日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか(2011)によって評価された地震の発生確率等の情報を

4. 確率論的津波ハザードの検討
本章では，確率論的津波ハザード評価の手法として，

表 4.1-2 に示す．

前章までに得られた最大水位上昇量のデータセット

平均発生間隔，BPT 分布のばらつき，地震後経過時をもとに，特性化波源断層モデルに個別の発生確率を間に不確実さが存在し，地震調査委員会(2011)によっ

設定し，最大水位上昇量の推定に関わる不確実性を考て評価された地震の発生確率に幅がある場合には，中慮して，評価地点ごとのハザードカーブを作成する方

央値を用いることとした．

法について検討する．
以下では，波源モデル群を地震調査委員会(2011)に
4.1 地震発生確率モデル設定の基本的考え方

よって発生確率が評価された地震と評価されていな

第 3 章で津波を発生させる地震に対し特性化断層モ

い地震に大別し，そこからさらに地震の種類で分類しデル群を設定したが，これらの地震の発生確率モデルて，ポアソンモデル及び 3.11 前 BPT モデル，3.11 後として 2 種類の設定方法を考える．

BPT モデルにおける地震発生確率の設定方法の詳細

1 つ目の地震発生確率モデルは，地震調査研究推進を説明する．

本部地震調査委員会（以下，地震調査委員会と称する）(2011)により繰り返し発生する地震等としてすでに地震発生確率の評価がなされているものについてはその確率をそのまま設定し，地震調査委員会(2011)によって評価されておらず津波ハザード評価のために今回新たに想定した地震については，地震が定常ポアソ
ン過程にしたがって発生すると仮定し発生確率を設定する両者の混合モデル（以下，「BPT モデル」と呼ぶ）である．さらに，BPT モデルについては，2 通りの評価基準日について考慮した．ひとつは，2011 年東北地方太平洋沖地震が発生する直前での評価例として基準日を 2011 年 3 月 10 日とした場合（「3.11 前 BPTモデル」と呼ぶ），もう 1 つは基準日を 2014 年 1 月 1日とした場合（「3.11 後 BPT モデル」と呼ぶ)である．
2 つ目の地震発生確率モデルは，地震調査委員会(2011)によって評価された地震発生確率の有無にかか
わらず，今回取り扱うすべての地震が定常ポアソン過程に従って発生していると仮定した場合のモデル（以下，「ポアソンモデル」と呼ぶ）である．この場合，ある規模の地震は，日本海溝沿いの過去の地震活動デー
タを基にしたマグニチュード－頻度の関係が，b 値が0.9 のグーテンベルグ－リヒター則（以下，G-R 則）に従って発生するものとし，発生頻度から発生確率を設定した．ここで取り上げる地震の分類毎に仮定した地
震発生過程モデルを表 4.1-1 に示す．
なお，各モデルにおいて使用する，地震調査委員会－ 133 －

表 4.1-1 地震の分類毎の確率設定方法

防災科学技術研究所研究資料

表 4.1-2 地震調査委員会(2011)によって評価された地震の発生確率等の情報

第 400 号2015 年 12 月

4.2 発生確率の設定
4.2.1 長期評価されている地震の発生確率(1)ポアソンモデル
発生頻度λ(1 /年)

30 年発生確率(ポアソン過程)

東北地方太平洋沖型

1 /600

4.88%

三陸沖北部

1 /97

26.60%

宮城県沖

1 /38

54.59%

三陸沖南部海溝寄り

1 /10924.06%

津波地震

1 /10325.27%

プレート内地震（正断層型）

1 /5755.08%

4.2.1.1 東北地方太平洋沖型の地震
東北地方太平洋沖型の地震は地震調査委員会(2011)において，Mw8.4～9.0 の規模で平均発生間隔が 600 年で繰り返し発生していると評価されている．地震調査委員会(2011)では，宮城県沖，三陸沖南部海溝寄り及び福島県沖の 3 領域を震源とする場合から順次拡大し，最大で三陸沖中部から茨城県沖にかかる領域を震源域とする場合までを東北地方太平洋型の地震として評価している．本報告でも，地震調査委員会(2011)によ(2)3.11 前 BPT モデル

る東北地方太平洋型の地震の定義にしたがい，Mw8.6（評価基準日 2011 年 3 月 10 日）
平均
発生
間隔
(年)

～9.1 の地震として計 106 個の特性化波源断層モデル

ばら
つき

最新
活動時期

経過
時間
(年)

600 0.24

500～600
年前

550.0

三陸沖北部

97 0.18

1968 年5 月 16 日

42.8

6.48%

宮城県沖

38 0.171978 年6 月 12 日

35.6

99.93%

三陸沖南部
海溝寄り

109 0.22

1897 年
8月5日

116.4

78.95%

津波地震

103

ポアソン過程で評価

25.27%

東北地方太平洋沖型の地震の平均発生間隔 600 年

プレート内地震（正断層型）

575

ポアソン過程で評価

5.08%

から 1 年間あたりの発生回数，すなわち年頻度 λ を

東北地方
太平洋沖型

30 年
発生確率

14.73%

を作成している．ここで地震調査委員会(2011)が評価した地震規模とわずかに異なっているのは，本報告では式(3.4-4)式を用いて断層面積 S から地震モーメント
Mo を求めているからである．以下，ポアソンモデル，
3.11 前 BPT モデル，3.11 後 BPT モデルでの地震発生
確率の設定について詳しく説明する．
(1) ポアソンモデル

求めると，(3)3.11 後 BPT モデル

  1 / 600  1.67  10 3（評価基準日 2014 年 1 月 1 日）
平均
発生
間隔
(年)

ばら
つき

最新
活動時期

となる．東北地方太平洋沖型の地震の全ての波源モデ

経過
時間
(年)

30 年
発生確率

ルの年頻度の和が λ となるように，各波源モデルに重みづけして分配する．重みの設定方法には様々な考え

東北地方
太平洋沖型

600 0.24

2011 年3 月 11 日

2.8

0.00%

三陸沖北部

97 0.18

1968 年5 月 16 日

45.6

9.64%

宮城県沖

38

三陸沖南部
海溝寄り

109 0.22

津波地震

103

ポアソン過程で評価

25.27%

プレート内地震（正断層型）

575

ポアソン過程で評価

5.08%

方があるが，本研究では次の 3 点を重み設定の基本ルールとする．

ポアソン過程で評価

54.59%

2011 年3 月 11 日

0.00%

2.8

1. 1 つの地震種類の中に様々なマグニチュードの地震が設定されている場合には，b 値 0.9 の G-R 則に従って地震が発生すると仮定して，マグニチュード毎に重みを設定する．
2. 同じ地震種類で，同一のマグニチュードの中に震源域が異なる地震が複数設定されている場合には，それぞれの震源域で発生する地震の集団に対する重みを均等とする．
－ 134 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

3. 1 つの震源域の地震の中に様々なすべり不均質パタ

上記の手続きを特性化波源断層モデルーンが設定されている場合には，それぞれ重みは均「JT_M_SS_F_E_TYPE2_30L1_dm12_02」

等とする．

（震源域が宮城県沖＋三陸沖南部海溝寄り，宮城県沖海溝寄り，福島沖，福島県沖海溝寄りの領域にわたる

以上を基本ルールとし，東北地方太平洋沖型の地震について，地震規模毎の重みと年頻度及び，1 つ 1 つ場合，Mw8.8）を例に取り，ポアソンモデルにおける
30 年発生確率を計算する．

の地震毎の年頻度を表 4.2-1 に示す．

東北地方太平洋沖型の地震の年頻度は   1.67 10 3 ，
Mw8.8 の規模の地震の集団に割り振られた相対重み

表 4.2-1 ポアソンモデルにおける東北地方太平洋沖型の地震の地震規模毎の年頻度および，震源域毎の年頻度

は W’=0.174 であるから，Mw8.8 の規模の地震の集団に対する年頻度は M  1.67 10 3   0.174  2.90  10 4となる．東北地方太平洋沖型の地震で Mw8.8 の地震の震源域は，(i)宮城県沖＋三陸沖南部海溝寄り，宮城県沖海溝寄り，福島沖，福島県沖海溝寄りの領域が破壊する場合，(ii) 福島沖，福島県沖海溝寄り，茨城県沖，茨城県沖
海溝寄りの領域が破壊する場合，(iii) 茨城県沖，茨城県沖海溝寄り，房総沖，房総沖海
まず，M 毎に Mw8.6 から 9.1 までの和が 1 となるよ
うに b 値 0.9 により配分した相対重み W を計算する．
ここで，東北地方太平洋沖型の地震の場合 Mw8.7 の地

溝寄りの領域が破壊する場合，の 3 つ設定されているため，地震の震源域毎の年頻度
λAREA はλAREA = 2.90×10-4 / 3 = 9.65×10-5

震が設定されていないため，Mw8.7 の地震の相対重みは Mw8.6 へと分配することとした．この分配後の相対となる．震源域が，宮城県沖＋三陸沖南部海溝寄り，

重み W’の値に東北地方太平洋沖型の地震の年頻度 λ宮城県沖海溝寄り，福島沖，福島県沖海溝寄りの領域を掛けて，マグニチュード毎の年頻度 λM が計算されにわたる地震（Mw8.8）はすべり不均質パターンが 14

る．この値をマグニチュード毎に設定した地震の震源パターン設定されているため，特性化波源断層モデル

域数で除して，均等重みで分配することで，震源域毎（1 つの地震に対応）毎の年頻度 λmodel はの年頻度 λAREA が計算される．

λmodel = 9.65×10-5 / 14 = 6.90×10-6．

λAREA = λM × W’ / NM

最後に，λmodel から 30 年発生確率を求めると

次にすべり不均質パターンについて，均等重みで分6

Pmodel  1 e30(6.9010 )  2.07  10 4配する．震源域毎の年頻度 λAREA の値を，同じ規模，
同じ震源域で異なるすべり分布をもつ特性化波源断となる．

層モデルの数 Nmodel（すべり不均質パターンの数）で以上の手順により算出されたポアソンモデルにお除して，個別の特性化波源断層モデルの年頻度 λmodel をける東北地方太平洋沖型の地震の各特性化波源断層

求める．ここから次式を用いて特性化波源断層モデル

モデルの年頻度および 30 年発生確率を表 4.2-2 に示

毎の 30 年発生確率 Pmodel を求める．

す．

Pmodel  1 e

30  Eq /N model－ 135 －

防災科学技術研究所研究資料

表 4.2-2

ポアソンモデルにおける東北地方太平洋沖型の地第 400 号2015 年 12 月

が以下の式のように計算される（表 4.2-3）．

震の震源域毎の年頻度，波源断層モデル毎の年

PAREA = P × W’ / NAREA

頻度および 30 年発生確率

さらに，震源域毎に対応するすべりパターン数で除することで波源断層モデル毎の 30 年発生確率が計算される（表 4.2-4）．
Pmodel = PAREA / Nmodel以上の手順により算出された 3.11 前 BPT モデルにおける東北地方太平洋沖型の地震の地震毎の 30 年発
生確率を表 4.2-3 に，各波源モデル毎の 30 年発生確率を表 4.2-4 にそれぞれ示す．
(3) 3.11 後 BPT モデル
評価基準日を 2014 年 1 月 1 日とした場合，東北地
方太平洋沖型の地震の BPT 分布にしたがう更新過程に基づき評価した 30 年発生確率は表 4.1-2(3)に示すよ
うにほぼ 0%となる．よって，3.11 後 BPT モデルにお(2) 3.11 前 BPT モデル

いては，東北地方太平洋沖型の地震に分類される全て

地震調査委員会(2011)では，2011 年東北地方太平洋の波源モデルの発生確率を 0 とする．

沖地震より以前に東北地方太平洋沖型の地震が発生したのは「15 世紀」と評価されている．本研究では「15表 4.2-3 3.11 前 BPT モデルにおける東北地方太平洋沖型

世紀」
を現在から約 500～600 年前の 100 年間と考え，の地震の震源域毎の 30 年発生確率

地震後経過時間をその中央値の 550 年として BPT 分
布に基づく更新過程を仮定し同地震の発生確率を計算する．
BPT モデルにおいて各波源モデルの発生確率を求める手順は，ポアソンモデルの手順と異なっている．
ポアソンモデルの場合，各地震種類の発生頻度を重みに応じて各特性化波源断層モデルへと分配した後に，発生確率を計算している．一方，BPT 分布を用いた更新過程では単純に頻度の分配ができないため，先に各
地震種類毎の 30 年発生確率を求めて，各波源モデル
へと重みに応じて分配する方法を取っている．重みの大きさの考え方はポアソンモデルと同様である．
評価基準日 2011 年 3 月 10 日での東北地方太平洋沖型の地震の BPT モデルによる 30 年発生確率 P は14.73%である．この値を地震規模毎の相対重みによって各地震規模に分配し，さらに各地震規模毎の地震の震源域数で除することで，震源域毎の 30 年発生確率－ 136 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

表 4.2-4 3.11 前 BPT モデルにおける東北地方太平洋沖型の地震の波源断層モデル毎の 30 年発生確率

なお，地震調査委員会(2011)は次の三陸沖北部のプレート間地震（M8.0 前後）の想定震源域を公表しているが，この想定震源域の面積から式(3.4-4)を用いてモーメントマグニチュードを計算すると Mw8.4 になることに留意されたい．したがって，本報告では，三陸沖北部の地震として，地震調査委員会(2011)で想定した三陸沖北部のプレート間地震の波源断層モデルを設定するとともに，それ以上の規模を持つ多様な波源
断層モデルを設定したことになる．
以下では，ポアソンモデル，3.11 前 BPT モデル，
3.11 後 BPT モデルでの発生確率の設定について詳しく説明する．
(1) ポアソンモデル
三陸沖北部のプレート間地震の平均発生間隔 97 年
（表 4.1-2(2)）から年頻度 λ を求めると，

