資料６－２

大洗研究所（南地区）
高速実験炉原子炉施設（「常陽」）
津波評価について（補足説明資料）

令和4年12月20日
国立研究開発法人日本原子力研究開発機構

目

次

1. 既往津波

32. 既往津波の再現解析

75

3. 地震に起因する津波の評価

90

4. 地震以外に起因する津波の評価

139

5. 分岐断層について

156

6. 津波の伝播特性
7. 日本海溝沿いの地震活動の長期評価(平成31年2月26日公表)の影響の確認について
8. HTTR許可（2020年6月）後の知見の確認について

158

参考文献

165
171

177

2

1. 既往津波

1.1 津波痕跡及び津波堆積物に関する調査
1.1.1 評価概要

3

補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

1.1.1 評価概要
• 以下のフローに従い、津波痕跡及び津波堆積物に関する調査を行った。
■文献調査• 敷地周辺等において、津波痕跡、津波堆積物、伝承を含む歴史記録等に関する文献の整理・検討を行う。
津波痕跡に関する文献調査• 敷地周辺において、既往津波の痕跡高の有無を確認。
• 敷地周辺において、比較的大きな影響を及ぼした可能性のある既往津波を確認。

• 1677年延宝房総沖地震津波• 2011年東北地方太平洋沖地震津波※関東地震について 、 敷地
周辺に影響を示す津波の痕跡はない。

津波堆積物に関する文献調査• 津波堆積物が存在する場合に、同様の傾向を示すと考えられる一連の沿岸地形である塩屋埼から銚子の範囲において、津波堆積物の有無を確認。
※国内外の主な科学技術系論文
データベース等を対象✓ 地震調査研究推進本部✓ JDREAM Ⅲ✓ ScienceDirect✓ SpringerLink✓ AGU Publications etc.

• 茨城県日立市十王町で津波堆積物（1677年延宝房総沖地震と推定）が見つかった（産業技術総合研究所（以下、「産総研」という）、澤井（2012a）及びSawai et al.
(2012) ）。
• 千葉県銚子市で津波堆積物（1677年延宝房総沖地震と推定）が見つかった（Yanagisawa et al.(2016)）。
※2011年東北地方太平洋沖地震津
波は近年発生し、正確な水位情報が得られていることから除外。
※関東地震の津波堆積物は、敷地周辺において見つかっていない。

■ 津波堆積物調査• 既往津波の痕跡高については、古記録の情報を得るために必要に応じて実施する。
地形判読• 津波堆積物が存在する場合に 、 同様の傾向を示すと考えられる一連の沿岸地形である塩屋埼から銚子の範囲を対象とした地形判読を行い、津波堆積物の残存の可能性を確認。
• 塩屋埼から銚子の範囲では茨城県十王町付
近及び銚子市付近に津波堆積物の残存の可能性がある。

津波堆積物調査• 判読された地形について 、 津波の痕跡に関するデータ拡充を図るため 、 現地において詳細な調査が可能と判断。

• 文献で示されている産総研やYanagisawa etal.(2016)の調査した地点が調査に最も適する地形であるため、その結果を引用。

解析結果との比較• 基準津波の波源である「茨城県沖から房総沖に想定するプレート間地震の津波波源」の水位と1677年延宝房総沖地震及び2011
年東北地方太平洋沖地震の痕跡高とを比較し、過去に基準津波の波源を上回るような津波堆積物があるかどうかを検証。

• 基準津波の波源による津波水位は、津波堆積物調査等から推定された1677年延宝房総沖地震及び2011年東北地方太平洋沖地震津波の津波痕跡高を上回ることを確認。

4

1. 既往津波
1.1 津波痕跡及び津波堆積物に関する調査
1.1.2 津波痕跡に関する文献調査5

補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

1.1.2 津波痕跡に関する文献調査（敷地周辺に影響を及ぼした過去の津波）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 敷地周辺における既往津波の被害状況及び日本海溝沿いにおける津波の発生状況について文献調査を行った。

太平洋沿岸に影響を及ぼした主な津波の一覧表（地震規模8.0以上（遠地津波については地震規模9.0以上）を抜粋）

発生年月日
元号
869.7.13
貞観11

1611.12.2
慶長16地震規模1)
波源域

三陸沖

三陸沖

1677.11.4
延宝5

房総沖

1700.1.26
元禄12

北米
北西部沖

1793.2.17
寛政5

三陸沖

Mj
8.3
±1/4

≒8.1

≒8.0

－

8.0～8.4

Mw

津波規模2)
m

地震・津波の概要3)

敷地への影響－4，－[4]

三陸沿岸：城郭・倉庫・門櫓・垣壁など崩れ落ち倒潰するもの無数。津波が多賀城下を襲い、溺死約1千。流光昼のごとく隠映すという。三陸沖の巨大地震とみられる。

東北地方太平洋沖型の地震に伴う津波と同等もしくは下回る規
模

－

4，－
[3-4]

三陸沿岸および北海道東岸：三陸地方で強震。震害は軽く 、 津波の被害が大きかった。伊達領内で死1783 、 南部・津軽で人馬の死3千余という。三陸沿岸で家屋の流出が多く 、 北海道東部でも溺死が多かった。1933年三陸地震津波に似ている。

敷地付近への影響を示す津波の痕跡はない。

－

2，－
[－]

磐城・常陸・安房・上総・下総：上旬より地震が多かった。
磐城から房総にかけて津波があり、小名浜・中之作・薄磯・四倉・江名・豊間などで死・不明130余、水戸領内で溺死36、房総で溺死246余、奥州岩沼領で死123

茨城県那珂湊（現ひたちなか
市）で4.5～5.5m、磯浜村で5.0～
6.0m以上－，－北米北西部沖（カスケード地帯）：三陸～紀伊半島にかけて津波が来た。各地の津波の高さは岩手県宮古3m、同大槌で2m、茨城県那珂湊で約2mと推定される記録がある。宮古で津波の被害があったという。

茨城県那珂湊（現ひたちなか
市）で約2m

2，2.5[2]

陸前・陸中・磐城：仙台領内で家屋損壊1千余、死12。沿岸に津波が来て、全体で家潰流失1730余、船流破33、死44以上。余震が多かった。相馬・いわきにおいて引きで津波がはじまっているのは1896年明治三陸地震と似
ている。

9.0

－

敷地付近への影響を示す津波の痕跡はない。

1)地震規模は、宇佐美ほか(2013)を参照した。
2)津波規模ｍは、宇佐美ほか(2013)による。下線付き数字は羽鳥による値とされている。[ ]内の値は羽鳥(1975)による値を参照した。
3)地震・津波の概要は、宇佐美他(2013)、渡辺(1998)及び国立天文台編(2013)を参照した。

6

補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

1.1.2 津波痕跡に関する文献調査（敷地周辺に影響を及ぼした過去の津波）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

太平洋沿岸に影響を及ぼした主な津波の一覧表（地震規模8.0以上（遠地津波については地震規模9.0以上）を抜粋）

発生年月日
元号

1896.6.15
明治29

地震規模1)

波源域
Mj

三陸沖

8・1/4

Mw

－

津波規模2)
m

地震・津波の概要3)

敷地への影響

4，3.5
[3-4]

三陸沖：『明治三陸地震津波』：震害はない。津波が北海
道より牡鹿半島にいたる海岸に襲来し、死者総数は21959（青森343、岩手18158、宮城3452、北海道6）。家屋流失全半潰8～9千、船の被害約7千。波高は、吉浜24.4m、綾里
38.2m、田老14.6mなど。

敷地付近への影響を示す津波の痕跡はない。

敷地付近への影響を示す津波の痕跡はない。

1933.3.3
昭和8

三陸沖

8.1

8.4

3，3

三陸沖：『三陸地震津波』：震害は少なかった。津波が太平洋岸を襲い、三陸沿岸で被害は甚大。死・不明3064、家屋流失4034、倒潰1817、浸水4018。波高は綾里湾で28.7mにも達した。日本海溝付近で発生した巨大な正断層型地震と考えられている。

1952.11.4
昭和27

カムチャツ
カ半島南
東沖

－

9.0

1，－

カムチャツカ半島南東沖：『カムチャツカ津波』：太平洋沿岸に津波、波高は1～3m程度。広範囲で家屋の浸水があり、三陸沿岸では漁業関係の被害があった。

福島県沿岸で約0.5～1.5m

2～3，－チリ南部沖：『チリ地震津波』：津波が日本各地に襲来、波高は三陸沿岸で5～6m、その他で3～4m。北海道南岸・三陸沿岸・志摩半島付近で被害が大きく、沖縄でも被害があった。日本全体で死・不明142（うち沖縄で3）、家屋全壊1500余、半壊2千余

茨城県久慈港で約2.3m

0，－

アラスカ湾：『アラスカ地震津波』：津波は太平洋沿岸各地に波及した。日本沿岸の検潮記録によると 、 津波の高さは
三陸沿岸南部でやや高かった。このため 、 この沿岸で浅海漁業施設に若干の被害があった。

小名浜で0.35m、銚子で0.36m

1960.5.22
昭和351964.3.27
昭和39

チリ
南部沖

アラスカ湾

－

－

9.5

9.2

1)地震規模は、宇佐美ほか(2013)を参照した。
2)津波規模ｍは、宇佐美ほか(2013)による。下線付き数字は羽鳥による値とされている。[ ]内の値は羽鳥(1975)による値を参照した。
3)地震・津波の概要は、宇佐美他(2013)、渡辺(1998)及び国立天文台編(2013)を参照した。

7

補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

1.1.2 津波痕跡に関する文献調査（敷地周辺に影響を及ぼした過去の津波）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

太平洋沿岸に影響を及ぼした主な津波の一覧表（地震規模8.0以上（遠地津波については地震規模9.0以上）を抜粋）

発生年月日
元号

1968.5.16
昭和432011.3.11
平成23

地震規模1)
波源域
Mj

青森県
東方沖

三陸沖

7.9

8.4

Mw

8.2

9.0

津波規模2)
m

地震・津波の概要3)

敷地への影響2，2.5

青森県東方沖：『1968年十勝沖地震』：青森を中心に北海道南部・東北地方に被害。死52、傷330、建物全壊673、半壊3004。青森県下で道路損壊も多かった。津波があり、三陸沿岸3～5m、浸水529、船舶流失沈没127。コンクリート
造建築の被害が目立った。

敷地付近への影響を示す津波の痕跡はない。

－，4

東北沖：『平成23年（2011年）東北地方太平洋沖地震、東日本大震災』：日本海溝沿いの沈み込み帯の大部分、三陸沖中部から茨城県沖までのプレート境界を震源域とする逆断層型超巨大地震。3月9日にM7.3(Mw7.4)の前震、震源域
内や付近の余震・誘発地震はM7.0以上が6回、M6.0以上が97回、死18493、不明2683、傷6217、住家全壊 128801、半壊269675。死者の90%以上が水死で、被害の多くは巨大津波（現地調査によれば最大約40m）によるもの。

大洗研究所近傍で約7m

1) 地震規模は、宇佐美ほか(2013)を参照した。
2) 津波規模ｍは、宇佐美ほか(2013)による。下線付き数字は羽鳥による値とされている。[ ]内の値は羽鳥(1975)による値を参照した。
3) 地震・津波の概要は、宇佐美他(2013)、渡辺(1998)及び国立天文台編(2013)を参照した。

8

補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

1.1.2 津波痕跡に関する文献調査（1677年延宝房総沖地震津波の痕跡高の調査結果）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 竹内他(2007)に基づけば、 1677年延宝房総沖地震津波による敷地周辺の津波浸水高（推定）は、茨城県那珂湊（現ひたちなか市）で4.5～5.5m、
大洗町（磯浜村）で5.0～6.0m以上と示されている。

薄磯
豊間
小名浜
江名
永崎

中ノ作

那珂湊

大洗研究所

磯浜村

（渡辺(1998)）
10.0
9.0
8.0
7.0
津
波 6.0
浸 5.0
水 4.0
高
（ｍ） 3.0
2.0

外川浦
東浪見村
和泉村
矢指戸村

1.0
0.0
四 薄 豊 江 中 永 小 那
那 磯 外 東 和
珂 浜 川 浪 泉
倉 磯 間 名 ノ 崎 名 珂
湊作
浜 港 村 浦 見 村
村

矢 岩 御 沢 川
指 船 宿 倉 津
戸 浦 浦 村 村
村

1677年延宝房総沖地震による福島県～茨城県及び千葉県の各地の津波浸水高（推定）

御宿浦
川津村

岩船浦

沢倉村

延宝房総沖地震津波の千葉県沿岸～福島県沿岸での痕跡高調査（竹内他(2007)に加筆）

9

補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

1.1.2 津波痕跡に関する文献調査（1677年延宝房総沖地震津波の痕跡高の調査結果）•

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

竹内他(2007)に基づけば、1677年延宝房総沖地震津波による敷地周辺の津波浸水高は、建物被害の記録から推定したと示されている。
浸水高の推定結果（福島県～茨城県）

浸水高の推定結果（千葉県）

津波浸水高推定のフロー

竹内他（2007）

10

補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

1.1.2 津波痕跡に関する文献調査（1700年カスケード地震津波、1952年カムチャッカ地震津波及び1964年アラスカ地震津波の痕跡高）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 渡辺(1998)等に基づけば、 1700年カスケード地震津波、1952年カムチャッカ地震津波及び1964年アラスカ地震津波の痕跡高は、それぞれ茨城
県那珂湊（現ひたちなか市）で約2m、福島県沿岸で約0.5～1.6m 、小名浜で0.35m、銚子で0.36mと示されている。

区分

遠地津波

地震
種別

名称

プレート間地震

文献調査結果※1700年カスケード地震津波

茨城県那珂湊（現ひたちなか市）で約2m

1952年カムチャッカ地震津波

福島県沿岸で約0.5～1.5m

1964年アラスカ地震津波

小名浜で0.35m、銚子で0.36m※渡辺(1998)

1952年カムチャッカ津波の高さ（単位ｍ）

1964年アラスカ津波の場合、日本沿岸における検潮記録による平常潮位上の津波高さ

1700 Cascadia
M9.0

環太平洋における大地震の分布（佐竹(2013a)に加筆）（渡辺(1998)に加筆）

11

補足説明資料

1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

1.1.2 津波痕跡に関する文献調査（1960年チリ地震津波の痕跡高）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• チリ津波合同調査班(1961)に基づけば、 1960年チリ地震津波による敷地周辺の津波の痕跡高は、茨城県久慈港約2.3mと示されている。

10.0
9.0
8.0
7.0
津 6.0
波
の 5.0
高
さ 4.0
（ｍ）
3.0
2.0

1.0
0.0
釣 今 原 富 久 四 沼 江 小 大 久 那 祝 荒 波 長 銚 黒 長 名 飯 栗 片 白 一 大 御 勝 興 小 天 鴨 江 和 千 乙 野
師 泉 釜 岡 之 倉 之 名 名 津 慈 珂 町 波 崎 塚 子 生 崎 洗 岡 山 貝 子 の 原 宿 浦 津 湊 津 川 見 田 倉 浜 島
宮
内
浜
湊
川
崎
（ 浜
港
毛
萱
）

1960年チリ地震による福島県～茨城県及び千葉県(南端)の津波の高さ分布図

1960年チリ地震津波による福島県～茨城県の津波の高さ分布図（チリ津波合同調査班(1961)に加筆）

1960年チリ地震津波による久慈港(日立港)の津波の高さ（チリ津波合同調査班(1961)に加筆）

12

補足説明資料

1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

1.1.2 津波痕跡に関する文献調査（2011年東北地方太平洋沖地震津波の痕跡高）

第452回審査会合
資料3-4-2 修正• 2011年東北地方太平洋沖地震津波による大洗研究所近傍の津波の痕跡高は、約7mである。

「常陽」

大洗研究所

2011年東北地方太平洋沖地震津波による敷地近傍の痕跡高(東北地方太平洋沖地震津波合同調査グループ（2011）による）2011年東北地方太平洋沖地震による浸水高及び遡上高分布図(東北地方太平洋沖地震津波合同調査グループ（2011）に加筆)

13

補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

1.1.2 津波痕跡に関する文献調査（まとめ）• 敷地に最も影響を及ぼしたと考えられる津波は、日本海溝沿いの津波であり、敷地に襲来した津波の最大痕跡高は1677年延宝房総沖地震津波及び2011年東北地方太平洋沖地震津波で、大洗研究所近傍で約7mである。

区分

地震種別
海洋プレート内地震

東北地方太
平洋沖型の
地震

近地津波

日本海溝沿い
プレート間
地震

遠地津波

津波地震

プレート間地震名称

文献調査結果

1611年の津波（正断層型）

敷地付近への影響を示す津波の痕跡はない

1933年昭和三陸地震津波

敷地付近への影響を示す津波の痕跡はない

869年の津波

東北地方太平洋沖型の地震に伴う津波と同等もしくは下回る規模

2011年東北地方太平洋沖地震津波

大洗研究所近傍で約7m

1611年の津波

敷地付近への影響を示す津波の痕跡はない

1677年延宝房総沖地震津波

茨城県那珂湊（現ひたちなか市）で4.5～5.5m

1896年明治三陸地震津波

敷地付近への影響を示す津波の痕跡はない

1793年宮城県沖地震に伴う津波敷地付近への影響を示す津波の痕跡はない

17世紀初頭の地震（500年間隔地震）に伴う津波

敷地付近への影響を示す津波の痕跡はない

1968年十勝沖地震に伴う津波敷地付近への影響を示す津波の痕跡はない

1700年カスケード地震津波

茨城県那珂湊（現ひたちなか市）で約2m

1952年カムチャッカ地震津波

福島県沿岸で約0.5～1.5m

1960年チリ地震津波

茨城県久慈港で約2.3m

1964年アラスカ地震津波

小名浜で0.35m、銚子で0.36m

141. 既往津波
1.1 津波痕跡及び津波堆積物に関する調査
1.1.3 津波堆積物に関する文献調査15補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

1.1.3 津波堆積物に関する文献調査（津波堆積物調査の範囲）••••

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

津波堆積物に関する調査の目的は、評価地点に影響を与えた可能性のある津波を検出することである。したがって、同一の津波により同様の影響を受けると考えられる範囲を検討対象とする。
国土交通省(2012)による「津波浸水想定の設定の手引き」においては 、 同様の見地に基づき 、海岸保全基本計画を作成すべき海岸の区分である「地域海岸」を 、 「湾の形状や山付け等の自然条件」等に基づき「同一の津波外力を設定しうると判断される一連の海岸線」と規定している。自治体ではこれに基づき、岬や河川を境とする区分を行っている。
本検討においては 、 海岸構造物に対する津波外力のわずかな違いを考慮する必要はないため 、 より広域的に一連とみなせる海岸線を調査対象とした。その範囲は、両端に明瞭な岬を有する概ね茨城県北端から千葉県銚子付近までとなる。
以上より、福島県塩屋埼から千葉県銚子の範囲において、津波堆積物調査の有無を確認した。

大洗研究所を含む広義の「一連の海岸線」（国土地理院地図に加筆）（国土交通省（2012））

茨城県による地域海岸の設定（茨城県（2012））

16

補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

1.1.3 津波堆積物に関する文献調査（福島県・茨城県・千葉県沿岸における津波堆積物に関する文献の検索結果）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 国内外の主な科学技術系論文データベース等を対象に、福島県～千葉県沿岸における津波堆積物に関する論文等の検索を行った。
• 検索の結果、塩屋埼～銚子市の一連の海岸線で歴史津波の津波堆積物調査が実施されていることを示す文献が３点抽出された。
データベース
名

運営主体

JDREAM Ⅲ

株式会社
ジー・サーチ※2

データベースの概要

検索条件：
キーワード

検索条件

ヒット件数

ヒット件数のうち、福島県
塩屋埼～千葉県銚子市における津波堆積物に関するもの※1（ヒット文献の出版年）

国内外の論文等を対象とした日本最大級の科
学技術文献情報データ
ベース

津波堆積物 and(福島 or 茨城 or
千葉）

1981～
（1996～）

132

1※3

ScienceDirect

Elsevier

世界最大のフルテキスト
データベース。Elsevierが発行する2,500誌以上の科学・技術等の電子ジャーナル等を収録“Tsunami
deposit” and(Fukushima or
Ibaraki or Chiba)

全て（1989～）

900

SpringerLink

Springer
Science+Busi
ness Media

Springerが発行する科
学技術系出版物を収録“Tsunami
deposit” and(Fukushima or
Ibaraki or Chiba)

全て(2006～）

69

0

AGU
Publications

John Wiley &Sons, Inc.

