国立研究開発法人日本原子力研究開発機構大洗研究所（南地区）
原子炉設置変更許可申請書（高速実験炉原子炉施設の変更）の本文及び添付書類の一部補正（第 3 回）の新旧対比表【添付書類６（7. 津波）】

変更前（2021.12.2 付補正）
7.

変更後

津波

7.

7.1 概要津波7.1 概要（省略）（変更なし）

7.2 文献調査

7.2 文献調査

7.2.1 敷地周辺に影響を及ぼした過去の津波

7.2.1 敷地周辺に影響を及ぼした過去の津波

敷地周辺の既往津波について文献調査を実施した。既往津波に関する主な文献としては、渡
(1)

(2)

(3)

(4)

敷地周辺の既往津波について文献調査を実施した。既往津波に関する主な文献としては、渡(5)辺(1985) 、渡辺(1998) 、宇佐美ほか(2013) 、 宇津ほか編(2001) 、羽鳥(1975) 、羽鳥辺(1985)(1)、渡辺(1998)(2)、宇佐美ほか(2013)(3)、 宇津ほか編(2001)(4)、羽鳥(1975)(5)、羽鳥(1987)(6)、竹内ほか(2007)(7)、東北地方太平洋沖地震津波合同調査グループ(2012)(8)、国立天(1987)(6)、竹内ほか(2007)(7)、東北地方太平洋沖地震津波合同調査グループ(2012)(8)、国立天文台編(2013)(9)等があり、津波堆積物や地震以外を要因とする津波に関する文献としては澤井

文台編(2013)(9)、Ioki and Tanioka（2016)(10)、気象庁の発表等がある。

(2012)(10)、羽鳥(1976)(11)、Ma et al.(1999)(12)等がある。
（省略）（変更なし）
津波堆積物及び地震以外を要因とする津波に関する文献調査(11)～(18)によると、茨城県日立市
十王町及び千葉県銚子市で津波堆積物が確認されている。

また、澤井(2012)(10) によると、茨城県日立市十王町で確認された津波堆積物からは、3 回

澤井(2012)(11)及び Sawai et al.(2012)(12)によると、茨城県日立市十王町で確認された津波のイベントが推定され、いずれも河川近傍の T.P.+5 m 以下の低地で検出されている。3 回の堆積物から 3 回のイベントが推定され、いずれも河川近傍の T.P.+5 m 以下の低地で検出されイベントのうち、文献記録と対比できるのは、1677 年延宝房総沖地震津波のみである。

ている。3 回のイベントのうち、文献記録と対比できるのは、1677 年延宝房総沖地震津波のみである。
Yanagisawa et al.(2016) (13)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千葉県銚子市の小畑池(T.P.+11.3 m)に浸水したと解釈している。

7.2.2 行政機関による津波評価

7.2.2 行政機関による津波評価

行政機関による津波評価については、 岩手県(2004)(13)、宮城県(2004)(14)、福島県(2013)(15)、

行政機関による津波評価については、 岩手県(2022)(19)、宮城県(2022)(20)、福島県(2019)(21)、茨城県(2012)(16)、千葉県(2012)(17)等がある。このうち、茨城県(2012)(16)では、東北地方太平

茨城県(2012)(22)、千葉県(2018)(23) 、内閣府(2020, 2022)(24)(25)等がある。このうち、茨城県

洋沖地震津波及びＨ23 想定津波（茨城県が平成 19 年に想定した「延宝房総沖地震津波」の波(2012)(22)では、東北地方太平洋沖地震津波及びＨ23 想定津波（茨城県が平成 19 年に想定した源域等を参考とした津波）を波源とするＬ２津波を評価しており、茨城県沿岸における浸水深「延宝房総沖地震津波」の波源域等を参考とした津波）を波源とするＬ２津波を評価しており、分布図が示されている。

茨城県沿岸における浸水深分布図が示されている。内閣府(2020, 2022)(24)(25)では、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、茨城県沿岸における浸水深分布図が示されている。

7.2.3 潮位7.2.3 潮位(16)において茨城沿岸の朔敷地近傍では潮位の観測が実施されていないため、茨城県(2012)(22)において茨城沿岸の朔望平均満潮位として設定されている T.P.+0.7 m を「7. 津波」における想定津波の水位評価

望平均満潮位として設定されている T.P.+0.7 m を「7. 津波」における想定津波の水位評価の潮位条件として適用した。

の潮位条件として適用した。

敷地近傍では潮位の観測が実施されていないため、茨城県(2012)

7.3 地震に起因する津波の評価

7.3 地震に起因する津波の評価（省略）（変更なし）(18)

水位変動の評価は、土木学会(2016)

水位変動の評価は、土木学会(2016)(26)を参考に実施した。

を参考に実施した。

添 6-7-1

変更前（2021.12.2 付補正）変更後

7.3.1 プレート間地震に起因する津波

7.3.1 プレート間地震に起因する津波

7.3.1.1 検討対象領域の選定

7.3.1.1 検討対象領域の選定（省略）（変更なし）

7.3.1.2 津波波源の設定に反映する知見の分析

7.3.1.2 津波波源の設定に反映する知見の分析

プレート間地震について、最新の知見である 2011 年東北地方太平洋沖地震に関連する

プレート間地震について、最新の知見である 2011 年東北地方太平洋沖地震に関連する知見を対象に文献調査を実施し、2011 年東北地方太平洋沖地震の特徴について、破壊領知見を対象に文献調査(27)～(52)を実施し、2011 年東北地方太平洋沖地震の特徴について、域、すべり、地震の発生メカニズム及び発生確率に関する情報に着目して分析を行った。

