136

１．２ 想定波源域の設定
１．２．１ 設定方針
１．２．２ 検討対象領域の選定
１．２．３ 波源モデルの設定
１．２．４ 津波予測計算
１．２．５ まとめ第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p123 再掲

137

１．２ 想定波源域の設定

１．２．１ 設定方針
■保守的設定①：想定波源域の設定• 基準断層モデルの保守性を確保する観点から，最新の科学的・技術的知見から想定される波源域及び地震規模を上回る地震を考慮する。具体的には，構造境界（破壊のバリア）の破壊伝播を１つ考慮した（＝２連動）連動型地震を想定する。
• 基準断層モデルの想定波源域は，発電所の津波高さに与える影響が最も大きい領域を確認した上で設定する。具体的には，十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震に追加して，千島海溝沿いで発生する津波，超巨大地震（東北地方太平洋沖型）に伴う津波の影響を確認する。
■保守的設定②：大すべり域・超大すべり域の設定• 国内外で発生している巨大地震の地震学的・地質学的・測地学的知見等から，青森県東方沖及び岩手県沖北部で発生し得る最大すべり量は1968年十勝沖地震に伴うすべり量と考えられるが，保守的設定の観点から，3.11地震における宮城県沖のすべり量と同規模のすべり量を考慮する。
１．検討対象領域の選定

２．波源モデルの設定（=大すべり域・超大すべり域の設定）①十勝沖・根室沖から千島前弧スリバー北東端• 破壊伝播に関する検討等から，十勝沖・根室沖の固着域を起点とする破壊が構造境界（破壊のバリア）を跨ぐ可能性は低いと評価。
• ただし，千島海溝沿いでは，ほぼ空白域が無く既往地震が発生しているとともに，各セグメ
ントにアスペリティが分布することを踏まえ，保守的設定の観点から，本領域を考慮。

（１） 大すべり域・超大すべり域の面積，すべり量• 広域の津波特性を考慮できる杉野ほか（2014）の知見を踏まえて設定。

②十勝沖・根室沖から岩手県沖北部• 国内外で発生した巨大地震の破壊領域とテクトニクス的背景の関係等を踏まえると，日本海溝・千島海溝島弧会合部を跨ぐ地震発生の可能性は低いと評価。
• ただし，青森県東方沖及び岩手県沖北部のすべりは発電所の津波高さに与える影響が大きいことを踏まえ，保守的設定の観点から，本領域を考慮。

千島前弧スリバー
北東端
納沙布
断裂帯

東通原子力
発電所
低地震
活動域

日本海溝・千島海溝
島弧会合部

フィリピン海プレート北東端（地震調査研究推進本部（2017a，2019）に一部加筆）③超巨大地震（東北地方太平洋沖型）• 超巨大地震（東北地方太平洋沖型）が発電所の津波高さに与える影響を確認。

（２） 大すべり域・超大すべり域の位置• 2004年スマトラ～アンダマン地震のすべり分布，青森県東方沖及び岩手県沖北部，並びに千島海溝沿いのアスペリティ分布等を参考に位置を設定。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p124 再掲

138

１．２ 想定波源域の設定

１．２．２ 検討対象領域の選定：十勝沖・根室沖から千島前弧スリバー北東端•

千島海溝沿いでは，ほぼ空白域無く既往地震が発生し，各セグメントにアスペリティが分布しているとともに，地震調査研究推進本部（2017a）では「現時点で解明されている知見の中で最大の地震は17 世紀の地震（Mw8.8）であるが，北方領土における津波堆積物の分布が不明瞭であり，規模がより大きくなる可能性がある。」としていることを踏まえ，保守的設定の観点から，過去に発生した記録はないものの，納沙布断裂帯の破壊伝播を考慮した十勝沖・根室沖から千島前弧スリバー北東端を波源域とする連動型地震を想定した。
：検討対象領域（十勝沖・根室沖から千島前弧スリバー北東端）
千島前弧スリバー
北東端
納沙布
断裂帯

破壊伝播を考慮

東通原子力
発電所
低地震
活動域

超巨大地震（17世紀型）（十勝沖・根室沖）※１※２

千島海溝沿いで発生した既往地震の震源域（文部科学省（2007）に一部加筆）※１：地震調査研究推進本部（2017a）で示されている17
世紀の地震の震源域を基に記載。
※２：1968Tokachi（=1968年十勝沖地震）の誤記と考えられる。

日本海溝・千島海溝島弧会合部

千島海溝沿い（十勝沖～択捉島沖）の地震発生領域（地震調査研究推進本部（2017a））

フィリピン海プレート北東端

検討対象領域～構造境界（破壊のバリア）の破壊伝播考慮範囲～（地震調査研究推進本部（2017a，2019）に一部加筆）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p125 再掲

139

１．２ 想定波源域の設定

１．２．２ 検討対象領域の選定：十勝沖・根室沖から岩手県沖北部•

日本海溝・千島海溝島弧会合部は，アラスカ・アリューシャン島弧会合部と同様に，破壊のバリアとして作用すると考えられるが，敷地前面の青森県東方沖及び岩手県沖北部のすべりは発電所の津波高さに与える影響が大きいことを踏まえ，保守的設定の観点から，島弧会合部の破壊伝播を考慮
し，十勝沖・根室沖から岩手県沖北部を波源域とする連動型地震を想定した。

日高山脈の地下深部において，千島弧は，下部地殻内で上下に裂けて分離（デラミネーション）し，上部地殻を含めた上半分は日高
主衝上断層によって西側に衝上し，上部マントルを含めた下半分は下降している。また，東北日本弧は，その分離（デラミネーション）した
千島弧の中へウェッジ状に突入している（伊藤（2000））。

納沙布
断裂帯

ほぼ海洋性のマイクロプレートであるYakutat terrane（テレイン；周囲と地質形成の過程が異なる地殻の層）は部分的に太平洋プレートと結合し，アラスカ・アリューシャン沈
み込み帯の端部で太平洋プレートに乗り上げている（Wech（2016））。

千島前弧スリバー北東端

破壊伝播を考慮
東通原子力
発電所
低地震
活動域

日本海溝・千島海溝島弧会合部のテクトニクス的背景（伊藤（2000））

アラスカ・アリューシャン島弧会合部のテクトニクス的背景（Wech（2016））：検討対象領域（十勝沖・根室沖から岩手県沖北部）

日本海溝・千島海溝島弧会合部

フィリピン海プレート北東端

検討対象領域～構造境界（破壊のバリア）の破壊伝播考慮範囲～（地震調査研究推進本部（2017a，2019）に一部加筆）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p126 再掲

140

１．２ 想定波源域の設定

１．２．２ 検討対象領域の選定：超巨大地震（東北地方太平洋沖型）•

超巨大地震（東北地方太平洋沖型）が発電所の津波高さに与える影響を確認するため，検討対象領域として選定した。

•

なお，本検討は各波源域が発電所の津波高さに与える影響を確認するものであることを踏まえ，検討に用いる波源モデルは，3.11地震に伴う津波の広域の痕跡高を良好に再現する特性化モデルとした。

：検討対象領域（超巨大地震（東北地方太平洋沖型））
納沙布
断裂帯

千島前弧スリバー
北東端

東通原子力
発電所
日本海溝・千島海溝島弧会合部
低地震
活動域

フィリピン海プレート北東端

検討対象領域（地震調査研究推進本部（2017a，2019）に一部加筆）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p127 再掲

141

１．２ 想定波源域の設定

１．２．３ 波源モデルの設定：大すべり域・超大すべり域の設定■大すべり域・超大すべり域の面積，すべり量•各検討対象領域の波源モデルは，発電所の津波高さに与える影響を比較するため，広域の津波特性を考慮できる杉野ほか（2014）の知見を踏まえて設定した。


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

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

3.11地震に伴う津波の痕跡高と杉野ほか（2014）による計算津波高の比較

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p128 再掲

１．２ 想定波源域の設定

142

１．２．３ 波源モデルの設定：大すべり域・超大すべり域の設定■大すべり域・超大すべり域の位置①• 十勝沖・根室沖から千島前弧スリバー北東端，並びに十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震で考慮する大すべり域・超大すべり域は，複数のセグメントの連動破壊が見られた2004年スマトラ～アンダマン地震のすべり分布及び活断層の連動時における断層セグメント間の相互作用に関する知見を参考として，セグメント毎に設定した。
：構造境界（破壊のバリア）：背景領域：大すべり域：超大すべり域

千島前弧
スリバー北東端

納沙布
断裂帯
東通原子力
発電所

2004年スマトラ～アンダマン地震の破壊過程（Lay et al.(2005））

日本海溝・千島海溝
島弧会合部

十勝沖・根室沖から千島前弧スリバー
北東端の連動型地震ａ） 平均変位量の小さなセグメントによる単独破壊ｂ） 変位量が大きな特異なセグメント（マスターセグメント）が存在する場合の連動破壊→マスターセグメントの応力変化量が大きいため，近傍のセグメントの活動を巻き込む。
ｃ） ｂ）が時間・変位累積とともに成熟し，3つのセグメントが1つになる。これにより活動セグメント長が長くなるとともに応力降下量が低下し，変位量の頭打ちにもつながる。

ａ．地震すべり及び地震後1ヶ月の余効すべりによる測地データから算定されたすべり分布

納沙布
断裂帯
東通原子力
発電所

日本海溝・千島海溝
島弧会合部

断層セグメント間の相互作用に関する模式図（遠田（2004）に一部加筆）
ｂ．地震前後の地震すべりによる測地データから算定されたすべり分布

測地データから算定された2004年スマトラ～アンダマン地震のすべり分布（Subarya et al.(2006））

十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p129 再掲

１．２ 想定波源域の設定

１．２．３ 波源モデルの設定：大すべり域・超大すべり域の設定

143■大すべり域・超大すべり域の位置②• 十勝沖・根室沖から千島前弧スリバー北東端，並びに十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震で考慮する大すべり域・超大すべり域の位置は，各領域におけるアスペリティ分布等を参考に，以下のとおり設定した。
 青森県東方沖及び岩手県沖北部：アスペリティ分布，並びに1968年十勝沖地震の震央位置を参考に設定。
 十勝沖・根室沖：アスペリティ分布，17世紀の地震のすべり量分布及びすべり欠損分布を参考に設定。
 根室沖から千島前弧スリバー北東端：発電所に与える影響が大きくなるように，根室沖側（納沙布断裂帯側）に移動させて設定。
：背景領域：大すべり域：超大すべり域：構造境界（破壊のバリア）
千島前弧
スリバー北東端

納沙布
断裂帯
東通原子力
発電所

17世紀の地震のすべり量分布（文部科学省（2012））

日本海溝・千島海溝
島弧会合部

十勝沖・根室沖から千島前弧スリバー
北東端の連動型地震

日本海溝・千島海溝沿い（十勝沖～択捉島沖）のアスペリティ分布（内閣府中央防災会議（2006））

納沙布
断裂帯
東通原子力
発電所

日本海溝・千島海溝
島弧会合部

期間：1999年9月から2003年8月まで

期間：2007年3月から2011年2月まで

十勝沖・根室沖におけるすべり欠損分布（国土地理院（2012））

十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p130 再掲

１．２ 想定波源域の設定

１．２．３ 波源モデルの設定：まとめ（１）
•
•

144

設定した各波源モデルのすべり量分布，断層パラメータを以下に示す。
なお，十勝沖・根室沖から千島前弧スリバー北東端の連動型地震，十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震において，セグメント毎に設定した大すべ
り域・超大すべり域の面積は，各セグメントの面積を基に設定した。詳細を次頁に示す。
：構造境界（破壊のバリア）

納沙布
断裂帯
東通原子力

納沙布
断裂帯
納沙布
断裂帯

千島前弧
スリバー
北東端

：背景領域
：大すべり域：超大すべり域

千島前弧
スリバー
北東端 東通原子力

東通原子力

発電所

発電所

東通原子力

発電所

低地震
活動域

日本海溝・千島海溝
島弧会合部

発電所

日本海溝・千島海溝
島弧会合部

日本海溝・千島海溝
島弧会合部

フィリピン海プレート北東端

日本海溝・千島海溝沿いにおける構造的特徴（破壊のバリア）（地震調査研究推進本部（2017a，2019）に一部加筆）

十勝沖・根室沖から千島前弧スリバー 十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震
北東端の連動型地震

超巨大地震（東北地方太平洋沖型）

十勝沖・根室沖から千島前弧スリバー
北東端の連動型地震

十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震

超巨大地震（東北地方太平洋沖型）

9.21

9.05

9.13

断層面積（S）

157,100（km2）

110,472（km2）

129,034（km2）

平均応力降下量（⊿σ）

3.19（MPa）

3.17（MPa）

3.26（MPa）

8.15×1022（Nm）

4.77×1022（Nm）

6.21×1022（Nm）

10.38（m）

8.64（m）

9.63（m）

背景領域（0.33D）（面積及び面積比率）3.33（m）（92,651（km2），59.0%）

2.70（m）（64,419（km2），58.3%）

3.02（m）（72,841（km2），56.5%）

大すべり域（1.4D）（面積及び面積比率）※14.12（m）（38,911（km2），24.8%）

11.46（m）（26,783（km2），24.3%）

12.80（m）（35,497（km2），27.5%）

超大すべり域（3D）（面積及び面積比率）30.26（m）（25,538（km2），16.2%）

24.56（m）（19,271（km2），17.4%）

27.43（m）（20,696（km2），16.0%）

破壊形態

同時破壊

同時破壊

同時破壊

ライズタイム

60（s）

60（s）

60（s）

ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ（Mw）

地震モーメント（Mo）
平均すべり量す
べり
量※：超大すべり域を含まない面積及び面積比率

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p131 再掲

１．２ 想定波源域の設定

１．２．３ 波源モデルの設定：まとめ（２）十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震

十勝沖・根室沖から千島前弧スリバー北東端の連動型地震
ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ（Mw）

9.21

ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ（Mw）

9.05

平均応力降下量（⊿σ）

3.19（MPa）

平均応力降下量（⊿σ）

3.17（MPa）

8.15×1022（Nm）

地震モーメント（Mo）
平均すべり量10.38（m）

すべり量
面積及び面積比率
すべり量
面積及び面積比率※
すべり量
超大すべり域

すべり量
背景領域
面積及び面積比率
すべり量
面積及び面積比率※
すべり量
超大すべり域
面積及び面積比率14.12（m）
22,099（km2），25.2%

面積及び面積比率
すべり量
面積及び面積比率※
すべり量
超大すべり域
面積及び面積比率※：超大すべり域を含まない面積及び面積比率

40,592（km2），58.4%
14.12（m）
16,812（km2），24.2%
30.26（m）
12,109（km2），17.4%

すべり量
背景領域
面積及び面積比率
すべり量
大すべり域

面積及び面積比率※
すべり量
面積及び面積比率

64,419（km2），58.3%
11.46（m）
26,783（km2），24.3%
24.56（m）
19,271（km2），17.4%

2.70（m）
40,592（km2），58.4%
11.46（m）
16,812（km2），24.2%
24.56（m）
12,109（km2），17.4%
40,959（km2）

面積（S）
すべり量
背景領域
面積及び面積比率
すべり量
大すべり域

2.70（m）

69,513（km2）

超大すべり域

13,429（km2），15.3%

3.33（m）

面積及び面積比率※

面積（S）

青森県東方沖 及び 岩手県沖北部

根室沖 ～十勝沖

すべり量
背景領域

すべり量
大すべり域

面積及び面積比率30.26（m）

69,513（km2）

面積（S）

大すべり域

52,059（km2），59.5%

面積及び面積比率

超大すべり域

25,538（km2），16.2%

3.33（m）

背景領域

すべり量

30.26（m）

87,587（km2）

面積（S）

大すべり域

38,911（km2），24.8%

根室沖 ～十勝沖

千島前弧スリバー北東端 ～納沙布 断裂帯

面積及び面積比率14.12（m）

110,472（km2）
すべり量

3.33（m）
92,651（km2），59.0%

8.64（m）

面積（S）
断層 面全体断層 面全体

背景領域

大すべり域

平均すべり量157,100（km2）

面積（S）

4.77×1022（Nm）

地震モーメント（Mo）

面積及び面積比率※
すべり量

超大すべり域
面積及び面積比率※：超大すべり域を含まない面積及び面積比率2.70（m）
23,827（km2），58.2%
11.46（m）
9,971（km2），24.3%
24.56（m）
7,162（km2），17.5%

145

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p132 再掲

146

１．２ 想定波源域の設定

１．２．４ 津波予測計算：最大水位上昇量，最大水位下降量•

各評価位置における最大水位上昇量・下降量を以下に※，水位時刻歴波形，並びに最大水位上昇量分布の比較を次頁以降に示す。
※：津波解析条件，津波水位の評価位置の詳細を補足説明資料｢Ⅶ．計算条件等 ４．津波水位の評価位置｣に，各ケースのスナップショットを｢Ⅰ．「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価 ４．千島海溝・日本海溝沿いで発生する津波解析結果（スナップショット）｣に記載。

：十勝沖・根室沖から千島前弧スリバー北東端の連動型地震：十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震：超巨大地震（東北地方太平洋沖型）

下線：最大ケース【水位上昇側】
最大水位上昇量（m）
敷地前面

取水口前面

補機冷却海
水系取水口
前面

放水路護岸
前面

十勝沖・根室沖から千島前弧
スリバー北東端の連動型地震

4.77

2.97

3.03

－

十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震

6.91

6.11

6.27

6.30

超巨大地震
（東北地方太平洋沖型）

4.30

3.96

3.93

3.17

千島前弧スリバー北東端

納沙布
断裂帯

東通原子力
発電所
日本海溝・千島海溝
低地震
活動域

島弧会合部

【水位下降側】
最大水位下降量（m）
補機冷却海水系
取水口前面

フィリピン海プレート北東端

検討対象領域（地震調査研究推進本部（2017a，2019）に一部加筆）

十勝沖・根室沖から千島前弧スリバー
北東端の連動型地震-3.01

十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の
連動型地震

-4.16

超巨大地震（東北地方太平洋沖型）-3.51

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p133 再掲

147

１．２ 想定波源域の設定

１．２．４ 津波予測計算：水位時刻歴波形の比較
基準津波策定位置（左図） ，並びに取水口前面（右図）における水位時刻歴波形※を以下に示す。
• 基準津波策定位置，取水口前面のいずれの位置においても十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震による津波が水位の上昇側，下降側ともに最も影響が大きいことを確認した。
•※：基準津波策定位置及び水位時刻歴波形抽出位置の詳細は，補足説明資料｢Ⅶ．計算条件等
２．津波解析条件｣に記載。

【十勝沖・根室沖から千島前弧スリバー北東端の連動型地震】【十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震】【超巨大地震（東北地方太平洋沖型）】

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p134 再掲

１．２ 想定波源域の設定

148

１．２．４ 津波予測計算：最大水位上昇量の比較
最大水位上昇量分布，並びに敷地前面における最大水位上昇量の比較を以下に示す。
• 敷地前面全体に亘って，十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震による津波の影響が最も大きいことを確認した。
•■最大水位上昇量分布

十勝沖・根室沖から千島前弧スリバー北東端の連動型地震■敷地前面における最大水位上昇量の比較
9.0

B

D

C

最大水位上昇量 (m)A

超巨大地震（東北地方太平洋沖型）

十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震
B

A

C

D

8.0

：十勝沖・根室沖から千島前弧スリバー北東端の連動型地震

7.0：十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震

6.0

※

5.0

：超巨大地震（東北地方太平洋沖型）

※
※

4.0

※

※

3.0
0

200

400

600

800

1000

距離 (m)

最大水位上昇量の比較範囲

敷地前面における最大水位上昇量の比較※：比較対象とする敷地前面の法面に津波が遡上しない。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p135 再掲

１．２ 想定波源域の設定

１．２．５ まとめ•

以上から，基準断層モデルの想定波源域は，十勝沖・根室沖から岩手県沖北部に設定する。
千島前弧スリバー北東端：想定波源域（十勝沖・根室沖から岩手県沖北部）
納沙布
断裂帯

東通原子力
発電所
日本海溝・千島海溝
低地震
活動域

島弧会合部

フィリピン海プレート北東端

基準断層モデルの想定波源域（地震調査研究推進本部（2017a，2019）に一部加筆）

149

150

１．３ 特性化モデルの設定
１．３．１ 3.11地震から得られた知見の整理
１．３．２ 基本方針（設定フロー）
１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）
１．３．４ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル②，③，④）
１．３．５ まとめ第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p137 再掲

151

１．３ 特性化モデルの設定

１．３．１ 3.11地震から得られた知見の整理•

特性化モデル設定にあたり，3.11地震から得られた知見を整理した。

•

3.11地震の地震特性を再現するモデル（震源断層モデル），津波特性を再現するモデル（津波波源モデル）の比較等から，特性化モデルの設定にあたって反映が必要な知見は，以下のとおり整理される。

ⅰ．地震特性（＝実現象に近い破壊メカニズム）を再現するモデルと，津波特性（＝広域沿岸部の痕跡高）を再現するモデルは異なり，両モデルの差を埋めるのは，今後検討すべき課題である（杉野ほか（2013））。
ⅱ．広域に亘って，時間的・空間的に複雑なすべり分布の不均一性が見られたが，沿岸の津波高さに大きな影響を及ぼしたのは，正対する海域で生じた大きなすべり領域である（Satake et al.(2013)，杉野ほか（2013））。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p138 再掲

152

１．３ 特性化モデルの設定

１．３．１ 3.11地震から得られた知見の整理（知見：ⅰ）ⅰ．地震特性（＝実現象に近い破壊メカニズム）を再現するモデルと，津波特性（＝広域沿岸部の痕跡高）を再現するモデルは異なり，両モデルの差を埋めるのは，今後検討すべき課題である。
•

杉野ほか（2013）では，3.11地震の破壊メカニズム（地震特性）が現れる沖合いの観測波形及び観測地殻変動量をターゲットとしたインバージョン
解析により求められたモデル（＝暫定波源モデル）と，沿岸の痕跡高（広域の津波特性）を再現するモデル（＝確定波源モデル）を得ており，後者のモデルのすべり量は前者のモデルのすべり量を1.2倍している。

•

両者のモデルの意義を以下のとおり整理している。
 暫定波源モデルは，実現象に近い破壊メカニズムを表していると考えられ，理学的側面において意義がある。
 確定波源モデルは，波源想定等の工学的側面において意義がある。
 理学・工学の両方の観点から全ての現象（プレート境界の破壊，津波伝播，津波遡上）を共通のモデルでより良く説明・再現できることが理想であるが，両モデルの差を埋めるのは，今後検討すべき課題である。

■確定波源モデル
沿岸の痕跡高（広域の津波特性）を再現するため
破壊メカニズムを再現する暫定波源モデルのすべり量を1.2倍したモデル■暫定波源モデル
破壊メカニズム（地殻変動量，沖合いの観測波形）を再現するモデル3.11地震を再現する津波波源モデルのすべり分布の経時変化（杉野ほか（2013）に一部加筆）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p139 再掲

153

１．３ 特性化モデルの設定

１．３．１ 3.11地震から得られた知見の整理（知見：ⅱ）（１／２）
ⅱ．広域に亘って，時間的・空間的に複雑なすべり分布の不均一性が見られたが，沿岸の津波高さに大きな影響を及ぼしたのは，正対する海域で生じた大きなすべり領域である。
•

Satake et al.(2013)は，津波波形インバージョン解析から推定された断層モデルを用いて，宮城県沿岸，三陸沿岸の津波高さに寄与したすべり領域の分析を実施し，宮城県沿岸の津波高さに寄与したすべり領域は，869年の地震に伴う津波の発生領域であり，三陸沿岸の津波高さに寄与したすべり領域は，1896年明治三陸地震津波の発生領域であったとしている。

1896年 1933年 1960年 2010年 2011年
東北地方
チリ
チリ
明治
昭和
太平洋沖

■：海底水圧計◆：GPS波浪計
▲：検潮所

：観測記録
：浅部領域の小断層を用いた計算波形：深部領域の小断層を用いた計算波形

女川発電所

1960年及び2010年チリ津波と日本海溝沿いで発生した
主な津波の津波高さの比較（Tsuji et al.(2014)に一部加筆）

津波波形の比較位置
3.11地震に伴う津波と既往津波発生領域の比較

観測波形と計算波形の比較

3.11地震に伴う津波特性の分析（Satake et al.(2013)に一部加筆）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p140 再掲

154

１．３ 特性化モデルの設定

１．３．１ 3.11地震から得られた知見の整理（知見：ⅱ）（２／２）•

杉野ほか（2013）は，観測津波波形，観測地殻変動データ等を用いたジョイントインバージョン解析から推定された津波波源モデルを用いて，原子力サイト沖合150m水深点の最大津波高に寄与した3.11地震のすべり領域の分析を実施し，各サイトの津波高さに寄与したすべり領域は，ほぼ正対す
る海域のすべり領域であったことを示している。

すべり量

津波波源モデル（杉野ほか（2013））

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

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p141 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

１．３．２ 基本方針（設定フロー）•155

3.11地震から得られた知見を踏まえ，広域の津波特性及び地震特性を考慮した複数の特性化モデルを設定する。
（A）知見ⅰの反映
次の２つのモデルを基本として設定する。
・津波特性の観点：広域の津波特性（沿岸部の痕跡高）を考慮した特性化モデル
・地震特性の観点：青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域（アスペリティ，固着等）の破壊特性を考慮した特性化モデル（B）知見ⅱの反映
青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域は，発電所の津波高さに与える影響が大きいことを踏まえ，大すべり域のすべり量，すべり領域について
保守性を確保する（科学的想像力の発揮）。
想定波源域：
十勝沖・根室沖から岩手県沖北部
千島前弧スリバー北東端
納沙布
断裂帯

東通原子力
発電所
低地震
活動域

日本海溝・千島海溝
島弧会合部

広域の津波特性を考慮した特性化モデル
杉野ほか（2014）のパラメータ
設定方法を参考に設定した特性化モデル

特性化モデル①※１
保守性の確保• 島弧会合部に大すべり域を配置

動的破壊特性の不確かさの考慮※４（詳細パラメータスタディ）

青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル（敷地前面の超大すべり域に特化）
内閣府（2012）のパラメータ
設定方法を参考に設定した特性化モデル※２

特性化モデル②※１

評価の妥当性確認※４※１：超大すべり域のすべり分布の詳細（設定根拠）については，補足説明資料「Ⅰ．「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価
８．超大すべり域のすべり分布の設定」に記載。

フィリピン海プレート北東端

対象領域（地震調査研究推進本部（2017a，2019）に一部加筆）

基準断層モデルの設定※４（概略パラメータスタディ）

3.11地震における宮城県沖の破壊特性を再現する
特性化モデル※３を参考に設定した特性化モデル※２

保守性
の確保

特性化モデル③※１

申請時：
すべり量
割増
モデル
• 大すべり域のすべり量を約20％割増特性化モデル④※１

申請時：
海溝側
強調
モデル
• 海溝軸沿いのすべり量を強調（短周期の考慮）※２：大すべり域・超大すべり域のすべり
分布及び面積は同一。
※３：3.11地震における宮城県沖の破壊特性を再現する特性化モデルの詳細については，補足説明資料「Ⅰ．「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価 ７．3.11地震における宮城県沖の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル」に記載。
※４：詳細については第１．４～１．６項で
ご説明。

