資料１

東通原子力発電所 津波の評価について（コメント回答）
２０２２年８月１０日
東北電力株式会社

All Rights Reserved. Copyrights ©2022, Tohoku Electric Power Co., Inc.

1

審査会合におけるコメントNo.

コメント時期

S209

2022年1月28日
第1027回
審査会合

第Ⅱ章 第１節 第１．３項
日高舟状海盆の海底地すべりのうち発電所と浦河沖の海底
地すべりの間に位置する表層付近の海底地すべりについて， 補足説明資料 第Ⅴ章 第３節
同時活動した場合の影響を定量的に検討すること。
第３．２項

S210

2022年1月28日
第1027回
審査会合

地震に起因する津波と地震以外に起因する津波の組み合
わせ対象とする波源の選定根拠を資料に明記すること。

S211

2022年1月28日
第1027回
審査会合

2022年1月28日
第1027回
審査会合

S212

S213

2022年1月28日
第1027回
審査会合

コメント内容

説明資料

説明頁
p.384～387, 395～411
p.261～288

第Ⅲ章 第１節

p.441, 442

補足説明資料 第Ⅵ章 第１節

p.290～293

連動型地震と日高舟状海盆の海底地すべりの組み合わせ時間を検討する評価地点について，補機冷却海水系取水口
前面以外の評価地点も追加すること。

第Ⅲ章 第２節～第７節

p.443～461

連動型地震と日高舟状海盆の海底地すべりを組み合せる
時間設定について，発電所地点の水位時刻歴波形の線形
足し合わせにより算定した時間差が，同波動場による解析においても影響が大きくなるとは限らないので，時間差のパラメータスタディを実施する等，最大水位を評価できていることを示すこと。また，本検討については，上昇側だけでなく下降側も検討すること。

第Ⅲ章 第２節～第７節

p.443～461

第Ⅰ章 第１節
第１．４項， 第１．５項

p.210, 215～218, 220,223～225, 227～229, 231,
232, 235, 251～255, 257,
258, 263

第Ⅲ章 第２節，第６節

p.443, 456, 457

補足説明資料 第Ⅶ章 第５節

p.312, 313

水位下降側評価決定ケースの選定について，最大水位下降量を示す波源と補機冷却海水系取水口敷高を下回る時間が最長となる波源は同一にならない場合があることを考慮し，取水口敷高を下回る時間についても整理し，説明すること。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p4 一部修正

基準津波評価フロー
津波発生要因の選定【地震に起因する津波】
近地津波－ 日本海溝沿い－ 千島海溝沿い
遠地津波※１－ チリ－ カスケード－ ｱﾗｽｶ・ｱﾘｭｰｼｬﾝ
－ カムチャツカ

検討波源の選定【プレート間地震】
十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震 S213

S● ：審査会合コメントNo.
赤字：申請時からの追加・変更箇所
基準津波の策定

津波の評価• 国内外の巨大地震から得られた知見等を参考に複数の特性化モデルを設定（M9クラス）。
• 大すべり域位置の不確かさを考慮し，敷地に及ぼす影響が最も大きい特性化モデルを基準断層モデルに設定。
津波地震
・1611年の津波※２・1896年明治三陸地震津波

国内外で最大規模の1896年明治三陸地震津波を再現するモデルを上回る規模を考慮（Mw8.5）。

プレート間地震※３
・1856年の津波
・1968年十勝沖地震に伴う津波

青森県東方沖及び岩手県沖北部で発生する最大規模の1968年十勝沖地震に伴う津波を再現するモデルを上回る規模を考慮（Mw8.45）。

海洋プレート内地震
・1611年の津波（正断層型）※２
・1933年昭和三陸地震津波

波源特性の不確かさ考慮

敷地東方沖断層，恵山沖断層

基準津波の
策定

砂移動評価

（ﾊﾟﾗﾒｰﾀｽﾀﾃﾞｨ）

国内外で最大規模の1933年昭和三陸地震津波を再現するモデルを上回る規模を考慮（Mw8.6）。

（参照）

年超過確率

• 想定津波群の包絡線が津波堆積物調査で認められたイベント堆積物を上回っているかを確認。
• 基準津波が行政機関（内閣府，青森県）の津波評価水位を上回っているかを確認。
※１：文献調査から発電所に与える影響
は小さいことを確認。

【海域の活断層による地殻内地震】
簡易式による検討により発電所に与える影響を確認。

【地震以外に起因する津波】
陸上の地すべり及び斜面崩壊

敷地周辺陸域

文献調査により発電所に与える影響を確認。

海底の地すべり・下北太平洋側大陸棚外縁の海底地すべり・日高舟状海盆付近の海底地すべり S209

崩壊規模及び発電所との位置関係から検討対象とする地すべりを選定。

・日本海溝付近の海山付近の海底地すべり・ハワイ付近の海底地すべり

文献調査，既往津波の津波高さと崩壊規模の関係から発電所に与える影響を確認。

恵山の山体崩壊

既往最大（約２万年前）の崩壊量と同規模の崩壊量を考慮。

【地震に起因する津波と地震以外に起因する津波の組合せ】 S210 S211 S212 S213
地震に起因する津波と地震以外に起因する津波の組合せ

耐津波設計に必要な評価【基準断層モデルの設定】【海洋プレート内地震】

火山現象

2

津波発生要因に係る敷地の地学的背景，津波発
生要因の関連性及び発電所に及ぼす影響を考慮

地震：連動型地震
海底地すべり：日高舟状海盆付近※２：1611年の津波は｢津波地震｣と考えられるが（地震調査研究推進本部（2019）等），「海洋プレート内地震の正断層型」の断層モデルも提案されている（土木学会（2016），相田（1977））。
※３：プレート間地震は，地震調査研究推進本部（2019）において青森県東方沖及び岩手県沖北部で繰り返し発生する地震として評価していることを踏まえ，基準津波の評価対象地震の１つとして選定したが，同地震の波源域及び地震規模は，十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型
地震に包含されるとともに，同地震の津波高さと比較して十分小さいことから，影響検討用として位置付けを変更する。
評価結果の詳細は，補足説明資料「Ⅱ．
「プレート間地震」に起因する津波の評価」に記載。

3

余 白

4

目次
Ⅰ．地震に起因する津波の評価
１．十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震
２．津波地震・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・ 20

・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・ 286

３．海洋プレート内地震

・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・ 316

４．海域の活断層による地殻内地震

・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・ 354

５．地震に起因する津波の評価結果のまとめ・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・ 362

Ⅱ．地震以外に起因する津波の評価
１．地すべり及び斜面崩壊 ・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・ 370
２．火山現象・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・ 428

３．地震以外に起因する津波の評価結果のまとめ・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・ 436

Ⅲ．地震に起因する津波と地震以外に起因する津波の組合せの評価

・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・ 440

コメント回答の概要
１．コメントＮｏ．２１３（１／２）

5

No.

コメント時期

コメント内容S213

2022年1月28日
第1027回審査会合

水位下降側評価決定ケースの選定について，最大水位下降量を示す波源と補機冷却海水系取水口敷高を下回る時間が最長となる波源は同一にならない場合があることを考慮し，取水口敷高を下回る時間についても整理し，説明すること。

■水位下降側の評価方法 ＜本資料 第Ⅰ章 第１節 第１．４項，第１．５項＞ ＜補足説明資料 第Ⅶ章 第５節＞•

発電所に来襲する津波特性及び発電所の立地的特徴を踏まえ，水位下降側の評価に与える影響が大きい十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震を対象に，水位下降量及び補機冷却系取水口敷高を下回る継続時間の両面から評価した。

•

水位下降側の評価は防波堤の有無の影響が大きいことを踏まえ，基準断層モデル（概略パラメータスタディ）及び詳細パラメータスタディの決定ケース
は，防波堤無しの条件の解析結果も考慮して選定した。

【概略・詳細パラメータスタディの評価フロー（概要）】

赤字：変更箇所

基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）【決定ケースの選定方法】
最大水位下降量，取水口敷高を下回る継続時間の整理

大すべり域位置の不確かさの考慮


各特性化モデルの大すべり域位置を南北約10㎞単位で移動

Yes

両ケースの波源は一致するか
基準断層モデル（水位下降側）の設定


津波高さ及び取水口敷高を下回る継続時間に与える影響が大きい特性化モデルを基準断層モデルに設定
下降側については，防波堤無しの条件での解析結果も考慮

決定ケースを選定
No
防波堤無しの条件での解析を実施

基準断層モデルの妥当性確認（大すべり域位置の妥当性確認）


防波堤の有無が基準断層モデルの大すべり域位置に及ぼす影響がないことを確認

動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）
動的破壊特性の不確かさの考慮

破壊開始点，破壊伝播速度及びライズタイムの不確かさを考慮
下降側については，防波堤無しの条件での解析結果も考慮

防波堤有無の評価結果を比較し，決定ケースを選定

6

コメント回答の概要
１．コメントＮｏ．２１３（２／２）■評価結果 ＜本資料 第Ⅰ章 第１節 第１．４項，第１．５項＞•

概略・詳細パラメータスタディの結果，防波堤は津波が発電所港湾外に流出する際の障壁になるため，水位下降量決定ケースの波源と取水口敷高を下回る継続時間決定ケースは同一にならない場合がある。

•

一方，防波堤無し（津波が港外へ流出する際の制約がない）条件では，津波そのものの影響が支配的になるため，両ケースの波源は一致するとともに，防波堤無し条件の最大水位下降量及び取水口敷高を下回る継続時間は防波堤有り条件の評価値を上回ることを確認した。

•

以上から，水位下降量に着目して選定した決定ケース（波源）は，取水口敷高を下回る継続時間の観点でも発電所に与える影響が最も大きい波源として評価できることを確認した。

【基準断層モデル③の設定（特性化モデル④の概略パラメータスタディ）に係る検討結果（概要）】
防波堤有

防波堤無

大すべり域位置

最大水位
下降量（m）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）最大水位
下降量（m）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）

北へ約20km移動

-4.99

4.8

-6.07

5.2

北へ約10km移動

-5.02

4.5

-6.10

5.5

基準位置

-5.02

4.3

-6.24

5.6

：移動範囲

南へ約10km移動

-4.96

4.2

-6.25

5.5

：基準位置

南へ約20km移動

-4.98

4.1

-6.45

5.6

南へ約30km移動

-5.06

4.2

-6.51

5.8

南へ約40km移動

-5.09

4.3

-6.57

6.2

東通原子力
発電所

：決定ケース

基準断層モデル③（特性化モデル④）

備 考

基準断層
モデル③

7

コメント回答の概要
２．コメントＮｏ．２０９（１／２）
No.

コメント時期

コメント内容S209

2022年1月28日
第1027回審査会合

日高舟状海盆の海底地すべりのうち発電所と浦河沖の海底地すべりの間に位置する表層付近の海底地すべりについて，同時活動した場合の影響を定量的に検討すること。

■尻屋崎沖の海底地すべりの詳細判読結果 ＜本資料 第Ⅱ章 第１節 第１．３項＞•

海底地すべり地形の詳細判読の結果，尻屋崎沖の海底地すべりの発生形態は並進すべり型で，地すべり土塊の繰り返しの移動により形成された可能性がある。海底地すべりのすべり面の傾斜は0.2～0.3°程度と極めて緩く，海底地すべり位置の水深は約700～1100mと浦河沖の海底地すべりの滑落崖上部の水深約200～400mと比較して深い。

■発電所の津波高さに与える影響評価 ＜本資料 第Ⅱ章 第１節 第１．３項＞• 尻屋崎沖の海底地すべりの発生形態（並進すべり型）及び海底地すべりの特徴（傾斜，水深）から，海底地すべりに伴う津波はほとんど発生しておらず，発電所の津波高さに与える影響は極めて小さいと評価した。
：海底表層付近の海底地すべり【尻屋崎沖の海底地すべり地形の詳細判読結果】：海底下の海底地すべり：海底地すべりの移動方向

尻屋崎沖の海底地すべり

浦河沖の海底地すべり（３箇所）

日高舟状海盆の海底地すべり（Noda et al.（2013）に一部加筆）

尻屋崎沖の海底地すべり地形（傾斜量図）

尻屋崎沖の海底地すべりの音波探査記録（153測線）8

コメント回答の概要
２．コメントＮｏ．２０９（２／２）■浦河沖の海底地すべりとの同時活動を考慮した場合の影響検討解析 ＜補足説明資料 第Ⅴ章 第３節 第３．２項＞•

尻屋崎沖の海底地すべりの発生形態及び海底地すべりの特徴から，海底地すべりに伴う津波はほとんど発生していないと考えられるが，発電所の津波高さに及ぼす影響を定量的に確認することを目的に，影響検討の位置付けで津波解析を実施した※。

•

影響検討解析は，①尻屋崎沖の海底地すべり単独，②浦河沖の海底地すべりの同時活動の２ケースを実施した。

•

解析モデルについて，尻屋崎沖の海底地すべりの発生形態及び海底地すべり地形の特徴から，海水・土砂層間の相互作用力及び水深を考慮する二層流モデルでは，津波はほとんど発生しないと考えられることから，水深効果を考慮せず海底面の比高変化を海面変動とみなすKinematic landslideモデルを用いた。また，解析に用いる地すべり伝播速度及びライズタイムは，保守的な条件となるよう，浦河沖の海底地すべりの設定値を用いた。

•

検討の結果，浦河沖の海底地すべりの同時活動を考慮した津波水位は，浦河沖単独の津波水位と同等であり，保守的な条件を積み重ねても尻屋崎沖の海底地すべりの影響はほとんどないことを確認した。
※：影響検討の位置付けで実施した津波解析であることから，検討結果は補足説明資料に記載。

【Kinematic landslideモデルによる解析概念図】【浦河沖と尻屋崎沖の海底地すべりの同時活動を考慮した影響検討結果】
最大水位上昇量（ｍ）

崩壊域の水深770～970m

最深部の水深1080m

水深効果を考慮せず海底面の比高変化を海面変動とみなして解析

敷地前面

取水口
前面

補機冷却海
水系取水口
前面

放水路
護岸前面

浦河沖と尻屋崎沖の
同時活動

1.61

1.54

1.57

―※

浦河沖単独

1.61

1.55

1.58

―※

※：放水路護岸前面まで津波が到達しない。

最大水位下降量（ｍ）
補機冷却海水系取水口前面

勾配0.2～0.3°

浦河沖と尻屋崎沖の
同時活動

-1.25

浦河沖単独

-1.24

コメント回答の概要
３．コメントＮｏ．２１０（１／２）
No.

コメント時期

S210

2022年1月28日
第1027回審査会合

9

コメント内容地震に起因する津波と地震以外に起因する津波の組み合わせ対象とする波源の選定根拠を資料に明記すること。

■評価対象とする津波の選定 ＜本資料 第Ⅲ章 第１節， 補足説明資料 第Ⅵ章 第１節＞
• 津波発生要因に係る敷地の地学的背景，津波発生要因の関連性及び発電所の津波高さと補機冷却海水系取水口敷高を下回る継続時間に与える影響を考慮して，地震に起因する津波と地震以外に起因する津波の組合せ対象とする波源の選定根拠を明記した。
【地震に起因する津波】• 想定波源域，地震規模が大きく，発電所に与える影響が最も大きい「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」を評価対象とした。
【地震以外に起因する津波】• 連動型地震の活動により地すべりが励起される可能性を考慮し，発電所に与える影響が最も大きい「日高舟状海盆の海底地すべり」を評価対象とした。
• 「ハワイ付近の海底地すべり」，「恵山の山体崩壊」については，連動型地震の活動との関連性は無いと考えられることから，評価対象外とした。
• 「日本海溝付近における海山の海底地すべり」のほか，短周期の波を発生させる要因の１つとして考えられる未知なる分岐断層（＝「その他の地震」）や
海底地すべり等が存在する可能性については，連動型地震のうち特性化モデル④で考慮していることから，本検討の対象外とした。
＜地震に起因する津波＞•

十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震 ＜右図中：•

津波地震 ＜右図中：•

海洋プレート内地震（正断層型の地震） ＜右図中：•

海域の活断層による地殻内地震（恵山沖断層）

＞

＞
＞

＜右図中：

＞

＜地震以外に起因する津波＞•

陸上の地すべり及び斜面崩壊•

下北太平洋側大陸棚外縁の海底地すべり ＜右図中：■＞•

日高舟状海盆の海底地すべり（浦河沖の海底地すべり） ＜右図中：■＞•

日本海溝付近における海山の海底地すべり•

ハワイ付近の海底地すべり•

恵山の山体崩壊 ＜右図中：▲＞

東通原子力
発電所

各津波波源の位置関係

10

コメント回答の概要
３．コメントＮｏ．２１０（２／２）■評価対象とする津波波源 ＜本資料 第Ⅲ章 第１節＞•

各津波発生要因の最大水位上昇量，最大水位下降量及び補機冷却海水系取水口敷高を下回る継続時間の決定ケースを対象とした。

【地震に起因する津波】 十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震＜水位下降側＞＜水位上昇側＞

東通原子力
発電所

東通原子力
発電所

東通原子力
発電所

破壊開始点：P6
破壊伝播速度：2.0km/s
ライズタイム：60s
基準断層モデル①

破壊開始点：P1
破壊伝播速度：1.0km/s
ライズタイム：60s

破壊開始点：P4
破壊伝播速度：1.0km/s
ライズタイム：60s
基準断層モデル②

基準断層モデル③【地震以外に起因する津波】 日高舟状海盆の海底地すべり（浦河沖の海底地すべり）（二層流モデル）

東通原子力
発電所

海底地すべりの地すべり土塊（崩壊物）
海底地すべり地形（現地形）

海底地すべり位置（産業技術総合研究所（2013）に一部加筆）

11

コメント回答の概要
４．コメントＮｏ．２１１（１／２）
No.

コメント時期

コメント内容S211

2022年1月28日
第1027回審査会合

連動型地震と日高舟状海盆の海底地すべりの組み合わせ時間を検討する評価地点について，補機冷却海水系取水口
前面以外の評価地点も追加すること。

■組合せ時間の算定位置 ＜本資料 第Ⅲ章 第２節～第７節＞【水位上昇側】• 敷地前面（遡上域）については，連動型地震と日高舟状海盆の海底地すべりの最大水位上昇量分布（遡上範囲）の比較から，日高舟状海盆の海底地すべりに伴う津波の最大水位上昇量発生地点を追加した。
•

発電所港湾内については，水位上昇側及び水位下降側の評価点である水位時刻歴波形の抽出位置のうち連動型地震及び日高舟状海盆の海底地すべりに伴う津波が到達する取水口前面を追加した。なお，放水路護岸前面は，日高舟状海盆の海底地すべりに伴う津波が到達しないことから，
連動型地震との組合せ時間の算定位置としては選定しない。

【水位下降側】• 水位上昇側及び水位下降側の評価点である水位時刻歴波形の抽出位置のうち連動型地震及び日高舟状海盆の海底地すべりに伴う津波が到達する取水口前面を追加した。

最大水位
上昇量
発生位置

取水口前面

補機冷却海水系
取水口前面

連動型地震に伴う津波の最大水位上昇量分布（基準断層モデル①）

日高舟状海盆の海底地すべりに伴う津波の最大水位上昇量分布

水位時刻歴波形の抽出位置

12

コメント回答の概要
４．コメントＮｏ．２１１（２／２）■津波水位の評価位置：放水路護岸前面
放水路護岸前面は，耐震重要施設等が設置された敷地（T.P.+13.0m）への流入経路になることから，水位上昇側の評価位置として設定。
放水路護岸前面は高さT.P.+3.1mの放水路導流堤及びT.P.+5.7mの放水口護岸で囲まれた区域内に位置するため，それらを越波しない限り，津波は到達
しない。
A
A’

•
•

防波堤

放水路導流堤放水路導流堤C’

防波堤

放水路導流堤標準断面図（A-A’断面）

放水口護岸

B
防波堤

放水路導流堤A
B

B’
放水路導流堤放水路導流堤A’
B’
C

C

放水路導流堤標準断面図（B-B’断面）【津波水位の評価位置】：敷地前面：取水口前面
：補機冷却海水系
取水口前面：放水路護岸前面

C’
放水口護岸

放水路護岸

放水路護岸～放水口護岸縦断図（C-C’断面）13

コメント回答の概要
５．コメントＮｏ．２１２（１／２）
No.