Journal of GeophysicalResearch等、AGU（アメリカ地球物理学連合）の出版物を収録“Tsunami
deposit” and(Fukushima or
Ibaraki or Chiba)

全て(1997～）

962※4※1 塩屋埼以南の福島県、茨城県及び銚子市以北の千葉県における歴史津波の津波堆積物調査に関する文献数（タイトル及びアブストラクトに基づき判断）※2 2013年4月に（独）科学技術振興機構より継承※3 澤井祐紀・宍倉正展 (2010) :宮城県中南部と常磐海岸に見られる巨大津波の地質学的痕跡,日本地震学会秋季大会講演予稿集, p.129.
= Sawai et al. (2012)で詳述された茨城県日立市における調査の概要を記載※4 Sawai et al. (2012)及びYanagisawa et al. (2016)17

補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

1.1.3 津波堆積物に関する文献調査（福島県塩屋埼から千葉県銚子の範囲における津波堆積物の分布）•••

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

国内外の主な科学技術系論文データベース等を用いて津波堆積物の有無を確認した。その結果、茨城県日立市十王町及び千葉県銚子市で津波堆積物が見つかった（産総研、澤井（2012a）、Sawai et al. (2012) 及びYanagisawa et al.(2016) ） 。
なお、産総研で行った津波堆積物調査結果は、産総研により津波堆積物データベースを通じて公開されており、「津波堆積物（イベント堆積物）が見つかった場所」とされているのは、茨城県日立市十王町の調査結果のみである（2017年3月末時点）。
また、2011年東北地方太平洋沖地震津波及び関東地震の津波堆積物に関する情報についても確認した※1,2 。
※1 2011年東北地方太平洋沖地震津波の津波堆積物に関する情報の詳細は、参考資料1「茨城県から千葉県沿岸における2011年東北地方太平洋沖地震津波の津波堆積物に関する文献調査」に記載※2 関東地震の津波堆積物に関する情報の詳細は、参考資料2「関東地震の津波堆積物に関する文献調査」に記載

凡例：津波堆積物（イベント堆積物）が見つかった場所：津波堆積物（イベント堆積物）が見つかった場所（Yanagisawa.et al（2016））：津波堆積物を見つけるために掘削調査をした場所（掘削地点の位置情報のみ）「津波堆積物（イベント堆積物）が見つかった場所」の分布

産業技術総合研究所津波堆積物データベースに加筆

18

補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

1.1.3 津波堆積物に関する文献調査（茨城県日立市十王町における調査結果）•••

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

津波堆積物に関する文献調査を行った結果、敷地に最も近い地点として、日立市十王町（敷地から約48km地点）で津波堆積物が確認されている。（澤井（2012a），Sawai et al. (2012) ）Sawai et al. (2012)で示される津波堆積物調査結果は、茨城県日立市十王町の低地の水田地帯においてハンドコアラーやハンディージオスライサーにより取得した柱状堆積物試料の分析結果である。年代分析は泥炭から取得した有機物のC14年代測定により行っている。
澤井(2012a)は、この地点では2011年東北地方太平洋沖地震津波による砂やデブリ（植物片など）も検出されているが、以前の津波堆積物と分布範囲が大きく異なっており、これは地形等の人工改変による影響であろうとしている。
2011年の津波堆積物
貞観以降の津波堆積物
検出されず
2011年の浸水域上限

現在の海岸線

津波堆積物

標高5mの等高線

津波堆積物の平面分布

津波
堆積物
津波
堆積物

津波
堆積物

津波
堆積物
※数値はC14年代値（薄い文字は採用しなかった値）

コアの構造とC14年代
断面内の構造（津波堆積物は黄色）
調査位置図

茨城県日立市十王町における津波堆積物調査結果の概要（Sawai et al.(2012)に加筆）

19

補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

1.1.3 津波堆積物に関する文献調査（敷地周辺における調査結果）••

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

Sawai et al.(2012) は、日立市十王町で確認された津波堆積物は、仙台平野や福島県南相馬市小高と共通のものではないとしている。日立市十王町では 869
年貞観津波より後に約1000年間で３回分の津波堆積物がみられ、そのうち最新のものは1677年延宝房総沖地震津波に対比されるとしている。
Pilarczyk et al. (2016)は、千葉県九十九里浜において津波堆積物の特徴を有する２層の砂層を確認したとしている。このうち上位の砂層は1677年延宝房総沖地震津波に対比され、下位のイベントは979～903年前と推定している。

869年貞観津波による堆積物

日立市十王町で確認された津波堆積物

宮城県～茨城県で確認された津波堆積物の分布と推定年代（Sawai et al.(2012)に加筆）

20

補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

1.1.3 津波堆積物に関する文献調査（千葉県銚子市における調査結果）••

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

Yanagisawa et al.(2016)は、古文書及び津波堆積物調査に基づき、1677年延宝房総沖地震津波が銚子市の小畑池（T.P.+11.3m）に浸水したと解釈した。
Yanagisawa et al.(2016)は、 津波の遡上シミュレーションを実施した結果、1677年の津波に関する既往断層モデルでは小畑池への浸水が再現できなかった。そこで、既往断層モデルのすべり量を割増すことにより、銚子市付近の浸水範囲を概ね再現するモデルを決定しているが、広域の痕跡高との関係は検証されていない。広域の痕跡高に対しては過大となる可能性が高く、1677年の津波の再現モデルとしての適切さについては検討の余地がある。

1677年の津波が小畑池に浸水したと解釈した根拠：• 古文書「玄蕃先代集」の記述✓ 津波が複数の村に被害を与えた。津波は君ヶ浜近傍の浜堤（T.P.+13m）を 越 流 し 、海岸で約1万本の木を倒壊させ、君ヶ浜から500m内陸にある小畑池(T.P.+11.3m)に到達した。
• 津波堆積物調査✓ 小畑池の底40点からコア を 採 取 し 、 分析を行った。君ヶ浜からの浸水経路となる北に向かって厚くなる1～18.5cm厚砂層が検出された。C14年代分析及び火山灰分析
により、砂層は西暦1405年から1707年に堆積したと推定された。
✓ 池の標高や海岸からの距離からみて、暴浪による堆積の可能性は低いとした。
✓ 年代からみて1703年元禄関東地震津波の影響も否定できないが、波源域がこの地点に正対していることから、1677年に形成された津波堆積物であると判断した。

コア採取位置(a) 1677年延宝房総沖地震津波の推定波源位置(b) 千葉県銚子市付近の標高分布と古文書に基づく1677年の津波の影響範囲（●：津波被害あり、○：津波被害なし）(c)小畑池～君ヶ浜周辺の航空写真

コア構造

21

補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

1.1.3 津波堆積物に関する文献調査（Yanagisawa et al. (2016)に掲載された1677年の津波の痕跡高の根拠）•

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

Yanagisawa et al.(2016)によれば、1677年の津波の影響範囲のうち、小畑池以外の地点については古文書等の記述に基づき痕跡高を推定している。

Yanagisawa et al. (2016)に掲載された1677年の津波の痕跡高の根拠のまとめ

地点(b)千葉県銚子市付近の標高分布と古文書に基づく1677年の津波の影響範囲（●：津波被害あり、○：津波被害なし）

Yanagisawa et al. (2016)

痕跡高の根拠古文書等の記述

千人塚

古文書「玄蕃先代集」
浸水

当該地点に浸水し、池が現れた

浜町

古文書「玄蕃先代集」
浸水

当該地点に浸水した

馬場町

古文書「玄蕃先代集」
浸水せず

数名が浜町の浸水を逃れて当該地点まで来た

君ヶ浜

古文書「玄蕃先代集」
被害記録

千本の木が津波の流れにより倒壊した君ヶ浜浜堤

都司他(2012)
小畑池への浸水に基づく解釈

津波が君ヶ浜から小畑池に浸水するために最低限通過
すべき標高

外川

古文書「玄蕃先代集」
被害記録

漁船が津波の流れにより損
壊した

名洗

伝承
浸水

君ヶ浜から侵入した津波が名洗に到達した※Yanagisawa et al. (2016)においては、小畑池の痕跡高のみ津波堆積物調査に基づく。

22

補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

1.1.3 津波堆積物に関する文献調査（1677年延宝房総沖地震津波の調査結果）••

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

竹内他(2007)に基づけば、1677年延宝房総沖地震津波による敷地周辺の津波浸水高（推定）は、茨城県那珂湊（現ひたちなか市）で4.5～5.5m、福島県小名浜で4.0～6.0mと示されている。
茨城県日立市十王町は小名浜と那珂湊の中間に位置しており、小名浜や那珂湊と同程度の津波が到達したと推定される。
薄磯

豊間
小名浜
江名

大洗研究所
永崎

中ノ作

日立市十王町

那珂湊

大洗研究所

磯浜村

（渡辺(1998)に加筆）
10.0
9.0
8.0

銚子市

7.0
津
波 6.0
浸 5.0
水 4.0
高
（ｍ） 3.0
2.0

外川浦
東浪見村
和泉村

1.0

矢指戸村

0.0
四 薄 豊 江 中 永 小 那 磯 外 東 和 矢 岩 御 沢 川
倉 磯 間 名 ノ 崎 名 珂 浜 川 浪 泉 指 船 宿 倉 津
作
浜 港 村 浦 見 村 戸 浦 浦 村 村
村
村

日立市十王町

御宿浦
川津村

岩船浦

沢倉村

銚子市

1677年延宝房総沖地震による福島県～茨城県及び千葉県の各地の津波浸水高（推定）

延宝房総沖地震津波の千葉県沿岸～福島県沿岸での痕跡高調査（竹内他(2007)に加筆）

23

1. 既往津波
1.1 津波痕跡及び津波堆積物に関する調査
1.1.3 津波堆積物に関する文献調査【参考資料１】
茨城県から千葉県沿岸における2011年東北地方太平洋沖地震
津波の津波堆積物に関する文献調査24【参考資料１】

茨城県から千葉県沿岸における2011年東北地方太平洋沖地震津波の津波堆積物に関する文献調査

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 2011年東北地方太平洋沖地震後に茨城県から千葉県沿岸で実施された津波堆積物調査の概要をとりまとめた。
• 千葉県九十九里浜を中心に津波直後に調査された複数の事例がみられ、堆積構造、層厚及び粒度等の観点から整理を行っている。
文献

地点

津波記録

藤原他
（2011，
2012)

千葉県 蓮沼海岸、 蓮沼海岸：最大高さ6m
片貝漁港
以上、海岸から約1km、
標高約1.8mまで到達
片貝漁港：浸水高約3.6m

Matsumotoet al. (2016)千葉県 蓮沼海岸

青野 (2012)

千葉県 一宮町、
御宿海岸

遡上高2～3m（御宿海
岸）

岡崎・大木
(2012)

千葉県九十九里浜の北東部約35km内の１１地点

山田・藤野(2013)

茨城県北茨城市
関南・鹿島港、千葉県旭市飯岡津波堆積物厚さ

津波堆積物分布の特徴

蓮沼海岸：2～35cm（海岸線近傍の防砂林）、1cm未満（遡上限界）
片貝漁港：6cm（河口から1km遡った港、図読）• 砂丘の背面（陸側）では越流した津波による浸食が卓越し、津波堆積物の主要な供給源となっている。
• 津波堆積物を特徴付けるベッドフォーム（カレントリ
ップル、バルハンリップル）がみられ、これらは津波の「方向性」と「流速」を反映している。

• 蓮沼海岸では、分厚い堆積物は海岸線から350m以内に分布する。
• 内陸へ向かって細粒化・薄層化する傾向がみられる。
• 堆積構造と粒度の分布から 、 津波堆積物は複数のユニットに分割される。これは複数回の浸水があったことに対応しているとみられる。
－• 一宮町の津波堆積物は海岸の砂と変わらず粒度が粗く淘汰が良い。
• 津波水位の大きかった宮城県南三陸町では沖合の泥や内陸土壌を巻き込んだ結果、粒度が細かく淘汰が悪い。

遡上高2.1～7.9m

九十九里町不動堂納屋（不動堂海水浴場）：3～34cm 、
山武市本須賀納屋（本須賀海浜浴場）：約7cm、旭市上永井（刑部岬下）：約
55cm• 津波堆積物は層厚数cmから約15 cmで級化構造と植物片や偽礫を挟む。
• 2層からなる津波堆積物がみられ、最低2回の津波の侵入が推定される。

関南：遡上高6.0m
鹿島港：遡上高4.0～
6.1m
飯岡：遡上高5.0～7.3m

関南：最大28cm、鹿島港：最大24cm、飯岡：最大28cm• 内陸へ向かって薄層化する傾向がみられる。
• 内陸へ向かって細粒化する顕著な傾向は観察されず、津波堆積物に共通する特徴とは断言できない。

25

【参考資料１】

茨城県から千葉県沿岸における2011年東北地方太平洋沖地震津波の津波堆積物に関する文献調査

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 藤原他 (2011，2012)は、2011年東北地方太平洋沖地震後に千葉県九十九里海岸（蓮沼海岸・片貝漁港）で実施された津波堆積物調査の概要をとりまとめ、津波堆積物の堆積構造、層厚及び粒度等の観点から整理を行っている。

津波堆積物の模式堆積断面（藤原他（2011））◆津波堆積物分布の特徴• 内陸に向かって薄層化した津波堆積物の分布がみられた。遡上した津波は内陸に向かうにつれ流速と浸水深が減少し、流れのキャパシティ（流れが運べる粒子の全容量）が小さくなる。運びきれなくなった大きく重い粒子が順次堆積することにより、薄層化する。
• 堆積の過程で 、 流れの強さと粒子サイズに応じたベッドフォーム（各種のリップル等）や堆積構造が形成される。
• 遡上限界付近では 、 流速がほとんどゼロになるため、浮遊物が沈殿してマッドドレイプ（薄い泥層）が形成される。

藤原他 (2011)による調査位置

藤原他 （2012）による調査位置
A:蓮沼海岸、B:片貝漁港

蓮沼海岸でみられたバルハンリップルをもつ津波堆積物（藤原他（2011））

26

【参考資料１】

茨城県から千葉県沿岸における2011年東北地方太平洋沖地震津波の津波堆積物に関する文献調査

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• Matsumoto et al. (2016)は、2011年東北地方太平洋沖地震後に千葉県九十九里海岸（蓮沼海岸）で実施された津波堆積物調査の分析結果に基づき、津波堆積物の堆積構造、層厚及び粒度等の観点から整理を行っている。
◆津波堆積物分布の特徴• 浸水域は海岸線から約1kmに達したが、分厚い津波堆積物は海岸線から350m以内に限られた。津波堆積物は、3断面に沿った掘削によりサンプリングされ、最大厚さは35cmであった。主によく淘汰された
中砂～細砂で構成される。
• 堆積物の構造と粒径の変化に基づき、津波堆積物を複数の堆積単位に分割した。これは複数回の浸水に対応する可能性がある。
• 類似の地形にもかかわらず 、 3断面間で堆積単位数とそれらの特徴が異なる。この差異は、津波堆積物に対する標高、植生、微地形等の局所的影響がかなり強いことを意味する。

Matsumoto et al. （2016）による調査位置及び断面内の堆積構造

27

【参考資料１】

茨城県から千葉県沿岸における2011年東北地方太平洋沖地震津波の津波堆積物に関する文献調査

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 青野(2012)は、2011年東北地方太平洋沖地震後に千葉県夷隅郡御宿海岸、千葉県長生郡一宮町、及び宮城県本吉郡南三陸町で津波堆積物の観察を行い、津波堆積物の粒度等の観点から整理を行っている。
◆津波堆積物分布の特徴• 津波高が比較的低かった房総半島の一宮町では、海岸の砂と変わらず、より粒度が粗く淘汰度は良い。逆に波高が最大級であった宮城県の南三陸町では、より粒度が細かくなり、泥質の部分が多くなり、淘汰度は悪くなっていた。
• これは 、 津波の波高が高い（エネルギーが大きい）ほど内陸への遡上が激しく生じ 、海岸の砂だけではなく 、 海底沖合の泥や内陸の土壌を巻き込んで引き波となった時に 、 カレント
リップルを伴う堆積物として残されたものと考えられる。

青野（2012）千葉県一宮町（左)と宮城県南三陸町（右）における東北地方太平洋沖地震津波の津波堆積物の粒度分布曲線（青野（2012））28

【参考資料１】

茨城県から千葉県沿岸における2011年東北地方太平洋沖地震津波の津波堆積物に関する文献調査

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 岡崎・大木(2012)は、2011年東北地方太平洋沖地震後に千葉県九十九里浜の北東部約35km内にある11地点の海岸部における津波堆積物の観察を行い、津波堆積物の堆積構造、層厚及び粒度等の観点から整理を行っている。
◆津波堆積物分布の特徴• 津波堆積物は概ね層厚数cmから約15 cmで級化構造と植物片や偽礫を挟む。
• 2層からなる津波堆積物がみられ、最低2回の津波の侵入が推定される。

岡崎・大木（2012）による調査位置
１：九十九里町不動堂納屋、２：九十九里町粟生納屋、３：九十九里町屋形、
４：片貝漁港、５：作田海岸、６：山武市本須賀納屋、７：山武市蓮沼、
８：新川、９：旭市仁玉浜、１０：旭市横根西浜、１１：旭市刑部岬下（屏風ヶ浦）

屏風ヶ浦の津波堆積物（岡崎・大木（2012））a : 地震前日（2011.3.10）と地震後(2011.4.8)の地形
b :津波堆積物断面（a.の黒矢印
位置）

不動堂海岸の津波堆積物（岡崎・大木（2012））
a : 海岸駐車場に入った津波堆積物、白矢印は津波の侵入方向
b :津波堆積物断面とその上に残るカレントリップル、黒矢印は公園入り口方
向の流向
c : 駐車場における津波堆積物の断面

海食崖基部の狭い水域では厚さ約55cmの、おもに2層から成る津波堆
積物がみられた。この津波堆積物の下には、砂鉄を含んだ砂層で構成される津波前の海浜堆積物がある。
押し波による侵食面の上位は貝殻片や礫を多く含んだ粗粒砂層とハンモック状斜交層理のみられる細粒砂層からなる。

29

【参考資料１】

茨城県から千葉県沿岸における2011年東北地方太平洋沖地震津波の津波堆積物に関する文献調査

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 山田・藤野 (2013)は、2011年東北地方太平洋沖地震後に茨城県北茨城市関南、鹿島港、千葉県旭市飯岡の沿岸低地において分析を行い、津波堆
積物の堆積構造、層厚及び粒度等の観点から整理を行っている。
◆津波堆積物分布の特徴• 内陸へ向かって薄層化する傾向がみられる。
• 内陸へ向かって細粒化する顕著な傾向は観察されず、
津波堆積物に共通する特徴とは断言できない。

（a）

（b）

（c）

調査位置と津波の高さ（山田・藤野 (2013)に加筆）

鹿島港（上）及び飯岡（下）における測線内の地形断面、
柱状図、及び層厚変化（山田・藤野（2013））30

1. 既往津波

1.1 津波痕跡及び津波堆積物に関する調査
1.1.3 津波堆積物に関する文献調査【参考資料２】
関東地震の津波堆積物に関する文献調査31

【参考資料２】

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

関東地震の津波堆積物に関する文献調査• 藤原(2012，2013)は、外房から三浦半島で実施された津波堆積物調査結果をレビューした。これらの堆積物は約1200年前以降及び縄文時代早期の関東地震と対応づけられるとし、関東地震の再来期間を推定した。
• これらの地域では、津波堆積物と日本海溝沿いに発生する津波との対応づけはなされていない。
No.

地点

歴史地震との対応づけがなされている津波堆積物1

伊東市宇佐美遺跡

1498年明応地震（南海トラフ）

3

小網代湾

1923年大正地震、1703年元禄地震、1293年永仁地震

4

館山

1923年大正地震、1703年元禄地震、AD1300年頃（1293年永仁地震？）、AD900年頃（878年元慶地震？）

藤原(2012)※※藤原（2012）に引用されている論文• 藤原他（2007）• 宍倉（2003）• Shimazaki et al. (2011）• 藤原他（2006）• 藤原他（2011）• Fujiwara and Kamataki (2007）.
• 藤原及び鎌滝（2003）• Sakai et al. (2006)• 藤原 未公表データ• 金子（2012）「南房総の段丘」欄のボックスの横幅：相対的な隆起量、縦方向の長さは年代の推定範囲を表す。
破線のボックス：年代が明らかでないイベントを表す。
地域名の欄：C14年代測定がなされた堆積物を☆で表記
個別の年代が明らかでない堆積物を「この間に○枚」で表記

藤原(2012)による外房から三浦半島における調査結果のまとめ32

1. 既往津波

1.1 津波痕跡及び津波堆積物に関する調査
1.1.4 津波堆積物調査

33

補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

1.1.4 津波堆積物調査（津波堆積物調査場所の選定）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 津波堆積物調査結果を総括した文献（藤原（2004，2015）、道口他（2014）、澤井（2012b））を参考に、津波堆積物調査に適した場所について整理した。

着目点（地形的特徴）
適している場所

以下の3要素を満たす場所が調査に適している。
➢ 津波堆積物が形成されやすい環境。
➢ 津波堆積物が保存されやすい環境。
➢ 津波堆積物が認定しやすい環境。
具体的には① 浜堤列平野（複数の浜堤列と堤間湿地）② 沿岸湖沼、内湾（静穏な堆積環境）

適さない場所③ 勾配のある海岸低地等（侵食作用が大きいため保存されにくい。また、平常時に粗粒堆積物が堆積しているため認定が困難である。）④ 規模の大きい河川の河口部（津波堆積物の流入は起きやすいが、侵食作用が大きいため保存されにくい。
また、平常時に粗粒堆積物が堆積しているため認定が困難である。）⑤ 大規模な土地改変場所

34

補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

1.1.4 津波堆積物調査（北部）• 地形判読調査の結果、塩屋埼から銚子の範囲では茨城県十王町付近及び銚子市付近に津波堆積物の残存の可能性があると判断される。
• 津波堆積物の残存の可能性のある範囲のうち、文献で示されている産総研やYanagisawa et al.(2016)の調査した地点が調査に最も適する地形であるため、その結果を引用した。
塩屋埼

塩屋埼

北茨城市

浜堤列平野
であるが市街化が進んでいる

日立市十王町北部
北茨城市関南町

浜堤列平野
北茨城市中郷町

浜堤列平野

大洗研究所

日立市十王町
鹿島
台地

鹿島港

南部

海岸から連続する
急斜面

銚子市• 産総研は浜堤列平野で津波堆積物調査を行なっている福島県南部から千葉県沿岸の標高分布図※国土地理院5mDEMから作成
この地図の作成に当たっては、国土地理院長の承認を得て、同院発行の2万5千分1地形図、空中写真、数値地図25000（地図画像）、
数値地図50mメッシュ（標高）及び基盤地図情報を使用した。
（承認番号 平29情使、 第298号）

規模の大きい河川の河口部
大規模な土地改変

凡例：津波堆積物（イベント堆積物）が見つかった場所：津波堆積物（イベント堆積物）が見つからない場所：津波堆積物を見つけるために掘削調査をした場所（掘削地点の位置情報のみ）

