資料 2-1

柏崎刈羽原子力発電所

６号炉及び７号炉

震源を特定せず策定する地震動について

平成27年12月2日
東京電力株式会社

目次

Ⅰ．震源を特定せず策定する地震動
１．はじめに

P. 2

２．既往の知見

P. 6

３．Mw6.5以上の地震

P. 9

４．Mw6.5未満の地震

P.55

５．まとめ

P.127

Ⅱ．基準地震動について

P.129

1

Ⅰ．震源を特定せず策定する地震動
１．はじめに
２．既往の知見

３．Mw6.5以上の地震
４．Mw6.5未満の地震
５．まとめ

Ⅱ．基準地震動について

2

はじめに
 本資料は，柏崎刈羽原子力発電所 ６号炉及び７号炉申請の基準地震動の策定のうち，「震源を特定せず策定する地震動」に関する箇所についてとりまとめ，お示しするものである。

各種調査
・過去の地震・活断層※1

etc

敷地における地震波の増幅特性※2
本資料の対象範囲

震源を特定して策定する
地震動※4

震源を特定せず策定する地震動

基準地震動の策定

超過確率の参照※3※1：詳細は以下の資料を参照
・第215回審査会合 資料1-1
資料1-2
・第218回審査会合 資料1・第241回審査会合 資料2-1
資料2-2
資料2-3
・第248回審査会合 資料2-1
資料2-2
資料2-3
※2：詳細は以下の資料を参照
・第266回審査会合 資料１※3：詳細は以下の資料を参照
・第142回審査会合 資料2-1※4：詳細は以下の資料を参照
・第233回審査会合 資料1-1
資料1-2
・第279回審査会合 資料1・第292回審査会合 資料１

敷地周辺海域の地質・地質構造
敷地周辺海域の断層連動評価
敷地周辺陸域の地質・地質構造
敷地周辺陸域の地質・地質構造に関するコメント回答
敷地周辺陸域の地質・地質構造
敷地周辺海域の地質・地質構造に関するコメント回答
敷地周辺陸域の地質・地質構造について
敷地周辺陸域の地質・地質構造について（参考資料）
敷地周辺海域の地質・地質構造について
敷地における地震波の増幅特性について

コメント回答

確率論的リスク評価について（外部事象 地震PRA）
基準地震動の策定について
基準地震動の策定について 参考資料
基準地震動の策定について コメント回答
地震関係のコメント回答（敷地ごとに震源を特定して策定する地震動関連）3震源を特定せず策定する地震動の検討概要
 敷地周辺の状況等を十分考慮した詳細な調査を実施しても，なお敷地近傍において発生する可能性のある内陸地殻内地震のすべてを事前に評価しうるとは言い切れないとの観点から，「震源を特定せず策定する地震動」を考慮する。

評価方法
 震源と活断層を関連づけることが困難な過去の内陸地殻内地震を検討対象地震として選定し，それらの地震時に得られた震源近傍における観測記録を収集し，敷地の地盤物性を加味した応答スペクトルを設定する。

既往の知見 加藤ほか(2004)は，内陸地殻内地震を対象として，詳細な地質学的調査によっても震源位置と地震規模を予め特定できない地震による震源近傍の硬質地盤上の強震記録を用いて，震源を事前に特定できない地震による地震動の上限スペクトルを設定している。
 加藤ほか(2004)による水平方向の応答スペ
クトルに対し，日本電気協会(2008)に基づ
き，Noda et al.(2002)の方法により求められる地盤増幅特性を用いて評価した，水平方
向及び鉛直方向の応答スペクトルを，震源を特定せず策定する地震動の評価において参考とする。
加藤ほか (2004)より抜粋（一部加筆・修正）

4

震源を特定せず策定する地震動の検討概要
審査ガイド例示16地震に関する検討①Mw6.5以上の地震
 2008年岩手・宮城内陸地震(Mw6.9)
敷地周辺では，火山岩が厚く分布する地域ではなく該当しない。
 2000年鳥取県西部地震(Mw6.6)
敷地周辺は，活断層の密度が少なく活動度が低い地域ではなく該当しない。
②Mw6.5未満の地震（特定できる地震の余震除く）
 下記の流れに従い，震源を特定せず策定する地震動として反映すべき記録であるか検討を実施。
 検討の結果，2004年北海道留萌支庁南部地震の観測記録を反映。
原子力規制委員会(2013)より抜粋

Step1 記録収集

Step2 応答ｽﾍﾟｸﾄﾙの比較

Step３ 記録の分析①防災科研KiK-net及びK-NET観測点②地盤条件
KiK-net：地盤情報有り
K-NET：岩盤＋AVS30≧500m/s③震央距離30km以内

加藤ほか(2004)と暫定的に比較し，重点的に検討すべき観測記録の抽出
・KiK-net：地中観測記録と加藤ほか(2004)の1/2
・K-NET：地表観測記録と加藤ほか(2004)

震源を特定せず策定する地震動として反映すべき記録であるかの検討
・はぎとり解析を行い，解放基盤
表面相当の地震動が推定可能であるか。
・観測点固有のｻｲﾄ特性の影響が含まれていないか。 等

まとめ 2004年北海道留萌支庁南部地震を考慮した地震動を震源を特定せず策定する地震動として考慮する。
5

Ⅰ．震源を特定せず策定する地震動
１．はじめに
２．既往の知見

３．Mw6.5以上の地震
４．Mw6.5未満の地震
５．まとめ

Ⅱ．基準地震動について

6

既往の知見加藤ほか(2004)

 内陸地殻内で発生する地震を対象として，詳細な地質学的調査によっても，震源位置と地震規模を前もって特定できない地震を「震源を事前に特定できない地震」と定義し，その地震動レベルを震源近傍の硬質地盤上の強震記録を用いて設定されている。
①震源近傍の強震記録の収集
米国カリフォルニアでは1930年代に，日本国内では1953年から加速度計による強震観測が開始されているため，検討対象は，それ以後にカリフォルニ
アおよび日本で発生した計41の内陸地殻内地震としている。
②震源を事前に特定できない地震の選定
既存の活断層図等の文献による調査，空中写真判読によるリニアメント調査，現地における地表踏査等の詳細な地質学的調査によっても震源を事前に特定できない地震を選定している。
③地震動レベルの設定
9地震12地点の計15記録（30水平成分）の強震
記録を用い，震源を事前に特定できない地震の上限
レベルの検討を行い，Vs=700m/s相当の岩盤上における水平方向の地震動の上限レベルは，最大加速度値450cm/s2，加速度応答値1200cm/s2，速度応答値100cm/sと設定されている。

(b)カリフォルニア(a)日本

検討対象地震の震央位置（★は強震観測開始以後，★は開始以前に発生した地震を表す）

震源を事前に特定できない地震による震源近傍の観測記録の水平動応答スペクトルとその上限レベル（実線は1997年鹿児島県北西部地震の鶴田
ダムのスペクトル，破線はスケーリングの観点から確実に震源を特定できるとは断定できないと判断した
Mj6.5(Mw6.2)以下の7
地震のスペクトル）

加藤ほか(2004)より抜粋（一部加筆・修正）

7

既往の知見 加藤ほか(2004)
敷地の地盤物性を踏まえた評価

00
50

00
20

00
10

0
50

10

1
500

(h=0.05)

50
0

1
500

1000

10
00

10

(c
m)

(h=0.05)

20
00

1000

)

50
00

2

s
m/
(c

(c
m)

(c
m/
s2
)

 加藤ほか(2004)による水平方向の応答スペクトルに対し，日本電気協会(2008)に基づき，Noda etal.(2002)の方法により求められる地盤増幅特性を用いて評価した，水平方向及び鉛直方向の応答スペク
トル（以下，「加藤ほか(2004)による応答スペクトル」）を震源を特定せず策定する地震動の評価において参考とする。
安全裕度確認地震動(Vp=2km/s)
安全裕度確認地震動(Vs=.7km/s)

20
0

0
20
200

200

10
0

0
10
100
50

100

0.
1

50

20

20

速
度
(cm/s)

0.
1

50

50

速

10

度

10

(cm/s)

0.
01
5

5

2

2

1

1

0.5

0.5

水平方向

0.2
0.1
0.01

0.02

0.05

0.1

0.2

0.5

周 期(秒)

1

2

0.
01

鉛直方向

0.2

5

10

0.1
0.01

0.02

0.05

0.1

0.2

0.5

1

2

5

10

周 期(秒)

加藤ほか(2004)による応答スペクトル（水平方向：Vs=700m/s，鉛直方向：Vp=2000m/s）

8Ⅰ．震源を特定せず策定する地震動
１．はじめに
２．既往の知見

３．Mw6.5以上の地震
４．Mw6.5未満の地震
５．まとめ

Ⅱ．基準地震動について

9

柏崎サイトと比較対象地震の震源域との比較
柏崎刈羽原子力発電所
敷地周辺①活断層の密度・
活動度・変位センス

②火山

2008年
岩手・宮城内陸地震

詳細な調査により多数の活断層
多数の活断層が発達を認定
ひずみ集中帯ひずみ集中帯（東北脊梁歪集中帯）（日本海東縁部）
逆断層が卓越逆断層が卓越火山フロントより隔離あり
地殻熱流量が低い

火山フロントに近接
地殻熱流量が高い
後期新生代にカルデラが形成

2000年
鳥取県西部地震
活断層が非常に少なく活動度も低い
活断層の未成熟な地域
横ずれ断層が卓越

火山フロントに近接③地質

新第三紀～第四紀堆積岩類

新第三紀堆積岩類
第四紀火山噴出物

白亜紀～古代三紀の花崗岩類④地震地体構造区分
垣見ほか(2003)

13

８C

10C5

⑤地震発生層６～１７km１～１０km程度

2～12km程度

 敷地周辺は，カルデラや厚い火山噴出物が分布する地域ではなく，2008年岩手・宮城内陸地震震源域と異なる。
 敷地周辺は，活断層の密度が少なく活動度が低い地域でなく，2000年鳥取県西部地震と異なる。
 敷地周辺は，地震発生層の上端が6kmと深く，上記2地震と異なる。
10

Ⅰ．震源を特定せず策定する地震動

１．はじめに
２．既往の知見
３．Mw6.5以上の地震
３．１ 柏崎刈羽原子力発電所周辺の地域性
３．２ 2008年岩手・宮城内陸地震震源域の地域性
３．３ 2000年鳥取県西部地震震源域の地域性
４．Mw6.5未満の地震
５．まとめ

Ⅱ．基準地震動について
11

①活断層の密度・活動度・変位センス 敷地周辺においては，詳細な調査を実施し，多くの活断層を認定しており，活断層の密度・活動度が高い地域と考えられる。
 これらの断層は東西の圧縮力に起因する逆断層と評価されている。

 敷地周辺は，日本海東縁部のひずみ集中帯に位置している。

敷地周辺の活断層の諸元（柏崎刈羽原子力発電所６号炉及び７号炉の設置変更許可申請書より）
No.

活断層の名称1 佐渡島棚東縁断層
2 F-B断層
3 佐渡島南方断層
4 F-D断層
5 高田沖断層
6 米山沖断層
7 角田・弥彦断層
8 気比ノ宮断層
9 片貝断層10 中央丘陵西縁部断層
11 上富岡断層
12 親沢断層
渋海川向斜部のリニ
13 アメント
14 悠久山断層
半蔵金付近のリニア
15 メント
柏崎平野南東縁のリ
16 ニアメント
17 山本山断層
18 水上断層
19 上米山断層
20 雁海断層
21 十日町断層帯西部

⑦
①

柏崎刈羽
原子力発電所
⑧
⑩

③
②

④
⑤

⑭
⑬

⑥
⑲

⑨
⑯ ⑫ (⑪)
⑱

⑮

⑰

⑳

柏崎刈羽
原子力発電所

⑳1
0

5 10

20km

岡村(2010)より抜粋

12

①活断層の密度・活動度

F-B断層の評価例

 敷地周辺では，断層運動に関連した褶曲構造が発達し，これらを詳細に調査することで，活断層を認定することが可能。
【評価】
 F-B褶曲群の主背斜については，その西翼に南東傾斜の逆断層が推定され，また，最終氷期の侵食面にも変形が認められ，後期更新世以降の活動が認められることから，活褶曲と判断される。
 その活動的な区間は，M-8測線区間からM-19測線までの約27kmであるが，安全評価上，不確かさの考慮として， Bu層の基底面の高まりが認められなくなるNo.12測線から大陸棚の海底地形と伏在背斜との対応が認められなくなるKNo.6測線までの約36kmと評価する。
M-15測線【主部】

No.12測線【北端】

KNo.6測線【南端】

第248回審査会合
資料2-3 P27一部修正

13

②火山

火山フロントとの位置関係

 敷地周辺は火山フロントから外れた地域に位置する。

柏崎刈羽原子力発電所

2000年
鳥取県西部地震

2008年
岩手・宮城
内陸地震

産業技術総合研究所(2005)より抜粋（一部加筆・修正）

14

③地質（敷地周辺）
 柏崎刈羽原子力発電所周辺における反射法探査やボーリング等の調査結果により広域の地下構造を把握。
 柏崎刈羽原子力発電所の敷地近傍及び敷地には，新第三紀以降の堆積岩類が分布。
※第72回審査会合

