資料1-2

柏崎刈羽原子力発電所

６号炉及び７号炉

基準地震動の策定について
参考資料集

平成27年4月24日
東京電力株式会社

項目
1．2004年新潟県中越地震，2007年新潟県中越沖地震

P.

２．「日本海における大規模地震に関する調査検討会」の想定地震

P. 20

３．土木学会（2002）の地震規模設定方法について

P. 23

４．孤立した短い活断層の地震規模について

P. 25

５．活断層の分布と地震発生層上端深さについて

P. 29

６．長大断層のパラメータ設定方法について

P. 37

2

資1-2-1

1．2004年新潟県中越地震，2007年新潟県中越沖地震
２．「日本海における大規模地震に関する調査検討会」の想定地震
３．土木学会（2002）の地震規模設定方法について
４．孤立した短い活断層の地震規模について
５．活断層の分布と地震発生層上端深さについて
６．長大断層のパラメータ設定方法について

資1-2-2

2004年新潟県中越地震
 中越地震では，５号機原子炉建屋基礎版上で観測記録が得られている。

1号機

5号機

柏崎刈羽原子力発電所

大湊側

荒浜側
0

震源

【地震諸元（気象庁）】
・発生日時：2004/10/23 17:56
・規模：マグニチュード 6.8
・震央：北緯37°17.6′
東経 138°52.0′
・震源深さ
13 km

500

1000m

原子炉建屋基礎版上で観測された最大加速度値（単位：Gal）
荒浜側

大湊側

1号機

5号機

NS方向

－※1
(274)※227(249)※2EW方向－ ※1(273)※254(254)※2

UD方向

－ ※1

57

※1荒浜側は，落雷の影響のため記録が得られていない。
※2（ ）内は設計時の基準地震動S2（1号機について
はEL CENTRO等）による応答値。
資1-2-3

2004年新潟県中越地震（震源モデル）
 中越地震に関して提案されている主な震源モデルを整理。
文献① Kamae et al.(2005)② 神原ほか(2006)③ 佐藤ほか(2007)

手法

モデル

経験的G関数法
特性化モデル
経験的Ｇ関数法
特性化モデル
経験的Ｇ関数法
特性化モデル
経験的ｻｲﾄ増幅・位相特性を④ 坂井・野津(2011)
特性化モデル
考慮した統計的Ｇ関数法⑤ 青井ほか(2005)
波形ｲﾝﾊﾞｰｼﾞｮﾝ法
すべり分布⑥ Honda et al.(2005)
波形ｲﾝﾊﾞｰｼﾞｮﾝ法
すべり分布⑦ 野津(2005)
波形ｲﾝﾊﾞｰｼﾞｮﾝ法
すべり分布⑧ Hikima and Koketsu(2005) 波形ｲﾝﾊﾞｰｼﾞｮﾝ法
すべり分布
経験的G関数法を用いた震源⑨ 芝(2006)
地震ﾓｰﾒﾝﾄ密度分布
ｲﾝﾊﾞｰｼﾞｮﾝ法⑩ Asano and Iwata(2009)
波形ｲﾝﾊﾞｰｼﾞｮﾝ法
すべり分布検討に用いた観測点数
5
19
7a.破壊伝播速度(km/s)
2
2.45
2.43

b.震源S波速度(km/s)
3.5
3.4
3.47

比
a/b
0.57
0.72
0.70

16

2.8

3.5

0.80

7
10
13
11

2
2.2
2.5
-

3.4※
3.28
3.5
-

0.59
0.67
0.71
-

9

-

-

-

21

1.9

3.46

0.55

※文献中に記載がないため仮定

 破壊伝播速度は，震源のS波速度に対して平均で0.66倍程度であり，一般的な値である。
 震源モデルの共通点としては以下のとおり。
①多くのモデルが，破壊開始点付近に大きなアスペリティ（すべりが相対的に大きいところ），少し離れたところにもう１つか２つのアスペリティを見出している。
②アスペリティサイズが比較的小さい。
 相違の理由としては，震源域周辺の地下構造の水平方向の不均質が強く，また，速度構造に関する情報が乏しいために，妥当な構造モデルが与えられていない場合があるためと考えられる。
 中越地震に関するシミュレーション解析においては，提案されている特性化震源モデルのうち，情報量が十分であり，一般的な手法を用いて設定されている神原ほか（2006）によるモデルを採用することとした。
資1-2-4

2004年新潟県中越地震（震源モデル）②神原ほか(2006)①Kamae et al.(2005)
経験的グリーン関数法によるフォワードモデリングにより震源
断層面上のアスペリティの位置，大きさ，応力降下量を定量化。

強震記録の波形インバージョンから求められた最終すべり
分布をもとに断層モデルを設定し，経験的グリーン関数法を用いて本震記録のない地域の本震時の強震動を推定。

神原ほか(2006)，
松島ほか(2006)より抜粋

Kamae et al.(2005)より抜粋③佐藤ほか(2007)

経験的グリーン関数法により，中・短周期震源イ
ンバージョンを実施。

④坂井・野津(2011)
対象地点のサイト増幅・位相特性を用いた統計的グリーン関数法を用いたフォワ
ードモデリングにより特性化震源モデルを作成。
波形インバージョンで求めたすべり量のコンターと本検討によって設定した特性化震源モデル（★
（黄色）が全体の破壊開始点，☆（白抜き）が各
アスペリティの破壊開始点）

佐藤ほか(2007)より抜粋

坂井・野津(2011)より抜粋（一部加筆・修正）
資1-2-5

2004年新潟県中越地震（震源モデル）⑤青井ほか(2005)⑥Honda et al.(2005)

線形波形インバージョン法により震源インバージョン解析を実施し，すべり分布を推定。

解析に用いた観測点の分布図．長方形はインバージョン解析に用いた断層モデルを地表に投影したものを，星印は破壊開始点を示す．

⑦野津(2005)

解析に用いた観測
点の分布図．

逆解析により推定された断層面上のすべり分布．

青井ほか(2005)より抜粋（一部加筆・修正）

経験的グリーン関数法を用いた波形インバージョンにより，工学的にも重要な周期１～５秒の帯域での地震動を説明できるような震源モデルを構築することを目的に，最終すべり分布を評価。

線形波形インバージョン法
により震源インバージョン
解析を実施し，すべり分布を推定。

新潟県中越地震のすべり分布

Honda et al.(2005)より抜粋（一部加筆・修正）⑧Hikima and Koketsu(2005)
震源再決定により気象庁一元化震源よりも北西側に震央が移動したことを踏まえたう
えで，インバージョン解析を行いすべり分
布を評価。

本震と余震の震源再決定結果（左：断面図，右：平面図）
本震

最大余震

2004年中越地震と一連の地震の震央位置，分析に用いたKiK-net観測点

Hikima and Koketsu
野津(2005)より抜粋 (2005)より抜粋（一部加筆・修正）

地表面に投影したすべり分布

資1-2-6

2004年新潟県中越地震（震源モデル）⑩Asano and Iwata(2009)⑨芝(2006)
経験的グリーン関数法を用いた震源インバージョン法により解放地震モーメント密度分布を推定。

余震記録から各観測点の速度構造を評価した上で，線形波形インバージョン法により最終すべり分布を評価。

速度波形インバージョンにより推定された解放地震モーメント密度分布解析に用いた観測点の分布図．
△：K-NET，▲：KiK-netの観測点を示す

芝(2006)より抜粋（一部加筆・修正）

Asano and Iwata(2009)より抜粋

資1-2-7

2007年新潟県中越沖地震
 中越沖地震では，柏崎刈羽原子力発電所の各号機の原子炉建屋基礎版上で観測された最大加速度値が，設計で考慮した地震動による最大応答加速度値を上回った。
 1～4号機が位置する荒浜側と5～7号機が位置する大湊側で最大加速度値に著しい差が認められた。

1号機 2号機 3号機 4号機

7号機 6号機 5号機

震源

大湊側

荒浜側

柏崎刈羽原子力発電所

0

1000m

500

原子炉建屋基礎版上で観測された最大加速度値（単位：Gal）
荒浜側【地震諸元（気象庁）】
・発生日時：2007/7/16 10:13
・規模：マグニチュード 6.8
・震央：北緯37°33.4′
東経 138°36.5′
・震源深さ
17 km

大湊側

1号機

2号機

3号機

4号機

5号機

6号機

7号機

NS
方向

311
(274)

304
(167)

308
(192)

310
(193)

277
(249)

271
(263)

267
(263)

EW
方向

680
(273)

606
(167)

384
(193)

492
(194)

442
(254)

322
(263)

356
(263)

UD
方向

408

282

311

337

205

488

355

※（ ）内は設計時の基準地震動S2（1号機についてはEL CENTRO等）による応答値。
資1-2-8

2007年新潟県中越沖地震
５号機原子炉建屋

１号機原子炉建屋

地表面

 検討の結果，要因を以下のとおり整理。
【要因１】震源の影響
中越沖地震の短周期レベルは，平均的な地震と比較して大きい【要因２】深部地盤における不整形性の影響
海域の地震による地震動特性は，陸域の地震のそれと異なる【要因３】古い褶曲構造での増幅
海域の地震において，荒浜側（１～４号機）の地震動レベルは大湊側（５～7号機）と比較して大きい解放基盤表面（GL-150～300m程度）【要因３】
古い褶曲構造での増幅m程度）（GL-2k

１号機側：２倍程度
５号機側：１倍程度【要因２】
深部地盤における
不整形性の影響（GL-4～6km程度）

２倍程度
【要因１】
震源の影響
1.5倍程度 反映事項として，『敷地における観測記録に基づき，基準地震動を策定する』こととした。
 具体的には，以下のとおりとした。
●海域の活断層と陸域の活断層に分類して評価を実施●海域の活断層による地震については，荒浜側（1～４号機）と大湊側（５～7号機）でそれぞれ基準
地震動を策定○Noda et al.（2002）による応答スペクトルにおいて，海域の地震と陸域の地震に分類して，それぞれ観測記録に基づく補正係数を考慮○断層モデルによる地震動評価では，短周期レベルとして標準的な値の1.5倍を考慮するとともに，経験的グリーン関数法では，海域と陸域の地震動特性を反映した適切な要素地震を採用
資1-2-9

2007年新潟県中越沖地震（震源モデル）
 中越沖地震に関して提案されている主な震源モデルを整理。
文献

手法① 入倉ほか(2008)
経験的Ｇ関数法② Kamae and Kawabe(2008) 経験的Ｇ関数法
全体 経験的Ｇ関数法を用いた震③ 芝(2008)
Asp 源ｲﾝﾊﾞｰｼﾞｮﾝ法④ 山本・竹中(2009)⑤ 野津(2010)⑥ Aoi et al.(2008)

経験的Ｇ関数法
経験的ｻｲﾄ増幅・位相特性を考慮した強震波形計算手法
波形ｲﾝﾊﾞｰｼﾞｮﾝ法

検討に用い a.破壊伝播 b.震源S波
た観測点数 速度(km/s) 速度(km/s)
6（3）
2.7
3.4
22（12）
2.7
3.5

比
a/b
0.79
0.77

2.3

3.4

0.68

3.1,2.8,2.5

3.4

0.91,0.82,0.74

10（2）2.7,2.8,2.8

3.4

0.79,0.82,0.82

10（8）

3

3.5

0.86

南東

14

2.1

3.4

0.62

南東

近地11(2)
遠地29
測地41

-

-

-

2.45
-

3.4
-

0.72
-

2.6

3.4

0.76

モデル

傾斜

特性化モデル
特性化モデル南東
南東

地震ﾓｰﾒﾝﾄ密度分布
特性化モデル

南東

18（2）
8（8）

特性化モデル

南東＋北西

特性化モデル

南東

すべり分布⑦ 引間・纐纈(2008)

