研究資料第 439 号 第一部 付録編
5.1 確率論的津波ハザード評価の基本的な考え方

5. 本研究資料（第一部付録編）で用いる確率論的津波ハザード評価手法
5.1 確率論的津波ハザード評価の基本的な考え方
日本周辺では多くのプレート間地震や活断層の運動に伴う地震が発生している．これらの地震によって津波が生じ，被害を被る可能性は全国いたるところの海岸地域にあると考えざるを得ない．本章で説明する確率論的津波ハザード評価は，南海トラフ沿いで発生する多様なプレート間地震を対象に，長期的な地震発生の確率とその地震によって発生する津波の高さを推定することで，津波に見舞われる可能性を海岸沿いの地点ごとに定量的に評価するものである．最終的に，海岸での最大の津波高さ（正確には最大水位上昇量，詳細は 7.2.1.3 項を参照）ごとの超過確率をグラフ化した「ハザードカーブ」を作成し，効果的な地震津波防災対策を検討する上での定
量的な基礎資料を提供することを目的とする．
「全国地震動予測地図 2014 年版」（地震調査委員会，2014）（以下，予測地図と呼ぶ）では，日本全国の地震動強さを評価するため，確率論的ハザード評
価の手法を用いた確率論的地震動予測地図が作成されている．本研究資料（第一部付録編）では，確率論的ハザード評価の手法として予測地図の方法を参考にする．
地震発生確率の評価については，予測地図の手法と同様に，「南海トラフの地震活動の長期評価（第二版）」（地震調査委員会，2013）（以下，長期評価と呼ぶ）を参考にする．地震動の場合には距離減衰式（経験式）により地震動強さを震源からの距離の関数として簡便に推定できるのに対し，津波の場合には海底地形や海岸線の形状，断層形状や断層のすべり不均質の影響が強いため，初期地盤変動と津波伝播計
算を行って津波高さを推定する必要がある．津波高さの推定には，様々な不確定性が含まれており，これらは確率モデルによって考慮する．最後に，対象とする地震ごとの相対的な起こりやすさおよび各地
震によって発生する津波の高さの評価を確率論的に統合してハザードカーブを計算することで，海岸での津波高さの一定期間内での超過確率を評価する．
なお，確率論的津波ハザード評価の既往研究については 2.2 節を参照されたい．

5-1

研究資料第 439 号 第一部 付録編
5.2 評価手法

5.2 評価手法

1,350 m，450 m，150 m，50 m とする．

5.2.1 確率論的津波ハザード評価の流れ

海底・陸域地形のモデル化についての詳細は 7.1.2

本研究資料（第一部付録編）における南海トラフ沿項を参照されたい．

いで発生する地震による津波の確率論的ハザード評④ 津波高さの評価

価の全体の流れを説明する．藤原ほか（2015）におけ本研究資料（第一部付録編）では，津波伝播遡上計

る確率論的津波ハザード評価の流れと同様に，①地算によって得られる，海岸での最大の津波高さ（正震の発生可能性の評価，②波源断層モデルの設定，確には最大水位上昇量，詳細は 7.2.1.3 項を参照）を③海底・陸域地形のモデル化，④津波高さの評価，

用いて確率論的津波ハザード評価を行う．まず，設⑤ハザードカーブの作成，の手順で確率論的津波ハ定した全波源断層モデルによって生じる地盤変動量

ザード評価を行う．

を計算する．次に，算出した地殻変動量に水平変位の寄与（Tanioka and Satake (1996)）を考慮し，さらに，Kajiura (1963) による水理フィルター（梶浦フィ① 地震の発生可能性の評価
本研究資料（第一部付録編）では，長期評価や予測

ルター）を適用することで得られる値を初期水位と地図と同様に，南海トラフ沿いの大地震の発生がみなす．この初期水位および前述の地形モデルを用BPT (Brownian Passage Time) 分布に基づく更新過程

いて津波伝播遡上計算を行うことで海岸での最大水に従うと仮定する．予測地図と同様に，南海トラフ

位上昇量を得る．

大地震の平均発生間隔を 88.2 年，ばらつきを 0.22

津波高さの評価についての詳細は 7.4 節を参照さと設定すると，評価開始時点 2020 年 1 月 1 日かられたい．

30 年間に次の南海トラフの大地震が発生する確率⑤ ハザードカーブの作成（30 年発生確率）として 74.3 % が得られる．本研究

様々な不確定性（例えば，津波伝播現象をある支では，この 30 年発生確率の値を用いて確率論的な配方程式で表現したことによって無視された解析的

津波ハザード評価を行う．

な近似誤差，数値計算を行うために支配方程式を離地震の発生確率の設定についての詳細は 8.1.2 項

散化したことによる離散化誤差など）を個々の波源を参照されたい．

断層モデル（地震）によって発生する津波に対して設② 波源断層モデルの設定

定し，評価期間内にその地震によって津波の最大水長期評価では，南海トラフ沿いで発生する地震の位上昇量がある閾値を超える確率（超過確率）を評価

例として 15 種類の震源域の組合せを例示している．

する．①で想定したすべての地震に対してこれを繰

本研究資料（第一部付録編）では，南海トラフ沿いでり返し，その結果を確率論的に統合することにより，発生する地震の多様性を表現するため，長期評価ですべての地震を考慮した場合に最大水位上昇量が評例示された 15 種類の震源域の組合せに加え，様々な価期間内に少なくとも 1 回或る値を超える超過確率

震源域の組合せを考慮した波源断層モデル群を設定を計算する．
ハザードカーブの作成についての詳細は 5.2.2 項する．また，不均質なすべり量分布が津波の発生におよび 8 章を参照されたい．

与える影響を考慮し，背景領域に比べてすべり量の大きな領域（大すべり域，超大すべり域）を設定する．
波源断層モデルの設定についての詳細は 6.3.3 項以上の手順にしたがって，与えられた評価期間にを参照されたい．

対して海岸地点ごとに算出されたハザードカーブ（8③ 海底・陸域地形のモデル化

章）に基づいて，最大水位上昇量あるいは超過確率

本研究資料（第一部付録編）では，内閣府「南海トのいずれかを固定して，残りの 1 つの値を地図上にラフの巨大地震モデル検討会（第二次報告）」および示した図を作成する（9 章）．本研究資料（第一部付

内閣府「日本海溝・千島海溝沿いの巨大地震モデル

録編）では，すべての汀線メッシュ（陸域と海域の境検討会」が作成した海底・陸域地形のメッシュデー

界に接する海側 50 m メッシュ）の中心（以下，ハザータを使用する．ネスティングを用いた津波伝播遡上ド評価点と呼ぶ）357,437 点を評価対象地点とする．

計算を行うため，メッシュのサイズは沖合から順に

5-2

研究資料第 439 号 第一部 付録編
5.2 評価手法

5.2.2 ハザードカーブの算定

本研究資料（第一部付録編）では，k 番目の地震パ

本研究資料（第一部付録編）では，長期評価や予測

ターン Qk を構成する，jmax 個の波源断層モデル Ejk

地図の考え方と同様に，地震の発生が BPT 分布に(j=1,…jmax) によって或るハザード評価点に対して計基づく更新過程に従うと仮定して計算された，評価算された最大水位上昇量 H はそれぞれ確率的に独立

開 始 時 点 2020 年 1 月 1 日 0 時 か ら 30 年 間 に 次 のであると考え，P(H > h | Qk) を以下のように計算す

南海トラフの大地震が発生する確率 74.3%（8.1.2 項

る．

参照）を用いて津波のハザードカーブ（以下，単にハザードカーブと呼ぶ）を計算する．
また，本研究資料（第一部付録編）では，長期評価で評価された地震を対象にハザードカーブを計算する．長期評価で評価されていない種類の地震（背景

ここで，P(H > h | Ejk) は波源断層モデル Ejk（で近似的地震活動など）によって発生する津波を含めた総できる地震）が発生した場合に，当該ハザード評価

合的なハザードカーブについては，今後刊行される点において，最大水位上昇量 H が或る閾値 h を超え

予定の本研究資料（第二部）や本研究資料（第三部）をる条件付きの超過確率である．

参照されたい．
以下，ハザードカーブの算定について説明する．

なお，本研究資料（第一部付録編）におけるハザー

ここでは，震源域の組合せを震源域パターン，波源

ドカーブの算定に関するより詳細な説明として，地断層モデルの組合せを地震パターンと呼ぶこととす

震の発生確率の設定については 8.1.2 項，計算される．地震パターンそれぞれは互いに排反の関係にあた最大水位上昇量の確率論的取扱いについては 8.1.3

り，震源域パターンそれぞれも互いに排反の関係に項，最大水位上昇量の補正については 8.1.4 項，計あると考える．

算された最大水位上昇量の不確かさについては 8.1.5
項を参照されたい．

或るハザード評価点において，評価開始時点 （t 直
近の大地震からの評価時点までの経過時間）から Δt
年間の間に，南海トラフの大地震によって発生する
津波の高さ（最大水位上昇量）H が或る閾値 h を超える確率（超過確率）P(H > h ; t ) は以下のように表現される．

ここで，P(t, Δt) は評価開始時点 t から ∆t 年間に次の南海トラフの大地震が発生する確率であり，上述のとおり，t = 2020 年 1 月 1 日 0 時，Δt = 30 年，P(t,Δt) = 74.3% を与える．また，W(Qk) は k 番目の地震パターン Qk の相対重み（相対的な起こりやすさ）（重みの設定については 8.3.4 項および 8.3.5 項参照），
P(H > h | Qk) は次の南海トラフの大地震が k 番目の地震パターン Qk として発生する場合に，或るハザー
ド評価点において，最大水位上昇量 H が或る閾値 hを超える条件付きの超過確率である．

5-3

研究資料第 439 号 第一部 付録編
5.3 津波高さに関わる不確定性

5.3 津波高さに関わる不確定性層モデルと考えて差し支えない場合，かつ現地調査

5.3.1 不確定性の考え方などから得られた信頼できる津波痕跡データが多数

決定論的な津波ハザード評価においては，数値計ある場合，その精緻な断層モデルから計算される津算から得られる津波高さをそのまま観測される津波

波高さと痕跡データとのずれは，断層モデルすなわ

高さの推定値として扱っている．しかし，一般に数

ち初期水位分布を除く，数値計算手法に含まれるす

値計算の結果には必ず不確かさが含まれる．その不べての不確定性が合成された結果であると考えられ

確かさとして，主に以下の要因が挙げられる．

るので，それを津波の再現計算における不確かさと(a) 津波伝播現象をある支配方程式で表現したこ

して利用する．なお，エルゴード性が成り立つと仮定したうえで、σ 計算誤差を考える．

とによって無視された解析的な近似誤差，(b) 数値計算を行うために支配方程式を離散化し5.3.2 ばらつきの設定

たことによる離散化誤差，(c) 複雑な断層運動を簡素化した波源断層モデル

確率論的な津波ハザード評価では，津波伝播計算で表現したことによる誤差，

から得られる津波高さの推定値（以下，計算値と呼(d) 実際の地球を半無限弾性体に置き換えたことぶ）を上述の不確定性を含む確率変数として扱い，により地殻変動計算に含まれる誤差，

津波高さの真値は計算値の周りにある確率密度分布(e) 数値計算において境界条件を離散化して取りで存在していると考える．本研究資料（第一部付録編）では，確率変数としての津波高さ x の確率密度

入れたことによる誤差，

関数 f (x) は次式のように，計算値を中央値とする対(f) 地形モデルを作成するときに用いた水深・標数正規分布で近似できると考える．

高データそのものの精度，(g) 水深・標高データを離散化して計算用の地形モデルを作成する場合の離散化誤差．
したがって，決定論的な津波ハザード評価においここで，λ は x の中央値（計算値）の自然対数，σ はて，津波高さの推定値は多種多様な不確かさによっ

σ 計算誤差を自然対数標準偏差に変換した値である．

て構築されたサンプル母集団の中の 1 つの要素に過本研究資料（第一部付録編）では，地震調査委員会

ぎないと考えても良い．
津波高さの推定に関わる不確かさを生み出す要因（2020）の考え方を用いて σ 計算誤差を決定する．以下，を 1 つひとつ調べあげ，それぞれがどの程度全体の常用対数標準偏差によるばらつき σ 計算誤差 の設定に不確かさに影響を与えているかを推定することは実ついて述べる．なお，地震調査委員会（2020）では際には困難である．例えば，(c)「複雑な断層運動を

自然対数標準偏差を用いてばらつきを設定している

簡素化した波源断層モデルで表現する場合の誤差」

が，本研究資料（第一部付録編）における常用対数標

が津波高さの推定値に与える影響のみを検討する場

準偏差を用いた設定と本質的には等価であることに合，その検討のために津波伝播計算を行う必要があ留意されたい．

る．津波伝播計算そのものが多種類の不確かな要因

地震調査委員会（2020）は杉野ほか（2014）に基づを不可避的に持っている以上，他の要因の影響を排

き，確率論的津波ハザード評価における不確定性を除することは不可能であるといえる．

検討している．すなわち，ばらつき σ を波源モデル

本研究資料（第一部付録編）では個別の要因ごと（σ 波源），伝播モデル（σ 伝播），遡上モデル（σ 遡上）ごとに不確定性を評価することはせず，津波高さの推に分解，これらをすべて独立と仮定し，全体のばら定に関わる不確定性は再現計算の不確定性（以下，つきをσ 計算誤差と呼ぶ）によって表わされると考える．具体料（第一部付録編）では，地震調査委員会（2020）の考的には，過去に発生した津波について，津波をもたえ方にしたがい，汀線メッシュ（陸域と海域の境界らした地震の精緻な断層モデル（断層面上のすべりに接する海側の 50 m メッシュ）に設定されたハザー

量の分布）が知られていて，これを近似的に真の断ド評価点における最大水位上昇量を計算値とするた5-4として表現している．本研究資

研究資料第 439 号 第一部 付録編
5.3 津波高さに関わる不確定性

め，σ 計算誤差 は σ 遡上 を除いたと等価であると仮定する．以下，①③ σ 遡上を推定することで，④，②，（σ 計算誤差）を(a) 大すべり域のみを有する波源断層モデル

設定する．
①
地震調査委員会（2020）は，藤原ほか（2015）が東北
地方太平洋沖型の地震として作成した特性化波源断(b) 大すべり域・超大すべり域を有する波源断層モデル

層モデルから求めた最大水位（T.P.）と，東北地方太平洋沖地震津波合同調査グループ（以下，合同調査
グループと呼ぶ）による「痕跡調査結果」の痕跡デー
タのうち，是永ほか（2013）の基準を用いて選別した
痕跡高を比較することで，を推定できると考えている．
図 5.3.2-1 東北地方太平洋沖地震の津波痕跡データ（合同調査グループ）から是永ほか（2013）の基準で選別した津波痕跡高と，特性化波源断層モデル
から求めた最大水位（T.P.）（藤原ほか，2015）の比較．地震調査委員会（2020）を修正し作成した．左図は痕跡高と最大水位（T.P.）の比較図，
右図は波源断層モデル図（黄色は背景領域，橙
色は大すべり域，赤色は超大すべり域）を示す．

ここで，是永ほか（2013）による津波痕跡データの選別基準について説明する．是永ほか（2013）は，合同調査グループによる東北地方を中心とした，北海道から鹿児島県までの 5,327 個の痕跡データについて，以下の基準に基づき 1,106 個の痕跡データを選別している．
• 痕跡信頼度 A（合同調査グループが設定した信頼

地震調査委員会（2020）では，(5.3.2-2) 式～ (5.3.2-4)

度の判断基準に基づく）• 痕跡高 50 cm 以上式に対して自然対数標準偏差を用いることで，計算• 汀線からの遡上距離 100 m 以内

値と痕跡高の比較によるばらつきを表現している．

• 50 m 計算格子で表現不可能な構造物が近傍にあ本研究資料（第一部付録編）では，基本的に地震調査

る場合，汀線メッシュと痕跡点が 50 m 以内

委員会（2020）の考え方に従うが，ばらつきの表現に• 北海道～静岡県（一部）の太平洋沿岸

関しては，是永ほか（2013）と同様に，常用対数標準偏差 σ を用いることとする．

また，是永ほか（2013）は，計算値と痕跡高の比較

東北地方太平洋沖地震の津波痕跡データ（合同調によるばらつきを，Aida（1978）の幾何標準偏差 κ を査グループ）から是永ほか（2013）の基準を用いて選用いて常用対数標準偏差 σ で表現している．

別した痕跡高と，特性化波源断層モデルから求めた最大水位（T.P.）（藤原ほか，2015）の比較図（大すべり域のみを有する波源断層モデルおよび大すべり域・超大すべり域を有する波源断層モデル）を図 5.3.2-1に示す．大すべり域のみを有する波源断層モデル，
大すべり域・超大すべり域を有する波源断層モデル
それぞれについて，常用対数標準偏差 σ は 0.17，0.20となった．地震調査委員会（2020）では，これらの値

ここで Hcal (i) は i 番目の地点での計算値（最大水位を用いて，大すべり域のみを有する波源断層モデル，（T.P.）），Hobs (i) は i 番目の地点での痕跡高，N はデー

大すべり域・超大すべり域を有する波源断層モデル

タ数である．

それぞれのばらつき
を与える．

5-5

として 0.17，0.20

研究資料第 439 号 第一部 付録編
5.3 津波高さに関わる不確定性(a) 杉野ほか（2013）②
地震調査委員会（2020）は，東北地方太平洋沖地震の波源を既知とみなすことでを推定できると考えている．具体的には，杉野ほか（2013）および内閣府（2012）による東北地方太平洋沖地震のインバージョンモデルそれぞれについて，波源を再現する精緻な波源断層モデル，すなわち真の波源断層モ
デルとみなすことで，σ 波源 を 0 と仮定している．
是永ほか（2013）は，杉野ほか（2013）および内閣
府（2012）のモデルそれぞれを用いて求めた最大水位(b) 内閣府（2012）（T.P.）と，東北地方太平洋沖地震の津波痕跡データ（合同調査グループ）から選別した津波痕跡高を比較したうえで（図 5.3.2-2），(5.3.2-2) 式を用いて算出される常用対数標準偏差 σ は両モデルともに 0.13 であることを示している．
地震調査委員会（2020）
は，是永ほか（2013）の結果を用いて，杉野ほか（2013）
および内閣府（2012）のモデル
それぞれに対するとして 0.13 を与える．
図 5.3.2-2 東北地方太平洋沖地震の津波痕跡データ（合同調査グループ）から是永ほか（2013）の基準で選別した津波痕跡高と，インバー
ジョンモデルから求めた最大水位（T.P.）（藤原ほか，2015）の比較．左図は痕跡高と最大水位（T.P.）の比較図，右図はインバージョ
ンモデルモデルのすべり量分布図を示す．

③ σ 遡上地震調査委員会（2020）は，検潮所で観測された津波の高さと検潮所近傍の痕跡高を比較することで， 観 測 値 の 測 定 誤 差 に 相 当 す る σ 遡 上 を 推 定 でき る と 考 え， 東 北 地 方 太 平 洋 沖 地 震（ 林（2014），
表 5.3.2-1 (a)）お よ び 2003 年 十 勝 沖 地 震（ 気 象 庁（2005），表 5.3.2-1 (b)）それぞれについて，自然対数