資料1-1 P.15 一部修正

柏崎刈羽
原子力発電所15

③地質（敷地内）

敷地の地質層序表

y-1（刈羽テフラ）（約0.2Ma）※第72回審査会合

資料1-1 P.39一部修正

敷地の地質図16

④地震地体構造区分
 柏崎刈羽原子力発電所が位置する領域は以下の通り区分されている。

垣見ほか(2003)

柏崎刈羽原子力発電所構造区

13
日本海東縁変動帯

地形・地質

沈降優勢の褶曲－逆断層－傾動運動。島弧方向の海嶺・海盆列の発達。北部は幅の広い海盆・堆などの集合域・

活断層の密 大，長，A，逆。
度・長さ・活 島弧と平行な海嶺・海盆の縁
動度・断層型 に発達。褶曲軸と平行
ほか

日本列島と周辺海域の地震
地体構造区分
（垣見ほか(2003)より抜粋（一部加筆・修正））

17

【参考】地震本部の領域区分について
 2013年9月23日の申請時においては，地震本部(2010)が最新であった。
 2014年12月19日に地震本部(2014)が公表され，以下の通り領域区分されているが，地震本部(2010)及び地震本部(2014)のいずれも垣見(2003)を参照しているため，両者に大きな差はない。

地震本部(2010)

陸域の震源断層を予め特定しにくい地震の領域と最大マグニチュードの例（地震本部(2010)より抜粋（一部加筆・修正））

地震本部(2014)

地域区分する方法で用いる地域区分（地震本部(2014)より抜粋（一部加筆・修正））18

⑤地震発生層
 地震発生層の設定にあたっては，2007年新潟県中越沖地震(Mj6.8)の余震の震源分布，速度構造，コン
ラッド面深さ等を総合的に判断して設定。
 上端深さは，速度構造を重視し，下端深さは， 2007年新潟県中越沖地震(Mj6.8)の余震の震源分布，ひずみ集中帯プロジェクトにおける海域における自然地震観測による知見を重視して設定。

上端深さ：6km ， 下端深さ：17km
 敷地周辺の地震発生層は比較的深いことから，以下の特徴が挙げられる。
 地震動レベルの観点：地震発生層の上端深さが深いことは，震源が遠くなるため地震動レベルは小さくなるものと考えられる。
 活断層の認定の観点：地震発生層上端深さが深いものの，断層関連褶曲が発達していることから，調査によって活断層を認定しやすい環境にある。例えば，2004年新潟県中越地震(Mj6.8)や2007年
新潟県中越沖地震(Mj6.8)の震源については調査により活断層と判断可能であったと考えられる。

項

No.

１

海域・陸域臨時地震計観測網に基づく2007新潟県中越沖地震の精密余震分布
1.屈折法地震探査結果

２

上端深さ 下端深さ
(km)
(km)

目

６

17

6～9

－

６

17

ひずみ集中帯プロジェクト
2.海域における自然地震観測

３

Kato et al.(2009)によるP波速度構造

6～

－

４

水平／上下スペクトル振幅比の逆解析による敷地地盤の速度構造モデル

5.9

－

５

コンラッド面深さ－15～16

第279回審査会合資料1P7一部修正19

Ⅰ．震源を特定せず策定する地震動

１．はじめに
２．既往の知見
３．Mw6.5以上の地震
３．１ 柏崎刈羽原子力発電所周辺の地域性
３．２ 2008年岩手・宮城内陸地震震源域の地域性
３．３ 2000年鳥取県西部地震震源域の地域性
４．Mw6.5未満の地震
５．まとめ

Ⅱ．基準地震動について20

2008年岩手・宮城内陸地震の概要
 地震の概要
・日時：2008年6月14日 8時43分
・震央地：岩手県内陸南部
・地震規模：Ｍj7.2
・震源深さ：約8km
・震度：6強 岩手県 奥州市衣川区
宮城県 栗原市一迫
６弱 岩手県 奥州市胆沢区
宮城県 栗原市栗駒 大崎市古川 など
 震源モデル（例）・メカニズム解：概ね東西圧縮の逆断層型
・モーメントマグニチュード：ＭW6.9
・断層面：西傾斜を主とする約40kmの長さ

震度分布

気象庁HPより最大すべり=5.8m

発震機構［F-net］：(8°, 41°, 74°)／(209°, 51°, 104°)

引間ほか(2008)より抜粋（一部加筆・修正）21

①活断層の密度・活動度・変位センス
 震源域周辺には南北走向の逆断層が多数発達し，震源域は北上西活動セグメントの南方延長部に位置する。

22

①活断層の密度・活動度・変位センス

活断層の分布密度 2008年岩手・宮城内陸地震の震源域は，敷地周辺と同じく活断層の分布密度が高い地域である。

柏崎刈羽原子力発電所

2008年
岩手・宮城
内陸地震

柏崎刈羽原子力発電所

2008年
岩手・宮城
内陸地震

0

松田(1992)より抜粋（一部加筆・修正）

200km

200万分の1活断層図編纂ワーキンググループ(2000)より抜粋（一部加筆・修正）

23

①活断層の密度・活動度・変位センス

鈴木ほか(2008) 鈴木ほか(2008)では，震源域に「短いながらも明瞭な断層変位地形」が判読されている。

24

①活断層の密度・活動度・変位センス

遠田ほか(2010)

 遠田ほか(2010)では，北北東-南南西トレンドの長さ約40kmの震源断層のうち，中央部の約20kmが地震断層として断続的に地表に現れたとしている。

25

①活断層の密度・活動度・変位センス

田力ほか(2009) 田力ほか(2009)では，震源域には河成段丘の変化帯が存在し，この変化帯は今回の地震の震源断層の活動に関連しているとしている。
 河成段丘の高度から下刻量分布を明らかにすることにより，活断層（伏在断層）の存在を推定することが可能であると考えられる。

M1面とL1面の高度差（下刻量）分布 ※田力ほか(2009)に加筆
26

①活断層の密度・活動度・変位センス

 震源域周辺は，古いカルデラの存在，基準地形の分布状況等から，活断層の認定が難しい地域であったと判断される。
 ただし，2008年岩手・宮城内陸地震後に実施した調査からは，断層活動の累積性が確認され，詳細な調査・解析により，活断層の存在が推定できるとされている。
27

①活断層の密度・活動度・変位センス
地質学的な歪み集中帯

歪み集中帯

東北脊梁歪み集中帯

(ｃ)

(ｂ)
(a)

(a)1997年から2001年までの期間の国
土地理院，東北大のGPS観測データから求めた東西歪み分布。青が短縮歪，赤が伸張歪の領域を示し，ほぼ奥羽脊梁山地に沿って青色の短縮歪が顕著(b)地震波速度ﾄﾓｸﾞﾗﾌｨによる深さ40kmでのS波速度偏差分布。▲は活火山を示す。
(c)地震波速度ﾄﾓｸﾞﾗﾌｨによる岩手・宮城
内陸地震震源域を通りS波速度偏差分布の
鉛直断面図▲は活火山， ○は地震を示す。

柏崎刈羽原子力発電所Okada et al.(2010)より抜粋（一部加筆・修正） 岡村(2010)によると，2008年岩手・宮城内陸地震は地質学的な歪み集中帯で発生しており，同様に敷地及び2007年新潟県中越沖地
震も地質学的な歪み集中帯に位置している。
 ただし，2008年岩手・宮城内陸地震は，帯状の低速度領域に対応する東北脊梁歪み集中帯で生じている。
岡村(2010)より抜粋

28

①活断層の密度・活動度・変位センス

歪み集中帯

 Ohzono et al.(2012)では，図1に示すように奥羽脊梁山地に沿った歪み集中帯(OBR)，新潟－神戸
歪み集中帯(NKTZ)が知られている東北地方内陸地殻内の不均質性について検討。
 2011年東北地方太平洋沖地震時の観測値（GPS観測網により捉えた地殻変動）と理論値（等方均質弾性体内で断層が一様に滑ったと仮定して計算した理論値）との差（歪み残差，図2左）と比（歪み比，図2右）を評価。
 地震前と地震時の歪み分布のパターンの組合せから図3の(a)～(c)のモデルを考え，OBRは(a)，NKTZは(c)が最適とし，異なる変形様式を持っていると考えられるとしている。
奥羽脊梁山地に沿って理論値に対して観測値の伸長が不足（伸び足りない）新潟ｰ神戸歪み集中帯では理論値に対して観測値の伸長が過剰（伸び過ぎ）(a) Distribution of the EW component of the strain change
residual (observation−calculation) calculated at each site. Blueand red areas denote the extension deficit (ED; observation issmaller than calculation) and the extension excess (EE;
observation is larger than calculation), respectively. Gray dashedlines encircle the same strain concentration zones as shown in
Fig. 1. Open triangles are Quaternary active volcanoes. The thickand thin contour lines indicate 0 and every 0.5 × 10−6 strain,
respectively. Dots are GPS site locations. (b) Same as (a) but withthe distribution of the ratios of strain change in the EW
component (observation/calculation). The thick and thin contour
lines indicate 1 and every 0.02, respectively.

図2.東西残留歪み（左：歪み残差，右：歪み比）

図1.東西歪み速度
EW strain rate calculated from the GPS velocity field for theperiod from 1997 to 2001 (after figure 6(b) in Miura et al.,2004). The effect of interplate coupling is eliminated from a
predicted model (Suwa et al., 2006). Blue and red areas denote
contraction and extension, respectively. The effect of interplate
coupling is eliminated. Solid lines represent traces of the inland
active fault (Nakata and Imaizumi, 2002).Red triangles indicate
Quaternary active volcanoes. Gray dashed lines encircle strain
concentration zones of the Ou-backbone Range (OBR) and thenortheastern part of the Niigata-Kobe Tectonic Zone (NKTZ).
Stars represent the epicenters of damaging earthquakes since1896. Blu e circles represen t th e epicenters of inlan dearthquakes (larger than Mw 6) from October
1997 to March 10, 2011.

Schematic images of surface strain, which depends on the crustal
structure, around the two strain concentration zones, the OBR
and the northern part of the NKTZ in the Tohoku region. The
assumed crustal structure and their surface strain pattern during
the interseismic period and the coseismic period are shown. (a)Low viscosity model in the lower crust. The viscosity in the lower
crust beneath the OBR is assumed to be lower than in the otherfields. (b) Low elastic modulus model in the lower crust. The elastic
modulus in the lower crust beneath the OBR is assumed to belower than in the other fields. (c) Low elastic modulus model in theup per crust. The el astic m odulus in the up per crust
beneath the NKTZ is assumed to be lower than in the other fields
due to the existence of thick sediments.

図3.地殻構造に基づく表面歪みの概念図
Ohzono et al.(2012)より抜粋（一部加筆・修正）

29

②火山

火山フロント・地殻熱流量について

火山フロント

地殻熱流量

2008年
岩手・宮城内陸地震

柏崎刈羽原子力発電所

カルデラ

2008年
岩手・宮城
内陸地震
柏崎刈羽原子力発電所

2008年
岩手・宮城内陸地震
単位：mW/m2

Tanaka et al.(2004)より抜粋（一部加筆・修正）

産業技術総合研究所(2005)より抜粋（一部加筆・修正）

 2008年岩手・宮城内陸地
震の震源域は，地殻熱流量が高く，火山フロントに位置する。一方，敷地周辺は火山フロントから外れた地域に位置する。

柏崎刈羽
原子力発電所

東北本州弧の重力異常分布図とカルデラの分布
プリマほか(2012)より抜粋（一部加筆・修正）

 2008年岩手・宮城内陸地
震はカルデラが密集する領域で発生。
⇒複雑な地質構造と予測される。
 一方，敷地周辺においてカルデラの存在は認められず，単純な地質構造である。
30

③地質

 新第三紀堆積岩類，第四紀火山噴出物が分布。
 カルデラが分布。
（平成２５年４月２日発電用軽水型原子炉施設の地震・津波に関わる規制基準に関する検討チーム会議資料震基11-2-2を一部修正）

31

④地震地体構造区分
垣見ほか(2003)

構造区

柏崎刈羽
原子力発電所

2008年
岩手・宮城内陸地震

13
日本海東縁変動帯

8C
東北日本弧内帯

沈降優勢の褶曲－逆断層－ 火山性内弧。隆起優勢。脊傾動運動。島弧方向の海 梁山地・出羽丘陵の火山帯
地形・地質 嶺・海盆列の発達。北部は （隆起帯）とその間の盆地
幅の広い海盆・堆などの集 列（沈降帯）。島弧方向の合域・逆断層から褶曲発達
活断層の密 大，長，A，逆。
中，中，B，逆。
度・長さ・ 島弧と平行な海嶺・海盆の 島弧と平行，隆起帯基部に活動度・断 縁に発達。褶曲軸と平行 発達層型ほか