ｼﾞｮｲﾝﾄｲﾝﾊﾞｰｼﾞｮﾝ法

すべり分布⑧ Honda and Aoi(2009)⑨ Nakamura et al.(2009)⑩ Miyake et al.(2010)

ｱﾚｲﾊﾞｯｸﾌﾟﾛｼﾞｪｸｼｮﾝ法
波形ｲﾝﾊﾞｰｼﾞｮﾝ法

すべり分布
すべり分布

波形ｲﾝﾊﾞｰｼﾞｮﾝ法

すべり分布

南東
12（10）
南東＋北西
約50
南東

34
（

）内は敷地内の観測点数

 破壊伝播速度は，震源のS波速度に対し以下のとおり，ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ部についてはやや大きいものの，断層面全体では， Geller(1976)のVr=0.72Vsとほぼ整合する値である。
特性化ﾓﾃﾞﾙ（③全体除く）⇒ ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ部に相当：平均約0.8倍
すべり分布 +③全体
⇒ 断層面全体に相当：平均約0.7倍
 海底地震計の記録を用いて再決定された余震分布から，主断層面が南東傾斜であることが明らかとなった以降，主に南東傾斜とする特性化震源モデルが提案されている。
 南東傾斜の主断層面に加え，震源域北東部の北西傾斜の断層面を考慮し，モデル化したものも存在する
が，わずかである。これは，地震動評価上，北西傾斜の断層面の寄与が小さいためと考えられる。
 地震動評価に用いる特性化震源モデルは，波形インバージョン法等によるすべり分布と比較的整合し，パラメータが明確となっている①，②及び③の特性化震源モデルにおいて，アスペリティ位置などに大きな相違が無いことを確認のうえ，ここでは③芝（2008）のモデルを用いて評価を行うこととした。
資1-2-10

2007年新潟県中越沖地震（震源モデル）①入倉ほか(2008)
経験的グリーン関数法を用いた震源断層のモデル化。

合成された強震動（赤）と観測記録（黒）との比較設定した震源断層モデル

入倉ほか(2008)より抜粋（一部加筆・修正）推定された震源モデル②Kamae and Kawabe(2008)

経験的グリーン関数法によるフォワードモ
デリングにより震源断層面上のアスペリテ
ィの位置，大きさ，応力降下量を定量化。

震源モデル

震源モデルの位置

観測波形（上）と合成波形（下）の比較
Kamae and Kawabe(2008)より抜粋（一部加筆・修正） （上段：加速度，中断：速度，下段：変位）
資1-2-11

2007年新潟県中越沖地震（震源モデル）③芝(2008)

海域臨時観測の記録に基づく余震分布から南東傾斜の本震
断層面を仮定し，震源インバージョン解析を実施。また，求めたすべり分布に基づき特性化震源モデルを提案。
特性化震源モデルの諸元

インバージョン結果と特性化震源モデルの関係④山本・竹中(2009)

柏崎サイト内の地点を対象とした，特性化震源モデルによる合成波形（灰色）と観測波形（黒）の比較（EW成分）
芝(2008)より抜粋（一部加筆・修正）

特性化震源モデルにおけるアスペリティの位置関係

経験的グリーン関数法を用いたフォワードモデリングを行い，新潟県中越沖地震の震源モデルを推定。

観測

KKZ1R2
計算
観測

KKZ5R2
計算

観測

KKZ1R2計算
観測

解析に用いた強震観測点位置

震源モデル
山本・竹中(2009)より抜粋（一部加筆・修正）KKZ5R2計算

観測波形（上）と合成波形（下）の比較
資1-2-12

2007年新潟県中越沖地震（震源モデル）⑤野津(2010)
経験的サイト増幅特性・位相特性を踏まえた強震波形計算手法を用いたフォワードモデリングによる特性化震源モデルの作成。
すべり分布と作成した特性
化震源モデル

野津(2010)より抜粋（一部加筆・修正）⑥Aoi et al.(2008)

インバージョン解析に用いた観測点配置図

特性化震源モデルによる発電所の敷地における速度波形（0.2～1Hz）（観測結果（黒），計算結果（赤））線形波形インバージョン法により震源インバージョン解析を実施し，すべり分布を推定。

すべり分布図（Model A：北西傾斜，Model B：南東傾斜）
Aoi et al.(2008)より抜粋（一部加筆・修正）
資1-2-13

2007年新潟県中越沖地震（震源モデル）⑦引間・纐纈(2008)【近地強震波形】
近地強震記録を基本に，測地データや遠地実体波を同時に利用するジョイントイ
ンバージョン法によりすべり分布を推定。

【測地データ】【遠地実体波】【ｼﾞｮｲﾝﾄｲﾝﾊﾞｰｼﾞｮﾝ結果】
ｼﾞｮｲﾝﾄｲﾝﾊﾞｰｼﾞｮﾝ結果】

測地ﾃﾞｰﾀによるｲﾝﾊﾞｰｼﾞｮﾝに用いた観測点の位置（観測値と計算値の比較）
近地強震記録によるｲﾝﾊﾞｰｼﾞｮﾝに用いた観測点の位置

遠地実体波によるｲﾝﾊﾞｰｼﾞｮﾝに用いた観測点の位置

引間・纐纈(2008)より抜粋（一部加筆・修正）推定されたすべり分布⑧Honda and Aoi(2009)
アレイバックプロジェクション法により，
新潟県中越沖地震の震源過程・破壊伝播速
度を推定。

(a)

(c)

(b)

(d)

(e)

震源断層と観測点

2007年
能登半島
地震

2004年
新潟県中
越地震

震源及び柏崎刈羽原子力発電所内の観測点分布。
太線の四角が仮定した断層面。▲が解析に使用した観測点。

発電所内の観測点で得られた地震波形（速度波形）(a),(b)及び(c)は左図の中の三つのパルス状の波の震源に対応する。(d)は波形全体を使った結果。(e)はAoi et al. (2007)の波形インバージョンの結果(a),(b)及び(c)の三つパルス状の波が確認できる（各観測波形の対応する部分を△で示す）。

推定されたアスペリティ分布
Honda and Aoi(2009)より抜粋（一部加筆・修正）
資1-2-14

2007年新潟県中越沖地震（震源モデル）⑨Nakamura et al.(2009)
遠地波形を用いた波形インバージョンによりすべり分布を評価。主に南東傾斜の断層面に沿ってエネルギーが解放されたとしている。

波形インバージョンから求めたすべり分布

Nakamura et al.(2009)より抜粋（一部加筆・修正）(a)☆本震震央位置，・最大余震前までの余震分布(b)震源域北西部の断層概念図(c)震源域南東部の断層概念図⑩Miyake et al.(2010)2007年新潟県中越沖地震

本震震央位置

余震震央位置
波形インバージョンと経験的グリーン関数法を用いた検討にあわせ，P波初動とパルス1,3到着の時間
柏崎刈羽差を用いた連係震源決定を行い，原子力発電所
南東傾斜面の方が整合性がいいこ
図3(a)南東及び北西傾斜面と震源★の三次元表示．(b)南東傾斜面の場合のすべり分とを確認。
布．(c)北西傾斜面の場合のすべり分布（★第1，★第3 ｱｽﾍﾟﾘﾃｨの破壊開始点）

すべり分布のアスペリティ部分では余震の発生が少なく，すべり分布と余震分布の相補的な関係も明瞭
柏崎刈羽
原子力発電所2004年新潟県中越地震

図1(a)新潟県と(1)新潟-神戸および(2)日本海東縁
ひずみ集中帯．(b)2007年新潟県中越沖地震の震央と12時間後までの余震分布．(c)本震と余震分布の三次元表示

図2(a)柏崎刈羽原子力発電所内の配置．(b)各原子炉の基礎マット上強震計による記録のレコードセクシ
ョン．｜はパルス1,3の到着時刻の読み取り位置

Miyake et al.(2010)より抜粋（一部加筆・修正）

南東傾斜の主要
トレンドが明瞭
図4(a)海底地震計ﾃﾞｰﾀを加えた震源再決定による余震分布．(b)再決定された余震分布．
(c)気象庁一元化震源の場合．

資1-2-15

2007年新潟県中越沖地震（①，②及び③モデルの比較）
各モデルの概要と主な特性化震源パラメータ
アスペリティ
走向，
面積
傾斜角 ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ
名
（km2）

ﾓﾃﾞﾙ名

①入倉ほか 入倉（2008） モデル

各観測点におけるパルス波の到達時間差
からアスペリティ位置を推定
破壊伝播速度は一定②Kamaeand
釜江
Kawabe モデル（2008）

フォワードモデリン
グによりアスペリテ
ィ位置を推定深さの異なる2枚断層モデルを仮定破壊伝播速度は一定③芝
芝（2008） モデル

震源インバージョン
解析により求められたすべり分布を基準にアスペリティ位置を設定
破壊伝播速度もインバージョン結果を参考にアスペリティご
とに設定

応力降
下量
(MPa)

地震ﾓｰﾒﾝﾄ(×1018
N･m)

破壊伝播
速度
(km/s)

Asp1

5.5×5.5

23.7

1.69

37度，
Asp2
30度

5.5×5.5

23.7

1.69

Asp3 5.04×5.04

19.8

1.02

Asp1

5.6×5.6

18.4

1.33

40度，
Asp2
40度

5.6×5.6

27.6

2.00

Asp3

5.6×5.6

23.0

1.67

第1

5.6×5.6

25.5

1.83

3.1

第2

5.6×7.0

20.8

2.11

2.8

第3

5.6×5.6

19.9

1.43

2.5

35度，
35度

2.7

2.7

資1-2-16

2007年新潟県中越沖地震（①，②及び③モデルの比較）①入倉モデルと③芝モデルの比較
震源インバージョン
結果に基づく③芝モデル（27km×20km）②釜江モデルと③芝モデルの比較

震源インバージョン
結果に基づく③芝モデル（27km×20km）①入倉ほか(2008)による中越沖地震の震源断層モデル②Kamae andKawabe(2008)による中越沖地震の震源断層モデル

入倉ほか(2008)より抜粋（一部加筆・修正）

Kamae and Kawabe(2008)より抜粋（一部加筆・修正）
資1-2-17

2007年新潟県中越沖地震（①，②及び③モデルの比較）：①入倉モデル：②釜江モデル：③芝モデル

第１アスペリティ

アスペリティから１号機までの最短距離（km）
第１ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ 第２ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ 第３ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ①入倉モデル1513

13②釜江モデル

16

14

12

③芝モデル

16

12

13

第２アスペリティ
５号機

アスペリティから5号機までの最短距離（km）

１号機
第３アスペリティ

第１ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ 第２ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ 第３ｱｽﾍﾟﾘﾃｨ①入倉モデル1413

13②釜江モデル

15

14

12

③芝モデル

15

12

13

□：各モデルのアスペリティ
コンターは震源インバージョンで推定されたすべり分布を表す

 芝モデルのアスペリティ位置は，入倉モデル，釜江モデルに比べてやや南東側に分布するが，アスペ
リティ面積，モーメント，実効応力などの主要なパラメータは概ねよく一致している。
 また，アスペリティから敷地までの最短距離は，モデル間の差異はほとんどないことがわかる。
 なお，アスペリティ位置が異なる理由としては，推定手法の違いや破壊伝播速度の相違などが考えられる。

