補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

7.4.4

敷地の地質・地質構造

7.4.4.1

調査内容

敷地付近の地域（敷地中心半径約 1km）に関する地質・地質構造を把握する資料を得るため，⽂献調査，
空中写真判読，地表地質調査，ボーリング調査，トレンチ調査，試掘坑調査等を実施した。
敷地に判読されるリニアメントに対応する浦底断層の活動性，連続性等を把握するために，地表地質調
査，ボーリング調査，トレンチ調査，反射法地震探査，電気探査，海上音波探査等を実施した。
また，破砕帯の活動性を把握するために，地表地質調査，ボーリング調査，トレンチ調査，大深度坑調査等を実施した。
調査位置図を第 7.4.4.1 図に示す。
7.4.4.1.1

地表地質調査7.4.4

赤⽂字：補正敷地の地質・地質構造

7.4.4.1

調査内容

また，破砕帯の活動性を把握するために，地表地質調査，ボーリング調査，トレンチ調査，大深度坑調査等を実施した。
調査位置図を第 7.4.4.1 図に示す。
7.4.4.1.1

地表地質調査敷地の地質・地質構造を把握するため，地表地質調査を実施した。

また，⽂献調査，空中写真判読，ボーリング調査，試掘坑調査等の結果と合わせて，原縮尺 5 千分の 1 のまた，⽂献調査，空中写真判読，ボーリング調査，試掘坑調査等の結果と合わせて，原縮尺 5 千分の 1 の7.4.4.1.2

反射法地震探査等

地質図を作成した。
7.4.4.1.2

反射法地震探査等

敷地の地質・地質構造の概要を把握するため，反射法地震探査等を第 7.4.4.1 図に示す位置で実施した。

敷地の地質・地質構造の概要を把握するため，反射法地震探査等を第 7.4.4.1 図に示す位置で実施した。

反射法地震探査は，1 測線，延⻑約 1,600m で実施した。

反射法地震探査は，1 測線，延⻑約 1,600m で実施した。

探査は，5〜10m 間隔に受振器を設けて，陸上においてはバイブレータによる振動を，海域においてはエ

探査は，5〜10m 間隔に受振器を設けて，陸上においてはバイブレータによる振動を，海域においてはエアガンによる振動を測定した。
また，反射法地震探査によって区分された地層の地質年代を明らかにするため，探査測線上において海上ボーリングを実施した。
電気探査は，1 測線，延⻑ 130m，電極間隔 1m で実施した。また，断層の有無を直接確認するために打ち込み式ボーリング調査を実施した。

アガンによる振動を測定した。
また，反射法地震探査によって区分された地層の地質年代を明らかにするため，探査測線上において海上ボーリングを実施した。
電気探査は，1 測線，延⻑ 130m，電極間隔 1m で実施した。また，断層の有無を直接確認するために打ち込み式ボーリング調査を実施した。

海上音波探査は，ウォーターガン，ブーマー等を音源としたマルチチャンネル方式等により実施した。

海上音波探査は，ウォーターガン，ブーマー等を音源としたマルチチャンネル方式等により実施した。

また，海上音波探査によって区分された地層の地質年代や断層の活動性を明らかにするため，海上ボー

また，海上音波探査によって区分された地層の地質年代や断層の活動性を明らかにするため，海上ボーリングを実施した。
7.4.4.1.3

ボーリング調査

リングを実施した。
7.4.4.1.3

ボーリング調査

敷地の地質・地質構造についての資料を得るとともに，原子炉施設の基礎地盤の地質・地質構造及び工

敷地の地質・地質構造についての資料を得るとともに，原子炉施設の基礎地盤の地質・地質構造及び工学的性質を把握するため，第 7.4.4.1 図に示す位置でボーリングは全 348 孔，掘進総延⻑約 20,500m のボ学的性質を把握するため，第 7.4.4.1 図に示す位置でボーリングは全 348 孔，掘進総延⻑約 20,500m のボーリングによる調査を実施した。

ーリングによる調査を実施した。

ボーリング調査は，主として掘削孔径が 66〜116mm で，ロータリ型ボーリングマシンを使用し，オー
ルコアボーリングを実施した。

【変更理由の分類】

敷地付近の地域（敷地中心半径約 1km）に関する地質・地質構造を把握する資料を得るため，⽂献調査， ① データの拡充② 記載の充実化
空中写真判読，地表地質調査，ボーリング調査，トレンチ調査，試掘坑調査等を実施した。
③ 記載の適正化
敷地に判読されるリニアメントに対応する浦底断層の活動性，連続性等を把握するために，地表地質調 ④ 図番号，項目
番号の繰り下げ査，ボーリング調査，トレンチ調査，反射法地震探査，電気探査，海上音波探査等を実施した。

敷地の地質・地質構造を把握するため，地表地質調査を実施した。
地質図を作成した。

変更理由

ボーリング調査は，主として掘削孔径が 66〜116mm で，ロータリ型ボーリングマシンを使用し，オー
ルコアボーリングを実施した。

採取したボーリングコアについては詳細な観察を行い，地質柱状図を作成するとともに，地質構造を詳採取したボーリングコアについては詳細な観察を行い，地質柱状図を作成するとともに，地質構造を詳細に把握するため必要に応じてボアホールテレビ調査を行い，試掘坑調査等の結果と併せて地質断面図を細に把握するため必要に応じてボアホールテレビ調査を行い，試掘坑調査等の結果と併せて地質断面図を

作成した。

作成した。

1

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

7.4.4.1.4

試掘坑調査

7.4.4.1.4

地表地質調査，ボーリング調査等によって得られた敷地の地質・地質構造を直接確認するため，第 7.4.4.1
図に示す位置で試掘坑調査を実施した。
7.4.4.1.5

トレンチ調査等

地表地質調査，ボーリング調査等によって得られた敷地の地質・地質構造を直接確認するため，第 7.4.4.1

7.4.4.1.5

た。

トレンチ調査等

浦底断層及び破砕帯の活動性を明らかにするため，第 7.4.4.1 図に示す位置でトレンチ調査等を実施した。

大深度坑調査7.4.4.1.6

破砕帯の活動性を明らかにするため，第 7.4.4.1 図に示す位置で大深度坑調査を実施した。
7.4.4.1.7

試掘坑調査

図に示す位置で試掘坑調査を実施した。

浦底断層及び破砕帯の活動性を明らかにするため，第 7.4.4.1 図に示す位置でトレンチ調査等を実施し7.4.4.1.6

赤⽂字：補正大深度坑調査破砕帯の活動性を明らかにするため，第 7.4.4.1 図に示す位置で大深度坑調査を実施した。

微細構造観察7.4.4.1.7

破砕帯の活動性及び連続性の評価の基礎資料となる破砕部の変位センス等の性状を把握するため，研磨
片試料や薄片試料等を用いた微細構造観察を行い地質構造解析を実施した。

微細構造観察破砕帯の活動性及び連続性の評価の基礎資料となる破砕部の変位センス等の性状を把握するため，研磨
片試料や薄片試料等を用いた微細構造観察を行い地質構造解析を実施した。

なお，薄片試料などを用いた微細構造観察においては，破砕部中の断層ガウジを対象として，構成粒子の円磨の程度や非対称変形構造から推定される運動センスなどを把握した（狩野・村田（1998）

(167)

）。

なお，薄片試料などを用いた微細構造観察においては，破砕部中の断層ガウジを対象として，構成粒子の円磨の程度や非対称変形構造から推定される運動センスなどを把握した（狩野・村田（1998）(167)）。

2

変更理由

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

7.4.4.2

調査結果

7.4.4.2.1

7.4.4.2

敷地の地形

赤⽂字：補正

調査結果

7.4.4.2.1③記載の適正化

敷地の地形

敷地は，敦賀半島の北端に位置し，若狭湾，敦賀湾及び浦底湾に面している。

敷地は，敦賀半島の北端に位置し，若狭湾，敦賀湾及び浦底湾に面している。

敷地の地形は主として⼭地からなり，⼭地を刻む河⾕の中流から下流には扇状地が，浦底湾の北⻄及び

敷地の地形は主として⼭地からなり，⼭地を刻む河⾕の中流から下流には扇状地が，浦底湾の北⻄及び

海岸沿いには低地が分布している。また，海岸沿いの一部には段丘が分布している。

変更理由

海岸沿いには低地が分布している。また，海岸沿いの一部には段丘が分布している。

⼭地は，敷地南方の蠑螺が岳（標高 686m）に連なる尾根から，若狭湾及び浦底湾に向かって高度を減じ

⼭地は，敷地南方の蠑螺が岳（標高 686m）に連なる尾根から，若狭湾及び浦底湾に向かって高度を減じている。また，浦底湾及び浦底湾北⻄に位置する奥壷低地を挟んで北東側には，標高 161m を最高点としている。また，奥壷低地の北東側の立石小半島は，最高点を標高 161m とし立石岬から明神崎に至る区間

立石岬から南東端の明神崎に至る立石小半島には⼭地が NW-SE 方向に連なっており，立石小半島の中央で NW-SE 方向に連なっている。立石小半島の中央付近には猪ヶ池がある。

付近には猪ヶ池がある。
浦底湾の⻄岸及び若狭湾に面した比較的規模の大きな河⾕には，開析の進んだ扇状地が分布しており，
浦底湾北⻄の低地の周囲にも小規模な扇状地が分布している。
低地は，浦底湾の北⻄に沖積低地が分布するほか，海岸沿いに海浜及び浜堤からなる細⻑い海岸低地が分布する。

浦底湾の⻄岸及び若狭湾に面した比較的規模の大きな河⾕には，開析の進んだ扇状地が分布しており，
浦底湾北⻄の低地の周囲にも小規模な扇状地が分布している。
低地は，浦底湾の北⻄に沖積低地が分布するほか，海岸沿いに海浜及び浜堤からなる細⻑い海岸低地が分布する。

段丘は，浦底湾北⻄の低地，浦底湾東岸，若狭湾に面した海岸及び河⾕沿い等にも小規模に分布している。

段丘は，浦底湾北⻄の低地，浦底湾東岸，若狭湾に面した海岸及び河⾕沿い等にも小規模に分布している。

前述の「7.4.2.2.3

敷地周辺の地質構造」に記載のとおり，浦底断層については，活断層研究会編（1991），（３１）， ②記載の充実化「7.4.2.2.3 敷地周辺の地質構造」に記載のとおり，浦底断層については，活断層研究会編（1991）

岡田・東郷編（2000）及び中田・今泉編（2002）は，立石岬から猪ヶ池の⻄方を経て明神崎沖の⽔島に至

（３２）
（１７１）
岡田・東郷編（2000）
及び今泉他編（2018）によれば，立石岬から猪ヶ池の⻄方を経て明神崎沖

る約 3〜3.5km 区間の⼭地の⻄縁部に，NW-SE 方向で，北東側隆起の活断層又は推定断層として図示しての⽔島に至る約 3km〜約 3.5km 区間の⼭地の⻄縁部に，NW-SE 方向で，北東側隆起の活断層又は推定断いる。

層として図示されている。

変動地形調査によると，敷地には⽂献で示される浦底断層に対応して，立石岬から猪ヶ池⻄方に至る区

空中写真判読及び航空レーザー測量の結果に基づく変動地形調査によると，敷地には前述の⽂献で示さ

間に⼭地と低地との境界を通り，直線⾕，鞍部，河⾕の屈曲及び急崖からなる NW-SE 方向のリニアメン

れる浦底断層に対応して，立石岬から猪ヶ池⻄方に至る区間に，⼭地と低地との境界を通り，直線⾕，鞍トが判読される。

部，河⾕の屈曲及び急崖からなる NW-SE 方向のリニアメントが判読される。

また，海岸線に沿って最低位段丘面が分布しており，浦底断層を挟んで隆起側には複数の離⽔海岸地形が認められる。

また，海岸線に沿って最低位段丘面が分布しており，浦底断層を挟んで隆起側には複数の離⽔海岸地形が認められる。
以上の調査結果から，敷地には⽂献で示される浦底断層に対応するリニアメント以外には，変動地形の可能性のある地形は判読されない。また，地すべり地形の可能性のある地形は認められない。

変動地形調査結果を第 7.4.4.2 図に示す。

変動地形調査結果を第 7.4.4.2 図に示す。

なお，敷地内に破砕帯に対応する変動地形及び地すべり地形の可能性のある地形は認められない。
7.4.4.2.2

敷地の地質

7.4.4.2.2

敷地の地質

地表地質調査結果，ボーリング調査結果，試掘坑調査結果，トレンチ調査結果等により作成した原縮尺

地表地質調査結果，ボーリング調査結果，試掘坑調査結果，トレンチ調査結果等により作成した原縮尺

5 千分の 1 の地質平面図及び地質断面図をそれぞれ第 7.4.4.3 図及び第 7.4.4.4 図に，敷地の地質層序表を5 千分の 1 の地質平面図及び地質断面図をそれぞれ第 7.4.4.3 図及び第 7.4.4.4 図に，敷地の地質層序表を

第 7.4.4.1 表に示す。

第 7.4.4.1 表に示す。

敷地の地質は，江若花崗岩とこれに貫入するドレライト及びこれらを覆って分布する第四系から構成される。
また，江若花崗岩中には熱⽔変質作用を伴った破砕帯が分布する。
(1) 江若花崗岩
江若花崗岩は，⿊雲⺟花崗岩，花崗斑岩，アプライト等からなり，主に⼭地の尾根部の地表付近では敷地の地質は，江若花崗岩とこれに貫入するドレライト及びこれらを覆って分布する第四系から構成される。
また，江若花崗岩中には熱⽔変質作用を伴った破砕帯が分布する。
(1) 江若花崗岩
敷地の岩種を第 7.4.4.5 図に示す。江若花崗岩は，⿊雲⺟花崗岩，花崗斑岩，アプライト等からなり，

3（新知見の反映）

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

風化が認められる。

変更理由

赤⽂字：補正③記載の適正化

主に⼭地の尾根部の地表付近では風化が認められる。

⿊雲⺟花崗岩は，主として敷地の⻄部及び猪ヶ池付近に広く分布している。新鮮部では灰⽩⾊及び淡⿊雲⺟花崗岩は，主として敷地の⻄部及び猪ヶ池付近に広く分布している。新鮮部では灰⽩⾊及び淡

桃⾊，風化部では褐⾊を帯びた⾊調を呈し，完晶質等粒状で径約 2〜10mm の粗粒の石英，カリ⻑石，斜橙⾊，風化部では褐⾊を帯びた⾊調を呈し，完晶質等粒状組織を示し，粒径約 2 mm〜約 10mm の石英，⻑石及び少量の⿊雲⺟からなる。

カリ⻑石，斜⻑石，⿊雲⺟からなる。

花崗斑岩は，浦底湾北⻄の低地周辺の⼭地に分布している。新鮮部では灰⽩⾊，風化部では褐⾊を帯

花崗斑岩は，浦底湾北⻄の低地周辺の⼭地に分布している。新鮮部では灰⽩⾊，風化部では褐⾊を帯

びた⾊調を呈し，完晶質斑状で径約 2〜10mm の石英，カリ⻑石及び斜⻑石斑晶並びにこれらの間を充

びた⾊調を呈し，完晶質斑状組織を示し，粒径約 2mm〜約 10mm の石英，カリ⻑石，斜⻑石と少量の⿊てんする細粒の石英，カリ⻑石，斜⻑石及び少量の⿊雲⺟からなる。

雲⺟の斑晶並びに細粒の石英，カリ⻑石，斜⻑石の石基からなる。

アプライトは，花崗斑岩の分布域に小規模に分布している。主に灰⽩⾊を呈し，細粒の完晶質等粒状で径約 0.3mm 以下の石英，カリ⻑石，斜⻑石及び少量の⿊雲⺟からなる。

アプライトは，花崗斑岩の分布域に小規模に分布している。主に灰⽩⾊を呈し，完晶質等粒状組織を示し，粒径約 2mm の石英，カリ⻑石，斜⻑石及び微量の⿊雲⺟からなる。

⿊雲⺟花崗岩，花崗斑岩及びアプライトは，カリウム・アルゴン法年代測定値がそれぞれ約 66.6Ma，

⿊雲⺟花崗岩，花崗斑岩及びアプライトは，カリウム・アルゴン法年代測定値がそれぞれ約 66.6Ma，

約 66.3Ma 及び約 64.2Ma を示すことから，これら江若花崗岩の形成年代は⽩亜紀後期〜古第三紀と判約 66.3Ma 及び約 64.2Ma を示すことから，これらの江若花崗岩の形成年代は後期⽩亜紀〜古第三紀と断される。

判断した（第 7.4.4.5 図）。

また，江若花崗岩中には熱⽔変質作用を伴った破砕帯が多く分布し，破砕帯に含まれる粘土鉱物のカ
リウム・アルゴン法年代測定値は約 54.6〜61.4Ma を示す。

敷地の江若花崗岩や破砕帯には熱⽔変質作用を受けている状況が認められることから，熱⽔変質作用を被った岩盤や断層の特徴を示した⽂献について調査した（第 7.4.4.6 図）。北川（1999）

は，花

（１７２）

②記載の充実化（新知見の反映）

崗岩類地域を対象に，熱⽔変質の有無は粘土細脈の存在で明らかにすることができ，粘土細脈は一般に1mm 程度から数 cm 程度の脈巾でほぼ垂直，あるいは高角度で脈状に見られ，互いに網目のようにつながって連続しているとしている。井上他（2002）（１０４）は，やや変質した花崗岩中の断層では熱⽔変質により軟質化し半固結状を呈するとしている。宮下他（2011）（１７３）は，花崗岩中の変質帯が網目状の粘土を多く含むことを示している。日本応用地質学会中国四国支部（2019）（１７４）は，花崗岩の熱⽔
変質帯は地中深くでも軟質であり⻲裂沿いが劣化しており，幅 1cm 程度の粘土細脈が網目状に発達している場合があり，花崗岩の岩体形成時のものであるとしている。また，花崗岩中の断層破砕帯が熱⽔変質によって一部が粘土化しているとしている。中村（2008）（１７５）は，熱⽔変質作用を被った花崗岩中の断層では粘土鉱物を生じて岩盤が軟弱化している状況を示している。
敷地の江若花崗岩や破砕帯についても熱⽔変質作用の特徴である粘土細脈が網目状に発達し，軟質化①データの拡充

している状況が認められる（第 7.4.4.7 図）。網目状に発達した粘土細脈の成因について把握するため，（敷地の熱⽔変質

破砕部の断層ガウジ，風化した花崗斑岩及び新鮮な花崗斑岩について X 線回折分析（以下「ＸＲＤ分作用，XRD 分析）

析」という。
）を行った。その結果，破砕部の断層ガウジにはスメクタイト，雲⺟粘土鉱物，カオリナ
イトの生成が認められたが，花崗斑岩の風化部及び強風化部にはスメクタイトが含まれていないこと，
また，破砕部の断層ガウジは新鮮な花崗斑岩と比較して斜⻑石やカリ⻑石の割合が少なくなっている。
以上のことから，破砕部は熱⽔変質を受けていると判断した（第 7.4.4.8 図）。なお，井上（2003）（１７７）

では雲⺟粘土鉱物が認められる状況は比較的高温の熱⽔活動に伴ってもたらされるとしている（第7.4.4.11 図）
。
（１７６）
の
敷地における熱⽔変質の状況については，一般財団法人日本建設情報総合センター（1999）

変質区分を参考に変質作用の程度に応じて 4 つに区分した（第 7.4.4.9 図）。敷地は全体的に熱⽔変質作用を被っており，破砕帯の近傍では変質の程度が大きい傾向にある。変質区分に応じた曹⻑石化の程度を比較するために電子線プローブ・マイクロアナライザーによる分析（以下「ＥＰＭＡ分析」という。）を行った結果，変質の程度が大きいものほどアルバイト率が大きいことから，熱⽔変質作用によって曹⻑石化したものと判断した（第 7.4.4.10 図）。井上（2003）（１７７）では斜⻑石の曹⻑石化が進ん

4②記載の充実化（新知見の反映）

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

変更理由

赤⽂字：補正でいる状況や雲⺟粘土鉱物が認められる状況は比較的高温の熱⽔活動に伴ってもたらされるとされてお①データの拡充

り，ＥＰＭＡ分析で斜⻑石の曹⻑石化が進んでいること，また，Ｘ線回折分析で雲⺟粘土鉱物が認めら（EPMA 分析，カれることから，敷地の破砕部については比較的高温の熱⽔活動に伴ってもたらされた状況であると判断

リウム・アルゴン

した（第 7.4.4.11 図）。また，熱⽔変質作用によって生成された江若花崗岩中や破砕帯に見られる粘土法年代測定結果の細脈に含まれる粘土鉱物のカリウム・アルゴン法年代測定値は約 51.0 Ma〜約 58.1Ma であり，熱⽔変追加）

質作用の影響により江若花崗岩の形成年代（約 64.2 Ma〜約 66.6Ma）よりも若干若い年代を示している（第 7.4.4.12 図）。
当該地域では，(2)で述べるドレライトの貫入時期（約 21.1Ma）以降の熱⽔活動は知られておらず，
若狭湾周辺に第四紀火⼭が存在しないことから，少なくとも後期更新世以降の熱⽔活動はないと判断した（第 7.4.4.13 図）。また，江若花崗岩及び変質部に関する分析の結果において，これと矛盾するデータは得られていない。
(2) ドレライト(2) ドレライト

江若花崗岩に貫入する岩脈には，ドレライトがある。

江若花崗岩に貫入する岩脈には，ドレライトがある。

ドレライトは，主に暗緑⾊及び緑灰⾊を呈し，斜⻑石及び輝石からなり不透明鉱物を伴っている。

ドレライトは，主に暗緑⾊及び緑灰⾊を呈し，填間状組織を示し，粒径約 2mm 以下の斜⻑石及び輝石からなり不透明鉱物を伴っている（第 7.4.4.5 図）。

ドレライトの貫入時期は，カリウム・アルゴン法年代測定値が約 21.1Ma を示すことから，新第三紀中新世と判断される。

(3) 第四系

ドレライトの貫入時期は，カリウム・アルゴン法年代測定値が約 21.1Ma を示すことから，新第三紀中新世と判断した。熱⽔変質作用によって生成されたドレライト中の粘土細脈に含まれる粘土鉱物のカリ①データの拡充

ウム・アルゴン法年代測定値は約 18.9Ma であり，熱⽔変質作用の影響によりドレライトの形成年代（約（ドレライト中の21.1Ma）よりも若干若い年代を示している。

カリウム・アルゴ

ドレライトに関する分析の結果において，(1)で述べた後期更新世以降の熱⽔活動はないと判断した

ン年代測定結果の状況と矛盾するデータは得られていない（第 7.4.4.13 図）。

追加）(3) 第四系

第四系は，更新統の猪ヶ池層，古期扇状地堆積物及び低位段丘堆積物，並びに完新統の最低位段丘堆

敷地の第四系は，更新統の猪ヶ池層，古期埋没堆積物，古期扇状地堆積物及び低位段丘堆積物並びに積物，新期扇状地堆積物，現河床堆積物・崖錐堆積物，海岸低地堆積物及び沖積低地堆積物からなる。

完新統の沖積低地堆積物，海岸低地堆積物，最低位段丘堆積物，現河床堆積物・崖錐堆積物及び新期扇（各地質時代の地状地堆積物からなる。

層の特徴等につい②記載の充実化

奥壷低地を通る地質縦断面図，２号炉付近及び１号炉付近を通る地質横断面図を第 7.4.4.4 図に示す。 て）ａ．更新統
古期扇状地堆積物は，主に若狭湾に面した比較的規模の大きな河⾕，浦底湾⻄方及び奥壷低地周辺に分布している。
本層は，江若花崗岩の礫を含むやや締まったシルト質砂礫からよく締まったシルト質砂礫を主体とし，礫の一部はくさり礫化している。
古期扇状地堆積物には，姶良 Tn テフラ（ＡＴ：約 2.9〜2.6 万年前；町田他（2011））を含む比較的

ａ．更新統
猪ヶ池層は，猪ヶ池の北側及び明神崎付近に狭⻑に分布している。本層は，固結した礫及び砂からなり，強く風化している。
古期埋没堆積物は，奥壷低地の１号炉と２号炉の中間付近にある基盤岩の高まりより浦底湾側に分布し，奥壷低地の⾕に厚く堆積している。本層には⾕の基底部に分布する古期河成礫層，河成礫層及び斜面堆積物とそれらを覆って厚く分布する低地堆積物があり，礫，砂，シルト及び腐植物からなる。

新しいもの，大⼭倉吉テフラ（ＤＫＰ：約 5.8〜5.9 万年前；入⾕他（2005)）を含むより下位のものが（９４）
古期河成礫層及び河成礫層には美浜テフラ（Mh：約 12.7 万年前；⻑橋他（2004）），明神沖テフある。

ラ（Mj：約 12.3 万年前；7.4.4.2.3(2)c.(b)ⅳ)参照）及び⻤界葛原テフラ（K-Tz：約 9.5 万年前；町田・

奥壷低地基底部付近から⻄方では，⻤界葛原テフラ（K-Tz：約 9.5 万年前；町田他（2011)）や美浜

新井（2011)（８５））が，低地堆積物には大⼭倉吉テフラ（ＤＫＰ：約 5.8 万年前〜約 5.9 万年前；入⾕

テフラ（Mh：約 12.7 万年前）を含むより古いもの，更にその下位にはＭＩＳ6 以前の非常に古いもの（８５）
他（2005)（８６））及び姶良 Tn テフラ（ＡＴ：約 2.8 万年前〜約 3.0 万年前；町田・新井（2011））

が分布する。

が確認されている。

5

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

低位段丘堆積物は，若狭湾に面した海岸にごく小規模に分布しており，やや締まった砂礫及び砂質シルトからなる。

変更理由

赤⽂字：補正古期扇状地堆積物は，主に若狭湾に面した比較的規模の大きな河⾕，浦底湾⻄方及び奥壷低地周辺に分布している。本層には古期扇状地堆積物１及び古期扇状地堆積物２があり，礫，砂及びシルトか②記載の充実化（各地質時代の地らなる。古期扇状地堆積物１には美浜テフラ，明神沖テフラ，⻤界葛原テフラ及び大⼭倉吉テフラが， 層の特徴等につい
古期扇状地堆積物２には姶良 Tn テフラが確認されている。
低位段丘堆積物は，若狭湾に面した海岸にごく小規模に分布しており，礫及び砂からなる。
ｂ．完新統

ｂ．完新統

最低位段丘堆積物は，浦底湾東岸等に分布している。江若花崗岩の礫を含む砂礫を主体とする。

沖積低地堆積物は，浦底湾周辺の沖積低地に分布しており，礫，砂，シルト及び腐植物からなる。

新期扇状地堆積物は，⼭地を刻む河⾕の下流に小規模に分布している。江若花崗岩の礫を含む砂礫海岸低地堆積物は，海浜及び浜堤を構成しているほか，奥壷低地に分布している。海浜及び浜堤は，を主体とする。
現河床堆積物・崖錐堆積物は，⼭地を刻む河⾕及び⼭地斜面に分布している。江若花崗岩の礫を含

江若花崗岩の礫，砂，シルト及び腐植物からなり，奥壷低地内では内湾性の貝殻や腐植物を多く含む
砂及びシルトからなる。

む砂礫を主体とする。

最低位段丘堆積物は，浦底湾周辺等にごく小規模に分布している。本層は，礫及び砂礫からなる。

海岸低地堆積物は，海浜及び浜堤を構成して分布している。江若花崗岩の礫及び砂を主体とする。
沖積低地堆積物は，浦底湾周辺の沖積低地に分布しており，砂及びシルトを主体とする。

現河床堆積物・崖錐堆積物は，⼭地を刻む河⾕及び⼭地斜面に分布している。本層は，礫及び砂礫からなる。
新期扇状地堆積物は，⼭地を刻む河⾕の下流に小規模に分布している。本層は，礫及び砂礫からなる。

7.4.4.2.3

敷地の地質構造(1) 浦底断層
浦底断層の活動性を確認するため，地表地質調査，ボーリング調査，トレンチ調査，離⽔海岸地形調
査，海上音波探査等を実施した（第 7.4.4.5 図)。
また，敷地南部での断層の通過位置を確認するために電気探査，反射法地震探査，ボーリング調査及び海上音波探査等を実施した。

7.4.4.2.3

敷地の地質構造(1) 浦底断層
浦底断層の活動性を確認するため，地表地質調査，ボーリング調査，トレンチ調査，離⽔海岸地形調
査，海上音波探査等を実施した（第 7.4.4.14 図)。
また，敷地南部での断層の通過位置を確認するために電気探査，反射法地震探査，ボーリング調査及び海上音波探査等を実施した。

敦賀発電所２号炉の建設時点の調査においては，リニアメントにほぼ直交する試掘坑を T.P.＋13m に敦賀発電所２号炉の建設時点の調査においては，リニアメントにほぼ直交する試掘坑を T.P.＋13m に掘削し，リニアメント直下付近の岩盤中に破砕部を確認した。同破砕部の走向・傾斜は N20゜W80゜E

掘削し，リニアメント直下付近の岩盤中に破砕部を確認した。同破砕部の走向・傾斜は N20゜W80゜E

を示す。

を示す。

ボーリング調査の結果によれば，深部における同破砕部の最新活動面の条線を測定した結果，横ずれ
量は縦ずれ量の約 1.25 倍であることが確認された（第 7.4.4.2 表）。

ボーリング調査の結果によれば，深部における同破砕部の最新活動面の条線を測定した結果，横ずれ
量は縦ずれ量の約 1.25 倍であることが確認された（第 7.4.4.2 表）。

地点Ｂにおけるトレンチでは，東側のアプライトと⻄側の第四系との境界に破砕部が認められる。

地点Ｂにおけるトレンチでは，東側のアプライトと⻄側の第四系との境界に破砕部が認められる。

この破砕部は，下部では幅約 10cm の褐⾊及び灰⽩⾊粘土から，上部では幅数 cm の褐⾊及び灰⽩⾊粘この破砕部は，下部では幅約 10cm の褐⾊及び灰⽩⾊粘土から，上部では幅数 cm の褐⾊及び灰⽩⾊粘土からなる。破砕部の傾斜は，上部では約 40°E であるが下部では約 70°E である。
第四系は，主として砂，砂礫からなり，一部にシルトを挟在しており，層相及び堆積年代から下位よりＥ層，Ｃ・Ｄ層，Ｂ層及びＡ層の 4 層に区分される。

土からなる。破砕部の傾斜は，上部では約 40°E であるが下部では約 70°E である。
第四系は，主として砂，砂礫からなり，一部にシルトを挟在しており，層相及び堆積年代から下位よりＥ層，Ｃ・Ｄ層，Ｂ層及びＡ層の 4 層に区分される。

Ｅ層はアプライト，花崗斑岩及び⿊雲⺟花崗岩の角礫〜亜角礫を含む砂礫層並びに砂層からなり，堆Ｅ層はアプライト，花崗斑岩及び⿊雲⺟花崗岩の角礫〜亜角礫を含む砂礫層並びに砂層からなり，堆積構造の明瞭な砂礫，砂及びシルトの互層からなる。地層は緩く⻄傾斜している。破砕部付近のＥ層中積構造の明瞭な砂礫，砂及びシルトの互層からなる。地層は緩く⻄傾斜している。破砕部付近のＥ層中には変形構造及びせん断構造が認められ上位のＢ層に覆われている。

には変形構造及びせん断構造が認められ上位のＢ層に覆われている。

Ｃ・Ｄ層は砂層，シルト質砂層からなり，堆積構造の明瞭な砂礫及び砂の互層からなる。地層の傾斜は上位ほど⽔平に近く，下位ほど⻄傾斜している。下位のＥ層とは不整合関係で接している。

Ｃ・Ｄ層は砂層，シルト質砂層からなり，堆積構造の明瞭な砂礫及び砂の互層からなる。地層の傾斜は上位ほど⽔平に近く，下位ほど⻄傾斜している。下位のＥ層とは不整合関係で接している。

6

て）

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

赤⽂字：補正Ｂ層はアプライト及び花崗斑岩の角礫〜亜角礫を含む砂礫層，シルト質砂層からなる。上部は堆積構

Ｂ層はアプライト及び花崗斑岩の角礫〜亜角礫を含む砂礫層，シルト質砂層からなる。上部は堆積構

造があまり見られない崖錐堆積物及び埋没土壌からなり，下部は還元⾊を呈し堆積構造が見られる堆積

造があまり見られない崖錐堆積物及び埋没土壌からなり，下部は還元⾊を呈し堆積構造が見られる堆積物及び堆積構造が見られない崖錐堆積物からなり，最下位は淘汰の良い砂礫からなる。地層の傾斜は断物及び堆積構造が見られない崖錐堆積物からなり，最下位は淘汰の良い砂礫からなる。地層の傾斜は断層近傍で引きずりによる変形が見られ，断層から離れた⻄側に行くに従い緩傾斜となる。下位のＣ・Ｄ層近傍で引きずりによる変形が見られ，断層から離れた⻄側に行くに従い緩傾斜となる。下位のＣ・Ｄ層及びＥ層とは不整合関係で接する。

層及びＥ層とは不整合関係で接する。

Ａ層は，アプライトの角礫〜亜角礫を含むシルト質砂礫層及び砂質シルト層からなり，堆積構造があ

Ａ層は，アプライトの角礫〜亜角礫を含むシルト質砂礫層及び砂質シルト層からなり，堆積構造があまり見られない崖錐堆積物からなる。上部の地層は地形面と平行な分布をしており，下部の地層は断層まり見られない崖錐堆積物からなる。上部の地層は地形面と平行な分布をしており，下部の地層は断層直上において地形面と斜交する撓曲状の構造が認められる。下位のＢ層を浸食し不整合関係で接してい直上において地形面と斜交する撓曲状の構造が認められる。下位のＢ層を浸食し不整合関係で接している。

る。

Ｅ層中に含まれる木炭の放射性炭素〔Ｃ〕年代測定値は＞53,900y.B.P.を示した。

１４

Ｅ層中に含まれる木炭の放射性炭素〔１４Ｃ〕年代測定値は＞53,900y.B.P.を示した。

Ｂ層中に含まれる木炭及び腐植物の放射性炭素〔１４Ｃ〕年代測定値は，24,480±190〜3,960±50y.B.P.