4.2.1.2 単独領域の地震（三陸沖北部の地震）
三陸沖北部のプレート間地震は地震調査委員会

λ = 1/97 = 1.03×10-2(2011)において，97 年の平均発生間隔で M8.0 前後のとなる．三陸沖北部の地震として設定した，全ての波

規模の地震が繰り返し発生すると評価されている．こ源断層モデルの頻度の和が λ となるように，各波源モの領域では，前回 1968 年に十勝沖地震が起きてからデルに重みづけして分配する．重みの値は 4.2.1.1 で述

既に 45.6 年経過し（2014 年 1 月 1 日現在）
，平均発生

べた基本ルールに従うが，上述したように切迫性が高間隔の約半分の期間が経過しており切迫性が高まっまっている三陸沖北部の地震に関しては以下のとおている．ここでは，三陸沖北部のプレート間地震の切り特別な取扱いをおこなう．
ここでは，特性化波源断層モデル

迫性が高いことを考慮して，地震調査委員会(2011)が定義した三陸沖北部のプレート間地震に対する波源「JT_SN_E_TYPE2_30L1_dm12_02」（三陸沖北部およ断層モデルとともに，他の多様な波源断層モデルも設

び三陸沖北部海溝寄りにわたる領域，Mw8.8）のポア

定し，併せて三陸沖北部の地震として定義し評価する．

ソンモデルにおける 30 年発生確率の計算例について

具体的には，不均質すべりパターンとして，説明する．
まず Mw8.8 の地震規模を持つ地震活動に対して，b・他の地震と同様に，大すべり域が 1 個のパターン及
び，

値が 0.9 の G-R 則によって分配される相対重みは W・（過去の地震の解析結果を参考にし）大すべり域が 2= 0.127 なので，地震規模毎の年頻度はλM=1.03×10-2×0.127=1.31×10-3

個のパターンの 2 通りを考え，これに加え，海溝寄りの浅い領域にとなる．Mw8.8 の地震規模を持つ地震の震源域数は

超大すべり域がある場合と無い場合の不均質すべり

NM=1 である．したがって，震源域毎の年頻度は
λAREA =λM/ NM =1.31×10-3 / 1を設定することとし，結果として，地震規模が Mw8.4～8.8（三陸沖北部と三陸沖北部海溝寄りの領域が震源となる．すなわちこのケースの場合，震源域毎の年域となるような地震を最大とする）であるような波源

頻度 λAREA は地震規模毎の年頻度λM に等しい．
Mw8.8 の規模に相当する震源域の地震として，す断層モデルを計 45 個設定した．
－ 137 －

防災科学技術研究所研究資料

第 400 号2015 年 12 月

べり不均質パターンを大すべり域が 1 個の場合と 2

表 4.2-5 ポアソンモデルにおける三陸沖北部の地震個以上の場合の 2 系列設定してあるので，すべり不の地震規模毎，震源域毎およびすべり不均

均質系列数は Nser=2 となる．したがって Mw8.8 の規

質系列毎の年頻度

模で，大すべり域が 1 個だけのすべり不均質系列に属する地震が発生する年頻度はλser = λAREA / Nser
=1.31×10-3 / 2 = 6.53×10-4となる．
Mw8.8 の規模で，大すべり域が 1 個の系列に対し設定しているすべり不均質パターンの数は Nmodel = 10 であるから，波源断層モデル毎の年頻度は
表 4.2-6 ポアソンモデルにおける三陸沖北部の地震

λmodel =λser / Nmodel== 6.53×10-5．
ここから，ポアソン過程による 30 年発生確率の値はの波源断層モデル毎の年頻度及び 30 年発生確率となる．
以上の手順により算出されたポアソンモデルにおける三陸沖北部の地震の地震規模毎，震源域毎およびすべり不均質系列毎の年頻度を表 4.2-5 に，各波源モ
デルの年頻度および 30 年発生確率を表 4.2-6 にそれぞれ示す．
みは W = 0.127，Mw8.8 の地震規模を有する地震の震源域数は NM = 1，この震源域には 2 種類のすべり不均(2) 3.11 前 BPT モデル
評価基準日 2011 年 3 月 10 日時点で，三陸沖北部の質系列を設定している（Nser=2）から，Mw8.8 で大す地震の地震後経過時間は 42.8 年である（最新活動時期

べり域が 1 つのすべり不均質系列の地震活動の 30 年

は一つ前の十勝沖地震が発生した 1968 年 5 月 16 日）．

発生確率確率は

表 4.1-2(2)より，平均発生間隔 97 年と BPT 分布のばらつきα=0.18 を式(2.1-1)および式(2.1-2)に用いると30 年発生確率は 6.48%となる．東北地方太平洋沖型の地震についての 30 年発生確率の設定方法と同様に，
BPT モデルにおいては b 値 0.9 の G-R 則を仮定してマグニチュード別に重みづけして発生確率を設定する．

Pser =6.48×10-2 × 0.127 /1/2 = 4.10×10-3となる．Mw8.8 の規模を持ち，大すべり域が 1 つのす
べり不均質系列の地震活動に設定しているすべり不均質パターンの数は Nmodel = 10 であるから，波源断層
モデル毎の 30 年発生確率はPmodel = 4.10×10-3/ 10 = 4.10×10-4

特性化波源断層モデルとなる．

「JT_SN_E_TYPE2_30L1_dm12_02」（三陸沖北部および三陸沖北部海溝寄りにわたる

以上の手順により求めた 3.11 前 BPT モデルにおけ領域，Mw8.8）の 3.11 前モデルにおける 30 年発生確る三陸沖北部の地震の地震規模毎，震源域毎，すべり率の計算例を以下に示す．

不均質系列毎の 30 年確率を表 4.2-7 に，波源断層モデ

Mw8.8 の地震規模をもつ地震活動に対する相対重ル毎の 30 年発生確率を表 4.2-8 にそれぞれ示す．

－ 138 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか(3) 3.11 後 BPT モデル
評価基準日 2014 年 1 月 1 日時点で，三陸沖北部の図 4.2-8

3.11 前 BPT モデルにおける三陸沖北部の地震の波源断層モデル毎の 30 年発生確率

地震の地震後経過時間は 45.6 年である．平均発生間隔
97 年と BPT 分布のばらつきα=0.18 を用いると 30 年
発生確率は 9.64%となる．
3.11 後 BPT モデルにおける三陸沖北部の地震の地
震規模毎，震源域毎，すべり不均質系列毎の 30 年確率を表 4.2-9 に，波源断層モデル毎の 30 年発生確率を
表 4.2-10 にそれぞれ示す．
4.2.1.3 単独領域の地震（宮城県沖の地震）
2011 年に東北地方太平洋沖地震が発生する 10 年前，
地震調査委員会(2001)は，宮城県沖の繰り返し発生す
る地震について，平均発生間隔 37.1 年，発生間隔のばらつきα＝0.177 で繰り返し発生しており，次の宮城

表 4.2-9

3.11 後 BPT モデルにおける三陸沖北部地震の地震規模毎，震源域毎，すべり不均質系列毎の30 年発生確率

県沖の地震は，単独で起きた場合の地震規模は 7.5 前
後，複数が連動した場合で 8.0 前後，今後 30 年以内（2001 年初頭を評価基準日）の地震発生確率を BPT
分布に基づく更新過程を採用し 98%と評価していた．
しかしながら，2011 年に東北地方太平洋沖地震が発生しその震源域に宮城県沖の繰り返し発生する地震の震源域が含まれるため，現段階では地震調査委員会(2011)は「東北地方太平洋沖地震の余効変動が観測され続けている現段階では今後もどのように歪みが蓄積し，地震がどのような間隔で発生するか不明である」と言及するに留めている．ただし，次の地震の規模については，同委員会によって「複数のアスペリティが同時にすべって M7.4 前後に，別々にすべった場合はM7.1〜7.4 になると推定される」と評価されている．
表 4.2-7

3.11 前 BPT モデルにおける三陸沖北部の地震の地震規模毎，震源域毎，すべり不均質系列毎の 30 年発生確率－ 139 －

表 4.2-10

3.11 後 BPT モデルにおける三陸沖北部

地震の波源断層モデル毎の 30 年発生確率

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第 400 号2015 年 12 月

ここでは，宮城県沖の繰り返し発生する地震としての繰り返し発生する地震について，東北地方太平洋沖

Mw7.4 の波源断層モデルを 1 つ作成し（波源断層モデ

地震の余効変動が継続中なために今後地震がどのよ

ル：JT_M_TYPE2），この波源断層モデルに対して，地

うな間隔で発生するか不明と判断している．そのため，

震調査委員会(2001, 2011)の評価情報に基づき，宮城県

藤原・他 (2012)による地震ハザード評価における取扱

沖の繰り返し発生する地震の 30 年発生確率をそれぞいと同様に，宮城県沖の地震に対してはポアソンモデ

れ以下のとおり設定する（表 4.2-11）．

ルで算出した 30 年発生確率 5.46×10-2 を 3.11 後 BPTモデルにも用いることとする．

(1) ポアソンモデル
上述したように，地震調査委員会(2011)は宮城県沖

4.2.1.4 単独領域の地震（三陸沖南部海溝寄りの地震）の繰り返し発生する地震の発生間隔は不明と現段階

三陸沖南部海溝寄りの繰り返し発生する地震につで評価しているが，仮にこれまで通りの発生間隔で宮いて，地震調査委員会(2011)は，平均発生間隔が 109 年

城県沖の繰り返し地震が発生すると仮定した場合にで繰り返し発生し，次の地震の規模は M7.9 程度と評は参考値として「平均発生間隔が 38.0 年」と述べてい価している．ここでは，三陸沖南部海溝寄りの地震とる．ここでは，宮城県沖の繰り返し発生する地震の平して Mw7.9 の波源断層モデルを 1 つ作成しており

均発生間隔を 38.0 年と仮定し年頻度 λ を求めると，（JT_SS_ TYPE2），これに三陸沖南部海溝寄りの地震の発生確率を設定する（表 4.2-11）．

λ = 1/38 = 2.63×10-2となる．宮城県沖の繰り返し発生する地震の場合，本研究で設定した波源断層モデルの数が 1 つなので，年頻度の分配は行わない．よって，ポアソン過程による30 年発生確率の値は(1) ポアソンモデル
三陸沖南部海溝寄りの繰り返し発生する地震の平均発生間隔 109 年から年頻度 λ を求めると，
λ = 1/109 = 9.17×10-3

2

Pmodel  1 e30(2.6310 )  5.46  10 1となる．三陸南部海溝寄りの地震の場合，モデルの数である．

が 1 つなので，頻度の分配は行わない．よって，地震がポアソン過程に従って発生すると仮定した場合の(2) 3.11 前 BPT モデル
評価基準日 2011 年 3 月 10 日時点で，宮城県沖の繰

30 年発生確率の値は
3

Pmodel  1 e30(9.1710 )  2.41  10 1

り返し発生する地震の地震後経過時間は 35.6 年である（最新活動時期は 1978 年 6 月 12 日）．また，東北となる．

地方太平洋沖地震以前には，地震調査委員会(2001)は宮城県沖の繰り返し発生する地震の平均発生間隔を(2) 3.11 前 BPT モデル

37.1 年，ばらつきをα＝0.177 と評価していた．ここ

評価基準日 2011 年 3 月 10 日時点で，三陸南部海溝

では 3.11 前 BPT モデルを考えるうえで，平均発生間寄りの地震の地震後経過時間は 116.4 年である（最新

隔を 37.1 年，
ばらつきをα=0.177 と仮定し（表 4.1-2(2)），

活動時期は 1897 年 8 月 5 日）．地震調査委員会(2011)30 年発生確率を 99.93%と見積もる．宮城県沖の繰りはこの地震について平均発生間隔を 109 年，そのばら返し発生する地震の波源断層モデルは 1 つのみであるつきをα=0.19〜0.24 と推定している．ここでは，同委ため，この値がそのままモデルの発生確率となる．

員会によって推定された平均発生間隔 109 年とばらつ
きの値として概ね中央値である 0.22 を仮定すると 30
年発生確率は 78.95%となる．三陸南部海溝寄り地震の(3) 3.11 後 BPT モデル
上述したように，地震調査委員会(2011)は宮城県沖波源断層モデルは 1 つのみであるため，この値がその－ 140 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

特性化波源断層モデルはすべり不均質パターンが 1 種まま同地震の 30 年発生確率となる．

類（すべり不均質系列が 1 種類）であるため，震源域(3) 3.11 後 BPT モデル

毎の年頻度がそのまま波源断層モデル毎の年頻度と評価基準日 2014 年 1 月 1 日時点で，三陸南部海溝

なる．

寄りの地震の地震後経過時間は 2.8 年である（最新活したがって，規模 Mw8.6(Mt9.0 相当)の津波地震 1 つ

動時期は 2011 年 3 月 11 日）．平均発生間隔 109 年とがポアソン過程に従って発生すると仮定した場合のBPT 分布のばらつきとしてα=0.22 を用いると 30 年発

