被告は、０．１ｍ間隔で密度検層を実施した。密度検層の結果、地盤密度は、深度５０～１３０ｍで平均２．７８ｇ／ｃ㎥、深度１３０～３００ｍで平均２．６７ｇ／ｃ㎥、深度３００～６２０ｍで平均２．７３ｇ／ｃ㎥、深度６２０～１２８０ｍで平均２．７３ｇ／ｃ㎥、深度１２８０～２０００ｍで平均２．７２ｇ／ｃ㎥と、概ね２．７～３．０ｇ／ｃ㎥を示したことから、被告は、岩種に応じてやや変化するものの、深度方向への大局的な増減傾向は認められないと判断した。
もっとも、深度１８００～１９００ｍ付近において、最小１．６ｇ／ｃ㎥程度まで低下している部分があった。
ⅲオフセットＶＳＰの結果
オフセットＶＳＰの実施に当たって、本件発電所敷地には、非常に狭くて急峻で平坦地に乏しく、発振器及び受振器が配置できる場所が限られるという環境的・技術的な制約があったところ、被告は、深部ボーリング孔を利用した物理検層と併せて最も効果的な調査を行うという観点から、深部ボーリング孔が位置する敷地の西端から既往調査がされている本件原子炉付近を通過し、敷地の東端に至るように１本の測線を設定した。
そして、被告は、反射法地震探査により得られた実際のＣＭＰ（発振器と受振器の中点の位置）の分布や、本件原子炉の位置等を踏まえて、深部ボーリング孔を起点とし、本件発電所敷地東端を終点とする直線状の解析測線を設定した上で、上記解析測線に沿った解析用のＣＭＰを設定し、上記解析測線に直交する方向の実際のＣＭＰの記録を上記解析用のＣＭＰに集めて解析を行った。また、被告は、オフセットＶＳＰ探査により得られた記録を、発振点と受振点との位置関係及び地盤の速度構造から求められる反射点に投影して二次元的な疑似反射断面を作成するＶＳＰ－ＣＭＰマッピング法を用いて解析を行った。
被告は、その結果によると、地下深部までほぼ水平な反射面が連続しており、地震動の顕著な増幅の要因となる褶曲構造及び低速度域は認められないと判断した。また、被告は、上記各探査データに対してトモグラフィ解析も実施し、解析範囲の地盤は、埋立土などの極浅部を除くとＰ波速度が５ｋｍ／ｓ程度以上と非常に大きく、かつ、均質であると判断した。被告は、反射法地震探査及びオフセットＶＳＰ探査による水平な反射面がトモグラフィ解析範囲外も含めた探査断面全体にわたって連続して確認されるとして、敷地地盤の速度構造は、全体に乱れがなく均質であり、地震動の顕著な増幅の要因となり得るような低速度層は認められないと判断した。
もっとも、反射法地震探査結果のＣＤＰＮｏ．６５付近には、反射面の不連続部があった。
（乙２１［３４～３６頁］、３２２［５１～９５頁］、３２３［６頁］、３３４［３９～４１頁］、３３８［５、１６頁］、３４８、ヨ１１［６－３－７４、６－３－７５、６－３－８３、６－３－３００、６－３－３０２、６－３－３０３、６－５－２０、６－５－２１頁］、ヨ３５［２６、３７～４５、５４～５７頁］、証人丁２）⒞被告は、このような各種調査結果を総合的に考慮して、本件発電所敷地の地下構造が地震動の顕著な増幅をもたらすものではなく、水平成層かつ均質であると評価した。（乙ヨ１１［６－５－２１頁］、ヨ３５）
ｃ二次元地下構造モデルを用いた解析的検討
被告は、伊予灘における南北方向の複数の海上音波探査及び屈折法地震探査の結果（後記ア）から、本件発電所敷地が位置する佐田岬半島へつながる伊予灘の大局的な地質構造が佐田岬半島と平行する東西方向にほぼ一様であると判断し、これらの結果と後記⑵アの伊予灘における三次元的な地下構造調査の結果並びに前記ａ及びｂの敷地近傍における地表地質調査や敷地におけるボーリング調査及び深部ボーリング調査の結果を総合して、本件発電所敷地近傍の地下構造を把握した。そして、被告は、敷地近傍の地下構造が、大局的には佐田岬半島と平行する東西方向にほぼ水平であり、これと直交する南北方向で地層の傾斜が最大となることを踏まえ、南北方向の二次元地下構造モデル（なお、地下構造モデルに反映された物性値は、ダウンホール法の結果に基づくものである。）を設定し、地下深部からの地震動の顕著な増幅がないこと、地震動の到来方向によって伝播特性が異なる傾向がないことを解析的に確認した。（乙３３４［４８頁］、ヨ３５［５１～５３頁］）