破壊領域、すべり、地震の発生メカニズム及び発生確率に関する情報に着目して分析を行
った。

(1)

2011 年東北地方太平洋沖地震に関する知見

(1)
(19)

固着の程度とすべりについては、Suwa et al.(2006)

2011 年東北地方太平洋沖地震に関する知見、

固着の程度とすべりについては、大きなすべりが生じた領域は、固着の程度が大きい

2011(21))、西村(2013)(22)、Ide et al.(2011)(23)、Tsuji et al.(2012(24)、2013(25))、Tanikawa

領域に対応しており、海溝軸付近では大きなすべりを生じた（オーバーシュートが生じ(26)

et al.(2013)、Ujiie et al.(2013)、Loveless and Meade(2010

(20)

(27)

において、大きなすべりが生じた領域は、固着た）領域が見られ、遠洋性粘土層が連続的に分布している領域に対応しているという見の程度が大きい領域に対応しており、海溝軸付近では大きなすべりを生じた（オーバーシ解が示されている。茨城県沖北端付近では、海溝軸から海山が沈み込み、遠洋性粘土層

ュートが生じた）領域が見られ、遠洋性粘土層が連続的に分布している領域に対応していを分断しているという見解が示されている。

るという見解が示されている。なお、Moore et al.(2015)(28)及び Chester et al.(2013)(29)によると、茨城県沖北端付近では、海溝軸から海山が沈み込み、遠洋性粘土層を分断しているという見解が示されている。
固着の程度と破壊伝播については、Loveless and Meade(2015)(30)、地震調査研究推進本

固着の程度と破壊伝播については、固着の程度が小さい領域が破壊伝播のバリアとな部(2012)(31)、Ye et al.(2012)(32)、Kundu et al.(2012)(33)、Mochizuki et al.(2008)(34)、っているという見解が示されている。また北米プレートとフィリピン海プレートの境界(35)

望月(2011)、Nakatani et al.(2015)

(36)

(37)

、海洋研究開発機構(2011)、Shinohara etが余震を含む破壊伝播のバリアとして作用しているという見解が示されている。

al.(2011)(38)により、固着の程度が小さい領域が破壊伝播のバリアとなっており、北米プ
レートとフィリピン海プレートの境界が余震を含む破壊伝播のバリアとして作用しているという見解が示されている。
地震の発生メカニズムについては、Hasegawa et al.(2012)(39)により、地震前後で応力地震の発生メカニズムについては、地震前後で応力状態が圧縮状態から引張状態へ変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～福島県沖に蓄積されてい化したことから、三陸沖中部～福島県沖に蓄積されていた巨大地震を引き起こす歪みはた巨大地震を引き起こす歪みはほぼ完全に解消されたという見解が示されている。また、

ほぼ完全に解消されたという見解が示されている。また、津波堆積物調査結果等から、

地震調査研究推進本部(2012)(31)、佐竹(2013)(40)、谷岡(2013)(41)、宍倉(2013)(42)、Shennan

過去に同規模の巨大地震が数百年間隔で発生しているという見解が示されている。

(43)

et al.(2007)、Rajendran(2013)(44)

において、津波堆積物調査結果等から、過去に同規模の巨大地震が数百年間隔で発生しているという見解が示されている。
(2)

2011 年東北地方太平洋沖型地震の特徴(2)

2011 年東北地方太平洋沖型地震の特徴（省略）（変更なし）

地震のメカニズムについては、地震の前後でプレート境界上盤側で発生する地震のメカ

地震のメカニズムについては、地震の前後でプレート境界上盤側で発生する地震のメカ

ニズムは大きく変化した傾向が見られる。

ニズムが大きく変化した傾向が見られる。

7.3.1.3 津波波源の設定

7.3.1.3 津波波源の設定（省略）（変更なし）

添 6-7-2

変更前（2021.12.2 付補正）変更後

7.3.1.4 津波評価

7.3.1.4 津波評価

(1) 既往津波の再現性の確認(1) 既往津波の再現性の確認（省略）（変更なし）

特性化波源モデルの断層面積は、杉野ほか(2014)(45)を参考に設定した。平均すべり量に特性化波源モデルの断層面積は、杉野ほか(2014)(53)を参考に設定した。平均すべり量については、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した。

ついては、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した。

その際の平均応力降下量については、内閣府(2012a)(46)及び Murotani et al.(2013)(47)のその際の平均応力降下量については、内閣府(2012a)(54)及び Murotani et al.(2013)(55)の知見を踏まえて 3.0 MPa を設定した。また、剛性率については、2011 年東北地方太平洋沖

知見を踏まえて 3.0 MPa を設定した。また、剛性率については、2011 年東北地方太平洋沖地震のインバージョン解析結果から算出した 4.7×1010 N/m2 を設定した。

地震のインバージョン解析結果から算出した 4.7×1010 N/m2 を設定した。

すべり量の不均一性については、杉野ほか(2014)(45)を参考に、超大すべり域、大すべり

すべり量の不均一性については、杉野ほか(2014)(53)を参考に、超大すべり域、大すべり

域及び背景領域のすべり量をそれぞれ平均すべり量の 3 倍、1.4 倍、0.33 倍に、面積をそ

域及び背景領域のすべり量をそれぞれ平均すべり量の 3 倍、1.4 倍、0.33 倍に、面積をそれぞれ全体の面積の 15％、25％、60％となるように設定した。超大すべり域及び大すべり