156

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）
１．３．３．１ 超大すべり域の配置
１．３．３．２ 広域の津波特性を考慮した特性化モデルの設定
１．３．３．３ 特性化モデル①の設定方針
１．３．３．４ 大きなすべりが生じる構造的特徴
１．３．３．５ 日本海溝・千島海溝島弧会合部における大きなすべりの発生可能性
１．３．３．６ 特性化モデル①の設定

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p144 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

157

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．１ 超大すべり域の配置■基本方針•

3.11地震に伴う津波により，青森県北部から茨城県南部に至る広範囲で津波被害が確認された。

•

過去に「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」が発生した記録が無いことから，同領域でM９クラスの巨大地震が発生した場合の津波の影響範囲と超大すべり域の配置の関係を整理するため，「3.11地震に伴う津波の影響範囲と超大すべり域位置の関係」，「根室沖から岩手県沖北部で確認されている津波堆積物及びそれを再現する津波波源」に関する知見を収集し，超大すべり域を配置する。
：痕跡高

：痕跡位置

100km

青森県北部～茨城県南部における3.11地震に伴う津波の痕跡高※（東北地方太平洋沖地震津波合同調査グループ（2012））※：海岸線からの距離1000m以内，信頼度Aのデータ（総数：2,686）

１．３ 特性化モデルの設定

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p145 再掲

158

１．３．３．１ 超大すべり域の配置■3.11地震に伴う津波の影響範囲と超大すべり域位置の関係
3.11地震に伴う津波は，青森県北部から茨城県南部に至る広範囲で被害が確認されているが，震源域に位置する宮城県沿岸の津波高さ（痕跡高）
よりも，三陸沿岸の津波高さ（痕跡高）の方が高かったことが特徴的である（Tsuji et al.(2014)）。
• Satake et al.(2013)は，津波波形インバージョン解析から推定された断層モデルを用いて，宮城県沿岸，三陸沿岸の津波高さに寄与したすべり領域の分析を実施し，宮城県沿岸の津波高さに寄与したすべり領域は，869年の地震に伴う津波の発生領域であり，三陸沿岸の津波高さに寄与したすべり領域は，1896年明治三陸地震津波の発生領域であったとしている。
•

2010年
1933年
チリ 2011年
昭和
東北地方
1960年
1896年
太平洋沖
チリ
明治

：観測記録
：浅部領域の小断層を用いた計算波形：深部領域の小断層を用いた計算波形■：海底水圧計◆：GPS波浪計
▲：検潮所

女川発電所

1960年及び2010年チリ津波と日本海溝沿いで発生した
主な津波の津波高さの比較（Tsuji et al.(2014)に一部加筆）

津波波形の比較位置
3.11地震に伴う津波と既往津波発生領域の比較

観測波形と計算波形の比較

3.11地震に伴う津波特性の分析（Satake et al.(2013)に一部加筆）

以上の知見から，沿岸の津波高さに影響を及ぼすすべり領域は，正対する海域で生じる大きなすべり領域である。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p146 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

159

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．１ 超大すべり域の配置■根室沖から岩手県沖北部における既往津波：17世紀に発生した超巨大地震に伴う津波の津波堆積物（十勝沖・根室沖）•

17世紀に発生した超巨大地震に伴う津波の津波堆積物は，根室から十勝地域まで沿岸約200㎞で確認され，北海道浜中町の霧多布湿原では，
1952年十勝沖地震に伴う津波や1960年チリ地震に伴う津波の遡上距離は海岸から１～２㎞程度であるのに対し，17世紀の津波に伴う津波堆積物
は，現海岸線から最低でも内陸へ３㎞以上に渡って分布する（高清水（2013），地震調査研究推進本部（2017a），佐竹（2017））。

：17世紀の津波の伴う
津波堆積物：1952十勝沖地震に伴う津波の浸水範囲
浜中町（霧多布湿原）：1960年チリ地震に伴う津波の浸水範囲

浜中町（霧多布湿原）における17世紀の津波に伴う津波堆積物の分布と既往津波の浸水範囲の比較（佐竹（2017））
北海道沿岸における津波堆積物の分布（高清水（2013）に一部加筆）

１．３ 特性化モデルの設定

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p147 再掲

160

１．３．３．１ 超大すべり域の配置■根室沖から岩手県沖北部における既往津波：17世紀に発生した超巨大地震に伴う津波の津波堆積物を再現する波源モデル（十勝沖・根室沖）•

17世紀の津波の津波堆積物分布を説明する断層モデルは複数提案されているが，地震調査研究推進本部（2017a），佐竹（2017）は，津波堆積物の平面的な分布及び十勝海岸の津波高さを再現する波源モデルは，Ioki and Tanioka（2016）が提案するプレート間地震と津波地震の連動を考慮した波源モデル（T10N5S25モデル※）であるとしている。

•

なお，地震調査研究推進本部（2017a）は，17世紀の津波は，超巨大地震だったと推定されているにも関わらず，歴史記録では東北地方以南への影響は見られないとともに，17世紀ごろの年代を示す津波堆積物は，下北半島（Tanigawa et al.(2017)）や三陸海岸（高田ほか（2016））で分布が確認されているが，それが17世紀の津波か1611年慶長三陸地震の津波かは判断できず，両者の関係解明は今後の課題としている。
※：T＝十勝沖，N＝根室沖，S＝海溝寄り：T10N5S25モデル（Mw8.8）（Ioki and Tanioka(2016)）：T10N5モデル（Mw8.5）（Satake et al.(2008)）：TN5モデル（Mw8.5）（Satake et al.(2008)）：津波地震（Mw8.3）（Satake et al.(2008)）：Giant fault （Mw8.7）（Satake et al.(2008)）

17世紀に発生した超巨大地震に伴う津波の再現モデル（Ioki and Tanioka（2016）によるT10N5S25モデル）（地震調査研究推進本部（2017a））
17世紀に発生した超巨大地震に伴う津波の再現モデルの断層パラメータ（Ioki and Tanioka（2016））

既往再現モデルによる北海道南東部沿岸での津波高さ（佐竹（2017））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p148 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

161

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．１ 超大すべり域の配置■根室沖から岩手県沖北部における既往津波：青森県北部太平洋沿岸の津波堆積物（イベント堆積物）•

青森県東方沖及び岩手県沖北部では，過去にM９クラスの巨大地震を伴う津波が発生した記録がないことを踏まえ，青森県北部太平洋沿岸を対象に津波堆積物調査を実施し，広範囲にわたり，津波起因の可能性があるイベント堆積物が分布することを確認した。
青森県北部太平洋沿岸で確認されたイベント堆積物
イベント堆積物※１

尻屋崎

猿ヶ森周辺
小田野沢
東京電力敷地内
東北電力敷地内（A測線・B測線・
C測線・D測線）

尾駮老部川
尾駮発茶沢
平沼

六川目

この地図は，国土地理院長の承認を得て，数値地図200000（地図画像）を複製したものである。（承認番号
平26情複，第5号）

調査位置図

調査地点

有無

基底標高（T.P.）

推定年代（年）

有約8.1m

A.D.190年頃

タテ沼付近①

有約7.6m※２

A.D.1650年頃より後

タテ沼付近②

有約11.8m

A.D.50年頃

猿ヶ森川

有

約11.0m※２

A.D.1300年頃

材木沢

有

約7.6m

A.D.1550年頃

大川

有

約6.8m

A.D.1450年頃より後

小田野沢

有

約4m

A.D.1700年頃

東京電力敷地内

有

約7.4m

A.D.1400年頃

A測線

有

約6.1m

B.C.500年頃

B測線

人工改変

／

／

C測線

有

約8.6m

B.C.750年頃

D測線

有

約8.4m

B.C.2800年頃

尾駮老部川

有

約1.9m

B.C.2000年頃

尾駮発茶沢

有

約6.2m

B.C.2950年頃

平沼

有

約1.6m

A.D.550年頃

六川目

有

約2.5m

B.C.4700年頃以前

尻屋崎

猿ヶ森
周辺

東北電力
敷地内

※１：各イベント堆積物の詳細は，補足説明資料「Ⅰ．「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価 ３．津波堆積物調査」に記載。
※２：イベント堆積物の基底標高を確認することは出来なかったことから，確認できた下限標高を記載。

１．３ 特性化モデルの設定

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p149 再掲

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．１ 超大すべり域の配置

162■根室沖から岩手県沖北部における既往津波：青森県北部太平洋沿岸の津波堆積物（イベント堆積物）を再現する波源モデル• 1856年の津波の再現モデル（Mw8.35）及び同モデルを基本に地震規模及び走向の不確かさを考慮した津波波源モデル※１を設定して数値シミュレー
ションを実施した結果，青森県東方沖及び岩手県沖北部に分布する津波堆積物（イベント堆積物）の分布を概ね再現できることを確認した。
※１：再現解析の詳細は，本資料「１．１ 最新の科学的・技術的知見を踏まえた波源域及び津波規模の評価」に記載。

【津波波源モデル】

主な断層パラメータ
断層パラメータ

1856年の津
波の不確かさケースﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ

Mw

8.35

8.6

長さ

L（km）

120

160

幅

W（km）

70

93

走向

θ（°）

205

205

断層上縁深さ

d（km）

26

26

傾斜角

δ（°）

20

20

すべり角

λ（°）

90

90

すべり量

D(m)

10.0

13.35

25
20

津波高

Mw8.6
走向：基準，基準±10°

1856年
の津波

（m）

15

タテ沼付近
（No.27a）

猿ヶ森川（No.30d）

10
材木沢（No.32a）タテ沼付近（No.26e）5

大川（No.35b）

0
0

1000

2000
3000
南北距離（m）

4000

5000

猿ヶ森周辺における想定津波群（空間格子間隔5m，遡上高）とイベント堆積物の比較※３※３：イベント堆積物が堆積した年代の汀線位置，陸域地形を復元して数値シミュレーションを実施すれば，遡上高は高くなる（想定津波群は高くなる）と考えられる。

再現性の確認結果

波源位置

1856年の津波の再現モデル

K

κ

0.91

1.84

n

15
1856年の津波の不確かさケース汀線位置における想定津波群（空間格子間隔278m※２）とイベント堆積物の比較※２：発電所周辺については空間格子間隔31m（遡上高）

0.64

1.87

１．３ 特性化モデルの設定

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p150 再掲

163

１．３．３．１ 超大すべり域の配置■まとめM９クラスの巨大地震が発生した場合の津波の影響範囲と超大すべり域の配置の関係を整理するため，「3.11地震に伴う津波の影響範囲と超大すべり域位
置の関係」，「根室沖から岩手県沖北部で確認されている津波堆積物及びそれを再現する津波波源」に関する知見を収集した。

••

3.11地震に伴う津波は広範囲に影響を及ぼしたが沿岸部の津波高さに大きく寄与したのは，正対する海域の大きなすべりであるとともに，北海道東部沿岸，
青森県東方沖及び岩手県沖北部沿岸の津波堆積物の分布を再現する津波波源は，3.11地震と同様に，正対する海域で発生した津波によるものであることを
確認した。

•

以上から，十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の広域の津波特性を考慮した特性化モデルを設定する際には，十勝沖・根室沖，青森県東方沖及び岩手県沖北部の各領域に超大すべり域を配置する必要がある。
尻屋崎

猿ヶ森周辺
小田野沢
東京電力敷地内
東北電力敷地内（A測線・B測線・
C測線・D測線）

北海道東部沿岸における津波堆積物の分布（高清水（2013）に一部加筆）

尾駮老部川
尾駮発茶沢
平沼

六川目

東通原子力
発電所

十勝沖・根室沖

青森県東方沖及び岩手県沖北部
この地図は，国土地理院長の承認を得て，数値地図200000（地図画像）を複製したものである。（承認番号
平26情複，第5号）

青森県北部太平洋沿岸における津波堆積物の分布（調査位置）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p151 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

164

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．２ 広域の津波特性を考慮した特性化モデルの設定■設定方針①• 3.11地震の広域の津波特性（痕跡高）を考慮した特性化モデル※並びに3.11地震における大すべりの発生形態から得られた知見を踏まえ，「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」の広域の津波特性を考慮した特性化モデルを設定する。
※：3.11地震における広域の津波特性を考慮した特性化モデルの設定方法の詳細は，補足説明資料「Ⅰ．「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価
６．3.11地震における広域の津波特性を考慮した特性化モデル」に記載。

【3.11地震の広域の津波特性（痕跡高）を考慮した特性化モデルから得られた知見の反映】
i. 超大すべり域の位置：超大すべり域を複数配置することで広域の津波痕跡を再現でき，その位置は，地震学的・測地学的知見（アスペリティ，固着等）を踏まえて配置する。
ii. 大すべり域・超大すべり域のすべり量：杉野ほか（2014）に示されるすべり量，面積比率を踏まえて設定する。
■超大すべり域の設定•
岩手県沖：低地震活動域を考慮して，典型的なプレート間地震の発生領域を除く範囲に設定。
•
宮城県沖：3.11地震時のすべり分布形状，同領域の固着度並びに固着の破壊を助長する長期的な非地震性すべりの発生領域を考慮して，福島県沖を含む範囲に設定。
大すべり域

岩手県沖の
超大すべり域

宮城県沖の超大すべり域

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

低地震活動域（SLSR)の位置（Ye et al.(2012)）

構造境界

3.11地震の広域の津波特性を考慮した特性化モデル

１．３ 特性化モデルの設定

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p152 再掲

165

１．３．３．２ 広域の津波特性を考慮した特性化モデルの設定■設定方針②【3.11地震における大すべりの発生形態に係る知見】
iii. 超大すべり域のすべり量分布：宮城県沖における浅部領域の大きなすべりの発生要因（深部の破壊を起点としたダイナミックオーバーシュート）を踏まえ，3.11地震の広域の津波特性を考慮した特性化モデルのうち宮城県沖のすべり量分布並びに十勝沖・根室沖，青森県東方沖及び岩手県沖北部の地震学的・測地学的知見（アスペリティ，固着等）を踏まえて設定する。
■ダイナミックオーバーシュート（Ide et al.（2011））
3.11地震は，①浅部の比較的静かなすべり，②深部における高周波を放射する破壊の２つの破壊モードからなる。
このうち，①のすべりは地震以前に蓄えられていたひずみを解放するだけではなく，さらにすべり過ぎたことが，地震直後に陸側プレート内で正断層地震が発生したことから推定される。これがダイナミックオーバーシュート（動的過剰すべり）と呼ばれる現象である。
 浅部のダイナミックオーバーシュートは，それに先立つ深部のエネルギッシュな破壊により励起された。深部側の破壊が存在しなければ，巨大な津波は発生しなかった。
（左図）コンター：総すべり量の分布，0309：前震（Mw7.3）のメカニズム，MS：本震のメカニズム，
0312及び0314：余震（それぞれMw6.5,Mw6.1）のメカニズム，青点：前震の震央，赤点：余震の震央，
グラフ：地震モーメントの放出速度の推移（右図）すべり速度分布のスナップショット（Ide et al.(2011)）
時間毎の破壊過程の模式図（井出（2011））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p153 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

166

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．２ 広域の津波特性を考慮した特性化モデルの設定■超大すべり域の位置：十勝沖・根室沖，青森県東方沖及び岩手県沖北部におけるアスペリティと地震活動パターン•

青森県東方沖及び岩手県沖北部について，Yamanaka and Kikuchi(2004)，永井ほか（2001）はアスペリティ分布の解析から，アスペリティ（左図：AとB）のうち，1968年の地震と1994年の地震の共通アスペリティＢのカップリング率はほぼ100％に近く，個々のアスペリティが単独で動けばM７クラスの地
震（=1994年）を，連動するとM８クラスの地震（=1968年）を引き起こすとしている。

•

十勝沖・根室沖について，Azuma et al.（2012），東（2012）は，2003年十勝沖と1973年根室沖の両地震の地震時すべり域，両震源域間の空白域（1952
年十勝沖地震震源域）の各領域のP波速度構造から，プレート境界面からの反射波が2003年と1973年のアスペリティ内で観測されず，空白域で強反射が観測されたことから，この領域のすべり様式は，地震時に特定の条件下で十勝沖または根室沖のアスペリティに同期してすべるが，地震間は基本的に単独では地震性すべりを起こさない条件付き安定すべり域である可能性が示唆されるとしている。

M8クラス
M7クラス

Ａ
単
独

Ｂ
単
独

連
動

青森県東方沖及び岩手県沖北部におけるアスペリティの活動パターンと地震規模の関係（Yamanaka and Kikuchi(2004)，永井ほか（2001））
十勝沖・根室沖におけるアスペリティと2003年十勝沖～1973年根室沖の震源域間のP波速度構造（2010年測線）（東（2012））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p154 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

167

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．２ 広域の津波特性を考慮した特性化モデルの設定■超大すべり域の位置：十勝沖・根室沖における地震学的見地•

東北大学（2012）は，小繰り返し地震（相似地震）の活動及びそれから推定されるプレート間地震すべりについて，3.11地震で大きなすべりを生じた
宮城県沖における特徴との類似性から十勝沖・根室沖で巨大地震が発生する可能性があるとしている。

•

なお，日本海溝・千島海溝島弧会合部付近の低地震活動（下図：第1図空白域B）は，プレートの折れ曲がりが影響している可能性も考えられるとしている。

東北大学（2012）

東北大学（2012）【宮城県沖における特徴】
特徴①：大すべり域を中心とする広域で高いカップリング率が推定される。
特徴②：プレート境界型地震の発生域下限付近まで高カップリング領域が存在。
特徴③：プレート境界型地震の発生域下限付近でのM７クラスの地震（の繰り返し）が存在。
特徴④：海溝近傍の低地震活動と低繰り返し地震活動。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p155 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

168

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．２ 広域の津波特性を考慮した特性化モデルの設定■超大すべり域の位置：十勝沖・根室沖における測地学的見地•

国土地理院（2012）は，1999年9月から2003年8月までと2007年3月から2011年2月までのすべり欠損速度分布から，両期間で，釧路沖の海溝寄りと根室沖の陸寄りに強い固着領域が推定され，その広がりから巨大地震の潜在的発生可能性を有する地域と言うことができるとしている。

国土地理院（2012）

以上の地震学的・測地学的知見を踏まえ，超大すべり域を配置する。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p156 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

169

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．２ 広域の津波特性を考慮した特性化モデルの設定■超大すべり域のすべり量：青森県東方沖及び岩手県沖北部•

国内外で発生している巨大地震の地震学的・地質学的・測地学的知見から，青森県東方沖及び岩手県沖北部については，1968年十勝沖地震に伴うすべりが最大規模と評価される。
すべり量 （歪み量）■青森県東方沖及び岩手県沖北部におけるすべり量（歪み量）■大すべり域・超大すべり域の設定（概念）
東通原子力
発電所

6～8m
約97.0年
1968年

時間■宮城県沖におけるすべり量（歪み量）

3.11地震時のすべり分布（地震調査研究推進本部（2012）に一部加筆）

宮城県沖と海溝軸周辺における地震のサイクルとすべり量モデル（佐竹（2011b））

敷地前面海域である青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域は，発電所の津波高さに与える影響が大きいことを踏まえ，最新の科学的・技術的知見から想定されるすべりを上回る規模のすべりとして，3.11地震時における宮城県沖のすべりと同規模のすべりを考慮する。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p157 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

170

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．２ 広域の津波特性を考慮した特性化モデルの設定■超大すべり域のすべり量分布•青森県東方沖及び岩手県沖北部で発生している既往地震の震源深さ（約20㎞）は，3.11地震時に宮城県沖の浅部領域をオーバーシュートさせた（破壊の起点となった）震源深さと同程度である。

•

十勝沖・根室沖における高カップリング領域並びに小繰り返し地震（相似地震）の活動領域は，3.11地震で大きなすべりを生じた宮城県沖における特徴と類似する（東北大学（2012））。

3.11地震時の震源位置とすべり分布（地震調査研究推進本部（2012））
青森県東方沖及び岩手県沖北部におけるアスペリティ分布，既往地震の震源（Yamanaka and Kikuchi(2004)）【宮城県沖における特徴】
特徴①：大すべり域を中心とする広域で高いカップリング率が推定される。
特徴②：プレート境界型地震の発生域下限付近まで高カップリング領域が存在。
特徴③：プレート境界型地震の発生域下限付近でのM７クラスの地震（の繰り返し）が存在。
特徴④：海溝近傍の低地震活動と低繰り返し地震活動。

十勝沖・根室沖と宮城県沖のカップリング領域並びに地震活動の比較（東北大学（2012））

青森県東方沖及び岩手県沖北部，十勝沖・根室沖と宮城県沖の地震学的な類似性を踏まえ，3.11地震の広域の津波特性を考慮した特性化モデル
における宮城県沖の超大すべり域のすべり量分布を各領域に設定する。

１．３ 特性化モデルの設定

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p158 再掲

171

１．３．３．２ 広域の津波特性を考慮した特性化モデルの設定■ まとめ• 3.11地震の広域の津波特性を考慮した特性化モデル並びに3.11地震における大すべりの発生形態から得られた知見を踏まえて設定した特性化モデルを以下に示す。
【青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域・超大すべり域】• 超大すべり域の位置：アスペリティ分布及び1968年十勝沖地震の震源位置を踏まえて設定。
• 超大すべり域のすべり量：1968年十勝沖地震に伴うすべりが最大規模と評価されるが，発電所前面の超大すべり域は発電所の津波高さに与える影響が大きいことを踏まえ，保守的に3.11地震時における宮城県沖と同規模のすべりを考慮。すべり量は杉野ほか（2014）を踏まえて設定。
• 超大すべり域のすべり量分布：3.11地震の震源深さとの類似性を考慮し，3.11地震の広域の津波特性を考慮した特性化モデルの宮城県沖の超大すべ
り域のすべり量分布を参考に設定。
• 大すべり域・超大すべり域の面積：青森県東方沖及び岩手県沖北部の断層面積を基に，杉野ほか（2014）に示される面積比率を踏まえて設定。
【十勝沖・根室沖の大すべり域・超大すべり域】• 超大すべり域の位置：地震学的，測地学的知見を踏まえて設定。
• 超大すべり域のすべり量：すべり量は杉野ほか（2014）を踏まえて設定。超巨大地震（17世紀型）を再現するモデルのすべり量と同等であることを確認。
• 超大すべり域のすべり量分布：宮城県沖の高カップリング領域並びに小繰り返し地震（相似地震）の活動領域との類似性を考慮し，3.11地震の広域の津波特性を考慮した特性化モデルの宮城県沖の超大すべり域のすべり量分布を参考に設定。
• 大すべり域・超大すべり域の面積：十勝沖から根室沖の断層面積を基に，杉野ほか（2014）に示される面積比率を踏まえて設定。

諸元
背景領域

広域の津波特性を考慮した特性化モデルﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ（Mw）

大すべり域

東通原子力
発電所

十勝沖・根室沖の超大すべり域

青森県東方沖及び岩手県沖北部の超大すべり域

十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の広域の津波特性を考慮した特性化モデル

断層面積（S）

110,472（km2）

平均応力降下量（⊿σ）

3.27（MPa）

地震モーメント（Mo）

4.93×1022（Nm）

平均すべり量
すべり量

大すべり域

9.06

8.93（m）

背景領域（0.33D）（面積及び面積比率）2.79（m）（64,419（km2），58.3%）

大すべり域（1.4D）（面積及び面積比率）※11.84（m）（26,782（km2），24.3%）

超大すべり域（3D）（面積及び面積比率）25.38（m）（19,271（km2），17.4%）※：超大すべり域を含まない面積及び面積比率

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p159 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

172

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．３ 特性化モデル①の設定方針
3.11地震時に大きなすべりが生じた宮城県沖と破壊が停止した茨城県沖・房総沖のテクトニクス的背景及び地震学的知見から，大きなすべりが生じる構造的特徴を整理した上で，日本海溝・千島海溝島弧会合部のテクトニクス的背景等の類似性及び地震学的見地から，同領域で3.11地震時で見られた大きなすべりが発生する可能性を検討する。
• 上記検討から得られた知見を踏まえ，広域の津波特性を考慮した特性化モデルに保守性を考慮した特性化モデル①を設定する。
•

宮城県沖の大すべり領域

沈み込んだ海山※

フィリピン海プレート北東端

3.11地震時のすべり量分布（地震調査研究推進本部（2019）に一部加筆）※：沈み込んだ海山の位置等については， Kundu et al.（2012）に基づき記載。

プレート境界の領域区分と特徴（Lay et al.（2012））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p160 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

173

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．４ 大きなすべりが生じる構造的特徴■3.11地震で大きなすべりを生じた要因：宮城県沖における付加体の幅•

Kozdon and Dunham(2013）は，3.11地震ではプレート境界浅部でもすべりが発生したことに着目し，地震探査で得られた宮城県沖の地震波速度
構造を模した沈み込みプレート境界モデルを用いた２次元動的破壊シミュレーションから，付加体の幅が小さいほどプレート境界浅部のすべり量が増大する傾向があるとし，3.11地震で大きなすべりが発生した宮城県沖における付加体（P波速度：3～4km/s以下の領域）の幅は，他領域と比較して狭い（Tsuru et al.(2002)）。

宮城県沖相当付加体の幅

宮城県沖のプレート境界モデル（２次元動的破壊シミュレーションモデル）（Kozdon and Dunham（2013））

動的破壊シミュレーションによる付加体の幅と断層すべり量，水平・上下変位の関係（Kozdon and Dunham（2013）に一部加筆）

日本海溝沿いにおける付加体（低速度堆積物）の分布（Tsuru et al.（2002）に一部加筆）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p161 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

174

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．４ 大きなすべりが生じる構造的特徴■ 3.11地震で大きなすべりを生じた要因：宮城県沖の海溝軸付近における島弧地殻の地震波速度•

Liu and Zhao（2018）は，地震波トモグラフィーの結果から，3.11地震で大きなすべりが発生した宮城県沖に顕著な高速度域があることを確認し，海溝軸付近に比較的高速度域の島弧地殻が分布することと3.11地震の大きなすべりには関連があるとしている。

A断面

B断面

C断面
高速度域

P波速度分布と3.11地震のすべり量分布等との関係（Liu and Zhao（2018）に一部加筆）

プレート境界におけるP波速度分布とそのイメージ（Liu and Zhao（2018）に一部加筆）

高速度域

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p162 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

175

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．４ 大きなすべりが生じる構造的特徴■ 3.11地震で破壊が停止した要因：房総沖におけるテクトニクス的背景とすべりの関係
房総沖の相模トラフ周辺では，陸側のプレートの下にフィリピン海プレートが，さらに下方には太平洋プレートが沈み込み，茨城県から千葉県沿岸の南東方向に向かってフィリピン海プレートの北東端が太平洋プレートに接している（Uchida et al.(2009)他）。
• Uchida et al.(2009)は，地震学的見地から太平洋プレートの上盤側をなすプレートの違いによってカップリング率が大きく異なるとし，文部科学省（2008）は，プレート境界面の上盤側の構造不均質がプレート間固着状態に強く影響を及ぼすとしている。
• Shinohara et al.（2011）は，3.11地震の余震分布に関する分析から，フィリピン海プレート北東端の位置と3.11地震の破壊域が一致するとしている。
•