Ｂ層中に含まれる木炭及び腐植物の放射性炭素〔１４Ｃ〕年代測定値は，24,480±190〜3,960±50y.B.P.

を示し，Ｂ層上部から⻤界アカホヤテフラ（K-Ah：約 7,300 年前；町田他（2011)）が，Ｂ層下部から姶を示し，Ｂ層上部から⻤界アカホヤテフラ（K-Ah：約 7,300 年前；町田他（2011)）が，Ｂ層下部から姶

良 Tn テフラが検出された。

良 Tn テフラが検出された。

また，Ａ層中の木炭，腐植物の放射性炭素〔Ｃ〕年代測定値は，1,640±40〜1,410±40y.B.P.を示し

１４

ている。
Ｃ・Ｄ層からは本調査では年代分析試料が得られなかったが，既往のボーリング調査結果によれば大⼭倉吉テフラ及び⻤界葛原テフラが検出されている（第 7.4.4.6 図）。

また，Ａ層中の木炭，腐植物の放射性炭素〔１４Ｃ〕年代測定値は，1,640±40〜1,410±40y.B.P.を示している。
Ｃ・Ｄ層からは本調査では年代分析試料が得られなかったが，既往のボーリング調査結果によれば大⼭倉吉テフラ及び⻤界葛原テフラが検出されている（第 7.4.4.15 図）。

アプライトとＥ層及びＢ層との境界に認められる破砕部については，破砕部と接する堆積物中にせん

アプライトとＥ層及びＢ層との境界に認められる破砕部については，破砕部と接する堆積物中にせん

断構造が認められることや破砕部近傍の堆積物中に引きずりによる変形が認められることから，破砕部

断構造が認められることや破砕部近傍の堆積物中に引きずりによる変形が認められることから，破砕部とＥ層及びＢ層は断層関係で接していると判断される。破砕部とこれに接する第四系との間には，破砕とＥ層及びＢ層は断層関係で接していると判断される。破砕部とこれに接する第四系との間には，破砕部を構成する細粒物質と第四系を構成する砂礫等とが混合した混合ゾーンが認められる。破砕部とＥ層部を構成する細粒物質と第四系を構成する砂礫等とが混合した混合ゾーンが認められる。破砕部とＥ層との境界部においては混合ゾーンが連続して認められ，Ｅ層を構成する砂礫中の礫の定向配列も強い。

との境界部においては混合ゾーンが連続して認められ，Ｅ層を構成する砂礫中の礫の定向配列も強い。

一方，破砕部とＢ層との境界部においては混合ゾーンが断続して認められ，Ｂ層を構成する砂礫中の礫

一方，破砕部とＢ層との境界部においては混合ゾーンが断続して認められ，Ｂ層を構成する砂礫中の礫の定向配列も弱く，不明瞭となる。

の定向配列も弱く，不明瞭となる。

また，最新活動面について電子顕微鏡による観察を実施した結果，鉱物の結晶が破砕された状況が認められる。

また，最新活動面について電子顕微鏡による観察を実施した結果，鉱物の結晶が破砕された状況が認められる。

これらのことから，浦底断層の最新活動時期については，Ｂ層堆積以降と判断される。

これらのことから，浦底断層の最新活動時期については，Ｂ層堆積以降と判断される。

敷地南部での浦底断層の通過位置を確認するために実施した反射法地震探査，電気探査，海上音波探敷地南部での浦底断層の通過位置を確認するために実施した反射法地震探査，電気探査，海上音波探査の結果は以下のとおりである。

査の結果は以下のとおりである。

反射法地震探査等の結果によれば，リニアメントの南方延⻑部に位置する CMP 番号 160 付近では，反射法地震探査等の結果によれば，リニアメントの南方延⻑部に位置する CMP 番号 160 付近では，基盤上面と考えられる反射面が連続しており，断層は推定されない。一方，CMP 番号 145 付近を境に南基盤上面と考えられる反射面が連続しており，断層は推定されない。一方，CMP 番号 145 付近を境に南

⻄側の東緩傾斜を示す強反射面が北東側に連続せず，Ｐ波速度が南⻄側に比べて北東側が速いことから，

⻄側の東緩傾斜を示す強反射面が北東側に連続せず，Ｐ波速度が南⻄側に比べて北東側が速いことから，同位置付近に北東上がりの断層が推定される。

同位置付近に北東上がりの断層が推定される。

海上ボーリング調査結果及び反射法地震探査結果から，同断層の江若花崗岩の上面における鉛直変位
量は 40m 程度と推定される。
また，花崗岩の上位の第四系からは上位から⻤界アカホヤテフラ，姶良 Tn テフラ，大⼭倉吉テフラ及び⻤界葛原テフラが順に産出した（第 7.4.4.7 図）。
Ｂトレンチと反射法地震探査の間で実施した電気探査では，測線距離 0〜40m 付近では低比抵抗の範囲が，測線距離 40〜60m 付近ではやや高比抵抗の範囲が認められる。

海上ボーリング調査結果及び反射法地震探査結果から，同断層の江若花崗岩の上面における鉛直変位
量は 40m 程度と推定される。
また，花崗岩の上位の第四系からは上位から⻤界アカホヤテフラ，姶良 Tn テフラ，大⼭倉吉テフラ及び⻤界葛原テフラが順に産出した（第 7.4.4.16 図）。
Ｂトレンチと反射法地震探査の間で実施した電気探査では，測線距離 0〜40m 付近では低比抵抗の範囲が，測線距離 40〜60m 付近ではやや高比抵抗の範囲が認められる。

7

変更理由④図番号，項目番
号の繰り下げ

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

また，リニアメント付近（測線距離 60〜85m 付近）に周囲と比較し低比抵抗部が認められる（第 7.4.4.8

赤⽂字：補正また，リニアメント付近（測線距離 60〜85m 付近）に周囲と比較し低比抵抗部が認められる（第 7.4.4.
17 図）。

図）。
電気探査の測線上において実施したボーリング調査（打ち込み式）によると，江若花崗岩の上面の形
状は，全体的に滑らかで，リニアメント付近において有意な不連続は認められない。
リニアメント付近より⻄側に分布する礫混じり砂や礫質砂を主体とする扇状地堆積物にも変位・変形

電気探査の測線上において実施したボーリング調査（打ち込み式）によると，江若花崗岩の上面の形
状は，全体的に滑らかで，リニアメント付近において有意な不連続は認められない。
リニアメント付近より⻄側に分布する礫混じり砂や礫質砂を主体とする扇状地堆積物にも変位・変形は認められない。

は認められない。
扇状地堆積物は，層相から下位よりⅢ層からⅠ層及び表土の 4 層に区分され，Ⅲ層から姶良 Tn テフ

扇状地堆積物は，層相から下位よりⅢ層からⅠ層及び表土の 4 層に区分され，Ⅲ層から姶良 Tn テフ

ラ起源の火⼭ガラスが，Ⅱ層から姶良 Tn テフラ起源の火⼭ガラス及び⻤界アカホヤテフラ起源の火⼭

ラ起源の火⼭ガラスが，Ⅱ層から姶良 Tn テフラ起源の火⼭ガラス及び⻤界アカホヤテフラ起源の火⼭ガラスが，Ⅰ層から⻤界アカホヤテフラ起源の火⼭ガラスが検出された。

ガラスが，Ⅰ層から⻤界アカホヤテフラ起源の火⼭ガラスが検出された。

リニアメント付近において，江若花崗岩の中に幅約 10cm の⽩⾊粘土からなる破砕部が認められるが，リニアメント付近において，江若花崗岩の中に幅約 10cm の⽩⾊粘土からなる破砕部が認められるが，同破砕部を追跡した結果，その走向は NNE-SSW 方向であり，リニアメントの走向と異なることから，

同破砕部を追跡した結果，その走向は NNE-SSW 方向であり，リニアメントの走向と異なることから，

本地点ではリニアメントに対応した破砕部は存在せず，前後の関係から電気探査測線の⻄側に浦底断層

本地点ではリニアメントに対応した破砕部は存在せず，前後の関係から電気探査測線の⻄側に浦底断層が通過するものと判断される。

が通過するものと判断される。

浦底湾で実施した海上音波探査の結果によれば，反射法地震探査で推定された断層の南東方に NW-SE

浦底湾で実施した海上音波探査の結果によれば，反射法地震探査で推定された断層の南東方に NW-SE

方向で北東側隆起のＦ−39・40 断層及び同断層の分岐断層と考えられる N-S〜NW-SE 方向で北東側隆方向で北東側隆起のＦ−39・40 断層及び同断層の分岐断層と考えられる N-S〜NW-SE 方向で北東側隆起のＦ−39b 断層が認められる。

起のＦ−39b 断層が認められる。

浦底断層の南部海域のＦ−39・40 断層について，完新統で最大の累積鉛直変位量を示す位置において

浦底断層の南部海域のＦ−39・40 断層について，完新統で最大の累積鉛直変位量を示す位置において実施した海上ボーリング調査の結果によれば，⻤界アカホヤテフラ降灰以降の浦底断層の累積鉛直変位実施した海上ボーリング調査の結果によれば，⻤界アカホヤテフラ降灰以降の浦底断層の累積鉛直変位

量は約 4.4m である（第 7.4.4.9 図）。

量は約 4.4m である（第 7.4.4.18 図）。

Ｆ−39b 断層は，海上音波探査及び海上ボーリング調査の結果によれば，⻤界アカホヤテフラ降灰以

Ｆ−39b 断層は，海上音波探査及び海上ボーリング調査の結果によれば，⻤界アカホヤテフラ降灰以降の地層に断層変位の累積が認められ，少なくとも３回の活動が認められる。それぞれの活動時期につ降の地層に断層変位の累積が認められ，少なくとも３回の活動が認められる。それぞれの活動時期については，約 7,300〜5,500 年前，約 4,500〜3,500 年前及び約 1,700 年前以降である（第 7.4.4.10 図）。

いては，約 7,300〜5,500 年前，約 4,500〜3,500 年前及び約 1,700 年前以降である（第 7.4.4.19 図）。

（168）
猪ヶ池で実施した津波堆積物調査（日本原子力発電（2012））によれば，珪藻化石分析の結果，約（168）
猪ヶ池で実施した津波堆積物調査（日本原子力発電（2012））によれば，珪藻化石分析の結果，約4,400 年前以前の地層は海⽔性珪藻を主体とする海成堆積物からなるが，約 4,400 年前以降の地層は淡4,400 年前以前の地層は海⽔性珪藻を主体とする海成堆積物からなるが，約 4,400 年前以降の地層は淡⽔

⽔性珪藻を主体とする湖沼成堆積物からなることから，猪ヶ池が離⽔したものと判断される。

性珪藻を主体とする湖沼成堆積物からなることから，猪ヶ池が離⽔したものと判断される。

また，⻤界アカホヤテフラ降灰以降の地層に複数のイベント堆積物が認められており，このうち，海また，⻤界アカホヤテフラ降灰以降の地層に複数のイベント堆積物が認められており，このうち，海上音波探査結果及び海上ボーリング調査結果で確認された活動時期に対応するイベント堆積物として，

上音波探査結果及び海上ボーリング調査結果で確認された活動時期に対応するイベント堆積物として，

約 6,700 年前及び約 5,500 年前に津波または暴浪による可能性のあるイベント堆積物が，約 1,700〜800

約 6,700 年前及び約 5,500 年前に津波または暴浪による可能性のあるイベント堆積物が，約 1,700〜800

年前に地震動または湖⽔上昇による斜面崩壊と考えられるイベント堆積物が確認されており，これらの年前に地震動または湖⽔上昇による斜面崩壊と考えられるイベント堆積物が確認されており，これらのイベントの発生時期はそれぞれ，海上音波探査及び海上ボーリング調査の結果から認められた活動時期

イベントの発生時期はそれぞれ，海上音波探査及び海上ボーリング調査の結果から認められた活動時期である約 7,300〜5,500 年前及び約 1,700 年前以降と整合している。

である約 7,300〜5,500 年前及び約 1,700 年前以降と整合している。

明神崎付近で実施した離⽔海岸地形調査の結果によれば，明神崎北方の浦底断層上盤側では，完新世

明神崎付近で実施した離⽔海岸地形調査の結果によれば，明神崎北方の浦底断層上盤側では，完新世に形成されたと考えられる海成段丘面が 3 面認められ，標高約 5〜7m の段丘面を c1 面に，標高約 3〜に形成されたと考えられる海成段丘面が 3 面認められ，標高約 5〜7m の段丘面を c1 面に，標高約 3〜5m の段丘面を c2 面に，標高約 1〜3m の段丘面を c3 面に区分した（第 7.4.4.11 図）。c1 面は，その分5m の段丘面を c2 面に，標高約 1〜3m の段丘面を c3 面に区分した（第 7.4.4.20 図）。c1 面は，その分

布標高，面の広がり等から約 6,000 年前の縄⽂海進最高海⽔準期に形成されたと考えられる。

布標高，面の広がり等から約 6,000 年前の縄⽂海進最高海⽔準期に形成されたと考えられる。

Ｃ〕年代測定の結果によれば，c2 面

c2 面及び c3 面で実施したピット調査で実施した放射性炭素〔１４Ｃ〕年代測定の結果によれば，c2 面

は約 4,500〜4,300 年前に，c3 面は約 1,700〜1,500 年前に離⽔し形成されたと判断される（第 7.4.4.12

は約 4,500〜4,300 年前に，c3 面は約 1,700〜1,500 年前に離⽔し形成されたと判断される（第 7.4.4.21

図）。

図）。

c2 面及び c3 面で実施したピット調査で実施した放射性炭素〔１４これらのことから，浦底断層は⻤界アカホヤテフラ降灰以降，浦底断層には少なくとも 3 回の活動がこれらのことから，浦底断層は⻤界アカホヤテフラ降灰以降，浦底断層には少なくとも 3 回の活動が8

変更理由④図番号，項目番
号の繰り下げ

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

変更理由

赤⽂字：補正認められ，約 7,300〜5,500 年前，約 4,400 年前，約 1,700〜1,500 年前に活動したものと判断される。

認められ，約 7,300〜5,500 年前，約 4,400 年前，約 1,700〜1,500 年前に活動したものと判断される。

これらの調査の結果を踏まえれば，浦底断層の単位変位量は最大で約 2.4m であり，粟田（1999）

これらの調査の結果を踏まえれば，浦底断層の単位変位量は最大で約 2.4m であり，粟田（1999）に基づく地震セグメント⻑さは約 21km であり，「7.4.2.2.3 敷地周辺の地質構造」において評価した断に基づく地震セグメント⻑さは約 21km であり，「7.4.2.2.3 敷地周辺の地質構造」において評価した断層⻑さと概ね整合している。

層⻑さと概ね整合している。

（118）以上のことから，浦底断層は後期更新世以降に活動した断層であり，将来活動する可能性のある断層等と評価する。
(2) 破砕帯等
江若花崗岩中には熱⽔変質作用を伴った破砕帯が分布しており，これらは走向が主として N-S〜NESW 方向で，高角度に⻄傾斜しており，原子炉施設設置位置付近では主として⻄側に傾斜している。

③記載の適正化（118）

以上のことから，浦底断層は後期更新世以降に活動した断層であり，将来活動する可能性のある断層等と評価する。
(2) 破砕帯等
江若花崗岩中には熱⽔変質作用を伴った破砕帯が分布しており，これらは走向が主として N-S〜NESW 方向で，高角度に⻄傾斜しており，原子炉施設設置位置付近では主として⻄側に傾斜している。

破砕帯の活動性評価は，旧原子力安全・保安院の指示を踏まえてとりまとめた調査計画（平成 24 年 5

破砕帯の活動性評価は，旧原子力安全・保安院の指示を踏まえてとりまとめた調査計画（平成 24 年 5月 14 日に実施された旧原子力安全・保安院「地震・津波に関する意見聴取会」において了承）に基づき，

月 14 日に実施された旧原子力安全・保安院「地震・津波に関する意見聴取会」において了承）に基づき，Ｄ−１破砕帯，Ｄ−６破砕帯，Ｄ−５破砕帯，Ｈ−３ａ破砕帯及びＤ−１４破砕帯について詳細な調査

Ｄ−１破砕帯，Ｄ−６破砕帯，Ｄ−５破砕帯，Ｈ−３ａ破砕帯及びＤ−１４破砕帯について詳細な調査を実施した。

を実施した。また，Ｄ−１破砕帯に関する調査の過程で確認されたＫ断層についても詳細な調査を実施した。

本申請においては，原子力規制委員会に提出した「敦賀発電所 敷地の地質・地質構造調査報告書」（平

本申請においては，原子力規制委員会に提出した「敦賀発電所 敷地の地質・地質構造調査報告書」（平

成 25 年 7 月 11 日），「敦賀発電所 敷地の地質・地質構造 Ｄ−１破砕帯の評価 コメントに対する回答」

成 25 年 7 月 11 日），「敦賀発電所 敷地の地質・地質構造 Ｄ−１破砕帯の評価 コメントに対する回答」（平成 26 年 7 月 23 日）等における調査結果に加えて，平成 27 年 9 月までに継続してデータ拡充して（平成 26 年 7 月 23 日）等における調査結果に加えて，令和 5 年 8 月までに継続してデータ拡充してききた結果に基づき評価を行った（第 7.4.4.13 図）。

た結果に基づき評価を行った（第 7.4.4.22 図）。
ａ．破砕部の断層岩区分②記載の充実化

破砕部の断層岩区分については，ボーリングコアや露頭の観察において，肉眼観察による断層岩の特徴を示している⽂献（狩野・村田（1998），高木・小林（1996）（１６７），林（2000）

（１７８）

，中

（１７９）

（１８０）
島他（2004））等に基づき，破砕部の硬軟，⺟岩の組織構造の有無並びに粘土・シルト・砂等の細粒部の連続性及び直線性に着目して観察し，断層岩区分を断層ガウジ，断層角礫，カタクレーサ
イト及び変質したカタクレーサイト（カタクレーサイトのうち熱⽔変質作用を受け軟質化したもの）に区分した（第 7.4.4.23 図，第 7.4.4.24 図）。最新活動ゾーンが狭小な場合や，熱⽔変質作用の影響により最新活動ゾーンの境界や構造が不明瞭である場合には，ボーリングコアや露頭の観察においては安全側に断層ガウジとして扱い，薄片試料を用いてより詳細に観察した（第 7.4.4.24 図）。
薄片試料の観察においては，薄片観察による断層岩の特徴を示している⽂献（Passchier and Trouw（2005）（１８１），Manatschal（1999）（１８２），相⼭他（2017）（１８３），相⼭・金折（2019）（１８４））に基
づき，粘土鉱物の量及び定向配列の有無，粘土状部の連続性及び直線性，岩片の量及び粒形，粒界を横断する破断面，ジグソー状の角礫群並びに塑性変形した雲⺟粘土鉱物に着目して観察し，断層岩区
分を断層ガウジ，断層角礫及びカタクレーサイトに区分した（第 7.4.4.25 図，第 7.4.4.26 図）。
ボーリングコアや露頭の観察による断層岩区分と薄片試料の観察による断層岩区分の両方が得られている場合には，両者の観察から得られた性状に矛盾がないことを確認した上で断層岩区分の総合評
価を行い，断層ガウジ，断層角礫，カタクレーサイト及び変質したカタクレーサイトに区分した（第7.4.4.27 図）。
ｂ．敷地の破砕帯の連続性評価基準

9（新知見の反映）

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

赤⽂字：補正敷地の破砕帯の連続性評価基準については，連続した破砕帯であることが確認されている２号炉基
礎掘削面及び１号炉原子炉建屋南方斜面の地質観察データを用いた以下の検討を行い，設定した。
破砕帯の走向の特徴を把握するため，２号炉基礎掘削面の連続する破砕帯について 5m，10m，

変更理由②記載の充実化（敷地の連続性評
価基準）

20m のサンプリング間隔で基礎掘削面のスケッチから走向を図読し，隣り合う 2 点の破砕部の位置関係や走向の差を整理した。
破砕帯の傾斜の特徴については，走向と同様の整理を１号炉原子炉建屋南方斜面に対して実施した。
整理の結果，走向及び傾斜ともサンプリング間隔によらず，隣り合う２点の破砕部は一方の走向又
は傾斜の±20°以内の範囲に他方の破砕部が位置している幾何学的位置関係にあり，2 点の走向又は傾斜の差は±20°以内であり，走向・傾斜の類似性を確認した（第 7.4.4.28 図，第 7.4.4.29 図，第7.4.4.30 図，第 7.4.4.31 図）。また，連続した破砕帯については，最新活動で形成された破砕部の性状（断層ガウジ又は断層角礫の有無，明瞭なせん断構造・変形構造の有無，条線方向，最新活動ゾーンの変位センス）の類似性があることを確認した（第 7.4.4.28 図，第 7.4.4.29 図）。
これらの整理の結果から，起点とする破砕部の走向・傾斜から±20°の範囲に位置する破砕部で（幾何学的位置関係），起点の破砕部の走向・傾斜との差が±20°以内の破砕部（走向・傾斜の類似性）を連続する破砕帯である可能性があるものとして選定し，選定した破砕部のうち，起点の破砕部性状と類似するもの（断層ガウジ又は断層角礫の有無，明瞭なせん断構造・変形構造の有無，条線方向及び最新活動ゾーンの変位センスなどの最新活動で形成された破砕部の性状の類似性や最新活動以前に形成された破砕部の性状等の類似性）を起点の破砕部と連続する破砕部であると判断する連続性評価基準を設定した（第 7.4.4.32 図）。
ａ．Ｄ−１破砕帯

ｃ．Ｄ−１破砕帯④図番号，項目番(a) 調査内容(a) 調査内容

号の繰り下げＤ−１破砕帯の連続性及び活動性を把握するため，剥ぎ取り調査，ボーリング調査，トレンチ調

Ｄ−１破砕帯の連続性及び活動性を把握するため，剥ぎ取り調査，ボーリング調査，トレンチ調

査，ピット調査等を実施した。
地層の堆積年代を評価するため，テフラ分析，放射性炭素〔査，ピット調査等を実施した。
Ｃ〕年代測定，土壌分析，花粉分

地層の堆積年代を評価するため，テフラ分析，放射性炭素〔１４Ｃ〕年代測定，土壌分析，花粉分

１４

析等を実施した（第 7.4.4.14 図）。

(b)

析等を実施した（第 7.4.4.33 図）。

なお，テフラ分析については，Ｄ−１トレンチ内の広範囲に分析測線を配置し，10cm ピッチで連

なお，テフラ分析については，Ｄ−１トレンチ内の広範囲に分析測線を配置し，10cm ピッチで連

続サンプリングした試料について分析を行った。また，テフラ分析は通常の分析に加えて，重鉱物

続サンプリングした試料について分析を行った。また，テフラ分析は通常の分析に加えて，重鉱物

濃集分析も併せて実施した。

濃集分析も併せて実施した。

破砕部の変位センス等の性状を把握するため，研磨片試料や薄片試料等を用いた詳細観察，Ｘ線破砕部の変位センス等の性状を把握するため，研磨片試料や薄片試料等を用いた詳細観察，Ｘ線回折分析等を実施した。なお，破砕帯の最新活動面の認定にあたっては，第 7.4.4.15 図の手順に従

回折分析等を実施した。なお，破砕帯の最新活動面の認定にあたっては，第 7.4.4.34 図の手順に従

った。

った。

調査結果

ⅰ)

２号炉原子炉建屋付近の調査

(b)

調査結果

ⅰ)

２号炉原子炉建屋付近の調査

Ｄ−１破砕帯は，原子炉建屋等の基礎岩盤の観察記録においては N-S 方向のＨ−６破砕帯に相Ｄ−１破砕帯は，原子炉建屋等の基礎岩盤の観察記録においては N-S 方向のＨ−６破砕帯に相当するものであり，Ｄ−１破砕帯の性状を改めて確認するために，２号炉建設当時にＤ−１破砕

当するものであり，Ｄ−１破砕帯の性状を改めて確認するために，２号炉建設当時にＤ−１破砕帯を確認した範囲にある２号炉原子炉建屋南側斜面において剥ぎ取り調査を，２号炉原子炉建屋帯を確認した範囲にある２号炉原子炉建屋南側斜面において剥ぎ取り調査を，２号炉原子炉建屋付近においてボーリング調査（H24-D1-2 孔，H24-D1-3 孔，H24-D1-4 孔，H24-D1-5 孔，H27-

付近においてボーリング調査（H24-D1-2 孔，H24-D1-3 孔，H24-D1-4 孔，H24-D1-5 孔，H27-

10

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし
B-3 孔，H27-B-4 孔）を実施した。

B-3 孔，H27-B-4 孔）を実施した。

ⅱ)

赤⽂字：補正２号炉原子炉建屋南側斜面での剥ぎ取り調査の結果によれば，Ｄ−１破砕帯は NNE-SSW 方向

２号炉原子炉建屋南側斜面での剥ぎ取り調査の結果によれば，Ｄ−１破砕帯は NNE-SSW 方向

で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.16 図）。断層ガウ

で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.35 図）。断層ガウ

ジは暗褐⾊，⿊褐⾊等の⾊調を呈する縞状構造が認められ，面構造が発達し，比較的明瞭である

ジは暗褐⾊，⿊褐⾊等の⾊調を呈する縞状構造が認められ，面構造が発達し，比較的明瞭である（第 7.4.4.17 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はカオリナイト，石英等を含む（第 7.4.4.36 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はカオリナイト，石英等を含む（第 7.4.4.18 図）。最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，縦ずれ成分が卓（第 7.4.4.37 図）。最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，縦ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.19 図）。条線の構造から推定される変位センスは，正断層成分が卓越している（第

越する（第 7.4.4.38 図）。条線の構造から推定される変位センスは，正断層成分が卓越している（第7.4.4.19 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による

7.4.4.38 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，正断層センスである（第 7.4.4.20 図）。また，最新活動面について電子顕微鏡によ変位センスは，正断層センスである（第 7.4.4.39 図）。また，最新活動面について電子顕微鏡による観察を実施した結果，鉱物の結晶が多方向に向いており，それらの結晶の破砕は認められないる観察を実施した結果，鉱物の結晶が多方向に向いており，それらの結晶の破砕は認められない（第 7.4.4.21 図）。なお，浦底断層及び後述するＫ断層については，最新活動面の鉱物は全て破壊（第 7.4.4.40 図）。なお，浦底断層及び後述するＫ断層については，最新活動面の鉱物は全て破壊されている。

されている。

２号炉原子炉建屋付近で実施したボーリング調査によれば，Ｄ−１破砕帯は NNW-SSE〜NNE-

２号炉原子炉建屋付近で実施したボーリング調査によれば，Ｄ−１破砕帯は NNW-SSE〜NNE-

SSW 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.168 図

SSW 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.222 図から 第 7.4.4.173 図，第 7.4.4.190 図）。断層ガウジは灰褐⾊，灰⻩⾊，灰⽩⾊等の⾊調を呈するから 第 7.4.4.227 図，第 7.4.4.408 図）。断層ガウジは灰褐⾊，灰⻩⾊，灰⽩⾊等の⾊調を呈する

縞状構造が認められ，面構造が発達し，比較的明瞭である（第 7.4.4.22 図）。Ｘ線回折分析結果に縞状構造が認められ，面構造が発達し，比較的明瞭である（第 7.4.4.41 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，イライト，石英等を含む（第 7.4.4.23

よれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，イライト，石英等を含む（第 7.4.4.42図）。最新活動面について条線方向を整理した結果，縦ずれ成分が卓越する。断層ガウジ内の構成図）。最新活動面について条線方向を整理した結果，縦ずれ成分が卓越する。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，正断層センスであ粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，正断層センスである（第 7.4.4.24 図）。

る（第 7.4.4.43 図）。

２号炉原子炉建屋南方の調査

ⅱ)

ボーリング調査（H19-No.2 孔，H19-No.14 孔，H20-No.②−1 孔）及びＤ−１既往露頭調査を

２号炉原子炉建屋南方の調査
ボーリング調査（H19-No.2 孔，H19-No.14 孔，H20-No.②−1 孔）及びＤ−１既往露頭調査を実施した（第 7.4.4.1 図）。

実施した（第 7.4.4.1 図）。

これらの調査結果によれば，２号炉原子炉建屋付近の調査で確認したＤ−１破砕帯の南方延⻑

これらの調査結果によれば，２号炉原子炉建屋付近の調査で確認したＤ−１破砕帯の南方延⻑部付近に破砕帯が確認された。

部付近に破砕帯が確認された。

このうちボーリング調査（H19-No.2 孔，H19-No.14 孔，H20-No.②−1 孔）によって確認されこのうちボーリング調査（H19-No.2 孔，H19-No.14 孔，H20-No.②−1 孔）によって確認された破砕帯は N-S〜NNE-SSW 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジかた破砕帯は N-S〜NNE-SSW 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.174 図から第 7.4.4.176 図，第 7.4.4.190 図）。断層ガウジは褐⾊，灰⻩褐⾊，灰らなる（第 7.4.4.228 図から第 7.4.4.230 図，第 7.4.4.408 図）。断層ガウジは褐⾊，灰⻩褐⾊，灰⽩⾊等の⾊調を呈する縞状構造が認められ，面構造が発達し，比較的明瞭である（第 7.4.4.25 図）。

⽩⾊等の⾊調を呈する縞状構造が認められ，面構造が発達し，比較的明瞭である（第 7.4.4.44 図）。

最新活動面について条線方向を整理した結果，縦ずれ成分が卓越する。断層ガウジ内の構成粒子

最新活動面について条線方向を整理した結果，縦ずれ成分が卓越する。断層ガウジ内の構成粒子

はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，正断層センスである（第はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，正断層センスである（第7.4.4.26 図）。

7.4.4.45 図）。

Ｄ−１既往露頭で確認された破砕帯は N-S 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及Ｄ−１既往露頭で確認された破砕帯は N-S 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.27 図）。断層ガウジは淡褐⾊の⾊調を呈する縞状構造が認めらび断層ガウジからなる（第 7.4.4.46 図）。断層ガウジは淡褐⾊の⾊調を呈する縞状構造が認められ，面構造が発達し，比較的明瞭である（第 7.4.4.28 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウ

れ，面構造が発達し，比較的明瞭である（第 7.4.4.47 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウ

ジの基質はカオリナイト，石英等を含む（第 7.4.4.29 図）。最新活動面について複数の条線方向をジの基質はカオリナイト，石英等を含む（第 7.4.4.48 図）。最新活動面について複数の条線方向を

統計的に整理した結果，縦ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.30 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく統計的に整理した結果，縦ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.49 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，正断層センスである（第 7.4.4.31

円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，正断層センスである（第 7.4.4.50

図）。

図）。

11

変更理由
④図番号，項目番
号の繰り下げ

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

ⅲ)