地震調査委員会（2020）は，大すべり域のみを有す

標準偏差を用いた σ 遡上を算出している．

る波源断層モデルを構築していることから，0.11 ≦≦ 0.15 の最大値 0.15（自然対数標準偏差で本研究資料（第一部付録編）では，地震調査委員会0.35）を σ 計算誤差として用いることとした．

（2020）の考え方に基本的に従うが，常用対数標準偏差を用いて σ 遡上を算出する．その結果，σ 遡上は 0.08，

本研究資料（第一部本編）では，大すべり域のみを

0.09 となった．地震調査委員会（2020）は，津波が遡有する波源断層モデル，大すべり域・超大すべり域

上するにつれ，ばらつきが大きくなると考え，σ 遡上を有する波源断層モデルの両方を設定し，本研究資≧ 0.08 とみなすと，②よりは 0.13 と推定料（第一部付録編）では，大すべり域のみを有する波

されることから，0.08 ≦ σ 遡上 ≦ 0.13 と導出できる

源断層モデルのみを設定している（6.3 節参照）．本と考えた．

研究資料（第一部本編）および本研究資料（第一部付録編）それぞれの確率論的な津波ハザード評価結果④

をより単純に比較できることを目的として，地震調（σ 計算誤差）
以上のことから，地震調査委員会（2020）は，大す査委員会（2020）が設定したばらつきと同じ値であべり域のみを有する波源断層モデルを用いた場合は0.11 ≦≦ 0.15，大すべり域・超大すべり域を有する波源断層モデルを用いた場合は 0.15 ≦り，0.11 ≦≦ 0.15（大すべり域のみの場合）と 0.15 ≦≦ 0.18（大すべり域・超大すべり域の場合）に共通する≦ 0.18 と推定できると考えた．

いることとする．

5-6（σ 計算誤差）= 0.15 を用

研究資料第 439 号 第一部 付録編
5.3 津波高さに関わる不確定性

表 5.3.2-1 検潮所で観測された津波高と検潮所近傍の浸水高の比較（地震調査委員会，2020）(a) 杉野ほか（2013）(a) 東北地方太平洋沖地震（林，2014）
近傍の現地調査*3
最大の高さ*2 地点番号 浸水高
等 (m)*4
(m)
2.86
4,5
2.1～3.3
2.76以上19,20
3.8～3.9
2.8
26,27
3.1～3.1

潮位・津波観測施設
所在地*1

所属 ： 観測点名
気：根室市花咲
港：十勝港
気：浦河
気：えりも町庶野
港：苫小牧東港
港：苫小牧西港

3.5
2.46以上
2.25

22,23
34
38

3.6～3.8
2.8
2.1

港：白老港
気：函館
気：八戸
港：久慈港

1.73以上
2.39
4.2以上
―

39
87
89～94
95～98

1.5
1.8
3.8～6.2
6.3～8.7

気：宮古
気：大船渡
海：釜石
気：石巻市鮎川

8.5以上
8.0以上
4.20以上8.6以上

99～101119～121106122～123

5.1～7.3
9.9～11.8
9.3
7.7～7.7

―
9.3以上
3.33
4.0

136～138
139～140

6.4～7.1
8.5～9.0

茨城

港：仙台新港気：相馬
気：いわき市小名浜
気：大洗

千葉

気：銚子

2.5

142～143
163～164171

4.2～4.2
4.7～5.0
3.1

気：那智勝浦町浦神
和歌山 気：串本町袋港
気：白浜町堅田

1.24
1.51
1.13
2.78

203
205～206207
223～2251.8
1.4～1.8
0.9
2.4～3.0

北海道

青森

岩手

宮城
福島

高知

港：須崎港

(b) 内閣府（2012）*1「気」は気象庁，「湾」は国土交通省の港湾局または地方整備局，「海」は海上保安庁

図 5.3.3-1 東北地方太平洋沖地震の津波痕跡データ（合同調査グループ）から是永ほか（2013）の方法で選別した津波痕跡高と計算高（藤原ほか，2015）の比と，計算高（藤原ほか，2015）の関係*2「気象庁技術報告」(気象庁地震火山部地震津波監視課・同地球環
境・海洋部海洋気象課, 2012)による．「―」は値が決定できないこと，「以上」は欠測期間以外での最大値を示す．
*3「気象庁技術報告」(阿部・平松, 2012)の地点番号とその場所での津波の高さの測定値*4

Pは湾内津波高（港湾において岸壁は超えていないが明確に高さが分かる津波），Rは遡上高，無印は浸水高による東北地方太平洋沖地震のインバージョンモデ(b) 2003 年十勝沖地震（気象庁，2005）

ルそれぞれを用いて求めた最大水位（T.P.）（以下，計算高と呼ぶ）と，東北地方太平洋沖地震の津波痕跡
データ（東北地方太平洋沖地震津波合同調査グルー
プ，2012）から是永ほか（2013）の基準で選別した津波痕跡高を比較した結果（図 5.3.2-2）を用いて，ばらつきの範囲を調べ，打ち切り範囲を検討する．
図 5.3.3-1 は痕跡高と計算高の比と，計算高の関5.3.3 ばらつきの打ち切り範囲の検討係をプロットしたものである．痕跡高と計算高の比

確率論的な津波ハザード評価において，津波伝播について，緑線は ±1σ，薄青線は ±2σ，青線は ±3σ

遡上計算から得られる津波高さの推定値を確率変数に相当する範囲を示している．杉野ほか（2013）およとして扱い，津波高さにばらつきを与える際には，

び内閣府（2012）のインバージョンモデルともに，ほ

津波高さの真値が分布する確率密度の範囲を限定すとんどのデータ（痕跡高／計算高）が概ね ±3σ 範囲のる，すなわち確率密度関数の積分区間に相当する打中にプロットされていることが確認できる．

ち切り範囲を設定する必要がある．ここでは，藤原これを踏まえ，本研究資料（第一部付録編）におけるばらつきの打ち切り範囲を ±3σ とする．

ほか（2015）が，杉野ほか（2013）および内閣府（2012）5-7

研究資料第 439 号 第一部 付録編
5 章の参考文献

5 章の参考文献

14）内 閣 府： 日 本 海 溝・ 千 島 海 溝 沿 い の 巨 大 地 震1）Aida, I. (1978) : Reliability of a tsunami source

モ デ ル 検 討 会，http://www.bousai.go.jp/jishin/model derived from fault parameters, J. Phys. Earth,nihonkaiko_chishima/model/index.html (2019 年 4

26, 57-73.

月 18 日参照 )．

2）土木学会原子力土木委員会津波評価部会（2011）：15）杉野英治・呉長江・是永真理子・根本信・岩渕

確率論的津波ハザード解析の方法．

洋子・蛯沢勝三（2013)：原子力サイトにおける

3）藤原広行・平田賢治・中村洋光・長田正樹・森2011 東北地震津波の検証，日本地震工学会論文

川信之・河合伸一・大角恒雄・青井真・松山尚典・集，13(2)，2-21．

遠山信彦・鬼頭直・村嶋陽一・村田泰洋・井上

16）杉野英治・岩渕洋子・橋本紀彦・松末和之・蛯

拓也・斎藤龍・秋山伸一・是永眞理子・阿部雄

澤勝三・亀田弘行・今村文彦（2014）：プレート太・橋本紀彦（2015）：日本海溝に発生する地震

間地震による津波の特性化波源モデルの提案，

による確率論的津波ハザード評価の手法の検討，

日本地震工学会論文集，14(5)，5_1-5_18．

防災科学技術研究所研究資料，第 400 号．

17）Tanioka, Y. and Satake, K. (1996): Tsunami4）林豊（2014）：4.3 潮位・津波観測施設．東日本
大震災合同調査報告

generation by horizontal displacement of ocean
bottom, Geophysical Research Letters, Vol. 23, No.

共通編２ 津波の特性と被8, pp. 861-864.

害，東日本大震災合同調査報告書編集委員会編，

18）東北地方太平洋沖地震津波合同調査グループ

丸善出版，62-69.
5）岩渕洋子・杉野英治・蛯沢勝三（2014）：確率論（2012）：痕跡調査結果，http://www.coastal.jp/ttjt/

的手法に基づく基準津波策定手引き，原子力安

index.php? 現 地 調 査 結 果（2019 年 10 月 26 日 参

全基盤機構，JNES-RE-2013-2041．

照）．

6）地震調査委員会（2013）：南海トラフの地震活動の長期評価（第二版）．
7）地震調査研究推進本部地震調査委員会（2014）：
全国地震動予測地図 2014 年版～全国の地震動ハ
ザードを概観して～．
8）地震調査委員会（2020）：南海トラフ沿いで発生する大地震の確率論的津波評価．
9）Kajiura, K. (1963): The leading wave of a tsunami,
Bull. Earthq. Res. Inst, 41, 535-571.
10）気象庁（2005）：平成 15 年（2003 年）十勝沖地震
調査報告，気象庁技術報告第 126 号．
11）是永眞理子・阿部雄太・橋本紀彦・秋山伸一・
藤原広行（2013）：確率論的津波ハザード評価における不確実さの取り扱いについて．日本地球惑星科学連合合同学会，SSS35-P06．
12）内 閣 府（2012）： 南 海 ト ラ フ の 巨 大 地 震 モ デ ル
検 討 会 第 12 回 会 合 平 成 23 年（2011 年 ）東 北
地方太平洋沖地震の津波断層モデルについて，
http://www.bousai.go.jp/jishin/nankai/model/12/pdf/
sub_1.pdf (2019 年 4 月 11 日参照 ).
13）内閣府：南海トラフの巨大地震モデル検討会，
http://www.bousai.go.jp/jishin/nankai/model/ (2019年 4 月 18 日参照 )．
5-8

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.1 津波の発生要因

6. 確率論的津波ハザード評価のためのプレート間地（以下，NOAA 津波データベースと呼ぶ）をもとに，震の波源断層モデルの設定

紀元前 2000 年から西暦 2012 年末までを対象とした6 章以降において，特に断りの無い限り，単純化

津波発生要因別の頻度を図 6.1-1（a）に示す．このうしたパラメータにより特性化した波源断層モデルを

ち，津波発生源がカムチャッカ半島から日本および

波源断層モデルと呼ぶこととする．

台湾・フィリピンに位置するものを日本周辺で発生した津波として抽出し，津波発生要因別の頻度を図
6.1-1（b）に，津波発生源の位置を図 6.1-2 に，最大6.1 津波の発生要因
津 波の発生要因として，地震，火山，地すべり

津波高さごとの発生回数を図 6.1-3 にそれぞれ示す．

などが挙げられる．米国国立海洋大気庁（National

NOAA 津波データベースに登録されている津波は，

Oceanic and Atmospheric Administration）の グ ロ ー バ

世界および日本周辺で発生した津波ともに，地震にル 歴 史 津 波 デ ー タ ベ ー ス（Global Historical Tsunami

関連する発生要因が約 8 割を占めている．

Database, https://www.ngdc.noaa.gov/hazard/tsu_db.shtml）(a) NOAA 津波データベース全体の頻度（N=2,428）(b) 日本周辺の頻度（N=590）

図 6.1-1 NOAA 津波データベースによる津波発生要因別頻度（期間：紀元前 2000 年～西暦 2012 年末まで）

図 6.1-2 NOAA 津波データベースによる日本周辺で発生した津波の発生源の位置と最大津波高さ

図 6.1-3 NOAA 津波データベースによる日本周辺で発生した津波の最大津波高さごとの発生回数

6-1

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討（2）Yamanaka and Shimazaki（1990）の関係式

地震調査委員会（2017）の「波源断層を特性化した津波の予測手法（津波レシピ）」（以下，津波レシピと

Yamanaka & Shimazaki（1990）は日本周辺で発生し呼ぶ）では，波源断層の特性を抽出し，それらを標た 33 個のプレート間地震（Mw5.9 ～ 8.7）を対象とし準的なパラメータで表した波源断層モデルを「特性て，地震モーメント M0（N･m）と断層面積 S（m2）の化波源断層モデル」，津波を発生させる地震の断層関係式を提案している．

を「波源断層」と定義したうえで，設定すべき特性化
波源断層モデルの各パラメータを波源断層の位置・形状等を示す巨視的波源断層特性と，波源断層のすべり量分布の不均質性を示す微視的波源断層特性にな お， 上 述 の モ ー メ ン ト マ グ ニ チ ュ ー ド Mw は大別している．

Yamanaka & Shimazaki（1990）に掲載された地震モーメント M0 を次式に代入し，小数点以下第 2 位を四巨視的波源断層特性に関するパラメータとして，
波源断層モデルの位置，形状（長さ，幅，走向，傾斜），

捨五入して求めた．

波源断層モデルの規模（断層面積，地震モーメント），
すべり角，平均すべり量が挙げられる．
また，微視的波源断層特性に関するパラメータと（3）Murotani et al.（2008）の関係式

して，大すべり域・超大すべり域の位置，形状，個数，

Murotani et al.（2008）は日本周辺で発生した 11 個

すべり量，面積が挙げられる．
本節では，プレート間地震を対象として，巨視的のプレート間地震（Mw6.7 ～ 8.4）を対象とした既往

波源断層特性における地震モーメントと断層面積の研究 26 事例をもとに，地震モーメント M0（N･m）と関係，すべり角，震源域の剛性率について，既往研

断層面積 S（m2）の関係式を提案している．

究のレビューを行う．また，微視的波源断層特性における大すべり域・超大すべり域の面積比，形状，
すべり量倍率について，既往研究をもとに検討する．
本節のレビューおよび検討結果を踏まえ，6.3.1 項で，（4）内閣府（2012）の関係式

本研究資料（第一部付録編）で構築する南海トラフ沿内閣府（2012）は南海トラフの巨大地震を対象としいのプレート間地震の波源断層モデルで設定すべきた波源断層モデルの構築において，平均的応力降下

内容をまとめる．

量 3.0 MPa を用いた場合の平均すべり量と平均応力降下量の関係式を提案している．すなわち，内閣府

6.2.1 地震モーメント M0 と断層面積 S の関係式

（2012）は Kanamori & Anderson（1975）の関係式と同
じ地震モーメント M0（N･m）と断層面積 S（m2）の関地震モーメント M0 と断層面積 S に関する経験的な関係式は多くの研究者によって提案されている．

係式を用いている．

ここではプレート間地震を対象とした関係式をレビューする．
（1）Kanamori and Anderson（1975）の関係式
Kanamori & Anderson（1975）は世界各地で発生し（5）Murotani et al.（2013）の関係式

た 41 個の地震を対象に，M 6 以上の規模の地震に
3/2

Murotani et al.（2013）は世界各地で発生した 17 個が見出され，プレート間地震につのプレート間地震（Mw6.7 ～ 9.2）を対象とした既往

いては平均応力降下量 Δσ が 3.0 MPa となることを研究 32 事例をもとに，地震モーメント M0（N･m）と指摘している．このことから，地震モーメント M0

断層面積 S（m2）の関係式を提案している．

ついて M0 ∝ S（N･m）と断層面積 S（m2）について，以下の関係式を導出できる．

6-2

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討（6）藤原ほか（2015）の関係式

藤原ほか（2015）は日本海溝沿いを対象とした波源藤原ほか（2015）は日本周辺で発生し津波を伴った断層モデルの構築において，日本海溝付近における46 個の地震（M 6.7 ～ 8.5）を対象とした既往研究 84

太平洋プレートの大陸側に対する平均的なプレート

事例をもとに，地震モーメント M0（N･m）と断層面

相対運動方向（瀬野，1996；地震調査委員会，2011）

2

積 S（m ）の関係式を提案している．

を参考に，すべり角を設定している．

（7）地震調査委員会（2020）の関係式
地震調査委員会（2020）は南海トラフ沿いの大地震を対象とした津波断層モデルの構築において，地震調査委員会（2013）の「南海トラフの地震活動の長期評価（第二版）」で例示された地震の面積と Mw の関係から，地震モーメント M0（N･m）と断層面積 S（m2）の関係式を提案している．

以上の関係式のうち，Murotani et al.（2008）および Murotani et al.（2013）は他の関係式と比較して，同じ面積の断層に対しより小さな地震モーメントを与えている．また，藤原ほか（2015）の関係式とYamanaka and Shimazaki（1990）の関係式は，関係式を構成するデータの出典が共通しているものが多い

図 6.2.2-1 日本周辺のプレートの相対運動（瀬野，1996）

ため，同じ面積の断層に対し同程度の地震モーメン
トを与えることとなる．
な お， 藤 原 ほ か（2015）の 関 係 式 は 応 力 降 下 量
4.3 MPa に相当し，地震調査委員会（2020）の関係式
は応力降下量 2.6 MPa に相当する．藤原ほか（2015）
お よ び Yamanaka & Shimazaki（1990）の 関 係 式 は，Kanamori & Anderson（1975）が提案したプレート間
地震の平均的な応力降下量 3.0 MPa と比較すると，大きな値となっている．
6.2.2 すべり角日本周辺のプレートの相対運動について，瀬野（1996）は図 6.2.2-1 のように示している．

図 6.2.2-2 フィリピン海プレートの相対的な運動速度（内閣府，2012）

内閣府（2012）は南海トラフの巨大地震を対象とした波源断層モデルの構築において，南海トラフ付近
におけるフィリピン海プレートの大陸側に対する平均的なプレート相対運動方向（Loveless and Meade,2010）を参考に，すべり角を設定している（図 6.2.2-2
参照）．

6-3

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

6.2.3 震源域の剛性率

また，津波地震に対しては浅い領域の剛性率とし土木学会（2002）では，図 6.2.3-1 に示す考え方にて 1.0×1010 ～ 2.0×1010（N/m2）程度の小さい値を設定基づいて剛性率を設定している．すなわち，剛性率するのが適切であるとする研究事例も見られる．しの算出方法を説明し，P 波速度構造に関する地震探