NA：陸側のプレート
PA：太平洋プレート
PH：フィリピン海プレート

平面図

プレート上面における微小繰り返し地震・
低角逆断層のすべり角とプレートの運動方向（Uchida et al.(2009)）

太平洋プレートの上盤のプレート構成
及びカップリングの模式図（Uchida et al.(2009)）

縦断面図
3.11地震の余震分布（3月12日-19日）とプレート境界面の位置関係（Shinohara et al.（2011））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p163 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

176

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．４ 大きなすべりが生じる構造的特徴■ 3.11地震で破壊が停止した要因：茨城県沖における沈み込む海山とすべりの関係①
茨城県沖では，海溝軸から海山が沈み込んでいることが確認されており，Kundu et al.（2012）は，3.11地震の大きなすべり領域（high slip patch）の南限では，沈み込む海山がプレート間のカップリングを弱め，3.11地震の破壊のバリアとして作用したとしている。
• Mochizuki et al.（2008），望月（2011）は，茨城県沖に非地震活動域が存在する要因について，複数の海山の沈み込みによってプレート境界に接する
下部地殻が削り取られ，そこに堆積した堆積物がプレート境界における固着を弱くしている（過去に海山の通った痕跡がアスペリティの境界になっている）可能性が考えられるとしている。また，南側の沈み込む海山上のプレート境界において地震が発生せず，海山の麓周辺でM７程度の地震が集中的に発生している要因について，海山の沈み込みによって上盤側底部が破壊され，歪エネルギーが蓄積できないために地震活動が非活発である可能性が考えられるとしている。
•：沈み込んだ海山に対応する非地震活動域：1982年M7.0の地震の震源域：海山の沈み込みによると考えられるくぼみ地形
色付きの〇 ：1996年～2005年に発生したM3より大きい地震の震央

3.11地震の破壊領域（矩形），陸上及び海域のGPSより推定したすべり量分布（コンター）及び海山の配置（Kundu et al.（2012））

複数の海山が沈み込んだ領域と地形及び地震活動の関係（Mochizuki et al.（2008））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p164 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

177

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．４ 大きなすべりが生じる構造的特徴■ 3.11地震で破壊が停止した要因：茨城県沖における沈み込む海山とすべりの関係②•

文部科学省（2013b）は，茨城県沖において発生した3.11地震の余震（M7.5）のすべり領域はフィリピン海プレートの北東限と沈み込む海山に囲まれた範囲に位置するため，この地震の破壊伝播がフィリピン海プレートと海山によって止められたように見え，大地震の発生場所と規模（震源域の広がり）
は海底地形やプレート構造等の地学的要因と関係する可能性があることが分かったとしている。

茨城県沖の地震（2011年3月11日）※の断層面上におけるすべり分布（文部科学省（2013b））※：3.11地震の本震から30分後に茨城県沖において発生したM7.6の余震

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p165 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

178

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．４ 大きなすべりが生じる構造的特徴■ 3.11地震で破壊が停止した要因：国内外における巨大地震が発生していないプレート境界の構造的特徴
Wang and Bilek（2014）は，機器観測された全ての巨大地震は，滑らかな地形が沈み込む海域で発生し，起伏の激しい地形を伴うプレート境界ではクリープしており，超巨大地震は発生していないとしている。
• また，沈み込む海山は，起伏の激しい地形の典型例であり，海山が沈み込む領域では中小規模の地震を伴うが，大地震を発生する証拠は得られておらず，3.11地震の破壊の南側の停止は，フィリピン海プレートが下盤となる位置ではなく，海山が沈み込む領域で生じたとしている。
•

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

沈み込む海山とプレート境界上盤のシナリオ（Wang and Bilek（2014））

１．３ 特性化モデルの設定

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p166 再掲

179

１．３．３．４ 大きなすべりが生じる構造的特徴■ 3.11地震で破壊が停止した要因：スロー地震活動域（青森県東方沖及び岩手県沖北部，茨城県沖・房総沖）• Nishikawa et al.（2019）は，防災科学技術研究所のS-netによる地震記録や，その他の地震学的及び測地学的な観測記録を使用して，日本海溝沿いで発生している地震現象（テクトニック微動，超低周波地震，スロースリップ，群発地震，小繰り返し地震）の空間分布から，スロー地震多発域（三陸沖北部，茨城県沖）と3.11地震の破壊が停止した領域が一致する一方で，3.11地震で大きなすべりが生じた宮城県沖のスロー地震活動は低調であったとしている。
• また，スロー地震が多発している茨城県沖は，沈み込む海山等の不均質な地質構造に対応していることから，同領域は周囲との摩擦特性が異なり，2012年にコスタリカで発生した地震（Mw7.6）や2016年にエクアドルで発生した地震（Mw7.8）のように，地震の破壊を妨げる領域の可能性があるとしている。

日本海溝におけるスロー地震活動（Nishikawa et al.（2019））

日本海溝および南海トラフにおけるスロー地震活動と構造的不均質性の関係（概略図）（Nishikawa et al.（2019））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p167 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

180

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．４ 大きなすべりが生じる構造的特徴■ まとめ•

3.11地震時に大きなすべりが生じた宮城県沖と破壊が停止した茨城県沖・房総沖のテクトニクス的背景及び地震学的見地から，大きなすべりが生じるプレート境界は以下の構造的特徴を有するものと考えられる。
付加体の幅が狭く，海溝軸付近には比較的高速度域の島弧地殻が分布する。
 プレート境界周囲（上盤，下盤）は均質な構造を呈するとともに，スロー地震活動が低調である。


付加体の幅が狭く，海溝軸付近に比較的高速度域の島弧地殻が分布する。

プレート境界周囲（上盤，下盤）は均質な構造を呈するとともに，スロー地震活動が低調である。

大きなすべりを発生させるプレート境界の構造的特徴※※：Lay et al.（2012）によるプレート境界の領域区分図を引用

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p168 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

181

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．５ 日本海溝・千島海溝島弧会合部における大きなすべりの発生可能性■島弧会合部のテクトニクス的背景①•

千島海溝南西端は，日本海溝との島弧会合部に位置し，その会合部（衝突帯）では，日高山脈が形成されている（日高造山運動）（木村（2002））。

•

日高山脈の地下深部において，千島弧は下部地殻内で上下に裂けて分離（デラミネーション）し，上部地殻を含めた上半分は日高主衝上断層によって西側に衝上し，上部マントルを含めた下半分は下降している。また，東北日本弧は，その分離（デラミネーション）した千島弧の中へウェッジ状に突入している（伊藤（2000））。

（伊藤（2000）に一部加筆）（伊藤（2000）に一部加筆）

千島前弧の西進と東北日本弧との衝突による
日高山脈形成過程の模式図（文部科学省(2008) ）第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p169 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

182

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．５ 日本海溝・千島海溝島弧会合部における大きなすべりの発生可能性■島弧会合部のテクトニクス的背景②• 千島前弧スリバーの衝突により沈み込んだ地殻の先端部は，直下の太平洋スラブ上面にまで達している（Kita et al.（2010））。
•

長谷川ほか（2012）は，太平洋スラブ地殻内の二重深発地震面のうち上面の地震の空間分布とプレート構造には明瞭な対応関係があるとし，房総沖における太平洋スラブの直上に重なって沈み込むフィリピン海スラブの範囲と同様に，島弧会合部における沈み込んだ地殻と太平洋スラブが接する範囲では，そのテクトニクス的背景から上面地震の発生帯が局所的に深くなっているとしている。

（参考）

島弧会合部における沈み込んだ地殻と太平洋スラブの接触の様子（上：地震波トモグラフィー，下：模式図）（Kita et al.（2010））

太平洋スラブ地殻内の地震の分布（長谷川ほか（2012））
赤点：プレート境界から下方に0～10㎞の範囲の地震
ピンク色の網目：上面地震帯
黒線：太平洋スラブ上部境界面の形状
黒点線：太平洋スラブが直上のフィリピン海スラブ及び前弧スリバー地殻と接触している領域

房総沖におけるフィリピン海スラブ地殻と太平洋スラブの接触の様子（上：地震波トモグラフィー，下：模式図）（Nakajima et al.（2009））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p170 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

183

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．５ 日本海溝・千島海溝島弧会合部における大きなすべりの発生可能性■島弧会合部のテクトニクス的背景とM７～８クラスの地震発生領域の関係
文部科学省（2008）は，三陸沖北部から釧路・根室沖に至る海域で実施した海底地震観測データによる地震波速度構造から，千島弧と東北日本弧の衝突の結果剥落した下部地殻物質に対応すると考えられる顕著な低速度帯が認められ，この低速度帯と沈み込む太平洋スラブと接触する範囲を避けるようにプレート間地震の震源域が広がるとともに，1968年十勝沖地震の北西側のアスペリティや2003年および2004年にM７級のプレート境界地震を起こした領域は，明らかに高速度の前弧マントルの直下に位置するとしている。
• また，千島弧前弧から剥落した下部地殻物質とプレート境界の接触域において，ほとんど相似地震が発生していないことも含めると，接触域とその周囲は摩擦特性が異なり，接触域において地震性すべりはほとんど起こらないのかもしれないとしている。
•：プレート境界面の60㎞等深線：観測点：プレート境界面の60㎞等深線：相似地震の震央

1973年根室沖地震のアスペリティ

1973年根室沖地震のアスペリティ

2003年十勝沖地震のアスペリティ

2003年十勝沖地震のアスペリティ

1968年十勝沖地震のアスペリティプレート境界面直上5㎞におけるVpの分布とプレート境界地震の破壊域，相似地震の震央の分布との比較（文部科学省（2008）一部加筆）

1968年十勝沖地震のアスペリティプレート境界面直下5㎞におけるVpの分布とプレート境界地震の破壊域，相似地震の震央の分布との比較（文部科学省（2008）一部加筆）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p171 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

184

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．５ 日本海溝・千島海溝島弧会合部における大きなすべりの発生可能性■襟裳岬沖の沈み込む海山
Yamazaki and Okamura（1989）は，襟裳岬沖の海溝軸海側には襟裳海山が存在し，その陸側斜面下には，地磁気異常から沈み込んだ海山が存在するとしている。
• 木戸ほか（2002）は，襟裳海山周辺を対象としたマルチチャンネル反射法探査，海底地形精査・地磁気・重力異常探査を実施し，海底地形図（下：中央図），襟裳海山及び沈み込む海山直上を北西-南東に横切るMCS処理記録（下：右図）から，沈み込む海山を明瞭にイメージングしている。
•：沈み込んだ海山の基部と頂部（Yamazaki and Okamura（1989）による）：MCS測線（HK103）

襟裳岬

襟裳海山
沈み込んだ海山付近の海底地形（木戸ほか（2002）に一部加筆）

襟裳海山及び沈み込む海山直上のプロファイル（MCS処理記録（測線：HK103））（木戸ほか（2002））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p172 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

185

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．５ 日本海溝・千島海溝島弧会合部における大きなすべりの発生可能性■沈み込む海山と上盤プレートの相互作用• Dominguez et al.（1998）は，海山の沈み込みによる陸側斜面の構造的特徴について，海山の沈み込みを模した砂箱実験とコスタリカ沖中米海溝陸側斜面の実地形との比較から，次のとおり整理している。
沈み込んでいく海山の前面には，海側に傾斜するバックスラストが形成され，海山の進行とともに新たに陸側に形成されるとともに，沈み込んでいる
海山の頂上付近から陸側のバックスラストへ発散していく横ずれ断層のネットワークが形成される。
 海山が完全に沈み込み，海山の海側で再び付加体が形成され始め，沈み込む堆積物の底付けが行われるようになると，海山の海側には陸側に傾斜する正断層群が形成される。


砂箱を用いた実験に基づく沈み込む海山による陸側斜面の変形構造（左：実験，右：模式図）（Dominguez et al.（1998））

コスタリカ沖の海底地形図（〇数字：沈み込む海山位置）（Dominguez et al.（1998））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p173 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

186

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．５ 日本海溝・千島海溝島弧会合部における大きなすべりの発生可能性■襟裳岬沖の沈み込む海山付近の地殻構造（１/２）•

Nishizawa et al.（2009）は，襟裳海山及び第１鹿島海山とその陸側に沈み込む海山を横切る地震波トモグラフィーから，典型的なプレート境界の構造と比較して，襟裳海山及び第１鹿島海山位置は地殻が厚く，海溝軸付近の陸側のプレートについては，沈み込む海山の影響により低速度の島弧地殻が分布するとしている。
付加体（Vp=3～4㎞/s以下）
幅：約45㎞

W=30km：宮城県沖相当
W=45km：襟裳岬沖相当

付加体の幅

襟裳海山（ａ）第１鹿島海山（ｂ）とその陸側に沈み込む海山を横切る地震波トモグラフィー（Vp）（Nishizawa et al.（2009）に一部加筆）

動的破壊シミュレーションによる付加体の幅と断層すべり量，水平・上下変位の関係（Kozdon and Dunham（2013）に一部加筆）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p174 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

187

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．５ 日本海溝・千島海溝島弧会合部における大きなすべりの発生可能性■襟裳岬沖の沈み込む海山付近の地殻構造（２/２）
2003年十勝沖地震の余震のうち海溝軸付近の深さ5㎞の位置で，逆断層型の低周波地震が発生したことついて，Obara et al.（2004）は，低周波地震（LF1，LF2）の震源位置は，海山の沈み込みによって影響を受けたプレート境界に対応するとしている。
• また，日本海溝・千島海溝沿いは造構成侵食作用が卓越し付加体が未発達な沈み込み帯であるため，南海トラフに見られるような付加体内部の外縁隆起帯が形成されにくいが，沈み込む海山の影響により，海溝軸陸側のプレートに地塁・地溝構造（normal faulting system）を形成するため，この領域で破壊速度が遅い逆断層型の低周波地震が発生したことが示唆されるとしている。
• 以上から，襟裳岬沖の浅部領域は，沈み込む海山の影響により，茨城県沖と類似する比較的低速度域の島弧地殻が分布すると考えられる。
•：本震，余震の震源分布：低周波地震（LF1，LF2）の震源：沈み込む海山

高速度域

高速度域

宮城県沖

襟裳岬沖
＝茨城県沖
相当

プレート境界におけるP波速度分布とそのイメージ（p159再掲）（Liu and Zhao（2018）に一部加筆）

2003年十勝沖地震の本震，余震の震源分布及び低周波地震の震源位置他（Obara et al.（2004））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p175 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

188

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．５ 日本海溝・千島海溝島弧会合部における大きなすべりの発生可能性■島弧会合部付近における地震学的見地：スロー地震活動域
Nishikawa et al.（2019）， Tanaka et al.（2019）は，防災科学技術研究所のS-netによる地震記録から日本海溝及び千島海溝（南部）沿いで発生している地震現象を整理し，島弧会合部付近における浅部領域（深さ約20㎞以浅）にスロー地震活動域が存在するとしている。
• Tanaka et al.(2019)は，スロー地震活動域と既往地震（1968年，1994年，2003年）のアスペリティ分布やその余震活動域の関係を整理し，スロー地震
活動域は地震活動域を避けるように相補的に発生していることから，各活動域の摩擦特性には違いがあるとしている。
•●～●：スロー地震発生位置☆：超低周波地震，地震（M＞4.5）発生位置

日本海溝及び千島海溝（南部）のスロー地震活動（Nishikawa et al.（2019））〇：テクトニック微動活動発生位置◆，×：超低周波地震発生位置＋：観測機器設置位置―：1968年十勝沖地震のアスペリティ―：1994年三陸沖地震のアスペリティ〇：余震―：2003年十勝沖地震のアスペリティ☆：各地震の震央

島弧会合部付近におけるスロー地震活動域と既往地震のアスペリティ分布の比較（Tanaka et al.（2019））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p176 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

189

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．５ 日本海溝・千島海溝島弧会合部における大きなすべりの発生可能性■島弧会合部付近における地震学的見地：沈み込む海山及びスロー地震活動域と津波発生領域の関係
Okamura et al.（2008）は，千島海溝南西部の地質構造と1952年，2003年十勝沖地震に伴う津波の発生領域（同津波の再現モデルのすべり分布）の比較から，沈み込む海山はプレート境界深部から浅部への破壊伝播を防ぐ領域であることが示唆されるとしている。
• また，島弧会合部付近のスロー地震活動域（Tanaka et al.（2019）） は，1952年十勝沖地震に伴う津波の発生領域（Okamura et al.（2008））を避けるように相補的に発生していることから，既往地震（1968年，1994年，2003年）のアスペリティ分布やその余震活動域との摩擦特性に違いがある（Okamura et al.（2008） ）ことを含めて，同活動域は，茨城県沖のスロー地震活動域と同様に，破壊を停止させる領域と考えられる。
•〇：テクトニック微動活動発生位置◆，×：超低周波地震発生位置＋：観測機器設置位置

1952年十勝沖地震に伴う津波のすべり分布（Okamura et al.(2008)）

1952年の地震に伴う津波のすべり分布とスロー地震活動域の関係（Tanaka et al.（2019）に一部加筆）
地質構造と津波発生領域の比較（Okamura et al.（2008））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p177 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

190

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．５ 日本海溝・千島海溝島弧会合部における大きなすべりの発生可能性■島弧会合部付近における地震学的見地：すべり欠損速度分布とスロー地震活動域との関係
Nishimura et al.（2004）は，1995年から2002年のGPSデータを用いて福島県沖から十勝沖までのすべり欠損速度の空間分布と時間変化を整理し，宮城県沖及び十勝沖では，いずれの期間も強い固着が見られるとしている。また，Hashimoto et al.（2009）は1996年から2000年のGPSデータを用いて日本海溝から千島海溝のすべり欠損速度分布を整理し，深さ10㎞～40㎞範囲に６つの強い固着域が存在し，それらは既往地震発生領域と良く対応するとしている。
• 島弧会合部付近のスロー地震活動域のすべり欠損（Nishimura et al.(2004)）は，宮城県沖や十勝沖等のすべり欠損と比較して十分小さい。
•－：バックスリップ－：フォワードスリップ（コンター間隔3cm/yr)★：震央（Mw>7.5)―：津波波源域
・・・：2003年十勝沖地震の津波波源領域

1996年～2000年における日本海溝から千島海溝のすべり欠損分布（Hashimoto et al.(2009))
福島県沖から十勝沖のすべり欠損分布（Nishimura et al.(2004))

１．３ 特性化モデルの設定

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）191

１．３．３．５ 日本海溝・千島海溝島弧会合部における大きなすべりの発生可能性

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p178 再掲■まとめ• 日本海溝・千島海溝島弧会合部は，そのテクトニクス的背景及び地震学的見地から，大すべりが発生するプレート境界の構造的特徴を有していないことから，
3.11地震時に見られた大すべりが発生する可能性は極めて低いと考えられる。
日本海溝・千島海溝島弧会合部
大すべり領域の構造的特徴• 付加体の幅が狭いほど浅部のすべり量が増大する傾向があり（Kozdon and Dunham（2013）），宮城県沖の付加体（Vp=3～4km/s以下）の幅は，他領域と比較して狭い（W=30㎞）（Tsuru et al.（2002））。

テクトニクス的背景

地震学的見地• 襟裳岬沖には沈み込む海山が存在（木戸ほか（2002）他）。

• 沈み込んだ地殻と太平洋スラブが接する

海山の沈み込みにより陸側斜面は不均質構造を呈する（Dominguez et al.（1998））。
• 沈み込む海山の影響により，付加体の幅が広い（W≒45㎞）（Nishizawa et al.（2009））

範囲は，房総沖と同様に上面地震の発生
帯が局所的に深い（長谷川ほか（2012））。
• 千島弧と東北日本弧の衝突により剥落した下部地殻物質に対応する低速度帯は，周囲と摩擦特性が異なり，地震性すべりはほとんど起こらない可能性がある（文部科学省（2008））。
• 沈み込む海山の影響により，海溝軸陸側斜面で低周波地震が発生（Obara et aｌ.
（2004））。
• 沈み込む海山はプレート境界深部から浅部への破壊伝播を防ぐ領域であることが示唆される（Okamura et al.（2008））• 深さ約20㎞以浅にスロー地震活動域が存在し，その活動域は，既往地震のアスペ
リティ分布，余震分布及び津波発生領域と一致しないと共に（Nishikawa et al.
（2019），Tanaka et al.（2019），Okamura
et al.（2008）），大きなすべり欠損も確認されないことから（Nishimura et al.(2004)，
Hashimoto et al.(2009)），茨城県沖と同様に，破壊を停止させる領域と考えられる。

付加体（W≒45㎞）

付加体（W=30km）

浅部
領域（宮城県沖）• 比較的高速度域の島弧地殻が分布する（Liu and Zhao

（2018））。

高速度域（宮城県沖）

ﾌﾟﾚｰﾄ
境界（襟裳岬沖）• 沈み込む海山の影響により，比較的低速度域の島弧地殻が分布する。
低速度域（襟裳岬沖）【破壊停止領域の特徴】• 千島前弧スリバーの衝突により沈み込んだ地殻の先端部• フィリピン海プレートの北東端と3.11地震の破壊停止領域

は，直下の太平洋スラブと直接接し（Kita et al.（2010）），周囲と比較し，顕著な低速度帯が認められる（文部科学省（2008））。
• 海溝軸陸側の上盤プレートは，沈み込む海山の影響により，不均質構造を呈する（Obara et al.（2004），Nishizawa etal.（2009））。

は一致（Shinohara et al.（2011））。
• 茨城県沖の沈み込む海山による上盤側底部の破壊がカッ
プリングを弱め，3.11地震の破壊が停止（Kundu et al.
（2012），文部科学省（2013）他）。
• 国内外において，起伏の激しい地形を伴うプレート境界で巨大地震は未発生（Wang et al.(2014)）。
• 不均質な地質構造に対応したスロー地震活動域は破壊を妨げる領域の可能性がある（Nishikawa et al.（2019））。
【大すべり領域の特徴】• 大きなすべりを生じるプレート境界（上盤，下盤）は均質な構造を呈するとともに，スロー地震活動が低調である。

（Kita et al.（2010））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p179 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

192

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．６ 特性化モデル①の設定■設定概要（まとめ）（A）3.11地震から得られた知見ⅰの反映• 過去に「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」が発生した記録が無いことから，十勝沖・根室沖から岩手県沖北部で確認されている
津波堆積物及びそれを再現する津波波源に関する知見及び地震学的・測地学的知見を踏まえ，十勝沖・根室沖，青森県東方沖及び岩手県沖北部のそれぞれに超大すべり域を配置した。
（B）3.11地震から得られた知見ⅱの反映（保守性の確保（科学的想像力の発揮））• 敷地前面海域である青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域は，発電所の津波高さに与える影響が大きいことを踏まえ，最新の科学的・技術的知見から想定されるすべりを上回る規模のすべりとして，3.11地震時における宮城県沖のすべりと同規模のすべりを考慮した。
•

日本海溝・千島海溝島弧会合部は，そのテクトニクス的背景及び地震学的見地から，3.11地震で見られた大きなすべりが発生する可能性は極めて低いと考えられるが，特性化モデル①の保守性を確保する観点から，同領域に大すべり域を設定した。
断層諸元
広域の津波特性を考慮した特性化モデル

特性化モデル①

広域の津波特性を考慮した特性化モデル

特性化モデル①

9.06

9.08

断層面積（S）

110,472（km2）

110,472（km2）

平均応力降下量（⊿σ）

3.27（MPa）

3.45（MPa）

4.93×1022（Nm）

5.19×1022（Nm）

8.93（m）

9.40（m）

背景領域（0.33D）（面積及び面積比率）2.79（m）（64,419（km2），58.3%）

2.79（m）（58,609（km2），53.1%）

大すべり域（1.4D）（面積及び面積比率）※11.84（m）（26,782（km2），24.3%）

11.84（m）（32,593（km2），29.5%）

超大すべり域（3D）（面積及び面積比率）25.38（m）（19,271（km2），17.4%）

25.38（m）（19,271（km2），17.4%）

諸元ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ（Mw）

背景領域

東通原子力
発電所

地震モーメント（Mo）

東通原子力
発電所
大すべり域

すべり量

超大すべり域

平均すべり量※：超大すべり域を除いた面積比率

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p180 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

193

１．３．３ 広域の津波特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル①）

１．３．３．６ 特性化モデル①の設定（設定フロー）：与条件
１．巨視的波源特性の設定

３．特性化モデルの設定

２．微視的波源特性の設定
大すべり域・超大すべり域・背景領域の設定

想定波源域の設定



プレート境界面形状の設定

各領域のすべり量の算定

断層モデルへの微視的波源特性の反映
設定したプレート境界面に微視的波源特性を反映。

■大すべり域パラメータ

平均応力降下量（⊿σ）の設定

断層面積（S）の算定すべり量（D 1）

設定方法
平均すべり量（D）の1.4倍※１
杉野ほか（2014）

設定値

ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ（Mw）の算定

11.84（m）■超大すべり域
パラメータ・地震モーメント（Mo）の算定
・平均すべり量（D）の算定


すべり量（D 2）

スケーリング則の適用（円形破壊面を仮定した関係式）

パラメータ
すべり量（D b）

設定方法

設定値
2

断層面積（S）

十勝沖・根室沖～岩手県沖北部

110,472（km ）地震発生深さ

地震調査研究推進本部（2004,2012）

海溝軸～深さ60km

平均応力降下量（⊿σ）

内閣府（2012），
杉野ほか(2014)

3.1（MPa）

剛性率（μ）

土木学会（2016）

5.0×10 （N/m ）地震ﾓｰﾒﾝﾄ（Mo）

16/(7π3/2

16/(7π3/2

平均すべり量（D）

平均すべり量（D）の3倍※２
杉野ほか（2014）

設定値
25.38（m）

東通原子力
発電所

大すべり域

■背景領域

各パラメータ一覧
パラメータ

背景領域
設定方法

10

）・⊿σ・S

3/2）・⊿σ・S

1/2

設定値
2.79（m）※1：全体面積の40％（超大すべり域を含む）に相当する
すべり量※2：全体面積の15％に相当するすべり量※3：全体面積の60％に相当するすべり量

超大すべり域

すべり量分布諸元ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ（Mw）

諸元

内容

9.08
背景領域

2

4.67×10 22 （Nm）
/μ 8.46（m）

設定方法
平均すべり量（D）の0.33倍※３
杉野ほか（2014）

地震発生深さ

海溝軸～深さ60km

断層面積（S）

110,472（km ）

2

大すべり域

平均応力降下量（⊿σ）
3.45（MPa）-3/2（=7/16・Mo・（S/π））
剛性率（μ）
地震ﾓｰﾒﾝﾄMo
すべり角λ

10

2

5.0×10 （N/m ）22

5.19×10 （Nm）

超大
すべり域

内容

すべり量

2.79（m）

断層面積（面積比率）

58,609(km )（53.1%）

すべり量

11.84（m）

22
断層面積
32,593(km )※（面積比率） （29.5%）

すべり量25.38（m）

断層面積（面積比率）

19,271(km )（17.4%）

太平洋プレートの運動 ライズタイムτ
60（ｓ）
方向に基づいて設定※：超大すべり域を除いた面積比率

2

194

１．３．４ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル②，③，④）
１．３．４．１ 設定方針
１．３．４．２ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデルの設定
１．３．４．３ 特性化モデル②，③，④の設定概要
１．３．４．４ 特性化モデル②の設定
１．３．４．５ 特性化モデル③の設定
１．３．４．６ 特性化モデル④の設定