変更理由

これらのことから，当該破砕帯はＤ−１破砕帯であると判断される。

これらのことから，当該破砕帯はＤ−１破砕帯であると判断される。

④図番号，項目番

また，Ｄ−１既往露頭については，基盤岩を岩種や風化の程度によりＤ〜Ｈに区分し，第四系

また，Ｄ−１既往露頭については，基盤岩を岩種や風化の程度によりＤ〜Ｈに区分し，第四系号の繰り下げを層相により下位からＣ層〜Ａ層に区分した。詳細観察結果によれば，破砕帯は基盤岩上部の風を層相により下位からＣ層〜Ａ層に区分した。詳細観察結果によれば，破砕帯は基盤岩上部の風化により，ガウジ部の組織が不明瞭となるが，破砕帯を直接覆うＣ層に変位・変形を与えていな化により，ガウジ部の組織が不明瞭となるが，破砕帯を直接覆うＣ層に変位・変形を与えていない。テフラ分析の結果，Ｃ層には姶良 Tn 及び K-Ah が混在して含まれている（第 7.4.4.32 図）。

い。テフラ分析の結果，Ｃ層には姶良 Tn 及び K-Ah が混在して含まれている（第 7.4.4.51 図）。

２号炉原子炉建屋とＤ−１トレンチ間の調査

ⅲ)

ボーリング調査（H24-B14-2 孔，H24-D1-1 孔，H27-B-1 孔，H27-B-2 孔）を実施した（第２号炉原子炉建屋とＤ−１トレンチ間の調査
ボーリング調査（H24-B14-2 孔，H24-D1-1 孔，H27-B-1 孔，H27-B-2 孔）を実施した（第7.4.4.1 図）。

7.4.4.1 図）。

この調査結果によれば，２号炉原子炉建屋付近の調査で確認したＤ−１破砕帯の北方延⻑部付

この調査結果によれば，２号炉原子炉建屋付近の調査で確認したＤ−１破砕帯の北方延⻑部付

近に破砕帯が確認された。

ⅳ)

赤⽂字：補正近に破砕帯が確認された。

破砕帯は N-S〜NNE-SSW 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジか破砕帯は N-S〜NNE-SSW 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.177 図から第 7.4.4.180 図，第 7.4.4.190 図）。断層ガウジは灰褐⾊，灰⻩褐⾊，らなる（第 7.4.4.231 図から第 7.4.4.234 図，第 7.4.4.408 図）。断層ガウジは灰褐⾊，灰⻩褐⾊，

灰⽩⾊等の⾊調を呈する縞状構造が認められ，面構造が発達し，比較的明瞭である（第 7.4.4.33

灰⽩⾊等の⾊調を呈する縞状構造が認められ，面構造が発達し，比較的明瞭である（第 7.4.4.52

図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，イライト，

図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，イライト，

石英,カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.34 図）。 最新活動面について条線方向を整理した結果，縦ずれ

石英,カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.53 図）。 最新活動面について条線方向を整理した結果，縦ずれ

成分が卓越する。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察に成分が卓越する。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，正断層センス主体である（第 7.4.4.35 図）。これらのことから，当該破砕帯はよる変位センスは，正断層センス主体である（第 7.4.4.54 図）。これらのことから，当該破砕帯はＤ−１破砕帯であると判断される。

Ｄ−１破砕帯であると判断される。

Ｄ−１トレンチの調査

ⅳ)

Ｄ−１トレンチの調査

ボーリング調査及びピット調査を実施した（第 7.4.4.1 図）。

ボーリング調査及びピット調査を実施した（第 7.4.4.1 図）。

これらの調査結果によれば，２号炉原子炉建屋付近及び２号炉原子炉建屋とＤ−１トレンチ間

これらの調査結果によれば，２号炉原子炉建屋付近及び２号炉原子炉建屋とＤ−１トレンチ間の調査で確認したＤ−１破砕帯の北方延⻑部付近に破砕帯が確認された（第 7.4.4.36 図）。

の調査で確認したＤ−１破砕帯の北方延⻑部付近に破砕帯が確認された（第 7.4.4.55 図）。

Ｄ−１トレンチ北側ピットからＤ−１トレンチ１−１ピットにかけて確認された破砕帯は，花Ｄ−１トレンチ北側ピットからＤ−１トレンチ１−１ピットにかけて確認された破砕帯は，花崗斑岩質カタクレーサイトと褐⾊，⿊褐⾊等の断層ガウジからなり，N-S 方向で高角度⻄傾斜で崗斑岩質カタクレーサイトと褐⾊，⿊褐⾊等の断層ガウジからなり，N-S 方向で高角度⻄傾斜である（第 7.4.4.37 図，第 7.4.4.38 図）。この破砕帯の断層ガウジは，縞状構造を呈し，面構造が発ある（第 7.4.4.56 図，第 7.4.4.57 図）。この破砕帯の断層ガウジは，縞状構造を呈し，面構造が発達し，比較的明瞭である（第 7.4.4.39 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメ

達し，比較的明瞭である（第 7.4.4.58 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメ

クタイト，カオリナイト，イライト，石英，カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.40 図）。最新活動面につクタイト，カオリナイト，イライト，石英，カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.59 図）。最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，縦ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.41 図）。条線の組

いて複数の条線方向を統計的に整理した結果，縦ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.60 図）。条線の組織から推定される変位センスは，正断層センス主体である（第 7.4.4.41 図）。断層ガウジ内の構成織から推定される変位センスは，正断層センス主体である（第 7.4.4.60 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，正断層センスであ粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，正断層センスである（第 7.4.4.42 図）。また，最新活動面について電子顕微鏡による観察を実施した結果，鉱物の結る（第 7.4.4.61 図）。また，最新活動面について電子顕微鏡による観察を実施した結果，鉱物の結晶が多方向に向いており，それらの結晶の破砕は認められない（第 7.4.4.43 図）。なお，浦底断層

晶が多方向に向いており，それらの結晶の破砕は認められない（第 7.4.4.62 図）。なお，浦底断層

及び後述するＫ断層については，最新活動面の鉱物は全て破壊されている。

及び後述するＫ断層については，最新活動面の鉱物は全て破壊されている。

Ｄ−１トレンチふげん道路ピットで確認された破砕帯は，花崗斑岩質カタクレーサイトとにぶ

Ｄ−１トレンチふげん道路ピットで確認された破砕帯は，花崗斑岩質カタクレーサイトとにぶ

い橙⾊及び灰⽩⾊の断層ガウジからなり，N-S 方向で高角度⻄傾斜である（第 7.4.4.44 図）。この

い橙⾊及び灰⽩⾊の断層ガウジからなり，N-S 方向で高角度⻄傾斜である（第 7.4.4.63 図）。この破砕帯の断層ガウジは，縞状構造を呈し，面構造が発達し，比較的明瞭である（第 7.4.4.45 図）。

破砕帯の断層ガウジは，縞状構造を呈し，面構造が発達し，比較的明瞭である（第 7.4.4.64 図）。

Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，石英等を含む（第Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，石英等を含む（第7.4.4.46 図）。最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，縦ずれ成分が卓越す

7.4.4.65 図）。最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，縦ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.47 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察る（第 7.4.4.66 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察

12

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

赤⽂字：補正による変位センスは，正断層センスである（第 7.4.4.67 図）。

による変位センスは，正断層センスである（第 7.4.4.48 図）。
これらのことから，当該破砕帯はＤ−１破砕帯であると判断される。

これらのことから，当該破砕帯はＤ−１破砕帯であると判断される。

以上のとおり，２号炉原子炉建屋付近で改めて詳細な性状を確認した２号炉原子炉建屋直下の以上のとおり，２号炉原子炉建屋付近で改めて詳細な性状を確認した２号炉原子炉建屋直下のＤ−１破砕帯は，幾何学的位置関係，走向・傾斜の類似性に加え，破砕部性状（主として，断層ガ

Ｄ−１破砕帯は，幾何学的位置関係，走向・傾斜の類似性に加え，破砕部性状（主として，断層ガ

ウジの構成粒子の形状，⾊調，断層幅，硬さ等）の類似性及び最新活動面の変位センスの類似性

ウジの構成粒子の形状，⾊調，断層幅，硬さ等）の類似性及び最新活動面の変位センスの類似性

等の複数の観点から対比を行った結果，２号炉原子炉建屋南方，２号炉原子炉建屋とＤ−１トレ等の複数の観点から対比を行った結果，２号炉原子炉建屋南方，２号炉原子炉建屋とＤ−１トレンチ間及びＤ−１トレンチで確認した破砕帯と一連の破砕帯であると判断される（第 7.4.4.49

ンチ間及びＤ−１トレンチで確認した破砕帯と一連の破砕帯であると判断される（第 7.4.4.68

図）。

図）。

Ｄ−１破砕帯の活動性については，Ｄ−１トレンチの北側ピット，１−１ピット及びふげん道

変更理由④図番号，項目番
号の繰り下げＤ−１破砕帯の活動性については，Ｄ−１トレンチの北側ピット，１−１ピット及びふげん道

路ピットで評価をしている。

路ピットで評価をしている。

Ｄ−１トレンチの北側ピット（第 7.4.4.37 図）及びふげん道路ピット（第 7.4.4.44 図）では破Ｄ−１トレンチの北側ピット（第 7.4.4.56 図）及びふげん道路ピット（第 7.4.4.63 図）では破砕部を直接覆う①層に，１−１ピットでは破砕部を直接覆う②層に変位・変形が認められない（第砕部を直接覆う①層に，１−１ピットでは破砕部を直接覆う②層に変位・変形が認められない（第7.4.4.38 図）。①層及び②層については，以下に示すとおり少なくともＭＩＳ6 以前に堆積した地7.4.4.57 図）。①層及び②層については，以下に示すとおり少なくともＭＩＳ6 以前に堆積した地

層である。

層である。

Ｄ−１トレンチに分布する地層は，花崗斑岩とそれを覆う第四系からなり，第四系は層相からＤ−１トレンチに分布する地層は，花崗斑岩とそれを覆う第四系からなり，第四系は層相に基下位より①層〜⑨層に区分した（第 7.4.4.50 図，第 7.4.4.51 図，第 7.4.4.3 表）。

づき下位より①層〜③層及び⑤層〜⑨層の地層に区分した（第 7.4.4.69 図，第 7.4.4.70 図，第7.4.4.3 表）。

①層は，主ににぶい赤褐⾊及び明⻩褐⾊を呈し，よく締まった淘汰の悪い砂礫からなり，くさ①層は，主ににぶい赤褐⾊及び明⻩褐⾊を呈し，よく締まった淘汰の悪い砂礫からなり，くさり礫を多く含む。①層からは年代を特定する試料は得られなかったが，⾊調や固結度等から古いり礫を多く含む。①層からは年代を特定する試料は得られなかったが，⾊調や固結度等から古い地層であると推定されるとともに，後述する③層との層位関係から，少なくともＭＩＳ6 よりも古地層であると推定されるとともに，後述する③層との層位関係から，少なくともＭＩＳ6 よりも古い時代に堆積した地層であると判断される。

い時代に堆積した地層であると判断した。

②層は，主ににぶい橙⾊から灰⽩⾊を呈し，くさり礫を多く含む塊状で締まった砂質シルト〜②層は，主ににぶい橙⾊から灰⽩⾊を呈し，くさり礫を多く含む塊状で締まった砂質シルト〜

砂及びシルトと砂の互層からなり，一部には腐植質シルトを含む。下位の①層との境界は凹凸し砂及びシルトと砂の互層からなり，一部には腐植質シルトを含む。下位の①層との境界は凹凸しているが大きな浸食は認められない。②層は，花粉分析結果によれば，針葉樹のスギ属，マツ属ているが大きな浸食は認められない。②層は，花粉分析結果によれば，針葉樹のスギ属，マツ属

が多く，次いでツガ属，モミ属等が検出される。他に広葉樹のコナラ属アカガシ亜属を含む。スが多く，次いでツガ属，モミ属等が検出される。他に広葉樹のコナラ属コナラ亜属を含む。スギ

ギ属をはじめとする温帯針葉樹が多産することから，②層堆積時は比較的温暖な気候であったと属をはじめとする温帯針葉樹が多産することから，②層堆積時は比較的温暖な気候であったと考考えられる（第 7.4.4.52 図）。②層からは年代を特定する試料は得られなかったが，⾊調や固結度えられる（第 7.4.4.71 図）。②層からは年代を特定する試料は得られなかったが，⾊調や固結度等等から古い地層であると推定されるとともに，後述する③層との層位関係から，少なくともＭＩ

から古い地層であると推定されるとともに，後述する③層との層位関係から，少なくともＭＩＳ6

Ｓ6 よりも古い時代に堆積した地層であると判断される。

よりも古い時代に堆積した地層であると判断した。

③層は，主に浅⻩橙⾊及び橙⾊を呈し，砂礫主体で，シルト層やシルト質砂層を層状からレン③層は，主に浅⻩橙⾊及び橙⾊を呈し，砂礫主体で，シルト層やシルト質砂層を層状からレンズ状に挟在し，チャネルによる削り込みが複数認められる。最上部には土壌化した地層が認めらズ状に挟在し，チャネルによる削り込みが複数認められる。最上部には土壌化した地層が認められる箇所がある。この土壌について遊離酸化鉄分析を実施した結果，この土壌は高位段丘堆積物

れＤ−１トレンチ北⻄法面からＤ−１トレンチ北法面にかけて広く分布している（第 7.4.4.72②記載の充実化の土壌より高い結晶化指数を示す（第 7.4.4.53 図）。③層は，Ｄ−１トレンチ北⻄法面では下位の図）。同層でサンプリングした試料について，土壌区分で一般的な区分を用いている河田・小島（新知見の反映）②層及び①層とは不整合関係で接し，原電道路ピットから南方では②層とは顕著な不整合関係は(1979)

認められない。③層には非常に微量の普通角閃石が認められるが（第 7.4.4.54 図），主成分分析等に対応する特徴を有していることを確認した（第 7.4.4.73 図，第 7.4.4.74 図，第 7.4.4.75 図）。この結果によれば，この普通角閃石は美浜テフラ降灰以降に降灰したいずれのテフラにも対比されの土壌について，土壌生成で発達したと判断した B1 層及び B2 層を対象に遊離酸化鉄分析を実施

ず，海上ボーリングのＭＩＳ6 の地層中に検出される普通角閃石に対比される（第 7.4.4.55 図）。

した。

に基づき，詳細な観察を行い，同層が土壌生成で発達した B 層（B1 層及び B2 層）（１８５）

また，③層は上位の美浜テフラを含む⑤層に不整合関係で覆われている（第 7.4.4.56 図）。前述のMaejima et al. (2002)（１８６）によれば，年代が明らかな喜界島の土壌（石灰岩を⺟材とする）に

とおり，③層の最上部には土壌化した地層が分布することから，③層堆積後，⑤層が堆積するま

ついて，土壌の絶対年代と遊離酸化鉄の結晶化指数との間に高い相関関係があるとし，遊離酸化

13

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

変更理由

赤⽂字：補正でには土壌を生成するだけの時間間隙があったことを示している。以上のことから，③層はＭＩ鉄の活性度と結晶化指数が，年代が古いほど活性度は小さく，結晶化指数が大きくなる傾向があ②記載の充実化

Ｓ6 以前の地層に対比される。

るとされている。⼭家・八木（1983）（新知見の反映）によれば，越後平野周辺の新第三紀鮮新世及び前期更（１８７）新世の泥岩並びに花崗岩（⽩亜紀）を⺟材とする土壌で，風化が進行した赤⾊土でも，遊離酸化鉄の生成がそれほど進んでいないものと，鉄のほとんどが遊離態となっているものが存在し，各土壌の結晶化指数の値の範囲がいずれも大きいため，この地域の土壌の区分の根拠として結晶化（１８８）指数を使用するのは困難があるとされている。永塚（1975）によれば，⻄南日本の段丘堆積物や風成塵（レス）を⺟材とする土壌について分類を行い，高位段丘及び丘陵の赤⾊土の遊離酸
化鉄の分析値が，活性度が 0.4 より小さく，結晶化指数は 0.5 より大きくなるとし，全鉄中に占める結晶質遊離酸化鉄の割合がきわめて高いことを示している。このことは，非晶質遊離鉄の生成年代が古いために結晶化が進行しているものと推定されるとしている。
Ｄ−１トレンチ北法面の③層最上部の土壌化した地層について，遊離酸化鉄分析を行った結果，
この土壌は高位段丘堆積物の土壌より高い結晶化指数を示し，活性度は 0.1 よりも小さく，結晶化指数は 0.7 程度以上となった。これは 2 つの⽂献が示す赤⾊土の範囲に概ね一致した。結晶化
指数は 0.69〜0.95 の範囲で大きくばらついている。以上のことから，③層最上部に分布する土壌化した地層は，⑤層下部が堆積するまでに大きく風化が進行し，赤⾊土化したものと判断した（第7.4.4.76 図）。
③層は，Ｄ−１トレンチ北⻄法面では下位の②層及び①層とは不整合関係で接し，原電道路ピットから南方では②層とは顕著な不整合関係は認められない。また，③層は，Ｄ−１トレンチ北⻄法面及びＤ−１トレンチ北法面の上位の美浜テフラを含む⑤層に不整合関係で覆われている。
前述のとおり，③層の最上部には土壌化した地層が分布することから，③層堆積後，⑤層が堆積するまでには土壌を生成するだけの時間間隙があったことを示している（第 7.4.4.72 図，第7.4.4.77 図）。
原電道路ピット東向き法面で実施した③層の光ルミネッセンス年代測定（以下「ＯＳＬ年代測①データ拡充定」という。
）の結果によれば，ＯＳＬ信号が飽和しており，③層の堆積年代は 133±9ka より古（OSL 年代測定結いことを示している（第 7.4.4.78 図，第 7.4.4.79 図）。以上のことから，③層は 133±9ka より古果）

いＭＩＳ6 以前の地層に対比される。
⑤層は，主に灰⽩⾊及び浅⻩橙⾊を呈し，シルト質砂礫主体で，シルト層〜シルト質砂層が不⑤層は，主に灰⽩⾊及び浅⻩橙⾊を呈し，シルト質砂礫主体で，シルト層〜シルト質砂層が不連続に層状を呈し，腐植質シルトを含む。本層は，堆積構造の違いから上部と下部に細区分され連続に層状を呈し，腐植質シルトを含む。本層は，堆積構造の違いから上部と下部に細区分される。⑤層下部は北法面の東方に向かって層厚が厚くなっており，⑤層上部は緩い⻄傾斜で一定のる。⑤層下部は北法面の東方に向かって層厚が厚くなっており，⑤層上部は緩い⻄傾斜で一定の層厚を示す。⑤層は下位の③層とは不整合関係で接する（第 7.4.4.54 図）。

層厚を示す。⑤層は下位の③層とは不整合関係で接する。

⑤層下部に産出するテフラについては，テフラの通常分析，重鉱物濃集分析の結果によれば，⑤層下部に産出するテフラは，通常分析，重鉱物濃集分析の結果によれば，普通角閃石，斜方輝普通角閃石，斜方輝石からなる。また，これらの鉱物の主成分分析等の結果によれば，同テフラ

石等からなる（第 7.4.4.80 図）。また，これらの鉱物の主成分分析等の結果によれば，美浜テフラ

は美浜テフラ（ＭＩＳ6〜ＭＩＳ5e の海⽔準上昇期に降灰）に対比される（第 7.4.4.57 図）。⑤層

及び後述する明神沖テフラ（ＭＩＳ5e の高海面期に降灰）からなる（第 7.4.4.81 図）。⑤層下部中下部中の美浜テフラの普通角閃石には検出量のピークが認められ，このピークは全てのテフラ分の美浜テフラの普通角閃石には検出量のピークが認められ，このピークは全てのテフラ分析測線

析測線で確認されている。また，このピークは同一層準（礫混じりシルト質砂）中に認められる。

で確認されている。また，このピークは同一層準（礫混じりシルト質砂）中に認められる。さらに，さらに，このピークは，⻤界葛原テフラや大⼭倉吉テフラの層位関係と逆転していない（第 7.4.4.54

このピークは，⻤界葛原テフラや大⼭倉吉テフラの層位関係と逆転していない（第 7.4.4.80 図）。

図）。これらのことから，⑤層下部において美浜テフラの降灰層準を認定することができる。なお，

これらのことから，⑤層下部において美浜テフラの降灰層準を認定することができる。

⑤層下部中の美浜テフラの降灰層準付近には，極微量のカミングトン閃石が認められる。主成分⑤層下部中の美浜テフラの降灰層準付近には，普通角閃石からなり，極微量のカミングトン閃分析の結果，このカミングトン閃石は海上ボーリングで認められた明神沖テフラ（ＭＩＳ5e の高石を伴うテフラが認められ（第 7.4.4.81 図），海上ボーリングの深度 67m 付近で確認された明神

14③記載の適正化

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

赤⽂字：補正変更理由

海面期に降灰）に対比される（第 7.4.4.58 図）。明神沖テフラのカミングトン閃石は，10 ㎝ピッチ

沖テフラに対比される（第 7.4.4.82 図）。海上ボーリング調査の結果によれば，明神沖テフラは， ②記載の充実化の分析ピッチにおいては美浜テフラの降灰層準の分析深度と同一か上位に認められており，両テ

⻤界葛原テフラの下位の海成層（貝殻片を含む砂質シルト層）中に見られ，花粉分析の結果，温暖フラの層位関係は逆転していない（第 7.4.4.193 図）。以上のことから，⑤層下部には美浜テフラな気候を示すアカガシ亜属を多く含み，ＭＩＳ5e の最高海面期（約 12.3 万年前）に堆積した地層の降灰層準が認定される。全てのテフラ分析測線において，⑤層最下部の地層にはテフラ起源のであると判断されることから，同テフラの降灰年代は，ＭＩＳ5e の最高海面期と判断した。なお，鉱物が一切認められない。また，粒度分析の結果によれば，⑤層最下部の地層の粒度は，美浜テ

海上ボーリングの明神沖テフラよりも下位の深度 75m 付近の礫混じり粗砂層中には美浜テフラがフラが認められる地層の粒度と同程度であることから，⑤層最下部の地層は美浜テフラ降灰以前分布している。⑤層下部中で認められたテフラに見られる普通角閃石の主成分分析結果は，明神に堆積した地層であると判断される（第 7.4.4.59 図）。⑤層下部は，花粉分析結果によれば，針葉沖テフラの普通角閃石と美浜テフラの普通角閃石の両者の主成分分析結果に対応している（第樹のマツ属，スギ属が優勢であり，他に広葉樹のコナラ属アカガシ亜属を含むことから比較的温

7.4.4.82 図）。
明神沖テフラのカミングトン閃石は，Ｄ−１トレンチの 10 ㎝の分析ピッチにおいては美浜テフ

暖な気候と判断される（第 7.4.4.60 図）。以上のことから，⑤層下部はＭＩＳ5ｅの地層に対比される。

ラの降灰層準の分析深度と同一か上位に認められており，両テフラの層位関係は逆転していない（第 7.4.4.83 図）。
なお，10 ㎝の分析ピッチにおいて明神沖テフラと美浜テフラが同一深度で認められることについては，両テフラの降灰年代及び本トレンチの地層の堆積速度の関係等を踏まえ，地層の二次堆積によるものではないと判断した（第 7.4.4.83 図）。
全てのテフラ分析測線において，⑤層最下部の地層にはテフラ起源の鉱物が一切認められない。
一方，⑤層最下部の地層の粒度は，美浜テフラが認められる地層の粒度と同程度である。また，いずれの地層もテフラ分析粒径範囲に相当する粒径のもので構成されていることから，テフラ起源の鉱物だけが地下⽔等により流出することはないと判断した。したがって，⑤層最下部の地層にテフラ起源の鉱物が認められないのは，降灰したテフラ起源の鉱物が流出したのではなく，テフ
ラの降灰自体がなかったと判断した（第 7.4.4.84 図）。これらのことから，⑤層下部の地層は，美浜テフラ降灰以前に堆積した地層であると判断した。
また，Ｄ−１トレンチ北⻄法面で実施した⑤層下部のＯＳＬ年代測定の結果によれば，⑤層下部の堆積年代は 126±5ka である（第 7.4.4.78 図，第 7.4.4.79 図）。⑤層下部は，花粉分析結果によれば，針葉樹のマツ属，スギ属が優勢であり，他に広葉樹のコナラ属アカガシ亜属を含むことか
ら比較的温暖な気候と判断した（第 7.4.4.85 図）。以上のことから，Ｄ−１トレンチ北⻄法面において実施した⑤層下部のＯＳＬ年代測定結果はテフラ分析及び花粉分析の結果と整合的であり，⑤層下部はＭＩＳ5e の地層に対比される。

⑤層上部では，β石英と微量の火⼭ガラスが認められ，⑤層上部中には検出量のピークが認め⑤層上部では，β石英と微量の火⼭ガラスが認められ，⑤層上部中には検出量のピークが認められる。β石英に包有された火⼭ガラスの主成分分析結果によれば⻤界葛原テフラに対比される。

られる。β石英に包有された火⼭ガラスの主成分分析結果によれば⻤界葛原テフラに対比される。

以上のことから，⑤層上部はＭＩＳ5ｃの地層に対比される。

Ｄ−１トレンチ北⻄法面で実施した⑤層上部のＯＳＬ年代測定の結果によれば，⑤層上部の堆積年代は 109±3ka である（第 7.4.4.78 図，第 7.4.4.79 図）。以上のことから，Ｄ−１トレンチ北⻄
法面において実施した⑤層上部のＯＳＬ年代測定結果は，テフラ分析の結果と整合的であり，⑤層上部はＭＩＳ5c の地層に対比される。

⑥層は，主に灰⾊及び暗灰⾊を呈し，腐植質砂質シルト〜シルト質砂からなり，木片を多く含⑥層は，主に灰⾊及び暗灰⾊を呈し，腐植質砂質シルト〜シルト質砂からなり，木片を多く含む。下位の⑤層上部と整合関係で接する。⑥層中の木片を対象とした放射性炭素〔１４Ｃ〕年代測む。下位の⑤層上部と整合関係で接する。⑥層中の木片を対象とした放射性炭素〔１４Ｃ〕年代測定の結果については，測定限界を超えていた。⑥層は，K-Tz を含む⑤層上部と DKP を含む⑦層定の結果については，測定限界を示し，53,960 年前より古い。⑥層は，⻤界葛原テフラを含む⑤との層位関係から，ＭＩＳ5ａ〜ＭＩＳ5ｂの地層に対比される。

層上部と大⼭倉吉テフラを含む⑦層との層位関係から，ＭＩＳ5a〜ＭＩＳ5b の地層に対比される。
⑦層は，主に褐⾊及び褐灰⾊を呈し，礫混じり砂質シルト〜礫混じりシルト質砂からなる。⼭

⑦層は，主に褐⾊及び褐灰⾊を呈し，礫混じり砂質シルト〜礫混じりシルト質砂よりなる。⼭

15（各種分析結果）

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

変更理由

赤⽂字：補正地斜面では下位層とは平行不整合関係で，低地では下位層を削剥した不整合関係で接する。⑦層

地斜面では下位層とは平行不整合関係で，低地では下位層を削剥した不整合関係で接する。⑦層①データ拡充では，普通角閃石と斜方輝石の検出量のピークが認められ，普通角閃石の屈折率測定結果及び斜では，普通角閃石と斜方輝石の検出量のピークが認められ，普通角閃石の屈折率測定結果及び斜（OSL 年代測定結方輝石の顕微鏡観察結果から大⼭倉吉テフラに同定される。以上のことから，⑦層はＭＩＳ4〜Ｍ

方輝石の顕微鏡観察結果から大⼭倉吉テフラに同定される。Ｄ−１トレンチ北⻄法面で実施した

果）

ＩＳ3 の地層に対比される。

⑦層のＯＳＬ年代測定の結果によれば，⑦層の堆積年代は 57±4ka である（第 7.4.4.78 図，第7.4.4.79 図）。以上のことから，Ｄ−１トレンチ北⻄法面において実施した⑦層のＯＳＬ年代測定
結果は，テフラ分析の結果と整合的であり，⑦層はＭＩＳ4〜ＭＩＳ3 の地層に対比される。

⑧層は，主に褐⾊及び⻩橙⾊を呈し，シルト質砂を基質とする砂礫からなり，一部に成層構造⑧層は，主に褐⾊及び⻩橙⾊を呈し，シルト質砂を基質とする砂礫からなり，一部に成層構造もみられる。下位の⑦層とは平行な不整合関係で接する。⑧層では，南面から火⼭ガラスの検出も見られる。下位の⑦層とは平行不整合関係で接する。⑧層では，Ｄ−１トレンチ入⼝南側法面

量のピークが認められ，屈折率測定結果から姶良 Tn テフラに同定される。以上のことから，⑧層から火⼭ガラスの検出量のピークが認められ，屈折率測定結果から姶良 Tn テフラに同定される。

はＭＩＳ3 とＭＩＳ2 との境界付近の時代に堆積した地層であると判断される。

以上のことから，⑧層はＭＩＳ3 とＭＩＳ2 との境界付近の時代に堆積した地層であると判断した。

⑨層は，主に褐⾊及びにぶい⻩橙⾊を呈し，礫混じり砂質シルトからなる。下位の⑧層とは平⑨層は，主に褐⾊及びにぶい⻩褐⾊を呈し，礫混じり砂質シルトからなる。下位の⑧層とは平行な不整合関係で接する。⑨層からは年代を特定する試料は得られなかったが，前述の⑧層との行不整合関係で接する。⑨層からは年代を特定する試料は得られなかったが，前述の⑧層との層層位関係からＭＩＳ2 以降に堆積した地層であると判断される。

位関係からＭＩＳ2 以降に堆積した地層であると判断した。

以上のことから，Ｄ−１破砕帯は，将来活動する可能性のある断層等ではないと判断される。

以上のことから，Ｄ−１破砕帯は，ＭＩＳ6 以前に堆積したＤ−１トレンチの北側ピット及びふげん道路ピットの①層並びに１−１ピットの②層に変位・変形を与えておらず，将来活動する可能性のある断層等ではないと判断される。

一方，Ｄ−１トレンチの⻄端付近に基盤岩及び第四系に変位を与える断層が確認された（以下，
本申請書において「Ｋ断層」と呼称する）。
ｄ．Ｋ断層②記載の充実化(a) 調査内容（K 断層の調査結果

Ｄ−１破砕帯に関する調査の過程において，Ｄ−１トレンチの⻄端付近で基盤岩及び第四系に変位・変形を与えていることを確認したＫ断層の連続性及び活動性を把握するため，⽂献調査，空中
写真判読，航空レーザー測量，トレンチ調査，ピット調査，ボーリング調査等を実施した。
Ｄ−１トレンチでは，Ｌカットピット，２−１ピット，⻄側ピット，１−１ピット，原電道路ピット及びふげん道路ピットでピット調査を実施した（第 7.4.4.86 図）。
また，ボーリング調査はＤ−１トレンチにおけるＫ断層の確認地点の最南部に当たるふげん道路
ピットの南方から２号炉原子炉建屋間でも実施し，研磨片試料や薄片試料等を用いた微細構造観察を実施した。ボーリング調査結果は，コアの肉眼観察の記載のみをコア柱状図に取りまとめた。また，コア柱状図作成後にボーリングコアを観察した結果（肉眼観察による断層岩区分のための詳細観察結果，評価結果等），コアから作製した薄片試料を用いた微細構造観察結果（変位センス及び断層岩区分の評価結果）及び断層岩区分の総合評価結果を破砕部性状として取りまとめた。なお，コ
ア柱状図作成後のボーリングコア観察において，CT 観察も含めて実施した。
地層の堆積年代を評価するため，テフラ分析（通常分析，重鉱物濃集分析，主成分分析），ＯＳＬ
年代測定，放射性炭素〔１４Ｃ〕年代測定，花粉分析，土壌分析を実施した（第 7.4.4.4 表，第 7.4.4.86
（１９４）
，
（１９５）
（１８９）
図）。ＯＳＬ年代測定については，K.Ito et al.（2017,2018），林崎（2022）を参考に実施した（第 7.4.4.87 図）。
Ｋ断層の連続性評価については，Ｋ断層が連続して認められる範囲を把握するために，ボーリン

16として項目の追加）

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

赤⽂字：補正変更理由

グ調査とＤ−１トレンチの壁面観察を実施した（第 7.4.4.86 図）。また，Ｋ断層の性状（断層ガウジ②記載の充実化又は断層角礫の有無，明瞭なせん断構造・変形構造の有無，条線方向，最新活動ゾーンの変位セン（K 断層の調査結果ス）を把握するために，Ｄ−１トレンチ内及びその近傍にて実施したボーリング調査，トレンチ壁として項目の追加）

面から採取したブロック及びボーリングコアから作製した研磨片試料や薄片試料等を用いた微細構造観察を実施した。
Ｋ断層の活動性評価については，Ｄ−１トレンチの壁面観察により，地層構成や各地層とＫ断層との関係を明確にするとともに，Ｋ断層の最新活動時期を把握するために，テフラ分析，ＯＳＬ年
代測定，放射性炭素〔１４Ｃ〕年代測定，花粉分析，土壌分析により，Ｋ断層の影響が及んでいない
地層及びその地層の堆積年代を明確にした。
Ｋ断層がその南方の２号炉の耐震重要施設及び重大事故等対処施設（以下「重要施設」という。） ①データの拡充の直下に延⻑する可能性の評価については，Ｋ断層の南方から２号炉原子炉建屋間で実施した 10 孔