S212

コメント時期

コメント内容2022年1月28日
第1027回審査会合

連動型地震と日高舟状海盆の海底地すべりを組み合せる時間設定について，発電所地点の水位時刻歴波形の線形足し合わせにより算定した時間差が，同波動場による解析においても影響が大きくなるとは限らないので，時間差のパラメー
タスタディを実施する等，最大水位を評価できていることを示すこと。また，本検討については，上昇側だけでなく下降側も検討すること。

■組合せ時間（パラメータスタディ範囲）の設定 ＜本資料 第Ⅲ章 第２節～第７節＞•

敷地前面，補機冷却海水系取水口前面及び取水口前面位置で算定した組合せ時間（Tmax）を基本に，日高舟状海盆の海底地すべりの津波周期（約10分＝600秒）の１/１００に相当する±６秒の範囲を対象に３秒間隔でパラメータスタディを実施し，津波高さ及び補機冷却海水系取水口敷高を下回る継続時間を評価した。

•

なお，上記±６秒の範囲でピークが確認できない場合には，ピークを確認できるまでパラメータスタディ範囲を拡大した。

【パラメータスタディ範囲の設定（概念）】

線形足し合わせにより算定した組合せ時間（Tmax）

3(s)
Ts

-6(s)※

-3(s)

Tmax1

3(s)

3(s)
Tmax2

+3(s)

+6(s)※

Ts＋Td

海底地すべりが発生する時間（海底地すべり位置での地震動継続時間）※：±6秒の範囲でピークが確認されない場合には，ピークが確認できるまでパラメータスタディ範囲を拡大する。

14

コメント回答の概要
５．コメントＮｏ．２１２（２／２）■水位上昇側（基準断層モデル①）の評価結果（概要） ＜本資料 第Ⅲ章 第２節～第７節＞【線形足し合わせによる組合せ時間（Tmax）の算定結果】
波源モデル

水位上昇側

十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震

日高舟状海盆の海底地すべり

海底地すべりが発生する時間範囲（Ts～Ts＋Td）

基準断層モデル①

二層流モデル76.0（s）～339.9（s）【パラメータスタディ範囲】
79.0
76.0 76.6

Ts

82.0

Tmax1

85.0

87.5

91.0

線形足し合わせによる組合せ時間
敷地前面

補機冷却海水系
取水口前面（Tmax1）

取水口前面（Tmax2）

重畳しない

76.6(s)87.5(s)

94.0

Tmax2

Ts＋Td

【同動波動場での津波解析結果】：決定ケース

日高舟状海盆の海底地すべり
東通原子力発電所

日高舟状海盆の海底地すべり（浦河沖の海底地すべり）

十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震（基準断層モデル①）

組合せ時間差（ｓ）

敷地前面
最大水位上昇量
（ｍ）

76.0

10.10

76.6

10.12

79.0

10.09

82.0

10.11

85.0

10.10

87.5

10.14

91.0

10.11

94.0

10.09

備考

Tmax1

Tmax2

コメント回答の概要
６．津波水位の評価位置：発電所敷地及び耐震重要施設等の配置
•
•

•

15

東通原子力発電所の主要設備が設置される敷地はT.P.+4.0m，T.P.+13.0m，その主要設備周辺はT.P.+4.0m～T.P.+23.75mに整地されている。
耐震重要施設及び常設重大事故等対処施設の一部はT.P.+13.0mに設置し，緊急時対策建屋等の常設重大事故等対処施設の一部はT.P.+13mよりもさらに高い敷地に設置する。
耐震重要施設等が設置された敷地（T.P.+13.0m）への津波の流入経路は，常用系の海水を取水する取水路，非常用系の海水を取水する補機冷却海水系
取水路，並びに常用系・非常用系を放水する放水路がある。

【標高（T.P.，m）】
0≦
4≦
7≦
10≦
13 =
13＜

＜4
＜7
＜10
＜13

【施設位置】：防潮堤（自主対策設備）※１：耐震重要施設※2及び常設重大事故等対処施設※3：常設重大事故等対処施設
：放水設備
：取水設備

補機冷却海水系取水路

補機冷却海水系取水口
海水熱交換器建屋

原子炉格納容器圧力逃がし装置

海水熱交換器建屋
連絡ダクト

排気筒連絡ダクト

タービン建屋

排気筒※１ 緊急安全対策の更なる安全性向上のための対策として設置。設置標高はT.P.+13.0mであり津波が到
達しないことから，解析結果には影響しない。
※２ 設置許可基準規則第３条の対象となる耐震重要施設（間接支持構造物を含む）※３ 設置許可基準規則第３８条の対象となる常設耐震
重要重大事故防止設備又は常設重大事故緩和設
備が設置される重大事故等対処施設（特定重大事
故等対処施設を除く）

原子炉建屋

淡水貯水槽

常設代替交流電源設備

緊急時対策建屋

防潮堤（セメント改良土） 標準断面図

コメント回答の概要
６．津波水位の評価位置：水位上昇側

16

■敷地前面
• 耐震重要施設等が設置された敷地（T.P.+13.0m）へ津波が遡上するかを評価するため敷地前面（下図：赤点線）を津波水位の評価位置とする。
• なお，津波水位が低く，敷地前面位置まで津波が遡上しない場合には，敷地前面周辺での最大水位を抽出する。

【標高（T.P.，m）】
0≦
4≦
7≦
10≦
13 =
13＜

＜4
＜7
＜10
＜13

【津波水位の評価位置】：敷地前面：取水口前面
：補機冷却海水系取水口前面：放水路護岸前面【施設位置】：耐震重要施設※１及び常設重大事故等対処施設※２

補機冷却海水系取水路：常設重大事故等対処施設：放水設備
補機冷却海水系取水口

海水熱交換器建屋

原子炉格納容器圧力逃がし装置

海水熱交換器建屋連絡ダクト
排気筒連絡ダクト
タービン建屋
排気筒
原子炉建屋

：取水設備
※１ 設置許可基準規則第３条の対象となる耐震重要施設（間接支持構造物を含む）※２ 設置許可基準規則第３８条の対象となる常設耐震
重要重大事故防止設備又は常設重大事故緩和設
備が設置される重大事故等対処施設（特定重大事
故等対処施設を除く）

コメント回答の概要
６．津波水位の評価位置：水位上昇側

17■取水口前面，補機冷却海水系取水口前面，放水路護岸前面
各経路を介し，耐震重要施設等が設置された敷地（T.P.+13.0m）へ津波が流入するかを評価するため，取水口前面，補機冷却海水系取水口前面，放水路
護岸前面を水位上昇側の津波水位の評価位置とする。
なお，放水路護岸前面は高さT.P.+3.1mの放水路導流堤及びT.P.+5.7mの放水口護岸で囲まれた区域内に位置するため，それらを越波しない限り，津波は到達しない。

•

•

A

A’
防波堤

放水路導流堤放水路導流堤C’

防波堤

放水路導流堤標準断面図（A-A’断面）

放水口護岸

B
防波堤

放水路導流堤A
B

B’
放水路導流堤放水路導流堤A’
B’
C

C

放水路導流堤標準断面図（B-B’断面）【津波水位の評価位置】：敷地前面：取水口前面
：補機冷却海水系
取水口前面：放水路護岸前面

C’
放水口護岸

放水路護岸

放水路護岸～放水口護岸縦断図（C-C’断面）

コメント回答の概要
６．津波水位の評価位置：水位下降側18■補機冷却海水系取水口前面•

非常用海水ポンプ（原子炉補機冷却海水ポンプ，高圧炉心スプレイ補機冷却海水ポンプ）の取水性を評価するため，補機冷却海水系取水口前面を水位
下降側の津波水位の評価位置とする。

•

補機冷却海水系取水設備は，津波が取水口敷高（T.P.-4.0m）を下回る場合の非常用海水ポンプの運転に必要な海水を貯留する構造を兼ねていることから，補機冷却海水系取水口敷高を下回る継続時間についても評価する。

A【補機冷却海水系取水設備概要】
取水口

貯水槽

立坑

■非常用海水ポンプの運転可能継続時間（A）有効貯水量：約5,000（m3）
取水口敷高（T.P.-4.0m）から非常用海水ポンプの取水可能水位（T.P.-7.5m）までの容量（B）非常用海水ポンプの運転可能継続時間：約35（分）（A）/非常用海水ポンプの取水量＝5,000（m3）/8,340（m3/hr）×60＝約35分

取水路

非常用海水ポンプの取水量

海水熱交換器建屋

運転台数※

流量（m3/hr）

原子炉補機冷却海水ポンプ

２台×２系統8,000

高圧炉心スプレイ
補機冷却海水ポンプ

１台×１系統340

取水量（m3/hr）

8,340

A’

平面図

※：非常用海水ポンプの最大運転台数を考慮

A’

A：津波水位が取水口敷高を下回る場合に，非常用海水ポンプの取水に必要な海水が設備内に確保される範囲（約5,000m3）

断面図（A－A’断面）

19

余 白

20

Ⅰ．地震に起因する津波の評価
１．十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p8 一部修正

連動型地震に起因する津波の評価の全体概要•••

S● ：審査会合コメントNo.
赤字：申請時からの追加・変更箇所

21

発電所の津波高さに与える影響が最も大きい「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部」を想定波源域とし（平成29年8月10日第496回審査会合），3.11地震から得られた知見等を参考に複数の特性化モデルを設定し，大すべり域位置の不確かさを考慮（概略パラメータスタディ）したうえで，敷地に最も大きな影響を及ぼすモデルを基準断層モデルに設定した。
基準断層モデルを対象に動的破壊特性の不確かさを考慮（詳細パラメータスタディ）し，各評価地点における最大水位上昇量・下降量の評価を行った。
評価の妥当性を確認するため，想定津波群の包絡線とイベント堆積物，行政機関（内閣府，青森県）による津波評価との比較を行った。

１．最新の科学的・技術的知見から想定される波源域及び地震規模の評価

２．想定波源域の設定

４．基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）（４）想定波源域に関する検討（１）波源域及びすべり量に関する検討【検討項目】
ⅰ．構造的特徴に関する検討
ⅱ．固着域に関する検討
ⅲ．破壊伝播に関する検討（２）地震発生履歴に関する検討【検討項目】
ⅰ．文献調査ⅱ．津波堆積物調査【基本方針】
 基準断層モデルの保守性を確保する観点から，最新知見から想定される波源域及び地震規模を上回る，構造境界（破壊のバリア）を跨ぐ連動型地震を想定。
 発電所の津波高さに与える影響が最も大きい領域を想定波源域に設定。
【検討対象領域】
ⅰ．十勝沖・根室沖から千島前弧スリバー北東端
ⅱ．十勝沖・根室沖から岩手県沖北部
ⅲ．超巨大地震（東北地方太平洋沖型）（３）最新知見から想定される波源域及び地震規模の評価 （１），（２）の検討から，波源域及び地震規模

を以下のとおり評価。
 評価の妥当性について，青森県北部太平洋沿岸で認められたイベント堆積物（基底標高）の再現性により確認。

３．特性化モデルの設定
広域の津波特性を考慮した特性化モデル

 杉野ほか（2014）の知見を踏まえた特性化モデル

青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル
納沙布断裂帯

低地震
活動域：超巨大地震（17世紀型）：青森県東方沖及び岩手県沖北部の地震：超巨大地震（東北地方太平洋沖型）（７-１）特性化モデル③（申請時：すべり量割増モデル）（地震調査研究推進本部（2017a, 2019）に一部加筆）（７-２）特性化モデル④（申請時：海溝側強調モデル）

 3.11地震における宮城県沖の破壊特性を再現する特性化モデルを参考に設定した特性化モデル
フィリピン海プレート
北東端

 波源特性の不確かさが津波高さに与える影響に関する知見を整理し，概略・詳細パラメータスタ
ディ方法を検討。
 各特性化モデルの大すべり域位置を南北約10㎞
単位で移動させた概略パラメータスタディを実施。
（９）基準断層モデルの設定
 発電所の津波高さ及び補機冷却海水系取水口

敷高を下回る継続時間に与える影響が大きい
特性化モデルを基準断層モデル（水位上昇側・下降側）に設定。
（10）基準断層モデルの妥当性確認（防波堤が津波
高さ及び補機冷却海水系取水口敷高を下回る継続
時間に与える影響を確認）
５．動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

S213（11）動的破壊特性に関する不確かさの考慮
 動的破壊特性（破壊開始点，破壊伝播速度，（６）特性化モデル②
 内閣府（2012）の知見を踏まえた特性化モデル

東通原子力発電所（８）大すべり域位置の不確かさの考慮（５）特性化モデル①

千島前弧スリバー北東端

日本海溝・千島海溝
島弧会合部

S213

ライズタイム）に関する知見を整理したうえで，
詳細パラメータスタディを実施し，津波高さ及び補機冷却海水系取水口敷高を下回る継続
時間を評価。
６．評価の妥当性確認
 想定津波群の包絡線が，青森県北部太平洋沿岸

で認められたイベント堆積物の基底標高を上回ることを確認。
 連動型地震の津波評価水位が行政機関（内閣府，青森県）の津波評価水位を上回ることを確認。

22

Ⅰ．地震に起因する津波の評価 １．十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震
１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．１ 評価概要
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討
１．１．４ 波源域及び地震規模の評価

１．２ 想定波源域の設定
１．２．１ 設定方針
１．２．２ 検討対象領域の選定
１．２．３ 波源モデルの設定
１．２．４ 津波予測計算
１．２．５ まとめ

１．３ 特性化モデルの設定
１．３．１ 3.11地震から得られた知見の整理
１．３．２ 基本方針（設定フロー）
１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）
１．３．４ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル②，③，④）
１．３．５ まとめ

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）
１．４．１ 検討方針
１．４．２ 概略・詳細パラメータスタディ方法の検討
１．４．３ 概略パラメータスタディ
１．４．４ 基準断層モデルの設定
１．４．５ 防波堤の影響検討

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）
１．５．１ 検討方針
１．５．２ 動的破壊特性の不確かさに関する知見の整理
１．５．３ 詳細パラメータスタディ
１．５．４ 概略・詳細パラメータスタディ方法の妥当性確認
１．５．５ 水位下降側の評価方法の妥当性確認

１．６ 評価の妥当性確認
１．６．１ 検討方針
１．６．２ イベント堆積物との比較
１．６．３ 行政機関（内閣府）による津波評価との比較
１．６．４ 行政機関（青森県）による津波評価との比較
１．６．５ まとめ

23

余白

24

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．１ 評価概要
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討
１．１．４ 波源域及び地震規模の評価

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p11 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価

25

１．１．１ 評価概要•

敷地前面海域（青森県東方沖及び岩手県沖北部）ではM９クラスの巨大地震が発生した記録が無いことを踏まえ，基準断層モデル設定の事前検討として，国内外のプ
レート境界で発生している巨大地震に係る知見を収集・整理して，地震の発生機構，並びにテクトニクス的背景の類似性等から，波源域及びすべり量について検討するとともに，津波堆積物調査を踏まえた地震発生履歴に関する検討を実施して，日本海溝沿い，並びに千島海溝沿い（南部）における最新の科学的・技術的知見から想定される波源域及び地震規模を評価した。
２．地震発生履歴に関する検討

１．波源域及びすべり量に関する検討（１）構造的特徴に関する検討【検討内容】• 国内外で発生したM９クラスの巨大地
震の発生領域とテクトニクス的背景等
から破壊のバリアとなる構造的特徴を整理。
 日本海溝沿い（3.11地震）
 南米チリ スマトラ アラスカ・アリューシャン
（２）固着域，すべり量に関する検討【検討内容】• 3.11地震から得られた知見，国内外で発生したM９クラスの巨大地震に関する地震学的・地質学的・測地学的知見から，巨大地震を発生させる固着域，最大すべり量に関する知見を整理。
（３）破壊伝播に関する検討【検討内容】• 国内外で発生したM９クラスの巨大地
震の破壊過程に関する知見を整理。

（１）文献調査【検討結果】• 日本海溝・千島海溝沿いの地震発生履歴，テク
トニクス的背景等の類似性から，破壊のバリアとなる構造的特徴を評価。
 千島前弧スリバー北東端
 納沙布断裂帯 日本海溝・千島海溝島弧会合部【検討結果】• 地震学的・測地学的知見，並びに3.11地震から得られた知見を踏まえ青森県東方沖及び岩手
県沖北部，十勝沖・根室沖の固着度，最大すべり量を評価。
 青森県東方沖及び岩手県沖北部 固着度：中，最大すべり量：1968年十勝沖地震
 十勝沖・根室沖 固着度：大，最大すべり量：
17世紀の地震【検討結果】• 断層セグメント間の相互作用に関する検討，2004年スマトラ～アンダマン地震の発生様式を踏まえた検討から，青森県東方沖及び岩手県沖北部，十勝沖・根室沖の固着域を起点とする
破壊が構造的特徴（破壊のバリア）を跨ぐ可能性は低いと評価。

【検討内容】• 日本海溝沿い，千島海溝沿いで発生した津波（近地津波），
遠地津波に関する文献調査を実施。
【検討結果】• 発電所に影響を及ぼした津波は，日本海溝沿いの津波であり，敷地周辺に最も影響を及ぼした津波を1856年の津波と評価。
（２）津波堆積物調査【検討内容】• 歴史記録よりも過去にM９クラスの巨大地震による津波が青
森県北部太平洋沿岸に襲来した可能性を検討するため，同規模の地震発生の可能性を指摘する知見（Minoura etal.(2013)他）を整理。
 1611年の津波
 超巨大地震（17世紀型）
 上記地震を上回る巨大地震の可能性• 東通村周辺における津波堆積物調査を追加実施。
【検討結果】• 調査結果，並びに数値シミュレーションに基づく水理学的特徴から，過去にM９クラスの巨大地震による津波が襲来した
可能性は低いと評価。

• 以上の検討から，日本海溝沿い，並びに千島海溝沿い（南部）における最新の科学的・技術的知見から想定される波源域及び地震規模を以下のとおり評価した。


日本海溝沿い：青森県東方沖及び岩手県沖北部の地震，超巨大地震（東北地方太平洋沖型）



千島海溝沿い（南部）：超巨大地震（17世紀型）

26

１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討
１．１．２．１ 構造的特徴に関する検討
１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討
１．１．２．３ 破壊伝播に関する検討
１．１．２．４ まとめ１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p13 再掲

27

１．１．２．１ 構造的特徴に関する検討：国内外で発生した巨大地震に係る知見収集■日本海溝沿い：3.11地震•

房総沖の相模トラフ周辺では，陸側のプレートの下にフィリピン海プレートが，さらに下方には太平洋プレートが沈み込み，茨城県から千葉県沿岸の南東方向に向かってフィリピン海プレートの北東端が太平洋プレートに接している（Uchida et al.(2009)，Shinohara et al.（2011） 他）。

•

Uchida et al.(2009)は，地震学的見地から，太平洋プレートの上盤側をなすプレートの違いによってカップリング率が大きく異なるとし，房総沖は茨城県沖よりも固着が弱いとしている 。

•

Shinohara et al.（2011）は，3.11地震の余震分布に関する分析から，フィリピン海プレート北東端の位置と3.11地震の破壊域が一致していることを明らかにするとともに，フィリピン海プレートは，破壊伝播のバリアとして作用する重要な役割を果たす可能性があるとしている。

NA：陸側のプレート
PA：太平洋プレート
PH：フィリピン海プレート

平面図

プレート上面における微小繰り返し地震・
低角逆断層のすべり角とプレートの運動方向（Uchida et al.(2009)）

太平洋プレートの上盤のプレート構成
及びカップリングの模式図（Uchida et al.(2009)）

縦断面図
3.11地震の余震分布（3月12日-19日）とプレート境界面の位置関係（Shinohara et al.（2011））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p14 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

１．１．２．１ 構造的特徴に関する検討：国内外で発生した巨大地震に係る知見収集■南米チリ沖①•

1960年チリ地震（Mw9.5）の発生領域では，津波堆積物調査の結果から，約300年間隔で繰り返し巨大地震が発生しており（宍倉（2013）），
同領域で発生している過去の地震（1737年，1837年）も含めて，各地震の破壊領域の北端は概ね一致している（Rajendran(2013)）。

2014（M8.2）

チリ沖における津波堆積物とその履歴（宍倉(2013)）

1960年チリ地震発生
領域で発生した地震の破壊領域の北端

チリ～ペルー沖における地震発生履歴（Rajendran(2013)に一部加筆）

28

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p15 再掲

29

１．１．２．１ 構造的特徴に関する検討：国内外で発生した巨大地震に係る知見収集■南米チリ沖②•

Melnick et al.（2009）は，南米チリ沖で発生している地震発生履歴，テクトニクス的背景及び地震学的見地から，1960年チリ地震の発生領域で発生する地震の破壊領域について考察している。

南米チリ沖におけるテクトニクス的背景と地震発生履歴の対応（Melnick et al.（2009））

アラウコ半島の地表面並びに地下構造（Melnick et al.（2009））

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p16 再掲

30

１．１．２．１ 構造的特徴に関する検討：国内外で発生した巨大地震に係る知見収集■南米チリ沖③•1960年チリ地震発生領域付近では，アラウコ半島を境に，バルディビアセグメント（1960年チリ地震の発生領域），バルパライソセグメントに分かれる。
バルディビアセグメントにおける陸のプレートではチロエマイクロプレート（前弧スリバー）が形成されており，横ずれ断層に沿って移動し，アラウコ
地域で部分的に内部へ沈み込んでいる。

•

Melnick et al.（2009）は，上記テクトニクス的背景と1960年チリ地震発生領域で発生する地震の境界が一致することから，これが破壊のバリアとして作用する可能性があるとしている。

1960年チリ地震発生領域における地震地体構造モデル（ Melnick et al.(2009) ）１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p17 再掲