35

補足説明資料 1. 既 往津波 1.1 津 波痕跡及び津波堆積物に関する調査

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

1.1.4 津波堆積物調査（南部）
規模の大きい河川の河口部
大規模な土地改変

塩屋埼

北茨城市

日立市十王町北部
海岸から連続する急斜面
Yanagisawa et al.(2016)
に加筆
鹿島台地
大洗研究所

鹿島
台地

鹿島港
鹿島港

浜堤列平野

南部

• Yanagisawa et al.(2016)
は沿岸湖沼で津波堆積物調査を行なっている
銚子市

福島県南部から千葉県沿岸の標高分布図※国土地理院5mDEMから作成
この地図の作成に当たっては、国土地理院長の承認を得て、同院発行の2万5千分1地形図、空中写真、数値地図25000（地図画像）、
数値地図50mメッシュ（標高）及び基盤地図情報を使用した。
（承認番号 平29情使、 第298号）

銚子市

36

1. 既往津波

1.2 行政機関による既往評価

37

補足説明資料

1. 既 往津波

第452回審査会合
資料3-4-2 修正

1.2 行政機関による既往評価• 行政機関による津波評価としては、茨城県（2012）が下記の津波に対する評価を実施している。
✓ 東北地方太平洋沖地震津波✓ H23想定津波■大洗研究所
最大遡上高は下記のとおりである。
・地域海岸12 T.P.+9.0m
・地域海岸13 T.P.+8.7m
N

常陽（T.P.+約35～約40m）

浸水深分布図茨城県（2012）38

補足説明資料

1. 既 往津波

1.2 行政機関による既往評価• 行政機関による津波評価として、内閣府（2020, 2022）は最大クラスの津波波源「日本海溝・千島海溝沿いの巨大地震モデル」の評価を実施している。
✓ 日本海溝（三陸・日高沖）モデル✓ 千島海溝（十勝・根室沖）モデル
対象津
波

日本海溝（三陸・日高沖）モデル

千島海溝（十勝・根室沖）モデル

マグニ
チュー
ド

Mw＝9.1

Mw＝9.3

岩手県から襟裳岬にかけて津波高が最大クラスとなる津波断層モデル

襟裳岬から根室半島の太平洋沿岸にかけて津波高が最大クラスとなる津波断層
モデル

説
明

概
要

震
源
域

日本海溝・千島海溝沿いの最大クラスの津波による最大津波高（内閣府（2020, 2022） に一部加筆）

内閣府（2020、2022）39

補足説明資料

1. 既 往津波

第452回審査会合
資料3-4-2 修正

1.2 行政機関による既往評価• 行政機関による津波評価として、岩手県（2022）、宮城県（2022）、福島県（2019）、千葉県（2018）は下記の津波に対する評価を実施している。
行政機関

想定地震

規模

岩手県

明治三陸地震昭和三陸地震東北地方太平洋沖地震
日本海溝沿い地震（三陸・日高沖)※1
千島海溝沿い地震（十勝沖・根室沖）※1

Mw=8.6
Mw=8.1
Mw=9.0Mw=9.1
Mw=9.3

宮城県

東北地方太平洋沖地震
日本海溝沿い地震（三陸・日高沖)※1
千島海溝沿い地震（十勝沖・根室沖）※1

Mw＝9.0Mw＝9.1
Mw＝9.3福島県

延宝房総沖地震
東北地方太平洋沖地震

Mw＝8.4
Mw＝9.0千葉県

延宝房総沖地震
元禄関東地震東北地方太平洋沖地震
房総半島南東沖地震
相模トラフ沿いの最大クラスの地震（ケース1,2,3）※2

Mw＝8.5
Mw＝8.5
Mw＝9.0不明
Mw＝8.7※1内閣府モデルと同様モデル※2解析ケースは大すべり域及び超大すべり域の設定位置による

明治三陸地震（Mw 8.6）

昭和三陸地震（Mｗ 8.1）

（岩手県（2022））

東北地方太平洋沖地震（Mw 9.0）

日本海溝沿い地震（Mw 9.1）

（宮城県（2022））

延宝房総沖地震（Mw 8.5）

相模トラフ沿いの最大クラスの地震（ケース１（Mw 8.7））（千葉県（2018））40

1. 既往津波

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見

41

補足説明資料

1. 既 往津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見（破壊領域とすべり）

他機関の検討（Ozawa et al. (2012)，Koketsu et al.（2011），内閣府（2012）及びSatake et al.（2013））に基づけば、 2011年東北地方太平洋沖地震の破壊領域とすべりには以下の傾向が見られる。
「複数の領域が連動して破壊した。」「すべりには不均質性が認められ、大きなすべりが生じた領域は三陸沖中部の一部、宮城県沖、三陸沖南部海溝寄り、福島県沖の一部の４領域及びその沖合の海溝軸付近である。」

三陸沖北部

三陸沖北部

三陸沖
中部

三陸沖
中部
宮
城
県
沖

宮
城
県

三
陸
海沖
南
溝部
寄
り

福島県沖
茨
城
県
沖

沖

三陸沖北部

三
陸
沖
海南
溝部
寄
り

茨
城
県
沖

宮
城
県
沖

三陸沖
中部
宮
城
県
沖

福島県沖

三
陸
海沖
溝南
寄部
り

福島県沖
茨
城
県
沖

三
陸
海沖
南
溝部
寄
り

福島県沖
茨
城
県
沖
房総沖

房総沖

房総沖

陸上・海上のGPS及び水圧計データに基づく2011年東北地方太平洋沖地震のすべり量分布（黒線）（Ozawa et al. (2012)に加筆）

三陸沖
中部

津波インバージョン解析（Koketsu et al. (2011)に加筆）

津波インバージョン解析（内閣府（2012）に加筆）

津波インバージョン解析（Satake et al.（2013）に加筆）

42

補足説明資料

1. 既 往津波

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見（すべりの不均質性）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

地震調査研究推進本部(2012）■ＧＰＳデータによる地震時のすべり分布モデル

43

補足説明資料

1. 既 往津波

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見（すべりの不均質性）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

地震調査研究推進本部(2012）■津波波形解析によるすべり分布モデル

44

補足説明資料

1. 既 往津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見（固着の程度とすべり）

他機関の検討（Suwa et al. (2006)、Loveless and Meade (2010, 2011) ）に基づけば、固着の程度とすべりについて以下の傾向が見られる。
「大きなすべりが生じた領域は、固着の程度が大きい領域に対応している。」• Suwa et al. (2006), Loveless and Meade (2010, 2011) は、宮城県沖に固着が強い領域が認められるとしている。

三陸沖北部
三陸沖中部

三陸沖北部
宮城県沖

三陸沖
中部
宮
城
県
沖

福島県沖

茨城県沖

海三
溝陸
寄沖
り 南
部

福島県沖
房総沖

茨
城
県
沖
房総沖

1997 ～2001年のGPSデータに基づく
すべり欠損速度(Suwa et al. (2006)に加筆)

1997～2000年のGPSデータに基づく
プレート間カップリング率(Loveless and Meade (2010)に加筆)

カラーコンター：1996–2000年GEONET
データに基づくカップリング率
黒線：地震時すべり量（2.5m間隔）
震源球：1994年から本震までに発生した
Mw7.0以上 、 深さ100km未満の地震のメカニズム（Loveless and Meade (2011)に加筆）

45

補足説明資料

1. 既 往津波

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見（固着の程度とすべり）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

西村（2013）は、固着の程度とすべりについて以下の見解を示している。
「大きなすべりが生じた領域は、固着の程度が大きい領域に対応している。」• 固着が強いプレート境界と20世紀以降の巨大地震の発生域の関係を整理し、M9クラスの巨大地震は全てカップリング係数が中程度以上の特定の領域で発生しているとしている。

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

：カップリングしていると疑われるが、文献が調査できなかった地域：プレート境界位置【カップリング係数が大きい(1に近い)地域】• 北米カスケード，チリ，スマトラ，西南日本（南海トラフ）【カップリング係数が中程度の地域】• カムチャッカ，アリューシャン，アラスカ，メキシコ，中米，コロンビア，
ペルー，東北日本（日本海溝，千島海溝）【カップリング係数が小さい地域】• ニュージーランド，トンガ，伊豆・小笠原，マリアナ，琉球，フィリピン等

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

46

補足説明資料

1. 既 往津波

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見（固着の程度と破壊領域）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

Loveless and Meade(2015）は、固着の程度と破壊伝播について、以下の見解を示している。
「本震については固着の程度が小さい領域が破壊伝播のバリアとなっている。」• 日本海溝では、カップリング率0.3以上の領域と、東北地方太平洋沖地震の破壊領域はよく対応している。一方、カップリング率0.8以上の領域は日本周辺における20世紀以降の地震（東北地方太平洋沖地震を除く）の破壊領域と対応している。
• カップリング率0.8以上の領域は比較的頻度の高い地震の破壊領域を規定し、カップリング率0.3以上の領域は稀で巨大な地震の破壊領域に対応している可能性がある。
• カップリング率の低い領域が、地震時の破壊伝播に対し運動学的バリアとして働くと考えれば、将来発生する地震のポテンシャルを領域ごとに特定できる。

1997～2000年のGPSデータに基づくプレート間カップリング率

プレート間カップリング率が0.3以上の領域

いずれの図においても灰色の曲線は、各種文献に基づく過去の地震のすべり量コンターを表す。
•
1946年東南海地震（Mw8.3)及び1944年東南海地震 (Mw 8.1) : すべり量1m及び3mのコンター•
1923年関東地震 (Mw ∼ 7.9) : モデル化された破壊領域•
2011年東北地方太平洋沖地震 (Mw 9.0) :すべり量4mのコンター•
1978年宮城沖 (Mw 7.6) : 余震域•
2005年宮城沖 (Mw 7.0) : 震央位置•
1968年十勝沖 (Mw 8.2) ：余震域•
2003年十勝沖 (Mw 8.2) :モデル化された破壊領域•
1973年根室沖（Mw 8.0) :すべり量1mのコンター

プレート間カップリング率が0.8以上の領域（Loveless and Meade (2015)に加筆）

47

補足説明資料

1. 既 往津波

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見（固着の程度と破壊領域）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

地震調査研究推進本部(2012） 及びYe et al.（2012）は、固着の程度と破壊領域について以下の見解を示している。
「固着の程度が小さい領域が破壊伝播のバリアとなっている。」• 地震調査研究推進本部(2012）は、三陸沖中部については、（中略）カップリング率は他の領域に比べると低いと考えられるとしている。
• Ye et al.（2012） は、三陸沖中部のプレート境界深部には、非地震性のすべりにより歪みが解放される低地震活動領域（SLSR（Sanriku-Oki lowseismicity region））が存在し、2011年東北地方太平洋沖地震の大きなすべりの北限とSLSRが対応するとしている。

左：米国立地震情報センター(NEIC)による1973年から2011年東北地方太平洋沖地震以前の
M5.5以上の地震の震源分布
右： SLSRの位置（赤線）、主な既往地震の震源域（水色線）、1896年明治三陸地震の波源域（灰色線）、及び東北地方太平洋沖地震のすべり量分布のコンター
三陸沖中部における低地震活動領域(SLSR)と地震の分布の関係（Ye et al.(2012)に加筆）

48

補足説明資料

1. 既 往津波

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見（固着の程度と破壊領域）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

Kundu et al.(2012）は、固着の程度と破壊領域について以下の見解を示している。
「固着の程度が小さい領域が破壊伝播のバリアとなっている。」• 2011年東北地方太平洋沖地震の大きなすべり領域(high slip patch)の南限では、沈み込む海山がプレート間のカップリングを弱め、2011年東北地
方太平洋沖地震の破壊のバリアとして作用したとしている。

三陸沖北部

三陸沖
中部
宮
城
県
沖

三
陸沖
南
海部
溝
寄
り

福島県沖

大洗研究所

茨
城
県
沖

房総沖

2011年東北地方太平洋沖地震の破壊領域（矩形）、陸上及び海域のGPSより推定したすべり量分布（コンター）及び海山の配置（黄色）(Kundu et al.(2012）に加筆）

49

補足説明資料

1. 既 往津波

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見（固着の程度と破壊領域）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

Mochizuki et al. (2008)、望月(2011）及び Nakatani et al.(2015)は、固着の程度と破壊領域について以下の見解を示している。
「固着の程度が小さい領域が破壊伝播のバリアとなっている。」• Mochizuki et al. (2008)及び望月(2011）は、以下の見解を示している。

•✓ 海山上のプレート境界はこれまで予測されていた性質とは異なり、固着強度が弱い。すなわち海山自身はアスペリティにはならない。
✓ 茨城県沖北端付近の複数の海山が沈み込んだ領域ではプレート境界面上に海溝軸から堆積物が沈み込んでいることが確認されており 、 このことがプレート境界における固着を弱くしている(したがって地震が発生しない)。 この非活発帯は海山の沈み込みによってプレート境界に接する下部地殻が削り取られ、そこに堆積物がたまっているために地震活動が非活発になっている。過去に海山の通った痕跡がアスペリティの境界になっている可能性がある。
✓ 南側の沈み込む海山上のプレート境界では地震が発生しておらず、海山の麓周辺でM7程度の地震が集中的に発生している。この海山の沈み込みに伴って上盤側底部が破壊されることによって歪エネルギーを蓄えることができないために地震活動が非活発である可能性が考えられる。
Nakatani et al.(2015) は、稠密海底地震計観測に基づき、北から伝播した東北地方太平洋沖地震本震の破壊は茨城沖海域を手前に停止したとしている。

：沈み込んだ海山に対応する非地震活動域：1982年M7.0の地震の震源域：海山の沈み込みによると考えられるくぼみ
色つきの○：1996年～2005年に発生したM3より大きい地震の震央複数の海山が沈み込んだ領域と地形及び地震活動の関係(Mochizuki et al. (2008)に加筆)

周辺海域の構造の模式図(望月(2011))

50

補足説明資料

1. 既 往津波

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見（破壊領域）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

文部科学省測地学分科会（2013）は、破壊領域について以下の見解を示している。
「沈み込む海山及びプレート境界が破壊伝播のバリアとなっている。」• 2011年東北地方太平洋沖地震の余震については、大きなすべりの領域は震源から南東方向に約20kmの浅い領域に位置しており、この領域は沈み込むフィリピン海プレートの北東限と沈み込む海山に囲まれた場所に位置するため、この地震の破壊の伝播の伝達がフィリピン海プレートと海山によって止められたように見え、大地震の発生場所と規模（震源域の広がり）を海底地形やプレート構造などの地学的要因と関係する可能性があることが分かったとしている。

（文部科学省測地学分科会（2013））

51

補足説明資料

1. 既 往津波

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見（固着の程度と破壊領域）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

Wang and Bilek (2014)は、固着の程度と破壊領域について以下の見解を示している。
「固着の程度が小さい領域が破壊伝播のバリアとなっている。」• 機器観測された全ての巨大地震は、滑らかな地形が沈み込む海域で発生している。起伏の激しい地形を伴うプレート境界はクリープしており、超巨大地震を発生しない。
• 沈み込む海山は、起伏の激しい地形の典型例である。海山が沈み込む領域では中小規模の地震を伴うが、大地震を発生する証拠は得られていない。2011年東北地方太平洋沖地震の破壊の南側での停止は、フィリピン海プレートが下盤となる位置ではなく、海山が沈み込む領域で生じた。

起伏の激しい海底と巨大地震の発生位置の分布(Wang and Bilek (2014))52

補足説明資料

1. 既 往津波

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見（破壊領域）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

海洋研究開発機構(2012) 及びShinohara et al.（2011）は、破壊領域について以下の見解を示している。
「プレート境界が破壊伝播のバリアとなっている。」• 海洋研究開発機構(2012)は、2011年東北地方太平洋沖地震の余震分布はフィリピン海プレート北東端をほぼ南限としており、沈み込む太平洋プレートの上にのるプレートが、北米プレートからフィリピン海プレートに変わる領域において、破壊の南への伝搬が止められたとしている。
• Shinohara et al.（2011）は、2011年東北地方太平洋沖地震の余震分布に関する分析から、フィリピン海プレート北東端の位置と破壊域が一致していることを明らかにするとともに、フィリピン海プレートは、破壊伝播のバリアとして作用する重要な役割を果たす可能性があるとしている。

気象庁による震央分布（2011 年3月11 日12 時00
分～13 日07 時00 分、深さ90km 以浅、M≧5.0）とフィリピン海プレート北東端の位置関係
反射法地震探査に基づく解釈図
房総沖では、銚子付近から南東方向に向って、
フィリピン海プレート北東端が太平洋プレートと接している(海洋研究開発機構(2012)に加筆)

2011年東北地方太平洋沖地震の余震分布（3月12日-19日）とプレート境界面の位置関係（Shinohara et al.（2011））

53

補足説明資料

1. 既 往津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見（地震のメカニズム）

Hasegawa et al.（2012）は、地震のメカニズムについて以下の見解を示している。
「地震前後で、プレート境界上盤側の応力状態が圧縮状態から引張状態へ変化したことから、三陸沖中部～福島沖に蓄積されていた歪みはほぼ完
全に解消された。」• 2011年東北地方太平洋沖地震の発生前後で、応力状態が変化していることにより、三陸沖中部～福島沖に蓄積されていた歪みはほぼ完全に解消されたと考えられるとしている。

赤線：σ１
青線：σ３

地震後

地震前

三陸沖北部

三陸沖
中部

宮
城
県
沖

三
陸
沖
海
南
溝部
寄
り

福島県沖

最大級の
すべりが生じた領域

茨城県
沖（Hasegawa et al. (2012)に加筆）

54

補足説明資料

1. 既 往津波

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見（巨大地震の発生）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

菅原他（2013）及び地震調査研究推進本部(2012)は、巨大地震の発生について以下の見解を示している。
「過去に同規模の巨大地震が数百年間隔で発生している。」• 菅原他（2013）に基づけば、貞観869年の津波と2011年東北地方太平洋沖地震の仙台平野における浸水域や津波堆積物の到達限界は殆ど重なる。したがって、過去にも同じ海域で東北地方太平洋沖型の地震と同規模の地震が発生していたと推測される。
• 地震調査研究推進本部(2012)は 、 東北地方太平洋沖型の地震の特徴のひとつである広い浸水をもたらす津波は 、 過去2500年間で5回発生していたと確認 さ れ 、 これらの津波をもたらした地震が繰り返し発生したとするとその発生間隔は400年～800年程度で平均発生間隔は600年程度であるとしている。

(地震調査研究推進本部(2012）)（A）西暦1500年頃のイベント，（B）869年の津波（C）西暦430年頃のイベント， （D）紀元前390年頃のイベント

仙台平野における869年の津波と2011年東北地方太平洋沖地震津波の浸水域の比較（菅原他（2013））

石巻市，仙台市，山元町，相馬市で見られた津波堆積物の地域間対比（文部科学省 研究開発局他（2010）に加筆）

55

補足説明資料

1. 既 往津波

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見（巨大地震の発生）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

佐竹（2011）は、巨大地震の発生について以下の見解を示している。
「巨大地震が数百年間隔で発生している。」• 頻度の高い中規模地震と数百年に一度の大規模地震の組合せで、プレートの沈み込みに伴う歪みの解放を説明できるモデルを提示しており、すべ
り残しが2011年型の地震ですべて解放されると仮定すると、そのサイクル（スーパーサイクル）は約700年となるとしている。

(佐竹(2011)に加筆)

56

補足説明資料

1. 既 往津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見（巨大地震の発生）
他機関の文献※1～※6に基づけば、巨大地震の発生について以下の傾向が見られる。
「過去に同規模の巨大地震が数百年間隔で発生している。」• プレート間で発生するM9クラスの巨大地震については、数百年間隔で繰返し発生している。

M9クラスの巨大地震の平均発生間隔

日本海溝沿いの巨大地震（2011年）

カスケード沈み込み帯の巨大地震（1700年）

カムチャッカ沖の巨大地震（1952年）

チリ沖の巨大地震（1960年）

アラスカ沖の巨大地震（1964年）

スマトラ沖の巨大地震（2004年）

約600年
（※1）

平均約500年（全域の破壊）（※2）

平均100～400年（※3）

平均約300年（※4）

平均約600年（※5）

平均400～500年（※6）※1. 地震調査研究推進本部(2012）※2. 佐竹（2013）※3. 谷岡（2013）※4. 宍倉（2013）※5. Shennan et al.（2007）※6. Rajendran（2013）(Satake(2012)に加筆)

57

補足説明資料

1. 既 往津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見（巨大地震の発生）
本検討結果に基づけば、巨大地震の発生について以下の傾向が見られる。
「巨大地震が数百年間隔で発生している。」• 他機関の文献で得られた知見に基づくM9クラスの巨大地震の平均発生間隔、プレート相対運動速度及びカップリング係数で概算したすべり量と
地震時すべり量には調和的な関係がある。

カスケード沈み込み帯の巨大地震※（1700年）

カムチャッカ沖の巨大地震※（1952年）

チリ沖の巨大地震※（1960年）

アラスカ沖の巨大地震※（1964年）

スマトラ沖の巨大地震※（2004年）

マグニチュード（M）

9.0

9.0

9.5

9.2

9.1

M9クラスの巨大地震の平均
発生間隔①

平均約500年（全域の破壊）平均100～400年

平均約300年

平均約600年

平均400～500年

プレート相対運動速度②3.2～3.8cm/年

6.9～8.4cm/年

6.3～7.5cm/年

2.2～5.2cm/年

1.6～4.4cm/年

1.0

0.5

1.0

0.6

0.5～1.0

カップリング係数③
概算のすべり量（Ａ）（①、②、③より算出）

500年間で16～19m

100年間で3.5～4.2m
400年間で14～17m

385年間で24～29m
128年間で8～10m

600年間で8～19m
1000年間で13～31m

500年間で4～22m

地震時すべり量（a）

最大19m
平均14m

最大11.4m
平均3.2m

最大25～30m
平均11m

最大22m
平均8.6m

最大23m
平均8.6m※本資料68～74頁参照

58補足説明資料

1. 既 往津波

1.3 2011年東北地方太平洋沖地震の特徴と関連する知見（地震調査研究推進本部の評価）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 地震調査研究推進本部(2012）は、次の東北地方太平洋沖型の地震は、過去に発生した地震の規模から、少なくとも宮城県沖と三陸沖南部海溝寄りから福島県沖にかけての領域に連動してMw8.4程度、さらに震源域が広がり、東北地方太平洋沖地震と同様にMw9.0前後になる可能性があるとしている（左表）。
• 地震調査研究推進本部(2012） は 、 次の東北地方太平洋沖の地震の発生確率を算出（2012年1月1日を起点とし て 、 ＢＰＴ分布モデルに平均発生
間隔600年及び発生間隔のばらつきα＝0.24を適用）し、今後100年以内の発生確率はほぼ0％と評価している。
• 地震調査研究推進本部（2014） は 、 「東北地方太平洋沖型の地震」の想定波源領域を三陸沖中部から茨城県沖 、その地震規模をMw9.0として、
地震ハザードを評価している（右図）。