かし，浅部で剛性率の深さ依存性を考慮することは査結果と地震波速度比 Vp/Vs 比に関する既往研究事

未だ定説として確立するには至っていないと考えら例をもとに密度を仮定した上で，断層を深さ 20 km

れる．

10

2

以浅に設定する場合は剛性率を 3.5×10 （N/m ），深さ 20 km 以深の場合は 7.0×1010（N/m2），さらに深さ20 km をまたいで断層面を考える場合には両者の中間的な値として 5.0×1010（N/m2）としている．
このほか，剛性率に関する既往研究として以下 5
点を紹介する．
（1）全国 1 次地下構造モデル（暫定版）（地震調査委員会，2012）（表 6.2.3-1）（2）PREM（Dziewonski and Anderson, 1981）（表 6.2.3-2）（3）ak135（Kennett, 2005）（表 6.2.3-3）（4）iasp91（Kennett and Engdahl, 1991）（表 6.2.3-4）（5）モデル 5.08M（Kanamori, 1970）（表 6.2.3-5）以上の地下構造モデルあるいは地球構造モデルのうち，剛性率と深さの関係に注目した（2）～（5）の 4 つのモデルについて，剛性率と深さの関係を
図 6.2.3-2 に示す．いずれのモデルにおいても剛性率は深さに応じて増加する傾向にあり，深さ 10 kmまでの剛性率の値は 2.0×109 ～ 5.0×1010（N/m2），深
さ 10 ～ 20 km で は 2.0×1010 ～ 8.0×1010（N/m2）， 深
さ 20 ～ 30 km では 3.0×1010 ～ 8.0×1010（N/m2）となっている．
Bilek and Lay（1999）は震源が浅いほど，規格化された断層運動の継続時間が長くなる傾向（図 6.2.3-3）
を 発 見 し， こ れ を も と に， 剛 性 率 と 深 さ の 関 係（図 6.2.3-4）を求めている．ばらつきはあるものの，全 体 の 傾 向 は PREM と 似 て い る． 一 方 で， 深 さ
20 km より浅い部分では PREM よりかなり小さく概
ね 2.0×1010（N/m2）以下となっていることが読み取れる．
Geist and Bilek（2001）は こ の 結 果 に 加 え て， い
く つ か の 津 波 地 震 に お け る 剛 性 率 が 1.0×1010 ～2.0×1010（N/m2）と小さいことを示している．剛性率
が深さに依存する場合と一定値とした場合について，観測津波波形と計算波形との整合性について検討し，深さに依存する剛性率を与えた場合の方が観測波形との整合性がよいことを示している（図 6.2.35）．
6-4

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

図 6.2.3-1 津波波源断層付近における剛性率の設定例（剛性率の算出方法）（土木学会，2002）
（1/3）

6-5

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

図 6.2.3-1 津波波源断層付近における剛性率の設定例（P 波速度構造に関する既往研究例）（土木学会，2002）
（2/3）

6-6

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

図 6.2.3-1 津波波源断層付近における剛性率の設定例（震源付近の媒質の剛性率の標準値）（土木学会，2002）
（3/3）

6-7

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

表 6.2.3-1 全国 1 次地下構造モデル（暫定版）における地盤の物性値（地震調査委員会，2012）（Vp/Vs と剛性率 μ を計算して追記）

表 6.2.3-2

PREM における地盤の物性値 (Dziewonski and Anderson, 1981)（Vp/Vs と剛性率 μ を計算して追記）

6-8

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

表 6.2.3-3 ak135 における地盤の物性値 (Kennett, 2005)（Vp/Vs と剛性率 μ を計算して追記）

表 6.2.3-4 Iasp91 に お け る 地 盤 の 物 性 値 (Kennett and Engdahl, 1991)（密度は ak135 を利用．Vp/Vs と剛性率 μ を計算して追記）

表 6.2.3-5 モデル 5.08M における地盤の物性値 (Kanamori, 1970)（Vp/Vs と剛性率 μ を計算して追記）

6-9

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

図 6.2.3-2 地球構造モデルにおける深さと剛性率の関係（左図：深さ 150 km までを表示，右図：深さ 30 km までを拡大して表示）

図 6.2.3-3 規格化された震源継続時間と震源の深さの関係 (Bilek and Lay, 1999)

図 6.2.3-4 剛性率および応力降下量と深さの関係 (Bilek and Lay, 1999)6-10

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

図 6.2.3-5 剛性率と深さの関係（左図）および 1992 年ニカラグア地震の地震モーメント分布と観測波形の比較（右図）（Geist and Bilek, 2001）

6-11

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

6.2.4 大すべり域，超大すべり域の面積比

震源域として設定した領域全体にすべりを与え，そ特性化波源断層モデルにおいて設定する大すべりの震源域の面積に対する大すべり域，超大すべり域

域（および超大すべり域）の断層全体の面積に占めるの面積を設定する必要があることから，本研究資料

割合について，既往津波のインバージョン解析事例（第一部付録編）ではすべり量が 0 のサブフォルトををもとに検討する．このうち，2011 年東北地方太平含めた領域全域に対する面積比としている．
図 6.2.4-2 か ら， 多 少 の ば ら つ き は あ る も の の，洋沖地震に関するインバージョン解析による波源断層モデルを図 6.2.4-1 に示す．

面積比が 20% 程度のときにすべり量比率が概ね 2

インバージョン解析されたこれらの断層モデル

倍となることが読み取れる．特性化波源断層モデル

は，いずれも断層面をサブフォルト（subfault）に分において 2 段階のすべり不均質を考え，図 6.2.4-2

割し，不均質なすべり分布を表現している．サブフォにすべり量比率 2 倍・面積比率 20% の階段関数を

ルトの配置や大きさは研究によって異なる．本研究

重ね描きしたものを図 6.2.4-3 に示す．同図では，資料（第一部付録編）では，これらを統一的に比較す階段関数がインバージョンモデルのすべり量比曲線るため，（6.2.4-1）式～（6.2.4-4）式で規格化した値（規の下側に位置しており，過小評価となっている．
一方で，特性化波源断層モデルにおいて 3 段階の格化したすべり量比率と呼ぶ）を用いることとする．

すべり不均質を考え，図 6.2.4-2 にすべり量比率 4 倍・

（1）サブフォルト i の地震モーメント M0i

面積比率 10%（超大すべり域と定義）およびすべり量
比率 2 倍・面積比率 30%（大すべり域と定義，うち10% は超大すべり域）の階段関数を重ね描きしたものを図 6.2.4-4 に示す．同図では，階段関数がインバー（2）断層面全体の総地震モーメント M0

ジョンモデルのすべり量比曲線の中心を通り，概ね
バランスよく設定できることが読み取れる．なお，
波源断層面積の 70% を占める背景すべり域のすべ
り量比率は，断層面全体の総地震モーメントから大（3）単位面積当たりの平均地震モーメント

すべり域と超大すべり域の地震モーメントを差し引いた値に一致するように設定している．
次に，大すべり域の面積比率設定の妥当性を確認するための検証解析を実施した．上述の方法で求（4）規格化したすべり量比率

めた面積比率（大すべり域：30%，超大すべり域：10%）を用いて設定した特性化波源断層モデルと，
インバージョン解析によって求められたすべり分布
ここで，μ は剛性率，Di はサブフォルト i のすべり量，モデルそれぞれによる海岸の最大水位上昇量を比較

Si はサブフォルト i の面積，

は断層面全体の平均する．ここでは，藤原ほか（2015）の 2011 年東北地

すべり量，S は断層面全体の面積である．なお，剛方太平洋沖地震に相当する，三陸沖中部～茨城沖ま性率は断層面全体で一様であると仮定した．

での領域（海溝寄りの領域を含む）を震源域とする特

図 6.2.4-2 は規格化したすべり量比率と各サブフォ

性化波源断層モデルを用いた．同モデルのすべり量

ルトの累積面積比率の関係を示したものである．な

分布を図 6.2.4-5 に示す．図 6.2.4-5 において，橙色

お，図 6.2.4-2 ～図 6.2.4-4 の凡例の詳細を表 6.2.4-1

で示す大すべり域のすべり量は 23 m であり，濃茶にまとめて示した．図 6.2.4-2 においては，すべり色で示す超大すべり域でのすべり量は 46 m である．

量が 0 と解析されたサブフォルトを含んだ部分の面

このモデルと杉野ほか（2013）と内閣府（2012）による積に対する比を取っている．すべり量が 0 のサブ

2011 年東北地方太平洋沖地震のインバージョンモデ

フォルトは断層面全体の地震モーメントに寄与しなル（図 6.2.4-6）を用いて計算した海岸の最大水位上昇

いので除外するとする考え方もある．確率論的津波量を比較した．
津波伝播遡上計算は，図 6.2.4-5 および図 6.2.4-6

ハザード評価のための特性化波源断層モデルでは，

6-12

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討(a) 杉野ほか（2013）(b) Satake et al. (2013)(d) Romano et al. (2012)(c) 内閣府（2012）(e) Gusmann et al. (2012)

図 6.2.4-1 2011 年東北地方太平洋沖地震に関するインバージョン解析による波源断層モデル

図 6.2.4-2 規格化したすべり量比率と面積累積比率の関係（すべり量が 0 となる要素を含む）

6-13

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

図 6.2.4-3 規格化したすべり量比率と面積累積比率の関係（図 6.2.4-2 にすべり量比率 2 倍・面積比率 20％の階段関数を追記）

図 6.2.4-4 規格化したすべり量比率と面積累積比率の関係（ 図 6.2.4-2 に す べ り 量 比 率 2 倍・ 面 積 比 率 30 ％，すべり量比率 4 倍・面積比率 10％の階段関数を追記）

6-14

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

表 6.2.4-1 図 6.2.4-2 ～図 6.2.4-4 における凡例の詳細（注）2011 年東北地方太平洋沖地震津波を除き，対象とする地震津波の名称を赤字で示した．

6-15

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討に示す断層すべり量から，Okada（1992）により計算される海底上下変動量を初期水位変動量と仮定し，
表 6.2.4-2 に示す計算条件にて実施した．
計算結果は図 6.2.4-7 に示すように，汀線メッシュ（陸域と海域の境界に接する海側 50 m メッシュ）の
最大水位上昇量分布図として示し，モデルごとの比較を行う．
図 6.2.4-8 ～図 6.2.4-10 に特性化波源断層モデルとインバージョンモデルによる最大水位上昇量の比較を示す．特性化波源断層モデルについて，大すべり域が海溝沿い浅部にあり，超大すべりを伴う場合（図中の赤線），最大水位上昇量が最も大きくなる傾向がある．また，全体的な傾向として，特性化波源
断層モデルによる最大水位上昇量の集団がインバー
ジョンモデルの計算結果（図中の緑線）を挟む形で包含している様子がわかる．一部地域において，インバージョンモデルの計算結果が特性化波源断層モデ
ルによる最大水位上昇量の集団を下回る，もしくは上回っている理由として，本研究資料（第一部付録(a) 大すべり域 (b) 大 す べ り (c) 大すべり (d) 大 す べ りが深部（陸側） 域が中部にあ 域が浅部（海 域 が 浅 部（ 海る場合溝側）にある 溝側）にあり，にある場合
超大すべり域場合がある場合編）で設定した特性化波源断層モデルが，実際の波源断層の複雑なすべり量分布と異なっていることなどが考えられる．
また，最大水位上昇量が急激な地形変化の影響を

図 6.2.4-5 面積比率設定の検討に使用する特性化波源
断層モデルのすべり量分布図

強く受けているとみられる宮城県北部から岩手県にかけての三陸海岸（図 6.2.4-9 および図 6.2.4-10 の計
算領域 21 ～ 24）や，遠浅地形により長周期成分が卓越し沿岸波高の増幅に大きく寄与していると考えられる福島県～宮城県仙台湾（図 6.2.4-9 の計算領域
19 ～ 21）おいて，特性化波源断層モデルによる最大
水位上昇量がインバージョンモデルの結果を上回っていることも確認できる．また，特性化波源断層モ
デルによる最大水位上昇量の集団はインバージョン
モデルによる計算結果を概ね包含している．
これらのことから，特性化波源断層モデルの大すべり域，超大すべり域をそれぞれ 30%（うち 10% は
超大すべり域），10% と設定することは，確率論的
津波ハザード評価のための波源断層モデルとして妥(a) 杉野ほか（2013）

当であると考えられる．

(b) 内閣府（2012）

図 6.2.4-6 面積比率設定の検討に使用するインバー
ジョンモデルのすべり量分布図

6-16

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

表 6.2.4-2 津波伝播遡上計算の計算条件
項目

計算条件
非線形長波理論

方程式（移流項，底面摩擦項，有限振幅項を
含む）

数値解法

東北大学モデル（Imamura et al. (2006)）
Staggered Leap-frog 差分スキーム
計 算 格 子 間 隔：1,350 m，450 m，計算格子間隔150 m，50 m（海岸域は全て 50 m）
それぞれの領域を 1:3 でネスティング

計算時間
計算時間間隔境界条件

4 ～ 7 時間
C.F.L 条件を満たすように設定
陸側：陸域へ遡上
海側：完全無反射で透過
Okada (1992) により計算される海底変初期水位

動量の鉛直成分を初期水位変動量とす
る．

潮位条件
動的破壊特性打ち切り水深
粗度係数
対象地形
施設条件

図 6.2.4-7 最大水位上昇量分布図の例

T.P. ± 0 m
ライズタイム：考慮しない
破壊伝播過程：考慮しない
10-2 m
水域・陸域ともに 0.025 m-1/3 s
2011 年東北地方太平洋沖地震発災前の地形（地盤変動量を見込む）
各種施設（堤防・水門など）は考慮しない

6-17

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

図 6.2.4-8 最大水位上昇量分布図（茨城県～福島県中部の太平洋沿岸）（縦軸は汀線メッシュの番号，横軸は最大水位上昇量 (m) を示す）

6-18

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

図 6.2.4-9 最大水位上昇量分布図（福島県北部～岩手県南部の太平洋沿岸）（縦軸は汀線メッシュの番号，横軸は最大水位上昇量 (m) を示す）

6-19

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

図 6.2.4-10 最大水位上昇量分布図（岩手県中部～青森県の太平洋沿岸）（縦軸は汀線メッシュの番号，横軸は最大水位上昇量 (m) を示す）

6-20

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

6.2.5 大すべり域，超大すべり域の形状
大すべり域，超大すべり域の形状は複雑であり，
6.2.4 項の検討に用いた既往のインバージョン解析
による波源断層モデル（表 6.2.4-1 参照）それぞれにおいても，その形状は様々である．
杉野ほか（2014）は津波波源としての特性を主要なパラメータで簡略した「特性化波源モデル」を提案し，その設定手順を示している．微視的波源特性の設定として，大すべり域と超大すべり域の面積およびすべり量の設定方法が示されているものの，それらの形状については言及されていない．
藤原ほか（2015）は既往津波のインバージョン解析
事例をもとに大すべり域，超大すべり域の縦横比を分析し，長さ（長辺）が幅（短辺）の 6 ～ 8 倍となる事例があるものの，平均的に見て，長さ（長辺）と幅（短辺）が概ね 2:1 程度であると述べている（図 6.2.5-1）．
これを踏まえ，藤原ほか（2015）は大すべり域と超大すべり域の幾何的形状を 2:1 の縦横比で表現するこ

図 6.2.5-1 既往津波のインバージョン解析事例を対象とした，断層全体，大すべり域，超大すべり域の長さと幅の関係（藤原ほか，2015）とを念頭に置き，日本海溝沿いで発生する地震を対象とした波源断層モデル群を構築している．
門廻（2017）は大すべり域，超大すべり域の形状の複雑さを指摘したうえで，大すべり域，超大すべり域の形状を設定すべき幾何学的なパラメータが少ない円形で近似し，南海トラフ沿いで発生する巨大地震を対象とした波源断層モデル群を構築している（図 6.2.5-2）．すなわち，ある円の半径を r とすると，断層の走向方向と平行な，大すべり域の特徴的長さが 2 r，断層の幅方向の大すべり域の特徴的長さが rで表されているので，大すべり域の長さ（走向方向）と幅（幅方向）が 2:1 の関係にある．

図 6.2.5-2 大すべり域，超大すべり域の形状を円形で近 似 し た 波 源 断 層 モ デ ル の 概 念 図（ 門 廻，
2017）． LSZ は大すべり域，SLSZ は超大す
べり域，BZ は背景領域を表している．

6-21

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

6.2.6 超大すべり域のすべり量
6.2.4 項では，特性化波源断層モデルにおける超大すべり域のすべり量を平均すべり量の 4 倍とした．
その妥当性を検討するため，日本海溝沿い北部・中部・南部の 3 カ所それぞれを検討対象領域として，
超大すべり域の面積とすべり量の積を一定値とした状態で，そのすべり量を断層全体の平均すべり量の3 倍，4 倍，6 倍，8 倍と変化させ，それぞれの場合
における海岸の最大水位上昇量を比較する．検討結果の一例として，日本海溝沿い北部に設定した波源
断層モデルの位置，初期水位分布図，最大水位上昇
量分布図をそれぞれ図 6.2.6-1 ～図 6.2.6-3 に示す．
検討の結果，超大すべり域のすべり量の倍率が高くなると，沖合での最大水位上昇量が高くなるが，海岸では倍率の違いによる変化は小さいことがわ
かった．また，波源断層モデルが日本海溝沿い北部(a) 平均すべり量の 3 倍(b) 平均すべり量の 4 倍(c) 平均すべり量の 6 倍(d) 平均すべり量の 8 倍に位置する場合，三陸沿岸全体で最大水位上昇量のばらつきが大きくなる．石巻市から南房総市までの海岸では，すべり量倍率の変化による最大水位上昇
量の大きな違いは見られなかった（図 6.2.6-4）．

図 6.2.6-1 超大すべり域のすべり量の検討に使用した波源断層モデルの一例．赤色は超大すべり域，橙色は大すべり域，灰色は背景領域を示す．
超大すべり域の面積とすべり量の積を一定値としたため，超大すべり域のすべり量が大きくなるにつれて，その面積は小さくなる．

6-22

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討(a) 平均すべり量の 3 倍(b) 平均すべり量の 4 倍(a) 平均すべり量の 3 倍(b) 平均すべり量の 4 倍(c) 平均すべり量の 6 倍(d) 平均すべり量の 8 倍(c) 平均すべり量の 6 倍(d) 平均すべり量の 8 倍

図 6.2.6-2 超大すべり域のすべり量の検討における初期水位分布図の一例

図 6.2.6-3 超大すべり域のすべり量の検討における最大水位上昇量分布図の一例

6-23

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.2 プレート間地震の波源断層モデルのパラメータの検討

図 6.2.6-4 超大すべり域のすべり量の検討における海岸の最大水位上昇量の一例（各市区町村における計算メッシュの平均値を太線で，最大値および最小値を細線で示す．
黒点線は県境界を示す．）

6-24

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.3 南海トラフ沿いで設定したプレート間地震の波源断層モデル群

6.3 南海トラフ沿いで設定したプレート間地震の波表 6.3.1-1 南海トラフ周辺のプレート間地震を対象に設定された平均応力降下量の一覧

源断層モデル群
本研究資料（第一部付録編）では，地震調査委員会（2013）による「南海トラフの地震活動の長期評価（第二版）」（以下，長期評価と呼ぶ）で例示された地震のみならず，例示されていない地震も加えることで，網羅的な波源断層モデル群を設定する．なお，長期評価（地震調査委員会，2013）では分岐断層に関する若干の評価が記載されているが，現段階では波源断層モデルおよび発生確率の設定に必要な十分な知見が得られていない．そのため，本研究資料（第一部付録編）では分岐断層を扱わないこととする．
6.3.1 波源断層モデルとして設定すべき項目
南海トラフ沿いのプレート間地震の波源断層モデ
ルとして設定すべき項目を，6.2 節で検討した 6 項
目ごとにまとめる．
（1）地震モーメント M0 と断層面積 S の関係式
南海トラフ周辺のプレート間地震を対象に，既往研究で設定された平均応力降下量 Δσ をレビューしたうえで，本研究資料（第一部付録編）で使用する地
震モーメント M0 と断層面積 S の関係式を決定する．
南海トラフ周辺のプレート間地震を対象に設定された平均応力降下量の一覧を表 6.3.1-1 にまとめる．
地震調査委員会，内閣府，土木学会，原子力安全基盤機構，および各電力会社では平均応力降下量 Δσとして 3 MPa 程度の値が使用されている（表 6.3.1-1上段）．一方で，1944 年昭和東南海地震，1946 年昭
和南海地震を対象とした津波インバージョンの既往に掲載された，南海トラフ周辺で発生し津波を伴っ研究においては，平均応力降下量 Δσ の値は記載さた地震を対象とした断層パラメータである．平均応