資1-2-18

2007年新潟県中越沖地震と既往スケーリング則の比較
 中越沖地震について、内陸地震に関する既往のスケーリング則（地震モーメントM0と震源断層の面積Sの関係）との比較を行った。
 中越沖地震の「M0=9.3×1018N･m（F-net）、面積：540km2」は既存のスケーリングと整合しており、平均的な地震であると言える。

新潟県中越沖地震

未飽和

飽和

地震発生層

地震発生層

7.5×1018[N･m]飽和M 0  ( S / 4.24 1011 ) 2  10 7

未飽和

M 0  ( S / 2.23 1015 ) 3 / 2 10 7

地震モーメントと断層面積の関係【入倉・三宅（2001）に加筆】

 また、M0とSの関係は断層幅が飽和することで変化することが知られており、その目安は地震モーメン
ト7.5×1018[N･m] であるとされている。中越沖地震のM0からは概ね断層幅が飽和した地震であると考えられる。

資1-2-19

1．2004年新潟県中越地震，2007年新潟県中越沖地震
２．「日本海における大規模地震に関する調査検討会」の想定地震
３．土木学会（2002）の地震規模設定方法について
４．孤立した短い活断層の地震規模について
５．活断層の分布と地震発生層上端深さについて
６．長大断層のパラメータ設定方法について

資1-2-20日本海における大規模地震に関する調査検討会の想定地震
国交省，内閣府，文科省において日本海における最大クラスの津波断層モデルの設定等を目的。
津波断層モデル最大規模の津波想定のための津波断層モデルを設定することを念頭に，同時に破壊すると考えられ
る約40km以上の長さの断層帯を選定。（グルーピング）
断層上端の設定は，地震動の震源断層モデルとは異なる考え方を導入。
【断層上端の深さ】
各断層の海底面トレースの平均水深＋1km【断層下端の深さ】
地質構造区分を考慮して、以下のように設定※。
・大陸地殻内 ：15km
・日本海東縁リフト内 ：18km
・日本海東縁リフト縁 ：15km
・海洋地殻／大陸地殻境界 ：18km
・海洋地殻／厚い海洋性地殻：18km（もしくは25km）※これらは，レオロジー（物質の流動と変形に関する科学）特性を中心に
地震発生層の深さを推定した成果を活用して設定⇒
国土交通省，内閣府，文部科学省(2014)より抜粋⇒

地震動評価における震源モデルの設定
では，断層上端の深さは，速度構造を重視して設定地震動評価における震源モデルの設定では，断層下端の深さは，中越沖地震，中越地震の微小地震分布を重視して設定

地震発生層の深さ推定のための地殻区分（佐藤ほか(2014)より抜粋）
資1-2-21日本海における大規模地震に関する調査検討会の想定地震
敷地周辺で想定されている津波断層モデル（F38,F39,F40,F41,F42）について，
地震動評価における敷地への影響について検討。
なお，比較にあたっては以下の事項を考慮。

度

5

/s 2
)

10

0

20
0

50
0

20
00

(h=0.05)

0.
1

20

10

 比較の結果，海域の地震の検討用地震であるF-B断層による地震の影響を下回ることから，敷地の地震動評価において，想定されている津波断層モデルが与える影響は小さいことを確認。

10

50

50

50

20

速

1

100

0.
1

(c
m

(c
m)

200

10
0

20
0

10

F-B断層による地震（M7.0，Xeq=13km）
F38断層（M7.3，Xeq=64km）
F39断層（M7.4，Xeq=72km）
F40断層（M7.0，Xeq=27km）
F41断層（M7.5，Xeq=52km）
F42断層（M7.2，Xeq=93km）【参考】中越沖地震（M6.8，Xeq=14km）(h=0.05)
50
0

20
00

1

100
50

)

10
00

(c
m

200

(c
m/
s2
)

F-B断層による地震（M7.0，Xeq=13km）
F38断層（M7.3，Xeq=65km）
F39断層（M7.4，Xeq=73km）
F40断層（M7.0，Xeq=27km）
F41断層（M7.5，Xeq=51km）
F42断層（M7.2，Xeq=93km）【参考】中越沖地震（M6.8，Xeq=14km）

1000① Noda et al.(2002)により比較。
② 最大規模の津波想定のためのモデルであることから，比較の対象は，F-B断層による地震において断層長さ（36km）の不確かさを考慮したケースとする。
③ 断層面の設定方法の相違を踏まえ，地震規模の想定：断層面の断層長さから大竹ほか(2002)を用いて算定。
敷地からの距離：海底面トレース（右図赤線）から地震動評価で設定している地震発生層（上端：6km，下端：17km）を考慮して断層面を設定し
て算定。

10
0.
0

速
1

度

(cm/s)

5

0.
01(cm/s)
2

2

1

1

0.5

0.5

荒浜側

0.2
0.1
0.01

0.02

0.05

0.1

0.2

0.5

周 期(秒)

1

2

大湊側

0.2

5

10

0.1
0.01

0.02

0.05

0.1

0.2

0.5

1

2

5

周 期(秒)

資1-2-2210

1．2004年新潟県中越地震，2007年新潟県中越沖地震
２．「日本海における大規模地震に関する調査検討会」の想定地震
３．土木学会（2002）の地震規模設定方法について
４．孤立した短い活断層の地震規模について
５．活断層の分布と地震発生層上端深さについて
６．長大断層のパラメータ設定方法について

資1-2-23

土木学会（2002）の地震規模設定方法について
 断層長さL(km)から，地震規模を推定する手法としては主に土木学会（2002），松田（1975），
大竹ほか（2002）が挙げられる。
 土木学会（2002）≒松田（1975）＞大竹ほか（2002）の傾向は認められるものの，中越沖地震
を含む日本海東縁部の地震との整合性が高い大竹ほか（2002）を用いて地震規模を想定。
 なお，いずれのスケーリングを採用した場合においても，同一のスケーリングを適用して評価を行えば，選定される検討用地震に変更は生じない。
 土木学会（2002）が採用しているスケーリング。
武村（1998）の断層長さとﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞの関係式
・・・a式
logL (km)＝0.75 Mw－3.77
Kanamori（1977）のﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞと地震ﾓｰﾒﾝﾄの関係式
logMo (dyne･cm)＝1.5 Mw＋16.1
・・・b式
武村（1998）の地震ﾓｰﾒﾝﾄと地震規模の関係式
・・・c式
logMo (dyne･cm)＝1.2 Mj＋17.7（①式）
これらより， logL (km)＝0.6 Mj－2.97（②式）
 松田（1975）：logL (km)＝0.6 Mj－2.9
 大竹ほか（2002）：logL (km)＝0.67 Mj－3.07 （③式）

1000

断層の長さ(km)日本海東縁③式 logL (km)＝0.67 Mj－3.07
５

６

２，３

100

４
１

８

マグニチュード

№
1
2
3
4
5

地震
1828年越後三条地震
1833年庄内沖地震
1940年積丹半島沖地震
1964年新潟地震
1983年日本海中部地震

Ｍ
6.9
7.5
7.5
7.5
7.7

日本海東縁に発生した地震の規模Mと断層長さL(km)の関係

6

1993年北海道南西沖地震

7.8※大竹ほか(2002))を参考に再描画（①式，②式の結果を追加）

7
8

2007年新潟県中越沖地震
F-B断層による地震

6.8
7.0

７

①式 logL (km)＝0.6 Mj－2.97②式 logL (km)＝0.6 Mj－2.9

10
6.5

7

7.5

8

L(km)
出典
約35 宇佐美(1996)
100 相田(1989)
100 Satake(1986)
80 Abe(1975)
120 Sato(1985)
Tanioka et al.
139 (1995)
27 各機関公表値
36 設定値資1-2-24

1．2004年新潟県中越地震，2007年新潟県中越沖地震
２．「日本海における大規模地震に関する調査検討会」の想定地震
３．土木学会（2002）の地震規模設定方法について
４．孤立した短い活断層の地震規模について
５．活断層の分布と地震発生層上端深さについて
６．長大断層のパラメータ設定方法について
７．震源を特定せず策定する地震動

資1-2-25

孤立した短い活断層の地震規模について
 以下の観点から，安全評価上，M6.8を考慮（１）仮に，地震発生層の上端（6km）から下端（17km）まで拡がる断層幅及びそれに等しい断層長さをもつ震源断層を想定し，入倉・三宅（2001）による断層
面積と地震モーメントの関係式及び武村（1990）による地震モーメントとマグ
ニチュードＭの関係式を介すと地震規模
はM6.7である。
M6.7
なお，断層傾斜角については，強震動予測レシピを参考に45°と仮定。
（２）地震本部（2010）では，敷地が位置する領域（右上図の領域10）の1751年
高田の地震が，高田平野西縁断層帯の活動と評価され，最大マグニチュードは1828年三条地震のM6.9となった。
（右下図）その後，ひずみ集中帯プロジ
ェクトによる調査により，1828年三条地震の震源断層が越後平野東縁断層であることが指摘されていることを踏まえると，最大マグニチュードをM6.8とする
M6.8
ことは妥当であると考えられる。

原子力安全委員会（2009）より抜粋（一部加筆・修正）

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））
資1-2-26

ひずみ集中帯プロジェクトによる反射法・屈折法探査結果
 ひずみ集中帯プロジェクトにおいて，H20年度に1828年三条地震の震源域において反射法・屈折法による地殻構造探査が行われている。
 探査の結果，東傾斜約40°の越後
平野東縁断層帯が認められ，1828年三条地震の震源断層であった可能性が大きいとしている。

地殻構造探査測線 防災科研（2013）より抜粋（一部加筆・修正）
三条－弥彦沖測線の反射法地震探査断面と速度構
造断面の地質構造解釈
防災科研（2009）より抜粋（一部加筆・修正）
資1-2-27越後平野東縁断層帯による敷地への影響について
 産総研 活断層データベースによると，探査位置には，加茂活動セグメント及び悠久山活動セグメントからなる越後平野東縁断層帯が存在する。
 敷地からの位置，断層長さから，敷地に与える影響は片貝断層による地震を下回るものと考えられる。
【設定条件】
・長さ：43km
・走向：31°・傾斜角：東40°（ひずみ集中帯プロジェクトより）

50
0

20
0

20
0

500

10
00

(h=0.05)

10

1

20
00

1

500

1000

50
0

10

20
00

越後平野東縁断層帯(h=0.05)

10
00

1000

(c
m)

(c
m/
s2
)

(c
m
)

加茂活動セグメント

(c
m/
s2
)

片貝断層による地震（M6.8,Xeq=14km)
越後平野東縁断層帯（M7.1,Xeq=39km)

片貝断層による地震（M6.8,Xeq=14km)
越後平野東縁断層帯（M7.1,Xeq=40km)

200

10
0

10
0

200

100

100
50

50

0.
1

50

20

20
速

速
度

0.
1

50

悠久山活動セグメント度

10(cm/s)

5

10(cm/s)

0.
01

5

2

2

1

1

0.5

0.5

荒浜側

0.2
0.1
0.01

0.02

0.05

0.1

0.2

0.5

周 期(秒)

1

2

0.