31

１．１．２．１ 構造的特徴に関する検討：国内外で発生した巨大地震に係る知見収集■スマトラ島沖①•

2004年スマトラ～アンダマン地震（Mw9.1～9.3）の発生領域では，津波堆積物調査の結果から，約500年間隔で繰り返し巨大地震が発生しており，
その破壊領域の南端は概ね一致している（Rajendran(2013)）。

2004年スマトラ～アンダマン地震
発生領域で繰り返し発生している
巨大地震の破壊領域の南端

スマトラ島～アンダマン諸島沖における過去の地震発生履歴（Rajendran（2013））

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p18 再掲

32

１．１．２．１ 構造的特徴に関する検討：国内外で発生した巨大地震に係る知見収集■スマトラ島沖②• Tang et al.(2013)は，2004年スマトラ～アンダマン地震の発生領域と2005年の地震の発生領域の境界部の地下構造について，P波速度構造による分析から，当該範囲には厚い海洋性地殻が存在し，これが破壊伝播のバリアとして作用する可能性があるとしている。

測線位置（Tang et al.(2013) ）P波速度構造（Tang et al.(2013) ）2004年と2005年の地震の境界部における地下構造の模式図（Tang et al.(2013) ）１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p19 再掲

33

１．１．２．１ 構造的特徴に関する検討：国内外で発生した巨大地震に係る知見収集■アラスカ・アリューシャン：島弧会合部のテクトニクス的背景•

アラスカ南部では，太平洋プレートが北米プレートに北～北西方向に沈み込んでおり（～51mm/年），会合部ではYakutatマイクロプレートが形成されている（Finzel et al.（2011）他）。

•Finzel et al.（2011）は，深さ50km以上のスラブ内地震の分布から，沈み込んだYakutatマイクロプレートの範囲を推定するとともに，その地震分布から，プレートの沈み込み形状が東から西へフラットに遷移する特徴があるとしている。

アラスカ南部における深さ50km以上のスラブ地震の平面分布（Finzel et al.（2011）に一部加筆）

アラスカ南部における深さ50km以上のスラブ地震の断面分布（Finzel et al.（2011）に一部加筆）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p20 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

34

１．１．２．１ 構造的特徴に関する検討：国内外で発生した巨大地震に係る知見収集■アラスカ・アリューシャン：島弧会合部と1964年アラスカ地震の破壊領域（北東端）の関係•

Wech（2016）は，アラスカ南部のテクトニクス的背景，火山の配列，微小地震分布等から島弧会合部の地下構造を推定し，同会合部が1964年アラスカ
地震の破壊領域の端部（北東端）になっていることを示している。

：Yakutatマイクロプレート：1964年の地震の破壊領域：火山：和達・ベニオフ帯で発生するプレート内地震の分布：微小地震分布

太平洋プレート，Yakutat terrane，北米プレート等の模式図（Wech（2016））⇒ ほぼ海洋性のマイクロプレートであるYakutat terrane（テレイン；周囲と地質形成の過程が異なる地殻の層）は部分的に太平洋プレートと結合し，アラスカ・
アリューシャン沈み込み帯の端部で太平洋プレートに乗り上げている（Wech（2016））。

アラスカ南部のテクトニクス的背景と1964年アラスカ地震の破壊領域等の関係（Wech（2016））

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p21 再掲

35

１．１．２．１ 構造的特徴に関する検討：国内外で発生した巨大地震に係る知見収集■アラスカ・アリューシャン：断裂帯と1964年アラスカ地震の破壊領域（南西端）の関係•

Von Huene et al.（2012）は，1964年アラスカ地震の破壊領域の南端部と，Patton-Murray ridge，Aja Fracture Zoneの沈み込み部が一致することから，これら
プレート境界面の特徴が破壊のバリアとして作用する可能性があるとしている。

•

なお，Patton-Murray ridge，Aja Fracture Zoneの沈み込み部は，既往地震（A.D.1440-1620，A.D.1788※）の端部とも一致している（Shennan et al.（2014））。
※：A.D.1788の地震は1938年の地震の震源域とする知見もあるが（Briggs et al.（2014）），どちらにしても，Patton-Murray ridge，Aja Fracture Zoneは破壊領域の端部と一致している。

アラスカのテクトニクス的背景と既往地震の破壊領域の関係（Von Huene et al.（2012））

1964年アラスカ地震の震源域における既往地震の発生領域（Shennan et al.（2014））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p22 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討36

１．１．２．１ 構造的特徴に関する検討：国内外で発生した巨大地震に係る知見収集■アラスカ・アリューシャン：1964年アラスカ地震のアスペリティ分布と島弧会合部のテクトニクス的背景の関係•

Ichinose et al.（2007）は，1964年アラスカ地震による遠地実体波（P波），津波波形及び水準測量による鉛直変位データを用いたインバージョン解析から，
同地震のすべり量分布を推定し，３つのアスペリティ分布（平均すべり量の２倍の領域）を特定している。

•

３つアスペリティ分布は，ISCカタログに示される地震１日後までのM＞４の余震分布に対応するとともに，島弧会合部のアスペリティ（M1）の形状は，太平洋プレートに乗り上げているYakutat terraneの形状と整合するとしている。

インバージョン解析に用いた遠地実体波及び津波波形観測箇所（Ichinose et al.（2007））1964年アラスカ地震のアスペリティ分布（Ichinose et al.（2007））■太平洋プレート，Yakutat terrane，北米プレート等の模式図

1964年アラスカ地震のすべり量分布と震源時間関数（Ichinose et al.（2007））（Wech（2016））

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p23 再掲

37

１．１．２．１ 構造的特徴に関する検討：国内外で発生した巨大地震に係る知見収集■まとめ•

日本海溝沿い，南米チリ沖，スマトラ島沖及びアラスカ・アリューシャンで発生している巨大地震の破壊領域（破壊の伝播範囲）に関する知見から，同一のプレート境界面でも，地下構造に不連続性が認められる場合，それが破壊のバリアとして作用すると考えられる。

•

上記知見を参考に，千島海溝沿いにおけるテクトニクス的背景，並びに地震の発生機構の類似性から，千島海溝沿いの構造的特徴に関する検討を行う。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p24 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

38

１．１．２．１ 構造的特徴に関する検討：千島海溝沿いのテクトニクス的背景•

日本列島は，主に陸のプレートである北米プレートとユーラシアプレートに位置し（長谷川ほか（2010）） ，太平洋プレートは東南東の方向から年間約８cmの速さで千島海溝，日本海溝及び伊豆・小笠原海溝から沈み込んでいる。

•

太平洋プレートは，千島海溝の南半分（Bussol海峡～北海道中央部）で斜めに沈み込んでおり，それに伴い千島前弧スリバーが形成されている（木村（2002），Demets(1992)他）。

千島前弧スリバー千島前弧スリバー（Demets(1992)に一部加筆）

日本列島下に沈み込む太平洋プレート及びフィリピン海プレートの形状（長谷川ほか（2010））

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p25 再掲

39

１．１．２．１ 構造的特徴に関する検討：千島海溝沿いのテクトニクス的背景•

千島海溝南西端は，日本海溝との島弧会合部に位置し，その会合部（衝突帯）では，日高山脈が形成されている（日高造山運動）（木村（2002））。

•

日高山脈の地下深部において，千島弧は，下部地殻内で上下に裂けて分離（デラミネーション）し，上部地殻を含めた上半分は日高主衝上断層によって西側に衝上し，上部マントルを含めた下半分は下降している。また，東北日本弧は，その分離（デラミネーション）した千島弧の中へウェッジ状に突入している（伊藤（2000））。

（伊藤（2000）に一部加筆）（伊藤（2000）に一部加筆）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p26 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討40

１．１．２．１ 構造的特徴に関する検討：日本海溝・千島海溝島弧会合部•

Liu et al.(2013)，文部科学省（2008）は，地震波トモグラフィによる日本海溝と千島海溝の島弧会合部付近の３次元地殻不均質構造と既往地震発生領域の関係から，日高衝突帯における下部地殻の剥落に相当する低速度領域が，破壊のバリアになる可能性を示唆している。

地震波トモグラフィと既往地震発生領域との関係（Liu et al.(2013) ）千島前弧の西進と東北日本弧との衝突による
日高山脈形成過程の模式図（文部科学省(2008) ）日高衝突帯における地震波トモグラフィ（鉛直分布）（Liu et al.(2013) ）国内外で発生している巨大地震の破壊領域に関する知見から，日本海溝・千島海溝の島弧会合部は，巨大地震の破壊のバリアとなる地下構造の不連続性を示す構造的特徴と考えられる。

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p27 再掲

41

１．１．２．１ 構造的特徴に関する検討：納沙布断裂帯•

Kasahara et al.(1997)は，南千島沖の領域では，納沙布断裂帯（Nosappu FZ）及び択捉断裂帯（Iturup FZ）と呼ばれる構造線が存在し，これらを境界として，
地磁気線状配列や正断層系が異なる特徴が確認されるとしている。また，納沙布断裂帯では，その両側で堆積厚さが異なるとともに，地下構造の不連続性が見られることから，この古い海洋プレートの構造が現在の地震活動ブロック構造（Barrier）を支配する要因の１つと考えられるとしている。

地磁気異常マップ（Kasahara et al.(1997) ）1969年色丹島沖地震の余震分布（Kasahara et al.(1997) ）1973年色丹島沖地震の余震分布（Kasahara et al.(1997) ）納沙布断裂帯の模式図（Barrier model）（Kasahara et al.(1997) ）国内外で発生している巨大地震の破壊領域に関する知見から，納沙布断裂帯は，巨大地震の破壊のバリアとなる地下構造の不連続性を示す構造的特徴と考えられる。

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p28 再掲

42

１．１．２．１ 構造的特徴に関する検討：千島前弧スリバー•

太平洋プレートは，千島海溝に斜めに沈み込んでおり，それに伴いBussol海峡～十勝沖の範囲において千島前弧スリバーが形成され，背弧側とは別の剛体運動をしている（Demets(1992)他）。

•

千島前弧スリバーの北端位置は，1963年の地震と2006年の地震の境界に一致する（文部科学省（2012））。

Bussol海峡

千島前弧スリバー千島前弧スリバー（Demets(1992)に一部加筆）
海溝

津波波形インバージョンにより推定した根室半島沖～中千島沖で発生した地震のすべり分布（文部科学省（2012））

沈み込み方向斜め沈み込み帯におけるプレート運動（概要図）（Demets(1992)に一部加筆）

国内外で発生している巨大地震の破壊領域に関する知見から，千島前弧スリバー北東端は，巨大地震の破壊のバリアとなる地下構造の不連続性を示す構造的特徴と考えられる。

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p29 再掲

43

１．１．２．１ 構造的特徴に関する検討：まとめ•

国内外で発生している巨大地震の破壊領域に関する知見，並びに千島海溝沿いのテクトニクス的背景，地震の発生機構の類似性から考えられる
構造的特徴（破壊のバリア）に関する検討結果を左下図に示す。

•

なお，千島海溝沿いの構造的特徴のうち，日本海溝・千島海溝島弧会合部～納沙布断裂帯の領域は，地震調査研究推進本部（2004，2017a），内閣
府中央防災会議（2006），文部科学省（2013a）が評価している超巨大地震（17世紀型）の波源域（十勝沖～根室沖）（右下図）と整合的である。

千島前弧スリバー北東端
納沙布断裂帯日本海溝・千島海溝
島弧会合部

フィリピン海プレート北東端

日本海溝から千島海溝沿いにおける構造的特徴（破壊のバリア）に関する検討結果（Demets(1992)に一部加筆）

超巨大地震（17世紀型）の断層モデル（Mw8.8）（文部科学省（2013a））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p30 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

44

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：M９クラスの巨大地震を発生させる固着域に関する分析■地震学的，地質学的見地からの検討•

地震発生履歴，津波堆積物調査等の知見収集の結果，世界のプレート境界面では複数の領域を震源域とするM９クラスの巨大地震が，百年～千年間隔で繰り返し発生している。

沈み込み帯

日本海溝

チリ

カムチャッカ

スマトラ

カスケード

アラスカ・
アリューシャン

地震学的・
地質学的
見地

・過去にM９クラスの巨大地震が発生（＝超巨大地震（東北地方太平洋沖型））。

・過去にM９クラスの巨大地震が発生（=1960年）。

・過去にM９クラスの巨大地震が発生（=1952年）。

・過去にM９クラスの巨大地震が発生（=2004年）。

・過去にM９クラスの巨大地震が発生（=1700年）。

・過去にM９クラスの巨大地震が発生（=1964年）。

・約300年間隔で繰り返し発生している。

・約100～400年間隔で繰り返し発生している。

・約400～500年間隔で繰り返し発生している。

・約500年間隔で繰り返し発生している。

・約600年～1000
年間隔で繰り返し発生している。

・宮城県沖南部～茨城県沖の領域を震源として，約600年間隔で繰り返し発生している。

震源域

1700カスケード
Mw9.0前後※（佐竹（2013）に一部加筆）（地震調査研究推進本部（2019））※：1700年カスケードの地震規模については，Satake et al.(2003)， Witter et al.(2012)を参考に記載。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p31 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

45

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：M９クラスの巨大地震を発生させる固着域に関する分析■測地学的見地からの検討••

日本海溝沿いで比較的長期にわたって認められる特徴として，宮城県沖のすべり欠損速度が他領域と比較して大きく固着が強い（カップリングが大きい）傾向にあり，かつM９クラスの巨大地震の震源域と調和的である（地震調査研究推進本部（2012），Ozawa et al.(2011)）。
西村（2013）は，固着が強いプレート境界と20世紀以降の巨大地震の発生域の関係を整理し，M９クラスの巨大地震は，全てカップリング係数※が中程度
以上の特定の地域で発生していることを示している。 ※：すべり欠損速度をプレート相対運動速度で割ったもの。
沈み込み帯

日本海溝

世界

すべり欠損分布：すべり欠損速度が2cm/年以上と推定されている領域：1900年以降のM8.8以上の超巨大地震の震央?

：カップリングしていると疑われるが，文献が調査できなかった位置：プレート境界位置

2000年4月～2001年3月のすべり欠損
分布と1923年以降に発生したM6.8以上の地震の震央位置（Ozawa et al.（2011））

特定の固着域

宮城県沖

環太平洋とその周辺における測地データから推定されたプレート間カップリング分布（西村（2013））

以上から，世界のプレート境界面には，数百年間隔で繰り返しM９クラスの巨大地震を発生させる（歪みを蓄積する）特定の固着域が存在する。

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p32 再掲

46

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：国内外で発生したM９クラスの巨大地震のすべり量に関する分析■日本海溝沿い：3.11地震（宮城県沖）①（１）3.11地震後の応力状態• 地震学的・地球物理学的見地から，3.11地震の発生により，それを引き起こした歪みはほぼ解放されたと考えられ（Hasegawa et al.（2012），
JAMSTEC（2013）他 ），超巨大地震（東北地方太平洋沖型）は，その繰り返し間隔から，地震発生の都度歪みを解放する（すべり量に上限をもった）地震と捉えることが可能と考えられる。
【地震学的見地】【地球物理学的見地】
赤：逆断層型
青：正断層型
緑：横ずれ型
黒：上記以外地震前の応力状態

地震前のCMT解掘削同時検層地点（ Lin et al.（2013） ）地震後のCMT解：σ1軸：σ3軸

地震後の応力状態

3.11地震震源域の応力状態の変化（JAMSTEC（2013））

地震前の応力場

地震後の応力場

応力テンソルインバージョンから得られた陸のプレートの応力場の変化（ Hasegawa et al.（2012） ）１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p33 再掲

47

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：国内外で発生したM９クラスの巨大地震のすべり量に関する分析■日本海溝沿い：3.11地震（宮城県沖）②（２）過去の巨大地震の規模の比較•

菅原ほか（2011,2013）は，「超巨大地震（東北地方太平洋沖型）」のうち869年の津波と3.11地震津波の仙台平野における浸水域の比較を行い，両者がほとんど重なることを示した。

•

石巻平野においても，869年の津波と3.11地震に伴う津波による津波堆積物の到達限界は，ほぼ同規模であり（澤井ほか（2007，2008），行谷ほか（2010），
宍倉ほか（2007，2012）），869年の津波堆積物は，3.11地震に伴う津波と同様，広範囲で確認されている（文部科学省 研究開発局ほか（2010））。

•以上より，869年の地震発生後も3.11地震と同様に，宮城県沖の固着域に蓄積されていた歪みの大きな解放があったものと推定され，超巨大地震（東北地
方太平洋沖型）がその都度歪みを解放し，すべり量に上限をもった地震と捉えることと整合する。

（Ａ）西暦1500年頃のイベント， （Ｂ）869年の津波（Ｃ）西暦430年頃のイベント， （Ｄ）紀元前390年頃のイベント
石巻市，仙台市，山元町，相馬市で見られた津波堆積物の地域間対比（文部科学省 研究開発局ほか（2010）に一部加筆）

仙台平野における869年の津波と3.11地震に伴う津波の浸水域の比較（菅原ほか（2013））

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p34 再掲

48

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：国内外で発生したM９クラスの巨大地震のすべり量に関する分析■日本海溝沿い：3.11地震（宮城県沖）③（３）スーパーサイクル•

佐竹（2011a，2011b）は，3.11地震のすべり量分布と，地震調査研究推進本部（2002）が想定していた固有地震（宮城県沖，三陸沖南部海溝寄り）の平均発
生間隔及びすべり量から，固有地震のすべり残しがプレート間の固着として蓄積され，より長い間隔で超巨大地震として解放されると考えると，宮城県沖や三陸沖では従来の地震サイクルの上に，より長い周期のサイクル（スーパーサイクル）があるとしている。
日本海溝沿いの各領域における固有地震と3.11地震のすべり量と発生間隔

津波波形のインバージョンによる
3.11地震のすべり量分布（佐竹（2011a））
宮城沖及び三陸沖南部海溝寄り
における地震発生サイクルのモデル（佐竹（2011a））

宮城沖と海溝軸周辺における地震のサイクルとすべり量モデル（佐竹（2011b））以上から，日本海溝沿いにおいて約600年間隔で繰り返しM９クラスの巨大地震を発生させる宮城県沖の固着域で蓄積する歪みの量には限度があり，3.11地震に伴う大きなすべり量は最大規模と評価される。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p35 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

49

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：国内外で発生したM９クラスの巨大地震のすべり量に関する分析■世界①（１）地震学的・地質学的・測地学的見地からの検討• プレート境界毎にM９クラスの巨大地震の平均発生間隔（Ａ）・既往地震のすべり量（Ｂ）の関係と各プレートの沈み込み速度・カップリング係数から算定されるすべり（歪み）の蓄積量（Ｃ）を比較した結果，両者には調和的な関係があり，M９クラスの巨大地震を発生させるすべり（歪み）の蓄積量には限度があると考えられる。
【チリにおける分析結果】
 平均発生間隔（A）



1960年のすべり量分布（B）



すべり（歪み）の蓄積量（C）①プレートの沈み込み速度：6.3-7.5cm/年（McCaffrey(2008)）②カップリング係数：0.82～1.0（地震学的）0.96（測地学的） （Scholz and Campos(2012)）

すべり （歪み）の蓄積量③すべり（歪み）の蓄積量：①（6.3-7.5cm/年）×385年（1960-1575）
×②（=1.0とする）＝24～29m（宍倉（2013））（Fujii and Satake（2013））

24～29m

385年
1960

1575

時間

チリ

カムチャッカ

スマトラ

カスケード

アラスカ・
アリューシャン

備 考

平均発生間隔（Ａ）

約300年

約100～400年

約400～500年

約500年

約600～1000年

地震学的・地質学的知見から得られる平均発生間隔

既往地震の最大すべり量（Ｂ）

既往地震：1960年
すべり量：25～30m

既往地震：1952年
すべり量：11.4m

既往地震：2004年
すべり量：23m

既往地震：1700年
すべり量：19m

既往地震：1964年
すべり量：22m

地震学的・地質学的知見から得られる最大すべり量

調和的な関係がある。
すべり（歪み）の蓄積量（C）

385年間で24～29m

400年間で14～17m

500年間で
4～22m

500年間で16～19m

1000年間で13～31m

プレートテクトニクス，地震学的・測地学的知見から得られるすべり（歪み）の蓄積量

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p36 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討50

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：国内外で発生したM９クラスの巨大地震のすべり量に関する分析■世界②（２）巨大地震発生領域の時空間分布• 世界のM９クラスの巨大地震発生領域は互いに重複せず，各プレート境界面の限定的な領域において数百年間隔で繰り返し発生している。
【環太平洋全域】
 環太平洋全域におけるプレート境界面で1906年から2012年に発生した
M8.5以上の巨大地震の発生領域は互いに重複していない。

【チリ～ペルー沖】
 セグメント毎に数十年以上の間隔で繰り返し地震が発生しており，1940年以降発生したM８～９クラスの地震の発生領域は互いに重複していない。
また，M９クラスの巨大地震は，限定的な領域において約300年間隔で繰り返し発生している（1575年,1960年）。