れていない．そこで，文献中に記載されている地震

力降下量 Δσ として 3 MPa 以上の値が推定される事モーメント M0 とすべり量の値が正と求まった小断例が多く見られる．

層の面積を合計した断層面積から円形破壊面を仮定

以上より，南海トラフ周辺のプレート間地震をした式（6.3.1-1）（Eshellby, 1957）を用いて平均応力降

対 象 と し た 既 往 研 究 で は， 平 均 応 力 降 下 量 Δσ に

下量 Δσ を求めた．

0.8 MPa から 8.3 MPa の違いが見られる．
本研究資料（第一部付録編）では，地震調査委員会（2020）が提案した，長期評価（地震調査委員会，
2013）で例示された地震の面積と Mw の関係に基づ

津波インバージョンの既往研究では，平均応力降下

く地震モーメント M0（N･m）と断層面積 S（m2）の関量 Δσ として 1 MPa 程度の値となることが判明した

係式（6.3.1-2）を用いることとする．

（表 6.3.1-1 の中段）．表 6.3.1-1 の下段は「日本の地震
断層パラメター・ハンドブック」（佐藤編著，1989）6-25

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.3 南海トラフ沿いで設定したプレート間地震の波源断層モデル群式（6.3.1-2）は平均応力降下量 2.6 MPa に相当する地成分と逆方向のベクトル を設定したうえで，南海

震モーメント M0 と断層面積 S の関係式である．プ

トラフ沿いの各セグメントについて，逆方向のベク

レート間地震の平均的な応力降下量として提案さトル の平均値を求め，この平均値と各セグメント

れ，津波の予測・評価研究ではしばしば用いられて内の要素断層のすべりベクトルの水平成分が一致す

きた 3.0 MPa（Kanamori & Anderson, 1975）よりもやるように各要素断層のすべり角を設定している．

や小さいが，南海トラフ周辺のプレート間地震を対本研究資料（第一部付録編）では，内閣府（2012）が象に設定された平均応力降下量（表 6.3.1-1）を踏まえ設定した要素断層群およびすべり角を用いて波源断ると，平均応力降下量 2.6 MPa は概ね中間的な値で層モデル群を構築することとする．

あるといえる．
プレート間地震を対象とした地震モーメント M0（3）震源域の剛性率と断層面積 S の関係式のレビュー（6.2.1 項参照）を踏

本研究資料（第一部付録編）では，「原子力発電所

まえると，式（6.3.1-2）は Kanamori & Anderson（1975）の津波評価技術」（土木学会，2002）に記載された剛の関係式，Yamanaka & Shimazaki（1990）の関係式，性率の平均的な値として，5.0 × 1010（N/m2）を用い内閣府（2012）の関係式，および藤原ほか（2015）の関ることとする．南海トラフ周辺のプレート間地震係式と比較して，同じ面積の断層に対し小さな地震を対象とした既往研究（表 6.3.1-1 参照）においても，モーメントを与えることとなる．一方で，式（6.3.1-2）

剛性率として 5.0 × 1010（N/m2）の値を用いる事例がは Murotani et al.（2008）の関係式および Murotani et

多く見られることから，本研究資料（第一部付録編）

al.（2013）の関係式と比較して，同じ面積の断層ににおける剛性率の設定と整合している．

対し大きな地震モーメントを与えることとなる．
（4）大すべり域，超大すべり域の面積比（2）要素断層のすべり角

既往研究の津波インバージョンによる波源断層モ

内閣府（2012）は南海トラフの巨大地震を対象としデルの検討（6.2.4 項参照）から，本研究資料（第一部

た波源断層モデルの構築において，南海トラフ付近

付録編）においても大すべり域および超大すべり域

におけるフィリピン海プレートの大陸側に対する平の面積比率を波源断層モデル全体の面積に対してそ均的なプレート相対運動方向（Loveless and Meade,

れぞれ 30%，10% とする．

2010）を参考に，すべり角を設定している（図 6.3.1-1
参照）．すなわち，Loveless and Meade（2010）によ（5）大すべり域，超大すべり域の形状
本研究資料（第一部付録編）では，藤原ほか（2015）

るフィリピン海プレートの沈み込みベクトルの水平と同様に，大すべり域と超大すべり域の形状として，トラフ軸方向の長さとトラフ軸と直交する方向の長さの比を概ね 2：1 程度とする．ただし，既往津波を対象としたインバージョン解析事例における大す
べり域，超大すべり域の形状は複雑であり，様々な形状の大すべり域，超大すべり域を有する波源断層モデルが提案されていることに留意されたい．
（6）大すべり域，超大すべり域のすべり量
既往研究の津波インバージョン結果の波源断層モ
デルの検討（6.2.4 項および 6.2.6 項参照）から，本研究資料（第一部付録編）においても大すべり域と超図 6.3.1-1 フィリピン海プレートの相対的な運動速度（内閣府，2012）（図 6.2.2-2 再掲）

大すべり域のすべり量は平均すべり量のそれぞれ 2倍，4 倍とする．

6-26

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.3 南海トラフ沿いで設定したプレート間地震の波源断層モデル群

6.3.2 プレート形状，対象領域および要素断層の設定
地震調査委員会（2013）では，図 6.3.2-1 のように評価対象領域が定義され，図 6.3.2-2 のように東西方向に Z ～ E の 6 領域（Z：都井岬～足摺岬，A：足摺岬～室戸岬，B：室戸岬～潮岬，C：潮岬～大王崎，D：
大王崎～御前崎，E：御前崎～富士川），深さ方向には 3 つの領域（浅部，中部，深部），計 18 領域に区分されている．本研究資料（第一部付録編）では，地震調査委員会（2013）の領域設定に基づき波源断層モ
デル群を設定することとする．詳細は 6.3.3 項を参照されたい．
要素断層について，6.3.1 項（2）で述べたように，
本研究資料（第一部付録編）では内閣府（2012）が作成した要素断層をもとに波源断層モデル群を構築す
る．内閣府（2012）が設定した約 5 km 四方の全要素
断層を図 6.3.2-3 に，上述の Z, A 領域に注目した要素断層を図 6.3.2-4 に示す．さらに，図 6.3.2-5 に要素断層の中心深さ別で色分けして示す．これらの図から，設定された要素断層とフィリピン海プレート
等深線（図 6.3.2-1 中の点線）の整合性を確認できる（図 6.3.2-5）．

図 6.3.2-2 南海トラフ沿いにおける対象領域区分．
地震調査委員会（2013）に加筆．
図 6.3.2-1 南海トラフ沿いにおける評価対象領域（地震調査委員会，2013）6-27

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.3 南海トラフ沿いで設定したプレート間地震の波源断層モデル群

図 6.3.2-3 南海トラフ沿いにおける全要素断層の設定状況（内閣府，2012）（青実線で領域区分を示す）

図 6.3.2-4 南海トラフ沿いにおける 5 km 四方の要素断層の設定状況例（内閣府，2012）6-28

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.3 南海トラフ沿いで設定したプレート間地震の波源断層モデル群

図 6.3.2-5 南海トラフ沿いにおける要素断層の深さとフィリピン海プレート等深線との整合性の確認（青実線で領域区分を示す）と 断 層 面 積 S（m2）の 関 係 式（6.3.3-1）（応力降下量6.3.3 波源断層モデル群

2.6 MPa に相当する関係式）に「調整」した確率論的津地震調査委員会（2013）の「南海トラフの地震活動の長期評価（第二版）」（以下，長期評価と呼ぶ）では，

波ハザード評価を行う．

南海トラフ沿いで発生する地震の例として 15 種類の震源域の組合せ（以下，震源域パターンと呼ぶ．
詳細は 8.1.1 項を参照されたい．）を例示している．
長期評価（地震調査委員会，2013）で例示された 15

実際には，調整後の地震モーメント M0 と断層面種類の震源域パターンを表 6.3.3-1 に，15 種類の震積 S の関係式にしたがって波源断層モデル群を構築

源域パターンを構成する震源域を表 6.3.3-2 に示す．

することはせずに，応力降下量 3.0 MPa に相当する

本研究資料（第一部付録編）では，南海トラフの地

地震モーメント M0（N･m）と断層面積 S（m2）の関係

震の多様性を表現するため，15 種類の震源域以外の式（6.3.3-2）を用いて波源断層モデル群を構築する．

震源域を有する波源断層モデル群を設定する．なお，
長期評価（地震調査委員会，2013）では分岐断層に関する若干の評価が記載されているが，現段階では波源断層モデルの設定や発生確率の設定に必要な知見

次に，応力降下量比と海岸の最大水位上昇量の変が十分に得られていないため，本研究資料（第一部化率の間の準線形的関係（11 章参照）を用いて津波伝

付録編）では分岐断層を扱わないこととする．

播遡上計算（7 章参照）から得られる最大水位上昇量

また，地震調査委員会（2020）が提案した，長期評に対して補正をおこない，平均応力降下量 2.6 MPa価（地震調査委員会，2013）で例示された地震の断層の波源断層モデル群に相当する最大水位上昇量を得面積と Mw の関係に基づく地震モーメント M0（N･m）

る（8.1.4 項参照）．

6-29

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.3 南海トラフ沿いで設定したプレート間地震の波源断層モデル群

表 6.3.3-1 長期評価で例示された 15 種類の震源域パターン（地震調査委員会，2013）

表 6.3.3-2 長期評価で例示された 15 種類の震源域パターンを構成する 15 種類の震源域
震源域深さ（注）水色または青色の同色で塗られる一連の領域が，地震を同時に発生させると想定される震源域である．

6-30

Z

A

B

C

D

E

Mw

1

浅部
中部
深部

8.8

2

浅部
中部
深部

9.0

3

浅部
中部
深部

9.0

4

浅部
中部
深部

9.1

5

浅部
中部
深部

8.7

6

浅部
中部
深部

8.9

7

浅部
中部
深部

8.8

8

浅部
中部
深部

9.0

9

浅部
中部
深部

8.7

10

浅部
中部
深部

8.9

11

浅部
中部
深部

8.4

12

浅部
中部
深部

8.7

13

浅部
中部
深部

8.3

14

浅部
中部
深部

8.5

15

浅部
中部
深部

8.2

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.3 南海トラフ沿いで設定したプレート間地震の波源断層モデル群

する領域が異なることに注意されたい．すなわ（1）震源域の設定
長期評価（地震調査委員会，2013）では，図 6.3.3-1

ち，本研究資料（第一部付録編）における確率のように南海トラフ沿いで発生するプレート間地震

論的津波ハザード評価は，本研究資料（第一部の地震発生領域を，トラフ軸に沿う方向に 6 つ，ト

本編）における「最大クラスの地震」（走向方向

ラフ軸に直交する方向に 3 つ，計 6 × 3 ＝ 18 領域にに少なくとも A~D を含む領域かつ傾斜方向に分割し，これらの領域の組合せとして，震源域を表浅部から深部までの領域が連動して破壊する現している．本研究資料（第一部付録編）では，震源地震）を対象外とした評価である．

域の走向方向および傾斜方向の拡がりに関して次の（iii）なお，震源域の走向方向が E 領域単独かつ傾考え（i）~（iv）を導入し，地震の多様性をさらに拡張

斜方向が浅部のみの場合，地震モーメント M0

した確率論的津波ハザード評価を行うこととする．

と断層面積 S に関するスケーリング則から算出される Mw が 6.5 となる．本研究資料（第一部付録編）で評価対象とする地震規模（M 8 クラ
ス～ M 9）と比べて著しく小さくなるため，本研究資料（第一部付録編）では評価に含めないこととする．
（iv）また，走向方向に少なくとも A~D を含む領域
かつ傾斜方向に浅部から深部までの領域が連動して破壊するものを最大クラスの地震と定図 6.3.3-1 南海トラフ沿いにおける対象領域区分．地
震調査委員会（2013）に加筆．
（図 6.3.2-2 再掲）

義する．

（i）走向方向について，長期評価（地震調査委員会，以上の条件のもと，本研究資料（第一部付録編）

2013）では Z 領域だけの単独の破壊について評で は 表 6.3.3-3 に 示 す， 合 計 79 種 類 の 震 源 域（Mw

価していないため，本研究資料（第一部付録編）

7.6~9.0）を用いて確率論的津波ハザード評価を行う．

においても，これを取り扱わないこととする．
Z 領域だけの単独の破壊については，日向灘等（2）大すべり域・超大すべり域の設定の地震活動の長期評価（地震調査委員会，2004）

本研究資料（第一部付録編）では，地震調査委員会を踏まえ，本研究資料（第一部付録編）とは別（2017）の「波源断層を特性化した津波の予測手法（津の確率論的津波ハザード評価において，日向灘

波レシピ）」に基づき，不均質なすべり量分布が津波の地震活動の一部として取り扱う予定である．

の発生に与える影響を考慮し，背景領域に比べてす（ii） 傾斜方向について，長期評価（地震調査委員会，

べり量の大きな領域（大すべり域）を設定する．なお，

2013）では，南海トラフ沿いの大地震として深本研究資料（第一部付録編）では，地震調査委員会

部のみの破壊は起きない，と考えている．地（2020）の考え方にしたがい，超大すべり域を設定し震調査委員会（2020）は長期評価（地震調査委員

ないこととする．超大すべり域を考慮して確率論的会，2013）の考え方を参考に，震源域の傾斜方

津波ハザード評価を実施した本研究資料（第一部本向の拡がり方として，浅部のみ，中部のみ，浅編）とは異なることに注意されたい．

部 ･ 中部，中部 ･ 深部の 4 通りを考えている．

大すべり域は，設定した震源域が南海領域（潮岬

本研究資料（第一部付録編）では，地震調査委

以西）あるいは東海領域（潮岬以東）それぞれに限定

員会（2020）の考え方にしたがい，震源域の傾される場合は走向方向に 1 つ，震源域が南海領域お斜方向の拡がり方として，浅部のみ，中部のみ，

よび東海領域にまたがる場合は 1 つ，もしくは 2 つ

浅部 ･ 中部，中部 ･ 深部の 4 通りを考えることを設定する．また，大すべり域の空間分布に関するとする．なお，本研究資料（第一部本編）では，多様性を考慮し，大すべり域を走向方向および傾斜

震源域の傾斜方向の拡がり方として浅部～深方向に対して機械的にハーフピッチでずらして設定

部の領域を含めた 5 通りを考えており，対象とする．機械的に設定した結果を目視で確認し，傾斜6-31

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.3 南海トラフ沿いで設定したプレート間地震の波源断層モデル群

方向に対して大すべり域の重複率が大きいと判断しあることを表している．

た場合，重複したモデルの一方を取り除くこととす「TYPE2Eh」は「震源が特定できる」非矩形で，かつる．このとき，より規模の大きな津波を発生させる

大すべり域を機械的にハーフピッチでずらして配置傾向にあると考えられる，浅部側に大すべり域を設したことを表しており，設定したモデルすべての名定したモデルを残すこととする．なお，長期評価（地称に共通している．

震調査委員会，2013）に述べられているように，深「30Ln」のうち，「30」は大すべり域の面積比が断層部領域は深部低周波地震の発生領域としてトラフ沿全体面積の 30% であることを示しており，設定しいの巨大地震が起きた場合には，この深部領域も引たモデルすべての名称に共通している．「Ln」は大すきずられてひずみが解放されることもあり得るとさべり域が n 個であることを表している．例として，

れていることを踏まえ，深部領域に大すべり域を設「30L2」は大すべり域を 2 つ有するモデルであること

定しないこととした．

を表している．
「（大すべり域の位置）」は傾斜方向の相対位置を小以上の考えに基づき，合計 2,720 種類の波源断層

文字（s：浅部，m：中部，d：深部）で，走向方向のモデル群を設定した．震源域ごとのモデル数および相対位置を西から順に数字 1, 2, ･･･, N で表現する．

大すべり域の個数で分類したモデル数の内訳を表

ただし，大すべり域が傾斜方向に大きいため動かす

6.3.3-3 に示す．

余地がない場合には「a」と表現する．大すべり域を 2

波源断層モデル図の一例を図 6.3.3-2 に示す．同つ有するモデルの場合，アンダースコアを用いてそ

図に示す波源断層モデル群は，表 6.3.3-3 の震源域

れぞれの位置を西から順に表現する．例として，「s1_

番号 3 に対応したモデル群である．なお，設定しm2」は西側の大すべり域の相対位置は傾斜方向が浅た波源断層モデル群の全リストは巻末資料および部，走向方向が西から 1 番目であることを表し，東DVD 資料の「1. 南海トラフ

波源断層モデルリス

側の大すべり域の相対位置は傾斜方向が中部，走向ト」を参照されたい．また，設定した全波源断層モ

方向が西から 2 番目であることを表している．ただデルのすべり量分布図（波源断層モデル図）は巻末資

し，2 つの大すべり域が接している場合，アンダー料および DVD 資料の「2. 南海トラフ

スコアを用いない．例として，「m2m1」は西側の大波源断層モデル図」を参照されたい．

すべり域の相対位置は傾斜方向が中部，走向方向が西から 2 番目であり，東側の大すべり域の相対位置
は傾斜方向が中部，走向方向が西から 1 番目である（3）モデル名称の設定
本研究資料（第一部付録編）では，J-SHIS（防災科とともに，2 つの大すべり域が接していることを表学技術研究所，2011）における「断層形状データ（震している．

源特定：非矩形）」のファイル命名規約を参考に，各「02」は作業上のバージョン番号を表しており，設波源断層モデルの名称を以下のように設定する．

定したモデルすべての名称に共通している．

NK_（震源域の位置）_TYPE2Eh_30Ln_（大すべり域の位置）_02「NK」は南海トラフを表しており，設定したモデルすべての名称に共通している．
「（震源域の位置）」は震源域の走向方向の領域区分（図 6.3.3-1 参照）を大文字で，傾斜方向を小文字（s：浅部，m：中部，d：深部）で表現する．走向方向に
3 領域以上の拡がりを持つ場合，走向方向の両端の領域名を付す．例として，「Asm」は走向方向に A 領
域，傾斜方向に浅部・中部の拡がりを持つ震源域で6-32

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.3 南海トラフ沿いで設定したプレート間地震の波源断層モデル群