01

大湊側

0.2

5

10

0.1
0.01

0.02

0.05

0.1

0.2

0.5

1

2

5

周 期(秒)

Noda et al.(2002)による応答スペクトルの比較
産総研 活断層データベースより抜粋（一部加筆・修正）※：地震規模は，中越沖地震の知見を踏まえて設定。

資1-2-2810

1．2004年新潟県中越地震，2007年新潟県中越沖地震
２．「日本海における大規模地震に関する調査検討会」の想定地震
３．土木学会（2002）の地震規模設定方法について
４．孤立した短い活断層の地震規模について
５．活断層の分布と地震発生層上端深さについて
６．長大断層のパラメータ設定方法について

資1-2-29

敷地周辺の活断層分布
地質調査結果及び［新編］日本の活断層をもとに敷地周辺の主な活断層の分布を整理。

⑦①

柏崎刈羽
原子力発電所
②
⑧
⑩

③

海域
④
⑤

⑥

⑲

⑬ ⑨
⑯ ⑫ (⑪)
⑱

⑭
⑮

⑰

⑳
1
⑳

陸域

0 5 10※1：地震規模は，中越沖地震の知見を踏まえて設定。
※2：断層の傾斜角について，F-B断層は，中越沖地
震の余震分布に基づき設定。その他は，地質調査結果及び地震本部(2009)による長期評価を参考に設定。
※3：断層幅は，地震発生層厚さ11km及び断層傾斜角に基づき，地震発生層を飽和するように設定。

20km

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
海 3 佐渡島南方断層域 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
陸 14 悠久山断層域
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

断層長さ 地震 傾斜角 断層幅 Xeq※4(km)(km) 規模※1 ※2(°) ※3(km) 荒浜 大湊

備考

37
27
29
30
25
21
54
22
16
－
－
－

6.8
6.8
6.8
6.8
6.8
6.8
7.1
6.8
6.8
－
－
－

西55
東35
東45
東45
東30
西50
西50
西50
西50
－
－
－

15
20
16
16
22
15
15
15
15
－
－
－

55
14
26
38
59
25
51
21
14
－
－
－

53
14
25
39
60
26
49
20
14
－
－
－

佐渡島棚東縁撓曲に対応
F-B褶曲群に対応

－

－

－

－

－

－

No.9の副次的な断層※5

13

6.8

東80

12

27

26 孤立した短い活断層※6

9

6.8

西50

15

25

25 孤立した短い活断層※6

4

6.8

東80

12

15

16 孤立した短い活断層※6

4
4
6
7
33

6.8
6.8
6.8
6.8
6.8

西50
西50
西50
北50
西60

15
15
15
15
13

21
15
17
17
32

21
16
18
18
33

F-D褶曲群に対応
高田沖褶曲群に対応No.8の副次的な断層※5
No.9の副次的な断層※5
No.9の副次的な断層※5

孤立した短い活断層※6
孤立した短い活断層※6
孤立した短い活断層※6
孤立した短い活断層※6※5：気比ノ宮断層または片貝断層の副次的な断層※4：F-B断層の等価震源距離(Xeq)は，中越沖地震のはそれぞれ気比ノ宮断層，片貝断層にて代表さ
震源インバージョンによる震源モデルに基づき算せる。
定。その他は，地震本部(2009)による強震動予測※6：地表付近の断層長さが短く，震源断層が地表
レシピ（以下，「強震動予測レシピ」）に従い，付近の長さ以上に拡がっている可能性も考えら
断層の中点を基準として均等配置した断層面を用れる断層（孤立した短い活断層）であるNo.14
いて算定。なお，断層面積が地震モーメントMo＝～20については，安全評価上M6.8を考慮する
7.5×1018(N・m)に相当する368km2を下回るが，地震規模が等しく等価震源距離（Xeq）が断層（No.6，8，9及びNo.14～20）については，
より短い片貝断層にて代表させる。
368km2を上回る断層面を想定。

資1-2-30

活断層の分布と地震発生層上端深さについて137˚ 30'138˚ 00'

138˚ 30'0300

前頁の分布図の領域

a.敷地までの距離が短く，地震発生層上端
深さの設定が敷地の地震動レベルに大きな影響を与える活断層の位置する領域では，地震基盤深さはほぼ一様である。

38˚ 00'⑦角田・弥彦断層③佐渡島南方断層
00
30

00
30

②F-B断層⑧気比ノ宮断層④F-D断層37˚ 30'37˚ 30'⑤高田沖断層

6000
6000

⑨片貝断層
00
60

30
00

00
660000親不知海脚西縁断層～魚津断層帯30
00

c.親不知海脚西縁断層～魚津断層帯の位置
では，地震基盤が浅い。

38˚ 30'

6000

3000

38˚ 00'b.｢③佐渡島南方断層｣付近，｢⑦角田・弥彦断層｣付近にそれぞれ地震基盤が浅くなる領域が存在。

139˚ 00'00
30

地震発生層上端（概ねVp=6km/s程度）と
Vs=3km/sで定義される地震基盤は，定義は異なるものの深部構造の傾向を把握する目的で敷地周辺の地震基盤深さを概観し，以下を確認。

137˚ 00'38˚ 30'0600

2004年中越地震
震源域 37˚ 00'

0030

37˚ 00'

21 十日町断層帯西部

d.2004年中越地震の震源域は，地震基盤
深さが変化する境界部に位置している。

3000

以降では，a～dに関するより詳細な検討を 36˚ 30'
行い，地震発生層上端深さを一様とする妥
137˚ 00'
137˚ 30'138˚ 00'
防災科研J-SHIS地震ハザードステーションの当性を確認する。
地震基盤深さのコンター図に敷地周辺の主な
活断層（傾斜角35°を仮定）を重ね描き

36˚ 30'138˚ 30'0139˚ 00'

3000

6000

km
9000

Depth

主な活断層の想定断層面と地震基盤深さ資1-2-31

a.に関する検討（敷地に近い領域の地震発生層）
 地震発生層上端深さを浅く設定することで，敷地への距離が短くなり地震動レベルに大きく影響を与える領域（ここでは中越沖地震の震源域～中越地震の震源域付近であり新発田－小出構造線（SKTL）より西の領域）について整理。
 この領域においては，中越沖地震の精密余震分布により地震発生層が評価されているほか，Kato et al.(2009)による速度構造によっても，Vp=5.7km/sの等速度線が概ね深さ6kmを超える傾向にあり，上端深さを6km程度と設定することが妥当であることが確認できる。
 なお，Kato et al.(2009)では，中越地震・中越沖地震は，リフト内の弱い既存断層（図中：白色破線）で発生していることを明らかにしている。この中で，既存断層の上端の位置は，基盤岩上面の凹凸構造のうち，凹部（基盤が深くなっている位置）に概ね対応しており，基盤深さが局所的に浅くなる部分があった場合でも，それに応じて設定を変更する必要は無いものと考えられる。

6km

6km

6km

6km

6km

■：稠密アレイ観測点（2007年)
各断面から±2.5km以内の余震を重ねて表示■：定常観測点
白線の実線：Vp=5.7km/sの等速度線▲：中越地震余震観測点（2004年）
白色の破線：解釈された基盤内のブロック境界断層▲：中越沖地震余震観測点（2007年）
DCT（Deeq Central Trough）：基盤上面の窪地●：2004年中越地震の余震の震央分布
SKTL：新発田-小出構造線●：2007年中越沖地震の余震の震央分布
Ｐ波速度構造の深さ断面図
十：トモグラフィー解析に使用したグリッド配置（水平方向に3～5km，深さ方向に3km）

地震観測点の分布と再決定された2004年中越地震・2007年中越沖地震の余震の震央分布

Kato et al.(2009)より抜粋（一部加筆・修正）

資1-2-32

b.に関する検討（佐渡島南方断層付近）
J-SHISによる地震基盤が浅い領域は，佐渡島南方断層付近の佐渡堆に対応しているものと考えられる。
ひずみ集中帯プロジェクトによる，海底地震計を用いた微小地震分布によると，多くの地震は深さ６ｋｍ以深で発生しており，佐渡堆が位置する領域においても，周辺と比較して浅い位置で地震が発生するといった事象は認められない。
また，中越沖地震後に実施された地殻構造探査結果によると，Vp=2.8km/s層の隆起は認められるものの，その深部においてもVp=6km/s層の深さはほぼ一様である。
したがって，本領域においても地震発生層上端深さを6kmと設定することは妥当であると考えられる。
概ね佐渡堆が位置する領域で発生した地震が投影されると予想される位置
小木海脚

概ね佐渡堆が位置する領域

断層

佐渡堆

佐渡島南方

6km17km

6km
柏崎刈羽
原子力発電所17km

黒線：速度構造測線
6km
17km
図中の数値は，P波速度
長期観測型海底地震計データ，および陸上観測点でのデータによる震源決定結果▼：長期観測型海底地震計設置地点
防災科学技術研究所(2011)より抜粋（一部加筆・修正）

中越沖で行われた地殻構造探査による速度構造測線（左図の黒線）の両側20km以内の地震を投影
資1-2-33

b.に関する検討（角田・弥彦断層付近）
 ひずみ集中帯プロジェクトにおいて，H20年度に1828年三条地震の震源域（三条－弥彦沖測線）において反射法・屈折法による地殻構造探査が行われている。
 これによると，J-SHISによる地震基盤が浅い領域
は，弥彦山地に対応していると考えられ，わずかではあるが，基盤上面が浅くなる傾向が認められる。
 仮に，この情報を踏まえ，角田・弥彦断層の地震発
生層上端深さを浅く設定した場合でも，敷地からの位置関係など（敷地からの距離が十分にあり，また断層傾斜角と位置関係から浅くなる一方，水平距離が遠くなる）を踏まえると敷地における地震動評価
上，影響は無いものと考えられる。
 したがって，本領域においても地震発生層上端を6kmと設定することは妥当であると考えられる。

地殻構造探査測線 防災科学技術研究所（2013）より抜粋（一部加筆・修正）

三条－弥彦沖測線の反射法地震探査断面と速度構造断面の
地質構造解釈防災科学技術研究所（2009）より抜粋（一部加筆・修正）
資1-2-34

c.に関する検討（親不知海脚西縁～魚津断層帯）
 佐藤ほか(2014)では，飛騨山脈北縁から富山トラフを横断し，能登半島北方海域にいたる約120kmの測線で反射法地震探査を実施しており，屈折トモグラフィによる速度構造では，測線南端に向けて
Vp=5.3km/sの層が深さ6kmより浅くなる傾向にあることが確認されている。
 この知見を踏まえ，親不知海縁西縁～魚津断層帯にかけて，発生層上端深さを浅く設定した場合でも，敷地からの位置関係など（敷地からの距離が十分にあり，また断層傾斜角と位置関係から浅くなる一方，水平距離が遠くなる）を踏まえると敷地における地震動評価上，影響は無いものと考えられる。
 したがって，本領域においても地震発生層上端を6kmと設定することは妥当であると考えられる。
海域統合探査測線は，飛騨山地から黒部沖にいたるTA測線（測線長31km）と海上二船式でデータを取得した富山トラフを横断するT1
測線（測線長85km）から構成
調査測線概略図

上越沖海域周辺の測線図
佐藤ほか（2014）より抜粋（一部加筆・修正）

海陸統合測線(T1+TA)の反射法地震探査深度変換
断面の地質学的解釈
凡例 赤: 活断層，青:逆断層，黒:正断層，BS（MC）: 苦鉄質な地殻，PN: 先新第三系（大陸性地殻），赤紫破線: 先新第三系
もしくは火山岩の上面，水色:西山層基底，黄色:灰爪層基底