30 年発生確率の値は

生確率は 5.42×10-9 となり，ほぼ 0％である．
表 4.2-11

4

Pmodel 1 e 30(3.7010 )  1.1110 2

宮城県沖の地震と三陸沖南部海溝寄りの地震のとなる．表 4.2-12 に津波地震の 30 年発生確率を示す．

30 年発生確率
表 4.2-12 津波地震の 30 年発生確率4.2.1.5 津波地震
地震調査委員会(2011)は三陸沖北部から房総沖の海溝寄りのプレート間地震（津波地震）について，Mt8.6～9.0 の規模の地震が平均発生間隔 103 年で繰り返し発生すると評価している．本研究では，Mt8.6，8.8，9.0相当の津波地震として，3 つの規模の特性化波源断層モデルを海溝軸と平行方向の南北に位置を変えて 1 つの地震規模で 7 パターンずつ計 21 個設定した．
津波地震は地震調査委員会(2011)において，BPT 分布を用いた発生確率の算定が行われていない．そのため，3.11 前 BPT モデルおよび 3.11 後 BPT モデルのいずれでもポアソン過程を仮定し求めた 30 年発生確率で代用することとする．
津波地震の平均発生間隔 103 年から年頻度 λ を求めると，
λ = 1/103 = 9.71×10-3となる．
21 個の津波地震の特性化波源断層モデルに対し，年頻度の総和が λ となるように重みづけして分配する．
重みの値は上述の基本ルールに則って与える．なお，
Mt8.6・8.8・9.0 相当の津波地震は，それぞれ Mw が約
8.4,8.5,8.6 に相当するため（3.3.5 節），b 値 0.9 の G-R
モデルを仮定して頻度を分配する．21 個の津波地震の－ 141 －

防災科学技術研究所研究資料

4.2.1.6 プレート内地震（正断層型）

第 400 号2015 年 12 月

から茨城県沖の領域を含み，そこからさらに三陸沖北

三陸沖北部から房総沖の海溝寄りのプレート内地

部及び房総沖の領域まで震源域が広がった連動型の震（正断層型）（以下，プレート内地震と呼ぶ）は，地

地震を本研究で独自に日本海溝沿いで発生する最大震調査委員会(2011)によって M8.2 前後の地震が，三陸クラスの地震として定義している．最大クラスの地震

沖北部から房総沖の海溝寄りの領域内のいずれかのの規模は Mw9.0～9.4 で，モデルの数は 98 個である

場所で，400～750 年の間隔で発生していると評価され（表 3.4-2）．

ている．本研究では，プレート内地震として設定した
Mw8.2 の波源断層モデル 14 個に対して，地震調査委

4.2.2.2 その他の連動型地震員会(2011)で評価された発生間隔 400 年から 750 年の本研究では，東北地方太平洋沖型の地震および最大

中央値 575 年を平均発生間隔と考え発生確率を算定しクラスの地震以外の連動型地震として，「その他の連た．

動型地震」を考え，次の 2 種類を設定している．

プレート内地震は地震調査委員会(2011)において，

1）「東北地方太平洋沖地震の震源域に含まれない領域

BPT 分布を用いた発生確率の算定が行われていない．

を含む連動型地震」（以下，その他の連動型地震①）

そのため，本研究では，ポアソンモデル，3.11 前 BPT

2)「東北地方太平洋沖地震の震源域に含まれる連動型

モデル，3.11 後 BPT モデルのいずれでも 30 年発生確

地震」
（以下，その他の連動型地震②）率は以下のとおりポアソン分布で評価している．

その他の連動型地震①の規模は Mw8.3～9.2 でモデ

プレート内地震の平均発生間隔 575 年から年頻度 λルの数は 185 個，その他の連動型地震②の規模はMw8.2～8.9 でモデルの数は 100 個である（表 3.4-2）．

を求めると，
λ = 1/575 = 1.74×10-3

4.2.2.3 震源を特定しにくい地震となる．
プレート内地震の特性化波源断層モデル数は 14 個であるから地震毎の発生頻度は

背景的な地震活動に含まれる地震であって，発生位置を特定するのが困難な地震を，本報告書では，震源を特定しにくい地震と呼ぶ．このため， 3.2 節で設定

λEq = 1.74×10 / 14 = 1.24×10 ．

したような領域区分とは無関係に，太平洋プレート上

ここで，プレート内地震にはすべり不均質パターンを面に沿ってこれを埋め尽くすように，震源を特定しに1 種類（すべり不均質系列が 1 種類）のみ設定していくい地震の波源断層モデルを設定している．本研究でるため，この値がそのままモデル毎の発生頻度となる．

設定した震源を特定しにくい地震の規模は Mw7.0～

よって特性化波源断層モデル毎の 30 年発生確率は8.3 に亘っており，その特性化波源断層モデルの総数-3-4

は 1,319 個である（表 3.4-3）．震源を特定しにくい地

4

Pmodel  1 e30(1.2410 )  3.72  10 3

震では，大すべり域が震源域の中央に存在するすべりである．

不均質パターンを 1 種類（すべり不均質系列が 1 種類）
のみ設定している．

4.2.2 長期評価されていない地震の発生確率
地震調査委員会(2011)によって震源の位置や規模，発生間隔が評価されていない地震として，本研究では次の 3 種類を考えている（3.4 節参照）．

4.2.2.4 長期評価されていない地震の発生確率の設定
4.2.2.1〜4.2.2.3 で説明した 3 種類の地震に関しては，
日本海溝沿いでの過去の地震活動から推定される規模別頻度分布すなわち G-R 則を仮定して，地震発生確4.2.2.1 最大クラスの地震
東北地方太平洋沖地震の震源域である，三陸沖中部率の設定を行う．日本海溝沿いでの過去の地震活動についての検討は地震ハザード評価（防災科学技術研究－ 142 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか所, 2012）で既に行われており，1885 年以降の日本海毎の年頻度は震源域毎の年頻度と同じ値となる．よっ

溝沿いで発生した地震活動データに基づ，M7.6 以上のてモデル毎の 30 年発生確率の値は次式によって計算

地震の年頻度は 4.80×10 とされている．本研究では，

される．

-2

Mw7.6 以上の地震については，この年頻度に基づき

表 4.2-13b=0.9 の G-R 則を仮定して発生頻度を分配する．Mw7.0

地震調査委員会(2011)で評価されていない地震の発生頻度～7.5 の地震については，
Mw7.6 の地震の頻度を基に，
b=0.9 の G-R 則を仮定して発生頻度の値を外挿する．
これにより三陸沖北部から房総沖の全領域で発生する Mw7.0 以上のすべての地震の年頻度 λ は
λ = 1.69×10-1となる．本研究ではこのλの値を，地震調査委員会(2011)で評価されていない地震，すなわち最大クラスの地震，その他の連動型地震，震源を特定しにくい地
震の 3 種類の地震群に割りふる．
以下に発生頻度の分配及びポアソン過程による発生確率算出の詳細を示す．
最大クラスの地震，その他の連動型地震，震源を特定しにくい地震の 3 種類の地震群の集合全体に設定した地震規模は Mw7.0～9.4 である．本研究では，この3 種類の地震群を 1 つの集合と考え，この集合について b=0.9 の G-R モデルを仮定してまず地震規模毎に相対重みを計算する．ここで，Mw8.0 以下の地震は地震
Pmodel  1 e30 AREA

規模を 0.2 間隔で設定しているため，地震が設定されていない地震規模の発生頻度は 1 つ下の地震規模へと震源を特定しにくい地震の波源断層モデル毎の年頻分配することとする．こうして得られた分配後の相対度を，表 4.2-13 の震源域毎の年頻度の欄に記載した．

重み W’と Mw7.0 以上のすべての地震の年頻度 λ= 1.69

最大クラスの地震及びその他の連動型地震は，1 つ×10-1 より，地震規模（M）毎の年頻度 λM が計算されの震源域に対して複数のすべり不均質パターンを設る．

定している．ここでは，震源域毎に設定された年頻度
λAREA を震源域毎のすべり不均質パターンの数 Nmodel

λM = W’ × λ
次に，複数の震源域が同じ地震規模を有する場合，地震規模毎の年頻度λM を複数の震源域に等重みで分配する．よって震源域毎の年頻度はで除することで波源断層モデル毎の発生頻度 λmodel とし，この値から波源断層モデル毎の 30 年発生確率を算出する．
Pmodel  1 e 30 AREA /Nmodel

λAREA = λM / NAREA

以上の方法により計算した最大クラスの地震，そのとなる（表 4.2-13）．
震源を特定しにくい地震は，すべり不均質パターン
として断層中央に大すべり域を一個配置するパター

他の連動型地震の 30 年発生確率の一覧を表 4.2-14 に示す．

ンを 1 種類のみ設定したため，特性化波源断層モデル－ 143 －

防災科学技術研究所研究資料

表 4.2-14

第 400 号2015 年 12 月

地震の発生頻度勾配(b=0.9)を用いていることから，年

地震調査委員会(2011)で評価されてい頻度の勾配は概ね一致している．年頻度の値が地震種ない地震の 30 年発生確率

類毎に若干上下しているが，これは地震調査委員会(2011)で評価された地震は同委員会で推定された平均発生間隔をもとに頻度を設定していることによる．
1.E+01

1.E+00

1.E-01年
頻 1.E-02度

年頻度ｎ
東北地方太平洋沖型
三陸沖北部

1.E-03

津波地震
プレート内地震（正断層型）
1.E-04宮城沖
三陸沖南部海溝寄り最大クラス,その他,震源不特定

1.E-05

5.0

6.0

7.0

8.0

9.0

マグニチュード

図 4.2-1 日本海溝における 1923 年から 2010 年末までのＭ5 以上，深さ 60 km 以浅の地震の年頻度(x)と日本海溝で設定した特性化波源断層モデル群の年頻度

4.3 ハザードカーブの作成
4.3.1 計算条件
まず 3 章で設定した各特性化波源断層モデル個々について津波予測計算を実施し，ハザード評価地点である汀線メッシュでの津波の「最大水位上昇量」を求める．ここで，最大水位上昇量は，地震直後の静水面（地震直前に T.P.0 m に位置していた静水面が地殻変動に
よって沈降あるいは隆起した静水面）から測った津波の最大水位と定義する．計算された最大水位上昇量はある確率変数のある実現値であると考え，実際の最大

4.2.3 設定した発生確率の確認
地震調査委員会(2011)で評価された地震及び評価されていない地震のすべての特性化波源断層モデルに，前節で発生確率を設定した．ここでは，設定した発生

水位上昇量はこの値の回りにばらつくと考える．本研
究では，そのばらつきを次の 2 種類のばらつき，すな
わち予測計算された最大水位上昇量の再現性に関わ確率全体を発生頻度分布の形で確認する．図 4.2-1 に，るばらつきとすべり不均質に関わるばらつき，として

4.2.1 節および 4.2.2 節で設定したすべての特性化波源

考慮し，ある地点での最大水位上昇量の確率分布を求断層モデルで表現された地震の規模別頻度分布を示

め，ハザードカーブを計算する．

す．同図では，ポアソンモデルの発生確率に対応する

今後 30 年以内に， k 番目の特性化波源断層モデル

年頻度を用いて作図している．確率の設定条件としてから生じた津波によってある地点の最大水位上昇量 H－ 144 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほかがある基準 h を超える確率（30 年超過確率）は次式で最大水位上昇量の確率分布として，最大水位上昇量の求められる．

値 hmax を中央値，上記の不確実さ  （自然対数標準偏差）をばらつきとする対数正規分布を仮定して，波源Pk (H  h)  P(H  h Ek )P30 (Ek )断層モデル毎の条件付超過確率を求める．このとき，

ここで，ハザードカーブの計算に用いる対数正規分布の確率

Pk (H  h) : k 番目の特性化波源断層モデルの地震によ

密度関数 f (h) は,ってある地点の最大水位上昇量 H が基準 h を超g(x) 

える 30 年超過確率，
P(H  h Ek ) : k 番目の特性化波源断層モデルの地震 Ek

2 x

e



(ln x  )2
2

として，


g(h)
(   3  ln h    3 )  3
f (h)    3 g(x)dx0(ln h    3 または   3  ln h)が発生したときに，ある地点の最大水位上昇量 Hが基準 h を超える確率（条件付超過確率），
P30 (Ek ) : 今後 30 年以内に k 番目の特性化波源断層モ

デルの地震 Ek が発生する確率（30 年発生確率）

1

ここで，

である．

  ln hmax

本報告書では，震源を特定しにくい地震，津波地震，(hmax  1m)

プレート内地震（正断層型）から計算される最大水位である．

上昇量については，計算誤差のばらつき σ 再現誤差 に加地点ごとに，各波源断層モデルの地震によって生じ

え，すべり不均質のばらつき σ すべり不均質 も推定値に与る津波の30年超過確率 Pk  Pk (H  h) を求め，波源断層

える．これらの地震の特性化波源断層モデルは大すべ

モデルの地震すべてによって生じる津波の30年超過

り域を断層中央に 1 つだけ与えているので，断層のすべり不均質によって生じる最大水位上昇量のばらつ
きを σ すべり不均質を導入することによって表現する必要があるからである．したがって上記 3 種類の地震から計算される最大水位上昇量に与えるばらつき σ は誤差の伝播則を用いてとなる．
上記 3 種類以外の地震では，断層の不均質すべりを実際に大すべり域を設定することでモデル化して考慮しているため，再現誤差のばらつき σ 再現誤差 のみを考慮する．よって，上記 3 種類以外の地震から計算される最大水位上昇量のばらつきの値は σ=0.13 となる．
ばらつきの打ち切り範囲は±3σ とし，ハザードカー

図 4.3-1

計算された最大水位上昇量から，その上昇量が出現する確率分布を求める計算過程の概念

ブはその評価地点での最大水位上昇量が 1m 以上とな

図．(a) 最大水位上昇量に不確実性を考慮しない場った特性化波源断層モデルの津波予測計算結果のみ合（1 つの波源断層モデルからある地点の最大水位を用いて計算した．

上昇量を計算し，それを決定論的に用いる場合）.(b)不確実性を考慮した場合．ばらつきσの値が大きくある波源断層モデルの地震からある地点に生じる－ 145 －

なるほど確率分布の裾が広がる．

防災科学技術研究所研究資料

第 400 号2015 年 12 月

確率 P  P(H  h) は，

15 釧路市P  1  1 Pk 

14 苫小牧市と表すことができる．本節での説明を補強するために，ハザードカーブを計算する際にばらつきをどのように考慮しているのかについて図4.3-1に概念図を
示す．

13 泊町
12 八戸市4.3.2 ハザードカーブの作成結果

11 久慈市ハザードを評価した地点を図 4.3-2 に示す．
例として，図 4.3-3 から図 4.3-17 に，図 4.3-2 に示

10 陸前高田市

した各ハザード評価地点ごとのハザードカーブを示

8 石巻市

す．各図とも，1 評価地点につき，ポアソンモデル，

9 雄勝町

7 仙台市

3.11 前 BPT モデル，3.11 後 BPT モデルの 3 種類のハ

6 相馬市

ザードカーブを示した．さらに地震種類ごとに寄与

5 いわき市が把握できるよう，まず地震の種類別にハザードカ

4 日立市ーブを作成したのち，それらを合成して最終的なハ
3 神栖市

ザードカーブを計算している．

2 旭市

ハザードカーブの作成地点と図番号の対応は次の

1 御宿町

通りである．
1.