日本列島と周辺海域の地震
地体構造区分
（垣見ほか(2003)より抜粋（一部加筆・修正））

 2008年岩手・宮城内陸地震が生じた領域（図中■）は，柏崎刈羽原子力発電所が位置する領域（図中■）と異なる領域として整理されている。
32

⑤地震発生層 余震分布 引間ほか(2008)
引間ほか(2008)
 震源再決定の結果，本震の震源深さが7.8km⇒5.9kmと浅くなるなど，余震分布もＪＭＡ一元化震源に対して浅いことが確認されている。
 地震発生層の上端は1～2km程度と，地表に近い位置であると考えられる。
・Double-Difference法による震源再決定
・気象庁一元化データの検測値を使用
・本震後４週間の地震を再決定
・観測点は震源域から80km以内（右図，観測点数:47）・速度構造はJMA2001を使用

引間ほか(2008)より抜粋（一部加筆・修正）

33

⑤地震発生層

余震分布

Yoshida et al.(2014)●：再決定した震源位置：Iinuma et al.(2009)によるすべりモデル（2m間隔）：Hikima & Koketsu(2013)による断層面

Yoshida et al.(2014) 稠密な臨時地震観測網の記録を用いて震源の再決定を行っており，JMA一元化震源（下図(a)JMA）と比較して系統的に浅くなることが示されている。
 地震発生層の上端は1～2km程度と，地表に近い位置であると考えられる。

(a)：気象庁一元化震源 1996年～2010年のマグニチュード1.0～7.2(b)：Yoshida et al.(2014)による震源再決定結果 1996年～2010年のマグニチュード1.0～5.7(c)：Okada et al.(2012)による震源再決定結果 本震後3ヶ月のマグニチュード1.0～5.7

Yoshida et al.(2014)より抜粋（一部加筆・修正）34

⑤地震発生層震源モデル

Asano and Iwata(2011)

Asano and Iwata(2011)
 断層面を表層までモデル化し，インバージョン解析を実施。
 震源モデルにおいて，すべり量の大きな領域は浅部に決定されている。

35

⑤地震発生層震源モデル

Suzuki et al.(2010)

Suzuki et al.(2010)
 断層面を表層までモデル化し，インバージョン解析を実施。
 震源モデルにおいて，すべり量の大きな領域は浅部に決定されている。

36

⑤地震発生層

震源モデル

吉田ほか(2014)

吉田ほか(2014)
 断層面を表層までモデル化し，インバージョン解析を実施。
 震源モデルにおいて，すべり量の大きな領域は浅部に決定されている。

37

⑤地震発生層

震源モデル

引間・纐纈(2013)

引間・纐纈 (2013)
 断層面を表層までモデル化し，インバージョン解析を実施。
 震源モデルにおいて，すべり量の大きな領域は浅部に決定されている。

38

柏崎サイトと比較対象地震の震源域との比較
柏崎刈羽原子力発電所
敷地周辺①活断層の密度・
活動度・変位センス

②火山

2008年
岩手・宮城内陸地震

詳細な調査により多数の活断層
多数の活断層が発達を認定
ひずみ集中帯ひずみ集中帯（東北脊梁歪集中帯）（日本海東縁部）
逆断層が卓越逆断層が卓越火山フロントより隔離あり
地殻熱流量が低い

火山フロントに近接
地殻熱流量が高い
後期新生代にカルデラが形成③地質

新第三紀～第四紀堆積岩類

新第三紀堆積岩類
第四紀火山噴出物④地震地体構造区分
垣見ほか(2003)

13

８C⑤地震発生層６～１７km１～１０km程度

 敷地周辺は，以下の点で2008年岩手・宮城内陸地震震源域と地域差が顕著であると考えられる。
 敷地周辺は，カルデラや厚い火山噴出物が分布する地域ではないこと。
 敷地周辺は，地震発生層の上端が１kmほどと，浅くないこと。

39

Ⅰ．震源を特定せず策定する地震動

１．はじめに
２．既往の知見
３．Mw6.5以上の地震
３．１ 柏崎刈羽原子力発電所周辺の地域性
３．２ 2008年岩手・宮城内陸地震震源域の地域性
３．３ 2000年鳥取県西部地震震源域の地域性
４．Mw6.5未満の地震
５．まとめ

Ⅱ．基準地震動について
40

2000年鳥取県西部地震
 地震の概要
・日時：2000年10月6日 13時30分
・震央地：鳥取県西部
・地震規模：Ｍj7.3
・震源深さ：約9km
・震度：6強 鳥取県 境港市 鳥取日野町
６弱 鳥取県 米子市 境港市 日吉津村
鳥取南部町 伯耆町 など
 震源モデル（例）・メカニズム解：東西圧縮の左横ずれ断層型
・モーメントマグニチュード：ＭW6.6
・断層面：北西-南東走向の鉛直断層面
約30kmの長さ

発震機構［F-net］：(150°, 85°, -9°)／(241°, 81°, -175°)

Assumed fault modeland strong motion
stations used inthis study.

震度分布

気象庁HPよりObtained final slip distribution.
Star indicates hypocenter.
岩田・関口(2002)より抜粋（一部加筆・修正）

41

①活断層の密度・活動度・変位センス

 震源域周辺には活動度の低い横ずれ断層が数条認められる程度で活断層が非常に少ない。2000年鳥取県西部地震は垣見(2010)によって未熟な断層による地震と位置づけられており，震源域は「活断層の密度が少なく活動度が低いと考えられる地域」に該当する。

42

①活断層の密度・活動度・変位センス

活断層の分布密度 2000年鳥取県西部地震の震源域は，敷地周辺に比べて活断層の分布密度が低い地域である。

柏崎刈羽原子力発電所

2000年
鳥取県西部地震

柏崎刈羽原子力発電所

2000年
鳥取県西部地震0

松田(1992)より抜粋（一部加筆・修正）

200km

200万分の1活断層図編纂ワーキンググループ(2000)より抜粋（一部加筆・修正）

43

①活断層の密度・活動度・変位センス

岡田 (2002)

 山陰地域の活断層の特徴を総括した岡田(2002)によると「鳥取県西部地震はまだ地表には一連の活断層として姿を現していない（到達していない）地下深部の断層による活動とみなされ」，「第四紀中期
以降に新たな断層面を形成して，断層が発達しつつあり，活断層の発達過程としては初期ないし未熟な段階にある」とされている。
 また，山陰地域は「日本列島の中でも特異な地域」で「西南日本弧の日本海側変動帯にくみこまれつつあり，第四紀中期以降から地殻運動が徐々に活発化しているとみなされ」，当地域にはWNW-ESE方
向の圧縮場のもとでENE-WSWとNNW-SSEの方向の横ずれ活断層が発現している。

44

①活断層の密度・活動度・変位センス

伏島ほか(2001)

 地表断裂および人工構造物の破壊・変形は
以下の通り認められ，地震断層は明瞭ではないが，断続的に出現している。
 北西-南東方向に直線状に配列（余震域の延びの方向と調和的）
 本震震央の北西側約4km～南東側約2km，幅1km強の帯状の地域に5つ認められた。
 地表面の断裂はN40±25°Wの走向 数cm～10数cmの左横ずれ走向間隔45

①活断層の密度・活動度・変位センス 青柳ほか(2004),本多ほか(2002)
青柳ほか(2004)

 地震前に撮影した空中写真で判読されるリニアメ
ントの方向は，余震分布の形態に対応している。
 アスペリティの位置は，リニアメントの分布密度が高い領域と一致している。

本多ほか(2002)

 ブーゲ異常の変化部は単なる地質構造の境界ではなく基盤の断層構造，すなわち地殻内の弱線構造を反映していると考えられる（省略）北北西-南南東方向の地殻内の既存の弱線を利用して発生したと考えられる。
 震源断層の南北には西南日本特有の海溝軸に沿った大規模な地質構造が存在するため，震源断層サイズは弱線構造のサイズ，つまり南端の花崗岩地域以北までに制限されていた可能性がある。

 事前に詳細な調査を実施すれば，震源の位置，ある程度の規模の予測までが特定可能と考えられるが，地表地震断層としては全体が明瞭に表れておらず，震源が特定しにくい地震であった。
46

②火山

火山フロント火山フロント

柏崎刈羽原子力発電所

2000年
鳥取県西部地震

 2000年鳥取県西部地震の震源域周辺は，火山フロントに近接する。一方，敷地周
辺は火山フロントから外れた地域に位置する。
産業技術総合研究所(2005)より抜粋（一部加筆・修正）

47

③地質

2000年鳥取県西部地震
震央位置

10km

 白亜紀～古代三紀の花崗岩類が広く分布。
産総研

地質図navi（https://gbank.gsj.jp/geonavi/geonavi.php）に加筆

 新第三紀中新世の安山岩～玄武岩の岩脈が分布。
48

④地震地体構造区分
垣見ほか(2003)

構造区

柏崎刈羽
原子力発電所2000年
鳥取県西部地震13
日本海東縁変動帯

10C5
中国山地・瀬戸内海

沈降優勢の褶曲－逆断 北半部は安定隆起域。
層－傾動運動。島弧方 南半部は沈降域。北部
地形・地向の海嶺・海盆列の発 に火山質達。北部は幅の広い海盆・堆などの集合域・
大，長，A，逆。
小，中（長），B
活断層の（A），横・逆。
密度・長 島弧と平行な海嶺・海さ・活動 盆の縁に発達。褶曲軸 北東（右），北西（左）が卓越，東西度・断層 と平行（逆）はやや古い。南型ほか
端は中央構造線
日本列島と周辺海域の地震
地体構造区分
（垣見ほか(2003)より抜粋（一部加筆・修正））

 2000年鳥取県西部地震が生じた領域（図中■）は，
柏崎刈羽原子力発電所が位置する領域（図中■）と異なる領域として整理されている。

49

⑤地震発生層

余震分布

片尾・吉井(2002) 精密な余震分布を評価する目的で，臨時観測点を設置し震源決定を実施している。
 決定された震源は，ほぼ地表まで分布し，地震発生層の上端は2km程度と，地表に近い位置であると考えられる。

緊急余震観測 観測点配置

片尾・吉井(2002)より抜粋

50

⑤地震発生層

余震分布

Shibutani et al.(2005)

 臨時地震観測で得られた余震観測記録を用いて，走時トモグラフ
ィーにより震源パラメータと３次元速度構造の同時推定を実施。
 地震発生層の上端に対応すると考えられるVp=6,000m/s，
Vs=3,000m/sとなる深度はおよそ2kmとなっている。

Fig.1. Map showing the location of the stations (cross: temporary onsite
recording, cross with circle: temporary telemetered, cross with square:permanent telemetered) used in the aftershock observation of the 2000
Western Tottori Earthquake. The part of the codes “wt” common to thetemporary onsite recording stations is omitted in this figure. Dots denote theaftershocks used in this study. The star shows the starting point of themainshock rupture. The triangle denotes Mt. Daisen, a Quaternary volcano
which has been inactive for 20,000 years. The dashed lines indicate theb or d e r s o f p r e f e c t ur e s . A c t i v e f au lt s ar e s h ow n b y s ol i d l i ne s .
Fig.2. Horizontal grid(inverted triangles) on
which the P and S
velocities are obtained in
the travel-time
tomography. The y-axis isrotatedanticlockwise from Northby 30◦, so it is parallel tothe distribution of theaftershocks. Cross
sections of the resulting
velocity structure along
the thick lines AB, ab, cd,
ef and gh are shown in
Figs.3 and 4. Open circles
and crosses indicate theaftershocks and thestations, respectively.

Fig. 3. Cross sections of the resulting velocity
structure along the line AB in Fig. 2, which is almost
the same as the mainshock fault plane. The depth
distributions of Vp (a), Vs (b). Open circles indicate
the aftershocks which were located in the vicinity(±1 km) of the fault plane. The star denotes thestarting point of the mainshock rupture.

Fig. 4. Cross sections of the resulting velocity
structure along the lines ab,cd,ef and gh in Fig. 2. The
figures in the columns from the left to the right show
the depth distributions of Vp and Vs. Open circles
denote the aftershocks which occurred in the vicinity(±1 km) of each cross section. The star indicates thestarting point of the mainshock rupture.

Shibutani et al.(2005)より抜粋（一部加筆・修正）

51

⑤地震発生層震源モデル

岩田・関口(2002), 池田ほか(2002)

岩田・関口(2002)
 断層面を表層までモデル化し，インバージ
ョン解析を実施。
 震源モデルにおいて，すべり量の大きな領域は浅部に決定されている。

池田ほか(2002) 関口・岩田(2001)を参考に，アスペリティ
を地表に近い位置に設定したモデルを作成し，観測記録の再現性を確認している。

Assumed fault modeland strong motion
stations used inthis study.