2014（M8.2）

1906年から2012年に発生したM8.5以上の地震の発生領域（Rajendran(2013)に一部加筆）

チリ～ペルー沖における地震発生履歴（Rajendran(2013)に一部加筆）

以上から，世界のM９クラスの巨大地震はそれぞれ限定的な領域で発生しており，各固着域で蓄積する歪みの量は，宮城県沖と同様に限度があると考えられる。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p37 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

51

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：国内外で発生したM９クラスの巨大地震のすべり量に関する分析■まとめ•

地震学的・地質学的・測地学的知見から，国内外で発生しているM９クラスの巨大地震は，限定的な領域で発生し，各固着域で蓄積する歪み量（すべり量）には限度があると考えられる。

•

上記知見を参考に，青森県東方沖及び岩手県沖北部，千島海溝沿いにおける固着の程度，並びに青森県東方沖及び岩手県沖北部，十勝沖・根室沖で発生し得る最大すべり量について検討する。
凡例
固着域

千島前弧スリバー北東端

非固着域（Seno（2014）を参考に作成）

納沙布断裂帯固着度：中（M８クラス）
固着度：中（M８クラス）

日本海溝・千島海溝
島弧会合部

低地震活動域固着度：小（M８クラス以下）

固着度：大（M９クラス）

固着度：大（M９クラス）

固着度：小（M８クラス以下）

フィリピン海プレート
北東端

固着度：小
（M８クラス以下）
プレート境界深部の固着度は，岩手県沖南部よりも大きいと考えられる。

検討範囲※（地震調査研究推進本部（2017a，2019）に一部加筆）※：岩手県沖南部，福島県沖・茨城県沖，房総沖の固着域，ならびに低地震活動域に関する検討結果の詳細は，補足説明資料「Ⅰ．「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価 １．固着域，すべり量に関する検討」に記載。

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p38 再掲

52

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：青森県東方沖及び岩手県沖北部■固着度に関する検討•

青森県東方沖及び岩手県沖北部では，平均発生間隔約97.0年で繰り返しM８クラスの地震が発生している（1677年，1763年，1856年，1968年）（地震調査研
究推進本部（2019））。

•

Yamanaka and Kikuchi(2004)，永井ほか（2001）は，アスペリティ分布の解析から，青森県東方沖及び岩手県沖北部のアスペリティ（右図：AとB）のうち，1968
年の地震と1994年の地震の共通アスペリティ（右図：Ｂ）のカップリング率はほぼ100％であるとしている。また，個々のアスペリティが単独で動けばM７クラスの地震（=1994年）を，連動するとM８クラスの地震（=1968年）を引き起こすとしている。

•

地震調査研究推進本部（2012）は，上記知見を引用し，3.11地震が青森県東方沖及び岩手県沖北部の手前で破壊が止まったのは，この領域では過去の大地震で歪みをほとんど解放してしまったためと考えれば説明可能としている。

M8クラス
M7クラス

Ａ
単
独

（a）アスペリティ位置（b）プレートの沈み込み速度から推定される地震モーメント解放量

Ｂ
単
独

連
動

アスペリティの活動パターンと地震規模の関係（Yamanaka and Kikuchi(2004)，永井ほか（2001））（Yamanaka and Kikuchi(2004)）

以上から，M９クラスの巨大地震を発生させる宮城県沖の固着度と比較して，青森県東方沖及び岩手県沖北部の固着度は小さいと考えられる。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p39 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

53

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：青森県東方沖及び岩手県沖北部■すべり量に関する検討：地震学的・測地学的見地•

青森県東方沖及び岩手県沖北部で繰り返し発生するM８クラスの地震の平均発生間隔（Ａ）・既往地震のすべり量（Ｂ）の関係と，プレートの沈み込
み速度・カップリング係数から算定されるすべり（歪み）の蓄積量（Ｃ）を比較した結果，両者には調和的な関係がある。

【平均発生間隔（A）】• 約97.0年
青森県東方沖及び岩手県沖北部の繰り返し発生するプレート間地震の発生間隔等（地震調査研究推進本部（2019））【1968年十勝沖地震のすべり量（B）】
各アスペリティのすべり量（永井ほか（2001））• アスペリティA：9.3m• アスペリティB：6.5m※【すべり（歪み）の蓄積量（C）】①プレートの沈み込み速度：6.2-8.1cm/年（McCaffrey(2008)）②カップリング係数：1.0（地震学的）（Yamanaka and Kikuchi(2004)）③すべり（歪み）の蓄積量：①（6.2-8.1cm/年）×97年
×②（=1）＝6～8m
すべり （歪み）の蓄積量

6～8m

97年
1968

アスペリティ位置（Yamanaka and Kikuchi(2004) ）※：アスペリティBは，1968年十勝沖地震
以外の地震でもすべりを生じることからアスペリティAと比較して，すべり量が小さい。

時間

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p40 再掲

54

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：青森県東方沖及び岩手県沖北部•

1968年十勝沖地震に伴うすべり量を上回るすべりが生じる可能性について，3.11地震時に見られた宮城県沖のすべり様式に関する知見のうちダイナミック
オーバーシュート（動的過剰すべり）（Ide et al.（2011）他）の観点から検証した。
【ダイナミックオーバーシュート（動的過剰すべり）】•

Ide et al.（2011）は，3.11地震の地震波の解析に基づき，以下の見解を示している。
 3.11地震は，①浅部の比較的静かなすべり，②深部における高周波を放射する破壊の２つの破壊モードからなる。
 このうち，①のすべりは地震以前に蓄えられていたひずみを解放するだけではなく，さらにすべり過ぎたことが，地震直後に陸側プレート内で正断層地震が発生したことから推定される。これがダイナミックオーバーシュート（動的過剰すべり）と呼ばれる現象である。
 浅部のダイナミックオーバーシュートは，それに先立つ深部のエネルギッシュな破壊により励起された。深部側の破壊が存在しなければ，巨大な津波は発生しなかった。

（左図）コンター：総すべり量の分布，0309：前震（Mw7.3）のメカニズム，MS：本震のメカニズム，
0312及び0314：余震（それぞれMw6.5,Mw6.1）のメカニズム，青点：前震の震央，赤点：余震の震央，
グラフ：地震モーメントの放出速度の推移（右図）すべり速度分布のスナップショット（Ide et al.(2011)）

時間毎の破壊過程の模式図（井出（2011））

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p41 再掲

55

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：青森県東方沖及び岩手県沖北部■すべり量に関する検討結果の検証：ダイナミックオーバーシュート•

3.11地震で大きなすべりを生じた要因について，長谷川（2015）は，「①プレート境界最浅部は剛性率が小さい付加体であり，この付加体の幅は宮城県沖が最も狭いとともに（Tsuru et al.（2002）），②海底地震計による余震分布（Obana et al.（2013），下図）等から，海溝軸から陸側に少なくとも30～35km程度まで
は固着は強くないと考えられる。したがって，宮城県沖の大きなすべりは，本震による断層面での食い違いに伴う弾性的な静的応答のみでなく，その他の非弾性的な応答や動的応答も含まれたものであることを示唆する。」としている。

•

また，文部科学省（2014）は，「3.11地震の際に大きく滑った海溝軸近傍のプレート境界で，本震の前後ともに小地震の活動が見られないことは，そこで自発的な震源核形成が起こらないことを示唆する。」としている。

海底地震計の設置位置と3.11地震のすべり分布（Obana et al.(2013））

3.11地震の余震分布とP波速度構造の関係（Obana et al.(2013））

以上から，3.11地震の大きなすべりは，①付加体の幅，②プレート境界深部の固着の程度と関係していると考えられる。

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p42 再掲

56

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：青森県東方沖及び岩手県沖北部■すべり量に関する検討結果の検証：①付加体の幅とすべり量の関係•

Kozdon and Dunham(2013）は，3.11地震ではプレート境界浅部でもすべりが発生したことに着目し，地震探査で得られた宮城県沖の地震波速度構造を模した沈み込みプレート境界モデルを用いた２次元動的破壊シミュレーションを実施した。付加体の幅の違いがプレート境界浅部のすべり量に与える影響を検討しており，付加体の幅が小さいほどプレート境界浅部のすべり量が増大する傾向があるとしている。

•

Tsuru et al.(2002)は日本海溝の沈み込み帯におけるマルチチャネル反射法地震探査結果から，青森県東方沖及び岩手県沖北部の付加体（P波速度：3～4km/s以下の領域）の幅は宮城県沖よりも広いとしている。

•

以上より，青森県東方沖及び岩手県沖北部においてダイナミックオーバーシュートが発生したとしても，そのすべり量は3.11地震のすべり量よりも小さいと考えられる。
宮城県沖相当付加体の幅

宮城県沖のプレート境界モデル（２次元動的破壊シミュレーションモデル）（Kozdon and Dunham（2013））

動的破壊シミュレーションによる付加体の幅と断層すべり量，水平・上下変位の関係（Kozdon and Dunham（2013）に一部加筆）

日本海溝沿いにおける付加体（低速度堆積物）の分布（Tsuru et al.（2002）に一部加筆）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p43 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

57

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：青森県東方沖及び岩手県沖北部■すべり量に関する検討結果の検証：②プレート境界深部の固着の程度•

地震学的見地から，青森県東方沖及び岩手県沖北部の固着の程度は宮城県沖と比較して小さく，3.11地震と同規模のすべりを発生させる固着域ではないと考えられるが，定量的に確認するため，スーパーサイクルの概念から算定される歪みの蓄積年数と国内外で発生している巨大地震の平均発生間隔を比較した。

•

青森県東方沖及び岩手県沖北部の各アスペリティ（左下図：A，B）について，プレートの沈み込み速度，すべり量及び平均発生間隔から算定されるすべり欠損を用いて，3.11地震のすべり量30～50ｍを生じるために必要な歪みの蓄積年数を算定すると，アスペリティAについてはすべり欠損がほぼ無く，アスペリティBについては約2100～3500年と非常に長いことから，約97.0年間隔で繰り返し発生する青森県東方沖及び岩手県沖北部の地震でほぼ歪みを解放する領域と考えられる。

•

以上から，3.11地震と同規模のすべりを生じる可能性は低いと考えられる。
【国内外で発生している巨大地震の平均発生間隔】【 3.11地震と同規模のすべりを生じるための歪みの蓄積年数の算定】
アスペリティ

すべり残り※１
S（cm/年）

A

0

B

1.4

3.11地震のすべり量（m）

すべりに必要な歪みの蓄積年数
D/S（年）－

30～50m2140～3570※１：すべり残りの算定
すべり残り（S）＝プレートの沈み込み速度－（すべり量/平均発生間隔）
プレートの沈み込み速度：8.1（cm/年）（McCaffrey(2008)）
 すべり量（永井ほか（2001））：
アスペリティA：930cm
アスペリティB：650cm
 平均発生間隔：97（年）（地震調査研究推進本部（2019））

既往地震

平均発生間隔日本海溝

3.11地震

約600年

チリ

1960年

約300年

カムチャッカ

1952年

約100～400年

スマトラ

2004年

約400～500年

カスケード

1700年

約500年

アラスカ・アリューシャン

1964年

約600～1000年



1700カスケード
Mw9.0前後

アスペリティAのすべり量：9.3m
アスペリティBのすべり量：6.5m※２
アスペリティ位置（Yamanaka and Kikuchi(2004) ）※２：アスペリティBは，1968年十勝沖地震以外の地震でもすべりを生じることから，アスペリティAと比較して，すべり量が小さい。

（佐竹（2013）に一部加筆）

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p44 再掲

58

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：青森県東方沖及び岩手県沖北部■すべり量に関する検討結果の検証：まとめ•1968年十勝沖地震に伴うすべり量を上回るすべりが生じる可能性について， 3.11地震時に見られた宮城県沖のすべり様式に関する知見のうちダイ
ナミックオーバーシュートの観点から検証した。

•

検討の結果，1968年十勝沖地震に伴うすべり量を上回るすべりが生じる可能性は低く，同地震に伴うすべり量を最大規模と評価することが妥当であることを確認した。

検討結果の概要
3.11地震の大きなすべりの要因

青森県東方沖及び岩手県沖北部

付加体の幅

宮城県沖と比較して付加体の幅が広く，仮に深部のすべりを起因とするダイナミッ
クオーバーシュートが発生したとしても，そのすべり量は3.11地震のすべり量よりも小さいと考えられる。

プレート境界深部の固着の程度

国内外で発生した巨大地震の平均発生間隔から，3.11地震と同規模のすべり（30m～50m）を生じるための歪みは蓄積できない（青森県東方沖及び岩手県沖北部の地震でほぼ歪みは解放する）。

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p45 再掲

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：千島海溝沿い■既往地震の震源域（１）• 千島海溝沿いでは，ほぼ空白域無くM８クラス以上の地震が発生している（文部科学省（2007））。
•

日本海溝・千島海溝沿い（十勝沖～択捉島沖）のアスペリティ分布を右下図に示す（内閣府中央防災会議（2006））。

超巨大地震（17世紀型）（十勝沖・根室沖）※１※２

千島海溝沿いで発生した既往地震の震源域（文部科学省（2007）に一部加筆）※１：地震調査研究推進本部（2017a）で示されている17世紀の地震の震源域を基に記載。
※２：1968Tokachi（=1968年十勝沖地震）の誤記と考えられる。

日本海溝・千島海溝沿い（十勝沖～択捉島沖）のアスペリティ分布（内閣府中央防災会議（2006））

59

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p46 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

60

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：千島海溝沿い■既往地震の震源域（２）• 地震調査研究推進本部（2017a）では，千島海溝沿いのうち十勝沖・根室沖・色丹島沖・択捉島沖の地震について，歴史資料，観測記録，津波堆積物調査結果を踏まえ，各領域でM８程度のプレート間地震が繰り返し発生し，それらの平均発生間隔を下表のとおり整理している。

千島海溝沿いの評価対象領域（地震調査研究推進本部（2017a））

超巨大地震（17世紀型）の震源域（Ioki and Tanioka(2016))

千島海溝沿いの地震の平均発生間隔
地震の発生領域及び様式

平均発生間隔

十勝沖

80.3年

根室沖

65.1年

色丹島沖及び択捉島沖

35.5年

超巨大地震（17世紀型）※

約340～380年※：超巨大地震（17世紀型）の発生領域について，地震調査研究推進本部（2017a）では，「根室沖を含む領域で発生した可能性がある」とし，具体的な発生領域については明記されていないが，Ioki and Tanioka（2016）では，十勝沖～根室沖を超巨大地震（17世紀型）の震源域と推定している。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p47 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

61

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：千島海溝沿い■固着度に関する検討：地震学的・地質学的見地•

千島海溝沿いのうち十勝沖から根室沖の領域については，津波堆積物調査から巨大津波が発生していることが確認されており，最新の事例としては17世紀に発生している。これ以外にも，過去6500年の間に10数回の発生が確認されている。

•

文部科学省（2013a）では，最新の津波堆積物調査結果（調査地点：浦幌，キナシベツ，音別，厚岸，根室，根室海峡沿岸の別海）を踏まえた17世紀に発生した巨大地震の断層モデルの再検討を行い，波源域を十勝沖～根室沖，地震規模をＭｗ8.8と評価している。

北海道太平洋岸の津波堆積物に基づく巨大津波の履歴

津波を発生させる断層領域の模式図

内閣府中央防災会議（2006）の評価（内閣府中央防災会議（2006）に一部加筆）

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p48 再掲

62

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：千島海溝沿い■固着度に関する検討：地震学的見地• 東北大学（2012）は，小繰り返し地震（相似地震）の活動及びそれから推定されるプレート間地震すべりについて，3.11地震で大きなすべりを生じた
宮城県沖における特徴との類似性から，十勝沖・根室沖で巨大地震が発生する可能性があるとしている。
•

また，日本海溝・千島海溝島弧会合部付近の低地震活動（下図：第1図空白域B）は，プレートの折れ曲がりが影響している可能性も考えられるとしている。

東北大学（2012）

東北大学（2012）【宮城県沖における特徴】
特徴①：大すべり域を中心とする広域で高いカップリング率が推定される。
特徴②：プレート境界型地震の発生域下限付近まで高カップリング領域が存在。
特徴③：プレート境界型地震の発生下限付近でのM７クラスの地震（の繰り返し）が存在。
特徴④：海溝近傍の低地震活動と低繰り返し地震活動。

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p49 再掲

63

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：千島海溝沿い■固着度に関する検討：測地学的見地•

国土地理院（2012）は，1999年9月から2003年8月までと2007年3月から2011年2月までのすべり欠損速度分布から，両期間で，釧路沖の海溝寄りと根室沖の陸寄りに強い固着領域が推定され，その広がりから巨大地震の潜在的発生可能性を有する地域と言うことができるとしている。

国土地理院（2012）

国土地理院（2012）

以上から，十勝沖・根室沖の固着度は，M９クラスの巨大地震を発生させる宮城県沖と同程度と考えられる。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p50 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

64

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：千島海溝沿い■すべり量に関する検討：地震学的・測地学的見地• 「超巨大地震（17世紀型）」の発生間隔（Ａ）・地震のすべり量（Ｂ）の関係と，プレートの沈み込み速度・カップリング係数から算定されるすべり（歪み）の蓄積量（Ｃ）を比較した結果，両者には調和的な関係がある。

【発生間隔（A）】【17世紀初頭の地震のすべり量分布（B）】• 12～13世紀の発生から400～500年• 最大すべり量25m【すべり（歪み）の蓄積量（C）】①プレートの沈み込み速度：6.9-8.2cm/年（McCaffrey(2008)）②カップリング係数：0.59（地震学的）（Scholz and Campos(2012)）③すべり（歪み）の蓄積量：①（6.9-8.2cm/年）×400～500年
×②（=0.59）＝16～24m
すべり （歪み）の蓄積量12～13世紀（内閣府中央防災会議（2006））

16～24m

400～500年

17世紀初頭時間（文部科学省（2013a））以上から，十勝沖・根室沖の固着域で蓄積する歪みの量は，国内外で発生しているM９クラスの巨大地震と同様に限度があると考えられ，「超巨大地震（17世紀型）」のうち17世紀初頭の地震に伴うすべり量は最大規模と評価される。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p51 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

65

１．１．２．２ 固着域，すべり量に関する検討：まとめ•

国内外で発生しているM９クラスの巨大地震に関する地震学的・地質学的・測地学的知見を参考に検討した青森県東方沖及び岩手県沖北部，千島海溝沿いにおける固着域，最大すべり量に関する評価結果を以下に示す。
千島前弧スリバー北東端

凡例
固着域

非固着域

最大すべり量に関する検討結果（Seno（2014）を参考に作成）

納沙布断裂帯固着度：中（M８クラス）
固着度：中（M８クラス）領域

最大すべり量

発生間隔

青森県東方沖及び岩手県沖北部

1968年十勝沖地震に伴うすべり量（６～10m）

約97.0年

十勝沖・根室沖

17世紀の地震に伴うすべり量（25m）

約400～500年※※：前回（12～13世紀）発生からの間隔

日本海溝・千島海溝
島弧会合部

低地震活動域固着度：小（M８クラス以下）

固着度：大（M９クラス）

既往地震

すべり量

日本海溝沿い

3.11地震

約50m

チリ

1960年

25～30m

固着度：小（M８クラス以下）

カムチャッカ

1952年

11.4m

プレート境界深部の固着度は，岩手県沖南部よりも大きいと考えられる。

スマトラ

2004年

23m

カスケード

1700年

19m

アラスカ・
アリューシャン

1964年

22m

固着度：大
（M９クラス）

固着度：小（M８クラス以下）

フィリピン海プレート
北東端（参考）国内外で発生したM９クラスの地震のすべり量

各領域における固着度に関する検討結果（地震調査研究推進本部（2017a, 2019）に一部加筆）

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p52 再掲

66

１．１．２．３ 破壊伝播に関する検討：検討方針•

青森県東方沖及び岩手県沖北部，十勝沖・根室沖の固着域を起点（震源）とする破壊（地震）が，構造的特徴（破壊のバリア）を跨ぎ，隣接するセグメントまで伝播する可能性について，①断層セグメント間の相互作用に関する検討，②2004年スマトラ～アンダマン地震の発生様式※を踏まえた検討から評価する。
※：スマトラ島沖は，千島海溝沿いと同様にほぼ空白域無く既往地震が発生している沈み込み帯であり，2004年スマトラ～アンダマン地震は，スマトラを起点（震源）として隣接するセグメントへ破壊が伝播した巨大地震である。

：破壊伝播の可能性検討

千島前弧スリバー北東端

凡例
固着域

非固着域

（Seno（2014）を参考に作成）

納沙布断裂帯固着度：中（M８クラス）
固着度：中（M８クラス）

日本海溝・千島海溝
島弧会合部
低地震活動域固着度：小（M８クラス以下）

固着度：大（M９クラス）

固着度：大（M９クラス）

固着度：小（M８クラス以下）

フィリピン海プレート
北東端

固着度：小
（M８クラス以下）
プレート境界深部の固着度は，岩手県沖南部よりも大きいと考えられる。

各領域における固着度に関する検討結果（地震調査研究推進本部（2017a, 2019）に一部加筆）

スマトラ島沖における既往地震の発生領域（McCaffrey（2009））

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p53 再掲

67

１．１．２．３ 破壊伝播に関する検討：断層セグメント間の相互作用に関する検討•

活断層の連動時における断層セグメント間の相互作用に関する知見（遠田（2004））を踏まえると，歪みを蓄積する量に限度がある青森県東方沖及び岩手県沖北部，十勝沖・根室沖の固着域を起点（震源）とする破壊（地震）が，既往最大規模の地震よりもさらに応力を高め，構造的特徴（破壊のバリ
ア）を跨ぎ，隣接するセグメントまで伝播する（活動を巻き込む）可能性は低いと考えられる。