（ボーリング調査のボーリング調査，コアから作製した研磨片試料や薄片試料等を用いた微細構造観察により得られ結果の追加）

た破砕部の性状とＫ断層の性状を，敷地の破砕帯の連続性評価基準に基づき比較検討した。また，
Ｋ断層の走向が局所的に変化している状況を踏まえ，敷地の連続性評価基準に基づかない破砕部についても破砕部の性状の比較検討を行った。加えて，10 孔と近接した位置で実施した 4 孔でも上記と同様の比較検討を行った。さらに，上記性状比較による検討結果を補強するために，H24-D1-1 孔で認められた破砕部のうち，敷地の破砕帯の連続性評価基準に基づく検討範囲（幾何学的位置関係）にあり，走向・傾斜の類似性が認められる破砕部等で実施した鉱物脈法により確認された最新活動
時期とＫ断層の最新活動時期との類似性に基づく検討（鉱物脈法に基づく検討）も合わせて行った。
(b)

調査結果

ⅰ)
Ｋ断層については，Ｄ−１トレンチ北⻄法面からふげん道路ピットに至る区間において連続しＤ−１トレンチの調査
Ｋ断層は，Ｄ−１トレンチ北⻄法面からふげん道路ピットに至る区間において連続して認めらて認められる断層である。

れる断層である。

Ｋ断層の走向は，Ｄ−１トレンチ北⻄法面では N-S 方向に，Ｄ−１トレンチ⻄側ピット付近でＫ断層の走向は，Ｄ−１トレンチ北⻄法面では N-S 方向に，Ｄ−１トレンチ⻄側ピット付近では NW-SE 方向に，擁壁撤去法面付近では NNE-SSW 方向に，原電道路ピット付近では NNE-SSW

は NW-SE 方向に，Ｄ−１トレンチ擁壁撤去法面付近では NNE-SSW 方向に，原電道路ピット付

方向に，ふげん道路ピットでは N-S 方向に変化しており，傾斜は中〜高角度の⻄傾斜である（第近では NNE-SSW 方向に，ふげん道路ピットでは N-S 方向に変化しており，傾斜は中〜高角度の7.4.4.50 図）。

⻄傾斜である（第 7.4.4.69 図）。

Ｋ断層は後述するように，幅広の⽩⾊熱⽔変質を伴うカタクレーサイトと灰⽩⾊，淡褐⾊等の⾊調を呈する断層ガウジからなり，断層ガウジの構成粒子は円磨されず角礫状を呈している。断層の変位センスは，地層の変位方向によれば⻄側隆起の逆断層センスであり，研磨片試料及び薄片試料を用いた観察においても同様に⻄側隆起の逆断層センスが確認されており，Ｄ−１破砕帯とは異なる性状であることが確認されている。上載地層法によるＫ断層の活動性評価については，
Ｄ−１トレンチ北⻄法面，原電道路ピット及びふげん道路ピットにおける詳細な地質調査結果に基づき行った。
Ｄ−１トレンチ北⻄法面では，③層は層相からａ層〜ｏ層に区分される。
ｲ)

Ｋ断層の連続性評価
Ｋ断層の連続性については，Ｄ−１トレンチ北⻄法面付近，Ｄ−１トレンチＬカットピット，
Ｄ−１トレンチ２−１ピット，Ｄ−１トレンチ⻄側ピット，Ｄ−１トレンチ１−１ピット，Ｄ−１トレンチ擁壁撤去法面，原電道路ピット及びふげん道路ピットで評価している。

17

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なしｲ)-1

Ｋ断層の変位・変形については，北⻄法面の付近の②層と③層の境界においては変位を主体と赤⽂字：補正Ｄ−１トレンチ北⻄法面付近
Ｋ断層は，Ｄ−１トレンチ北⻄法面の付近の②層と③層の境界に逆断層変位を与え，北⻄法

し，上方に向かって変形が主体となっている。

面の③層中の鉛直変位量は 0.9m であり，Ｄ−１トレンチ北⻄法面の上方に向かって変形が主③層中のｊ層までの地層に変位や変形を与えており，ｊ層中の腐植層や砂礫層の層理は東へ傾体となっている。なお，断層の変位・変形量を鉛直面に投影した量を「鉛直変位量」と呼称す斜している。撓曲変形を含めたｊ層基底の鉛直変位量は約 0.6m 以上〜0.9m である。一方，ｊ層る（第 7.4.4.88 図）。

直上のｋ層は，下位のｊ層を傾斜不整合関係で覆っており，ｋ層の基底及びｋ層中の砂層は概ね

変更理由②記載の充実化（D-1 トレンチ等における K 断層の特徴について（なお，「K 断層による地層の変形の定量的な整理」に関しては，「ﾛ) Ｋ断層の活動性評価」にて示す）

⽔平である。
これらのことから，Ｋ断層はｋ層には変位・変形を与えていないと判断される（第 7.4.4.61 図,
第 7.4.4.62 図）。
Ｋ断層による地層の変形について，より定量的な整理を行うため，③層中の層理や葉理の走向・
傾斜について，シュミットネット下半球法線投影による整理に基づき検討した。地層の走向・傾
斜は，「Ｋ断層付近に位置するデータ群」と「それ以外のデータ群」の 2 つのグループに明確に分かれている。前者はＫ断層の走向に近いものが多く，主として東傾斜である。一方，後者は何れも南傾斜ないしは⻄傾斜である（第 7.4.4.63 図）。
Ｋ断層による影響を受けたｊ層と受けていないｋ層の堆積状況について，さらに詳細に把握するため，ブロックサンプルのＣT 観察を行った。その結果，Ｋ断層によって変形を受けたｊ層⻄
側の地層については堆積構造が東に傾斜していることが確認されたが，Ｋ断層による変形を受けていないｊ層東側の地層及びｋ層についてはほぼ⽔平に堆積している状況がＣT 観察からも確認された（第 7.4.4.64 図）。
上記観察法面について詳細な観察，検討を行った後，同法面をさらに奥行方向に掘削した。その結果，ｋ層をチャネル状に削って堆積して分布していたｏ層の分布範囲は狭小となり，ｊ層とｋ層との傾斜不整合関係がより明瞭となった（第 7.4.4.65 図）。
したがって，Ｋ断層はＤ−１トレンチ北⻄法面において，ＭＩＳ6 以前の地層であるｋ層に変位・変形を与えていないことから，将来活動する可能性のある断層等ではないと判断される。
ｲ)-2

Ｄ−１トレンチＬカットピット

Ｄ−１トレンチＬカットピットでは，風化花崗斑岩と②層とを境している。

Ｄ−１トレンチＬカットピットでは，Ｋ断層は基盤岩と②層とを境している。

最新活動面について条線方向を確認した結果，縦ずれ成分が卓越する。最新活動面の薄片試料

最新活動面について条線方向を確認した結果，縦ずれ成分が卓越する。最新活動面の薄片試観察による変位センスは逆断層センスである（第 7.4.4.66 図から第 7.4.4.68 図）。

料観察による変位センスは逆断層センスである（第 7.4.4.89 図から第 7.4.4.91 図）。
ｲ)-3Ｄ−１トレンチ２−１ピットでは，基盤岩から③層までを変位させ，基盤岩上面の鉛直変位量

Ｄ−１トレンチ２−１ピット
Ｄ−１トレンチ２−１ピットでは，Ｋ断層は基盤岩から②層までを変位させ，基盤岩上面のは，北面で約 1.3m，南面で約 0.6m である。また，最新活動面について電子顕微鏡による観察を

比高は，北面で 1.3m，南面で 0.6m である（第 7.4.4.92 図）。

実施した結果，鉱物の結晶が破砕された状況が認められる（第 7.4.4.69 図）。

最新活動面について条線方向を確認した結果，縦ずれ成分が卓越する。最新活動面の薄片試

最新活動面について条線方向を確認した結果，縦ずれ成分が卓越する。最新活動面の薄片試料料観察による変位センスは逆断層センスである（第 7.4.4.93 図から第 7.4.4.95 図）。

観察による変位センスは逆断層センスである（第 7.4.4.70 図から第 7.4.4.72 図）。
ｲ)-4Ｄ−１トレンチ⻄側ピット

Ｄ−１トレンチ⻄側ピットの北部拡幅部では，③層を変位させ，ピット内において N-S〜NNW-

Ｄ−１トレンチ⻄側ピットの北部拡幅部では，Ｋ断層は③層を変位させ，ピット内においてSSE 方向の断層に屈曲して走向を変えている。なお，屈曲部から南方へ分岐する N-S 方向の断層

N-S〜NNW-SSE 方向の断層に屈曲して走向を変えている。なお，屈曲部から南方へ分岐するは，③層に変位・変形を与えていない（第 7.4.4.73 図）。

N-S 方向の断層は，③層に変位・変形を与えていない（第 7.4.4.96 図）。

18④図番号，項目番
号の繰り下げ

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なしｲ)-5

赤⽂字：補正Ｄ−１トレンチ１−１ピット

Ｄ−１トレンチ１−１ピットでは，基盤岩から③層を変位させ，北面では，②層上面の鉛直変Ｄ−１トレンチ１−１ピットでは，Ｋ断層は基盤岩から③層を変位させ，北面では②層上面

位量は約 1.1m，南面では，①層上面で約 1.2m 以上，②層上面で約 1.1m 以上，③層内で約 1.5mの鉛直変位量は 1.1m，南面では①層上面で 1.2m 以上，②層上面で 1.1m 以上，③層内で最大以上である。

1.5m である。

堆積時期が異なる地層を変位基準とした変位量は概ね一定であり，断層変位の累積性は認めら

堆積時期が異なるこれら①層，②層及び③層を変位基準とした変位量は概ね一定であり，断れない（第 7.4.4.74 図，第 7.4.4.75 図）。

層変位の累積性は認められない（第 7.4.4.97 図）。

岩盤部において，Ｋ断層は北法面では N-S 方向で高角度⻄傾斜であり，断層ガウジを伴うが，岩盤部において，Ｋ断層は北法面では N-S 方向で高角度⻄傾斜であり，断層ガウジを伴うが，底盤では WNW-ESE 方向で高角度⻄傾斜に変化して，南法面では NW-SE 方向で高角度⻄傾斜に

底盤では WNW-ESE 方向で高角度南傾斜に変化し，南法面では NW-SE 方向で高角度⻄傾斜に変化するとともに断層ガウジをほとんど伴わなくなる（第 7.4.4.74 図）。

変化するとともに断層ガウジをほとんど伴わなくなる（第 7.4.4.97 図）。

また，最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，縦ずれ成分が卓越する（第また，最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，縦ずれ成分が卓越する

7.4.4.75 図）。

（底盤の一部を除く）（第 7.4.4.98 図）。

なお，⻄面の基盤岩内には，熱⽔変質を伴う NNE-SSW 方向，高角度東傾斜の破砕帯が認めら

なお，Ｄ−１トレンチ１−１ピット⻄面の基盤岩内には，北面で認められたＫ断層と連続する熱⽔変質を伴う NNE-SSW 方向，高角度東傾斜の破砕帯が認められるが，これを覆う①層にれるが，これを覆う①層に変位・変形は認められない（第 7.4.4.76 図）。

変位・変形は認められない（第 7.4.4.99 図）。
Ｄ−１トレンチ１−１ピットで認められる破砕帯は，Ｄ−１トレンチ擁壁裏法面を経てＤ−

Ｄ−１トレンチ１−１ピットで認められる破砕帯は，擁壁裏法面を経て擁壁撤去法面に連続す

１トレンチ擁壁撤去法面に連続する。

る。

ｲ)-6
擁壁撤去法面では，②層，③層を逆断層センスで変位させるＫ断層が認められる。②層上面のＤ−１トレンチ擁壁撤去法面
Ｄ−１トレンチ擁壁撤去法面では，②層，③層を逆断層センスで変位させるＫ断層が認められる。Ｋ断層による②層上面の鉛直変位量は，撓曲変形を含めて 0.9m である（第 7.4.4.100 図）。

鉛直変位量は，撓曲変形を含めて約 0.6m である（第 7.4.4.77 図）。
Ｄ−１トレンチ擁壁撤去法面からＤ−１トレンチ入⼝北側法面の間において，③層に変位・変Ｄ−１トレンチ擁壁撤去法面に認められるＫ断層は，Ｄ−１トレンチ入⼝北側法面には認め形を与える破砕帯は擁壁撤去法面で確認される 1 条のみであり，南方の原電道路ピットに連続しられず，南方の原電道路ピットに連続している。

ている。

ｲ)-7

原電道路ピット
原電道路ピット東向き法面で認められるＫ断層は，②層及び③層中のＣ層までの地層に変位を与えているが，その直上に分布する③層中のＤ３層は変位・変形を受けておらず，Ｄ３層は下位のＣ層とは明瞭な傾斜不整合関係で接している（第 7.4.4.101 図）。
同法面では，Ｋ断層は数条に分岐しており，②層中の地層を変位基準とした鉛直変位量は合計で 0.4m である。
ｲ)-8

ふげん道路ピット
ふげん道路ピットでは，Ｋ断層は数条に分岐しており，ふげん道路ピットの中央付近まで連続していることが確認でき，②層中の地層を変位基準とした鉛直変位量は合計で 0.5m である（第 7.4.4.102 図）。
擁壁撤去法面，原電道路ピット及びふげん道路ピット付近に分布する③層は，Ｄ−１トレンチ

Ｄ−１トレンチ擁壁撤去法面，原電道路ピット及びふげん道路ピット付近に分布する③層は，南法面まで連続して分布している。同層は，層相及び堆積構造から，下位よりＡ層，Ｂ層，Ｃ層

Ｄ−１トレンチ入⼝南側法面まで連続して分布している。同層は，層相及び堆積構造から，下位よ及びＤ層に区分され，さらにＣ層はＣ１層，Ｃ２層及びＣ３層に，Ｄ層はＤ１層，Ｄ２層及びＤ

りＡ層，Ｂ層，Ｃ層及びＤ層に区分され，さらにＣ層はＣ１層，Ｃ２層及びＣ３層に，Ｄ層はＤ１３層にそれぞれ細区分される（第 7.4.4.78 図）。

層，Ｄ２層及びＤ３層にそれぞれ細区分される（第 7.4.4.103 図）。

原電道路ピットにおいてＫ断層は，原電道路ピット底盤部において，②層及び③層を変位させ，

原電道路ピットの底盤部で，Ｋ断層は②層及び③層を変位させ，N-S 方向と NNE-SSW 方向の

N-S 方向と NNE-SSW 方向の 2 条の断層に分岐しながら，原電道路ピット東向き法面部に連続し2 条の断層に分岐しながら，原電道路ピット東向き法面に連続している（第 7.4.4.101 図）。

ている（第 7.4.4.79 図）。

19

変更理由
③記載の適正化

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

原電道路ピット東向き法面部付近で実施した稠密ボーリング調査（ボーリング間隔は約 50cm）

赤⽂字：補正

原電道路ピット東向き法面付近で実施した稠密ボーリング調査（ボーリング間隔は約 50cm）のの結果によれば，Ｋ断層による基盤岩上面の比高は約 50cm であり，ボーリングのピッチが非常結果によれば，Ｋ断層による基盤岩上面の比高は約 0.5m であった（第 7.4.4.101 図）。

に高密度であることから，稠密ボーリング調査による基盤岩上面の比高はＫ断層の基盤岩における鉛直変位量を表しているものと判断される（第 7.4.4.79 図）。
原電道路ピット東向き法面部では，Ｋ断層の基盤岩における鉛直変位量とほぼ同程度である。

以上のとおり，Ｋ断層は，Ｄ−１トレンチ北⻄法面からふげん道路ピットに至る区間において

原電道路ピット東向き法面部で認められる 2 条のＫ断層は，②層及びＣ層までの地層に変位を連続して認められる断層である。

与えているが，その上位の地層であるＤ３層は変位・変形を受けておらず，下位のＣ層とは明瞭な傾斜不整合関係で接している（第 7.4.4.79 図）。
ﾛ)

Ｋ断層の活動性評価
Ｋ断層の活動性については，Ｄ−１トレンチ北⻄法面，原電道路ピット及びふげん道路ピットで評価している。

ﾛ)-1

Ｄ−１トレンチ北⻄法面Ｄ−１トレンチ北⻄法面では，③層については，Ｋ断層の活動時期を詳細に把握するため，地層を細区分することとし，礫率，礫径，堆積構造及び⾊調に着目した層相区分を行い，連続的に堆積している地層等を一つの地層として扱うこととし，ａ層〜ｏ層に区分した（第7.4.4.104 図）。
Ｋ断層は，Ｄ−１トレンチ北⻄法面では，ＭＩＳ6 以前に堆積した m 層の下位の地層であるｋ層に変位・変形を与えていない。
Ｋ断層は，③層中のｊ層までの地層に変位や変形を与えており，ｊ層中の腐植層や砂礫層の層理は東へ傾斜している。撓曲変形を含めたｊ層基底の鉛直変位量は 0.6m 以上である（第7.4.4.88 図，第 7.4.4.105 図，第 7.4.4.106 図）。一方，ｊ層直上のｋ層は，下位のｊ層を傾斜不整合関係で覆っており，ｋ層の基底及びｋ層中の砂層はほぼ⽔平である。ｋ層はｏ層によってチャネル状に削られていたことから，同法面をさらに奥行方向に掘削した。その結果，ｏ層の分布範囲は狭小となり，ｊ層とｋ層との傾斜不整合関係やｋ層基底の⽔平性がより明瞭となった（第 7.4.4.107 図）。
これらのことから，Ｋ断層はｋ層には変位・変形を与えていないと判断した。なお，上田・（１９０）
⾕（1999）によれば，逆断層運動を模擬した断層模型実験では，「変位・変形は，上方に向かって断層沿いのずれ変位主体から撓曲等の連続的変形主体に変化する傾向が認められる。」とされており，Ｋ断層がＤ−１トレンチ北⻄法面の③層の上部に位置する j 層において変形が主体となっている状況と整合している（第 7.4.4.108 図）。
Ｋ断層による地層の変形範囲について，より定量的な整理を行うため，奥行方向へ掘削する
前の観察法面における③層中の層理や葉理の走向・傾斜について，シュミットネット下半球法
線投影による整理に基づき検討した。最初に，法面観察の結果を踏まえ，③層中の地層の走向・傾斜について，Ｋ断層による変位・変形の影響を受けているｊ層以下の地層のうち，Ｋ断層を含む⻄側の範囲の地層を「Ｋ断層による影響を受けたと判断した地層」のグループとし，Ｋ断層よりも東側の範囲の地層及びＫ断層による変位・変形の影響を受けていないｋ層以上の地層を合わせたものを「Ｋ断層による影響を受けていないと判断した地層」のグループとした。前者は東傾斜のものが多く，後者は南傾斜ないしは⻄傾斜である。２つのグループの最大中心点の傾斜は 20°程度の差を有しており，概ね南北方向を軸として⻄側が上昇する方向に回転して

20

変更理由
②記載の充実化（Ｋ断層の活動性評価）

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

赤⽂字：補正いる状況が認められ，概ね南北方向の走向を持つＫ断層が⻄側隆起の逆断層センスであること②記載の充実化と調和的である。次に，これらの 2 つのグループに大別することの妥当性を確認するため，ク

（Ｋ断層の活動性評価）

ラスター分析において広く用いられているウォード法に基づき検討した。その結果，最終クラスター数を２つとした場合，それぞれのクラスターが「Ｋ断層による影響を受けたと判断した地層」と「Ｋ断層による影響を受けていないと判断した地層」と一致し，法面観察に基づき類似したものを適切にグループ化していることを表していることから，Ｋ断層によって影響を受けた範囲と受けていない範囲を適切に把握できているものと判断した（第 7.4.4.109 図）。
Ｋ断層による影響を受けたｊ層⻄側の地層と受けていないｊ層東側の地層及びｋ層の堆積状況についても，さらに詳細に把握するため，ブロックサンプルのＣＴ観察を行った。その結果，
Ｋ断層によって変形を受けたｊ層⻄側の地層については堆積構造が東に傾斜していることが確認されたが，Ｋ断層による変形を受けていないｊ層東側の地層及びｋ層についてはほぼ⽔平に堆積している状況がＣＴ観察からも確認された（第 7.4.4.110 図）。
以上のことから，Ｋ断層はＤ−１トレンチ北⻄法面において，前述のとおり美浜テフラの降灰層準が認定され，ＯＳＬ年代測定結果が 126±5ka である⑤層下部の下位層準にある③層中のｋ層に変位・変形を与えておらず，後期更新世以降の活動が認められない。
ﾛ)-2
原電道路ピットのＤ３層は，層相の類似性からＤ−１トレンチの③層に対比される（第 7.4.4.80

原電道路ピット
原電道路ピット及びﾛ)-3 で述べるふげん道路ピット東法面に見られる③層中のＤ１層，Ｄ２図）。

層及びＤ３層は，Ｄ−１トレンチ入⼝南側法面まで連続して分布しており，南側法面ではＤ１

また，原電道路ピットの③層で実施したテフラ分析の結果によれば，Ｄ−１トレンチの③層と層，Ｄ２層及びＤ３層が⑤層に不整合関係で覆われている（第 7.4.4.103 図）。また，原電道路

同様，検出されるテフラ起源の鉱物の量は少なく，Ｄ３層から検出されたテフラはＤ−１トレン

ピットの③層中のＤ１層，Ｄ２層及びＤ３層は，層相の類似性からもＤ−１トレンチの③層にチの③層中に検出されたテフラに対比される（第 7.4.4.81 図）。

対比される（第 7.4.4.111 図）。

さらに，原電道路ピットに見られるＤ１層，Ｄ２層及びＤ３層は，Ｄ−１トレンチ入⼝南側法Ｄ−１トレンチ入⼝南側法面の⑤層からは，美浜テフラが検出された。また，⑤層からは美面まで連続して分布しており，同法面ではＤ１層，Ｄ２層及びＤ３層が⑤層下部に不整合関係で

浜テフラ，⑦層からＤＫＰが検出されており，Ｄ−１トレンチの北法面及び北⻄法面と調和的覆われている。同法面の⑤層下部からは，美浜テフラが検出された（第 7.4.4.82 図，第 7.4.4.83

な結果である（第 7.4.4.112 図，第 7.4.4.113 図）。

図）。

原電道路ピット東向き法面で実施した③層のＯＳＬ年代測定は，Ｋ断層と傾斜不整合関係で接しているＤ３層について実施しており，③層の堆積年代は 133±9ka より古いことを確認しこれらのことから，原電道路ピットの③層のＤ１層，Ｄ２層及びＤ３層は，ＭＩＳ6 以前に堆積した地層と判断される。

た（第 7.4.4.79 図）。

以上のことから，原電道路ピットにおいて，Ｋ断層は少なくともＭＩＳ6 以前に堆積したＤ３以上のことから，原電道路ピットの③層のＤ１層，Ｄ２層及びＤ３層は，ＭＩＳ6 以前に堆層に変位・変形を与えていないことが下位層との明瞭な傾斜不整合関係から確認できることから，積した地層と判断され，Ｋ断層は少なくともＭＩＳ6 以前に堆積したＤ３層に変位・変形を与Ｄ−１トレンチ北⻄法面における調査結果と同様，Ｋ断層は将来活動する可能性のある断層等でえていないことが下位層との明瞭な傾斜不整合関係から確認でき，Ｄ−１トレンチ北⻄法面にはないと判断される。

おける調査結果と同様，後期更新世以降の活動が認められない。

原電道路ピット⻄向き法面部はふげん道路ピット東法面と連続していることから，原電道路ピット⻄向き法面部はふげん道路ピット東法面の一部として以下に述べる。
ﾛ)-3
ふげん道路ピット東法面において認められたＫ断層は，①層，②層及び③層のＣ層までの地層

ふげん道路ピット
ふげん道路ピット東法面において認められたＫ断層は，①層，②層及び③層中のＣ層までの地層に変位・変形を与えているが，その直上に分布する③層中のＤ３層の基底には，原電道路に変位・変形を与えている状況が観察される。
同法面では，Ｋ断層は数条に分岐しており，②層内の地層を変位基準とした鉛直変位量は合計

ピット東向き法面部と同様，Ｋ断層による変位・変形は及んでおらず，Ｄ３層は下位のＣ層とで約 0.4m である（第 7.4.4.84 図）。

は明瞭な傾斜不整合関係で接している（第 7.4.4.102 図）。

Ｋ断層による変位・変形が認められる③層のＣ層の直上に分布するＤ３層の基底には，原電道

21

変更理由

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

赤⽂字：補正変更理由

路ピット東向き法面部と同様，Ｋ断層による変位・変形は及んでおらず，Ｄ３層は下位のＣ層と②記載の充実化は明瞭な傾斜不整合関係で接している（第 7.4.4.84 図）。

（K 断層の連続性評価）

これらのことから，ふげん道路ピットにおいても，Ｋ断層は少なくともＭＩＳ6 以前に堆積しこれらのことから，ふげん道路ピットにおいても，Ｋ断層は少なくともＭＩＳ6 以前に堆積した

たＤ３層に変位・変形を与えていないことから，Ｋ断層は将来活動する可能性のある断層等ではＤ３層に変位・変形を与えていないことから，Ｄ−１トレンチ北⻄法面における調査結果と同様，ないと判断される。

後期更新世以降の活動が認められない。

上記のとおり，Ｄ−１トレンチ北⻄法面，原電道路ピット及びふげん道路ピットのいずれにお上記のとおり，Ｄ−１トレンチ北⻄法面，原電道路ピット及びふげん道路ピットのいずれの調査
結果においても，Ｋ断層は将来活動する可能性のある断層等ではないと判断した。

いても，Ｋ断層は将来活動する可能性のある断層等ではないと判断される。

ⅱ)

Ｋ断層の南方から２号炉原子炉建屋間の調査
Ｋ断層はＤ−１トレンチ北⻄法面からふげん道路ピットの中央付近まで連続している断層であるが，南方の２号炉の重要施設の直下に延⻑する可能性についても検討した。Ｋ断層が南方へ連続する可能性の検討は，7.4.4.2.3(2)b.で述べた敷地の破砕帯の連続性評価基準に基づき，
Ｋ断層の性状に着目して実施した。検討においては，Ｋ断層の南方から２号炉原子炉建屋間で実施した 14 孔のボーリング調査を対象に実施した（第 7.4.4.114 図）。
また，Ｋ断層の性状に着目した検討の他に，Ｋ断層とＫ断層の南方の破砕部の最新活動時期についても比較検討した。比較にあたっては，Ｋ断層の南方の破砕部の最新活動時期を鉱物脈法に基づき評価した。なお，最新活動面の認定は，露頭やボーリングコアの肉眼観察，ＣＴ画
像観察，薄片観察等に基づき行った。
Ｋ断層の特徴はⅰ) ｲ)で述べたとおり，Ｄ−１トレンチ北⻄法面からふげん道路ピットに至る区間において連続して認められる断層であり，走向は主として N-S〜NNE-SSW 方向であるが，Ｄ−１トレンチ１−１ピットの底盤付近において局所的に走向は NW-SE 方向となる。傾
斜は中〜高角度の⻄傾斜である（第 7.4.4.115 図，第 7.4.4.380 図から 407 図，第 7.4.4.411 図）。
破砕部は熱⽔変質を伴うカタクレーサイトと断層ガウジからなる。最新活動時の変位センスはいずれの破砕部も逆断層成分が卓越しており，①層以上の地層に変位・変形を与えており，133±9ka 以前に堆積した③層の上部の地層には変位・変形を与えていない。また，①層から③層中の地層境界や層相境界を変位基準とした K 断層の鉛直変位量は，北⻄法面付近から南方の１−１ピットに向かってやや増加し，更に南方の原電道路ピット及びふげん道路ピットにかけて急激に減少している。これらの鉛直変位量には断層変位の累積性は認められない（第 7.4.4.116図）。
ｲ)

敷地の破砕帯の連続性評価基準に基づく連続性評価
Ｋ断層の確認地点の最南部に当たるふげん道路ピットに隣接する H24-D1-1 孔のうち，敷地の破砕帯の連続性評価基準に基づく検討範囲にある破砕部との連続性を検討した。幾何学
的位置関係，走向・傾斜の類似性に加え，最新活動で形成された破砕部の性状の類似性等の複数の観点から対比を行った。その結果，H24-D1-1 孔の破砕部のうち敷地の破砕帯の連続性評
価基準に基づく範囲内に位置する破砕部は，Ｋ断層の性状とは類似していないことから，Ｋ断層と連続しないものと判断した（第 7.4.4.117 図，第 7.4.4.232 図，第 7.4.4.412 図）。
以上のことから，Ｋ断層の分布はＤ−１トレンチ北⻄法面からふげん道路ピットの中央付
近までであり H24-D1-1 孔には連続しないことから，Ｋ断層は重要施設の直下に延⻑しないと判断した。

22

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

赤⽂字：補正変更理由②記載の充実化

ﾛ)

敷地の破砕帯の連続性評価基準に基づく検討範囲にはない破砕部との連続性確認（K 断層の連続性評価）

Ｋ断層の走向が局所的に変化している状況を踏まえ，H24-D1-1 孔のうち，敷地の破砕帯の連続性評価基準に基づく検討範囲外の破砕部との連続性についても確認した。その結果，H24D1-1 孔で確認された全ての破砕部は，Ｋ断層の性状とは類似していないことから，Ｋ断層と連続しないことを確認した（第 7.4.4.118 図，第 7.4.4.232 図，第 7.4.4.412 図）。
さらに，H24-D1-1 孔から重要施設までの間で実施したボーリング孔の全ての破砕部についても，併せて連続性確認を実施した（第 7.4.4.222 図から第 7.4.4.227 図，第 7.4.4.231 図，
第 7.4.4.233 図から第 7.4.4.238 図，第 7.4.4.261 図から第 7.4.4.379 図，第 7.4.4.413 図から
第 7.4.4.425 図）。
その結果，Ｋ断層の性状と類似する破砕部はなかったことから，Ｋ断層はこれらの南方にあるボーリング調査の範囲には連続しないことを確認した（第 7.4.4.119 図）。
以上のことから，Ｋ断層の南方にＫ断層の性状と類似する破砕部がないことから，Ｋ断層
は重要施設の直下に延⻑しないと判断した。

なお，Ｋ断層はふげん道路ピットの中央付近まで連続していることを確認しているが，同

なお，Ｋ断層の南方への連続性を追跡，確認した結果，Ｋ断層はふげん道路ピットの中央付近まで連続していることを確認した（第 7.4.4.84 図）。

位置付近において，Ｋ断層と並走するＤ−１破砕帯等にＫ断層による影響が及んでいないか

また，同位置付近において，Ｋ断層と並走するＤ−１破砕帯に影響が及んでいないかを確認すを確認するためピットを掘削した。

るためピットを掘削した。
その結果によれば，Ｄ−１破砕帯は①層に直接覆われており，①層には変位・変形は認められその結果によれば，Ｋ断層が①層以上の地層に逆断層の変位・変形を与えていることに対ない（第 7.4.4.44 図）。

して，Ｄ−１破砕帯及び隣接する破砕帯はいずれも①層に変位・変形を与えていない（第7.4.4.63 図）。

これに加えて，Ｄ−１トレンチと２号炉原子炉建屋の間で実施したボーリング調査及び２号炉
原子炉建屋付近で実施したボーリング調査において確認された全ての破砕部の最新活動面について，構造地質学の知見に基づき，研磨片試料や薄片試料等を用いた破砕部性状の詳細な観察を行った結果，Ｋ断層と同じ逆断層センスを持つ破砕部はＤ−１破砕帯を含め一切存在しなかった（第7.4.4.172 図，第 7.4.4.173 図，第 7.4.4.177 図から第 7.4.4.180 図）。
ⅲ)

鉱物脈法に基づく検討
鉱物脈法による評価については，Ｋ断層の南方の破砕部のうち，Ｋ断層の確認地点の最南部に当たるふげん道路ピットに隣接する H24-D1-1 孔で認められた破砕部のうち，敷地の破砕帯の連続性評価基準に基づく検討範囲（幾何学的位置関係）にある破砕部について検討を行った。
また，この範囲にはＫ断層の走向・傾斜と類似性がない破砕部も含まれるが，範囲内にある全ての破砕部について鉱物脈法による検討を行った。
なお，最新活動面の認定は，露頭やボーリングコアの肉眼観察，ＣＴ画像観察，薄片観察等に基づき，巨視的観察から微視的観察にかけて順に行った（第 7.4.4.34 図）。
検討の結果，対象とした全ての破砕部について，鉱物脈が最新活動面を横断して分布する場
合か粘土鉱物が網目状に広がって分布し，最新活動面を不明瞭にしている場合が認められた。
ＸＲＤ分析の結果，破砕部の鉱物脈には熱⽔変質作用で生成されたと判断したスメクタイト及23①データ拡充（鉱物脈法に基づ
く検討）