れぞれ全体の面積の 15％、25％、60％となるように設定した。超大すべり域及び大すべり域の位置については、海溝軸付近に配置した。特性化波源モデルの諸元を第 7.3.5 図に示域の位置については、海溝軸付近に配置した。特性化波源モデルの諸元を第 7.3.5 図に示す。

す。

再現性は、東北地方太平洋沖地震津波合同調査グループ(2012)(8)及び敷地内で実施した再現性は、東北地方太平洋沖地震津波合同調査グループ(2012)(8)及び敷地内で実施した痕跡高調査結果を用いて評価を実施した。再現性の指標としては、相田(1977)(48)による痕

痕跡高調査結果を用いて評価を実施した。再現性の指標としては、相田(1977)(56)による痕

跡高と津波シミュレーションにより計算された津波高さとの比から求める幾何学平均値 K

跡高と津波シミュレーションにより計算された津波高さとの比から求める幾何学平均値 K(18)及びバラツキを表す指標 κ を用いることとし、土木学会(2016)

において再現性の目安

及びバラツキを表す指標κを用いることとし、土木学会(2016)(26)において再現性の目安とされている「0.95 ＜ K ＜ 1.05、κ ＜ 1.45」を参考とした。

とされている「0.95 ＜ K ＜ 1.05、κ ＜ 1.45」を参考とした。

（省略）（変更なし）

設定した特性化波源モデルは、青森県北部から千葉県南部の痕跡高に対して計算値の方設定した特性化波源モデルは、青森県北部から千葉県南部の痕跡高に対して計算値の方が大きくなっているが幾何平均(K = 0.93)、幾何標準偏差(κ = 1.42)は土木学会

が大きくなっているが幾何平均(K = 0.93)、幾何標準偏差(κ = 1.42)は土木学会(2016)(18)の目安値を満足している。

(2016)(26)の目安値を満足している。

(2) 敷地への影響が大きい津波波源の選定(2) 敷地への影響が大きい津波波源の選定（省略）（変更なし）(3) 茨城県沖に想定する津波波源に関する評価(3) 茨城県沖に想定する津波波源に関する評価

a. 津波モデルの設定

a.

津波モデルの設定

茨城県沖に想定する津波波源については、固着の程度が小さい領域に大きなすべりを

茨城県沖に想定する津波波源については、固着の程度が小さい領域に大きなすべりを生じる津波波源を想定した。ただし、波源領域の北限については、断層面積が大きくな

生じる津波波源を想定した。ただし、波源領域の北限については、断層面積が大きくなるように福島県沖の一部まで拡張して考慮した。ここで波源領域の南限を、Uchida et

るように福島県沖の一部まで拡張して考慮した。ここで波源領域の南限を、Uchida etal.(2009)(49)に基づく北米プレートとフィリピン海プレートの構造境界とすると、茨城al.(2009)(57)及び地震調査研究推進本部(2019)(58)に基づく北米プレートとフィリピン海

県沖から房総沖の一部の領域において、モーメントマグニチュードＭｗ8.5 となる「茨城プレートの構造境界とすると、茨城県沖から房総沖の一部の領域において、モーメント

県沖に想定する津波波源」が想定できるが、さらに保守性を考慮し、波源の南限を拡張

マグニチュードＭｗ8.5 となる「茨城県沖に想定する津波波源」が想定できるが、さらにしたモーメントマグニチュードＭｗ8.7 の「茨城県沖から房総沖に想定する津波波源」を保守性を考慮し、波源の南限を拡張したモーメントマグニチュードＭｗ8.7 の「茨城県沖評価した。また、すべり量の不均一性について超大すべり域を設定し、杉野ほか(2014)(45)から房総沖に想定する津波波源」を評価した。また、すべり量の不均一性について超大による考え方よりも保守的になるように、超大すべり域、大すべり域及び背景領域のすすべり域を設定し、杉野ほか(2014)(53)による考え方よりも保守的になるように、超大すべり量をそれぞれ平均すべり量の 4 倍、2 倍、0.62 倍に、面積をそれぞれ全体の面積のべり域、大すべり域及び背景領域のすべり量をそれぞれ平均すべり量の 4 倍、2 倍、0.62

添 6-7-3変更前（2021.12.2 付補正）

変更後

5％、15％、80％となるように設定した。超大すべり域及び大すべり域の位置については、倍に、面積をそれぞれ全体の面積の 5％、15％、80％となるように設定した。超大すべり

海溝軸付近に配置した。

域及び大すべり域の位置については、海溝軸付近に配置した。

（省略）（変更なし）

b.～c. （省略）b.～c. （変更なし）

7.3.2 海洋プレート内地震に起因する津波

7.3.2 海洋プレート内地震に起因する津波

7.3.2.1 津波波源の設定

7.3.2.1 津波波源の設定

Álvarez-Gómez et al.(2012)(50)に基づけば、1933 年昭和三陸地震は国内外で最大規模波源の設定にあたり、文献調査(59)～(62)を実施した。Álvarez-Gómez et al.(2012)(59)にの海洋プレート内地震である。また、地震調査研究推進本部(2012)(31)は、次の地震の規模基づけば、1933 年昭和三陸地震は国内外で最大規模の海洋プレート内地震である。また、を 1933 年昭和三陸地震と同等と評価している。これらを踏まえ、津波波源の設定につい