屈折トモグラフィによる海陸統合測線(T1+TA)の
P 波速度構造断面（上）と地質解釈断面（下）資1-2-35

d.に関する検討（地震基盤深さが変化する領域での地震）
 中越地震については，気象庁一元化震源による余震分布の鉛直断面図からは
地震断層面を示すような面状の分布が見られず，ｲﾝﾊﾞｰｼﾞｮﾝ解析における初期条件の任意性が高く，多様な震源モデ
ルが提案されたと考えられる。
 Sakai et al.(2005)では，新発田－小出線の東西で異なる速度構造を用いて震源決定を行い，余震分布の線状配列を見出している。この余震分布によると本震断層面の上端深さは約5km程度である。
 敷地周辺では，上端深さ6km程度であり，東に向かって基盤が浅くなるKato
et al.(2009)の検討結果と整合している。
 一方，中越地震のｼﾐｭﾚｰｼｮﾝに用いた神原ほか(2006)による震源モデルにおいて，すべり量の大きい領域の上端深さは約5km程度であり，地震動評価上のアスペリティ設定位置（上端6km）と概ね整合していると考えられる。
 敷地周辺に分布する主な活断層は，中越地震の震源域の西側であり，Katoet al.(2009)の速度構造によると西に深くなる傾向を踏まえると，地震発生
層上端深さは一様に6kmと想定することは妥当であると考えられる。

図d.気象庁一元化震源(a)と緊急余震観測点を用いて決めた震源(b)図a.J-SHISによる地震
基盤分布と神原ほか(2006)の断層面

新発田－小出線

図b.震央分布と観測点配置

図c.震源決定に用いた一次元速度構造★：本震☆：M6級の余震●緊急余震観測点○テレメータ観測点
新発田－小出線を境にして観測点ごとに震源決定に用いる速度構造を変えている。

新発田－小出線を境にして，北西側に位置する観測点では点線の速度構造，南東側に位置する観測点では実線の速度構造を用いて震源決定を実施

図b～e：Sakai et al.（2005）より抜粋（一部加筆・修正）

図e.緊急余震観測点を用いて決めた震源の鉛直断面図
資1-2-36

1．2004年新潟県中越地震，2007年新潟県中越沖地震
２．「日本海における大規模地震に関する調査検討会」の想定地震
３．土木学会（2002）の地震規模設定方法について
４．孤立した短い活断層の地震規模について
５．活断層の分布と地震発生層上端深さについて
６．長大断層のパラメータ設定方法について

資1-2-37 強震動予測レシピにおいては，長大断層の断層パラメータの設定手法は確立されていない状況であり，注意が必要であることが指摘されている。
 したがって，長大断層の断層パラメータの設定においては，複数の方法で主要なパラメータを設定し，モデルの妥当性・過小評価になっていないことを確認する。
①アスペリティ面積比が既往の知見として知られる15％～27%を著しく超えないこと。
②アスペリティの応力降下量が，他の方法と比較して著しく低い値となっていないこと。
 設定方法を表１に示す。
なお，S-Moの関係式は適用範囲に応じて入倉・三宅(2001)あるいはMurotani et al.(2010)を選択。
表１．長大断層の断層パラメータの設定手法
方法

概要

方法１

無限長の地表垂直縦ずれ断層の式を用い
た方法

方法1’

方法２

方法３

平均応力降下量を一定値と仮定＋長岡平
野西縁断層帯で採用
円形クラックの式 地震本部(2005）がした値（Eshelby(1957)） 山崎断層（横ずれ）を用いた方法の評価で用いた方法（無限長の地表垂直
縦ずれ断層の式より
算定）・長大な横ずれ断層の知見を用いた方法

備考

方法４

中越沖地震の拡張

・中越沖地震は，海域で発生した地震であることを踏まえ，海域の地震の評価に適用・中越沖地震の知見である応力降下量1.5倍の効
果を取り込んで設定するもの

資1-2-38

長岡平野西縁断層帯（断層長さ91km）
長岡平野西縁断層帯，長岡平野西縁断層帯で応力降下量の不確かさ考慮
平面図

長岡平野西縁断層帯で断層
傾斜角の不確かさ考慮
平面図

角田・弥彦断層
角田・弥彦断層
長岡平野西縁断層帯

長岡平野西縁断層帯

気比ノ宮断層気比ノ宮断層柏崎刈羽原子力発電所

柏崎刈羽原子力発電所
片貝断層

断面図

片貝断層

断面図

断層幅 傾斜角
15km 35°

傾斜角
50°
破壊
開始点
断層長さ91km

断層幅
20km

破壊
開始点
断層長さ91km
資1-2-39

断層パラメータの設定フロー 微視的断層パラメータは，地質調査結果，強震動予測レシピおよび以下の考え方に基づき設定。
①佐藤ほか(1989)による無限長の地表垂直縦ずれ断層の式により平均応力降下量を算定。
②応力降下量の不確かさを考慮したケースでは，中越沖地震の知見を踏まえ，強震動予測レシピから求められた値の1.5倍を考慮。

長岡平野西縁断層帯，長岡平野西縁断層帯で応力降下量の不確かさ考慮
1365 km2

断層面積S

長岡平野西縁断層帯で断層
傾斜角の不確かさ考慮

M0=(S/4.24×1011)2×10-7：入倉・三宅(2001)
地震モーメントM0

1.0×1020 N･m

M0=(S/4.24×1011)2×10-7：入倉・三宅(2001)
地震モーメントM0

A=2.46×1017×(M0×107)1/3：壇ほか(2001)
2.5×1019 N･m/s2

短周期レベルA

Δσ=8/(3π)M0/(LW2)：無限長の地表垂直縦ずれ断層の式
Sa=16πβ4S2Δσ2/A2
アスペリティの面積Sa373 km2Δσa0=(S/Sa)Δσ：Madariaga(1979)（応力降下量1.5倍考慮）Δσa=Δσa0×1.5：中越沖地震の知見
ｱｽﾍﾟﾘﾃｨの応力降下量Δσa （断層長さの不確かさ考慮）:16 MPa（断層長さ及び応力降下量の不確かさ考慮）:24 MPa

1820 km2

断層面積S

1.8×1020 N･m

A=2.46×1017×(M0×107)1/3：壇ほか(2001)
3.0×1019 N･m/s2

短周期レベルA

Δσ=8/(3π)M0/(LW2)：無限長の地表垂直縦ずれ断層の式
Sa=16πβ4S2Δσ2/A2
アスペリティの面積Sa

452 km2Δσa0=(S/Sa)Δσ：Madariaga(1979)
ｱｽﾍﾟﾘﾃｨの応力降下量Δσa17 MPa

資1-2-40

断層パラメータの設定手法について
長岡平野西縁断層帯
S-M0の関係は以下による。
Ｓ∝Ｍ02/3（M0≦7.5×1018N･m）∝L,W,D
100000Ｓ=2.23×10-15×M02/3 （Somerville et al.(1999)）
Ｓ∝Ｍ01/2（M0＞7.5×1018N･m）∝L,D（W fixed）
Ｓ=4.24×10-11×M01/2 （入倉・三宅(2001)）
Ｓ∝Ｍ01/1（M0≧1.8×1020N･m）∝L（D＆W fixed）
Ｓ=1.00×10-17×M01/1 （Murotani et al.(2010)）
断層面積（k㎡）

 長岡平野西縁断層帯は，断層長さが91kmの長大断層であり，強震
動予測レシピでは，このような長大断層においては断層パラメータの設定に注意が必要であることが指摘されている。
 ここでは，複数の方法で次のパラメータを設定し，その妥当性について検討。①断層面積S，②地震モーメントM0，③短周期レベルA，④断層全体の応力降下量Δσ，⑤アスペリティの面積Sa，⑥アスペ
リティの応力降下量Δσa10000

ここでは，入倉・三宅（2001）を採用↓
2001）を採用↓
1000

7.5×1018N･m
100
1.0E+18

日本
日本以外
Somerville et al.(1999)
入倉・三宅(2001)
Murotani et al.(2010)長岡平野西縁断層帯

1.8×1020N･m
1.0E+19

1.0E+20

1.0E+211.0E+22

地震モーメントM0（N･m）

方法１
①

方法2

無限長の地表垂直縦ずれ断層の式を用いた方法

①

S

S

②

M0

M0
：入倉・三宅(2001)
A=2.46×1017×(M③：壇ほか(2001)

A

0

②

M0

③

A

⑥

Δσa

⑤
Δσa=(S/Sa)Δσ：Madariaga(1979)⑥：壇ほか(2001)

0

②

M0

×107)1/3/(S/π)1.5⑤ Sa④ Δσ=7/16×M0：円形クラックの式（Eshelby(1957))
Sa=16πβ4S2Δσ2/A2

Δσ=8/(3π)M0/(LW2)：無限長の地表垂直縦ずれ断層の式
Sa=16πβ4S2Δσ2/A2

SaM0：入倉・三宅(2001)
A=2.46×1017×(M×107)1/3④⑤① S=(S/4.24×1011)2×10-7=(S/4.24×1011)2×10-7

SaΔσa

地震本部（2005）が山崎断層（横ずれ）の評価で用いた方法

方法3

円形クラックの式を
用いた方法

⑥ Δσa
Δσa=(S/Sa)Δσ：Madariaga(1979)③ A

M0=(S/4.24×1011)2×10-7：入倉・三宅(2001)
Sa=0.22S：Somerville et al.(1999)④

Δσ=3.1MPa：Fujii and Matsu’ura(2000)
Δσa=(S/Sa)Δσ：Madariaga(1979)
A=4π（Sa/π）0.5Δσaβ2：壇ほか(2002)：参考値として算定
資1-2-41

断層パラメータの設定手法について
長岡平野西縁断層帯
 断層傾斜角50°を仮定し，それぞれの方法で設定したパラメータを下表に示す。
 採用した方法１は，方法２・方法３により設定したパラメータと比較しても同程度の値となっており，
過小評価にはなっていないことが確認できる。
採用

パラメータ

単位

方法1

方法2

方法3

km

91

91

91

km

15

15

15

k㎡

1365

1365

1365

N･m

1.04×1020

1.04×1020

1.04×1020

N･m/s2

2.49×1019

2.49×1019

2.00×1019

断層全体の応力降下量 Δσ

MPa

4.3

5.0

3.1

アスペリティの面積

k㎡

373

506

300

MPa

15.7

13.5

14.1

0.27

0.37

0.22

断層長さ

Ｌ

断層幅 W
断層面積

S

地震モーメント

M0

短周期レベル A

Sa

アスペリティの応力降下量
アスペリティ面積比

Sa／S

Δσa

資1-2-42

長岡平野西縁断層帯～十日町断層帯西部（断層長さ132km）
断層モデル

気比ノ宮
角田・弥彦断層

連動考慮，
連動及び応力降下量の不確かさ考慮

気比ノ宮
気比ノ宮断層気比
柏崎刈羽ノ宮
原子力発電所

気比
片貝断層
ノ宮

気比ノ宮
十日町断層帯西部

平面図
断面図
北

走向187°

南

北

基準点
傾斜角
50°

走向210°

南

基準点
傾斜角
50°

傾斜角
50°

傾斜角
50°

L

L
断層幅
=
15km

断層幅
=
15km

W=15km

破壊開始点

L角田弥彦断層km
L= L=27km=2733
北部
角田・弥彦断層 北部

L
km
L=L=27km=2733
角田弥彦断層
南部
角田・弥彦断層 南部

L 気比ノ宮断層
20
L==L=20km
33km
気比ノ宮断層L = 91 km
L km= 33
長岡平野西縁断層帯

L=91km
長岡平野西縁断層帯

L=17km
L=8km==
17km L =片貝-十日町間
L33= 8 km
LL片貝断層33
片貝断層
片貝－十日町間

W=15km

33
LL十日町断層帯西部==33km
L=33kmkm
十日町断層帯西部

資1-2-43

断層モデル
連動及び断層傾斜角の不確かさ考慮
気比ノ宮
角田・弥彦断層

気比ノ宮
気比ノ宮断層

柏崎刈羽
原子力発電所

気比
片貝断層
ノ宮

気比ノ宮
十日町断層帯西部

平面図

断面図
北

走向187°

走向210°
北北 走向210°

南

基準点
傾斜角
35°

南南

基準点
基準点
傾斜角
傾斜角
35°
35°

傾斜角
35°

傾斜角
35°

断層幅
20km
破壊
開始点

L = 27 km
角田・弥彦断層 北部

L = 27 km
角田・弥彦断層 南部

L = 20 km
気比ノ宮断層L = 91 km

L = 17 km
片貝断層

L = 8 km
片貝－十日町間

断層幅20km
L = 33 km

十日町断層帯西部

長岡平野西縁断層帯
資1-2-44断層パラメータの設定フロー 微視的断層パラメータは，強震動予測レシピおよび以下の考え方に基づき設定。
①長大断層を対象としているMurotani et al.(2010)のスケーリングを採用。
②地震本部の長大断層の評価と同様，平均応力降下量を一定値と仮定。長岡平野西縁断層帯の評価で採用した4.3MPaと設定。