ａ） 平均変位量の小さなセグメントによる単独破壊ｂ） 変位量が大きな特異なセグメント（マスターセグメント）が存在する
場合の連動破壊→マスターセグメントの応力変化量が大きいため，近傍のセグメントの活動を巻き込む。
ｃ） ｂ）が時間・変位累積とともに成熟し，3つのセグメントが1つになる。
これにより活動セグメント長が長くなるとともに応力降下量が低下し，変位量の頭打ちにもつながる。

断層セグメント間の相互作用に関する模式図（遠田（2004）に一部加筆）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p54 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

68

１．１．２．３ 破壊伝播に関する検討：2004年スマトラ～アンダマン地震の発生様式を踏まえた検討■2004年スマトラ～アンダマン地震の破壊現象•

2004年スマトラ～アンダマン地震は，スマトラ島沖を震源としてアンダマン諸島沖へ約1300km破壊が伝播したMw9.1～9.3の巨大地震であり，そのメカニズム解は，低角の逆断層地震である(Lay et al.（2005））。

•

なお，同地震のすべり分布は，震源となったスマトラが最も大きく，北へ行くにつれて小さくなるものの，震源域全体に亘ってすべりが生じており（Layet al.(2005），Subarya et al.(2006）），大きなすべりが生じた領域が限定的であった3.11地震と対照的である。

2004年スマトラ～アンダマン地震の破壊過程（Lay et al.(2005））

ａ．地震すべり及び地震後1ヶ月の余効すべりによる測地データから算定されたすべり分布

ｂ．地震前後の地震すべりによる測地データから算定されたすべり
分布GPSデータから算定された
3.11地震のすべり分布（地震調査研究推進本部(2012）に一部加筆）

測地データから算定された2004年スマトラ～アンダマン地震のすべり分布（Subarya et al.(2006））

M９クラスの巨大地震を発生させうる固着域が存在する十勝沖・根室沖を起点（震源）として，千島海溝沿いに破壊伝播する可能性について（2004年
スマトラ～アンダマン地震と同様の破壊現象が生じる可能性について），①テクトニクス的背景と破壊現象，②巨大地震の破壊様式の分類の観点から検討する。

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p55 再掲

69

１．１．２．３ 破壊伝播に関する検討：2004年スマトラ～アンダマン地震の発生様式を踏まえた検討■スマトラ島沖のテクトニクス的背景と破壊領域の端部（南東端）の関係• 2004年スマトラ～アンダマン地震の震源域は，約500年間隔で繰り返し巨大地震が発生しており，いずれの地震も震源域の南に位置する構造的特徴（破壊のバリア）を跨ぐ破壊伝播は生じていない。

2004年と2005年の地震の境界部における地下構造の模式図（Tang et al.(2013) ）スマトラ島～アンダマン諸島沖における過去の地震発生履歴（Rajendran（2013））

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p56 再掲

70

１．１．２．３ 破壊伝播に関する検討：2004年スマトラ～アンダマン地震の発生様式を踏まえた検討■スマトラ島沖のテクトニクス的背景と破壊伝播方向の関係• スマトラ島～アンダマン諸島沖は，インド・オーストラリアプレートがユーラシアプレートに斜めに沈み込むことにより，スマトラマイクロプレート，ビルママ
イクロプレートが形成されており，2004年スマトラ～アンダマン地震の破壊の伝播方向は，前弧スリバーの運動方向と一致している（McCaffrey（2009），
Lay et al.(2005））。

前弧スリバーの形状と斜め沈み込みによるプレート運動（概要図）（McCaffrey（2009））

スマトラマイクロプレートとビルママイクロプレートの運動方向（McCaffrey（2009））

2004年スマトラ～アンダマン地震の破壊過程（Lay et al.(2005））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p57 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

71

１．１．２．３ 破壊伝播に関する検討：2004年スマトラ～アンダマン地震の発生様式を踏まえた検討■千島海溝沿いのテクトニクス的背景からの検討• 日本海溝・千島海溝の島弧会合部は，巨大地震の破壊のバリアとなる地下構造の不連続性を示す構造的特徴を有する。
•

また，十勝沖・根室沖の固着域（超巨大地震（17世紀型）の発生領域）は，千島前弧スリバーの運動方向の末端に位置し，前弧スリバーの運動方向への破壊伝播の可能性は低いと考えられる。

Bussol海峡

千島前弧スリバー
超巨大地震（17世紀型）（十勝沖・根室沖）※１

千島前弧スリバー（Demets(1992)に一部加筆）※２海溝

千島海溝沿いで発生した既往地震の震源域（文部科学省（2007）に一部加筆）※１：地震調査研究推進本部（2017a）で示されている17世紀の地震の震源域を基に記載。
※２：1968Tokachi（=1968年十勝沖地震）の誤記と考えられる。
沈み込み方向斜め沈み込み帯におけるプレート運動（概要図）（Demets(1992)に一部加筆）

2004年スマトラ～アンダマン地震の破壊様式と日本海溝・千島海溝のテクトニクス的背景の比較から，十勝沖・根室沖の固着域を起点（震源）とする破壊が，構造境界（破壊のバリア）を跨ぐ可能性は低いと考えられる。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p58 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

72

１．１．２．３ 破壊伝播に関する検討：2004年スマトラ～アンダマン地震の発生様式を踏まえた検討■巨大地震の破壊様式の分類からの検討①
Koyama et al.(2012)，小山ほか（2012）は，3.11地震のほか，世界でM９クラスの巨大地震が発生している各海域の地震活動（セグメンテーション），
メカニズム解，破壊パターン，テクトニクス的背景等から，以下に示すとおり各巨大地震の破壊様式を分類している。

•【地震活動（セグメンテーション）】①along-dip double segmentation（ダブルセグメント）•

島弧沿いに並んだ活発な地震活動と海溝沿いの不活発な地震活動帯が海溝軸に並行に二重に存在し，主要な破壊（大きなすべり）は海溝軸直交方向に進行する地震活動を示す。

•

海溝から島弧まで幅が広く，震源域を取り囲むような領域で，大きな地震前に地震活動が活発化する。

•

3.11地震，1964年アラスカ・アリューシャン地震，1952年カムチャッカ地震がこのタイプに分類される（詳細は，次頁に示す）。

②along-strike single segmentation（シングルセグメント）• プレート境界の浅部が強く固着し，海溝に沿って破壊が広がる地震活動を示す。
•

地震活動域の幅が狭く，巨大地震が発生する前に震源域全体が鎮静化するseismic gap（地震空白域）が顕著に現れる。

•

2004年スマトラ～アンダマン地震，1960年チリ地震，2010年チリ地震がこのタイプに分類される（詳細は，次頁に示す）。

日本周辺の地震活動（Koyama et al.(2012)）
チリの沈み込み帯における地震活動（Koyama et al.(2012)）

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p59 再掲

73

１．１．２．３ 破壊伝播に関する検討：2004年スマトラ～アンダマン地震の発生様式を踏まえた検討■巨大地震の破壊様式の分類からの検討②
 Koyama et al.(2012)は，国内外の巨大地震を，①プレートの沈み込みの角度（Subduction），②陸側プレートの特徴（Collision），③地震活動（Segmentation）の３つの指標を用いて分類している。
①Subduction：斜め衝突か正面衝突か②Collision：上盤プレートが大陸か島弧・大陸の縁海か③Segmentation：シングルセグメントかダブルセグメントか（詳細は前頁参照）


３つの指標から，世界の巨大地震を（1）1960年チリ型，（2）1964年アラスカ型，（3）2004年スマトラ型，（4）2011年東北沖型に分類している。



発生が懸念されている千島海溝沿いの地震は（右図Hokkaido），2004年スマトラ型と同じく縁海を有する島弧（Margin）に対して斜め沈み込み帯（Oblique）であるという特徴を有するが，破壊現象に大きな影響を及ぼす地震活動（Segmentation）は異なるとしている。

世界で発生した巨大地震の比較（Koyama et al.(2012)に一部加筆 ）巨大地震の破壊様式の分類（Koyama et al.(2012) に一部加筆）

以上から，十勝沖・根室沖の固着域を起点（震源）とする破壊（地震）は，スマトラを起点として隣接するセグメントへ破壊が伝播した2004年スマトラ～アンダマン地震とは破壊様式が異なると考えられる。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p60 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

74

１．１．２．３ 破壊伝播に関する検討：まとめ•①断層セグメント間の相互作用に関する検討，②2004年スマトラ～アンダマン地震の発生様式を踏まえた検討から，青森県東方沖及び岩手県沖北部，十勝沖・根室沖の固着域を起点（震源）とする破壊（地震）が，構造的特徴（破壊のバリア）を跨ぎ，隣接するセグメントまで伝播する可能性は低いと評価する。

：破壊伝播の可能性検討
千島前弧スリバー北東端

凡例
固着域

非固着域

（Seno（2014）を参考に作成）

納沙布断裂帯
納沙布断裂帯破壊伝播の可能性は低い

固着度：中（M８クラス）

破壊伝播の可能性は低い
固着度：中（M８クラス）

日本海溝・千島海溝

日本海溝・千島海溝
島弧会合部
低地震活動域

島弧会合部

固着度：小
固着度：小
（M８クラス以下）（M８クラス以下）

固着度：大（M９クラス）

固着度：大
固着度：大
（M９クラス）（M９クラス）

固着度：小（M８クラス以下）

固着度：小
固着度：小
（M８クラス以下）（M８クラス以下）
フィリピン海プレート
プレート境界深部の固着度は，岩手県沖北東端
南部よりも大きいと考えられる。

破壊伝播に関する検討結果（地震調査研究推進本部（2017a，2019）に一部加筆）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p61 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．２ 波源域及びすべり量に関する検討

１．１．２．４ まとめ：構造境界（破壊のバリア）：（参考）低地震活動域• 各検討結果（整理表）を以下に示す。

構造的特徴に関する検討
地震本部の
領域区分

テクトニクス的背景
陸側のプレートの下に，
太平洋プレートが沈み
込む。

構造的特徴

①

択捉島沖
千島
海溝

色丹島沖

千島前弧スリバーが形成されている。

②

根室沖

十勝沖
青森県東方
沖及び岩手
県沖北部

日本海溝・千島海溝
島弧会合部（下部地
殻の剥落）

③

⑤
岩手県沖
南部
日本
海溝

宮城県沖

陸側のプレートの下に，太平洋プレートが沈み込む。

福島県沖～
茨城県沖

房総沖

④
陸側のプレートの下に，
フィリピン海プレートが沈み込み，さらに下方に，太平洋プレートが
沈み込む。

75

①千島前弧スリバーの北東端• 千島前弧スリバーの形成により，背弧側とは別の剛体運動をしている（Demets（1992）他）。
• 1963年の地震と2006年の地震の境界に一致（文部科学省（2012））。
②納沙布断裂帯• 納沙布断裂帯の両側で堆積厚さが異なり，地下構造の不連続性を有する。これが地震活動ブロック構造（Barrier）を支配する要因の１つと考えられる（Kasahara et al.（1997））。
③日本海溝・千島海溝島弧会合部• 日高衝突帯の下部地殻の剥落に相当する低速度領域が破壊のバリアになる可能性がある（Liu et al.（2013），文部科学省（2008））。
④フィリピン海プレート北東端• テクトニクス的背景（地下構造の不連続性）が破壊のバリアとして作用する重要な役割を果たす可能性がある（Shinohara etal.（2011））。
（参考）⑤低地震活動域• 非地震性のすべりにより歪みが解放される低地震活動域が存在する（Ye et al.（2012））。

※：M９クラスの巨大地震を発生させる宮城県沖の固着の強さに対する度合い（大小）。

固着域，すべり量に関する検討

破壊伝播に関する検討

固着
度※

すべり量

破壊伝播
範囲

―

―

中

―

中

―

大

地震学的・地質学的・測地学的見地から，17世紀の地震のすべり量は最大規模と評価。

超巨大
地震(17
世紀型)
の波源
域

中

地震学的・測地学的見地，並びに3.11地震時の宮城県沖のすべり様式との比較から，1968年
十勝沖地震のすべり量は最大規模と評価。

青森県
東方沖
及び岩
手県沖
北部の
地震の
波源域

小

―

大

地震学的・地質学的・測地学的見地から，3.11地震のすべり量は最大規模と評価。

小

―

小

―

内容

• 蓄積する歪みの量には限度があり，既往地震よりもさらに応力を高めることはできない。
• スマトラ島沖で発生している巨大地震の破壊様式との類似性はない。

蓄積する歪みの量には限度があり，既往地震よりもさらに応力を高めることはできない。
ﾌﾟﾚｰﾄ境界深部の低地震活動域
が，隣接する領域からの破壊伝播
を防ぐ。

超巨大地
震（東北
地方太平
洋沖型）
の波源域

蓄積する歪みの量には限度があり，3.11地震よりもさらに応力を高めることはできない。

ﾌｨﾘﾋﾟﾝ海ﾌﾟﾚｰﾄの北東端が，隣接する領域からの破壊のバリアとなる。

76

１．１．３ 地震発生履歴に関する検討
１．１．３．１ 文献調査
１．１．３．２ 津波堆積物調査
１．１．３．３ イベント堆積物の層厚に関する考察
１．１．３．４ まとめ

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p63 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

77

１．１．３．１ 文献調査：近地津波（日本海溝沿い）•

既往津波のうち，津波の大きさ，波源からの伝播距離及び津波被害の大きさから，下北半島に影響を及ぼしたと考えられる津波として，日本海溝沿いで発生した以下の７つの津波が抽出される。

：1611年の津波：1677年の津波：1856年の津波：1896年明治三陸地震津波：1933年昭和三陸地震津波：1968年十勝沖地震に伴う津波：3.11地震に伴う津波

東通原子力
発電所

「1611慶長」は羽鳥（2000）
による推定波源域「869貞観」は佐竹ほか（2008）による波源モデル

青森県東方沖から房総沖で発生した津波の推定波源域（地震調査研究推進本部（2012）に加筆）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p64 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

78

１．１．３．１ 文献調査：近地津波（日本海溝沿い）•

既往津波高，相田（1977）による数値シミュレーションによる200m等深線上の波高の比較から，敷地周辺に最も影響を及ぼしたと考えられる津波は，
1856年の津波と評価される。

■1856年の津波（羽鳥(2000)）○1896年明治三陸津波（中央気象台(1933)）△1933年昭和三陸津波（中央気象台(1933)）◆1968年十勝沖地震に伴う津波（岸(1969)）
×2003年十勝沖地震に伴う津波（東北大学(2004)）━3.11地震に伴う津波(東北地方太平洋沖地震津波合同調査グループ)●1960年チリ地震津波(チリ津波合同調査班(1961))

東通原子力
発電所

主な既往津波高とその位置

既往津波の波高分布比較（相田（1977）に加筆）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p65 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

79

１．１．３．１ 文献調査：近地津波（千島海溝沿い）•

千島海溝沿いで発生したM８クラス以上の既往津波による敷地周辺の津波高さは全て４m以下である。
千島海溝沿いで発生した既往津波の津波高さ
既往地震
津波高さ
発生場所

超巨大地震（17世紀型）（十勝沖・根室沖）※１
※２

東通原子力
発電所

千島海溝沿いで発生した既往地震の震源域（文部科学省（2007）に一部加筆）※１：文部科学省（2012）で示されている超巨大地震（17世紀型）の地震の断層モデルを基に記載。
※２：1968Tokachi（=1968年十勝沖地震）の誤記と考えられる。

発生年

備考

地震規模

青森県東方沖 1968年

M7.9

泊（六ヶ所村）：2.5m

宇佐美ほか（2013）

十勝沖

1952年

M8.2

八戸：2m

宇佐美ほか（2013）

根室沖

1973年

M7.4

花咲（根室市）：2.8m

宇佐美ほか（2013）

十勝沖・根室沖 17世紀

Mw8.6～8.8

東通村：4m以下

地震規模：中央防災会議（2005），
文部科学省（2012）
津波高さ：中央防災会議（2005）

北海道東方沖 1969年

M7.8

八戸：109cm

宇佐美ほか（2013）

択捉島沖

1958年

M8.1

花咲（根室市）：81cm 宇佐美ほか（2013）

択捉島沖

1963年

M8.1

八戸：130cm

宇佐美ほか（2013）

ウルップ島沖

1918年

M8.2

函館：50cm

渡辺（1998）

シムシル島沖

2006年

M8.1

八戸：17cm

地震規模：文部科学省（2007）
津波高さ：気象庁（2007）

カムチャッカ
半島南東沖

1952年

Mw9.0

函館：0.5～1.5m

地震規模：宇佐美ほか（2013）
津波高さ：渡辺（1998）

以上から，日本海溝沿いで発生する津波と比較して，千島海溝沿いで発生する津波が発電所の津波高さに与える影響は小さい。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p66 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

80

１．１．３．１ 文献調査：遠地津波•

過去に世界で発生したM９クラスの巨大地震のうち三陸沿岸に最も影響を及ぼした遠地津波は，1960年チリ地震に伴う津波であり，敷地周辺における津波高さは，白糠（東通村）で，T.P.+2ｍが記録されている（渡辺（1998））。

•

以上より，遠地津波で最大と考えられる1960年チリ地震に伴う津波における敷地への影響は，既往最大の近地津波である1856年の津波の津波
高さを上回るものではないと評価される。

1700 Cascadia(Mw9.0)

M９クラスの巨大地震発生位置（都司ほか（1998））

My：宮古（岩手県），Ot：大槌（岩手県），Na：那珂湊（茨城県）
Mh：三保（静岡県），Ta：田辺（和歌山県）

Satake et al.（2003）に一部加筆

都司ほか（1998）

三陸沿岸に影響を及ぼしたM９クラスの巨大地震に伴う津波高さの比較

以上から，日本海溝沿いで発生する津波と比較して，遠地津波が発電所の津波高さに与える影響は小さい。

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p67 再掲

81

１．１．３．１ 文献調査：まとめ•

日本海溝沿い・千島海溝沿いで発生した既往津波，遠地津波に関する文献調査の結果，敷地周辺に最も影響を及ぼした津波は，日本海溝沿いの津波であり，敷地周辺に最も影響を及ぼした津波を1856年の津波と評価した。

：1611年の津波：1677年の津波：1856年の津波：1896年明治三陸地震津波：1933年昭和三陸地震津波：1968年十勝沖地震に伴う津波：3.11地震に伴う津波

東通原子力
発電所

「1611慶長」は羽鳥（2000）
による推定波源域「869貞観」は佐竹ほか（2008）による波源モデル

青森県東方沖から房総沖で発生した津波の推定波源域（地震調査研究推進本部（2012）に一部加筆）

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p68 再掲

82

１．１．３．２ 津波堆積物調査：検討方針•

津波堆積物から，過去の津波の規模（波源域，すべり量），発生時期，発生間隔等の情報を得ることができ，日本海溝沿いでは869年の地震，千島海溝沿い
では超巨大地震（17世紀型）等が推定されている。

•

歴史記録よりも過去にM９クラスの巨大地震による津波が青森県北部太平洋沿岸に襲来した可能性を検討するため，津波堆積物調査に関する文献調査を実施するとともに，文献調査結果を踏まえた津波堆積物調査を追加実施した。
【津波堆積物から得られる情報】
津波堆積物

得られる情報沿岸方向の広がり

波源域（断層面）の長さの推定

陸域方向の距離，層厚

すべり量，津波の周期の推定

層序

平均発生間隔の推定【津波堆積物から推定された日本海溝・千島海溝沿いで発生した巨大地震】■：869年の津波堆積物の存在が特定された場所□：上記津波堆積物が特定されなかった場所

岩手・宮城・福島３県の沿岸部で行われた古津波堆積物研究の調査地域の分布
及び3.11地震と869年の地震の断層面の比較（菅原（2014））

最新の津波堆積物調査から明らかにされた17世紀の地震の断層モデル（文部科学省測地学分科会（2013b））１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p69 再掲

83

１．１．３．２ 津波堆積物調査：文献調査■Ｍ９クラスの巨大地震の発生可能性を指摘する知見①• Minoura et al.（2013），Tanigawa et al.（2014）は，東通村周辺で津波堆積物調査を実施し，認められた津波堆積物の堆積年代，標高，沿岸からの距離等から，1611年の津波，超巨大地震（17世紀型），もしくはこれまで確認されていない巨大地震の発生可能性を指摘している。
【青森県東通村で実施された津波堆積物調査位置（Minoura et al.(2013)に一部加筆）】■東通村猿ヶ森（Minoura et al.(2013)）【調査結果の概要】
 猿ヶ森砂丘（形成時期：14-17世紀）の下に，珪藻化石分析，堆積構造等から，津波堆積物と考えられる２枚の砂層を確認。
【津波堆積物の概要】
 海岸線（現在）からの距離：約1.4km
 標高：約20m
 砂層厚
塊状砂層：60cm～110cm
平行葉理砂層：40cm～90cm
 堆積年代：AD1269－1460