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

赤⽂字：補正変更理由

び雲⺟粘土鉱物並びにカオリナイトの生成が認められた。また，ＥＰＭＡ分析の結果，最新活①データ拡充動面を横断して分布する鉱物脈や網目状の粘土鉱物が最新活動ゾーンから最新活動面を越えた（鉱物脈法に基づ範囲まで分帯されずに途切れることなく分布していることが認められた。

く検討）

鉱物脈法による評価結果については，対象破砕部の分布位置や性状（走向・傾斜，断層岩区分，条線方向，最新活動ゾーン，最新活動面，最新活動時の変位センス等），粘土鉱物の分布状
況と最新活動面の関係等の関連するものを集約し，第 7.4.4.120 図から第 7.4.4.136 図に示す。
上記の破砕部は最新の熱⽔活動時期以降には活動しておらず，Ｋ断層が①層以上の地層に変位・変形を与え，ＭＩＳ6 以前の地層である③層の上部の地層に変位・変形を与えていない状
況とは大きく異なっていることを確認した。
以上のことから，Ｋ断層の活動性については，Ｄ−１トレンチ北⻄法面，原電道路ピット東向

以上のことから，Ｋ断層の活動性については，Ｄ−１トレンチ北⻄法面，原電道路ピット東向き法き法面部及びふげん道路ピット東側法面の 3 箇所において，上載地層法によって，後期更新世以

面及びふげん道路ピット東側法面の 3 箇所において，上載地層法によって，後期更新世以降の活動が降の活動がないことが確認でき，将来活動する可能性のある断層等ではないと判断される。

ないことが確認でき，将来活動する可能性のある断層等ではないと判断した。

また，Ｋ断層の連続性については，ピット調査やボーリング調査の結果から，Ｋ断層はＤ−１

また，Ｋ断層の連続性については，ピット調査やボーリング調査の結果から，Ｋ断層はＤ−１トレ

トレンチ北⻄法面からふげん道路ピットに至る区間において連続して認められる断層であり，Ｄ

ンチ北⻄法面からふげん道路ピットに至る区間において連続して認められる断層であり，Ｄ−１破砕−１破砕帯を含む２号炉原子炉建屋直下のいずれの破砕帯とも一連でないことを確認した。

帯を含む重要施設直下のいずれの破砕帯とも連続しないことを判断した。

ｂ．Ｄ−６破砕帯及びＤ−５破砕帯(a) Ｄ−６破砕帯に関する調査内容

ｅ．Ｄ−６破砕帯及びＤ−５破砕帯(a) Ｄ−６破砕帯に関する調査内容

Ｄ−６破砕帯の活動性及び連続性を把握するために，剥ぎ取り調査，ボーリング調査，大深度坑

Ｄ−６破砕帯の活動性及び連続性を把握するために，剥ぎ取り調査，ボーリング調査，大深度坑調査等を実施した。地層の堆積年代を評価するため，テフラ分析等を実施した。なお，テフラ分析

調査等を実施した。地層の堆積年代を評価するため，テフラ分析等を実施した。なお，テフラ分析

については，重鉱物濃集分析も併せて実施した。破砕部の変位センス等の性状を把握するため，研については，重鉱物濃集分析も併せて実施した。破砕部の変位センス等の性状を把握するため，研磨片試料や薄片試料等を用いた詳細観察，Ｘ線回折分析等を実施した。

磨片試料や薄片試料等を用いた詳細観察，Ｘ線回折分析等を実施した。

調査位置図を第 7.4.4.85 図に示す。
(b)

Ｄ−６破砕帯に関する調査結果

ⅰ)

１号炉原子炉建屋付近の調査

調査位置図を第 7.4.4.137 図に示す。
(b)

Ｄ−６破砕帯に関する調査結果

ⅰ)

１号炉原子炉建屋付近の調査

Ｄ−６破砕帯は，１号炉設置位置で実施した試掘坑調査やトレンチ調査においては N-S 方向のＤ−６破砕帯は，１号炉設置位置で実施した試掘坑調査やトレンチ調査においては N-S 方向のＦ−３破砕帯に相当するものであり，Ｄ−６破砕帯の性状を改めて確認するために，１号炉建設

Ｆ−３破砕帯に相当するものであり，Ｄ−６破砕帯の性状を改めて確認するために，１号炉建設

当時にＤ−６破砕帯を確認した範囲にある１号炉原子炉建屋付近においてボーリング調査（H19-

当時にＤ−６破砕帯を確認した範囲にある１号炉原子炉建屋付近においてボーリング調査（H19-

No.4 孔, H19-No.12 孔）を，１号炉原子炉建屋南側斜面において剥ぎ取り調査を実施した。

No.4 孔,H19-No.12 孔）を，１号炉原子炉建屋南側斜面において剥ぎ取り調査を実施した。

１号炉原子炉建屋付近でのボーリング調査の結果によれば，Ｄ−６破砕帯は N-S 方向で，高角

１号炉原子炉建屋付近でのボーリング調査の結果によれば，Ｄ−６破砕帯は N-S 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.181 図，第 7.4.4.182 図，度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.239 図，第 7.4.4.240 図，

第 7.4.4.191 図）。断層ガウジは灰⽩⾊等の⾊調を呈する不明瞭な縞状構造が認められ，面構造は第 7.4.4.409 図）。断層ガウジは灰⽩⾊等の⾊調を呈する不明瞭な縞状構造が認められ，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.86 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，

不明瞭である（第 7.4.4.138 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，

カオリナイト，イライト，石英，カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.87 図）。断層ガウジ内の構成粒子はカオリナイト，イライト，石英，カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.139 図）。断層ガウジ内の構成粒子

よく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，右ずれ正断層センスであはよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，右ずれ正断層センスでる（第 7.4.4.88 図）。

ある（第 7.4.4.140 図）。

１号炉原子炉建屋南側斜面での剥ぎ取り調査の結果によれば，Ｄ−６破砕帯は NE-SW 方向で，１号炉原子炉建屋南側斜面での剥ぎ取り調査の結果によれば，Ｄ−６破砕帯は NE-SW 方向で，

24

③記載の適正化④図番号，項目番
号の繰り下げ

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

ⅱ)

変更理由

高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.89 図）。断層ガウジは

高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.141 図）。断層ガウジ④図番号，項目番

灰⽩⾊，褐⾊の⾊調を呈する不明瞭な縞状構造が認められ，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.90

は灰⽩⾊，褐⾊の⾊調を呈する不明瞭な縞状構造が認められ，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.142

号の繰り下げ図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，イライト，

図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，イライト，

石英等を含む（第 7.4.4.91 図）。最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，斜石英等を含む（第 7.4.4.143 図）。最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，

めずれである（第 7.4.4.92 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄斜めずれである（第 7.4.4.144 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面

片試料観察による変位センスは，右ずれ正断層センスである（第 7.4.4.93 図）。また，最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，右ずれ正断層センスである（第 7.4.4.145 図）。また，最新について電子顕微鏡による観察を実施した結果，鉱物の結晶が多方向に向いており，それらの結活動面について電子顕微鏡による観察を実施した結果，鉱物の結晶が多方向に向いており，それ晶の破砕は認められない（第 7.4.4.94 図）。なお，浦底断層及びＫ断層については，最新活動面のらの結晶の破砕は認められない（第 7.4.4.146 図）。なお，浦底断層及びＫ断層については，最新

鉱物は全て破壊されている。

活動面の鉱物は全て破壊されている。

１号炉原子炉建屋南方の調査

ⅱ)

剥ぎ取り調査を実施した（第 7.4.4.85 図）。剥ぎ取り調査の結果によれば，１号炉原子炉建屋付

１号炉原子炉建屋南方の調査
剥ぎ取り調査を実施した（第 7.4.4.137 図）。剥ぎ取り調査の結果によれば，１号炉原子炉建屋

近の調査で確認したＤ−６破砕帯の南方延⻑部付近に破砕帯が確認された（第 7.4.4.95 図）。

付近の調査で確認したＤ−６破砕帯の南方延⻑部付近に破砕帯が確認された（第 7.4.4.147 図）。

この破砕帯は N-S〜NNE-SSW 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウ

この破砕帯は N-S〜NNE-SSW 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウ

ジからなる（第 7.4.4.96 図）。断層ガウジは褐⾊等の⾊調を呈する不明瞭な縞状構造が認められ，ジからなる（第 7.4.4.148 図）。断層ガウジは褐⾊等の⾊調を呈する不明瞭な縞状構造が認められ，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.97 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。Ｘ線回面構造は不明瞭である（第 7.4.4.149 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。Ｘ線

折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，イライト，石英，カリ⻑

回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，イライト，石英，カリ石等を含む（第 7.4.4.98 図）。最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，縦ず

⻑石等を含む（第 7.4.4.150 図）。最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，れ成分が卓越する（第 7.4.4.99 図）。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，右ずれ正断

縦ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.151 図）。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，右ず

層センスである（第 7.4.4.100 図）。

れ正断層センスである（第 7.4.4.152 図）。

これらのことから，当該破砕帯はＤ−６破砕帯であると判断される。
ⅲ)

赤⽂字：補正

１号炉原子炉建屋北方の調査

これらのことから，当該破砕帯はＤ−６破砕帯であると判断される。
ⅲ)

１号炉原子炉建屋北方の調査

ボーリング調査（B11-2 孔，B8-22 孔）及び大深度坑調査を実施した（第 7.4.4.101 図）。

ボーリング調査（B11-2 孔，B8-22 孔）及び大深度坑調査を実施した（第 7.4.4.153 図）。

これらの調査結果によれば，１号炉原子炉建屋付近の調査で確認したＤ−６破砕帯の北方延⻑

これらの調査結果によれば，１号炉原子炉建屋付近の調査で確認したＤ−６破砕帯の北方延⻑部付近に破砕帯が確認された。

部付近に破砕帯が確認された。

このうち，ボーリング調査（B11-2 孔，B8-22 孔）によって確認された破砕帯は，N-S〜NNE-

このうち，ボーリング調査（B11-2 孔，B8-22 孔）によって確認された破砕帯は，N-S〜NNE-

SSW 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.183 図，

SSW 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.241 図，

第 7.4.4.184 図，第 7.4.4.191 図）。断層ガウジは灰⽩⾊及び⿊褐⾊の⾊調を呈する不明瞭な縞状構

第 7.4.4.242 図，第 7.4.4.409 図）。断層ガウジは灰⽩⾊及び⿊褐⾊の⾊調を呈する不明瞭な縞状構造が認められ，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.102 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウ造が認められ，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.154 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウ

ジの基質はスメクタイト，カオリナイト，イライト，石英，カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.103 図）。

ジの基質はスメクタイト，カオリナイト，イライト，石英，カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.155 図）。

最新活動面について条線方向を確認した結果，斜めずれである。断層ガウジ内の構成粒子はよく

最新活動面について条線方向を確認した結果，斜めずれである。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，右ずれ正断層センスである（第円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，右ずれ正断層センスである（第7.4.4.104 図）。

7.4.4.156 図）。

また，大深度坑調査によって確認された破砕帯は，NNE-SSW 方向で，高角度⻄傾斜を示し，また，大深度坑調査によって確認された破砕帯は，NNE-SSW 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.105 図）。断層ガウジは⻩灰⾊，褐⾊の⾊調

カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.157 図）。断層ガウジは⻩灰⾊，褐⾊の⾊調を呈し，縞状構造は認められず，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.106 図）。Ｘ線回折分析結果にを呈し，縞状構造は認められず，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.158 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，イライト，石英，カリ⻑石等を含む

よれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，イライト，石英，カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.107 図）。最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，縦ずれ成分が（第 7.4.4.159 図）。最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，縦ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.108 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片卓越する（第 7.4.4.160 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片

試料観察による変位センスは，右ずれ正断層センスである（第 7.4.4.109 図）。

試料観察による変位センスは，右ずれ正断層センスである（第 7.4.4.161 図）。

25

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

変更理由

これらのことから，これらの破砕帯はＤ−６破砕帯であると判断される。

これらのことから，これらの破砕帯はＤ−６破砕帯であると判断される。

④図番号，項目番

以上のとおり，１号炉原子炉建屋付近で改めて詳細な性状を確認した１号炉原子炉建屋直下の以上のとおり，１号炉原子炉建屋付近で改めて詳細な性状を確認した１号炉原子炉建屋直下の号の繰り下げ

Ｄ−６破砕帯は，幾何学的位置関係，走向・傾斜の類似性に加え，破砕部性状（主として，断層ガ

Ｄ−６破砕帯は，幾何学的位置関係，走向・傾斜の類似性に加え，破砕部性状（主として，断層ガ

ウジの構成粒子の形状，⾊調，断層幅，硬さ等）の類似性及び最新活動面の変位センスの類似性

ウジの構成粒子の形状，⾊調，断層幅，硬さ等）の類似性及び最新活動面の変位センスの類似性

等の複数の観点から対比を行った結果，１号炉原子炉建屋南方，１号炉原子炉建屋北方で確認し等の複数の観点から対比を行った結果，１号炉原子炉建屋南方，１号炉原子炉建屋北方で確認した破砕帯と一連の破砕帯であると判断される（第 7.4.4.110 図）。

た破砕帯と一連の破砕帯であると判断される（第 7.4.4.162 図）。

Ｄ−６破砕帯の活動性については，大深度調査坑で評価をしている。大深度坑においては，基Ｄ−６破砕帯の活動性については，大深度調査坑で評価をしている。大深度坑においては，基盤岩中のＤ−６破砕帯が基盤岩直上に分布する河成礫層下部に変位・変形を与えていない（第盤岩中のＤ−６破砕帯が基盤岩直上に分布する河成礫層下部に変位・変形を与えていない（第7.4.4.105 図）。河成礫層下部は後述のとおり，ＭＩＳ5e ないしそれ以前の地層に対比される。

7.4.4.157 図）。河成礫層下部は後述のとおり，ＭＩＳ5e ないしそれ以前の地層に対比される。

Ｄ−６大深度坑周辺の地層は，花崗斑岩とそれを覆う第四系からなり，第四系は層相から下位

Ｄ−６大深度坑周辺の地層は，花崗斑岩とそれを覆う第四系からなり，第四系は層相から下位より河成礫層，礫・砂・腐植互層，海成砂層，河成〜風成砂層及び腐植質砂層に区分した（第より河成礫層，礫・砂・腐植互層，海成砂層，河成〜風成砂層及び腐植質砂層に区分した（第7.4.4.111 図）。

7.4.4.163 図）。

河成礫層は，主に褐⾊，⻩灰⾊を呈し，円礫状の巨礫を多く含む砂礫よりなる。下位の花崗岩

河成礫層は，主に褐⾊，⻩灰⾊を呈し，円礫状の巨礫を多く含む砂礫よりなる。下位の花崗岩とは不整合関係で接する。河成礫層の上部ではβ石英が認められ，⻤界葛原テフラに対比される。

とは不整合関係で接する。河成礫層の上部ではβ石英が認められ，⻤界葛原テフラに対比される。

また，河成礫層の中部では普通角閃石と斜方輝石が認められ，普通角閃石の主成分分析結果からまた，河成礫層の中部では普通角閃石と斜方輝石が認められ，普通角閃石の主成分分析結果から

美浜テフラ及び明神沖テフラに対比される（第 7.4.4.111 図）。以上のことから，河成礫層下部は美浜テフラ及び明神沖テフラに対比される（第 7.4.4.163 図）。以上のことから，河成礫層下部はＭＩＳ5e ないしそれ以前の地層に対比される。

ＭＩＳ5e ないしそれ以前の地層に対比される。

礫・砂・腐植互層は，主に灰⽩⾊，⻩橙⾊及び褐⾊を呈し，腐植質な砂質シルト，砂及び砂礫

礫・砂・腐植互層は，主に灰⽩⾊，⻩橙⾊及び褐⾊を呈し，腐植質な砂質シルト，砂及び砂礫からなる。礫・砂・腐植互層の上部では，火⼭ガラスが認められ，姶良 Tn テフラに同定される。

からなる。礫・砂・腐植互層の上部では，火⼭ガラスが認められ，姶良 Tn テフラに同定される。

また，下部では普通角閃石と斜方輝石が認められ，普通角閃石の屈折率及び斜方輝石の(100)面のまた，下部では普通角閃石と斜方輝石が認められ，普通角閃石の屈折率及び斜方輝石の(100)面の発達した短冊状の形状から大⼭倉吉テフラに同定される。以上のことから，礫・砂・腐植互層は発達した短冊状の形状から大⼭倉吉テフラに同定される。以上のことから，礫・砂・腐植互層はＭＩＳ4〜ＭＩＳ2 の地層に対比される。

ＭＩＳ4〜ＭＩＳ2 の地層に対比される。

海成砂層は，主に灰⽩⾊，緑灰⾊を呈し，シルト，砂，礫混じり砂よりなる。下位の礫・砂・腐海成砂層は，主に灰⽩⾊，緑灰⾊を呈し，シルト，砂，礫混じり砂よりなる。下位の礫・砂・腐植互層とは不整合関係で接する。

植互層とは不整合関係で接する。

河成〜風成砂層は，主に⻩灰⾊，褐灰⾊を呈し，礫混じり砂質シルト〜礫混じりシルト質砂よ河成〜風成砂層は，主に⻩灰⾊，褐灰⾊を呈し，礫混じり砂質シルト〜礫混じりシルト質砂よりなる。下位の海成砂層とは整合関係で接する。

りなる。下位の海成砂層とは整合関係で接する。

腐植質砂層は，主に⿊⾊及び暗褐⾊，にぶい⻩橙⾊を呈し，腐植，木片を含む砂よりなる。下

腐植質砂層は，主に⿊⾊及び暗褐⾊，にぶい⻩橙⾊を呈し，腐植，木片を含む砂よりなる。下位の河成〜風成砂層とは整合関係で接する。海成砂層，河成〜風成砂層及び腐植質砂層の年代に位の河成〜風成砂層とは整合関係で接する。海成砂層，河成〜風成砂層及び腐植質砂層の年代については，放射性炭素〔１４Ｃ〕年代測定の結果から完新世である。

ついては，放射性炭素〔１４Ｃ〕年代測定の結果から完新世である。

また，Ｄ−６破砕帯の最新活動面について電子顕微鏡による観察を実施した結果，鉱物の結晶

また，Ｄ−６破砕帯の最新活動面について電子顕微鏡による観察を実施した結果，鉱物の結晶が多方向に向いており，それらの結晶の破砕は認められない（第 7.4.4.112 図）。なお，浦底断層が多方向に向いており，それらの結晶の破砕は認められない（第 7.4.4.164 図）。なお，浦底断層

及びＫ断層については，最新活動面の鉱物は全て破壊されている。

及びＫ断層については，最新活動面の鉱物は全て破壊されている。

以上のことから，Ｄ−６破砕帯は，将来活動する可能性のある断層等ではないと判断される。
(c) Ｄ−５破砕帯に関する調査内容

以上のことから，Ｄ−６破砕帯は，将来活動する可能性のある断層等ではないと判断される。
(c) Ｄ−５破砕帯に関する調査内容

Ｄ−５破砕帯の活動性及び連続性を把握するために，剥ぎ取り調査，ボーリング調査等を実施しＤ−５破砕帯の活動性及び連続性を把握するために，剥ぎ取り調査，ボーリング調査等を実施した。

た。

破砕部の変位センス等の性状を把握するため，研磨片試料や薄片試料等を用いた詳細観察，Ｘ線破砕部の変位センス等の性状を把握するため，研磨片試料や薄片試料等を用いた詳細観察，Ｘ線回折分析等を実施した。調査位置図を第 7.4.4.85 図に示す。
(d)

赤⽂字：補正Ｄ−５破砕帯に関する調査結果

回折分析等を実施した。調査位置図を第 7.4.4.137 図に示す。
(d)26

Ｄ−５破砕帯に関する調査結果

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

ⅰ)

ⅱ)

ⅲ)

変更理由

１号炉原子炉建屋付近の調査④図番号，項目番

Ｄ−５破砕帯は，１号炉設置位置で実施した試掘坑調査やトレンチ調査においては N-S 方向のＤ−５破砕帯は，１号炉設置位置で実施した試掘坑調査やトレンチ調査においては N-S 方向の号の繰り下げＦ−２破砕帯に相当するものであり，Ｄ−５破砕帯の性状を改めて確認するために，１号炉建設

Ｆ−２破砕帯に相当するものであり，Ｄ−５破砕帯の性状を改めて確認するために，１号炉建設

当時にＤ−５破砕帯を確認した範囲にある１号炉原子炉建屋付近においてボーリング調査（H19-

当時にＤ−５破砕帯を確認した範囲にある１号炉原子炉建屋付近においてボーリング調査（H19-

No.4 孔，H19-No.12 孔，H20-①-9 孔）を，１号炉原子炉建屋南側斜面において剥ぎ取り調査を

No.4 孔，H19-No.12 孔，H20-①-9 孔）を，１号炉原子炉建屋南側斜面において剥ぎ取り調査を実施した（第 7.4.4.85 図）。

実施した（第 7.4.4.137 図）。

１号炉原子炉建屋付近の調査

ⅰ)

赤⽂字：補正

１号炉原子炉建屋付近でのボーリング調査の結果によれば，Ｄ−５破砕帯は N-S〜NNE-SSW

１号炉原子炉建屋付近でのボーリング調査の結果によれば，Ｄ−５破砕帯は N-S〜NNE-SSW

方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.181 図，第方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.239 図，第7.4.4.182 図，第 7.4.4.185 図，第 7.4.4.192 図）。断層ガウジは灰⽩⾊，暗褐⾊等の⾊調を呈する

7.4.4.240 図，第 7.4.4.243 図，第 7.4.4.410 図）。断層ガウジは灰⽩⾊，暗褐⾊等の⾊調を呈する

不明瞭な縞状構造が認められ，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.113 図）。Ｘ線回折分析結果によ不明瞭な縞状構造が認められ，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.165 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，石英等を含む（第 7.4.4.114 図）。断層ガウジ内の構成

れば，断層ガウジの基質はスメクタイト，石英等を含む（第 7.4.4.166 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，右ずれ正断層セン

粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，右ずれ正断層センスである（第 7.4.4.115 図）。

スである（第 7.4.4.167 図）。

１号炉原子炉建屋南側斜面での剥ぎ取り調査結果によれば，Ｄ−５破砕帯は NNW-SSE 方向で，１号炉原子炉建屋南側斜面での剥ぎ取り調査結果によれば，Ｄ−５破砕帯は NNW-SSE 方向で，

高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.116 図）。断層ガウジ

高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.168 図）。断層ガウジ

は暗褐⾊の⾊調を呈する不明瞭な縞状構造が認められ，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.117 図）。

は暗褐⾊の⾊調を呈する不明瞭な縞状構造が認められ，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.169 図）。

Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，石英，カリ⻑石

Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，石英，カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.118 図）。最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，縦ず等を含む（第 7.4.4.170 図）。最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，縦ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.119 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動

れ成分が卓越する（第 7.4.4.171 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動

面の薄片試料観察による変位センスは，正断層センスである（第 7.4.4.120 図）。また，最新活動

面の薄片試料観察による変位センスは，正断層センスである（第 7.4.4.172 図）。また，最新活動面について電子顕微鏡による観察を実施した結果，鉱物の結晶が多方向に向いており，それらの面について電子顕微鏡による観察を実施した結果，鉱物の結晶が多方向に向いており，それらの結晶の破砕は認められない（第 7.4.4.121 図）。なお，浦底断層及びＫ断層については，最新活動

結晶の破砕は認められない（第 7.4.4.173 図）。なお，浦底断層及びＫ断層については，最新活動

面の鉱物は全て破壊されている。

面の鉱物は全て破壊されている。

１号炉原子炉建屋北方の調査

ⅱ)

１号炉原子炉建屋北方の調査

ボーリング調査（B11-1 孔，B8-21 孔）を実施した（第 7.4.4.85 図）。

ボーリング調査（B11-1 孔，B8-21 孔）を実施した（第 7.4.4.137 図）。

この調査結果によれば，１号炉原子炉建屋付近の調査で確認したＤ−５破砕帯の北方延⻑部付

この調査結果によれば，１号炉原子炉建屋付近の調査で確認したＤ−５破砕帯の北方延⻑部付

近に破砕帯が確認された。この破砕帯は N-S 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及

近に破砕帯が確認された。この破砕帯は N-S 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.186 図，第 7.4.4.187 図，第 7.4.4.192 図）。断層ガウジは灰⽩⾊，

び断層ガウジからなる（第 7.4.4.244 図，第 7.4.4.245 図，第 7.4.4.410 図）。断層ガウジは灰⽩⾊，

褐⾊等の⾊調を呈する不明瞭な縞状構造が認められ，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.122 図）。

褐⾊等の⾊調を呈する不明瞭な縞状構造が認められ，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.174 図）。

Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，石英，カリ⻑石

Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，石英，カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.123 図）。最新活動面の条線方向を確認した結果，縦ずれ成分が卓越する。断等を含む（第 7.4.4.175 図）。最新活動面の条線方向を確認した結果，縦ずれ成分が卓越する。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，

層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，

正断層センスである（第 7.4.4.124 図）。これらのことから，当該破砕帯はＤ−５破砕帯であると正断層センスである（第 7.4.4.176 図）。これらのことから，当該破砕帯はＤ−５破砕帯であると判断される。

判断される。

１号炉原子炉建屋南方の調査

ⅲ)

１号炉原子炉建屋南方の調査

ボーリング調査（D5-1 孔，H20-①-10 孔）及び剥ぎ取り調査を実施した（第 7.4.4.85 図）。

ボーリング調査（D5-1 孔，H20-①-10 孔）及び剥ぎ取り調査を実施した（第 7.4.4.137 図）。

これらの調査結果によれば，１号炉原子炉建屋付近の調査で確認したＤ−５破砕帯の南方延⻑

これらの調査結果によれば，１号炉原子炉建屋付近の調査で確認したＤ−５破砕帯の南方延⻑部付近に破砕帯が確認された（第 7.4.4.95 図）。

部付近に破砕帯が確認された（第 7.4.4.147 図）。

このうち，ボーリング調査（D5-1 孔，H20-①-10 孔）によって確認された破砕帯は N-S〜NNE-

このうち，ボーリング調査（D5-1 孔，H20-①-10 孔）によって確認された破砕帯は N-S〜NNE-

27

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

赤⽂字：補正変更理由

SSW 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.188 図，

SSW 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.246 図， ④図番号，項目番

第 7.4.4.189 図，第 7.4.4.192 図）。断層ガウジは⻩灰⾊，灰⽩⾊等の⾊調を呈する不明瞭な縞状構

第 7.4.4.247 図，第 7.4.4.410 図）。断層ガウジは⻩灰⾊，灰⽩⾊等の⾊調を呈する不明瞭な縞状構造が認められ，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.125 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨さ造が認められ，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.177 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，石英，れている。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，石英，

カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.126 図）。最新活動面について条線方向を整理した結果，斜めずれでカリ⻑石等を含む（第 7.4.4.178 図）。最新活動面について条線方向を整理した結果，斜めずれである。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，正断層センスである（第 7.4.4.127 図）。

ある。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，正断層センスである（第 7.4.4.179 図）。

また，剥ぎ取り調査結果によって確認された破砕帯は N-S 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタ

また，剥ぎ取り調査結果によって確認された破砕帯は N-S 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタ

クレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.128 図）。断層ガウジは灰⽩⾊の⾊調を呈し，縞クレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.180 図）。断層ガウジは灰⽩⾊の⾊調を呈し，縞状構造は認められず，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.129 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断状構造は認められず，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.181 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，石英等を含む（第 7.4.4.130 図）。最新活動面に層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，石英等を含む（第 7.4.4.182 図）。最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，縦ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.131 図）。断層

ついて複数の条線方向を統計的に整理した結果，縦ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.183 図）。断層

ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，正ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，正断層センスである（第 7.4.4.132 図）。また，最新活動面について電子顕微鏡による観察を実施し断層センスである（第 7.4.4.184 図）。また，最新活動面について電子顕微鏡による観察を実施した結果，鉱物の結晶が多方向に向いており，それらの結晶の破砕は認められない（第 7.4.4.133 図）。

た結果，鉱物の結晶が多方向に向いており，それらの結晶の破砕は認められない（第 7.4.4.185 図）。

なお，浦底断層及びＫ断層については，最新活動面の鉱物は全て破壊されている。

なお，浦底断層及びＫ断層については，最新活動面の鉱物は全て破壊されている。

これらのことから，これらの破砕帯はＤ−５破砕帯であると判断される。

これらのことから，これらの破砕帯はＤ−５破砕帯であると判断される。

以上のとおり，１号炉原子炉建屋付近で改めて詳細な性状を確認した１号炉原子炉建屋直下の以上のとおり，１号炉原子炉建屋付近で改めて詳細な性状を確認した１号炉原子炉建屋直下のＤ−５破砕帯は，幾何学的位置関係，走向・傾斜の類似性に加え，破砕部性状（主として，断層ガ

Ｄ−５破砕帯は，幾何学的位置関係，走向・傾斜の類似性に加え，破砕部性状（主として，断層ガ

ウジの構成粒子の形状，⾊調，断層幅，硬さ等）の類似性及び最新活動面の変位センスの類似性

ウジの構成粒子の形状，⾊調，断層幅，硬さ等）の類似性及び最新活動面の変位センスの類似性

等の複数の観点から対比を行った結果，１号炉原子炉建屋北方及び１号炉原子炉建屋南方で確認等の複数の観点から対比を行った結果，１号炉原子炉建屋北方及び１号炉原子炉建屋南方で確認した破砕帯と一連の破砕帯であると判断される（第 7.4.4.134 図）。

した破砕帯と一連の破砕帯であると判断される（第 7.4.4.186 図）。

Ｄ−５破砕帯の活動性については，１号炉原子炉建屋南方で評価をしている（第 7.4.4.135 図）。

Ｄ−５破砕帯の活動性については，１号炉原子炉建屋南方で評価をしている（第 7.4.4.187 図）。

１号炉原子炉建屋南方の剥ぎ取り調査の範囲においてＤ−５破砕帯は，剥ぎ取り調査の範囲で１号炉原子炉建屋南方の剥ぎ取り調査の範囲においてＤ−５破砕帯は，剥ぎ取り調査の範囲では 62m 盤付近から剥ぎ取り調査範囲の上方に向かって分布している。

は 62m 盤付近から剥ぎ取り調査範囲の上方に向かって分布している。

一方，Ｄ−６破砕帯については，42m 盤から 72m 盤を経て⼭頂部まで分布しており，Ｄ−５破

一方，Ｄ−６破砕帯については，42m 盤から 72m 盤を経て⼭頂部まで分布しており，Ｄ−５破砕帯を横断して直線状に連続している。

砕帯を横断して直線状に連続している。

Ｄ−６破砕帯について，72m 盤と⼭頂部において，詳細な破砕部性状を把握するため，研磨片

Ｄ−６破砕帯について，72m 盤と⼭頂部において，詳細な破砕部性状を把握するため，研磨片

試料や薄片試料を用いた観察やＸ線回折分析等を行った。

試料や薄片試料を用いた観察やＸ線回折分析等を行った。

また，Ｄ−５破砕帯についても同様の観察及び分析を行うため，72m 盤から試料を採取した。

また，Ｄ−５破砕帯についても同様の観察及び分析を行うため，72m 盤から試料を採取した。

その結果，Ｄ−５破砕帯とＤ−６破砕帯の破砕部の性状や最新活動面の変位センスには大きな

その結果，Ｄ−５破砕帯とＤ−６破砕帯の破砕部の性状や最新活動面の変位センスには大きな差異は認められなかったが，Ｘ線回折分析の結果によれば，Ｄ−６破砕帯には，いずれもイライ差異は認められなかったが，Ｘ線回折分析の結果によれば，Ｄ−６破砕帯には，いずれもイライトが含まれているが，Ｄ−５破砕帯にはイライトが含まれない。