連動考慮，連動及び応力降下量の不確かさ考慮
1980 km2

断層面積S

連動及び断層傾斜角の不確かさ考慮

S=1.00×10-17×M0：Murotani et al.(2010)
地震モーメントM0

1.98×1020 N･m

S=1.00×10-17×M0：Murotani et al.(2010)
地震モーメントM0

A=2.46×1017×(M0×107)1/3：壇ほか(2001)
3.1×1019 N･m/s2

短周期レベルA

Δσ=4.3MPa：長岡平野西縁断層帯と同様の値
Sa=16πβ4S2Δσ2/A2
アスペリティの面積Sa510.3 km2

Δσa0=(S/Sa)Δσ：Madariaga(1979)（応力降下量1.5倍考慮）Δσa=Δσa0×1.5：中越沖地震の知見
ｱｽﾍﾟﾘﾃｨの応力降下量Δσa （連動考慮）:16.7 MPa（連動及び応力降下量の不確かさ考慮）:25.0 MPa

2640 km2

断層面積S

2.64×1020 N･m

A=2.46×1017×(M0×107)1/3：壇ほか(2001)
3.4×1019 N･m/s2

短周期レベルA

Δσ=4.3MPa：長岡平野西縁断層帯と同様の値
Sa=16πβ4S2Δσ2/A2
アスペリティの面積Sa748.8 km2

Δσa0=(S/Sa)Δσ：Madariaga(1979)
ｱｽﾍﾟﾘﾃｨの応力降下量Δσa15.2 MPa

資1-2-45

断層パラメータの設定手法について
長岡平野西縁断層帯～十日町断層帯西部
S-M0の関係は以下による。
100000
Ｓ∝Ｍ02/3（M0≦7.5×1018N･m）∝L,W,D
Ｓ=2.23×10-15×M02/3 （Somerville et al.(1999)）
Ｓ∝Ｍ01/2（M0＞7.5×1018N･m）∝L,D（W fixed）
Ｓ=4.24×10-11×M01/2 （入倉・三宅(2001)）
Ｓ∝Ｍ01/1（M0≧1.8×1020N･m）∝L（D＆W fixed）-17×M 1/1 （Murotani et al.(2010)）
10000
Ｓ=1.00×10
0
断層面積（k㎡）

 長岡平野西縁断層帯～十日町断層
帯西部は，断層長さが132kmの長大断層となる。
 ここでは，複数の方法で次のパラメータを設定し，その妥当性について検討。①断層面積S，②地震モーメントM0，③短周期レベルA，④断層全体の応力降下量Δσ，⑤アスペリティの面積Sa，⑥アスペ
リティの応力降下量Δσaここでは，Murotani
ここでは，Murotani et al.(2010)を採用↓
al.(2010)を採用↓
1000

7.5×1018N･m

方法1,方法1’①②③

長岡平野西縁断層帯の評価で採用した方法１ 100
ではモデル設定が困難なため，平均応力降下 1.0E+18
量に④’式を用いる方法１’を考案

S
M0
A

S=1.00×10-17×M0：Murotani et al.(2010)
A=2.46×1017×(M0×107)1/3：壇ほか(2001)
Δσ=8/(3π)M0/(LW2)：無限長の地表垂直
縦ずれ断層の式④’Δσ=4.3MPa:長岡平野西縁断層帯と同じ値

方法2
①
②
③

A

⑥

Sa
Δσa

⑤
Δσa=(S/Sa)Δσ：Madariaga(1979)⑥

1.0E+22

地震本部（2005）が山崎断層（横ずれ）の評価で用いた方法① S
S=1.00×10-17×M0：Murotani et al.(2010)：壇ほか(2001)

0

②

M0

×107)1/3SaΔσa

1.0E+21

方法3⑤ Sa④ Δσ=7/16×M0/(S/π)1.5：円形クラックの式（Eshelby(1957))
Sa=16πβ4S2Δσ2/A2

Sa=16πβ4S2Δσ2/A2⑤

1.0E+20

地震モーメントM0（N･m）

円形クラックの式を用いた方法

A=2.46×1017×(M④

1.8×1020N･m

1.0E+19

S
M0

日本
日本以外
Somerville et al.(1999)
入倉・三宅(2001)
Murotani et al.(2010)長岡平野西縁断層帯
長岡平野西縁断層帯～十日町断層帯西部

S=1.00×10-17×M0：Murotani et al.(2010)
Sa=0.22S：Somerville et al.(1999)④

Δσ=3.1MPa：Fujii and Matsu’ura(2000)
Δσa=(S/Sa)Δσ：Madariaga(1979)⑥ Δσa
Δσa=(S/Sa)Δσ：Madariaga(1979)③ A

A=4π（Sa/π）0.5Δσaβ2：壇ほか(2002)：参考値として算定
資1-2-46

断層パラメータの設定手法について
長岡平野西縁断層帯～十日町断層帯西部
 断層傾斜角50°を仮定し，それぞれの方法で設定したパラメータを下表に示す。
 方法１，方法２では，アスペリティ面積比が40%を超え，既往の知見として知られる15%～27%を大きく上回る。今回採用した方法1’は，アスペリティ面積比の問題も改善され，長大な横ずれ断層の知見を用いたものではあるが方法３と比較しても遜色ない値となっていることが確認できる。
採用

単位

方法1

方法1’

方法2

方法3

断層長さ Ｌ

km

132

132

132

132

断層幅 W

km

15

15

15

15

k㎡

1980

1980

1980

1980

N･m

1.98×1020

1.98×1020

1.98×1020

1.98×1020

N･m/s2

3.09×1019

3.09×1019

3.09×1019

2.41×1019

断層全体の応力降下量 Δσ

MPa

5.7

4.3

5.5

3.1

アスペリティの面積

Sa

k㎡

884

510

827

436

ｱｽﾍﾟﾘﾃｨの応力降下量

Δσa

MPa

12.7

16.7

13.1

14.1

アスペリティ面積比

Sa／S

0.45

0.26

0.42

0.22

パラメータ

断層面積

S

地震モーメント

M0

短周期レベル A

資1-2-47

佐渡島南方断層～F-D断層～高田沖断層（断層長さ84km）
断層モデル
佐渡島南方
断層～高田沖
断層の連動
考慮

気比ノ宮
佐渡島南方断層

気比ノ
宮 断層
F－D
気比
柏崎刈羽
ノ宮
原子力発電所

気比ノ宮
高田沖断層

平面図
断面図
西

走向55°

走向55°

東

南

基準点

基準点

傾斜角
35°

傾斜角
35°

走向0°

北

気比
ノ
断層幅
宮
20km

破壊
開始点

L=25km
L 高田沖断層
= 25
km
高田沖断層

L=30km
L = 30F-D
断層 km
F－D 断層断層幅20km

L = 29 km
佐渡島南方断層資1-2-48

佐渡島南方断層～魚津断層帯（断層長さ156km）
断層モデル
佐渡島南方
断層～魚津
断層帯の
連動考慮

佐渡島南方断層
F－D 断層
柏崎刈羽
原子力発電所

高田沖断層

親不知海脚西縁～
魚津断層帯

平面図
断面図
基準点
傾斜角
35°

西

走向30°

東

基準点
傾斜角
35°

西

走向55°

走向55°

東

南

走向0°

北

基準点
傾斜角
35°

断層幅
20km

破壊開始点

気比ノ
L = 72km
宮
親不知海脚西縁断層～魚津断層帯

気比ノ宮

L = 25 km
高田沖断層

L = 30 km
F－D 断層L = 29 km
佐渡島南方断層資1-2-49

断層パラメータの設定フロー 佐渡島南方断層～高田沖断層（断層長さ84km）の連動ケースの微視的断層パラメータは，中越沖地
震の震源インバージョン結果に基づき，中越沖地震のモデルを拡張し，応力降下量1.5倍の効果を取り込み設定。
 佐渡島南方断層～魚津断層帯（断層長さ156km）の連動ケースの微視的断層パラメータは，著しく長大となることから，陸域の地震動評価で採用した方法と同様の考え方で設定した上で，応力降下量
1.5倍を考慮

佐渡島南方断層～高田沖断層の連動考慮
断層面積
S’=84km×20km

中越沖地震
k倍

断層面積
S=27km×20km

M0∝S2←断層幅が地震発生層を飽和している場合のスケーリング則
k2 倍
地震モーメント
地震モーメントM0’=9.0×1019 N･m
M0=9.3×1018 N･m

アスペリティの面積
Sa’=317.1 km2k倍

アスペリティの面積
Sa=101 km2

k2/3 倍ｱｽﾍﾟﾘﾃｨの短周期ﾚﾍﾞﾙ
ｱｽﾍﾟﾘﾃｨの短周期ﾚﾍﾞﾙ
192
Aa’=3.9×10 N･m/s A∝M 1/3 Aa=1.8×1019N･m/s2
0：壇ほか(2001)
A=4π(Sa/π)0.5Δσaβ2：壇ほか(2002)
同等以上
ｱｽﾍﾟﾘﾃｨの応力降下量
ｱｽﾍﾟﾘﾃｨの応力降下量
Δσa’=26.7 MPa
Δσa=20～25MPa※k=S’/S（面積比）=3.11

佐渡島南方断層～魚津断層帯の連動考慮
3120 km2

断層面積S

S=1.00×10-17×M0：Murotani et al.(2010)
地震モーメントM0

3.12×1020 N･m

A=2.46×1017×(M0×107)1/3：壇ほか(2001)
3.6×1019 N･m/s2

短周期レベルA

Δσ=4.3MPa：長岡平野西縁断層帯と同様の値
Sa=16πβ4S2Δσ2/A2
アスペリティの面積Sa936 km2Δσa0=(S/Sa)Δσ：Madariaga(1979)
Δσa=Δσa0×1.5：中越沖地震の知見
ｱｽﾍﾟﾘﾃｨの応力降下量Δσa21.5 MPa
資1-2-50

断層パラメータの設定手法について
佐渡島南方断層～高田沖断層の連動
S-M0の関係は以下による。
100000
Ｓ∝Ｍ02/3（M0≦7.5×1018N･m）∝L,W,D
Ｓ=2.23×10-15×M02/3（Somerville et al.(1999)）
Ｓ∝Ｍ01/2（M0＞7.5×1018N･m）∝L,D（W fixed）
Ｓ=4.24×10-11×M01/2（入倉・三宅(2001)）
Ｓ∝Ｍ01/1（M0≧1.8×1020N･m）∝L（D＆W fixed）
10000
Ｓ=1.00×10-17×M01/1（Murotani et al.(2010)）
断層面積
（k㎡）