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p182 再掲

１．３ 特性化モデルの設定
１．３．４ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル②，③，④）

195

１．３．４．１ 設定方針
3.11地震における宮城県沖の破壊特性を再現する特性化モデル※から得られた知見，並びに3.11地震における大すべりの発生形態から得られた知見（＝広域の津波特性を考慮した特性化モデルと共通）を踏まえ，青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデルを設定する。
• なお，青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域は発電所の津波高さに与える影響が大きいことを踏まえ，保守性を確保する観点から，最新の科学的・技術的知見から想定されるすべりを上回る規模のすべりを考慮するとともに，すべり量及びすべり分布が異なる複数の波源モデルを設定する。
•※：3.11地震における宮城県沖の破壊特性を再現する特性化モデルの設定方法の詳細は，補足説明資料「Ⅰ．「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価 ７．3.11地震における宮城県沖の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル」に記載。

【3.11地震における宮城県沖の破壊特性を再現する特性化モデルから得られた知見】•

大すべり域・超大すべり域のすべり量等：内閣府（2012）に示されるすべり量，面積比率を踏まえて設定する。
大すべり域：津波断層の平均すべり量の２倍，全体面積の20％程度（超大すべり域を含む）
 超大すべり域：津波断層の平均すべり量の４倍，全体面積の５％程度
•

大すべり域・超大すべり域の設定に伴う地震モーメントの調整方法：3.11地震における宮城県沖の破壊特性を再現するためには，波源領域全体
でMwを調整する必要がある。

■宮城県沖の破壊特性の再現項目
ⅰ．地殻変動量（プレート境界の破壊）
ⅱ．沖合いの観測波形（津波伝播）
ⅲ．女川発電所の津波水位（津波遡上）

杉野ほか（2013）

長周期地震動に基づくすべり分布（Wu et al.(2012)に一部加筆）

宮城県沖の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p183 再掲

１．３ 特性化モデルの設定
１．３．４ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル②，③，④）

196

１．３．４．２ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデルの設定■大すべり域・超大すべり域の位置（特性化モデル①のうち青森県東方沖及び岩手県沖北部の超大すべり域の設定方針と共通）•

青森県東方沖及び岩手県沖北部について，Yamanaka and Kikuchi(2004)，永井ほか（2001）はアスペリティ分布の解析から，アスペリティ（左図：AとB）のうち，1968年の地震と1994年の地震の共通アスペリティＢのカップリング率はほぼ100％に近く，個々のアスペリティが単独で動けばM７クラスの地
震（=1994年）を，連動するとM８クラスの地震（=1968年）を引き起こすとしている。

M8クラス
M7クラス

Ａ
単
独

Ｂ
単
独

連
動

青森県東方沖及び岩手県沖北部におけるアスペリティの活動パターンと地震規模の関係（Yamanaka and Kikuchi(2004)，永井ほか（2001））

以上の地震学的見地を踏まえ，大すべり域・超大すべり域を配置する。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p184 再掲

１．３ 特性化モデルの設定
１．３．４ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル②，③，④）

197

１．３．４．２ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデルの設定■大すべり域・超大すべり域のすべり量（特性化モデル①のうち青森県東方沖及び岩手県沖北部の超大すべり域の設定方針と共通）•

国内外で発生している巨大地震の地震学的・地質学的・測地学的知見から，青森県東方沖及び岩手県沖北部については，1968年十勝沖地震に伴うすべりが最大規模と評価される。
すべり量 （歪み量）■青森県東方沖及び岩手県沖北部におけるすべり量（歪み量）■大すべり域・超大すべり域の設定（概念）
東通原子力
発電所

6～8m
約97.0年
1968年

時間■宮城県沖におけるすべり量（歪み量）

3.11地震時のすべり分布（地震調査研究推進本部（2012）に一部加筆）

宮城県沖と海溝軸周辺における地震のサイクルとすべり量モデル（佐竹（2011b））

敷地前面海域である青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域は，発電所の津波高さに与える影響が大きいことを踏まえ，最新の科学的・技術的知見から想定されるすべりを上回る規模のすべりとして，3.11地震時における宮城県沖のすべりと同規模のすべりを考慮する。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p185 再掲

１．３ 特性化モデルの設定
１．３．４ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル②，③，④）

198

１．３．４．２ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデルの設定■大すべり域・超大すべり域のすべり量分布（特性化モデル①のうち青森県東方沖及び岩手県沖北部の超大すべり域の設定方針と共通）•

青森県東方沖及び岩手県沖北部で発生している既往地震の震源深さ（約20㎞）は，3.11地震時に宮城県沖の浅部領域をオーバーシュートさせた（破壊の起点となった）震源深さと同程度である。

3.11地震時の震源位置とすべり分布（地震調査研究推進本部（2012））
青森県東方沖及び岩手県沖北部におけるアスペリティ分布，既往地震の震源（Yamanaka and Kikuchi(2004)）

青森県東方沖及び岩手県沖北部と宮城県沖の地震学的な類似性を踏まえ，3.11地震における宮城県沖の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデルのすべり量分布を各領域に設定する。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p186 再掲

１．３ 特性化モデルの設定
１．３．４ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル②，③，④）

199

１．３．４．３ 特性化モデル②，③，④の設定概要•

青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域は津波高さに与える影響が大きいことを踏まえ，最新の科学的・技術的知見から想定されるすべりを上回る
規模のすべりを考慮するとともに，大すべり域・超大すべり域のすべり量，すべり分布が異なる複数の波源モデルを設定することとし，内閣府（2012）の知見を踏まえた特性化モデル②，3.11地震における宮城県沖の破壊特性を再現する特性化モデルを参考に設定した特性化モデルを基に，すべり量を約20％割増した特性化モデル③及び杉野ほか（2013）を参考に，短周期の波の発生要因を考慮した特性化モデル④を設定した。

•

なお，各特性化モデルの超大すべり域の位置は，アスペリティ分布及び1968年の地震の震源位置を踏まえて設定した（特性化モデル①と同様）。
東通原子力発電所

同規模のすべりを青森県東方沖及び岩手県沖北部に展開

大すべり域・超大すべり域の設定に伴う地震モーメントの調整方法
内閣府（2012）を踏まえ，背景領域で調整

東通原子力
発電所

3.11地震時のすべり分布（地震本部（2012）に一部加筆）

特性化モデル②※
3.11地震における宮城県沖の破壊特性を再現する特性化モデルを参考にＭwを波源領域全体で調整

東通原子力
発電所

3.11地震の津波波源モデルと震源断層モデルの面積の違いを考慮し，大すべり・超大すべり域等のすべり
量を約20％割増し

東通原子力
発電所

東通原子力
発電所

3.11地震における宮城県沖の破壊特性を再現する
特性化モデルを参考に設定した特性化モデル※※：大すべり域・超大すべり域のすべり分布及び面積は同一。

杉野ほか（2013）を参考に，短周期波の発生要因を考慮するため
海溝沿いのすべり量を強調

特性化モデル③

特性化モデル④

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p187 再掲

１．３ 特性化モデルの設定
１．３．４ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル②，③，④）

200

１．３．４．３ 特性化モデル②，③，④の設定概要•

各特性化モデルのすべり分布及び主要な断層パラメータを以下に示す。また，各特性化モデルの断層パラメータの設定方法，並びに設定に反映した知見等の詳細を次頁以降に示す。
背景的領域

背景的領域

背景領域

基本すべり域

基本すべり域
東通原子力
発電所

大すべり域

東通原子力
発電所

大すべり域

東通原子力
発電所

超大すべり域

超大すべり域

超大すべり域

中間大すべり域

大すべり域

特性化モデル②

特性化モデル③

特性化モデル④

特性化モデル②

特性化モデル③

特性化モデル④

9.04

9.05

9.04

断層面積（S）

110,472（km2）

110,472（km2）

110,472（km2）

平均応力降下量（⊿σ）

3.07（MPa）

3.14(MPa)3.08(MPa)

4.62×1022（Nm）

4.73×1022（Nm）

4.65×1022（Nm）

5.12（m）（87,732（km2），79.4%）

3.90（m）（48,879(km2)，44.2%）

3.72（m）（52,259(km2)，47.3%）

7.80（m）（61,593(km2)，55.8%※１）

7.44（m）（58,213(km2)，52.7%※３）

15.59（m）（22,740(km2)，20.6%※２）

14.88（m）（23,191(km2)，21.0%※４）

諸元モーメントマグニチュード（Mw）

地震モーメント（Mo）
背景領域（背景的領域）（面積及び面積比率）

すべり量

基本すべり域（面積及び面積比率）
大すべり域（面積及び面積比率）16.37（m）（22,740（km2），20.6%※１）

中間大すべり域（面積及び面積比率）
超大すべり域（面積及び面積比率）
平均すべり量22.33（m）（11,714(km2)，10.6%※２）
32.75（m）（6,302（km2），5.7%）

31.19（m）（6,302(km2)，5.7%）

29.77（m）（5,696(km2)，5.2%）

8.37（m）

8.57（m）

8.42（m）※１：大すべり域・超大すべり域をあわせた領域の面積比率，※２：超大すべり域をあわせた領域の面積比率※３：大すべり域・中間大すべり域・超大すべり域をあわせた領域の面積比率，※４：中間大すべり域・超大すべり域をあわせた領域の面積比率

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p188 再掲

１．３ 特性化モデルの設定
１．３．４ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル②，③，④）

201

１．３．４．４ 特性化モデル②の設定（設定フロー）：与条件
１．巨視的波源特性の設定


特性化モデル①と共通のため，詳細は記載省略
各パラメータ一覧
パラメータ

断層面積（S2,S4）の算定 すべり量（D2,D4）の算定
 地震ﾓｰﾒﾝﾄ（Mo2,Mo4）の算定

設定値
2

十勝沖・根室沖～岩手県沖北部

110,472（km ）地震発生深さ

地震調査研究推進本部（2004,2012）

海溝軸～深さ60km

平均応力降下量（⊿σ）

内閣府（2012），
Murotani et al.(2013)

3（MPa）

地震ﾓｰﾒﾝﾄ（Mo）
平均すべり量（D）

16/(7π3/2

16/(7π3/2

2

5.0×10 （N/m ））・⊿σ・S

3/2）・⊿σ・S

1/2



22

4.52×10 （Nm）
/μ 8.19（m）

設定方法

設定値
※

2

断層面積（S 2）

断層面積（S）の15％すべり量（D 2）

平均すべり量（D）の２倍
内閣府（2012）

16.37（m）

剛性率（μ）

土木学会（2016）

5.0×10 （N/m ）地震ﾓｰﾒﾝﾄ（M o2 ）設定したプレート境界面に微視的波源特性を反映。

ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ（Mw）の算定■大すべり域パラメータ10

土木学会（2016）

断層モデルへの微視的波源特性の反映（1）大すべり域・超大すべり域の設定


設定方法

断層面積（S）

剛性率（μ）

３．特性化モデルの設定

２．微視的波源特性の設定

μ・S 2・D 2

背景領域

16,571（km ）

10

東通原子力
発電所

2

22

大すべり域

1.36×10 （Nm）

■超大すべり域

超大すべり域

パラメータ

設定方法

設定値

断層面積（S ４）

断層面積（S）の5％

5,524（km ）

すべり量（D ４）

平均すべり量（D）の４倍
内閣府（2012）

32.75（m）

剛性率（μ）

土木学会（2016）

地震ﾓｰﾒﾝﾄ（M o４）

μ・S ４・D ４

2

すべり量分布10

5.0×10 （N/m ）21

9.04×10 （Nm）※：大すべり域と超大すべり域をあわせた領域の面積比率
は20％。

■背景領域

地震ﾓｰﾒﾝﾄ（M ob）

設定方法
M ob -（M o2 ＋M o4）

内容ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ（Mw）

9.04

地震発生深さ

海溝軸～深さ60km

断層面積（S）

110,472（km2 ）

平均応力降下量（⊿σ）
3.07（MPa）（=7/16・Mo・（S/π） -3/2 ）（2）地震ﾓｰﾒﾝﾄの調整（背景領域の設定）

パラメータ

諸元

2

22

大すべり域

5.12（m）

断層面積（面積比率）

87,732(km )（79.4%）

すべり量

16.37（m）

断層面積（S ｂ ）断層面積の80％

剛性率（μ）

土木学会（2016）

5.0×10 （N/m ）すべり量（D b）

M ob /S ob/μ5.12（m）

88,378（km ）
2

2

2
断層面積
22,740(km )※（面積比率） （20.6%）

5.0×10 10 （N/m 2 ）地震ﾓｰﾒﾝﾄMo

4.62×10 22 （Nm）

すべり角λ

太平洋プレートの運動
ライズタイムτ
方向に基づいて設定

超大
すべり域

内容

すべり量

すべり量

32.75（m）

断層面積（面積比率）

6,302(km )（5.7%）※：大すべり域と超大すべり域をあわせた領域の面積比率

2

10

背景領域

剛性率（μ）

設定値
2.26×10 （Nm）

諸元

2

60（ｓ）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p189 再掲

１．３ 特性化モデルの設定
１．３．４ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル②，③，④）

202

１．３．４．５ 特性化モデル③の設定■3.11地震から得られた知見の反映•

3.11地震に伴う津波を広域に再現するモデルの断層面積は，地震調査研究推進本部（2014）が評価した「東北地方太平洋沖型の地震」の断層面積と比較して大きい。

•

断層面積の違いは，発電所の津波高さに大きな影響を与える大すべり域・超大すべり域等のすべり量の算定に直接的に関係することを踏まえ，3.11地震
における宮城県沖の破壊特性を再現する特性化モデルを参考に設定した特性化モデルの大すべり域・超大すべり域等のすべり量を約20％割増した。

•「3.11地震における宮城県沖の破壊特性を再現する特性化モデルを参考に設定した特性化モデル」及び「特性化モデル③」の設定フローを次頁に示す。
【3.11地震に伴う津波を広域に再現するモデル】：内閣府（2012）モデル：Satake et al.(2013) 55枚モデル：杉野ほか（2013）モデル：地震調査研究推進本部（2014）

内閣府（2012）モデル

Satake et al.(2013)
55枚モデル杉野ほか（2013）モデル

3.11地震に伴う津波を再現する津波波源モデル「東北地方太平洋沖型の地震」の断層面（地震調査研究推進本部（2014））

3.11地震・津波特性を再現する断層モデルのモーメントマグニチュード及び面積
モデル

Mw

断層面積

内閣府（2012）モデル

9.0

119,974（km2）

Satake et al.(2013)55枚モデル

9.0

110,000（km2）

杉野ほか（2013）モデル

9.1

112,000（km2）

地震調査研究推進本部（2014）

9.0

約10万（km2）

波源領域の比較１．３．特性化モデルの設定 １．３．４ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル②，③，④）
１．３．４．５ 特性化モデル③の設定
第1027回審査会合（R4.1.28）（3.11地震における宮城県沖の破壊特性を再現する特性化モデルを参考に設定した特性化モデルの設定フロー）
資料1-1 p190 再掲

203

１．巨視的波源特性の設定：与条件

３．基準断層モデルの設定■超大すべり域

想定波源域の設定

パラメータ

プレート境界面形状の設定

平均応力降下量（⊿σ）の設定

断層面積（S）の算定

・地震モーメント（Mo）の算定
・平均すべり量（D）の算定


32.75（m）

剛性率（μ）

土木学会（2016）

5.0×10 （N/m ）μ・S ４・D ４

2

ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ（Mw）の算定

219.04×10 （Nm）

大すべり域
基本すべり域

東通原子力
発電所

設定値

パラメータ

2

地震発生深さ

地震調査研究推進本部（2004,2012）

平均応力降下量（⊿σ）

内閣府（2012），
Murotani et al.(2013)

3（MPa）

剛性率（μ）

土木学会（2016）

5.0×10 （N/m ）地震ﾓｰﾒﾝﾄ（Mo）

16/(7π3/2

16/(7π3/2

110,472（km ））・⊿σ・S

3/2）・⊿σ・S

1/2

設定方法

設定値

’

断層面積の80％

88,378（km ）’

すべり量（D b ）平均すべり量（D）

8.19（m）

剛性率（μ）

土木学会（2016）

5.0×10 （N/m ）地震ﾓｰﾒﾝﾄ（M ob ’）

μ・S b'・D b'

3.62×10 （Nm）

断層面積（S ｂ ）海溝軸～深さ60km

10

2

諸元

10

Mo’= Mo2+Mo4+Mob’= 5.88×1022（Nm）（2）-3 地震ﾓｰﾒﾝﾄの調整（すべり量の調整）（1）大すべり域・超大すべり域の設定
断層面積（S2,S4）の算定 すべり量（D2,D4）の算定
 地震ﾓｰﾒﾝﾄ（Mo2,Mo4）の算定

Mo/Mo’＝4.52×1022（Nm）/5.88×1022（Nm）＝0.77
 上記倍率を用いて，基準断層モデルに反映する
各領域のすべり量を一律に調整する。

■大すべり域設定値

調整前

2

断層面積（S 2）

断層面積（S）の15％すべり量（D 2）

平均すべり量（D）の２倍
内閣府（2012）

16.37（m）

剛性率（μ）

土木学会（2016）

5.0×10 （N/m ）調整後

16,571（km ）1022

基本すべり域

8.19（m）

6.30（m）

大すべり域

16.37（m）

12.59（m）

超大すべり域32.75（m）

25.19（m）

2

1.36×10 （Nm）

ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ（Mw）

9.04

地震発生深さ

海溝軸～深さ60km

断層面積（S）

110,472（km 2 ）22（2）-2 各領域の地震ﾓｰﾒﾝﾄ（合計）の算定/μ 8.19（m）

諸元

内容

内容

2

22



※

すべり量分布2

4.52×10 （Nm）

２．微視的波源特性の設定

設定方法

超大すべり域■基本すべり域

設定方法

μ・S 2・D 2

すべり量（D ４）（2）-1 基本すべり域の設定

十勝沖・根室沖～岩手県沖北部

地震ﾓｰﾒﾝﾄ（M o2 ）5,524（km ）平均すべり量（D）の４倍
内閣府（2012）

10

設定したプレート境界面に微視的波源特性を反映。



断層面積（S）の5％（2）地震ﾓｰﾒﾝﾄの調整（すべり量の調整）

断層面積（S）

パラメータ2※：大すべり域と超大すべり域をあわせた領域の面積比率は20％。

各パラメータ一覧

平均すべり量（D）

断層モデルへの微視的波源特性の反映

設定値

断層面積（S ４）

地震ﾓｰﾒﾝﾄ（M o４）

スケーリング則の適用（円形破壊面を仮定した関係式）
パラメータ

設定方法

平均応力降下量（⊿σ）
3.05（MPa）（=7/16・Mo・（S/π） -3/2 ）
剛性率（μ）

5.0×10 10 （N/m 2 ）
22

すべり量
基本すべ
り域
断層面積
（面積比率）
大すべり
域

6.30（m）
2

87,732(km )（79.4%）

すべり量12.59（m）

断層面積（面積比率） ※22,740(km2 )（20.6%）

すべり量
超大すべ
り域
断層面積
（面積比率）

地震ﾓｰﾒﾝﾄMo

4.59×10 （Nm）

すべり角λ

太平洋プレートの運動
ライズタイムτ
方向に基づいて設定※：大すべり域と超大すべり域をあわせた領域の面積比率25.19（m）
6,302(km 2 )（5.7%）
60（ｓ）

１．３ 特性化モデルの設定
１．３．４ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル②，③，④）

１．３．４．５ 特性化モデル③の設定（設定フロー）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p191 再掲

特性化モデル①と共通のため，詳細は記載省略■背景的領域
パラメータ

各パラメータ一覧
パラメータ

設定方法

設定値

設定方法

断層モデルへの微視的波源特性の反映

設定値
2

断層面積（S 0.5 ）

断層面積（S）の50％

55,236（km ）

すべり量（D 0.5 ）平均すべり量（D）の0.5倍

4.09（m）

十勝沖・根室沖～岩手県沖北部

110,472（km ）

剛性率（μ）

土木学会（2016）

5.0×10 （N/m ）地震発生深さ

地震調査研究推進本部（2004,2012）

海溝軸～深さ60km

地震ﾓｰﾒﾝﾄ（M o0.5 ）μ・S 0.5 ・D 0.5

1.13×10 （Nm）

平均応力降下量（⊿σ）

内閣府（2012），
Murotani et al.(2013)

3（MPa）

剛性率（μ）

土木学会（2016）

地震ﾓｰﾒﾝﾄ（Mo）

16/(7π3/2

平均すべり量（D）

16/(7π

3/2

2

10

2

5.0×10 （N/m ））・⊿σ・S

3/2）・⊿σ・S

1/2

設定したプレート境界面に微視的波源特性を反映。



断層面積（S）

10

2

ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ（Mw）の算定

22（2）地震ﾓｰﾒﾝﾄの調整（すべり量の調整）
基本すべり域

22

4.52×10 （Nm）

（2）-1 基本すべり域の設定/μ 8.19（m）

２．微視的波源特性の設定

パラメータ（1）大すべり域・超大すべり域・背景的領域の設定
断層面積（S2,S4,S0.5）の算定 すべり量（D2,D4,D0.5）の算定
 地震ﾓｰﾒﾝﾄ（Mo2,Mo4,Mo0.5）の算定

33,142（km ）

すべり量（D 1）

平均すべり量（D）

8.19（m）

剛性率（μ）

土木学会（2016）

5.0×10 （N/m ）超大すべり域

102

1.36×10 （Nm）



2

16,571（km ）

すべり量（D 2）

平均すべり量（D）の２倍
内閣府（2012）

16.37（m）

剛性率（μ）

土木学会（2016）

5.0×10 （N/m ）地震ﾓｰﾒﾝﾄ（M o2 ）μ・S 2・D 2

1.36×10 （Nm）

10

■超大すべり域

断層面積（S）の5％（2）-3 地震ﾓｰﾒﾝﾄの調整（すべり量の調整）

2

22

設定値

Mo’= Mo2+Mo4+Mo0.5＋Mo1= 4.75 ×1022（Nm）

Mo/Mo’＝4.52×1022（Nm）/4.75×1022（Nm）＝0.95
 上記倍率を用いて，特性化モデルに反映する
各領域のすべり量を一律に調整する。


ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ（Mw）

9.05

地震発生深さ

海溝軸～深さ60km

断層面積（S）

110,472（km 2 ）25,524（km ）

すべり量（D ４）

平均すべり量（D）の４倍
内閣府（2012）

32.75（m）

剛性率（μ）

土木学会（2016）

5.0×10 （N/m ）地震ﾓｰﾒﾝﾄ（M o４）

μ・S ４・D ４

9.04×10 （Nm）

10

調整前

調整後

背景的領域

4.09（m）

3.90（m）

基本すべり域

8.19（m）

7.80（m）

2

21

大すべり域

16.37（m）

15.59（m）

超大すべり域32.75（m）

31.19（m）

平均応力降下量（⊿σ）
3.14（MPa）（=7/16・Mo・（S/π） -3/2 ）
剛性率（μ）

諸元

内容

設定値

断層面積（S）の15％

設定方法

すべり量分布22（2）-2 各領域の地震ﾓｰﾒﾝﾄ（合計）の算定
設定方法

断層面積（S 2）

断層面積（S ４）2

断層面積（S）の30％

μ・S １・D １

大すべり域

設定値

諸元

■大すべり域

パラメータ

設定方法

断層面積（S 1）

地震ﾓｰﾒﾝﾄ（M o1 ）

背景的領域

東通原子力
発電所

■基本すべり域

パラメータ

：与条件

３．特性化モデルの設定

１．巨視的波源特性の設定


204

5.0×10 10 （N/m2 ）22

地震ﾓｰﾒﾝﾄMo

4.73×10 （Nm）

すべり角λ

太平洋プレートの運動
方向に基づいて設定

ライズタイムτ

60（ｓ）

内容

すべり量
7.80（m）
基本すべ
り域
断層面積
61,593(km 2 )（面積比率） ※１ （55.8%）
すべり量
背景的領
域
断層面積
（面積比率）
大すべり
域

すべり量

3.90（m）
48,879(km 2 )（44.2%）
15.59（m）

断層面積
22,740(km 2 )（面積比率） ※２ （20.6%）

すべり量
超大すべ
り域
断層面積
（面積比率）※１：大すべり域と超大すべり域をあわせた領域の面積比率※２：超大すべり域をあわせた領域の面積比率31.19（m）
6,302(km 2 )（5.7%）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p192 再掲

１．３ 特性化モデルの設定
１．３．４ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル②，③，④）

205

１．３．４．６ 特性化モデル④の設定■特性化モデル④：3.11地震から得られた知見の反映•

杉野ほか（2013）では，3.11地震に伴う津波の沖合い観測波形に見られた短周期と長周期の異なる性質の波の発生要因を分岐断層の活動によるものと仮定して津波波源モデルを設定している。

•

3.11地震後の日本海溝付近における海底調査（JAMSTEC（2012））や，3.11地震の各種すべり分布モデル（内閣府（2012），Satake et al.（2013）他）から，上記要因は分岐断層によるものではないと考えられるが，分岐断層や日本海溝付近の海底地すべりは短周期の波を発生させる要因の１つと考えられる。

•

以上の知見を踏まえ，特性化モデル③を基本として，未知なる分岐断層や海底地すべり等が存在する可能性を考慮した特性化モデル④※を設定した。
※：特性化モデル④の周期特性の詳細については，補足説明資料「Ⅰ．「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価 13.特性化モデル④の周期特性」に記載。

【杉野ほか（2013）モデル】

すべり量分布（合計）

津波波源モデルの小断層の配置

１．３ 特性化モデルの設定 １．３．４ 青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル（特性化モデル②，③，④）

１．３．４．６ 特性化モデル④の設定（設定フロー）
１．巨視的波源特性の設定
■背景的領域

特性化モデル①と共通のため，詳細は記載省略
各パラメータ一覧
パラメータ

設定方法

設定値
2

パラメータ

設定方法

設定値
2

断層面積（S 0.5 ）

断層面積（S）の50％

55,236（km ）

すべり量（D 0.5 ）平均すべり量（D）の0.5倍

4.09（m）

断層面積（S）

十勝沖・根室沖～岩手県沖北部

110,472（km ）

剛性率（μ）

土木学会（2016）

5.0×10 （N/m ）地震発生深さ

地震調査研究推進本部（2004,2012）

海溝軸～深さ60km

地震ﾓｰﾒﾝﾄ（M o0.5 ）μ・S 0.5 ・D 0.5

1.13×10 （Nm）

平均応力降下量（⊿σ）

内閣府（2012），
Murotani et al.(2013)

