な震源断層」

慮」の一環として後者の採用を促すべきところ，債と「不均質な震源断層」のデータを混在させて得務者の「仮想に仮想を重ねたもの」との批難を鵜た結果であり，その妥当性には疑問がある．しか呑みにし，原子力規制委員会の不作為を容認した．

も，断層幅が 15km のシミュレーション結果を 11（３）広島地裁決定は，敷地前面海域の 54km と〜13km 幅の横ずれ断層が主な中央構造線断層帯

69km の鉛直モデルに対する耐専スペクトルにつに準用したものであり，応力降下量を過小設定し

1 「他の距離減衰式」との乖離が大きい，
いて，⃝ている．広島地裁決定は，54km モデルをすべり量

2 構築時に至近距離の観測記録がなかった，⃝
3実⃝の飽和した長大な断層と見なすかどうかなど債務際に耐専スペクトルに沿った地震動が起こる可能者の想定の合理性について「確証を得るには慎重性は示唆されない，との理由から適用外にしてもな検討が必要」としながら，「仮処分手続きにはな「不合理ではない」としたが，すべて誤判断であじまない」と，ここでも司法の責任を放棄した．

る．
「他の距離減衰式」こそが震源域で地震動を頭（６）広島地裁決定は，偶然的不確実さと認識論的打ちにする構造をもっており，構築時の近距離地

不確実さを分類して評価する必要性を認めながら，

震観測記録に乏しく，現実に起きた震源域内地震

偶然的不確実さについては全く言及せず，無視し観測記録を大きく過小評価している．他方，耐専ている．両者を分離して定量的に評価した最近のスペクトルは遠ざかる方向へ伸びる，あるいは，傾

研究では，偶然的不確実さは「平均＋標準偏差が斜する断層に対しては地震動を過小評価する傾向

平均の 1.75 倍になる」との結果が出されており，にあるが，広島地裁決定は，上記鉛直モデルを採

認識論的不確かさの精度を考慮すれば，「平均＋標

用しない代わりに，54km，69km 北傾斜モデルや準偏差を少なくとも平均の 2 倍」とみなし，余裕480km 鉛直モデルなど本来採用すべきでないものをもった地震動評価にすべきである．

1

1

はじめに

より劣位にある」という観点には全く触れず，この観点を意図的に抜いている．それは，人格権の広島地裁は 3 月 30 日，伊方 3 号の運転差止仮処

侵害より債務者の経済的利益を優先させるという分申立を却下した [21]．同決定は，福岡高裁宮崎「確証なき却下」の決定を行うためだったのではな

支部決定 [20] が示した「司法の枠組み」を参照し，

いか．

「新規制基準の内容が不合理であるということはで同決定の 2 週間前に出された福島原発事故被災

きず，四国電力の申請内容について新規制基準に者による損害賠償事件に関する前橋地裁判決 [47]適合するとした原子力規制委員会の判断に不合理

は，国による責任回避の主張を次のようにいさめな点はない」と結論づけた（決定要旨 p.4[21]）．

ている．

しかし，それは，福岡高裁宮崎支部決定 [20] に「国の主張をもとにした場合，急速に進歩し得おける新規制基準に関する誤った理解を踏襲し，原る原子炉施設の安全性に関わる専門的技術的知見

発に求められる安全性のレベルに関する曖昧な考や， 原子炉施設に対して生じうる危険に関する知え方をそのまま受け入れ，基準地震動の策定や不見を適切かつ迅速に反映することができず， また確実さの考慮などに関する事実認定を誤り，債務不断に変化し得る社会情勢に対しても対応するこ者の主張を鵜呑みにした結果にすぎない．

とが困難となる点において， 不合理な主張である

しかも，「不合理な点はない」と結論づけた後で，といわざるを得ない．
」（p.608[47]）

その結論自体に「確信」を持てず，「さらに慎重な検そして，巨大津波の発生と福島原発の溢水への討」が必要だと動揺しながら，そのような認定作

脆弱性に関する「国の予見可能性」および「結果業は「本件のような保全手続きにはなじまない」と回避可能性」を認め，次のように「国の規制権限

逃げた．決定要旨には次のように述べられている．

不行使の違法」を認定した．

「内陸地殻内地震に係る地震動評価における，す「国策として， 万がーにも事故を起こさないとべり量飽和の考え方に依拠することの是非や入倉・説明した上で，原子力発電を導入した以上，『常に三宅式の過小評価のおそれ等，四国電力の想定の安全側に立って対策する』ことを第一に優先して合理性の有無について 確証を得るにはなお慎重な

その安全対策を検討すべきであり， 被告東電の講検討を要すべき問題がある．しかし，そのようなじる安全対策が『常に安全側に立って対策する』

検討には，例えば，地震学者，原子力規制委員会

ものでない場合に， 被告東電に対して『常に安全の関係者等の証人尋問を実施して関連事実（例え側に立って対策する』よう規制することを怠った

ば，地震学界における学説の状況，原子力規制委場合には，当該規制権限の不行使は，許容される員会における審査の経緯等）を 慎重に認定する作限度を逸脱して著しく不合理になるものと考えら業が不可欠であるが，そのような証拠調べは，本れる．
」（p.621[47]）

案訴訟で行われるべきであって，本件のような仮広島地裁決定は，この前橋地裁判決の対極にあ処分手続にはなじまない．
」(決定要旨 p.3[21])る．伊方 3 号を襲う地震動がクリフエッジ，すなわ

結局のところ，「債務者である四国電力による主ち，炉心溶融事故に至るギリギリの大きさの地震

張・疎明の内容では裁判所がその合理性に確信を

動を超える可能性が示され，今の地震動評価手法

もてなかった」のであり，そうである以上，広島地

では地震動が過小評価されているとの指摘がなさ

裁は「債務者が主張・疎明を尽くしていない」と判れ，熊本地震や鳥取県中部地震など，それを裏付断して運転差止命令を決定し，本訴において証拠ける地震が実際に起きているにもかかわらず，黙調べを尽くすべきではなかったか．それとも，仮過し，国による規制権限の不行使を容認している．

処分であれば，債務者の主張の合理性に確証がな

しかも，自身の決定に確信を持てないと吐露しな

いまま債務者の経済的利益優先の立場に立った決がら，仮処分では検討せず，本訴へ先送りすると定をしてもよいというのであろうか．広島地裁決いうのだ．これは司法の責任回避，経済的自由よ

定は，福岡高裁宮崎支部決定を参照するといいな

り人格権を優先すべき司法の権限不行使ではないがら，「原発の運転という経済活動の自由は人格権

2

のか．広島地裁は，前橋地裁の下記判決文の意味

2を正面から見つめ直すべきではなかろうか．

司法審査の在り方
広島地裁決定（2017 年 3 月 30 日）[21] は四国「被告国の主張する原子力工学の考え方は，

電力の伊方 3 号運転差止仮処分申立を却下した決

津波の試算があった場合，その試算の精度及び定だが，その前に関西電力の大飯 3·4 号と高浜 3·4

確度が十分に信頼できるほどに高いものであれ

号に関する地裁判決・仮処分決定，九州電力川内

ば，設計想定津波として考慮し，直ちにこれに

1·2 号の仮処分決定が次のように出されている．

対する対策がとられるべきであるが，その程度

大飯 3·4 号の運転差止を命じた福井地裁判決に高いものではないのであれば，現実的な限界（2014 年 5 月 21 日）[17]，高浜 3·4 号運転差止仮処からして投入しうる資源および資金を踏まえ，分を命じた福井地裁差止決定（2015 年 4 月 14 日）

総合的な安全対策を考えつつ，優先度が高いと[18]，これを取り消し大飯 3·4 号の運転差止仮処分

考えられるものから対応を検討することが合理申立も却下した福井地裁却下決定（2015 年 12 月

的であるというものである．しかしながら，有24 日）[19]，そのほぼ 2ヶ月後に再び高浜 3·4 号運識者らの考え方の中には，500 年から 1000 年

転差止仮処分を命令した大津地裁決定（2016 年 3と再来周期が長く，規模も大きい可能性のある

月 9 日）[80]，その保全異議を却下して原決定を津波に対しては，その試算の精度及び確度が上認可決定した大津地裁認可決定（2016 年 7 月 12記程度に高いものではないものについても，多日)[81]，これに対抗した保全抗告に応じて原決定

く の 設 備 が 被 害 を 受 け る と し て も ，少 な く とと認可決定を取り消した大阪高裁決定（2017 年 3も冷却のための設備だけは守ることができるよ

月 28 日）[79]，さらに，川内 1·2 号の運転差止仮うな設計，例えば，通常の構造物の補正係数は処分申立を却下した鹿児島地裁決定（2015 年 4 月

1 とするが，非常用設備については，補正係数22 日）[37]，その即時抗告を却下した福岡高裁宮を 2 とするといった考え方もあるのであって，国策

崎支部決定（2016 年 4 月 6 日）[20] である．

として，万がーにも事故を起こさないと説明した

広島地裁決定の出された時点では，事実上，福上で，原子力発電を導入したにもかかわらず，こ岡高裁宮崎支部決定が唯一確定した運転差止仮処のような安全側に立った考え方を取らずに，被告分申立に関する高裁決定であった．そのため，広国の主張するような，経済的合理性を優先させる

島地裁は福岡高裁宮崎支部決定を「司法審査の枠

原子力工学の考え方を採用することはできない．
」

組」として参照したが，これを唯一の枠組として(p.622[47]）

良いかどうかは極めて疑問であり，他の地裁判決

この前橋地裁判決文における「津波」を「地震や仮処分決定における枠組と照らし合わせてそのおよび地震動」と読み替えれば，そのまま，人格妥当性を検討すべきである．そこで，上記判決・権より経済合理性を優先させた広島地裁決定への決定においてほぼ確定したと言える内容を確認し批判になっているといえる．

た上で，個別にどのような点でどのような差異が以下では，広島地裁決定について，「司法審査のあるのかを明らかにする．

在り方」と「基準地震動策定の合理性」に限って検討し，後者については，わかりやすさの観点かほぼ確定したと言える司法判断とは？

ら「震源を特定せず策定する地震動」における問

福井地裁判決・差止決定に始まる一連の地裁判

題点から説き起こし，「震源を特定して策定する地決・決定でほぼ確定したと見なせる司法判断は，震動」における「応答スペクトルに基づく地震動(a)福島原発事故で避難生活を余儀なくされたこと評価」と「断層モデルによる地震動評価」の問題

自体が人格権の侵害であること, (b)原発の運転と点に触れ，最後に「認識論的・偶然的不確実さのいう経済活動の自由は人格権より劣位にあること，考慮」における問題点を具体的に述べる．

(c)人格権を侵害する具体的危険性があれば運転差止請求が認められること だと言って良い．ただし，大阪高裁決定は (b) の「経済活動の自由」を3

「原子力発電の有用性，必要性」(p.87[79]) に置きとをいうと解すべきである．
」(pp.80-81[19]) と曖

換えてはいるが，ほぼ同等と見なせる．例外は，昧な基準を示す一方，具体的には，「本件基準地震

むしろ，広島地裁決定であり，(b) について一言

動については，年超過確率が 10−4 ∼ 10−5 /年 (1 万も言及していない．これは，先述の通り，債務者

ないし 10 万年に 1 回程度) という極めて低い数値の主張に不合理はないとする一方で，その確証はとなっており，本件基準地震動は不確かさが保守ないとしながら，経済活動の自由＝原発稼働を優的に評価されているものと評価できることも併せ先させるためであろう．主張の合理性に確証がな考慮すると，本件原発の地震に対する危険性が社ければ，万が一の人格権侵害のおそれを回避する

会通念上無視し得る程度にまで管理されているか観点から，仮処分手続きであっても，経済活動のという観点に照らしても，本件基準地震動は，本

自由より人格権の擁護を優先させ，運転差止を命

件原発の耐震安全性を確保するための基準としてじるのが筋だからである．

合理性があるというべき」(pp.110-111[19]) としている．しかし，この年超過確率も安全目標と同様，

人格権侵害の具体的危険性のレベルとは？

規制審査では単なる参照扱いにすぎず，信頼性に地裁判決・決定の間で司法判断が確定していな乏しいと言わざるを得ない．

いのは，(c) の具体的危険性がどの程度のレベルで福岡高裁宮崎支部決定は，「安全目標が導入されあれば人格権侵害の危険性があると認められるかた趣旨及びその経緯からしても，安全目標が直ちである．

に危険性 (リスク) の社会的許容限度を画する基

福井地裁差止決定の直後に出された鹿児島地裁

準となるものでもない」(pp.139-140[20]) としつ

決定では，「絶対的安全性」の確保は不可能と断じ，つ，「一般に，自然現象については，地震や火山事

原子力規制委員会が 2013 年 4 月に定めた安全目

象についても，規模と発生頻度との間に相関関標は「相当程度厳格な目標であると評価すること係が認められており，その規模が大きくなればなができ，この安全目標が達成される場合には，健るほど，発生頻度 (発生確率) は低下する関係に

康被害につながる程度の放射性物質の放出を伴う

あるが，その最大規模の自然現象の発生頻度 (発ような重大事故発生の危険性を社会通念上無視し生確率ないしリスク) が零になることはない．そ得る程度に小さなものに保つことができると解すして，そのようなリスクを許容するか否か，許容るのが相当である．
」(p.85[37]) と踏み込んだ．しするとしてどの限度まで許容するかは，社会通

かし，安全目標やそのベースとなる確率論的安全念を基準として判断するほかない」(p.59[20]) と評価手法については，原子力規制委員会ですら適する．では，どのように判断するのかといえば，合性審査で「参考」とするに留めており，規制基「本件改正後の原子炉等規制法は，福島第一原発

準にも組み込まれてはいない．その意味で，鹿児事故の教訓等に鑑み，発電用原子炉施設等の安全

島地裁決定では，安全目標の内容について「国民規制に最新の知見を反映させ，発電用原子炉施設的な議論を経て社会的な合意がされた結果とみるが常に最新の科学的技術的知見を踏まえた基準にことはできない」(p.85[37]) と認めながら，原子力適合することを求めるとともに，科学的，技術的規制委員会を超える主張を展開し，司法の立場か

手法の限界を踏まえて，想定外の事象が発生してら国民に安全目標を受け入れるように迫っている

発電用原子炉施設の健全性が損なわれる事態が生と言える．これは許されることではない．

じたとしても，放射性物質が周辺環境に放出され福井地裁差止決定を取り消した福井地裁却下決るような重大事故が生じないよう，重大事故対策

定でも，「絶対的安全性を要求することは相当ではの強化を求めるものであると解される．このようない．
」「福島原発事故等に伴って現実に生じた被な本件改正後の原子炉等規制法の規制の在り方に

害の甚大さや深刻さを踏まえるならば，ここでいは，我が国の自然災害に対する発電用原子炉施設

う安全とは，当該原子炉施設の有する危険性が社

等の安全性についての社会通念が反映していると会通念上無視し得る程度にまで管理されているこいうことができる．
」と決めつけ，「発電用原子炉

4

施設が現在の科学技術水準に照らし客観的にみては，判断基準を曖昧にするのみならず，自らの上記のような安全性に欠けるものである場合に寄って立つ立場をも曖昧にし，「生命を守り生活をは，当該発電用原子炉施設の運転等によって放射維持する利益は人格権の中でも根幹部分をなす根性物質が周辺環境に放出され，放射線被曝によ源的な権利」(p.39[17]) とする立場ではなく，原り人の生命，身体に重大な被害を与える具体的

発再稼働という「経済活動の自由」を人格権より危険が存在するものと解すべきである．
」(pp.64-

優先させる立場に立っていることをごまかすもの

65[20]) と主張する．結局，「現在の科学技術水準ににほかならない．広島地裁決定は，「債務者による

照らし客観的にみて安全性に欠けるか否か」が社主張の合理性の判断に確証がない場合には経済活

会通念による基準だということになる．

動の自由を優先させる」との立場を鮮明にし，ここれを受けた大阪高裁決定では，「社会通念上無れを誰の目に分かる形で示したと言える．

視し得る程度にまで管理されている」（p.87[79]）福井地裁判決・差止決定と大津地裁決定・認可こととする一方，その具体的水準については何も決定は，より具体的なレベルで「万が一の具体的触れていない．

危険性」を判断するよう次のように求めている．

広島地裁決定は，福岡高裁と同様に，「当該発電

福井地裁判決・差止決定では，「技術の危険性の用原子炉施設が確保すべき安全性は，結局のとこ

性質やそのもたらす被害の大きさが判明している

ろ，我が国の社会がどの程度の水準のものであれ

場合には，技術の実施に当たっては危険の性質とば容認するかという観点から判断すべきであ」り，被害の大きさに応じた安全性が求められることに「本件改正後の原子炉等規制法に基づく安全規制のなるから，この安全性が保持されているかの判断

ありようは，現時点における我が国の社会が容認をすればよい」(p.40[17]) とする．

する当該発電用原子炉施設が確保すべき安全性の大津地裁決定・認可決定では，「有史以来の人類の水準である」（p.212[21]）と断定する一方，「我が記憶や記録にある事項は，人類が生存し得る温暖国の社会が容認する当該発電用原子炉施設が確保で平穏なわずかな時間の限られた経験にすぎない

すべき安全性の水準が不易なものではなく，新たことを考えるとき，災害が起こる度に『想定を超な科学的技術的知見の獲得や発電用原子炉施設をえる』災害であったと繰り返されてきた過ちに真取り巻く社会の意識の変化に応じ，時代とともに摯に向き合うならば，十二分の余裕をもった基準

変化する性質のものであることは承認しなければとすることを念頭に置き, 常に, 他に考慮しなけれならない．
」（p.212[21]）と揺らいでいる．そうでばならない要素ないし危険性を見落としている可あれば，現在の安全規制のありようが新知見に対能性があるとの立場に立ち，対策の見落としによ

応できているかどうかについて，より詳しく検討

り過酷事故が生じたとしても，致命的な状態に陥すべきであり，仮処分手続きであればその検討をらないようにすることができるとの思想に立って，行わなくても良いとする法的根拠はない．

新規制基準を策定すべきものと考える．債務者の「社会通念」と一言で片付けることができな

保全段階における主張及び疎明の程度では，新規

いのは，それが曖昧であるということに加えて，原制基準及び本件各原発に係る設置変更許可が，直発再稼働によって経済的利益を得る「原子力ムラ」 ちに公共の安寧の基礎となると考えることをため
および原発再稼働を基本政策に掲げる政府の「社らわざるを得ない．
」(p.45[80]) と断じている．

会通念」と，原発重大事故による原子力被災者おいずれも，福島原発事故の深刻さと経緯に鑑み，よび原発重大事故を二度とくり返してはならない「危険の性質と被害の大きさに応じた安全性」やとする過半数の国民の「社会通念」との間に，大「十二分の余裕と危険性見落としの可能性への配きな溝と深刻な対立があるからにほかならない．

慮」を具体的に求めている．これらは，福島原発

いずれの立場に立つのかによって，「社会通念」は事故から 6 年を経た今なお原子力規制行政への国明らかに変わる．にもかかわらず，「社会通念」と

民の不信感が強く，国民の過半数が原発再稼働に言えばすべて解決できるかのように主張するの反対している現状を踏まえたものと言え，まさに5「国民の社会通念」を反映したものと言える．

であり，福島原発事故の後において，この判断を避

誤解を避けるために付言しておくが，債務者は，けることは裁判所に課された最も重要な責務を放債権者が「リスクゼロの絶対的安全性」を求めて棄するに等しいものと考えられる．
」(pp.40-41[17])

いるかのように極論し，裁判所もそのように受け

福井地裁差止決定は後日覆されたものの，福井止めている節が見られるが，そうではない．今，争

地裁判決は高裁で控訴審が継続中であり，生きて点になっているのは，平均像から１標準偏差分のおり，人格権を擁護する立場から，司法におけるばらつき，すなわち，「ごく普通に起こりうる程度

審理のあり方として生かされるべきである．

の当然考慮すべき余裕」を受け入れるかどうかとしかし，この福井地裁判決・差止決定以後に出いうものであり，地震学界では常識的に「倍半分」

された仮処分決定はすべて，次のような伊方訴訟といわれるばらつきを考慮するかどうかという点

最高裁判決 [55] に沿った枠組みへ引き戻された．

にすぎない．この程度のばらつきを考慮すること「原子炉設置許可処分の取消訴訟における裁判さえできない原発の運転を受け入れるかどうかが所の審理，判断は・
・・被告行政庁の判断に不合理問われているのである．司法は争点を見誤ってはな点があるか否かという観点から行われるべきでならない．

あって，現在の科学技術水準に照らし・・・具体的審

もちろん，工学的観点からも，ゼロリスクは追査基準に不合理な点があり，あるいは・・・調査審

求すべきであり，現に追求されてきた．新幹線では議及び判断の過程に看過し難い過誤，欠落があり，踏切事故を防ぐために踏切をなくす設計がなされ被告行政庁の判断がこれに依拠してされたと認めた．リスクゼロの技術選択が可能であればそれをられる場合には，被告行政庁の右判断に不合理な選択すべきであり，電力生産という分野において点があるものとして，右判断に基づく原子炉設置も再生可能エネルギーを主軸に据えて脱原発を図

許可処分は違法と解すべきである．
・・・被告行政庁り，「原子力による重大事故」のリスクをゼロにすの側において，まず，その依拠した前記の具体的審るのは可能だ．また，絶えずゼロリスクを技術的査基準並びに調査審議及び判断の過程等，被告行に追求するのでなければ，自動車のエアバック訴

政庁の判断に不合理な点のないことを相当の根拠，

訟のように，「製造物責任」を負って企業が破産状資料に基づき主張，立証する必要があり，被告行政

態に追い込まれることもしばしばである．原発重庁が右主張，立証を尽くさない場合には，被告行大事故を引き起こして人格権を侵害し，20 兆円以政庁がした右判断に不合理な点があることが事実上の損失を出しながら当該企業が破産しないのは上推認されるものというべきである．
」(pp.5-6[55])原子力分野に特殊なことであり，それが社会通念

大津地裁決定は，この枠組みの中で，「債務者は，

として許されるのか，それを万が一にもくり返す

福島第一原子力発電所事故を踏まえ，原子力規制

ことが許されるのかが本来問われるべきであろう．

行政がどのように変化し，その結果，本件各原発の設計や運転のための規制が具体的にどのように司法判断の立証の仕方は？

強化され，債務者がこの要請にどのように応えた

福井地裁判決・差止決定は，「新規制基準への適合かについて，主張及び疎明を尽くすべきである．原性や原子力規制委員会による新規制基準への適合

子力規制委員会が債務者に対して設置変更許可を性の審査の適否という観点からではなく」(pp.41-

与えた事実のみによって，債務者が上記要請に応42[17])「，具体的な危険性の存否を直接審理の対象」

える十分な検討をしたことについて，債務者にお(p.42[17]) とした．それは次のような考えに基づく．

いて一応の主張及び疎明があったとすることはで「原子力発電技術の危険性の本質及びそのもたらす

きない．
」(p.43[80]) と警告し，「新規制基準におい

被害の大きさは，福島原発事故を通じて十分に明て，新たに義務化された原発施設内での補完的手らかになったといえる．本件訴訟においては，本件段とアクシデントマネジメントとして不合理な点

原発において，かような事態を招く具体的危険性がないことが相当の根拠，資料に基づいて疎明さが万が一でもあるのかが判断の対象とされるべきれたとはいい難い．
」(p.47[80]) 「基準地震動 Ss-1

6

の水平加速度 700 ガルをもって十分な基準地震動の主張立証を尽くしたと認められるときは，相手としてよいか，十分な主張及び疎明がされたとい方らにおいて，原子力規制委員会の策定した 安全

うことはできない」(p.50[80]) とし，高浜 3·4 号の性の基準自体が 現在の科学的・技術的知見に照ら運転差止決定を出している．

して合理性を欠き，又は，本件各原子力発電所が福岡高裁宮崎支部決定は，裁判所には「高度な科安全性の基準に適合するとした 原子力規制委員会

学的，専門技術的知見に基づく判断の当否を同程の審査及び判断が 合理性を欠くことにより，本件度の水準に立って行うことは本来予定されていな

各原子力発電所が安全性を欠くことを主張立証すい」(p.69[20]) という「裁判制度に内在する制約」

る必要があるというべきである．
」(p.90[79])を強調し，「当該具体的審査基準に不合理な点のな

広島地裁決定は福岡高裁宮崎支部決定の枠組み

いこと及び当該発電用原子炉施設が当該具体的審に従っており，その意味では大阪高裁決定のよう査基準に適合するとした原子力規制委員会の判断な「手抜き」は行っていない．しかし，債務者の主に不合理な点がないことないしその調査審議及び張を鵜呑みにし，確証のないまま「合理的だ」と判断の過程に看過し難い過誤，欠落がないこと」

判断し，仮処分では債務者が主張・疎明を尽くさ(p.68[20]) について，「債務者事業者が相当の根拠，なくても許されるかのような不当な決定を行って資料に基づき主張，疎明を尽くし，これに債権者がいる．

反証を行い，その結果として債務者事業者の主張，疎明が尽くされない場合は審査基準や原子力規制

3

委員会の判断などに不合理があることないしその基準地震動策定の合理性：
震源を特定せず策定する地震動調査審議及び判断の過程に看過し難い過誤，欠落があることが事実上推認される」(pp.66-67[20]) と

広島地裁決定は，「敷地ごとに震源を特定して策する一方，大津地裁決定を受け，原子力規制委員

定する地震動」を「基本としつつ」，「震源を特定せ会による審査基準適合判断が出ていても，債務者ず策定する地震動」は「これを補完するもの」と事業者に求められる主張，疎明の程度は「いささ決めつけているが，これは誤りである．

M6.8〜M7.1 ないしそれ以下の地震では，過去

かでも軽減されるものでないことはいうまでもな」の地震発生時に地震断層が現われない場合が多く，(p.70[20]) いと念押しをしている．
大阪高裁決定も，これと同じ枠組みに従っていいかに「詳細な調査」を実施しても，地下に潜む震るように見えるが，抗告人には「安全性の基準に源断層を発見するのはほぼ不可能である [61]．そ