表 6.3.3-3 対象とする震源域（79 種類）および設定した波源断層モデル数の内訳（1/4）
深さ

1

浅部
中部
深部

2

震源域
Z

A

B

C

D

E

Mw
Mw

設定した波源断層
モデルの数

波源断層モデル数の内訳（大すべり域の個数で分類）
大すべり域：2個

大すべり域：1個

8.8

150

135

15

浅部
中部
深部

9.0

20

15

5

3

浅部
中部
深部

9.0

86

72

14

4

浅部
中部
深部

8.7

150

135

15

5

浅部
中部
深部

8.9

86

72

14

6

浅部
中部
深部

8.8

150

135

15

7

浅部
中部
深部

9.0

86

72

14

8

浅部
中部
深部

8.7

151

135

16

9

浅部
中部
深部

8.9

86

72

14

10

浅部
中部
深部

8.4

42

35

7

11

浅部
中部
深部

8.6

12

0

12

12

浅部
中部
深部

8.3

12

0

12

13

浅部
中部
深部

8.5

12

0

12

14

浅部
中部
深部

8.2

12

0

12

15

浅部
中部
深部

9.0

28

22

6

16

浅部
中部
深部

8.9

40

33

7

17

浅部
中部
深部

8.7

113

99

14

18

浅部
中部
深部

8.5

114

99

15

19

浅部
中部
深部

8.9

28

21

7

20

浅部
中部
深部

8.9

58

48

10

（注）地震規模 Mw は地震調査委員会（2020）の地震モーメント M0 と断層面積 S の関係式を用いて計算した値

6-33

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.3 南海トラフ沿いで設定したプレート間地震の波源断層モデル群

表 6.3.3-3 対象とする震源域（79 種類）および設定した波源断層モデル数の内訳（2/4）
深さ

21

浅部
中部
深部

22

震源域
Z

A

B

C

D

E

Mw
Mw

設定した波源断層
モデルの数

波源断層モデル数の内訳（大すべり域の個数で分類）
大すべり域：2個

大すべり域：1個

8.7

28

21

7

浅部
中部
深部

8.9

59

46

13

23

浅部
中部
深部

8.7

66

46

20

24

浅部
中部
深部

8.6

113

99

14

25

浅部
中部
深部

8.5

114

99

15

26

浅部
中部
深部

8.8

4

0

4

27

浅部
中部
深部

8.8

58

45

13

28

浅部
中部
深部

8.7

40

30

10

29

浅部
中部
深部

8.5

4

0

4

30

浅部
中部
深部

8.8

9

0

9

31

浅部
中部
深部

8.8

66

46

20

32

浅部
中部
深部

8.7

66

47

19

33

浅部
中部
深部

8.5

9

0

9

34

浅部
中部
深部

8.5

12

0

12

35

浅部
中部
深部

8.3

86

72

14

36

浅部
中部
深部

8.1

9

0

9

37

浅部
中部
深部

8.7

9

0

9

38

浅部
中部
深部

8.7

9

0

9

39

浅部
中部
深部

8.5

39

27

12

40

浅部
中部
深部

8.4

6

0

6

（注）地震規模 Mw は地震調査委員会（2020）の地震モーメント M0 と断層面積 S の関係式を用いて計算した値

6-34

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.3 南海トラフ沿いで設定したプレート間地震の波源断層モデル群

表 6.3.3-3 対象とする震源域（79 種類）および設定した波源断層モデル数の内訳（3/4）
深さ

41

浅部
中部
深部

42

震源域
Z

A

B

C

D

E

Mw
Mw

設定した波源断層
モデルの数

波源断層モデル数の内訳（大すべり域の個数で分類）
大すべり域：2個

大すべり域：1個

8.3

6

0

6

浅部
中部
深部

8.6

9

0

9

43

浅部
中部
深部

8.7

9

0

9

44

浅部
中部
深部

8.5

45

29

16

45

浅部
中部
深部

8.5

9

0

9

46

浅部
中部
深部

8.3

6

0

6

47

浅部
中部
深部

8.3

6

0

6

48

浅部
中部
深部

8.1

9

0

9

49

浅部
中部
深部

7.9

9

0

9

50

浅部
中部
深部

8.0

6

0

6

51

浅部
中部
深部

7.7

6

0

6

52

浅部
中部
深部

8.5

6

0

6

53

浅部
中部
深部

8.3

6

0

6

54

浅部
中部
深部

8.1

6

0

6

55

浅部
中部
深部

8.1

6

0

6

56

浅部
中部
深部

7.8

3

0

3

57

浅部
中部
深部

8.5

6

0

6

58

浅部
中部
深部

8.3

6

0

6

59

浅部
中部
深部

8.2

6

0

6

60

浅部
中部
深部

8.1

6

0

6

（注）地震規模 Mw は地震調査委員会（2020）の地震モーメント M0 と断層面積 S の関係式を用いて計算した値

6-35

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.3 南海トラフ沿いで設定したプレート間地震の波源断層モデル群

表 6.3.3-3 対象とする震源域（79 種類）および設定した波源断層モデル数の内訳（4/4）
深さ

61

浅部
中部
深部

62

震源域
Z

A

B

C

D

E

Mw
Mw

設定した波源断層
モデルの数

波源断層モデル数の内訳（大すべり域の個数で分類）
大すべり域：2個

大すべり域：1個

7.7

6

0

6

浅部
中部
深部

8.5

42

35

7

63

浅部
中部
深部

8.4

42

35

7

64

浅部
中部
深部

8.5

42

35

7

65

浅部
中部
深部

8.3

6

0

6

66

浅部
中部
深部

8.0

6

0

6

67

浅部
中部
深部

8.2

6

0

6

68

浅部
中部
深部

8.0

6

0

6

69

浅部
中部
深部

8.4

24

17

7

70

浅部
中部
深部

8.2

30

23

7

71

浅部
中部
深部

8.3

24

17

7

72

浅部
中部
深部

8.2

30

23

7

73

浅部
中部
深部

8.1

6

0

6

74

浅部
中部
深部

8.1

18

11

7

75

浅部
中部
深部

7.7

4

0

4

76

浅部
中部
深部

7.9

4

0

4

77

浅部
中部
深部

7.8

4

0

4

78

浅部
中部
深部

7.8

3

0

3

79

浅部
中部
深部

7.6

4

0

4

（注）地震規模 Mw は地震調査委員会（2020）の地震モーメント M0 と断層面積 S の関係式を用いて計算した値

6-36

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.3 南海トラフ沿いで設定したプレート間地震の波源断層モデル群

図 6.3.3-2 波源断層モデル図の一例（凡例はすべり量 (m) を示す，震源域番号：3，震源域の位置：ZEsm）
（1/3）

6-37

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.3 南海トラフ沿いで設定したプレート間地震の波源断層モデル群

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_d3_d2_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_d3_d3_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_d3_m2_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_d3_m3_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_d3_s2_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_d3_s3_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m1_d1_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m1_d2_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m1_d3_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m1_m1_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m1_m2_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m1_m3_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m1_s1_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m1_s2_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m1_s3_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m2_d1_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m2_d2_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m2_d3_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m2_m1_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m2_m2_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m2_m3_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m2_s1_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m2_s2_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m2_s3_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m3_d2_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m3_d3_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m3_m2_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m3_m3_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m3_s2_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_m3_s3_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_s1_d1_02

NK_ZEsm_TYPE2Eh_30L2_s1_d2_02

図 6.3.3-2 波源断層モデル図の一例（凡例はすべり量 (m) を示す，震源域番号：3，震源域の位置：ZEsm）
（2/3）

6-38

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6.3 南海トラフ沿いで設定したプレート間地震の波源断層モデル群

図 6.3.3-2 波源断層モデル図の一例（凡例はすべり量 (m) を示す，震源域番号：3，震源域の位置：ZEsm）
（3/3）

6-39

研究資料第 439 号 第一部 付録編
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html（2019 年 4 月 12 日参照）．

imaging of plate motions, slip rates, and partitioning

42）門廻充侍（2017）：海洋レーダ等による観測デー

of deformation in Japan, J. Geophys. Res., 115,

タを活用した津波波源および伝播過程の検知に

B02410.

関する研究，関西大学，博士論文．

32）Murotani, S., H. Miyake, and K. Koketsu (2008):

43）杉野英治・呉長江・是永真理子・根本信・岩渕洋子・

Scaling of characterized slip models for plate-蛯沢勝三（2013）：原子力サイトにおける 2011 東

boundary earthquakes, Earth Planets Space, 60, 987-

北地震津波の検証，日本地震工学会論文集，13

991.

（2），2-21．

33）Murotani, S., K. Satake, and Y. Fujii (2013): Scaling44）杉野英治，岩渕洋子，橋本紀彦，松末和之，蛯

relations of seismic moment, rupture area, average

澤勝三，亀田弘行，今村文彦（2014）：プレート

slip, and asperity size for M~9 subduction‐zone

間地震による津波の特性化波源モデルの提案，

earthquakes, Geophys. Res. Lett., 40, 19, 5070-5074.

日本地震工学会論文集，14（5），1-18．

34）内 閣 府（2012）： 南 海 ト ラ フ の 巨 大 地 震 モ デ ル45）Tanioka, Y. and K. Satake (2001a)：Detailed
6-41

研究資料第 439 号 第一部 付録編
6 章の参考文献

coseismic slip distribution of the 1944 Tonankai
earthquake estimated from tsunami waveforms,
Geophys. Res. Lett., 28, 6, 1075-1078.
46）Tanioka, Y. and K. Satake (2001b)：Coseismic
slip distribution of the 1946 Nankai earthquake
and aseismic slips caused by the earthquake, Earth
Planets Space, 53, 235–241.
47）谷 岡 勇 市 郎・ 平 田 賢 治・ 日 野 亮 太・ 金 沢 敏 彦（2004）：津波波形から推定した詳細な 2003 年十勝沖地震のすべり量分布．地震，57，75-81．
48）Yamanaka, Y. and K. Shimazaki (1990): Scaling
Relationship between the Number of Aftershocks
and the Size of the Main Shock. J. Phys. Earth, 38,305-324.

6-42

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7. 確率論的津波ハザード評価のための津波伝播遡上計算

7. 確率論的津波ハザード評価のための津波伝播遡上
計算
本章では，確率論的津波ハザード評価（Probabilistic
Tsunami Hazard Assessment）（今後，PTHA と略）を行
うための津波伝播遡上計算に関する，地形モデル，
計算手法，計算結果等について説明する．
津波計算の流れを図 7-1 に示す．PTHA において
は，波源域から沿岸までの津波伝播遡上計算を行う
ことにより，海岸の津波高さを算出した．

図 7.1.1-1 UTM 座標系（a）53 帯および（b）54 帯

ま た， 南 西 諸 島 や 小 笠 原 諸 島 な ど の 遠 洋 ま で1,350 m 格 子 領 域 を 設 定 す る 際 に デ ー タ が 不 足 す
る た め，Gebco（British Oceanographic Data Centre，
BODC；https://www.gebco.net/news_and_media/
gebco_2014_grid.html）（表 7.1.1-1）を利用した．
（2）座標系の選択
津波伝播遡上計算に用いる座標系については，近図 7-1 津波計算の流れ

地津波を対象とする場合には投影座標系を，計算範
囲の広くなる遠地津波を対象とする場合には地理座

7.1 地形モデル

標系を選択することが一般的である．本検討では近

本節では，PTHA のために実施する津波伝播遡上

地津波を対象とするため，投影座標系である UTM

計算で用いる地形モデルの作成手順と作成した地形

座 標 系 を 採 用 し， 利 根 川 以 南 に 対 し て は UTM53

モデルについて述べる．

帯，利根川以北に対しては UTM54 帯を採用した（図7.1.1-1）．それぞれの座標帯の原点（基準）は UTM53

7.1.1 地形モデルの作成手順

帯は北緯 0 度，東経 135 度，UTM54 帯は北緯 0 度，

（1）基礎データの収集

東経 141 度である．座標値はこれらの基準から北方

地形モデルの作成に必要な標高・水深値の基礎

向および東方向にメートル単位で増加するが，便宜データを表 7.1.1-1 に示したデータソースから収集

上，東方向の座標値には擬東経 +500,000 m を与えした．公表されているデータソースを利用することている．測地基準については世界測地系を採用した．

を基本としたため，対象海域によって収集期間や投影座標系で表現される空間の歪みは，基準経度かデータソースは異なっている．

ら東西に離れた地点ほど大きくなる．

表 7.1.1-1 地形モデルの作成で利用した基礎データのデータソース
刊行者
内閣府
内閣府
イギリス海洋データセンター（BODC）

刊行物

刊行年

南海トラフの巨大地震モデル検討会（第二次報告）2012

日本海溝・千島海溝沿いの巨大地震モデル
検討会による地形データ（未公表）
GEBCO 2014 Grid

2014

7-1

対象計算領域UTM53 帯（表 7.1.1-2 に示した計算領域）
UTM54 帯（表 7.1.1-3 に示した計算領域）
UTM53 帯，UTM54 帯の 1350m 格子領域の一部

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.1 地形モデル（3）計算格子サイズの設定
本 PTHA においては，陸域の浸水深は検討の対象

ここで，g は重力加速度である．なお，実際の計算外であるため，地形モデルに構造物や河川などの詳の際には，数値誤差や現象の非線形性が介在するた細な地形を反映させないこととした．また，数千個

め，計算時間間隔を表中に示した値より小さく設定の特性化波源断層モデル（これ以降、波源断層モデしている．地形モデルの作成結果は 7.1.2 項で示す．

ルと呼ぶ）に対する津波伝播遡上計算を適正な計算量で実施する必要性も考慮して，本検討では、沿岸域に 50 m の最小計算格子を設定した．
海岸から遠く離れた外洋においては，計算格子サイズを 1,350 m とした．なお，1,350 m 格子領域の領域境界で生じるわずかな反射の影響を可能な限り排除するため，波源断層モデルの位置と 1,350 m 計
算格子領域の領域境界が近づきすぎないよう留意した．
外洋から海岸までの津波高さを一括して計算する
ため，計算格子領域の格子サイズを外洋から海岸まで 1,350 m，450 m，150 m，50 m の 順 に 3：1 の 比率で細分化し接続（ネスティング）した．
（4）標高・水深値の変換
地形モデルの標高・水深値は基礎データの標高・水深データから線形補間によって求めた．補間法
は 2.2.2 項に記した通り，変換先の座標空間を基礎
データの標高・水深値に基づき不規則三角網（TIN：
Triangulated Irregular Network）で分割し，変換先の座標系での各計算格子中心に対応する標高・水深値を，分割した不規則三角網間の線形補間（内挿）によって求める方法とした．
（5）地形モデルの作成
地形モデルは計算格子サイズが 1,350 m，450 m，150 m，50 m の 4 種類の計算格子領域毎に作成した．
本検討では，PTHA のため，50 m 計算格子領域を広い範囲の海岸に敷き詰めて配置することとした．
海岸の地形モデルの作成範囲は，五島列島，長崎
県平戸市から鹿児島県までの九州西岸，鹿児島県から茨城県までの太平洋岸，瀬戸内，伊豆諸島および小笠原諸島である．
作成した地形モデルの諸元を表 7.1.1-2，表 7.1.1-3に示す．表中には差分スキームの安定条件（C.F.L 条件）を満たすための計算時間間隔 Δt を参考として掲載した．この値は各領域の最大水深 hmax，計算格子
サイズ Δx に基づき次式で見積もられる．
7-2

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.1 地形モデル

表 7.1.1-2 UTM53 帯の地形モデルの諸元（1/3）

7-3

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.1 地形モデル

表 7.1.1-2 UTM53 帯の地形モデルの諸元（2/3）

7-4研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.1 地形モデル

表 7.1.1-2 UTM53 帯の地形モデルの諸元（3/3）

表 7.1.1-3 UTM54 帯の地形モデルの諸元

7-5

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.1 地形モデル

7.1.2

7.1.2-1， 図 7.1.2-2， 図 7.1.2-3， 図 7.1.2-4 に 示 す．

南海トラフ沿いの地震による津波伝播遡上計算に用いる地形モデル

ま た， 表 7.1.1-3 に 示 し た UTM54 帯 の 1,350 m，

表 7.1.1-2 に示した UTM53 帯の 1,350 m，450 m，450 m，150 m，50 m 計算格子領域の位置を図 7.1.2-5，
図 7.1.2-6 に示す．

150 m，50 m 計 算 格 子 領 域 の 位 置 を そ れ ぞ れ 図

図 7.1.2-1 UTM53 帯の 1,350 m 計算格子領域位置図（表 7.1.1-2）

図 7.1.2-2 UTM53 帯の 450 m 計算格子領域位置図（表 7.1.1-2）

7-6

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.1 地形モデル

図 7.1.2-3 UTM53 帯の 150 m 計算格子領域位置図（表 7.1.1-2）

図 7.1.2-4 UTM53 帯の 50 m 計算格子領域位置図（表 7.1.1-2）
（1/2）

7-7

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.1 地形モデル

図 7.1.2-4 UTM53 帯の 50 m 計算格子領域位置図（表 7.1.1-2）（2/2）

図 7.1.2-5 UTM54 帯の 1,350 m 計算格子領域位置図（表 7.1.1-3）

7-8

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.1 地形モデル

図 7.1.2-6 UTM54 帯の 450 m，150 m，50 m の各計算格子領域位置図（表 7.1.1-3）

7-9

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.2 初期水位分布の計算

7.2 初期水位分布の計算
7.1 節で述べた地形モデルならびに 6 章で述べた地震により水平方向の地盤変動が生じると･･･

特性化波源断層モデル（これ以降、波源断層モデルと呼ぶ）のパラメタを用いて，海底地殻変動量が計算される．海底地殻変動量の計算には，半無限弾性
体中の有限矩形断層による地表面での変位を求める
Okada（1992）の方法を用いた．津波伝播遡上計算には，波源断層モデルによる海底地殻変動量から初期地形（標高）が変化した分だけ海水面が変化する

水位分布を計算する必要がある．本節では，初期水位を計算する手法について検討する．
7.2.1 海底地形の水平変動を考慮した初期水位分布
計算手法

地形が変化した分だけ海水が押し上げられる地震により水平方向の地殻変動が生じると，傾斜のある海底面では標高が変化し，その変化に相当

図 7.2.1.1-1 水平方向の地殻変動による海水面の変化

する変動量分だけ海水面が変動する（図 7.2.1.1-1）．
Tanioka and Satake（1996）では，水平方向の地殻変動による初期水位分布への寄与が無視しえないことが示されている．本項では，水平方向の地殻変動を考慮した初期水位について検討した．
7.2.1.1 変動量と初期水位
水平方向の地殻変動の影響も考慮した海底面の鉛 直 変 動 量 は 次 式 で 表 さ れ る（Tanioka and Satake,1996）．

ここで，u’ は海底面の鉛直方向の変動量，ux，uy，uz はそれぞれ x，y，z 方向の海底地殻変動量，h は

図 7.2.1.1-2 検討に用いた特性波源断層モデル．
左）すべり量分布，右）初期水位分布．

水深である．本項の検討においては，式（7.2.1.1-1）で算出される海底面の鉛直変動量を初期水位とす

距離 125 km から 210 km まで水平変動による寄与をる．
図 7.2.1.1-2 に本検討において使用した波源断層

考慮した場合の初期水位が明らかに増大しているこ

モデルのすべり量分布および水平変動も考慮して計とがわかる．

算された初期水位分布を示す．すべり量分布図中に初期水位の算出に水平方向の地殻変動を考慮する

黒線で示した測線において，海底勾配が急峻な場所ことによる海岸での最大水位（T.P.）に対する影響をにおいて東西方向の地殻変動量から見積もられる海確認した．図 7.2.1.1-5 は，汀線付近に 50 m 格子間