 佐渡島南方断層～高田沖断層は，断層長さが84kmの長大断層であるため，複数の方法で次のパラメータを設定し，その妥当性について検討。①断層面積
S，②地震モーメントM0，③短周期レベルA，④断層全体の応力降下量Δσ，⑤アスペリティの面積Sa，⑥アスペリ
ティの応力降下量Δσa7.5×1018N･m

用いる関係式は以下のとおり。
入倉・三宅(2001)：
M0=(S/4.24×1011)2×10-7 ･･･(1)式壇ほか(2001)：
A=2.46×1017×(M0×107)1/3 ･･･(2)式
Somerville et al.(1999)：
Sa=0.22 S･･･(3)式
無限長の地表垂直縦ずれ断層の式：･･･ (4)式
Δσ=8/(3π)M0/(LW2)
円形クラックの式（Eshelby(1957))：
Δσ=7/16×M0/(S/π)1.5･･･ (5)式
Fujii and Matsu’ura(2000)：Δσ=3.1MPa･･･ (6)式･･･ (7)式
Sa=16πβ4S2Δσ2/A2
Madariaga(1979)：
Δσa=(S/Sa)Δσ･･･ (8)式壇ほか(2002)：
A=4π（Sa/π）0.5Δσaβ2 ･･･ (9)式日本
日本以外
Somerville et al.(1999)
入倉・三宅(2001)
Murotani et al.(2010)
中越沖地震
F-B断層
佐渡島南方断層～高田沖断層
佐渡島南方断層～魚津断層帯

1000

100
1.0E+18

1.8×1020N･m

1.0E+19

1.0E+20

1.0E+211.0E+22

地震モーメントM0（N･m）

方法1

方法2

方法3

無限長の地表垂直縦ずれ 円形クラックの式を
断層の式を用いた方法
用いた方法

①

S

①

②

M0

②

A

M0

③

Sa

⑤

Δσa

Δσa

M0

(3)式

⑤ Sa
④(6)式
(8)式

⑥ Δσa
(8)式

⑥

②

⑤ Sa

Sa

③ Aa
(9)式

③ A

S Chu

① S

M0

④(5)式
(7)式

(8)式

⑥

②

A

中越沖地震のモデルを拡張する方法（応力降下量1.5倍の効果を取り込
み設定）
k倍

(1)式

(2)式

④(4)式
(7)式

⑤

① S
(1)式

(2)式

③

地震本部（2005）が山崎断層（横ずれ）の評価で用いた方法

S

(1)式

方法4

：参考値

⑥

k2 倍
(1)式よりk倍

k2/3 倍(2)式よりM0 ChuSa ChuAa Chu(9)式※k=S’/S（面積比）
Δσa
Chu：中越沖地震

資1-2-51

断層パラメータの設定手法について
佐渡島南方断層～高田沖断層の連動
 それぞれの方法で設定した主なパラメータを下表に示す。
 採用した方法4は，方法1と比較しても同程度の値であり，また，長大な横ずれ断層の知見を用いたものではあるが方法3と比較しても同程度以上の値となっていることが確認できる。なお，方法2では，アスペリティ面積比が40%を超え，既往の知見として知られる15%～27%を大きく上回る。
採用

パラメータ

単位

方法1

方法2

方法3

方法4

km

84

84

84

84

km

20

20

20

20

k㎡

1680

1680

1680

1680

N･m

1.6×1020

1.6×1020

1.6×1020

9.0×1019

N･m/s2

2.9×1019

2.9×1019

2.2×1019

3.9×1019

断層全体の応力降下量 Δσ

MPa

4.0

5.6

3.1

-

アスペリティの面積

k㎡

365

715

370

317

MPa

18.3
（27.4）

13.0（19.6）

14.1（21.1）

26.7

0.22

0.43

0.22

0.19

断層長さ
断層幅
断層面積

Ｌ
W
S

地震モーメント

M0

短周期レベル A
Sa

アスペリティの応力降下量
アスペリティ面積比
備考

Sa／S

Δσa

長岡平野西縁断層帯 アスペリティの面積 長大な横ずれ断層の 採用した方法であり，（91km)の設定で 比が15%～27%を 知見を用いた方法で，
方法1と同程度。
用いた方法，1.5倍 大きく上回る。
応力降下量はやや小のケースは方法4と
さい。
同程度。
（

）内は，中越沖地震を踏まえて応力降下量1.5倍を考慮した値

資1-2-52

断層パラメータの設定手法について
佐渡島南方断層～魚津断層帯の連動用いる関係式は以下のとおり。
入倉・三宅(2001)：
M0=(S/4.24×1011)2×10-7 ･･･(1)式壇ほか(2001)：
A=2.46×1017×(M0×107)1/3 ･･･(2)式
Somerville et al.(1999)：
Sa=0.22 S･･･(3)式
無限長の地表垂直縦ずれ断層の式：･･･ (4)式
Δσ=8/(3π)M0/(LW2)
円形クラックの式（Eshelby(1957))：
Δσ=7/16×M0/(S/π)1.5･･･ (5)式
Fujii and Matsu’ura(2000)：Δσ=3.1MPa･･･ (6)式
4222･･･ (7)式
Sa=16πβ S Δσ /AMadariaga(1979)：
Δσa=(S/Sa)Δσ･･･ (8)式壇ほか(2002)：
A=4π（Sa/π）0.5Δσaβ2 ･･･ (9)式
Murotani et al.(2010)･･･ (10)式
Ｓ=1.00×10-17×M01/1
長岡平野西縁断層帯と同様の値
Δσ=4.3MPa･･･ (11)式

断層面積
（k㎡）

 佐渡島南方断層～魚津断層帯は，断層長さが154kmの長大断層であるため，複数の方法で次のパラメータを設定し，その妥当性について検討。①断層面積
S，②地震モーメントM0，③短周期レベルA，④断層全体の応力降下量Δσ，⑤アスペリティの面積Sa，⑥アスペリ
ティの応力降下量ΔσaS-M0の関係は以下による。
100000
Ｓ∝Ｍ02/3（M0≦7.5×1018N･m）∝L,W,D
Ｓ=2.23×10-15×M02/3（Somerville et al.(1999)）
Ｓ∝Ｍ01/2（M0＞7.5×1018N･m）∝L,D（W fixed）
Ｓ=4.24×10-11×M01/2（入倉・三宅(2001)）
Ｓ∝Ｍ01/1（M0≧1.8×1020N･m）∝L（D＆W fixed）
10000
Ｓ=1.00×10-17×M01/1（Murotani et al.(2010)）

日本
日本以外
Somerville et al.(1999)
入倉・三宅(2001)
Murotani et al.(2010)
中越沖地震
F-B断層
佐渡島南方断層～高田沖断層
佐渡島南方断層～魚津断層帯

1000

7.5×1018N･m
100
1.0E+18

1.8×1020N･m

1.0E+19

1.0E+20

1.0E+211.0E+22

地震モーメントM0（N･m）

方法1’

方法2

方法3

長岡平野西縁断層帯と同様の平均応力降下量を用いた方法

円形クラックの式を用いた方法

地震本部（2005）が山崎断層（横ずれ）の評価で用いた方法

①

S

①

S

(10)式

②

M0

M0

(2)式

③

A

③

Sa

⑤

Δσa

Δσa

M0

(3)式

⑤ Sa
④(6)式
(8)式

⑥ Δσa
(8)式

⑥

②

⑤ Sa

Sa

③ Aa

m倍
(1)式，
(10)式より

k倍

M0 ChuSa Chum1/3 倍(2)式よりAa Chu

(9)式
(9)式

③ A

S Chu

① S

M0

④(5)式
(7)式

(8)式

⑥

②

A

中越沖地震のモデルの拡張＋
Murotani et al.(2010)を考慮し
た方法
k倍

(10)式

(2)式

④(11)式
(7)式

⑤

① S
(10)式

②

方法4

：参考値

⑥ Δσa

※k=S/SChu（面積比）
m=M0/M0 Chu
Chu：中越沖地震

資1-2-53

断層パラメータの設定手法について
佐渡島南方断層～魚津断層帯の連動
 それぞれの方法で設定した主なパラメータを下表に示す。
 採用した方法1’は，アスペリティの面積比が30%とやや既往の知見と比較すると大きいものの，方法
2,3と比較して，過小評価にはなっていないことが確認できる。
 方法4については，対象とする断層長さLが156kmと，入倉・三宅（2001）の適用範囲を超えていることから，中越沖地震（断層長さ27km）の拡張を適用するのは適切ではないと判断した。
採用

単位

方法1’