地震調査研究推進本部(2012)(39)は、次の地震の規模を 1933 年昭和三陸地震と同等と評価ては 1933 年昭和三陸地震津波を基本とした。

している。これらを踏まえ、津波波源の設定については 1933 年昭和三陸地震津波を基本
とした。
(31)

は 1933 年昭和三陸地震と同様な発生領域については、地震調査研究推進本部(2012)(39)によると 1933 年昭和三陸地震と地震が三陸沖北部から房総沖の海溝寄りの領域内のどこでも発生するとしていることを同様な地震が三陸沖北部から房総沖の海溝寄りの領域内のどこでも発生するとしている

踏まえ、三陸沖北部から房総沖までとした。

ことを踏まえ、三陸沖北部から房総沖までとした。

発生領域については、地震調査研究推進本部(2012)

7.3.2.2 津波評価

7.3.2.2 津波評価

(1) 波源モデルの設定(1) 波源モデルの設定
(51)

)を参考

1933 年昭和三陸地震津波の波源モデルについては、土木学会(2011(60)、2016(26))を参考に設定した。なお、波源モデルについては、土木学会(2016)(18)において 1611 年の津波がに設定した。なお、波源モデルについては、土木学会(2016)(26)において 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をＭｗ8.6 として評価していることを踏ま

海洋プレート内地震であった場合の地震規模をＭｗ8.6 として評価していることを踏まえ、保守的にＭｗ8.6 にスケーリングした一様断層モデルとした。波源モデルの諸元を第え、保守的にＭｗ8.6 にスケーリングした一様断層モデルとした。波源モデルの諸元を第

7.3.12 図に示す。

7.3.12 図に示す。

(2) 数値シミュレーション(2) 数値シミュレーション

1933 年昭和三陸地震津波の波源モデルについては、土木学会(2011

(18)

、2016

（省略）

（変更なし）(3) パラメータスタディ(3) パラメータスタディ

三陸沖北部から房総沖までの範囲で、断層の位置、走向及び傾斜の変動を設定し、不確

三陸沖北部から房総沖までの範囲で、断層の位置及び走向の変動を設定し、不確かさをかさを考慮した。パラメータスタディの設定について、第 7.3.13 図に示す。

考慮した。パラメータスタディの設定について、第 7.3.13 図に示す。

（省略）（変更なし）

7.3.3 海域活断層による地殻内地震に起因する津波

7.3.3 海域活断層による地殻内地震に起因する津波

7.3.3.1 津波波源の設定

7.3.3.1 津波波源の設定（省略）（変更なし）

7.3.3.2 津波評価

7.3.3.2 津波評価

添 6-7-4変更前（2021.12.2 付補正）変更後

阿部(1989)(52)の簡易予測式による推定津波高の比較により、敷地に及ぼす影響が大き阿部(1989)(63)の簡易予測式による推定津波高の比較により、敷地に及ぼす影響が大き

いと考えられる津波波源を抽出した。

いと考えられる津波波源を抽出した。

阿部(1989)(52)の簡易予測式で用いた津波波源の諸元及び津波高の比較結果を第 7.3.6

阿部(1989)(63)の簡易予測式で用いた津波波源の諸元及び津波高の比較結果を第 7.3.6

表及び第 7.3.14 図に示す。

表及び第 7.3.14 図に示す。

（省略）（変更なし）

7.3.4 地震に起因する津波の評価のまとめ

7.3.4 地震に起因する津波の評価のまとめ（省略）（変更なし）

7.4 地震以外に起因する津波の評価

7.4 地震以外に起因する津波の評価（省略）（変更なし）

7.4.1 陸上及び海底での地すべり並びに斜面崩壊に起因する津波

7.4.1 陸上及び海底での地すべり並びに斜面崩壊に起因する津波（省略）（変更なし）

塩屋埼から犬吠埼の範囲における陸域の地すべりに関する文献では、防災科学技術研究所

塩屋埼から犬吠埼の範囲における陸域の地すべりに関する文献では、防災科学技術研究所(53)

によって敷地の南方に地すべり地形が示されている。空中写真判読及び国土地理院(2004)(64)によって敷地の南方に地すべり地形が示されている。空中写真判読及び国土地理院

5mDEM による地形判読を実施した結果、敷地に影響を及ぼす津波を引き起こす可能性のある陸

5mDEM による地形判読を実施した結果、敷地に影響を及ぼす津波を引き起こす可能性のある陸上の地すべり及び斜面崩壊の地形は認められなかった。地形判読結果を第 7.4.1 図に示す。

上の地すべり及び斜面崩壊の地形は認められなかった。地形判読結果を第 7.4.1 図に示す。

(2004)

海底地すべりに関する文献では、徳山ほか(2001)(54)に、いわきの沖合に海底地すべり地形が海底地すべりに関する文献では、徳山ほか(2001)(65)に、いわきの沖合に海底地すべり地形が示されている。徳山ほか(2001)(54)が示す地すべりを含む範囲について、一般財団法人日本水路

示されている。徳山ほか(2001)(65)が示す地すべりを含む範囲について、一般財団法人日本水路協会発行の海底地形デジタルデータ M7000 シリーズを用いた 150mDEM データにより海底地す協会発行の海底地形デジタルデータ M7000 シリーズを用いた 150mDEM データにより海底地す