適合すること」についてのみ主張・疎明を求め，「安のため，この規模の地震はいつどこで起きても不全性の基準そのものの合理性」については主張・

思議ではなく，2006 年の耐震設計審査指針改定ま疎明を求めていない．詳しくは次の通りだが，こでは「M6.5 の直下地震」の大崎スペクトルが基準

れでは，司法が最初から審査基準は合理的だと決地震動 S2 として考慮されてきた．2006 年指針でめてかかるようなものであり，伊方訴訟最高裁判

は加藤らの応答スペクトル [38] が M6.5 の大崎ス

決からも後退している．

ペクトルに取って代わり，さらに，2013 年新規制

「まず，抗告人において，本件各原子力発電所

基準では震源域での地震観測記録に置換えられた．

が原子力規制委員会の定めた 安全性の基準に適合

その際，「断層破壊領域が地震発生層の内部に留ますること を，相当の根拠，資料に基づいて主張立り，国内においてどこでも発生すると考えられる地証すべきであり，この主張立証が十分尽くされな震で，震源の位置も規模もわからない地震としていときは，本件各原子力発電所が原子炉等規制法

地震学的検討から全国共通に考慮すべき地震（震の求める安全性を欠き，相手方らの生命，身体及源の位置も規模も推定できない地震（Mw6.5 未満

び健康を侵害する具体的危険のあることが事実上の地震））」に加え，Mw6.5 以上の地震でも「事推認されると解される．一方，抗告人において本前に活断層の存在が指摘されていなかった地域に件各原子力発電所が安全性の基準に適合すること

おいて発生し，地表付近に一部の痕跡が確認された地震」が対象に加えられたのである [10]．つま7

り，「震源を特定せず策定する地震動」は地表にほとんど痕跡の出てこない地震が対象であり，「震源を特定して策定する地震動」は地表に活断層として明瞭な痕跡の出ている震源断層による地震が対象である．一方が他方を「補完する」という関係にはない．基準地震動の策定に際しては，これら2 つの地震動をそれぞれ独立に異なる方法で策定し，それらの結果を「相補的に考慮」するとしており，伊方 3 号においても，図 1 および表 1 に示されるように，いずれも基準地震動としている．
補完的でミニマムな要求に留めるべき？
四国電力など電力会社が，「震源を特定せず策定
する地震動」を「補完的なもの」とみなし，「ミニマムな要求」に留めようとする動きは，2013 年新規制基準策定時からのものである．

2013 年 3 月 27 日に行われた電気事業連合会 (以図 1: 伊方 3 号の 2015 年再稼働許可時の基準地震
動 Ss（水平方向）[59]（震源を特定して策定する地震下「電事連」) と原子力規制庁との「地震・津波基
準，審査ガイドに関する意見交換」[11] では，2006

動：Ss-1H，Ss-2-1〜Ss-2-8，震源を特定せず策定する地震動：
Ss-3-1H，Ss-3-2NS，Ss-3-2EW）

年指針で導入された加藤らの応答スペクトルに固執する電気事業連合会に対し，規制庁が「加藤論文 [38] に観測記録が少ないことは周知の事実．そのは道理であるが．
」と捨て台詞を残した．

のことについて，震源を特定せず策定する地震動

電事連の激しい抵抗を排して，これら 3 つの地を策定するため，加藤論文を引用しようとする事

震は「震源を特定せず策定する地震動」に加えら業者として，そのことをどう考えるのか示してもれた．2004 年北海道留萌支庁南部地震については，らいたい．
」と迫ったのに対し，電事連は「地震規2013 年 7 月 25 日の 2 回目の意見交換で電事連が模によらず，震源を特定できるか否かとの観点でボーリング調査状況の説明を行い，原子力規制庁

地震を評価し，記録の収集を行っているところ．前が「調査結果から基盤が明確にならない場合，当回の検討チームで示された 2004 年北海道留萌支局としては，既存の知見に基づく評価を求めるこ

庁南部地震，2008 年岩手・宮城内陸地震のほか，とになる」とコメントした結果，電力中央研究所

2000 年鳥取県西部地震については，震源を事前にが基盤波を求め，2013 年 12 月に研究所報告 [56]特定できた地震と考えており，少なくともこれらとして公開したという経緯がある．伊方 3 号でも，の地震観測記録は，『震源を特定せず策定する地震

2004 年北海道留萌支庁南部地震と 2000 年鳥取県

動』を検討していく上で考慮すべきものではなく，西部地震の地震観測記録の基盤波が基準地震動と特殊な地震であったと考えている．
」と開き直った

して採用されている．

が，規制庁は「そのように除外する理由を明確にしかし，2008 年岩手・宮城内陸地震の IWTH25

説明してもらいたい．
」とはねつけた．それでも， （一関西）等の地震観測記録は電事連のサボター
電事連は「震源を特定せず策定する地震動は，ミジュによって未だに基盤波が求められていない．
ニマムな要求であるべき．１回こっきりの留萌のしかも，原子力規制委員会はその基盤波の作成を

地震を全てのサイトに考慮しなければならないの

電事連に頼らざるを得ない状況が今も続いている

か．観測位置と留萌の震源位置との関係を踏まえ，のである．これを「規制の虜」と言わずして何とその関係と類似性のあるサイトに対して要求するいう！

8

表 1: 伊方 3 号の基準地震動とその最大加速度 [ガル]（cm/s2 と同じ）[59, 60]
基準地震動

NS方向

EW方向

UD方向

震源を特定して策定する地震動（耐専スペクトルなど「応答スペクトルによる方法」で作成）

Ss-1

設計用模擬地震波 （敷地前面海域の断層群
69km(傾斜角 30 度ケース) の耐専スペクトルによる）

650

377

震源を特定して策定する地震動（「断層モデルによる方法」で作成）

Ss-2-1

敷地前面海域の断層群（中央構造線断層帯）480km 連動 ·壇の手法 ·∆σ20MPa· 西破壊

579

390

210

Ss-2-2

敷地前面海域の断層群（中央構造線断層帯）480km 連動 ·壇の手法 ·∆σ20MPa· 中央破壊

456

478

195

Ss-2-3

敷地前面海域の断層群（中央構造線断層帯）480km 連動 ·壇の手法 ·∆σ20MPa· 第一アスペリティ西破壊

371

418

263

Ss-2-4

敷地前面海域の断層群（中央構造線断層帯）480km 連動 ·Fujii-Matsu’ura の手法 ·∆σ1.5 倍 · 西破壊

452

494

280

Ss-2-5

敷地前面海域の断層群（中央構造線断層帯）480km 連動 ·Fujii-Matsu’ura の手法 ·∆σ1.5 倍 · 中央破壊

452

388

199

Ss-2-6

敷地前面海域の断層群（中央構造線断層帯）480km 連動 ·Fujii-Matsu’ura の手法 ·∆σ1.5 倍 · 東破壊

291

360

201

Ss-2-7

敷地前面海域の断層群（中央構造線断層帯）54km·
入倉・三宅の手法 ·∆σ1.5 倍 · 中央破壊

458

371

178

Ss-2-8Ss-2-2 の NS と EW の入れ替え

478

456

195

531

320
485

震源を特定せず策定する地震動（地震観測記録等に基づいて作成）

Ss-3-1Ss-3-2

2004 年北海道留萌支庁南部地震 M6.1 の解放基盤波2000 年鳥取県西部地震 M7.3 の賀祥ダム (監査廊) の観測記録

原子力規制委は「電事連の地震動研究」が頼り

620
528

動を設定するときに，どういう地震動にするかということを判断するときに，実際に起きた地震の

広島地裁決定は「震源を特定せず策定する地震

例を使って，そこから導き出された経験式といい動」の対象とする地震が 16 と少なく，実際に基準

ますか，それが結局はもとになっているわけです．

地震動として採用されているのは 2004 年北海道

そこからは，物理学的に計算はできるわけですけ

留萌支庁南部地震と 2000 年鳥取県西部地震の強れども，ただ，基本のところは，実際に起きたこ

震記録に限られることについて，「そのこと自体がと，そこのデータが一番のもとになります．そう

過小であるということはできない」(p.282[21]) という意味で，今年，熊本で大きな地震が起きて，
・
・
・

決めつけ，
「債務者において地盤調査をしなかった

最近 10 年ぐらいで起きたほかの地震と違って，既とか，断層モデルに用いた推定を試みなかったかに活断層があるということがわかっている，そのらといって，直ちに合理性を欠くとまではいえな場所で起きたわけです．そういう意味で，ほかのい」(p.285[21]) と断じている．しかし，それは原地震に比べると，データも豊富ですし，その後の

子力規制委員会が電事連による研究に頼り，それ調査も，いろんな人たちが，今，どんどん入ってが進展しないために審査で他の地震観測記録を基調査を進めています．電事連としても，熊本地震

準地震動に使えないという，次のような現状を全の地震動，活断層，こういったものをきちんと調く知らないからであろう．

査するということは，非常に大事なのではないか

2016 年 7 月 27 日に行われた原子力規制委員会と，・・・そういった科学的な知見をひとつひとつ

臨時会議で石渡委員は勝野中部電力社長・電事連の事業者がやるのは，なかなか大変だと思います

会長に次のように懇願している．

ので，是非業界として進めていただきたいという「審査をしていて，科学的な基礎データというのが１点です．２点目ですけれども，特にその中ものが十分にない．特に地震に関して，基準地震

9

で，
・
・
・どこで起きるかわからない，マグニチュー

最終報告が 2016 年 8 月 18 日に出され，2016 年のド 6.5 以下ぐらいの地震については，震源を特定「年内に査読付き論文等で公表することを考えてせず，敷地の直下で起きることを仮定して，地震いる旨の説明を受けた」という．その後の 2016 年

動を算定しましょうということをやっているわけ

11 月 4 日の女川原発に関する第 413 回審査会合で，です．その基礎データになるものとして，2004 年

小林総括官が「8 月に電中研，電事連と私どもがの北海道の留萌支庁の地震をずっと使っているわ

面談をさせていただきまして，その際にこの調査

けなのですけれども，いまだにそれだけなのです．

結果については年内にできるだけ論文発表したい

ほかに適した地震というのは，その後も起きていというようなことをお聞きしてございます．関係

るわけですし，要するに研究が進まないというこ

学会の定期の大会というのはもうほぼ終了しておとが，ほかの地震が使えないことの大きな原因だ

るんですけど，その中で，私が知る限りでは，まと思います．これは研究をどんどん進めるというだ発表されていないので，そういったことで遅れことで，合意ができていることだと思いますので，ているようなので，改めてこの電中研さん，電事

そこのところは，どんどん進めていただきたいと連さんに面談をさせていただきたいというふうにいうのが，２つ目のお願いです．
」(pp.24-25[12])

思っていますので，よろしくお願いいたします．
」

この依頼を受けて，電事連が規制庁に「要望内(p.30[13]) と，臆面もなく，審査会合の場で被規制容の確認等に関する面談」を求め，10 月 18 日に者に依頼するほどであった．

開かれたところ，電事連は原子力規制委との様々2008 年 6 月 14 日の地震発生から約 9 年，2013

な課題についての意見交換の場を求め，2017 年 1

年 3 月 27 日の意見交換から約 4 年を経てなお，一月 18 日に第 1 回が実現したが，そこでの課題は 40

関西（いちのせきにし）等での観測記録のはぎとり

年超運転への審査に関する要望が主な内容であっ解析が実現していない．2008 年岩手・宮城内陸地

た．原子力規制委が審査に不可欠な研究を被規制

震では一関西の地下地震計で 3 成分合成 1,078 ガル者に依頼し，被規制者からの審査に係る依頼に応（NS1,036, EW748, UD640 ガル）の強震動が観測じるという「ギブ・アンド・テイク」の妙な関係されており，はぎとり波ではその 2 倍近く，1,500が生まれている．これは「規制の虜」状態の深化〜2,000 ガルになると推定される．これが「震源とも呼ぶべき憂うべき事態ではないのか．

を特定せず策定する地震動」として基準地震動にとり入れられれば，ほとんどの原発で再稼働でき

2008 年岩手・宮城内陸地震は解析できないままなくなる．そんな重大な解析を被規制者に依頼す

さらに，2008 年岩手・宮城内陸地震の IWTH25

るのだから，解析が進むはずがない．意図的なサ（一関西）等の地震観測記録を基準地震動に用いボタージュと言って良い事態に陥っている．それるために不可欠な「解放基盤表面はぎとり波」1 へ

でも，原子力規制委員会は電事連の解析にすがるの換算（はぎとり解析）については，原子力規制しかないというのは極めて異常な状態ではないの委員会が電事連に全面的に依存している．先述のか．司法は，先入観を持たずに，この現実を直視

2013 年 3 月 27 日の「地震・津波基準，審査ガイ

し，本当に「調査審査及び判断の過程に看過しが

ドに関する意見交換」を皮切りに，同地震に関す

たい過誤・欠落がない」のかどうか，現状に即しる電事連と規制庁との面談が，2014 年 9 月 2 日，て客観的，科学的かつ慎重に判断すべきである．

10 月 7 日，11 月 17 日，2015 年 2 月 10 日，3 月 42016 年鳥取県中部の地震 M6.5 は対象外に

日，10 月 7 日，2016 年 6 月 8 日，6 月 23 日，8 月

18 日と計 9 回繰り返され，はぎとり解析に必要な他方，2016 年鳥取県中部の地震 M6.5 では，地地形・地質調査の中間報告が 2015 年 10 月 7 日に，

震断層が全く出なかったが，震源域内の K-NET 倉吉観測点（震源距離 12.2km）で， 東西方向 1,381

1

原発の基準地震動では，地下に「解放基盤」という仮想基盤を想定し，それより上の地層をすべてはぎとった状態の表面に地震計を置いたときの地震波を「解放基盤表面波」と呼び，地震計で観測された地震観測記録をこれに換算したものを「解放基盤表面はぎとり波」と呼んでいる．

ガルの短周期地震波の極めて強い地震動が観測された．しかし，2017 年 2 月 27 日の第 25 回技術情10

報検討会では，深さ 30m までの S 波速度が遅す

この「ミニマムリクワイアメントとして導入さぎて地盤が硬質ではないため「地震動データの収れたもの」だという債務者の主張は完全な誤りで集・整理方針に合致」しないことから，「震源を特あって，先述した 2013 年 3 月 27 日の意見交換で電定せず策定する地震動」の評価対象から外された．

事連が最後に残した捨て台詞そのものである．地

せっかく得られた貴重な地震観測記録でも，地震震観測記録が 16 と少ないところ，そのほとんどで計が地下岩盤になかったため，利用できない状態

強震動の基盤波が求められておらず，石渡委員がが続いている．これでも合理的な地震観測データ

2016 年 7 月 27 日に吐露した通り，M6.5 未満ではの収集だと言えるのだろうか．この現状を知りつ2004 年北海道留萌支庁南部地震しかなく，研究のつ，放置すれば，何年経っても，十分な数の地震

遅れからほかの地震が使えない状態が続いている．

観測記録が得られるはずがない．にもかかわらず，

この状態を打開するためにも，研究を進めると共「震源を特定せず策定する地震動」を硬質地盤でのに，「各種の不確かさ」を考慮する一環として，地地震観測記録だけに限定し，それを補うための再域地盤環境研究所による再現モデル [2] や原子力

現モデルによる地震動解析や国内地震観測記録を

安全基盤機構 JNES による断層モデル [7] を用いた

反映した断層モデルによる地震動解析を取り入れ

地震動解析結果を採用すべきと判断し，勧告するないのは，「不作為の瑕疵」ではないのか．再現モのが，司法の役割ではないのか．

デルや断層モデルによる解析結果の取り入れを拒否するのは「合理性を欠く」となぜ言えないのか．

再現モデル解析は仮想に仮想を重ねたもの？
広島地裁決定が鵜呑みにしていると考えられる

それは，行政による不作為の瑕疵を司法が容認し債務者の主張について簡単な事実を指摘しておく．

ていることにならないか．

債務者は，地域地盤環境研究所による再現モデ「各種の不確かさを考慮」する必要はない？

ル解析 [2] について，佐藤ほか (2013)[56] による

広島地裁決定は，「『震源を特定せず策定する地震「詳細な調査に基づく地盤情報を踏まえずに」構築動』の策定に当たり『各種の不確かさ』を考慮すされた Maeda and Sasatani (2009) の断層モデルをべきことは，新規制基準の策定過程において藤原用い，その「パラメータを仮想的に変更して仮想部門長がその必要性を主張したことから盛り込ま的な評価を行ったものであ」り，「この評価から得れた経緯が窺える」と認めながら，これに「拘束られた地震動は，震源を特定せず策定する地震動

される筋合いはない」，「新規制基準及び地震ガイの対象として相応しい観測記録とはおよそいい難ドを見ても，考慮すべき『各種不確かさ』が具体い」（p.152[21]）と批判している．

的に列挙されているわけでもない」として，「藤原

しかし，第 1 に，佐藤ほか (2013)[56] の地盤構部門長の上記主張に係る事情を考慮しなければな

造モデルは，地表地震観測記録を基盤波へ換算すらないものとは解されない」（p.280[21]）と結論付

るために必要な深さ 41m までであり，これだけでけている．これは「震源を特定せず策定する地震

は断層モデルによる地震動解析は行えない．

動」では「各種の不確かさ」を考慮しなくてよいと第 2 に，Maeda and Sasatani(2009)[48] は，図 3

主張するに等しく，債務者による下記の誤った主の４サイト（K-Net の HKD020 と HKD019，KiK-

張をそのまま受け入れた結果としか考えられない．

Net の RMIH04 と RMIH05）で得られた本震と余「そもそも，震源を特定せず策定する地震動は，詳

震の地震観測記録から経験的グリーン関数法によ細な調査を前提とした敷地ごとに震源を特定してるフォワードモデリング震源解析を適用して本震策定する地震動に最大限の努力を払った上で，そを良く再現できる震源断層モデルを図 3 のようにれでも評価し損なう可能性を埋める補完的な位置求めた．これを用いた解析結果から，HKD020 観

付けでありプラントに考慮すべきミニマムリクワ

測点での大きな強震観測記録は，サイトの増幅特イアメントとして導入されたもので，最大規模の性によるものではなく，主に震源特性によること

地震を想定すべきものでもない．
」（p.151[21]）を示し，観測点が強震動生成領域に近く，破壊伝11

図 2: 2004 年北海道留萌支庁南部地震の再現モデルによる HKD020 観測点でのハイブリッド波（赤）と観測波（黒）による疑似速度応答スペクトルの比較 [2]（青：加藤スペクトル，左：NS，中：EW，右:UD）

図 3: 2004 年北海道留萌支庁南部地震の Maeda andSasatani[48] による震源断層モデル

播方向に観測点が位置するためフォワードディレ
クティ効果（破壊伝播方向にアスペリティが 2 つ
図 4: 2004 年北海道留萌支庁南部地震の震源モデルによる（上）震源近傍の応答加速度分布と（下）アスペリティ下端中央から破壊が始まった場合の解析結果 [2] （△：HKD020 地点，☆：破壊開始点）

並び，観測点が破壊進行方向に位置するため地震波が重なり合って増幅する効果）が生じたと結論づけている．つまり，債務者がいきり立って主張するほどサイト特性の影響は受けていないのであり，このことは佐藤ほか (2013)[56] も指摘していHKD020 観測点周辺の地震動を面的に解析するたるところである．

め，短周期側で統計的グリーン関数法，長周期側で第 3 に，地域地盤環境研究所報告書 (2011)[2] は，

12

理論的方法という 2 つを組み合わせたハイブリッ

図 5: 2016 年熊本地震の前震 M6.5，本震 7.3 と余震分布（震央分布，KiK-net 観測点 N を追記）[42]

図 6: 原子力安全基盤機構 JNES による M6.5 の左横ずれ断層による地震基盤表面（Vs=2600m/s) での加速度分布図 (水平方向，最大値 1340.4cm/s2 )[7] （右横ずれの場合には上下を反転させた分布図になるため，図 5 における震央距離約 6km の益城観測点 KMMH16 はこの図で震源断層の右斜め下 300〜400 ガルの地点 N に相当する）

図 7: JNES が図 6 の解析結果を得るために用いた M6.5 の左横ずれ断層の震源断層モデル [7]（国内データ
2/3に合わせた独自の経験式 S = 1.85 × 10−15 Mo で M6.5(Mo = 3.16 × 1025 dyn·cm) に相当する断層面積 S を求め，断層長さ14km, 幅 13km，断層上端深さ 2km，アスペリティ２個 (いずれも 19.1MPa），破壊開始点を中央深さ 10.5km としている）

13

ド手法を用いたが，これは地震観測記録のない地

JNES はすでに原子力規制庁へ統合されており，点での地震動を面的に評価する目的には経験的グ「仮想に仮想を重ねた」とのいわれなき批難を浴び

リーン関数法（各地点で地震観測記録が必要）がせられた JNES，すなわち，原子力規制庁が反論す使えないためである．この手法でも，図 2 で明らべきところだが，原子力規制委員会・原子力規制

かなように，周期 0.1 秒付近でやや過小評価ぎみ

庁と市民団体との 2014 年 7 月と 2015 年 1 月の 2

ではあるが，HKD020 観測点での地震観測記録を度の話合い [83, 84] で，規制庁は図 10 を見せられ

比較的良く再現できている．

て，留萌支庁南部地震の地震観測記録と整合して再現モデルの妥当性は地震観測記録をどの程度いる事実を認め，「専門家を入れて断層モデルの妥によく再現できるかで評価すべきであり，些細な

当性について検討すべきだ」と認めている．加えパラメータ設定値の違いをことさらに取り上げてて，熊本地震の M6.5 の前震による益城観測点で「仮想」呼ばわりすることではない．

の地下観測記録は，JNES による地震動解析 [7] の地域地盤環境研究所 [2] による図 4 では△が正しさを裏付けている．債務者はこの厳然たる事

HKD020 観測点だが，その極近傍にフォワードディ

実を一体どのように説明するのであろうか．

レクティ効果がより大きく作用した地域がある．図

JNES は図 7 の震源断層モデルを使って，M6.5

4 の（上）では最大加速度は約 1,300 ガル (EW) との左横ずれ断層による地震動解析を行い，図 6 の

約 1,700 ガル (NS)，（下）では約 2,000 ガル (EW) とように，地震基盤表面 (V s = 2, 600m/s) での最大

約 1,050 ガル (NS) になり，表 1 の基準地震動 Ss3-1

加速度の分布図を求めている．益城観測点とほぼが 620 ガルから 1,100 ガルに増え，伊方 3 号のクリ

同じ地震基盤だと言え，この最大加速度はいわゆ

フエッジ 855 ガルを超える．そこに地震計が設置

る「はぎとり波」の最大加速度に相当し，上記の益されていなかったという単なる偶然によって，そ城観測点での地震観測記録を 1.5〜2 倍した値2 にの地震観測記録が得られていないだけであり，無対応する．JNES の断層モデルは左横ずれなので，数に地震計が設置されていれば観測されたはずで熊本地震の右横ずれ断層に対応させるには，図 6ある．現実には地震計を無数には設置できない以の上下を反転させればよい．そこで，上下を反転

上，再現モデルによる地震動解析を採用するのがさせた図 6 をイメージしながら，図 5 の「14 日 21

次善の策であり，広島地裁決定は債務者の主張を

時 26 分 M6.5，最大震度７ (暫定)」の震央位置から鵜呑みにせず，行政の不作為をたしなめるべきで

東南東約 2.5km に震源断層延長部を想定し3 ，益城はなかったか．

観測点との位置関係を測ると，図 6 では右斜め下の 300〜400 ガルの位置（N) に対応することが分

なぜ，熊本地震から学ばない？

かる．益城観測点での水平方向最大加速度は，NS

また，債務者は，原子力安全基盤機構 JNES に

方向 237 ガル，EW 方向 178 ガルなので，はぎとよる断層モデル [7] を用いた地震動解析結果につり波では NS 方向 350〜470 ガル，EW 方向 270〜

いて，これは「震源を特定しにくい断層による地350 ガルに相当する．つまり，JNES の解析結果と震動強さの年超過確率を評価したもの」であり，比べて同等以上であることがわかる．JNES の解「発生確率の低いケースも想定する必要があるこ析結果では，図 6 のように，益城観測点のすぐ近とから仮想的な断層モデルに仮想的な条件をいく

くに 1,000 ガル超の強震域が広がり，その最大値

つも重畳させた数多くの組合せによる地震動が解

は 1,340 ガルであったことから，今回の熊本地震

析評価されており，そのうちの 1 つで，最大加速でも，地震計が震源域に多数配置されていさえす

度が約 1,340 ガルとなる結果が得られたものであ2

地下観測記録は地震基盤からの入射波と上部地層による反射波が重なったものであり，地盤データを用いて反射波の影響を除去した結果を 2 倍にすると「はぎとり波」になる．
3
気象庁による発震機構解（精査後）CMT 解によれば，走向 210 度，傾斜角 77 度，すべり角 177 度である．益城観測点は，震央距離約 6km(精査後) で，震源の深さ 11km と 77
度西側傾斜から震源断層地表延長部は震央から約 2.5km 東南
東になり，この仮想地表断層部中央から約 10km 離れている．

り，その地震動をすぐさま基準地震動に採用すべきという主張自体，発生確率や地域特性を無視したものであり，科学的合理性に欠けるものである．
」（p.152[21]）と批判している．