底面の鉛直変動量が大きくなっていることがわかる

隔で配置した評価点での最大水位（T.P.）を 1,000 点ご（図 7.2.1.1-3）．

とに平均化して作成した最大水位（T.P.）の分布図で鉛直変動のみを考慮した場合の初期水位と，水平ある．本検討で用いた波源断層モデルでは，全区間変動の寄与も考慮した場合の初期水位の比較を図において最大水位（T.P.）が概ね 1 割～ 2 割程度増大し7.2.1.1-4 に示す．海底勾配が急峻であり，なおかつている．この増大量は，波源断層モデルのすべり分布や7-10研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.2 初期水位分布の計算

7.2.1.2 地殻変動の補間計算手法の検討
津波伝播遡上計算に用いる初期水位を導出するには，前項で述べた地殻変動量の計算，水平変動の寄与の考慮，次項で述べる梶浦フィルターの適用を，
1,350 m，450 m，150 m，50 m の各メッシュ領域でそれぞれ行う必要がある．本研究資料（第一部付録編）で行う確率論的津波ハザード評価では，多数の波源断層モデルに対する津波伝播遡上計算を行う必要があることから，計算の効率化は重要な課題である．そこで，本項では，地殻変動の計算量の削減を
図 7.2.1.1-3 断層中央部を東西に横断する測線での海底地形（上）と地殻変動量・海底面変動量（下）．
横軸は海岸からの距離（km）．

目的として，以下の 2 種類の地殻変動の補間計算手法について検討する．
• 補間計算手法 A
1,350 m メッシュ領域のみを対象に，地殻変動計算，
水平変動の寄与の考慮，梶浦フィルターの適用を行い初期水位分布を算出する．その後，1,350 m メッシュ
領域の初期水位分布を用いて，内挿補間（双一次補間）によって 450 m，150 m，50 m メッシュ領域に初

図 7.2.1.1-4 断層中央部を東西に横断する断面での初期水位の比較．横軸は海岸からの距
離（km）．

期水位分布を与える．この手法は内閣府（2012）で採用されている．問題点としては，地形データとして
1,350 m メッシュのものしか用いていないため，微細な地形の影響を反映できないことが挙げられる．
• 補間計算手法 B
1,350 m メッシュ領域のみを対象に，地殻変動計
算を実施する．得られた 1,350 m メッシュ領域の地
殻変動分布を用いて，内挿補間（双一次補間）によって 450 m，150 m，50 m メッシュ領域に地殻変動分
布を与える．その後，各メッシュ領域で地形データを読み込み，水平変動の寄与の考慮，梶浦フィルターの適用を行い初期水位分布を算出する．
補間を行わず，1,350 m，450 m，150 m，50 m そ図 7.2.1.1-5 最大水位（T.P.）の比較図

れぞれの全メッシュ領域に対して地殻変動計算，水平変動の寄与の考慮，梶浦フィルターの適用を行う

波源域の海底地形勾配によって変化しうると考えら

手法（便宜的にケース 1 と呼ぶ），2 種類の補間計算れるが，水平方向の地殻変動に伴う初期水位の増加

手法（手法 A，B を便宜的にそれぞれ，ケース 2 とケー

は津波高さを増大させる傾向にあると考えられる．

ス 3 と呼ぶ）により，本研究資料（第一部本編）にお以上から，本研究資料（第一部付録編）では水平方

いて南海トラフ沿いに設定した波源断層モデル NK_

向の地殻変動の影響を考慮して初期水位の計算を行

ZEall_TYPE2Eh_30L1_s4+SL_02（Mw9.2，平均応力降うこととした．

下量 3 MPa）に対する地殻変動量および初期水位を計算し，それを用いた津波伝播遡上計算から海岸の7-11

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.2 初期水位分布の計算

最大水位上昇量を求め，計算時間と計算結果を比較

計算手法 A）とケース 1 による最大水位上昇量分布

した．

を比較すると，波源断層モデルの設定範囲より遠方

まず，計算時間の短縮に関して，検討対象の 16では大きな差異は生じていないものの，波源断層モ

個の計算領域（図 7.2.1.2-1）において地殻変動計算のデルの近傍では大きな差が生じている領域も見ら開始から津波伝播遡上計算の終了までに要した実計

れ，最大で 7 m の差が生じている．一方で，ケース算時間を表 7.2.1.2-1 と図 7.2.1.2-2 に，ケース 2，ケー

3（補間計算手法 B）とケース 1 による最大水位上昇

ス 3 の補間手法を用いることによる計算時間の短縮

量分布には，局所的に 0.5 m 程度の差が生じている率を表 7.2.1.2-2 と図 7.2.1.2-3 に示す．ケース 1 に比点もみられるが，総じて 0.5 m 以下の差に収まってべケース 2，ケース 3 では，計算時間が最小で 3 時いる．

間（領域 86），最大で 18 時間（領域 103），平均で 8以上の検討より，補間計算手法 B を採用すること

時間短くなっている．また，ケース 2，ケース 3 ので，計算時間の短縮を図りつつ，補間を行わない場

補間手法を用いることで，計算時間は 12% ～ 42%，合と同程度の精度で最大水位上昇量を算出すること

平均で 22% 程度短縮されていることがわかる．なお，が可能だと考えられることから，本研究資料（第一ケース 2 とケース 3 で計算時間に大差はない．

部付録編）では補間計算手法 B を用いて地盤変動量

次に，ケース間の計算結果の差異を計算領域ごと

および初期水位を計算することとした．

に示す（図 7.2.1.2-4 ～図 7.2.1.2-19）．ケース 2（補間

図 7.2.1.2-1 検討の対象とした計算領域

7-12

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.2 初期水位分布の計算

表 7.2.1.2-1 各ケース，各計算領域における要計算時間（単位：hr）

図 7.2.1.2-2 各ケース，各計算領域における要計算時間（単位：hr）

表 7.2.1.2-2 各計算領域におけるケース 1 に対するケース 2，ケース 3 の要計算時間短縮率（単位：%）

図 7.2.1.2-3 各計算領域におけるケース 1 に対するケース 2，ケース 3 の要計算時間短縮率（単位：%）7-13

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.2 初期水位分布の計算

ケース 1

ケース 2

ケース 3

最大水位上昇量（ケース 1）－（ケース 2）（ケース 1）－（ケース 3）

最大水位上昇量差

図 7.2.1.2-4 上段：各ケースの最大水位上昇量分布，下段：最大水位上昇量の差．計算領域 10 の結果．

ケース 1

ケース 2

ケース 3

最大水位上昇量（ケース 1）－（ケース 2）（ケース 1）－（ケース 3）

最大水位上昇量差

図 7.2.1.2-5 上段：各ケースの最大水位上昇量分布，下段：最大水位上昇量の差．計算領域 26 の結果．

7-14

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.2 初期水位分布の計算

ケース 1

ケース 2

ケース 3

最大水位上昇量（ケース 1）－（ケース 2）（ケース 1）－（ケース 3）

最大水位上昇量差

図 7.2.1.2-6 上段：各ケースの最大水位上昇量分布，下段：最大水位上昇量の差．計算領域 37 の結果．

ケース 1

ケース 2

ケース 3

最大水位上昇量（ケース 1）－（ケース 2）（ケース 1）－（ケース 3）

最大水位上昇量差

図 7.2.1.2-7 上段：各ケースの最大水位上昇量分布，下段：最大水位上昇量の差．計算領域 45 の結果．

7-15

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.2 初期水位分布の計算

ケース 1

ケース 2

ケース 3

最大水位上昇量（ケース 1）－（ケース 2）（ケース 1）－（ケース 3）

最大水位上昇量差

図 7.2.1.2-8 上段：各ケースの最大水位上昇量分布，下段：最大水位上昇量の差．計算領域 52 の結果．

ケース 1

ケース 2

ケース 3

最大水位上昇量（ケース 1）－（ケース 2）（ケース 1）－（ケース 3）

最大水位上昇量差

図 7.2.1.2-9 上段：各ケースの最大水位上昇量分布，下段：最大水位上昇量の差．計算領域 56 の結果．

7-16

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.2 初期水位分布の計算

ケース 1

ケース 2

ケース 3
最大水位
上昇量

最大水位上昇量差（ケース 1）－（ケース 2）（ケース 1）－（ケース 3）

図 7.2.1.2-10 上段：各ケースの最大水位上昇量分布，下段：最大水位上昇量の差．計算領域 60 の結果．

ケース 1

ケース 2

ケース 3
最大水位
上昇量

（ケース 1）－（ケース 2）（ケース 1）－（ケース 3）

最大水位上昇量差

図 7.2.1.2-11 上段：各ケースの最大水位上昇量分布，下段：最大水位上昇量の差．計算領域 62 の結果．

7-17

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.2 初期水位分布の計算

ケース 1

ケース 2

ケース 3
最大水位
上昇量

（ケース 1）－（ケース 2）（ケース 1）－（ケース 3）

最大水位上昇量差

図 7.2.1.2-12 上段：各ケースの最大水位上昇量分布，下段：最大水位上昇量の差．計算領域 65 の結果．

ケース 1

ケース 2

ケース 3

最大水位上昇量（ケース 1）－（ケース 2）（ケース 1）－（ケース 3）

最大水位上昇量差

図 7.2.1.2-13 上段：各ケースの最大水位上昇量分布，下段：最大水位上昇量の差．計算領域 69 の結果．

7-18

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.2 初期水位分布の計算

ケース 1

ケース 2

ケース 3

最大水位
上昇量

最大水位上昇量差（ケース 1）－（ケース 2）（ケース 1）－（ケース 3）

図 7.2.1.2-14 上段：各ケースの最大水位上昇量分布，下段：最大水位上昇量の差．計算領域 74 の結果．

ケース 1

ケース 2

ケース 3
最大水位
上昇量

（ケース 1）－（ケース 2）（ケース 1）－（ケース 3）

最大水位上昇量差

図 7.2.1.2-15 上段：各ケースの最大水位上昇量分布，下段：最大水位上昇量の差．計算領域 76 の結果．

7-19

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.2 初期水位分布の計算

ケース 1

ケース 2

ケース 3

最大水位
上昇量

（ケース 1）－（ケース 2）（ケース 1）－（ケース 3）

最大水位上昇量差

図 7.2.1.2-16 上段：各ケースの最大水位上昇量分布，下段：最大水位上昇量の差．計算領域 80 の結果．
ケース 1

ケース 2

ケース 3

最大水位
上昇量

（ケース 1）－（ケース 2）（ケース 1）－（ケース 3）

最大水位上昇量差

図 7.2.1.2-17 上段：各ケースの最大水位上昇量分布，下段：最大水位上昇量の差．計算領域 86 の結果．

7-20

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.2 初期水位分布の計算

ケース 1

ケース 2

ケース 3

最大水位上昇量（ケース 1）－（ケース 2）（ケース 1）－（ケース 3）

最大水位上昇量差

図 7.2.1.2-18 上段：各ケースの最大水位上昇量分布，下段：最大水位上昇量の差．計算領域 88 の結果．

ケース 1

ケース 2

ケース 3

最大水位
上昇量

（ケース 1）－（ケース 2）（ケース 1）－（ケース 3）

最大水位上昇量差

図 7.2.1.2-19 上段：各ケースの最大水位上昇量分布，下段：最大水位上昇量の差．計算領域 103 の結果．

7-21

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.2 初期水位分布の計算

7.2.1.3 海岸の最大水位上昇量の定義

フィルターの影響はほとんどないことから，汀線に藤原ほか（2015）では，津波伝播遡上計算による最立っている仮想的観測者の視点での津波の危険性を

大水位上昇量を，最大水位（T.P.）から初期水位を差評価するためには，式（7.2.1.3-2）に示した梶浦フィ

し引いた値として定義した（式 7.2.1.3-1）．

ルターを適用した初期水位を減算するのではなく，地殻変動の鉛直成分そのものを差し引くことで算出される，汀線に立っている仮想的観測者の足元か

ここで，Hmax は最大水位上昇量であり，最大水位

らの津波高を海岸の最大水位上昇量とするべきであ（Hmax(T.P.)）と 初 期 水 位（Hini(T.P.)）は い ず れ も T.P. をる．

基準面とした値である．このうち，初期水位は式

以 上 よ り， 本 研 究 資 料（ 第 一 部 付 録 編 ）で は 式（7.2.1.3-2）で表される．

（7.2.1.3-3）によって求められる海岸の最大水位上昇量を採用する．

ここで，uz は海底地殻変動の鉛直成分，ux ，uy は海底地殻変動の直交する水平 2 成分，h は水深，F(u)は次項で述べる梶浦フィルターを表す．また，F(u)のカッコ内第 2 項と第 3 項は 7.2.1.1 項で述べた海底地殻変動の水平成分による水位変化への寄与を表す．
一方で，本研究資料（第一部付録編）では，汀線に立っている仮想的観測者に対する津波の危険性を適切に評価するため，最大水位上昇量を，最大水位（T.P.）から地殻変動の鉛直成分を差し引いた値として定義する（式 7.2.1.3-3）．

式（7.2.2.3-1）と式（7.2.2.3-3）の違いについて，汀
線に立っている仮想的観測者と，海面に浮いている
仮想的観測者の各視点における最大水位上昇量を模式図（図 7.2.1.3-1）で示し，その意味を考える．
図 7.2.1.3-1 では，鉛直のみ，あるいは水平のみの地殻変動を考慮した場合に式（7.2.1.3-1）から算出される最大水位上昇量（紫矢印）と，汀線に立っている
仮想的観測者と，海面に浮いている仮想的観測者の各視点における体感の津波高（橙矢印）を比較している．式（7.2.1.3-1）による最大水位上昇量の定義では，海面に浮いている仮想的観測者の視点での津波の危険性（体感としての津波高）は評価できているものの，水平の地殻変動が生じた場合に汀線に立っている仮想的観測者の視点での津波の危険性を過小評価している．したがって，最大水位上昇を求める際に，最大水位（T.P.）から地殻変動の水平成分の寄与分を差し引く必要はないといえる．
また，海岸沿いでは最大水位上昇量に対する梶浦

7-22

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.2 初期水位分布の計算（状況１）鉛直成分のみの地殻変動が生じた場合⇒各視点における式（7.2.1.3-1）による最大水位上昇量の表す津波高（紫矢印）汀線に立っている仮想的観測者（左）：地殻変動直後の足元から測った最大の津波高（＝体感津波高（橙矢印））
海面に浮いている仮想的観測者（右）：地殻変動直後の足元から測った最大の津波高（＝体感津波高（橙矢印））（状況２）水平成分のみの地殻変動が生じた場合⇒各視点における式（7.2.1.3-1）による最大水位上昇量の表す津波高（紫矢印）汀線に立っている仮想的観測者（左）：地殻変動直後の足元とは異なる地点から測った最大の津波高海面に浮いている仮想的観測者（右）：地殻変動直後の足元から測った最大の津波高（＝体感津波高（橙矢印））
例えば，汀線において初期水位（T.P.）が 1 m，最大水位（T.P.）が 2 m だった場合，式（7.2.1.3-1）による最大
水位上昇量は 1 m となる．しかし，汀線に立っている仮想的観測者は実際には 2 m の津波高を感じるため，過小評価していることになる．一方、式（7.2.1.3-3）による最大水位上昇量は 2 m となる．
図 7.2.1.3-1 汀線に立っている仮想的観測者（左）と海面に浮いている仮想的観測者（右）の視点における，体感での津波高（橙矢印）と式（7.2.1.3-1）で算出される最大水位上昇量（紫矢印）との関係

7-23

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.2 初期水位分布の計算

7.2.2 梶浦フィルター
多くの津波伝播遡上計算事例では，海底面の上下変動量が海水面の上下変動量と等しいものと仮定
し，これを初期水位としている．一方で，Kajiura（1963）は海底面・海水面における変位に対する津波波形の定式化を行い，津波の波長が水深に比べて短い場合には，短波長成分が減衰することを示した．
以下，この効果を梶浦フィルターと呼ぶ．本項では，梶浦フィルターを適用した場合と適用しない場合の津波伝播遡上計算結果を比較し，その効果を調べる．
Kajiura（1963）によれば，海底面の変位 h と海水面の変位 H には次の関係が成り立つ．
図 7.2.2-1 梶浦フィルターの検討に用いた波源断層
モデルのすべり量分布図（黒：超大すべり
域，赤：大すべり域，黄色：背景領域）

ここで，λ は津波の波長，d は水深である．水深に対して津波の波長が十分に長い場合には，式（7.2.21）の分母が 1 に漸近し海水面の変位量は海底面の変位量に置き換えることができる一方で，水深に対して波長が短い場合には，海底面での変位 h は 1/cosh(2πd/λ) だけ減少する一種のフィルター効果がかかっていることを意味する．
津波伝播遡上計算において梶浦フィルターを適用している例としては，Tanioka and Seno（2001）による 1896 年明治三陸地震についての研究や，Gusman
et al.（2012）による 2011 年東北地方太平洋沖地震のインバージョン研究などがある．これらの研究では，断層破壊が深さ約 1 km の浅部にまで達する波源断層モデルを用いている．浅部の断層が破壊すること
で海底地殻変動には高振幅の短波長成分が生じる
が，梶浦フィルターを適用することで海面変動量の短波長成分を減衰させ，これを初期水位として伝播計算を行っている．
例えば Gusman et al.（2012）では，2011 年東北地方
太平洋沖地震の断層モデルとして海溝軸付近の要素
断層に 40 m 以上のすべり量を与えているが，梶浦フィルターの効果により初期水位分布には 10 m 以上の水位は現れていない．
そこで，2011 年東北地方太平洋沖地震を模した浅部に超大すべり域のある特性化波源断層モデルを対象に梶浦フィルターの効果を調べた．まず，図図 7.2.2-2 特性化波源断層モデル（図 7.2.2-1）の浅部のみ，深部のみ，断層全体に対する海底地殻
変動量の鉛直成分

7.2.2-1 に示した特性化波源断層モデルをもとに，超大すべり域を含む断層浅部，超大すべり域を含まない断層深部，断層全体の 3 種類の波源断層モデルを
7-24

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.2 初期水位分布の計算

仮定し，それぞれに対して地殻変動（鉛直成分）を
Okada（1992）の式により計算した（図 7.2.2-2）．
次に，この海底地殻変動量に Kajiura（1963）による定義式を漸近展開した次のフィルターを適用した．