べり地形判読調査を実施した結果、海底地すべり地形は判読されなかった（第 7.4.2 図）。まべり地形判読調査を実施した結果、海底地すべり地形は判読されなかった（第 7.4.2 図）。また、産業技術総合研究所(2015)(55)による東日本沖太平洋海域(GH762)の音波探査記録(サブボ

た、産業技術総合研究所(2015)(66)による東日本沖太平洋海域(GH762)の音波探査記録(サブボトムプロファイラー)を用いて、池原ほか(1990)(56)に示される考え方に基づき海底地すべりのトムプロファイラー)を用いて、池原ほか(1990)(67)に示される考え方に基づき海底地すべりの検討を実施した結果、徳山ほか(2001)(54)に図示された海底地すべりは層相 2(砂質堆積物)に区検討を実施した結果、徳山ほか(2001)(65)に図示された海底地すべりは層相 2(砂質堆積物)に区分され、海底地すべりを示唆する特徴的な構造は確認されなかった(第 7.4.3 図)。したがっ分され、海底地すべりを示唆する特徴的な構造は確認されなかった(第 7.4.3 図)。したがって、徳山ほか(2001)(54)に図示された位置に海底地すべりはないものと判断した。また「3. 地て、徳山ほか(2001)(65)に図示された位置に海底地すべりはないものと判断した。また「3. 地盤」に示される敷地前面海域の海底地形の判読を実施した結果、海底地すべりの可能性のある盤」に示される敷地前面海域の海底地形の判読を実施した結果、海底地すべりの可能性のある地形は認められなかった。

地形は認められなかった。

（省略）（変更なし）

なお、文献調査の結果、Moore et al.(1989)(57)によれば、ハワイ諸島では過去に複数の海底

なお、文献調査の結果、Moore et al.(1989)(68)によれば、ハワイ諸島では過去に複数の海底地すべりが発生したことが示されている。過去に発生した海底地すべりの中から、後期更新世

地すべりが発生したことが示されている。過去に発生した海底地すべりの中から、後期更新世

以降に発生して巨大津波を伴った可能性があり、面積の大きいハワイ島西部の海底地すべりを以降に発生して巨大津波を伴った可能性があり、面積の大きいハワイ島西部の海底地すべりを評価対象として選定した。

評価対象として選定した。

選定した地すべりについて、ハワイ大学マノア校海洋地球科学技術学部(ＳＯＥＳＴ)による選定した地すべりについて、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)を用いて地すべり規模（体積）を算出し、Papadopoulos and地形デジタルデータ(50m グリッド)を用いて地すべり規模（体積）を算出し、Papadopoulos andKortekaas(2003)(58)に示されている地すべりの体積と津波水位の関係を参考に日本沿岸におKortekaas(2003)(69)に示されている地すべりの体積と津波水位の関係を参考に日本沿岸における水位を推定した結果、敷地への影響は小さいことを確認した。

ける水位を推定した結果、敷地への影響は小さいことを確認した。

添 6-7-5変更前（2021.12.2 付補正）変更後

7.4.2 火山現象に起因する津波

7.4.2 火山現象に起因する津波

敷地周辺において、火山現象による歴史津波の記録はなく、海底活火山の存在も認められな敷地周辺において、火山現象による歴史津波の記録はなく、海底活火山の存在も認められない（「8. 火山」参照）ことから、火山現象に起因する津波について、敷地への影響はない。

い（「8. 火山」参照）ことから、火山現象に起因する津波について、敷地への影響はない。

(59)によると、三陸沖で沈み込む太平洋プレート(海洋プレート)上でなお、阿部・平野(2007)(70)によると、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)の存在が示さ

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)の存在が示されている。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について、平野れている。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について、平野(2007)(60) 等 に 示 さ れ て い る プ チ ス ポ ッ ト の 特 徴 （ 第 7.4.1 表 ） を 踏 ま え 、 Levin and(2007)(71) 等 に 示 さ れ て い る プ チ ス ポ ッ ト の 特 徴 （ 第 7.4.1 表 ） を 踏 ま え 、 Levin andNosov(2009)(61)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て津波水位を

Nosov(2009)(72)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て津波水位を評価した。その結果、敷地への影響は小さいことを確認した。

評価した。その結果、敷地への影響は小さいことを確認した。

なお、阿部・平野(2007)

7.4.3 地震以外に起因する津波の評価のまとめ

7.4.3 地震以外に起因する津波の評価のまとめ（省略）（変更なし）

7.5 津波発生要因の組み合わせの検討

7.5 津波発生要因の組み合わせの検討（省略）（変更なし）

7.6 施設への津波の遡上評価

7.6 施設への津波の遡上評価（省略）（変更なし）

なお、選定された波源による津波高さは、過去に敷地に襲来した津波(2011 年東北地方太平洋沖(16)地震津波)を上回っており、また、行政機関による既往評価との比較として茨城県(2012)

なお、選定された波源による津波高さは、過去に敷地に襲来した津波(2011 年東北地方太平洋沖

評価を地震津波)を上回っており、また選定された波源と同規模の津波波源による遡上域が、津波堆積物
調 査 結 果 等 ( 竹 内 他 (2007)(7) 、 澤 井 (2012)(11) 、 Sawai et al.(2012)(12) 及 び Yanagisawa et