ｄ地震観測記録による評価
被告は、本件発電所敷地の地盤において、昭和５０年から地震観測（強震及び微小地震）を実施しており、多数の地震観測記録を得ているところ、比較的振幅の大きな地震は、全て海洋プレート内地震であり、内陸地殻内地震及びプレート間地震について振幅の大きな記録は得られておらず、また、敷地近傍（本件発電所から半径５ｋｍ）での地震活動は極めて低調で、発生地震もＭ２．０程度以下の小規模なものとなっていると評価した。


被告は、そのような中で、耐専式との比較が可能な内陸地殻内地震を用いて、観測記録の応答スペクトルと耐専式により推定した応答スペクトルの比をとって、増幅特性の検討を行うこととし、比較的規模の大きい内陸地殻内地震（１９９５年兵庫県南部地震、１９９７年鹿児島県北西部地震、１９９７年山口県北部地震、２０００年鳥取県西部地震及び２００５年福岡県西方沖地震の５地震）により得られた地震観測記録を基に上記検討をした結果、いずれの地震も短周期側では観測値が予測値よりも小さい傾向を示しており、顕著な増幅はないと評価した。この観測値が予測値よりも小さい理由としては、本件発電所敷地の地盤が耐専式の想定する地盤よりも硬いこと、いずれも遠地の地震であり観測記録の最大振幅が小さいことが考えられた。また、被告は、微小地震計で観測した地震記録を用いて、対象とする内陸地殻内地震をＭ２．０程度にまで拡大し（震央を豊後水道とする１０地震、愛媛県南西部とする２地震、伊予灘とする２地震及び周防灘とする１地震）、地震波の到来方向によって特異性が見られないか確認するため、地震の発生地域を敷地の北方、東方、南方及び西方に分けて検討を行った結果、地震規模が小さく耐専式の適用範囲外であるため観測値と予測値との整合が悪く断定的な評価はできないものの、到来方向によって増幅特性が異なる傾向は確認されないと評価した。なお、２０１４年３月１４日伊予灘地震は、本件発電所敷地の地下２０００ｍで４９ガル、地下５ｍで６５ガルを計測したが、はぎとり解析（地震の観測記録を用い、上部地盤を取り除いた仮想の地表面における地震動を算出する方法）を実施したところ、地下２０００ｍのはぎとり波は９４ガル、地下５ｍのはぎとり波は６９ガルとなっており、本件発電所敷地の地下構造は地震動の顕著な増幅特性がなく、むしろ、地震動が減衰する特性を有していることが確認された。（乙２１［２３、２４頁］、８６［３５頁］、３３４［４６、４７頁］、ヨ１１［６－５－２１～６－５－２３、６－５－６２～６－５－６６、６－５－１４０～６－５－１４８頁］、ヨ３５［１～６頁］）ｅ以上により、被告は、本件発電所敷地の地下構造は特異な地盤増幅を示すものではないと判断した。また、被告は、地下構造モデルから理論的に求まる伝達関数と敷地の地盤系地震計（Ｃ地点）における平成１３年から平成１８年までの観測記録のうち、最大加速度が１０ガル以上の１１地震の記録を平均した伝達関数がほぼ整合していると判断した。（乙ヨ３５）
被告による敷地内断層の有無の評価
本件発電所敷地及びその近傍には小規模な断層が観察されるが、これらの断層の破砕部はほとんどが１０ｃｍ未満で、大部分が固結して軟質部を含まず、片理の引きずりが見られるなど地下深所で形成された特徴を示している。被告は、本件原子炉施設付近の敷地内断層のうち、肉眼観察、物理試験、針貫入試験の結果、断層内物質が粘土状の軟質部を含まない岩石化していると考えられる断層につき、研磨片観察及び薄片観察を行ったところ、地下深部で活動して以降に地表付近での脆性破壊を受けていないことから、これらの断層は、古い時代に地下深部で生成した断層が地表付近に位置して以降の新しい時代には活動しておらず、将来活動する可能性のある断層等には該当しないと判断した。また、上記以外の軟質部を含む断層についても、研磨片観察、薄片観察、深部ボーリング調査、Ⅹ線分析結果等によると、上記軟質部は、地下水の作用により形成されたものであり、上記断層の活動時期は後期更新世よりもはるかに古く、将来活動する可能性のある断層等には該当しないと判断した。（乙ヨ１１［６－３－７７～６－３－８２、６－３－９４～６－３－９９頁］）