14

4

基準地震動策定の合理性：
震源を特定して策定する地震動

4.1

応答スペクトルに基づく地震動評価

広島地裁決定は，鳥取県西部地震 (賀祥ダム) について「耐専式（耐専スペクトル）の適用を可とす
る評価に至ったのは，内陸補正を施すことによって実際の地震記録との乖離が解消されることが確認されたからにほかならない」と認定する一方，債務者が 54km，69km，130km の鉛直モデルに耐専式を適用外にしたことについては，（1）「他の距
離減衰式との乖離が解消されない場合にまで耐専式の適用を正当化する根拠になるとまではいえない」，（2）「もともと耐専式が，その構築に用いられた地震記録が敷地前面海域の断層群のように敷地との距離が 8km という至近に位置するケースを含んでいない距離減衰式であるという成り立ちも図 8: 伊方 3 号の基準地震動 Ss-1 および Ss-3，ク
リフエッジ (黒点線) および JNES による 1340 ガルの地震動 (赤波線)[7, 59, 60, 8]

考慮しないわけにはいかない」，（3）「現実に上記結果に沿う地震動がもたらされる可能性があることを示唆するものとはいい難い」との理由を挙げ，れば，はぎとり波換算で 1,000 ガルを大きく超え， 「耐専式を適用しなかったことが不合理であると
図 8 に示す伊方 3 号のクリフエッジ 855 ガルをはか，ましてや，恣意的であるなどということはでるかに超える地震動が観測されていた可能性が高きない．
」（pp.241-242[21]）と断じている．

い．2004 年北海道留萌支庁南部地震で地域地盤環

これら 3 つの理由は，いずれも成立たない．

境研究所が行ったような再現モデルによる解析 [2]（1）の「他の距離減衰式との乖離」は，耐専ス

を行えば，それが一層明らかになるであろうこと

ペクトルによる地震動の過大評価を示唆するもの

は間違いない．

ではなく，逆に，「他の距離減衰式」による過小評

広島地裁決定は，「新規制基準及び地震ガイドに価を示唆するものと言える．たとえば，広島地裁

おける『震源を特定せず策定する地震動』の定め決定も「耐専スペクトルは適用可能だ」と確認しの趣旨や内容に照らすと上記各知見が得られていた鳥取県西部地震 (賀祥ダム) について，「他の距離るからといって，これを考慮しないで債務者がし減衰式」で応答スペクトルを求め，耐専スペクト

た『震源を特定せず策定する地震動』の評価が直ルや観測記録と比較すれば一目瞭然だが，債務者

ちに過小であって合理性を欠くとまではいえない」

はこのような比較をやろうとしない．

（p.281[21]）と判断したが，数少ない地震観測記録（2）の至近距離での国内地震観測記録は 1995 年に基づいて行われている稚拙な審査の現状を直視

兵庫県南部地震以降の地震観測網の広がりによっし，少なくとも，地震ガイドに明記された「各種て収集されるようになり，これらのデータに対すの不確かさの考慮」の一環として再現モデルや断る耐専スペクトルの適用可能性は随時検討され，層モデルによる解析を検討するよう指摘すること

鳥取県西部地震 (賀祥ダム) 等でも適用可能である

で，司法の責任を果たすべきであった．

ことが原子力安全委員会の作業部会で確認されている．その後，震源近傍の極めて大きな地震観測
記録も得られており，これらに基づいて耐専スペクトルを見直せば，震源近傍でも適用可能になり，

15

耐専スペクトル自体もより大きくなると考えられ
る4 ．他方，「他の距離減衰式」でも元になったデー
タは 2003 年までのデータにすぎず，震源近傍での
国内地震観測記録はほとんどなく，震源近傍で地震動が頭打ちになるように距離減衰式が作られているため5 ，震源近傍で地震動を過小評価するという構造的な問題がある．たとえば，図 9 のように，債務者が「震源を特定せず策定する地震動」に採用した北海道留萌支庁南部地震での HKD020 観測点の地震観測記録は「平均＋標準偏差」を表す上側破線よりさらに上にあり，距離減衰式の平均像を表す実線よりかなり外れていることがわかる．
（3）の現実の地震動との比較は，実際に当該震

図 9: 2004 年北海道留萌支庁南部地震の K-NET お
よび KiK-net 観測点の最大加速度の距離減衰と司・
翠川 (1999) による距離減衰式（実線が平均，破線が平均±標準偏差）との比較 [56]

源断層で地震が発生し，地震観測記録が得られない限り判断できないものであり，憶測を「理由」として挙げるのは司法として失格ではないか．しかも，債務者が「震源を特定せず策定する地震動」にこりうることを強く示唆している．さらに，耐専採用した北海道留萌支庁南部地震の図 8 の応答ス

スペクトルは震源近傍で地震動を過大評価するどペクトルは図 11 の 69km 鉛直モデルの耐専スペク

ころか，過小評価する傾向にあることを示唆する

トル（内陸補正あり）と一部で重なり合い，54km

証拠もある．原子力安全基盤機構 JNES が「傾斜鉛直モデルではかなりの部分で重なり合う．つま角 45 度の M6.0(左) および M6.5(右) の逆断層（縦り，これらの耐専スペクトルは，現実の観測記録

ずれ断層）」を解析した図 10 の結果がそれである．

と同程度以上の地震動がこれらの震源断層でも起JNES は，断層周辺 40km × 80km 四方を 4km 間隔

4
耐専スペクトルの見直し作業は関西電力を幹事会社として進められており，2014 年 10 月 29 日の第 153 回原子力発
電所の新規制基準適合性に係る審査会合で関西電力大石氏が「耐専式の適用範囲を広げていくということを考えてございまして，また，最近の東日本大震災での地震動のデータとか，それ以外の最新の地震データが集まってまいりましたので，ずっと研究を進めてまいってございます．これにつきましては，弊社が幹事会社ということで，中心的に検討を進めておりまして，出てまいりました成果については，その都度，学会等で発表させていただいてございます．なかなか新しい耐専式を今すぐお出しできるレベルまではまだ来ていないんですけども，鋭意検討を進めていまして，今後とも，できるだ
け早い段階で，見直した耐専式をお示ししたいと．
」（p.20 同議事録）しかし，2017 年 3 月現在，未だ改訂されていない．
5
たとえば，震源深さ D ≤ 30km の内陸地殻内地震に関する
内山・翠川 (2006)[82] の距離減衰式は log SA(T ) = a(T )Mw +b(T )X − log(X + e(Mw )) + c(T ) + d(T )D + σ(T ) で表され，「近距離で振幅を頭打ちさせるための係数」e(Mw ) =0.006 × 100.5Mw が導入されている．ただし，SA(T ) は水平
2 成分の幾何平均値で表した工学的基盤における加速度応答
スペクトル (h = 5%) の周期 T における値, Mw はモーメン
トマグニチュード, X は断層面最短距離 (km), σ(T ) は対数標準偏差, a(T ) ∼ d(T ) は回帰係数である．地震観測記録に基
づいて，これらの回帰係数が最小二乗法で算出されるため，
距離減衰式の構造が与えられても，地震観測記録の母集団が異なると，これらの回帰係数も違ったものになる．耐専スペ
クトルでは，このような地震動の近距離頭打ち構造を仮定せず，地震観測記録の母集団を気象庁マグニチュードと等価震源距離ごとに分け，各母集団に対して応答スペクトルの平均像を直接求めている．

16

で 11 × 21 ＝ 231 の観測点を地震基盤上に設置し（図 7 参照)，各観測点で耐専スペクトル（図 10 では「スペクトル距離減衰式 (2002)」) と JNES 独自の断層モデルによる地震動解析結果を求め，その平均 (実線) と最大・最小値 (破線) を図 10 のように描いている．同図の最上部に北海道留萌支庁南部
地震の応答スペクトルを緑実線で描いたが，断層モデルの結果 (上部赤破線) はこれとよく一致しているものの，耐専スペクトル (上部青破線) はこれよりかなり小さく，過小評価になっている6 ．つまり，今の耐専スペクトルは震源近傍で「過大」になるどころか，「過小」になると言えるのである．
「他の距離減衰式」は震源近くで地震動を過小評価し，耐専スペクトルから乖離する傾向にある
6
留萌支庁南部地震の傾斜角は 25 度だが，この傾斜角での JNES の解析結果が存在しないため，傾斜角 45 度の解析
結果と比較している．傾斜角 25 度では等価震源距離が少し小さくなるため耐専スペクトルはもう少し上がると思われる
が，傾斜角 45 度での留萌支庁南部地震の応答スペクトルとの 2 倍弱〜8 倍の差を埋めるほどではないと考えられ，過小評価の傾向は変わらない．

図 10: 伊方 3 号の基準地震動 Ss-3 として採用された「2004 年北海道留萌支庁南部地震 (M6.1，Mw5.7)の 620 ガルの解放基盤表面はぎとり波」(最上部の緑波線) と対応する耐専スペクトル (上部の青破線) お
よび JNES の断層モデルによる地震動解析結果 (最上部の赤破線)[6]が，その理由は距離減衰式の構造にある．

くなると予想される．ここでは図示しないが，債「他の距離減衰式」では，図 9 のように，震源務者が算出した断層モデルによる地震動解析では近傍で地震動が頭打ちになるとの仮定を置いておそうなっている．片岡・他 (2006) でも同様に，北り，その頭打ちのレベルは頭打ちになる距離減衰

傾斜ケースでは鉛直ケースより大きくなっている

式の構造と震源近傍での地震観測記録に依存する．

が，いずれのケースでも「他の距離減衰式」の中

また，「他の距離減衰式」では，短周期レベル A

では小さい．結局のところ，「他の距離減衰式」でを説明変数に取り込んでいる片岡・他 (2006) を除

は近距離での頭打ち構造と近距離地震観測記録のき，断層からの最短距離が等しい場合，断層長さ不足により，54km，69km,130km の鉛直モデルでから算出する地震規模が変わらない限り，震源断は過小評価になっており，北傾斜モデルに対して層が傾斜していても，アスペリティがどこに位置

は地震動を一層過小 評価する結果になっている．

していても，応答スペクトルは変わらない．現に，他方，耐専スペクトルは鳥取県西部地震など極54km，69km，130km のいずれにおいても，鉛直

近距離からかなり乖離していても適用可能である

ケースと北傾斜ケースとで距離減衰式による応答

こと，しかし，震源近傍では依然として地震動をスペクトルは同じである（図 11 と図 12 を比較す

過小評価している可能性があることについては先れば自明）．30 度北傾斜で断層面積は 2 倍に増え

述の通りである．加えて，原発サイトから遠くへるため，アスペリティ面積が 2 倍，短周期レベル

伸びる断層や遠ざかる方向へ傾斜する断層に対しが約 1.4 倍に増えることから，アスペリティ位置がては地震動を過小評価する傾向がある．地震規模

やや遠ざかるとはいえ，地震動の応答スペクトルは大きくなる（傾斜の場合は断層長さが変わらなは鉛直ケースより北傾斜ケースのほうがやや大きいので耐専スペクトルの地震規模は同じ）が，等

17耐専スペクトルでは鉛直の図 11 から北傾斜の図

12 へ大きく下がっている．南傾斜ケースでは等価
震源距離が小さくなるため，耐専スペクトルでも鉛直より南傾斜のほうが地震動は大きくなるが，債務者はこれを算出していない．債務者が採用した耐専スペクトルは図 13 の通りだが，54km から69km へ断層の両端が伸びると耐専スペクトルは少し大きくなっているが，西へ大きく伸び，130km，480km ケースと断層が長くなるほど耐専スペクト
ルが小さくなるという矛盾をはっきり確認できる．
債務者は，鉛直モデルについては耐専スペクト
ルが「他の距離減衰式から乖離している」からとして採用せず，耐専スペクトルでは過小評価に陥る「北傾斜モデル」や「480km 鉛直モデル」を採用している．広島地裁決定も，それを「不合理であるとか，ましてや，恣意的であるなどということはできない」と断じている．債権者の主張を少
図 11: 伊方 3 号における敷地前面海域断層群（中央構造線断層帯）69km 鉛直の耐専スペクトルとクリフエッジ（黒点線）[59]

しでもまじめに検討しておれば，こんな結論には至らなかったはずである．
耐専スペクトルのこういった特徴を踏まえ，また，鳥取県西部地震での賀祥ダムの記録や北海道
留萌支庁南部地震の HKD020 観測点の記録から耐専スペクトルは極近距離内でも適用可能であること，むしろ，震源近傍では過小評価になっている可能性が高いことを踏まえるならば，54km や 69kmの鉛直ケースを採用し，さらに余裕を持たせるべきである．これらの耐専スペクトルが「他の距離減衰式から乖離」していても，それは「他の距離減衰式」の問題点を示しているのであって，これ
らの距離減衰式では震源近傍で頭打ちとなる構造を有し，震源近傍の地震観測記録も少なかったた
め，震源特性が顕著に現れる震源近傍の観測点では過小評価にならざるを得ないことを良く踏まえ，その適用を誤らないことである．
ちなみに，図 11 と図 12 から耐専スペクトルの最大加速度（周期 0.02 秒の最大応答加速度）を読み取ると，それぞれ 900 ガル程度と 650 ガル弱に

図 12: 伊方 3 号における敷地前面海域断層群（中央構造線断層帯）69km 北傾斜の耐専スペクトルとクリフエッジ（黒点線）[59]

なる．855 ガルのクリフエッジ（黒点線）と比較す
ると，鉛直では耐専スペクトルがクリフエッジをわずかに超え，北傾斜ではかなり下回る．つまり，

価震源距離がそれ以上に大きくなり，地震動が小69km 鉛直だとクリフエッジを超えて再稼働できなさく評価されてしまう．その結果，鉛直より北傾

くなるが，69km 北傾斜だとクリフエッジをかなり斜のほうが本当は地震動が大きくなるはずなのに，

18

倉・三宅 (2001) の手法 [24] も併用された．
これらの全断層モデルによる地震動評価結果のすべてを重ね書きしたものが図 15 である．驚くべ
きことに，その結果は，69km 鉛直の耐専スペク
トル（内陸補正なし）と比べて 1/2 程度にすぎない．この断層モデルには，応力降下量など震源特性を 1.5 倍にした結果も含まれており，条件としては同等である．なのに，なぜ，このようになるのか．表 2 に示すとおり，債務者による断層モデ
ルの震源パラメータ設定が過小ではないのか？それが運転差止仮処分における争点の一つであった．

54km モデルにはその問題点が集中的に現われていた．というのは，この 54km モデルの解析には壇ら (2011) の手法と推本のレシピ（ア）の入倉・三宅 (2001) の手法が用いられており，地震モーメン
トとアスペリティ平均応力降下量の値は，表 2 から，入倉・三宅 (2001) の手法では（2.74×1019 N·m,

図 13: 伊方 3 号における敷地前面海域断層群（中央構造線断層帯）の耐専スペクトルと基準地震動
Ss-1H(水平方向)[59]

14.4MPa）となるのに対し，壇ら (2011) の手法では（5.84×1019 N·m, 12.2MPa）となる一方，推本のレシピ（イ）によれば（5.36 × 1019 N·m, 22.5MPa）下回るので，債務者は「保守的に」適用しても良いと判断したのではないか．54km 鉛直モデル (M7.7，

Xeq = 14.3km) の耐専スペクトルは 750 ガル程度となり，いずれも過小評価だと言えたからである．
レシピ（ア）の入倉・三宅 (2001) の手法ではレ
シピ（イ）の松田式や武村式（実は，壇ら (2011)になるが，これもクリフエッジに近いためか，適が用いた長大でない断層による地震のデータは武用外にされている．その結果，基準地震動 Ss-1H

村式のデータに近い）と比べて地震規模が過小評

は図 13 のように，650 ガルに留まった．これは極価されるという問題点があり，前原子力規制委員

めて恣意的だ．伊方 3 号の直前に再稼働が認めら

長代理の島崎邦彦氏が指摘して原子力規制委員会れた高浜 3·4 号では，断層長さ 63.4km の「FO-Aが大きく動揺したのは記憶に新しい．

〜FO-B〜熊川断層」（M7.8，Xeq = 18.6km）に対

この点について，広島地裁決定は，「入倉・三宅して耐専スペクトルが適用され，これが 550 ガル(2001) によると地震モーメントこそ壇ほか (2011)の旧 Ss-1H を超えたため，Ss-1H が 700 ガルへ引よりも小さいけれども，最終的な地震動評価とし上げられた．しかし，480km の中央構造線断層帯ては保守性が確保されていると考える余地がある」

をすぐ目の前に有する伊方 3 号の Ss-1H(650 ガル)
はこれより小さい．余りにも常識外れではないか．

とし，島崎氏が「退任に至るまで問題提起しなかった」ことから，「入倉・三宅 (2001) そのものには上記のとおりの問題点が指摘できることを考慮した

4.2

断層モデルによる地震動評価

としても，債務者が 54km ケースの鉛直モデルに

伊方 3 号の基本震源モデルは，「図 14 の 480km」，

ついて入倉・三宅 (2001) を適用したことが合理性

6 ⃝
8 の 130km」，
6 の 54km」という「図 14⃝∼「図 14⃝を欠くものとはいい難い」と結論づけた上で，「こ3 種類の敷地前面海域断層群（中央構造線断層帯）の点について確信を得ようとするならば，・・・島が設定され，壇ら (2011) の手法 [3] が 3 種類の基崎元委員長代理はもとより，地震本部において改

本モデルに一貫して採用され，480km と 130km に

訂レシピの再改訂作業に携わる地震学者や担当者，は Fujii-Matsu’ura(2000) の手法 [5]，54km には入本件申請の審査に当たった原子力規制委員会の他

19

図 14: 伊方 3 号における敷地前面海域の断層群（中央構造線断層帯）480km 基本震源モデル [59]の委員や担当者等に対する証人尋問による慎重な吟味を待つほかない．しかし，それは，本件のような保全手続にはそもそもなじまない」（pp.258-

259[21]）と最終判断を先送りしたのである．
地震モーメントだけではなく，債務者は，入倉・三宅 (2001) の手法を 54km モデルに適用する際，「長大な断層」に用いられるべき Fujii-Matsu’ura の応力降下量（断層平均 3.1MPa，アスペリティ平均

14.4MPa）をそのまま採用していた．これは，2016
年 6 月に改訂された推本のレシピ [35] で「長大な断層に適用すべき」とされていたことに反する．
もっとも，このレシピは半年後に再改訂され [36]，長大でない断層にも使えるとの表記に変えられたが，そのことによって，今度は推本自身が混乱した形になり，国内で実際に起きている M7 クラスの地震ではアスペリティ平均応力降下量が 20〜30MPa

図 15: 伊方 3 号における敷地前面海域断層群（中央構造線断層帯）の断層デルによる地震動評価結果 (EW 方向：全ケース重ね書き) と 69km 鉛直耐専スペクトルの比較だ（巻末注 2 参照）という現実に反するという矛盾を抱えることになった．
この点についても，広島地裁決定は，長大な断層が断層幅だけでなくすべり量も飽和する断層20

表 2: 伊方 3 号における敷地前面海域断層群 54km 基本ケース (鉛直) の震源パラメータ ∗1 [59]
地震モーメント
短周期レベル
応力降下量
Sa /S
Mo [Nm] (比)A [Nm/s2 ]（∆σ, ∆σa , 1.5∆σa or 20MPa）(=∆σ/∆σa )壇ら (2011) の手法に基づく（四国電力）∗2
480km モデル 6.08 × 1019 (2.22)130km モデル 6.20 × 1019 (2.26)
1.56 × 1019
1954km モデル 5.84 × 10 (2.13)（3.4MPa, 12.2MPa, 20MPa）

断層幅 12km で壇ら (2011) の回帰線にあわせたモデル（引用者が算出）∗2480km モデル 7.69 × 1019 (2.81)
130km モデル 7.85 × 1019 (2.86)
2.49 × 1019
（4.3MPa, 19.5MPa, 29.3MPa）
1954km モデル 7.38 × 10 (2.69)

0.279

0.22

Fujii-Matsu’ura(2000) の手法に基づく（四国電力：ただし，54km モデルは引用者が算出）∗3480km モデル 1.35 × 1020 (4.93)
130km モデル 9.92 × 1019 (3.62)
1.65 × 1019
（3.1MPa, 14.4MPa, 21.6MPa）
0.215
1954km モデル 6.69 × 10 (2.44)
入倉・三宅 (2001)+Fujii-Matsu’ura の手法に基づく（四国電力）∗454km モデル 2.74 × 1019 (1.00)
1.65 × 1019
（3.1MPa, 14.4MPa, 21.6MPa）0.215

入倉・三宅 (2001)+ 断層モデルのレシピから引用者が算出（上段：A 法，下段：Sa /S = 0.22 法）∗554km モデル 2.74 × 1019 (1.00)
1.60 × 1019
（3.6MPa, 13.4MPa, 20.1MPa）
0.267
192.74 × 10 (1.00)
1.60 × 1019
（3.6MPa, 16.3MPa, 24.5MPa）0.22
松田式で地震規模を求め断層面積を広げる修正レシピから引用者が算出（Sa /S = 0.22 法）∗654km モデル 5.36 × 1019 (1.96)
2.00 × 1019
（5.0MPa, 22.5MPa, 33.7MPa）0.22*1： 敷地前面海域断層群 54km 基本ケースの震源断層は，傾斜角 90 度（鉛直）の右横ずれ断層で, 上端深さ 2km，断層長さ
L = 54.0km, 断層幅 W = 13.0km, 断層面積 S = 702.0km2 , 剛性率 µ = 3.31 × 1010 N/m2 , S 波速度 β = 3.5km/s, 密度 ρ
= 2.7g/cm3 , 破壊伝播速度 Vr = 2.5km/s である．480km と 130km のモデルにおいては，カスケード方式（断層面積に比例して地震モーメントを配分）で，全体の一部をなすものとして 54km 断層群の震源パラメータが算出されている．
*2： 壇ら (2011)[3] は，Irie et al.(2010)[22] の動力学的断層破壊シミュレーション結果から導かれた関係式 ∆σ = Mo (0.5+
2 exp(−L/Wmax ))/(SWmax ) を国内 9 地震，海外 13 地震のデータに当てはめて平均動的応力降下量を求め，その幾何平均として ∆σ = 3.4MPa を導いている．その際，断層面積 S と断層長さ L は各地震データの値を用いているが，断層
幅は W = S/L ではなく，すべて Wmax = 15km としている．つまり，∆σ = 3.4MPa と Wmax = 15km はペアになっている．壇らの回帰式を用いて地震モーメント Mo の平均像を求めるのであれば，Wmax = 15km とすべきところ，四国電
力は全体の断層帯の平均断層幅（480km モデルで 12.7km, 130km モデルと 54km モデルで 13.0km）を用いている．その結果，壇らの回帰線からずれる結果になっている．こうして得た全体の地震モーメントを断層面積に比例して配分している．たとえば，480km モデルでは，全体の断層面積が 6124.2km2 ，地震モーメントが 5.30 × 1020 Nm になるため，54km
モデルの地震モーメントは Mo = 5.30 × 1020 × (702.0/6124.2) = 6.08 × 1019 Nm となっている．壇らの用いた国内 9 地
震の平均断層幅は 12.0km なので，Wmax = 12.0km として，壇らの回帰線に合うように調整すると ∆σ = 4.3MPa になり，「壇ら (2011) の回帰線にあわせたモデル」のように，地震モーメントは壇らの回帰線上に載り，短周期レベルや応力降下量も大きくなる（アスペリティ面積比は 0.279 では大きすぎるため，断層モデルのレシピに従い Sa /S = 0.22 とした）．
*3： Fujii-Matsu’ura(2000) は，2 次元のトランスフォーム・プレート境界での準静的なテクトニックローディングによる有限長
断層運動シミュレーションから経験式 Mo = W L2 ∆σ/(aL + b) を導き，これを国内外の地震データに回帰させて，断層
平均応力降下量を ∆σ = 3.1MPa と求めている．ただし，リソスフェアの厚さ = 30km，剛性率 µ = 4.0 × 1010 N/m2 , a =1.4 × 10−2 , b = 1.0, W = 15km としている．ここでも，断層幅は 15km であり，12∼13km の震源断層に適用する際にはこの違いを考慮する必要がある．しかし，四国電力にも原子力規制委員会にも，この違いを考慮した形跡は見られない．
こうして得た全体の断層帯に対する地震モーメントを断層面積に応じて 54km モデルに比例配分している．
*4： 四国電力は入倉・三宅の手法を用いる際，短周期レベルや応力降下量を通常のレシピに従って求めるのではなく，レシピ
では 100km 以上の「長大な断層」に適用すべきとされている Fujii-Matsu’ura の手法を用いている．
*5： 通常の断層モデルのレシピに従い，入倉・三宅の手法で地震規模を求め，短周期レベルや応力降下量についても通常のレシピに従って求めた．上段の「A 法」とは短周期レベルからアスペリティ総面積を求める方法で，下段の「Sa /S = 0.22
法」とはアスペリティ総面積を断層面積の 22 ％に固定する方法である．A 法では，断層面積が大きくなるほどアスペリ
ティ面積の全断層面積との比 Sa /S が大きくなり，応力降下量が小さくなる．そのため，地震調査研究推進本部のレシピ
では，長大な断層に関しては Sa /S = 0.22 法を用いるように推奨し，「内陸地震によるアスペリティ総面積の占める割合は，断層総面積の平均 22% (Somerville et al., 1999)，15%〜27% (宮腰・他, 2001) であり，拘束条件にはならないが，こうした値も参照しておく必要がある」としている．壇らの Sa /S = 0.279 は平均像からかなり離れ，27%の上限も超えている．
*6：松田式 log10 L = 0.6M − 2.9 で断層長さ L[km] から気象庁マグニチュードを求め，換算式 log10 Mo [Nm] = 1.17M + 10.72
で地震モーメントを求め，修正レシピに従い，断層長さを L = 54.0 + 5.0 = 59.0km, 断層幅を W = 13.0 + 2.0 = 15.0km,
したがって，断層面積を S = 885.0km2 として通常の断層モデルのレシピを用いた．この場合，A 法では Sa /S = 0.411と過大になるため，Sa /S = 0.22 法の結果だけを示した．この場合の地震モーメントは壇らの 54km モデルや Fujii-Matsu’uraの 54km モデルにおける地震モーメントの値にほぼ等しい．こうなるのは，この規模の断層長さに対応する地震データには，壇らも Fujii-Matsu’ura も国内地震データを用いて回帰式を導いているからであり，入倉・三宅の手法による地震モーメ
ントがこれらの半分程度に小さくなっているのは，彼らの回帰式が北米中心の地震データに基づいているからである．