Obtained final slip distribution.
Star indicates hypocenter.
岩田・関口(2002)より抜粋（一部加筆・修正）

52

柏崎サイトと比較対象地震の震源域との比較①活断層の密度・
活動度・変位センス②火山

柏崎刈羽原子力発電所
敷地周辺

2000年
鳥取県西部地震

詳細な調査により多数の活断層を認定
ひずみ集中帯（日本海東縁部）
逆断層が卓越活断層が非常に少なく活動度も低い
活断層の未成熟な地域
横ずれ断層が卓越

火山フロントより隔離あり
地殻熱流量が低い

火山フロントに近接③地質

新第三紀～第四紀堆積岩類

白亜紀～古代三紀の花崗岩類④地震地体構造区分
垣見ほか(2003)

13

10C5

⑤地震発生層６～１７km2～12km程度

 敷地周辺は，以下の点で2000年鳥取県西部地震震源域と地域差が顕著であると考えられる。
 敷地周辺は，活断層の密度が少なく活動度が低い地域でないこと。
 敷地周辺は，地震発生層の上端が２kmほどと，浅くないこと。

53

Mw6.5以上の地震

まとめ 審査ガイド例示16地震の内Mw6.5以上の地震について，地震が発生した地域と敷地周辺との地域差について以下の表の通り分析した。
 2008年岩手・宮城内陸地震及び2000年鳥取県西部地震が発生した地域と敷地周辺では，地域差が確認されるため，震源を特定せず策定する地震動として考慮する必要はないものと考えられる。

柏崎刈羽原子力発電所
敷地周辺①活断層の密度・
活動度・変位センス

②火山

2008年
岩手・宮城内陸地震

詳細な調査により多数の活断層
多数の活断層が発達を認定
ひずみ集中帯ひずみ集中帯（東北脊梁歪集中帯）（日本海東縁部）
逆断層が卓越逆断層が卓越火山フロントより隔離あり
地殻熱流量が低い

火山フロントに近接
地殻熱流量が高い
後期新生代にカルデラが形成

2000年
鳥取県西部地震

活断層が非常に少なく活動度も低い
活断層の未成熟な地域
横ずれ断層が卓越

火山フロントに近接③地質

新第三紀～第四紀堆積岩類

新第三紀堆積岩類
第四紀火山噴出物

白亜紀～古代三紀の花崗岩類④地震地体構造区分
垣見ほか(2003)

13

８C

10C5

⑤地震発生層６～１７km１～１０km程度

2～12km程度

54Ⅰ．震源を特定せず策定する地震動
１．はじめに
２．既往の知見

３．Mw6.5以上の地震
４．Mw6.5未満の地震
５．まとめ

Ⅱ．基準地震動について55

Mw6.5未満の地震に関する検討方針
 下記の流れに従い，震源を特定せず策定する地震動として反映すべき記録であるか検討を実施。

Step1 記録収集

Step2 応答ｽﾍﾟｸﾄﾙの比較

Step３ 記録の分析①防災科研KiK-net及びK-NET観測点②地盤条件
KiK-net：地盤情報有り
K-NET：岩盤＋AVS30≧500m/s③震央距離30km以内

加藤ほか(2004)と暫定的に比較し，重点的に検討すべき観測記録の抽出
・KiK-net：地中観測記録と加藤ほか(2004)の1/2
・K-NET：地表観測記録と加藤ほか(2004)

震源を特定せず策定する地震動として反映すべき記録であるかの検討
・はぎとり解析を行い，解放基盤
表面相当の地震動が推定可能であるか。
・観測点固有のｻｲﾄ特性の影響が含まれていないか。 等

56

Step1

記録収集 防災科研KiK-net及びK-NET観測点のうち以下の条件を満たす観測点を整理。
①地盤条件：KiK-net・・・地盤情報有り ：K-NET・・・岩盤＋ AVS30≧500m/s②震央距離：30km以内
地震名

日時

2011年
長野県北部地震
1997年3月
鹿児島県北西部地震
2003年
宮城県北部地震2011.03.12
03:59
1997.03.26
17:31
2003.07.26
07:13

1996年
宮城県北部（鬼首）地震

1996.08.11
03:12

1997年5月
鹿児島県北西部地震
1998年
岩手県内陸北部地震
2011年
静岡県東部地震
1997年
山口県北部地震
2011年
茨城県北部地震
2013年
栃木県北部地震
2004年
北海道留萌支庁南部地震
2012年
茨城県北部地震
2011年
和歌山県北部地震

1997.05.13
14:38
1998.09.03
16:58
2011.03.15
22:31
1997.06.25
18:50
2011.03.19
18:56
2013.02.25
16:23
2004.12.14
14:56
2012.03.10
02:25
2011.07.05
19:18

該当観測
点の有無
有り
無し

KiK-net
NIGH11川西，NIGH13牧，NIGH14塩沢，
NIGH18妙高，NIGH19湯沢，NGNH29野沢温泉－（記録なし）

有り

MYGH01仙台，MYGH06田尻無し－（記録なし）－（記録なし）－（記録なし）

無し
無し
有り
有り
有り

SZOH37芝川，YMNH13身延，YMNH15上九一色－（記録なし）
IBRH12大子，IBRH13高萩IBRH14十王，IBRH16山方

K-NET
NIG023津南－（KGS002，KMM015：AVS30＜500m/s）

MYG009大和－（MYG005，AKT019，AKT023：AVS30＜
500m/s）－（KGS002：AVS30＜500m/s）－（AKT022，AKT011：AVS30＜500m/s）－（SZO009：AVS30＜500m/s）

SMN013益田
FKS014矢祭有り－
FKSH07檜枝岐，GNMH07利根，TCGH07栗山西，
TCGH08栗山東，TCGH17藤原２（FKS029，GNM001：AVS30＜500m/s）

有り

RMIH04小平東，RMIH05小平西HKD020港町有り

IBRH12大子，IBRH13高萩IBRH14十王，IBRH16山方FKS014矢祭有り

WKYH01広川

WKY004清水

27記録

7記録
57

NIGH18 11.03.12 0359 sita NS Sp.waz
NIGH18 11.03.12 0359 sita EW Sp.waz
SZOH37 11.03.15 2231 sita NS Sp.waz
SZOH37 11.03.15 2231 sita EW Sp.waz
YMNH15 11.03.15 2231 sita NS Sp.waz
YMNH15 11.03.15 2231 sita EW Sp.waz
YMNH13 11.03.15 2231 sita NS Sp.waz
YMNH13 11.03.15 2231 sita EW Sp.waz
IBRH13 11.03.19 1856 sita NS Sp.waz
IBRH13 11.03.19 1856 sita EW Sp.waz
IBRH14 11.03.19 1856 sita NS Sp.waz
IBRH14 11.03.19 1856 sita EW Sp.waz
IBRH16 11.03.19 1856 sita NS Sp.waz
IBRH16 11.03.19 1856 sita EW Sp.waz
IBRH12 11.03.19 1856 sita NS Sp.waz
IBRH12 11.03.19 1856 sita EW Sp.waz
WKYH01 11.07.05 1918 sita NS Sp.waz
WKYH01 11.07.05 1918 sita EW Sp.waz
IBRH14 12.03.10 0225 sita NS Sp.waz
IBRH14 12.03.10 0225 sita EW Sp.waz
IBRH13 12.03.10 0225 sita NS Sp.waz
IBRH13 12.03.10 0225 sita EW Sp.waz
IBRH16 12.03.10 0225 sita NS Sp.waz
IBRH16 12.03.10 0225 sita EW Sp.waz
IBRH12 12.03.10 0225 sita NS Sp.waz
IBRH12 12.03.10 0225 sita EW Sp.waz
TCGH07 13.02.25 1623 sita NS Sp.waz
TCGH07 13.02.25 1623 sita EW Sp.waz
FKSH07 13.02.25 1623 sita NS Sp.waz
FKSH07 13.02.25 1623 sita EW Sp.waz
TCGH08 13.02.25 1623 sita NS Sp.waz
TCGH08 13.02.25 1623 sita EW Sp.waz
GNMH07 13.02.25 1623 sita NS Sp.waz
GNMH07 13.02.25 1623 sita EW Sp.waz
TCGH17 13.02.25 1623 sita NS Sp.waz
TCGH17 13.02.25 1623 sita EW Sp.waz
安全裕度確認地震動(Vs=.7km/s)×1/2

Step2

応答スペクトルの比較

 加藤ほか(2004)による応答スペクトルと暫定的に比較することで，重点的に検討すべき観測記録を抽出。
 比較の結果，KiK-net観測点の3つの記録，K-NET観測点の2つの記録を抽出。
SMN013 97.06.25 1850 NS Sp.waz
SMN013 97.06.25 1850 EW Sp.waz
MYG009 03.07.26 0713 NS Sp.waz
MYG009 03.07.26 0713 EW Sp.waz
HKD020 04.12.14 1456 NS Sp.waz
HKD020 04.12.14 1456 EW Sp.waz
NIG023 11.03.12 0359 NS Sp.waz
NIG023 11.03.12 0359 EW Sp.waz
FKS014 11.03.19 1856 NS Sp.waz
FKS014 11.03.19 1856 EW Sp.waz
WKY004 11.07.05 1918 NS Sp.waz
WKY004 11.07.05 1918 EW Sp.waz
FKS014 12.03.10 0225 NS Sp.waz
FKS014 12.03.10 0225 EW Sp.waz
安全裕度確認地震動(Vs=.7km/s)

K-NET観測記録

KiK-net観測記録

s2
)
(c
m/

10
0

0

加藤ほか(2004)
Vs=700m/s ×1/2

10

50

50

2013年栃木県北部地震
TCGH07栗山西

20

5

0.

2011年茨城県北部地震
IBRH13高萩

01

20

2011年長野県北部地震
NIG023津南

10(cm/s)

5

0.
0

1

2

2

2011年和歌山県北部地震
WKYH01広川

1

1
0.5

0.5

0.2

0.2

実線：NS方向，一点鎖線：EW方向
0.1
0.01

2004年北海道留萌支庁
南部地震 HKD020港町

速
度

10

(cm/s)

0.
1

50

1

速
度

100

50

0.

50
0
0

20

20

0

加藤ほか(2004)
Vs=700m/s

200

200
100

(h=0.05)

00

水平方向

500

20

0

1

00

10

10

1000

50

水平方向

10

20

1

00

10

500

(c
m)

(h=0.05)

00

(c
m/

(c
m)

1000

はぎとり解析を実施し，地表の影響を除いた後に比較すべきであるが，暫定的に地表面の観測記録による擬似速度応答スペクト
ルと加藤ほか(2004)によるスペクトルを
比較。

s2
)

はぎとり解析を実施し，地表の影響を除いた
後に比較すべきであるが，暫定的に地中記録による擬似速度応答スペクトルと加藤ほか(2004)によるスペクトルの1/2倍を比較。

0.02

0.05

0.1

0.2

0.5

周 期(秒)

1

2

5

10

実線：NS方向，一点鎖線：EW方向
0.1
0.01

0.02

0.05

0.1

0.2

0.5

1

2

5

10

周 期(秒)58

RMIH04 04.12.14 1456 sita EW Sp.waz
NIGH11 11.03.12 0359 sita NS Sp.waz
NIGH11 11.03.12 0359 sita EW sp.waz
NIGH13 11.03.12 0359 sita NS Sp.waz
NIGH13 11.03.12 0359 sita EW Sp.waz
NIGH18 11.03.12 0359 sita NS Sp.waz
NIGH18 11.03.12 0359 sita EW Sp.waz
安全裕度確認地震動(Vs=1km/s)×1/2

50

10(cm/s)

5

0.
0

1
0.5

0.2

0.05

0.1

0.2

0.5

1

2

周 期(秒)※（ ）内は地中観測位置のS波速度5102003年宮城県北部地震
・MYGH01仙台(3260)
2011年茨城県北部地震
・IBRH13高萩(3000)
・IBRH14十王(3200)
2013年栃木県北部地震
・FKSH07檜枝岐(2600)
・TCGH17藤原2
2013年茨城県北部地震
・IBRH13高萩(3000)
・IBRH14十王(3200)

/s 2
)
m

10
0

20
0

50
0

10
00

(c
50
00

50

01
MYGH01 03.07.26 0713 sita NS Sp.waz
MYGH01 03.07.26 0713 sita EW Sp.waz
IBRH13 11.03.19 1856 sita NS Sp.waz
IBRH13 11.03.19 1856 sita EW Sp.waz
IBRH14 11.03.19 1856 sita NS Sp.waz
IBRH14 11.03.19 1856 sita EW Sp.waz
IBRH13 12.03.10 0225 sita NS Sp.waz
IBRH13 12.03.10 0225 sita EW Sp.waz
IBRH14 12.03.10 0225 sita NS Sp.waz
IBRH14 12.03.10 0225 sita EW Sp.waz
FKSH07 13.02.25 1623 sita NS Sp.waz
FKSH07 13.02.25 1623 sita EW Sp.waz
TCGH17 13.02.25 1623 sita NS Sp.waz
TCGH17 13.02.25 1623 sita EW Sp.waz
安全裕度確認地震動(Vs=2.2km/s)×1/2

2
1

0.2
0.1
0.01

0.02

0.05

0.1

1000

0.2

0.5

10

1

1

2

周 期(秒)

(c
m)

500

5

10

(h=0.05)

2,200m/s＜Vs地点

0

200
100
50

0.

加藤ほか(2004)
Vs=2,200m/s ×1/2

1

20
速
度

10

(cm/s)

5

0.02

0.