千葉県御宿町図 4.3-32.

千葉県旭市

図 4.3-43.

茨城県神栖市図 4.3-5

る．言い方を変えると，最大水位上昇量が 1 m 未満と4.

茨城県日立市図 4.3-6なった津波予測計算結果は考慮されていない．したが5.

福島県いわき市

図 4.3-7って，図 4.3-3 から図 4.3-17 で 1 m 未満の区間に表示

6.

福島県相馬市図 4.3-8

されているハザードカーブは見かけ上表示されてい7.

宮城県仙台市図 4.3-9るに過ぎず，この区間の 30 年超過確率は参照するこ

8.

宮城県石巻市図 4.3-10とはできない．また，ハザードカーブ合成の際に考慮

9.

宮城県石巻市雄勝町

図 4.3-11

した計算結果が最大水位上昇量が 1 m 以上のものであ

10. 岩手県陸前高田市

図 4.3-12

ること，並びに最大水位上昇量の不確実さσの大きさ11. 岩手県久慈市

図 4.3-13

として 0.13 あるいは 0.16 を採用していることを考慮

12. 青森県八戸市

図 4.3-14

すると，ハザード情報として使用できるのは最大水位

13. 青森件六ヶ所村泊

図 4.3-15

上昇量 3 m 以上の区間であると考えられることに注意

14. 北海道苫小牧市

図 4.3-16

されたい．

15. 北海道釧路市

図 4.3-17

図 4.3-2 ハザード評価を例示した地点の位置

御宿町(図 4.3-3)においては，最大水位上昇量が 10 m程度以下の場合には，震源を特定しにくい地震や津波先述したように，ハザードカーブは，評価地点での地震による影響が相対的に大きく，最大水位上昇量が最大水位上昇量が 1 m 以上となった特性化波源断層モ

10 m 以上になると，東北地方太平洋沖型の地震の領域

デルの津波予測計算結果のみを用いて合成されてい以外の領域を含む地震からの寄与が卓越する．10 m 以－ 146 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

上でこの地震からの寄与が高くなるは，直接的には房(図4.3-17)の2地点については，将来的に千島海溝沿い総沖の領域を含む領域連動型の地震のためである．

で発生する地震津波に関する評価が行われた場合に，いわき市(図 4.3-7)や仙台市(図 4.3-9)では，最大水位

その評価を今回試作した日本海溝沿いに発生する津上昇量が 10 m を越える津波としては，最大クラスの波からの評価分と適切に合成すべきであるので今回地震からの寄与が顕著である．しかし，石巻市雄勝町

は，あくまでも参考値である．同様に，「1(図 4.3-11)では，最大クラスの地震のみならず，多様な(図4.3-3)や「2領域連動型の地震からの寄与も無視できない結果とや伊豆小笠原海溝に発生する地震津波の評価を含めなっている．さらに北方の久慈市(図 4.3-13)や八戸市て考慮すべきものであることに留意されたい．

(図 4.3-14)では，最大クラスの地震等による場合よりも三陸沖北部の地震を含む単独領域の地震からの寄与が上回る評価となっている．このように，日本海溝に面する太平洋沿岸の広範囲にわたって，最大クラスの地震群による影響が大きいものの，その一方で評価地点に近い海域で巨大な地震が発生しうる場合には，その影響も加味されて，さらにハザードとしては大きくなる傾向が見て取れる．
各地点においては，ハザード評価地点でのハザード
カーブと近傍の 10 地点(最少計算格子である 50 m メ
ッシュを単位として，当該ハザード評価地点から沿岸に沿って両側 5 地点づつ計 10 地点)でのハザードカー
ブとをそれぞれの確率モデル毎に比較した（図 4.3-3 から図 4.3-17 までの各図の（2））．ここに示した 15 例の中では，そのほとんどが近隣の評価地点間でハザード
カーブの差は狭い範囲に収まっていることが示されているが，「2 旭市」のみは隣接する地点でかなり評価結果が異なる可能性があることを示している．ハザードカーブが評価地点とこれに隣接する地点で大きく変化している場合には，地形的に最大水位上昇量が大きく変わりうる場所であることを示しているが，旭市の場合，ほとんどが津波が北方より伝播するケースであり，犬吠崎の影響により最大水位上昇が回折波などによってもたらされている可能性がある．このため近接する地点同士にも関わらず最大水位の現れ方が大きく異なっているのかもしれない．このような場所
では，さらにきめ細かなハザード評価が必要になってくる可能性がある．このように，空間方向のハザードの変化に着目することも重要なハザードの指標になりうる．
なお，「14 苫小牧」（図4.3-16）および「15 釧路」－ 147 －

御宿町」

旭市」（図4.3-4）なども，相模トラフ

防災科学技術研究所研究資料

図 4.3-3(1)

千葉県御宿町での地震種類別のハザードカー

第 400 号2015 年 12 月

図 4.3-3(2)千葉県御宿町での評価点近傍のハザードカー

ブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，

ブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，

下段が 3.11 後 BPT モデル

下段が 3.11 後 BPT モデル－ 148 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

図 4.3-4(1)千葉県旭市での地震種類別のハザードカーブ．

図 4.3-4(2)千葉県旭市での評価点近傍のハザードカーブ．

上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，下段が上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，下段が3.11 後 BPT モデル

3.11 後 BPT モデル－ 149 －

防災科学技術研究所研究資料

図 4.3-5(1)

茨城県神栖市での地震種類別のハザードカー

第 400 号

図 4.3-5(2)2015 年 12 月

茨城県神栖市での評価点近傍のハザードカー

ブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，下ブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，下段が 3.11 後 BPT モデル

段が 3.11 後 BPT モデル－ 150 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

図 4.3-6(1)

茨城県日立市での地震種類別のハザードカー

図 4.3-6(2)

茨城県日立市での評価点近傍のハザードカー

ブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，下ブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，下段が 3.11 後 BPT モデル

段が 3.11 後 BPT モデル－ 151 －

防災科学技術研究所研究資料

図 4.3-7(1)福島県いわき市での地震種類別のハザードカ

第 400 号2015 年 12 月

図 4.3-7(2)福島県いわき市での評価点近傍のハザードカ

ーブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，

ーブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，

下段が 3.11 後 BPT モデル

下段が 3.11 後 BPT モデル－ 152 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

図 4.3-8(1)

福島県相馬市での地震種類別のハザードカー

図 4.3-8(2)福島県相馬市での評価点近傍のハザードカー

ブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，下ブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，下段が 3.11 後 BPT モデル

段が 3.11 後 BPT モデル－ 153 －

防災科学技術研究所研究資料

図 4.3-9(1)

宮城県仙台市での地震種類別のハザードカー

第 400 号

図 4.3-9(2)2015 年 12 月

宮城県仙台市での評価点近傍のハザードカー

ブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，下ブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，下段が 3.11 後 BPT モデル

段が 3.11 後 BPT モデル－ 154 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

図 4.3-10(1)宮城県石巻市での地震種類別のハザードカー

ブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，下段が 3.11 後 BPT モデル

図 4.3-10(2)宮城県石巻市での評価点近傍のハザードカー

ブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，下段が 3.11 後 BPT モデル－ 155 －

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図 4.3-11(1)宮城県石巻市雄勝町での地震種類別のハザー

第 400 号2015 年 12 月

図 4.3-11(2)宮城県石巻市雄勝町での評価点近傍のハザー

ドカーブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデ

ドカーブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデ

ル，下段が 3.11 後 BPT モデル

ル，下段が 3.11 後 BPT モデル－ 156 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

図 4.3-12(1)岩手県陸前高田市での地震種類別のハザード

図 4.3-12(2)岩手県陸前高田市での評価点近傍のハザード

カーブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，

カーブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，

下段が 3.11 後 BPT モデル

下段が 3.11 後 BPT モデル－ 157 －

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第 400 号2015 年 12 月

図 4.3-13(1)岩手県久慈市での地震種類別のハザードカーブ．

図 4.3-13(2)上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，下段がブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，下3.11 後 BPT モデル

段が 3.11 後 BPT モデル－ 158 －

岩手県久慈市での評価点近傍のハザードカー

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

図 4.3-14(1)青森県八戸市での地震種類別のハザードカー

図 4.3-14(2)青森県八戸市での評価点近傍のハザードカー

ブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，下ブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，下段が 3.11 後 BPT モデル

段が 3.11 後 BPT モデル－ 159 －

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図 4.3-15(1)青森県六ヶ所村泊での地震種類別のハザード

第 400 号2015 年 12 月

図 4.3-15(2)青森県六ケ所村泊での評価点近傍のハザード

カーブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，

カーブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，

下段が 3.11 後 BPT モデル

下段が 3.11 後 BPT モデル－ 160 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

図 4.3-16(1)

北海道苫小牧市での地震種類別のハザードカ

図 4.3-16(2)北海道苫小牧市での評価点近傍のハザードカ

ーブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，

ーブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，

下段が 3.11 後 BPT モデル

下段が 3.11 後 BPT モデル－ 161 －

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図 4.3-17(1)北海道釧路市での地震種類別のハザードカー

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図 4.3-17(2)北海道釧路市での評価点近傍のハザードカー

ブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，下ブ．上段がポアソンモデル，中段が 3.11 前 BPT モデル，下段が 3.11 後 BPT モデル

段が 3.11 後 BPT モデル－ 162 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

5. モデル地区を対象とした詳細ハザード評価の方法

5.1 確率論的に浸水の危険度を評価した事例
津波浸水の確率論的な危険度を評価し，ハザードマについての検討
前章までは，沿岸津波高さのハザード評価を対象にップなどとして情報を公開している事例は，国内では検討してきたが，防災に関わる情報提供としては，沿一部先駆的・研究的な取り組み（例えば，藤間・樋渡，

岸津波高さのハザード評価に加えて浸水域や浸水深2013）が見られるものの，自治体などから住民等へのといった陸域への津波の遡上に関する情報も重要で情報提供事例は皆無である．国外での事例としては，ある．陸域での津波遡上を検討するにあたっては，沿2.1 節で紹介した事例のうち，いくつかの国や地域に

岸津波高さのハザード評価と比較して，沿岸部の詳細

おいて見られる．これらの公開事例とマップなどの作な地形モデルが必要なことや，人工構造物の津波遡上成方法は大きく見ると 2 つのパターンが見られる．

への影響の考慮，およびその確率論的な取り扱い手法

1 つ目のパターンは，浸水の危険度を大まかに 2 段など，より丁寧な検討を追加する必要がある．われわ階～3 段階程度に区分し，地震の大きさや津波警報のれは岩手県陸前高田市をモデル地区とし，陸域への津レベルに応じて避難すべき区域を示したものであり，

波遡上を含めた詳細な津波ハザード評価を行うため「避難マップ evacuation map」と呼ばれるものである．

の手法について予備的な検討を行ってきており，本章

この場合，浸水の程度は，必ずしも確率論的に評価さでは現時点での到達点をまとめる．

れている必要はなく，浸水の程度を代表する地震津波
シナリオをいくつか用意し，それによって予測される

図 5.1-1 ニュージーランド・オークランド市の津波
避 難 地 図 http://www.getprepared.org.nz/tsunamievacuation-zones

および

http://www.getprepared.org.nz/sites/default/files/uploads/wellington-ngauranga.pdf

図 5.2-2

アメリカ合衆国オレゴン州が発行している

津波浸水予測地図の例
http://www.oregongeology.org/tsuclearinghouse/－ 163 －

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浸水範囲により領域区分をしている．この場合，シナ

extra-large (XXL,1200 years)である．これら 5 通りの頻リオの設定の根拠をそのシナリオ地震が発生する危度に相当する地震として，それぞれ代表的な震源を設