イ判断
被告は、本件発電所敷地の地下構造は、顕著な増幅特性がなく、水平成層かつ均質であると評価し、規制委員会はこれを是認したことが認められるところ（前提事実１４）、原告らは、以下のとおり、被告は、三次元的な地下構造の検討を懈怠しており、被告による本件発電所敷地の地下構造の把握は不十分かつ新規制基準に反するものであるにもかかわらず、これを是認した規制委員会の判断は不合理である旨主張する。以下、原告らの主張を踏まえ、被告の上記評価並びにこれを是認した規制委員会の判断及びその過程に不合理な点がないか検討する。
単点微動測定の不実施について
原告らは、第５の４（原告らの主張）アのとおり、規制委員会が、地下構造を成層かつ均質と判断するために、最低限必要な調査として、単点微動測定の実施を挙げているにもかかわらず、被告はこれを実施していない旨主張する。
しかしながら、前記３ウのとおり、規制委員会は、地震観測を実施していない大飯発電所に対し、最低限必要な調査として、単点微動測定の実施を求めたにすぎず、全ての原子力発電所に対して、その実施を求めたわけではないことが認められる。このことは、規制委員会が、本件適合性審査の過程で、単点微動測定を実施していない被告に対し、オフセットＶＳＰ探査、深部ボーリング調査、地震観測記録結果など敷地の地下構造を三次元的に把握するために実施した内容の詳細を示すよう求めるにとどまり、単点微動測定の実施を求めていないこと（乙８３）からも裏付けられている。
したがって、原告らの上記主張はその前提において誤っており、採用できない。
被告による本件発電所敷地の地下構造の評価について
ａ被告実施の敷地内調査の方法及び結果評価について
⒜調査方法について
原告らは、第５の４（原告らの主張）イａのとおり、①オフセットＶＳＰ、ＰＳ検層及び密度検層で利用した深部ボーリング孔は、本件原子炉の炉心から約１ｋｍも離れている上、効果的な掘削箇所を予測してからその位置が決定されたものでもなく、不適切である、②オフセットＶＳＰは、敷地の東西方向に関してしか行われていない上、測線もわずか１本にとどまり、複数の測線によることを求める新規制基準に反しており、三次元的な地下構造の把握は困難であるし、測線自体は折れ曲がっているにもかかわらず、解析結果は直線で表され、その処理が適切に行われているかも不明であるとして、新規制基準である地質ガイドが求める「適切な調査」がされていない旨主張し、これに沿う石油探査等の物理探査を専門とする戊１０京都大学工学部工学研究科名誉教授（以下「戊１０教授」という。）作成に係る意見書（甲３８。以下「戊１０意見書」という。）を提出し、戊１０教授もこれに沿う証言をする。
ⅰ深部ボーリング孔の位置（上記①）について


確かに、本件原子炉施設の基準地震動策定のための地下構造の把握という観点からは、オフセットＶＳＰ、ＰＳ検層及び密度検層のいずれについても、本件原子炉付近で深部ボーリング調査を実施することが望ましいことは否定できない。しかしながら、深度２０００ｍに及ぶ深部ボーリング調査を実施するには、小さな工場程度のスペースを確保することが必要となるものと認められるところ、被告は、本件原子炉付近において上記のようなスペースを確保することは困難であったため、本件原子炉にできる限り近く、かつ、必要なスペースが確保できる本件原子炉から約１ｋｍ離れた場所を深部ボーリング孔の掘削位置として選定したことが認められる（前記アｂ⒜ⅰ）。