確率論的地震動予測地図の作成に用いた「東北地方太平洋沖型の地震」の断層面（地震調査研究推進本部（2014））（地震調査研究推進本部(2012）に加筆）

59

1. 既往津波

1.4 2011年東北地方太平洋沖地震（海溝軸付近）の特徴と関連する知見

60

補足説明資料 1. 既 往津波

1.4 2011年東北地方太平洋沖地震（海溝軸付近）の特徴と関連する知見（プレート境界の領域区分）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

Lay et al.（2012）は、世界の巨大プレート間地震（メガスラスト地震）の放射特性を分析し、以下の見解を示している。
「プレート境界には地震動や津波を発生させる領域が存在する。」• 海溝軸付近の領域Aは、地震動はほとんど生成しないが、津波発生に強く寄与する。
• 領域B及びCでは領域Aより大きな応力降下がみられ、応力を蓄積していると考えられる。

世界の地震から求めた領域ごとの応力降下量

プレート境界の領域区分と特徴

領域

特徴

領域Ａ
（海溝から海面下約15kmまで）

・非地震性すべりと津波地震時の大きなすべり
・長いライズタイムと小さな破壊伝播速度

領域Ｂ（海面下15-30km）

・大きなすべりと中規模な短周期エネルギー放出

領域Ｃ（海面下35-55km）

・中程度のすべりと大規模な短周期エネルギー放出（Lay et al.（2012））

61

補足説明資料 1. 既 往津波

1.4 2011年東北地方太平洋沖地震（海溝軸付近）の特徴と関連する知見（固着の程度とすべり）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

Loveless and Meade（2015）は、海溝軸付近の固着の程度とすべりの関係について、以下の見解を示している。
「海溝軸付近のすべりの大きさは固着の程度と対応している。」• 海溝軸付近も固着していると仮定すれば、東北地方太平洋沖地震における海溝軸付近のすべり量分布は固着により説明できる。固着の弱い領域
は、破壊のバリアとして作用すると考えられる。

三陸沖北部

三陸沖
中部
宮
城
県
沖

三
陸
海沖
南
溝部
寄
り

大洗研究所

福島県沖

大洗研究所

茨
城
県
沖
房総沖

陸上・海上のGPS及び水圧計データに基づく2011年東北地方太平洋沖地震のすべり量分布（黒線）（Ozawa et al. （2012）に加筆）

海溝軸付近の固着を許容したときのプレート間カップ
リング率の分布（Loveless and Meade（ 2015））

62

補足説明資料 1. 既 往津波

1.4 2011年東北地方太平洋沖地震（海溝軸付近）の特徴と関連する知見（固着の程度と破壊領域）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

Mochizuki et al. （2008）及び望月（2011）は、固着の程度と破壊領域について以下の見解を示している。
「固着の程度が小さい領域が破壊伝播のバリアとなっている。」「茨城県沖北端付近では、海溝軸から海山が沈み込んでいることが確認されており、このことが固着を弱くしている。」••••

海山上のプレート境界はこれまで予測されていた性質とは異なり、固着強度が弱い。すなわち海山自身はアスペリティにはならない。
茨城県沖北端付近の複数の海山が沈み込んだ領域ではプレート境界面上に海溝軸から堆積物が沈み込んでいることが確認されており 、 このことがプレート境界における固着を弱くしている（したがって地震が発生しない）。 この非活発帯は海山の沈み込みによってプレート境界に接する下部地殻が削り取られ 、 そこに堆積物がたまっているために地震活動が非活発になっている。過去に海山の通った痕跡がアスペリティの境界になっている可能性がある。
複数の海山が沈み込んだ領域は反射断面において 、 沈み込んだ海山が知られる位置と同程度に上に凸な堆積層が連続することから 、 複数の沈み込んだ海山の軌跡と解釈されている。
南側の沈み込む海山上のプレート境界では地震が発生しておらず、海山の麓周辺でM7程度の地震が集中的に発生している。この海山の沈み込みに伴って上盤側底部が破壊されることによって歪エネルギーを蓄えることができないために地震活動が非活発である可能性が考えられる。

福島県沖

茨城県沖

房総沖

：沈み込んだ海山に対応する非地震活動域：1982年M7.0の地震の震源域：海山の沈み込みによると考えられるくぼみ
色つきの○：1996年～2005年に発生したM3より大きい
地震の震央：右図の測線位置
各測線における反射断面
複数の海山が沈み込んだ領域と地形及び地震活動の関係（Mochizuki et al. （2008）に加筆）

63

補足説明資料 1. 既 往津波

1.4 2011年東北地方太平洋沖地震（海溝軸付近）の特徴と関連する知見（ダイナミックオーバーシュート）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

Ide et al.（2011）は、2011年東北地方太平洋沖地震の地震波の解析に基づき、以下の見解を示している。
「海溝軸付近のすべりの大きさは固着の程度よりも大きくなる場合がある（ダイナミックオーバーシュート）。」• 2011年東北地方太平洋沖地震は、２つの破壊モードからなる。つまり、①浅部の比較的静かなすべり、②深部における高周波を放射する破壊である。
• このうち、①のすべりは地震以前に蓄えられていたひずみを解放するだけでなく、さらにすべり過ぎたことが、地震直後に陸側プレート内で正断層地震が発生したことから推定される。これがダイナミックオーバーシュート（動的過剰すべり）と呼ばれる現象である。
• 浅部のダイナミックオーバーシュートは、それに先立つ深部のエネルギッシュな破壊により励起された。深部側の破壊が存在しなれば、巨大な津波は発生しなかった。

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

時間ごとの破壊過程の模式図（井出（2011））

64

補足説明資料 1. 既 往津波

1.4 2011年東北地方太平洋沖地震（海溝軸付近）の特徴と関連する知見（ダイナミックオーバーシュート）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

Tsuji et al.（2012,2013）は、2011年東北地方太平洋沖地震の震源域周辺の海底構造を分析し、以下の見解を示している。
「海溝軸付近のすべりの大きさは固着の程度よりも大きくなる場合がある（ダイナミックオーバーシュート）。」• 巨大津波が発生した宮城沖では、陸側プレートが伸張した結果、隆起域付近から陸に向かって傾斜する正断層が形成されている。
• 水深3500ｍ付近にある正断層では、地震直後の2011年8月は非常に高かった温度（熱流量）が、1年後の2012年8月には通常の温度に下がっていた。これは本震時に、正断層が活動したことを示唆している。
• こうした正断層は、オーバーシュートの結果として生じ地形に残存する。また、バックストップ位置が海溝軸近くに達している領域に対応している。こうした特徴は、巨大津波を発生する位置の指標となるものである。

（左図）青コンター：津波インバージョンに基づく沈降量，白コンター：津波インバージョンに基づく隆起量, 赤線：調査断面，○：地震前の熱流量（右図＝拡大図）赤線：正断層の海底トレース，黄破線：バックストップ（固結した付加体）の前面位置， ☆：潜航調査地点（Tsuji et al.（2013）に加筆）

巨大津波発生域（下）とその北側（上）の海溝軸付近における断面の模式図
太い黒線はバックストップ前面（九州大学（2013））

65

補足説明資料 1. 既 往津波

1.4 2011年東北地方太平洋沖地震（海溝軸付近）の特徴と関連する知見（ダイナミックオーバーシュート）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

Tanikawa et al. （2013） 及びUjiie et al. （2013）は、 2011年東北地方太平洋沖地震の震源域周辺からドリリングにより採取した試料を分析し、以下の見解を示している。
「ダイナミックオーバーシュートは、プレート境界面に存在する遠洋性粘土に起因する摩擦の低下（thermal pressurization）による。」••

Tanikawa et al. （2013）は、以下の見解を示している。
✓ 地震断層のすべりに伴う摩擦発熱により流体の圧力が増加（thermal pressurization）し、大きなすべり摩擦力低下を引き起こすことにより、浅部プレート境界断層までの大きな滑りにつながると考えられる。
✓ プレート境界断層はスメクタイトに富む透水性の低い遠洋性粘土 （pelagic clay）により構成される。これは、断層内部で流体の移動が難しいことから、摩擦発熱によって一時的に増加した流体圧が長時間保持されうるため、すべり摩擦力の低下が促されることを示唆している。
✓ 実験結果をもとに、数値モデリングによって間隙水圧（プレート境界面にある地下水等の圧力）の変化を計算したところ、プレート境界断層浅部では、すべりとともに流体圧が急激に上昇し、摩擦が低下することが分かった。
Ujiie et al. （2013） は、以下の見解を示している。
✓ 高速すべり（1.3m/s）の条件下での実験から、含水状態の方が破壊に要するエネルギーは遙かに小さく、地震破壊はより伝播しやすい。
✓ これは、豊富なスメクタイトが水を含むこととthermal pressurization効果により説明できる。この振る舞いは、プレート間浅部の非常に大きなすべりに説明を与えるものである。日
本海溝の試料では、断層間物質の85%が海洋性粘土で、鉱物の78％がスメクタイトであった。

数値実験による摩擦応力・間隙水圧・温度の関係（Tanikawa et al.（2013））

ドリリング調査による試料採取位置の分布（Tanikawa et al.（2013））

コアの深さと透水係数（Tanikawa et al.（2013））

含水・非含水条件の実験におけるすべり量とせん断応力の関係，及び断層間物質のX線散乱パターン（Ujiie et al. （2013））

66

補足説明資料 1. 既 往津波

1.4 2011年東北地方太平洋沖地震（海溝軸付近）の特徴と関連する知見（ダイナミックオーバーシュート）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

Moore et al.（2015）及びChester et al.（2013）は、 2011年東北地方太平洋沖地震の震源域周辺からドリリングにより採取した試料を分析し、以下の見解を示している。
「茨城県沖北端付近では、海溝軸から海山が沈み込んでいることが確認されており、沈み込んだ海山が遠洋性粘土層を分断している。」• プレート境界断層はスメクタイトを含む遠洋性粘土（pelagic clay）層の上端に発達しており、 2011年東北地方太平洋沖地震の震源域浅部では最大でも約 5m という狭い領域に変形が集中している。この粘土層は地震時及び地震間いずれの期間でも、周囲の堆積層より弱く、津波を伴う地震の因子となっている可能性がある。
• 2011年東北地方太平洋沖地震の震源断層浅部では、遠洋性粘土層がプレート境界に沿って連続的に分布するため、すべりが妨げられない。それに対し、破壊領域の南側では沈み込んだ海山が遠洋性粘土層を分断するため、浅部でのすべりの連続を妨げ、津波を抑制する。

ドリリング調査による試料採取位置の分布
オレンジ色の丸：遠洋性粘土を含む、水色の丸：遠洋性粘土を含まない。
（Moore et al.（2015）に加筆）

ドリリング調査結果より推定した宮城県沖（上）と茨城県沖（下）のプレート境界付近の地質構造（Moore et al.（2015））67

1. 既往津波

1.5 世界のＭ９クラスの巨大地震より得られた知見

68

補足説明資料 1. 既 往津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

1.5 世界のＭ９クラスの巨大地震より得られた知見（巨大地震の発生）
本検討結果に基づけば、巨大地震の発生について以下の傾向が見られる。
「巨大地震が数百年間隔で発生している。」• 他機関の文献で得られた知見に基づくM9クラスの巨大地震の平均発生間隔、プレート相対運動速度及びカップリング係数で概算したすべり量と
地震時すべり量には調和的な関係がある。

カスケード沈み込み帯の巨大地震（1700年）

カムチャッカ沖の巨大地震（1952年）

チリ沖の巨大地震（1960年）

アラスカ沖の巨大地震（1964年）

スマトラ沖の巨大地震（2004年）

マグニチュード（M）

9.0

9.0

9.5

9.2

9.1

M9クラスの巨大地震の平均
発生間隔①

平均約500年（全域の破壊）平均100～400年

平均約300年

平均約600年

平均400～500年

プレート相対運動速度②3.2～3.8cm/年

6.9～8.4cm/年

6.3～7.5cm/年

2.2～5.2cm/年

1.6～4.4cm/年

1.0

0.5

1.0

0.6

0.5～1.0

カップリング係数③
概算のすべり量（Ａ）（①、②、③より算出）

500年間で16～19m

100年間で3.5～4.2m
400年間で14～17m

385年間で24～29m
128年間で8～10m

600年間で8～19m
1000年間で13～31m

500年間で4～22m

地震時すべり量（a）

最大19m
平均14m

最大11.4m
平均3.2m

最大25～30m
平均11m

最大22m
平均8.6m

最大23m
平均8.6m69

補足説明資料 1. 既 往津波

1.5 世界のＭ９クラスの巨大地震より得られた知見（カスケード沈み込み帯の巨大地震）
数値

出所・備考

平均発生間隔①

平均約500年

佐竹(2013b）

プレート相対運動速度②3.2-3.8cm/年

McCaffrey(2008）

カップリング係数③

1.0（地震学的）1.0（測地学的）

Scholz and Campos (2012)

すべり量の蓄積(A)500年間で16～19m(A) = ①×②×③（③= 1.0とした）

地震時すべり量(1700年） (a)

最大19m
平均14m

Satake et al.(2003)【平均発生間隔①】【地震時すべり量(1700年）(a)】【すべり量の蓄積(A)】最大すべり量 19m
平均すべり量 14m

最新のタービダイトと沿岸地質データの対比によると、
過去約1万年間に発生した41回の地震の平均間隔は約240年だが、このうち1700年地震のようにカスケード
沈み込み帯全域を破壊したM9クラスの地震の数は約半分とされている。
約500年間隔
す
べ
り
量
の
蓄
積

16～19m
約500年

1700年

（佐竹(2013b））

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

時間（Satake et al.
(2003)）

70

補足説明資料 1. 既 往津波

1.5 世界のＭ９クラスの巨大地震より得られた知見（カムチャッカ沖の巨大地震）
数値

出所・備考

平均発生間隔①

平均100年～400年

谷岡(2013）

プレート相対運動速度②6.9-8.4cm/年

McCaffrey(2008）

カップリング係数③0.51（地震学的）0.48～0.67（測地学的）

Scholz and Campos (2012)

すべり量の蓄積(A)100年間で3.5～4.2m
400年間で14～17m(A) = ①×②×③（③= 0.5とした）

地震時すべり量(1952年） (a)最大11.4m
平均3.2mJohnson and Satake (1999)【平均発生間隔①】【地震時すべり量(1952年）(a)】【すべり量の蓄積(A)】最大すべり量 11.4m
平均すべり量 3.2m

カムチャッカから千島列島における津波堆積物調査の結果
から 、 調査地点で大きなばらつきがあるものの 、 100年から400年に1回は5mを超える津波に襲われていることが明らかになった。
100年～400年間隔

す
べ
り
量
の
蓄
積

14～17m（400年の場合）
100～400年

1952年（谷岡(2013））

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

時間（Johnson and Satake (1999)）71

補足説明資料 1. 既 往津波

1.5 世界のＭ９クラスの巨大地震より得られた知見（チリ沖の巨大地震）
数値

出所・備考

平均発生間隔①

平均約300年

宍倉(2013）

プレート相対運動速度②6.3-7.5cm/年

McCaffrey(2008）

カップリング係数③0.82～1.0（地震学的）0.96（測地学的）

Scholz and Campos (2012)

すべり量の蓄積(A)385年間で24～29m
128年間で8～10m(A) = ①×②×③（③= 1.0とした）

地震時すべり量(1960年）(a)最大25～30m
平均11m

Fujii and Satake (2012)【平均発生間隔①】

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲【 地震時すべり量(1960年）(a)】【すべり量の蓄積(A)】最大すべり量 25～30m
平均すべり量 11m

最も古いイベントは2000年前頃で あ り 、 平均するとおよそ300年間隔 で 、 地層に痕跡を残す規模（1960年チ
リ地震と同程度）の地震が発生している。
300年間隔

す
べ
り
量
の
蓄
積

24～29m（385年の場合）
385年

1960年

（宍倉(2013））

時間（Fujii and Satake (2012)）72

補足説明資料 1. 既 往津波

1.5 世界のＭ９クラスの巨大地震より得られた知見（アラスカ沖の巨大地震）
数値• 泥炭とシルトの組（peat-silt couplets)
による地震時の沈降の推定から、1964年
を除けば、約600年間隔（推定誤差を考慮すると、最小で180
年の間隔）となる。
• 最大は1964年とその前の間隔で 、 約1000
年である。

出所・備考

平均発生間隔①

平均約600年

Shennan et al. (2007）

プレート相対運動速度②2.2-5.2cm/年

McCaffrey(2008）

カップリング係数③

0.5～0.72（地震学的）0.62（測地学的）

Scholz and Campos (2012)

すべり量の蓄積(A)600年間で8～19m
1000年間で13～31m(A) = ①×②×③（③= 0.6とした）

地震時すべり量(1964年）(a)

最大22m
平均8.6mJohnson et al.(1996)【平均発生間隔①】

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲【すべり量の蓄積(A)】【地震時すべり量(1964年）(a)】最大すべり量 22m
平均すべり量 8.6m

す
べ
り
量
の
蓄
積

900年頃

（Shennan et al. (2007））

8～19m（600年の場合）
13～31m（1000年の場合）
約600年
最大で約1000年

1964年

時間

（Johnson et al. (1996））73

補足説明資料 1. 既 往津波

1.5 世界のＭ９クラスの巨大地震より得られた知見（スマトラ沖の巨大地震）
数値

出所・備考

平均発生間隔①

平均約500年

Rajendran (2013)

プレート相対運動速度②1.6-4.4cm/年

McCaffrey(2008），アンダマンの値

カップリング係数③

0.5～0.83（地震学的）1.0（測地学的）

Scholz and Campos (2012)

すべり量の蓄積(A)500年間で4～22m(A) = ①×②×③（③= 0.5～1.0とした）

地震時すべり量(2004年）(a)

最大23m
平均8.6mTanioka et al. (2006)【平均発生間隔①】【すべり量の蓄積(A)】【地震時すべり量(2004年）(a)】最大すべり量 23m
平均すべり量 8.6m

インドネシア及びタイ沿岸における津波堆積物調査の結果から、2004年の地震発生領域では、約500年間隔
で巨大地震が発生している。
500年間隔

す
べ
り
量
の
蓄
積

4～22m
約500年

1500年頃（Rajendran (2013)）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

2004年

時間

（Tanioka et al.
(2006)）

74

2. 既往津波の再現解析

2.1 2011年東北地方太平洋沖地震津波

75

補足説明資料 2. 既往津波の再現解析 2.1 2011年東北地方太平洋沖地震津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

2.1.1 波源モデルの設定• 文献調査によれば、敷地周辺に影響を与えたと考えられる津波は以下の通り。
① 1677年延宝房総沖地震津波② 2011年東北地方太平洋沖地震津波• 文献調査の結果を踏まえ、敷地周辺において痕跡高が比較的多く記録されており、敷地に与えた影響が大きいと想定される「2011年東北地方太平洋沖地震津波」を
既往津波の数値シミュレーションの対象波源として抽出した。

• 抽出した既往津波について数値シミュレーションによる痕跡高の再現性検討を行い、空間格子間隔等の数値計算の妥当性を確認する。

大洗研究所

2011年
東北地方太平洋沖地震
1677年
延宝房総沖地震

三陸沖から房総沖にかけての主な地震と主な震源域（地震調査研究推進本部(2012）に加筆）

敷地及び敷地周辺における痕跡高
発生年

地震名

波源域

痕跡高

1677 年

延宝房総沖地震

房総沖

茨城県那珂湊（現ひたちなか市）で4.5～5.5m

2011 年

東北地方太平洋沖地震

三陸沖

大洗研究所近傍で約7m

76補足説明資料 2. 既往津波の再現解析 2.1 2011年東北地方太平洋沖地震津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

2.1.2 計算条件（広域の再現解析）• 津波の数値計算の妥当性を確認するため、2011年東北地方太平洋沖地震の津波痕跡高さの再現性の観点から以下の条件で検討した。
• 数値計算に用いる波源モデルについては特性化波原モデルとした。
• 特性化波源モデルについては、下記の計算条件を用い、 2011年東北地方太平洋沖地震の津波痕跡高さの再現性が良好なモデルを設定した。
広域の再現解析の計算条件
項目

条件

備考

解析領域

北海道から千葉房総付近までの太平洋（南北約1300km、東西約1200km）

メッシュ構成沖合1350m→450m→150m→沿岸50m

長谷川他（1987）

基礎方程式

非線形長波理論後藤・小川（1982）の方法

計算スキームスタッガード格子、リープ・フロッグ法

後藤・小川（1982）の方法

初期変位量

Mansinha and Smylie（1971）の方法

立ち上がり時間30秒

境界条件

沖側：後藤・小川（1982）の自由透過の条件
陸側：計算格子間隔50m領域は小谷他（1998）の陸上遡上境界条件
それ以外は完全反射条件

越流条件

防波堤：本間公式（1940）
護岸：相田公式（1977）

海底摩擦係数

マニングの粗度係数（n=0.03m-1/3s）

水平渦動粘性係数

考慮していない（Ｋｈ=0）

計算時間間隔Δｔ＝0.5秒

計算時間

津波発生後240分間

潮位条件

T.P.-0.4m

N

大洗研究所

C.F.L.条件を満たすように設定十分な計算時間となるように設定

領域：空間格子間隔：1350m
：450m
：150m
：50m
海域のコンター線は1000m間隔で表示
計算領域と格子分割

地震発生時の潮位

77補足説明資料 2. 既往津波の再現解析 2.1 2011年東北地方太平洋沖地震津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