ここで，(x, y) は海面の座標，(x0, y0) は海底の座標，
H は海面の変位量，h は海底の変位量であり，それぞれ水深によって規格化されている．図 7.2.2-2 のうち，断層浅部と断層全体に対する海底地殻変動量に梶浦フィルターを適用した結果を図 7.2.2-3，図7.2.2-4 に示す．梶浦フィルターを適用しない場合には，海溝軸付近で初期水位が 10 m 以上となる領域が帯状に出現しているが，梶浦フィルターを適用することで初期水位が 10 m 以上となる領域がなくなっている．
次に，図 7.2.2-5 に示す測線上で梶浦フィルターの適用前後の初期水位分布断面を調べた（図 7.2.26）．測線の番号は測線が通る計算領域番号を示している．梶浦フィルターを適用することで 10 m を越える初期水位は見られなくなる．また，測線 22 の
150 km から 250 km 付近に見られるような，波長の短い初期水位の空間変動が低減し，より波長の長い
滑らかな初期水位分布となっている．
最後に，50 m メッシュの領域 18, 19, 20, 22 番に
お い て， 津 波 高 さ の 比 較 を 行 っ た．図 7.2.2-7 に，各領域の海岸における最大水位（T.P.）と 2011 年東北
地方太平洋沖地震の痕跡値（東北地方太平洋沖地震
津波合同調査グループ，2012）を併せて示す．領域
18，領域 22 では梶浦フィルター適用後の最大水位（T.P.）が若干小さくなっているものの，全体的には梶浦フィルター適用前後で大きな変化はなく，10 m
未満の初期水位分布であっても汀線における 15 m
前後の最大水位（T.P.）を表現できていることから，
本研究資料（第一部付録編）では梶浦フィルターを適用することとした．

7-25

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.2 初期水位分布の計算

図 7.2.2-5 初期水位分布断面を調べた測線の位置
図 7.2.2-3 断層浅部に対する初期水位分布822

フィルタ適用前フィルタ適用後

6
4
2
0

-2 0

50

100

150

200

250

300

-4
20

20

フィルタ適用前フィルタ適用後

15
10
5
0
-5

0

50

100

150

200

250

20
15
5

図 7.2.2-4 断層全体（浅部 + 深部）に対する初期水位分布19

フィルタ適用前フィルタ適用後

10
0

-5 0

50

100

300

150

200

250

300

-10

10

0

18

フィルタ適用前フィルタ適用後

5

0

50

100

150

200

250

-5

図 7.2.2-6 図 7.2.2-5 に示した各測線上における初期水位
分布．横軸は海岸からの距離（km），縦軸は初期水位（m）．

7-26

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.2 初期水位分布の計算（a）領域 18（b）領域 19（c）領域 20（d）領域 22

図 7.2.2-7 最大水位（T.P.）の分布（a：領域 18，b：領域 19，c：領域 20，d：領域 22）．右図中の赤線と青線はそれぞれ
梶浦フィルターを適用しない場合と適用した場合の海岸での最大水位（T.P.）．▲は 2011 年東北地方太平洋沖地震による津波痕跡．

7-27

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.3 本研究資料で用いる津波伝播遡上計算

7.3 本研究資料で用いる津波伝播遡上計算

ここで，（x, y）は海面の座標，（x0, y0）は海底面の座標，

7.3.1 計算手法

H は海面の変位量，u’ は同一地点の海底面の鉛直方

7.1 節で述べた地形モデルおよび 6 章で述べた特向の変動量である．

性化波源断層モデル（これ以降，特段の必要がない

なお，7.2.1.2 項で述べた通り，地殻変動量の計算

場合は波源断層モデルと呼ぶ）を用いて，津波伝播

は 1,350 m 格子領域のみを対象に行い，その結果を遡上計算を 1,350 m, 450 m, 150 m, 50 m 格子間隔の用いて，内挿補間により 450 m，150 m，50 m 格子

計算領域で接続したネスティング・グリッド・シス

領域の地殻変動分布を求めている．その上で，各格テムで実施した．本研究資料（第一部付録編）で用い

子領域の地形データを用いて，水平変動の寄与の考る津波伝播遡上計算の手法は，以下の通りである．

慮，梶浦フィルターの適用を行った．

（1）地殻変動量・初期水位（2）津波伝播遡上計算

地殻変動量は，7.2 節で述べた通り，Okada（1992）

津波伝播は，2.2.3 項で述べた二次元非線形長波の方法を用いて，半無限弾性体中の有限矩形断層に

理論式に対して，海底での摩擦を考慮した連続の式

よる地表面（海底面）での変位を与えた．6 章で設定

（式（7.3-4））および運動方程式（式（7.3-5），式（7.3-6））した波源断層モデルによる地殻変動量は，波源断層を基礎方程式とした．

モデルを構成する小さい矩形の要素断層すべてについての地殻変動量を足し合わせることで求めた．こ
こでは，鉛直方向の地殻変動量が正のものを隆起，負のものを沈降とした．
初期水位は，鉛直方向の地殻変動量に加えて，7.2.1
項で述べた水平方向の地殻変動の影響（Tanioka andSatake，1996）を考慮して求めた海底面の鉛直方向の変動量に対して，7.2.2 項で述べた梶浦フィルター（Kajiura，1963）を適用し，海面の変位量として算出した．
水平方向の地殻変動の影響も考慮した海底面の鉛直方向の変動量は次式で表される．
ここで，η は水位，M および N は x 方向および y 方
向の線流量，D は全水深，n はマニングの粗度係数
ここで，u’ は海底面の鉛直方向の変動量，ux，uy，である．

uz はそれぞれ x，y，z 方向の地殻変動量，h は水深基礎方程式を有限差分法により離散化する．格子である．式（7.3-1）は地形勾配が傾き 1/3 以下の場合

配置は，staggered 格子とし，スカラー量である水位に適用できるとされているが（Tanioka and Satake，

η は格子中心に，ベクトル量である線流量 M，N は1996），本研究資料（第一部付録編）ではこの適用範

格子辺に設定する．時間方向には，Leap-frog スキー

囲に限らずに全ての地形に対して適用した．

ムを用いた．

また，梶浦フィルターは Kajiura（1963）による定

津波伝播遡上計算においては，現象の空間的なス

義式を漸近展開した以下の式とした．

ケールが幅広いことを考慮し，空間方向の格子間隔を沖合から 1：3 の割合で細かくしながら接続することで一括して計算を行った．本研究資料（第一部付録編）においては，7.1 節に述べた通り，1,350 m，450 m，150 m，50 m 格子の 4 領域を接続した．

7-28

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.3 本研究資料で用いる津波伝播遡上計算

境界条件に関しては，海側境界は完全無反射の透ており，各種施設の一部が標高として含まれている．

過境界として扱い，陸側境界では陸域への遡上を考作成した地形モデル（最小格子間隔 50 m）において慮した方法（小谷ほか，1998）を用いた．

も，ある程度表現可能と思われる大規模な河川堤防などでは，堤防天端高よりも低い標高として地形に（3）計算時間長

含まれている可能性がある．

計算時間長は，津波が海岸に到達してから 2 時間以上となるように計算領域ごとに設定した．詳細は（7）粗度係数マニングの粗度係数は，海域・陸域共に 0.025 m-1/3s

7.3.3 項を参照．

の 一 定 値 と し た． こ れ は， 海 域 で の 粗 度 係 数 は0.025 m-1/3s 程度の値を用いることが多く（地震調査（4）計算時間間隔
差分法の計算時間間隔 Δt は，計算の安定性を考委員会，2017），また，施設条件と同様に，陸域へ

慮 し，2.2.3 項 で 述 べ た C.F.L（Courant-Friedrichs-

遡上した津波の振る舞いではなく，汀線メッシュにLewy）条件（差分スキームの安定条件）を満たす中でおける津波高さを評価の対象としていることから，適切に設定した．以下に C.F.L 条件を記す．

陸域に対しても海域と同じ値を設定した．
（8）打ち切り水深

ここで，Δx は空間分解能（計算格子サイズ），g は重

陸上での遡上計算における計算打ち切り水深は，1 cm（10-2 m）とした．

力加速度，hmax は最大静水深である．各計算領域における C.F.L 条件を満たす計算時間間隔の最大値を7.1.1 項の表 7.1.1-2 ～表 7.1.1-3 に示す．実際に津波（9）特性化波源断層モデル・計算領域

伝播遡上計算を行う際には，計算誤差や現象の非線特性化波源断層モデル（6 章）と計算領域（7.1 節）形性が介在するため，計算時間間隔を表 7.1.1-2，表の組み合わせの中から，海岸での最大水位上昇量が7.1.1-3 に示した Δt より余裕をもって小さく設定した．

1 m を超える可能性のある組み合わせについて津波
伝播遡上計算を実施した．

（5）潮位条件
潮位条件は東京湾平均海面（T.P.）を基準面（T.P.+
0 m）とした．これは，本研究資料（第一部付録編）では広域の確率論的津波ハザード評価を目的としているため計算対象領域すべての地点で共通の潮位条件を用いる必要があり，そのために日本列島の中央付近にある東京湾の平均海面，すなわち東京湾平均海面 (T.P.) を共通の潮位条件として用いることが都合が良いこと，並びに，確率論的なアプローチでは天文潮などの影響も平均海面の周りの確率分布として扱うのが一般的であるためである．
（6）施設条件
堤防や水門等の各種の海岸施設は考慮しない．これは，陸域へ遡上した津波の振る舞いではなく，汀
線メッシュにおける津波高さを評価の対象としているためである．
ただし，地形モデルの作成に用いた内閣府（2012）

図 7.3.1-1 汀線メッシュ（ハザード評価点）の模式図などの基礎データは，航空測量成果を元に作成され

7-29

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.3 本研究資料で用いる津波伝播遡上計算

において 357,437 点のハザード評価点を設定し，各（10）津波高さの評価位置
津波伝播遡上計算の結果は，汀線付近に設定した評価点においてハザードカーブを算出する（8 章）．

ハザード評価点における最大水位上昇量として抽出

最大水位上昇量分布図（7.4 節，DVD 資料 4），30 年

した．本研究資料（第一部付録編）では，ハザード評

超過確率分布図および確率論的な最大水位上昇量分

価点として汀線メッシュを採用した．汀線メッシュ

布図（9 章，DVD 資料 5）は，これらのハザード評価とは，50 m 格子領域において陸域から海域に向けて

点における結果を地図上に可視化したものである．

進み標高が最初に T.P. 0 m 未満となる海域メッシュ

また，8 章では，膨大な数のハザード評価点の中かを指す（図 7.3.1-1）．詳細は 7.3.2 項を参照．

ら一定間隔で選別した 72 箇所のハザード評価標本点（表 8.4.1-1，図 8.4.1-1）を対象とした詳細な検討がまた，最大水位上昇量は，最大水位（T.P.）から地
殻変動の鉛直成分を差し引いた値として定義した

行われている．

（7.2.1.3 項参照）．

また，本研究資料（第一部付録編）におけるハザー
ドカーブの算出には使用しないが，参考情報として，

7.3.2 評価点の設定

ハザード評価点から選別した代表点における津波水

本研究資料（第一部付録編）では，海岸での津波高位の時系列を抽出している．本研究資料（第一部付さを，汀線メッシュにおける最大水位上昇量と定義

録編）では，水位時系列を抽出するハザード評価点

した．また，津波ハザードを評価する汀線メッシュ

を，水位時系列抽出点と呼ぶ．水位時系列抽出点は，をハザード評価点と呼ぶ．

まず市街地や港湾等の重要施設前面の汀線付近のハ

藤原ほか（2015）では，津波高さの評価点として汀

ザード評価点に設定し，それらの間の海岸線沿いの線メッシュを採用した上で，汀線メッシュにおけるハザード評価点上に 10 km 程度に一箇所の割合で置

最大水位上昇量を海岸での津波高さとするにあたっかれるように設定した．沿岸の水位時系列抽出点のては，微地形の影響と海岸施設の影響という 2 つの数は 2,696 地点（UTM53 帯）および 124 地点（UTM54

課題があることを指摘している．ここで，微地形の帯）である．各水位時系列抽出点に対して，上述の影響とは汀線メッシュ付近の最大水位上昇量が近接方法で汀線付近（ハザード評価点）に設定した水位するメッシュ間でばらつくこと，すなわち空間的な時系列抽出点に加え，そこから 1 メッシュ沖側（汀ばらつきが生じることを指しており，海岸施設の影線から 50 m 程度沖側），2 メッシュ沖側（汀線から

響とは海岸施設が 50 m 格子の概略的な地形モデルに

100 m 程度沖側），水深 10 m 地点の，計 4 地点での反映されているか否かで汀線メッシュ付近の最大水水位時系列を一組として算出している（図 7.3.2-1）．

位上昇量が異なる場合があることを指している．藤本研究資料（第一部付録編）で設定した，上記のハ原ほか（2015）では，既存の検討事例の多くにおいてザード評価点，ハザード評価標本点，水位時系列抽

汀線を津波高さの評価地点としていることを指摘し出点の分布図を巻末資料 3，および DVD 資料 3 にている．また，日本海溝沿いを対象として，評価点収録した．

位置の取り方による最大水位上昇量の違いや，津波の規模，海岸の形状や海底地形が最大水位上昇量分
布へ及ぼす影響について検討し，結論として，「津波ハザードを評価するうえで，このような検討から評価地点を特定の地点に限定する一般的で合理的な理由を見出すことはできなかった．そのため当面汀線
メッシュでの最大水位上昇量をもってハザード評価のための津波高さを代表する値とした」としている．
本研究資料（第一部付録編）では，対象とする海域は異なるものの，藤原ほか（2015）の考え方を踏襲し，

図 7.3.2-1 各水位時系列抽出点において出力される
4 種類の水位時系列の出力点

汀線メッシュをハザード評価点とすることとした．
本研究資料（第一部付録編）では，50 m 格子領域
7-30

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.3 本研究資料で用いる津波伝播遡上計算

また，防災科学技術研究所では今後の津波ハザー
ド評価に資する情報として，上記の水位時系列抽出
点以外に，検潮所に対応するハザード評価点，沖合の海底水圧計などの観測機器の設置（あるいは計画されている）位置においても水位時系列を出力して

NK_ZEall_TYPE2Eh_30L1_xw+SL_02

いる．験潮所に対応する水位時系列抽出点は 355 地

NK_ZEall_TYPE2Eh_30L1_a1+SL_02(図表中は xw と表記)

(図表中は a1 と表記)

NK_ZEall_TYPE2Eh_30L1_a2+SL_02

NK_ZEall_TYPE2Eh_30L1_a3+SL_02(図表中は a2 と表記)

(図表中は a3 と表記)

フ沿いに設定した特性化波源断層モデルのうち，本研

NK_ZEall_TYPE2Eh_30L1_a4+SL_02

NK_ZEall_TYPE2Eh_30L1_a5+SL_02

究資料（第一部本編）6 章で設定した最大規模の 8 個の(図表中は a4 と表記)

(図表中は a5 と表記)

NK_ZEall_TYPE2Eh_30L1_a6+SL_02

NK_ZEall_TYPE2Eh_30L1_xe+SL_02(図表中は a6 と表記)

(図表中は xe と表記)

点（UTM53 帯）および 6 地点（UTM54 帯），沖合の水位時系列抽出点は 177 点である．
7.3.3 計算時間の検討
本項では，南海トラフ沿いに設定した波源断層モ
デルを対象として，計算時間を 12 時間とした津波
伝播遡上計算（以下では，12 時間計算と呼ぶ）を実施し，汀線付近の最大水位上昇量，最大水位上昇量の到達時間等を確認し，津波ハザード評価を行うために必要となる計算時間について検討した．
12 時間計算で用いる波源断層モデルは，南海トラ

波源断層モデルとした（図 7.3.3-1）．ただし，6.3.3 項で述べた地震モーメントと断層面積の関係式の調整は適用していない．また，本研究資料（第一部付録編）の確率論的津波ハザード評価では図 7.3.3-1 に示したよ
うな超大すべり域を持つ波源断層モデルはハザード
カーブの推定には含めていないことに注意されたい．
12 時間計算は，UTM53 帯の 50 m 計算格子領域（領域 25 ～ 103）に対してそれぞれ実施した．このうち

図 7.3.3-1 計算時間の検討に用いる 8 つの波源断層モデルのすべり量分布

領域 81 ～ 83 については，UTM54 帯の 50 m 計算格

図 7.3.3-2 計算領域の地域区分

7-31

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.3 本研究資料で用いる津波伝播遡上計算

表 7.3.3-1 各波源断層モデルにおける最大水位（T.P.）が 1 m 以上となるハザード評価点数

 赤色セル：最大水位（T.P.）が 1 m 以上となるハザード評価点が 0 地点
 黄色セル：最大水位（T.P.）が 1 m 以上となるハザード評価点が 1 地点以上，100 地点未満
 a1 ～ a6，xe，xw：図 7.3.3-1 に示した波源断層モデル名に対応となるハザード評価点を対象に算出した各計算領域
での最大水位（T.P.）の平均値と最大値を示す．
子領域（領域 14 ～ 17）での計算時間設定のための参これらの図表から，九州西岸地域では，最大水位考とした．また，地域的な特徴を検討するために，（T.P.）が 1 m 以上となるハザード評価点が少なく，波計算領域を地形条件から 8 つに区分した（図 7.3.3-2）．

源断層モデルによっては 1 地点もない計算領域も見

各計算領域のハザード評価点数および，12 時間計られる．また，最大規模の波源断層モデルによる津算において各波源断層モデルによる最大水位（T.P.）

波においても，最大水位（T.P.）の平均値は 1 ～ 2 m 程が 1 m 以上となるハザード評価点数を表 7.3.3-1 に度である．関東地域および瀬戸内地域では，九州西示 す． 赤 色 の セ ル は， 最 大 水 位（T.P.）が 1 m 以 上岸地域と同様，最大水位（T.P.）の平均値が 1 ～ 2 m 程となるハザード評価点のない波源断層モデルと度となる計算領域が見られるものの，最大水位（T.P.）

計算領域の組合せ，黄色のセルは最大水位（T.P.）がが 1 m 以上となる地点の数は多い．九州東岸地域，

1 m 以上となるハザード評価点が 100 点未満となる

四国太平洋岸地域，近畿東海地域および伊豆・小笠

波源断層モデルと計算領域の組合せを示している．

原地域では，計算領域での最大水位（T.P.）が平均値で

表 7.3.3-2，表 7.3.3-3 および図 7.3.3-3，図 7.3.3-4

も 10 m を超えるものがある．また，最大水位（T.P.）
がには，12 時間計算による最大水位（T.P.）が 1 m 以上

1 m 以上となるハザード評価点は数千程度である．
7-32

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.3 本研究資料で用いる津波伝播遡上計算

表 7.3.3-2 12 時間計算による最大水位（T.P.）の平均値（最大水位が 1 m 以上のハザード評価点から算出）

表 7.3.3-3 12 時間計算による最大水位（T.P.）の最大値（最大水位が 1 m 以上のハザード評価点から算出）

 灰色のセル：1 m 以上になる地点がない計算領域
 黄色のセル：1 m 以上となる計算領域

 灰色のセル：1 m 以上になる地点がない計算領域
 黄色のセル：1 m 以上となる計算領域

 赤色のセル：2 m 以上となる計算領域

 赤色のセル：2 m 以上となる計算領域

7-33

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.3 本研究資料で用いる津波伝播遡上計算

図 7.3.3-3 各計算領域のハザード評価点での 12 時間計算による最大水位（T.P.）の平均値（最大水位（T.P.）が 1 m 以上の地点のみから算出）

図 7.3.3-4 各計算領域のハザード評価点での 12 時間計算による最大水位（T.P.）の最大値（最大水位（T.P.）が 1 m 以上の地点のみから算出）

7-34

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.3 本研究資料で用いる津波伝播遡上計算

最大水位（T.P.）の出現時間を調べるために，12 時
間計算の結果に基づき，50 m 計算格子領域内のハ
ザード評価点から 24 点の代表点を抽出し，計算時間を 1 時間から 12 時間まで 1 時間ずつ変化させた場合の最大水位（T.P.）を求め，12 時間計算による最大水位（T.P.）に対する割合を求めた．抽出した 24 点の代表点は，各計算領域のハザード評価点のうち，最大水位（T.P.）が 1 m 以上となる地点から等間隔に抽出した．
波源断層モデル NK_ZEall_TYPE2Eh_30L1_a1+SL（図 7.3.3-1 参照）を用いた 12 時間計算による最大水位（T.P.）に対する各時間までの最大水位（T.P.）の割合（%）を，領域番号 25 ～ 103 について図 7.3.3-5 に示す．
同一領域内でも，最大水位（T.P.）の出現時間には大きな差異があることが確認できる．例えば，計算
領域 57 では，数時間で最大水位（T.P.）となる代表点がある一方で，第一波が到達してから数波後の 9 時
間後に最大水位（T.P.）となる代表点もある．また，
波源域に近い計算領域では，すべての代表点で 1，2
時間程度で最大水位（T.P.）となっているケースが確認できる．