東通発電所■東通村小田野沢（Tanigawa et al.(2014)）【調査結果の概要】
 ボーリング調査により５枚の砂層を確認。
その内，珪藻化石分析，堆積構造及び内陸への連続性等から津波堆積物と考えられる３枚の砂層を確認。
【津波堆積物（最上位）の概要】
 海岸線（現在）からの距離：約1km
 標高：約5～6m
 最大砂層厚：約10cm
 堆積年代：AD1480－1770

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p70 再掲

84

１．１．３．２ 津波堆積物調査：文献調査■Ｍ９クラスの巨大地震の発生可能性を指摘する知見②•

Minoura et al.（2013）は，東通村猿ヶ森で確認された津波堆積物の特徴から，以下の津波の可能性を指摘している。
千島海溝沿いで発生している超巨大地震（17世紀型）のうち，12～13世紀に発生した津波の可能性がある。
 岡村・行谷（2011）は，1611年の津波は千島海溝沿いで発生していた可能性があると評価していることを踏まえると（Mw8.9），1611年の津波による堆積物の可能性もある。
 内陸1.4km，標高20mの位置に存在することを踏まえれば，上記の地震規模を上回る地震（～Mw9.0）かもしれない。
•

Tanigawa et al.（2014）は，東通村小田野沢で確認された津波堆積物の特徴から，Minoura et al.（2013）と同様にとても大きな津波の可能性を指摘している。

超巨大地震（17世紀型）地震の発生履歴（内閣府中央防災会議（2006））

Tanigawa et al.（2014）が推定している津波
Minoura et al.（2013）が推定している津波

日本海溝・千島海溝沿いで発生した主な既往津波※ （Minoura et al.（2013））※：1611年の津波の波源域について，Minoura et al.（2013）は，岡村・行谷（2011）を引用し千島海溝沿いに設定しているが，Tanigawa et al.（2014）は日本海溝沿いに設定している。

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p71 再掲

85

１．１．３．２ 津波堆積物調査：文献調査■東通村猿ヶ森：Minoura et al.（2013）①• Minoura et al.(2013)は，東通村猿ヶ森の内陸1.4kmに位置する形成時期14～17世紀の砂丘の下に，珪藻化石分析や，砂層の堆積構造等から津波堆積物と考えられる２枚の砂層を確認したとしている。
•

なお，同堆積物の広域的な分布範囲に関する記載は無い。
【津波堆積物の特徴（概要）】
海岸線（現在）からの距離：約1.4km
標高：約20m
 堆積年代：AD1269－1460
 津波堆積物の堆積学的特徴- Planar-lamineted sand（以下，「平行葉理砂層」という。）：津波に起因して形成された堆積物（砂層）- Massive sand（以下，「塊状砂層」という。）：津波の引き波時に，砂丘砂が泥塊等とともに再堆積した堆積物（砂層）（Minoura et al.(2013)）

東通村猿ヶ森におけるイベント堆積物（Minoura et al.(2013)）

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価 １．１．３ 地震発生履歴に関する検討

１．１．３．２ 津波堆積物調査：文献調査
①

②②
③③
④
⑤

■東通村猿ヶ森：Minoura et al.（2013）②• Minoura et al.（2013）が指摘する津波堆積物の広域的な分布，標高，海岸線からの距離を確認するため，
当社と東京電力との共同調査（一部を除く），並びに産業技術総合研究所等の調査結果と比較した。
• 比較の結果，堆積年代が近いイベント堆積物は，東通村以南では，鎌田ほか（2015）が指摘する六ヶ所村尾
駮沼以外では確認されない（広域では認められない）。また，東通村で確認された他のイベント堆積物よりも，標高が高い。
• 上記を踏まえ，東通村猿ヶ森周辺を対象に追加調査を実施し，Minoura et al.（2013）が指摘する堆積年代，
堆積学的特徴が類似するイベント堆積物を確認した。また，その標高について，Minoura et al.（2013）は20mとしているが，水準測量の結果11mであることを確認した（詳細はp.104に記載）。
A.D.900-1000（白頭山苫小牧火山灰層（町田・新井（2003））以降に下北半島太平洋沿岸で堆積したイベント堆積物

調査場所

⑥
⑦

⑩
⑪

標高

海岸から
の距離

備考
（実施箇所）

東通村 尻屋崎

―※1

―※1

―※1

共同調査
（一部当社単独）②

東通村 猿ヶ森

A.D.1269-1460

20m

1.4km

Minoura et al.（2013）

東通村 大沼A.D.1710-1948

記載なし（湖底）

約1.2km（図読）Minoura et al.（1994）

東通村 猿ヶ森

A.D.1215-1410

11m

約1.4km当社（今回実施，詳細は後述）③

東通村 小田野沢

A.D.1480-1770

5～6m

約1km

・Tanigawa et al.（2014）
・産総研津波堆積物ﾃﾞｰﾀﾍﾞｰｽ③

東通村 小田野沢

A.D.1500-1950

3～4m

約1.1km

共同調査

④

東通村
東京電力東通発電所

―※1

―※1

―※1

共同調査

⑤

東通村
東北電力東通発電所

A.D.1420-1630

7.7m

約180m

⑥

六ヶ所村 尾駮老部川

―※1

―※1

―※1

⑥

六ヶ所村 尾駮老部川

記載なし

記載なし

記載なし

・谷川ほか（2013）
・産総研津波堆積物ﾃﾞｰﾀﾍﾞｰｽ⑦

六ヶ所村 尾駮沼

約400年前

記載なし

記載なし

鎌田ほか（2015）

六ヶ所村 尾駮発茶沢

―※1

―※1

―※1

共同調査

六ヶ所村 平沼

―※1

―※1

―※1

共同調査

六ケ所村 平沼

―※1

―※1

―※1

谷川（2017）⑩三沢市 織笠Modern※29m（図読）

約1.7km（図読）⑪

三沢市 六川目

―※1

―※1

―※1

②

⑧

この地図は，国土地理院長の承認を得て，数値地図200000（地図画像）を複製したものである。（承認番号 平26情複，第5号）

年代

①

⑧
⑨

86

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p72 再掲⑨※１：認められない。 ※２：耕作などの人為的な擾乱により，成因は特定できない。

共同調査（一部当社単独）
共同調査

・谷川ほか（2014）
・産総研津波堆積物ﾃﾞｰﾀﾍﾞｰｽ
共同調査１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価 １．１．３ 地震発生履歴に関する検討

１．１．３．２ 津波堆積物調査：文献調査

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p73 再掲■東通村小田野沢：Tanigawa et al.（2014）と当社・東京電力による調査結果の比較•

各調査で確認された最上位の津波堆積物の堆積年代，海岸線（現在）からの距離，基底標高等は整合していることを確認した。

Tanigawa et al.（2014）の調査結果

Tanigawa et al.（2014）の調査位置

当社・東京電力の調査位置最上位の津波堆積物の比較
Tanigawa et al.（2014）

当社・東京電力
共同調査

AD1480－1770

AD1500－1950

海岸線（現在）
からの距離

約1km

約1.1km

標高

約5～6m

約3～4m

最大砂層厚

約10cm

約20cm

珪藻化石

汽水生種

海水～汽水生種

堆積年代

当社・東京電力の調査結果

87１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p74 再掲

88

１．１．３．２ 津波堆積物調査：文献調査■まとめ• 文献調査の結果，Minoura et al.（2013），Tanigawa et al.（2014）は，東通村周辺で津波堆積物調査を実施し，認められた津波堆積物の堆積年代，
標高，沿岸からの距離等から，1611年の津波，超巨大地震（17世紀型），もしくはこれまで確認されていない巨大地震の発生可能性を指摘している。
•

Tanigawa et al.（2014）による調査結果は，当社と東京電力との共同調査結果と整合するが，Minoura et al.（2013）が指摘する東通村猿ヶ森のイベント
堆積物の特徴を有するイベント堆積物は広域で認められていない。

•

以上から，東通村猿ヶ森周辺を対象に津波堆積物調査を実施し，Minoura et al.（2013）が指摘するイベント堆積物の広がりを把握するとともに，その調査結果を踏まえ，過去にM９クラスの巨大地震による津波が襲来した可能性を検討した。

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p75 再掲

１．１．３．２ 津波堆積物調査：検討フロー••

東通村猿ヶ森周辺において津波堆積物調査を実施し，認められたイベント堆積物※１の成因分析を実施した。
調査範囲，検討フローを以下に示す。
※１：ここでいうイベント堆積物は，Minoura et al.（2013）が指摘する猿ヶ森川のイベント堆積物と類似した層位，層相等を有する砂層とした。
：踏査範囲（東通村尻労～小田野沢）：踏査対象路線【検討フロー】
東通村猿ヶ森周辺における津波堆積物調査
地表地質踏査 津波の遡上可能性がある河川・沢沿いを踏査
 Minoura et al.（2013）が指摘する猿ヶ森川のイベント堆積物と類似する堆積学的特徴を有する露頭（砂層）を抽出
尻労

詳細地質観察

詳細地質観察（堆積学的特徴の詳細把握），水準測量（イベント
堆積物の標高）の実施

堆積年代の測定・分析



猿ヶ森

放射性炭素年代測定
火山灰分析





珪藻化石分析
粒度組成分析
鉱物組成分析

東通村猿ヶ森周辺に認められたイベント堆積物の成因分析
 地震に起因する津波が青森県北部太平洋岸に及ぼす影響
 地震以外に起因する津波が沿岸に及ぼす影響
 下北半島で発生した洪水の範囲・年代との比較

小田野沢

調査範囲※２

堆積環境・起源の分析※２：本図は，地理院タイル（標高タイル）を加工して作成。

89

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p76 再掲

90

１．１．３．２ 津波堆積物調査：地表地質踏査■地表地質踏査結果の概要••

猿ヶ森川で確認されたイベント堆積物と類似する堆積学的特徴を有する砂層※１の広域的な分布状況を把握するため，津波の遡上可能性がある河川，
沢沿いを対象に地表地質踏査を実施した。
踏査の結果，タテ沼付近（露頭No.26a，26e，27a），猿ヶ森川（露頭No.30c，30d），材木沢（露頭No.32a），大川（露頭No.35b）で認められたものの，踏査範囲の北部では認められず，その分布範囲は限定的であることを確認した。
※１：平行葉理砂層，または塊状砂層と類似する特徴を有し，砂丘堆積物（形成時期：14-17世紀相当）の下に位置する砂層（完新統に挟在する砂層）。
凡例※２

タテ沼付近（No.26e）

タテ沼付近（No.26a）

タテ沼付近（No.27a）

猿ヶ森川（No.30c）
猿ヶ森川（No.30d）

踏査範囲（北部）※３※３：本図は，地理院タイル（標高タイル）を加工して作成。

材木沢（No.32a）
大川（No.35b）

踏査範囲（南部）※３：地表地質踏査範囲：踏査対象路線：T.P.+10m等高線：完新統（砂丘堆積物）：完新統（平行葉理砂層/塊状砂層相当層）：完新統（上記以外の砂層）：崖錐堆積物
：完新統（古土壌）：更新統（ローム）：更新統（段丘堆積物）：新第三系（猿ヶ森層）：先新第三系（尻屋層群）※２：各地質区分は，完新統（平行葉理砂層/塊状砂層相当層）
を除き，最上位の地質を示す。

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p77 再掲

１．１．３．２ 津波堆積物調査：地表地質踏査■タテ沼付近（路線No.26）①•

露頭No.26a，26eで，平行葉理砂層または塊状砂層の層相を有するイベント堆積物を確認したが，露頭No.26b，26c及び露頭No.26dでは認められない。

•

露頭No.26eの上流側の露頭No.26f，26g，26hでは，段丘堆積物（更新統）の上位に，平行葉理砂層，塊状砂層及び砂丘堆積物が無いことを確認した。
凡例※：地表地質踏査範囲：踏査対象路線：T.P.+10m等高線：完新統（砂丘堆積物）：完新統（平行葉理砂層/塊状砂層相当層）：完新統（上記以外の砂層）：崖錐堆積物
：完新統（古土壌）：更新統（ローム）：更新統（段丘堆積物）：新第三系（猿ヶ森層）：先新第三系（尻屋層群）※：各地質区分は，完新統（平行葉理砂層/塊状砂層相当層）を除き，最上位の地質を示す。

露頭位置図
露頭状況写真91

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p78 再掲

92

１．１．３．２ 津波堆積物調査：地表地質踏査■タテ沼付近（路線No.26）②•

地表地質踏査，詳細地質観察（後述）により得られた地質区分，地層の層位関係，地層の厚さ（高さ）等の情報を基に，現河床，並びに現河床形成前（＝砂丘堆積物の堆積時）における地質分布を推定した地質断面図を以下に示す。
標高（T.P. m）

標高（T.P. m）

A：イベント堆積物が確認された露頭

A’

河川に沿うAA’断面における地質断面図

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p79 再掲

93

１．１．３．２ 津波堆積物調査：地表地質踏査■タテ沼付近（路線No.27）①•

露頭No.27aで，平行葉理砂層または塊状砂層の層相を有するイベント堆積物を確認したが，上流側の露頭No.27b，27cでは認められない。

•

また，露頭No.27bでは，古土壌（完新統）相当の粘土及び腐植質粘土の上位に，平行葉理砂層または塊状砂層の層相を有するイベント堆積物が無く，砂丘堆積物が直接被覆していることを確認した。

凡例※：地表地質踏査範囲：踏査対象路線：T.P.+10m等高線：完新統（砂丘堆積物）：完新統（平行葉理砂層/塊状砂層相当層）：完新統（上記以外の砂層）：崖錐堆積物
：完新統（古土壌）：更新統（ローム）：更新統（段丘堆積物）：新第三系（猿ヶ森層）：先新第三系（尻屋層群）※：各地質区分は，完新統（平行葉理砂層/塊状砂層相当層）を除き，最上位の地質を示す。

露頭位置図

露頭状況写真１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p80 再掲

94

１．１．３．２ 津波堆積物調査：地表地質踏査■タテ沼付近（路線No.27）②•

標高（T.P. m）

地表地質踏査，詳細地質観察（後述）により得られた地質区分，地層の層位関係，地層の厚さ（高さ）等の情報を基に，現河床，並びに現河床形成前（＝砂丘堆積物の堆積時）における地質分布を推定した地質断面図を以下に示す。

標高（T.P. m）：イベント堆積物が確認された露頭

A’

A

河川に沿うAA’断面における地質断面図

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p81 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

１．１．３．２ 津波堆積物調査：地表地質踏査■猿ヶ森川（路線No.30）①•

露頭No.30dで，Minoura et al.（2013）が指摘しているとおり，
平行葉理砂層及び塊状砂層を確認するとともに，下流側の露頭No.30cにおいても，塊状砂層の層相に類似する砂層が認められた。なお，その下流側には認められない。

•

露頭No.30dの上流側の露頭No.30gでは，段丘堆積物（更新統）及び古土壌（完新統）の上位に，平行葉理砂層または塊状砂層の層相を有するイベント堆積物が無く，砂丘堆積物が直接被覆していることを確認した。
凡例※：地表地質踏査範囲：踏査対象路線：T.P.+10m等高線：完新統（砂丘堆積物）：完新統（平行葉理砂層/塊状砂層相当層）：完新統（上記以外の砂層）：崖錐堆積物
：完新統（古土壌）：更新統（ローム）：更新統（段丘堆積物）：新第三系（猿ヶ森層）：先新第三系（尻屋層群）※：各地質区分は，完新統（平行葉理砂層/塊状砂層相当層）を除き，最上位の地質を示す。

30d：Minoura et al.（2013）が指摘する露頭

露頭位置図

露頭状況写真95

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p82 再掲

96

１．１．３．２ 津波堆積物調査：地表地質踏査■猿ヶ森川（路線No.30）②•

地表地質踏査，詳細地質観察（後述）により得られた地質区分，地層の層位関係，地層の厚さ（高さ）等の情報を基に，現河床，並びに現河床形成前（＝砂丘堆積物の堆積時）における地質分布を推定した地質断面図を以下に示す。
標高（T.P. m）

標高（T.P. m）：イベント堆積物が確認された露頭

A’

A

河川に沿うAA’断面における地質断面図

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p83 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

１．１．３．２ 津波堆積物調査：地表地質踏査■材木沢（路線No.32）①•

露頭No.32aで，平行葉理砂層または塊状砂層の層相を有する
イベント堆積物を確認した。

•

上記砂層は，約120m下流側まで連続し，上流側では層厚を減じて，No.32bでは挟在しないことを確認した。
凡例※：地表地質踏査範囲：踏査対象路線：T.P.+10m等高線：完新統（砂丘堆積物）：完新統（平行葉理砂層/塊状砂層相当層）：完新統（上記以外の砂層）：崖錐堆積物
：完新統（古土壌）：更新統（ローム）：更新統（段丘堆積物）：新第三系（猿ヶ森層）：先新第三系（尻屋層群）※：各地質区分は，完新統（平行葉理砂層/塊状砂層相当層）を除き，最上位の地質を示す。

露頭位置図

露頭状況写真97

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p84 再掲

98

１．１．３．２ 津波堆積物調査：地表地質踏査■材木沢（路線No.32）②•

地表地質踏査，詳細地質観察（後述）により得られた地質区分，地層の層位関係，地層の厚さ（高さ）等の情報を基に，現河床，並びに現河床形成前（＝砂丘堆積物の堆積時）における地質分布を推定した地質断面図を以下に示す。
標高（T.P. m）

標高（T.P. m）

A
連続露頭

A’

：イベント堆積物が確認された露頭

河川に沿うAA’断面における地質断面図

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p85 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

１．１．３．２ 津波堆積物調査：地表地質踏査■大川（路線No.35）①•

露頭No.35bで，平行葉理砂層または塊状砂層の層相を有する
イベント堆積物を確認した。

•

左岸側の露頭No.35bで確認された平行葉理砂層または塊状
砂層は下流側に連続するが，右岸側の露頭No.35aでは認め
られない。

•

露頭No.35bの上流側の露頭No.35dでは，古土壌（完新統）相
当の粘土が確認されるが，その上位に，平行葉理砂層，塊状
砂層及び砂丘堆積物が無いことを確認した。
凡例※：地表地質踏査範囲：踏査対象路線：T.P.+10m等高線：完新統（砂丘堆積物）：完新統（平行葉理砂層/塊状砂層相当層）：完新統（上記以外の砂層）：崖錐堆積物
：完新統（古土壌）：更新統（ローム）：更新統（段丘堆積物）：新第三系（猿ヶ森層）：先新第三系（尻屋層群）※：各地質区分は，完新統（平行葉理砂層/塊状砂層相当層）を除き，最上位の地質を示す。

露頭位置図

露頭状況写真99

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p86 再掲

100

１．１．３．２ 津波堆積物調査：地表地質踏査■大川（路線No.35）②•

地表地質踏査，詳細地質観察（後述）により得られた地質区分，地層の層位関係，地層の厚さ（高さ）等の情報を基に，現河床，並びに現河床形成前（＝砂丘堆積物の堆積時）における地質分布を推定した地質断面図を以下に示す。
標高（T.P. m）

標高（T.P. m）：イベント堆積物が確認された露頭

AA’

河川に沿うAA’断面における地質断面図

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p87 再掲

101

１．１．３．２ 津波堆積物調査：詳細地質観察■詳細地質観察結果の概要• 地表地質踏査の結果，平行葉理砂層及び塊状砂層を確認した猿ヶ森川（露頭No.30d）のほか，同イベント堆積物の層相を有するタテ沼付近（露頭No.26e，27a），材木沢（露頭No.32a），大川（露頭No.35b）を対象に，堆積学的特徴を把握するため詳細地質観察を実施するとともに，水準測量結果（４級水準測量）から各イベント堆積物の基底標高を確認した。
• 調査の結果，各イベント堆積物は流水により形成された堆積物の特徴を有することを確認した。詳細地質観察結果の概要を下表に，各露頭の詳細を次頁以降に示す。
詳細地質観察結果（概要）
位置

タテ沼付近

露頭No.