2.1.2 計算条件（空間格子間隔⊿sの設定）• 土木学会(2016)より、津波の周期(T) ※1は約7分(約420s＝100×103m／240m/s)程度と仮定。
• よって、周期7分以上の津波に対して、長谷川他（1987）の基準(1波長の1/20以下)を満足するように各接続境界を設定した。なお、敷地に襲来した
2011年東北地方太平洋沖地震津波の周期は、津波観測波形から算出すると、30～40分程度である。

空間格子間隔⊿ｓと土木学会の目安を満足するための最小水深 hmin
最小水深
hmin(m)※２

小領域への接続水深
hc(m)

4320

4318.24765.02160

1079.61140.3

720

120.0

124.0

240

13.3

28.2

80

1.48

23.3

40

0.37

22.8

20

0.093

10.7

10

0.023

8.9

5

0.0058―※２：最小水深 hminの算定方法
hmin＝(α⊿s／T)2／g
ここで、
α ：津波1波長に対する計算格子の個数=20⊿s ：空間格子間隔(m)T ：周期(s)=420s
2g ：重力加速度=9.8m/s
東海（波浪計）
6.0
4.0

水位(m)

空間格子間隔⊿ｓ(m)※１：周期Tの算定方法
T＝λ／C＝λ／ （ｇｈ）1/2
ここで、
λ ：土木学会(2016)より、海溝付近に制限される断層幅50ｋｍを半波長とし、１波長(λ)をその2倍の100ｋｍ程度と仮定
C :伝播速度(gh)1/2=(9.8m/s2×6000m)1/2≒240m/s
g ：重力加速度=9.8m/s2
ｈ ：海溝付近の水深=5000～7000m≒6000m

2.0
0.0
-2.0
-4.0

約 40 分

-6.0• 各小領域への接続水深hcは最小水深hminを上回っており、長谷川他（1987）の基準(1波長の1/20以下) を満足している。

060

約 31 分

約 30 分120
時間(分)約 30 分

約 32 分

約 30 分

180

240

2011年東北地方太平洋沖地震津波の周期（原子力科学研究所近傍（日本原子力発電東海第二発電所港湾外）の津波観測波形)78補足説明資料 2. 既往津波の再現解析 2.1 2011年東北地方太平洋沖地震津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

2.1.2 計算条件（時間格子間隔⊿tの設定）• 解の安定条件であるC.F.L.条件※を満足するように時間格子間隔⊿tを設定した。

各領域の最大水深hmaxから算定される時間格子間隔⊿tmaxと設定した時間格子間隔⊿tの比較

空間格子間隔⊿s(m)

最大水深
hmax(m)

最大水深hmaxから算定される時間格
子間隔⊿tmax(s)43209264.2

10.14

2160
720
240
80
40
20

9104.15701.8
775.9
40.9
35.9
29.5

5.11
2.15
1.95
2.83
1.51
0.83

10

17.6

0.54

5

9.8

0.36

時間格子間隔⊿ｔ（s）※C.F.L.条件⊿t≦⊿s／(2ghmax)1/2
ここで、⊿t：時間格子間隔(s)⊿s：空間格子間隔(m)hmax：各領域の最大水深(m)g ：重力加速度(m/s2)(=9.8m/s2)

0.1

時間格子間隔⊿ｔは、最大水深hmaxから算定される時間格子間隔⊿tmaxよりも小さくなっており、解の安定条件であるC.F.L.条件を満足している。
79補足説明資料 2. 既往津波の再現解析 2.1 2011年東北地方太平洋沖地震津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

2.1.3 再現性の確認（結果）• 2011年東北地方太平洋沖地震津波のインバージョン解析を実施し、土木学会(2016)に示される再現性の目安を満足していることを確認した。
【波源モデル】
すべり量(m)【再現性の確認結果】
痕跡高
計算値

三陸沖北部

三陸沖
中部
宮
城
県
沖

三
陸
海沖
溝南
寄部
り

※痕跡高は東北地方太平洋沖地震津波合同調査グループ（2011）による

福島県沖
茨
城
県
沖

対象津波

地点数
ｎ

幾何平均
K

幾何標準偏差κ

2011年東北地方太平洋沖地震津波

2,820

1.04

1.40

房総沖
広域再現モデル
破壊開始点 ：無し
破壊伝播速度：∞
立ち上がり時間：30秒【幾何平均K及び幾何標準偏差κの再現性の目安】（土木学会（2016））
0.95＜K＜1.05
κ＜1.4580

補足説明資料 2. 既往津波の再現解析 2.1 2011年東北地方太平洋沖地震津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

2.1.4 原子力科学研究所周辺の再現解析（計算条件）

敷地周辺の再現解析の計算条件

項目

計算領域
メッシュ構成条件
北海道から千葉房総付近までの太平洋（南北約1300km、東西約800km）
沖合4320m→2160m→720m→沿岸域240m→敷地周辺
80m→40m→20m→10m→5m

備考

長谷川他（1987）

基礎方程式

非線形長波理論後藤・小川（1982）の方法

計算スキームスタッガード格子、リープ・フロッグ法

後藤・小川（1982）の方法

初期変位量

Mansinha and Smylie（1971）の方法

立ち上がり時間30秒

境界条件

沖側：後藤・小川（1982）の自由透過の条件
陸側：敷地周辺（計算格子間隔80m～5m）の領域は小谷他（1998）の陸上遡上境界条件
それ以外は完全反射条件

越流条件

防波堤：本間公式（1940）
護岸：相田公式（1977）

海底摩擦係数

マニングの粗度係数（n=0.03m-1/3s）

水平渦動粘性係数

考慮していない（Ｋｈ=0）

計算時間間隔⊿ｔ＝0.05秒

C.F.L.条件を満たすように設定

計算時間

津波発生後240分間

十分な計算時間となるように設定

潮位条件

T.P.-0.49m

地震発生時の日立港潮位81補足説明資料 2. 既往津波の再現解析 2.1 2011年東北地方太平洋沖地震津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

2.1.4 原子力科学研究所周辺の再現解析（計算領域）

N

原子力科学研究所

240m格子720m格子原子力科学研究所

2,160m格子

4,320m格子
陸域及び海域のコンター線は5m間隔で表示

計算格子（沖合～沿岸域）

計算格子（敷地周辺）

82

補足説明資料 2. 既往津波の再現解析 2.1 2011年東北地方太平洋沖地震津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

2.1.4 原子力科学研究所周辺の再現解析（再現性の確認結果）• 設定した特性化波源モデルは、研究所周辺において、土木学会（2016）の目安を満足することを確認した。

5.4

計算値と痕跡高の比較

地点数
ｎ

幾何平均
K

幾何標準偏差
κ

11

1.02

1.16

【幾何平均K及び幾何標準偏差κの再現性の目安】
0.95＜K＜1.05
κ＜1.45（土木学会（2016））
出典：http://cyberjapandata.gsi.go.jp/xyz/pale/
地理院タイルを加工して作成

敷地内評価点

津波痕跡確認地点

原科研２地点
津波高さ(T.P. m)
5.4

津波の計算条件及び東北地方太平洋沖型の特性化波源モデルの妥当性が確認された。

83

2. 既往津波の再現解析

2.2 1960年チリ地震津波

84補足説明資料 2. 既往津波の再現解析 2.2 1960年チリ地震津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

2.2.1 波源モデルの設定• 文献調査の結果から、遠地津波のうち敷地に比較的大きな影響を及ぼしたと考えられる既往津波として1960年チリ地震津波を抽出した。
• 波源モデルはBarrientos and Ward（1990）によるモデルを用いた。

30S

1960年チリ地震津波の諸元

40S

50S

60S
100W

：発生位置

90W

80W

地殻変動量（1960年チリ地震）

70W

パラメータ

設定値

Mw

9.2

長さ：L （km）

850

幅：W （km）

130

上縁深さ：d （km）

4

すべり量：D （m）

17

傾斜角：δ （°）

20

すべり角：λ （°）

105

走向：θ （°）

N7°E

発生位置（1960年チリ地震）（Google mapに加筆）
破壊開始点 ：無し
破壊伝播速度：∞
立ち上がり時間：30秒

85補足説明資料 2. 既往津波の再現解析 2.2 1960年チリ地震津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

2.2.2 計算条件（広域の再現解析）

太平洋域の再現解析の計算条件
項目
計算領域

条件
太平洋全域
（北緯63度から南緯60度、東経120～西経70度）

備考

メッシュ構成5分間隔格子

基礎方程式

コリオリ力を考慮した線形Boussinesq理論

初期変位量

Mansinha and Smylie（1971）の方法

境界条件

沖側：自由透過
陸側：完全反射海底摩擦係数考慮していない

水平渦動粘性係数

考慮していない

計算時間間隔⊿ｔ＝10秒

C.F.L.条件を満たすように設定

計算時間

津波発生後32時間

十分な計算時間となるように設定

立ち上がり時間30秒

720m格子2160m格子240m格子4320m格子

計算領域と格子分割（日本近海域）
計算領域と格子分割（太平洋域）

86

補足説明資料 2. 既往津波の再現解析 2.2 1960年チリ地震津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

2.2.3 再現性の確認（結果）
0時間

3時間

6時間

水位変動量

9時間

12時間

15時間

18時間

21時間

24時間

87

補足説明資料 2. 既往津波の再現解析 2.2 1960年チリ地震津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

2.2.3 再現性の確認（結果）
27時間

30時間

32時間

水位変動量

88

補足説明資料 2. 既往津波の再現解析 2.2 1960年チリ地震津波

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

2.2.3 再現性の確認（結果）津波高 (m)• 設定した波源モデルによる1960年チリ地震津波の再現計算を実施し、土木学会（2016）に示される再現性の目安値を満足していることを確認した。

10.0
9.0
8.0
7.0
6.0
5.0
4.0
3.0
2.0
1.0
0.0

痕跡高
計算値

釣今原富久四沼江小大久那祝銚黒長名飯栗片白一大御勝興小天鴨江和千乙野
師泉釜岡之倉之名名津慈珂町子生崎洗岡山貝子の原宿浦津湊津川見田倉浜島
宮
内
浜
湊
港
崎
川
（
毛浜
敷地
萱
）福島県
茨城県
千葉県
福島県～千葉県南部における1960年チリ地震に伴う津波の痕跡高（チリ津波合同調査班（1961））のデータを使用

地点数
ｎ

幾何平均
K

幾何標準偏差
κ

34

0.96

1.44

【幾何平均K及び幾何標準偏差κの再現性の目安】
0.95＜K＜1.05
κ＜1.45（土木学会（2016））• 敷地周辺での痕跡高さ、計算値は3m程度であり、敷地への影響が小さいことを確認した。

89

3. 地震に起因する津波の評価

3.1 プレート間地震に起因する津波の評価
3.1.1 潮位条件90

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

3.1.1 潮位条件

・2011年東北地方太平洋沖地震による地殻変動により、解析で使用する地形モデルの標高と実際の地形の標高とは異なっているため、津波予測解析を実施する前に補正する必要がある。
・敷地前面において潮位は周期的に変動しているが、津波がいつ発生するかは特定できないため、津波予測解析では満潮時に津波が発生すると仮定することで保守的に評価する。
・以上を踏まえ、潮位条件を設定して解析を実施した。

地盤

地盤
3.11による沈降
初期潮位3.11による沈降
朔望平均満潮位
東京湾平均海面（T.P.）

東京湾平均海面（T.P.）

潮位条件を設定していない状態•

解析で使用する地形モデルは、2011年東北地方
太平洋沖地震発生前の状態である。

東京湾平均海面（T.P.）

3.11後の地形の高さと津波発生時の潮位••

朔望平均満潮位

潮位条件を考慮•2011年東北地方太平洋沖地震による地殻変動によって、敷地が沈降したことを考慮する。
潮位を保守的に設定するために、津波発生時の潮位を朔望平均満潮位として仮定する。

初期潮位について、東京湾平均海面（T.P.）を基準に、（朔望平均満潮位）＋（3.11による地盤沈降量）
で与える。

津波高さ
浸水深

地盤（変動前）地盤（変動前）津波計算による
地殻変動量

浸水深

初期潮位

地盤（変動後）地盤（変動後）津波計算による
水位上昇

津波計算による
地殻変動分

津波計算による
水位上昇

地盤（変動後）
3.11による
地盤沈降量

初期水位
朔望平均満潮位

東京湾平均海面（T.P.）

東京湾平均海面（T.P.）

津波計算開始時•

波源モデルによる地盤変動量から初期水位を与える。

東京湾平均海面（T.P.）

津波計算結果
•地殻変動後の地盤上で水位変動の計算結果が得られる。

津波計算結果の整理上の扱い•

地殻変動後の地盤上で得られる水位の計算結果
について、地盤変動前の地盤上へ置き換えること
で、地盤変動の影響を含めた形で表記する。

91補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価

3.1.1 潮位条件

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

想定津波の津波高さの算出にあたって考慮した朔望平均満潮位は以下の通り。
・茨城県（2012）により設定される茨城沿岸の朔望平均満潮位T.P.+0.7mを潮位条件として考慮した。

潮位の設定
項目
朔望平均満潮位

設定値
T.P.+0.7m
T.P. ：東京湾中等潮位

92補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

3.1.1 潮位条件

・茨城港常陸那珂港区（茨城港日立港区）の潮位データ（平成18年～平成22年）の潮位推移を示す。
・朔望平均満潮位はT.P.+0.65mであり、前述の潮位表（昭和59年～平成21年）の朔望平均満潮位T.P.+0.61mと比較して有意な差は見受けられない。
・平成18年から平成22年の5ヵ年分のデータから標準偏差として0.14mを得た。

（平成18年～平成22年）の潮位推移

朔望満潮位（T.P. m）
最大値

1.44

平均値

0.648

最小値

0.42

標準偏差

0.140

位置図
（日立港潮位観測調査報告書（茨城県日立港区事務所））

93補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価

3.1.1 潮位条件（2011年東北地方太平洋沖地震に伴う地殻変動の設定）

第452回審査会合
資料3-4-2 修正・大洗研究所直近の水準点（二等水準点：4018）における2011年東北地方太平洋沖地震に伴う地殻変動量について、国土地理院より公開されている電子国土Web（http://maps.gsi.go.jp）で確認した。

常陽

2011年東北地方太平洋沖地震に伴う地盤沈降量（国土地理院地図 地殻変動量）

2011年東北地方太平洋沖地震に伴う地殻変動の考慮
・2011年東北地方太平洋沖地震に伴う地殻変動により、敷地直近の二等水準点：4018で0.18 m沈降している。
・大洗研究所における津波解析では、この値を潮位に加算することで同地震による地盤の沈降を反映した。

94

3. 地震に起因する津波の評価
3.1 プレート間地震に起因する津波の評価
3.1.2 東北地方太平洋沖型の津波波源

95補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.2 東北地方太平洋沖型の津波波源

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

特性化波源モデルの設定（波源モデルの概要）【設定フロー】【設定根拠】

波源モデルの設定
杉野他（2014）を参考に設定

波源領域（断層面積：Ｓ）の設定

平均応力降下量：⊿σの設定

Ｍ７～Ｍ９クラスの地震の応力降下量のばらつきを考慮（内閣府（2012）、Murotani et al.（2013））

剛性率：μの設定

2011年東北地方太平洋沖地震の再現
モデルの剛性率を設定

平均すべり量：Ｄの算定

地震の規模に関するスケーリング則と地震モーメントの定義式から算定

すべり量（超大すべり域、大すべり域、
背景領域）の設定

三陸沖北部

三陸沖
中部
宮
城
県
沖

杉野他（2014）に基づき設定

三
陸
沖
海
溝南
寄部
り

福島県沖
パラメータ※1
断層面積：S
平均応力降下量：⊿σ
剛性率：μモーメントマグニチュード：Mw

設定値

パラメータ

134,733 km2
3.0 MPa

超大す
べり域

4.7×1010 N/m2

9.1

平均すべり量：Ｄ

9.6 m

地震モーメント：M0

6.1×1022 Nm※1 行政機関による既往評価で比較できるパラメータ（地震規模
Mw、すべり量等）も参考にして特性化波源モデルを設定※2 断層面積は右図の特性化波源モデル値。
ただし、超大すべり域、大すべり域の位置により若干変動する。

大すべ
り域

背景領
域

設定値

すべり量

28.9 m

面積比率（断層面積）

全体面積の15%（20,010 km2）※2

すべり量

13.5 m

面積比率（断層面積）

全体面積の25%（33,825 km2）※2

すべり量

3.2 m

面積比率
（断層面積）

全体面積の60%（80,898 km2）※2

茨
城
県沖※青線は海溝軸

房総沖

超大すべり域
大すべり域
背景領域

特性化波源モデル（一例）

96

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.2 東北地方太平洋沖型の津波波源

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

特性化波源モデルの設定（波源領域）• 2011年東北地方太平洋沖地震に伴う津波の主な再現モデルのうち、杉野他（2014）の特性化波源モデルを参考に設定した。

三陸沖北部

三陸沖
中部
宮
城
県
沖

三
陸
海沖
溝南
寄部
り

福島県沖
大洗研究所

茨
城
県
沖

大洗研究所

房総沖

特性化波源モデル（杉野他（2014） に加筆）
東北地方太平洋沖型の地震の特性化波源モデル：特性化波源モデル：杉野他（2014）の特性化波源モデル
波源領域の比較

モデル

Mw

断層面積

杉野他（2014）の特性化波源モデル

9.1

134,593（km2）

東北地方太平洋沖型の地震の特性化波源モデル

9.13

134,733（km2）以上より、杉野他（2014）特性化波源モデルを上回る断層面積（134,733km2）を設定した。
97補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.2 東北地方太平洋沖型の津波波源

特性化波源モデルの設定（平均応力降下量）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 内閣府(2012）は、世界の巨大地震及び日本周辺で発生したMw8以上の地震を対象に、津波断層モデルの平均応力降下量を整理している。巨大地震の津波断層モデルの平均応力降下量（６事例）は、平均1.2MPa、標準偏差を加えると2.2MPaである。さらに、Mw8より小さな地震を加えた
海溝型地震の平均応力降下量の平均値は3.0MPaであるとしている。

表1.4 津波観測データを用いた解析による平均応力降下量の整理

・応力降下量は円形クラックに関するEshelby(1957)の式⊿σ=(7/16)×M0/(S/π)3/2 による。

南海トラフの巨大地震モデル検討会（第二次報告）（内閣府(2012））

98

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.2 東北地方太平洋沖型の津波波源

特性化波源モデルの設定（平均応力降下量）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• Murotani et al.(2013)は、プレート境界地震のスケーリング関係について、日本付近で発生したMw8.4以下の26個のプレート境界地震に、７つの巨大地震（2011年東北地方太平洋沖地震、2010年チリ地震、2004年スマトラ－アンダマン地震、1964年アラスカ地震、1960年チリ地震、1957年ア
リューシャン地震、1952年カムチャッカ地震）を追加し、超巨大地震を含めた津波の断層モデルにおけるスケーリング則を検討したとしている。
• 円形破壊面を仮定したスケーリング則（Ｍ0 =16/(7×π3/2)× ⊿σ×S 3/2 ）から、破壊領域（S）とＭ0の関係式の平均応力降下量を算定すると約1.6MPaであり、標準偏差：SD（±σ）を考慮すると、平均応力降下量は最大で3.0MPa（破壊領域（S）とＭ0の関係式）となる。

S=1.34×10-10M02/3（SD（±σ）=1.54）（Murotani et al. （2013）に加筆）

破壊領域（S）とＭ0の関係

平均応力降下量： ⊿σ=1.57MPa
Ｓ＋σ時の平均応力降下量⊿σ=0.82MPa
Ｓ－σ時の平均応力降下量⊿σ=3.00MPa• 以上の知見を踏まえ、平均応力降下量を3.0MPａに設定した。
99

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.2 東北地方太平洋沖型の津波波源

特性化波源モデルの設定（剛性率）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 2011年東北地方太平洋沖地震津波の再現モデルを浅部・深部領域に分割し、それぞれの剛性率を割り当て、地震モーメントが保存するように平均的な剛性率を算出した。

パラメータ

設定値

断層面積：S（km2）

122,787

平均すべり量：D（m）

9.14

地震モーメント：M0（Ｎｍ）

5.3×1022

剛性率：μ（N/m2）

4.7×1010【平均的な剛性率の算定】■断層面積：S・小断層の各面積Siの合計
S＝ΣSi＝122,787（km2）■平均すべり量：D・小断層の各面積Siを重みとして設定
D＝Σ（Si×Di）／ ΣSi＝9.14（m）

すべり量（m）

三陸沖北部

深さ20km

三陸沖
中部■地震モーメント：M0
・各小断層の地震モーメントの合計
M0＝ M0 shallow ＋ M0 deep ＝ 5.3×1022 （Nm）
ここで、
M0 shallow ＝Σ（μi shallow ×Si shallow ×Di shallow ）M0 deep＝Σ（μi deep ×Si deep ×Di deep ）

宮城県
沖

福島県沖

茨城県
沖

土木学会（2016）を参考としてそれぞれの剛性率を設定
・深さ20km以浅 μi shallow ＝3.5×1010（N/m2）
・深さ20km以深 μi deep ＝7.0×1010（N/m2）■平均的な剛性率：μμ＝M0/（S×D）＝4.7×1010 （N/m2）

房総沖

2011年東北地方太平洋沖地震の再現モデルのすべり量分布• 以上より、剛性率を4.7×1010 N/m2に設定した。
100

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.2 東北地方太平洋沖型の津波波源

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

特性化波源モデルの設定（すべり量分布）• 広域の津波特性（痕跡高）を考慮するため、杉野他（2014）を参考に、大すべり域、超大すべり域の面積比、すべり量を算出した。

⚫ 大すべり域：津波断層の平均すべり量の1.4倍、全体面積の40%程度（超大すべり域を含む）⚫ 超大すべり域：津波断層の平均すべり量の3倍、全体面積の15%程度

42
観測値
41

40

緯度 ()