上回ることを確認した。行政機関による既往評価との比較を第 7.6.2 図に示す。

al.(2016)(13))を上回っていることから、敷地周辺における津波堆積物等の地質学的証拠及び歴史記録等から推定される津波の規模を超えていることを確認した。また、行政機関による既往評価との比較として茨城県(2012)(22) 評価、内閣府(2020,2022)(24)(25)評価を上回ることを確認した。地質学的証拠及び歴史記録等による確認結果を第 7.6.2 図に、行政機関による既往評価との比較を第7.6.3 図に示す。
7.7 立地上の余裕に対する検討

7.7 立地上の余裕に対する検討（省略）（変更なし）

具体的には、破壊伝播速度については、津波インバージョン解析による知見（Fujii and Satake

具体的には、破壊伝播速度については、津波インバージョン解析による知見（Fujii and Satake（2007）(62)、杉野ほか（2014）(45)、Satake et al.(2013)(63)、内閣府（2012b）(64)、地震調査研究（2007）(73)、杉野ほか（2014）(53)、Satake et al.(2013)(74)、内閣府（2012b）(75)、地震調査研究推進本部（2005）(65)）を参考に、1.0 km/s～3.0 km/s の範囲で設定した。破壊開始点については、推進本部（2005）(76)）を参考に、1.0 km/s～3.0 km/s の範囲で設定した。破壊開始点については、

地震調査研究推進本部（2009）(66)を参考に複数設定した。立ち上がり時間については、Satake et

地震調査研究推進本部（2009）(77)を参考に複数設定した。立ち上がり時間については、Satake etal.（2013）(63)及び内閣府（2012b）(64)を参考に 30 秒及び 60 秒を設定した。パラメータスタディal.（2013）(74)及び内閣府（2012b）(75)を参考に 30 秒及び 60 秒を設定した。パラメータスタディの設定を第 7.7.1 図に、評価結果を第 7.7.1、7.7.2 表に示す。

の設定を第 7.7.1 図に、評価結果を第 7.7.1、7.7.2 表に示す。

（変更なし）（変更なし）

7.8 参考文献

7.8 参考文献(1)～(9) （省略）

(1)～(9) （変更なし）

添 6-7-6

変更前（2021.12.2 付補正）

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(11) 澤井祐紀. 堆積物の記録から明らかになった日本海溝の巨大津波－茨城県における痕跡－.

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coupling beneath NE Japan inferred from three-dimensional displacement field. Journal

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Masataka KINOSHITA, Toshifumi MATSUOKA, YK11-04E and YK11-06E Shipboard Scientists.

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288.

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Fujikura, Yoshihiro Ito, Tetsuro Tsuru, Masataka Kinoshita. Extension of continental

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添 6-7-8変更前（2021.12.2 付補正）

変更後(26) Wataru Tanikawa, Takehiro Hirose, Hideki Mukoyoshi, Osamu Tadai, Weiren Lin. Fluid(34) Wataru Tanikawa, Takehiro Hirose, Hideki Mukoyoshi, Osamu Tadai, Weiren Lin. Fluid

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(28) J. Casey Moore, Terry A. Plank, Frederick M. Chester, Pratigya J. Polissar, Heather(36) J. Casey Moore, Terry A. Plank, Frederick M. Chester, Pratigya J. Polissar, Heather

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(29) Frederick M. Chester, Christie Rowe, Kohtaro Ujiie, James Kirkpatrick, Christine(37) Frederick M. Chester, Christie Rowe, Kohtaro Ujiie, James Kirkpatrick, Christine

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Hino, Yoshihiro Ito, Yoshio Murai, Toshinori Sato. Changes in seismicity before andthe 2011 Tohoku earthquake around its southern limit revealed by dense ocean bottom

after the 2011 Tohoku earthquake around its southern limit revealed by dense ocean

添 6-7-9変更前（2021.12.2 付補正）変更後

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Shuichi Kodaira, Yoshiyuki Kaneda, Kenji Hirata, Sumio Yoshikawa, Kazushige Obara,

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予知連絡会会報. 第 89 巻, 12-9, 2013, pp.425-428.

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2013, pp.417-420.

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(43) Ian Shennan. Recurrent Holocene Paleoseismicity and Associated Land/sea-level(51) Ian Shennan. Recurrent Holocene Paleoseismicity and Associated Land/sea-level

Changes in South Central Alaska. Department of Geography, University of Durham,

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2007, 39p.

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(44) Kusala Rajendran. On the recurrence of great subduction zone earthquakes. Current(52) Kusala Rajendran. On the recurrence of great subduction zone earthquakes. Current

Science. Vol.104, No.7, 2013, pp.880-892.

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(45) 杉野英治, 岩渕洋子, 橋本紀彦, 松末和之, 蛯澤勝三, 亀田弘行, 今村文彦. プレート間地震(53) 杉野英治, 岩渕洋子, 橋本紀彦, 松末和之, 蛯澤勝三, 亀田弘行, 今村文彦. プレート間地震

による津波の特性化波源モデルの提案. 日本地震工学会論文集. 第 14 巻, 第 5 号, 2014.

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31 日巻末資料. 南海トラフの巨大地震モデル検討会, 2012, 2017-03-30,

月 31 日巻末資料. 南海トラフの巨大地震モデル検討会, 2012, 2017-03-30,<http://www.bousai.go.jp/jishin/nankai/model/pdf/kanmatsu_shiryou.pdf>.

<http://www.bousai.go.jp/jishin/nankai/model/pdf/kanmatsu_shiryou.pdf>.

(47) Satoko Murotani, Kenji Satake, Yushiro Fujii. Scaling relations of seismic moment,(55) Satoko Murotani, Kenji Satake, Yushiro Fujii. Scaling relations of seismic moment,

rupture area, average slip, and asperity size for M~9 subduction-zone earthquakes.