0

5

00

2011年長野県北部地震
・NIGH19湯沢(1910)
2011年静岡県東部地震
・YMNH15上九一色(1600)
2011年茨城県北部地震
・IBRH12大子(1700)
・IBRH16山方(2050)
2013年栃木県北部地震
・GNMH07利根(1700)
・TCGH07栗山西(1870)
・TCGH08栗山東(1960)
2012年茨城県北部地震
・IBRH12大子(1700)
・IBRH16山方(2050)
2011年和歌山県北部地震
・WKYH01広川(1580)

1

2

0.1
0.01

(cm/s)

50

50

20
速
度

10

度

50

(h=0.05)

加藤ほか(2004)
Vs=2,200m/s ×1/2

0.
1

20
速

20
0

10

10
100

1

10

5

0

200

50
2

1,500m/s＜
Vs≦2,200m/s地点

500

0.

10

1
(c
m

10

1

50

/s 2
)

0.5

周 期(秒)

(c
m)
1000

0.2

加藤ほか(2004)
Vs=1,500m/s ×1/2

100

(c
m

0.1

200

(h=0.05)00

0.05

1,000m/s＜
Vs≦1,500m/s地点

500

50

0.02

0

0.1
0.01

 比較の結果，観測点のS波
速度(Vs)の相違を考慮した場合においても，重点的に検討すべき観測記録の抽出結果に相違が無いことを
確認。

0

0.2

10

1

0.5

50

1
0.5

20

 KiK-net観測点において，地中観測点のS波速度(Vs)の相違を考慮して比較。

00

2

10

01

00

5

0.

00

(cm/s)

NIGH19 11.03.12 0359 sita NS Sp.waz
NIGH19 11.03.12 0359 sita EW Sp.waz
YMNH15 11.03.15 2231 sita NS Sp.waz
YMNH15 11.03.15 2231 sita EW Sp.waz
IBRH12 11.03.19 1856 sita NS Sp.waz
IBRH12 11.03.19 1856 sita EW Sp.waz
IBRH16 11.03.19 1856 sita NS Sp.waz
IBRH16 11.03.19 1856 sita EW Sp.waz
WKYH01 11.07.05 1918 sita NS Sp.waz
WKYH01 11.07.05 1918 sita EW Sp.waz
IBRH12 12.03.10 0225 sita NS Sp.waz
IBRH12 12.03.10 0225 sita EW Sp.waz
IBRH16 12.03.10 0225 sita NS Sp.waz
IBRH16 12.03.10 0225 sita EW Sp.waz
GNMH07 13.02.25 1623 sita NS Sp.waz
GNMH07 13.02.25 1623 sita EW Sp.waz
TCGH07 13.02.25 1623 sita NS Sp.waz
TCGH07 13.02.25 1623 sita EW Sp.waz
TCGH08 13.02.25 1623 sita NS Sp.waz
TCGH08 13.02.25 1623 sita EW Sp.waz
安全裕度確認地震動(Vs=2.2km/s)×1/2

/s 2
)

10

度

2011年長野県北部地震
・NIGH14塩沢(1330)
・NGNH29野沢温泉(1040)
2003年宮城県北部地震
・MYGH06田尻(1480)
2011年静岡県東部地震
・SZOH37芝川(1400)
・YMNH13身延(1350)
2004年北海道留萌市庁南部地震
・RMIH05小平西(1180)

20

20
速

1000

20

20

加藤ほか(2004)
0. Vs=1,000m/s
×1/2
1
50

100

m)

2011年長野県北部地震
・NIGH11川西(850)
・NIGH13牧(910)
・NIGHH18妙高(930)
2004年北海道留萌市庁南部地震
・RMIH04小平東(950)

00

0
10
0

0

0

50
0

0

20
0

10
0

200

(h=0.05)50
0700m/s＜Vs≦1,000m/s地点

500

50

 加藤ほか(2004)による応
答スペクトルと暫定的に比較することで，重点的に検討すべき観測記録を抽出。
（地中記録による擬似速度
応答スペクトルと加藤ほか(2004)によるスペクトルの1/2倍を比較。）

10

1

(c

(c
m

(c
m)
1000

20
00

応答スペクトルの比較/s 2)【参考】Step2

NIGH14 11.03.12 0359 sita EW Sp.waz
SZOH37 11.03.15 2231 sita NS Sp.waz
SZOH37 11.03.15 2231 sita EW Sp.waz
YMNH13 11.03.15 2231 sita NS Sp.waz
YMNH13 11.03.15 2231 sita EW Sp.waz
安全裕度確認地震動(Vs=1.5km/s)×1/2
NGNH29 11.03.12 0359 sita NS Sp.waz
NGNH29 11.03.12 0359 sita EW Sp.waz

0.
0

1

2
1
0.5

0.2
0.1
0.01

0.02

0.05

0.1

0.2

0.5

1

2

5

10

周 期(秒)※加藤ほか(2004)は地震基盤Vs=2,200m/sとしているため，Vs=2,200m/sのスペクトルと比較

59

Step3

記録の分析

 KiK-net観測点で基盤地震動が加藤ほか(2004)の応答スペクトルを上回ると想定される3記録（下表の①～③），およびK-NET観測点の観測記録で特に影響が大きいと考えられる2記録（下表の④，⑤）を観測した5地震を検討対象地震として選定し，以降では，震源距離が30km以内のKiK-netおよびKNET観測点（AVS30＜500m/sの観測点も含む）について詳細に検討する。
Mw6.5未満の検討対象地震
No

地震名

日時

観測点

規模

①

2004年北海道留萌支庁南部地震

2004.12.14 14:56

HKD020港町

Mw5.7②

2013年栃木県北部地震

2013.02.25 16:23

TCGH07栗山西

Mw5.8

③

2011年茨城県北部地震

2011.03.19 18:56

IBRH13高萩

Mw5.8④

2011年和歌山県北部地震

2011.07.05 19:18

WKYH01広川

Mw5.0⑤

2011年長野県北部地震

2011.03.12 03:59

NIG023津南

Mw6.2

60

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（概要）61Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（観測記録）
 震源距離が30km以内の観測記録としては下表の5記録となる。
 このうち，震源近傍に位置するHKD020港町においては，最大加速度1,127cm/s2が観測されており，
司・翠川(1999)の距離減衰式の＋1σを上回る。

62

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（観測記録）
 K-NET観測点の観測記録のうち，HKD020港町の観測記録は，加藤ほか(2004)の応答スペクトルを大きく上回る。また，HKD024達布の観測記録は，HKD020港町のEW成分の観測記録に包絡される。
加藤ほか(2004)(Vp=2,000m/s)
加藤ほか(2004)(Vs=700m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=4,200m/s)

加藤ほか(2004)(Vs=2,200m/s)

63Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（観測記録）
 KiK-net観測点の地表観測記録は，全て加藤ほか(2004)の応答スペクトルに包絡される。
加藤ほか(2004)(Vs=700m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=2,000m/s)

加藤ほか(2004)(Vs=2,200m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=4,200m/s)

64

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（観測記録）
 KiK-net観測点の地中観測記録（地中×2）は，全て加藤ほか(2004)の応答スペクトルに包絡される。
加藤ほか(2004)(Vs=700m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=2,000m/s)

加藤ほか(2004)(Vs=2,200m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=4,200m/s)

 以上から，HKD020港町の観測記録についてはぎとり解析の対象とする。
65

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（佐藤ほか(2013)）
 HKD020港町の地質構造・速度構造の把握を目的として，地震計設置地点の北西約5mの同一標高位置
で，深さ300m（GL-300m）までのボーリング掘削をオールコア採取で実施している。
 GL-13m付近までの岩盤は亀裂が多く，岩盤が脆いことを示唆している。また，それ以深の岩盤層については，泥岩・砂岩の互層が主体で，そのうちGL-30ｍ付近，さらにGL-41ｍ以深に礫岩層が存在する構成となっている。

66

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（佐藤ほか(2013)）
 ボーリング孔を用いて，GL-150ｍまではダウンホール法とサスペンション法，GL-300ｍまではサスペンション法によるPS検層を実施している。
 GL-50ｍ付近までは，笹谷ほか(2008)の微動アレイ探査に基づくS波速度構造と今回の調査によるS
波速度構造は十分に対応していない。しかし，GL-58ｍ以深の泥岩・砂岩互層が続く部分のS波速度構造については，大局的にサスペンション法によるS波速度構造とほぼ対応している。
 PS検層によるS波速度構造から，基盤層をVsが938m/sとなるGL-41ｍに設定している。また，その深さのVpが2,215m/sであるため，Vpの観点から見ても基盤層の深さは妥当としている。
 狐崎ほか(1990)による既往の経験式より，Vsが700m/s以上では，Vpが2,000m/sを超えている。

67

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（佐藤ほか(2013)）
 ダウンホール法によるPS検層結果のVsが500m/s以下のGL-6mまでのS波速度を，笹谷ほか(2008)
による位相速度を説明できるように若干修正し，HKD020港町の地盤モデルを作成している。
 HKD020港町の地盤モデルによるSH波の理論増幅特性の卓越周期は，微動H/Vスペクトルの卓越周期と周期0.02秒程度のごく短周期までよく対応している。K-NET地盤情報によるSH波の理論増幅特性は，
微動H/Vスペクトルの卓越を説明できない。
 以上から，佐藤ほか(2013)によるHKD020港町の地盤モデルは，より妥当なモデルであると結論付け
ている。

68

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（佐藤ほか(2013)）
 GL-6ｍまでの土質地盤の6点について，GPサンプリングにより試料採取し，0.2Hzの正弦波による繰り返し三軸試験によって地盤の剛性G及び減衰hのひずみγ依存性を取得している。
 ひずみレベルが10-4オーダーでG/G0が0.6程度，すなわち初期の剛性から4割程度低下している。
 既往の経験的なG/G0のひずみ依存性に関する既往の経験式との対応が良い。
 室内試験を実施した砂，礫混じり砂，礫，風化砂岩に対応するGL-6ｍ程度までの地盤は，強震時に非線形性を生じやすい特性であるとしている。

69

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（佐藤ほか(2013)）
 GL-6ｍまでの層については，室内試験結果を用いてHDモデルにより非線形特性（G/G0-γ，h-γ）
を設定している。

70

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（佐藤ほか(2013)）
 等価線形解析により，地表観測記録（EW成分）からGL-41ｍの基盤地震動を評価している。
 はぎとり結果の最大加速度は585cm/s2で，地表観測記録の約1/2となっている。

71

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（佐藤ほか(2013)）
 体積弾性率一定を仮定した1次元波動論による線形解析により，地表観測記録（UD成分）からGL-41ｍの基盤地震動を評価している。
 はぎとり結果の最大加速度は296cm/s2となっている。

72

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（基盤地震動の妥当性検証）
 佐藤ほか(2013)では，K-NET観測点のHKD020 港町について，GL-6mまでの室内試験結果を考慮した非線形解析を行い，GL-41mの基盤面における基盤地震動を評価している（GL-6m以深は線形解
析を仮定，減衰定数は1％に設定）。
 上記の基盤地震動の評価結果について検証するため，以下の検討を実施する。
①佐藤ほか(2013)の報告時点以降に得られた，GL-6mからGL-41mまでの室内試験結果を用い，GL-41mまで非線形性を考慮して基盤地震動（水平方向）を評価。
②不確かさを考慮した基盤地震動の評価として，GL-6mまで非線形，GL-6m以深は減衰定数を3％として基盤地震動（水平方向）を評価。
③佐藤ほか(2013)の報告時点以降に得られたPS検層の再測定結果から，地盤モデルを変更して基盤
地震動（鉛直方向）を評価（解析方法は佐藤ほか(2013)と同様） 。
④HKD020 港町における地下水位の状況を踏まえ，GL-6mまではポアソン比一定，GL-6m以深は体積弾性率一定として基盤地震動（鉛直方向）を評価。
⑤柏崎刈羽原子力発電所における地盤物性の影響を考慮し基盤地震動（水平方向・鉛直方向）を評価 。

73Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討①）
検討①：GL-41mまで非線形性考慮
 GL-6mからGL-41mまでの5か所において，室内試験を追加実施。

74

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討①） 追加の室内試験結果により非線形性を設定。

75

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討①） GL-6mからGL-41mの地盤の非線形特性と減衰定数を変動させて，等価線形解析により深さ41mでの
基盤地震動を評価。

76Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討①） 地表観測記録を入力として，GL-41mまで非線形性を考慮した等価線形解析から，GL-41m（
Vs=938m/s）における基盤地震動を評価。

77Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討①） GL-41mまで非線形性を考慮した基盤地震動の最大加速度は561cm/s2となっており，佐藤ほか(2013)による基盤地震動（585cm/s2）と比較すると，やや小さい。

78

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討①） GL-41mまで非線形性を考慮した基盤地震動の応答スペクトルは，佐藤ほか(2013)による応答スペク
トルとほぼ同程度となっている。

79Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討①） 収束物性値の深さ分布によると，GL-6m以深における減衰定数の収束物性値は，概ね5％程度となっている。

80

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討①） GL-41mまで非線形性を考慮した基盤地震動評価に用いた収束物性値による伝達関数は，佐藤ほか(2013)の物性値による伝達関数と比較して，GL-6ｍよりも深部の減衰定数が1％から5％程度になったことにより，10Hzより高振動数側で小さくなっている。

81Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討①）
検討①のまとめ 2004年北海道留萌支庁南部地震におけるHKD020 港町の観測記録について，追加の室内試験結果を用い，GL-41mまで非線形性を考慮して基盤地震動を評価。
 基盤地震動の最大加速度は561cm/s2となっており，佐藤ほか(2013)による基盤地震動（585cm/s2）と比較してやや小さく評価されている。また，基盤地震動の応答スペクトルは，佐藤ほか(2013)による応答スペクトルとほぼ同程度となっている。

82

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討②）
検討②：減衰定数の不確かさ考慮
 佐藤ほか(2013)の地盤モデルに基づき，GL-6mまで非線形，GL-6m以深を減衰定数3％として基盤地震動を評価し，佐藤ほか(2013)の評価結果と比較。

83

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討②） 佐藤ほか(2013)の地盤モデルに基づき，GL-6m以深を減衰定数3％とした基盤地震動の最大加速度は609cm/s2となっており，佐藤ほか(2013)による基盤地震動（585cm/s2）と比較すると，やや大きく評価されている。また，その応答スペクトルは，佐藤ほか(2013)による応答スペクトルとほぼ同程度となっている。

84Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討②） 収束物性値による伝達関数は，佐藤ほか(2013)の物性値による伝達関数と同様に，本震時のH/Vスペ
クトルの特徴をよく再現していると考えられる。

85

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討②）
検討②のまとめ 2004年北海道留萌支庁南部地震におけるHKD020 港町の観測記録について，佐藤ほか(2013)の地
盤モデルに基づき，GL-6mまで非線形，GL-6m以深を減衰定数3％として基盤地震動を評価。
 基盤地震動の最大加速度は609cm/s2となっており，佐藤ほか(2013)による基盤地震動（585cm/s2）と比較してやや大きく評価されている。また，基盤地震動の応答スペクトルは，佐藤ほか(2013)による応答スペクトルとほぼ同程度となっている。
 収束物性値による伝達関数は，佐藤ほか(2013)の物性値による伝達関数と同様に，本震時のH/Vスペ
クトルの特徴をよく再現する結果となっている。

86Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討③）検討③：地盤モデル変更による基盤地震動（鉛直方向）評価
 佐藤ほか(2013)における鉛直方向の基盤地震動の評価結果は，物理探査学会(2013.10)時点での地盤モデルに基づいていたが，笹谷ほか(2008)による位相速度を説明できないことから，佐藤ほか(2013)の報告時点以降に，表層部分のPS検層を再測定している。
 再測定結果によるGL-6mまでのP波速度は，佐藤ほか(2013)の地盤モデルと異なるため，再測定結果を反映した地盤モデルにより，鉛直方向の基盤地震動を再評価。
※再測定結果によるS波速度は，佐藤ほか(2013)の地盤モデルとほぼ同様のため変更していない。

87

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討③） PS検層の再測定結果を反映した地盤モデルを用い，体積弾性率一定としてGL-41mの鉛直方向の基盤
地震動を評価した結果，その最大加速度は306cm/s2となり，佐藤ほか(2013)による基盤地震動（
296cm/s2）と比較すると，やや大きい。

88Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討③）
検討③のまとめ 佐藤ほか(2013)のHKD020 港町のP波速度モデルは，笹谷ほか(2008)による位相速度を説明できないことから，表層部分のPS検層を再測定し，再測定結果を反映した地盤モデルを設定。
 上記地盤モデルを用い，体積弾性率一定としてGL-41mの鉛直方向の基盤地震動を評価した結果，その最大加速度は306cm/s2となり，佐藤ほか(2013)による基盤地震動（296cm/s2）と比較すると，や
や大きい。

89

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討④）
検討④：GL-6mまでポアソン比一定とした基盤地震動（鉛直方向）評価
 佐藤ほか(2013)及び追加検討③における鉛直方向の基盤地震動は，体積弾性率一定として評価しているが，地下水位の状況を踏まえ，GL-6mまでポアソン比一定，GL-6m以深を体積弾性率一定とした場合の鉛直方向の基盤地震動を評価。
 体積弾性率一定とした場合と比較して，ポアソン比一定とした場合，S波速度の低下に伴ってP波速度も低下するため，最大加速度は小さくなっている。
 その結果，最大加速度は262cm/s2となり，体積弾性率一定と仮定した結果（306cm/s2）は保守的な結果となっている。

90Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討④）
検討④のまとめ 地下水位の状況を踏まえ，GL-6mまでポアソン比一定，GL-6m以深を体積弾性率一定とした場合の鉛直方向の基盤地震動を評価。
 GL-41mの基盤地震動を評価した結果，その最大加速度は262cm/s2となり，体積弾性率一定と仮定した結果（306cm/s2）は保守的な結果となっている。

91

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討⑤）検討⑤：柏崎刈羽原子力発電所の地盤物性を用いた検討
 柏崎刈羽原子力発電所における地盤物性の影響を評価。
 佐藤ほか(2013)によるHKD020港町観測点の基盤地震
動は，地表観測記録に基づきGL-41ｍのVs=938m/sの基盤層において評価されている。柏崎刈羽原子力発電所
における解放基盤表面のS波速度は荒浜側・大湊側ともにVs=700m/sであるため，これらの地盤物性の影響を評価する。
 なお，地震基盤から解放基盤表面までの伝播特性に関しては，柏崎刈羽原子力発電所の敷地周辺及び敷地内の地
下構造の影響により地震波の到来方向により異なることが示されており，「震源を特定して策定する地震動」に反映している。しかし，「震源を特定せず策定する地震動」のように，到来方向が不明な地震に対してはその伝播特性を反映することは難しい。
 一方で，HKD020港町観測点での伝播特性に関して十分な調査・検討はなされていないことから，両者を比較した上で柏崎刈羽原子力発電所に対する地震動として評価することはできない。
 そこで「震源を特定せず策定する地震動」の候補として
は，HKD020港町観測点の伝播特性が含まれる佐藤ほか(2013)による基盤地震動を重視し，これに対する不確かさ等を考慮した検討結果を参照し，保守的に設定することとした。

GL-41ｍ基盤層（Vs=938m/s）

92

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討⑤） 敷地において解放基盤表面までモデル化された1次元地下構造モデルにより地盤物性の影響を評価する。
 荒浜側の1次元地下構造モデルは，褶曲構造の影響により評価精度が低いと考えられるため，大湊側の1次元地下構造モデルを参照する。なお，荒浜側の１次元地下構造モデルにおいては解放基盤表面のVsは1,100m/sであるため，これによると地盤物性による補正の必要はないものと考えられる。
 補正にあたり，HKD020港町観測点の基盤層のVs=938m/sに近いVs=960m/s層の上面に，はぎとり
解析の不確かさ等を考慮した基盤地震動（水平：609m/s2，鉛直：306m/s2）を入力し，Vs=730m/sの解放基盤表面の応答を評価した。

地下構造モデル大湊側※SGFによる評価に用いた地下構造モデル
層No.

1

T.M.S.L.
(m)

層厚
(m)

密度
(t/m3)

Vs
(m/s)

Vp
(m/s)

2

Q
(-)

3

-284
1
2
3
4
5
6

層厚
(m)

密度
(t/m3)

Vs
(m/s)

Vp
(m/s)

Q
(-)

15

2.03

730

1800

50f

31

2.03

890

1900

50f

51

2.03

890

1900

50f

35

2.03

960

1900

50f

34

2.03

1000

2100

50f

1060

2.12

1160

2390

50f

1050

2.25

1620

3220

50f

1290

2.36

2050

4150

50f

2180

2.51

2760

4820

50f

-

2.59

3170

5230

-

-134

荒浜側
層No.

T.M.S.L.
(m)

-300
-1360
-2410
-3700
-5880
-

4

16

2.11

1110

2280

50f

1060

2.12

1160

2390

50f

1050

2.25

1620

3220

50f

1290

2.36

2050

4150

50f

2180

2.51

2760

4820

50f

-

2.59

3170

5230

-

5
6
7
8
9

地震基盤
10

-149
-180
-231
-266
-300
-1360
-2410
-3700
-5880
-

入力
位置

地震基盤

93

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討⑤） 敷地における解放基盤表面の地震動は，水平方向：643cm/s2，鉛直方向310cm/s2と評価された。
佐藤ほか(2013)の検証結果の最大ケース（水平方向:609gal，鉛直方向:306gal）
敷地の地盤物性を考慮（水平方向:643gal，鉛直方向:310gal）

疑似速度応答スペクトル

50
0

10
00

500

(h=0.05)

20
00

10

1

0

00

(c
m

m)

1000

50

10

500

/s 2
)

/s 2
)
00

00

10

1

(c

(h=0.05)

20

1000

(c
m

m)

400

50

20
0

20
0

0
200
10
0

10
0

200

100

100
50

0.

1

50

0.

50

-400

50

加速度(Gal)(c

加速度(cm/s2)

Res_HKD0200412141456UD_GL-41m_306Gal.waz
Res_HKD0200412141456UD_GL-41m_306Gal→K5軟岩補正.waz

Res_HKD0200412141456EW_GL-41m_609Gal.waz
Res_HKD0200412141456EW_GL-41m_609Gal→K5軟岩補正.waz

800

50
00

加速度時刻歴波形

1

-800

0

5

10

15

20
20

20

時間（秒）

速

速

時間(秒)

度

10

(cm/s)

5度

10(cm/s)

0.
01

5

0.

01

加速度(cm/s2)

加速度(Gal)

400
200
0

2

2

1

1

0.5

0.5

0.2

-200
0.1
0.01

0.02

0.05

0.1

水平方向

0.2

0.2

0.1
0.01

0.5

周 期(秒)

-400

0

5

10

15

1

2

5

10

鉛直方向
0.02

0.05

0.1

0.2

0.5

1

2

周 期(秒)

20

時間（秒）

時間(秒)

94

5

10

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（検討⑤）
検討⑤のまとめ 柏崎刈羽原子力発電所における地盤物性及び解放基盤表面までの地震波の伝播特性の影響を評価。
 敷地における解放基盤表面の地震動は，水平方向：643cm/s2，鉛直方向310cm/s2と評価された。

95

Step3 記録の分析
2004年北海道留萌支庁南部地震（まとめ） 佐藤ほか(2013)による2004年北海道留萌支庁南部地震におけるHKD020 港町の基盤地震動評価について，以下の検討を実施した 。
①
②
③
④
⑤

GL-41mまで非線形性を考慮した基盤地震動評価（水平方向）
GL-6mからGL-41mまで減衰定数を3％とした基盤地震動評価（水平方向）
再測定されたPS検層結果を踏まえた基盤地震動評価（鉛直方向）
地下水位の状況を踏まえGL-6mまでポアソン比一定とした基盤地震動評価（鉛直方向）
柏崎刈羽原子力発電所における地盤物性の影響評価（水平方向，鉛直方向）

 上記の①～④の検討結果によると， HKD020 港町の基盤地震動は水平方向についてはケース②（
609cm/s2），鉛直方向についてはケース③（306cm/s2）が最も大きくなっている。
 以上の最大加速度が最も大きくなるケース②及び③について，⑤として柏崎刈羽原子力発電所の基盤地
震動を評価した結果，水平方向については643cm/s2，鉛直方向についてはケース310cm/s2と評価された。

96

Step3 記録の分析
2013年栃木県北部地震（概要）97Step3 記録の分析
2013年栃木県北部地震（震源周辺の地質構造）
 栃木県北部地震の震源域には，後期中新世の奥鬼怒カルデラ並びに同噴出物が分布する。
 震源域周辺には，後期中新世～鮮新世に活動したカルデラ火山群があり，これらの近傍には前期～後期
更新世に活動した第四紀火山が分布する。このうち，高原山・白根山・燧ケ岳（尾瀬）は，完新世に活動実績を持つ活火山であることから，この地域では火山活動が継続し，地殻浅部～深部の地質構造に様々な制約を与えていると想定される。
 栃木県北部地震は，西北西-東南東方向に圧縮軸を持つ，横ずれ断層型である。余震分布は，南北方向からやや反時計回りに並んでおり，震源断層は南北系と想定される。
 震源域周辺には，確実度が低い活断層が分布しているが，東西系の走向に近いことから，震源断層は活断層と無関係とみられている。

98Step3 記録の分析
2013年栃木県北部地震（観測記録）
 震源距離が30km以内の観測記録としては下表の10記録となる。
 このうち，震源近傍に位置するTCGH07栗山西においては，地表で最大加速度1,224cm/s2が観測されており，司・翠川(1999)の距離減衰式の＋1σを上回る。

99

Step3 記録の分析
2013年栃木県北部地震（観測記録）
 K-NET観測点の観測記録のうち，FKS029桧枝岐及びTCG004湯元の観測記録は，加藤ほか(2004)の応答スペクトルを一部の周期で上回る。
 いずれの観測点もAVS30＜500m/sであり，次項以降に示すTCGH07栗山西の観測記録（地中×2）に概ね包絡される。
加藤ほか(2004)(Vs=700m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=2,000m/s)

加藤ほか(2004)(Vs=2,200m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=4,200m/s)