39

38

37

36

35

34
0.1

1

10

津波高さ (m)杉野他（2014）によるMw8.9以上の規模の地震の大すべり域・超大すべり域の設定方法（杉野他（2014））

青森県北部～千葉県南部における3.11地震に伴う津波の痕跡高※（東北地方太平洋沖地震津波合同調査グループ（2012））※敷地の立地条件、津波特性を把握するために十分な痕跡高を確保する観点から、海岸線沿いから1000m内、信頼度Aのデータ（痕跡数2772地点）を用いる。

101

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.2 東北地方太平洋沖型の津波波源

特性化波源モデルの設定（すべり量分布）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 杉野他（2013）は、観測津波波形、観測地殻変動データを用いたジョイントインバージョン解析から推定された津波波源モデルを用いて、原子力サイト沖合150m水深点の最大津波高に寄与した2011年東北地方太平洋沖地震のすべり領域の分析を実施しており、東海第二NPP地点は、サイト近傍よりもむしろ少し離れた福島県沖の日本海溝付近の浅い部分の小断層が大きく寄与しているとしている。

再現用波源モデル（杉野他（2013））

原子力サイトの沖合150m水深点の最大波高における小断層の波高内訳（杉野他（2013））

102

3. 地震に起因する津波の評価
3.1 プレート間地震に起因する津波の評価
3.1.3 茨城県沖に想定する津波波源

103

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.3 茨城県沖に想定する津波波源

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

特性化波源モデルの設定（概要）【設定フロー】【設定根拠 】

波源モデルの設定
茨城県沖から房総沖の一部に設定

波源領域（断層面積：Ｓ）の設定

三陸沖中部

Ｍ７～Ｍ９クラスの地震の応力降下量のばらつきを考慮（内閣府（2012）、Murotani et al.（2013））

平均応力降下量：⊿σの設定
剛性率：μの設定

2011年東北地方太平洋沖地震の再現
モデルの剛性率を設定

平均すべり量：Ｄの算定

地震の規模に関するスケーリング則と地震モーメントの定義式から算定

すべり量（大すべり域、背景領域）の
設定

宮城県沖

三
陸
沖
南
海部
溝
寄
り

福島県沖

杉野他（2014）に基づき設定
茨城県沖パラメータ※1
断層面積：S
平均応力降下量：⊿σ

剛性率：μ

設定値

パラメータ

29,630 km2
3.0 MPa

4.7×1010

すべり量
超大す
べり域

N/m2

モーメントマグニチュード：Mw

8.5

平均すべり量：Ｄ

4.5 m

地震モーメント：M0

6.3×1021 Nm※1 行政機関による既往評価で比較できるパラメータ（地震規模
Mw、すべり量等）も参考にして特性化波源モデルを設定※2 断層面積は右図の特性化波源モデル値。大すべり域の位置により若干変動する。

大すべ
り域

背景領
域

設定値
－
房総沖

面積比率
（断層面積）

－

すべり量

9.0 m

面積比率
（断層面積）

全体面積の40%（11,862 km2）※2

すべり量

1.5 m

面積比率
（断層面積）

全体面積の60%（17,768 km2）※2※青線は海溝軸
大すべり域
背景領域

特性化波源モデル（一例）

104

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.3 茨城県沖に想定する津波波源

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

特性化波源モデルの設定• Uchida et al.(2009)によるフィリピン海プレートの北東限を参考に、茨城県～房総沖の一部に波源モデルを設定した。

三陸沖中部

北米プレートフィリピン海プレート
の北東限

宮城県沖

三
陸
沖
南
海部
溝
寄
り

福島県沖

茨城県沖

房総沖

フィリピン海プレート

プレート境界地震のすべりベクトル(矢印)とフィリピン海プレートの北東限(破線)(Uchida et al.(2009) に加筆)

太平洋プレート

北米プレートとフィリピン海プレートの境界を南限とした茨城県沖～房総沖の一部に設定した波源モデル

105

3. 地震に起因する津波の評価
3.1 プレート間地震に起因する津波の評価
3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（1） 特性化波源モデルの設定（2） パラメータスタディ（波源位置）の評価結果（3） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の設定（4） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の評価結果（5） 杉野他（2014）の方法に基づく設定が遡上評価に与える影響について（6） 大すべり域の位置と破壊開始点が遡上評価に与える影響について（7） 立ち上がり時間の設定の妥当性について

106

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（1） 特性化波源モデルの設定

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 茨城県沖に想定する津波波源について、保守性を考慮した津波波源とした。
茨城県沖に想定する津波波源の諸元パラメータ

茨城県沖から房総沖に想定する津波波源の諸元

設定値
29,630 km2

断層面積：S

パラメータ

設定値
53,684 km2

断層面積：S

モーメントマグニチュード：Mw

8.5

モーメントマグニチュード：Mw

8.7

平均すべり量：D

4.5 m

平均すべり量：D

6.1 m

すべり量

超大すべり域（面積比率）－

大すべり域：2D（面積比率）

9.0 m（全体面積の40%）

背景領域：0.33D

1.5 m

すべり量

超大すべり域：4D（面積比率）

24.3 m（全体面積の5%）

大すべり域：2D（面積比率）

12.1 m（全体面積の15%）

背景領域：0.62D

3.8 m

三陸沖中部

三陸沖中部

保守的設定1，2，3を考慮
宮城県沖

三
陸
沖
南
海部
溝
寄
り

宮城県沖

杉野他（2014）では、Mw8.7の場合、超大すべりを設定していない

超大すべりを設定

＋

三
陸
沖
南
海部
溝
寄
り

保守的設定3．大すべり域及び超大すべり域のすべ
り量を割り増し

福島県沖

福島県沖

保守的設定2．超大すべり域を設定

茨城県沖

茨城県沖

保守的設定1．津波波源の
南限を房総
沖まで拡張

房総沖

※青線は海溝軸
大すべり域
背景領域

茨城県沖に想定する津波波源

房総沖

0.05S，4D※青線は海溝軸0.15S，2D

超大すべり域※北米プレートとフィリピ
ン海プレートの境界を越えて矩形となるよう
に設定

大すべり域
背景領域

（杉野他（2014））

茨城県沖から房総沖に想定する津波波源

107補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（1） 特性化波源モデルの設定
波源

茨城県沖に想定する津波波源

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

茨城県沖から房総沖に想定する津波波源

・プレート間地震と津波地震の連動型地震を仮想的に考慮・プレート境界及び構造境界から波源領域を設定【保守的設定1】
津波波源の南限を房総沖まで拡張【保守的設定1,2】
津波波源の南限を房総沖まで拡張＋超大すべり域を設定【保守的設定1,2,3】
津波波源の南限を房総沖まで拡張＋超大すべり域を設定＋
大すべり域及び超大すべり域のすべり量を割り増し

29,630 km2

53,684 km2

53,684 km2

53,684 km2

モーメントマグニチュード：Mw

8.5

8.7

8.7

8.7

平均すべり量：D

4.5 m

6.1 m

6.1 m

6.1 m

超大すべり域（面積比率）－－

18.2 m（3D）（全体面積の15%）

24.3 m（4D）（全体面積の5%）

大すべり域（面積比率）

9.0 m（2D）（全体面積の40%）

12.1 m（2D）（全体面積の40%）

8.5 m（1.4D）（全体面積の25%）

12.1 m（2D）（全体面積の15%）

背景領域（面積比率）

1.5 m（0.33D）（全体面積の60%）

2.0 m（0.33D）（全体面積の60%）

2.0 m（0.33D）（全体面積の60%）

3.8 m（0.62D）(全体面積の80%)

断層面積：S

すべり量

三陸沖中部

宮城県沖

三陸沖中部

三
陸
沖
南
海部
溝
寄
り

宮城県沖

福島県沖

三
陸
沖
南
海部
溝
寄
り

福島県沖

特性化波源モデル（一例）
茨城県沖

茨城県沖

房総沖

※青線は海溝軸※青線は海溝軸

房総沖※青線は海溝軸※青線は海溝軸

超大すべり域

超大すべり域

大すべり域

大すべり域

背景領域

背景領域

108

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（1） 特性化波源モデルの設定【設定フロー】

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲【設定根拠】

波源モデルの設定
茨城県沖から房総沖に設定

波源領域（断層面積：Ｓ）の設定
平均応力降下量：⊿σの設定

Ｍ７～Ｍ９クラスの地震の応力降下量のばらつきを考慮（内閣府（2012）、Murotani et al.（2013））

剛性率：μの設定

2011年東北地方太平洋沖地震の再現
モデルの剛性率を設定

平均すべり量：Ｄの算定

地震の規模に関するスケーリング則と地震モーメントの定義式から算定

三陸沖中部

宮城県沖

三
陸
沖
南
海部
溝
寄
り

福島県沖

すべり量（超大すべり域、大すべり域、
背景領域）の設定

保守的に大すべり域及び超大すべり
域のすべり量を割り増し
茨城県沖

パラメータ
断層面積：S

平均応力降下量：⊿σ
剛性率：μ

設定値
53,684 km2

3.0 MPa

超大す
べり域

4.7×1010 N/m2

モーメントマグニチュード：Mw

8.7

平均すべり量：Ｄ

6.1 m

地震モーメント：M0

パラメータ

1.5×1022

大すべ
り域
Nm
背景領
域

※2 断層面積は右図の特性化波源モデル値
ただし、超大すべり域、大すべり域の位置により若干変動する

設定値

すべり量

24.3 m

面積比率（断層面積）

全体面積の5%（2,659 km2）※2

すべり量

12.1 m

面積比率（断層面積）

全体面積の15%（8,231km2）※2

すべり量

3.8 m

面積比率
（断層面積）

全体面積の80%（42,794 km2）※2

房総沖※青線は海溝軸
超大すべり域
大すべり域
背景領域

特性化波源モデル（一例）

計算条件は東北地方太平洋沖型の津波波源（津波予測解析）と同様

109

3. 地震に起因する津波の評価
3.1 プレート間地震に起因する津波の評価
3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（1） 特性化波源モデルの設定（2） パラメータスタディ（波源位置）の評価結果（3） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の設定（4） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の評価結果（5） 杉野他（2014）の方法に基づく設定が遡上評価に与える影響について（6） 大すべり域の位置と破壊開始点が遡上評価に与える影響について（7） 立ち上がり時間の設定の妥当性について

110補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（2） パラメータスタディ（波源位置）の評価結果（大すべり域の位置、形状）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 大すべり域の形状の違いが津波水位変動量に与える影響を把握するため、大すべり域の形状を変えた2パターンのモデルについて検討した。
• 波源モデルの北限を基準に、大すべり域、超大すべり域を茨城県沖から房総沖の範囲で南へ10kmずつ移動させて、敷地への津波の影響が最も大きくなる波源モデルを確認した。
• 検討モデルＢにおいては、影響が最大となるすべり域の北限を確認するため、大すべり域の位置はそのままに超大すべり域のみ北へ10km移動させ検討した。
破壊開始点 ：無し
破壊伝播速度：∞
立ち上がり時間：30秒

検討モデルＡに対して深さ方向に20km増

大洗研究所

大洗研究所

検討モデルＡに対して長さ方向に20km増検討モデルＡ※青線は海溝軸※青線は海溝軸

超大すべり域

超大すべり域

大すべり域

大すべり域

背景領域

背景領域

検討モデルＢ

111

3. 地震に起因する津波の評価
3.1 プレート間地震に起因する津波の評価
3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（1） 特性化波源モデルの設定（2） パラメータスタディ（波源位置）の評価結果（3） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の設定（4） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の評価結果（5） 杉野他（2014）の方法に基づく設定が遡上評価に与える影響について（6） 大すべり域の位置と破壊開始点が遡上評価に与える影響について（7） 立ち上がり時間の設定の妥当性について112補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲（3） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の設定（概要）【設定フロー】【設定根拠】
破壊開始点は、地震調査委員会（2009）を参考に大すべり域を囲むよ
うに設定
破壊伝播速度は、国内外のインバー
ジョン解析結果等の知見を考慮（Satake et al.（2013）、杉野他（2014）、内閣府（2012）、地震調査研究推進本部（2005）、Fujii and satake（2007））

パラメータスタディ（破壊伝播）①（破壊開始点及び破壊伝播速度の不確かさ）

最大となる
破壊開始点及び破壊伝播速度を選定

Satake et al.（2013）によるインバー
ジョン解析の最小立ち上がり時間及び内閣府（2012）の知見を参考に設定パラメータスタディ（立ち上がり時間）②（立ち上がり時間の不確かさ）

①
④

大洗研究所

津波高さを評価

②

⑤
③
⑥
項目

設定値
※青線は海溝軸

破壊開始点①～⑥（右図参照）

破壊伝播速度

1.0km/s,1.5km/s，2.0km/s，2.5km/s，3.0km/s

立ち上がり時間30秒，60秒

超大すべり域
大すべり域
背景領域

破壊開始点

破壊開始点位置図113

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲（3） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の設定（破壊開始点の設定）• 破壊開始点は、地震調査委員会（2009）を参考に、プレート間地震の縦ずれ成分が卓越していることを踏まえて設定した。
• また、破壊開始点位置の不確かさを考慮して、大すべり域を囲むように設定した。

地震調査委員会（2009）による破壊開始点とアスペリティの位置の一例

①

④

大洗研究所

②
⑤
③

⑥
※青線は海溝軸
超大すべり域
大すべり域
背景領域
破壊開始点

破壊開始点位置図114

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（3） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の設定（破壊伝播速度の設定）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• Satake et al.(2013)は、2011年東北地方太平洋沖地震に伴う津波の再現モデルの破壊伝播速度を2.0km/sに設定している。

55枚モデル

44枚モデル2011年東北地方太平洋沖地震の津波波源の再現モデル（ Satake et al.(2013) ）115

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（3） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の設定（破壊伝播速度の設定）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 杉野他（2014）は、2011年東北地方太平洋沖地震のすべり分布及び断層破壊模式の分析結果から、破壊開始点と各サブフォルトの中心点との距離を各サブフォルトの最初にすべり始める時間で除した破壊伝播速度から平均破壊伝播速度を算出すると、約1.5～2.0km/s程度の値が得られるとしている。
• 内閣府（2012）は、破壊伝播速度については、平均的に利用されている値を参考に、2011年東北地方太平洋沖地震の解析結果も踏まえ、2.5
km/sに設定している。

2011年東北地方太平洋沖地震のすべり分布及び断層破壊模式の分析結果（杉野他（2014））

116

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（3） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の設定（破壊伝播速度の設定）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 地震調査研究推進本部（2005）による宮城県沖地震を想定した強震動予測の震源パラメータでは破壊伝播速度を3.0km/sに設定している。

震源パラメータ（地震調査研究推進本部（2005） ）117

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（3） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の設定（破壊伝播速度の設定）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• Fujii and Satake（2007）は、破壊伝播速度、立ち上がり時間を変化させた津波波形のインバージョン解析を実施して、2004年スマトラ地震の再現モデルを策定している。
• その結果、破壊伝播速度を1.0（km/s）、立ち上がり時間を180（s）とした場合に、最も観測結果と解析結果が一致するとしている。

（ Fujii and Satake（2007）に加筆 ）破壊伝播速度の設定

破壊伝播速度• 以上から、破壊伝播速度を1.0km/s～3.0km/sに設定した。

設定方法

1.0km/sFujii and Satake（2007）

1.5km/s

杉野他（2014）

2.0km/s

Satake et al.(2013)

2.5km/s

内閣府（2012）

3.0km/s

地震調査研究推進本部（2005）

118

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（3） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の設定（立ち上がり時間の設定）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• Satake et al.(2013) は、立ち上がり時間を変化させた津波波形のインバージョン解析を実施して、2011年東北地方太平洋沖地震に伴う津波の再現モデルを策定しており、立ち上がり時間の最小時間は30秒に設定している。
• 内閣府（2012）は、平均的に利用されている値を参考に、2011年東北地方太平洋沖地震の解析結果も踏まえ、立ち上がり時間を1分（60秒）に設定している。

30秒

すべり量分布

すべり量の時間変化（ Satake et al.(2013) に加筆）

• 以上から、立ち上がり時間を30秒、60秒で設定した。
119

3. 地震に起因する津波の評価
3.1 プレート間地震に起因する津波の評価
3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（1） 特性化波源モデルの設定（2） パラメータスタディ（波源位置）の評価結果（3） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の設定（4） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の評価結果（5） 杉野他（2014）の方法に基づく設定が遡上評価に与える影響について（6） 大すべり域の位置と破壊開始点が遡上評価に与える影響について（7） 立ち上がり時間の設定の妥当性について

120

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（4） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の評価結果（破壊伝播）（大洗研究所）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲■破壊開始点及び破壊伝播速度• 敷地前面海岸での津波高さがT.P.+16.9mとなる、破壊開始点④及び破壊伝播速度3.0km/sを最大ケースとして選定した。
20

津波高さ(T.P.ｍ)

16.9
15

10
伝播速度：1.0km/s

伝播速度：1.5km/s
伝播速度：2.0km/s

5伝播速度：2.5km/s
伝播速度：3.0km/s

0
①

②

③
④
破壊開始点

⑤

⑥

敷地前面海岸での津波高さ：（Ｂ－３：南へ10km移動）、破壊開始点及び破壊伝播速度のパラメータスタディ
敷地前面海岸 津波高さ(T.P. ｍ)

Ｂ－３

破壊伝播速度
破壊開始点

1.0km/s

1.5km/s

2.0km/s

2.5km/s

3.0km/s

①

13.8

14.8

15.5

15.9

16.2

②

13.3

14.9

15.5

15.9

16.1

③

14.6

15.6

15.9

16.2

16.4

④

15.9

16.5

16.8

16.83

16.90

⑤

14.7

15.6

16.1

16.3

16.5

⑥

14.8

16.4

16.0

16.7

16.7

121

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲（4） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の評価結果（立ち上がり時間）（大洗研究所）■立ち上がり時間• 立ち上がり時間30秒のとき、津波高さが最大となった（T.P.+16.9m）。
敷地前面海岸0

1

2

Ｂ－３：南へ10km移動

破壊開始点④破壊伝播速度：
3.0km/s

立ち上がり時間(秒)津波高さ（T.P. m)

30

16.9

60

16.6

3

4

5

7

9

12 16

20 (m)

0

海岸線

N

1000m

敷地前面海岸範囲

50
16.9

16.7

40

津波高さ(T.P.ｍ)

T.P.+30m線

範囲内最大値

T.P.+30.0m

30 A

前面海岸における最大値
16.9

20

16.7

10
0

津波高さ
地形

B

-10
0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

距離(ｍ)

津波高さ分布図遡上検討断面図• 破壊伝播・立ち上がり時間のパラメータスタディの影響を考慮した津波高さはT.P.+16.9mであり、敷地前
面海岸（T.P.+30m)に到達しない。

122

3. 地震に起因する津波の評価
3.1 プレート間地震に起因する津波の評価
3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（1） 特性化波源モデルの設定（2） パラメータスタディ（波源位置）の評価結果（3） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の設定（4） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の評価結果（5） 杉野他（2014）の方法に基づく設定が遡上評価に与える影響について（6） 大すべり域の位置と破壊開始点が遡上評価に与える影響について（7） 立ち上がり時間の設定の妥当性について

123補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲（5） 杉野他（2014）の方法に基づく設定が遡上評価に与える影響について（検討方針）• 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（Mw8.7）について、杉野他（2014）の方法で設定した場合の影響を検討した。
追加検討
津波波源の諸元

津波波源の諸元（保守的設定1のみ考慮）（杉野他（2014）の方法で設定）

パラメータ

設定値
29,630 km2

断層面積：S

パラメータ

設定値

53,684 km2

断層面積：S

津波波源の諸元（保守的設定1,2,3を考慮）
パラメータ

設定値

53,684 km2

断層面積：S

モーメントマグニチュード：Mw

8.5

モーメントマグニチュード：Mw

8.7

モーメントマグニチュード：Mw

8.7

平均すべり量：D

4.5 m

平均すべり量：D

6.1 m

平均すべり量：D

6.1 m

すべり量

超大すべり域（面積比率）－

大すべり域：2D（面積比率）

9.0 m（全体面積の40%）

背景領域：0.33D

1.5 m

すべり量

超大すべり域（面積比率）－

大すべり域：2D（面積比率）

12.1 m（全体面積の40%）

背景領域：0.33D

2.0 m

すべり量

超大すべり域：4D（面積比率）

24.3 m（全体面積の5%）

大すべり域：2D（面積比率）

12.1 m（全体面積の15%）

背景領域：0.62D

3.8 m

三陸沖中部

宮城県沖

三陸沖中部

三
陸
沖
南
海部
溝
寄
り

宮城県沖

福島県沖

大洗研究所

三
陸
沖
南
海部
溝
寄
り

福島県沖

茨城県沖

大洗研究所

大洗研究所 ●

茨城県沖

房総沖
房総沖

※青線は海溝軸※青線は海溝軸※青線は海溝軸
超大すべり域

大すべり域

大すべり域

背景領域

背景領域

茨城県沖に想定する津波波源

茨城県沖から房総沖に想定する津波波源

124

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（5） 杉野他（2014）の方法に基づく設定が遡上評価に与える影響について（評価結果）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源(Mw8.7)について、杉野他（2014）の方法で設定した場合と保守性を考慮して設定した場合における津波
高さの比較を行った。

杉野他（2014）の方法で設定した場合

大洗研究所

保守性を考慮して設定した場合

大洗研究所※青線は海溝軸
超大すべり域
大すべり域

背景領域※大すべり域は基準の位置、
超大すべり域のみ移動

杉野他（2014）の方法で設定した場合と比較して、保守性を考慮して設定した場合の方が、保守的な値となっていることを
確認した。

125

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（5） 杉野他（2014）の方法に基づく設定が遡上評価に与える影響について（評価結果）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲■津波高さ分布図

0

1

2

3

4

5

7

9

12 16

20 (m)

0

N

1000m

敷地前面海岸範囲
40

11.2 範囲内最大値

T.P.+30m線

8.5

津波高さ(T.P.ｍ)