険度とともに前提条件として情報公開される必要が定し，予測計算を行い，浸水域を重ねて示している．

ある．例えば，ニュージーランド・オークランド市の発生頻度の低い地震ほど大きな津波となり，内陸奥地

津波避難地図は，3 段階の避難すべきゾーンを表示しまで津波が遡上し，広域が浸水することが示されていている（図 5.1-1）．ニュージーランドの全海岸を対象

る．

に行われた沿岸での津波高さについての確率論的津インドネシアでは，浸水の頻度と地震発生確率を組

波ハザード評価（Berreyman，2005）をもとに，再来周み合わせた，いわば浸水確率の分布図として，浸水の期 500 年の場合を想定した津波高さ及び再来周期 2500

危険度に関する情報を提供している．インドネシアで年の場合の津波高さを参考に，簡易的に浸水範囲を予は，2004 年スマトラ島沖地震津波で甚大な被害を蒙っ測し，それぞれ，イエローゾーン，オレンジゾーンとた経験から，その後津波警報システムを構築されたが，して表現している(Leonard et al., 2008)．

その一環として津波ハザードを評価する作業を行っ

2 つ目のパターンは，多くの地震津波のシナリオをている．図 5.1-3 は，バリ島デンパサール付近のハザ

用意し，それぞれのシナリオによる津波遡上浸水計算

ードマップである．スンダ海溝沿いに多数のシナリオを行ったうえで，地震発生確率と浸水の頻度をもとに地震を想定し，それらによる津波の浸水計算を行った

浸水の確率値として浸水危険度を評価し，地図上に表

うえで，地震の発生確率と浸水の程度から，浸水危険示する方式である．図 5.1-2 は，アメリカ合衆国オレ度を表示している(Stunz et al., 2011)．図においては，

ゴン州が発行している浸水予測図である．ここでは，浸水する可能性のある個所を，警戒区域（レッドゾー

オレゴン州の西方海域(カスケード沈み込み帯)に発生

ン）と要警戒箇所(オレンジゾーン)に分けている．警する地震を，発生頻度の異なる 5 通りの地震を想定し戒区域は，沿岸の津波の高さ 3 m 以下で常に浸水の可ている(Witter et al., 2011). 5 段階の発生頻度とは，small

能性のある個所を示している．要警戒箇所は，津波の(SM, 繰り返し間隔 300 年)，medium (M, 525 years)，

高さ 3 m 以上となる地震について，浸水確率に応じてlarge (L, 800 years)，extra-large (XL, 1,200 years) ，Extra-

明暗で色分けしている(オレンジ色が濃いほど，浸水危
険度=確率が高い)．
これら 2 つのパターンのいずれにおいても，人工構造物の影響をどのように考慮しているかについては，
必ずしも明らかではない．しかしながら，日本においては，沿岸において高度な土地利用がなされていることから，構造物による陸域への遡上伝搬への影響を考慮せざるを得ない．さらに，将来の土地利用や防災対策のためには，堤防の新規築堤や既存堤防のかさ上げなどに対応したリスク軽減効果を検討し，仮想的な条件のもとでの浸水ハザードを考えるなどの利用も視野に入れる必要がある．

図 5.1-3 インドネシア・デンパサールの津波
浸水予測地図
http://www.gitews.org/tsunamikit/en/id_tsunami_hazard_map_bali.html－ 164 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

以下，確率論的浸水ハザード評価にむけ，ハザード(3) データ作成の流れ

評価手法を開発する際の足掛かりとして検討を試み

岩手県(2012)が作成した地形データを参照し，関連た事項についてまとめ，今後の課題等をまとめる．

するデータを収集し，収集データを整理・統合・座標

5.2 検討の方法
陸前高田市周辺の地域をモデルとして取り上げ，津波遡上計算を行った．津波遡上計算は，前章まで求めた最大水位上昇量が海岸堤防などの防御施設の高さを超える場合について，再度，最小メッシュサイズを
10 m とする地形モデルを再構築したうえで，最大水位上昇量の評価のための津波伝播計算とは別に改めて行っている．以下，検討の方法について，まとめる．
なお，本章の検討は，前章までの津波ハザード評価
での特性化波源断層モデルの設定の考え方と方法が異なる，いわばプロトタイプの波源断層モデルによる試算結果を基に行ったものである．以下は，あくまでも浸水ハザードの評価に関わる手法の検討に重点を置いたものであるので，結果として現される数値等は確定的なものではないことに留意されたい．
5.2.1 地形モデルの作成

図 5.2-1

モデル地区を対象としたハザード評価に用いる詳

陸前高田市周辺を対象とした詳細検討のために設定した計算領域

細地形モデルは，次の(1)～(5)の流れで作成した．
(1) 空間格子間隔
津波の陸上遡上による浸水深を検討をする場合，空間格子間隔を細かくした精緻な地形データを用いる必要があることから，ここでは，国土交通省・国土技術政策総合研究所(2012)などを参考に，陸域および海域の沿岸部について最小計算格子間隔を 10 m とする
地形モデルを作成することとした．
波源域から沿岸域までを一括して計算するため，外洋部から陸域に近づくほど細かい格子間隔となるよう 1：3 の割合ネスティングし，外洋部から順に 2,430
m，810 m，270 m，90 m，30 m，10 m とした(表 5.2-1
及び図 5.2-1)．
(2) 地形データの座標系

図 5.2-2

陸前高田市周辺を対象とした詳細検討のために作成した地形モデル(最少格子間隔 10m)．赤線は

岩手県陸前高田市周辺を計算対象とすることから，直交座標系である世界測地系の UTM54 帯を採用

天端高さ 5 m 以上の海岸施設，および青線は 5 m 以下の施設の位置を示す．

した．
－ 165 －

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第 400 号2015 年 12 月

表 5.2-1 陸前高田市周辺を対象とした地形モデル諸元

格子間隔 領域南西端 領域南西端 領域北東端 領域北東端(m)
X座標(m)
Y座標(m)
X座標(m)
Y座標(m)
2430
30375037276201387530
5098140810
48600041771707047004400730270
5354104264650
624510437967090
5440504294350
597510434295030549630430767056763043285501055020043097705656804327890

X方向
格子数
446
270
330
594
600
1548

Y方向 領域最大 安定条件
格子数
水深(m)
(s)
564
9432
5.65
276
3816
2.96
426
1091
1.85
540
464
0.94
696
125
0.61
1812
102
0.22

変換して，陸域遡上検討用の地形モデルとした．

5.2.2 津波予測計算の条件(4) データ補間法(1) 地殻変動量・初期水位

津波伝播計算に用いる地形データは二次元正方格

海底地盤変動量の計算は，Okada (1992)により海底子上に値を持っている必要があるため，収集した地形

地盤変動量を計算し，ここではその鉛直成分のみを初

データに対して TIN（Triangulated Irregular Network；三期水位とした．

角形不規則網）を生成してデータ補間を行った．作成(2) 津波伝播・遡上計算した地形モデルのうち，格子間隔 10 m についての地

津波伝播は，海底での摩擦及び移流を考慮した二次形を図 5.2-2 に示す．

元非線形長波理論式を基礎方程式とした差分法によ(5) 施設条件

り数値的に解析する．空間方向には Staggered 格子を堤防等の施設データ（構造物データ）は一般に，計算格子間隔より幅が広い場合には地形データとして用い，時間方向には Leap-frog スキームを用いた差分法によった．

表現される（図 5.2-3 の①）．しかし，計算格子間隔よ境界条件としては，海側は完全無反射の透過境界とり幅が狭い堤防などの線状構造物は，それが位置する

して扱い，陸側では陸域への遡上を考慮した計算を行

メッシュ辺上にラインデータとして表現されることう．

がある（図 5.2-3 の②）．本検討では，施設データをラ(3) 計算時間・計算時間間隔

インデータではなく，地形データとして扱うこととし，計算対象の波源モデルによる津波は，地震発生から

1 メッシュ幅の地形データとして考慮した（図 5.2-3 の

1 時間以内に対象地域沿岸に到達することが別途確認③）．

されているので，計算時間を 3 時間とした．

ただし，空間格子間隔 10 m で表現しきれない細い差分法の計算時間間隔は，計算の安定性を考慮し，河川や水路に施設データが設定されている場合は，施CFL 条件を満たすよう設定した．

設高の地形データへの反映は行わなかった．

(4) 潮位条件
潮位条件は T.P.+ 0 m とした．

施設データとしては，岩手県(2012)を参考に 2011 年
東北地方太平洋沖地震津波前の施設高さを用いた（図(5) 施設条件

5.2-4）．

津波浸水時に破壊しないと仮定した．
(6) 打ち切り水深(6) 粗度
粗度についても，岩手県(2012)による 2011 年東北地
方太平洋沖地震津波前の土地利用に基づく粗度係数を参照し，格子間隔 10 m とした範囲に適用した（図5.2-5）．格子間隔 30 m 以上となる範囲には，粗度係数として，一律 0.025 とした．

－ 166 －

陸上遡上計算における打ち切り水深は，10-2 m とした．

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

表 5.2-2 津波遡上解析の対象となる波源数
陸上遡上計算を行った

波源タイプ

波源断層モデル数／
SMGA ありの場合の波源断層モデル数
東北地方太平洋沖型の地震

140 / 140及び最大クラスの地震
その他複数の領域が連動

28 / 30

三陸沖北部

4/5

宮城沖

0/1

三陸沖南部海溝寄り

1/1

津波地震

21 / 21プレート内地震(正断層)

14 / 14震源を特定しにくい地震

60 / 1,121

合計

268 / 1,233①航空レーザ測量結果による震災後地形データ

図 5.2-4 陸前高田市周辺の施設データの詳細

幅のある堤防（盛土）は、地形として表現される②施設高に合わせて、1格子分の地盤高を嵩上げ
施設高（岩手県提供データは、格子辺上のラインデータ）

図 5.2-5 粗度データ（陸前高田市街地周辺）③完成イメージ(7) 断層モデル・計算領域

沿岸での最大水位上昇量の予測計算結果(予備的に検討した SMGA ありの場合の 1,233 ケース；SMGA については，3.3.4(6)参照)から，日本海溝に面した沿岸全域で 2 m を超える水位となった 268 個の波源を，遡上計算の対象波源とした．
268 個の波源のカテゴリー別の数量は，表 5.2-2 に示すようである．また，震源が特定しにくい地震のうち，計算対象としたのは，「三陸沖中部」が 20 波源，「宮城

図 5.2-3 施設条件の設定と地形の修正

沖・三陸沖南部海溝寄り」が 30 波源，「福島沖」が 6
波源，「茨城沖」が 4 波源であった．

－ 167 －

防災科学技術研究所研究資料

第 400 号2015 年 12 月

図 5.2-6 水位時系列変化代表点．数字は水位時系列変化代表点の ID である．沖合の 1210_3,

1211_3,

1212_3の 3 点は水深 10 m の地点である

前高田市市街地の拡大図における沿岸の評価点（橙色）であり，横軸の目盛は沿岸の評価点に付した地点番号に対応する．ここで，地点番号の始点は図 5.2-6 に表示されている汀線（橙色）範囲の図枠下端とした．分
布図に示されている赤色破線は，水位時系列変化代表
点の ID に対応する．
図 5.2-8 上段は，268 個の断層モデルから計算した最大水位上昇量分布を重ねて灰色で表示したものである．なお，この図では地点ごとの平均値を黒色で示し，
この平均値より大きな水位となったものを赤領域，小さい範囲を青領域として分けて表示している．また，
図 5.2-7 浸水深抽出点．オレンジで示した範囲の浸

同図上段右のヒストグラムは，水位ごとの出現モデル

水予測結果について検討した．

の相対頻度を正規化したものである．同図下段は，268個の断層モデルで計算された地点ごとの最大水位上5.2.3 沿岸での津波高さ
沿岸の最大水位上昇量と幾何標準偏差の分布を図5.2-8 に示す．分布図の表示範囲は図 5.2-7 に示した陸昇量の幾何標準偏差の分布図である．図 5.2-8 から以下のことが見て取れる；－ 168 －

最大水位上昇量(m)日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

図 5.2-8 沿岸での最大水位上昇量の分布（上段左）とその頻度分布（上段右），及び幾何標準偏差の分布（下段左）．上段右のヒストグラムは，最大水位上昇量の出現頻度．下段右は地点案内図．

図 5.2-10

水位時系列変化代表点において沖合の地

点 1211_3 と沿岸の地点 2008_4 の最大津位上昇量の関係．破線は，1 対 1 の関係を示す．実線は，最小二乗法による回帰直線である．地点の位置は，図5.2-9 を参照．

図 5.2-9 沿岸と沖合(地点 1211_3)の最大水位上昇量の差分・陸前高田市市街地沿岸において，最大水位上昇量の平均は 3～4 m でその幾何標準偏差は 0.25～0.35 となった．
・ 最 大 水 位 上 昇 量 の 最 大 値 は 概 ね 10-12 m で あ－ 169 －

防災科学技術研究所研究資料

図 5.2-11 水位時系列変化代表点 2008_4 での沿岸と沖合 1211_3 の最大水位上昇量の差分と地震規模（Mw）の関係．図中の赤線は，各 Mw ごとの最大値のみを最小二乗法で回帰した曲線である．赤枠で囲ん
だ点は，アウターライズの地震として設定した波源断層モデルによるもの．

第 400 号2015 年 12 月

図 5.2-12 水位時系列変化代表点 2012_4 での沿岸の最大水位上昇量と地震規模（Mw）の関係．図中の赤線は，各 Mw ごとの最大値のみを最小二乗法で回帰した曲線である．赤枠で囲んだ点は，アウターライズの地震として設定した波源断層モデルによるもの．赤
破線は，陸前高田市の市街地前面の海岸の海岸堤防の高さに相当する．