3（MPa）■中間大すべり域

剛性率（μ）

土木学会（2016）

5.0×10 （N/m ）地震ﾓｰﾒﾝﾄ（Mo）

16/(7π3/2

16/(7π3/2

平均すべり量（D）

10）・⊿σ・S

3/2）・⊿σ・S

1/2

10

2

22

パラメータ

設定方法

設定値

4.52×10 （Nm）

断層面積（S 3）

断層面積（S）の5％

5,524（km ）

すべり量（D 3）

平均すべり量（D）の３倍

24.56（m）

剛性率（μ）

土木学会（2016）

5.0×10 （N/m ）地震ﾓｰﾒﾝﾄ（M o3 ）μ・S ３・D ３

6.78×10 （Nm）

/μ 8.19（m）

２．微視的波源特性の設定（1）大すべり域・超大すべり域・背景的領域・
中間大すべり域の設定

4.09（m）

3.72（m）

基本すべり域

8.19（m）

7.44（m）

大すべり域

16.37（m）

14.88（m）

中間大すべり域

24.56（m）

22.33（m）

超大すべり域32.75（m）

29.77（m）

設定したプレート境界面に微視的波源特性を反映。



10

2

ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ（Mw）の算定

21

中間大すべり域
背景的領域

東通原子力
発電所

（2）-1 基本すべり域の設定

超大すべり域■基本すべり域■大すべり域
設定方法

パラメータ

設定値

断層面積（S 1）2

断層面積（S 2）

断層面積（S）の10％

11,047（km ）

すべり量（D 2）

平均すべり量（D）の２倍
内閣府（2012）

16.37（m）

剛性率（μ）

土木学会（2016）

5.0×10 （N/m ）地震ﾓｰﾒﾝﾄ（M o2 ）μ・S 2・D 2

9.04×10 （Nm）

すべり量（D 1）10

剛性率（μ）

2

地震ﾓｰﾒﾝﾄ（M o1 ）

21

設定方法
断層面積（S）の30％
平均すべり量（D）
土木学会（2016）
μ・S １・D １

大すべり域

設定値

基本すべり域2

33,142（km ）

すべり量分布8.19（m）
10

設定方法
断層面積（S）の5％

設定値



2

5,524（km ）

すべり量（D ４）

平均すべり量（D）の４倍
内閣府（2012）

32.75（m）

剛性率（μ）

土木学会（2016）

5.0×10 （N/m ）地震ﾓｰﾒﾝﾄ（M o４）

μ・S ４・D ４

9.04×10 （Nm）

10

21

諸元

2

22

Mo’= Mo2+Mo4+Mo0.5+Mo3+Mo1= 4.97 ×1022（Nm）

9.04

地震発生深さ

海溝軸～深さ60km

断層面積（S）

110,472（km 2 ）2

剛性率（μ）

5.0×10 （N/m ）地震ﾓｰﾒﾝﾄMo

4.65×10 22 （Nm）

すべり角λ

太平洋プレートの運動
方向に基づいて設定

ライズタイムτ

60（ｓ）

2

Mo/Mo’＝4.52×1022（Nm）/4.97×1022（Nm）＝0.91
 上記倍率を用いて，特性化モデルに反映する各領域のすべり量を一律に調整する。

背景的領域

平均応力降下量（⊿σ）
3.08（MPa）（=7/16・Mo・（S/π） -3/2 ）
10

内容

すべり量
7.44（m）
基本すべ
り域
断層面積
58,213(km 2 )（面積比率） ※１ （52.7%）

ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ（Mw）

1.36×10 （Nm）

（2）-3 地震ﾓｰﾒﾝﾄの調整（すべり量の調整）


諸元

内容

5.0×10 （N/m ）（2）-2 各領域の地震ﾓｰﾒﾝﾄ（合計）の算定■超大すべり域
断層面積（S ４）

背景的領域

：与条件

（2）地震ﾓｰﾒﾝﾄの調整（すべり量の調整）

断層面積（S2,S4,S0.5,S3）の算定 すべり量（D2,D4,D0.5,D3）の算定
 地震ﾓｰﾒﾝﾄ（Mo2,Mo4,Mo0.5,Mo3）の算定

パラメータ

調整後

断層モデルへの微視的波源特性の反映

2



パラメータ

調整前

３．特性化モデルの設定

2

22

206

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p193 再掲

大すべり
域

すべり量

3.72（m）

断層面積（面積比率）

52,259(km 2 )（47.3%）

すべり量

14.88（m）

断層面積
23,191(km 2 )（面積比率） ※２ （21.0%）

すべり量
22.33（m）
中間大す
べり域
断層面積
11,714(km 2 )（面積比率） ※３ （10.6%）
超大すべ

すべり量

29.77（m）

り域
断層面積
5,696(km )※１：大すべり域，中間大すべり域及び（面積比率）（5.2%）
超大すべり域をあわせた領域の面積比率※２：中間大すべり域・超大すべり域をあわせた領域の面積比率※３：超大すべり域をあわせた領域の面積比率2

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p194 再掲

１．３ 特性化モデルの設定

207

１．３．５ まとめ•設定した４つの特性化モデルを以下に示す。
諸元

すべり量分布

モーメントマグニチュード（Mw）

特性化モデル①

東通原子力
発電所

特性化モデル②

東通原子力
発電所

特性化モデル③

東通原子力
発電所

特性化モデル④

東通原子力
発電所

9.08

9.04

9.05

9.04

断層面積（S）

110,472（km2）

110,472（km2）

110,472（km2）

110,472（km2）

平均応力降下量（⊿σ）

3.45（MPa）

3.07（MPa）

3.14(MPa)3.08(MPa)

5.19×1022（Nm）

4.62×1022（Nm）

4.73×1022（Nm）

4.65×1022（Nm）

2.79（m）（58,609（km2），53.1%）

5.12（m）（87,732（km2），79.4%）

3.90（m）（48,879(km2)，44.2%）

3.72（m）（52,259(km2)，47.3%）

7.80（m）（61,593(km2)，55.8%※１）

7.44（m）（58,213(km2)，52.7%※３）

15.59（m）（22,740(km2)，20.6%※２）

14.88（m）（23,191(km2)，21.0%※４）

地震モーメント（Mo）
背景領域（背景的領域）（面積及び面積比率）
基本すべり域（面積及び面積比率）
す
べ
り
量

大すべり域
（面積及び面積比率）11.84（m）（32,593（km2），29.5%）

16.37（m）（22,740（km2），20.6%※１）

中間大すべり域（面積及び面積比率）
超大すべり域（面積及び面積比率）
平均すべり量22.33（m）（11,714(km2)，10.6%※２）
25.38（m）（19,271（km2），17.4%）

32.75（m）（6,302（km2），5.7%）

31.19（m）（6,302(km2)，5.7%）

29.77（m）（5,696(km2)，5.2%）

9.40（m）

8.37（m）

8.57（m）

8.42（m）※１：大すべり域・超大すべり域をあわせた領域の面積比率，※２：超大すべり域をあわせた領域の面積比率※３：大すべり域・中間大すべり域・超大すべり域をあわせた領域の面積比率，※４：中間大すべり域・超大すべり域をあわせた領域の面積比率

208

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）
１．４．１ 検討方針
１．４．２ 概略・詳細パラメータスタディ方法の検討
１．４．３ 概略パラメータスタディ
１．４．４ 基準断層モデルの設定
１．４．５ 防波堤の影響検討

209

余白

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p196 修正

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．１ 検討方針
•
•

210
S213

波源特性の不確かさが津波高さに与える影響に関する知見を踏まえ，下記に示す手順にて概略・詳細パラメータスタディを実施する。
水位下降側の評価は，水位上昇側の評価と比較して防波堤の有無の影響が大きいことを踏まえ，基準断層モデルの設定及び詳細パラメータスタディの決定ケースの評価にあたっては，防波堤無しの条件での解析結果も考慮する※１。
※１：水位下降側の評価方針の詳細は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ５．水位下降側の評価方法」に記載。

赤字：変更箇所

基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

大すべり域位置の不確かさの考慮

動的破壊特性に関する不確かさの考慮

各特性化モデルの大すべり域位置を南北約10㎞単位で移動させた概略パラ
メータスタディを実施。
 水位下降側の評価については，最大水位下降量及び補機冷却海水系取水口
敷高※２を下回る継続時間を整理。


動的破壊特性（破壊開始点，破壊伝播速度，ライズタイム）に関する知見を整理したうえで，詳細パラメータスタディを実施し，最大水位上昇量，最大水位下降
量及び補機冷却海水系取水口敷高を下回る継続時間を評価。
 水位下降側の評価については，防波堤無しの条件での解析結果も考慮。
 各不確かさが津波水位に与える影響について分析・整理し，パラメータスタディの方法の妥当性を確認する。


基準断層モデル（水位上昇側・下降側）の設定
発電所の津波高さ及び補機冷却海水系取水口敷高を下回る継続時間に与える影響が大きい特性化モデルを基準断層モデルに設定。
 基準断層モデル（水位下降側）の設定については，防波堤無しの条件での解析結果も考慮。


基準断層モデルの妥当性確認（大すべり域位置の妥当性確認）

基準断層モデルの大すべり域位置を，南北約20kmの範囲において10km単位で移動させたケースを対象に，防波堤の有無両条件で津波解析を実施し，防波堤が無い場合でも選定位置として妥当であるかを確認。

東通原子力
発電所

特性化モデル①※２※２：補機冷却海水系取水設備の詳細は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等
４．津波水位の評価位置」に記載。

東通原子力
発電所

東通原子力
発電所

特性化モデル②：大すべり域等

本節でのご説明内容

特性化モデル③※３

東通原子力
発電所

特性化モデル④※３※２：千島海溝沿いの超大すべり域位置が発電所の津波高さに与える影響については，補足説明資料「Ⅰ．「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価 ９．十勝沖・根室沖の超大すべり域が発電所の津波高さに及ぼす影響」に記載。
※３：大すべり域等に合わせて，基本すべり域も移動させる。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p197 再掲

211

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．２ 概略・詳細パラメータスタディ方法の検討（１／２）•

土木学会（2016）では，波源特性の不確かさに関する検討として，千島海溝沿いに波源を想定し，概略パラメータスタディ（大すべり域位置）及び詳
細パラメータスタディ（破壊開始点，破壊伝播速度，ライズタイム）を実施し，各因子が津波水位に与える影響について分析を行っている。

•

大すべり域の位置を左下図のように東西に移動させた５ケースについて解析（概略パラメータスタディ）を実施したところ，大樹町において，敷地前
面に大すべり域が位置するケースで水位が最大となり，各ケースで最大水位上昇量に約３～13mのばらつきが見られた。

概略パラメータスタディ（大すべり域の位置）による北海道太平洋沿岸での最大津波高さ（土木学会（2016）に一部加筆 ）大樹町

千島海溝沿いの概略パラメータスタディの断層モデル（土木学会（2016）に一部加筆 ）第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p198 再掲

212

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．２ 概略・詳細パラメータスタディ方法の検討（２／２）•

概略パラメータスタディの結果，大樹町で津波水位が最も大きくなる大すべり域を西端に配置したモデルを対象に，破壊開始点を大すべり域の周辺５ヶ所と超大すべり域の中心１ヶ所に設定し，更に破壊伝播速度を1.0，2.0，2.5，3.0km/sとした詳細パラメータスタディを実施している。

•

同時破壊ケースに対し，詳細パラメータスタディを行った場合の最高津波高さを比較すると，大樹町において約４mの上昇が見られた。

•

土木学会（2016）ではパラメータスタディの手順として，「より支配的と考えられる因子に関するパラメータスタディを行った後，その中で敷地にもっとも影響を与えた断層モデルを用いて，その他の従属的な因子に関するパラメータスタディを行うことを基本とする。」としている。

詳細パラメータスタディに用いる破壊開始点（土木学会（2016）に一部加筆 ）同時破壊ケースと詳細パラメータスタディ最大ケースの最高津波高さの比較（土木学会（2016）に一部加筆 ）以上を踏まえ，各特性化モデルを対象に，概略パラメータスタディ（大すべり域位置）を実施し，発電所に及ぼす影響が最も大きいモデルを基準
断層モデルを設定する。次に，詳細パラメータスタディ（破壊開始点，破壊伝播速度，ライズタイム）を実施する。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p199 再掲

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．３ 概略パラメータスタディ：水位上昇側•

大すべり域等の位置を南北約10km単位で移動させて，発電所の津波高さに与える影響が大きい特性化モデルを以下のとおり選定した。
■特性化モデル②■特性化モデル①
：移動範囲

：移動範囲

：基準位置

：基準位置

：決定ケース：決定ケース

東通原子力
発電所

東通原子力
発電所

：選定ケース

：選定ケース位置

敷地前面
最大水位上昇量（ｍ）

位置

敷地前面
最大水位上昇量（ｍ）

位置

敷地前面
最大水位上昇量（ｍ）

北へ約30km8.13

北へ約50km6.66

南へ約60km9.41

北へ約20km8.56

北へ約40km

7.71

南へ約70km8.88

北へ約10km8.32

北へ約30km8.61

南へ約80km

9.76

基準位置

7.98

北へ約20km8.95

南へ約90km10.32

南へ約10km7.35

北へ約10km9.25

南へ約100km

10.68

南へ約20km

7.92

基準位置

10.06

南へ約110km

9.98

南へ約30km8.20

南へ約10km10.01

南へ約120km

9.97

南へ約40km10.10

南へ約20km10.20

南へ約130km

9.78

南へ約50km10.45

南へ約30km10.03

南へ約140km

9.53

南へ約60km

9.61

南へ約40km9.80

南へ約150km

9.54

南へ約70km7.74

南へ約50km9.13

213

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p200 再掲

214

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．３ 概略パラメータスタディ：水位上昇側•

大すべり域等の位置を南北約10km単位で移動させて，発電所の津波高さに与える影響が大きい特性化モデルを以下のとおり選定した。
■特性化モデル④■特性化モデル③
：移動範囲

：移動範囲

：基準位置

：基準位置

：決定ケース：決定ケース

東通原子力
発電所

東通原子力
発電所

：選定ケース

：選定ケース位置

敷地前面
最大水位上昇量（ｍ）

位置

敷地前面
最大水位上昇量（ｍ）

位置

敷地前面
最大水位上昇量（ｍ）

位置

敷地前面
最大水位上昇量（ｍ）

北へ約50km6.05

南へ約60km8.47

北へ約50km

7.87

南へ約60km10.00

北へ約40km

7.27

南へ約70km8.14

北へ約40km

7.55

南へ約70km9.39

北へ約30km7.78

南へ約80km9.02

北へ約30km7.90

南へ約80km9.25

北へ約20km8.09

南へ約90km9.42

北へ約20km9.70

南へ約90km9.37

北へ約10km8.21

南へ約100km

9.80

北へ約10km10.28

南へ約100km

8.76

基準位置

8.80

南へ約110km

9.55

基準位置

9.72

南へ約110km

8.52

南へ約10km8.73

南へ約120km

9.40

南へ約10km9.80

南へ約120km

7.38

南へ約20km8.94

南へ約130km

9.66

南へ約20km10.26

南へ約130km

6.33

南へ約30km8.95

南へ約140km

8.58

南へ約30km10.15

南へ約140km

5.89

南へ約40km8.66

南へ約150km

8.64

南へ約40km10.45

南へ約150km

6.04

南へ約50km8.10

南へ約50km10.42

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p201 修正

215

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．３ 概略パラメータスタディ：水位下降側

S213■特性化モデル①•

大すべり域等の位置を南北約10km単位で移動させて，発電所の津波高さ及び補機冷却海水系取水口敷高を下回る継続時間に与える影響が大きい
特性化モデルを以下のとおり選定した。
：選定ケース

取水口敷高を下回る
継続時間（分）

北へ約30km

-4.34

1.3

北へ約20km

-4.51

1.6

北へ約10km

-4.50

1.6

基準位置

-4.45

1.9

南へ約10km

-4.40

2.0

南へ約20km

-4.44

2.1

南へ約30km

-4.42

2.1

南へ約40km

-4.50

2.2

南へ約50km

-4.54

2.3

南へ約60km

-4.59

2.4

南へ約70km

-4.58

2.4

：決定ケース

東通原子力発電所：最大水位下降量

最大水位下降量（m）

最大水位
下降量（ｍ）

位置

最大水位下降量(m)：基準位置：取水口敷高を下回る継続時間

補機冷却海水系取水口前面
-4

5

-5

4

-6

3

-7

2

-8

1

大すべり域の位置

取水口敷高を下回る継続時間(分)：移動範囲

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p201 修正

216

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．３ 概略パラメータスタディ：水位下降側

S213■特性化モデル②
大すべり域等の位置を南北約10km単位で移動させて，発電所の津波高さ及び補機冷却海水系取水口敷高を下回る継続時間に与える影響が大きい
特性化モデルを以下のとおり選定した。

位置

最大水位
下降量（ｍ）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）位置

最大水位
下降量（ｍ）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）北へ約50km

-4.72

2.9

南へ約130km

-4.79

3.1

北へ約40km

-4.76

3.0

南へ約140km

-4.72

2.8

北へ約30km

-4.54

2.3

南へ約150km

-4.69

2.7

北へ約20km

-4.68

2.8

北へ約10km

-4.69

2.8

基準位置

-4.73

3.2

南へ約10km

-4.78

3.3

南へ約20km

-4.83

3.4

南へ約30km

-4.85

3.5

南へ約40km

-4.86

3.4

南へ約50km

-4.85

3.4

南へ約60km

-4.89

3.7

南へ約70km

-4.88

3.9

南へ約80km

-4.85

3.5

南へ約90km

-4.87

3.6

南へ約100km

-4.87

3.5

南へ約110km

-4.87

3.5

南へ約120km

-4.85

3.3

：取水口敷高を下回る継続時間

大すべり域の位置

南へ約150km

南へ約140km

南へ約130km

南へ約110km
南へ約120km

南へ約90km1

南へ約80km-8

南へ約60km
南へ約70km2

南へ約50km-7

南へ約40km3

南へ約30km-6

南へ約20km4

基準位置
南へ約10km-5

北へ約10km5

北へ約20km-4

取水口敷高を下回る継続時間(分)：最大水位下降量

北へ約30km

東通原子力発電所

北へ約50km
北へ約40km：決定ケース

：選定ケース

補機冷却海水系取水口前面

最大水位下降量（m）：基準位置

補機冷却海水系取水口前面

南へ約100km：移動範囲

最大水位下降量(m)•第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p202 修正

217

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．３ 概略パラメータスタディ：水位下降側

S213■特性化モデル③
大すべり域等の位置を南北約10km単位で移動させて，発電所の津波高さ及び補機冷却海水系取水口敷高を下回る継続時間に与える影響が大きい
特性化モデルを以下のとおり選定した。

位置

最大水位
下降量（ｍ）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）位置

最大水位
下降量（ｍ）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）北へ約50km

-4.22

1.6

南へ約130km

-4.99

3.6

北へ約40km

-4.34

2.1

南へ約140km

-4.92

3.4

北へ約30km

-4.46

2.2

南へ約150km

-4.88

3.2

北へ約20km

-4.62

2.8

北へ約10km

-4.64

2.7

基準位置

-4.74

3.1

南へ約10km

-4.76

3.2

南へ約20km

-4.87

3.5

南へ約30km

-4.90

3.7

南へ約40km

-5.02

4.0

南へ約50km

-4.99

4.1

南へ約60km

-5.07

4.6

南へ約70km

-5.08

4.6

南へ約80km

-5.05

4.3

南へ約90km

-5.09

4.4

南へ約100km

-5.10

4.2

南へ約110km

-5.06

4.2

南へ約120km

-5.03

3.9

：取水口敷高を下回る継続時間

大すべり域の位置

南へ約140km
南へ約150km

南へ約130km

南へ約120km

南へ約110km

南へ約90km
南へ約100km

1

南へ約80km-8

南へ約70km2

南へ約60km-7

南へ約40km
南へ約50km3

南へ約30km-6

南へ約20km

4

基準位置

-5

南へ約10km5

北へ約20km
北へ約10km-4

取水口敷高を下回る継続時間(分)：最大水位下降量

北へ約30km

東通原子力発電所

北へ約40km：決定ケース

北へ約50km：基準位置：選定ケース

補機冷却海水系取水口前面

補機冷却海水系取水口前面：移動範囲

最大水位下降量(m)
最大水位下降量（m）•

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p202 修正

218

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．３ 概略パラメータスタディ：水位下降側

S213■特性化モデル④
大すべり域等の位置を南北約10km単位で移動させて，発電所の津波高さ及び補機冷却海水系取水口敷高を下回る継続時間に与える影響が大きい
特性化モデルを以下のとおり選定した。
補機冷却海水系取水口前面
位置

最大水位
下降量（ｍ）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）位置

最大水位
下降量（ｍ）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）北へ約50km

-4.38

2.2

南へ約130km

-4.92

3.7

北へ約40km

-4.60

4.3

南へ約140km

-4.81

3.4

北へ約30km

-4.73

4.6

南へ約150km

-4.76

3.0

北へ約20km

-4.99

4.8

北へ約10km

-5.02

4.5

基準位置

-5.02

4.3

南へ約10km

-4.96

4.2

南へ約20km

-4.98

4.1

南へ約30km

-5.06

4.2

南へ約40km

-5.09

4.3

南へ約50km

-5.08

4.3

南へ約60km

-5.04

4.1

南へ約70km

-5.07

4.2

南へ約80km

-5.04

4.1

南へ約90km

-5.04

4.2

南へ約100km

-5.03

4.1

南へ約110km

-5.02

4.0

南へ約120km

-4.98

3.9

：取水口敷高を下回る継続時間

大すべり域の位置

南へ約150km

南へ約140km

南へ約120km
南へ約130km

南へ約110km

1

南へ約90km-8

南へ約80km2

南へ約60km
南へ約70km-7

南へ約50km3

南へ約40km-6

南へ約30km

4

基準位置

-5

南へ約10km
南へ約20km5

北へ約10km-4

取水口敷高を下回る継続時間(分)：最大水位下降量

北へ約20km

東通原子力発電所

北へ約40km
北へ約30km：決定ケース

北へ約50km：基準位置：選定ケース

補機冷却海水系取水口前面

南へ約100km：移動範囲

最大水位下降量(m)
最大水位下降量（m）•

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p203 一部修正

219

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．３ 概略パラメータスタディ：まとめ■水位上昇側••各特性化モデルを対象に大すべり域等の位置を南北約10km単位で移動させた結果を以下に示す。
発電所の津波高さに最も影響が大きい特性化モデル②を基準断層モデル①として選定した※。
※：基準断層モデルに選定した特性化モデル以外の特性化モデルの詳細パラメータスタディ結果については，補足説明資料「Ⅰ．「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価 10．基準断層モデル選定と詳細パラメータスタディ」に記載。

最大水位上昇量（m）
特性化モデル
広域の津波特性を考慮したモデル

青森県東方沖及び岩手県沖北部の大すべり域の破壊特性を考慮したモデル

敷地前面

取水口前面

補機冷却海水系取水口前面

放水路護岸
前面

特性化モデル①

南へ約50㎞移動

10.45

8.17

8.89

7.70

特性化モデル②

南へ約100㎞移動

10.68

8.86

9.06

8.69

特性化モデル③

南へ約100㎞移動

9.80

8.19

8.40

7.96

特性化モデル④

南へ約40㎞移動

10.45

8.67

8.81

8.18

備考

基準断層モデル①

各特性化モデルの大すべり域の位置ならびに津波の遡上分布（最大水位上昇量分布）の比較を行い，特性化モデル②を基準断層モデル①として設定することの妥当性を確認する。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p203 修正

220

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．３ 概略パラメータスタディ：まとめ

S213■水位下降側••各特性化モデルを対象に大すべり域等の位置を南北約10km単位で移動させた結果を以下に示す。
発電所の津波高さに最も影響が大きく，補機冷却海水系取水口敷高を下回る継続時間についても影響が大きい特性化モデル③（南へ約100km移動），特性化モデル④ （南へ約40km移動）を，それぞれ基準断層モデル②・③として選定した※１。
※１：基準断層モデルに選定した特性化モデル以外の特性化モデルの詳細パラメータスタディ結果については，補足説明資料「Ⅰ．「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価 10．基準断層モデル選定と詳細パラメータスタディ」に記載。

補機冷却海水系取水口前面
特性化モデル
広域の津波特性を考慮したモデル

特性化モデル①

最大水位下降量（m）

取水口敷高※２を下回る継続時間（分）南へ約60ｋｍ移動

-4.59

2.4

南へ約60ｋｍ移動

-4.89

3.7

南へ約70ｋｍ移動

-4.88

3.9

南へ約70ｋｍ移動

-5.08

4.6

南へ約100㎞移動

-5.10

4.2

北へ約20km移動

-4.99

4.8

南へ約40㎞移動

-5.09

4.3

備考

特性化モデル②
青森県東方沖及び岩手県沖北部の大す
べり域の破壊特性を考慮したモデル

特性化モデル③
基準断層モデル②

特性化モデル④
基準断層モデル③※２：補機冷却海水系取水設備の詳細は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ４．津波水位の評価位置」に記載。

各特性化モデルの最大水位下降量分布を比較するとともに，補機冷却海水系取水口敷高を下回る継続時間に及ぼす影響が大きい特性化モ
デル③・④を対象に，防波堤の有無の影響を確認し，特性化モデル③・④を基準断層モデル②・③として設定することの妥当性を確認する。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p204 再掲

221

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．４ 基準断層モデルの設定：水位上昇側■大すべり域の位置の比較

各特性化モデル最大水位上昇ケースの大すべり域位置と津波伝播特性の検討結果の比較を以下に示す。
• 発電所の津波高さに与える影響が大きい大すべり域は，各特性化モデルでほぼ同様の位置（発電所南側）であり，津波伝播特性の検討結果と調和的であり，発電所に与える影響が大きい大すべり域を設定していることを確認した。
•：特性化モデル①（南へ約50㎞移動）：特性化モデル②（南へ約100km移動）：特性化モデル③（南へ約100㎞移動）：特性化モデル④（南へ約40㎞移動）：大すべり域の移動範囲
東通原子力
発電所

特性化モデル①（南へ約50㎞移動）

東通原子力
発電所

特性化モデル②（南へ約100㎞移動）
東通原子力
発電所

東通原子力
発電所

特性化モデル③（南へ約100㎞移動）

東通原子力
発電所

特性化モデル④（南へ約40㎞移動）

大すべり域の重ね合わせ図※※：背景は津波伝播特性の検討結果。検討結果の詳細は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ７．津波伝播特性の検討」に記載。

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p205 再掲

１．４．４ 基準断層モデルの設定：水位上昇側

222■最大水位上昇量分布及び敷地前面における最大水位上昇量の比較
•
•

•

•

各特性化モデル最大水位上昇ケースの最大水位上昇量分布及び敷地前面における最大水位上昇量の比較を以下に示す。
特性化モデル①について，特性化モデル②，③，④と比較して全体的に水位が低いことを確認した。これは，特性化モデル①の超大すべり域のすべり量は，
M９クラスの巨大地震に伴う津波の再現解析により妥当性が確認されている杉野ほか（2014）を踏まえて設定しており，内閣府（2012）の知見を参考に設定
した特性化モデル②，③，④のすべり量よりも小さいことが影響しているものと考えられる。
特性化モデル②，③，④のうち大すべり域・超大すべり域のすべり量が大きい特性化モデル②が全体的に水位が高く，発電所に及ぼす影響が大きいことを確認した。これは，発電所の津波高さは津波波源そのものの影響が支配的であり，発電所港湾施設や発電所周辺の微地形の影響は小さい※ためと考えられる。
※：発電所港湾施設や発電所周辺の微地形が発電所の津波高さに与える影響に係る検討の詳細 については，補足説明資料「Ⅰ．「十勝沖・以上から，特性化モデル②を基準断層モデル①として設定することの妥当性を確認した。
根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価 14.発
電所周辺地形及び各特性化モデルの周期特性」に記載。