トが含まれているが，Ｄ−５破砕帯にはイライトが含まれない。

これらのことから，Ｄ−６破砕帯はＤ−５破砕帯を横断して連続して分布していることが鉱物

これらのことから，Ｄ−６破砕帯はＤ−５破砕帯を横断して連続して分布していることが鉱物組成からも確認された。

組成からも確認された。

Ｄ−６破砕帯は前述のとおり，後期更新世以降の活動は認められない。これらのことから，Ｄ

Ｄ−６破砕帯は前述のとおり，後期更新世以降の活動は認められない。これらのことから，Ｄ

−５破砕帯の最新活動時期はＤ−６破砕帯の最新活動時期以前であると判断される。

−５破砕帯の最新活動時期はＤ−６破砕帯の最新活動時期以前であると判断される。

以上のことから，Ｄ−５破砕帯は，将来活動する可能性のある断層等ではないと判断される。
ｃ．Ｈ−３ａ破砕帯

以上のことから，Ｄ−５破砕帯は，将来活動する可能性のある断層等ではないと判断される。
ｆ．Ｈ−３ａ破砕帯

28号の繰り下げ

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし(a) 調査内容(b)

赤⽂字：補正(a) 調査内容

Ｈ−３ａ破砕帯の活動性及び連続性を把握するため，剥ぎ取り調査，露頭調査及びピット調査を

Ｈ−３ａ破砕帯の活動性及び連続性を把握するため，剥ぎ取り調査，露頭調査及びピット調査を実施した。地層の堆積年代を評価するため，テフラ分析等を実施した。破砕部の変位センス等の性実施した。地層の堆積年代を評価するため，テフラ分析等を実施した。破砕部の変位センス等の性状を把握するため，研磨片試料や薄片試料等を用いた詳細観察，Ｘ線回折分析等を実施した。調査状を把握するため，研磨片試料や薄片試料等を用いた詳細観察，Ｘ線回折分析等を実施した。調査

位置図を第 7.4.4.136 図に示す。

位置図を第 7.4.4.188 図に示す。

調査結果

ⅰ)

ⅱ)

２号炉原子炉建屋付近の調査

(b)

調査結果

ⅰ)

２号炉原子炉建屋付近の調査

Ｈ−３ａ破砕帯については，原子炉建屋等の基礎岩盤の観察記録においては NNE-SSW 方向の

Ｈ−３ａ破砕帯については，原子炉建屋等の基礎岩盤の観察記録においては NNE-SSW 方向の破砕帯として示されており，Ｈ−３ａ破砕帯の性状を改めて確認するために，２号炉建設当時に破砕帯として示されており，Ｈ−３ａ破砕帯の性状を改めて確認するために，２号炉建設当時にＨ−３ａ破砕帯を確認した範囲にある２号炉原子炉建屋南側道路において剥ぎ取り調査を実施しＨ−３ａ破砕帯を確認した範囲にある２号炉原子炉建屋南側道路において剥ぎ取り調査を実施した。２号炉原子炉建屋南側道路での剥ぎ取り調査の結果によれば，Ｈ−３ａ破砕帯は NNE-SSW

た。２号炉原子炉建屋南側道路での剥ぎ取り調査の結果によれば，Ｈ−３ａ破砕帯は NNE-SSW

方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.137 図）。断方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.189 図）。断層ガウジは灰⽩⾊の⾊調を呈し，不明瞭な縞状構造が認められ，面構造は不明瞭である（第層ガウジは灰⽩⾊の⾊調を呈し，不明瞭な縞状構造が認められ，面構造は不明瞭である（第7.4.4.138 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，石7.4.4.190 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，石英，カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.139 図）。最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理し英，カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.191 図）。最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，横ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.140 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されていた結果，横ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.192 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，右ずれセンスである（第 7.4.4.141 図）。まる。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，右ずれセンスである（第 7.4.4.193 図）。また，最新活動面について電子顕微鏡による観察を実施した結果，鉱物の結晶が多方向に向いておた，最新活動面について電子顕微鏡による観察を実施した結果，鉱物の結晶が多方向に向いており，それらの結晶の破砕は認められない（第 7.4.4.142 図）。なお，浦底断層及びＫ断層について

り，それらの結晶の破砕は認められない（第 7.4.4.194 図）。なお，浦底断層及びＫ断層について

は，最新活動面の鉱物は全て破壊されている。

は，最新活動面の鉱物は全て破壊されている。

２号炉原子炉建屋南方の調査

ⅱ)

２号炉原子炉建屋南方の調査

露頭調査及びピット調査を実施した。

露頭調査及びピット調査を実施した。

これらの調査結果によれば，２号炉原子炉建屋付近の調査で確認したＨ−３ａ破砕帯の南方延これらの調査結果によれば，２号炉原子炉建屋付近の調査で確認したＨ−３ａ破砕帯の南方延⻑部付近に破砕帯が確認された。

⻑部付近に破砕帯が確認された。

この破砕帯は N-S 方向で，高角度東傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる。

この破砕帯は N-S 方向で，高角度東傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる。

Ｈ−３ａ既往露頭拡幅部において確認された破砕帯については，N-S 方向で，高角度東傾斜を

Ｈ−３ａ既往露頭拡幅部において確認された破砕帯については，N-S 方向で，高角度東傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる。断層ガウジは蛇行しており一部で断続的であ示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる。断層ガウジは蛇行しており一部で断続的である（第 7.4.4.143 図）。断層ガウジは灰⽩⾊，淡橙⾊の⾊調を呈する不明瞭な縞状構造が認められ，る（第 7.4.4.195 図）。断層ガウジは灰⽩⾊，淡橙⾊の⾊調を呈する不明瞭な縞状構造が認められ，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.144 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメ

面構造は不明瞭である（第 7.4.4.196 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメ

クタイト，カオリナイト，石英，カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.145 図）。最新活動面について複数

クタイト，カオリナイト，石英，カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.197 図）。最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，横ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.146 図）。断層ガウジ内のの条線方向を統計的に整理した結果，横ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.198 図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，右ずれセンス

構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，右ずれセンス

である（第 7.4.4.147 図）。

である（第 7.4.4.199 図）。

これらのことから，当該破砕帯はＨ−３ａ破砕帯であると判断される。

これらのことから，当該破砕帯はＨ−３ａ破砕帯であると判断される。

また，最新活動面について電子顕微鏡による観察を実施した結果，鉱物の結晶が多方向に向い

また，最新活動面について電子顕微鏡による観察を実施した結果，鉱物の結晶が多方向に向いており，それらの結晶の破砕は認められない（第 7.4.4.148 図）。なお，浦底断層及びＫ断層につており，それらの結晶の破砕は認められない（第 7.4.4.200 図）。なお，浦底断層及びＫ断層については，最新活動面の鉱物は全て破壊されている。

いては，最新活動面の鉱物は全て破壊されている。

以上のとおり，２号炉原子炉建屋付近で改めて詳細な性状を確認した２号炉原子炉建屋直下の以上のとおり，２号炉原子炉建屋付近で改めて詳細な性状を確認した２号炉原子炉建屋直下のＨ−３ａ破砕帯は，幾何学的位置関係，走向・傾斜の類似性に加え，破砕部性状（主として，断層

Ｈ−３ａ破砕帯は，幾何学的位置関係，走向・傾斜の類似性に加え，破砕部性状（主として，断層

29

変更理由
④図番号，項目番
号の繰り下げ

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

ガウジの構成粒子の形状，⾊調，断層幅，硬さ等）の類似性及び最新活動面の変位センスの類似④図番号，項目番

性等の複数の観点から対比を行った結果，２号炉原子炉建屋南方で確認した破砕帯と一連の破砕性等の複数の観点から対比を行った結果，２号炉原子炉建屋南方で確認した破砕帯と一連の破砕号の繰り下げ帯であると判断される（第 7.4.4.149 図）。

帯であると判断される（第 7.4.4.201 図）。

Ｈ−３ａ破砕帯の活動性については，２号炉原子炉建屋南方で評価をしている。

Ｈ−３ａ破砕帯の活動性については，２号炉原子炉建屋南方で評価をしている。

Ｈ−３ａ破砕帯の活動性については，Ｈ−３ａ追加ピットにおいて破砕部を覆うｃ層に変位・

Ｈ−３ａ破砕帯の活動性については，Ｈ−３ａ追加ピットにおいて破砕部を覆うｃ層に変位・変形が認められないことを確認した（第 7.4.4.150 図）。ｃ層は，以下に示すとおり，少なくとも変形が認められないことを確認した（第 7.4.4.202 図）。ｃ層は，以下に示すとおり，少なくとも

ＭＩＳ6 以前に堆積した地層である。

ＭＩＳ6 以前に堆積した地層である。
Ｈ−３ａ追加ピットに分布する地層は，花崗斑岩とそれを覆う第四系からなり，第四系は層相から下位よりｃ層〜ａ層に区分した。

から下位よりｃ層〜ａ層に区分した。

ｃ層は，淡⻩灰⾊及び褐灰⾊を呈し，細砂からなり一部に半クサリ礫を含む。本層からはテフｃ層は，淡⻩灰⾊及び褐灰⾊を呈し，細砂からなり一部に半クサリ礫を含む。本層からはテフ

ラ起源の鉱物は検出されなかったが，後述するｂ層との層位関係から，ｃ層はＭＩＳ6 以前に堆

ラ起源の鉱物は検出されなかったが，後述するｂ層との層位関係から，ｃ層はＭＩＳ6 以前に堆積した地層と判断される。

積した地層と判断される。

ｂ層は，茶褐⾊を呈し，シルトからなり一部に半クサリ礫を含む。ｂ層から検出されるテフラ

ｂ層は，茶褐⾊を呈し，シルトからなり一部に半クサリ礫を含む。ｂ層から検出されるテフラについては，普通角閃石及び微量の斜方輝石からなる。普通角閃石の主成分分析等の結果も踏まについては，普通角閃石及び微量の斜方輝石からなる。普通角閃石の主成分分析等の結果も踏まえると，美浜テフラに対比されるテフラの降灰層準が認められる（第 7.4.4.151 図）。これらのこえると，美浜テフラに対比されるテフラの降灰層準が認められる（第 7.4.4.203 図）。これらのことから，ｂ層はＭＩＳ5ｅ以前の地層に対比される。

とから，ｂ層はＭＩＳ5ｅ以前の地層に対比される。

ａ層は，明褐⾊及び⻩褐⾊を呈し，よく締まった礫混じり〜礫・砂質シルトよりなる。本層かａ層は，明褐⾊及び⻩褐⾊を呈し，よく締まった礫混じり〜礫・砂質シルトよりなる。本層から検出されるテフラについては，β石英と微量の火⼭ガラスからなり，⻤界葛原テフラに対比さら検出されるテフラについては，β石英と微量の火⼭ガラスからなり，⻤界葛原テフラに対比されるテフラの降灰層準が認められる。また，斜方輝石の(100)面の発達した短冊状の形状から，大れるテフラの降灰層準が認められる。また，斜方輝石の(100)面の発達した短冊状の形状から，大⼭倉吉テフラに対比される。

⼭倉吉テフラに対比される。

以上のことから，ａ層はＭＩＳ5c〜ＭＩＳ4 に堆積した地層であると判断される。

以上のことから，ａ層はＭＩＳ5c〜ＭＩＳ4 に堆積した地層であると判断される。

以上のことから，Ｈ−３ａ破砕帯は，将来活動する可能性のある断層等ではないと判断される。

以上のことから，Ｈ−３ａ破砕帯は，将来活動する可能性のある断層等ではないと判断される。

ｄ．Ｄ−１４破砕帯

ｇ．Ｄ−１４破砕帯(a) 調査内容(a) 調査内容

Ｄ−１４破砕帯の活動性及び連続性を把握するため，露頭調査及びピット調査を実施した。

Ｄ−１４破砕帯の活動性及び連続性を把握するため，露頭調査及びピット調査を実施した。

地層の堆積年代を評価するため，テフラ分析等を実施した。

地層の堆積年代を評価するため，テフラ分析等を実施した。

破砕部の変位センス等の性状を把握するため，研磨片試料や薄片試料等を用いた詳細観察，Ｘ線破砕部の変位センス等の性状を把握するため，研磨片試料や薄片試料等を用いた詳細観察，Ｘ線回折分析等を実施した。

回折分析等を実施した。

調査位置図を第 7.4.4.204 図に示す。

調査位置図を第 7.4.4.152 図に示す。
調査結果

ⅰ)

変更理由

ガウジの構成粒子の形状，⾊調，断層幅，硬さ等）の類似性及び最新活動面の変位センスの類似

Ｈ−３ａ追加ピットに分布する地層は，花崗斑岩とそれを覆う第四系からなり，第四系は層相(b)

赤⽂字：補正

既往露頭の調査

(b)

調査結果

ⅰ)

既往露頭の調査

露頭調査の結果によれば，Ｄ−１４破砕帯は NNE-SSW 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタク

露頭調査の結果によれば，Ｄ−１４破砕帯は NNE-SSW 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタク

レーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.153 図）。断層ガウジは灰⽩⾊，褐灰⾊の⾊調を呈

レーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.205 図）。断層ガウジは灰⽩⾊，褐灰⾊の⾊調を呈し，縞状構造は認められず，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.154 図）。Ｘ線回折分析結果によれ

し，縞状構造は認められず，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.206 図）。Ｘ線回折分析結果によれ

ば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，石英，カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.155 図）。

ば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，石英，カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.207 図）。

最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，横ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.156

最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，横ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.208

図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位セン図）。断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位セン

スは，左ずれセンスである（第 7.4.4.157 図）。また，最新活動面について電子顕微鏡による観察

スは，左ずれセンスである（第 7.4.4.209 図）。また，最新活動面について電子顕微鏡による観察

30

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

ⅱ)

赤⽂字：補正変更理由を実施した結果，鉱物の結晶が多方向に向いており，それらの結晶の破砕は認められない（第を実施した結果，鉱物の結晶が多方向に向いており，それらの結晶の破砕は認められない（第7.4.4.158 図）。なお，浦底断層及びＫ断層については，最新活動面の鉱物は全て破壊されている。

7.4.4.210 図）。なお，浦底断層及びＫ断層については，最新活動面の鉱物は全て破壊されている。 号の繰り下げ

既往露頭南方の調査

ⅱ)

既往露頭南方の調査

既往露頭南方においてピット調査を実施した。

既往露頭南方においてピット調査を実施した。

この調査結果によれば，既往露頭の調査で確認したＤ−１４破砕帯の南方延⻑部付近に破砕帯

この調査結果によれば，既往露頭の調査で確認したＤ−１４破砕帯の南方延⻑部付近に破砕帯が確認された。

が確認された。

この破砕帯は NNW-SSE 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからこの破砕帯は NNW-SSE 方向で，高角度⻄傾斜を示し，カタクレーサイト及び断層ガウジからなる（第 7.4.4.159 図,第 7.4.4.160 図）。断層ガウジは灰⽩⾊等の⾊調を呈する縞状構造が認めらなる（第 7.4.4.211 図,第 7.4.4.212 図）。断層ガウジは灰⽩⾊等の⾊調を呈する縞状構造が認められ，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.161 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はれ，面構造は不明瞭である（第 7.4.4.213 図）。Ｘ線回折分析結果によれば，断層ガウジの基質はスメクタイト，カオリナイト，イライト，石英，カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.162 図）。最新活動

スメクタイト，カオリナイト，イライト，石英，カリ⻑石等を含む（第 7.4.4.214 図）。最新活動面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，横ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.163 図）。

面について複数の条線方向を統計的に整理した結果，横ずれ成分が卓越する（第 7.4.4.215 図）。

断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，

断層ガウジ内の構成粒子はよく円磨されている。最新活動面の薄片試料観察による変位センスは，

左ずれセンスである（第 7.4.4.164 図）。また，最新活動面について電子顕微鏡による観察を実施

左ずれセンスである（第 7.4.4.216 図）。また，最新活動面について電子顕微鏡による観察を実施した結果，鉱物の結晶が多方向に向いており，それらの結晶の破砕は認められない（第 7.4.4.165

した結果，鉱物の結晶が多方向に向いており，それらの結晶の破砕は認められない（第 7.4.4.217

図）。なお，浦底断層及びＫ断層については，最新活動面の鉱物は全て破壊されている。

図）。なお，浦底断層及びＫ断層については，最新活動面の鉱物は全て破壊されている。

以上のとおり，既往露頭のＤ−１４破砕帯は，幾何学的位置関係，走向・傾斜の類似性に加え，以上のとおり，既往露頭のＤ−１４破砕帯は，幾何学的位置関係，走向・傾斜の類似性に加え，破砕部性状（主として，断層ガウジの構成粒子の形状，⾊調，断層幅，硬さ等）の類似性及び最新

破砕部性状（主として，断層ガウジの構成粒子の形状，⾊調，断層幅，硬さ等）の類似性及び最新活動面の変位センスの類似性等の複数の観点から対比を行った結果，既往露頭南方で確認した破活動面の変位センスの類似性等の複数の観点から対比を行った結果，既往露頭南方で確認した破砕帯と一連の破砕帯であると判断され，２号炉の耐震重要施設の直下には分布していない（第砕帯と一連の破砕帯であると判断され，２号炉の耐震重要施設の直下には分布していない（第7.4.4.166 図）。

7.4.4.218 図）。

Ｄ−１４破砕帯の活動性については，既往露頭では破砕部を直接覆うＣ層に変位・変形が認め

Ｄ−１４破砕帯の活動性については，既往露頭では破砕部を直接覆うＣ層に変位・変形が認められず，Ｃ層は以下に示すとおり少なくともＭＩＳ3 以前に堆積した地層である。

られず，Ｃ層は以下に示すとおり少なくともＭＩＳ3 以前に堆積した地層である。

Ｄ−１４既往露頭の地層は，花崗斑岩とそれを覆う第四系からなり，花崗斑岩を岩種や風化のＤ−１４既往露頭の地層は，花崗斑岩とそれを覆う第四系からなり，花崗斑岩を岩種や風化の程度によりＧ〜Ｉに，第四系を層相から下位よりＦ層〜Ａ層に区分した。

程度によりＧ〜Ｉに，第四系を層相から下位よりＦ層〜Ａ層に区分した。

Ｆ層は，主に明⻩褐⾊を呈し，細礫混じり砂からなる。

Ｆ層は，主に明⻩褐⾊を呈し，細礫混じり砂からなる。

Ｅ層は，主ににぶい⻩橙⾊を呈し，細礫混じり砂質シルトからなる。

Ｅ層は，主ににぶい⻩橙⾊を呈し，細礫混じり砂質シルトからなる。

Ｄ層は，主に灰⽩⾊を呈し，細礫混じりシルトからなる。

Ｄ層は，主に灰⽩⾊を呈し，細礫混じりシルトからなる。

Ｃ層は，主に明褐⾊及び赤褐⾊を呈し，砂質シルト，細礫混じり砂質シルトからなる。Ｆ層，

Ｃ層は，主に明褐⾊及び赤褐⾊を呈し，砂質シルト，細礫混じり砂質シルトからなる。Ｆ層，

Ｅ層，Ｄ層及びＣ層では，年代を特定する試料は得られなかったが，⾊調や固結度等から古い地

Ｅ層，Ｄ層及びＣ層では，年代を特定する試料は得られなかったが，⾊調や固結度等から古い地層であると推定されるとともに，後述するＢ層との層位関係から，少なくともＭＩＳ3 以前に堆層であると推定されるとともに，後述するＢ層との層位関係から，少なくともＭＩＳ3 以前に堆積した地層であると推定される。

積した地層であると推定される。

Ｂ層は，主に赤褐⾊及び褐灰⾊を呈し，細礫混じり砂質シルトからなり，下位のＣ層とは不整Ｂ層は，主に赤褐⾊及び褐灰⾊を呈し，細礫混じり砂質シルトからなり，下位のＣ層とは不整合関係で接する。Ｂ層から検出されるテフラについては，火⼭ガラス及び普通角閃石が認められ，合関係で接する。Ｂ層から検出されるテフラについては，火⼭ガラス及び普通角閃石が認められ，

火⼭ガラスの屈折率測定結果から姶良 Tn テフラに対比される（第 7.4.4.167 図）。以上のことか

火⼭ガラスの屈折率測定結果から姶良 Tn テフラに対比される（第 7.4.4.219 図）。以上のことか

ら，Ｂ層はＭＩＳ3 とＭＩＳ2 の境界付近の時代に堆積した地層に対比される。

ら，Ｂ層はＭＩＳ3 とＭＩＳ2 の境界付近の時代に堆積した地層に対比される。

Ａ層は，主に暗褐⾊及び⻩褐⾊を呈し，砂質シルトからなる。Ａ層から検出されるテフラにつＡ層は，主に暗褐⾊及び⻩褐⾊を呈し，砂質シルトからなる。Ａ層から検出されるテフラについては，火⼭ガラス，普通角閃石及び斜方輝石が認められ，火⼭ガラスの屈折率測定結果から⻤

いては，火⼭ガラス，普通角閃石及び斜方輝石が認められ，火⼭ガラスの屈折率測定結果から⻤

界アカホヤテフラに対比される（第 7.4.4.167 図）。以上のことから，Ａ層はＭＩＳ1 の地層に対界アカホヤテフラに対比される（第 7.4.4.219 図）。以上のことから，Ａ層はＭＩＳ1 の地層に対

31④図番号，項目番

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

比される。

赤⽂字：補正比される。

なお，Ｄ−１４ピット①及びＤ−１４ピット②については，Ｄ−１４破砕帯を覆う最下位の地

なお，Ｄ−１４ピット①及びＤ−１４ピット②については，Ｄ−１４破砕帯を覆う最下位の地層からは，姶良 Tn テフラしか得られなかった。

層からは，姶良 Tn テフラしか得られなかった。

最新活動面の電子顕微鏡観察の結果，少なくとも後期更新世以降の活動が認められないＤ−１

最新活動面の電子顕微鏡観察の結果，少なくとも後期更新世以降の活動が認められないＤ−１

破砕帯，Ｄ−５破砕帯，Ｄ−６破砕帯及びＨ−３ａ破砕帯と同様，鉱物の結晶は破壊されていな

破砕帯，Ｄ−５破砕帯，Ｄ−６破砕帯及びＨ−３ａ破砕帯と同様，鉱物の結晶は破壊されていな

い。なお，浦底断層及びＫ断層については，最新活動面の鉱物は全て破壊されている。

い。なお，浦底断層及びＫ断層については，最新活動面の鉱物は全て破壊されている。

以上のことから，Ｄ−１４破砕帯は将来活動する可能性のある断層等ではないと判断される。
ｅ．総合評価以上のことから，Ｄ−１４破砕帯は将来活動する可能性のある断層等ではないと判断される。
ｈ．総合評価詳細な調査を実施したＤ−１破砕帯，Ｄ−６破砕帯，Ｄ−５破砕帯，Ｈ−３ａ破砕帯及びＤ−１４

詳細な調査を実施したＤ−１破砕帯，Ｋ断層，Ｄ−６破砕帯，Ｄ−５破砕帯，Ｈ−３ａ破砕帯及びＤ

破砕帯については，上載地層法に基づく調査等の結果から後期更新世以降に活動しておらず，将来活動−１４破砕帯については，上載地層法に基づく調査等の結果から後期更新世以降に活動しておらず，将する可能性のある断層等ではないと判断される。

来活動する可能性のある断層等ではないと判断される。

また，その他の破砕帯については，空中写真判読，航空レーザー測量に基づく詳細地形調査，⽂献調

また，その他の破砕帯については，空中写真判読，航空レーザー測量に基づく詳細地形調査，⽂献調

査の結果から，浦底断層には対応するリニアメントが判読されるのに対して，破砕帯には対応するリニ査の結果から，浦底断層には対応するリニアメントが判読されるのに対して，破砕帯には対応するリニ

アメントは認められないこと，浦底断層は後期更新世や完新世に複数回活動しているのに対し，その他

アメントは認められないこと，浦底断層は後期更新世や完新世に複数回活動しているのに対し，その他の破砕帯については新期の地層に変位・変形が認められないこと，最新活動面の変位センスには逆断層の破砕帯については新期の地層に変位・変形が認められないこと，最新活動面の変位センスには逆断層

センスが含まれないこと及び走向・傾斜，断層タイプ等が後期更新世以降に活動していない詳細な調査

センスが含まれないこと及び走向・傾斜，断層タイプ等が後期更新世以降に活動していない詳細な調査を実施した破砕帯のいずれかと同系統であることから，将来活動する可能性のある断層等ではないとを実施した破砕帯のいずれかと同系統であることから，将来活動する可能性のある断層等ではないと判断される。

判断される。

32

変更理由④図番号，項目番
号の繰り下げ

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

7.4.8

参考⽂献

7.4.8

赤⽂字：補正参考⽂献(1) 磯見博(1956)：5 万分の 1 地質図幅「近江⻑浜」及び同説明書（地域地質研究報告）,地質調査所(1) 磯見博(1956)：5 万分の 1 地質図幅「近江⻑浜」及び同説明書（地域地質研究報告）,地質調査所(2) 広川治・⿊田和男(1957)：5 万分の 1 地質図幅「鋸崎」及び同説明書,地質調査所(2) 広川治・⿊田和男(1957)：5 万分の 1 地質図幅「鋸崎」及び同説明書,地質調査所(3) 広川治・磯見博・⿊田和男(1957)：5 万分の 1 地質図幅「小浜」及び同説明書,地質調査所(3) 広川治・磯見博・⿊田和男(1957)：5 万分の 1 地質図幅「小浜」及び同説明書,地質調査所(4) 中江訓・吉岡敏和(1998)：熊川地域の地質,地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）,地質調査所(4) 中江訓・吉岡敏和(1998)：熊川地域の地質,地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）,地質調査所(5) 栗本史雄・内藤一樹・杉⼭雄一・中江訓(1999)：敦賀地域の地質,地域地質研究報告（5 万分の 1 地(5) 栗本史雄・内藤一樹・杉⼭雄一・中江訓(1999)：敦賀地域の地質,地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）,地質調査所

質図幅）,地質調査所(6) 斎藤眞・沢田順弘(2000)：横⼭地域の地質,地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）,地質調査所(6) 斎藤眞・沢田順弘(2000)：横⼭地域の地質,地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）,地質調査所(7) 中江訓・吉岡敏和・内藤一樹(2001)：竹生島地域の地質,地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）,(7) 中江訓・吉岡敏和・内藤一樹(2001)：竹生島地域の地質,地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）,

地質調査所(8) 中江訓・小松原琢・内藤一樹(2002)：⻄津地域の地質,地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）,産

地質調査所(8) 中江訓・小松原琢・内藤一樹(2002)：⻄津地域の地質,地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）,産業技術総合研究所地質調査総合センター(9) 鹿野和彦・⼭本博⽂・中川登美雄・駒澤正夫(2007)：福井地域の地質,地域地質研究報告（5 万分の業技術総合研究所地質調査総合センター(9) 鹿野和彦・⼭本博⽂・中川登美雄・駒澤正夫(2007)：福井地域の地質,地域地質研究報告（5 万分の1 地質図幅）,産業技術総合研究所地質調査総合センター(10) 中江訓・小松原琢・高橋裕平・吉川敏之(2013)：今庄及び竹波地域の地質,地域地質研究報告（5 万1 地質図幅）,産業技術総合研究所地質調査総合センター(10) 中江訓・小松原琢・高橋裕平・吉川敏之(2013)：今庄及び竹波地域の地質,地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）,産業技術総合研究所地質調査総合センター

分の 1 地質図幅）,産業技術総合研究所地質調査総合センター(11) ⿊田和男(1968)：20 万分の 1 地質図幅「宮津」,地質調査所(11) ⿊田和男(1968)：20 万分の 1 地質図幅「宮津」,地質調査所(12) 脇田浩二・原⼭智・鹿野和彦・三村弘二・坂本亨・広島俊男・駒沢正夫・中島和敏(1992a)：20 万(12) 脇田浩二・原⼭智・鹿野和彦・三村弘二・坂本亨・広島俊男・駒沢正夫・中島和敏(1992a)：20 万分の 1 地質図幅「岐阜」,地質調査所(13) 鹿野和彦・原⼭智・⼭本博⽂・竹内誠・宇都浩三・駒沢正夫・広島俊男・須藤定久(1999)：20 万分の 1 地質図幅「岐阜」,地質調査所(13) 鹿野和彦・原⼭智・⼭本博⽂・竹内誠・宇都浩三・駒沢正夫・広島俊男・須藤定久(1999)：20 万分の 1 地質図幅「金沢」,地質調査所(14) 広川治・服部仁・猪木幸男・一⾊直記・坂本亨・寺岡易司・上村不二雄・⼭田直利・小野千恵子(1973)：

分の 1 地質図幅「金沢」,地質調査所(14) 広川治・服部仁・猪木幸男・一⾊直記・坂本亨・寺岡易司・上村不二雄・⼭田直利・小野千恵子(1973)：

50 万分の 1 地質図幅「岡⼭」,地質調査所(15) ⼭田直利・坂本亨・野沢保・遠田朝子(1974)：50 万分の 1 地質図幅「金沢」（第 2 版）,地質調査

50 万分の 1 地質図幅「岡⼭」,地質調査所(15) ⼭田直利・坂本亨・野沢保・遠田朝子(1974)：50 万分の 1 地質図幅「金沢」（第 2 版）,地質調査所(16) 田中啓策・⼭田直利・坂本亨・吉田史郎・宮村学(1982)：50 万分の 1 地質図幅「京都」（第 4 版）,

所(16) 田中啓策・⼭田直利・坂本亨・吉田史郎・宮村学(1982)：50 万分の 1 地質図幅「京都」（第 4 版）,

地質調査所

地質調査所

(17) 佃栄吉・寒川旭・⽔野清秀(1985)：50 万分の 1 活構造図「岡⼭」,地質調査所(17) 佃栄吉・寒川旭・⽔野清秀(1985)：50 万分の 1 活構造図「岡⼭」,地質調査所(18) 加藤碩一・杉⼭雄一(1985)：50 万分の 1 活構造図「金沢」,地質調査所(18) 加藤碩一・杉⼭雄一(1985)：50 万分の 1 活構造図「金沢」,地質調査所(19) ⽔野清秀・寒川旭・関⼝春子・駒沢正夫・杉⼭雄一・吉岡敏和・佐竹健治・苅⾕愛彦・栗本史雄・(19) ⽔野清秀・寒川旭・関⼝春子・駒沢正夫・杉⼭雄一・吉岡敏和・佐竹健治・苅⾕愛彦・栗本史雄・

吾妻崇・須貝俊彦・粟田泰夫・大井田徹・片尾浩・中村正夫・森尻理恵・広島俊男・村田泰章・牧吾妻崇・須貝俊彦・粟田泰夫・大井田徹・片尾浩・中村正夫・森尻理恵・広島俊男・村田泰章・牧野雅彦・名和一成(2002)：50 万分の 1 活構造図「京都」（第 2 版）及び同説明書,産業技術総合研

野雅彦・名和一成(2002)：50 万分の 1 活構造図「京都」（第 2 版）及び同説明書,産業技術総合研

究所地質調査総合センター

究所地質調査総合センター(20) 垣見俊弘・衣笠善博・加藤碩一(1978)：200 万分の 1 地質編集図「日本活断層図」及び同解説書,(20) 垣見俊弘・衣笠善博・加藤碩一(1978)：200 万分の 1 地質編集図「日本活断層図」及び同解説書,

地質調査所(21) 吉岡敏和・粟田泰夫・下川浩一・杉⼭雄一・伏島祐一郎(2005)：全国主要活断層活動確率地図,産業

地質調査所(21) 吉岡敏和・粟田泰夫・下川浩一・杉⼭雄一・伏島祐一郎(2005)：全国主要活断層活動確率地図,産業技術総合研究所地質調査総合センター(22) 杉⼭雄一・粟田泰夫・吉岡敏和(1994)：10 万分の 1 柳ヶ瀬−養⽼断層系ストリップマップ,地質調技術総合研究所地質調査総合センター(22) 杉⼭雄一・粟田泰夫・吉岡敏和(1994)：10 万分の 1 柳ヶ瀬−養⽼断層系ストリップマップ,地質調

33

変更理由

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

査所

赤⽂字：補正査所(23) 地質調査所(1992)：100 万分の 1 日本地質図（第 3 版）,地質調査所(23) 地質調査所(1992)：100 万分の 1 日本地質図（第 3 版）,地質調査所(24) 産業技術総合研究所地質調査総合センタ−(2014)：20 万分の 1 日本シ−ムレス地質図デ−タベ−(24) 産業技術総合研究所地質調査総合センタ−(2014)：20 万分の 1 日本シ−ムレス地質図デ−タベ−

ス 2014 年 1 月 14 日版,産業技術総合研究所研究情報公開デ−タベ−ス DB084,産業技術総合研

ス 2014 年 1 月 14 日版,産業技術総合研究所研究情報公開デ−タベ−ス DB084,産業技術総合研

究所地質調査総合センタ−

究所地質調査総合センタ−(25) 脇田浩二・岡村行信・粟田泰夫(1992b)：300 万分の１日本地質構造図,日本地質アトラス（第 2 版）,(25) 脇田浩二・岡村行信・粟田泰夫(1992b)：300 万分の１日本地質構造図,日本地質アトラス（第 2 版）,