る．しかし，波高のピークは海岸線の地形（構造物）

より 2～4 m 程度大きな値となっていることがわかる．

の先端（地点番号 1600，2580，2780）で生じる傾向

この区間は陸前高田市の市街地の遡上域の海岸部ににあり最大で 14 m となった．

相当し，南東方向に開口する広田湾の最奥湾頭部にあ・268 個の波源断層モデルの最大水位上昇量の出現頻たっている．この区間に位置する水位時系列変化代表

度としては，1.5 m 程度の場合が多いものの，約 1 m

点 2008_4 と沖合の地点 1211_3 での最大水位上昇量の～約 8 m の範囲でほぼ同程度の頻度となった．

関係を図 5.2-10 に示す．この地点間での最大水位の相・幾何標準偏差は，海岸線の形状が複雑な河口，漁港，

関係数は 0.98 となり，高い相関性を示している．この波止場などで大きくなる傾向が見られる．逆に，な例では，沖合地点 1211_3 での水位が 2 m 以上となる

だらかな海岸線（水位時系列変化代表点 2008_4 からと，汀線の地点 2008_4 での水位が沖合よりやや大き2021_4 まで）では，およそ 0.3 でほぼ一定のバラツ

くなる(沿岸で増幅される)傾向がみられる．
沿岸の地点 2008_4 での沖合 2011_3 との差分の地震キとなった．
沿岸と沖合の最大水位上昇量の関係を見るため，波規模（Mw）との関係を見たのが，図 5.2-11 である．

源モデル毎に汀線での最大水位上昇量と沖合での一横軸は，286 個の波源断層モデルの地震規模である．

点(地点 1211_3)での最大水位上昇量の差を調べた(図

地震規模が大きくなるに従って，沿岸付近での増幅が5.2-9)．図中に示した複数の最大水位上昇量の分布（灰顕著になる場合が多くなる傾向が見られる．地震規模

色線）は 268 個の断層モデルすべての場合を示していが大きくなるにつれ最大水位上昇量が高くなり，沿岸る．横軸とその表示範囲は図 5.2-8 同様，汀線付近の付近での津波伝播における非線形性がより強調され地点に対応する地点番号である．

ている可能性がある．ただし，例外的に Mw8.2 の 3 点

図 5.2-9 をみると，地点番号 2100 から 2800 までの（赤枠で囲まれたプロット）はこのような傾向から外区間では，ほとんどすべてのモデルにおいて，沿岸でれて，沖合での値から期待される沿岸での水位が異常の最大水位上昇量のほうが沖合での最大水位上昇量に大きくなっている．これらの地震は，プレート内地－ 170 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

震(正断層型）としてアウターライズの地震を想定した

JT_SC_F3_TYPE2_L1_sn+SL（図 5.2-14a）場合であり，SMGA に対応する大すべり域を持たない-大すべり域が震源域の中部にある場合

モデルによるものである．

JT_SC_F3_TYPE2_L1_sm+SL（図 5.2-14b）

図 5.2-12 は汀線の地点 2021_4 の最大水位上昇量と-大すべり域が震源域の南部にある場合

地震規模（Mw）を見たものである．陸前高田市市街地

JT_SC_F3_TYPE2_L1_ss+SL（図 5.2-14c）の海岸部の堤防高さ(防護ラインの高さ)である 5.5 m

・Mw8.8，東北地方太平洋沖型の地震（宮城県沖と福を赤破線で示した．地震規模が大きくなるにつれ，汀

島沖の連動）で大すべり域および超大すべり域の位置

線での水位が大きくなるとともに，バラツキが拡大しが異なる場合ていることは，図 5.2-11 と同様であるが，増幅の傾向-大すべり域が震源域の北部にある場合はかなり異なっている．その原因は不明だが，地形やJT_M_SS_F_E_TYPE2_L1_sn+SL（図 5.2-15a）

構造物による影響が考えられる．Mw8.6 以上の地震規-大すべり域が震源域の中部にある場合

模で防護ライン 5.5 m を上回る最大水位上昇量が現れ

JT_M_SS_F_E_TYPE2_L1_sm+SL（図 5.2-15b）ている．水位のバラツキは，例えば波源の位置や超大-大すべり域が震源域の南部にある場合

すべりの有無などによるものとみられる．なお，回帰

JT_M_SS_F_E_TYPE2_L1_ss+SL（図 5.2-15c）

曲線から大きく外れた値（赤枠で囲まれたプロット）・プレート内の地震（正断層型）については，震源域

は Mw8.2 で見られ，これらは図 5.2-11 と同様にアウの位置を変えた例として，震源域が海溝の陸側にある

ターライズの地震による予測値である．図 5.2-11 と図場合と沖側にある場合について比較した．

5.2-12 で示した外れ値の数の違いは，地点（2008_4 と・Mw8.2，プレート内地震（正断層型）（200ｘ70）-震源域が海溝軸の陸側にある場合

2012_4）が異なるためであると考えられる．

JT_NRML_TYPE2_200x70_03_01_L1_mm（図 5.2-16a）5.2.4 陸上における最大浸水深-震源域が海溝軸の海側にある場合

汀線付近の最大水位上昇量が 5.5 m 以上となった場

JT_NRML_TYPE2_200x70_03_02_L1_mm（図 5.2-16b）

合に，堤防高さ（防護ラインの高さ）5.5 m を超え陸域

浸水範囲は浸水分布図（図 5.2-13 から図 5.2-16）にに浸水すると仮定した．

みられるように，地震の規模が大きいほど広くなる傾大すべり域と超大すべりの位置が異なる波源断層向となった．また，同じ地震規模でも大すべり域の位モデルについて浸水分布の現れ方を比較する．

置によって，浸水深と浸水範囲が異なることがわかる．

・Mw9.4，三陸沖～房総沖の全域を震源域とする地震

例えば，図 5.2-15a と同図 b，c を比較すると，大すべで大すべり域および超大すべり域の位置が異なる場

り域及び超大すべり域の位置が陸前高田市から遠方合に位置する場合（同図 b，c）には，沿岸での最大水位-大すべり域が震源域の北部にある場合

上昇量が小さくなり，市街地海岸部に設定した堤防高

JT_ALL_TYPE2_L1_sn+SL（図 5.2-13a）

さ 5.5 m 未満となっている．堤防（防護ライン；図中-大すべり域が震源域の中部にある場合黒線）より陸側の市街地では，同図 a では広範囲の浸JT_ALL_TYPE2_L1_sm+SL（図 5.2-13b）

水域が現れるのに対し，同図 b，c では浸水せず，堤防-大すべり域が震源位置の南部にある場合の海側のみの浸水するにとどまる結果となる．

JT_ALL_TYPE2_L1_ss+SL（図 5.2-13c）

図 5.2-17 は，浸水地点の割合を地震規模（Mw）毎・Mw9.0，東北地方太平洋沖型の地震（三陸沖中部かに示した図である．浸水地点の割合は，図 5.2-7 にオ

ら福島沖までの連動）で大すべり域および超大すべり

レンジ色で示した範囲に含まれるメッシュ数に対す域の位置が異なる場合

る浸水したメッシュ数の比率である．比較のため，面-大すべり域が震源域の北部にある場合

積比を浸水の程度により 3 つのカテゴリーに区分－ 171 －

防災科学技術研究所研究資料

第 400 号2015 年 12 月

(a)

(a)

(b)

(b)

(c)

(c)

図 5.2-14 浸水深分布図，Mw9.0，東北地

図 5.2-13 浸水深分布図，Mw9.4，三陸沖～房方太平洋沖型の地震（三陸沖中部から福島総沖の全域を震源域とする地震の場合．図中黒

沖までの連動）の場合．図中黒線は，堤防

線は，堤防等の構造物位置．

等の構造物位置．

－ 172 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

下図 b)

下図 c)

(a)

(a)

(b)

(b)

(c)

(c)

図 5.2-15 浸水深分布図，Mw8.8，東北地方太平
洋沖型の地震（宮城県沖と福島沖の連動）．図中

図 5.2-16 浸水深分布図，Mw8.2，プレート内地震

黒線は，堤防等の構造物位置．

（正断層）（200ｘ70，03_01）の場合.

a)は波源位置，b）は海溝軸の外側に震源域がある場合，c）は
震源域が海溝軸の陸側にある場合．

－ 173 －

防災科学技術研究所研究資料

第 400 号2015 年 12 月

図 5.2-17 地震規模（Mw）と浸水面積の割合の関係．
青点は浸水がありと判断された全地点の面積比，緑点
は浸水深が 1ｍを超える地点の面積比，赤点は浸水深が 5ｍを超えた地点の面積比を示す．

して，図示している．すなわち，浸水深が 0 m より大きくなった地点の割合を青色，1 m より大きくなった
地点の割合を緑色，5 m より大きくなった地点の割合を赤色で示した．図から，地震規模 Mw8.6 を超えると，浸水面積割合が急に増え，面積比が 0.1 を超える場合が多くなっていることがわかる．これは，図 5.2-12 で

図 5.2-18

示したように沿岸の最大水位上昇量が 5.5 m を上回る

（ H ： 横 軸 ） と 汀 線 (2021_4) 及 び 陸 域 地 点

水位の出現傾向とも良く対応している．一方，比較的(1211_5，2018_5，2016_5)での浸水深(D)の関係．

沖合地点 1211_3 の最大水位上昇量

規模の小さい地震（Mw7.4 以上 8.5 以下）においては，
浸水する面積の割合が 0.1 を下回る頻度となる．これ

量と陸域での浸水深が等しくなる傾き 1 の直線(黒色は，図 5.2-15b, c と同様に，堤防（防護ライン）の海側の点線)と，沿岸での堤防の高さに相当する水位 5.5 m

や堤防の無い河川の上流で浸水するにとどまるためも示した．地点 2021_4 は堤防（防護ライン）の海側でである．

汀線付近に位置するため，沖合 1211_3 の最大水位上

次に，沖合の地点番号 1211_3 での最大水位上昇量

昇量とほぼ線形の対応を示しており，沖合の最大水位と陸上での浸水深の関係を見た（図 5.2-18）．図中で比上昇量（H）に対する浸水深（D）も高水位ではややば較した浸水深は地点 2021_4（標高－0.8 m，黒色），

らつきが大きくなるものの，強い線形の相関があるこ

1211_5（標高 0.4 m，緑色），2018_5（標高 2.5 m，青とを示している．沖合 1211_3 にて最大水位上昇量が色），2016_5（標高 1.5 m，赤色）とした．汀線の地点

5.5 m より大きくなると，津波は海岸の堤防を越えて（2021_4）に対しては，沖合の最大水位上昇量との対直接内陸への浸水が発生することにより陸域の地点

応関係を，直線で回帰し，その他の陸上の地点につい

1211_5，2018_5，2016_5 では，浸水深が急激に増加すては水位 6 m 付近で浸水深が急増していることからジる傾向となった．

グモンド曲線を仮定し最小二乗法で回帰した曲線を

図 5.2-19 は図 5.2-18 の縦軸を浸水深 D から水位 H

参考として示した．なお，参考のため沖合の水位上昇へ変換したものである．内陸の地点間では水位差が少－ 174 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

島沖の連動）で大すべり域が震源域の北部にある
場合：
JT_M_SS_F_E_TYPE2_L1_sn+SL，浸水分布は図5.2-15a）・Mw8.2，プレート内の地震（正断層）（200ｘ70）で
震 源 域 が 海 溝 の 陸 側 に あ る 場 合（JT_NRML_TYPE2_200x70_03_01_L1_mm，浸水
分布は図 5.2-16a）
図 5.2-20 において，横軸は地震が発生してからの経
過時間であり，時刻ゼロの水位と基準水位（T.P. 0 m）との差は当該地点での地盤変動量を考慮した分だけ異なる．なお，地点 2021_4 と 1211_5 では，引き波（＝
図 5.2-19 沖合地点 1211_3 の最大水位上昇量（H：横軸）と汀線(2021_4)及び陸域地点(1211_5，2018_5，
2016_5)での最大水位上昇量（H：縦軸）の関係．

水位低下）の際に一定値以下にならない挙動が見られるが，これば水深がゼロ（海域では露岩）となったことに対応している．地点 1211_5 は標高 0.4 m で堤防なくなっており，その理由の 1 つとしては，内陸に侵入した津波が停滞している可能性が考えられる．汀線
地点 2021_4 での結果は，沖合での最大水位上昇量より汀線付近の最大水位上昇量の方が高くなっており，
そのため沖合の最大水位上昇量が 5.5 m より小さいもかかわらず，汀線付近で最大水位上昇量が大きくなることで防護ライン 5.5 m を超え市街地に浸水する可能性があることを示唆している．

（防護ライン高さ 5.5 m）より陸側に位置している．
堤防は破壊されない設定としているため，堤防（防護ライン）を超えて陸側に侵入した津波は，水位が堤防（防護ライン）より高い場合は，再び堤防（防護ライン）を超えて海域に戻ることができるが，水位が低い場合は，堤防以外の経路を伝って引いてゆくことから，時間が経過しても水位は低下しにくい．そのため，地点 1211_5 では，堤防（防護ライン）より陸側に侵入した海水が滞留し，その水位が一定の値を維持する結果となっている．