【最大水位上昇量分布】

特性化モデル①【敷地前面における最大水位上昇量の比較】
13.0

A

特性化モデル④

特性化モデル③

特性化モデル②
A

B

C

D：特性化モデル①：特性化モデル②：特性化モデル③：特性化モデル④

DC

最大水位上昇量 (m)

12.0

B

特性化モデル② 最大水位上昇量：10.68m

11.0
10.0
9.0
8.0
7.0
6.0
0

最大水位上昇量の比較範囲

200

400

600

800

距離 (m)

敷地前面における最大水位上昇量の比較

1000

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p206 一部修正

223

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．４ 基準断層モデルの設定：水位下降側

S213■最大水位下降量分布の比較•

最大水位下降量に及ぼす影響が大きい各特性化モデルの最大水位下降量分布を以下に示す。

•

水位下降側について，特性化モデル③及び特性化モデル④は，港湾内全体の津波高さに及ぼす影響が大きいことを確認した。

【最大水位下降量分布】

特性化モデル①（南へ約60㎞移動）特性化モデル②（南へ約60㎞移動）特性化モデル③（南へ約100㎞移動）特性化モデル④（南へ約40㎞移動）

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

224

１．４．４ 基準断層モデルの設定：水位下降側

S213■防波堤の有無が補機冷却海水系取水口敷高を下回る継続時間に与える影響• 補機冷却海水系取水口敷高を下回る継続時間に与える影響が大きい特性化モデル③・④を対象に，防波堤の有無が取水口敷高を下回る継続時間に及ぼす影響を確認した結果を以下に示す。
• 防波堤無しの条件では，特性化モデル③・④ともに，最大水位下降量が最も大きいケースが，取水口敷高を下回る継続時間に及ぼす影響が大きいことを確認した。
• 以上から，発電所の津波高さ（最大水位下降量）に及ぼす影響が最も大きい特性化モデル③（南へ約100㎞移動），特性化モデル④（南へ約40㎞移動）をそれぞれ基準断層モデル②，基準断層モデル③として設定することの妥当性を確認した。
【特性化モデル③】
防波堤有
大すべり域位置

防波堤無
備考

最大水位下降量（m）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）最大水位下降量（m）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）

南へ約70km移動

-5.08

4.6

-6.45

6.7

南へ約80km移動

-5.05

4.3

-6.43

6.7

南へ約90km移動

-5.09

4.4

-6.57

6.9

南へ約100km移動

-5.10

4.2

-6.70

7.0

基準断層モデル②

備考【特性化モデル④】
防波堤有
大すべり域位置

防波堤無最大水位下降量（m）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）最大水位下降量（m）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）

北へ約20km移動

-4.99

4.8

-6.07

5.2

北へ約10km移動

-5.02

4.5

-6.10

5.5

基準位置

-5.02

4.3

-6.24

5.6

南へ約10km移動

-4.96

4.2

-6.25

5.5

南へ約20km移動

-4.98

4.1

-6.45

5.6

南へ約30km移動

-5.06

4.2

-6.51

5.8

南へ約40km移動

-5.09

4.3

-6.57

6.2

基準断層モデル③

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p207 一部修正

225

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．４ 基準断層モデルの設定：まとめ•

S213

基準断層モデルを以下のとおり設定する。
■基準断層モデル①（水位上昇側）
最大水位上昇量（m）
特性化モデル

大すべり域位置特性化モデル②

南へ約100km移動

敷地前面

取水口前面

補機冷却海水系取水口前面

放水路護岸
前面

10.68

8.86

9.06

8.69

■基準断層モデル②（水位下降側）
補機冷却海水系取水口前面
特性化モデル

大すべり域位置特性化モデル③

南へ約100km移動

最大水位下降量（m）

取水口敷高※を下回る継続時間（分）

-5.10

4.2
約35

非常用海水ポンプの運転可能継続時間■基準断層モデル③（水位下降側）
補機冷却海水系取水口前面
特性化モデル

大すべり域位置特性化モデル④

南へ約40km移動

最大水位下降量（m）

取水口敷高※を下回る継続時間（分）

-5.09

4.3

非常用海水ポンプの運転可能継続時間※：補機冷却海水系取水設備の詳細は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ４．津波水位の評価位置」に記載。

約35

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p208 再掲

226

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．４ 基準断層モデルの設定：基準断層モデル①（水位上昇側）■基準断層モデル①（水位上昇側）
最大水位上昇量（m）
特性化モデル

大すべり域位置特性化モデル②

南へ約100km移動

敷地前面

取水口前面

補機冷却海水系
取水口前面

放水路護岸
前面

10.68

8.86

9.06

8.69

ｍ

取水口前面

東通原子力
発電所

補機冷却海水系取水口前面

すべり量分布
最大水位上昇量分布

取水口前面，補機冷却海水系取水口前面，放水路
護岸前面における水位時刻歴波形※※：水位時刻歴波形は，各取放水設備前面の中央位置に該当するメッシュで抽出（抽出位置は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ４．津波水位の評価位置」に記載）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p209 再掲

227

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．４ 基準断層モデルの設定：基準断層モデル②（水位下降側）

S213■基準断層モデル②（水位下降側）
特性化モデル

大すべり域位置特性化モデル③

南へ約100km移動

補機冷却海水系取水口前面
最大水位下降量（m）

取水口敷高を下回る継続時間（分）

-5.10

4.2

ｍ

補機冷却海水系取水口敷高（T.P.-4.0m）

東通原子力
発電所

補機冷却海水系取水口前面における水位時刻歴波形※１，２

すべり量分布

最大水位下降量分布※１：水位時刻歴波形は，各取放水設備前面の中央位置に該当するメッシュで抽出（抽出位置は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ４．津波水位の評価位置」に記載）※２：補機冷却海水系取水設備の詳細は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ４．津波水位の評価位置」に記載。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p210 再掲

228

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．４ 基準断層モデルの設定：基準断層モデル③（水位下降側）

S213■基準断層モデル③（水位下降側）
特性化モデル

大すべり域位置特性化モデル④

南へ約40km移動

補機冷却海水系取水口前面
最大水位下降量（m）

取水口敷高を下回る継続時間（分）

-5.09

4.3

ｍ

補機冷却海水系取水口敷高（T.P.-4.0m）

東通原子力
発電所

補機冷却海水系取水口前面における水位時刻歴波形※１，２

すべり量分布

最大水位下降量分布※１：水位時刻歴波形は，各取放水設備前面の中央位置に該当するメッシュで抽出（抽出位置は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ４．津波水位の評価位置」に記載）※２：補機冷却海水系取水設備の詳細は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ４．津波水位の評価位置」に記載。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p211 再掲

229

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．５ 防波堤の影響検討

S213

概略パラメータスタディで抽出した大すべり域位置が，防波堤が無い場合でも選定位置として妥当であるかを確認するため，各基準断層モデルの
大すべり域位置の前後20kmの範囲を対象に防波堤無し地形を用いてパラメータスタディを実施した。
• 各基準断層モデルのすべり量分布及び数値解析に用いた地形を以下に示す。
•■基準断層モデル：大すべり域等

基準断層モデル①（水位上昇側）

基準断層モデル②（水位下降側）

■解析地形

防波堤有り

防波堤無し

基準断層モデル③（水位下降側）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p212 再掲

230

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．５ 防波堤の影響検討：まとめ（１／３）
各基準断層モデルの解析結果を以下に示す。
• 防波堤無しの地形を用いたパラメータスタディの結果，防波堤の有無が大すべり域の位置の選定に与える影響（傾向）に有意な差は認めれないことを確認した。
• 以上より，基準断層モデル（大すべり域位置）の妥当性を確認した。
•■基準断層モデル①（水位上昇側）

下線：最大ケース
最大水位上昇量（m）

特性化モデル②

大すべり域位置

敷地前面

取水口前面

補機冷却海水系
取水口前面

放水路護岸前面

防波堤有

防波堤無

防波堤有

防波堤無

防波堤有

防波堤無

防波堤有

防波堤無

南へ約80km移動

9.76

9.86

8.39

8.46

8.72

8.86

8.08

8.21

南へ約90km移動

10.32

10.37

8.64

8.73

8.90

9.08

8.50

8.39

南へ約100km移動（基準断層モデル①）

10.68

10.79

8.86

8.95

9.06

9.22

8.69

8.66

南へ約110km移動

9.98

10.16

8.73

8.35

8.99

8.70

8.23

7.97

南へ約120km移動

9.97

10.05

8.28

8.07

8.60

8.50

8.04

7.91

12.0

最大水位上昇量(m)特性化モデル

：防波堤有
：防波堤無

11.0
10.0
9.0
8.0

大すべり域の位置

敷地前面位置の比較（特性化モデル②）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p213 修正

231

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．５ 防波堤の影響検討：まとめ（２／３）

S213■基準断層モデル②（水位下降側）

下線：最大ケース
補機冷却海水系取水口前面

特性化モデル

防波堤無

最大水位下降量（m）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）最大水位下降量（m）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）南へ約80km移動

-5.05

4.3

-6.43

6.7

南へ約90km移動

-5.09

4.4

-6.57

6.9

南へ約100km移動（基準断層モデル②）

-5.10

4.2

-6.70

7.0

南へ約110km移動

-5.06

4.2

-6.67

6.8

南へ約120km移動

-5.03

3.9

-6.67

6.8

：防波堤有
：防波堤無

m

-5

-6

-7

-8

：防波堤有

8.0

取水口敷高を下回る継続時間(分)-4

最大水位下降量(m)

特性化
モデル③

防波堤有

大すべり域位置

：防波堤無
7.0

6.0

5.0

4.0

3.0

大すべり域の位置

大すべり域の位置

最大水位下降量の比較

取水口敷高を下回る継続時間の比較

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p213 修正

232

１．４ 基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

１．４．５ 防波堤の影響検討：まとめ（３／３）

S213■基準断層モデル③（水位下降側）

下線：最大ケース
補機冷却海水系取水口前面

特性化モデル

防波堤無

最大水位下降量（m）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）最大水位下降量（m）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）南へ約20km移動

-4.98

4.1

-6.45

5.6

南へ約30km移動

-5.06

4.2

-6.51

5.8

南へ約40km移動（基準断層モデル③）

-5.09

4.3

-6.57

6.2

南へ約50km移動

-5.08

4.3

-6.59

6.3

南へ約60km移動

-5.04

4.1

-6.60

6.3

：防波堤無
-5

-6

-7

-8

：防波堤有

8.0

取水口敷高を下回る継続時間(分)

：防波堤有

-4

最大水位下降量(m)

特性化
モデル④

防波堤有

大すべり域位置

：防波堤無
7.0

6.0

5.0

4.0

3.0

大すべり域の位置

大すべり域の位置

最大水位下降量の比較

取水口敷高を下回る継続時間の比較

233

余白

234

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）
１．５．１ 検討方針
１．５．２ 動的破壊特性の不確かさに関する知見の整理
１．５．３ 詳細パラメータスタディ
１．５．４ 概略・詳細パラメータスタディ方法の妥当性確認
１．５．５ 水位下降側の評価方法の妥当性確認

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p215 修正

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．１ 検討方針

235
S213

•

波源特性の不確かさが津波高さに与える影響に関する知見を踏まえ，下記に示す手順にて概略・詳細パラメータスタディ※１を実施する。

•

水位下降側の評価は，水位上昇側の評価と比較して防波堤の有無の影響が大きいことを踏まえ，基準断層モデルの設定及び詳細パラメータスタディの決定ケースの評価にあたっては，防波堤無しの条件での解析結果も考慮する※２。
※１：基準断層モデルに選定した特性化モデル以外の特性化モデルの詳細パラメータスタディ結果については，補足説明資料「Ⅰ．「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価 10．基準断層モデル選定と詳細パラメータスタディ」 に記載。
赤字：変更箇所※２：水位下降側の評価方針の詳細は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ５．水位下降側の評価方法」に記載。
基準断層モデルの設定（概略パラメータスタディ）

動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

大すべり域位置の不確かさの考慮

動的破壊特性に関する不確かさの考慮

各特性化モデルの大すべり域位置を南北約10㎞単位で移動させた概略パラ
メータスタディを実施。
 水位下降側の評価については，最大水位下降量及び補機冷却海水系取水口
敷高を下回る継続時間を整理。


基準断層モデル（水位上昇側・下降側）の設定
発電所の津波高さ及び補機冷却海水系取水口敷高を下回る継続時間に与える影響が大きい特性化モデルを基準断層モデルに設定。
 基準断層モデル（水位下降側）の設定については，防波堤無しの条件での解析結果も考慮。


基準断層モデルの妥当性確認（大すべり域位置の妥当性確認）

動的破壊特性（破壊開始点，破壊伝播速度，ライズタイム）に関する知見を整理したうえで，詳細パラメータスタディを実施し，最大水位上昇量，最大水位下降
量及び補機冷却海水系取水口敷高※２を下回る継続時間を評価。
 水位下降側の評価については，防波堤無しの条件での解析結果も考慮。
 各不確かさが津波水位に与える影響について分析・整理し，パラメータスタディの方法の妥当性を確認する。


本節でのご説明内容※２：補機冷却海水系取水設備の詳細は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ４．津波水位の評価位置」に記載。

基準断層モデルの大すべり域位置を，南北約20kmの範囲において10km単位で移動させたケースを対象に，防波堤の有無両条件で津波解析を実施し，防波堤が無い場合でも選定位置として妥当であるかを確認。

東通原子力
発電所

東通原子力
発電所

東通原子力
発電所

基準断層モデル①：大すべり域等

基準断層モデル②

基準断層モデル③

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p216 再掲

236

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．２ 動的破壊特性の不確かさに関する知見の整理：破壊開始点■検討方針• 動的破壊特性である破壊開始点，破壊伝播速度，ライズタイムのうち，破壊開始点の不確かさは津波のディレクティビティ効果から沿岸の津波高さに与える影響が大きい（内閣府中央防災会議（2003），土木学会（2016））。
• 上記を踏まえ，①国内外で発生した地震のアスペリティと破壊開始点の位置関係に係る地震学的知見，②破壊開始点の設定方法に係る知見を収集のうえ，青森県東方沖及び岩手県沖北部の地質学的・地震学的特徴を踏まえて，保守的となる位置に破壊開始点を設定する※。
※：各知見の収集結果及び知見の反映方法の詳細は，補足説明資料「Ⅰ．「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価 11．破壊開始点に係る知見の整理・反映」に記載。

【知見収集】① アスペリティと破壊開始点の位置関係に係る地震学的知見
 カップリング率と破壊開始点の関係に関する知見の収集
 破壊開始点の大すべり域（アスペリティ）の位置関係に関する知見の収集② 破壊開始点の設定方法に係る知見
 M９クラスの巨大地震を対象とした特性化モデルに対する破壊開始点の設定方法に係る知見 ： 杉野ほか（2017），内閣府（2020a）
 津波のディレクティビティ効果を考慮した（保守性を考慮した）破壊開始点の設定方法に係る知見 ： 土木学会（2016）【設定方針】
 青森県東方沖から岩手県沖北部の地質学的・地震学的特徴を整理し，科学的に妥当と考えられる破壊開始点位置を検討する。
 破壊開始点は沿岸の津波高さに与える影響が大きいことを踏まえ，一定の保守性を考慮した位置に破壊開始点を設定する。

東通原子力
発電所

基準断層モデル①

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p217 再掲

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

237

１．５．２ 動的破壊特性の不確かさに関する知見の整理：破壊開始点■アスペリティと破壊開始点の位置関係に係る地震学的知見• Kato and Seno（2003）は，国内外で発生したMw7.5以上のプレート間地震（26地震）のカップリング率と震源位置（破壊開始点）の関係を分析し，カップリン
グ率が0.5よりも小さくなると，震源位置は主破壊領域の内部にも存在し，その位置はばらつく傾向があるが，カップリング率が１に近い場合，震源位置は
主破壊領域の下端付近に存在する傾向があるとしている。
• Raghukanth and Sangeetha（2016）は，3.11地震を含む国内外で発生した巨大地震（Mw7-9.1，33地震）の強震動インバージョンモデル（45モデル）の震源（破壊開始点）と震源域の位置関係を分析し，震源は地震規模に関わらず大すべり域の近傍に位置するとしている。また，走向方向の震源位置について，
Mw8.5以上の地震はほぼ断層中心に位置し，断層端部には位置しないとしている。
カップリング率が１に近い場合，震源は主破壊領域の下端に位置する。

検討対象とした地震（Raghukanth and Sangeetha（2016））
1946年
南海地震

0.5

Ｍ９クラスは0.4以上

走向方向の震源位置（端部を0，断層中心を0.5として正規化）

相対的な震源位置（d）とカップリング（α）の関係図（Kato and Seno（2003）に一部加筆）••

震源（破壊開始点）と震源域の位置関係（Raghukanth and Sangeetha（2016））

破壊開始点位置はアスペリティのカップリング率に関係し，断層上にランダムに位置するのではなく，大すべり域内もしくは大すべり域近傍に位置する。
走向方向に対する破壊開始点（震源）の位置について，破壊開始点はほぼ断層中心部付近に位置し，少なくとものM８－９クラスの地震については，
断層端部に位置しない（断層端部から破壊は開始しない）。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p218 再掲

238

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．２ 動的破壊特性の不確かさに関する知見の整理：破壊開始点■破壊開始点の設定方法に係る知見 ： M９クラスの巨大地震を対象とした特性化モデルに対する破壊開始点の設定方法•

杉野ほか（2017）は，3.11地震，2004年スマトラ～アンダマン地震及び1960年チリ地震津波の各津波波源モデルにおいて，破壊開始点がすべりの大きい領域に近接していることを考慮し，Mw8.9以上の巨大地震については，超大すべり域の下端に破壊開始点を設定している。

•

内閣府（2020a）は，大すべり域周辺に破壊開始点を設定し，その深さは約20km～30㎞の位置に設定している。また，千島海溝（十勝・根室沖）
モデルについて，大すべり域を波源域の南西端に配置しているが，破壊開始点は波源域の端部に設定していない。

【杉野ほか（2017）による破壊開始点の設定方法】



大すべり域：津波断層の平均すべり量の1.4倍
超大すべり域：津波断層の平均すべり量の３倍【千島海溝（十勝・根室沖）モデル】：破壊開始点

すべり量分布（合計）及び破壊開始点位置※


破壊開始点：深さ約20～30㎞※：内閣府（2020b）に基づき作成

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p219 再掲

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

239

１．５．２ 動的破壊特性の不確かさに関する知見の整理：破壊開始点■破壊開始点の設定方法に係る知見 ： 津波のディレクティビティ効果を考慮した（保守性を考慮した）破壊開始点の設定方法•

土木学会（2016）は，津波のディレクティビティ効果を考慮し，大すべり域を取り囲むように破壊開始点を設定するとともに，大すべり域下端のみならず，プレート境界浅部（深さ約15㎞）ならびに超大すべり域内部にも破壊開始点を設定している。

•

大すべり域・超大すべり域を波源域の南西端に配置しているが，破壊開始点は波源域の端部に設定していない。

【土木学会（2016）による破壊開始点の設定方法】【破壊開始点が津波高さに与える影響（土木学会（2016））】プレート境界浅部（深さ約15㎞）に設定した破壊開始点（②④⑥）は，
津波のディレクティビティ効果により，深部（深さ約30㎞）に設定した破壊開始点（①③⑤）よりも，津波
高さが大きくなる。

：背景領域：大すべり域：超大すべり域

比較地点（浜中町，大樹町，森町鷲の木）

大すべり域：津波断層の平均すべり量の２倍超大すべり域：津波断層の平均すべり量の４倍
破壊開始点：深さ13㎞，31㎞

同時破壊と破壊開始点を考慮した津波高さの比較結果

土木学会（2016），杉野ほか（2017）及び内閣府（2020a）による破壊開始点の設定方法は，アスペリティと破壊開始点の位置関係に係る地震学的知見と整合的である。
• なお，土木学会（2016）は，プレート境界浅部（深さ約15㎞）ならびに超大すべり域内部にも破壊開始点を設定する点で保守的である。
•

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p220 再掲

240

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．２ 動的破壊特性の不確かさに関する知見の整理：破壊開始点■破壊開始点の設定 ： 青森県東方沖及び岩手県沖北部の地質学的・地震学的特徴
Yamanaka and Kikuchi(2004)，永井ほか（2001）は，アスペリティ分布の解析から，青森県東方沖及び岩手県沖北部のアスペリティ（左図：AとB）のうち，1968年の地震と1994年の地震の共通アスペリティ（左図：Ｂ）のカップリング率はほぼ100％であるとしている。
• 1968年の地震，1994年の地震の震源について，その深さは約15㎞～20㎞である。また，両地震の余震については震源付近のほか，深さ約30㎞
以深においても多く発生している（Ito et al.（2004））。
•

M8クラス
M7クラス

Ａ Ｂ 連
単 単 動
独 独

アスペリティの活動パターンと地震規模の関係（Yamanaka and Kikuchi(2004)，永井ほか（2001））

1968年の地震と1994年の地震の余震分布（永井ほか（2001））

1994年の地震の余震分布と地質構造の関係（Ito et al.（2004））

青森県東方沖及び岩手県沖北部のアスペリティのカップリング率はほぼ100％であり，アスペリティと破壊開始点の位置関係に係る地震学的知見から，破壊はアスペリティ付近（超大すべり域周辺）で開始すると考えられるが，保守的に大すべり域周辺及び超大すべり域内部に破壊開始点を設定する。
• 破壊開始点の深さについて，青森県東方沖及び岩手県沖北部の地質学的・地震学的特徴及び内閣府（2020a）の設定深さを踏まえ，深さ約15㎞，
約30㎞に設定する。
•

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p221 再掲

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

241

１．５．２ 動的破壊特性の不確かさに関する知見の整理：破壊開始点■破壊開始点の設定 ： まとめ•

以上の検討を踏まえ，次のとおり破壊開始点を設定する。
破壊開始点の不確かさは沿岸の津波高さに与える影響が大きいこと踏まえ，保守的に大すべり域周辺及び超大すべり域内部に破壊開始点を設定する。破壊開始点の設定深さは，約15㎞，約30㎞とする。



M９クラスの巨大地震を含む国内外で発生した地震は断層端部から破壊が開始していないことを踏まえ（Mai et al.（2005），Raghukanth andSangeetha（2016），Melgar and Hayes（2019）） ，波源域の端部に大すべり域を配置するモデルについては，土木学会（2016），内閣府（2020a）と同様に，断層端部に破壊開始点を設定しない。

【特性化モデル①】• 杉野ほか（2017）の知見を踏まえ，超大すべり域周辺に破壊開始点を設定。
• 波源域の端部に大すべり域を配置するモデルについては，断層端部に破壊開始点を設定しない。
【基本形】

東北地方太平洋沖型の地震（広域の津波特性を考慮した特性化モデル）【波源域の端部に大すべり域を配置】

特性化モデル①（南へ50㎞移動）【特性化モデル②③④（例：特性化モデル③）】• 破壊はアスペリティ付近（超大すべり域周辺）で開始すると考えられるが，保守的に大すべり域周辺及び超大すべり域内部に破壊開始点を設定。
• 波源域の端部に大すべり域を配置するモデルについては，断層端部に破壊開始点を設定しない。
【基本形】

東北地方太平洋沖型の地震（宮城県沖の大すべり域の破壊特性を考慮した特性化モデル）【波源域の端部に大すべり域を配置】

特性化モデル③（南へ100㎞移動）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p222 再掲

242

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．２ 動的破壊特性の不確かさに関する知見の整理：破壊伝播速度，ライズタイム■破壊伝播速度及びライズタイムに係る知見：3.11地震•

M８クラスの地震の破壊継続時間は数10～120秒（土木学会（2002））であるのに対し，M９クラスの3.11地震に伴う津波を再現する内閣府（2012）モデルの破壊継続時間は300秒，平均破壊伝播速度は約2km/sである。また，藤井・佐竹による再現モデル（ver.3.1,ver.4.0,ver.4.6）では，破壊伝播速度を2.0km/sと設定している。

Ver.3.1

Ver.4.6

Ver.4.0★：震源●：本震後約１日間に発生したM5以上の余震

藤井・佐竹による3.11地震の津波波源の再現モデル

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p223 再掲

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

243

１．５．２ 動的破壊特性の不確かさに関する知見の整理：破壊伝播速度，ライズタイム■破壊伝播速度及びライズタイムに係る知見：2004年スマトラ～アンダマン地震•

Fujii and Satake（2007）は，破壊伝播速度（0.5km/s～3.0km/s），ライズタイム（60s～180s）を変化させた津波波形のインバージョン解析を実施し，2004年スマトラ～アンダマン地震の再現モデルを検討している。検討の結果，破壊伝播速度を1.0km/s，ライズタイム※１を180sとした場合に，観測値と解析値が最も整合するとしている。

•

Hirata et al.(2006)は2004年スマトラ～アンダマン地震に起因する津波の，衛星観測による海面測量データを用い，津波波形のインバージョン解析を実施し，破壊伝播速度を0.7km※２，ライズタイムを150sとした場合に観測値と解析値が最も整合するとしている。
※１：各断層ブロックの破壊開始から破壊終了までの時間， ※２：Lay et al.(2005)によると，北側のセグメントが非常にゆっくりすべったとされている

2004年スマトラ～アンダマン地震津波発生時の衛星軌道（左）及び数値モデルによる海底地形変化（右）（Hirata et al.（2006））

2004年スマトラ～アンダマン地震の津波インバージョン結果（Fujii and Satake（2007）に一部加筆）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p224 再掲

244

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．２ 動的破壊特性の不確かさに関する知見の整理：破壊伝播速度，ライズタイム■破壊伝播速度及びライズタイムに係る知見：2010年チリ地震•

Lorito et al.（2010）は，津波波形のインバージョン解析を実施して，2010年チリ地震の再現モデルを策定している。

•

検討の結果，津波波形のデータセットには破壊伝播速度を決定できるほどの感度がないものの，地震動のインバージョン結果から，破壊伝播速度を2.25km/sとしている。

2010年チリ地震の津波インバージョン結果（Lorito et al.（2010））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p225 再掲

245

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．２ 動的破壊特性の不確かさに関する知見の整理：破壊伝播速度，ライズタイム■破壊伝播速度及びライズタイムに係る知見：内閣府（2012）の設定方法•

内閣府（2012）は南海トラフで発生する巨大地震に起因する津波の評価を実施している。

•

破壊伝播速度及びライズタイムは，平均的に利用されている値を参考に3.11地震の解析結果も踏まえ，破壊伝播速度2.5km/s，ライズタイム60ｓと設定している。

内閣府（2012）の南海トラフにおける最大クラスの波源モデルの破壊伝播速度及びライズタイム

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p226 再掲

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

246

１．５．２ 動的破壊特性の不確かさに関する知見の整理：破壊伝播速度，ライズタイム■破壊伝播速度及びライズタイムに係る知見：3.11地震のインバージョンモデル
• 3.11地震に伴う津波を再現する波源モデルのうち，津波波形等をインバージョンした内閣府（2012）モデル，Satake et al.（2013）55枚モデル，杉野ほか（2013）モデルの破壊伝播速度，ライズタイムは以下のとおりである。
【内閣府（2012）モデル】