海岸線

50

30

A

T.P.+30.0m

20

前面海岸における最大値

11.2
8.5

10
津波高さ
地形

0

B

-10
0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

距離(ｍ)

津波高さ分布図（位置：基準）

遡上検討断面図（位置：基準）• 遡上はT.P.+11.2mであり、敷地前面海岸T.P.+30mに到達しない。
126

3. 地震に起因する津波の評価
3.1 プレート間地震に起因する津波の評価
3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（1） 特性化波源モデルの設定（2） パラメータスタディ（波源位置）の評価結果（3） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の設定（4） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の評価結果（5） 杉野他（2014）の方法に基づく設定が遡上評価に与える影響について（6） 大すべり域の位置と破壊開始点が遡上評価に与える影響について（7） 立ち上がり時間の設定の妥当性について

127

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（6） 大すべり域の位置と破壊開始点が遡上評価に与える影響について（検討方針）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 大すべり域の位置と破壊開始点の関係が遡上評価に影響がないか確認するために、津波高さが最大となったＢ－３モデルの前後のケースについても破壊開始点のパラメータスタディを実施し、津波高さを確認した。

パラメータスタディ（波源位置）の評価結果※大すべり域は基準の位置、
超大すべり域のみ移動

大洗研究所※青線は海溝軸
超大すべり域
大すべり域

背景領域

大すべり域、超大すべり域の位置の移動破壊開始点位置図：破壊開始点のパラメータスタディの対象となる大すべり域、超大す
べり域の位置128

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（6） 大すべり域の位置と破壊開始点が遡上評価に与える影響について（評価結果）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 大すべり域、超大すべり域の位置と破壊開始点のパラメータスタディによる津波津波高さへの影響を評価した結果、前後のケースについて津波高さに有意な差は認められない。

敷地前面海岸の最大津波高さ※(T.P. ｍ)

破壊伝播速度
3.0km/s

大すべり域、超大すべり域の位置
Ｂ－２

Ｂ－３
パラメータスタディ（波源位置）の最大ケース）

Ｂ－４

基準

南へ10km移動

南へ20km移動

16.14
15.92
15.90
17.02
16.32
16.36

16.11
16.10
16.34
16.90
16.43
16.70

15.71
15.53
16.07
16.24
15.84
16.53

破壊開始点

①
②
③
④
⑤
⑥

※ 立ち上がり時間：30秒

津波高さ(T.P.ｍ)

20

17.02

15

16.53

16.90

10
基準
南へ10km移動

5

南へ20km移動

0
①

②

③

④

⑤

⑥

破壊開始点

129

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（6） 大すべり域の位置と破壊開始点が遡上評価に与える影響について（評価結果）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

Ｂ－２ ：基準、破壊伝播速度3.0km/s、破壊開始点④、立ち上がり時間30秒

T.P.+19m線

海岸線

0

1

2

3

4

5

7

9

12 16

20 (m)

17.1 範囲内最大値

50N

Ｂ－３ ：南へ10km移動、破壊伝播速度3.0km/s、破壊開始点④、立ち上がり時間30秒

16.9 範囲内最大値

津波高さ(T.P.ｍ)

40

A

T.P.+30.0m

30

敷地前面海岸における最大値

20

17.1

16.9
16.6

10

16.7
16.4

Ｂ－２：基準
Ｂ－３：南へ10km
Ｂ－４：南へ20km
地形0Ｂ－４ ：南へ20km移動、破壊伝播速度3.0km/s、破壊開始
点⑥、立ち上がり時間30秒

16.8

B

-10
0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

距離(ｍ)
16.6 範囲内最大値

大すべり域の位置と破壊開始点の関係は遡上評価に影響を与えないことを確認した。
津波高さ分布図130

3. 地震に起因する津波の評価
3.1 プレート間地震に起因する津波の評価
3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（1） 特性化波源モデルの設定（2） パラメータスタディ（波源位置）の評価結果（3） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の設定（4） パラメータスタディ（破壊伝播・立ち上がり時間）の評価結果（5） 杉野他（2014）の方法に基づく設定が遡上評価に与える影響について（6） 大すべり域の位置と破壊開始点が遡上評価に与える影響について（7） 立ち上がり時間の設定の妥当性について

131

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲（8） 立ち上がり時間の設定の妥当性について【設定フロー】【設定根拠】
破壊開始点は、地震調査委員会（2009）を参考に大すべり域を囲むように設定
破壊伝播速度は、国内外のインバー
ジョン解析結果等の知見を考慮（Satake et al.（2013）、杉野他（2014）、内閣府（2012）、地震調査研究推進本部（2005）、Fujii and Satake（2007））

パラメータスタディ（破壊伝播）①（破壊開始点及び破壊伝播速度の不確かさ）

評価点で津波高さが最大となる破壊開始点及び破壊伝播速度を選定

Satake et al.（2013）によるインバージョ
ン解析の最小立ち上がり時間及び内閣
府（2012）の知見を参考に設定

パラメータスタディ（立ち上がり時間）②（立ち上がり時間の不確かさ）

①
④

大洗研究所

津波高さを評価

②
⑤
③
⑥

項目

設定値
※青線は海溝軸

破壊開始点①～⑥（右図参照）

破壊伝播速度

1.0km/s,1.5km/s，2.0km/s，2.5km/s，3.0km/s

立ち上がり時間30秒，60秒

超大すべり域
大すべり域
背景領域
破壊開始点

破壊開始点位置図132

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（8） 立ち上がり時間の設定の妥当性について（立ち上がり時間の設定）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• Satake et al.(2013) は、立ち上がり時間を変化させた津波波形のインバージョン解析を実施して、2011年東北地方太平洋沖地震に伴う津波の再現モデルを策定しており、立ち上がり時間は30～150秒（最小時間は30秒）に設定している。
• 内閣府（2012）は、平均的に利用されている値を参考に、2011年東北地方太平洋沖地震の解析結果も踏まえ、立ち上がり時間を1分（60秒）に設定している。

150秒

30秒

すべり量分布

すべり量の時間変化（ Satake et al.(2013) に加筆）

133

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.1 プレート間地震に起因する津波の評価 3.1.4 茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（8）立ち上がり時間の設定の妥当性について（立ち上がり時間の設定）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 内閣府(2012)及び杉野他(2013)は、立ち上がり時間を変化させた津波波形のインバージョン解析を実施して、2011年東北地方太平洋沖地震に伴う津波の再現モデルを策定しており、立ち上がり時間は60～300秒（最小時間は60秒）に設定している。

すべり量分布

すべり量分布

すべり量の時間変化（ 内閣府(2012) ）すべり量の時間変化（ 杉野他(2013) ）• 以上から、立ち上がり時間については、各文献で示されている立ち上がり時間の中で、津波高さへ与える影響が大きいと考えられる
最小時間30秒及び60秒を対象とした。

134

3. 地震に起因する津波の評価
3.2 海洋プレート内地震に起因する津波の評価

135補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.2 海洋プレート内地震に起因する津波の評価

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

波源モデルの設定（概要）【設定根拠】【設定フロー】
波源モデルの設定

土木学会（2016）による1611年の津波が海
洋プレート内地震であった場合の地震規模
Mw8.6に基づき設定

地震規模（Mw8.6）

1933年昭和三陸地震の断層パラメータを基本に、土木学会（2016）のスケーリング則に基づき設定

長さ：Ｌ，幅：Ｗ，すべり量：Ｄ

剛性率：μの設定

土木学会（2016）に基づき設定
土木学会（2016）の1933年昭和三陸地震の断層パラメータに基づき設定

上縁深さ：d，傾斜角：δ，すべり角：λの設定

土木学会（2011）による1933年昭和三陸地
震及び1677年房総沖地震の走向を参考に
設定

走向：θの設定

JTNR
大洗研究所

パラメータ

設定値

Mw

8.6

長さ：L （km）

283.0

幅：W （km）

50.0

すべり量：D （m）

10.1

剛性率：μ（N/m2）

7.0×1010

地震モーメント：M0（Nm）

1.00×1022

上縁深さ：d （m）

1.0

傾斜角：δ （°）

45

すべり角：λ （°）

270

走向：θ （°）

海洋プレート内地震の検討領域

180，205136

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.2 海洋プレート内地震に起因する津波の評価

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

波源モデルの設定（断層パラメータの設定）• 海洋プレート内地震の断層モデルは、地震調査研究推進本部(2012）の評価を踏まえ、国内外で最大規模である
1933年昭和三陸地震津波を再現するモデルを基本とする。
• なお、地震調査研究推進本部（2012）では、1611年の津波を津波地震として評価しているものの、土木学会（2016）では、1611年の津波が海洋プレート内地震であった場合、その地震規模をMw8.6として評価していることを踏まえ、安全側にMw8.6にスケーリングして設定した。
• 走向については土木学会（2011）を参考に、屈曲位置を基準に北部は1933年昭和三陸地震を、南部は1677年房
総沖地震の走向を参考に設定した。
断層モデルのパラメータ

1933年昭和三陸地震の断層パラメータ
パラメータ

設定値

パラメータ

設定値

Mw

8.6

長さ：L （km）

283.0

Mw

8.4

長さ：L （km）

185

幅：W （km）

50

幅：W （km）

50.0

すべり量：D （m）

6.6

すべり量：D （m）

10.1

剛性率：μ（N/m2）

7.0×1010

剛性率：μ（N/m2）

7.0×1010

地震モーメント：M0（Nm）

4.27×1021

1.00×1022

上縁深さ：d （m）

1.0

地震モーメント：M0（Nm）

傾斜角：δ （°）

45

上縁深さ：d （m）

1.0

すべり角：λ （°）

270

傾斜角：δ （°）

45

走向：θ （°）

180

すべり角：λ （°）

270

走向：θ （°）

180
205

設定方法
土木学会（2016）

土木学会（2016）（幅Ｗは制限あり）

Mw＝（logM0－9.1）/1.5

土木学会（2016）

土木学会（2011）137

補足説明資料 3. 地震に起因する津波の評価 3.2 海洋プレート内地震に起因する津波の評価

波源モデルの設定（剛性率の設定）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 土木学会（2016）に基づき、剛性率を7.0×1010N/m2に設定した。
Ｖｐ／Ｖｓ比に関する既往研究例（伊藤・大東（1996））（a）東北日本周辺（吉井（1978））（b）東北日本周辺（周藤・牛来（1997）※）

震源付近の媒質の剛性率の標準値（土木学会（2016）に加筆）（c）日向灘沖（宮町・後藤（1999））（d）秋田沖日本東縁部（西坂ら（1999））（e）西南日本周辺（周藤・牛来（1997）※）Ｐ波速度構造に関する既往研究例（土木学会（2016）に加筆）※（b）東北日本周辺（周藤・牛来（1997））は、Yoshii（1979）によるP波速構造を参照している。

138

4. 地震以外に起因する津波の評価
4.1 ハワイ付近の海底地すべり

139

補足説明資料 4. 地震以外に起因する津波の評価

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

4.1 ハワイ付近の海底地すべり（概要）• 以下のフローに従い、ハワイ付近の海底地すべりについて調査を実施し、津波高さの検討を行った。
1.海底地すべりの確認
文献調査• 文献の整理・検討を行い、海底地すべり地形の有無を確認
ハワイ諸島周辺に海底地すべり地形が図示されている。 （Moore et al. （1989）等）

評価対象の選定• 発生年代、規模等により評価対象を選定「Alika-2」を選定した。

海底地形判読• 選定した海底地すべり地形について、地形データを用いて海底地形図を作成し、地形判読を行い、海底地すべりの規模を確認「Alika-2」の海底地すべり規模（土量）を推定した。

2.津波評価• 敷地における津波高さの推定

ハワイ諸島周辺の海底地すべりに起因する津波の敷地への影響は小さい。

140

補足説明資料 4. 地震以外に起因する津波の評価

4.1 ハワイ付近の海底地すべり（ハワイ諸島の概要）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• ハワイ諸島は日本の南東約6,400kmの太平洋上に位置しており、ハワイ島、マウイ島、オアフ島、カウアイ島、モロカイ島、ラナイ島、ニイハウ島、
カホオラウェ島の8つの島のほか多数の島と環礁からなる。
• ハワイをのせる太平洋プレートは北西方向へ年間10cm程度の速さで動いているので、ハワイ諸島は北西へ行くほど古い（佐竹（1997））。

ハワイ諸島

Eakins et. al.（2003）141補足説明資料 4. 地震以外に起因する津波の評価

4.1 ハワイ付近の海底地すべり（文献調査：1975年Kalapana津波（既往津波））

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 1975年にハワイ島南岸の Kalapana 付近に強震が起こり、日本沿岸各地で津波が観測された（羽鳥（1976））。
• 地震の規模はNettles and Ekström （2004） のCMT解によればMw7.7である。
• 羽鳥（1976）によれば、日本沿岸における検潮記録の最大全振幅の最大値は、宮城県鮎川における55cmであった。茨城県日立における最大全振幅は24cmであったと示されている。
• Day et al. （2005）によれば、ハワイ沿岸で最大15m弱の津波が観測された。

羽鳥（1976）による波向線※米国沿岸における水位は日本沿岸と大差なく、指向性による影響はみられない

羽鳥（1976）による日本沿岸の検潮記録

Day et al.（2005）によるハワイ沿岸の痕跡地点及び遡上高142

補足説明資料 4. 地震以外に起因する津波の評価

4.1 ハワイ付近の海底地すべり（文献調査：1975年Kalapana津波（既往津波））

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• Ma et al. （1999）は、①海底地すべり、②低角逆断層のいずれでもハワイ周辺の検潮記録を説明できるとし、これらの組合せにより津波が発生したであろうとしている。

Ma et al.（1999）による1975年Kalapana津波のメカニズムの解釈（上）、地す
べりの分布（左下）及び低角逆断層による初期波形（右下）
いずれのモデルでも海面隆起量（＝地すべりによる海底隆起量）=2.5km3としている。
左下図のハッチ部は沈降域、白抜き部は隆起域である。数字は時間遅れ（分）を表す。

143

補足説明資料 4. 地震以外に起因する津波の評価

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

4.1 ハワイ付近の海底地すべり（文献調査及び評価対象の選定）

ハワイ付近の海底地すべりについて文献調査を実施した。
• Moore et al. （1989）によれば、ハワイ諸島で発生した海底地すべりの数と特徴が示されている。
• McMurtry et al. （2004） 等によれば、ハワイ諸島周辺の海底地すべりの発生年代が示されている。
• 横瀬 （2007, 2010）によれば、詳細なDEM データに基づきハワイ諸島の流山地域の微地形解析から、ハワイ諸島で想定されている17の巨大海底
地すべり堆積物の中で、巨大津波を伴った可能性があるのは、オアフ島東部のNuuanu 地すべり、ハワイ島西部のAlika-2地すべりそして南部の東Ka Lae地すべりの３つに限定されるとの見解を示している。
以上から、後期更新世以降に生じた地すべりのうち、巨大津波を伴った可能性があり、面積が大きい「Alika-2」を評価対象として選定した。

年代（Ma）※1
5.0
5.0
3.6
2.9-3.1
2.1-2.2
1.0±0.1
0.86
1.3±0.06
0.254-0.306
0.200-0.240>0.112-0.127>0.112-0.127>0.032-0.060?
>0.032-0.060?
>0.010-0.100
0.001～0.005※2
0.001～0.115※3：後期更新世よりも前に生じた地すべり：巨大津波を伴った可能性のある地すべり：選定した地すべり※1 McMurtry et al. （2004）※2 Papa’u （No.16）の年代はMoore et al.（1989）の“several thousand years ago”との記述に基づく。
※3 Loihi（No.17）の年代はGuillou et al.（1997）がLoihi火山東斜面の試料から求めた5±4～102±13kaに基づく。

Moore et al. （1989）に加筆

144

補足説明資料 4. 地震以外に起因する津波の評価

4.1 ハワイ付近の海底地すべり（海底地形判読）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• ハワイ島西部周辺（Alika-2地すべり周辺）について、ハワイ大学マノア校海洋地球科学技術学部（ＳＯＥＳＴ）による地形デジタルデータ（50mグリット）を使用し、海底地形コンター図及び標高段彩陰影図を作成し、海底地形判読を行った。
• 海底地形判読にあたっては、以下の判読基準等に従って、海底地すべりの可能性のある地形を抽出した。

○海底地すべり地形の判断基準
地すべり地形としては滑落崖とその基部にある地すべり土塊（滑落土塊）が対をなす。陸上の地すべりに比べて、大規模、薄く広がる傾向がある。薄く広がるケースでは土塊は認定しにくいので滑落崖だけを認定する。

崩壊部
（滑落崖）

・馬蹄形、半円形、コの字形の平面形で、斜面下方へ開く急斜面
・急斜面は平面的に出入りがなくスムースな形状で、傾斜も一定傾向。
また、地すべり土塊を囲んで側方にも連続することがある。
・下方に地すべり土塊が対をなして存在することが重要

堆積部
（地すべり
土塊）

・滑落崖の基部にある扇状地状あるいは舌状の高まり。
・細長い舌状の場合や台地状を呈することもある。
・典型的な場合には、土塊の表面に不規則な凸凹、低崖、凹地があり、凸形縦断の斜面形を示す。

海底地形コンター図及び標高段彩陰影図
ハワイ大学マノア校海洋地球科学技術学部（ＳＯＥＳＴ）
による海底地形デジタルデータを使用

145

補足説明資料 4. 地震以外に起因する津波の評価

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

4.1 ハワイ付近の海底地すべり（海底地形判読）• 海底地形判読の結果、「Alika-2」付近に海底地すべりと判断される地形（滑落崖、崩壊物堆積域）が認められた（左図）。
• また、地すべり滑落崖周辺の現況地形から滑落崖を埋め戻し、地すべり崩壊前地形を復元した（右図）。
• 復元地形と現況地形との差から地すべり規模（土量）を算出した結果、地すべり規模（土量）は約105km3となった。

「Alika-2」の海底地すべり判読結果（現況地形）

復元地形

地形断面図（H:V=1:2.5）：すべり面地形（現況地形）：崩壊物堆積域（現況地形）
：復元地形

146

補足説明資料 4. 地震以外に起因する津波の評価

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

4.1 ハワイ付近の海底地すべり（評価結果）• 「Alika-2」の海底地すべりによる津波の敷地への影響を確認することを目的に、地すべり規模から津波水位を推定することを検討した。
• Papadopoulos and Kortekaas （2003）は20世紀以降に発生した世界の地すべり津波のデータを分析し、地すべり塊の体積が沿岸における津波の最高水位と関係があるとしている。この関係では、地すべり体積の対数値に比例して津波水位が大きくなる。
• Ma et al.（1999）より、1975年Kalapana津波の地すべり体積を2.5km3とし、その地すべりによる日本沿岸における津波水位を検潮記録最大全振幅の最大値である55cm（宮城県鮎川）と仮定する。
• Papadopoulos and Kortekaas （2003）による地すべり体積と津波水位の関係が、日本沿岸でも成立すると仮定すれば、 「Alika-2」 のような地すべ
り（地すべり体積約105km3）がハワイで発生した場合、日本沿岸における水位は3.8m程度と推定される。

•

地すべり１の体積をV1、 日本沿岸における津波水位をh1とする。
地すべり２の体積をV2、 日本沿岸における津波水位をh2とする。
• Papadopoulos and Kortekaas （2003）の関係により、
h2 = a・log（V2） + b
h1 = a・log（V1） + b
両式の差をとれば、
h2 - h1 = a （ log（V2） – log（V1））
よって、
h2 = h1 + a ・log（V2/V1）となる。
• いま、添え字1を1975年Kalapana津波、添え字2を想定津波に対応させると、求めたい水位h2は以下のようになる。

1975年の日本沿岸における津波水位 h1
Papadopoulos and Kortekaas （2003）に加筆

地すべり体積（m3）と沿岸における津波の最高水位の関係※赤線は包絡線を直線近似して加筆したもの。
※PNG（1998パプアニューギニア）及びIzmit（1999トルコ）は断層運動
による津波への寄与が含まれる。

Papadopoulos and Kortekaas （2003）に基づく
比例定数 a0.55m
2

1975年の地すべり体積 V1

2.5km3想定津波の地すべり体積 V2

105 km3想定津波の日本沿岸における津波水位 h23.8m• 以上から、ハワイ諸島周辺の海底地すべりに起因する津波の敷地への影響は小さい。
147

4. 地震以外に起因する津波の評価
4.2 海底火山（プチスポット）

148

補足説明資料 4. 地震以外に起因する津波の評価

4.2 海底火山（プチスポット） （概要）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 以下に示すフローに従い、敷地へ影響を及ぼす可能性のある海底火山について調査を実施し、津波による敷地への影響の検討を行った。

1.文献調査日本海溝の海溝軸よりも沖合いも含め、海底火山に関する情報を収集

日本海溝沿いの太平洋プレート上（アウターライズ）に海底火山（プチスポット）が存在する（平野（2007a）） 。

2.津波発生の可能性の検討
海底火山の特徴を踏まえて、津波発生の可能性を検討

プチスポットに起因する津波の発生が予想される。

3.津波評価敷地における津波水位を推定

プチスポットに起因する津波の敷地への影響は小さい。

149

補足説明資料 4. 地震以外に起因する津波の評価

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

4.2 海底火山（プチスポット） （文献調査）• 日本海溝の海溝軸よりも沖合いも含め、海底火山について、文献調査を実施した。
• 海底火山に関する文献調査を行った結果、敷地周辺において、火山現象による歴史津波の記録はない。
• 阿部・平野（2007）は、三陸沖で沈み込む太平洋プレート（海洋プレート）上でこれまで分かっている火山活動とは異なる、新しいタイプの火山（プチスポット）の存在を示している。

□，☆，△：プチスポットが発見された場所：Site Aのプチスポットが活動したとみられる範囲★：Site Bのプチスポットが活動したとみられる範囲？： Site B，Cのプチスポットが活動した範囲が不明：太平洋プレートの運動方向