イベント堆積物の基底標高（T.P.）

海岸からの距離

イベント堆積物の堆積学的特徴

26e

約+7.6m※２

約1.3km

斜交葉理が認められ，葉理に沿う腐植質シル
トの薄層（一部レンズ状）が挟在し，流水により形成された堆積物の特徴を有する。

27a

約+11.8m

約1.1km

大小の斜交葉理及び平行葉理が認められ，
凝灰質シルトの薄層（一部レンズ状）が挟在し，流水により形成された堆積物の特徴を有する。

約1.4km

平行葉理砂層は，低角度傾斜の斜交葉理及び平行葉理が認められ，塊状砂層は腐植質
シルトの薄層が途切れて挟在し，各層とも流水により形成された堆積物の特徴を有する。

約1.2km

斜交葉理及び平行葉理が認められ，レンズ状を呈するシルトの薄層が挟在し，流水により形成された堆積物の特徴を有する。

約1.2km

斜交葉理（一部カレントリップル）及び平行葉理が認められ，下位層の有機質粘土を取り込んだ偽礫を含み，流水により形成された堆積物の特徴を有する。

タテ沼
付近

猿ヶ森川

30d
（塊状砂層）

材木沢

猿ヶ森川
大川

材木沢

大川
調査位置※１※１：本図は，地理院タイル（標高タイル）を加工して作成。

30d
（平行葉理
砂層）
32a

35b

約+11.0m※２

約+7.6m

約+6.8m※２：イベント堆積物の基底標高を確認することは出来なかったことから，確認できた下限標高を記載。

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p88 再掲

102

１．１．３．２ 津波堆積物調査：詳細地質観察■タテ沼付近（露頭No.26e）・下位より，腐植質シルトまたは粘土層，中粒砂層，シルト混じり腐植質粘土層からなる。
・中粒砂層は，斜交葉理が認められ，葉理に沿う腐植質シルトの薄層（一部レンズ状）が挟在し，流水により形成された堆積物の特徴を有する。
・中粒砂層の地層境界は，上位層側，下位層側ともに明瞭であり，下位層を侵食した後に堆積した可能性がある。

イベント堆積物
基底標高（T.P.）※

約+7.6m

海岸からの距離約1.3km※：イベント堆積物の基底標高を確認することは出来なかったことから，確認できた下限標高を記載。

T.P.+8.185m

T.P.+8.135m

T.P.+7.725m

T.P.+7.665m
T.P.+7.615m

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p89 再掲

103

１．１．３．２ 津波堆積物調査：詳細地質観察■タテ沼付近（露頭No.27a）• 下位より，細粒砂層，細粒～中粒砂層，凝灰質シルト層，明黄色～明褐色中粒砂層，火山灰質シルト層，明灰色中粒砂層（砂丘堆積物）からなる。
• 明黄色～明褐色中粒砂層は，大小の斜交葉理及び平行葉理が認められ，凝灰質シルトの薄層（一部レンズ状）が挟在し，流水により形成された堆積物の特徴を有する。
• 明黄色～明褐色中粒砂層の地層境界は，上位層側はやや明瞭であるが，下位層側は明瞭であり，下位層を侵食した後に堆積した可能性がある。
イベント堆積物
基底標高（T.P.）

約+11.8m

海岸からの距離約1.1km
T.P.+13.419m
T.P.+13.244m
T.P.+12.752m

T.P.+11.834m

T.P.+11.790m
T.P.+11.769m
T.P.+11.758m
T.P.+11.561m

T.P.+10.850m

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p90 再掲

104

１．１．３．２ 津波堆積物調査：詳細地質観察■猿ヶ森川（露頭No.30d）• 下位より，中粒砂層（平行葉理砂層），中粒砂層（塊状砂層），中粒砂層（砂丘堆積物）からなる。
• 平行葉理砂層では斜交葉理及び平行葉理が認められ，塊状砂層では腐植質シルトの薄層が途切れて挟在し，各層とも流水により形成された堆積物の特徴を有する。
• 塊状砂層の地層境界は，上位層側は不明瞭であり，下位層側はやや明瞭である。

イベント堆積物
基底標高（T.P.）※

約+11.0m

海岸からの距離約1.4km※：イベント堆積物の基底標高を確認することは出来なかったことから，確認できた下限標高を記載。

T.P.+13.329m

T.P.+12.880m

T.P.+11.700m

T.P.+11.487m

T.P.+11.150m

T.P.+11.044m

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p91 再掲

１．１．３．２ 津波堆積物調査：詳細地質観察■材木沢（露頭No.32a）• 下位より，腐植混じりシルト～粘土層，腐植質シルト層，中粒砂層，腐植混じり粘土及び火山灰質粘土層，粘土層，腐植混じり粘土層（表土）からなる。
• 中粒砂層は，斜交葉理及び平行葉理が認められ，レンズ状を呈するシルトの薄層が挟在し，流水により形成された堆積物の特徴を有する。
• 中粒砂層の地層境界は，上位層側，下位層側ともに明瞭であり，下位層を侵食した後に堆積した可能性がある。

イベント堆積物
基底標高（T.P.）

約+7.6m

海岸からの距離約1.2km

T.P.+8.638m

T.P.+8.138m

T.P.+7.988m

T.P.+7.618m

T.P.+7.405m

105１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p92 再掲

106

１．１．３．２ 津波堆積物調査：詳細地質観察■大川（露頭No.35b）• 下位より，有機質粘土層，粘土層，有機質粘土層，有機質粘土／粘土互層，火山灰層，粘土層，有機質粘土層，中粒砂層，粘土層，中粒砂混じり粘土層（表土）からなる。
• 中粒砂層は，斜交葉理（カレントリップル）及び平行葉理が認められ，下位層の有機質粘土を取り込んだ偽礫を含み，流水により形成された堆積物の特徴を有する。
• 中粒砂層の地層境界は，上位層側，下位層側ともに明瞭であり，下位層を侵食した後に堆積した可能性がある。
イベント
堆積物
基底標高（T.P.）

約+6.8m

海岸からの距離約1.2km

T.P.+7.437m
T.P.+7.307m

T.P.+7.067m

T.P.+7.016m

T.P.+6.776m

T.P.+6.437m

T.P.+6.417m
T.P.+6.247m

T.P.+6.077m
T.P.+5.617m

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p93 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討107

１．１．３．２ 津波堆積物調査：堆積年代
イベント堆積物の堆積年代を把握するために，放射性炭素年代測定を実施した。測定結果を下表に示す。
• タテ沼付近（露頭No.26e），材木沢（露頭No.32a），大川（露頭No.35b）で認められたイベント堆積物の堆積年代は整合性が見られるが，猿ヶ森川（露頭No.30d），並びにタテ沼付近（露頭No.27a）で認められたイベント堆積物は堆積年代が異なることを確認した。
•

位置

露頭No.

試料名

Post1950

AD1500AD1000AD500

AD ← 0 → BC

BC500

1655

26e ※
タテ沼付近

炭26e-1炭26e-2

1655
1640

1450

125

20

27a
炭27a-2
1410

猿ヶ森川

30d

炭30d-11280

1215

炭30d-41410

1290

炭30d-5

1385

1275

1660

材木沢

1215

1435

凡 例

32a
炭32a-1
炭32a-21610
1660：イベント堆積物の堆積年代
堆積物の直上・直下から採取した試料の暦年代と層序関係を考慮した年代幅

1435
1500

1445

大川

：各試料の暦年代（２σ（±１σ））

35b
炭35b-3炭35b-4

1630
1680

B-Tm

1445

：火山灰（白頭山苫小牧，AD900-1000）

B-Tm※：イベント堆積物の上位層より採取した試料（炭26e-2）が，イベント堆積物の下位層より採取した試料（炭26e-1）より古い堆積年代を示していることから，下位層より採取した試料（炭26e-1）の年代を採用した。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p94 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討108

１．１．３．２ 津波堆積物調査：堆積環境・供給源（珪藻化石分析）•••

イベント堆積物の堆積環境を把握するために，珪藻化石分析を実施した。分析結果（概要）を下表に示す。
分析の結果，猿ヶ森川（露頭No.30d），大川（露頭No.35b）のイベント堆積物は，海水の影響を受けた可能性があるものの，タテ沼付近（露頭No.26e），材木沢（露頭No.32a）のイベント堆積物は，淡水生種のみであり，海水の影響を受けた可能性は低いことを確認した。
各珪藻化石分析結果の詳細を次頁に示す。
珪藻化石分析結果（概要）

位置

大川

調査位置※
※：本図は，地理院タイル（標高タイル）を加工して作成。

考察

淡水生種のみ陸域の湿地の環境下にあり，海水の影響を受けた可能性は低い。

27a

検出されず

－

猿ヶ森川

30d

海水～汽水生種，汽水生
種及び淡水～汽水生種を含む

海水の影響を受けた可能性があ
る。

材木沢

32a

淡水生種のみ陸域の湿地の環境下にあり，海水の影響を受けた可能性は低い。

大川

35b

汽水生種及び淡水～汽水
生種を含む

陸域の湿地の環境下にあり，海水の影響を受けた可能性がある。

タテ沼付近

材木沢

珪藻化石

26e

タテ沼付近

猿ヶ森川

No.

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p95 再掲

１．１．３．２ 津波堆積物調査：堆積環境・供給源（珪藻化石分析）■珪藻化石分析結果（30d-Ev1平行）（30d-Ev1塊状）（30d-Ev1直上）（30d-Ev1下位）（32a-Ev1直下）（32a-Ev1）（32a-Ev1直上）（35b-Ev1直下）（35b-Ev1）（35b-Ev1直上）

イベント堆積物109

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p96 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

110

１．１．３．２ 津波堆積物調査：堆積環境・供給源（粒度組成分析）••

イベント堆積物の供給源を把握するために，粒度組成分析を実施した。なお，指標試料は，段丘堆積物，砂丘砂，古土壌から採取した。
分析の結果，各地点ともに砂丘堆積物の特徴に類似していることを確認した。分析結果を以下に示す。
また，猿ヶ森川（露頭No.30d），材木沢（露頭No.32a），大川（露頭No.35b）のイベント堆積物を対象に，地層の厚さ方向の連続サンプリングを実施し，粒度組成分析を実施した結果，級化構造（上方細粒化または上方粗粒化）を有することを確認した。分析結果の詳細を次頁に示す。
指標試料（細粒分補正前）
100

●
90

▲

80

タテ沼付近

通過質量百分率（％）

•

70

◆
60

：段丘堆積物（更新統，露頭No.26g,30g）：古土壌（完新統，露頭No.27b,30g,35d）：砂丘堆積物（完新統，露頭No.27b,30g,35a）

50
40
30

20
10
0
0.001

0.01

0.1

1.0

10

100

粒径（mm）

猿ヶ森川

指標試料の粒径加積曲線

材木沢：タテ沼付近（露頭No.26e）：タテ沼付近（露頭No.27a）：猿ヶ森川（露頭No.30d），
平行葉理砂層：猿ヶ森川（露頭No.30d），
塊状砂層：材木沢（露頭No.32a）：大川（露頭No.35b）

大川

各露頭試料の粒径加積曲線
調査位置※※：本図は，地理院タイル（標高タイル）を加工して作成。

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

１．１．３．２ 津波堆積物調査：堆積環境・供給源（粒度組成分析）■粒度組成分析：堆積学的特徴の把握•

藤原ほか（2003）を参考に，中央粒径，標準偏差及び細粒分含有率の垂直変化の特徴を整理した。

•

猿ヶ森川（露頭No.30d）については，上方に中央粒径が大きくなる傾向があり，時間とともに流水の規模と砂の運搬能力が増大したことが示唆される。

•

一方，材木沢（露頭No.32a），大川（露頭No.35b）については，上方に中央
粒径が小さくなるとともに淘汰が悪くなる傾向があり，時間とともに流水の規模と砂の運搬能力が減衰したことが示唆される。

【猿ヶ森川（露頭No.30d）】【材木沢（露頭No.32a）】

猿ヶ森川

材木沢
大川

調査位置※
※：本図は，地理院タイル（標高タイル）を加工して作成。

【大川（露頭No.35b）】

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p97 再掲

111

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p98 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

112

１．１．３．２ 津波堆積物調査：堆積環境・供給源（鉱物組成分析）••

イベント堆積物の供給源を把握するために，鉱物組成分析を実施した。なお，指標試料は，段丘堆積物，砂丘砂，古土壌から採取した。
各地点ともに，砂丘堆積物の特徴に類似していることを確認した。分析結果を以下に示す。

■：石英■：単斜輝石■：長石■：斜方輝石■：普通角閃石 ■：鉄鉱物

■：岩片
■：軽石

■指標試料
タテ沼付近

■イベント堆積物【段丘堆積物】

0%

0%

20%

40%

60%

80%

10%

20%

30%

40%

50%

60%

70%

80%

90%

100%

タテ沼付近
（鉱26e-1）

鉱26g-1（露頭No.26ｇ）
鉱30g-1（露頭No.30ｇ）

砂丘堆積物に類似（石英がかなり多い）

タテ沼付近（鉱26e-2）

猿ヶ森川

砂丘堆積物に類似（石英がかなり多い）【砂丘堆積物】
0%

20%

40%

60%

80%

100%

指標試料：砂丘堆積物）
鉱27b-1（露頭No.27b）

タテ沼付近（鉱27a-2）

指標試料：砂丘堆積物）
鉱30d-4（露頭No.30d）

材木沢

タテ沼付近
（鉱27a-1）

タテ沼付近（鉱27a-3）鉱30g-3（露頭No.30ｇ）
指標試料：砂丘堆積物）
鉱35a-1（露頭No.35a）

砂丘堆積物に類似（石英がかなり多い）

砂丘堆積物に類似（斜方輝石が多い）

砂丘堆積物に類似（石英がかなり多い）猿ヶ森川（鉱30d-1 ）大川

砂丘堆積物に類似【古土壌】
0%鉱27b-2（露頭No.27b）
鉱27b-3（露頭No.27b）

20%

40%

60%

80%

100%

猿ヶ森川
（鉱30d-2）
砂丘堆積物に類似

材木沢（鉱32a-1）
砂丘堆積物に類似（斜方輝石が多い）

鉱27b-4（露頭No.27b）
鉱30g-2（露頭No.30g）
鉱35d-1（露頭No.35d）
鉱35d-2（露頭No.35d）

調査位置※※：本図は，地理院タイル（標高タイル）を加工して作成。

材木沢（鉱32a-2）

砂丘堆積物に類似（斜方輝石が多い）

大川（鉱35b-1）
砂丘堆積物に類似

100%

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p99 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

113

１．１．３．２ 津波堆積物調査：追加調査結果•

東通村猿ヶ森周辺を対象に津波堆積物調査を実施した結果，津波起因の可能性が高い，もしくは津波起因の可能性があるイベント堆積物が認められたものの，各イベント堆積物の堆積年代，並びに堆積環境（珪藻化石）は異なることを確認した。

•

3.11地震津波による津波堆積物は広域に亘って確認されていることを踏まえると※１，今回認められたイベント堆積物の成因は，M９クラスの巨大地震に伴う津波ではなく，M８クラスの地震に伴う津波，地震以外に起因する津波，もしくは洪水等津波以外の可能性がある。
※１：3.11地震に伴う津波による津波堆積物の分布範囲等に関する知見を整理した。整理結果の詳細は，補足説明資料「Ⅰ．「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価 ２．3.11地震に伴う津波による津波堆積物」に記載。

イベント堆積物

イベント堆積物の分析結果

イベント堆積物の基底標高※２（T.P.）

海岸線から
の距離

堆積年代
（年）

露頭
No.26e

約7.6m※３

約1.3km

A.D.1650年頃より後露頭
No.27a約11.8m

約1.1km

A.D.50年頃

斜交葉理（一部平行葉理）が存在，
下面境界が明瞭猿ヶ森川

露頭
No.30d

約11.0m※３

約1.4km

A.D.1300年頃

斜交葉理，平行葉理が存在，下面境界がやや明瞭

材木沢

露頭
No.32a

約7.6m

約1.2km

A.D.1500年頃

斜交葉理，平行葉理が存在
下面境界が明瞭大川

露頭
No.35b約6.8m

約1.2km

A.D.1450年頃より後斜交葉理が存在，偽礫を含む，下面境界が明瞭

調査地点

タテ沼
付近

（イベント堆積物の分析結果の凡例）○：津波起因の可能性が高い △：津波起因の可能性がある
×：津波起因の可能性が低い ／：化石産出せず

堆積学的特徴海水生種または
海水～汽水生種
の珪藻化石

粒度・鉱物
組成

○

×

△

斜交葉理発達，下面境界が明瞭

淡水生種のみ砂丘堆積物に類似

○

○

○

○

／

イベント堆積物の評価△
砂丘堆積物に類似○△

海水～汽水生種

砂丘堆積物に類似

×△

淡水生種のみ砂丘堆積物に類似

△

△

汽水生種

砂丘堆積物に類似（イベント堆積物の評価の凡例）●：津波起因の可能性が高い ▲：津波起因の可能性がある
×：津波起因の可能性が低い ―：評価に適する堆積物が分布しない等評価できない※２：イベント堆積物の分布範囲は必ずしも浸水範囲とは一致しない。
※３：イベント堆積物の基底標高を確認することは出来なかったことから，確認できた下限標高を記載。

▲

▲

●

▲

▲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p100 再掲

114

１．１．３．２ 津波堆積物調査：成因分析■検討方針• 認められたイベント堆積物の成因について，後藤ほか（2017）を参考に，計算に基づく水理学的特徴から検討した。
• 津波を成因とする可能性検討のため，地震に起因する津波として千島海溝沿いの津波及び日本海溝沿いの津波，地震以外に起因する津波として海底地すべりに起因する津波を対象に数値シミュレーションを実施した。
• 津波以外の成因に係る検討として，下北半島で発生した洪水の範囲・年代との比較を行った。

津波による堆積が示唆されるイベント堆積物の認定項目の一部（後藤ほか（2017））

津波堆積物の認定フロー（後藤ほか（2017））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p101 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

115

１．１．３．２ 津波堆積物調査：成因分析■地震に起因する津波：千島海溝沿い• 千島海溝沿いで発生する津波が青森県北部太平洋岸に及ぼす影響を把握するため，保守的設定の観点から，構造的特徴（破壊のバリア）を跨ぐ地震を想定して数値シミュレーションを実施した。
• 千島海溝沿いで発生する津波は，その走向及び襟裳岬の影響もあり，東通村沿岸の津波高さは５ｍ以下であることを確認した。

納沙布断裂帯東通原子力発電所

襟裳岬

東通原子力
発電所

波源域

十勝沖～
千島前弧スリバー北東端

断層面積

157,100（km2）

Mw

9.20

最大水位上昇量分布以上から，千島海溝沿いで発生する巨大地震に伴う津波を成因とする可能性は低いと考えられる。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p102 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

116

１．１．３．２ 津波堆積物調査：成因分析■地震に起因する津波：日本海溝沿い①• 既往津波のうち発電所の津波高さに与えた影響が最も大きい1856年の津波の再現モデル（Mw8.35）を基本に，地震規模の不確かさとしてMw8.6（+0.2相当），走向の不確かさ（基準±10°）を考慮した数値シミュレーションを実施した。
• 検討対象領域の空間格子間隔は５mとした。

【検討対象領域】【検討波源】
主な断層パラメータ
断層パラメータ

東通原子力
発電所

Mw8.6
走向：基準，基準±10°

波源位置○：イベント堆積物（露頭No.）

1856年

検討モデル

ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ

Mw

8.35

8.6

長さ

L（km）

120

160

幅

W（km）

70

93

走向

θ（°）

205

205

断層上縁深さ

d（km）

26

26

傾斜角

δ（°）

20

20

すべり角

λ（°）

90

90

すべり量

D(m)

10.0

13.35

タテ沼付近

猿ヶ森川

材木沢

大川

解析に用いた地形データ（空間格子間隔：5m）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p103 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

117

１．１．３．２ 津波堆積物調査：成因分析■地震に起因する津波：日本海溝沿い②• 検討対象領域には猿ヶ森砂丘が広く分布するとともに（千釜ほか（1998），Minoura et al.（2013）他），汀線位置について，Tanigawa et al.（2014）は，東通村小田野沢で確認したイベント堆積物の堆積年代と砂丘※の形成時期の関係から，AD1480-1770の汀線位置は，現在から200m内陸にあったとしている。また，小※：論文中では，浜堤列と記載。
池（1974）は，発行年のもっとも古い地形図と最新の地形図の比較から，過去70年間で50mの海岸前進が見られるとしている。
• 以上から，今回確認したイベント堆積物が堆積した当時の地形と現在の地形は異なるものの，本検討では現在の地形を用いて数値シミュレーションを実施した。

東通村小田野沢におけるTanigawa et al.(2014)の調査位置
猿ヶ森砂丘の形成時期とイベント堆積物の堆積年代の関係
砂丘
分類

砂丘の形成時期（Minoura et al.（2013））

Ⅰ

6000～4000年前

Ⅱ

2000～1000年前

イベント堆積物
堆積年代

タテ沼付近，
猿ヶ森川
Ⅲ

14世紀～15世紀
タテ沼付近，
材木沢，大川

猿ヶ森砂丘の分布状況（Minoura et al.(2013)に一部加筆）
Ⅳ

19世紀以降過去70年間における汀線変化（小池(1974)）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p104 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

118

１．１．３．２ 津波堆積物調査：成因分析■地震に起因する津波：日本海溝沿い③• 数値シミュレーションの結果，タテ沼付近，材木沢及び大川で認められたイベント堆積物まで概ね遡上することを確認した※。
※：解析に用いた地形データは現状の地形であり，猿ヶ森川のイベント堆積物が堆積した以降に形成された砂丘も考慮していることから，猿ヶ森川のイベント堆積物まで遡上していない。