すべり量分布（合計）【Satake et al.（2013）55枚モデル】

すべり量の時間変化

すべり量分布（合計）

すべり量の時間変化【杉野ほか（2013）モデル】

すべり量分布（合計）（確定波源モデル）

すべり量の時間変化（確定波源モデル）【3.11地震に伴う津波再現モデルの破壊伝播速度及びライズタイム】
出典

破壊伝播速度（km/s）

ライズタイム（s）

内閣府（2012）モデル

2.0※１

300

Satake et al.(2013) 55枚モデル

2.0

210

杉野ほか（2013）モデル

1.5※１，２300※１：破壊開始点と各小断層の中心点との距離を
各小断層の最初のすべりが現れる時間で除した破壊伝播速度から算定した平均破壊速度（杉野ほか（2013），杉野ほか（2014））。
※２：杉野ほか（2013）は，長周期観測地震動に基づいて推定された震源断層モデル（Wu etal.(2012)）の破壊伝播速度は約1.8（km/s）であり，再現モデルの破壊伝播速度1.5（km/s）と，ほぼ整合するとしている。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p227 再掲

247

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．２ 動的破壊特性の不確かさに関する知見の整理：破壊伝播速度，ライズタイム■破壊伝播速度及びライズタイムに係る知見：M８クラスの地震のライズタイムの設定方法•

3.11地震の津波波形等をインバージョンした再現モデルから，3.11地震で大きなすべりを生じた領域におけるライズタイムは210s～300sであり，M８ク
ラスの地震のライズタイム（数秒から１分程度（相田（1986）））と比較して長い特徴がある。

•

相田（1986）では，M８クラスの地震を対象としたライズタイム※１を60sとしている。
■相田（1986）による津波解析上の変動時間（初期変位分布のライズタイム）の設定方法


実際の地震の震源過程（＝初期破壊から震源域全体に破壊が及ぶ過程）が終了するのに要する時間が数秒から１分程度であることに対して，相田（1986）は津波初期変位分布のライズタイムの設定方法を以下のとおり示している。
津波初期変位分布のライズタイム（s）＝（ L（km）/ Vr（km/s ） ）＋τ（s）
ここで，
L ：断層長さ（km）
Vr ：破壊伝播速度（km/s）
τ ：ある１点で断層ずれを形成する時間（＝立上り時間）（s）



日本海溝沿いで発生しているM８クラスの地震の断層長さL：150（km）～200（km）程度（土木学会（2016）），破壊伝播速度Vr：2.4（km/s）～3.0（km/s）（地震調査研究推進本部（2017b）），ある１点で断層ずれを形成する時間（＝立上り時間）τ：5（s）程度（相田（1986））とすると，津波初期変位分布のライズタイムは，55（s）～88（s）程度となる。

変位※１：津波解析上におけるライズタイムの考慮方法
Mansinha and Smylie(1971)の方法により計算される各グリッドにおける初期水位変位を，変動開始から終了までの時間を60sとして津波解析と同様の時間格子間隔Δｔ：0.1ｓを用いて階段状に与えている。
（m）Mansinha and Smylie(1971)の方法により計算される鉛
直変位

変動完了

60(s)
Δt=0.1(s)時間（s）

解析上のライズタイムの考慮方法（概念）第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p228 再掲

248

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．２ 動的破壊特性の不確かさに関する知見の整理：破壊伝播速度，ライズタイム■破壊伝播速度及びライズタイムのパラメータスタディ範囲の設定•

国内外で発生した巨大地震の破壊伝播特性に関する知見収集結果を踏まえ，破壊伝播速度，ライズタイムのパラメータスタディ範囲を設定した。
巨大地震の波源モデルにおける破壊伝播特性の設定例
地震

破壊伝播速度ライズタイム

備考

3.11地震1.5～2.0km/s

210～300s

大きなすべりを生じた領域における破壊
開始から破壊終了までの時間

2004年スマトラ～アンダマン地震

0.7※～1.0km/s

150～180s

各断層ブロックの破壊開始から破壊終了までの時間2010年チリ地震

2.25km/s－

南海トラフの巨大地震

2.5km/s

60s※：Lay et al.(2005)によると，北側のセグメントが非常にゆっくりすべったとされている

詳細パラメータスタディ範囲の設定
基本ケース

パラメータスタディ範囲

破壊伝播速度

2.0km/s

1.0, 1.5, 2.5km/s

ライズタイム60s

90, 120, 180, 300s

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p229 再掲

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．２ 動的破壊特性の不確かさに関する知見の整理：まとめ•

以上を踏まえ，各基準断層モデルを対象に下記に示すフローにて詳細パラメータスタディを実施した。
（１）破壊開始点（２）破壊伝播速度（３）ライズタイム

破壊開始点

・同時破壊
・大すべり域の周辺（P1～P6）

敷地への影響が最大となる破壊開始点

敷地への影響が最大となる破壊開始点

破壊伝播速度

2.0km/s（基本ケース）

1.0, 1.5, 2.0, 2.5km/s

敷地への影響が最大となる破壊伝播速度

ライズタイム60s（基本ケース）

60s（基本ケース）

60，90, 120, 180, 300s

波
源
モ
デ
ル

基
準
断
層
モ
デ
ル
①

東通原子力
発電所

東通原子力
発電所

東通原子力
発電所

基
準
断
層
モ
デ
ル
②

東通原子力
発電所

東通原子力
発電所

東通原子力
発電所

基
準
断
層
モ
デ
ル
③

東通原子力
発電所

東通原子力
発電所

東通原子力
発電所

249

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p230 再掲

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．３ 詳細パラメータスタディ：基準断層モデル①
項目

解析条件

破壊開始点

・同時破壊
・大すべり域の周辺（P1～P6）

破壊伝播
速度

1.0, 1.5, 2.0, 2.5km/s

ライズタイム60，90, 120, 180, 300s

破壊開始点

同時破壊

基準断層
モデル①

ライズ
タイム
(s)

最大水位上昇量
（ｍ）
敷地前面
10.68

∞

P１

9.91

P２

9.78

P３

東通原子力
発電所

破壊伝播
速度
（km/s）

2.0

60

10.06

P４

9.01

P５

9.00

P６

11.18

破壊開始点

破壊伝播
速度
（km/s）

ライズ
タイム
（ｓ）

11.15

1.5

破壊開始点

Ｐ６

敷地前面
11.06

1.0
Ｐ６

最大水位上昇量
（ｍ）

60
2.0

11.18

2.5

11.05

破壊伝播
速度
（km/s）

2.0

ライズ
タイム
（ｓ）

最大水位上昇量
（ｍ）

60

11.18

90

10.62

120

10.01

180

9.12

300

8.49

敷地前面

250

下線部：最大ケース

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p231 一部修正

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．３ 詳細パラメータスタディ：基準断層モデル②
項目

解析条件

破壊開始点

・同時破壊
・大すべり域の周辺（P1～P6）

破壊伝播
速度

1.0, 1.5, 2.0, 2.5km/s

ライズタイム60，90, 120, 180, 300s

破壊開始点

取水口敷高を下回る
継続時間（分）-5.097

4.2

P１

-5.06

4.2

P２

-5.03

4.2

-5.03

4.2

P４

-5.100

4.2

P５

-5.08

4.2

P６

-5.07

4.1

P３

基準断層
モデル②

ライズタイム(s)

最大水位下降量（ｍ）

同時破壊

東通原子力
発電所

S213
補機冷却海水系取水口前面

破壊伝播速度（km/s）∞

2.060

補機冷却海水系取水口前面
破壊開始点

破壊伝播速度（km/s）

ライズタイム（ｓ）

最大水位下降量（ｍ）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）-5.101

4.2-5.1004.2

2.0-5.100

4.2

2.5-5.099

4.2

1.0
1.5
Ｐ４

60

補機冷却海水系取水口前面
破壊開始点

Ｐ４

破壊伝播速度（km/s）

1.0

251

ライズタイム（ｓ）

最大水位下降量（ｍ）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）60-5.101

4.2

90

-5.10

4.2

120

-5.09

4.2

180

-5.07

4.1

300

-5.02

4.0

下線部：
最大ケース

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p232 一部修正

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．３ 詳細パラメータスタディ：基準断層モデル③
項目

解析条件

破壊開始点

・同時破壊
・大すべり域の周辺（P1～P6）

破壊伝播
速度

1.0, 1.5, 2.0, 2.5km/s

ライズタイム60，90, 120, 180, 300s

S213
補機冷却海水系取水口前面

破壊開始点

破壊伝播速度（km/s）

ライズタイム(s)

最大水位下降量（ｍ）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）

-5.09

4.3

P１

-5.099

4.3

P２

-5.04

4.2

-5.04

4.2

P４

-5.097

4.4

P５

-5.09

4.5

P６

-5.07

4.5※

同時破壊

P３

∞

2.0

60

下線部：
最大ケース

※：破壊伝播速度，ライズタイムの不確かさ及び防波堤の影響を考慮した取水口敷高を下回る継続時間は，基準断層モデル②
による評価値に包含される（結果の詳細はp.254～255）

基準断層
モデル③

東通原子力
発電所

補機冷却海水系取水口前面
破壊開始点

破壊伝播速度（km/s）

ライズタイム（ｓ）

最大水位下降量（ｍ）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）

-5.24

4.4

-5.11

4.3

2.0

-5.10

4.3

2.5

-5.09

4.3

1.0
1.5
Ｐ１

60

補機冷却海水系取水口前面
破壊開始点

Ｐ１

破壊伝播速度（km/s）

1.0

252

ライズタイム（ｓ）

最大水位下降量（ｍ）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）

60

-5.24

4.4

90

-5.20

4.4

120

-5.20

4.4

180

-5.14

4.3

300

-5.06

4.3

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p236 一部修正

253

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．３ 詳細パラメータスタディ：まとめ•

S213

各評価位置における水位上昇側，下降側の評価水位を以下に示す。

■水位上昇側最大水位上昇量（ｍ）
波源モデル

大すべり域
位置

破壊
開始点

破壊伝播速度（km/s）

ライズタイム
（ｓ）

敷地前面

取水口
前面

補機冷却
海水系取
水口前面

放水路
護岸前面

基準断層モデル①

南へ
約100km移動

P６

2.0

60

11.18

9.26

9.51

9.20

《参考》申請時（敷地前面最大ケース）
海溝側強調モデル

南へ
約50km移動

P６

2.0

60

10.95

8.83

波源モデル

大すべり域
位置

破壊
開始点

破壊伝播速度（km/s）

ライズタイム（ｓ）

最大水位下降量（ｍ）

取水口敷高※を下回る継続時間（分）基準断層モデル②

南へ
約100km移動

P４

1.0

60

-5.10

4.2

基準断層モデル③

南へ
約40km移動

P１

1.0

60

-5.24

4.4

8.73

■水位下降側約35

非常用海水ポンプの運転可能継続時間《参考》申請時（取水口前面最大ケース）
すべり量割増モデル

南へ
約100km移動

補機冷却海水系取水口前面

P４

2.0

60

※：補機冷却海水系取水設備の詳細は，補足説明資料「 Ⅶ．計算条件等 ４．津波水位の評価位置」に記載。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p237 一部修正

254

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．３ 詳細パラメータスタディ：防波堤の有無が津波水位に及ぼす影響•

各基準断層モデルの決定ケースを対象に，防波堤無し地形を用いた津波解析を実施した結果を以下に示す。

•

水位下降側の評価について，防波堤無しの条件では，基準断層モデル②の影響が大きいことを確認した。

S213■水位上昇側

波源モデル

大すべり域
位置

破壊
開始点

基準断層モデル①

南へ
約100km移動

P６

波源モデル

大すべり域
位置

破壊
開始点

基準断層モデル②

南へ
約100km移動

破壊伝播
速度（km/s）

2.0

ライズ
タイム
（ｓ）

最大水位上昇量（ｍ）
防波堤
の有無

敷地前面

取水口
前面

補機冷却
海水系取
水口前面

放水路
護岸前面

有り

11.18

9.26

9.51

9.20

無し

11.17

9.42

9.73

9.32

60

■水位下降側基準断層モデル③

基準断層モデル③（防波堤有条件下での取水口敷高を下回る継続時間最長ケース）

南へ
約40km移動南へ
約40km移動

P４

P１

P６

破壊伝播
速度
（km/s）

1.0

1.0

1.5

ライズ
タイム
（ｓ）

補機冷却海水系取水口前面

防波堤
の有無

最大水位下降量（ｍ）

取水口敷高※を下回る継続時間（分）

有り

-5.10

4.2

無し

-6.55

6.9

有り

-5.24

4.4

無し

-6.15

5.3

有り

-5.05

4.6 ※１無し-6.44

6.3 ※２606060※１：防波堤有り条件での詳細パラメータスタディ結果の詳細は次頁に記載。
※２：基準断層モデル②（水位下降側）の防波堤無しの条件による取水口敷高を下回る継続時間6.9分に包含される。

255

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．３ 詳細パラメータスタディ：【参考】基準断層モデル③（防波堤有条件下での取水口敷高を下回る継続時間最長ケース）
項目

解析条件

破壊開始点

・同時破壊
・大すべり域の周辺（P1～P6）

破壊伝播
速度

1.0, 1.5, 2.0, 2.5km/s

ライズタイム60，90, 120, 180, 300s

補機冷却海水系取水口前面
破壊開始点

取水口敷高を下回る
継続時間（分）

-5.09

4.3

P１

-5.099

4.3

P２

-5.04

4.2

-5.04

4.2

P４

-5.097

4.4

P５

-5.09

4.4

P６

-5.07

4.5

P３

基準断層
モデル③

ライズタイム(s)

最大水位下降量（ｍ）

同時破壊

東通原子力
発電所

破壊伝播速度（km/s）∞

2.060

補機冷却海水系取水口前面
破壊開始点

破壊伝播速度（km/s）

ライズタイム（ｓ）

最大水位下降量（ｍ）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）

-4.95

4.5

-5.05

4.6

2.0

-5.07

4.5

2.5

-5.08

4.5

1.0
1.5
Ｐ６

60

補機冷却海水系取水口前面
破壊開始点

Ｐ６

破壊伝播速度（km/s）

1.5

ライズタイム（ｓ）

最大水位下降量（ｍ）

取水口敷高を下回る
継続時間（分）

60

-5.05

4.6

90

-5.03

4.6

120

-5.01

4.5

180

-4.97

4.3

300

-4.92

3.9

S213

下線部：
最大ケース

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p233 再掲

256

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．３ 詳細パラメータスタディ：基準断層モデル①

波源モデル

破壊開始点

破壊伝播速度（km/s）

基準断層モデル①

P６2.0

最大水位上昇量（ｍ）

ライズタイム
（ｓ）

敷地前面

取水口
前面

補機冷却海水系取水口前面

放水路
護岸前面

60

11.18

9.26

9.51

9.20

ｍ

取水口前面

東通原子力
発電所

補機冷却海水系取水口前面

すべり量分布

最大水位上昇量分布

取水口前面，補機冷却海水系取水口前面，放水路
護岸前面における水位時刻歴波形※※：水位時刻歴波形は，各取放水設備前面の中央位置に該当するメッシュで抽出（抽出位置は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ４．津波水位の評価位置」に記載）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p234 再掲

257

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．３ 詳細パラメータスタディ：基準断層モデル②

S213

補機冷却海水系取水口前面

波源モデル

破壊開始点

破壊伝播速度（km/s）

ライズタイム（ｓ）

最大水位下降量（m）

取水口敷高を下回る時間（分）基準断層モデル②

P４

1.0

60

-5.10

4.2

ｍ

補機冷却海水系取水口敷高（T.P.-4.0m）

東通原子力
発電所

補機冷却海水系取水口前面における水位時刻歴波形※１，２

すべり量分布

最大水位下降量分布※１：水位時刻歴波形は，各取放水設備前面の中央位置に該当するメッシュで抽出（抽出位置は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ４．津波水位の評価位置」に記載）※２：補機冷却海水系取水設備の詳細は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ４．津波水位の評価位置」に記載。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p235 再掲

258

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．３ 詳細パラメータスタディ：基準断層モデル③

S213

補機冷却海水系取水口前面

波源モデル

破壊開始点

破壊伝播速度（km/s）

ライズタイム（ｓ）

最大水位下降量（m）

取水口敷高を下回る時間（分）基準断層モデル③

P１

1.0

60

-5.24

4.4

ｍ

補機冷却海水系取水口敷高（T.P.-4.0m）

東通原子力
発電所

補機冷却海水系取水口前面における水位時刻歴波形※１，２

すべり量分布

最大水位下降量分布※１：水位時刻歴波形は，各取放水設備前面の中央位置に該当するメッシュで抽出（抽出位置は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ４．津波水位の評価位置」に記載）※２：補機冷却海水系取水設備の詳細は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ４．津波水位の評価位置」に記載。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p238 再掲

259

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．４ 概略・詳細パラメータスタディ方法の妥当性確認•

概略・詳細パラメータスタディは，土木学会（2016）の方法を踏まえ，概略パラメータスタディとして，津波水位に与える影響が大きい大すべり域の不確かさを考慮し，発電所に及ぼす影響が最も大きいモデルを対象に，詳細パラメータスタディとして，動的破壊特性に係る不確かさを考慮した（順序：破壊開始点⇒破壊伝播速度⇒ライズタイム）。

•

上記，パラメータスタディ方法の妥当性を確認するため，各パラメータが水位上昇側及び水位下降側の津波水位に与える影響を分析した。

ｍ

東通原子力
発電所

ｍ

東通原子力
発電所

〇：破壊開始点
基準断層モデル①

ｍ

東通原子力
発電所

〇：破壊開始点
基準断層モデル②
基準断層モデル①，②，③のすべり量分布及び破壊開始点〇：破壊開始点
基準断層モデル③

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p239 再掲

260

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．４ 概略・詳細パラメータスタディ方法の妥当性確認：基準断層モデル①（水位上昇側）•••

基準断層モデル①によるパラメータスタディ結果（最大水位上昇量）を用いて，各パラメータが津波水位に与える影響について分析した。
大すべり域の位置の変動幅が最も大きく，概略パラメータスタディとして考慮するパラメータとして設定することの妥当性を確認した。
また，詳細パラメータスタディで考慮した動的破壊特性に係る不確かさについて，破壊開始点及びライズタイムの不確かさの変動幅が大きいが，ライズタイム
については基本ケース（60s）が最も保守的であることから，パラメータスタディ方法（破壊開始点⇒破壊伝播速度⇒ライズタイム）は妥当であることを確認した。

変動幅※

津波水位に与える影響

大すべり域
の位置

±２．１ｍ

南側へ移動すると津波水位は大きくなる。

最大水位上昇量

概略
パラメータ
スタディ

項目

15

10

±２．１m

（m） 5

破壊開始点

項目
破壊伝播
速度

津波水位に与える影響±１．１ｍ

発電所から離れた位置で，かつプレート境界面の浅部に設定す
ると津波水位は大きくなる。

変動幅※

津波水位に与える影響±０．１ｍ

有意な傾向は認められないが，基本ケース（2.0㎞/s）の津波水位が最も大きい。

津波水位に与える影響

ライズタイム±１．４ｍ

ライズタイムが長くなると津波水位は小さくなり，基本ケース（60s）は保守的である。

※：変動幅は，（最大値－最小値）/２より算出

最大水位上昇量

変動幅※

P１

P２

P３

P４

P５

P６

破壊開始点
15

±０．１m
10

（m） 5

項目

±１．１m

10

（m） 5
最大水位上昇量

詳細
パラメータ
スタディ

変動幅※

最大水位上昇量項目

大すべり域位置
15

1

1.5

2

2.5

破壊伝播速度（km/s）
15

10

（m） 5

±１．４m

60

90

120

ライズタイム（s）

180

300

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p240 再掲

261

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．４ 概略・詳細パラメータスタディ方法の妥当性確認：基準断層モデル②（水位下降側）
•
•
•

概略
パラメータ
スタディ

項目

変動幅※

津波水位に与える影響

大すべり域
の位置

±０．５ｍ

南側へ移動すると津波水位は大きくなる。

最大水位 下降量

基準断層モデル②によるパラメータスタディ結果（最大水位下降量）を用いて，各パラメータが津波水位に与える影響について分析した。
大すべり域の位置の変動幅が最も大きく，概略パラメータスタディとして考慮するパラメータとして設定することの妥当性を確認した。
また，詳細パラメータスタディで考慮した動的破壊特性に係る不確かさについて，各因子ともに不確かさの変動幅は小さく，津波水位に与える影響についても有意な傾向は認められないが，ライズタイムについては基本ケース（60s）が最も保守的であることから，パラメータスタディ方法（破壊開始点⇒破壊伝播速度⇒ライズタイム）は妥当であることを確認した。

（m）

変動幅※

津波水位に与える影響

破壊開始点

±０．１ｍ

有意な傾向は認められない。

津波水位に与える影響

破壊伝播
速度

±０．０ｍ

津波水位に与える影響はほとん
どない。

ライズタイム

変動幅※

津波水位に与える影響±０．１ｍ

ライズタイムが長くなると水位下降量は小さくなり，基本ケース（60s）は保守的である。

※：変動幅は，（最大値－最小値）/２より算出

大すべり域位置

±０．１m

P１

P２

P３

-2
-3
-4
-5
-6
-7
（m） -8

-2
-3
-4
-5
-6
-7
（m） -8

P４

P５

P６

破壊開始点

±０．０m

1

1.5

2

2.5

破壊伝播速度（km/s）

最大水位 下降量

項目

-2
-3
-4
-5
-6
-7
（m） -8最大水位 下降量

項目

変動幅※

±０．５m

最大水位 下降量

詳細
パラメータ
スタディ

項目

-2
-3
-4
-5
-6
-7
-8

±０．１m

60

90

120

ライズタイム（s）

180

300

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p241 一部修正

262

１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．４ 概略・詳細パラメータスタディ方法の妥当性確認：基準断層モデル③（水位下降側）
•
•
•

概略
パラメータ
スタディ

項目

変動幅※

津波水位に与える影響

大すべり域
の位置

±０．４ｍ

南側へ移動すると津波水位は小さくなる。

最大水位 下降量

基準断層モデル③によるパラメータスタディ結果（最大水位下降量）を用いて，各パラメータが津波水位に与える影響について分析した。
大すべり域の位置の変動幅が最も大きく，概略パラメータスタディとして考慮するパラメータとして設定することの妥当性を確認した。
また，詳細パラメータスタディで考慮した動的破壊特性に係る不確かさについて，各因子ともに不確かさの変動幅は小さく，津波水位に与える影響についても有意な傾向は認められないが，ライズタイムについては基本ケース（60s）が最も保守的であることから，パラメータスタディ方法（破壊開始点⇒破壊伝播速度⇒ライズタイム）は妥当であることを確認した。

（m）

変動幅※

津波水位に与える影響

破壊開始点

±０．１ｍ

有意な傾向は認められない。

最大水位 下降量

項目

（m）

破壊伝播
速度

変動幅※
±０．２ｍ

津波水位に与える影響
破壊伝播速度が遅くなると津波水位は小さくなるが，変動幅は小
さい。

±０．４m

大すべり域位置
-2
-3
-4
-5
-6
-7
-8

±０．１m

P１

最大水位 下降量

詳細
パラメータ
スタディ

項目

-2
-3
-4
-5
-6
-7
-8

P２

P３

P４

P５

P６

破壊開始点
-2
-3
-4

±０．２m

-5
-6
-7

（m） -8
60

90

120

180

300

最大水位 下降量

破壊伝播速度（km/s）

-2

項目

変動幅※

津波水位に与える影響±０．２ｍ

ライズタイムが長くなると津波水位は小さくなり，基本ケース（60s）は保守的である。

-3-4

ライズタイム※：変動幅は，（最大値－最小値）/２より算出

±０．２m

-5
-6
-7

（m） -860

90

120

ライズタイム（s）

180

300

263
１．５ 動的破壊特性の不確かさの考慮（詳細パラメータスタディ）

１．５．５ 水位下降側の評価方法の妥当性確認

S213

•

水位下降側の評価は，水位上昇側の評価と比較して防波堤の有無の影響が大きいことを踏まえ，防波堤無しの条件での解析結果も考慮して，
基準断層モデル及び詳細パラメータスタディの決定ケースを評価した。

•

検討の結果，防波堤は津波が発電所港湾外に流出する際の障壁になるため，防波堤有り条件では水位下降量決定ケースの波源と取水口敷高を下回る継続時間決定ケースは同一にならない場合がある。

•

一方，防波堤無し（津波が港外へ流出する際の制約がない）条件では，津波そのものの影響が支配的になるため，両ケースの波源は一致する
とともに，防波堤無し条件の最大水位下降量及び取水口敷高を下回る継続時間は防波堤有り条件の評価値を上回ることを確認した。

•

以上から，水位下降量に着目して選定した決定ケース（波源）は，取水口敷高を下回る継続時間の観点でも発電所に与える影響が最も大きい
波源として評価できることを確認した（水位下降側の評価方法※の妥当性を確認した）※：水位下降側の評価方法の詳細は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ５．水位下降側の評価方法」に記載。

264

１．６ 評価の妥当性確認
１．６．１ 検討方針
１．６．２ イベント堆積物との比較
１．６．３ 行政機関（内閣府）による津波評価との比較
１．６．４ 行政機関（青森県）による津波評価との比較
１．６．５ まとめ第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p243 再掲

265

１．６ 評価の妥当性確認

１．６．１ 検討方針•

敷地前面海域（青森県東方沖及び岩手県沖北部）ではM９クラスの巨大地震が発生した記録がないことを踏まえ，保守的設定の観点から，最新の科学的・技術的知見から想定される波源域及び地震規模を上回る地震を考慮することを基本とし，想定波源域の設定にあたっては，構造境界（破壊のバリア）の破壊伝播を考慮した十勝沖・根室沖と青森県東方沖及び岩手県沖北部の連動を考慮するとともに，大すべり域・超大すべり域の設定にあたっては，3.11地震における宮城県沖のすべり量と同規模のすべり量を考慮した。

•

また，波源特性の不確かさの考慮にあたっては，国内外のプレート境界で発生している巨大地震に係る知見等を収集・整理し，保守的設定となるように破壊開始点，破壊伝播速度及びライズタイムの不確かさを組み合わせた。

•

今回評価した津波が十分保守的になっているかを確認するため，青森県北部太平洋沿岸で認められたイベント堆積物ならびに行政機関（内閣府，青森県）の津波評価との比較を行う。
【行政機関（内閣府，青森県）の津波評価】【青森県北部太平洋沿岸で認められたイベント堆積物】
イベント堆積物※１
調査地点
尻屋崎

東北電力敷地内

猿ヶ森
周辺

基底標高（T.P.）

有

約8.1m

タテ沼付近①

有約7.6m ※２

タテ沼付近②

有約11.8m猿ヶ森川

有

約11.0m ※２

材木沢

有

約7.6m

大川
小田野沢
東京電力敷地内

有

約6.8m

有

約4m

有

約7.4m

A測線

有

約6.1m

B測線

人工改変

／

C測線

有

約8.6m

D測線

有

約8.4m

尾駮老部川

有

約1.9m

尾駮発茶沢

有

約6.2m

平沼

有

約1.6m

六川目

有

約2.5m

東北電力
敷地内

この地図は，国土地理院長の承認を得て，数値地図200000（地図画像）を複製したものである。（承認番号
平26情複，第5号）

有無※１：各イベント堆積物の詳細は，補足説明資料「Ⅰ．
「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価 ３．津波堆積物調査」に記載。
※２：イベント堆積物の基底標高を確認することは出来なかったことから，確認できた下限標高を記載。