このような物理的制約があったことに加え、深部ボーリング調査の実施時点では、既に、本件原子炉施設の建設に当たって実施した各種調査結果により、本件発電所敷地の地盤は、三波川変成岩類のうち主に塩基性片岩から成り、一般に剥離性が弱く塊状かつ堅硬であり、そのＳ波速度から、地震基盤に相当する非常に堅硬な岩盤であることが確認されており、深部ボーリング調査は、これを前提に、地震動評価のための地下構造モデルの精度向上を図り、深部地盤に起因する地震動の増幅の有無を改めて検証する目的で実施されたものであること（前記アａ、ｂ）も踏まえると、被告が選定した上記掘削位置をもって、地質ガイドが求める「適切な調査」がされていないとは認められない。
ⅱ測線（上記②）について
(ⅰ)測線が東西方向に１本である点について
オフセットＶＳＰは東西方向に１本の測線を設定して実施されているところ、被告は、本件発電所敷地が非常に狭くて急峻で平坦地に乏しく、発振器及び受振器が配置できる場所が限られるという環境的・技術的制約があることを踏まえ、深部ボーリング孔を利用した物理検層と併せて最も効果的な調査を行うべく、深部ボーリング孔が位置する敷地の西端から既往調査がされている本件原子炉付近を通過し、敷地の東端に至るように１本の測線を設定したことが認められる（前記アｂ⒝ⅲ）。そして、オフセットＶＳＰは、地震動の増幅をもたらすような地下構造の有無を改めて検証するための一資料であり（前記アｂ⒜）、同探査の実施時点では、既に、本件原子炉施設建設時の各種調査結果や深部ボーリング孔を利用した物理検層の結果等により、敷地近傍の地質構造は、佐田岬半島に沿う方向（東西方向）にほぼ水平で、緩く北へ傾斜しているものの（前記アｃ）、本件発電所敷地の地盤が主に三波川変成岩類から成り、地震動の顕著な増幅が発生するとは考え難い堅硬な岩盤であることが確認されていたこと（前記アａ、ｂ）を踏まえると、被告が設定した東西方向に１本の測線によっても、地震動の増幅をもたらすような地下構造の有無を確認する上で必要かつ十分な情報を得ることは可能であると認められ（乙３４８、３４９）、また、新規制基準が、複数の測線によることを求めていると認めるに足りる証拠もないことからすると、測線が東西方向に１本のみであることをもって、オフセットＶＳＰが不適切であり、新規制基準に反しているとは認められない。
(ⅱ)測線が折れ曲がっている点について
上記の測線の設定経緯に照らせば、測線自体が折れ曲がっていることは不適切であるとはいえない。また、解析結果が直線で表されている点については、被告は、反射法地震探査につき、解析測線に沿った解析用のＣＭＰを設定し、解析測線に直交する方向の実際のＣＭＰの記録を上記解析用のＣＭＰに集めて解析を行い、また、オフセットＶＳＰ探査につき、ＶＳＰ－ＣＭＰマッピング法により解析しているところ（前記アｂ⒝ⅲ）、上記各解析処理が不適切であると認めるに足りる証拠もない。ⅲ以上によると、被告の敷地内調査の方法に不合理な点は認められない。
⒝調査結果の評価について
ⅰ原告らは、第５の４   （原告らの主張）イｂ⒜のとおり、オフセットＶＳＰの解析結果につき、①１号機ないし３号機の右側（北東側）の往復走時で０．５秒以浅における右肩上がりの急傾斜の反射面を見落としており、活断層が存在する可能性がある、②ＣＤＰＮｏ．６５付近の反射面の不連続について速度フィルタ等が原因であると誤解釈をしている、③偽りの地層間繰り返し波等を真の反射波と誤解釈しているといった誤りがある旨主張し、これに沿う戊１０意見書を提出し、また、戊１０教授もこれに沿う証言をする。
(ⅰ)右肩上がりの急傾斜の反射面（上記①）について戊１０教授が断層の存在が疑われるとして示す右肩上がりの解釈線（甲３８・図８）は、反射法地震探査の解析結果であり、測線端部の重合数を低下させた結果、重合数が低下するに従って、左側に位置を移しながら、より顕著に現れているところ、断層面が存在した場合、反射法地震探査面上の反射面の位置が重合数の低下によって移動することはあり得ないことからすると、戊１０教授が示した上記解釈線は、断層面からの反射波や回折波ではなく、ノイズ（表面波やＳ波等）であると認められる（乙３２２［７２頁］、３４８、３４９）。