地質調査所編,朝倉書店

地質調査所編,朝倉書店(26) 経済企画庁総合開発局(1974)：20 万分の 1 土地分類図「福井県」(26) 経済企画庁総合開発局(1974)：20 万分の 1 土地分類図「福井県」(27) 国土庁土地局(1975a)：20 万分の 1 土地分類図「滋賀県」(27) 国土庁土地局(1975a)：20 万分の 1 土地分類図「滋賀県」(28) 国土庁土地局(1975b)：20 万分の 1 土地分類図「岐阜県」(28) 国土庁土地局(1975b)：20 万分の 1 土地分類図「岐阜県」(29) 福井県建設技術公社(2010)：10 万分の 1 福井県地質図及び同説明書（2010 年版）,財団法人福井(29) 福井県建設技術公社(2010)：10 万分の 1 福井県地質図及び同説明書（2010 年版）,財団法人福井県建設技術公社(30) 近畿地方土木地質図編纂委員会(2003)：20 万分の 1 近畿地方土木地質図及び同解説書,財団法人

県建設技術公社(30) 近畿地方土木地質図編纂委員会(2003)：20 万分の 1 近畿地方土木地質図及び同解説書,財団法人

国土開発技術研究センター

国土開発技術研究センター(31) 活断層研究会編(1991)：新編 日本の活断層 分布図と資料,東京大学出版会(31) 活断層研究会編(1991)：新編 日本の活断層 分布図と資料,東京大学出版会(32) 岡田篤正・東郷正美編(2000)：近畿の活断層,東京大学出版会(32) 岡田篤正・東郷正美編(2000)：近畿の活断層,東京大学出版会(33) 池田安隆・今泉俊⽂・東郷正美・平川一臣・宮内崇裕・佐藤比呂志編(2002)：第四紀逆断層アトラ(33) 池田安隆・今泉俊⽂・東郷正美・平川一臣・宮内崇裕・佐藤比呂志編(2002)：第四紀逆断層アトラ

ス,東京大学出版会

ス,東京大学出版会(34) 中田高・今泉俊⽂編(2002)：活断層詳細デジタルマップ,東京大学出版会(34) 中田高・今泉俊⽂編(2002)：活断層詳細デジタルマップ,東京大学出版会(35) 岡田篤正・東郷正美・中田高・植村善博・渡辺満久・⻤木史子(1996a)：2.5 万分の 1 都市圏活断(35) 岡田篤正・東郷正美・中田高・植村善博・渡辺満久・⻤木史子(1996a)：2.5 万分の 1 都市圏活断

層図「京都⻄北部」,国土地理院(36) 岡田篤正・東郷正美・中田高・植村善博・渡辺満久(2009)：2.5 万分の 1 都市圏活断層図「京都東層図「京都⻄北部」,国土地理院(36) 岡田篤正・東郷正美・中田高・植村善博・渡辺満久(2009)：2.5 万分の 1 都市圏活断層図「京都東北部（第 2 版）」,国土地理院(37) 岡田篤正・東郷正美・中田高・植村善博・渡辺満久(1996b)：2.5 万分の 1 都市圏活断層図「京都北部（第 2 版）」,国土地理院(37) 岡田篤正・東郷正美・中田高・植村善博・渡辺満久(1996b)：2.5 万分の 1 都市圏活断層図「京都東南部」,国土地理院(38) 東郷正美・岡田篤正・堤浩之・石⼭達也・小野塚良三(2001)：2.5 万分の 1 都市圏活断層図「福井」,東南部」,国土地理院(38) 東郷正美・岡田篤正・堤浩之・石⼭達也・小野塚良三(2001)：2.5 万分の 1 都市圏活断層図「福井」,国土地理院(39) 鈴木康弘・池田安隆・後藤秀昭・東郷正美・宮内崇裕(2005)：2.5 万分の 1 都市圏活断層図「大垣」,

国土地理院(39) 鈴木康弘・池田安隆・後藤秀昭・東郷正美・宮内崇裕(2005)：2.5 万分の 1 都市圏活断層図「大垣」,

国土地理院(40) 岡田篤正・今泉俊⽂・熊原康博・千田昇・東郷正美・中田高(2005)：2.5 万分の 1 都市圏活断層図

国土地理院(40) 岡田篤正・今泉俊⽂・熊原康博・千田昇・東郷正美・中田高(2005)：2.5 万分の 1 都市圏活断層図「敦賀」,国土地理院(41) 堤浩之・熊原康博・千田昇・東郷正美・平川一臣・八木浩司(2005)：2.5 万分の 1 都市圏活断層図「敦賀」,国土地理院(41) 堤浩之・熊原康博・千田昇・東郷正美・平川一臣・八木浩司(2005)：2.5 万分の 1 都市圏活断層図「熊川」,国土地理院(42) 東郷正美・岡田篤正・澤祥・鈴木康弘・堤浩之・平川一臣(2005)：2.5 万分の 1 都市圏活断層図「⻑

「熊川」,国土地理院(42) 東郷正美・岡田篤正・澤祥・鈴木康弘・堤浩之・平川一臣(2005)：2.5 万分の 1 都市圏活断層図「⻑

浜」,国土地理院(43) 宮内崇裕・岡田篤正・堤浩之・東郷正美・平川一臣(2005)：2.5 万分の 1 都市圏活断層図「北小松」,

浜」,国土地理院(43) 宮内崇裕・岡田篤正・堤浩之・東郷正美・平川一臣(2005)：2.5 万分の 1 都市圏活断層図「北小松」,

国土地理院(44) 岡田篤正・金田平太郎・杉⼾信彦・鈴木康弘・中田高(2012) ：1:25,000 都市圏活断層図 三方断層

国土地理院(44) 岡田篤正・金田平太郎・杉⼾信彦・鈴木康弘・中田高(2012) ：1:25,000 都市圏活断層図 三方断層帯とその周辺「三方」,国土地理院

帯とその周辺「三方」,国土地理院

34

変更理由

補

正

前

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別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし(45) 岡田篤正(2012)：1:25,000 都市圏活断層図三方断層帯とその周辺「三方」解説書,国土地理院技術

赤⽂字：補正(45) 岡田篤正(2012)：1:25,000 都市圏活断層図三方断層帯とその周辺「三方」解説書,国土地理院技術資料 D1−No.605

資料 D1−No.605(46) 地震調査研究推進本部地震調査委員会(2003a)：三方・花折断層帯の⻑期評価について(46) 地震調査研究推進本部地震調査委員会(2003a)：三方・花折断層帯の⻑期評価について(47) 地震調査研究推進本部地震調査委員会(2003b)：野坂・集福寺断層帯の⻑期評価について(47) 地震調査研究推進本部地震調査委員会(2003b)：野坂・集福寺断層帯の⻑期評価について(48) 地震調査研究推進本部地震調査委員会(2003c)：湖北⼭地断層帯の⻑期評価について(48) 地震調査研究推進本部地震調査委員会(2003c)：湖北⼭地断層帯の⻑期評価について(49) 地震調査研究推進本部地震調査委員会(2004)：柳ヶ瀬・関ヶ原断層帯の⻑期評価について(49) 地震調査研究推進本部地震調査委員会(2004)：柳ヶ瀬・関ヶ原断層帯の⻑期評価について(50) 地震調査研究推進本部地震調査委員会(2009)：琵琶湖⻄岸断層帯の⻑期評価の一部改訂について(50) 地震調査研究推進本部地震調査委員会(2009)：琵琶湖⻄岸断層帯の⻑期評価の一部改訂について(51) 海上保安庁⽔路部(1980a)：沿岸の海の基本図（5 万分の 1）「若狭湾東部」及び同報告(51) 海上保安庁⽔路部(1980a)：沿岸の海の基本図（5 万分の 1）「若狭湾東部」及び同報告(52) 海上保安庁⽔路部(1980b)：沿岸の海の基本図（5 万分の 1）「若狭湾⻄部」及び同報告(52) 海上保安庁⽔路部(1980b)：沿岸の海の基本図（5 万分の 1）「若狭湾⻄部」及び同報告(53) 海上保安庁海洋情報部(2004)：沿岸海域海底活断層調査「加賀−福井沖」資料整理作業報告書(53) 海上保安庁海洋情報部(2004)：沿岸海域海底活断層調査「加賀−福井沖」資料整理作業報告書(54) ⼭本博⽂・上嶋正人・岸本清行(2000)：海洋地質図「ゲンタツ瀬海底地質図」（20 万分の 1）及び(54) ⼭本博⽂・上嶋正人・岸本清行(2000)：海洋地質図「ゲンタツ瀬海底地質図」（20 万分の 1）及び同説明書,地質調査所(55) ⼭本博⽂・上嶋正人・岸本清行(1993)：海洋地質図「経ヶ岬沖海底地質図」（20 万分の 1）及び同

同説明書,地質調査所(55) ⼭本博⽂・上嶋正人・岸本清行(1993)：海洋地質図「経ヶ岬沖海底地質図」（20 万分の 1）及び同説明書,地質調査所(56) ⽟木賢策・本座栄一・⻄村清和・村上⽂敏(1981)：100 万分の 1 海洋地質図「日本海中部海域広説明書,地質調査所(56) ⽟木賢策・本座栄一・⻄村清和・村上⽂敏(1981)：100 万分の 1 海洋地質図「日本海中部海域広域海底地質図」,地質調査所

域海底地質図」,地質調査所(57) 駒沢正夫(2006)：10 万分の 1 福井地域重力構造図,産業技術総合研究所地質調査総合センター(57) 駒沢正夫(2006)：10 万分の 1 福井地域重力構造図,産業技術総合研究所地質調査総合センター(58) 地質調査所編(2004)：日本重力 CD-ROM 第 2 版,数値地質図 P-2,産業技術総合研究所地質調査(58) 地質調査所編(2004)：日本重力 CD-ROM 第 2 版,数値地質図 P-2,産業技術総合研究所地質調査

総合センター

総合センター(59) 河野芳輝・古瀬慶博(1989)：100 万分の 1 日本列島重力異常図,東京大学出版会(59) 河野芳輝・古瀬慶博(1989)：100 万分の 1 日本列島重力異常図,東京大学出版会(60) ⼭本明彦・志知龍一(2004)：日本列島重力アトラス ⻄南日本および中央日本,東京大学出版会(60) ⼭本明彦・志知龍一(2004)：日本列島重力アトラス ⻄南日本および中央日本,東京大学出版会(61) 鷺⾕威(2002)：明治期以降の歪み集中帯,日本海東縁の活断層と地震テクトニクス,東京大学出版(61) 鷺⾕威(2002)：明治期以降の歪み集中帯,日本海東縁の活断層と地震テクトニクス,東京大学出版会,p.133−p.150

会,p.133−p.150(62) 岩淵義郎(1973) ： 日本海南東部の海底地形， 月刊海洋科学，Vol.5,No.12,p.19−p.23(62) 岩淵義郎(1973) ： 日本海南東部の海底地形， 月刊海洋科学，Vol.5,No.12,p.19−p.23(63) Nakae, S(2012)： Geology of the Permian Higashimata Complex inthe Nanjō Mountains, Fukui(63) Nakae, S(2012)： Geology of the Permian Higashimata Complex inthe Nanjō Mountains, Fukui

Prefecture, Southwest Japan,Bulletin of the Geological Survey of Japan, vol. 63 (9/10),p.269−

Prefecture, Southwest Japan,Bulletin of the Geological Survey of Japan, vol. 63 (9/10),p.269−

p.281.

p.281.

(64) 柴田賢・野沢保(1984)：船津花崗岩類の同位体年代,岩石鉱物鉱床学会誌,Vol.79,p.289−p.298(64) 柴田賢・野沢保(1984)：船津花崗岩類の同位体年代,岩石鉱物鉱床学会誌,Vol.79,p.289−p.298(65) 松尾秀邦・喜田惣一郎(1953)：福井縣足羽川上流における足羽植物群（上部⽩堊系）の産出及び(65) 松尾秀邦・喜田惣一郎(1953)：福井縣足羽川上流における足羽植物群（上部⽩堊系）の産出及びAngiosperm series について（演旨）,地質学雑誌,Vol.59,No.694,p.324(66) 中島正志・岩野英樹(1987)：音海流紋岩と面⾕流紋岩の外部ディテクター法によるフィッション・

Angiosperm series について（演旨）,地質学雑誌,Vol.59,No.694,p.324(66) 中島正志・岩野英樹(1987)：音海流紋岩と面⾕流紋岩の外部ディテクター法によるフィッション・

トラック年代, 地質学雑誌,Vol.93,No.12,p.925−p.928

トラック年代, 地質学雑誌,Vol.93,No.12,p.925−p.928(67) 沢田順弘・加々美寛雄・松本一郎・杉井完治・中野聰志・周琵琶湖花崗岩団体研究グループ(1994)：(67) 沢田順弘・加々美寛雄・松本一郎・杉井完治・中野聰志・周琵琶湖花崗岩団体研究グループ(1994)：

琵琶湖南部⽩亜紀環状花崗岩体と湖東コールドロン,地質学雑誌,Vol.100,No.3,p.217−p.233

琵琶湖南部⽩亜紀環状花崗岩体と湖東コールドロン,地質学雑誌,Vol.100,No.3,p.217−p.233(68) 河野義礼・植田良夫(1966)：本邦産火成岩の K−A dating（Ⅴ）−⻄南日本の花崗岩類−,岩石鉱物(68) 河野義礼・植田良夫(1966)：本邦産火成岩の K−A dating（Ⅴ）−⻄南日本の花崗岩類−,岩石鉱物

鉱床学会誌,vol.56,p.191−p.211(69) 田結庄良昭・加々美寛雄・柚原雅樹・中野聡・澤田一彦・森岡幸三郎(1999)：高 Sr 同位体比初生

鉱床学会誌,vol.56,p.191−p.211(69) 田結庄良昭・加々美寛雄・柚原雅樹・中野聡・澤田一彦・森岡幸三郎(1999)：高 Sr 同位体比初生値を有する近畿地方の⽩亜紀〜古第三紀花崗岩類,地質学論集,No.53,p.309−p.321(70) 末岡茂・安江健一・丹羽正和・島田耕史・石丸恒存・梅田浩司・⼭田隆二・壇原徹・岩野英樹・郷値を有する近畿地方の⽩亜紀〜古第三紀花崗岩類,地質学論集,No.53,p.309−p.321(70) 末岡茂・安江健一・丹羽正和・島田耕史・石丸恒存・梅田浩司・⼭田隆二・壇原徹・岩野英樹・郷

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変更理由

補

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別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

赤⽂字：補正津知太郎(2014)：敦賀地域江若花崗岩中に分布する破砕帯の冷却史：複数の熱年代学的手法によ津知太郎(2014)：敦賀地域江若花崗岩中に分布する破砕帯の冷却史：複数の熱年代学的手法による制約,日本地球惑星科学連合 2014 年大会講演要旨

る制約,日本地球惑星科学連合 2014 年大会講演要旨(71) 梅田浩司・安江健一・丹羽正和・石丸恒存・島田耕史(2013)：⼭陽帯東部,江若花崗岩体とドレライ(71) 梅田浩司・安江健一・丹羽正和・石丸恒存・島田耕史(2013)：⼭陽帯東部,江若花崗岩体とドレライト岩脈の K-Ar 年代,日本地質学会第 120 年学術大会講演要旨(72) 中島利秀・加々美寛雄・石渡明(1990)：福井市南⻄方,丹生花崗岩体の地質と Rb−Sr 年代,日本地ト岩脈の K-Ar 年代,日本地質学会第 120 年学術大会講演要旨(72) 中島利秀・加々美寛雄・石渡明(1990)：福井市南⻄方,丹生花崗岩体の地質と Rb−Sr 年代,日本地質学会第 97 年学術大会講演要旨,p.439(73) 中島正志・森本祐一郎・鈴木由紀江・渡邊勇・三浦静(1983)：福井県第三系のフィッション・トラ

質学会第 97 年学術大会講演要旨,p.439(73) 中島正志・森本祐一郎・鈴木由紀江・渡邊勇・三浦静(1983)：福井県第三系のフィッション・トラ

ック年代,福井大学教育学部紀要Ⅱ（自然科学）,Vol.33,p.53−p.65(74) 中島正志・沢田順弘・中川登美雄・林昌代・板⾕徹丸(1990)：福井県北部新第三系の K-Ar 年代とック年代,福井大学教育学部紀要Ⅱ（自然科学）,Vol.33,p.53−p.65(74) 中島正志・沢田順弘・中川登美雄・林昌代・板⾕徹丸(1990)：福井県北部新第三系の K-Ar 年代と古地磁気−⻄南日本ブロックの回転に関して,岩石鉱物鉱床学会誌,Vol.85,p.45−p.59

古地磁気−⻄南日本ブロックの回転に関して,岩石鉱物鉱床学会誌,Vol.85,p.45−p.59(75) Nakagawa, T(1998) ： Miocene molluscan fauna and paleoenvironmentin the Niu Mountains, Fukui(75) Nakagawa, T(1998) ： Miocene molluscan fauna and paleoenvironmentin the Niu Mountains, Fukui

Prefecture, centralJapan, Science Report, Inst. Geoscience,Univ. Tsukuba, Sec.B,Vol.19,p.61 −Prefecture, centralJapan, Science Report, Inst. Geoscience,Univ. Tsukuba, Sec.B,Vol.19,p.61 −p.185.

p.185.

(76) Yabe, A(2008) ： PLANT MEGAFOSSIL ASSEMBLAGE FROM THE LOWERMIOCENE ITO-

(76) Yabe, A(2008) ： PLANT MEGAFOSSIL ASSEMBLAGE FROM THE LOWERMIOCENE ITO-O FORMATION, FUKUI PREFECTURE, CENTRAL JAPAN,Memoir of the Fukui Prefectural

O FORMATION, FUKUI PREFECTURE, CENTRAL JAPAN,Memoir of the Fukui Prefectural

Dinosaur Museum 7, p.1−p.24.

Dinosaur Museum 7, p.1−p.24.

(77) 中川登美雄・田原憲博(1991)：福井県丹生⼭地北部中新統の岩相層序,三浦静教授退官記念論⽂(77) 中川登美雄・田原憲博(1991)：福井県丹生⼭地北部中新統の岩相層序,三浦静教授退官記念論⽂集,p.11−p.27(78) 東野外志男・清⽔智(1987)：福井県三国海岸に産出する火⼭岩類の K−Ar 年代,石川県⽩⼭自然保集,p.11−p.27(78) 東野外志男・清⽔智(1987)：福井県三国海岸に産出する火⼭岩類の K−Ar 年代,石川県⽩⼭自然保護センター研究報告,Vol.14,p.25−p.30(79) 伊藤久敏(2006)：フィッション・トラック法から推定される柳ヶ瀬断層北部周辺の前期中新世にお護センター研究報告,Vol.14,p.25−p.30(79) 伊藤久敏(2006)：フィッション・トラック法から推定される柳ヶ瀬断層北部周辺の前期中新世における火成活動と断層活動への制約,地質学雑誌,Vol.112,No.10,p.612−p.615(80) Hoshi, H and Takagawa, M(2009) ： Early Miocene parallel dikeswarms in the Tsuruga Bay area,

ける火成活動と断層活動への制約,地質学雑誌,Vol.112,No.10,p.612−p.615(80) Hoshi, H and Takagawa, M(2009) ： Early Miocene parallel dikeswarms in the Tsuruga Bay area,

back-arc side of central Japan.Jour. Geol. Soc. Japan,Vol.115,No.2,p.96−p.99.
(81) 太田陽子・成瀬敏郎・田中眞吾・岡田篤正−編(2004)：日本の地形 6 近畿・中国・四国,東京大学出back-arc side of central Japan.Jour. Geol. Soc. Japan,Vol.115,No.2,p.96−p.99.
(81) 太田陽子・成瀬敏郎・田中眞吾・岡田篤正−編(2004)：日本の地形 6 近畿・中国・四国,東京大学出版会(82) 小松原琢・古澤明(2004)：福井県三方町の能登野層からの佐川Ⅲテフラの産出,日本第四紀学会講版会(82) 小松原琢・古澤明(2004)：福井県三方町の能登野層からの佐川Ⅲテフラの産出,日本第四紀学会講演要旨集,No.34,p.125−p.126

演要旨集,No.34,p.125−p.126(83) 北陸第四紀研究グループ(1969) ： 北陸地方の第四系, 地団研専報,No.15,p.263−p.297(83) 北陸第四紀研究グループ(1969) ： 北陸地方の第四系, 地団研専報,No.15,p.263−p.297(84) 東郷正美(1974) ： 琵琶湖北岸・野坂⼭地の変動地形, 地理学評論,Vol.47,No.11,p.669−p.683(84) 東郷正美(1974) ： 琵琶湖北岸・野坂⼭地の変動地形, 地理学評論,Vol.47,No.11,p.669−p.683(85) 町田洋・新井房夫(2011)：新編 火⼭灰アトラス,東京大学出版会(85) 町田洋・新井房夫(2011)：新編 火⼭灰アトラス,東京大学出版会(86) 入⾕剛・北川陽一・大井信夫・古沢明・宮脇理一郎(2005)：⻑野県北部,上部更新統高野層のテフラ(86) 入⾕剛・北川陽一・大井信夫・古沢明・宮脇理一郎(2005)：⻑野県北部,上部更新統高野層のテフラと花粉分析に基づく環境変遷,第四紀研究,Vol.44,No.6,p.323−p.338(87) 三浦静・若狭団体研究グループ(1969)：福井県若狭地方の洪積統,福井大学教育学部紀要Ⅱ（自然科と花粉分析に基づく環境変遷,第四紀研究,Vol.44,No.6,p.323−p.338(87) 三浦静・若狭団体研究グループ(1969)：福井県若狭地方の洪積統,福井大学教育学部紀要Ⅱ（自然科学）,No.19,p.57−p.70(88) 岡田篤正(1984)：三方五湖低地の形成過程と地殻運動,鳥浜貝塚縄⽂前期を主とする低湿地遺跡の学）,No.19,p.57−p.70(88) 岡田篤正(1984)：三方五湖低地の形成過程と地殻運動,鳥浜貝塚縄⽂前期を主とする低湿地遺跡の調査 4,若狭歴史⺠族資料館,p.9−p.42

調査 4,若狭歴史⺠族資料館,p.9−p.42(89) Yasuno, T(1991) ： Discovery of Molluscan Fossils and a TephraLayer from the Late Pleistocene(89) Yasuno, T(1991) ： Discovery of Molluscan Fossils and a TephraLayer from the Late Pleistocene

Kiyama Formation in West ofFukui Prefecture, Central Japan, Bull. Fukui Mus. Nat. Hist.,No.38,

Kiyama Formation in West ofFukui Prefecture, Central Japan, Bull. Fukui Mus. Nat. Hist.,No.38,

36

変更理由

補

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前

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別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

p.9−p.14.

赤⽂字：補正p.9−p.14.

(90) 加藤茂弘・石村大輔・檀原徹・岩野英樹・平田岳史・岡田篤正・竹村恵二(2013)：気⼭層最下部に(90) 加藤茂弘・石村大輔・檀原徹・岩野英樹・平田岳史・岡田篤正・竹村恵二(2013)：気⼭層最下部に挟在する美浜テフラの LA-ICP-MS-FT 年代と大⼭火⼭起源のテフラとの対比, 日本第四紀学会

挟在する美浜テフラの LA-ICP-MS-FT 年代と大⼭火⼭起源のテフラとの対比, 日本第四紀学会

講演要旨集,No.43,p.140−p.141

講演要旨集,No.43,p.140−p.141(91) 石村大輔・加藤茂弘・岡田篤正・竹村恵二(2010)：三方湖東岸のボーリングコアに記録された三方(91) 石村大輔・加藤茂弘・岡田篤正・竹村恵二(2010)：三方湖東岸のボーリングコアに記録された三方断層帯の活動に伴う後期更新世の沈降イベント,地学雑誌,Vol.119,No.5,p.775−p.793

断層帯の活動に伴う後期更新世の沈降イベント,地学雑誌,Vol.119,No.5,p.775−p.793(92) 吉川周作，井内美郎(1991)：琵琶湖高島沖ボーリングの火⼭灰層序，地球科学，45(2)，p81−p100(92) 吉川周作，井内美郎(1991)：琵琶湖高島沖ボーリングの火⼭灰層序，地球科学，45(2)，p81−p100(93) Satoguchi Yasufumi ， Nagahashi Yoshitaka ， Furusawa Akira ，Yoshikawa Shusaku ， Inouchi(93) Satoguchi Yasufumi ， Nagahashi Yoshitaka ， Furusawa Akira ，Yoshikawa Shusaku ， Inouchi

Yoshio(2008) ： The MiddlePleistocene to Holocenetephrostratigraphy of the Takashima-okicore

Yoshio(2008) ： The MiddlePleistocene to Holocenetephrostratigraphy of the Takashima-okicore

from Lake Biwa ， central Japan ， Journal of geosciences ，Osaka City University，51，p.47−

from Lake Biwa ， central Japan ， Journal of geosciences ，Osaka City University，51，p.47−

p.58

p.58

(94) ⻑橋良隆，吉川周作，宮川ちひろ，内⼭高，井内美郎(2004)：近畿地方および八ヶ岳⼭麓における(94) ⻑橋良隆，吉川周作，宮川ちひろ，内⼭高，井内美郎(2004)：近畿地方および八ヶ岳⼭麓における過去の 43 万年間の広域テフラの層序と編年−EDS 分析による火⼭ガラス片の主要成分科学組成

過去の 43 万年間の広域テフラの層序と編年−EDS 分析による火⼭ガラス片の主要成分科学組成−,第四紀研究,43(1),p.15−p.35−,第四紀研究,43(1),p.15−p.35(95) ⼭本博⽂・中川登美雄・新井房夫(1996)：越前海岸に発達する海成中位段丘群の対比と隆起速度,第(95) ⼭本博⽂・中川登美雄・新井房夫(1996)：越前海岸に発達する海成中位段丘群の対比と隆起速度,第四紀研究,Vol.35,No.2,p.75−p.85(96) 岡田篤正(1978)：若狭湾岸地域における主に最終氷期以後の海⽔準変動と地形発達,地理学評

四紀研究,Vol.35,No.2,p.75−p.85(96) 岡田篤正(1978)：若狭湾岸地域における主に最終氷期以後の海⽔準変動と地形発達,地理学評論,Vol.52,No.2,p.131−p.146(97) 杉⼭雄一・寒川旭・吉岡敏和・佐竹健治(1998a)：野坂断層の活動履歴調査,地質調査所速報,No.EQ

論,Vol.52,No.2,p.131−p.146(97) 杉⼭雄一・寒川旭・吉岡敏和・佐竹健治(1998a)：野坂断層の活動履歴調査,地質調査所速報,No.EQ／98／1（平成 9 年度活断層・古地震研究調査概要報告書）,p.113−p.124(98) 杉⼭雄一(1997)：敦賀断層系の活動性調査,地質調査所研究資料集 No.303（平成 8 年度活断層研究／98／1（平成 9 年度活断層・古地震研究調査概要報告書）,p.113−p.124(98) 杉⼭雄一(1997)：敦賀断層系の活動性調査,地質調査所研究資料集 No.303（平成 8 年度活断層研究

調査概要報告書）,p.1−p.11

調査概要報告書）,p.1−p.11(99) 関⻄電力株式会社(2013)：大飯発電所原子炉設置変更許可申請書（3，4 号炉）(99) 関⻄電力株式会社(2013)：大飯発電所原子炉設置変更許可申請書（3，4 号炉）(100) 関⻄電力株式会社(2015)：美浜発電所原子炉設置変更許可申請書（3 号炉）(100) 関⻄電力株式会社(2015)：美浜発電所原子炉設置変更許可申請書（3 号炉）(101) 田 中 隆 ・ 小 草 欽 治 (1981) ： ⼭ 陰 沖 に お け る 中 期 中 新 世 以 降 の 構 造 運 動 , 地 質 学 雑(101) 田 中 隆 ・ 小 草 欽 治 (1981) ： ⼭ 陰 沖 に お け る 中 期 中 新 世 以 降 の 構 造 運 動 , 地 質 学 雑誌,Vol.87,No.11,p.725−p.736(102) 福井県(1997)：平成 8 年度地震調査研究交付金 柳ヶ瀬断層帯（柳ヶ瀬断層,⼭中断層,甲楽城断層）

誌,Vol.87,No.11,p.725−p.736(102) 福井県(1997)：平成 8 年度地震調査研究交付金 柳ヶ瀬断層帯（柳ヶ瀬断層,⼭中断層,甲楽城断層）に関する調査 成果報告書

に関する調査 成果報告書(103) 土木学会原子力土木委員会編(1999)：原子力発電所の立地多様化技術（追補版）(103) 土木学会原子力土木委員会編(1999)：原子力発電所の立地多様化技術（追補版）(104) 井上大榮・宮腰勝義・上田圭一・宮脇明子・松浦一樹(2002)：2000 年鳥取県⻄部地震震源域の活(104) 井上大榮・宮腰勝義・上田圭一・宮脇明子・松浦一樹(2002)：2000 年鳥取県⻄部地震震源域の活断層調査,地震第 2 輯,Vol.54,p.557−p.573(105) 中田高・後藤秀昭(1998)：活断層はどこまで割れるのか？−横ずれ断層の分岐形態と縦ずれ変位

断層調査,地震第 2 輯,Vol.54,p.557−p.573(105) 中田高・後藤秀昭(1998)：活断層はどこまで割れるのか？−横ずれ断層の分岐形態と縦ずれ変位分布に着目したセグメント区分モデル−,活断層研究,Vol.17,p.43−p.53(106) 地震調査研究推進本部地震調査委員会(2005)：基盤的調査観測対象活断層の評価手法−これまで分布に着目したセグメント区分モデル−,活断層研究,Vol.17,p.43−p.53(106) 地震調査研究推進本部地震調査委員会(2005)：基盤的調査観測対象活断層の評価手法−これまでの⻑期評価のとりまとめ−(107) 社団法人土木学会原子力土木委員会(2004)：原子力発電所の活断層系評価技術 −⻑大活断層系のの⻑期評価のとりまとめ−(107) 社団法人土木学会原子力土木委員会(2004)：原子力発電所の活断層系評価技術 −⻑大活断層系のセグメンテーション−(108)Steven G.Wesnousky(2006)：Predicting the endpoints ofearthquake ruptures,Nature,Vol.444,p.358

セグメンテーション−(108)Steven G.Wesnousky(2006)：Predicting the endpoints ofearthquake ruptures,Nature,Vol.444,p.358−p.360.

−p.360.