21

であるとの認識の下，「54km ケースをもってすべ皆無であること，原子力規制庁による地震動過小

り量が飽和する領域にある断層であると評価す

計算を見抜く能力に欠けていることであった．原

ることの合理性には疑問の余地がないではない」

子力規制庁が「結論ありき」で情報操作を行い，（p.244[21]）としながら，「54km ケースにおける静原子力規制委員会がそれを見抜けず，追認するだ

的応力降下量として 3. 1MPa を設定したことが直けになっているという恐るべき実態，「世界最高水ちに合理性を欠くとまではいえない」（p.245[21]）準の規制基準による適合性審査」の余りにもひどと一旦決めつけた．そうしながら，「静的応力降下すぎる実態が赤裸々に暴露されたといえる．しか量をめぐる債務者の設定が合理性を欠くものと評も，それは原子力規制委員会の本会議で白昼堂々価される余地があるけれども，それには，レシピと演じられた議論と決定そのものによってであっの改訂に携わった地震本部の担当者，地震学者，審た．広島地裁は，これらの事実を正確に認定した査に携わった原子力規制委員会の関係者等の証人上で，調査審議の過程に過誤・欠落がなかったか

尋問を経るなどして慎重に見極めるべき筋合いのを判断すべきであった．

ものであって，その見極めは本件のような保全手

まず，そのドタバタ劇の事実を整理しておこう．

続にはなじまない」（p.245[21]）と先送りしたので2014 年 9 月 18 日 島崎邦彦氏が原子力規制委員をある．
「合理性を欠く余地がある」と認定したので任期切れで退職

あれば，運転差止の仮処分を出して，人格権が侵害される万が一の危険を回避し，本訴訟でじっく

2015 年 5 月 28 日 島崎氏が日本地球惑星科学連り見極めれば良い．そうしなかったのは司法の責合大会で入倉式による地震規模の過小評価を

任回避ではないか．

批判（1 回目）

2015 年 10 月 28 日 島崎氏が日本地震学会で同様

以下では，まず，島崎氏による問題提起の結果の批判（2 回目）

明らかになったことを概括し，原子力規制庁が「結2015 年 11 月 28 日 島崎氏が日本活断層学会で同論ありき」で情報操作を行い，原子力規制委員会

様の批判（3 回目）

がそれを見抜けず，調査審議能力に欠けることを

2016 年 4 月 14 日 2016 年熊本地震の前震 M6.5 が具体的に明らかにした上で，島崎氏の問題提起は発生，4 月 16 日に本震 7.3 が発生

熊本地震で裏付けられ，推本による 2016 年 12 月

2016 年 5 月 25 日 島崎氏が日本地球惑星科学連合のレシピ改訂 [36] で最終的に正しいと確認された大会で再び同様の批判（4 回目）

ものであることを示す．
これを受けて，長大な断層に用いるべき Fujii-

2016 年 6 月 10 日 地震調査研究推進本部が断層モ

Matsu’ura の応力降下量の問題点を改めて指摘し，デルのレシピを改訂し，「長大な断層」を定義

壇ら (2011) らの手法では応力降下量が過小に設定し，電力会社が行ってきた「長大な断層」でなされ，地震動を過小評価するものであること，しい断層での応力降下量の設定法に制約を付す

たがって，壇ら (2011) らの手法を用いていること

2016 年 6 月 16 日 田中俊一原子力規制委員長らがによって入倉・三宅 (2001) の手法による地震動過

島崎邦彦氏と 1 回目の会見

小評価を「最終的に保守性が確保されている」と

2016 年 6 月 20 日 原子力規制委員会が本会議では言えないことを指摘する．

「大飯原発について地震動評価を行う」こと
を決定

4.2.1

島崎邦彦氏による問題提起の顛末2016 年 6 月 23 日 脱原発弁護団全国連絡会が 6 月
改訂レシピに関する要請書を原子力規制委員

前原子力規制委員長代理の島崎邦彦氏による問会へ提出

題提起の結果，明らかになったのは，入倉・三宅2016 年 7 月 13 日 原子力規制委員会が本会議で(2001) の手法（以下「入倉式」）によれば地震動が「武村式による地震動計算結果は基準地震動

過小評価されるという事実に加えて，原子力規制の範囲内」であり，「大飯原発について基準地委員会には地震動評価の専門知識を持った委員が22

表 3: 国内活断層による地震の地震モーメントの観測値と計算値 [×1018 Nm][66, 63]
地震発生年 観測値 (1) (2) (3)(4)

震動見直しの必要はなく，これで結論が出た」と決定2016 年 7 月 14 日 島崎氏が田中原子力規制委員長
へ抗議の手紙を提出し，記者会見で批判

2016 年 7 月 19 日 田中俊一原子力規制委員長らが島崎邦彦氏と 2 回目の会見

2016 年 7 月 20 日 原子力規制委員会が本会議で，規制委員自身の無知を棚上げにして，原子力規制庁による説明不足をやり玉に挙げ，7 月

1891 年
1930 年
2011 年 (注)1927 年
1943 年1945 年 (注)1995 年

180
27
11
46
36
10
24

210
32
17
48
39
19
45

180
28
14
41
34
17
39

130
21
11
19
18
9
20

52
7.9
5.5
12
9.8
19
11

式以外の推本のレシピ（イ）や中央防災会議

注：2011 年福島県浜通りの地震では傾斜角 60 度，1945 年三河地震では傾斜角を 30 度とし，(4) 式の係数を傾斜角に応じて変えた．[66, 63]の方法も検討するよう原子力規制庁へ指示

モーメントの観測値と (1)〜(4) の関係式による計2016 年 7 月 27 日 原子力規制委員会の本会議で，算値を表 3 のように比較し，「例は少ないが (4) を新たな試計算結果が示されることは一切なく，用いると地震モーメントが過小評価される傾向が

原子力規制庁による「改ざんレシピ」が数式明らかとなった」[62, 66, 63] と結論づけている．

とポンチ絵で説明されたが，委員からはそのその上で，「地震本部の強震動予測では，いわ改ざんレシピそのものの妥当性や推本のレシ

ゆる改正レシピが使われており，(3) によって地震

ピ（イ）の適用可能性に関する意見は出ず，7モーメントが予測され，(4) のもととなる入倉・三宅

13 日の「結論」を白紙へ戻し，入倉式や武村

月 13 日の「結論」が再びそのまま了承された． （2001）の式から断層面積が推定されている．昨年

9 月に発表された国土交通省の日本海における大規模地震に関する調査検討会の報告書では，日本

島崎邦彦氏の問題提起

海の『最大クラス』の地震による津波想定におい前原子力規制委員長代理の島崎邦彦氏が一連のて，入倉・三宅（2001）の式により地震モーメン

学会 [62, 66, 63, 67] で行った「入倉式による地震

トが推定されている．一方，原子力発電所の津波

規模の過小評価」の批判は次の通りであった．

推定では (1) が使われている．
」[62] と, 原子力ムラ

垂直な横ずれ断層による M7 程度以上の地震をでの地震動評価が地震調査研究推進本部等の評価

対象に，国内活断層に典型的な断層幅として W =と異なっていることを具体的に指摘している．

14km と設定した上で，断層長さ L[m] と地震モー

当の入倉孝次郎氏は自身のホームページで 6

メント Mo [Nm] の関係式を次のように整理し，各

月 22 日，コメントを発表し（6 月 24 日に修正式の係数を比べて，「(4) と他との差異は顕著で，同最終版 [28] を掲載），入倉式の妥当性を主張す

じ断層長で比較すると，地震モーメントは 4 倍程
度異なる．一方，同じ震源モーメントで比べれば，断層長が 2 倍程度異なる．
」[62, 66, 63] と批判した算（震源インバージョン）して求めた震源断層の（武村, 1998）[73]

広がりは断層長さ 40〜56km，断層幅 16〜20km(2)Mo = 3.80×1010 ×L2となり，「一定のばらつき（例えば 1 σ）の範囲（Yamanaka & Shimazaki, 1990）[85]

で，スケーリング則（入倉式）に合致している」(3)Mo = 3.35×1010 ×L1.95 （地震調査委, 2006）[49](4)Mo = 1.09×1010 ×L2

本地震の際に複数地点で観測された地震波形か
ら地下の震源断層面上の不均質なすべり量を逆のである．

(1)Mo = 4.37×1010 ×L2

る一方，その限界を認めていた．すなわち，熊と主張する一方，国土地理院が地表での地殻変（入倉・三宅, 2001）[24]

動量の分析から推定した均質な震源断層モデル

その具体例として，1891 年濃尾地震，1927 年北は長さ約 35km，幅約 13km（一部 6.6km）であ

丹後地震，1930 年北伊豆地震，2011 年 4 月 11 日

り，産業技術総合研究所が地表調査で明らかに

福島県浜通りの地震，1943 年鳥取地震，1945 年三した地震断層（地震で現われた地表のずれ）の

河地震，1995 年兵庫県南部地震を取り上げ，地震

23

長さは約 34km であったことから，「測地データから

表 4: 震源断層の諸元 [45]
長さ
幅
面積
下端深さ

求めた均質な震源断層は過小評価となってしまう（つまり，入倉式に合わない），という問題はあり45kmます」と認めていたのである．

16.5km742.5km2

15.95km

地震モーメント

したがって，ここでの問題は，地震観測記録が4.6 × 1019 Nm

なければ前者の不均質な震源断層の広がりはわからないということであり，地震が起きる前には活断層や変動地形などの測地データよって均質な震源断層を推定する以外にないということ，これを入倉式に適用すれば地震規模が過小算定されてしまうということである7 ．
纐纈東大教授の熊本地震による検証
この点については，2016 年 10 月 5 日の日本地震学会で，纐纈一起東京大学地震研究所教授が 2016
年熊本地震の震源断層評価に基づき，正確に検証している [45]．
纐纈氏は，小林・纐纈・三宅 (2016) の研究 [46]に基づき，「熊本地震 (MJMA 7.3) に対して，まず長さ 54km，幅 16.5km の初期断層モデルを設定し，そのすべりの分布を強震・遠地・測地データのジョ
イントインバージョンによって求め」，「Somerville(a) 熊本地震の強震・遠地・測地データのジョイント
インバージョンに基づくすべり量の分布 [46]et al.(1999) の方法でほとんどすべっていない部分をトリミングして実質的な震源断層モデルを求め」ている．その結果が表 4 の諸元である．ジョイン
トインバージョンによるすべり分布は図 16(a)[46]のように得られ，これをトリミングした結果が図16(b) の下のイメージ図である．この実質的な震源断層の面積 742.5km2 と地震モーメント 4.6 ×

1019 Nm をレシピ（ア）の入倉式と比較すると，図17(A) のように「熊本地震の値をほぼ再現」している．
「ほぼ再現」しているという意味は，断層面積7

入倉式と松田式など他の式との違いは対象とした地震デー
タにおける断層幅の違いにある．若狭ネットニュス第 161 号の拙著 [53] の巻末注３で詳述したとおり，断層長さと地震モーメントの関係式では入倉式の元になった北米中心の地震デー
タは松田式にもほぼフィットするが，国内地震データより断層幅が大きい．そのため，断層面積と地震モーメントの関係
では国内地震データとの間にくい違いが生じている．この事
実は入倉ら [24] も論文中で認めていることだが，Somervilleet al.(1993)[71] が指摘したように日本国内と北米等とで断層パラメータに大きな違いがあるのか，その原因は不明のままであった．今回，入倉は測地データによる均質な震源断層と震源インバージョンによる滑り分布との違いで説明しようとしているが，それで説明し尽くせるのかどうかは疑問であり，
これまでに蓄積された地震データについて，アスペリティ面
積や応力降下量など震源パラメータ全体に関する今後一層の解明が必要である．

24(b) 地表地震断層が現われた領域の長さ (上) とすべり量分布による実質的な震源断層のイメージ図 (下)図 16: 熊本地震のジョイントインバージョンに基
づくすべり量の分布 [46] とそのトリミングによる実質的な震源断層のイメージ図（引用者）および熊
本地震の地表地震断層が現われた領域の長さ [45]742.5km2 から地震モーメントを入倉式で逆算すると 3.07×1019 Nm(0.67 倍) になり，地震モーメント

4.6 × 1019 Nm から断層面積を入倉式で逆算するとの基準地震動設定時に考慮しなければ過小設定になるということを改めて示唆していると言える．
さらに，纐纈氏は，吉見 (2016) が「地表地震断層が現われた領域の長さを 34km と見積もっ」ていること，国土地理院 (2016) が「単純な均質すべりの震源断層を求め，その合計長さを 35.4km とし」ていることから，図 16(b) の上図のように，震源断層の長さを 34km および 35.4km とみなして，レ
シピ（イ）の松田式と比較している．その結果が
図 17(B) であり，これらの断層長さ（L）と地震規(A) 入倉・三宅式と熊本地震の比較

模（M）は松田式による平均像で「ほぼ再現」されている．ここでも，断層長さ 34km または 35.4km
から気象庁マグニチュードを求めると，いずれも

M7.4（M7.3 より 0.1 大きい），地震モーメントでは 2.39 × 1019 Nm となり，「実質的な震源断層面積

742.5km2 から入倉式で求めた 3.07 × 1019 Nm」とほぼ整合する．また，気象庁マグニチュード M7.3
から断層長さを逆算すると 30.2km（34km に対し0.89 倍，35.4km に対し 0.85 倍）になる．松田式
においても平均像からのばらつきは少なくともこの程度に存在するといえる．
推本の長期評価でも震源断層の推定は困難
ここで注目すべきは，纐纈氏が示した地震調(B) 松田式と熊本地震の比較

査研究推進本部地震調査委員会による長期評価

図 17: 纐纈一起教授による (a) 熊本地震のジョイ
ントインバージョンに基づく実質的な震源断層と入倉・三宅式の比較および (b) 地表地震断層が現われた領域の長さ等と松田式の比較 [45]と実際に起きた M7.3 の地震との関係である．この M7.3 の地震について 2002 年長期評価では「布田川・日奈久断層帯北東部約 27km，M7.2 程度」[29] と評価しており，図 17(B) のように，実際よりやや小さいがそれほど乖離はしていない．

909.4km2 (1.22 倍) になるが，実際の値が入倉式のただし，断層長さで 27km と地表地震断層が現平均像からこの程度ずれていてもばらつき (誤差)

われた領域の長さ 34km あるいは均質すべり震の範囲内だということである．つまり，地震後に判源断層の長さ 35.4km との差（1.26 倍あるいは明したすべり量分布に基づく実質的な震源断層に1.31 倍）は決して小さいとは言えず，実質的な対して入倉式を適用すると，平均像にほぼ整合す

震源断層の長さ 45km との差（1.67 倍）はかな

る地震モーメントが得られる．これは，入倉氏自り大きく，地震が起きる前の断層長さの特定が身が主張していたとおりである．ただし，ここでいかに難しいかを示唆している．しかし，新たは平均像についての検証に留まっており，実際の値がこの程度に平均像からずれているということ，
断層モデルによる地震動評価においては，他のパな知見に基づいて改定された 2013 年長期評価
では「布田川断層帯布田川区間約 19km，M7.0程度」[34] と逆に一層小さく評価されており，ラメータのばらつきや偶然変動も重なって，地震

図 17(B) で明らかなように，乖離が大きすぎる．知学界において一般的に「倍半分」といわれる大き見が増えたために却って過小評価が強まるというなばらつきが存在すること，このばらつきを原発

25皮肉な結果になってしまった のである．

内陸地殻内地震の平均活動間隔が千年ないし万年

広島地裁決定は，「原子力規制委員会は，大飯発単位であることを考えると，それでも不可能かも

電所の地震動評価に対する審査に当たり，入倉・知れない．

三宅 (2001) が他の関係式に比べて同じ断層長さ

地震発生層，傾斜角，断層幅の推定は困難

に対する地震モーメントを小さく算出する可能性を有していることにも留意して，断層の長さや幅

断層幅については，傾斜角と地震発生層の厚等に係る保守性の考慮が適切になされているかとさを特定しなければならないが，これも難しい．

いう観点で確認していたことが一応認められるとM7.3 の熊本地震の震源断層は推本の 2002 年長期

ころ，本件申請に対する審査についても，同様の評価で「地下深部の傾斜は不明」，「地震発生層姿勢で臨んでいたものと推認することができる．
」の深さの下限は断層帯全体にわたって概ね 15km

（p.257[21]）というが，それは「均質な震源断層」

程度」[29] とされていた．2013 年長期評価では，の評価を保守的に行っているということであって，重力異常などから「高角（地表付近），北西傾

実際に地震が起きた後で地下のずれ量の広がりか

斜（地下）」，「布田川断層帯付近の地震発生層のら確認される「不均質な震源断層」を事前に評価

深さの下限は，布田川区間において 10∼13 km

することはできない．熊本地震では，「不均質な震程度．断層面の傾斜は不明であるが，傾斜角を源断層」は「均質な震源断層」の 2 倍近くあり，い50∼70 度程度と仮定した場合，断層面の幅は布かに保守的であっても，これほど大きな広がりを田川区間において 11∼17km 程度」[34] と少し事前に，科学的・合理的に予測することは不可能

踏み込んでいた．実際には北西側へ傾斜（国土である．それは，推本が重力異常図による最新の地理院は北東端では南東傾斜と評価）しており，知見を用いて行った熊本地震の震源断層の推定が傾斜角は 60〜80 度程度（断層の場所によって過小評価であったという事実を見ても明白である．

異なる）と推定されているが，傾斜方向や傾斜角は研究機関によって異なり，地震が実際に起地下のすべり量分布は事前には分からない

きた後でも傾斜角の特定は難しいといえる．纐

地震が起きる前に分かるのは，地下でのすべり纈氏は，「震源断層の幅は活断層調査で得ること

量の分布ではなく，地表に現われた地震断層とそは難しく，『大地震の震源断層は小地震による地震

れが複数回の地震活動で累積された活断層の長さ

発生層内に収まる』という仮定に基づいて決めらである．これを基に変動地形学や重力異常調査なれる．熊本地震付近の地震発生層は下限 15km 程

ど詳細な調査で明らかにできるのは図 16(b) 上図

度とされているが，実際の震源断層の下端は約 16にある均質な震源断層であり，地震後に判明するkmであった．震源断層の幅を地震発生層の下限で

図 16(b) 下図のすべり量分布とそれに基づく実質打ち切ると面積は過小評価されてしまう．」[45]

的な震源断層を地震が起きる前に正確に求めるのと指摘している．

は極めて困難である．M7 以上の地震をもたらす

地震が起こる前にはレシピ（イ）を使うべきと考えられている主要な 97 の国内活断層のうち図16(b) の上図と下図の関係が判明したのは今回の実際のところ，熊本地震が起こる前に，断層長

熊本地震が初めてである．このような国内地震デさを 34km（地表地震断層の現われた領域の長さがータが統計的に意味のある数だけ収集されなけれ事前に分かっていると仮定），断層幅を 15km（断ば, 図 16(b) の上図と下図を結びつける意味のある

層上端深さ 2km，地震発生層下端 15km，傾斜角

関係式，すなわち，測地データに基づく詳細な調

60 度と仮定）とした場合，推本のレシピ（イ）の査で推定される均質な震源断層から地震によるす

松田式では M7.4 で実際の M7.3 にほぼ等しいが，べり量の大きな領域＝不均質な震源断層を推定す

レシピ（ア）の入倉式では 1.45 × 1019 Nm となり，るための関係式を導くことはできない．そ れ に

実際の 4.6 × 1019 Nm の 0.32 倍となり，1/3 以下へ

は，今後数十年ないし数百年が必要であろうし，

小さく評価されてしまうのである．

26

したがって，纐纈氏は，推本のレシピ（ア）と原発の場合，基準地震動を決定しているのは，断層

レシピ（イ）のいずれにおいても「『手法』で用い長さ 63.5km の「FO-A〜FO-B〜熊川断層」であり，られている回帰式に誤りはなかった」とする一方，入倉式によるレシピ（ア）によっても「断層平均応「詳細な活断層調査を行っても震源断層の幅（引用

力降下量 ∆σ = 4.2MPa，アスペリティ平均応力降者注：文脈からは「震源断層の長さと幅」とすべ

下量 ∆σa = 19.0MPa」となるべきところ，関西電き）の推定は困難であるので，活断層の地震動予力は長大な断層に適用される Fujii-Matsu’ura[5] の測には『手法』（イ）の方法を用いるべきであるこ

応力降下量「∆σ = 3.1MPa，∆σa = 14.1MPa」をとを確認した」と結論づけている．これは論理的採用していた．仮に，入倉式ではなく松田式（島崎に首尾一貫しており，島崎氏の問題提起を 2016

氏の提示した (3) の式）によるレシピ（イ）を適用

年熊本地震という争う余地のない厳然たる事実

すると，地震モーメントは約 1.4 倍，短周期レベルで裏付けたものとして極めて重要な結論だと言は約 1.1 倍になり，応力降下量も「∆σ = 5.8MPa，える．

∆σa = 26.5MPa」（1.9 倍：断層面積を変えない

広島地裁決定は，「纐纈教授も入倉・三宅 (2001)場合）または「∆σ = 4.5MPa，∆σa = 20.6MPa」

が熊本地震の値をほぼ再現でき，回帰式として誤（1.5 倍：修正レシピで断層面積を変えた場合）と大りがないことを認めている」（p.254[21]）と言及しきくなるが，これまで通りに Fujii-Matsu’ura の応ながら，肝心の上記結論を完全に無視した．これ

力降下量を採用すると，地震規模によらず応力降ほど「債務者に都合よく偏った証拠解釈」が司法

下量は全く同じ値に設定される．したがって，地には許されるのか8 ．

震動評価結果はほとんど変わらない．
ところが，6 月改訂レシピでは，「長大な断層」の定義を明確にし，断層面積が 1,800km2 以上の長大2016 年 6 月改訂レシピ

な断層でなければ Fujii-Matsu’ura の応力降下量を島崎氏の問題提起は，原子力規制委員会に重い採用してはならないと明記した．この基準によれ

腰を上げさせる一歩となったが，これが大飯原発

ば，「FO-A〜FO-B〜熊川断層」の断層幅は 15kmなどで地震動再評価につながるためには，もう一なので，120km 以上でなければ「長大な断層」とつの要因に依存していた．それが地震調査研究推は見なせず，Fujii-Matsu’ura の応力降下量を採用

進本部が 2016 年 6 月 10 日に改訂した断層モデル

してはならないことになる．つまり，結果として，のレシピ [35] である．

「FO-A〜FO-B〜熊川断層」の場合，応力降下量を断層モデルによる地震動評価結果を左右するの1.5 倍ないし 1.9 倍に大きく引上げざるを得なくは，「応力降下量」と「短周期レベル」である（巻末なった．断層モデルの地震動解析では，短周期レ

注１参照）．地震モーメントが大きくなっても，そ

ベル増大の効果も加わる（修正レシピで断層面積れが正当にこれらの値を引き上げることにつながを拡張した場合にはアスペリティ面積増大の効果

らなければ，地震動評価結果は変わらない．大飯がさらに加わる）が，応力降下量にほぼ比例して地震動が大きくなるため，地震動評価結果は 1.5

8大阪高裁決定 [79] は，「基準地震動を策定する際には，震源断層の詳細な情報が得られることから，その情報を，より直接的に地震動評価に反映できる『（ア）の方法』を用いて地震動評価を行う方が合理的である」（p.178）としている．しかし，「詳細な調査」で得られる震源断層は「均質な震源断層」にほかならず，「レシピ（イ）」を使うほかない．熊本地震の経験から「不均質な震源断層」は「均質な震源断層」の 2 倍にもなり，地震が起こらない限り正確には推定できない．ところが，大阪高裁決定は，「均質な震源断層」は断層の長さだけであるかのように一面化し，断層の長さ，幅，傾斜角等を
測地データや重力異常図等から「保守的」に設定して得られる今の震源断層が「不均質な震源断層」そのものであるかのように錯覚している．このような詳細な調査から得られる震源断層は「均質な震源断層」にすぎないのであり，それをあたかも「不均質な震源断層」であるかのように見なすのは間違っており，失当である．

倍強ないし 1.9 倍になる．つまり，大飯原発では基準地震動の大幅な見直しが避けられない．
当初はこの重大さに気付いていなかった原子力規制庁は，6 月 23 日提出の脱原発弁護団全国連絡会からの要請書 [4] で具体的に指摘されたため，6月改訂レシピに従い，Fujii-Matsu’ura の応力降下量を使えない状態に陥った．そこで，原子力規制
庁は，入倉式を武村式に置換えて地震動評価を行う際，断層モデルのレシピを改ざんしたのである．

27

誰も気付かず，質問も出されなかった．
実際，関西電力による基本ケースの破壊開始点を変えた全ケースの地震動評価結果は図 19(a) の通りであり，破壊開始点３だけを取り出した同図 (b)では一層顕著な差が見られる．関西電力の 596 ガルの基本ケースの地震動が，規制庁ではその 1.67
分の 1(0.60 倍) の 356 ガルへ引き下げられている．
つまり，関西電力と同じ条件で計算すれば図 18の青線と赤線はいずれも 1.67 倍に引上げられるのであり，赤線の地震動は 1,080 ガルにもなって基本ケースで関西電力の 856 ガルの基準地震動
をはるかに超えてしまう．さらに，「応力降下量1.5 倍化」などの不確実さを考慮すれば，856 ガルの 1.8 倍で 1,550 ガルにもなり，大飯 3·4 号の1,260 ガルのクリフエッジをもはるかに超えることになる．
これに気付いた島崎氏は翌日，田中委員長宛の図 18: 大飯 3·4 号における「FO-A∼FO-B∼ 熊川断層」の基準地震動と原子力規制庁による入倉式を武村式に置換えた地震動試計算（基本ケース：破壊開始点３）[14]