100Step3 記録の分析
2013年栃木県北部地震（観測記録）
 KiK-net観測点の地表観測記録のうち，TCGH07栗山西の観測記録は，加藤ほか(2004)の応答スペク
トルを上回る。
加藤ほか(2004)(Vs=700m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=2,000m/s)

加藤ほか(2004)(Vs=2,200m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=4,200m/s)

101

Step3 記録の分析
2013年栃木県北部地震（観測記録）
 KiK-net観測点の地中観測記録（地中×2）のうち，TCGH07栗山西の観測記録は，加藤ほか(2004)の応答スペクトルを上回る。
加藤ほか(2004)(Vs=700m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=2,000m/s)

加藤ほか(2004)(Vs=2,200m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=4,200m/s)

 以上から，TCGH07栗山西の観測記録についてはぎとり解析の対象とする。
102

Step3 記録の分析
2013年栃木県北部地震（引間(2015)）
 2013年栃木県北部地震の余震記録等を対象としたスペクトルインバージョンにより，TCGH07 栗山
西の観測記録を分析している。その結果，TCGH07 栗山西の地中地震計で顕著な0.2秒程度のピークについては本震が位置する西・近傍領域からの地震動のみに特徴的に見られ，サイトの比較的近傍での伝播特性・サイト特性が影響しているものと推察されるとしている。

103

Step3 記録の分析
2013年栃木県北部地震（はぎとり解析）
 TCGH07 栗山西について，KiK-netボーリングデータを初期値とし，観測記録の伝達関数を再現できるように地盤同定を実施。
 得られた地盤モデルは，PS検層結果から大きく乖離しているため，1次元波動論によるはぎとり解析の適用が困難と考えられる。

104

Step3 記録の分析
2011年茨城県北部地震（概要）105Step3 記録の分析
2011年茨城県北部地震（震源周辺の地質構造）
 茨城県北部地震は，東北地方太平洋沖地震の誘発地震と考えられており，3.11直後から，3つのステー
ジで震源域が拡大。
 阿武隈南部には，変成岩（原岩：ジュラ紀以前，変成：前期白亜紀），花崗岩（前期白亜紀）が広く分布するが，地震後の稠密余震観測等の結果，高速度域は変成岩，低速度域は花崗岩に対応し誘発地震は
地質構造に規制されていると考えられている。
 茨城県北部地震を含むエリアには関口-米平リニアメント（Sk-Yn）が，外周部には関口-黒磯リニアメ
ント（Sk-Kr）・棚倉破砕帯西縁断層（Tn）が分布する。地震活動は，竹貫及び日立変成岩に挟まれた花崗岩分布域に対応して北北西-南南東方向に延び，南西傾斜を示している。
 地震活動が関口-米平リニアメントを横断し，関口-黒磯リニアメントと走向が異なることから，北部断層は，両断層と無関係とみられている。

106

Step3 記録の分析
2011年茨城県北部地震（観測記録）
 震源距離が30km以内の観測記録としては下表の11記録となる。
 このうち，震源近傍に位置するIBRH13 高萩においては，地表で最大加速度1027cm/s2が観測されており，司・翠川(1999)の距離減衰式の＋1σを上回る。

107

Step3 記録の分析
2011年茨城県北部地震（観測記録）
 K-NET観測点の観測記録のうち,IBR003 日立及びIBR004 大宮の観測記録は，加藤ほか(2004)の応答スペクトルを一部の周期で上回る。
 いずれの観測点もAVS30＜500m/sであり，次項以降に示すIBRH13高萩の影響度よりも小さいと考えられる。
加藤ほか(2004)(Vs=700m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=2,000m/s)

加藤ほか(2004)(Vs=2,200m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=4,200m/s)

108Step3 記録の分析
2011年茨城県北部地震（観測記録）
 KiK-net観測点の地表観測記録のうち，IBRH13 高萩及びIBRH14 十王の観測記録は，加藤ほか(2004)の応答スペクトルを上回る。
 IBRH14 十王の地表観測記録については，次項に示す地中観測記録において加藤ほか(2004)を下回る
ことから，影響度は小さいと考えられる。
加藤ほか(2004)(Vs=700m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=2,000m/s)

加藤ほか(2004)(Vs=2,200m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=4,200m/s)

109

Step3 記録の分析
2011年茨城県北部地震（観測記録）
 KiK-net観測点の地表観測記録（地中×2）のうち，IBRH13 高萩の観測記録は，加藤ほか(2004)の応答スペクトルを上回る。
加藤ほか(2004)(Vs=700m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=2,000m/s)

加藤ほか(2004)(Vs=2,200m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=4,200m/s)

 以上から， IBRH13 高萩の観測記録についてはぎとり解析の対象とする。
110

Step3 記録の分析
2011年茨城県北部地震（はぎとり解析）
 IBRH13 高萩について，KiK-netボーリングデータを初期値とし，観測記録の伝達関数を再現できるように地盤同定を実施。
 得られた地盤モデルは，表層のVsが極端に小さく，また上下動の観測記録の伝達関数を再現できていな
いため，1次元波動論によるはぎとり解析の適用が困難と考えられる。

111

Step3 記録の分析
2011年和歌山県北部地震（概要）112Step3 記録の分析
2011年和歌山県北部地震（震源周辺の地質構造）
 和歌山県北部地震の震源域には，古第三紀日高川層群（上部）が分布する。
 震源近傍には，仏像構造線があるが，活断層としての確実度は低いとされている。
 和歌山県北部地震は，北西-南東方向に圧縮軸を持つ逆断層型である。
 余震は，仏像構造線とほぼ平行な長さ3～4kmの範囲に分布し，南東側が浅くなっている。

113

Step3 記録の分析
2011年和歌山県北部地震（観測記録）
 震源距離が30km以内の観測記録としては下表の6記録となる。
 このうち，震源近傍に位置するWKYH01 広川においては，地表で最大加速度1065cm/s2が観測されており，司・翠川(1999)の距離減衰式の＋1σを上回る。

114

Step3 記録の分析
2011年和歌山県北部地震（観測記録）
 K-NET観測点の観測記録は，すべて加藤ほか(2004)の応答スペクトルに包絡される。
加藤ほか(2004)(Vs=700m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=2,000m/s)

加藤ほか(2004)(Vs=2,200m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=4,200m/s)

115Step3 記録の分析
2011年和歌山県北部地震（観測記録）
 KiK-net観測点の地表観測記録のうち，WKYH01 広川の観測記録は，加藤ほか(2004)の応答スペク
トルを一部の周期で上回る。
加藤ほか(2004)(Vs=700m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=2,000m/s)

加藤ほか(2004)(Vs=2,200m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=4,200m/s)

116Step3 記録の分析
2011年和歌山県北部地震（観測記録）
 KiK-net観測点の地中観測記録（地中×2）のうち，WKYH01 広川の観測記録は，加藤ほか(2004)の応答スペクトルを一部の周期で上回る。
加藤ほか(2004)(Vs=700m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=2,000m/s)

加藤ほか(2004)(Vs=2,200m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=4,200m/s)

 以上から，WKYH01 広川の観測記録についてはぎとり解析の対象とする。
117

Step3 記録の分析
2011年和歌山県北部地震（はぎとり解析）
 WKYH01 広川について，KiK-netボーリングデータを初期値として，観測記録の伝達関数を再現できるように地盤同定を実施。
 得られた地盤モデル，PS検層結果から大きく乖離しているため，1次元波動論によるはぎとり解析の適用が困難と考えられる。

118

Step3 記録の分析
2011年長野県北部地震（概要）119Step3 記録の分析
2011年長野県北部地震（震源周辺の地質構造）
 長野県北部地震の震源付近には，堆積岩類及び火山岩類（新第三紀中新世～第四紀完新世）が分布する。
 震源付近には，十日町断層帯の西端に位置する宮野原断層，青倉断層があり，これらは活断層と推定されている。
 震源断層は，北西-南東方向の圧縮軸を持つ南東傾斜の逆断層とみられている。また，余震の震源分布の投影図から，余震域の北東側と南西側では，断層面の傾斜が異なる可能性があるとみられている。
 余震分布の震源域の北端に，松之山背斜がほぼ一致することから，南東傾斜の断層は松之山背斜と関連した断層構造である可能性が高いと想定されている。また，松之山が隆起した解釈とも調和的であり，地震によって松之山背斜が成長した可能性があるとみられている。

120

Step3 記録の分析
2011年長野県北部地震（観測記録）
 震源距離が30km以内の観測記録としては下表の10記録となる。
 このうち，震源近傍に位置するNIG023 津南においては，最大加速度704cm/s2が観測されており，
司・翠川(1999)の距離減衰式の＋1σを上回る。

121

Step3 記録の分析
2011年長野県北部地震（観測記録）
 K-NET観測点の観測記録のうち，NIG023 津南及びNIG024 安塚の観測記録は，加藤ほか(2004)の応答スペクトルを一部の周期で上回る。
 NIG024 安塚はAVS30＜500m/sであり， NIG023 津南の観測記録に概ね包絡される。
加藤ほか(2004)(Vs=700m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=2,000m/s)

加藤ほか(2004)(Vs=2,200m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=4,200m/s)

122Step3 記録の分析
2011年長野県北部地震（観測記録）
 KiK-net観測点の地表観測記録のうち，NIGH29 野沢温泉及びNIGH14 塩沢の観測記録は，加藤ほか(2004)の応答スペクトルを一部の周期で上回る。
 いずれ観測点の地表観測記録については，次項に示す地中観測記録において加藤ほか(2004)を下回る
ことから，影響度は小さいと考えられる。
加藤ほか(2004)(Vs=700m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=2,000m/s)

加藤ほか(2004)(Vs=2,200m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=4,200m/s)

123Step3 記録の分析
2011年長野県北部地震（観測記録）
 KiK-net観測点の地中観測記録（地中×2）は，全て加藤ほか(2004)の応答スペクトルに包絡される。
加藤ほか(2004)(Vs=700m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=2,000m/s)

加藤ほか(2004)(Vs=2,200m/s)

加藤ほか(2004)(Vp=4,200m/s)

 以上から，NIG023 津南の観測記録についてはぎとり解析の対象とする。
124

Step3 記録の分析
2011年長野県北部地震（はぎとり解析）
 NIG023 津南の観測記録については，地盤情報が乏しいため，地盤モデルが構築できない。
 上記に伴い，はぎとり解析による基盤地震動の評価ができない。
 今後，各種調査により地盤情報の取得が必要である。

125

Mw6.5未満の地震

まとめ 審査ガイド例示16地震の内Mw6.5未満の地震について，観測記録を収集し分析を実施。
 2004年北海道留萌支庁南部地震のHKD020港町観測点で得られた記録については，信頼性の高いはぎとり波を評価できたと考えられるため，震源を特定せず策定する地震動として考慮する。
 上記以外の地震の観測記録については，現状の知見では解放基盤波の信頼性に課題があるため，今後も継続的に知見の収集とはぎとり解析等の検討を進め，信頼性の高い解放基盤波の算定を試みる。
地震名

2011年
長野県北部地震

2011年
茨城県北部地震

2013年
栃木県北部地震

2004年
北海道留萌支庁南部地震

2011年
和歌山県北部地震

発震日時

2011.03.12 03:59

2011.03.19 18:56

2013.02.25 16:23

2004.12.14 14:56

2011.07.05 19:18

観測点
赤：KiK-net
青：K-NET

NIG023津南

IBRH13高萩

TCGH07栗山西

HKD020港町

WKYH01広川

使用モデル
地
盤
モ
デ
ル

・地表及び地中観測記録に基づ
く地盤同定モデル・地盤モデルに係る既往の知見 ・KiK-net地盤データと整合し ・KiK-net地盤データと整合し ・微動探査による地盤データと ・KiK-net地盤データと整合し
が無い。
ない
ない
整合
ない
既往の知見と・知見で指摘されている減衰の ・知見で指摘されている減衰・ ・知見で指摘されている非線形 ・知見で指摘されている減衰の影響が不明
方位依存性の影響が不明
性を考慮
影響が不明
の整合性

×
更なる知見収集・検討事項
解析手法

は
ぎ
と
り
解
析

・地盤情報が乏しくモデルが構 ・地表及び地中観測記録に基づ ・地表及び地中観測記録に基づ ・佐藤ほか(2013)のボーリン
築できない
く地盤同定モデル
く地盤同定モデル
グ結果に基づく地盤モデル

精度×・地質調査，微動探査等による ・地盤モデルの改良・地盤モデルの改良
地盤情報の取得
・知見で指摘されている特性に ・知見で指摘されている特性に係るデータの取得と影響度合
係るデータの取得と影響度合
いの評価
いの評価
・地盤モデルが構築できないた ・線形解析
め，解析できない

・線形解析

○

×

－

・地盤モデルの改良・知見で指摘されている特性に係るデータの取得と影響度合
いの評価

・非線形性を考慮した等価線形 ・線形解析
解析

・はぎとり解析手法の適用性が ・はぎとり解析手法の適用性が ・はぎとり解析手法の適用性が ・観測事実（非線形性によるサ ・はぎとり解析手法の適用性が不明
不明
不明
イト増幅の低下）と整合不明