内閣府の津波波源モデル
日本海溝（三陸・日高沖）モデル（Mw9.1）（内閣府（2020a））

青森県の想定波源域（Mw9.0）（青森県海岸津波対策検討会（2015））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p244 再掲

266

１．６ 評価の妥当性確認

１．６．２ イベント堆積物との比較：津波堆積物と津波評価についての知見
津波堆積物と数値シミュレーションを組み合わせて歴史津波の波源を推定する取り組みが行われているものの（菅原ほか（2013）他），それらの評価の多くは堆積物分布と浸水域が一致すると仮定している。
• 一方， Goto et al.（2011）は，津波堆積物分布と浸水域とは必ずしも一致せず，従来の評価手法による推定では津波を過小評価してしまう可能性を指摘している。
• 国土交通省・内閣府・文部科学省（2014）は，上記知見を踏まえ，津波堆積物を用いて津波の評価を行う際，堆積物の基底標高（地盤変動補正後）に２ｍを加えた値を推定津波水位として評価を行っている。
•

津波水位推定の考え方（国土交通省・内閣府・文部科学省（2014））

以上の知見を踏まえ，数値シミュレーションによる津波水位がイベント堆積物の基底標高を２ｍ以上上回ることを確認する。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p245 再掲

１．６ 評価の妥当性確認

１．６．２ イベント堆積物との比較
連動型地震による想定津波群※１とイベント堆積物の比較を以下に示す。

•

連動型地震による想定津波群は，猿ヶ森周辺のタテ沼付近②を除くイベント
堆積物の基底標高を２ｍ以上上回っていることを確認した。

•

なお，想定津波群とタテ沼付近②の関係について，津波高さは13.4m，イベン
ト堆積物の基底標高は11.8mであるが，（１）解析に用いた地形データは現状の地形であり，猿ヶ森川のイベント堆積物が堆積した以降に形成された砂丘を考慮していること，（２）タテ沼付近②の堆積年代（A.D.50年頃）当時の汀線
位置※２及び標高※３を考慮すれば，十分２ｍ以上上回るものと考えられる。
※１：想定津波群の詳細は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ６．想定津波群の作成方法」に記載。
※２：Tanigawa et al.（2014）は小田野沢付近で津波堆積物調査を実施し，海岸付近の浜堤列と最も上位にあるイベント堆積物の堆積年代（180年～470年前）の関係から，当該イ
ベント堆積物が堆積した当時の海岸線位置は，現在の海岸線から内陸約200mの位置と評価している。
※３：下北半島は，隆起速度： ＜0.5m/kaの曲動地域のため（小池・町田（2001）），堆積当時の標高は，現在の標高よりも低い。

北

20

北

18
津波高・堆積物標高 （m）

•

267

南

16
14
12

タテ沼付近②

10（No.27a）

8

材木沢

猿ヶ森川

（No.32a）（No.30d）

タテ沼付近①

6

大川（No.26e）4（No.35b）

2
0
0

1000

2000

3000

4000

南北距離 (m)

猿ヶ森周辺における想定津波群（空間格子間隔5m）とイベント堆積物の比較〇 ：イベント堆積物（当社調査分）
× ：イベント堆積物（産総研津波堆積物データベース）

汀線位置における想定津波群（空間格子間隔278m）とイベント堆積物の比較

南

5000

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p246 再掲

268

１．６ 評価の妥当性確認

１．６．３ 行政機関（内閣府）による津波評価との比較■内閣府（2020a）の津波評価（１／５）
内閣府（2020a）は，東日本大震災の教訓を踏まえ，津波堆積物調査等の科学的な知見をベースに，あらゆる可能性を考慮した最大クラスの巨大な津波を検討している。
• 津波断層モデルの構築について，岩手県から北海道の太平洋沿岸地域における津波堆積物資料を基に推定することを基本とし，東北地方～北海道日高支庁以西及び北海道東部の各海岸での津波堆積物は，その海岸に面した海域で発生した津波によるものと考え，大きな津波を発生させる
地震の領域を，岩手県沖から北海道日高地方の沖合の日本海溝沿いの領域「日本海溝（三陸・日高沖）モデル」と，襟裳岬から東の千島海溝沿いの領域「千島海溝（十勝・根室沖）モデル」とに区分けしている。
• なお，日本海溝沿いと千島海溝沿いの地震の連動性について，「津波堆積物の年代資料からは詳細な分析は困難であるが， 日本海溝（三陸・日高沖）モデルと千島海溝（十勝・根室沖）モデルのそれぞれから推計される津波は，二つの領域での地震が連動したか否かに関わらず，それぞれの領域における最大の津波によると考えられる津波堆積物を説明するモデルとなっている。」としている。
•

日本海溝（三陸・日高沖）モデル（内閣府（2020a））

千島海溝（十勝・根室沖）モデル（内閣府（2020a））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p247 再掲

１．６ 評価の妥当性確認

269

１．６．３ 行政機関（内閣府）による津波評価との比較■内閣府（2020a）の津波評価（２／５）•

内閣府（2020a）は，岩手県から北海道太平洋沿岸地域における津波堆積物資料（産総研津波堆積物データベース，各種文献等）から，最大の津波によると考えられる津波堆積物は，岩手県から北海道の日高支庁以西の海岸領域では，12～13世紀あるいは1611年慶長三陸地震または17世紀に発生した津波によるものが相当し，北海道の十勝支庁から根室支庁にかけての海岸領域では，12～13世紀あるいは17世紀に発生した津波によるものとしている。

津波断層モデルの構築に用いた津波堆積物の調査資料（内閣府（2020a））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p248 再掲

１．６ 評価の妥当性確認

１．６．３ 行政機関（内閣府）による津波評価との比較

270■内閣府（2020a）の津波評価（３／５）••

各モデルのすべり量分布，破壊開始点位置及び主な断層諸元を以下に示す。
破壊開始点について，日本海溝（三陸・日高沖）モデルは青森県，岩手県沖の大すべり域に各々１箇所，千島海溝（十勝・根室沖）モデルについては十勝沖・根室沖の大すべり域周辺に３箇所設定している。
【日本海溝（三陸・日高沖）モデル】【千島海溝（十勝・根室沖）モデル】

東通原子力発電所
東通原子力発電所：破壊開始点：破壊開始点

すべり量分布（合計）及び破壊開始点位置※２

すべり量分布（合計）及び破壊開始点位置※２

主な断層諸元

主な断層諸元

パラメータ

設定値

ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ（Mw）

9.08※３

断層面積（S）

備考（設定内容）※２：内閣府（2020b）に基づき作成

パラメータ

設定値

備考（設定内容）（logMo-9.1）/1.5

ﾓｰﾒﾝﾄﾏｸﾞﾆﾁｭｰﾄﾞ（Mw）

9.29※３（logMo-9.1）/1.5

76,332（㎞2）

内閣府（2020b）

断層面積（S）

123,141（㎞2）

内閣府（2020b）

平均すべり量（D）

14.76（m）

内閣府（2020b）

平均すべり量（D）

18.77（m）

内閣府（2020b）

最大すべり量（Dmax）

40.00（m）

内閣府（2020b）

最大すべり量（Dmax）

78.09（m）

内閣府（2020b）

剛性率（μ）

4.63×1010（N/m2）

内閣府開示データ

剛性率（μ）

4.63×1010（N/m2）

内閣府開示データ

地震モーメント（Mo）

5.21×1022（Nm）※３

μ・S・D

地震モーメント（Mo）

1.07×1023（Nm）※３

μ・S・D

平均応力降下量（⊿σ）

6.02（MPa）※３

7/16・Mo・（S/π）-3/2

平均応力降下量（⊿σ）

6.03（MPa）※３

7/16・Mo・（S/π）-3/2

破壊伝播速度（Vr）

2.5（km/s）

内閣府（2020a）

破壊伝播速度（Vr）

2.5（km/s）

内閣府（2020a）

ライズタイム（τ）

60（s）

内閣府（2020a）

ライズタイム（τ）

60（s）

内閣府（2020a）※３：内閣府（2020b）及び内閣府開示データに基づき算定

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p249 再掲

１．６ 評価の妥当性確認

１．６．３ 行政機関（内閣府）による津波評価との比較■内閣府（2020a）の津波評価（４／５）•

解析条件を以下に示す。

271

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p250 再掲

１．６ 評価の妥当性確認

１．６．３ 行政機関（内閣府）による津波評価との比較■内閣府（2020a）の津波評価（５／５）
青森県以南の沿岸での津波高さを以下に示す。
• 発電所が立地する青森県沿岸の津波高さは，日本海溝（三陸・日高沖）モデルの影響が大きいことを確認した。
•

東通原子力発電所

東北地方太平洋沖型地震及び内閣府（2020a）モデルによる青森県以南の沿岸での津波高さ

272

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p251 再掲

273

１．６ 評価の妥当性確認

１．６．３ 行政機関（内閣府）による津波評価との比較■基準津波策定にあたっての内閣府（2020a）による津波波源モデルの取扱い及び内閣府（2020a）による津波評価の反映方法（１／４）
【検討方針】• 震源の断層面積（Ｓ）と地震モーメント（Mo）は自己相似の関係があり（例えば，Kanamaori and Anderson（1975），Somerville et al.（1999）），この関係
は円形破壊面を仮定した場合，断層面全体における平均応力降下量（⊿σ）は地震規模（Mw）に依らず一定であることに対応する（入倉（2004））。
• Murotani et al.（2013）は，国内外で発生したM９クラスの巨大地震※の地震モーメントと断層面積の関係は，日本付近で発生したＭ７～８クラスのプ
レート境界地震の関係（Murotani et al.（2008））と同様であり，その平均応力降下量は0.82MPa～3.00MPaの範囲にあるとしている。
• 以上を踏まえ，特性化モデル①～④は，内閣府（2012），杉野ほか（2014）と同様に，円形破壊面を仮定したスケーリング則を用いて設定している。
• ここでは，内閣府（2020a）による津波波源モデルと国内外で発生したＭ９クラスの巨大地震の平均応力降下量及びスケーリング則との比較から，基準津波策定にあたっての内閣府（2020a）による津波波源モデルの取扱い及び内閣府（2020a）による津波評価の反映方法を整理する。
※： 3.11地震，2020年チリ地震，2004スマトラ地震，1964年アラスカ地震，1960年チリ地震，1957年アリューシャン地震，1952年カムチャツカ地震

平均応力降下量⊿σ=1.57MPa
S＋σ時の平均応力降下量⊿σ=0.82MPa
S－σ時の平均応力降下量⊿σ=3.00MPa

Ｍ７～９クラスの地震の断層面積（S）と地震モーメントの関係（Murotani et al.（2013））

Ｍ９クラスの巨大地震発生域（Murotani et al.（2013））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p252 再掲

１．６ 評価の妥当性確認

274

１．６．３ 行政機関（内閣府）による津波評価との比較■基準津波策定にあたっての内閣府（2020a）による津波波源モデルの取扱い及び内閣府（2020a）による津波評価の反映方法（２／４）• Murotani et al.（2013）で整理されているＭ９クラスの巨大地震の断層モデルと内閣府（2020a）の日本海溝（三陸・日高沖）モデル及び千島海溝（十勝・根室沖）モデルの地震規模（Mw），断層面積（Ｓ），地震モーメント（Mo）及び平均応力降下量（⊿σ）の比較を以下に示す。
• 日本海溝（三陸・日高沖）モデル，千島海溝（十勝・根室沖）モデルの平均応力降下量（⊿σ）は約６（MPa）であり，M９クラスの巨大地震の平均応力降下量を大きく上回ることを確認した。
地震規模
Mw

断層面積
Ｓ（103km2）

地震モーメントMo（1022Nm）

平均応力降下量⊿σ（MPa）

3.11地震

9.0

110

3.9

2.60

Satake et al.（2013）2010年チリ地震

8.8

90

1.7

1.53

Fujii and Satake（2013）2004年スマトラ地震

9.1

220

6.0

1.42

Fujii and Satake（2007）

1964年アラスカ地震

9.1

184.16

6.5

2.00

Johnson and Satake（1996）

1960年チリ地震

9.2

135

7.2

3.54

Fujii and Satake（2013）

1957年アリューシャン地震

8.6

172.5

1.2

0.41

Johnson et al.（1994）

1952年カムチャツカ地震

8.7

120

1.5

0.88

Johnson and Satake（1999）

日本海溝（三陸・日高沖）モデル

9.1

76.3

5.2

6.02

内閣府（2020a）

千島海溝（十勝・根室沖）モデル

9.3

123.14

10.7

6.03

内閣府（2020a）

地震【内閣府（2020a）】【Murotani et al.（2013）で用いた巨大地震（代表例）】

3.11地震2010年チリ地震

備考

2004年スマトラ地震

1960年チリ地震

日本海溝（三陸・日高沖）モデル

千島海溝（十勝・根室沖）モデル

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p253 再掲

275

１．６ 評価の妥当性確認

１．６．３ 行政機関（内閣府）による津波評価との比較■基準津波策定にあたっての内閣府（2020a）による津波波源モデルの取扱い及び内閣府（2020a）による津波評価の反映方法（３／４）•

Murotani et al.（2013）によるM７～９クラスの地震の断層面積（S）と地震モーメント（M0），平均すべり量（D）と地震モーメント（M0）の関係に対する内閣府（2020a）による日本海溝（三陸・日高沖）モデル，千島海溝（十勝・根室沖）モデルの比較を以下に示す。

•

内閣府（2020a）モデルは，断層面積に対して地震モーメント，平均すべり量が大きく，過去に発生した巨大地震のスケーリング則から大きく外れる
ことを確認した。
7

8

Mw

9

1.E+078Mw

9

Murotani et al. (2013)

1.E+02

標準偏差 (±σ)

1.E+06

標準偏差 (±σ)

2011Tohoku

2011Tohoku

2010Maule

2010Maule

2004Sumatra-Andaman

2004Sumatra-Andaman

1964Alaska

1964Alaska

1960Chile
1957Aleutian

1.E+05

1952Kamchatka
Murotani et al. (2008)
日本海溝（三陸・日高沖）モデル
千島海溝（十勝・根室沖）モデル

1.E+04（参考）特性化モデル①

1960Chile

平均すべり量 D (m)

断層破壊面積 S (km2)7

Murotani et al. (2013)

1.E+01

1957Aleutian

1993北海道
南西地震

1952Kamchatka

1923関東地震

Murotani et al. (2008)

1983日本海
中部地震

日本海溝（三陸・日高沖）モデル
千島海溝（十勝・根室沖）モデル（参考）特性化モデル①

1.E+00

1.E+03
D = 1.66×10-7 Mo1/3(SD =1.64)

S = 1.34×10-10 Mo2/3(SD =1.54)

1.E+02
1.E+19

1.E+201.E+21

1.E+22

1.E+23

Mo (Nm)

断層面積（S）と地震モーメント（M0）の関係（Murotani et al.（2013）一部修正・加筆）

1.E+24

1.E-01
1.E+19

1.E+201.E+21

1.E+22

1.E+23

1.E+24

Mo (Nm)

平均すべり量（D）と地震モーメント（M0）の関係（Murotani et al.（2013）一部修正・加筆）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p254 再掲

276

１．６ 評価の妥当性確認

１．６．３ 行政機関（内閣府）による津波評価との比較■基準津波策定にあたっての内閣府（2020a）による津波波源モデルの取扱い及び内閣府（2020a）による津波評価の反映方法（４／４）•

内閣府（2020a）による津波波源モデルの評価上の反映方法を整理するため，国内外で発生したM９クラスの地震の平均応力降下量，Murotani et al.
（2013）によるM7～9クラスの地震の断層面積（S）と地震モーメント（M0），平均すべり量（D）と地震モーメント（M0）の関係と比較した。

•

検討の結果，内閣府（2020a）による津波波源モデルは，そのモデル設定の特性※１から，過去に発生した巨大地震の平均応力降下量を大きく上回るとともに，スケーリング則から大きく外れることを確認した。

•

以上から，基準津波の策定にあたっては，内閣府（2020a）によるすべり量等のモデル化の手法は考慮せず，行政機関による既往評価※２と位置付
けて，内閣府（2020a）の津波波源モデルによって評価される津波水位との比較を行う。
※１：岩手県から北海道太平洋沿岸地域における過去6000年間の津波堆積物資料を基に推定されたモデル※２：基準津波及び耐津波設計方針に係る審査ガイド，原子力規制員会，平成２５年６月

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p255 再掲

277

１．６ 評価の妥当性確認

１．６．３ 行政機関（内閣府）による津波評価との比較■十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震による津波評価と内閣府（2020a）による津波評価の比較（１／５）
内閣府（2020a）による津波評価は，発電所の津波水位に与える影響が大きい日本海溝（三陸・日高沖）モデルの断層諸元に基づき実施する※１。
比較検討に用いる地形は，内閣府（2020a）の解析条件にあわせ，防波堤無し地形を用いる。
• 内閣府（2020a）との水位下降側の比較は，防波堤無し地形での影響が大きい基準断層モデル②とする。
•※１：津波解析条件の詳細は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ２．津波解析条件」に記載。

【内閣府（2020a）】【内閣府（2020）】

東通原子力
発電所

青森県沖の
破壊開始点

岩手県沖の
破壊開始点

日本海溝（三陸・日高沖）モデル※２※２：内閣府（2020b）に基づき作成【水位上昇側の比較対象モデル】【水位下降側の比較対象モデル】

東通原子力
発電所

東通原子力
発電所

：破壊開始点：破壊開始点

基準断層モデル①

基準断層モデル②

・破壊開始点：P６・破壊伝播速度：2.0（km/s）
・ライズタイム：60（s）

・破壊開始点：P４・破壊伝播速度：1.0（km/s）
・ライズタイム：60（s）

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p256 再掲

１．６ 評価の妥当性確認

278

１．６．３ 行政機関（内閣府）による津波評価との比較■十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震による津波評価と内閣府（2020a）による津波評価の比較（２／５）
十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震と内閣府（2020a）による日本海溝（三陸・日高沖）モデルの水位上昇側の評価結果の比較を以下に示す。
• 比較の結果，十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震の評価結果は，内閣府（2020a）の評価結果を上回っていることを確認した。
•【水位上昇側】
最大水位上昇量（m）
波源モデル
十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震
日本海溝（三陸・日高沖）
モデル※

敷地前面

取水口前面

補機冷却海水系取水口前面

放水路
護岸前面

備考

基準断層モデル①

11.17

9.42

9.73

9.32

防波堤無し

青森県沖に破壊開始点を設定したケース

9.72

8.25

8.26

8.30

同上

岩手県沖に破壊開始点を設定したケース

8.98

7.75

7.74

7.80

同上

（最大水位上昇量分布）

十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震（基準断層モデル①）

日本海溝（三陸・日高沖）モデル※（青森県沖に破壊開始点を設定したケース）

日本海溝（三陸・日高沖）モデル※（岩手県沖に破壊開始点を設定したケース）※：内閣府（2020b）に基づき解析

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p257 再掲

１．６ 評価の妥当性確認

279

１．６．３ 行政機関（内閣府）による津波評価との比較■十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震による津波評価と内閣府（2020a）による津波評価の比較（３／５）
十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震と内閣府（2020a）による日本海溝（三陸・日高沖）モデルの水位下降側の評価結果の比較を以下に示す。
• 比較の結果，十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震の評価結果は，内閣府（2020a）の評価結果を上回っていることを確認した。
•【水位下降側】
最大水位下降量（m）
波源モデル
十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震
日本海溝（三陸・日高沖）
モデル※

備考

補機冷却海水系取水口前面

基準断層モデル②

-6.55

防波堤無し

青森県沖に破壊開始点を設定したケース-6.47

同上

岩手県沖に破壊開始点を設定したケース-6.08

同上（最大水位下降量分布）

十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震（基準断層モデル②）

日本海溝（三陸・日高沖）モデル※（青森県沖に破壊開始点を設定したケース）

日本海溝（三陸・日高沖）モデル※（岩手県沖に破壊開始点を設定したケース）※：内閣府（2020b）に基づき解析

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p258 再掲

１．６ 評価の妥当性確認

280

１．６．３ 行政機関（内閣府）による津波評価との比較■十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震による津波評価と内閣府（2020a）による津波評価の比較（４／５）••

青森県北部太平洋沿岸の汀線位置における十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震の想定津波群※１と内閣府（2020a）による日本海溝（三陸・日高沖）モデルの想定津波群※２の比較を以下に示す。
比較の結果，十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震の評価結果は，内閣府（2020a）の評価結果を上回っていることを確認した。なお，青森県南部における天ヶ森付近の部分的な範囲において内閣府（2020a）の想定津波群が大きくなる要因については，補足説明資料「Ⅰ．「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波の評価 １２．内閣府（2020）の津波評価」に示す。
15※１：連動型地震の想定津波群の詳細は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ６．想定津波群の作成方法」に記載※２：内閣府（2020a）の想定津波群の詳細は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ６．想定津波群の作成方法」に記載：連動型地震の想定津波群：内閣府（2020a）の想定津波群※３：基準断層モデル①（特性化モデル②）の想定津波群：基準断層モデル②（特性化モデル③）の想定津波群：基準断層モデル③（特性化モデル④）の想定津波群：特性化モデル①の想定津波群〇 ：イベント堆積物（当社調査分）
× ：イベント堆積物（産総研津波堆積物データベース）

比較対象範 囲比較対象範囲※３：内閣府（2020b）に基づき解析

105東通原子力発電所（敷地前面）
0

青森県北部太平洋沿岸の汀線位置における十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震の想定津波群とイベント堆積物及び内閣府（2020a）による日本海溝（三陸・日高沖）モデルの想定津波群の比較※４※４：基準断層モデル以外の特性化モデルを対象に実施した詳細パラメータスタディの想定津波群は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ６．想定津波群の作成方法」に記載。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p259 再掲

１．６ 評価の妥当性確認

281

１．６．３ 行政機関（内閣府）による津波評価との比較■十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震による津波評価と内閣府（2020a）による津波評価の比較（５／５）• 基準断層モデル①，②，③の超大すべり域位置，内閣府（2020a）による日本海溝（三陸・日高沖）モデルの大すべり域位置※１と津波伝播特性の検討結果の比較を以下に示す。
• 津波伝播特性の検討結果との比較から，日本海溝（三陸・日高沖）モデルの大すべり域のうち青森県沖の大すべり域は，青森県太平洋沿岸全域の津波高さに及ぼす影響が大きいが，発電所地点に与える影響が大きい大すべり域の位置は，基準断層モデル①，②，③の超大すべり域の位置関係から，日本海
溝沿いにおける大きなすべりであることを確認した。
：基準断層モデル①（特性化モデル②，南へ約100km移動）※１：本比較では，平均すべり量（14.76m）の２倍の領域を大すべり域と定義：基準断層モデル②（特性化モデル③，南へ約100㎞移動）：基準断層モデル③（特性化モデル④，南へ約40㎞移動）：日本海溝（三陸・日高沖）モデル（内閣府（2020a））

東通原子力
発電所

東通原子力
発電所
超大すべり域

超大すべり域

基準断層モデル①（特性化モデル②，南へ約100㎞移動）

基準断層モデル②（特性化モデル③，南へ約100㎞移動）

東通原子力
発電所

【内閣府
（2020）】

東通原子力
発電所

東通原子力
発電所

大すべり域
（青森県沖）

中間大すべり域＋超大すべり域
大すべり域（岩手県沖）

基準断層モデル③（特性化モデル④，南へ約40㎞移動）

日本海溝（三陸・日高沖）モデル（内閣府（2020a））

大すべり域の重ね合わせ図※２※２：背景は津波伝播特性の検討結果。検討結果の詳細は，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ７．津波伝播特性の検討」に記載。

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p260 再掲

282

１．６ 評価の妥当性確認

１．６．４ 行政機関（青森県）による津波評価との比較■青森県海岸津波対策検討会（2012）の津波評価（１／２）•

青森県海岸津波対策検討会（2012）においては，太平洋沿岸に最大クラスの津波をもたらす地震として，中央防災会議「日本海溝・千島海溝周辺
海溝型地震に関する専門調査会」で検討された「三陸沖北部の地震（Mw8.4）」と「明治三陸タイプ地震（Mw8.6）」の領域を網羅する 「H24青森県太平洋側独自断層モデル（Mw9.0）（以下，「青森県独自断層モデル」という。）」 を設定し，評価を実施している。

•

青森県独自断層モデルは，3.11地震から得られた知見を踏まえ，青森県東方沖及び岩手県沖北部の海溝沿いに大すべり域を設定している。

•

なお，青森県（2021）では，青森県独自断層モデルに加え，内閣府（2020a）による日本海溝（三陸・日高沖）モデル，千島海溝（十勝・根室沖）モデルを用いた津波解析を実施し，それらの最大包絡から津波浸水想定を再評価しているが，内閣府（2020a）による津波評価との比較は，「６．３ 行政機関（内閣府）による津波評価との比較」で実施していることから，行政機関（青森県）による津波評価との比較は，青森県独自断層モデルの評価と比較する。

H24青森県太平洋側独自断層モデルの想定波源域（中央防災会議（2006）に一部加筆）

H24青森県太平洋側独自断層モデル（Mw9.0）の震源域及び地盤変動量（青森県海岸津波対策検討会（2015））

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p261 再掲

１．６ 評価の妥当性確認

１．６．４ 行政機関（青森県）による津波評価との比較■青森県海岸津波対策検討会（2012）の津波評価（２／２）•

解析条件を以下に示す。

東通原子力発電所

解析領域（青森県海岸津波対策検討会（2012）に一部加筆 ）解析条件
計算格子間隔A領域：450m, B領域：150m，C領域：50m, D領域：10m

初期潮位T.P.+0.681m

計算時間

４時間

計算時間間隔

0.1秒

283

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p262 再掲

284

１．６ 評価の妥当性確認

１．６．４ 行政機関（青森県）による津波評価との比較■十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震による津波評価と青森県海岸津波対策検討会（2012）による津波評価の比較（３／３）•

十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震による想定津波群※１と青森県海岸津波対策検討会（2012）による東通村周辺の海岸線上の津波水位の比較を以下に示す。

•

比較の結果，十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震の評価結果は，青森県海岸津波対策検討会（2012）の評価結果を上回っていることを確認した。
※１：連動型地震の想定津波群の詳細については，補足説明資料「Ⅶ．計算条件等 ６．想定津波群の作成方法」に記載：連動型地震による想定津波群

東通原子力発電所

十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震による想定津波群の包絡線と青森県海岸津波対策検討会（2012）による東通村周辺の海岸線上の津波水位の比較※２（青森県海岸津波対策検討会（2012）に一部加筆 ）※２：青森県評価では朔望平均満潮位を考慮しているのに対し，想定津波群では未考慮

第1027回審査会合（R4.1.28）
資料1-1 p263 再掲

285

１．６ 評価の妥当性確認

１．６．５ まとめ•

今回評価した津波が十分保守的になっているかを確認するため，青森県北部太平洋沿岸で認められたイベント堆積物ならびに行政機関（内閣府，青森県）の津波評価との比較を行った。

•

比較の結果，十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震による津波水位は，青森県北部太平洋沿岸で認められたイベント堆積物ならびに行政機関（内閣府，青森県）の津波水位を上回ることを確認した。

•

以上から，「十勝沖・根室沖から岩手県沖北部の連動型地震」に起因する津波評価の妥当性を確認した。