手紙でこれを暴露し，抗議した [68]．あわてた原子力規制委員会は 7 月 19 日，島崎氏と 2 度目の会
見をもち [75]，7 月 20 日の本会議では，自らの無知を棚に上げて，規制庁による説明不足をやり玉

基本ケースの地震動は関西電力の 6 割に挙げ，13 日の「結論」を白紙へ戻した[15]．
島崎氏の問題提起を受けて，原子力規制庁が入規制庁によれば，関西電力では横ずれ断層に合倉式を武村式に置換えて地震動評価を行った結果

わせて放射特性に偏りを持たせているが，規制庁

は 7 月 13 日の原子力規制委員会本会議に示されたでは等方的放射特性にしており，波形合成のプロ[14]．それが，図 18 である．規制庁によれば，こセスも異なるという．また，図 19(b) のように，関の図の一番下の青線が，「関西電力と同じ条件で入西電力では位相乱数と破壊伝播速度に ±5%の揺ら倉式を用いた」場合の地震動評価結果であり，そぎを持たせた 50 通りの要素地震波を生成して地震の少し上の赤線が「入倉式を武村式に置換えて求動評価を行い，その平均スペクトルに最も近い代めた」地震動評価結果である．後者は前者の約 1.8表波を採用しているが，規制庁では 25 通りのスペ倍になっているが，関西電力の基準地震動を明ら

クトルの平均スペクトルを示しているという．

かに下回っている．
「規制庁の計算はおかしい」としかし，原子力規制庁には 2014 年 3 月 1 日に原気付くことなく，この図をそのまま受け入れた原子力安全基盤機構が統合されており，原子力安全

子力規制委員会は，「武村式による地震動計算結果

基盤機構の職員は断層モデルによる横ずれ断層のは基準地震動の範囲内に入っている」との評価を地震動評価も十分経験しており，国内地震観測記

下し，「大飯原発について基準地震動見直しの必要

録と整合するように断層モデルのパラメータを調はなく，これで結論が出た」とした．

整する能力も有している．にもかかわらず，放射ところが，関西電力による地震動評価では「基特性に偏りを持たせるという基本的な手法を採用

本ケースの 1.5 倍程度」が最大 856 ガルの基準地

せず，等方的放射特性にしたというのは意図的で震動になるはずだが，規制庁の試計算では「基本あり，地震動を小さく算定するために「情報操作」

ケースの約 1.8 倍」なのに最大 856 ガルの基準地を行ったと言う以外にない．

震動よりかなり小さい．審査内容に熟知していれ

7 月 20 日の本会議では「結論」が白紙に戻さば，この矛盾にすぐ気付くはずだが，規制委員の28

(a) 関西電力による基本ケースの破壊開始点を変えた全地震動評価結果との比較(b) 関西電力による基本ケース（破壊開始点３）の要素地震を 50 通りに変えた中央値との比較

図 19: 原子力規制庁による入倉式を武村式に置換えた地震動試計算 [14] と関西電力による地震動評価結果 [40] の比較（基本ケース：破壊開始点 3）（(b) の原図は原子力規制庁広報部がマスコミに提供したもの）
れただけでなく，入倉式や武村式以外の地震調査

はアスペリティ面積が断層面積の 1.94 倍にな

研究推進本部の修正レシピや中央防災会議の方法

り異常だと強調する．しかし，表 5 に示すとおについても検討することになったはずだが，7 月 27

り，入倉式でも 36.6 ％であり，推本のレシピで日の本会議では，新たな試計算は一切追加されず，示された平均像 22 ％と比べれば，これも異常規制庁による「レシピの改ざん」が数式とポンチに大きい．そのため，このままアスペリティ平

絵で説明されたにもかかわらず，改ざんレシピの均応力降下量を求めると，武村式ではアスペリ

妥当性や推本のレシピ（イ）の適用可能性に関す

ティ平均応力降下量が 7.5MPa となって断層平均る意見が出ることもなく，7 月 13 日の「結論」がの 14.6MPa の半分程度になってしまう．入倉式

そのまま了承された．

でもアスペリティ平均応力降下量は 11.4MPa と小さくなりすぎる．つまり，大飯 3・4 号の「FO-A

原子力規制庁によるレシピの改ざん〜FO-B〜熊川断層」では，武村式だけでなく，入では，原子力規制庁はどのようにレシピを改ざ

倉式を含めてすべての式でアスペリティ面積が過んしたのか？それをまとめたものが，表 5 である．

大になり，異常だと言えるのである．推本のレシ

規制庁は入倉式と武村式についてしか計算結果をピでは，地震規模が大きくなるとこうなることを示していないので，比較のため山中 · 島崎式と松予想していて，アスペリティ面積が過大になる場

田式についても独自に計算して示しておいた．

合には Sa /S = 0.22 とするように指示している．

表 5 より，地震モーメントは武村式で入倉式

つまり，表 5 の下段へ移り，Sa /S = 0.22 としての 3.49 倍，山中 · 島崎式で 3.04 倍，松田式でアスペリティ平均応力降下量を求めるのだ．す1.39 倍になり，短周期レベルは武村式で入倉式

ると，アスペリティ平均応力降下量は，武村式の 1.52 倍，山中 · 島崎式で 1.45 倍，松田式でで 66.3MPa，山中 · 島崎式でも 57.7MPa になり，

1.12 倍になる．ここで，規制庁はアスペリティ

異常に大きい．プレート間地震であれば 70MPa

面積を短周期レベルから求め，武村式の場合にでも平均像として普通だが，最近発生した M729

表 5: 大飯 3・4 号の「FO-A〜FO-B〜熊川断層」に関するレシピに基づく断層モデルのパラメータ
地震モーメント Mo
短周期レベル A
アスペリティ面積 Sa
応力降下量 ∗1
19
19
2
2
入倉式
5.03 × 10 N·m
1.96 × 10 N·m/s
348.34km∆σ = 4.2MPa
(100)
(100)
(Sa /S = 0.366)∆σa = 11.4MPa
武村式
山中 · 島崎式
松田式

1.75 × 1020 N·m(349)
1.53 × 1020 N·m(304)
7.01 × 1019 N·m(139)

2.97 × 1019 N·m/s2(152)2.83 × 1019 N·m/s2(145)
2.19 × 1019 N·m/s2(112)

1,842.49km2(Sa /S = 1.94)
1,532.52km2(Sa /S = 1.61)
542.63km2(Sa /S = 0.571)∆σ = 14.6MPa∆σa = 7.5MPa∆σ = 12.7MPa∆σa = 7.9MPa∆σ = 5.8MPa∆σa = 10.2MPa

アスペリティ面積 Sa

応力降下量 ∗2∆σ = 4.2MPa∆σa = 19.0MPa∆σ = 14.6MPa∆σa = 66.3MPa∆σ = 12.7MPa∆σa = 57.7MPa∆σ = 5.8MPa∆σa = 26.5MPa

Fujii-Matsu’ura

原子力規制庁 ∗3∆σ = 3.1MPa∆σa = 14.7MPa∆σ = 10.8MPa∆σa = 22.3MPa∆σ = 9.4MPa∆σa = 21.3MPa∆σ = 4.3MPa∆σa = 16.4MPa

入倉式
武村式

209.22km2(Sa /S = 0.22)

山中 · 島崎式
松田式
松田式(修正レシピ)S = 1122.96km2
Sa = 247.05km2∆σ = 4.5MPa∆σa = 20.6MPa∆σ = 3.1MPa∆σa = 14.1MPa（6 月 10 日改訂レシ
ピで採用不可）∗4−−−−*1：推本による断層モデルのレシピでは，断層平均応力降下量 ∆σ を ∆σ = (7/16)Mo (π/S)3/2 で求め，アスペリティ面積 Sa
を r = 4πMo β 2 /(4AR, Sa = πr 2 , S = πR2 で求め，∆σa = ∆σS/Sa からアスペリティ平均応力降下量 ∆σa を求めるが，
地震モーメントが大きくなるとアスペリティ面積が過大になり，アスペリティ平均応力降下量が過小になる．ここでも，
武村式や山中 · 島崎式ではアスペリティ平均応力降下量の方が断層平均応力降下量より小さくなるという矛盾が生じている．入倉式や松田式でも 10MPa 程度にすぎず，小さすぎる．推本のレシピはこのような場合を事前に想定しており，これらの Sa および ∆σa の値を用いるのをやめ，上表下段のように Sa /S = 0.22 に固定して，∆σa = ∆σS/Sa から求めるよ
う指示している．その際に，長大な断層に適用すべきとされる ∆σ = 3.1MPa の値を採用するかどうかが焦点になる．
*2：アスペリティ面積が過大になった場合には，アスペリティ平均応力降下量を Sa /S = 0.22 として，∆σa = ∆σS/Sa から求めるが，武村式や山中 · 島崎式では 60MPa 前後の過大な値になる．入倉式や松田式でも 20MPa 前後の大きな値になるが，M7 クラスの最近の地震に見られる応力降下量と比べて異常とは言えない．しかし，関西電力はこれまで，63.4km の断層を「長大な断層」と見なして Fuji-Matsu’ura の応力降下量（∆σ = 3.1MPa, ∆σa = 14.1MPa）を採用し，応力降下量を小さく設定してきた．ところが，2016 年 6 月 10 日改訂の新レシピでは，地震モーメント Mo が 1.8 × 1020 N·m を超える長大な断層 (断層幅 15km では断層長さ 120km 以上) でなければ，これを使わないように明記したため，入倉式によっても，∆σ = 4.2MPa, ∆σa = 19.0MPa への引き上げを余儀なくされる．
*3：原子力規制庁は，Fujii-Matsu’uraの応力降下量が使えなくなったため，通常のレシピに戻すべきところ，アスペリティ平√
均応力降下量を ∆σa = 4 πSa β 2 /A, Sa /S = 0.22 から求めるようにレシピを改ざんした．その結果，∆σa の値は，入倉
式では Fujii-Matsu’ura の応力降下量とほとんど変わらない値になり，武村式では 1/3 程度に引き下げられている．しかも，断層平均応力降下量を通常のレシピ通りには求めず，Fujii-Matsu’ura による 3.1MPa に「地震モーメントの入倉式との比」を掛けて求め (武村式の場合には ∆σ = 3.1 × 3.49 = 10.8MPa)，背景領域の実効応力 σb を σb = (S∆σ − Sa ∆σa )/Sb から求めている (武村式の場合には σb = 7.6MPa と過大だが，入倉式では σb = −0.2MPa とマイナスになる)．推本のレシ
ピでは，Sa が過大になった場合には，Sa ∆σa = S∆σ, Sa /S= 0.22 とするように指示しており，これに従うのであれば，∆σ = ∆σa Sa /S とし，σb をレシピに規定された別の式で求めるべきところである．しかし，そうすれば，∆σ = 4.9MPaとなり，規制庁の求めた 10.8MPa の半分以下に小さくなってしまう．この矛盾は規制庁による改ざんレシピが生み出した矛盾であり，元の推本のレシピにこのような矛盾は存在しない．わざわざレシピを改ざんする必要はなく，「推本のレシピでは武村式にあったパラメータ設定ができない」ことを率直に示せば済むのである．にもかかわらず規制庁がレシピを改ざんしたのは，武村式による地震動評価をするためではなく，Fujii-Matsu’ura の応力降下量に代わり，それとほとんど変わらない応力降下量を求める方式を新たに見いだすところにあったのではないかと思われる．
*4：推本は 2016 年 12 月 9 日にレシピを再び改訂し，熊本地震で確認された「不均質な震源断層」を対象とするレシピ（ア）と「均質な震源断層」を対象とするレシピ（イ）の区別を明確にしたが，その際，「Fujii-Matsu’ura の応力降下量は長大な断層で採用すること」とした 6 月改訂レシピを再び改訂し，「長大でない断層でも採用できる」ようにした．その結果，最近の M7 クラスの地震データに矛盾するという新たな課題を抱えることになった．

クラスの内陸地殻内地震のアスペリティ平均応

均応力降下量で 4.70 倍に相当する約 5 倍（基本力降下量は 20〜30MPa 程度であり，60MPa はケースでも，規制庁の求めた 356 ガルの約 5 倍

大きすぎる（巻末注 2） ．規制庁はここまで計で約 1,800 ガル）の地震動となり，異常に大き算を進めた段階でレシピの改ざんなどを行わず

く，関西電力の今の基準地震動を大幅に超える

地震動評価へ移ればよかった．アスペリティ平

ことを示した上で，「これは異常だ」と言えば良30かった ．し か し ，規制庁は通常のレシピでは武広島地裁決定は，「債務者による基準地震動の策

村式で 66.3MPa になることなどを示さず，右端の定が新規制基準及び地震ガイドに適合するとした

改ざんレシピによる 22.3MPa だけを示し，地震動

原子力規制委員会の判断やそれへ至る過程に不合の試計算を行い，その結果だけを示した．

理な点はない」（p.288[21]）と小括しているが，こ通常のレシピに沿った応力降下量の試算値を示

れらの事実をよく把握し検討した結果とは到底考さず，規制庁が勝手に改ざんしたレシピで計算しえられない．司法は見る目を失ったのであろうか．

た結果だけを示すのは，結論をある方向へ導くたレシピ（イ）を使わない規制庁の理由

めの意図的な「情報操作」ではないだろうか．一層深刻なことには，規制庁による試計算がレシピ

推本のレシピ（イ）について，原子力規制庁はを逸脱しており，レシピの改ざんであることに規

7 月 27 日規制委本会議で，「どのように保守性を確

制委員の誰も未だに気付いていないのである9 ．

保していくか（断層長さの設定（連動の考慮を含

レシピ通りにやれば，∆σa = 66.3MPa の武村式む），各種の不確かさの取り方等）に関し，妥当や ∆σa = 57.7MPa の山中 · 島崎式では異常に大きな方法が現時点で明らかになっているとは言えず，な地震動評価結果になるが，∆σa = 26.5MPa の松

規制において要求または推奨すべきアプローチと田式や ∆σa = 19.0MPa の「Fujii-Matsu’ura の応して位置付けるまでの科学・技術的な熟度には至っ

力降下量を使わない入倉式」では「異常」とは言ていないと考える．
」[16] とケチを付け，その後のえず（現に，規制庁は武村式で求めた 22.3MPa を記者ブリーフィングでも，「（ア）の方法（レシピ

異常だとは言っていない），関西電力による地震動（ア））は福岡県西方沖地震など大きな地震が起こ

評価結果の 1.4〜1.9 倍程度になって，基準地震動

るたびにシミュレーションと観測記録を比較して見直しにつながることは必至であった．だが，そキチンと検証されてきたが，（イ）の方法（レシピ

れ故に，規制庁はこれらのパラメータ値を示さず， （イ））は検証されていない．そういう点では地震地震動の試計算を行わないことで，これらの重大動評価として用いるには（ア）の方が適切だと考な事実を隠蔽した．専門知識に欠ける規制委員えている」と主張している．

は，これらの事実を知るよしもない．まさに，規これは真っ赤な大嘘である．

制庁の誘導する方向へ規制委の結論が導かれたの

震源断層の推定法は，推本による「活断層の長だ．これが，はからずも暴かれた「世界最高水準

期評価手法」 報告書（暫定版）(2010.11.25)[33] にの規制基準による適合性審査」の現実である．

則って行われているが，そこで得られる震源断層
は活断層や変動地形などの測地データに基づく調9
規制庁は，自分で見いだした式 σb = (S∆σ−Sa ∆σa )/Sb
で背景領域の実効応力を求め，武村式では 7.6MPa と通常の3 倍にもなると強調しているが，入倉式では −0.2MPa とマイナスになることには言及していない．都合の悪いことには触れないという規制庁の情報操作だ．しかし，推本のレシピでは S∆σ = Sa ∆σa としており，規制庁の式にこれを当てはめると σb = 0 になる．推本のレシピではこのようになることを承知の上で，「物理的意味は不明確」だが，「すべり速度に比例して地震動の生成を考えるための便宜的な値」として「背景領域の実効応力 σb 」を導入し，背景領域からの地震動を加えることにより断層面全体からの総地震モーメントを整合的に与えている [24]．その理由は，「シミュレーションの計算から，応力降下をゼロと設定したアスペリティの外側 (背景領域) においてもすべり時間関数が振幅は小さいが立ち上がりが急峻な Kostrov 型の形状を示すことがわかってきた．このことは応力がゼロとした背景領域からもアスペリティに比べて振幅は小さいが地震動を生成することを意味している.」[24] からである．規制庁はこのことを全く知らないのであろう．推本のレシピによれば，S∆σ = Sa ∆σa としても，σb = 0 にはならず，表 5 のように武村式では ∆σa = 66.3MPa および
σb = 13.3MPa（関西電力の用いた式 σb = 0.2∆σa による）と過大な値にはなるが，規制庁の式とは別の式で形式上算出されるのである．

31

査から得られる「均質な震源断層」であり，地震が起きて初めて分かる地下のすべり量分布に基づ
く「不均質な震源断層」ではない．そのため，推本による地震動評価には，現在，もっぱらレシピ（イ）が採用されている．というのも，事前に当該震源断層における地震観測記録が得られていな
い限り，「地下のすべり量分布に基づく不均質な震源断層の広がり」を算出する術はなく，入倉式によるレシピ（ア）を用いるための条件を満たせず，
レシピ（イ）を用いるしかないからである．
また，推本は 2000 年鳥取県西部地震や 2005 年
福岡県西方沖地震などの大地震の地震観測記録に基づいてレシピの検証を行い，「これらの報告を踏
まえ，断層モデルの設定において，『長期評価』のマグニチュードと整合し，かつ，簡便な手順でパない10 ．レシピ（イ）による断層モデルによる地

ラメータを設定できる手法を用いて強震動評価を

震動評価を行えば，地震規模の過小評価が是正さ行い，その妥当性を検討した」[31] のが「警固断れ，耐専スペクトルと同程度になる（原発から長層帯（南東部）の地震を想定した強震動評価」[31]

く伸びる断層を除く）．この点は伊方 3 号でも同であり，その手法が 2008 年に追加されたレシピ

様である．

（イ）[30] なのである．規制庁は事実関係を逆転さ

12 月改訂レシピで島崎氏に軍配せて捉え，大嘘をついている．
原子力規制庁は，レシピ（イ）では「各種の不推本は 2016 年 6 月 10 日の改定から半年後の 12

確かさの取り方等」の「保守性の確保」の仕方が月 9 日，レシピを再改訂し，レシピ（ア）とレシ

不明だと決めつけているが，これも違う．認識論

ピ（イ）の関係をより明確にした．レシピ（ア）は的不確かさの考慮で最も効いてくるのは，応力降「過去の地震記録などに基づき震源断層を推定する

下量の 1.5 倍化だが，これは 2007 年新潟県中越沖

場 合 や 詳細な調査結果に基づき震源断層を推定

地震の震源特性が通常の地震より 1.5 倍大きかっする場合」となっていたが，下線部が削られ，「過たという経験に基づく [9]．規制庁はこの「1.5 倍」

去の地震記録や調査結果などの諸知見を吟味・判が入倉式を前提とした値であるかのように主張し断して震源断層モデルを設定する場合」と１本にているが全く違う．この「1.5 倍」は，図 20 のよう統一して書き換えられ，「諸知見を吟味・判断」すに，2007 年新潟県中越沖地震の「震源距離 200kmることが求められた．レシピ（イ）は「地表の活以下，S 波速度 V s ≥ 700m/s の地層が存在，第三断層の情報をもとに 簡便化した方法で 震源断層を紀以前の地質条件」という条件に合う広域観測記

推定する場合」となっていたが，下線部が削られ，録（K-NET，KiK-net 地表記録）と耐専スペクト「長期評価された地表の活断層長さ等から地震規ル（内陸補正なし）の比を求めた結果，平均がほ模を設定し震源断層モデルを設定する場合」と書

ぼ 1.0 で，耐専スペクトル（内陸補正あり）のほぼ

き換えられた．電力会社は「原発では詳細な調査

1.5 倍になっているという事実に基づく [76]．したを行っているからレシピ（ア）を用いてかまわながって，入倉式によるレシピ（ア）に限らず，レい」と強弁してきたが，今回，その表現がすべて

シピ（イ）においても，基本ケースの応力降下量削除され，レシピ（ア）を適用する際のハードルと短周期レベルを 1.5 倍にする不確実さの考慮はが上げられたと言える．

その通りに適用すべきだということになる．

つまり，地震観測記録がない状態でレシピ（ア）広島地裁決定は，「地震ガイドが新潟県中越沖地を適用するためには，「均質な震源断層」から「不均震を前提とした不確かさとして考慮を求めている

質な震源断層」を推定しなければならないが，そのは，断層モデルを用いる手法による地震動評価のためには，熊本地震のような例が少なくとも数において震源モデルを設定する際のアスベリティ

例は必要となる．このような例が蓄積されていなの応力降下量に関する指摘であって，耐専式を適い現状では，「過去の地震記録や調査結果などの諸用して応答スペクトルによる地震動評価を行う場

知見を」どのように「吟味・判断して」不均質な震合にも当然に当てはまる求めであるとはいえない」

源断層を推定したかについて明確に述べなければ（p.244[21]）としているが，上述の通り，「震源特ならない．それができなければ，レシピ（ア）は性 1.5 倍化」は耐専スペクトルによる新潟県中越

使えず，入倉式で地震規模を推定することはでき

沖地震の解析によって導かれた結論であり，耐専なくなる．したがって，地震が起きていない原発

スペクトルに「当てはまる」のは「当然」であり，

ではレシピ（イ）を用い，震源断層の長さから松「当てはめない」ほうがおかしい．
10

適合性審査の耐専スペクトルは内陸補正をしていないので「震源特性で 1.5 倍」を考慮したことになっている．断層モデルでは応力降下量と短周期レベルを 1.5 倍にすることで同様の考慮をしているが，耐専スペクトル (内陸補正なし）の
1/2〜1/3 でしかない．故に，両方とも「震源特性で 1.5 倍」
を考慮しない場合でも，1/2〜1/3 の差があることになる．

ちなみに，高浜原発や川内原発などで明らかなように，レシピ（ア）による今の断層モデルによる地震動評価は耐専スペクトルの 1/2〜1/3 でしか32

図 20: 2007 年新潟県中越沖地震 M6.8 の震源特性を 1.5 倍とした根拠となる地震観測記録と耐専スペク
トル（内陸補正なし）との比較 [76]（KiK-net，K-NET 観測点のうち，「震源距離が 200km 以下，S 波速度 Vs ≥ 700m/sの地層が存在，第三紀以前の地質条件」を満たす観測点だけを抽出し，表層の地盤増幅の影響避けるため，Vs ≥ 700m/s 以浅の地層における１次卓越周期の２倍以上の帯域を対象とした）

田式で地震規模を推定し，震源断層を少し広げてて適用するとの注釈がつけられた．すなわち，「円

地震動評価を行うことになる．これが 12 月改訂レ

形破壊面を仮定せずアスペリティ面積比を 22%，

シピの最大の実践的な意義であり，その意味では，

静的応力降下量を 3.1MPa とする取扱いは，暫定

島崎氏に軍配が上がったと言える．

的に，断層幅と平均すべり量とが飽和する目安となる Mo = 1.8 × 1020 (N·m) を上回る断層の地震を広島地裁決定はこれに注目すべきであった．

対象とする．
」（p.12[35]）4.2.2

ところが，12 月改訂レシピでは，「(i) 断層幅とFujii-Matsu’ura の応力降下量

平均すべり量とが飽和する目安となる Mo = 1.8 ×

12 月改訂レシピにはもう一つ大きな変更が加え1020 (N·m) を上回る断層．
」または「(ii)Mo = 1.8 ×

られた．それは長大でない断層にも Fujii-Matsu’ura

1020 (N·m) を上回らない場合でも，アスペリティの応力降下量を採用できるケースが追記されたこ

面積比が大きくなったり背景領域の応力降下量がとである．伊方 3 号でも，54km モデルでは応力降負になるなど，非現実的なパラメータ設定になり，下量に Fujii-Matsu’ura の応力降下量が使われてお円形クラックの式を用いてアスペリティの大きさり，その妥当性が問われている．

を決めることが困難な断層等．
」のいずれかの場合

Fujii-Matsu’ura の応力降下量を使う条件はこれに適用することとされた．これは，レシピ（イ）まで必ずしも明確ではなかったが，6 月改訂レシピを採用して震源断層面積を拡張してもなお，アスで明確化された．そこでは地震モーメントが Mo

ペリティ面積が過大になる（アスペリティ平均応≥ 1.8×1020 N·m となる長大な断層のスケーリング

力降下量は過小になる）場合には，アスペリティ

則として，Murotani et al.(2010, 2015)[51, 52] の式
2−17

S[km ] = 1.00 × 10

Mo [N · m]

面積比を 22%にするが，同時に静的応力降下量を3.1MPa（アスペリティ平均応力降下量は 14.4MPa）(1)とすることを意味する．文字通りだと，これまでを採用し，長大な断層と M7〜M8 程度の「長大では，アスペリティ面積比を 22%に設定しても断層ない断層」をつなぐ Fujii-Matsu’ura の関係式から

平均応力降下量を地震モーメントと断層面積から得られる応力降下量（一定値）は長大な断層に限っ

33

断層面積の 2 乗に比例して大きくなる Mo ∝ S 2の関係が成立つことから，すべり量 D は Mo の平方根（または S ）に比例して大きくなる．断層平
均すべり量 D が大きく増えるのに断層平均応力降下量 ∆σ が一定に留まるというのは矛盾している．
断層幅が地震発生層の上下端に達しない「未飽和」
断層の場合には，応力降下量が一定で断層平均すべり量が地震モーメントの 1/3 乗に比例してやや