：砂丘(Minoura et al.(2013))【数値シミュレーション結果】【解析に用いた地形データ】○：イベント堆積物（露頭No.）

タテ沼付近

Mw8.6
（走向－10°）

砂丘により，イベント
堆積物が堆積した
当時の地形よりも，川幅が狭い。

猿ヶ森川

材木沢

大川

最大水位上昇量分布

地形データ

以上から，青森県東方沖及び岩手県沖北部で繰り返し発生するM８クラスの津波を成因とする可能性があると考えられる。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p105 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

119１．１．３．２ 津波堆積物調査：成因分析■地震以外に起因する津波：海底地すべり• 下北半島太平洋側大陸棚が含まれる範囲で地形判読により確認された海底地すべり地形のうち，東通村猿ヶ森周辺に影響を及ぼすと考えられる海底地すべり（SLS-2）を対象に数値シミュレーションを実施した。
•

検討の結果，東通村猿ヶ森周辺における津波高さは３m未満であることを確認した。

SLS-1

SLS-2
東通村猿ヶ森

東通村猿ヶ森SLS-3

東通原子力発電所
東通原子力
発電所

SLS-4

海底地すべり地形分布図

最大水位上昇量分布（Kinematic landslide modelによる結果）

以上から，下北半島大陸棚周辺の海底地すべりに起因する津波を成因とする可能性は低いと考えられる。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p106 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討120

１．１．３．２ 津波堆積物調査：成因分析■津波以外の成因：田名部平野一帯の洪水• 東通村には，かつて大津波があったとする下北半島特有の伝承が残されており，この地の伝承は，大津波により集落が移動した，海岸の地形が大きく変化
した，あるいはヒバの森林が砂に埋もれたといった話として伝えられている（千釜ほか（1998））。
•

上記のうち1578年，1630年，1635年の津波により集落が災害を受けた伝承があるが，千釜ほか（1998）は，郷土史関連の文献を整理し，津波ではなく，田名部平野一帯の洪水ととらえるのが妥当であるとしている。

•

材木沢，大川で認められたイベント堆積物の堆積年代は，上記洪水の発生時期と整合している。

：災害の記述がある範囲

イベント堆積物の堆積年代と田名部平野の洪水時期の比較：イベント堆積物の堆積年代：田名部平野の洪水
現代

タテ沼付近（No.26e）AD1700AD1600AD1400AD1300

1655

1410

猿ヶ森川
材木沢

AD1500

1660

1435
1455

大川
1578
1630
1635

津波と比較して洪水の発生頻度は高いことから，洪水を成因とする可能性があると考えられる。
田名部平野の洪水範囲（千釜ほか（1998）に一部加筆）

1285

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p107 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討121

１．１．３．２ 津波堆積物調査：成因分析■まとめ• 認められたイベント堆積物の成因について，後藤ほか（2017）を参考に，計算に基づく水理学的特徴から検討した。
•

検討の結果，イベント堆積物の成因を断定することは困難であるが，津波の場合，青森県東方沖及び岩手県沖北部で繰り返し発生するM８クラスの地震に伴う津波の可能性がある。

•

津波以外の場合，田名部平野一帯の洪水を成因とする可能性がある。

成因分析のまとめ
要因

検討結果

評価

千島海溝沿いの津波

東通村猿ヶ森周辺における沿岸の津波高さは
５ｍ以下。

×

日本海溝沿い（青森県東方沖
及び岩手県沖北部）の津波確認されたイベント堆積物を概ね説明できる。

▲

地震以外に起因する津波

下北半島太平洋側大陸棚の海底地すべり

東通通村猿ヶ森周辺における津波高さは３m未満。

×

上記以外

田名部平野一帯の洪水

洪水の発生時期は，材木沢，大川で認められたイ
ベント堆積物の堆積年代と整合する。

▲

地震に起因する
津波（評価の凡例）●：可能性は高い▲：可能性がある
×：可能性は低い

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p108 再掲

122

１．１．３．２ 津波堆積物調査：まとめ•

歴史記録よりも過去にM９クラスの巨大地震による津波が青森県北部太平洋沿岸に襲来した可能性を検討するため，津波堆積物調査に関する文献調査を実施するとともに，文献調査結果を踏まえた津波堆積物調査を追加実施した。

•

文献調査の結果，Minoura et al.（2013），Tanigawa et al.（2014）は，東通村周辺で津波堆積物調査を実施し，認められた津波堆積物の堆積年代，標高，沿岸からの距離等から，1611年の津波，超巨大地震（17世紀型），もしくはこれまで確認されていない巨大地震の発生可能性を指摘している。

•

追加調査の結果， Minoura et al.（2013）の指摘するイベント堆積物は分布は限定的であり，3.11地震による津波堆積物のように，広域では確認できなかった•

上記知見を踏まえ，東通村周辺の津波堆積物で認められたイベント堆積物の成因について，計算に基づく水理学的特徴から検討した結果，成因を断定することは困難であるが，津波の場合，青森県東方沖及び岩手県沖北部で繰り返し発生しているM８クラスの地震に伴う津波の可能性が考えられ，津波以外の場合，田名部平野一帯の洪水の可能性が考えられる。

主な既往津波の波源域（Tanigawa et al.（2014））

AD1453-2003に青森県太平洋沿岸付近で発生した既往地震の震源（Tanigawa et al.（2014））

以上から，過去にM９クラスの巨大地震による津波が青森県北部太平洋岸に襲来した可能性は低いと評価する。

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p109 再掲

123

１．１．３．３ イベント堆積物の層厚に関する考察••

青森県北部太平洋沿岸で観察された分布最高標高のイベント堆積物及びその層厚を下表に示す。
各調査地点で確認されたイベント堆積物の層厚は概ね６cm以下であったが，猿ヶ森周辺においてのみ層厚20cmを上回るイベント堆積物が確認されたことから，その要因について考察する。
イベント堆積物※１

尻屋崎

猿ヶ森周辺
小田野沢
東京電力敷地内
東北電力敷地内（A測線・B測線・
C測線・D測線）

調査地点

有無

基底標高（T.P.）

層厚

推定年代（年）

有

約8.1m

6cm

A.D.190年頃

タテ沼付近①

有約7.6m※２52cm※２，３

A.D.1650年頃より後

タテ沼付近②

有約11.8m84cm

A.D.50年頃

猿ヶ森川

有

約11.0m※２

66cm※２

A.D.1300年頃

材木沢

有

約7.6m

37cm

A.D.1550年頃

大川

有

約6.8m

24cm

A.D.1450年頃より後

尻屋崎

猿ヶ森
周辺

尾駮老部川

小田野沢

有

約4m

4cm

A.D.1700年頃

尾駮発茶沢

東京電力敷地内

有

約7.4m

3cm

A.D.1400年頃

A測線

有

約6.1m

5cm

B.C.500年頃

B測線

人工改変

／

／

／

C測線

有

約8.6m

2cm

B.C.750年頃

D測線

有

約8.4m

3.5cm

B.C.2800年頃

尾駮老部川

有

約1.9m

9cm

B.C.2000年頃

尾駮発茶沢

有

約6.2m

3cm

B.C.2950年頃

平沼

有

約1.6m

1cm以下

A.D.550年頃

六川目

有

約2.5m

2cm

B.C.4700年頃以前

平沼

六川目

この地図は，国土地理院長の承認を得て，数値地図200000（地図画像）を複製したものである。（承認番号
平26情複，第5号）

調査位置図

東北電力
敷地内

※１：各イベント堆積物の詳細は，補足説明資料「Ⅰ．「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価
３．津波堆積物調査」に記載※２：地形条件から，イベント堆積物の基底標高が確認できなかったため，確認可能な範囲での下限標高・最大層厚を記載※３：イベント堆積物中に腐植質シルト層等が挟在し，複数のイベントにより形成された可能性が否定できないが，明確な区別が困難だったことから，確認可能な範囲での最大層厚を記載

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p110 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討124

１．１．３．３ イベント堆積物の層厚に関する考察：知見の整理••

津波堆積物の層厚は，巨視的に見ると海側から内陸に向けて薄層化する傾向にあるが，局所的な地形に着目すると凹部で厚く，凸部で薄くなる傾向がある（西村（2009））。
石村ほか（2015）は，3.11地震を含む，過去に複数回，津波の襲来が記録されている岩手県小谷鳥において，ハンディジオスライサーにより高密度に津波堆積物調査を実施し，局所的な標高の高まり（畔）を境に，上段側では層厚が薄く，下段側では厚くなる傾向を報告している。
海側

局所的な標高の高まり：津波堆積物層厚

距離（ｍ）
津波堆積物の層厚分布と地形断面図（石村ほか（2015）に一部加筆）

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p111 再掲

125

１．１．３．３ イベント堆積物の層厚に関する考察：知見の整理••

Yoshii et al.(2017)は，津波堆積物の形成プロセスの解明するため，大型水路を用いた移動床実験を行い，陸上津波堆積物の供給源のほとんどが陸上であり，海域からの供給は極めて少ないことを示している。
また，3.11地震を対象とした堆積物調査においても，津波堆積物の主な供給源は，砂浜や砂丘で侵食された砂であったと報告されている（後藤・箕浦（2012）ほか）。

移動床実験装置（左）及び陸域・海域の津波堆積物の供給源（右）（Yoshii et al.(2017)）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p112 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

126

１．１．３．３ イベント堆積物の層厚に関する考察：調査地点の特徴••

調査地点は，小川・沢沿いという局所的な凹部に位置している。
猿ヶ森周辺には，海岸線とほぼ平行に形成されている段丘地形と比高35mに及ぶ大規模な砂丘が分布しており，段丘地形は最終間氷期以降に段階的に形成されたことが報告されている（千釜ほか（1998））。
●：イベント堆積物（露頭No.）

猿ヶ森周辺の調査地点

猿ヶ森周辺での砂丘の形成過程（千釜ほか（1998））

以上より，猿ヶ森周辺のイベント堆積物が他地点と比較し厚かった原因として，①調査地点が厚層化しやすい局所的な凹部に位置していること，②堆積物の供給源が豊富な条件下にあったことが考えられる。

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．３ 地震発生履歴に関する検討

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p113 再掲

127

１．１．３．４ まとめ■既往津波に関する文献調査• 日本海溝沿い・千島海溝沿いで発生した既往津波，遠地津波に関する文献調査の結果，発電所に影響を及ぼした津波は，日本海溝沿いの津波であり，敷地周辺に最も影響を及ぼした津波は，1856年の津波と評価した。

■津波堆積物調査• 歴史記録よりも過去にM９クラスの巨大地震による津波が青森県北部太平洋沿岸に襲来した可能性を検討するため，津波堆積物調査に関する文
献調査を実施するとともに，文献調査結果を踏まえ青森県東通村周辺を対象に津波堆積物調査を追加実施した。
•

追加調査で認められたイベント堆積物の成因について，計算に基づく水理学的特徴を踏まえた検討から，過去にM９クラスの巨大地震による津波が青森県北部太平洋岸に襲来した可能性は低いと評価した。

•

なお，猿ヶ森周辺のイベント堆積物が他地点と比較し厚かった原因として，①調査地点が厚層化しやすい凹部に位置していること，②堆積物の供給源が豊富な条件下にあったことが考えられる。

128

１．１．４ 波源域及び地震規模の評価
１．１．４．１ 波源域及び地震規模の評価
１．１．４．２ 波源域及び地震規模の評価の妥当性確認
１．１．４．３ まとめ１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．４ 波源域及び地震規模の評価

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p115 再掲

129

１．１．４．１ 波源域及び地震規模の評価•

敷地前面海域（青森県東方沖及び岩手県沖北部）では，M９クラスの巨大地震が発生した記録が無いことを踏まえ，①3.11地震，世界のプレート境界で発生している巨大地震に係る知見を収集・整理して，地震の発生機構，テクトニクス的背景等の類似性等から波源域及びすべり量について検討するとともに，②津波堆積物調査を踏まえた地震発生履歴に関する検討を実施した。

•

各検討結果の概要を以下に示す。
【①波源域及びすべり量に関する検討結果】
 構造的特徴，固着域，破壊伝播に関する検討から，青森県東方沖及び岩手県沖北部，十勝沖・根室沖の固着域を起点（震源）とする破壊（地震）が，構造的特徴（破壊のバリア）を跨ぎ，隣接するセグメントまで伝播する可能性は低いと評価。
：破壊伝播の可能性検討【②地震発生履歴に関する検討結果】
 文献調査の結果から，敷地周辺に影響を及ぼす津波は
日本海溝沿いの津波であり，津波堆積物調査及び数値解析結果から，過去にM９クラスの巨大地震による津波が青森県
北部太平洋沿岸に襲来した可能性は低いと評価。

凡例
固着域

非固着域
千島前弧スリバー（Seno（2014）を参考に作成）
固着度：中（M８クラス）

納沙布断裂帯
納沙布断裂帯北東端

破壊伝播の可能性は低い
固着度：中（M８クラス）

破壊伝播の可能性は低い
東通原子力
発電所

日本海溝・千島海溝

日本海溝・千島海溝
島弧会合部
島弧会合部

低地震活動域固着度：小固着度：小（M８クラス以下）（M８クラス以下）

固着度：大（M９クラス）

固着度：大
固着度：大
（M９クラス）（M９クラス）

固着度：小（M８クラス以下）

固着度：小
固着度：小
（M８クラス以下）（M８クラス以下）
フィリピン海プレート プレート境界深部の固着度は，岩手県沖北東端
南部よりも大きいと考えられる。

構造的特徴及び破壊伝播に関する検討結果（地震調査研究推進本部（2017a, 2019）に一部加筆）

AD1453-2003に青森県太平洋沿岸付近で発生した
既往地震の震源（Tanigawa et al.（2014））

以上から，日本海溝沿い，千島海溝沿いにおいて，既往地震の地震規模を大きく上回る規模の地震が発生する可能性は低いと評価する。

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．４ 波源域及び地震規模の評価

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p116 再掲

130

１．１．４．２ 波源域及び地震規模の評価の妥当性確認：検討方針•

最新の知見から想定される波源域及び地震規模の評価の妥当性を確認するため，既往津波で発電所の津波高さに与えた影響が最も大きい1856年の津波の再現モデル（Mw8.35）を基本に，地震規模，並びに走向の不確かさを考慮した数値シミュレーションを実施し，青森県北部太平洋沿岸で認められたイベント
堆積物（基底標高）の再現性を確認する。
比較対象するイベント堆積物
イベント堆積物※１

尻屋崎

猿ヶ森周辺
小田野沢
東京電力敷地内
東北電力敷地内（A測線・B測線・
C測線・D測線）

尾駮老部川
尾駮発茶沢
平沼

六川目

この地図は，国土地理院長の承認を得て，数値地図200000（地図画像）を複製したものである。（承認番号
平26情複，第5号）

調査位置図

調査地点

有無

基底標高（T.P.）

堆積年代（年）

有約8.1m

A.D.190年頃

タテ沼付近①

有約7.6m※２

A.D.1650年頃より後

タテ沼付近②

有約11.8m

A.D.50年頃

猿ヶ森川

有

約11.0m※２

A.D.1300年頃

材木沢

有

約7.6m

A.D.1550年頃

大川

有

約6.8m

A.D.1450年頃より後

小田野沢

有

約4m

A.D.1700年頃

東京電力敷地内

有

約7.4m

A.D.1400年頃

A測線

有

約6.1m

B.C.500年頃

B測線

人工改変

／

／

C測線

有

約8.6m

B.C.750年頃

D測線

有

約8.4m

B.C.2800年頃

尾駮老部川

有

約1.9m

B.C.2000年頃

尾駮発茶沢

有

約6.2m

B.C.2950年頃

平沼

有

約1.6m

A.D.550年頃

六川目

有

約2.5m

B.C.4700年頃以前

尻屋崎

猿ヶ森
周辺

東北電力
敷地内

※１：各イベント堆積物の詳細は，補足説明資料「Ⅰ．「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価 ３．津波堆積物調査」に記載。
※２：イベント堆積物の基底標高を確認することは出来なかったことから，確認できた下限標高を記載。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p117 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．４ 波源域及び地震規模の評価

131

１．１．４．２ 波源域及び地震規模の評価の妥当性確認：検討モデル•

既往津波で発電所の津波高さに与えた影響が最も大きい1856年の津波の再現モデル（Mw8.35）を基本に，地震規模，並びに走向の不確かさを考慮した検討モデルを以下のとおり設定した。

：1856年の津波（Mw8.35，再現モデル）：不確かさケース①（Mw8.5，走向：基準，基準±10°）：不確かさケース②（Mw8.6，走向：基準，基準±10°）

主な断層パラメータ
断層パラメータ

東通原子力
発電所

波源位置

1856年の津波（再現モデル）

不確かさ
ケース①

不確かさ
ケース②

ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ

Mw

8.35

8.5

8.6

長さ

L（km）

120

143

160

幅

W（km）

70

83

93

走向

θ（°）

205

205

205

断層上縁深さ

d（km）

26

26

26

傾斜角

δ（°）

20

20

20

すべり角

λ（°）

90

90

90

すべり量

D(m)

10.0

11.90

13.35

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価 １．１．４ 波源域及び地震規模の評価

１．１．４．２ 波源域及び地震規模の評価の妥当性確認：確認結果
各モデルの想定津波群※１とイベント堆積物の比較結果を以下に示す。
• 検討の結果，1856年の津波（Mw8.35，再現モデル）で，イベント堆積物（基底標高）を概ね説明することができ，地震規模，並びに走向の不確かさを考慮すると，大部分のイベント堆積物（基底標高）を上回ることを確認した。
• 相田（1977），土木学会（2016）を参考にイベント堆積物（基底標高）の再現性を確認した結果を次頁に示す。

20

津波高

※１：想定津波群の詳細は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ６．想定津波群の作成方法」に記載

（m）

15

タテ沼付近
（No.27a）

猿ヶ森川（No.30d）10：1856年の津波（Mw8.35，再現モデル）

5：不確かさケース①（Mw8.5，走向：基準，基準±10°）0：イベント堆積物

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p118 再掲

25•：不確かさケース②（Mw8.6，走向：基準，基準±10°）

132

材木沢
（No.32a）タテ沼付近（No.26e）

0

1000

2000
3000
南北距離（m）

大川（No.35b）

4000

5000

猿ヶ森周辺における想定津波群（空間格子間隔5m，遡上高）とイベント堆積物の比較※３

北南

汀線位置における想定津波群（空間格子間隔278m※２）とイベント堆積物の比較※２：発電所周辺については空間格子間隔31m（遡上高）※３：イベント堆積物が堆積した年代の汀線位置，陸域
地形を復元して数値シミュ
レーションを実施すれば，遡上高は高くなる（想定津波群は高くなる）と考えられる。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p119 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．４ 波源域及び地震規模の評価

133

１．１．４．２ 波源域及び地震規模の評価の妥当性確認：再現性の確認結果•

相田（1977）による既往津波高と数値シミュレーションにより計算された津波高との比から求める幾何平均値K及びばらつきを表す指標κを用いて，イベント堆積物の基底標高の再現性を確認した。

•

土木学会（2016）では，再現性の目安を「0.95＜K＜1.05，κ＜1.45」としている。
12 1  n
1 n
2 − n(log K ) 2 
κ
=
K
log
(log
)
 
logK =  logKi
i， Ki = Ri H i，n i =1
 n i =1

ここで，
n ：地点数， R i ： i 番目の地点での観測値（痕跡高）， H i ： i 番目の地点での数値シミュレーション結果■再現性の確認結果


イベント堆積物全ての地点（15地点，確認範囲①），並びに基底標高が低い尾駮老部川，平沼，六川目を除く地点（12地点，確認範囲②）に対する再現性の確認結果を下表に示す。



本検討から，1856年の津波の再現モデル，並びに地震規模・走向の不確かさを考慮した検討モデルで，イベント堆積物（基底標高）を再現できることを確認した。
確認範囲①
K

κ

1856年の津波（Mw8.35，再現モデル）

0.91

1.84

不確かさケース①（Mw8.5，走向：基準，基準±10°）

0.72

1.86

不確かさケース②（Mw8.6，走向：基準，基準±10°）

0.64

1.87

※：尾駮老部川，平沼，六川目を除く12地点

確認範囲②
n

15

K

κ

1.20

1.32

0.95

1.35

0.85

1.34

n

12※

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p120 再掲

１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び地震規模の評価
１．１．４ 波源域及び地震規模の評価

134

１．１．４．３ まとめ•

以上から，最新の科学的・技術的知見から想定される日本海溝沿い，千島海溝沿い（南部）における最大規模の波源域及び地震規模を以下のとおり評価した。

■日本海溝沿い，千島海溝沿い（南部）で発生する地震規模と波源域の評価結果


日本海溝沿い：青森県東方沖及び岩手県沖北部の地震：超巨大地震（東北地方太平洋沖型）



千島海溝沿い（南部）：超巨大地震（17世紀型）

①

②

東通原子力
発電所

③
⑤
構造境界（破壊のバリア）①千島前弧スリバー北東端②納沙布断裂帯③日本海溝・千島海溝 島弧会合部④フィリピン海プレート北東端
低地震活動域⑤岩手県沖南部④（地震調査研究推進本部（2017a，2019）に一部加筆）

135

余白