図 7.3.3-5 12 時間計算の最大水位（T.P.）に対する各時間までの最大水位（T.P.）の割合（%）（1/10）

7-35

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.3 本研究資料で用いる津波伝播遡上計算

図 7.3.3-5 12 時間計算の最大水位（T.P.）に対する各時間までの最大水位（T.P.）の割合（%）（2/10）

図 7.3.3-5 12 時間計算の最大水位（T.P.）に対する各時間までの最大水位（T.P.）の割合（%）（3/10）

7-36

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.3 本研究資料で用いる津波伝播遡上計算

図 7.3.3-5 12 時間計算の最大水位（T.P.）に対する各時間までの最大水位（T.P.）の割合（%）（4/10）

図 7.3.3-5 12 時間計算の最大水位（T.P.）に対する各時間までの最大水位（T.P.）の割合（%）（5/10）

7-37

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.3 本研究資料で用いる津波伝播遡上計算

図 7.3.3-5 12 時間計算の最大水位（T.P.）に対する各時間までの最大水位（T.P.）の割合（%）（7/10）

図 7.3.3-5 12 時間計算の最大水位（T.P.）に対する各時間までの最大水位（T.P.）の割合（%）（6/10）

7-38

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.3 本研究資料で用いる津波伝播遡上計算

図 7.3.3-5 12 時間計算の最大水位（T.P.）に対する各時間までの最大水位（T.P.）の割合（%）（8/10）

図 7.3.3-5 12 時間計算の最大水位（T.P.）に対する各時間までの最大水位（T.P.）の割合（%）（9/10）

7-39

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.3 本研究資料で用いる津波伝播遡上計算

図 7.3.3-5 12 時間計算の最大水位（T.P.）に対する各時間までの最大水位（T.P.）の割合（%）（10/10）7-40

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.3 本研究資料で用いる津波伝播遡上計算

各 50 m 計算格子領域（領域 25 ～ 103）での最大水位（T.P.）の出現時間を表 7.3.3-4 に示す．最大水位（T.P.）の出現時間は，24 点の代表点の中で最も遅く出現する時間を 1 時間単位に切上げた値とした．ただし，最大水位（T.P.）が 1 m 以上となる点が 1 地点
もない場合は，出現時間を 0 とした．
表 7.3.3-4 に示した各波源断層モデル・各領域の最大水位（T.P.）の出現時間をもとに，南海トラフ沿いの地震を対象とした津波ハザード評価のための計
算時間を設定した．計算時間は，計算領域ごとに設定することとし，代表点における各波源断層モデルの最大水位（T.P.）の出現時間の中で最大となる時間に対して，余裕を持たせるために 1 時間を加えた値とした．ただし，計算時間の下限を 3 時間，上限を12 時間とした．設定した計算時間を表 7.3.3-4 の最右列に，計算領域の位置と計算時間を図 7.3.3-6 に
示 す．UTM54 帯 の 50 m 計 算 格 子 領 域（ 領 域 14 ～
17）については，UTM53 帯の領域 81 ～ 83 の結果を参考として，計算時間を 11 時間と設定した．
なお，ここで設定した計算時間は，各計算領域内で適宜抽出した 24 点を元に決められていることに留意する必要がある．

各計算領域の計算時間

図 7.3.3-6 各計算領域の計算時間

7-41研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.3 本研究資料で用いる津波伝播遡上計算

表 7.3.3-4 最大水位（T.P.）の出現時間および設定した計算時間
地域

鹿児島島嶼部

九州西岸

九州東岸

瀬戸内

四国太平洋岸

近畿東海

計算
領域
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41
42
43
44
45
46
47
48
49
50
51
52
53
54
55
56
57
58
59
60
61
62
63
64
65
66
67
68
69
70
71

すべての代表点における12時間計算での設定した最大水位の出現時間
計算時間
a1 a2 a3 a4 a5 a6 xw xe
5
5

8
6

7
6

9
4

7
6

6
6

2
3

6
6

10
7

6
5
8
8
9
9
11
7
7
8
8
7
7
7
6
5
2
1
1
1
2
2
2
2
1
2
4
5
4
2
9
4
2
1
2
3
3
6
5
4
4
4
3
3
5

10
8
7
8
9
10
10
7
8
9
8
7
8
7
7
5
2
2
1
1
2
4
2
2
3
2
4
4
2
2
9
3
2
2
2
2
2
6
5
4
4
1
3
5
4

7
7
6
0
11
9
8
5
8
9
9
9
8
7
7
5
3
1
3
3
2
2
5
5
3
2
4
5
2
1
9
2
1
2
2
2
2
6
6
5
4
1
5
2
3

11
11
7
0
6
11
6
0
8
12
11
8
7
8
7
8
6
4
5
4
6
5
7
7
4
2
4
6
2
1
9
2
1
1
1
2
2
6
6
5
5
1
2
3
3

12
10
12
0
6
9
7
0
10
11
10
8
9
8
7
8
5
8
5
6
6
7
10
6
5
4
5
6
3
2
9
4
1
1
1
1
1
4
5
5
4
2
5
2
3

6
6
7
6
7
7
9
8
10
10
8
10
8
9
7
4
5
6
4
5
7
10
5
5
4
3
5
6
3
1
7
4
1
1
1
1
1
5
6
5
5
9
2
1
2

6
5
8
8
9
9
11
7
8
7
8
7
7
6
6
5
1
1
1
1
2
2
2
2
1
2
4
5
2
2
9
3
4
2
2
5
5
6
5
4
6
4
3
3
5

6
6
7
7
8
8
9
8
10
10
8
10
8
7
6
4
6
4
3
4
10
10
5
7
10
3
5
6
3
2
8
7
1
1
1
1
1
4
5
5
5
6
1
1
1

12
12
12
9
12
12
12
9
11
12
12
11
10
10
8
9
7
9
6
7
11
11
11
8
11
5
6
7
5
3
10
8
5
3
3
6
6
7
7
6
7
10
6
6
6

地域
伊豆・小笠原関東

伊豆・小笠原

瀬戸内

7-42

計算
領域
72
73
74
75
76
77
78
79
80
81
82
83
84
85
86
87
88
89
90
91
92
93
94
95
96
97
98
99
100
101
102
103

すべての代表点における12時間計算での設定した最大水位の出現時間
計算時間
a1 a2 a3 a4 a5 a6 xw xe
3
3

3
3

3
4

3
3

3
3

2
1

3
5

1
1

4
6

5
5
5
5
5
6
8
7
7
10
5
7
5
2
3
3
2
3
6
8
6
8
9
4
8
10
10
10
10
5

4
4
5
3
6
6
8
7
6
6
5
5
5
4
3
3
2
3
6
8
6
8
8
9
10
10
9
10
9
6

7
5
5
6
6
4
4
8
7
7
5
3
4
4
3
3
2
6
6
8
9
9
9
9
9
9
9
8
9
5

6
5
4
3
6
7
8
8
6
5
4
3
3
3
3
3
2
8
10
8
9
10
9
9
9
9
10
8
10
5

5
5
4
3
4
4
6
5
7
7
4
3
3
1
3
3
3
8
7
8
6
8
9
8
9
9
9
10
9
6

3
4
4
2
2
3
5
5
6
3
2
2
2
1
3
4
3
8
7
8
6
8
9
10
11
10
10
8
7
8

5
5
5
5
5
6
8
7
7
7
3
5
5
3
3
3
2
3
6
8
6
8
8
7
10
10
10
10
10
5

3
3
4
2
2
3
5
5
5
7
1
1
2
1
3
3
4
7
7
8
6
8
9
10
11
11
10
8
8
8

8
6
6
7
7
8
9
9
8
11
6
8
6
5
4
5
5
9
11
9
10
11
10
11
12
12
11
11
11
9

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

7.4 計算結果

DVD 資料 3 に示した．また，6 章で設定したすべ

本研究資料（第一部付録編）では，津波伝播遡上計ての波源断層モデルに対する最大水位上昇量分布図

算の結果として，汀線メッシュ（標高が T.P. 0 m 以は，本研究資料（第一部付録編）の DVD 資料 4「最大上となる陸域と T.P. 0 m 未満となる海域との境界を

水位上昇量分布図」に掲載した．

メッシュ空間上の汀線と見なし，汀線に隣接する海

例示する波源断層モデルは，表 8.3.1-1 に示した域メッシュとして定義）に設定したハザード評価点

震源域パターンの走向方向および傾斜方向の連動規における最大水位上昇量（最大水位（T.P.）から地震発

模に関する分類におけるグループ II の中から，震生によるその地点での地盤変動量の鉛直成分を差し源域が最大となる ZEmd（Mw9.0），10.2 節において引いた相対的な水位の上昇量）を出力した．

1707 年宝永地震の震源域とした ADm（Mw8.7），浅

横軸にハザード評価点，縦軸に最大水位上昇量部のみを震源域とする ADs（Mw8.4），グループ I のを取ってプロットした図（ここでは帯図と呼ぶ）を，中から，10.3 節において 1854 年安政東海地震の震6 章で設定した全ての特性化波源断層モデル（これ源域とした CEm（Mw8.3），10.4 節において 1854 年

以降，特段の必要がない限り波源断層モデルと呼安政南海地震の震源域とした ABm（Mw8.5），走向方ぶ ）を 対 象 と し て Mw 毎 に 色 分 け し て 重 ね 描 い た

向に 1 セグメントのみが破壊する Am（Mw8.3），Bm（図 7.4-1）．

（Mw8.1），Cm（Mw7.9），Dm（Mw8.0），Em（Mw7.7）とMw が大きいほど最大水位上昇量も大きい傾向がした．

すべての領域で見られる．九州太平洋岸，四国太平

ZEmd（図 7.4-2 ～図 7.4-4）では，大すべり域に面

洋岸，近畿地方～東海地方～関東地方太平洋岸，伊した海岸において最大水位上昇量が 5 m ～ 10 m と豆諸島では，暖色系の線で示した規模の大きな地震なっており，その中の一部では 20 m 近い最大水位では広い範囲で最大水位上昇量が 5 m を超えてお上昇量となっている地点も見られる．また，父島～り，石廊崎周辺では 30 m 近い計算結果もあること

母島周辺でも 5 m を超える最大水位上昇量となってがわかる．また，寒色系の線で示した Mw8 前後のいる．
ADm（図 7.4-5 ～図 7.4-7）では，大すべり域に面し

地震でも，最大水位上昇量が 5 m を超え 10 m に達た海岸では 5 m ～ 10 m の最大水位上昇量となってする地域がみられる．

おり，一部では 10 m を超える地点も見られる．

次に，いくつかの波源断層モデルに対する最大水位上昇量分布図を例示する．最大水位上昇量分布図

ADs（ 図 7.4-8 ～図 7.4-10）では，5 m ～ 10 m の最とは、個々の波源断層モデルに対して，ハザード評

大水位上昇量となっており，一部では 10 m を超え

価点における最大水位上昇量を地図上にプロットしる地点も見られる．また，伊豆・小笠原諸島ではた図に，帯図，波源断層モデルのすべり量分布図お5 m を超える場合もみられる．

よび初期水位分布図をも加えたものである．最大水

ABm，CEm（ 図 7.4-11 ～ 図 7.4-14）で は， 大 す べ

位上昇量分布図の作成範囲は，九州西岸，種子島周り域に面した海岸では 5 m ～ 10 m の最大水位上昇

辺，瀬戸内海沿岸，鹿児島県佐多岬から福島県塩屋

量となっている．また，伊豆・小笠原諸島ではほぼ埼に至る太平洋側沿岸および伊豆・小笠原諸島周辺

3 m 未満となっている．

とした．伊豆・小笠原諸島については，島ごとに帯走 向 方 向 に 1 セ グ メ ン ト の み の 震 源 域 で は（ 図図を作成している．地図上には利島，式根島，神津7.4-15 ～図 7.4-19），大すべり域に面した海岸で 5 m

島の島名が示されていないが，大島と新島の間にあ前後の最大水位上昇量となっている．

るのが利島，新島の南西にあるのが式根島（隣接しなお，本節で指摘した上記の観察事実が，波源断ており地図上では分離できていない），式根島の南層モデル群全体にわたって見られる傾向であるか否

西にあるのが神津島である．帯図の横軸（ハザードかはさらなる検討が必要であることに注意された評価点）の原点は，地図上で島名から延ばした吹きい．

出し線が島に当たった地点に対応しており，横軸の増加方向は地図上では時計回り方向である．なお，ハザード評価点の設定位置は，巻末資料 3 および7-43

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

九州太平洋岸

屋
久
島

種
子
島

佐
多
岬

宮
崎

鶴
御
崎

四国太平洋岸

関
崎

五島列島

九州西岸

平
戸

追
帆
崎

潮
岬

鳴 和
門 歌
山

室
戸
岬

足
摺
岬

佐
田
岬

近畿地方～東海地方～関東地方太平洋岸

長
崎

魚
貫
崎

尾
鷲

大
王
崎

伊
良
湖
岬

瀬戸内海（本州）

野
間
崎

鹿
児
島

佐
多
岬

佐 国
田 東
岬

門下
司関

岩
国

尾
道

岡
山

石
廊
崎

御
前
崎

神津島

図 7.4-1

式
根
島

新島

利
島

野
島
崎

塩
屋
埼

犬
吠
埼

瀬戸内海（四国）

鳴
門

明
石

伊豆諸島

大島

三
浦

高
松

新
居
浜

小笠原諸島

御
蔵
島

三宅島

八丈島

青
ヶ
島

父島

全波源断層モデルによる最大水位上昇量を Mw 毎に色分けして重ね描いた図

7-44

母島

硫
黄
島

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

図 7.4-2

最大水位上昇量分布図（波源断層モデル：NK_ZEmd_TYPE2Eh_30L2_a1_a4_02）

7-45

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

図 7.4-3

最大水位上昇量分布図（波源断層モデル：NK_ZEmd_TYPE2Eh_30L2_a3_a2_02）

7-46

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

図 7.4-4

最大水位上昇量分布図（波源断層モデル：NK_ZEmd_TYPE2Eh_30L1_a3_02）

7-47

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

図 7.4-5

最大水位上昇量分布図（波源断層モデル：NK_ADm_TYPE2Eh_30L2_m1_m4_02）

7-48

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

図 7.4-6

最大水位上昇量分布図（波源断層モデル：NK_ADm_TYPE2Eh_30L2_m3_m2_02）

7-49

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

図 7.4-7最大水位上昇量分布図（波源断層モデル：NK_ADm_TYPE2Eh_30L1_m4m1_02）

7-50

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

図 7.4-8最大水位上昇量分布図（波源断層モデル：NK_ADs_TYPE2Eh_30L1_a1_02）

7-51

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

図 7.4-9最大水位上昇量分布図（波源断層モデル：NK_ADs_TYPE2Eh_30L1_a4_02）

7-52

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

図 7.4-10

最大水位上昇量分布図（波源断層モデル：NK_ADs_TYPE2Eh_30L1_a6_02）

7-53

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

図 7.4-11最大水位上昇量分布図（波源断層モデル：NK_CEm_TYPE2Eh_30L1_m1_02）

7-54

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

図 7.4-12最大水位上昇量分布図（波源断層モデル：NK_CEm_TYPE2Eh_30L1_m4_02）

7-55

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

図 7.4-13最大水位上昇量分布図（波源断層モデル：NK_ABm_TYPE2Eh_30L1_m1_02）

7-56

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

図 7.4-14最大水位上昇量分布図（波源断層モデル：NK_ABm_TYPE2Eh_30L1_m4_02）

7-57

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

図 7.4-15

最大水位上昇量分布図（波源断層モデル：NK_Am_TYPE2Eh_30L1_m1_02）

7-58

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

図 7.4-16最大水位上昇量分布図（波源断層モデル：NK_Bm_TYPE2Eh_30L1_m2_02）

7-59

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

図 7.4-17最大水位上昇量分布図（波源断層モデル：NK_Cm_TYPE2Eh_30L1_m2_02）

7-60

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

図 7.4-18

最大水位上昇量分布図（波源断層モデル：NK_Dm_TYPE2Eh_30L1_m2_02）

7-61

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7.4 計算結果

図 7.4-19

最大水位上昇量分布図（波源断層モデル：NK_Em_TYPE2Eh_30L1_m2_02）

7-62

研究資料第 439 号 第一部 付録編
7 章の参考文献

7 章の参考文献
1）藤原広行・平田賢治・中村洋光・長田正樹・森
川信之・河合伸一・大角恒雄・青井真・松山尚典・
遠山信彦・鬼頭直・村嶋陽一・村田泰洋・井上
拓也・斎藤龍・秋山伸一・是永眞理子・阿部雄太・橋本紀彦（2015）：日本海溝に発生する地震
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2）Gusman, A. R., Y. Tanioka, S. Sakai and H. Tsushima(2012): Source model of the great 2011 Tohoku
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3）地震調査研究推進本部地震調査委員会（2017）：
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5）小谷美佐・今村文彦・首藤伸夫（1998）：GIS を利用した津波遡上計算と被害推定法，海岸工学
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6）内閣府（2012）：南海トラフの巨大地震モデル検討会（第二次報告）．
7）内 閣 府： 日 本 海 溝・ 千 島 海 溝 沿 い の 巨 大 地 震
モ デ ル 検 討 会，http://www.bousai.go.jp/jishin/nihonkaiko_chishima/model/index.html（2020 年 2
月 27 日参照）．
8）Okada, Y. (1992): Internal deformation due to shear
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9）Ta n i o k a , Y. a n d K . S a t a k e ( 1 9 9 6 ) : Ts u n a m igeneration by horizontal displacement of ocean
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10）Tanioka, Y. and T. Seno (2001): The sediment effecton tsunami generation of the 1896 Sanriku tsunami
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11）東北地方太平洋沖地震津波合同調査グループ（2012）：痕跡調査結果，http://www.coastal.jp/ttjt/
index.php? 現 地 調 査 結 果（2019 年 10 月 26 日 参照）．

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