図 21: アスペリティ総面積 Sa (左図)，最大アスペ
リティ面積 Sa1 (右図) と総面積 S の関係（破線が各回帰式に対応し，両側の細線は倍半分の値を示す）[24]増えるという関係が成立つが，「飽和」断層になってすべり量がより大きく増えるにもかかわらず，「応力降下量が一定」というのは説明がつかない

円形破壊面を仮定した式で算出できたが，それがし，長さ 50km 程度で長大な断層とは言えないにできなくなる．

もかかわらず「すべり量が飽和する」と仮定する

原子力規制庁は，円形破壊面を仮定した関係式ことになってしまう．
「未飽和」断層と「長大」なを前提として，今回の大飯原発に関する地震動試

断層では応力降下量が一定であるとしても，その算において，武村式による断層平均応力降下量を間の M7〜M8 の「飽和」断層で応力降下量が一定

地震モーメントに比例させて大きくしたが，このになるとの理論的証明はない．何よりも，最近国ような通常の扱いができないことになる．

内で起きた M7 クラスの地震ではアスペリティ応「22%」という値は，Somerville et al. (1999)[72]
または入倉・三宅 (2001)[24] による経験値であり，15 の内陸地震の解析に 1999 年トルコ Kocaeli 地震

力降下量が 20〜30MPa である（巻末注 2 参照）という事実にも反する．現実に合わない理論やレシ
ピでは意味がない．

や 2000 年鳥取県西部地震などの結果を加えて，図Fujii-Matsu’ura(2000)[5] は，シミュレーション

21 からアスペリティ総面積で Sa = 0.215S ，最大ア

実験に基づき，図 22 のように，長大でない断層のスペリティ面積で Sa1 = 0.150S という回帰式を導武村 (1998) の式 [73] と長大な断層の Scholz(2002)

き，標準偏差はそれぞれ 1.34 および 1.75，したがっの式 [69] をつなぐように，次の L − Mo 関係式をて，±σ のばらつきの範囲は Sa = 0.160 ∼ 0.288

提案している．

および Sa1 = 0.086 ∼ 0.263 となる．最初の回帰式の係数 0.215 を 2 桁に丸めると，「22%」になる．
このデータの範囲は 100∼4,000km2 の広範囲に及

Mo =

W L2
∆σ.
aL + b(2)

ただし，リソスフェアの厚さ＝ 30km，剛性率 µ =び，長大な断層か否かとは無関係である．

4.0 × 1010 N/m2 ，断層幅 W = 15km として構造依存のパラメータを a = 1.4 · 10−2 ，b = 1.0，応力すべり量が増えても応力降下量は不変という矛盾

降下量を ∆σ = 3.1MPa と導いている．

12 月改訂レシピにそのまま従えば，長大な断層

しかし，Fujii-Matsu’ura (2000)[5] が用いた表 7に限らず，M7.5 程度の中規模の断層でも地震規模（図 22 では赤丸）のデータは，長大断層のデーが増大しても断層平均応力降下量が一定になるとタが 12 月改訂レシピで採用された Murotani et

いう奇妙なことが起きる．

al.(2015)[52] のデータではなく，Scholz(2002)][69]

表 6 に示すように，長大な断層の場合には，地のデータであり，地震規模がほぼ 2 倍である11 ．長震モーメント Mo ，震源断層面積 S ，断層平均すべ大でない飽和断層のデータも図 23〜図 25 の入倉・り量 D の間に Mo = µDS という関係が成立ち（µは剛性率で定数），Mo ∝ S の比例関係からすべ11

長大な断層については，Murotani et al.(2010, 2015)[51,52] が Mo ≥ 1.8 × 1020 N · m に対して S[km2 ] = 1.00 ×
10−17 Mo [N · m] を導き，Scholz(2002)][69] は Mo ≥ 7.5 ×1020 N · m に対して S[km2 ] = 5.30 × 10−18 Mo [N · m] を導いている．これらの式の係数を比較すればほぼ 2 倍の差がある．

り量 D が一定になり，応力降下量 ∆σ も一定になるとしても論理的矛盾はない．しかし，M7〜M8の長大でない地震の場合には，地震モーメントが34

表 6: 断層モデルのスケーリング則と応力降下量の設定法
パラメータ

未飽和断層
3/2

長大でない飽和断層
2

長大な飽和断層

Mo

Sに比例して増大S に比例して増大

S に比例して増大D

S 1/2 に比例して増大

S に比例して増大一定値（飽和）円形破壊面を仮定した場合の応力降下量 ∆σ とアスペリティの面積比 Sa /S と応力降下量 ∆σa∆σ

一定値 ∗1

Sa /S

一定値

∗1

一定値

∗1

∆σa

S 1/2 に比例して増大 ∗2（対象外）に比例して増大∗2（対象外）に反比例で減少

∗2

（対象外）

S

2/3

S

1/6

2016 年 6 月改訂レシピによる ∆σ ，Sa /S ，∆σa
∆σ
Sa /S
∆σa

S 1/2 に比例して増大

一定値
一定値

S

一定値

2/3

S

1/6

に比例して増大3.1MPa0.22に反比例で減少

S

1/2

0.22

に比例して増大14.4MPa

2016 年 12 月改訂レシピによる ∆σ ，Sa /S ，∆σa
∆σ
Sa /S
∆σa

S 1/2 に比例して増大

一定値
一定値
一定値

S

2/3

に比例して増大S1/6に反比例で減少

3.1MPa0.22
14.4MPa*1：円形破壊を仮定した式 Mo = 16∆σS /(7π ) から ∆σ ∝ Mo /Sとなるので，これに未飽和断層のスケーリング則1/3
Mo ∝ S 3/2 を組み合わせると，∆σ = 一定となる． アスペリティ面積 Sa については，短周期レベル A に A ∝ Mo
2
2の関係が成立つこと，および，円形破壊を仮定した 2 つの式 Mo = (16/7)r R∆σa と A = 4πr∆σa β を組み合わせるとSa = πr2 , r = 7πMo β 2 /(4AR)，S = πR2 および ∆σa = ∆σ/(Sa /S) が得られるので，Sa ∝ [Mo /(AR)]2 ∝ Mo2 /(A2 S)
4/3
2/3∝ Mo /S ，したがって，Sa /S ∝ [Mo /S]2 の関係が成り立つ．これに未飽和断層のスケーリング則 Mo ∝ S 3/2 を組み合わせると Sa /S = 一定になる．∆σ = 一定，Sa /S = 一定の関係より，∆σa = ∆σ/(Sa /S) = 一定となる．
*2：*1 のスケーリング則を長大でない飽和断層のスケーリング則 Mo ∝ S 2 に置き換えると，∆σ ∝ Mo /S 3/2 ∝ S 1/2 および
2/3
Sa /S ∝ [Mo /S]2 ∝ S 2/3 が得られ，∆σa = ∆σ/(Sa /S) ∝ S −1/6 が得られる．断層面積が大きくなると Sa /S が過大に，∆σa が過小になり，現実と矛盾してくる．このような場合に，レシピでは Sa /S = 0.22 として ∆σa = ∆σ/0.22 よりアスペリティ応力降下量を求めることになっていたが，6 月改訂レシピでは ∆σ = 3.1MPa は長大な断層に限って採用することを注記し，12 月改訂レシピでは長大でない断層でもこのように設定できるように修正した．しかし，これは長大な断層となる前にすべり量が飽和することになり，また，最近の M7 クラスの国内地震では ∆σa = 20 ∼ 30MPa であることに矛盾する．
3/2

3/2

3/2

表 7: Fujii-Matsu’ura.(2000)[5] が解析に用いた断層モデルのデータ
地震発生日 地震発生地 ∗1
Ms ∗2 Mo [1020 N·m] ∗3 L [km] W [km] S [km2 ]1949 0822 Queen Charlotte
8.1
11
440
15
6600
1958 0710 Queen Charlotte
7.9
7.0
350
15
5250
1972 0730 Queen Charlotte
7.4
4.0
180
15
2700
1891 1027 Japan （濃尾地震）
8.0
1.5
80
15
1200
1992 0628 California
7.6
1.1
85
15
1275
1927 0307 Japan （北丹後地震）
7.4
0.46
33
19
627
1943 0910 Japan （鳥取地震）
7.2
0.36
33
10
330
1948 0628 Japan （福井地震）
7.1
0.33
23
10
230
1930 1126 Japan （北伊豆地震）
7.0
0.27
22
12
264
1978 0114 Japan （伊豆大島地震） 6.6
0.13
15
10
150
1980 0629 Japan
6.2
0.07
20
12
240
6.7
0.068
20
10
200
1931 0921 Japan
1974 0509 Japan
6.5
0.059
12
8
96
1990 0220 Japan
6.4
0.04
19
14
266
1969 0909 Japan
6.6
0.035
18
10
180
1986 0721 California
6.2
0.03
22
9
198
6.5
0.03
20
8
160
1963 0326 Japan
1984 0914 Japan
6.1
0.03
12
6
72

D [m]
5.7
4.8
5.0
3.0
2.9
3.7
2.6
2.5
3.0
2.5
1.1
1.0
1.2
0.5
0.6
0.5
0.6
1.4

*1：壇ら (2011)[3] で回帰式に用いられている国内 6 地震を括弧内に地震名で記入した．壇らはこれら 6 地震以外の国内 7 地
震は回帰に用いていないが，これら以外に 1995 年兵庫県南部地震，2000 年鳥取県西部地震，2005 年福岡県西方沖地震を加えている．
*2：Ms は表面波マグニチュードである．
*3：1N·m= 107 dyn·cm である．

35

表 8: 武村 (1998)[73] が解析に用いた断層モデルのデータ（地震名等は原典 [57] にならい，∆σ の値も記載した）
地震名
1981.10.28 濃尾
1927. 3. 7 北丹後1930.11.26 北伊豆
1943. 9.10 鳥取
1995. 1.17 兵庫県南部 ∗3
1948. 6.28 福井地震
1961. 8.19 北美濃
1978. 1.14 伊豆大島近海 ∗41931. 9.21 西埼玉
1963. 3.27 若狭湾
1974. 5. 9 伊豆半島沖
1939. 5. 1 男鹿 ∗6
1945. 1.13 三河
1984. 9.14 長野県西部
1980. 6.29 伊豆半島東方沖
1969. 9 9 岐阜県中部
1962. 4.30 宮城県北部
1935. 7.11 静岡
1975. 4.21 大分県中部
1970.10.16 秋田県南東部
1983.10.31 鳥取県中部
1955.10.19 二ツ井
1984. 5.30 山崎断層
1934. 3.21 南伊豆
1976. 8.18 河津1968. 3.30 和歌山県西部
1974. 7. 9 天城
1968. 8.18 和歌山県西部
1969. 7. 9 和歌山県西部
1970.1.28 和歌山県西部
1967. 9.29 和歌山県西部
1969. 3.21 和歌山県西部
1970.11.23 和歌山県西部

M
8.0
7.3
7.3
7.2
7.2
7.1
7.0
7.0
6.9
6.9
6.9
6.8
6.8
6.8
6.7
6.6
6.5
6.4
6.4
6.2
6.2
5.9
5.6
5.5
5.4
5.0
4.9
4.8
4.4
4.3
4.2
4.2
3.8

タイプ
横ずれ
横ずれ
横ずれ
横ずれ
横ずれ
横ずれ
斜めずれ

横ずれ
横ずれ
横ずれ
横ずれ
横ずれ
逆断層
横ずれ
横ずれ
横ずれ
逆断層
横ずれ
逆断層
逆断層
横ずれ
逆断層
横ずれ
横ずれ
横ずれ
横ずれ
横ずれ
逆断層
横ずれ
横ずれ
斜めずれ
斜めずれ
斜めずれ

傾斜角
90 °
64 °
90 °
90 °
86 °
90 °
60 °
85 °
80 °
68 °
80 °
30 °
30 °
85 °
70 °
90 °
56 °
70 °
70 °
46 °
85 °
64 °
90 °
90 °
82 °
82 °
90 °
90 °
68 °
90 °
68 °
90 °
54 °

L km
85 ∗1
33 ∗2
22
33
25
30
12
17
20
20
18 ∗5
16
12
12
15 ∗7
18
12 ∗8
11 ∗9
10 ∗10
15
5
15
3
7
9
8
3.5
6
3
2
2.5
4
4

W km
15 ∗1
19 ∗2
12
13
15
13
10
10
10
8
8 ∗5
12
11
8
7.5 ∗7
10
10 ∗8
6 ∗9
20 ∗10
11
6
4
5
4
3.5
4
3
3
3
4
2
8
5

D cm
380 ∗1370 ∗2
300
250
220
200
250
185
100
60
120
200
225
100
110 ∗7
64
60
100
32
28
50
20.5
8
10
20
1.73
9
1.58
0.71
0.76
1.63
0.22
0.16

M0 dyn·cm
1.5 × 1027 ∗1
4.6 × 1026 ∗2
2.7 × 1026
3.6 × 1026
2.5 × 1026
3.3 × 1026
9.0 × 1025
1.1 × 1026
6.8 × 1025
3.0 × 1025
5.9 × 1025
1.7 × 1026
8.7 × 1025
2.9 × 1025
7.0 × 1025 ∗7
3.5 × 1025
2.4 × 1025
2.2 × 1025
2.2 × 1025 ∗10
1.4 × 1025
4.5 × 1024 ∗11
4.1 × 1024
3.2 × 1023
9.5 × 1023
2.1 × 1024
1.9 × 1023
3.2 × 1023
9.4 × 1022
2.1 × 1022
2.0 × 1022
2.7 × 1022
2.4 × 1022
1.1 × 1022

∆σ MPa4.0 (I)10 ∗2 (C)
5.4 (D)
8.3 (C)−
8.3 (C)
16.0 (A+C)
4.1 (D)
4.3 (C)
3.2 (C)
6.5 (C)
7.0 (B)
12.7 (A)
3.2 (B)−
1.5 (H)
4.5 (G)
7.0 (C)不明
1.5 (G)−−
3.4 (G)
1.1 (C)
2.5 (C)
0.25 (G)
1.3 (C)
0.30 (G)0.19 (G)0.22 (G)0.59 (G)0.03 (G)0.03 (G)注：∆σ の欄の (A)〜(D)，(G)〜(I) は ∆σ を求める計算式の種類であり，断層運動のずれのタイプで異なる．
*1：震源断層は連続する 4 セグメントと枝分かれ伏在の 1 セグメントからなり，L, W , D は枝分かれ断層を除く主断層の値で，M0 は枝分かれ断層を含む全体の値 (総断層面積も S = 約 1700km2 としている) である．連続 4 セグメントの「断層幅は余震の深さ分布および理論的上下変動と水準測量データとの比較から 15km と推定」（上端深さは 0km）したが，「5km 程度の誤差」があり，伏在セグメントは上端深さ 2km で幅 13km と推定されている [57]．
*2：震源断層は離れた 2 セグメントの断層からなり，L, W , D は主断層の値．M0 と S(= 約 460km2 ) の値については，Kanamori(1973) の１枚断層モデル (L = 35km, W = 13km, D = 300cm)[57] による値を用いている．∆σ もこのモデルによる．
*3：原典にはデータがないため，武村は波形インバージョンによる武村 (1996) の結果を参考に M0 を求め，断層面上のすべりの大きな部分から L, W を推定し，µ = 3 × 1011 dyn/cm2 として D = M0 /(µLW ) を求めている．この結果はすべり分
布の平均とほぼ整合するとしている [73]．
*4：本震は第１震と 6 秒後の第 2 震からなり，第 1 震の震源断層についてのデータだけを記載している．第 2 震は第 1 震を後方から追いかける形になっている．
*5：余震の深さ分布が 3〜11km であることから上端深さ 3km，幅 km と推定し，余震の長さが 5 月 12〜16 日に 20km，12〜
28 日に 24km であることから「本震直後の余震域は 20km より短かったものと想像」して L = 18km としている [57]．
*6：男鹿地震は 1939.5.1 の 14:58(M6.8) と 15:00(M6.7) の 2 回起きているが，武村は最初の地震だけを取り出している．
*7：余震分布から断層上端深さ 4km，L, W の値を推定．D と M0 については，Takeo(1988) の断層モデル (上端深さ 0.5km，
L = 20km, W = 12km)[57] を採用し，S = 240km2 としている [73]．
*8：L および W は「本震および余震の震央分布と地割れや震災など地変の大きかった地域の広がりから推定」し，「地表に断層が現れなかったことから断層面上端の深さを 2km」としている [57]．
*9：震源断層の上端を深さ 20km に置き，「被害分布の状況から断層の長さを推定し，幅は長さの半分と仮定」している [57]．
*10：L と W の値は余震分布に基づき，M0 については畑中他 (1988) の長周期 P 波記録の解析から得た逆断層モデル (L = W =10km) の値 [57] を採用している．
*11：余震分布から L, W , D を求めているが，過去のどの断層モデルにも M0 の値がないため，武村は µ = 3 × 1011 dyn/cm2 と仮定して M0 = µDLW の値を求めている．ちなみに，大陸上部地殻では µ = ρβ 2 = 2.72g/cm3 · (3.45km/s)2 = 3.24 × 1011
dyn/cm2 であり，1943 鳥取地震の断層モデルでも µ = 3.4 × 1011 dyn/cm2 としている [57]．

36図 22: 壇ら (2011)[3] および Fujii-Matsu’ura (2000)[5] と他の S − Mo 関係式との関係 (赤丸の Data は Fujii-

Matsu ura(2000) の用いた地震データで，右上のカナダ３地震と米２地震以外はすべて武村 (1998) の用いた国内地震データに含まれる．壇ら (2011) もこれらの国内データを用いている．入倉ら (2001) は国内データを一部含むが大半が北米中心のデー
タである．壇らの関係式を使って武村式ではなく入倉式に回帰させると，「Dan(1.7MPa)」の細線のようになってしまう．)

三宅 (2001)[24] のデータではなく12 ，ほとんどが表

応力降下量の信頼性に疑問符がついた言える13 ．

8 および図 26〜図 28 の武村 (1998)[73] のデータでまた，入倉 (2004)[25] はこの関係式を次のようある．そのため，図 22 では Fujii-Matsu’ura (2000)に論評しており，理論的検証と実際のデータとのの曲線は入倉・三宅や Murotani et al.(2015) の曲線

整合が必要だと指摘している．

から外れている．島崎氏による問題提起によって「Matsu’ura and Sato (1997) による『２次元のト判明したことは，武村 (1998)[73] のデータは「均ランスフォーム・プレート境界での準静的なテク

質な震源断層」に関するデータであり，入倉・三トニック・ローディングによる有限長の断層運動

宅 (2001) のデータは「不均質な震源断層」のデーのシミュレーション』を用いて導かれたものであタだということであった．長大な断層のデータはる．従って，この式自体は３次元の断層場での地「不均質な震源断層」のデータだと考えられ，「均

震発生の理論モデルとしては不十分なものである．

質な震源断層」と「不均質な震源断層」が混在し

ただし，観測データとして得られている Mo − L

たデータから導かれた Fujii-Matsu’ura (2000)[5] の関係を説明するための経験的関係式として意味が12

13

入倉らの地震データは，(a) Somerville et al.[72] による15 地震 (米カリフォルニア 10 地震，米アイダホ 1 地震，カナダ 2 地震，イラン 1 地震，日本 1 地震で，ほとんどが北米大陸の地震)，(b) Miyakoshi(2001 私信) のデータセット，(c)Wells and Coppersmith(1994) による 244 地震 (半数近くは米の地震，１割程度が日本の地震) の３種類からなる．データ
数は多いが，M0t ≤ M0 となるデータの大半は (c) のデータである．

3.1MPa という応力降下量は断層幅を W = 15km と固定して得られたシミュレーション結果から導かれたものであり，
表 7 で断層幅 W が 15km を超える地震は 1 つだけで，15km
以下の 17 地震のうち 11 地震が 12km 以下であり，データとの整合性がない．シミュレーション実験における断層面積が実際より広ければ地震エネルギーが分散されて応力降下量が小さめに出ると推測されることから，断層幅を狭めたシミュ
レーション実験でなければ意味がないと言える．

37

図 26: 武村 [73] による L − M0 の関係（赤点線で松図 23: 断層面積 S(rapture area) と地震モーメン
ト M0 の関係 [24]（破線がレシピの式に相当，入倉らは

田式を加筆）

L = 20km で Wmax = 16.6km に達すると仮定し，分岐点を
M0 = 7.5 · 1025 dyn·cm としている. 一点鎖線は 武村 (1998)
による Wmax = 13km とした関係式で分岐点の M0 は同じ）

図 27: 武村 [73] による L − W の関係
図 24: 入倉ら [24] による L − W の関係 (○は Wellet al.(1994)(M0t < M0 ), ●は Somerville et al.(1999) およびMiyakoshi(2001)，灰色の○は低角逆断層のデータ)

図 25: 断層長さ L(rapture length) と地震モーメン
ト M0 の関係 [24]（赤点線が松田式）

図 28: 武村 [73] による S − M0 の関係

いる．

ある．式 (2) の物理学的な意味での有効性については，３次元の動力学モデルに基づく理論的検証

Mo =および観測データに基づく検証の両面の検討が必∆σSWmax
0.5 + 2 exp(−L/Wmax )(3)

ただし，断層幅 Wmax =15km として平均動的応力要とされる．
」

降下量 ∆σ =3.4MPa を導いている．

4.2.3

図 22 の黒実線で示される壇ら (2011) の式も壇ら (2011) の応力降下量

Fujii-Matsu’ura(2000) の式と同様に，武村 (1998)
壇ら (2011)[3] も，シミュレーション実験に基づの式には接するが，入倉・三宅 (2001) の式には接き，長大でない断層の武村 (1998) の式 [73] と長大しておらず，かなりずれていることがわかる．要な断層の Murotani et al.(2010, 2015) の式 [51, 52]

するに，壇ら (2011) の長大でない飽和断層の地震をつなぐように，次の S − Mo 関係式を提案してデータは「均質な震源断層」にほかならず，長大38

図 29: 四国電力による設定したパラメータの検証 [59]（赤丸破線で囲われた 6 点（地震観測データではなく壇らの式を誤用して得た計算値）は本来，壇らの回帰線（図 22 の黒太線）上に来なければならない
が，かなりずれている．この図の断層幅 13km の回帰線そのものが図 22 の「断層幅 12km の回帰線（黒破線）」と同様に壇らの回帰線（図 22 の黒太線）から左へずれている）な断層の「不均質な震源断層」と混在させた解析

Wmax = 15km と仮定して導かれた ∆σ = 3.4MPa

結果になっているのである．

は，断層幅の狭い国内地震に対しては過小評価だ

壇ら (2011)[3] は断層幅を Wmax = 15km と仮と言える．

定し，Irie et al.(2010)[22] のシミュレーション結果

国内地震に壇ら (2011) の手法を用いるのであを地震データに適用して ∆σ = 3.4MPa(34bar) をれば，この断層幅の違いを考慮しなければならな

導いている14 ．ところが，壇ら (2011) が用いた表い．濃尾地震を含めた国内 9 地震の平均断層幅が9 の地震データをみると，その断層幅は海外平均

12.0km であることから，式 (3) で Wmax = 12km

16.0km に対し，国内平均 12.0km とかなり異なる．

と設定すると，図 22 の破線のようになり，壇らの壇らはこの大きな違いを無視して断層幅を一律に回帰線 (黒い太実線) から外れる．Wmax = 12km

15km と設定したのである．そこで，式 (3) の Wmaxと設定して，この回帰線に合わせるには応力降下

を地震データの断層幅 W に設定し直した場合に量を ∆σ = 4.3MPa に引き上げねばならない15 ．つ∆σ がどの程度大きくなるかを調べると，表 9 のまり，断層幅の狭い国内地震に壇ら (2011) の手法

右端欄のようになる．全体では 1.1 倍でそれほどを適用するのであれば，∆σ = 4.3MPa としなけれ変わらないが，国内 9 地震では 1.5 倍にもなる．こば，過小評価になるのである．

のまま壇らの手法を国内地震に適用すると，応力

他方，債務者，四国電力はパラメータの検証と降下量が明らかに過小評価されてしまう．つまり，

題して図 29 を審査会合で提示しており，Wmax =13km とした回帰線を緑色で記している．四国電力

壇らは表 9 の ∆σ # の列の最下段括弧内の幾何平均を「平均的な値」として採用しているが，算術平均では 4.3MPa になる．幾何平均は算術平均より小さくなるため，幾何平均を用いる根拠が問題になる．その妥当性は応力降下量の分布で判断されるべきだと思われるので，ここでは触れない．
14

15

厳密に言えば，Wmax = 12km としてシミュレーションをやり直すべきだが，関係式は変わらないと仮定している．
なお，4.3MPa は表 9 の ∆σ # の算術平均値に等しくなっているが，たまたま一致しただけである．

39

表 9: 壇ら (2011)[3] が用いた地震データと Wmax = W としたときの ∆σ # の変動量 ∆σ † /∆σ # ∗1
Wrup
km

Srup
km2

S
km2

W
km

Mo
20
10 N·m∆σ # ∗2
bar

∆σ †
∆σ #

1.5
0.46
0.27
0.36
0.33
0.11
0.18
0.0862
0.115

37
70
102
61
66
81
6
19
16

1.3
1.7
2.0
1.7
1.7
2.7
0.87
1.5
0.84

51（38）

（1.5）

64
24
66
9
68
45
20
34
35
16
23
20
57

1.5
1.4
0.69
0.89
0.90
1.2
1.2
1.2
0.77
0.88
0.62
0.60
1.0

地震名

M, MW

L
km

1891 濃尾
1927 北丹後1930 北伊豆
1943 鳥取1948 福井1978 伊豆大島
1995 兵庫県南部
2000 鳥取県西部
2005 福岡県西方沖