5.2.5 代表点での水位時系列変化
図 5.2-20 は沖合から内陸までの 3 地点，すなわち
1211_3（沖），2021_4（沿岸：標高－0.8 m），1211_5（内陸：標高 0.4 m）において，地震規模の異なる 4 種類の波源断層モデルの場合での水位の時系列を示したものである．
・ Mw9.4：三陸沖～房総沖の全域を震源域とする地震で大すべり域が震源域の北部にある場合（JT_ALL_TYPE2_L1_sn+SL，浸水分布は図 5.2-13a）・Mw9.0：東北地方太平洋沖型の地震（三陸沖中部から福島沖までの連動）で大すべり域が震源域の北5.2.6 津波の到達時間
図 5.2-21 は，図に示した陸域の 18 地点での，地震発生から浸水深が 30 cm 以上になるまでの経過時間を示している．ただし，表示した経過時間は，検討した268 個の波源断層モデルについて求めた経過時間の最小値（最短時間）を示している．この図から，・どの地点においても，30 cm 以上の浸水となるのは，地震発生から 30 分から 40 分程度である，・海岸から離れるにつれ，浸水時間は遅くなる(最も部にある場合内陸に位置している地点 2011_5，2012_5，2016_5
では，30 cm 以上の津波水位の到達時間は他の地点（JT_SC_F3_TYPE2_L1_sn+SL，浸水分布は図 5.2-14a）・Mw8.8，東北地方太平洋沖型の地震（宮城県沖と福－ 175 －

より遅い)，
ことなどが言える．

防災科学技術研究所研究資料

第 400 号汀線沖合

2015 年 12 月

内陸

図 5.2-20 代表地点の水位時系列変化とし，地震発生確率は全ての地震について Gutenberg-

5.3 確率論的津波浸水ハザードマップの検討
津波遡上範囲における確率論的な浸水ハザード情

Richter 式による発生頻度であるとし，評価期間 30 年の浸水深の超過確率を求めた．なお，浸水深の不確実報を面的に表現する手法の検討を行った．
268 個の波源断層モデルによる浸水深をすべてにつさは，暫定的に前章と同じく，最大水位上昇量の不確

いて，メッシュ毎に浸水深が 0.3 m 以上となるモデル，

実性と程度であると仮定し，震源を特定しにくい地震及び 2.0 m 以上となるモデル出現回数の分布を図 5.3-ではσ不均質+σ再現誤差として 0.1581，震源を特定しにく

1 に示した．図のスケールの右側には，浸水面積を示

い地震以外の地震ではσ再現誤差 0.13 を採用した．また，した（例えば 100 回以上の出現回数となった地点の総ばらつきの打ち切り範囲は±3σとした．

数に単位面積 1,000 m2 を乗じた面積を赤で示した）．

これらの仮定に従って，内陸の 3 地点 1211_5，2007_5，

河川や海岸部付近では，多くのモデルの場合に浸水す

2014_5 における浸水深を 30 年超過確率として評価することがわかる．

るハザードカーブの試作例を図 5.3-2 に示した．いずハザードカーブの作成において，以下の仮定を置いれの地点においても，浸水深が 5 m 以上となる浸水は，た．地震発生過程としては，定常ポアソン過程に従う

東北地方太平洋沖型の地震および最大クラ－ 176 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

図 5.2-21 陸域の各水位時系列代表地点において，地震発生から浸水深が 30 cm 以上になるまでの時間
図 5.3-1 浸水深の出現回数と浸水範囲の面積．

（上）．下段の図は比較した地点の位置(a)浸水深が 30 cm 以上となった波源モデルの個数の分布．浸水範囲の面積（km2）を凡例区分ごとに示し

スの地震（図中の赤線）からの寄与による傾向が顕著ている．(b)浸水深が 2 m 以上となった波源モデルのである．

個数の分布と浸水範囲の面積（km2）．

このようなハザードカーブをすべての浸水深抽出点（約 17 万地点）で作成し，確率論的浸水深予測地図（図 5.3-3，図 5.3-4）を作成した．図 5.3-3 は 30 年超

確率論的津波浸水ハザードマップを試作するにあた

過確率を 6%および 3%に固定した場合の浸水深分布って，日本海溝沿いに発生する可能性のある地震によ

図，図 5.3-4 は浸水深を固定した場合の超過確率分布

る津波については，50 m メッシュを最少格子間隔とす図である．図 5.3-3 では沿岸部および河川部において，る計算から最大水位上昇量が海岸堤防等の施設の高浸水確率が高い範囲が分布しており，浸水の危険度がさ以上となる可能性のある地震群 286 モデルを絞り込高いことが示されている．また，図 5.3-4 から市街地んだ．これらの地震群に対し，最少格子間隔を 10 m とにおいても 0.3 m 程度の浸水となる確率は長期間ではする詳細な地形モデル（海岸施設を浸水により破壊し無視しえないという結果が見られる．

ないとして考慮）による遡上浸水予測計算を改めて行った．予測計算による浸水深を用い，かつ想定した地

5.4 まとめと課題

震モデルごとの定常ポアソン過程を仮定した発生確

陸前高田市の市街地及びその周辺をモデル地区と率から，地点ごとの浸水ハザードに関わる 30 年超過

して，確率論的な津波浸水ハザードマップの試作する

確率ハザードカーブを求めた．この際，予測計算によ手法の検討を行った．

る浸水深のもつ不確実性は，汀線での最大水位上昇量－ 177 －

防災科学技術研究所研究資料

第 400 号2015 年 12 月

図 5.3-3 超過確率を固定した場合の浸水深分布．
a)は 30 年超過確率を 6%とした場合，b)は 3%とした場合．

図 5.3-2 地点 1211_5（a），2007_5（b），2014_5（c）
における最大浸水深 Dmax と超過確率（評価期間 30 年）
P30yr のハザードカーブ．全地震を合算したハザード（黒図 5.3-4 浸水深を 0.3 m と固定した場合の 30 年超過色），津波地震のハザード（灰色）確率の分布－ 178 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほかが示す不確実性（σ再現誤差とσ不均質）で代用している．

では最少格子間隔 50 m とした汀線での津波高さの予地点ごとのハザードカーブから，30 年超過確率を固定

測結果に基づいて，汀線での津波高さがある基準値

した場合の浸水深分布図と，浸水深を 0.3 m とした際

（海岸堤防の高さなど）を超える 286 個の波源断層モの 30 年超過確率分布図を試作した．

デルに絞り込んでいる．しかしながら，汀線での津波

ここで検討した手法を，全国の沿岸域に適用する場

最大水位には，3.8 節で議論したように，数値計算値に

合には，現実的な課題・制限がある．そのひとつは，も不確実性が伴うと考えられる．たとえば，沿岸の最遡上を含めた津波予測計算には詳細な地形モデルが大水位上昇量には再現誤差やすべり不均質による誤必要なことである．それに加えて，海岸堤防等の施設差などの不確実性があり，その不確実さの幅を考慮すの位置・高さに関わるデータが必要である．詳細な地

ると，仮に予測計算値が基準値（例えば堤防の高さ）形モデルを作成する場合の基本情報は，国土地理院が以下の場合であっても，設定高さを超える津波となる整備し公開している航空機レーザー測量による数値

可能性を確率論的には否定できない．したがって，堤

標高モデルデータであるが，これは急速に整備が進ん

防を越えて遡上する津波を絞り込む作業にも確率論でいるものの，必ずしも現時点では全国の沿岸を網羅的な扱いが必要となってくる．今後の検討課題である．

しているとは言えない現状にある．そのため，詳細地

また，不確実さの扱いとしては，浸水深の予測値が持形データについては，2011 年東北地方太平洋沖地震以

つあいまいさも本来考慮すべきであろう．津波遡上の後，多くの都道府県等が行っている津波浸水予測図作

先端部において浸水するかどうかは浸水深を推定す

成関連事業の成果等に依存せざるを得ない状況にある際の不確実も評価したうえで確率的に判断される

る．地方自治体が作成した地形データは，その形式，べきである．この不確実性については現時点では未だ内容等必ずしも隣接自治体間では同一ではないこと

われわれは検討に着手できていない．今後は 2011 年

や，堤防等沿岸施設が更新されることに関わるデータ

東北地方太平洋沖地震の際の痕跡データなどをもと修正も視野に入れる必要もあり，データの収集と整備にして検討を行う必要がある．

には一定の時間と労力が必要となる．当面は，施設データを含めた詳細な地形モデルが作成できる地域に限定して，確率論的津波浸水ハザードを検討せざるを得ない．
堤防等の海岸施設の取り扱いとして，ここでは便宜
的に施設は津波によって「破壊しない」という条件とした．今後，2011 年東北地方太平洋沖地震による災害を踏まえ，各地で施設がさらに整備されるものとみられるが，防災上の観点からは施設が機能しない場合（地震動による海岸施設の崩壊・沈下，または，津波による施設の侵食・流出などによる機能低下・喪失など）の検討も，必要性が高いとみられる．ただし，確率論的浸水予測のためには，ここでの検討事例のように，多くのシナリオについての浸水予測計算が必要であり，現実的には，確率論的津波浸水予測図の利活用面を考慮し，計算条件を限定したハザード評価の取り組みが必要となってくるものと思われる．
陸上への津波遡上が起こりうる津波を，今回の検討－ 179 －

防災科学技術研究所研究資料

6. まとめと今後の課題

第 400 号2015 年 12 月点での予測値（最大水位上昇量）を得た．特性化波源

全国を概観する確率論的津波ハザード評価として，

断層モデル毎の予測結果は，個別に津波高さ分布地図

全国の沿岸での津波高さに関わる評価を行うというとして整理した．ただし，ハザード評価に使用する津目標に対し，その第 1 段階として，日本海溝沿いで発波高さの評価位置については，汀線メッシュ，汀線メ

生する地震に伴う津波を対象として津波ハザード評

ッシュから 50 m 沖合いおよび 100 m 沖合いのメッシ

価のための準備作業と手法の検討を行った．具体的に

ュ，並びに水深 10 m 程度のメッシュでの予測計算結は，確率論的津波ハザード評価の基本的な考え方を整果を比較検討したが，当面は，汀線メッシュでの予測

理し，地震の発生可能性の評価，震源モデルの設定，計算結果を津波ハザード評価の基本データとするこ海底・陸域地形のモデル化，沿岸での津波高さの予測ととした．

計算，ハザードカーブの作成等についての検討である．

これらの予測結果に，今回暫定的に設定した特性化

ハザード評価上の重要な要素である不確実さの扱い

波源断層モデル（地震）毎の発生確率を組合せ，今後については，地震規模のばらつき，震源位置のばらつ出現するであろう最大水位上昇量の超過確率曲線でき，波源モデルのすべり分布のばらつき，計算誤差のあるハザードカーブを試作した．その際，地震調査委

ばらつきに分類し，すべり不均質及び計算誤差による

員会(2011)によって最新の活動時期や平均発生間隔なばらつきについては定量的検証を行った．

どが評価されている地震群については BPT (Brownian

津波波源として現段階では近地地震に限定した検Passage Time)確率分布を用いた更新過程を，その他の討を行った．検討は，日本海溝沿いで発生しうる大地

地震については Poisson 過程によるものとみなしたモ

震を対象にして，地震調査研究推進本部地震調査委員

デル（本報告書では BPT モデルと呼称）と，すべての会（2011）による三陸沖から房総沖の地域での地震活地震が Poisson 過程に従って発生していると仮定した

動の長期評価を基として，震源域の位置，地震の規模

ポアソンモデルの 2 通りの地震発生確率モデルを考え，および，すべり分布の不均質性等の設定など各種パラ

それぞれのモデルについてハザードカーブを試作しメータの検討を行った上で，将来津波を発生させうるた．また，BPT モデルの場合に，2011 年東北地方太平地震を特性化波源断層モデルとしてモデル化した．そ洋沖地震の発生前時点と発生後時点での評価を試みの結果，震源が特定できる地震として 578 通り，震源た．

が特定できない地震として 1,319 通り，合計で 1,890 通

津波の陸域への遡上・浸水については，テストケー
スとして岩手県陸前高田市周辺を対象に，最小 10 m メりの特性化波源断層モデルを作成した．
津波予測計算手法の検討においては，まず初期水位

ッシュの詳細地形モデルを作成してケーススタディ

分布の計算方法について検討した．初期水位分布は今を実施した．このケーススタディでは，津波予測計算

まで地震時の鉛直方向の海底変位に等しいと仮定さ結果に大きな影響を与える海岸構造物などの施設にれてきたが，本研究で検討した結果，海底変位の鉛直

ついては 1 メッシュ幅の地形データとして考慮し，浸成分のみでなく水平成分による影響も含め，初期水分水計算を 286 通り行い，浸水範囲，深さについての確布を推定することとした．また，断層上端の深さが浅率論的なハザード評価を試みた．

い場合に生じる海底地形変動の数値計算上の特異性

今回の検討結果は，広域な範囲に到達する津波を一を回避するために，新たな計算手法の検討を行った．

度に概観する確率論的な津波ハザード評価として初以上の成果をもちいて，今回の一連の予測計算を実施

めて試作版としてまとめた段階であり，その中にはいしている．

わゆる工学的判断に基づき暫定的に採用した項目・条

基本的に，津波高さは汀線メッシュを対象に予測計件が多数ある．今後さらに改良すべき点や，対象地域

算することとし，関東地方から北海道地方に至る太平が変わることにより考慮すべき項目，さらには将来的

洋沿岸全地点，すなわち，50 m メッシュ計 176,590 地に成果を利活用する視点から準備しておくべき事項－ 180 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほかなど，多様で多種の検討課題が残されている．今後の領域の考え方（地震調査委員会, 2011）から離れて，日解決すべき課題のうち主要なものを以下に述べる．