37

変更理由

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

赤⽂字：補正(109) 杉⼭雄一・⼭本博⽂・村上⽂敏・宇佐見琢哉・畑⼭一人・島崎裕行 6−7−4−225(2013)：柳ヶ瀬・(109) 杉⼭雄一・⼭本博⽂・村上⽂敏・宇佐見琢哉・畑⼭一人・島崎裕行 6−7−4−225(2013)：柳ヶ瀬・関ヶ原断層帯主部北方延⻑域（坂井市沖〜福井市沖）における活断層の分布と活動性, 活断層・古関ヶ原断層帯主部北方延⻑域（坂井市沖〜福井市沖）における活断層の分布と活動性, 活断層・古地震研究報告,No.13,p.145−p.185

地震研究報告,No.13,p.145−p.185(110) ⼭本博⽂・加藤亜希子(1997)：福井県嶺北地域の活断層,福井大学積雪研究室紀要「日本海地域の(110) ⼭本博⽂・加藤亜希子(1997)：福井県嶺北地域の活断層,福井大学積雪研究室紀要「日本海地域の自然と環境」,No.4,p.1−p.35

自然と環境」,No.4,p.1−p.35(111) ⼭本博⽂,木下慶之,中川登美雄,中村俊夫(2010)：福井県越前海岸沿い断層群の活動履歴について,(111) ⼭本博⽂,木下慶之,中川登美雄,中村俊夫(2010)：福井県越前海岸沿い断層群の活動履歴について,

福井大学地域環境研究教育センター研究紀要「日本海地域の自然と環境」,No.17,57−78

福井大学地域環境研究教育センター研究紀要「日本海地域の自然と環境」,No.17,57−78(112) 産業技術総合研究所・福井大学(2013)：沿岸海域における活断層調査柳ケ瀬・関ヶ原断層帯 主部(112) 産業技術総合研究所・福井大学(2013)：沿岸海域における活断層調査柳ケ瀬・関ヶ原断層帯 主部／北部（海域部）成果報告書／北部（海域部）成果報告書(113) 太 田 陽 子 (1973)： 海 成段 丘面 上 の活 断層 − 丹生 ⼭地 ⻄ 縁お よび 佐 渡島 の例 − ,お 茶の ⽔ 地(113) 太 田 陽 子 (1973)： 海 成段 丘面 上 の活 断層 − 丹生 ⼭地 ⻄ 縁お よび 佐 渡島 の例 − ,お 茶の ⽔ 地理,Vol.14,p.10−p.15

理,Vol.14,p.10−p.15(114) 太田陽子(1999)：変動地形を探る I 日本列島の海成段丘と活断層の調査から,古今書院(114) 太田陽子(1999)：変動地形を探る I 日本列島の海成段丘と活断層の調査から,古今書院(115) 小池一之・町田洋(2001)：日本の海成段丘アトラス,東京大学出版会(115) 小池一之・町田洋(2001)：日本の海成段丘アトラス,東京大学出版会(116) 礒見博(1955)：福井縣日野川上流地域の石炭紀層および二畳紀層とその紡錘虫化石,地質調査所月(116) 礒見博(1955)：福井縣日野川上流地域の石炭紀層および二畳紀層とその紡錘虫化石,地質調査所月報,Vol.6,No.1,p.19−p.22

報,Vol.6,No.1,p.19−p.22(117) ⻄田一彦(1962)：福井県南条⼭地の地質,地学研究,Vol.13,No.2,p.40−p.46(117) ⻄田一彦(1962)：福井県南条⼭地の地質,地学研究,Vol.13,No.2,p.40−p.46(118) 粟田泰夫(1999)：日本の地震断層におけるセグメント構造とカスケード地震モデル（試案）,地震(118) 粟田泰夫(1999)：日本の地震断層におけるセグメント構造とカスケード地震モデル（試案）,地震調査所速報,no.Ｑ／99／3,p.275−p.284

調査所速報,no.Ｑ／99／3,p.275−p.284(119) 武 藤 章 ・ 豊 蔵 勇 ・ 松 浦 一 樹 ・ 池 ⼾ 正 行 (1981) ： 活 断 層 調 査 の 例 − 柳 ヶ 瀬 断 層 , 応 用 地(119) 武 藤 章 ・ 豊 蔵 勇 ・ 松 浦 一 樹 ・ 池 ⼾ 正 行 (1981) ： 活 断 層 調 査 の 例 − 柳 ヶ 瀬 断 層 , 応 用 地質,Vol.22,No.1,p.32−p.51

質,Vol.22,No.1,p.32−p.51(120) 杉⼭雄一・粟田泰夫・佃栄吉・吉岡敏和(1993)：1992 年柳ヶ瀬断層（椿坂地区）トレンチ調査,(120) 杉⼭雄一・粟田泰夫・佃栄吉・吉岡敏和(1993)：1992 年柳ヶ瀬断層（椿坂地区）トレンチ調査,
活断層研究,Vol.11,p.100−p.109

活断層研究,Vol.11,p.100−p.109(121) 福井県(1998)：平成 9 年度地震関係基礎調査交付金 柳ヶ瀬断層帯（柳ヶ瀬断層,⼭中断層,甲楽城(121) 福井県(1998)：平成 9 年度地震関係基礎調査交付金 柳ヶ瀬断層帯（柳ヶ瀬断層,⼭中断層,甲楽城断層）に関する調査 成果報告書

断層）に関する調査 成果報告書(122) 吉岡敏和・杉⼭雄一・細矢卓志・逸見健一郎・渡辺俊一・田中英幸(1998a)：柳ヶ瀬断層の最新活(122) 吉岡敏和・杉⼭雄一・細矢卓志・逸見健一郎・渡辺俊一・田中英幸(1998a)：柳ヶ瀬断層の最新活動−滋賀県余呉町椿坂峠におけるトレンチ発掘調査−,地震第 2 輯,Vol.51,p.281−p.289

動−滋賀県余呉町椿坂峠におけるトレンチ発掘調査−,地震第 2 輯,Vol.51,p.281−p.289(123) 狩野謙一(2002)：美濃−丹波帯に発達する急傾斜した軸を持つ地質図規模の褶曲− 基盤構造から(123) 狩野謙一(2002)：美濃−丹波帯に発達する急傾斜した軸を持つ地質図規模の褶曲− 基盤構造からみた柳ヶ瀬断層の起源− , 地質学雑誌,Vol.108,No.9,p.591−p.605

みた柳ヶ瀬断層の起源− , 地質学雑誌,Vol.108,No.9,p.591−p.605(124) 岡田篤正(2004)：柳ヶ瀬断層南部における第四紀後期の累積変位量と平均変位速度,活断層研(124) 岡田篤正(2004)：柳ヶ瀬断層南部における第四紀後期の累積変位量と平均変位速度,活断層研
究,Vol.24,p.129−p.138

究,Vol.24,p.129−p.138(125) 日本国有鉄道岐阜工事局(1963)：北陸本線敦賀・今庄間北陸ずい道工事誌,p.19−p.37(125) 日本国有鉄道岐阜工事局(1963)：北陸本線敦賀・今庄間北陸ずい道工事誌,p.19−p.37(126) 斎 藤 薫 ・ 磯 ⾕ 勇 輔 (1973) ： 換 気 を 重 視 し た 線 形 − 敦 賀 ト ン ネ ル の 紹 介 − , ト ン ネ ル と 地(126) 斎 藤 薫 ・ 磯 ⾕ 勇 輔 (1973) ： 換 気 を 重 視 し た 線 形 − 敦 賀 ト ン ネ ル の 紹 介 − , ト ン ネ ル と 地
下,Vol.4,No.9,p.39−p.42

下,Vol.4,No.9,p.39−p.42(127) 磯⾕勇輔(1975)：敦賀地区のトンネル群−北陸自動⾞道−,トンネルと地下,Vol.6,No.10,p.43−(127) 磯⾕勇輔(1975)：敦賀地区のトンネル群−北陸自動⾞道−,トンネルと地下,Vol.6,No.10,p.43−
p.49

p.49
(128) Okada, A(1978) ： Structure of the waste filled valleys andassociated crustal movements at the(128) Okada, A(1978) ： Structure of the waste filled valleys andassociated crustal movements at theeastern part of theTsuruga Plain. Paleolimnology of Lake Biwa and JapanesePleistocene,Vol.6,p.66

eastern part of theTsuruga Plain. Paleolimnology of Lake Biwa and JapanesePleistocene,Vol.6,p.66−p.80.

−p.80.

(129) 岡田篤正(2000)：敦賀市東方,中池見凹地の地形・地質調査（概要版）,大阪ガス株式会社敦賀ＬＮ(129) 岡田篤正(2000)：敦賀市東方,中池見凹地の地形・地質調査（概要版）,大阪ガス株式会社敦賀ＬＮ

38

変更理由

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

Ｇ基地建設予定地地質調査結果説明会資料(130) 杉⼭雄一・坂本泉・滝野義幸・宇佐見琢哉・岸本弘樹・永田高弘(2012a)：浦底−柳ヶ瀬⼭断層帯

Ｇ基地建設予定地地質調査結果説明会資料(130) 杉⼭雄一・坂本泉・滝野義幸・宇佐見琢哉・岸本弘樹・永田高弘(2012a)：浦底−柳ヶ瀬⼭断層帯の形状・規模と過去の活動に関する検討,活断層・古地震研究報告,No.12,p.149−p.193(131) 杉⼭雄一・坂本泉・滝野義幸・宇佐見琢哉・永田高弘(2012b)：敦賀湾における浦底断層（浦底−の形状・規模と過去の活動に関する検討,活断層・古地震研究報告,No.12,p.149−p.193(131) 杉⼭雄一・坂本泉・滝野義幸・宇佐見琢哉・永田高弘(2012b)：敦賀湾における浦底断層（浦底−柳ケ瀬断層帯）の採泥調査,活断層・古地震研究報告,No.12,p.103−p.148(132) 岡崎セツ子(1967)：日本各地の⼭地内に認められる浸食平坦面の性質とその成因に対する考察,

柳ケ瀬断層帯）の採泥調査,活断層・古地震研究報告,No.12,p.103−p.148(132) 岡崎セツ子(1967)：日本各地の⼭地内に認められる浸食平坦面の性質とその成因に対する考察,

お茶の⽔女子大学人⽂科学紀要,Vol.20,p.193−p.204(133) 池田碩・大橋健・植村善博(1991)：滋賀県・近江盆地の地形,滋賀県自然誌,滋賀県自然保護財

お茶の⽔女子大学人⽂科学紀要,Vol.20,p.193−p.204(133) 池田碩・大橋健・植村善博(1991)：滋賀県・近江盆地の地形,滋賀県自然誌,滋賀県自然保護財

団,p.105−p.236(134) 石村大輔(2010)：関ヶ原周辺における段丘編年と活断層の活動性,第四紀研究,Vol.49,No.5,p.225

団,p.105−p.236(134) 石村大輔(2010)：関ヶ原周辺における段丘編年と活断層の活動性,第四紀研究,Vol.49,No.5,p.225−p.270(135) 吉岡敏和・佐護浩一・⼭根博(2011)：柳ヶ瀬−養⽼断層系,鍛冶屋,関ヶ原および宮代断層の古地震

赤⽂字：補正−p.270(135) 吉岡敏和・佐護浩一・⼭根博(2011)：柳ヶ瀬−養⽼断層系,鍛冶屋,関ヶ原および宮代断層の古地震調査, 活断層・古地震研究報調査, 活断層・古地震研究報

告,No.11,p.177−p.195(136) 岐阜県活断層調査委員会(1996)：関ケ原断層に関する調査報告書

告,No.11,p.177−p.195(136) 岐阜県活断層調査委員会(1996)：関ケ原断層に関する調査報告書(137) 杉⼭雄一・吉岡敏和・寒川旭・佐竹健治(1998b)：敦賀断層の活動履歴調査,地質調査所速報,No.EQ(137) 杉⼭雄一・吉岡敏和・寒川旭・佐竹健治(1998b)：敦賀断層の活動履歴調査,地質調査所速報,No.EQ／98／1（平成 9 年度活断層・古地震研究調査概要報告書）,p.101−p.112／98／1（平成 9 年度活断層・古地震研究調査概要報告書）,p.101−p.112(138) 小松原琢・杉⼭雄一・⽔野清秀(2000)：若狭湾中部,三方断層および野坂断層北方延⻑部の音波探(138) 小松原琢・杉⼭雄一・⽔野清秀(2000)：若狭湾中部,三方断層および野坂断層北方延⻑部の音波探査,地質調査所速報,No.EQ／00／2,平成 11 年度活断層・古地震研究調査概要報告書,p.89−p.118

査,地質調査所速報,No.EQ／00／2,平成 11 年度活断層・古地震研究調査概要報告書,p.89−p.118(139) 杉⼭雄一・井上卓彦・村上⽂敏・坂本 泉・滝野義幸・永田高弘・細矢卓志・宇佐見琢哉(2014)：(139) 杉⼭雄一・井上卓彦・村上⽂敏・坂本 泉・滝野義幸・永田高弘・細矢卓志・宇佐見琢哉(2014)：

福井県美浜町菅浜沖,野坂断層海域部の更新世末期以降の活動,活断層・古地震研究報告,No.14,

福井県美浜町菅浜沖,野坂断層海域部の更新世末期以降の活動,活断層・古地震研究報告,No.14, p.57

p.57−108−108(140) ⽔野清秀・小松原琢・⼭崎晴雄(1999)：音波探査及びボーリングによる三方五湖低地帯の地下構(140) ⽔野清秀・小松原琢・⼭崎晴雄(1999)：音波探査及びボーリングによる三方五湖低地帯の地下構

造調査,地質調査所速報,No.EQ／99／3,平成 10 年度活断層・古地震研究調査概要報告書,p.187−

造調査,地質調査所速報,No.EQ／99／3,平成 10 年度活断層・古地震研究調査概要報告書,p.187−

p.195

p.195

(141) 小松原琢・⽔野清秀・寒川旭・⼭崎晴雄(1999a)：三方断層のトレンチ調査と寛⽂地震時の地殻変(141) 小松原琢・⽔野清秀・寒川旭・⼭崎晴雄(1999a)：三方断層のトレンチ調査と寛⽂地震時の地殻変動に関する検討,地質調査所速報,No.EQ／99／3,平成 10 年度活断層・古地震研究調査概要報告

動に関する検討,地質調査所速報,No.EQ／99／3,平成 10 年度活断層・古地震研究調査概要報告書,p.197−p.213

書,p.197−p.213(142) 金田平太郎・岡田篤正・小松原琢(2000)：若狭湾岸・三方五湖周辺における 1662 年寛⽂地震時(142) 金田平太郎・岡田篤正・小松原琢(2000)：若狭湾岸・三方五湖周辺における 1662 年寛⽂地震時の地殻変動,月刊地球号外,No.28,p.119−p.126(143) 岡田篤正・加藤茂弘・石村大輔・斎藤真(2010)：福井県,三方湖および中⼭低地の地下地質と三方の地殻変動,月刊地球号外,No.28,p.119−p.126(143) 岡田篤正・加藤茂弘・石村大輔・斎藤真(2010)：福井県,三方湖および中⼭低地の地下地質と三方断層帯の活動解明, 地学雑誌,Vol.119,No.5,p.878−p.891

断層帯の活動解明, 地学雑誌,Vol.119,No.5,p.878−p.891(144) 井上卓彦・杉⼭雄一・村上⽂敏・坂本泉・滝野義幸・永田高弘・細矢卓志・宇佐見琢哉(2014)：(144) 井上卓彦・杉⼭雄一・村上⽂敏・坂本泉・滝野義幸・永田高弘・細矢卓志・宇佐見琢哉(2014)：

福井県美浜町日向沖,三方断層帯海域部（A 断層系）の更新世末期以降の活動,活断層・古地震研究

福井県美浜町日向沖,三方断層帯海域部（A 断層系）の更新世末期以降の活動,活断層・古地震研究

報告,No.14,p.109−p.156

報告,No.14,p.109−p.156(145) 吉岡敏和・⻑秋雄・木村克⼰・中江訓(2000a)：2.5 万分の 1 花折断層ストリップマップ,地質調(145) 吉岡敏和・⻑秋雄・木村克⼰・中江訓(2000a)：2.5 万分の 1 花折断層ストリップマップ,地質調査所

査所(146) 京都市消防局防災対策室(2001)：京都の活断層,京都市(146) 京都市消防局防災対策室(2001)：京都の活断層,京都市(147) 京都市地域活断層調査委員会(2004)：京都盆地の地下構造を南北に分ける宇治川断層の第四紀断(147) 京都市地域活断層調査委員会(2004)：京都盆地の地下構造を南北に分ける宇治川断層の第四紀断層活動,活断層研究,Vol.24,p.139−p.156

層活動,活断層研究,Vol.24,p.139−p.156

39

変更理由

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし(148) 吉岡敏和・苅⾕愛彦・七⼭太・岡田篤正・竹村恵二(1998b)：トレンチ発掘調査に基づく花折断層

赤⽂字：補正(148) 吉岡敏和・苅⾕愛彦・七⼭太・岡田篤正・竹村恵二(1998b)：トレンチ発掘調査に基づく花折断層の最新活動と 1662 年寛⽂地震,日本地震学会,地震第 2 輯,Vol.51,p.83−p.97の最新活動と 1662 年寛⽂地震,日本地震学会,地震第 2 輯,Vol.51,p.83−p.97(149) 杉⼭雄一・下川浩一・粟田泰夫・佐竹健治・⽔野清秀・吉岡敏和・小松原琢・七⼭太・苅⾕愛彦・(149) 杉⼭雄一・下川浩一・粟田泰夫・佐竹健治・⽔野清秀・吉岡敏和・小松原琢・七⼭太・苅⾕愛彦・

吾妻崇・伏島祐一郎・佃栄吉・寒川旭・須貝俊彦(1999)：近畿三角地帯における主要活断層の調査

吾妻崇・伏島祐一郎・佃栄吉・寒川旭・須貝俊彦(1999)：近畿三角地帯における主要活断層の調査

結果と地震危険度,地質調査所速報,No.EQ／99／3,平成 10 年度活断層・古地震研究調査概要報告

結果と地震危険度,地質調査所速報,No.EQ／99／3,平成 10 年度活断層・古地震研究調査概要報告書,p.285−p.309

書,p.285−p.309(150) 地質調査所活断層研究グループ(2000)：近畿三角帯における活断層調査− 主要活断層の活動履歴(150) 地質調査所活断層研究グループ(2000)：近畿三角帯における活断層調査− 主要活断層の活動履歴と地震危険度− , 第四紀研究,Vol.39,No.4,p.289−p.301(151) 吉岡敏和・宍倉正展・細矢卓志・徳田博明・⼭⼝弘志(2002)：花折断層南部の過去 2 回の活動時と地震危険度− , 第四紀研究,Vol.39,No.4,p.289−p.301(151) 吉岡敏和・宍倉正展・細矢卓志・徳田博明・⼭⼝弘志(2002)：花折断層南部の過去 2 回の活動時

期−京都市修学院地区におけるトレンチ調査結果,活断層研究,Vol.21,p.59−p.65(152) ⽔野清秀・小松原琢・七⼭太・寒川旭・⼭崎博史(1997)：琵琶湖⻄岸断層系の活動性調査,地質調期−京都市修学院地区におけるトレンチ調査結果,活断層研究,Vol.21,p.59−p.65(152) ⽔野清秀・小松原琢・七⼭太・寒川旭・⼭崎博史(1997)：琵琶湖⻄岸断層系の活動性調査,地質調

査所研究資料集 No.303（平成 8 年度活断層研究調査概要報告書）,p.23−p.35

査所研究資料集 No.303（平成 8 年度活断層研究調査概要報告書）,p.23−p.35(153) ⽔野清秀・小松原琢(1999)：琵琶湖⻄岸断層系堅田断層及び今津−高島沖湖底断層の補備調査,地(153) ⽔野清秀・小松原琢(1999)：琵琶湖⻄岸断層系堅田断層及び今津−高島沖湖底断層の補備調査,地質調査所速報,No.EQ／99／3（平成 10 年度活断層・古地震研究調査概要報告書）,p.215−p.224

質調査所速報,No.EQ／99／3（平成 10 年度活断層・古地震研究調査概要報告書）,p.215−p.224(154) 小松原琢・⽔野清秀・寒川旭・七⼭太(1998a)：琵琶湖⻄岸断層系・饗庭野断層のトレンチ掘削調(154) 小松原琢・⽔野清秀・寒川旭・七⼭太(1998a)：琵琶湖⻄岸断層系・饗庭野断層のトレンチ掘削調査（補備調査）,地質調査所速報,No.EQ／98／1（平成 9 年度活断層・古地震研究調査概要報告

査（補備調査）,地質調査所速報,No.EQ／98／1（平成 9 年度活断層・古地震研究調査概要報告書）,p.125−p.136

書）,p.125−p.136(155) 小松原琢・⽔野清秀・寒川旭・七⼭太・木下博久・松木宏彰・新見健・吉村辰朗・井上基・居川(155) 小松原琢・⽔野清秀・寒川旭・七⼭太・木下博久・松木宏彰・新見健・吉村辰朗・井上基・居川

信之・葛原秀雄・中村美重・図司高志・横井川博之(1998b)：琵琶湖⻄岸活断層系北部,饗庭野断層

信之・葛原秀雄・中村美重・図司高志・横井川博之(1998b)：琵琶湖⻄岸活断層系北部,饗庭野断層の第四紀後期の活動,地質調査所月報,Vol.49,No.9,p.447−p.460の第四紀後期の活動,地質調査所月報,Vol.49,No.9,p.447−p.460(156) 小松原琢・⽔野清秀・寒川旭・七⼭太・木下博久・新見健・間野道子・吉村辰朗・井上基・葛原(156) 小松原琢・⽔野清秀・寒川旭・七⼭太・木下博久・新見健・間野道子・吉村辰朗・井上基・葛原秀雄・図司高志・中村美重・横井川博之(1999b)：琵琶湖⻄岸活断層系北部・饗庭野断層の活動履

秀雄・図司高志・中村美重・横井川博之(1999b)：琵琶湖⻄岸活断層系北部・饗庭野断層の活動履

歴,地震第 2 輯,Vol.51,p.379−p.394

歴,地震第 2 輯,Vol.51,p.379−p.394(157) 小松原琢・⽔野清秀・松⼭紀香(2001)：琵琶湖⻄岸活断層系南部,特に堅田断層の補備調査,活断層・(157) 小松原琢・⽔野清秀・松⼭紀香(2001)：琵琶湖⻄岸活断層系南部,特に堅田断層の補備調査,活断層・古地震研究報告,No.1,p.115−p.131(158) 小松原琢・⽔野清秀・松⼭紀香・細矢卓志・徳田博明・藤根久(2002)：琵琶湖⻄岸活断層系南部・古地震研究報告,No.1,p.115−p.131(158) 小松原琢・⽔野清秀・松⼭紀香・細矢卓志・徳田博明・藤根久(2002)：琵琶湖⻄岸活断層系南部・堅田断層の活動履歴調査,活断層・古地震研究報告,No.2,p.91−p.107(159) 植村善博・太井子宏和(1990)：琵琶湖湖底の活構造と湖盆の変遷,地理学評

堅田断層の活動履歴調査,活断層・古地震研究報告,No.2,p.91−p.107(159) 植 村 善 博 ・ 太 井 子 宏 和 (1990) ： 琵 琶 湖 湖 底 の 活 構 造 と 湖 盆 の 変 遷 , 地 理 学 評論,Ser.A,,Vol.63,No.11,p.722−p.740

論,Ser.A,,Vol.63,No.11,p.722−p.740(160) ⽂部科学省研究開発局・東京大学地震研究所・京都大学防災研究所・独立行政法人防災科学技術(160) ⽂部科学省研究開発局・東京大学地震研究所・京都大学防災研究所・独立行政法人防災科学技術研究所(2007)：大都市大震災軽減化特別プロジェクト Ｉ 地震動（強い揺れ）の予測「大都市圏地研究所(2007)：大都市大震災軽減化特別プロジェクト Ｉ 地震動（強い揺れ）の予測「大都市圏地

殻構造調査研究」（平成 18 年度）成果報告書,822p

殻構造調査研究」（平成 18 年度）成果報告書,822p(161) 吉岡敏和・宮下由香里・杉⼭雄一(2000b)：琵琶湖⻄岸断層系酒波断層の活動履歴調査,地質調査(161) 吉岡敏和・宮下由香里・杉⼭雄一(2000b)：琵琶湖⻄岸断層系酒波断層の活動履歴調査,地質調査

所速報,No.EQ／00／2（平成 11 年度活断層・古地震研究調査概要報告書）,p.119−p.126

所速報,No.EQ／00／2（平成 11 年度活断層・古地震研究調査概要報告書）,p.119−p.126(162) 東郷正美(2000)：微小地形による活断層判読,古今書院(162) 東郷正美(2000)：微小地形による活断層判読,古今書院(163) 産業技術総合研究所(2007)：琵琶湖⻄岸断層帯の活動性および活動履歴調査「基盤的調査観測対(163) 産業技術総合研究所(2007)：琵琶湖⻄岸断層帯の活動性および活動履歴調査「基盤的調査観測対

象断層帯の追加・補完調査」成果報告書,No.H18-5

象断層帯の追加・補完調査」成果報告書,No.H18-5(164) 地震調査研究推進本部地震調査委員会(2005)：濃尾断層帯の⻑期評価について(164) 地震調査研究推進本部地震調査委員会(2005)：濃尾断層帯の⻑期評価について(165) 徳⼭英一・本座栄一・木村政昭・倉本真一・芦寿一郎・岡村行信・荒⼾裕之・伊藤康人・徐垣・(165) 徳⼭英一・本座栄一・木村政昭・倉本真一・芦寿一郎・岡村行信・荒⼾裕之・伊藤康人・徐垣・

40

変更理由

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

変更理由

赤⽂字：補正日野亮太・野原壯・阿部寛信・坂井眞一・向⼭建二郎(2001)：日本周辺海域の中新世最末期以降の日野亮太・野原壯・阿部寛信・坂井眞一・向⼭建二郎(2001)：日本周辺海域の中新世最末期以降の①データの拡充構造発達史（200 万分の 1）及び同説明書,海洋調査技術学会海域地質構造マップワーキンググル

構造発達史（200 万分の 1）及び同説明書,海洋調査技術学会海域地質構造マップワーキンググル（⽂献追加）

ープ,vol.13,no.1,p.27−p.53

ープ,vol.13,no.1,p.27−p.53(166) 佐々木俊法,須貝俊彦,柳田誠,守田益宗,古澤明,藤原治,守屋俊⽂,中川毅,宮城豊彦(2006)：東濃地方(166) 佐々木俊法,須貝俊彦,柳田誠,守田益宗,古澤明,藤原治,守屋俊⽂,中川毅,宮城豊彦(2006)：東濃地方

内陸小盆地埋積物の分析による過去 30 万年間の古気候変動,第四紀研究,Vol.45,No.4,p.275−p.286

内陸小盆地埋積物の分析による過去 30 万年間の古気候変動,第四紀研究,Vol.45,No.4,p.275−p.286(167) 狩野謙一，村田明広(1998)：構造地質学，朝倉書店(167) 狩野謙一，村田明広(1998)：構造地質学，朝倉書店(168) 日本原子力発電(2012)：平成２３年東北地方太平洋沖地震の知見等を踏まえた原子力施設への地(168) 日本原子力発電(2012)：平成２３年東北地方太平洋沖地震の知見等を踏まえた原子力施設への地

震動及び津波の影響に関する安全性評価のうち完新世に関する津波堆積物調査の結果について

震動及び津波の影響に関する安全性評価のうち完新世に関する津波堆積物調査の結果について(169) K. Berryman, N. Chapman, W. Epstein, H. Kato,K. Okumura, P.Villamor and P.

(169) K. Berryman, N. Chapman, W. Epstein, H. Kato,K. Okumura, P.Villamor and P.

Yanev(2013):International Review of the 2nd JAPC Report (July 2013) on Fracturing at the Tsuruga

Yanev(2013):International Review of the 2nd JAPC Report (July 2013) on Fracturing at the Tsuruga

Nuclear Power Plant

Nuclear Power Plant(170) N. Chapman, K. Berryman, W. Epstein, H. Kato, N. Litchfield, K.Okumura(2014): Evaluation of(170) N. Chapman, K. Berryman, W. Epstein, H. Kato, N. Litchfield, K.Okumura(2014): Evaluation ofFaults Near the Tsuruga Nuclear Power Plant

Faults Near the Tsuruga Nuclear Pow(171) 今泉俊⽂・宮内崇裕・堤浩之・中田高編（2018）：活断層詳細デジタルマップ［新編］，東京大学出版会(172)北川隆司（1999）：花崗岩のマサ化のメカニズムと斜面崩壊，粘土科学， Vol. 39，No. 1，p. 37−
p. 44(173) 宮下由香里・宮脇昌弘・北尾秀夫・岡崎和彦（2011）：⼭⼝県岩国市下⻑野における岩国断層帯のトレンチ調査−断層岩試料の採取−，活断層・古地震研究報告, No. 11, p. 227−p. 247(174) 日本応用地質学会中国四国支部（2019）：応用地質 Q&A 中国四国版，1.土木地質１９編 土-５

熱⽔変質の産状と土木地質上の問題点，日本応用地質学会中国四国支部(175) 中村康夫（2008）：地質現象とダム，財団法人ダム技術センター, p.ⅰ−p.ⅳ, p. 6−p. 7, p. 12−p.
13, p. 208−p. 209(176)一般財団法人日本建設情報総合センター（1999）：ボーリング柱状図作成要領（案）解説書（改訂版），一般財団法人日本建設情報総合センター(177) 井上厚行（2003)：熱⽔変質作用，資源環境地質学−地球史と環境汚染を読む−，p. 195−p. 202(178) 高木秀雄・小林健太（1996）：断層ガウジとマイロナイトの複合面構造−その比較組織学，地質学
雑誌, Vol. 102 , No. 3 , p. 170−p. 179(179) 林愛明（2000）：活断層のトレンチ・野外調査における断層破砕帯の組織構造の解析と適用について，応用地質, Vol. 41 , No. 3 , p. 135−p. 140(180) 中島隆・高木秀雄・石井和彦・竹下徹（2004）：フィールドジオロジー7 変成・変形作用，共立出
版(181) C. W. Passchier and R. A. J. Trouw（2005）：Microtectonics Second Edition, p. 26−p. 37(182) G. Manatschal（1999）：Fluid and reaction-assisted low-angle normal faulting: evidence from riftrelated brittle fault rocks in the Alps (Err Nappe, eastern Switzerland) , Journal of Structural Geology
21, p. 777−p. 793(183) 相⼭光太郎・田中姿郎・佐々木俊法（2017）：断層破砕帯の詳細構造解析に基づく断層の活動性の検討：⼭田断層の例，応用地質, Vol. 58, No. 1, p. 2−p. 18(184) 相⼭光太郎・金折裕司（2019）：⼭⼝−出雲地震帯⻄部に沿って新たに発見された活断層系，地質

41

補

正

前

後

比 較

別紙１

表

当初申請（2015 年 11 月 5 日）

補正（2023 年 8 月 31 日）
⿊⽂字：変更なし

変更理由

赤⽂字：補正①データの拡充

学雑誌, Vol. 125, No. 7, p. 555−p. 570(185) 河田弘・小島俊郎（1979）：生態学研究法講座３０ 環境測定法Ⅳ-森林土壌-（新訂版），共立出版(186) Yuji Maejima，Shizuo Nagatsuka and Teruo Higashi（2002）：Application of the Crystallinity Ratioof Free Iron Oxides for Dating Soils Developed on the Raised Coral Reef Terraces of Kikai andMinami-Daito Islands, Southwest Japan，第四紀研究, 41(6), p. 485−p. 493(187) ⼭家富美子・八木久義（1983）：越後平野周辺丘陵地帯の主要な森林土壌の特性と生成（第１報）−一般化学性および遊離酸化鉄−，林試研報, Bull. For. & For. Prod. Res. Inst, No. 324, p. 125−p.
139(188) 永塚鎮男（1975）：⻄南日本の⻩褐⾊森林土および赤⾊土の生成と分類に関する研究，農業技術研
究所報告．B，土壌肥料，p. 133−p. 257，農林省農業技術研究所(189) 林崎涼（2022）：最終間氷期の段丘堆積物のＯＳＬ年代測定−福島県塚原海岸で採取した試料での測定例−，電力中央研究所(190) 上田圭一・⾕和夫（1999）：基盤の断層変位に伴う第四紀層及び地表の変形状況の検討（その２）−正断層，逆断層模型実験−，電力中央研究所(191) 日本地質学会編（2009）：近畿地方，日本地方地質誌５，朝倉書店(192) 竹内章（2010）：北陸および信越地域における後期新生代の地質構造発達史，地質学雑誌，Vol. 116,
No. 11, p. 624−p. 635(193) 木村敏雄（1981）：断層，とくに断層破砕帯の見方,考え方，応用地質，Vol. 22, No. 1(194) KAZUMI ITO，TORU TAMURAandSUMIKO TSUKAMOTO（2017）：POST-IR IRSLDATING OF K-FELDSPAR FROM LAST INTERGLACIAL MARINE TERRACE DEPOSITS ON
THE KAMIKITA COASTAL PLAIN, NORTHEASTERN JAPAN，GEOCHRONOMETRIA 44，
p. 352−p. 365(195) KAZUMI ITO，TORU TAMURAandSUMIKO TSUKAMOTO（2018）：POST-IR IRSLDATING OF K-FELDSPAR FROM LAST INTERGLACIAL MARINE TERRACE DEPOSITS ON
THE KAMIKITA COASTAL PLAIN, NORTHEASTERN JAPAN，GEOCHRONOMETRIA 44，
p. 352−p. 365(196) JAN-PIETER BUYLAERT，MAYANK JAIN，ANDREW S．MURRAY，KRISTINACHRISTINE THIEL・REZA

J．THOMSEN・

SOHBATI（2012）：A robust feldspar luminescence dating method

for Middle and Late Pleistocene sediments，BOREAS, Vol. 41, p. 435−p. 451，John Wiley & Sons
Ltd(197) 吉川周作（1976）：大阪層群の火⼭灰層について，地質学雑誌，Vol. 82, No. 8, p. 497-p. 515，日
本地質学会(198) 古澤明・安江健一・中村千怜・梅田浩司（2013）：根ノ上高原に分布する土岐砂礫層のテフラ層序−石英中のガラス包有物の主成分化学組成を用いた広域テフラの対比−，応用地質，Vol. 54, No.
1, p. 25−p. 38，日本応用地質学会(199) 日本第四紀学会編(1993)：日本第四紀試料分析法，東京大学出版会

42（⽂献追加）