M8.0
M7.3
M7.3
M7.2
M7.1
M7.0
M7.3
M7.3
M7.0

80, 34
35
22
33
30
17
60
26
24

15, 13
13
12
13
13
10
20
14
20

1642
455
264
429
390
170
1200
364
480

1368
379
220
358
325
142
1000
303
400

12
11
10
11
11
8
17
12
17

国内算術平均 （括弧内は幾何平均）

40.1

14.4

599

499

12.0

1906 San Franscisco
1976 Motagua
1976 Tangshan
1988 Langcang-Gengma
1990 Luzon Island
1992 Landers
1997 Ardakul
1997 Manyi
1999 Kocaeli
1999 Hector Mine1999 Duzce
2001 Kunlun
2002 Denali

Mw 7.9Mw 7.5Mw 7.6Mw 7.0Mw 7.7Mw 7.3Mw 7.2Mw 7.5Mw 7.6Mw 7.1Mw 7.1Mw 7.8Mw 7.8

432
257
70
80
120
69
100
175
141
74.27
49
400
292.5

12
13
24
20
20
15
15
15
23.3
20
24.5
30
18

5148
3341
1680
1600
2400
1035
1500
2625
3285.31485.41200.5
12000
5265

4290
2784
1400
1333
2000
863
1250
2188
2738
1238
1000
10000
4388

10
11
20
17
17
13
13
13
19
17
20
25
15

海外算術平均 （括弧内は幾何平均）

174

19.2

3274

2729

16.0

37（31）（0.95）

全体算術平均 （括弧内は幾何平均）

119

17.2

2180

1817

14.4

43（34）

（1.1）

地震発生年

8.32
2.04
2.77
0.366
4.07
1.06
0.735
2.23
2.88
0.598
0.665
5.9
7.48

*1：壇ら (2011)[3] は，国内平均，海外平均，全体平均を表記していないが，ここでは算術平均を記載した．壇らは応力降下量については幾何平均をとって「平均的な値」としているようなので，その値も括弧内に示した．また，壇らは，震源断層の長さ L 以外は，断層面積 S と破壊面積 Srup ，断層幅 W と破壊幅 Wrup を区別している．震源断層は地下 3km から地
下 18km の間に広がると見なし，震源断層幅を一律に Wmax = 15km と設定して地震データに回帰させている．壇らは震源断層の S と W の値を表記していないが，S = (15/18)Srup ，Srup = LWrup としていることから，S = LW と置
いて W = (15/18)Wrup を求め，表記した．
*2：壇らは応力降下量として，静的応力降下量 ∆σ ではなく，Irie et al.(2010)[22] の動力学的断層破壊シミュレーション結果を用いる関係上，動的平均応力降下量 ∆σ # を用いている．前者は断層破壊の前後でのせん断応力の差になるが，後者は断層破壊活動中のせん断応力の差であるため，後者のほうが大きいが，せん断応力のシミュレーションモデル上は両者に差がないため，同じ値と見なしてよい．また，1bar= 0.1MPa である．
∆σ # を求める際，壇らの式 (3) の S には S = (15/18)Srup = LW の値を用い, LWmax の値を用いてはいない．そこ
で，これに合わせて，Wmax = 15km を Wmax = W としたときの ∆σ # の変動量 ∆σ † /∆σ # を求め，右端の列に示した．
∆σa# を求める際には式 (3) の L と S を Lmodel と Smodel = Lmodel Wmax に置き換えて，∆σ # = 3.4MPa となるように Lmodel と Smodel の値を求め，Lmodel の値を式 (4) の L に代入している．ここでも，Wmax = 15km としている．壇らは短周期レベル A の値が得られている 5 地震にこれを適用し，表 10 のように ∆σa# の値を求めている．そこで，(Lmodel , Wmax )=（L, W ）としたときの ∆σa# の変動量 ∆σa† /∆σa# を求め，表 10 の右端列に示した．

表 10: 壇ら (2011)[3] の方法に基づく震源断層モデルの面積 Smodel ，断層長さ Lmodel ，アスペリティ平##†#
均動的応力降下量 ∆σa および（Lmodel , Wmax ）=（L, W ）としたときの ∆σa の変動量 ∆σa /∆σa
発生年

地震名

1995 兵庫県南部
2000 鳥取県西部
2005 福岡県西方沖
1992 Landers
1999 Kocaeli
算術平均（幾何平均）A

Smodel1019 N·m/s2

km2
335
215
257
1070
2820
939

1.62
0.593
1.09
1.15
3.05

Smodel
S
0.34
0.71
0.64
1.2
1.0

Lmodel
km
22.3
14.3
17.1
71.3
188
62.6

40

LmodelL

Lmodel
Wmax

L
W

0.37
0.55
0.71
1.0
1.3

1.5
1.0
1.1
4.8
13

3.6
2.2
1.4
5.5
7.3

W

∆σa#

∆σa†

km
17
12
17
13
19
15.4
(15.1)

bar
320
67
190
50
130
15.2
(12.2)

∆σa#
1.9
1.4
1.3
0.85
1.3
1.34
(1.30)

は，これが壇ら (2011) の回帰線だと主張している(3) の L と S を Lmodel と Smodel = Lmodel Wmax =が，大変な誤りであり，正しくは図 22 の黒い太実

15Lmodel に置き換え，∆σ # = 3.4MPa となるよう

線のようになる．四国電力の示した回帰線は図 22に Lmodel と Smodel の値をわざわざ求め直し，実の破線で示した Wmax = 12km の回帰線に近い．

際の値とはかけ離れた Lmodel の値を式 (4) の L に

これは明らかに壇ら (2011) の回帰線から外れてい

代入している．壇らは短周期レベル A の値が得らる．四国電力は，断層幅 Wmax = 20.2km の北傾れている 5 地震にこのやり方を適用し，表 10 の斜モデルについても図 29 の中に記し，「断層幅がように ∆σa の値を求めている．ところが，こう13km よりも大きいため，壇の回帰線上には載らして得られた Lmodel と Smodel の値は表 10 に示すない」としている．断層幅 13km の回帰線そのもように元データとは似ても似つかない値になってのが壇らの断層幅 15km の回帰線に載ってはいないる．国内 3 地震では 0.3〜0.7 倍と極めて小さい．

いのだが，これほど断層幅が違うと，単純に断層

このやり方には明らかに無理がある．念のため，

幅に合わせて応力降下量を小さくして壇らの回帰(Lmodel , Wmax ) =（L, W ）としたときの ∆σa# の線に載せるのが妥当かどうかが問われる．すなわ

変動量 ∆σa /∆σa を求め，表 10 の右端列に示し

ち，壇ら (2011) の関係式そのものを見直すためにた．やはり，国内地震では 1.3〜1.9 倍になる．壇動力学的断層破壊シミュレーションをやり直すのらのやり方では，∆σ より ∆σa の方が，過小評価が筋だ．ところが，原子力規制委員会は，四国電の度合いは大きいと言える．原子力規制委員会は力からこの図を示されても，「おかしい」と誰一人壇ら (2011) の手法について，480km モデルの地震

気付かなかった．四国電力が図の中に記した点を動評価における基本論文である以上，その妥当性「単なる計算値」ではなく「客観的な地震データ」

について独自に評価し直すべきところ，ここまでだと勘違いしたのではないかと思われる．これで深く検討してはいない．

#

†

#

は，
「瑕疵のない厳格な審査だ」とは到底言えない．

また，壇らの元になった Irie et al.[22] のシミュ

アスペリティ平均応力降下量 ∆σa については，

レーションでは，S 波速度は β = 3.46km/sec，剛性率は µ = 3.23 × 1020 N/m2 であり，480km モデ

壇ら (2011) も四国電力も過小評価している．
壇らは地震データのうち，短周期レベルのわかっ

ルの β = 3.5km/sec，µ = 4.00 × 1020 N/m2 より小ている 5 地震のデータを下式に代入してアスペリ

さい．したがって，Wmax ，β ，µ を 480km モデル

ティ平均応力降下量を表 10 のように求め，その幾に合わせて動力学的断層破壊シミュレーションを= 12.2MPa と導出している16 ．

やり直せば，応力降下量はさらに大きくなると推何平均から ∆σa

∆σa =

測される．

A2 Wmax(4)
16πβ 4 Mo (0.5 + 2 exp(−L/Wmax ))広島地裁決定は，「国外の地震であるとはいえ実

ここで，アスペリティ面積と断層面積の比 Sa /S を際の観測記録でその信頼性が検証されているのは求めると，Sa /S = ∆σ/∆σa = 3.4/12.2 = 0.279

事実である」（p.249[21]）と認定しているが，債務となる．ところが，地震調査研究推進本部の断層者の確認した 1999 年トルコ Kocaeli 地震（Mw7.9,

モデルのレシピ [32] によれば，この比の値は平均断層長さ 250km）の断層幅は 23.3km（Sekiguchi

0.22 で，0.17〜0.27 が妥当だとされており，0.279

and Iwata, 2002）であり，480km モデルの断層幅は過大な部類に属する．同レシピでは，このよう12.7km より 10km 以上大きい．また，2008 年四川

な場合には Sa /S = 0.22 とするよう推奨してお大地震 (Mw7.9, 断層長さ 250km) の場合，最初はり，∆σa = ∆σ/0.22 = 3.4/0.22 = 15.5 MPa，あ傾斜角 30〜33 度の逆断層（Mori and Smyth, 2008）

るいは，国内地震用の ∆σ = 4.3MPa を採用して，だったが，100km 北東へ破壊が伝播した後は横ず∆σa = 4.3/0.22 = 19.5MPa とすべきである．

れ断層が卓越する破壊形式に変わっており，断層というのも，壇ら (2011) は ∆σa の値を求める

幅も約 40km と 480km モデルの 3 倍以上である．

際，Wmax = 15km と仮定するだけではなく，式つまり，壇ほか (2011) の想定震源断層とはかなりかけ離れた地震であり，これらの地震観測記録と16

ここでも，算術平均は 15.2MPa になり，幾何平均では小さくなることだけを指摘しておく．

41

「整合的である」とか，債務者による「地震動評価
が妥当なレベルであることを確認している」とかを主張しても，科学的意味は乏しい．むしろ，これらの地震と比べて，480km モデルでは断層幅のより狭い震源断層から 480km もの断層破壊をもたらすエネルギーが放出されるのであるから，より強い地震動が発生すると考えてしかるべきである．
つまり，480km モデルの地震動解析結果は，むしろ，これらの地震観測記録から大きく乖離してしかるべきなのである．

4.3

認識論的・偶然的不確実さの考慮

広島地裁は，「新潟県中越沖地震の震源断層は逆断層型であった・・・中央構造線断層帯が右横ずれ断層型であると認められ・・・横ずれ断層型の内陸
地殻内地震における短周期レベルの大きさは，逆断層型の内陸地殻内地震のそれよりも有意に小さいことが指摘されている・・・そうであれば，敷地前面海域の断層群を含む中央構造線断層帯が，新潟県中越沖地震の震源と同じような震源特性を有し，実際に新潟県中越沖地震に匹敵する短周期レベルの揺れを生じる可能性は自ずと小さいものと考えることには一応の合理性がある」（p.263[21]）と判断しているが，これは債務者による意図的に偏った主張をそのまま受け入れた結果にすぎない．
もし，これが成り立つのであれば，全原発に強いている「震源特性 1.5 倍化」を横ずれ断層には適用しないようにすべきだが，そうはなっていない．
というのも，佐藤 (2010)[58] はスペクトルイン

図 30: 佐藤 (2010)[58] によるスペクトルインバー
ジョン（上図）および経験的グリーン関数法（下図）に基づく地殻内地震の A と Mo の関係バージョンという独自の手法によって上記結論を導いているが，図 30 のように，同論文には経験的グリーン関数法に基づく評価も示されており，M7 クラスの地震データでは逆断層と横ずれ断層のデー

逆断層型の地震の方が，横ずれ断層型の地震よりタが重なり合っていて，上記結論に反する．佐藤も A が大きいようにも見えるが，佐藤 (2010) で示(2010)[58] は独自の手法によれば，重なり合ってされるほどの明瞭な違いは無い．解析手法による，いるデータを分離できて上記結論を導けると主張

短周期レベルの評価の偏りに注意する必要がある

しているにすぎず，未だ明確な結論は出ていない．

と考えられる．
」としている．

染井ら (2010)[70] によれば，図 31 のように，断さらに，構造計画研究所 (2010)[44] によれば，層タイプによる短周期レベルの違いは確認できず，

断層タイプ別に短周期レベルの明確な違いはない．

佐藤 (2010) と同等の条件 (手法は違う) で解析して「断層タイプ別に短周期レベルの明確な違いが見も明瞭な違いは見られず，「図 31(a) は，断層タイられなかったが，逆断層の短周期レベルが若干大プによる A の違いは，確認できない．図 31(b) は，42

図 32: 構造研究所 (2010)[44] による地震モーメン
トと短周期レベルの関係（「−」は最大・最小の短周期レベルの範囲を示す) （上図：横ずれと縦ずれ，中図 31: 染井ら (2010)[70] による断層タイプ別の本
震の短周期レベル A と地震モーメントの関係（(a) 本

図：横ずれ断層のみ，下図：縦ずれ断層のみ）

研究の手法（スペクトル比法），(b)(a) の条件を佐藤 (2010)[58]の解析周波数帯域などの条件と同等とした場合）(2010) による独自の手法による解析結果だけを示
きい．この傾向は佐藤 (2010) による結果と調和的すなど，自らに有利な資料に限定して主張したのであるが，数値的には大きく異なるので，今後のであり，それを真に受けた広島地裁は合理的な判検討課題になる．
」としている．つまり，広島地裁

断を誤ったと言える．

決定が「合理的だ」する上記結論を裏付ける地震

これを典型例として，今の地震学の学問的レベル

データは未だ不十分であり，断層ごとに異なる短1 応力降下量（短周は，詳細な調査を尽くしても，「⃝

周期レベルを設定できる状態にはないということ

2 北傾斜期レベル）を 1.5 倍又は 20MPa とする点，⃝である．

3 南傾斜モデル，⃝
4 破壊伝播速度を 1.0Vs
モデル，⃝

これらの事実については，東京電力 [78] や関西

5 アスペリティ平面位置を敷地正面とすること，⃝

電力 [41] は原子力規制委員会の審査会合でも紹のジョグに配置すること，以上 5 点」（p.261[21]）介しているが，四国電力は裁判所に対して，佐藤の「認識論的不確かさ」については，不確かさを

43

ゼロにできるレベルからはほど遠い．広島地裁決
定が「実際に債務者が行った調査や基にした知見に照らし，各々，その不確かさの程度において相応に小さいものにとどまり，したがって，これら

5 点の不確かさの数点又は全部が重畳することによって本件敷地をめぐる断層モデルを用いる手法
による地震動評価に影響を与える可能性もまた小(a) 全平均のばらつき

さいものと考えることができる」（p.266[21]）と判断したのは，債務者の主張を鵜呑みにしたもので，拙速である．認識論的不確実さを検討する際には，今の地震学のレベルを十分認識した上で，地震動を過小評価しないよう，十分な余裕をもって保守的に対応することが不可欠だと言える．
無視された偶然的不確実さ(b)3 つの確率変数でばらつきを説明できる場合

広島地裁は，「不確実さ要因を偶然的不確実さと図 33: 正規分布 N (µ, σ 2 )(µ = 0, σ 2 =√3) に従う確率変数 Y のばらつき (標準偏差 σ = 3) を σ1 =σ2 = σ3 = 1 の 3 つの確率変数 Y1 ∼ N (−1, 12 ),Y2 ∼ N (0, 12 ), Y3 ∼ N (1, 12 ) に分けて説明できる
場合 (b) とそうでない場合 (a) の比較

認識論的不確実さに分類して，分析が適切になされていることを確認することを求めている．そうであれば，地震動評価に際しては，不確かさを単
純に重畳させるのではなく，不確かさの要因を分類，分析して，これを適宜組み合わせ，もって，不とともに地震波が一様に減衰するのではなく，増確かさの項目ごとに地震動評価に与える影響を明幅される場合もあり，複雑な伝播経路特性を持つらかにすることがそもそも求められているものと解するのが相当である．
」（p.262[21]）としながら，「偶然的不確実さ」とは何かについて全く言及せ場合がある．こうして得られる地震観測記録には，
地中観測点が地震基盤と同様の固い岩盤であっても，地震によって，また，地中観測点によって大ず，それ以上何も触れず，無視している．

きなばらつきが生じる．このばらつきには，たと地震とは，プレート運動によって震源断層面なえ地震基盤で評価される耐専スペクトルのようにいしその周辺に蓄積された歪みエネルギーが断層

観測点のサイト特性が除去されていても，震源特運動によって一挙に解放される現象である．この性，伝播経路特性，偶然変動によるばらつきが混

歪みの大きさや場所の分布は一様ではなく，断層在している．

運動による破壊開始点，破壊伝播の速度・方向，ず

このばらつきを地域性で説明するためには，十れの大きさ・方向も一様ではなく，複雑な様相を帯

分な地震観測記録に加えて，震源特性や伝播経路

びる．断層運動によって生じる個々の地震波も一様特性に関するデータが不可欠である．たとえば，

ではなく，破壊場所によって違う．このように断層図 33 の (a) のように，確率変数 Y のデータが分

破壊過程は一定の法則に従うとは言え，実際の破布し，ばらついているとしよう．ここから，震源壊過程には，かなりの程度，偶然性が伴い，地震ご

特性や伝播経路特性などの地域特性の違いによっとに地震動が大きくばらつくことになる．このよてデータを分類し，(b) のように確率変数 Y1 , Y2 ,うな震源における特性には地域性があり，横ずれY3 の分布に分離できたとする．そうすると，確率

断層，逆断層，正断層によっても異なるが，短周期

変数 Y1 ∼ Y3 はそれぞれに異なる地域性を持ったレベルひとつとっても，上述のように地震データ

データの母集団になり，(a) の場合よりばらつきは不足のため仮説に留まっており，科学的な結論を小さくなるが，(b) の各分布のように偶然変動のば得るには至っていない．地震波の伝わり方も距離

らつきは残る．
「サイコロを振って出る目は予測で

44

観測データを地震規模（気象庁マグニチュード）と断層の拡がりを考慮した等価震源距離で分類し，データとの誤差 (ばらつき) をできるだけ小さくするような「平均像」として作成されている．地震
基盤表面での地震動評価を行うことでサイト特性
は可能な限り除去されているが，作成当時には国内地震観測記録が少なかったため，震源特性の異なる海洋プレート間地震と内陸地殻内地震が混在したままの「平均像」である．そこで，内陸地殻
内地震用にはそれに則した補正係数を用いることになっているが，海洋プレート間地震との震源特性等の違いを補正しても，図 34 のように大きなばらつきが残る．広島地裁決定は，「応力降下量 1.5倍化」などの認識論的不確かさを考慮すれば，このようなばらつきを考慮したことになるのではな
いかと「理解」しているようにも見えるが，それは違う．
「応力降下量 1.5 倍化」の原因となった新潟
中越沖地震の観測記録の応答スペクトルを描いた
図 20 を見れば，やはり，標準偏差で「倍半分」に
図 34: 国内外の内陸地殻内地震による震源近傍の観測記録 (M6.0∼8.1, Xeq = 6 ∼ 33km, 水平 51 記
録, 上下 14 記録) の耐専スペクトル (内陸補正有)との残差 (ばらつき)[77]（細線：各地震観測記録に対す相当するばらつきが残っていることが分かる．このばらつきには，地震によって異なる震源特性のばらつきは一切含まれていない．

る残渣，太い赤実線：残差の平均，やや太い青実線：平均からの「倍半分」の差，0.5 秒付近では水平動で 6 倍程度，上下動で 4 倍程度の残差がある）

他方，川内原発では，数は少ないが地震観測記録が得られている．九州電力が再稼働申請のために原子力規制委員会へ提出した資料が図 36 および

きない」ように，この偶然変動は人が制御できな

図 37 であり，川内原発の敷地内で観測された 5 地

いものであり，地域性を考慮して得た平均像から

震の観測記録を応答スペクトルに直し，耐専スペのばらつきに対して標準偏差の何倍かの余裕を持クトル（内陸補正なし）との比の平均を描いたもたせて保守性を確保するのが，工学的立場である．

のである．図 37 の破線で示される内陸補正係数が今の耐専スペクトル（内陸補正あり）には，図

全国平均の内陸地殻内地震に対する耐専スペクト

34 に見られる大きなばらつきがある．これは，東ルの補正係数であり，川内原発の地震観測記録の京電力が原子力安全委員会の指示により耐専スペ

平均応答スペクトル比（川内原発に対する補正係

クトルの適用可能性を 2009 年段階で検討したも数）は短周期側で破線を越えており，1 に近い値のであり，震源近傍 6∼33km の地震観測記録に対すらとっている．つまり，内陸地殻内地震の全国する耐専スペクトル（内陸補正あり）からの残差

平均より大きな地震動が敷地で観測されているこを表している [77]．この図から，実際の地震観測とを示しており，ここに地域性が現れている．

値は残差平均より「倍半分」以上のばらつきがあ

ここで重要なのは，川内原発から数十 km の範り，内陸補正をした耐専スペクトルからも「倍半囲で発生した地震に対する川内原発敷地内観測記

分」（1/2〜2 の範囲，±1 標準偏差分が青実線の範

録の平均応答スペクトル比（図 37 水平方向の実曲

囲で，これにほぼ等しい）以上のばらつきがある

線）が全国平均を超えているということに加えて，ことがわかる．

この平均応答スペクトル比（図 38 では赤線）より上側へのばらつきが短周期側 (周期 0.02∼0.5 秒) で今の耐専スペクトルは，図 35 のように，地震45

図 35: 耐専スペクトル作成の元になった地震観測記録の応答スペクトル（地震基盤表面はぎとり波）と耐専スペクトルの関係（気象庁マグニチュード Mj と等価震源距離 Xeq の組合せでデータを分類し，その平均像として耐専スペクトルを求めている．震源特性や伝播経路特性などの地域性や偶然変動などによるばらつきの大きいことがわかる．
）[77]

ほぼ 2 倍になっているということである．このば変動がかなりの部分を占めていると言える．

らつきは「全国各地で起きる地震や地震観測点にしたがって，川内原発においては，耐専スペク

おける地域性の違い」ではなく，「川内原発周辺のトルで地震動評価を行う場合，上側に 2 倍のばら

地域性の違い」が少しは含まれるとは言え，偶然つきを考慮して保守的な地震動評価を行うべきだ46

図 38: 川内原発の敷地地盤で得られた観測記録の応答スペクトルと Noda et al.(2002) の方法により求められた応答スペクトルの比 （決定 [37] 別紙図4⃝p.294：図 37 水平方向の応答スペクトル比を赤線で追記）

図 36: 川内原発で観測された活断層による地震 [43]図 39: 伊方 3 号の基準地震動 Ss，クリフエッジ (黒点線)，JNES による 1340 ガルの地震動 (赤波線)，敷

図 37: 川内原発での内陸地殻内地震観測記録に基づく耐専スペクトルの補正係数 [43] （破線は Noda etal.(2002)[54] の示した国内の内陸地殻内地震に対する平均的な補正係数，実線が川内原発での観測記録に基づく補正係数）

地前面海域断層群 69km 鉛直の耐専スペクトルとその 2 倍の応答スペクトル (青波線)[7, 59, 60, 8]ということになる17 ．

こともできない．川内原発と同様の地域性がある

伊方 3 号では，このような内陸地殻内地震に関とすれば，全国平均より大きな地震動が原発を襲する敷地内地震観測記録が存在しないため，地域うと言えるし，耐専スペクトルを少なくとも 2 倍性を抽出することも偶然変動の大きさを評価するにして川内原発で見られる 2 倍の偶然変動を考慮した保守的な評価を行うべきだということになる．

17

川内原発敷地で観測された図 36 の地震は M6 クラスの
小規模地震（地表に地震断層が出現しない未飽和断層による地震）であり，M7 クラスの中規模以上の地震は含まれていないこと，また，10km 未満の近距離地震や震源近傍の地震
動は観測されていないことなどを考慮すれば，これでも過小評価に陥る可能性は残る．

そうすると，図 39 のように，69km 鉛直モデルの耐専スペクトルを 900 ガル程度から 1,800 ガル程
度へ引上げる必要があり，クリフエッジは大幅に47

超えられてしまう．たとえ，69km 鉛直モデルに耐つの不確実さに分離し，偶然的不確実さを定量的専スペクトルを適用しない場合でも，69km 北傾に明らかにする試みが始まっている．

斜モデルの耐専スペクトルについても，650 ガル

内山・翠川 (2013)[82] の試みがそれであり，次弱から 1,300 ガル弱へ引上げる必要があり，これのように述べている18 ．
「地震動強さのばらつきは，によっても伊方 3 号のクリフエッジは超えられて認識論的不確定性（epistemic uncertainty）と偶然しまうのである．

的不確定性（aleatory uncertainty）に分離することができる．認識論的不確定性は，より正確なモデ

断層モデルでは要素地震でばらつきを考慮すべき

ル化や新しい知見・データを追加することで低減

断層モデルでは最終的に地震波が得られるため，可能なばらつき，偶然的不確定性は新しい知見・

地震波の中に「偶然的不確実さ」も考慮されていデータが追加されても低減不可能なばらつきであると錯覚しがちである．しかし，震源パラメータ

る．
」「震源特性における震源メカニズムや破壊伝の平均像から震源特性や伝播経路特性などの地域

播方向, 伝播経路における媒質（速度, 減衰構造）

性を「不確実さの考慮」として検討したとしても，の不均質性, サイト特性における地盤の不整形性

それは依然として偶然的不確実さを考慮したこと

や入射角などによる地震動強さの違いは予め想定にはならない．断層モデルでは要素地震を観測点することが困難であり，これらが地震間および地で重ね合わせて地震波を合成しており，この要素

震内のばらつきにおける偶然的不確定性の要因に地震そのものに偶然変動のばらつきがあるからでなっていると考えられる．
」「地震間のばらつきはある．経験的グリーン関数法では，検討用地震の震源特性，地震内のばらつきは伝播経路・サイト