×
更なる知見収 ・地表観測記録の再現解析
集・検討事項

結果の信頼性×××

×

・地表及び地中観測記録の再現 ・地表及び地中観測記録の再現
解析
解析

×

×

○

×

－

・地表及び地中観測記録の再現
解析

○

×

126

Ⅰ．震源を特定せず策定する地震動
１．はじめに
２．既往の知見

３．Mw6.5以上の地震
４．Mw6.5未満の地震
５．まとめ

Ⅱ．基準地震動について

127

震源を特定せず策定する地震動の策定
 2004年北海道留萌支庁南部地震HKD020港町観測点の基盤地震動に基づき震源を特定せず策定する地震動を策定する。
 上記の基盤地震動について分析し，以下の結果が得られた。
・佐藤ほか(2013)によると，水平方向：585cm/s2，鉛直方向：296cm/s2と評価されている。
・はぎとり解析の不確かさ等を含めた検証結果は，水平方向：609cm/s2，鉛直方向：306cm/s2と評価される。
・はぎとり解析の不確かさを含めた検討結果について，敷地の地盤物性の影響を評価した結果，水平方
向：643cm/s2，鉛直方向：310cm/s2と評価される。
 2004年北海道留萌支庁南部地震の検討結果に保守性を考慮して，水平方向：650cm/s2，鉛直方向：
330cm/s2の地震動を震源を特定せず策定する地震動として設定する。
m(h=0.05)

50
0
20
0

500

10
00

50
00

10

1

50
0

)

(c

1000

20
0

500

10
00

1

50
00

10

(c
m

(h=0.05)

20
00

/s 2
)
m

)

(c

m

20
00

(c
1000

/s 2
)

安全裕度確認地震動(V p=2km/s )Res _HK D0200412141456UD_GL-41m_306Gal→K 5軟岩補正→330Gal.waz

安全裕度確認地震動(V s=.7km/s)
Res _HK D0200412141456EW_GL-41m_609Gal→K 5軟岩補正→650Gal.waz

200

10
0

10
0

200

100

50

50

0.

1

50

20

20
速

速
度

10

(cm/s )

5

2004年北海道留萌支庁南部地震を考慮した地震動（水平方向:650gal，鉛直方向:330gal）【参考】加藤ほか(2004)による応答スペクトル（水平Vs=700m/s，鉛直Vp=2000m/s）

0.
1

50

100

度

10

(cm/s )

0.

01

5

2

2

1

1

0.5

0.5

水平方向

0.2
0.1
0.01

0.02

0.05

0.1

0.2

0.5

周 期(秒)

1

2

0.
01

鉛直方向

0.2

5

10

0.1
0.01

0.02

0.05

0.1

0.2

0.5

1

2

5

周 期(秒)

12810

Ⅰ．震源を特定せず策定する地震動
１．はじめに
２．既往の知見

３．Mw6.5以上の地震
４．Mw6.5未満の地震
５．まとめ

Ⅱ．基準地震動について129

Ss-5N S(K 1).waz
Ss-5EW(K 1).waz
Res _EGF_長岡+十日町ver02_σ15_D50_K 1_N S.waz
Res _EGF_長岡+十日町ver02_σ15_D50_K 1_EW.waz
Res _EGF_長岡+十日町ver02_σ10_D35_K 1_N S.waz
Res _EGF_長岡+十日町ver02_σ10_D35_K 1_EW.waz
Ss1-7包絡_K 1_H（見直し）.waz
安全裕度確認地震動(V s=.7km/s)
Res _HK D0200412141456EW_GL-41m_609Gal→K 5軟岩補正→650Gal.waz

(c
m

50
0

10
00

(h=0.05)

20
00

50
0

10

1

10
0

10
0

20
0

20
0

荒浜側

200

100
50

100

1

50

20

0.
1

50

50

0.

20

速

速

10

01

5

2
1
0.5

50

50
0
20
0

0.
1

20

20
速

速
度

/s 2
)

10
0

10
0
50

1

大湊側

100

100
50

(h=0.05)

200

200

0.

)
10

1
500

20
0

大湊側

m

1000

m

(c
(h=0.05)

50

1

10

10
00

10

500

0.1
0.01

50
0

)

10
00

m

鉛直方向

0.2

/s 2
)

(c
1000

m

0.1
0.01

Ss-1-1V (K 5).waz
EGF_F-B36km_K K 5_N o63_UD.waz
Ss-3-1V .waz
Ss-4UD(K 5).waz
Ss-5UD(K 5).waz
Res _EGF_長岡+十日町ver02_σ15_D50_K 5_UD.waz
Res _EGF_長岡+十日町ver02_σ10_D35_K 5_UD.waz
Ss1-7包絡_K 5_V .waz
0.02 安全裕度確認地震動(V
0.05
0.1
0.2
1
2
5
10
p=2km/s) 0.5
Res _HK D0200412141456UD_GL-41m_306Gal→K
5軟岩補正→330Gal.waz
周 期(秒)

(c

水平方向

0.2

01

20
00

1

0.

50
00

Ss-1-1H(K 5).waz
EGF_F-B36km_K K 5_N o63_N S.waz
EGF_F-B36km_K K 5_N o63_EW.waz
Ss-3-1H.waz
Ss-4N S(K 5).waz
Ss-4EW(K 5).waz
Ss-5N S(K 5).waz
Ss-5EW(K 5).waz
Res _EGF_長岡+十日町ver02_σ15_D50_K 5_N S.waz
Res _EGF_長岡+十日町ver02_σ15_D50_K 5_EW.waz
Res _EGF_長岡+十日町ver02_σ10_D35_K 5_N S.waz
Res _EGF_長岡+十日町ver02_σ10_D35_K 5_EW.waz
Ss1-7包絡_K 5_H.waz
0.02
0.05
0.1
0.2
0.5
1
2
5
安全裕度確認地震動(V s=.7km/s)
周 期(秒)
Res _HK D0200412141456EW_GL-41m_609Gal→K
5軟岩補正→650Gal.waz

2

20
00

5

10

度
(cm/s )

0.

(c

度
(cm/s )

0.5

2004年北海道留萌支庁南部地震を考慮した地震動（水平方向:650gal，鉛直方向:330gal）【参考】加藤ほか(2004)による応答スペクトル（水平Vs=700m/s，鉛直Vp=2000m/s）
基準地震動Ss-1～7（荒浜側Ss-2のNS・UD方向については見直し後をプロット）【参考】基準地震動Ssの包絡スペクトル（基準地震動の各周期の最大値をとった応答スペクトル）

)

500

荒浜側

200

m

1000

50
00

500

(h=0.05)

10
00

50
00

10

1

(c

(c
m

)

50
00

 敷地ごとに震源を特定して策定する地震動と震源を特定せず策定する地震動として2004年北海道留萌支庁南部地震を考慮した地震動とを比較。
 比較の結果， 2004年北海道留萌支庁南部
地震を考慮した地震動は，大湊側の敷地ごとに震源を特定して策定する地震動を0.5秒付近の周期帯でわずかに上回ることから，大湊側においては基準地震動Ss-8とする。

m

20
00

(c
1000

/s 2
)

震源を特定せず策定する地震動
敷地ごとに震源を特定して策定する地震動との比較/s 2)

Res _EGF_F-B36km_K K 1_UD_R79-13-■新・補正係数.waz
Ss-3-1V .waz
Ss-4UD(K 1).waz
Ss-5UD(K 1).waz
Res _EGF_長岡+十日町ver02_σ15_D50_K 1_UD.waz
Res _EGF_長岡+十日町ver02_σ10_D35_K 1_UD.waz
Ss1-7包絡_K 1_V （見直し）.waz
安全裕度確認地震動(V p=2km/s )Res _HK D0200412141456UD_GL-41m_306Gal→K 5軟岩補正→330Gal.waz

度

10(cm/s )

5

10

(cm/s )

0.

01

5

2

2

1

1

0.5

0.5

水平方向

0.2
0.1
0.01

0.02

0.05

0.1

0.2

0.5

周 期(秒)

1

2

5

0.
01

鉛直方向

0.2

10

0.1
0.01

0.02

0.05

0.1

0.2

0.5

1

2

5

周 期(秒)

13010震源を特定せず策定する地震動 基準地震動
基準地震動Ss-8の加速度時刻歴波形
Ss-8

加速度(Gal)
加速度(Gal)

NS方向
1500
1000
500
0
-500
-1000
-1500
0

650

1500
1000
500
0
-500
-1000
-1500
0

330

30

60
90
時間（秒）
時間(秒)

120

150

30

60
90
時間（秒）
時間(秒)

120

150

EW方向

UD方向

加速度(Gal)
加速度(Gal)

大湊側

131基準地震動の一覧
 敷地ごとに震源を特定して策定する地震動として「F-B断層による地震」，「長岡平野西縁断層帯による地震」の応答スペクトルに基づく地震動評価及び断層モデルを用いた手法による地震動評価の結果を踏まえて基準地震動Ss-1～7を策定。
 震源を特定せず策定する地震動として，留萌支庁南部地震を考慮した地震動を踏まえて，大湊側において基準地震動Ss-8を策定。
【基準地震動の最大加速度値】
最大加速度値 (Gal)
基準
地震動

検討用地震

荒浜側

大湊側

NS方向 EW方向 UD方向 NS方向 EW方向 UD方向
Ss－1
Ss－2

Ss－3

F－B断層
による地震

応答スペクトルに基づく地震動評価
断層モデルを用いた手法
による地震動評価

1240

応答スペクトル
応力降下量1.5倍及び断層傾に基づく地震動
斜角35°ケースを包絡評価

Ss－4 長岡平野西縁断層帯に
Ss－5 よる地震 断層モデルを用いた手法による
Ss－6
地震動評価
Ss－7
Ss－8

2300

1050

1703

600

711

400

1050
848

1209

600

650
466

400

応力降下量1.5倍

589

574

314

428

826

332

断層傾斜角35°

553

554

266

426

664

346

連動＋応力降下量1.5倍

510

583

313

434

864

361

連動＋断層傾斜角35°

570

557

319

389

780

349

-

-

-

2004年留萌支庁南部地震を考慮した地震動

650

330
132

参考文献
・Asano, K. and T. Iwata (2011):Characterization of Stress Drops on Asperities Estimated from the Heterogeneous Kinematic Slip
Model for Strong Motion Prediction for Inland Crustal Earthquakes in Japan, Pure Appl. Geophys., 168, 105-116.
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Seismic Engineering, Oct.16-18, Istanbul
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area of the 2008 Iwate-Miyagi Nairiku earthquake, NE Japan－seismogenesis related with magma and crustal fluid, Earth Planets
Space, 62・Ohzono, M., Y. Yabe, T. Iimura, Y. Ohta, S. Miura, K. Tachibana, T. Sato, and T. Demachi (2012)：Strain anomalies induced by
the 2011 Tohoku Earthquake (Mw9.0) as observed by a dense GPS network in northern Japan, Earth Planets Space, 64・Tanaka, A., M. Yamano, Y. Yano, and M. Sasada (2004)：Geothermal gradient and heat flow data in and around Japan(Ⅰ)：
Appraisal of heat flow from geothermal gradient data, Earth Planets Space, 56
・Yoshida, K., A. Hasegawa, T. Okada, and T. Iinuma (2014)：Changes in the stress field after the 2008 M7.2 Iwate-Miyagi Nairiku
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・Shibutani, T., H. Katao, and Group for the dense aftershock observations of the 2000 Western Tottori Earthquake (2005)：High
resolution 3-D velocity structure in the source region of the 2000 Western Tottori Earthquake in southwestern Honshu, Japan
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ション，日本建築学会構造系論文集 第 561号
・今津雅紀，福武毅芳(1986)：動的変形特性のデータ処理に関する一考察，第21回土質工学研究発表会講演集，pp.533-536.
・岩田知孝，関口春子(2002)：2000年鳥取県西部地震の震源過程と震源域強震動，第11回日本地震工学シンポジウム論文集
・岡田篤正(2002)：山陰地方の活断層の諸特徴，活断層研究，22，17-32.
・岡村行信(2010)：日本海東縁の地質構造と震源断層との関係，地質学雑誌，第116巻，第11号
・垣見俊弘，松田時彦，相田勇，衣笠善博(2003)：日本列島と周辺海域の地震地体構造区分，地震 第2輯 第55巻
・垣見俊弘(2010) : 活断層の成熟度について, 活断層研究, 32, 73-77.
・片尾浩，吉井弘治(2002)：緊急観測によって得られた鳥取県西部地震直後の余震分布，地震 第2輯 第54巻
・加藤研一，宮腰勝義，武村雅之，井上大榮，上田圭一，壇一男(2004)：震源を事前に特定できない内陸地殻内地震による地震動レベル －地質学的調査による地震の分類と強震観測記録に基づく上限レベルの検討－，日本地震工学会論文集，第4巻，第4号
・気象庁：http://www.jma.go.jp/jp/quake/
・気象庁：平成25年2月地震・火山月報（防災編），2月25日栃木県北部の地震，pp.25-26.
・気象庁：震度データベースhttp://www.data.jma.go.jp/svd/eqdb/data/shindo/index.php

133

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