本海溝沿いに発生しうる最大規模の地震活動までを
グーテンベルク-リヒターの式による発生頻度によっ

A. 確率論的津波ハザード評価の枠組みに関する課題て表現する「モデル 3」，の３通りモデルを提唱していA-1 不確実性の評価

る．地震調査委員会（2014）は，長期間平均の全国地

土木学会原子力土木委員会津波評価部会（2009）や震動予測地図として，すべての検討対象とした地震の原子力安全基盤機構（2012, 2014）は，原子力施設など

地震活動モデルをポアソン過程と考えた評価も加えの特定重要構造物のリスク評価のための確率論的津ている．本報告書で取り上げている BPT モデルは上記

波ハザード評価において，2.1 節でみたように，偶然的の「モデル 2」に，ポアソンモデルは「モデル 3」に近

不確実性に加えて地震断層を記述するパラメータやい．今後，評価対象領域を日本海溝沿い以外の海域に発生頻度などについて認識論的不確実性を考慮して拡げてゆく際に，必ずしも地震活動が詳しく明らかにいる．本報告書では，現段階では地震発生の確率モデ

なっていない海域を対象とすることがありうる．津波

ルとして BPT モデルとポアソンモデルの 2 通りをいハザードとして全国の沿岸を一律に評価する場合，例

わば認識論的不確実性として扱い，計算誤差に関わる

えば長期間平均の予測として地震活動モデルを地域

不確実性と不均質すべりに関する不確実性の 2 つを定を問わずポアソンモデルとした評価とするか，もしく義し，これらを偶然的不確実性として扱った．本報告

は地域ごとに更新過程によるものとポアソン過程に書で試案として構築した確率論的なハザード評価のよる評価を複合させた場合を接合して地震活動をモ

枠組みに従いつつそれ以外の認識論的不確実性を設

デル化するかなどについては，地震動予測地図と同様定することも可能であるが，まずは認識論的不確実性に，さらなる検討が必要になってくるものとみられる．

としては最低限必要と考えられる 2 種類の地震発生確

・地震活動の地域性率モデルを設定するだけに留め，広域な範囲に到達す

本報告書では，地震調査委員会（2011）の考えに従る津波を一度に概観する確率論的な津波ハザード評

い三陸沖から房総沖の日本海溝沿いの地震発生領域

価の枠組みを構築することを優先させた．今後，津波を 8 つの地震発生領域に分割し，分割された地震発生

ハザード評価手法を高度化するにあたり，どのような領域を基本に特性化波源断層モデル群の配置を考え

項目に認識論的不確実性を設定し，評価するかに関した．一方，地震調査委員会（2013）による南海トラフて検討していく必要がある．

沿いの地震の長期評価でも地震発生領域の区分はあA-2 地震活動の評価

るが，それぞれの領域内で発生する地震の評価はなく，・地震活動モデル

それらの領域区分を単位として，複数の領域が将来の例えば藤原ほか（2012）は，2011 年東北地方太平洋大地震で同時に活動する場合を複数種類想定してい沖地震を踏まえて地震動予測地図を改良するうえで，る．そのため，南海トラフで発生する地震による津波

三陸沖から房総沖の日本海海溝沿いの長期評価（地震のハザード評価では，南海トラフという地域での地震調査委員会，2011）の改訂に基づき，地震調査委員会

活動の特徴を踏まえ，震源域の配置方法を日本海溝沿（2011）による長期評価改訂版を基本とした「モデルいを対象とした場合の考え方とは異なった考え方に1」，それに加えて三陸沖から房総沖の日本海溝沿いで立たざるを得ない．また，琉球海溝沿いや伊豆マリア

発生する海溝型地震のうち震源を特定しにくい地震

ナ海溝沿いの海溝型地震，さらには日本海で発生するの最大規模を拡大した「モデル 2」（したがってモデル

地震を対象にした場合にも，それぞれの地域での地震

2 では，モデル 1 の陸域の地震および日本海溝域以外活動の特徴を考慮した特性化波源断層モデルの設定・の海域で発生する地震のモデルは変更していない）．

配置方法を考える必要がある．

さらに三陸沖から房総沖の日本海溝沿いの地震活動

・最大クラスの地震－ 181 －

防災科学技術研究所研究資料

第 400 号2015 年 12 月

本報告書では，日本海溝沿いで発生する最大クラス源域をもつ地震については，複数の異なる不均質すべの地震として同地震活動領域全域を震源域とする場

り分布を持つ特性化波源断層モデルは等しい確率で合までを想定した．2011 年東北地方太平洋沖地震の発発生すると考えた．将来的に地震学的知見が蓄積され，生以降，日本周辺で発生しうる最大の地震の規模をど異なる不均質すべり分布をもつ波源断層モデル毎にの程度と見積もるかについては，現在も研究者間で多異なる重みで発生確率を分配することが可能になる様な議論が継続している．また，最大クラスの地震をかもしれない．あるいは専門家集団の判断によって異考える上で，日本海溝と千島海溝，日本海溝と伊豆マなる不均質すべり分布毎に異なる重みを付与するこ

リアナ海溝など隣接する沈み込み帯にまで震源域がとも検討すべきかもしれない．特性化波源断層モデル

拡大する可能性についても議論があるところである．

すなわち地震毎にどのように発生確率の重みを課す

今後の議論の推移に留意しつつ，必要が認められる場

べきか，今後の検討課題である．

合には，最大クラスの地震の規模や位置について再検

C-2 海溝型地震以外の津波発生源についての考慮
今回の検討では，いわゆる遠地津波とよばれる遠隔討する必要がある．
B. 特性化波源断層モデルの高度化に関する課題

地の巨大地震による津波ハザード評価への寄与は考

特性化波源断層モデルを作成するにあたって，各種の断層パラメータを設定している．例えばすべり角や慮されていない．遠地津波による津波を含めた評価は
今後検討されるべきである．

剛性率などのように，いくつかの断層パラメータにつ

確率論的な津波ハザード評価をおこなう場合，地震

いては先見的に一定の値を付与した．また物理的にはによる津波に加え，その他の原因によって発生する津本来あり得ないが，津波の位相速度は断層の破壊伝播

波によるハザードも併せて評価に含めるべきである

速度に比べてかなり遅いので，津波予測計算の分野でとの議論がある．海溝型地震よりも一桁以上頻度が小は従来から用いられてきている仮定，すなわち断層面

さい事象に由来する津波として，海底活断層の活動に全域で同時に破壊することを前提とし津波初期水面

よる地震，地すべり（海底での急速な土砂移動や陸上を計算した．さらに，特性化波源断層モデルを設定すから海域への急速な土砂移動），火山活動（海水の吹きるうえでもっとも基本的な関係式である，地震モーメ

上げ，クレータの生成にともなう地形変動），隕石の落

ントと断層面積に関するスケーリング則などについ下などが考えうる．このような，その他の原因によるても，静的応力降下量との関係を踏まえ，さらなる検津波については，それらの現象が発生する可能性のあ討が必要と思われる．今回の検討では，確率論的な津る場所や範囲の特定，現象の発生頻度の考え方の整理，

波ハザード評価の全体像を把握することを優先させ現象の記述の方法の検討など，必ずしも津波研究者のたため，多くのパラメータについては工学的判断によなかでも統一的な理解に達していない側面もある．まって第一近似的な値を与えた．今後，特性化波源断層

た，これらの現象によって生じる津波は，その影響範モデルの高度化や精緻化を図る場合には，その時点で囲が局所的で広範囲には及ばない傾向もある．これらの最新の知見を踏まえた検討を行う必要がある．

の現象から生じる津波を評価に取り込んでゆくため

C. ハザード評価に関わる課題の基礎的な資料を収集し，そのような現象から生じる

C-1 確率の配分（重みの設定）

津波の評価手法について検討を積み重ねてゆく必要

今回の検討では，地震調査委員会による地震の長期評価によって地震の発生確率が与えられている場合がある．
C-3 高頻度小規模津波および低頻度大規模津波（例えば東北地方太平洋沖型の地震など），あるいは現在の検討では，特性化波源断層モデル群から予測

さらに大きな規模の最大クラスの地震等の場合に，すされる沿岸での最大水位上昇量の 30 年超過確率を推べり不均質分布の多様性を考慮し，多数の特性化波源定しているが，この手順において 4-3 節に示したよう断層モデルを設定した．そして同じ地震規模，同じ震に，ハザード評価地点で最大水位上昇量が 1 m 以上と－ 182 －

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討－藤原ほか

なった場合のみ用いてハザードカーブを合成していた統合的な津波ハザードを評価する際には，低頻度大る．すなわち，図 4.3-3 から図 4.3-17 までに示したハ

規模事象に対する発生確率についての考え方や，低頻ザードカーブにおいては，少なくとも最大水位上昇量

度大規模事象の取扱い理論を取り入れるなどの検討

0 m から 1 m の区間については，最大水位上昇量の大が必要となる．

きい方からの確率密度関数の積分値として表現され

D. 浸水ハザード評価に関わる課題ているものの本来的には該当する津波が考慮されて本報告書において，まだ基礎研究的な要素をたぶんいない．そのため，この区間の 30 年超過確率およびに含んではいるが，確率論的な津波浸水ハザード評価

対応する最大水位上昇量は参照することができない．

についても序論的な検討を加えた．この方面の検討に

またハザードカーブ合成の際に考慮した予測計算結ついては，第 5 章で技術的な課題を整理している．特果が最大水位上昇量が 1 m 以上のものであること，並に，津波の遡上・浸水を扱う場合の，浸水高さや浸水

びに最大水位上昇量の不確実さσの大きさとして 0.13

域の不確実さの見積もりなどは，この種の手法を検討

あるいは 0.16 を採用していることを考慮すると，最大する上で，できるだけ早期に目安となる考え方を整理

水位上昇量が 1 m から 3 m の区間の 30 年超過確率はする必要がある．ただし，このような津波の浸水ハザ

過小評価になっている．したがって本報告書で評価しード評価に必要不可欠な，沿岸での微細な地形のモデ

たハザード情報として使用できるのは最大水位上昇

ル化や構造物のモデル化などにおいて，全国を均一な量 3 m 以上の区間であると考えられる．このハザード

精度で取り扱うにあたっては現状では作業的・経費的

カーブ区間の，低い最大水位上昇量となる津波は比較に非常な困難を伴う作業が付随することから，当面対的高い頻度で出現するものの，特性化波源断層モデル

象地域を限定し，自治体やその他ライフラインなどの群を用いた数値計算手法によって小規模津波のハザ関係機関と共同して，目的を限定した研究的アプロー

ードの全体像を得ることは，労力・コスト面から見てチができる道筋を開拓することが重要であると考えも，また妥当性の検証においても，大いに問題がある

られる．

といわざるを得ない．高頻度小規模津波のハザード評

E. 普及・活用に関わる課題
今回の試作で設定した特性化波源断層モデル群は，

価は今後そのような津波の評価に効果的・効率的な手

確率論的津波ハザードを評価するために用意したも法の検討を要する課題である．
大規模な津波を発生させる日本海溝沿いの海溝型のである．今後，南海トラフ沿い，伊豆・小笠原海溝

地震として，本報告書では東北地方太平沖型の地震の沿い，千島海溝沿いなど日本周辺の海域並びに遠隔地ような繰り返し発生する地震を上回る規模の地震群で発生する地震による津波に対しても，特性化波源断（最大で Mw9.4）を想定してハザード評価を行った．

層モデル群が設定されれば，多様な津波ハザード評価

この規模の地震が日本周辺の海域で発生した経験は用モデルのデータベースとなりうる．このようなデー

ないものの，今回の検討では発生の頻度を G-R 式に基

タベースは，個々の特性化波源断層モデルそのものをづいて外挿して設定している．さらに，Mw9.4 を超え

1 個のシナリオモデルとする津波の決定論的な検討にる規模の地震の発生の可能性についても先述したよも利用できる可能性を有している．確率論的な津波ハ

うに現時点で議論されていることもあり，これらの巨

ザード評価の結果のみならず，特性化波源断層モデル

大な地震の発生確率の考え方と，巨大地震による大規群およびそれらの予測計算結果を広く利活用するた

模な津波を含めた津波ハザードを評価する手法につめのデータ公開にむけたデータ形式の標準化など，公いては今後さらに検討を要する．また，海溝型地震以開方法に関する検討を，識者の意見なども参考にしつ外の津波発生原因を考える場合には，ところによってつ並行して進める必要がある．

は非常に低頻度でかつ大規模な津波を想定することとなる場合も考えられ，各種の原因による津波を含め－ 183 －

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防災科学技術研究所研究資料

第 400 号2015 年 12 月

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防災科学技術研究所研究資料

第 400 号

謝辞
本検討にあたって，一部の内容については地震調
査研究推進本部地震調査委員会津波評価部会の指導を受けて実施したものです．防災科学技術研究所が設置している「津波ハザード情報の利活用に関する委員会」（座長：佐竹健治東大教授）からも，貴重なご意見をいただきました．検討に用いたデータのう
ち地形データおよび粗度データは，中央防災会議および岩手県よりご提供いただいたデータをもとに作成したものです．ここに記して感謝いたします．

－ 190 －

2015 年 12 月

巻末資料

津波解析結果抽出地点図集

今回の日本海溝で発生しうる地震による津波の評価を行うために設定した・最大水位抽出点位置，・水位時系列代表点の位置，を 50 m メッシュを設定した区域を単位に，地形モデルとともに図示した．