震源断層またはその周辺で発生した M5 程度の小特性がばらつきを与える主たる要因 と し て 指 摘規模地震について原発サイトで観測した地震波をされている．
」

要素地震として用いるが，検討用地震のアスペリ

このような位置づけの下，内山・翠川 (2013) は，

ティ応力降下量と当該地震の応力降下量との比で

防災科学研究所の K-NET および KiK-net を対象

地震波の大きさを調整している．本来なら，こうに，K-NET の運用が開始された 1996 年から 2010

して得た要素地震波のばらつきを検討し，保守的年 12 月までに発生した 4.5 ≦ Mw ≦ 6.0 かつ震源に要素地震波を設定する必要がある．たとえば，関深さ 100km 以浅の中小地震で得られた強震記録，

西電力は断層モデルによる大飯 3·4 号の地震動評

756 地震 40,193 データ (165 内陸地殻内地震 8,431

価において，図 19 のように，位相乱数と破壊伝

データ，439 プレート境界地震 22,242 データ，152

播速度に ±5% の揺らぎを持たせて 50 通りの要素

スラブ内地震 9,520 データ) という膨大な量の国内

地震波を生成して地震動評価を行い，その平均ス

地震データに基づいて，最大加速度または最大速ペクトルに最も近い代表波を地震動評価結果とし度を求める距離減衰式を回帰させ，データのばらている．この揺らぎを「倍半分」の揺らぎへ拡大つきを分析している．その結果，最大加速度のばし，平均スペクトルの 2 倍に最も近い代表波を選

らつきは「平均値＋標準偏差」が平均値の 2.34 倍

択するようにすれば偶然的不確実さを考慮したこになる大きさであること，地震間のばらつきの 43とになろう．そうすれば，耐専スペクトルと同様％が偶然的不確定性によるものであることを導出に，伊方 3 号のクリフエッジを超えることは避けしている．地震内のばらつきにおいても同様になられないであろう．

るとすれば, たとえ, 不確かさの考慮によって認識論的不確定性によるばらつきをゼロにできたとし

偶然的不確実さの定量的評価も進んでいるても，低減不可能な偶然的不確定性によるばらつ「認識論的不確実さ」は，さまざまな知見と調きは依然として存在するのであり，その大きさは査を尽くせば低減できるが，「偶然的不確実さ」は「平均値＋標準偏差」が平均値の 1.75 倍になる大

いくら手を尽くしても低減できない．最新の知見
18
内山・翠川 (2013) は，「不確実さ」を「不確定性」と記しており，この論文に関係する記述では，原文に合わせて「不確定性」と記す．

によれば，地震動に含まれるばらつきをこれら２48

きさだということになる（詳細は巻末注 3 参照）．

権より劣位にある」との観点に全く言及せず，債

実際には，認識論的不確定性をゼロにするなど務者の主張を鵜呑みにして「合理的」だと判断すということは不可能に近く，認識論的不確定性のる一方，「確証がない」ことを吐露することで「債残りのばらつきと偶然的不確定性によるばらつき

務者による主張・疎明が不十分である」ことを認めを合わせて，「平均値＋標準偏差」が平均値の約 2ながら，「さらなる証拠調べは本件のような保全手

倍になるという程度のばらつきを最低限考慮すべ続きにはなじまない」と司法の責任を放棄し，人きだということになる．

格権よりも経済活動の自由を優先させた．

ここで，参考になるのが，先に示した 2004 年北（２）「震源を特定せず策定する地震動」は，詳細

海道留萌支庁南部地震の HKD020 観測点での地震な調査によっては検出できない，または，見逃す

観測記録である．図 9 は，同地震の K-NET およ

おそれのある原発直下の震源断層による地震動をび KiK-net 観測点の最大加速度 PGA の距離減衰と「震源を特定して策定する地震動」とは独立して検司・翠川 (1999) による距離減衰式との比較だが，討するものであるにもかかわらず，広島地裁決定「HKD020(EW)」の最大加速度が「平均値＋標準偏は，それが「補完的」であり「ミニマムリクワイ

差」（平均値の約 2 倍）の破線をかなり越え，「平均

アメントとして導入されたもの」だとする債務者

値の約 3 倍」になっているのが分かる．この地震の誤った主張を鵜呑みにした．また，「震源を特定が起こる前には距離減衰式の平均値の実線で予測せず策定する地震動」の対象とする地震観測記録

する以外になく，たとえ認識論的不確定性によるが少ないことを原子力規制委員会自身が認め，電ばらつきを考慮して 1.5 倍に引上げていたとして

気事業連合会等での「研究が進まないことが原因

も (耐専スペクトルで内陸補正をしない場合がこだ」と指摘して電事連に研究を進めるよう懇願しれに相当する)，さらに 2 倍の偶然的不確定性等がている現状がある一方，地下地震計の設置不足に存在していることになる．同じく先に示した地域

よる地震観測記録の不足を補うための地震動再現

地盤環境研究所の再現モデルによれば，震源域内

モデルや断層モデルによる地震動解析がかなり進では HKD020 観測点での地震観測記録より 15〜

んでいるにもかかわらず，一切採用されていない．

50%大きな地震動が発生しており（地震計がそこ

広島地裁決定は，この現状を踏まえて「各種の不になかったため記録されていないだけ），破壊開確かさの考慮」の一環として後者の採用を促すべ

始点がアスペリティ下端であれば 1.8 倍の地震動

きところ，債務者の研究サボタージュと「仮想にが発生していたとも評価されていることから，「平

仮想を重ねたもの」とのいわれなき批難を鵜呑み

均値＋標準偏差」は最低限考慮すべき余裕にすぎにし，原子力規制委員会の不作為をたしなめるこないのである．

となく，容認した．
（３）広島地裁決定は，敷地前面海域の 54km と569km の鉛直モデルに対する耐専スペクトルにつ結言

1 「他の距離減衰式」との乖離が大きい，⃝
2
いて，⃝本意見書では，伊方 3 号の運転差止仮処分申立

構築時に 8km という至近距離の観測記録がなかっを却下した 2017 年 3 月 30 日の広島地裁決定に，3 実際に耐専スペクトルに沿った地震動が起た，⃝

看過しがたい重大な誤判断と司法の責任放棄があこる可能性は示唆されない，との理由から適用外

ることを指摘し，今後は，正当な事実認定に基づにすることは「不合理ではなく，恣意的でもない」

き，国民の過半数が原発再稼働に反対であるといとしたが，すべて誤判断である．
「他の距離減衰式」

う社会的現状を踏まえ，公平な司法判断がなされこそが震源域で地震動を頭打ちにする構造をもっるよう期する．その要旨は以下の通りである．

ており，構築時の近距離地震観測記録に乏しく，北（１）広島地裁決定は，3・11 の福島第一原発重大

海道留萌支庁南部地震など現実に起きた震源域内

事故以後に出された司法判断でほぼ確立された観地震観測記録を大きく過小評価している．他方，

点のうち，「原発運転という経済活動の自由は人格

耐専スペクトルは原発から遠ざかる方向へ伸びる，

49あるいは，傾斜する断層に対しては地震動を過小かなど債務者の想定の合理性について「確証を得評価する傾向にあり，その採用には慎重でなけれるには慎重な検討が必要」としながら，「仮処分手ばならないが，広島地裁決定は，上記鉛直モデル

続きにはなじまない」と，ここでも司法の責任をを採用しない代わりに，54km，69km 北傾斜モデ

放棄した．

ルや 480km 鉛直モデルなど本来採用すべきでない（６）広島地裁決定は，「不確実さ要因を偶然的不確ものを採用して地震動を過小評価することを「合実さと認識論的不確実さに分類して適切に分析さ理的だ」と判断した．

れているかを確認する」必要性を認めながら，偶（４）前原子力規制委員長代理の島崎邦彦氏によ

然的不確実さについては全く言及せず，無視してる問題提起は，「原子力規制委員会は地震動の専門いる．両者を分離して定量的に評価した最近の研知識に欠け，原子力規制庁による情報操作やレシ

究では，偶然的不確実さは「平均＋標準偏差が平ピ改ざんを見抜けない」という現状を暴露すると均の 1.75 倍になる」との結果が出されており，認ともに，その主張は熊本地震によって裏付けられ，識論的不確かさの精度を考慮すれば，「平均＋標準地震調査研究推進本部による 12 月レシピ改訂でそ偏差を少なくとも平均の 2 倍」とみなし，余裕をの正しさが認定された．レシピ（ア）で用いられもった地震動評価にすべきである．伊方 3 号の基ている入倉・三宅式は地下のすべり量分布から推準地震動にも採用されている北海道留萌支庁南部

定される「不均質な震源断層」に適合し，レシピ

地震の地震観測記録はその必要性を裏付けている．

（イ）の松田式等は測地データや変動地形学等か

前橋地裁判決は国による「規制権限不行使の違ら推定される「均質な震源断層」に適合する．前法」を裁いた．広島地裁決定は行政の「不作為の瑕者は地震が起こらない限り分からず，地震観測記

疵」を司法が容認するものであり，許し難い．経済録のない原発の審査で使われる「詳細な調査に基活動の自由より人格権を優先させ，万が一の危険

づく震源断層」は後者であり，熊本地震によればを未然に防ぐため，司法に課せられた責任は重い．

前者は後者の 2 倍にも達するため，「保守的」評価
でも事前には推定できず，レシピ（イ）を用いる（注 1） 断層モデルによる地震波形合成法
断層モデルの経験的グリーン関数による要素地震か
ら大地震の波形合成の計算式は下記の通りである．

しかない．ところが，広島地裁決定は，「入倉・三宅式を適用したことが合理性を欠くものとはいい難い」とする一方，確信を得るためには慎重な吟味が必要だとしながら，「保全手続きにはなじまな

U (t) =

nL ∑
nW
∑
Xe
i=1 j=1

い」と司法の責任を放棄した．

Xij

Cue (t − tij )
′

−1)n
nL ∑
nW (nD∑
∑
1
Xe
+
C
′
−1
n (1 − e ) i=1 j=1
Xij
k=1
{
}
k−1
× exp −(nD − 1)n′)((k − 1)τ
,×ue t − tij −(5)(nD − 1)n′（５）伊方 3 号の断層モデルによる地震動評価では，Fujii-Matsu’ura(2000) と壇ら (2011) の応力降下量を用いているが，いずれも，長大でない断層には「均質な震源断層」のデータ，長大な断層には「不均質な震源断層」のデータを用い、両者を混在させて得た結果であり，その妥当性には疑問があtijる．しかも，断層幅が 15km のシミュレーション= ηij /Vr + Xij /β + εij .

(6)

ただし，震源断層面を nL × nW の小断層 (要素) に分割して大地震の地震動 U (t) を要素地震の地震動 ue (t)で合成することとし，Xe は要素地震の震源距離，Xij
は小断層 (i, j) の震源距離，C = ∆σ/∆σe は大地震と要素地震の応力降下量の比，ηij は破壊開始点から小断層 (i, j) までの距離，Vr は破壊伝播速度，β は媒質のS 波速度，εij は破壊時刻に対して与える乱数，τ は立
ち上がり時間，nD はすべり量 D の分割数，n′ はすべりの再分割数であり nD 個に分割されたすべり量の要
素をさらに n′ 個に再分割する．

結果を 11〜13km の横ずれ断層が主な中央構造線
断層帯にそのまま準用したものであり，応力降下
量を過小設定している．壇らのモデルの信頼性を検証した国外の地震は断層幅や傾斜角など中央構
造線断層帯とは似ても似つかないものであり，科学的意味は乏しい．広島地裁決定は，54km モデル
をすべり量の飽和した長大な断層と見なすかどう50ここで，重ね合わせ数 nL , nW , nD は

Mo /Moe(7)Cとなるように設定される．ただし，Mo は大地震の地震
モーメント，Moe は要素地震の地震モーメントである．
式 5 で波形合成する場合，すべり量の分割数 nD および再分割数 n′ が小さいほどすべりの立ち上がりが急になる．
震源特性の不確かさを考慮して応力降下量を 1.5 倍にする場合には，応力降下量の比を C ′ = 1.5C と大きくし，nL と nW は変更せず，すべり量の分割数を
n′D = nD /1.5 と小さくする．これにより，第 2 項の足
し合わせ数が減って結果的に立ち上がり時間（ライズ
タイム）が短くなり，短周期側の地震動が強くなる．
nL × nW × nD =（注 2） M7 クラスの国内地震では 20〜30MPa
M7 ク ラ ス の 国 内 地 震 デ ー タ に よ れ ば ，ア ス ペ
リティ平均応力降下量は 20〜30MPa である．鳥取
県 西 部 地 震 M7.3 (2000.10.6) で は ２ ア ス ペ リ テ
ィで 平 均 応 力 降 下 量 は 28.0MPa と 14.0MPa と 評 価
され [23]，能登半島地震 M6.9(2007.3.25) では３アス ペ リ ティで 20MPa，20MPa および 10MPa[39], 新
潟中越沖地震 M6.8(2007.7.16) では３アスペリティ
で 23.7MPa，23.7MPa および 19.8MPa[26], 岩手・宮城内陸地震 M7.2(2009.6.14) では２アスペリティで17.0MPa と 18.5MPa[27] であった．これらを教訓として, アスペリティの応力降下量を 20〜30MPa またはそれ以上に設定すべきであろう．
（注 3） 距離減衰式における偶然的不確定性について
内山・翠川 (2013)[82] は，最大加速度の距離減衰式に関する回帰誤差を分析した結果，地震間のばらつきの自然対数標準偏差を 0.522（「平均値＋標準偏差」は平均値の e0.522=1.69 倍になる），地震内のばらつきの自然
対数標準偏差を 0.672（e0.672=1.96 倍）と導いている．
これより，全体のばらつきの自然対数標準偏差は 0.851（= [0.5222 ＋ 0.6722 ]0.5 , e0.851=2.34 倍）になる．内山・
翠川 (2013) はさらに，地震間のばらつきについて，認識論的不確定性によるばらつきと偶然的不確定性によるばらつきに分離し，それぞれの自然対数標準偏差を0.361(e0.361 = 1.43 倍) と 0.315（e0.315 = 1.37 倍）と求めている．したがって，地震間のばらつき全体の自然対数
標準偏差は 0.479 （= [0.3612 ＋ 0.3152 ]0.5 ，e0.479 = 1.61倍）となり，元の 0.522（e0.522 = 1.69 倍）より少し小
さいが，これはばらつきを分離するための理論式に付随するやむを得ない誤差である．これより，地震間の自然対数分散の 43%（0.3152 /[0.3612 ＋ 0.3152 ] ＝ 0.432）
が偶然的不確定性によるものだという結果が得られる．
内山・翠川 (2013)[82] は今後，地震内のばらつきについても同様の分析を行う予定だが，地震内のばらつきについても自然対数分散の 43%が偶然的不確定性によるものだとすれば，地震間と地震内を合わせたばらつ
きのうち偶然的不確定性によるばらつきは，自然対数
分散で 0.5592 （= 0.43 × 0.5222 + 0.43 × 0.6722 ），自然対数標準偏差で 0.559（e0.559 = 1.75 倍）になる．

51

内山・翠川 (2013)[82] の地震データには Mw6.0 を超える大地震のデータが含まれていないが，その理由はばらつきの分析精度を高めるためである．具体的には，
次のように述べている．
「大地震を対象にした場合には，中小地震に比べてその震源位置の空間分解能が疎になることにより，統計的に有意な解が得られない可能性が考えられる．また，規模の大きな地震を対象とした場合にはディレクティビティ効果など，ばらつきに影響を与える要因が中小地震よりも多くなると考えられることから，ばらつきに影響を与える要因を減らし，その解釈をより明確にするために中小地震 (4.5 ≦ Mw ≦6.0) を対象とした検討を行う．
」したがって，大地震に対しては，ばらつきの要因が増えるため，一層複雑な検討が必要であり，認識論的不確定性についても，偶然的不確定性についても，より大きなばらつきが伴うことは避けられない．
四国電力の採用した「他の距離減衰式」による応答
スペクトルは平均像にすぎないが，その平均像すらも
地震観測記録の母集団の違いや回帰式の違い等によって大きく異なっており，54km，69km，130km，480kmのどのケースをとって見ても，距離減衰式による応答
スペクトルの差は周期 0.02〜0.5 秒で 2 倍程度の差がある．この点について各論文に基づいて，以下に改めて具体的に指摘しておく．
Kanno et al.(2006) は，1963〜2003 年の国内 73 地震(プレート境界地震と混在) を基本にしているが，国内データには大地震の震源近くのデータが不十分なため，
米国カリフォルニアとトルコの 10 地震のデータを追加している．その際，台湾集集 (Chi-Chi) 地震については，(1) 震源近傍観測点以外では振幅が顕著に小さい，(2)台湾は非常に破砕の進んだ大陸プレート境界に位置す
る，(3) 地殻内の地震波伝播特性が他の地域と異なる可能性があるとの理由から除外している．こうして絞った地震データによる解析でも，深さ 30km 未満の浅い地
震の回帰応答スペクトルの対数標準偏差は最大加速度
PGA で 0.37(「平均値＋標準偏差」は平均値の 100.37 ＝
2.3 倍になる)，周期 0.05〜0.5 秒で 0.37〜0.41(2.3〜2.6
倍) と大きい．つまり，この距離減衰式を基準地震動に用いる場合には，少なくとも「平均値＋標準偏差」とし，平均値の 2.3〜2.6 倍にしなければ，留萌支庁南部
地震の場合のように震源近傍で大幅な過小評価に陥る可能性が高いといえる．
Zhao et al.(2006) は，2003 年までの国内地震 4,518 記
録 (Mw6.9 以下の内陸地殻内地震 1,285 記録，Mw8.3
以下のプレート間地震 1,508 記録，Mw8.3 以下のスラ
ブ内地震 1,725 記録) と国外地震 208 記録 (Mw7.4 以下の米国・イラン内陸地殻内地震 196 記録，プレート間地震 12 記録) を対象にしているが，国内記録では10km 以内のデータは兵庫県南部地震と鳥取県西部地
震に限られており，40km 以内の地震データは米国と1978 年 Tabas Iran 地震に大きく制約されている．回帰応答スペクトルの自然対数標準偏差は最大加速度 PGA
で 0.723(e0.723 ＝ 2.06 倍)，周期 0.05〜0.5 秒で 0.760〜
0.849(e0.760 〜e0.849 ＝ 2.14〜2.34 倍) と大きい．この自然対数標準偏差は地震内と地震間で分離して求められていて，周期 0.02〜0.5 秒で，地震内 0.60〜0.70(1.8〜
2.0 倍)，地震間 0.39〜0.49(1.5〜1.6 倍) であり，地震内のばらつきのほうが大きい．したがって，この距離減衰式においても，少なくとも平均値の 2.1〜2.3 倍にしなければ，震源近傍で大幅な過小評価に陥る可能性が高いといえる．
内山・翠川 (2006) は，1968〜2003 年の国内 52 地震のデータ (内陸地殻内地震 13 は Mw5.5〜6.9，プレート間地震 23 は Mw5.5〜8.2，プレート内地震 16 は Mw5.5〜8.3) を対象にしており，海外の地震は含まれていな
い．回帰応答スペクトルの対数標準偏差は周期 0.02〜
0.5 秒で 0.35〜0.40(100.35 〜100.40 ＝ 2.2〜2.5 倍) であり，地震内と地震間では地震内 0.30〜0.33(2.0〜2.1 倍)，
地震間 0.15〜0.24(1.4〜1.7 倍) と地震内のばらつきのほうが大きい．この場合も，少なくとも平均値の 2.2〜
2.5 倍にしなければ，震源近傍で大幅な過小評価に陥る可能性が高いといえる．
片岡・他 (2006) は，1978〜2003 年の国内 183 地震のデータ (内陸地殻内地震 47 は Mw4.9〜6.9 の 5,160 波形，海溝性地震 136 は Mw5.2〜8.2 の 5,882 波形) を対象に，内陸地殻内地震でも短周期レベル A が国内の地域ごとに異なることから，短周期レベル A を回帰式に取り込んでいる．その結果，最大加速度の対数標準偏差は0.135(100.135 ＝ 1.36 倍)，うち地震内 0.129(100.129 ＝1.35 倍)，地震間 0.041(100.041 ＝ 1.10 倍)，とかなり小さくなっている．この場合，地震波形からコーナー周波数 を求め，より個別に短周期レベル A を算出している．
したがって，地震観測記録がない状態で地域や地震によって異なる短周期レベルを正確に求められなければ，逆に，ばらつきが大きくなる．片岡・他 (2006) は短周期レベル A を取り込まない回帰式も求めているが，この場合の最大加速度の対数標準偏差は 0.169(100.169 ＝1.48 倍)，うち地震内は 0.129(100.129 ＝ 1.35 倍) と変わらず，地震間は 0.110(100.110 ＝ 1.29 倍) とやや大きくなるが，それでも他の距離減衰式と比べると少し小さい．その理由は，地震データの母集団が違うからかも知れないが，今のところ不明である．
他の 5 つの距離減衰式（Abrahamson and Silva(2008),
Boore and Atkinson(2008), Campbell and Bozorgnia(2008), Chiou and Youngs(2008), Idriss(2008)）は，米
国で 2003 年に選ばれた次世代型距離減衰式の開発プロ
ジェクト (NGA プロジェクト) の 5 チームによるものであり，内陸地殻内地震に関する距離減衰式を求める目
的で，全世界から内陸地殻内地震に限ったデータベース(173 地震 3,551 記録) が構築されたが，チームによって回帰に用いたデータの母集団はかなり異なる．5 チームの全著者による比較解説 [1] によれば，Abrahamson andSilva(2008) と Chiou and Youngs(2008) はほぼ 3/4 の地
震と余震の全データを対象にし, Idriss(2008) は 4 割程
度の地震に限り，余震記録についても岩盤記録に限っている．他方，Boore and Atkinson(2008) と Campbell andBozorgnia(2008) はほぼ 1/3 の地震に厳選し，余震記録を除外している．翠川 [50] によれば，このデータベースで特徴的なのは，全データのほぼ半数が 1999 年台湾・集集 (Chi-Chi) 地震 Mw7.62 とその 5 余震 Mw5.90

52〜Mw6.30 の記録が占め，大地震の震源近傍データはカリフォルニア地震以外の地震 (1999 年 Kocaeli 地震
Mw7.51，2002 年 Denali 地震 Mw7.90) によるものが大部分を占めている．日本の観測記録は 1995 年兵庫県南部地震の 22 記録が含まれているだけであり，基本的に日本以外の地震記録に対する距離減衰式である．しかも，1952〜2003 年の古いデータであり，日本国内で兵庫県南部地震を契機に整備された地震観測網による
1996 年以降の地震観測記録は全く入っていない．
5 チーム全著者による比較解説によれば，応答スペク
トルの回帰式は地震規模 Mw に分けて導かれ，それぞれについて中央値を平均像として求め，そのばらつきが自然対数標準偏差で評価されている．地震規模や周期によって異なるが，周期 0.02〜0.5 秒で 0.52〜0.85(e0.52〜e0.85 ＝ 1.68〜2.34 倍) であり，ほぼ 2 倍のばらつきがある．
以上のように，「他の距離減衰式」では，その平均像において距離減衰式の違いによって 2 倍程度の差があり，それぞれの距離減衰式ごとに，片岡・他 (2006) を除き，標準偏差でほぼ 2 倍のばらつきが存在する．距
離減衰式による違いは地震観測記録の母集団の違いが大きいと考えられるところ，債務者の採用した距離減
衰式はすべて 2003 年までの地震データにすぎず，震源近傍での地震観測記録は少ない．1996 年以降 20 年間の震源近傍を含む厖大な数の国内地震観測記録が，原発の耐震設計で採用される耐専スペクトルや距離減衰式に全く活用されていないことは極めて重大である．ましてや，地震観測記録は未だ不十分であり，今後すぐに M7 クラスの地震観測記録が震源近傍で得られる (地震計が震源近傍に存在する) 保証もないことから，過去の地震記録におけるばらつきだけでなく将来起こりうる地震動のばらつきをも最大限に織り込むことが重要である．原発の耐震設計においては，地域性を考慮するなど認識論的不確定性をなくす努力を尽くして得られた平均像から，さらに，認識論的不確定性の残りと低減不可能な偶然的不確定性を考慮して，少なくとも
１標準偏差分の余裕を持たせ，少なくとも 2 倍へ引き上げることは最低限の義務であろう．

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http://wakasa-net.sakura.ne.jp/news/summary20140729.pdf[84] 若狭ネット編集局 (2015)：「川内 · 高浜 · 大飯原発の基準地震
動と川内原発の火山に関する 2015 年 1 月 16 日原子力規制委
員会・原子力規制庁との交渉」関連資料
http://wakasa-net.sakura.ne.jp/news/nrc20150123.pdf
http://wakasa-net.sakura.ne.jp/news/nrc20150116rec.pdf
http://wakasa-net.sakura.ne.jp/news/nrc20150116summary.pdf[85] Yamanaka Y. and Shimazaki K.(1990): Scaling Relationship between the Number of Aftershocks and the Size of the Main Shock,J. of Physics of the Earth, Vol.38, No.4, pp.305-324(1990)

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著者略歴
1975 年大阪大学工学部機械工学科 (蒸気工学) 卒業
1977 年大阪大学大学院工学研究科 博士前期課程
産業機械工学専攻 (生産システム工学) 修了
1977 年大阪府立大学工学部経営工学科助手
1986 年同講師
1988 年同助教授
1995 年同教授 (生産管理システム)
2001 年大阪府立大学評議員 (3.5 年)
2001 年大阪府立大学学長補佐 (1 年)
2009 年大阪府立工業高等専門学校長
2011 年公立大学法人大阪府立大学理事 (高専担当)
兼大阪府立大学工業高等専門学校長
社団法人日本経営工学会理事 (2000〜05)・
監事 (2005〜09)
社団法人日本経営工学会学会賞 (2008)・
学会貢献賞 (2010)大阪府立大学名誉教授 (2009)大阪府立大学工業高等専門学校名誉教授 (2013)
京都大学工学博士 (1985)

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