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Geophysical Research Letters. Vol.40, 2013, pp.5070-5074.

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(49) Naoki Uchida, Junichi Nakajima, Akira Hasegawa, Toru Matsuzawa. What controls(57) Naoki Uchida, Junichi Nakajima, Akira Hasegawa, Toru Matsuzawa. What controls

interplate coupling?: Evidence for abrupt change in coupling across a border between

interplate coupling?: Evidence for abrupt change in coupling across a border between

two overlying plates in the NE Japan subduction zone. Earth and Planetary Science

two overlying plates in the NE Japan subduction zone. Earth and Planetary Science

添 6-7-10変更前（2021.12.2 付補正）

変更後

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Tsunamigenic potential of outer-rise normal faults at the Middle America trench inCentral America. Tectonophysics. Vol.574-575, 2012, pp.133-143.

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学技術研究所研究資料. 第 247 号, 2004.

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(54) 徳山英一, 本座栄一, 木村政昭, 倉本真一, 芦寿一郎, 岡村行信, 荒戸裕之, 伊藤康人, 徐垣,(65) 徳山英一, 本座栄一, 木村政昭, 倉本真一, 芦寿一郎, 岡村行信, 荒戸裕之, 伊藤康人, 徐日野亮太, 野原壯, 阿部寛信, 坂井眞一, 向山建二郎. 日本周辺海域の中新世最末期以降の構垣, 日野亮太, 野原壯, 阿部寛信, 坂井眞一, 向山建二郎. 日本周辺海域の中新世最末期以降

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Torresan. Prodigious submarine landslides on the Hawaiian Ridge. Journal of

Torresan. Prodigious submarine landslides on the Hawaiian Ridge. Journal ofGeophisical Research. Vol.94, 1989, pp.17465-17484.

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from Observational Data. Submarine Mass Movements and Their Consequences. Advances infrom Observational Data. Submarine Mass Movements and Their Consequences. Advances

Natural and Technological Hazards Research, vol.19, 2003, pp.367-374.

in Natural and Technological Hazards Research, vol.19, 2003, pp.367-374.

(59) 阿部なつ江, 平野直人. 新しい種類の火山活動プチスポットを発見. 海と地球の情報誌. 第 19(70) 阿部なつ江, 平野直人. 新しい種類の火山活動プチスポットを発見. 海と地球の情報誌. 第巻, 第 2 号, 2007, p.1.

19 巻, 第 2 号, 2007, p.1.

(60) 平野直人. 北西太平洋の複数回の火山イベント－白亜紀から現在まで－. 日本鉱物科学会 2007(71) 平野直人. 北西太平洋の複数回の火山イベント－白亜紀から現在まで－. 日本鉱物科学会

年度年会, セッション ID:G2-04, 2007.
(61) Boris W. Levin, Mikhail A. Nosov. The Physics of Tsunami Formation by Sources of2007 年度年会, セッション ID:G2-04, 2007.
(72) Boris W. Levin, Mikhail A. Nosov. The Physics of Tsunami Formation by Sources of

添 6-7-11変更前（2021.12.2 付補正）

変更後

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Inferred from Tide Gauge and Satellite Data. Bulletin of the Seismological Society ofInferred from Tide Gauge and Satellite Data. Bulletin of the Seismological Society

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(63) Kenji Satake, Yushiro Fujii, Tomoya Harada, Yuichi Namegaya. Time and Space(74) Kenji Satake, Yushiro Fujii, Tomoya Harada, Yuichi Namegaya. Time and Space

Distribution of Coseismic Slip of the 2011 TohokuEarthquake as Inferred from Tsunami

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Waveform Data. Bulletin of the Seismological Society of America. Vol.103, No.2B,

Waveform Data. Bulletin of the Seismological Society of America. Vol.103, No.2B,

2013, pp.1473-1492.

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(64) 内閣府. 南海トラフの巨大地震モデル検討会（第二次報告）津波断層モデル編－津波断層モデ(75) 内閣府. 南海トラフの巨大地震モデル検討会（第二次報告）津波断層モデル編－津波断層モデ

ルと津波高・浸水域等について－平成 24 年 8 月 29 日. 南海トラフの巨大地震モデル検討会,

ルと津波高・浸水域等について－平成 24 年 8 月 29 日. 南海トラフの巨大地震モデル検討会,

2012, 2017-03-30,

2012, 2017-03-30,<http://www.bousai.go.jp/jishin/nankai/model/pdf/20120829_2nd_report01.pdf>.

<http://www.bousai.go.jp/jishin/nankai/model/pdf/20120829_2nd_report01.pdf>.

(65) 地震調査研究推進本部. 宮城県沖地震を想定した強震動評価(一部修正版)について. 地震調査

(76) 地震調査研究推進本部. 宮城県沖地震を想定した強震動評価(一部修正版)について. 地震調査

研究推進本部地震調査委員会, 2005, 2005-12-14,

研究推進本部地震調査委員会, 2005, 2005-12-14,<http://www.jishin.go.jp/main/kyoshindo/05dec_miyagi/index.htm>.

<http://www.jishin.go.jp/main/kyoshindo/05dec_miyagi/index.htm>.