日本付近の活火山の分布：活火山（気象庁編（2013））

プチスポットの位置（平野他（2010））

150

補足説明資料 4. 地震以外に起因する津波の評価

4.2 海底火山（プチスポット） （特徴及び津波発生の可能性の検討）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 平野（2007a,2007b,2011）、平野他（2010）、藤原（2007）、町田他（2007）等を基に、プチスポットの特徴をまとめた。
• 津波発生要因となる火山現象のうち、過去に海中噴火が発生していることから、海中噴火に伴う津波発生の可能性がある。
• よって、海中噴火に伴う津波の敷地への影響を確認する。

項目

特徴

地学的位置

アウターライズ地形の東側（三陸沖の太平洋プレート上）

水深5,000～6,000m

長径

1～2km

比高

数100m

体積

1km3程度以下

形状

円錐状

火山形式

単成火山（1回の噴火で形成された火山）

火山活動範囲日本海溝から600km

活動時期

5万年～850万年前

起源

浅部マントル起源（マグマはアセノスフェアから亀裂に沿って海底に染み出す）

岩質

アルカリ玄武岩

噴出物の特徴・枕状溶岩・縄状構造・山頂の周り数100mの範囲に火山弾・著しく発泡した溶岩

151

補足説明資料 4. 地震以外に起因する津波の評価

4.2 海底火山（プチスポット） （特徴）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 平野（2007a,2007b）等によれば、プチスポット火山の規模について以下の見解を示している。
✓ プチスポット火山は、水深約6,000m、海底面からの高さは数100m、直径は1～2kmという小さな火山である。
✓ 北西部太平洋プレート上でみられる白亜紀中期の海山群（100－120 Ma）、 後期白亜紀の饅頭型小海丘（70 －80 Ma）に比べ、プチスポット火山
は桁外れに規模が小さく、1km3程度以下である。
✓ 各火山活動は単成火山として活動を終息させている。

プチスポット火山の俯瞰図（平野（2007b））

北西部太平洋プレート上でみられる火山の噴出物の体積（マグマ噴出量）と高さ（Hirano et al.（2008）に加筆）

152

補足説明資料 4. 地震以外に起因する津波の評価

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

4.2 海底火山（プチスポット） （特徴）• Machida et al.（2015）によれば、Ar-Ar年代分析により推定したプチスポット火山の生成年代は以下のとおりである。
✓ SiteA : 1.76±0.58, 4.23±0.19, 5.95±0.31, 6.51±0.17, 8.53±0.18Ma✓ SiteB : 0.05-1 Ma✓ SiteC : 3.77±0.15, <9.2 Ma• 平野他（2007）によれば、プチスポット火山は5万年前～850万年前の期間に複数の単成火山が別々に噴火したとしている。
• 平野他（2010）によれば、Site Aの単成火山群はプレートの運動方向に沿った600kmを超える長い範囲に並んで、独立した火山それぞれが各場所で、各時代に活動していることが分かるとしている。

プチスポット火山が確認された場所（Machida et al. （2015））

プチスポットの位置（平野他（2010））

153

補足説明資料 4. 地震以外に起因する津波の評価

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

4.2 海底火山（プチスポット） （津波評価）• 海中噴火に伴う津波の敷地への影響を確認する目的で、平野（2007a）等に示されているプチスポットの特徴を踏まえ、津波水位を推定した。
• 津波水位の推定は、Levin and Nosov （2009） の海底火山からの噴出物により発生する水位の推定方法を用いた。

■ Levin and Nosov （2009） の津波水位の推定方法

ここで、
ξ0 ：津波水位
H ：プチスポット位置の水深
τ ：噴火の継続時間
V0 ：噴出物の体積（マグマ噴出量）
ｇ ：重力加速度r=τ・（g･H）0.5（Levin and Nosov （2009））

ここで、r：波源の半径154補足説明資料 4. 地震以外に起因する津波の評価

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

4.2 海底火山（プチスポット） （評価結果）• Okumura and Hirano （2013）等を参考に、以下のパラメータを設定した。
• プチスポットの噴火の継続時間については、陸上火山のデータを参考に設定した。
• 津波水位の推定の結果、敷地前面における推定水位は6.50×10-7mとなった。
入力データ

入力値

噴出物の体積（マグマ噴出量）：V0（m3）

1×109

プチスポット位置の水深：H（m）

5,000

噴火の継続時間：τ（sec）

1×105

重力加速度：g（m/s2）

出力項目

備 考
Okumura and Hirano （2013）を参考に設定

Kozono et al.（2013）を参考に設定

9.8

推定値

備 考

津波の初期水位：ξ0（m）

6.50×10-7波源の半径：ｒ（m）

2.21×107• Levin and Nosov （2009） の津波水位の推定方法より算出• 敷地は波源域内※に含まれるため，敷地前面における水位はξ0にほぼ等しいと考えられる。
※プチスポットから敷地までの距離：200～400㎞■ 噴火の継続時間の設定

プチスポットの特徴として枕状溶岩であることから、溶岩ドーム噴火（lava dome）のデータを参考にする。
右図より、 lava domeのうち、最も短い噴火の継続時間を設定する。

噴火の継続時間を1×105secとした。

世界のプリニー式噴火及び溶岩ドーム噴火におけるマグマ噴
出量（Dense Rock Equivalent）とマグマ噴出速度の関係、色つきは2011年新燃岳噴火におけるデータ（Kozono et al.（2013）に加筆）• 以上から、海底火山（プチスポット）に起因する津波の敷地への影響は小さい。
155

5. 分岐断層について

156

補足説明資料 5. 分岐断層について

文献調査（2011年東北地方太平洋沖地震における海溝軸付近の海底変動とまとめ）

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲• 小平他（2012）は、2011年東北地方太平洋沖地震に伴う津波については、巨大津波生成に大きく寄与したのは海溝軸付近で50mを超えた変位によるものとしている。
• なお、同地震に伴う津波の再現においては、仮に分岐断層の寄与があったとしてもプレート間のすべりに反映されている。

2011年東北地方太平洋沖地震に伴う海底変動の模式図（小平他（2012））

157

6. 津波の伝播特性

158

補足説明資料 6. 津波の伝播特性

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

検討概要• 敷地近辺を津波波源と仮定した場合の数値シミュレーションにより、大局的な伝播特性の把握を行った。
• 原子力科学研究所の沖合約20kmの半径2kmの範囲に一律10mの初期水位を与え、津波計算を実施した。

原子力科学研究所

大洗研究所
半径2km
初期水位10m

159

補足説明資料 6. 津波の伝播特性

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

最大水位上昇量分布に関する検討• 伝播特性の把握の補助として、水位上昇量の凡例の最大値については、1.0m、0.1mの2種類とした。

最大水位上昇量分布（水位最大1.0 m)

最大水位上昇量分布（水位最大0.1 m)

160

補足説明資料 6. 津波の伝播特性

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

最大水位上昇量分布に関する検討• 水深による津波振幅への影響を軽減するため、「グリーンの法則」を用いて最大水位上昇量の補正を行った。
• 具体的には、波源中心位置の水深をh0（100 m）、沖合地点の水深をh としたとき、その地点における最大水位上昇量を(h0/h)1/4で除すること
で補正を行った。

水位補正前

水位補正後

最大水位上昇量分布（水位最大1.0 m)

161

補足説明資料 6. 津波の伝播特性

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

津波の伝播状況：敷地近傍（2～20分後）• 波源域から敷地前面海域に向かって、同心円状に津波が伝播する過程が確認された。

2分

4分

8分

12分

16分

20分

162

補足説明資料 6. 津波の伝播特性

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

津波の伝播状況：広域（20～120分後）• 沖合に向かって、同心円状に津波が伝播する過程が確認された。

20分

40分

60分

80分

100分

120分

163

補足説明資料 6. 津波の伝播特性

第452回審査会合
資料3-4-2 再掲

津波伝播特性検討結果(まとめ)• 敷地近辺を津波波源と仮定した場合の数値シミュレーションの結果、東南東方向の伝播が大きく、敷地大きな影響を及ぼす津波波源（茨城県沖から房総沖に想定する津波波源）の大すべり域の方角と一致することを確認した。

超大すべり域
大すべり域
背景領域

最大水位上昇量分布（水位補正後)茨城県沖から房総沖に想定する津波波源164

7. 日本海溝沿いの地震活動の長期評価(平成31年2月26日公表)の影響の確認について

165

補足説明資料 7. 日 本海溝沿いの地震活動の長期評価(平成31年2月26日公表)の影響の確認について

地震調査研究推進本部(2019)の検討について

第452回審査会合
資料3-4-2 修正■ 地震調査研究推進本部（以下、地震本部という。）では、日本海溝沿いで発生する地震を対象に長期評価を行っており、2011年に「三陸沖から房総沖にかけての地震活動の長期評価（第二版）」を公表しているが、2011年の長期評価以降の新しい知見の取り込み等を行い、2019年に「日本海溝沿いの地震活動の長期評価」を公表した。
■ 下記が改訂のポイントとして挙げられている。
①評価対象領域・地震を再編②津波堆積物から超巨大地震（東北地方太平洋沖型）を再評価③東北地方太平洋沖地震を受けて、将来発生する地震を再評価■ これらの改訂ポイントについて、敷地における津波評価への影響を確認した。

地震本部(2019)①評価対象領域・地震

地震本部(2019)②超巨大地震の評価対象領域

地震本部(2019)③将来発生する地震の場所・規模・確率

166

補足説明資料 7. 日 本海溝沿いの地震活動の長期評価(平成31年2月26日公表)の影響の確認について

第452回審査会合
資料3-4-2 修正①「評価対象領域・地震を再編」による影響について■ 地震本部(2019)の検討
評価対象領域は、「地形（幾何形状）の変化、力学条件の変化、既往の巨大地震の震源域、現在の地震活動等」から定義されている。
福島県沖と茨城県沖の領域の境界（茨城県沖の北限境界）位置は改訂前（第二版）から変更していない。
茨城県沖と房総沖の領域の境界は、「太平洋プレートが接するプレートの違いによって、太平洋プレート上面で起きる地震の発震機構は異なる」ことから、Uchida et al.(2009)のフィリピン海プレートの北東端を基に見直されている。
房総沖の南限の境界については十分な知見が存在しないため、便宜的に境界線を設定している。
■ 敷地における津波評価（ 「茨城県沖に想定する津波波源」及び「茨城県沖から房総沖に想定する津波波源」の領域設定について）
茨城県沖に想定する津波波源の南限の設定にあたり、フィリピン海プレート北東限を境に地震のすべり方向が異なることを示した
Uchida et al.(2009)等の知見を考慮している。
また、「茨城県沖から房総沖に想定される津波波源」は、茨城県沖に想定する津波波源に保守性を考慮して津波波源の南限を房総沖まで拡張した津波波源である。
■ 確認結果「茨城県沖に想定する津波波源」の設定は妥当であると判断した。また、「茨城県沖から房総沖に想定する津波波源」の設定を見直す必要はないと判断した。
三陸沖中部

境界位置は変更なし（第二版と同じ位置）

宮城県沖

三陸沖中部

三
陸
沖
南
海部
溝
寄
り

三
陸
沖

宮城県沖 南

海部
溝
寄
り

福島県沖

福島県沖

茨城県沖

茨城県沖

保守的設定1．津波波源の南限を房総沖まで拡張※

常陽

地震本部（2019）に加筆（地震本部(2019））
便宜的に境界線を設定

評価対象領域・地震（事業者、地震本部（2019））
沈み込んだフィリピン海
プレートの北東端

房総沖※青線は海溝軸
大すべり域
背景領域

茨城県沖に想定する津波波源※北米プレートとフィリピン
海プレートの境界を越えて矩形となるように設定

常陽
房総沖※青線は海溝軸
超大すべり域
大すべり域
背景領域

茨城県沖から房総沖に想定する津波波源

167

補足説明資料 7. 日 本海溝沿いの地震活動の長期評価(平成31年2月26日公表)の影響の確認について②「津波堆積物から超巨大地震を再評価」による影響について

第452回審査会合
資料3-4-2 修正■ 地震本部(2019)の検討
超巨大地震（東北地方太平洋沖型）については、「東北地方太平洋沖地震の知見から、震源域は宮城県沖を必ず含み、隣接するいずれかの領域（岩手県沖南部または福島県沖）の少なくとも一方にまたがり、場合によっては茨城県沖まで破壊が及ぶ超巨大地震であると評価」、地震の規模については、津波堆積物調査結果を踏まえ、 「最も信頼性の高い東北地方太平洋沖地震を代表値として、M9.0程度」としている。

■ 敷地における津波評価
茨城県沖を含む2011年東北地方太平洋沖地震の再現モデルに基づく評価を実施している。さらに、福島県沖と茨城県沖の境界について、「破壊のバリア」となる構造的境界についての詳細な分析を踏まえた想定津波の設定を行っている。
■ 確認結果
津波評価において、超巨大地震（東北地方太平洋沖型）の評価を見直す必要はないと判断した。

（地震本部（2019））
過去の地震活動や津波の波源域から境界を推定（事業者）
過去の地震活動や津波の波源域、プレート間の固着
状況から境界を推定（事業者、地震本部（2019））
沈み込んだフィリピン海プレートの北東端
地震本部(2019)

超巨大地震の評価対象領域・地震

地震本部（2019）に加筆

評価対象領域・地震

168補足説明資料 7. 日 本海溝沿いの地震活動の長期評価(平成31年2月26日公表)の影響の確認について③「東北地方太平洋沖地震を受けて、将来発生する地震を再評価」による影響について

第452回審査会合
資料3-4-2 修正■ 地震本部(2019)の検討
東北地方太平洋沖地震を受けて、将来発生する地震を再評価し、ひとまわり小さいプレート間地震として茨城県沖でM7.0～7.5の地震が想定されている。
■ 敷地における津波評価
プレート間地震として茨城県沖に保守的な設定とした「茨城県沖から房総沖に想定する津波波源（Mw8.7）」を考慮している。
■ 確認結果プレート間地震については、地震本部(2019)で想定されている地震規模M7.0～7.5を上回るMw8.7の津波波源を考慮しているため、津波評価を見直す必要はないと判断した。

地震本部(2019)

将来発生する地震の場所・規模・確率169

補足説明資料 7. 日 本海溝沿いの地震活動の長期評価(平成31年2月26日公表)の影響の確認についてまとめ

第452回審査会合
資料3-4-2 修正

地震調査研究推進本部から平成31年2月26日に公表された「日本海溝沿いの地震活動の長期評価」について、大洗研究所（常陽）の津波評価への影響がないことを確認した。

170

8. HTTR許可（2020年6月）後の知見の確認について

171

補足説明資料 8. H T T R 許 可 後 の 知 見 の 確 認 に つ い て

許可後の知見の確認について• 既許可（2020年6月3日）以降に公表された知見を調査した結果、津波評価に関連する知見として、地震に起因する津波（アウターライズ地震・房総沖の地震）の波源に関する情報や行政機関による津波評価（内閣府による評価）を確認した。
• これらの知見により津波の波源設定や遡上評価に変更は生じないことから、評価結果に変更はない。
• 次ページ以降に確認結果を示す。

172

補足説明資料 8. H T T R 許 可 後 の 知 見 の 確 認 に つ い て

第452回審査会合
資料3-2 再掲

確認結果① 海洋プレート内地震（アウターライズ）に関する知見

海洋プレート内地震（アウターライズ）について、Obana et al. (2021)は、茨城県沖から福島県沖の広範囲に、海溝軸を挟んで陸側と海側の両側に設置したOBS観測データを分析し、海溝軸より外側のエリアにおいて、プレート内正断層型地震の発生エリアや100km程度以下の海溝軸に平行な地震発生トレンドを示している。その他、S-netを活用した津波即時予測の構築を目的に，断層情報から波源モデルを設定し，津波解析を実施する研究が進められている。（詳細は次ページに記載）
海溝軸（南側・北側）に平行な正断層型地震のトレンド

プレート内正断層地震

大洗研究所※OBS（Ocean Bottom Seismographs)の設置
は常磐海山列北側のみのため、図で示されている海洋プレート内地震発生エリアについては、エリアの南側で海洋プレート内地震が起きない
ことを示しているわけではないことに留意。

海洋プレート内地震の波源位置

海洋プレート内地震の発生エリアと海溝軸に平行な発生トレンド（Obana et al. (2021)に一部加筆）

許可後の知見確認結果

大洗研究所の津波評価における海洋プレート内地震の波源位置は、海洋プレート内正断層の発生エリアよりも敷地への影響がより大きくなる敷地前面で評価していることから、常陽の津波評価結果に影響しない。

173

補足説明資料 8. H T T R 許 可 後 の 知 見 の 確 認 に つ い て（参考） 津波即時予測に向けた日本海溝沿いアウターライズ津波解析について

第452回審査会合
資料3-2 再掲

• 海洋研究開発機構（JAMSTEC）、防災科学研究所及び徳島大学では、アウターライズ地震によるS-netを活用した津波即時予測の構築を目的に日本海溝沖アウターライズ領域での地下構造探査と地震観測データから，津波を生成する可能性のある断層（＝潜在断層）マップを作成し、その断層情報から波源モデルの設定・津波解析方法に関する研究が進められており、津波解析に関する研究内容については、 Baba et al.（2020）にまとめられている。
• Baba et al.（2020）では、現状、地質調査から得られた断層情報からパラメータを設定するスケーリング則は確立されていないことを踏
まえ、 Álvarez-Gómez et al. (2012)による国内外で発生した12のアウターライズ地震の断層長とモーメントマグニチュードの関係（スケーリング則１） 、断層面積とモーメントマグニチュードの関係（スケーリング則２）のほか、内陸のプレート内地震も含むデータに基づく
スケーリング則（スケーリング則３）を用いて断層モデルを設定し、津波高さに与える影響を分析している。分析の結果、スケーリング則の違いにより沿岸の津波高さは大きくばらつくことから、 断層情報から断層パラメータを設定するスケーリング則を確立させるためには、より多くのデータを取得することが必要と指摘しており、研究途上であることから、今後の研究動向を注視していく。

大洗研究所

scaling law 1

scaling law 2

スケーリング則が津波高さに与える影響（Baba et al. （2020）に一部加筆）

断層情報からパラメータ設定の検討に用いたスケーリング則
津波を生成する可能性のある断層痕跡（Baba et al. （2020）に一部加筆）（Álvarez-Gómez et al. (2012)に一部加筆）

174補足説明資料 8. H T T R 許 可 後 の 知 見 の 確 認 に つ い て

第452回審査会合
資料3-2 再掲

確認結果② 房総沖の地震に関する知見

千葉県九十九里浜地域における津波堆積物調査から、歴史記録にない津波の痕跡が確認されている※1 （Pilarczyk et al.(20１6, 2021）、産業技術総合研究所(2021) )。津波堆積物は二層の砂層で、うち一方は約1000年前（800-1300年）に堆積しており、未知の津波によるものとされている。
産業技術総合研究所(2021)によると、この堆積物の分布を再現する津波シミュレーションによりM8クラスの地震が房総半島沖で発生したことが明らかになり、房総半島沖に沈むフィリピン海プレートと太平洋プレートの境界も津波の波源として注意が必要としている。津波堆積物位置までの浸水域を再現する波源として、Pilarczyk et al.（2021）に示される波源モデルと評価結果を以下に示す。
※1 大洗研究所の敷地周辺では新たな津波堆積物は確認されていない。

蓮沼：T.P.+約1. 5m～3.0ｍ

T.P. +約6.4m

津波堆積物（砂Ｂ）はG.L.-0.5～
1.0m程度に分布BB

大洗研究所（常陽）AA

Model 10 = A, Model 11 = A+B
一様すべり, 平均すべり量10m

30 km

茨城県沖から房総沖に設定する津波波源

大洗研究所津波評価の波源との比較
Pilarczykほか（2021）に一部加筆

許可後の知見確認結果
一宮：T.P.+約1.6m
津波堆積物（砂Ｂ）はG.L.-0.5ｍ程度に分布

シミュレーションによる海岸線沿いの津波高さ
Pilarczyk et al.（2021）に一部加筆

浸水分布と津波堆積物調査位置
Pilarczyk et al.（2021）に一部加筆• 調査エリアの浸水域をよく再現するモデルとしてModel 10(A）とModel 11 （A+B)が検討されており、九十九里浜で見つかった津波堆積物の分布を説明する津波波源として領域Aの重要性が示されている。
• 常陽の津波評価では、太平洋プレートとフィリピン海プ
レートの境界をまたいだ領域で、より規模の大きい波源（プレート間地震による津波波源）を検討しており、敷地前
面海岸での津波高さをT.P.+16.9 m と評価している。Model
11のT.P.+約6.4mを上回ることから、常陽の津波評価結果に影響しない。

175補足説明資料 8. H T T R 許 可 後 の 知 見 の 確 認 に つ い て

第452回審査会合 資料3-2 再掲

確認結果③ 行政機関による評価に関する知見（ 日 本 海 溝 ・ 千 島 海 溝 沿い の 最大 ク ラ スの 津 波に よ る 浸 水想 定 ）内閣府（2020, 2022）により、避難を軸とした総合的な津波対策の検討のため、最大クラスの津波波源（日本海溝・千島海溝沿いの巨大地震モデル）が評価されており、茨城県沿岸の浸水深分布が示されている。

日本海溝（三陸・日高沖）モデル（Mw 9.1）

大洗研究所（常陽）0

日本海溝・千島海溝沿いの最大クラスの津波による浸水想定（内閣府（2020, 2022） に一部加筆）

大洗研究所（常陽）1 km

津波浸水想定茨城県（2012） に一部加筆

許可後の知見確認結果
内閣府による日本海溝・千島海溝沿いの最大クラスの津波による浸水想定として、大洗研究所周辺で津波高さ約5ｍ（4.8m）を確認した。行政機関による評価として参照している茨城県による津波浸水想定評価を下回っており、確認結果は津波評価に影響しない。

176

参考文献

177

補足説明資料

参考文献• 産業技術総合研究所（2016）：津波堆積物データベース 2016年8月15日版．産業技術総合研究所研究情報公開データベース ，産業技術総合研究所．
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