方法2

方法3

方法4

断層長さ Ｌ

km

156

156

156

156

断層幅

km

20

20

20

20

k㎡

3120

3120

3120

3120

N･m

3.1×1020

3.1×1020

3.1×1020

2.4×1020

N･m/s2

3.6×1019

3.6×1019

3.0×1019

5.4×1019

断層全体の応力降下量 Δσ

MPa

4.3

4.4

3.1

-

アスペリティの面積

k㎡

936

963

686

589

MPa

14.3
（21.5）

14.1（21.2）

14.1（21.1）

27.0

0.30

0.31

0.22

0.19

パラメータ

断層面積

W
S

地震モーメント

M0

短周期レベル A
Sa

アスペリティの応力降下量
アスペリティ面積比

備考

Sa／S

Δσa

採用した方法であり，長大な断層のパラメ 長大な横ずれ断層の 中越沖地震（断層長
方法2，3と同程度。ータ設定において円 知見を用いた方法で さ27km）の拡張で
形クラック式が適用 はあるが，方法1’ あり，156kmの長可能であるか疑問が と同程度の値。
大な断層への適用は残るが，方法1’と同
適切ではないと判断。
程度の値。
（）内は，中越沖地震を踏まえて応力降下量1.5倍を考慮した値
資1-2-54参考文献【１．2004年新潟県中越地震，2007年新潟県中越沖地震】
・気象庁：地震年報2011年版，地震・火山月報ほか
・Kamae, K.,T. Ikeda, and S. Miwa（2005）：Source model composed of asperities for the 2004 Mid Niigata Prefecture, Japan,
earthquake (MJMA=6.8) by the forward modeling using the empirical Green’s function method, Earth Planets Space, 57
・神原浩，松島信一，早川崇，福喜多輝（2006）：2004年新潟県中越地震の余震観測記録に基づく本震時の震源域の強震動推定，清水建設研究報告，第83号
・佐藤智美，土方勝一郎，植竹富一，徳光亮一，壇一男（2007）：広帯域震源インバージョンによる2004年新潟県中越地震の大加速度に関する研究（その２） 中・短周期震源インバージョン，日本建築学会大会学術講演梗概集・坂井公俊，野津厚（2011）：2004年新潟県中越地震の特性化震源モデルと経験的サイト増幅・位相特性を考慮した強震動シミュレーション，日本
地震工学会論文集，第11巻
・青井真，本多亮，森川信之，関口春子，功刀卓，藤原広行（2005）：2004年新潟県中越地震（10月23日17時56分）の地震動と震源過程，地震予知連絡会 会報 第73巻
・Honda, R., S. Aoi, N. Morikawa, H. Sekiguchi, T. Kunugi, and H. Fujiwara（2005）：Ground motion and rupture process of the2004 Mid Niigata Prefecture earthquake obtained from strong motion data of K-NET and KiK-net, Earth Planets Space, 57
・野津厚（2005）：2004年新潟県中越地震の震源モデル －経験的グリーン関数を用いた波形インバージョン－，地震 第2輯 第58巻
・Hikima, K., and K. Koketsu（2005）：Rupture processes of the 2004 Chuetsu (mid-Niigata prefecture) earthquake, Japan：A
series of events in a complex fault system, GEOPHYSICAL RESEARCH LETTERS, VOL.32
・芝良昭（2006）：2004年新潟県中越地震の震源過程の解明 －広帯域震源インバージョンの適用－，電力中央研究所報告，研究報告：N05023
・Asano, K., and T. Iwata（2009）：Source Rupture Process of the 2004 Chuetsu, Mid-Niigata Prefecture, Japan, Earthquake
Inferred from Waveform Inversion with Dense Strong-Motion Data, Bulletin of the Seismological Society of America, Vol.99
・松島信一，神原浩，工藤一嘉（2006）：強震余震観測による強震動評価，月刊地球／号外 No.53
・東京電力株式会社（2008）：柏崎刈羽原子力発電所における平成19年新潟県中越沖地震時に取得された地震観測データの分析及び基準地震動に係る報告書
・土方勝一郎，西村功，水谷浩之，徳光亮一，真下貢，田中信也（2010）：2007年新潟県中越沖地震の地震動特性，日本建築学会構造系論文集 第
75巻 第653号
・渡辺哲史，諸井孝文，徳光亮一，西村功，土方勝一郎（2011）：褶曲構造を考慮した解析によるアスペリティ位置と地震動増幅特性の関連性の検討－柏崎刈羽原子力発電所における新潟県中越沖地震の観測記録に基づく評価－，日本建築学会構造系論文集 第76巻 第659号
・Noda, S., K. Yashiro, K. Takahashi, M. Takemura, S. Ohno, M. Tohdo, and T. Watanabe（2002）：RESPONSE SPECTRA FOR
DESIGN PURPOSE OF STIFF STRUCTURES ON ROCK SITES, OECD-NEA Workshop on the Relations between Seismological
DATA and Seismic Engineering, Oct.16-18, Istanbul
・壇一男，渡辺基史，佐藤俊明，石井透（2001）：断層の非一様すべり破壊モデルから算定される短周期レベルと半経験的波形合成法による強震動予測のための震源断層のモデル化，日本建築学会構造系論文集 第545号
・入倉孝次郎，香川敬生，宮腰研，倉橋奨（2008）：2007年新潟県中越沖地震の強震動－なぜ柏崎刈羽原子力発電所は想定以上の破壊的強震動に襲われたのか？－2008年03月19日再修正版，http://www.kojiro-irikura.jp/pdf/cyuetsu_080319.pdf
・Kamae, K., and H. Kawabe（2008）：SOURCE MODELING AND STRONG GROUND MOTION SIMULATION OF THE 2007
NIIGATAKEN CHUETSU-OKI EARTHQUAKE (Mj=6.8) IN JAPAN, The 14th World Conference on Earthquake Engineering
・芝良昭（2008）：2007年新潟県中越沖地震の震源過程の解明と広帯域強震動評価，電力中央研究所報告，研究報告：N08007
・山本容維，竹中博士（2009）：経験的グリーン関数法を用いた2007年新潟県中越沖地震の震源のモデル化，地震 第2輯 第62巻
資1-2-55

参考文献
・野津厚（2010）：非破壊伝播方向におけるやや短周期パルスへの特性化震源モデルの適用に関する研究－2007年新潟県中越沖地震を例に－，土木学会論文集A1（構造・地震工学），Vol.66
・Aoi, S., H. Sekiguchi, N. Morikawa, and T. Kunugi（2008）：Source process of the 2007 Niigata-ken Chuetsu-oki earthquake
derived from near-fault strong motion data, Earth Planets Space, 60
・引間和人，纐纈一起（2008）：波形記録と測地データを用いた2007年新潟県中越沖地震の震源過程解析，日本地球惑星科学連合大会予稿集
・Honda, R., and S. Aoi（2009）：Array Back-Projection Imaging of the 2007 Niigataken Chuetsu-oki Earthquake Striking the World’s
Largest Nuclear Power Plant, Bulletin of the Seismological Society of America, Vol.99
・Nakamura, T., Y. Ishihara, Y. Yamanaka, and Y. Kaneda（2009）：Source process for complex fault system of the 2007 Chuetsuoki, Niigata, Japan, earthquake, Earth Planets Space, 61
・Miyake, H., K. Koketsu, K. Hikima, M. Shinohara, and T. Kanazawa（2010）：Source Fault of the 2007 Chuetsu-oki, Japan,
Earthquake, Bulletin of the Seismological Society of America, Vol.100
・Geller, R.J. （1976） : Scaling relations for earthquake source parameters and magnitudes, Bulletin of the Seismological Society ofAmerica, 66
・独立行政法人 防災科学技術研究所：広帯域地震観測網（F-net）, http://www.fnet.bosai.go.jp/
・入倉孝次郎，三宅弘恵（2001）：シナリオ地震の強震動評価，地学雑誌，110【２．「日本海における大規模地震に関する調査検討会」の想定地震】
・国土交通省，内閣府，文部科学省（2014）：日本海における大規模地震に関する調査検討会 報告書
・佐藤比呂志，石山達也，加藤直子，野徹雄，石川正弘，武田哲也，越谷信，豊島剛志，工藤健（2014）：断層モデルの構築．平成25年度「日本海地震・津波調査プロジェクト」成果報告書
・Noda, S., K. Yashiro, K. Takahashi, M. Takemura, S. Ohno, M. Tohdo, and T. Watanabe（2002）：RESPONSE SPECTRA FOR
DESIGN PURPOSE OF STIFF STRUCTURES ON ROCK SITES, OECD-NEA Workshop on the Relations between Seismological
DATA and Seismic Engineering, Oct.16-18, Istanbul
・大竹政和，平朝彦，太田陽子（2002）：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【３．土木学会（2002）の地震規模設定方法について】
・土木学会（2002）：原子力発電所の津波評価技術，土木学会原子力土木委員会 津波評価部会・松田時彦（1975）：活断層から発生する地震の規模と周期について，地震 第2輯 第28巻
・大竹政和，平朝彦，太田陽子（2002）：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
・Kanamori, H.（1977）：The Energy Release in Great Earthquakes, JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH, Vol. 82
・宇佐美龍夫（1996）：新編日本被害地震総覧［増補改訂版］，東京大学出版会
・相田勇（1989）：天保四年の庄内地震による津波に関する数値実験，「続古地震－実像と虚像」萩原尊禮編，東京大学出版会
・Satake, K. (1986) : Re-examination of the 1940 Shakotan-Oki earthquake and the fault parameters of the earthquakes along theeastern margin of the Japan Sea, PEPI, 43
・Abe, K. (1975) : Re-examination of the fault model for the Niigata earthquake of 1964, JPE, 23
・Sato, T. (1985) : Rupture characteristics of the 1983 Nihonkai-Chubu (Japan Sea) earthquake as inferred from strong motion
accelerograms, JPE, 33
資1-2-56

参考文献
・Tanioka, Y., K. Satake, and L. Ruff (1995) : Total analysis of the 1993 Hokkaido Nansei-oki earthquake using seismic wave, tsunami,
and geodetic data, GRL, 22【４．孤立した短い活断層の地震規模について】・入倉孝次郎，三宅弘恵（2001）：シナリオ地震の強震動評価，地学雑誌，110・武村雅之（1990）：日本列島およびその周辺地域に起こる浅発地震のマグニチュードと地震モーメントの関係，地震 第２輯 第43巻
・原子力安全委員会（2009）：原子力安全委員会 地震動解析技術等作業会合 平成21年9月18日 資料第1号，
https://www.nsr.go.jp/archive/nsc/senmon/shidai/kaisekigijutu/kaisekigijutu22/siryo1.pdf
・地震調査研究推進本部（2010）：「全国地震動予測地図 2010年版」報告書
・独立行政法人 防災科学技術研究所：ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究プロジェクト
・独立行政法人 産業技術総合研究所：産総研 活断層データベース，https://gbank.gsj.jp/activefault/
・Noda, S., K. Yashiro, K. Takahashi, M. Takemura, S. Ohno, M. Tohdo, and T. Watanabe（2002）：RESPONSE SPECTRA FOR
DESIGN PURPOSE OF STIFF STRUCTURES ON ROCK SITES, OECD-NEA Workshop on the Relations between Seismological
DATA and Seismic Engineering, Oct.16-18, Istanbul【５．活断層の分布と地震発生層上端深さについて】
・独立行政法人 防災科学技術研究所：J-SHIS地震ハザードステーション, http ://www.j-shis.bosai.go.jp/
・Kato, A., E. Kurashimo, T. Igarashi, S. Sakai, T. Iidaka, M. Shinohara, T. Kanazawa, T. Yamada, N. Hirata, and T. Iwasaki（2009）：
Reactivation of ancient rift systems triggers devastating intraplate earthquakes, GEOPHYSICAL RESERCH LETTERS, VOL.36
・独立行政法人 防災科学技術研究所：ひずみ集中帯の重点的調査観測・研究プロジェクト
・佐藤比呂志，岩崎貴哉，石山達也，蔵下英司，加藤直子（2014）：沿岸海域および海陸統合構造調査．平成25年度「日本海地震・津波調査プロジェ
クト」成果報告書
・Sakai, S., N.Hirata, A. Kato, E. Kurashimo, T. Iwasaki and T. Kanazawa（2005）：Multi-fault system of the 2004 Mid-Niigata
Prefecture Earthquake and its aftershocks, Earth Planets Space,57
・神原浩，松島信一，早川崇，福喜多輝（2006）：2004年新潟県中越地震の余震観測記録に基づく本震時の震源域の強震動推定，清水建設研究報告，
第83号【６．長大断層のパラメータ設定方法について】
・地震調査研究推進本部（2009）：「全国地震動予測地図」報告書
・入倉孝次郎，三宅弘恵（2001）：シナリオ地震の強震動評価，地学雑誌，110・Murotani, S., S. Matsushima, T. Azuma, K. Irikura, S. Kitagawa（2010）：Scaling relations of earthquakes on inland active megafault systems, 2010 AGU Fall Meeting, S51A-1911
・佐藤良輔 編著（1989）：日本の地震断層パラメター・ハンドブック，鹿島出版会
・Eshelby, J. D.（1957）:The determination of the elastic field of an ellipsoidal inclusion, and related problems, Proceedings of theRoyal Society, A241
・地震調査研究推進本部（2005）：山崎断層帯の地震を想定した強震動評価について，地震調査委員会資料
・壇一男，渡辺基史，佐藤俊明，石井透（2001）：断層の非一様すべり破壊モデルから算定される短周期レベルと半経験的波形合成法による強震動予測のための震源断層のモデル化，日本建築学会構造系論文集，第545号
資1-2-57

参考文献
・Madariaga（1979） : On the relation between seismic moment and stress drop in the presence of stress and strength heterogeneity,
Journal of Geophysical Research, 84・Somerville, P. G., K. Irikura, R. Graves, S. Sawada, D. Wald, N. Abrahamson, Y. Iwasaki, T. Kagawa, N. Smith, and A. Kowada(1999)：
Characterizing crustal earthquake slip models for the prediction of strong ground motion, Seismological Research Letters,70.
・Fujii, Y., and M. Matsu‘ura（2000） : Regional Difference in Scaling Laws for Large Earthquakes and its Tectonic Implication, Pureand Applied Geophysics, 157
・壇 一男，佐藤俊明，入倉孝次郎 （2002） : ｱｽﾍﾟﾘﾃｨﾓﾃﾞﾙに基づく強震動予測のための震源モデルの特性化手法, 第11回日本地震工学シンポジウム

資1-2-58