(66) 地震調査研究推進本部. 震源断層を特定した地震の強震動予測手法 (「レシピ」) （平成 21 年

(77) 地震調査研究推進本部. 震源断層を特定した地震の強震動予測手法 (「レシピ」) （平成 21

12 月 21 日改訂）. 地震調査研究推進本部地震調査委員会, 2009, 2010-12-28,

年 12 月 21 日改訂）. 地震調査研究推進本部地震調査委員会, 2009, 2010-12-28,<http://www.jishin.go.jp/main/chousa/09_yosokuchizu/g_furoku3.pdf>.

<http://www.jishin.go.jp/main/chousa/09_yosokuchizu/g_furoku3.pdf>.

(67) L. Mansinha, D. E. Smylie. The displacement fields of inclined faults. Bulletin of(78) L. Mansinha, D. E. Smylie. The displacement fields of inclined faults. Bulletin of

the Seismological Society of America. Vol.61, No5, 1971, pp.1433-1440.

the Seismological Society of America. Vol.61, No5, 1971, pp.1433-1440.

(68) 長谷川賢一, 鈴木考夫, 稲垣和男, 首藤伸夫. 津波の数値実験における格子間隔と時間積分間(79) 長谷川賢一, 鈴木考夫, 稲垣和男, 首藤伸夫. 津波の数値実験における格子間隔と時間積分間隔に関する研究. 土木学会集. 第 381 号/Ⅱ-7, 1987, pp.111-120.

隔に関する研究. 土木学会集. 第 381 号/Ⅱ-7, 1987, pp.111-120.

(69) 後藤智明, 小川由信. Leap-frog 法を用いた津波の数値計算法. 東北大学土木工学科資料.

(80) 後藤智明, 小川由信. Leap-frog 法を用いた津波の数値計算法. 東北大学土木工学科資料.

1982, 52p.

1982, 52p.

(70) 小谷美佐, 今村文彦, 首籐伸夫. GIS を利用した津波遡上計算と被害推定法. 海岸工学論文集.

(81) 小谷美佐, 今村文彦, 首籐伸夫. GIS を利用した津波遡上計算と被害推定法. 海岸工学論文

VOl.45, 1998, pp.356-360.

集. VOl.45, 1998, pp.356-360.

(71) 本間仁. 低溢流堰堤の流量係数. 土木学会誌. 第 26 巻, 第 6 号, pp.635-645, 第 9 号, 1940,(82) 本間仁. 低溢流堰堤の流量係数. 土木学会誌. 第 26 巻, 第 6 号, pp.635-645, 第 9 号, 1940,

pp.849-862.

pp.849-862.

(72) チリ津波合同調査班. 1960 年 5 月 24 日チリ地震津波に関する論文及び報告. 東京大学地震研(83) チリ津波合同調査班. 1960 年 5 月 24 日チリ地震津波に関する論文及び報告. 東京大学地震研究所, 1961, 397p.

究所, 1961, 397p.

添 6-7-12変更前（2021.12.2 付補正）
第 7.2.1 表（省略）変更後
第 7.2.1 表（変更なし）

添 6-7-13変更前（2021.12.2 付補正）変更後

添 6-7-14変更前（2021.12.2 付補正）変更後

添 6-7-15変更前（2021.12.2 付補正）
第 7.2.1 図、第 7.3.1 図～7.3.2 図（省略）

変更後
第 7.2.1 図、第 7.3.1 図～7.3.2 図（変更なし）

添 6-7-16変更前（2021.12.2 付補正）変更後

添 6-7-17変更前（2021.12.2 付補正）
第 7.3.5（省略）変更後
第 7.3.5（変更なし）

N

大洗研究所

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

第 7.3.6 図 東北地方太平洋沖型の津波波源（再現解析：計算領域及び格子間隔）

第 7.3.6 図 東北地方太平洋沖型の津波波源（再現解析：計算領域及び格子間隔）

添 6-7-18

変更前（2021.12.2 付補正）変更後

添 6-7-19

第 7.3.12 図 海洋プレート内の正断層地震（波源モデルの諸元）

添 6-7-20
第 7.3.12 図 海洋プレート内の正断層地震（波源モデルの諸元）

走向：θ （°）

180, 205

270

すべり角：λ （°）

1.00×1022
地震モーメント：M0（Nm）

45

7.0×1010

剛性率：μ（N/m2）

傾斜角：δ （°）

10.1

すべり量：D （m）

1.0

50.0

幅：W （km）

上縁深さ：d （m）

283.0

8.6

設定値

大洗研究所

海洋プレート内地震の検討領域

JTNR

第 7.3.8～7.3.11 図（省略）

長さ：L （km）

Mw

パラメータ

変更前（2021.12.2 付補正）変更後

第 7.3.8～7.3.11 図（変更なし）変更前（2021.12.2 付補正）
第 7.3.13 図～7.3.14 図（省略）

変更後
第 7.3.13 図～7.3.14 図（変更なし）

添 6-7-21変更前（2021.12.2 付補正）変更後

添 6-7-22変更前（2021.12.2 付補正）変更後

添 6-7-23

変更前（2021.12.2 付補正）
第 7.6.1 図（省略）

変更後
第 7.6.1 図（変更なし）

第 7.6.2 図 地質学的証拠及び歴史記録等による確認（津波堆積物との比較）

添 6-7-24

第 7.7.1 図 （省略）

変更前（2021.12.2 付補正）変更後

第 7.6.2 図 行政機関による既往評価との比較

第 7.6.3 図 行政機関による既往評価との比較

第 7.7.1 図 （変更なし）

添 6-7-25