(ⅱ)ＣＤＰ    Ｎｏ．６５付近の反射面の不連続（上記②）についてＣＤＰＮｏ．６５付近に認められる反射面の不連続部分（前記アｂ⒝ⅲ）については、反射法地震探査の解析結果であるところ、解析測線が受振測線に近づくに従い目立たなくなっていること、また、反射法地震探査結果の解析の際にノイズ（表面波やＳ波等）の影響を除去するために適用されている速度フィルタを外すと同不連続部分が目立たなくなることからすると、解析測線と受振測線の位置が異なる影響及び速度フィルタの影響により生じたものと認められ、断層の存在をうかがわせるものとは認められない（乙３２２［８６～８９頁］、３４８、３４９）。
なお、原告らは、速度フィルタの適用により背斜構造を見落としてしまう可能性がある旨主張し、戊１０教授も速度フィルタは通常の反射法の処理では使われない旨証言するが、地震本部が示す反射法データ処理の流れにおいても、速度フィルタの一種である「時間－空間フィルタ」が明記されており、速度フィルタの適用は一般的なものであると認められ（乙３４８）、速度フィルタを適用したことをもって、被告の調査方法が不適切であるとは認められない。
(ⅲ)偽りの地層間繰り返し波等を真の反射波と誤解釈していると
の点（上記③）について


原告らが主張する「偽りの地層間の繰り返し波」とは、重複反射又は多重反射であって、本来は境界面で反射した最初の波を観測すべきところを境界面や地表面で複数回反射した波を地表で受振したものを指すところ、そのような偽りの反射波には、緩い傾斜角が多重反射では強調される性質が存在することが認められる（乙９２）。このような偽りの反射波の性質に鑑みれば、仮に、原告らが指摘する反射波に偽りの地層間の繰り返し波が含まれていたとしても、オフセットＶＳＰの解析結果がほぼ水平な反射面を描き出している以上、真の反射波は更に水平であることになるから、被告の地下構造の評価に影響を与えるものではない（乙３４８、３４９）。
(ⅳ)以上検討したところによると、被告によるオフセットＶＳＰの解析結果の評価に不合理な点があるとは認められない。
ⅱ斜め平行移動による地下構造モデルについて
原告らは、第５の４（原告らの主張）イｂ⒝のとおり、被告が作成した斜め平行移動による地下構造モデルの合理性を裏付けるためには、オフセットＶＳＰの解析結果の反射面はむしろ水平であってはならないはずであり、被告の評価は誤っている旨主張し、これに沿う戊１０意見書を提出するとともに、戊１０教授もこれに沿う証言をする。
しかしながら、被告が作成した地下構造モデルは、地層境界面（泥質片岩主体層が出現する面）の深度が、深部ボーリング調査地点では約１３０ｍ、本件原子炉の炉心付近では約３５０ｍとなっており、地質構造が緩く北へ傾斜していると推定されることを踏まえたものである（前記アｂ⒜、ｃ）のに対し、オフセットＶＳＰは、速度構造を確認するものであって（前記アａ⒜、⒝）、両者は異なるものを評価しているから、両者が一致しないことは何ら矛盾するものではなく、被告の評価が誤りであることにはならない。
なお、原告らは、被告作成の地下構造モデルは、本件原子炉の炉心から約１ｋｍも離れた場所の大雑把なデータを斜めにスライドさせるものであって、不合理である旨主張するが、上記地層境界は明瞭で区別しやすいことに加え、上記地層境界面の対比は地質学の専門家である戊８教授の関与の下で行われた科学的根拠に基づくものであること（前記アｂ⒜、乙３２３）に照らせば、上記地下構造モデルが不合理であるとは認められない。
ⅲＰＳ検層及び密度検層の評価の誤りについて
原告らは、第５の４（原告らの主張）イｂ⒞のとおり、①被告が実施したダウンホール法とサスペンション法によるＰＳ検層の調査結果にはかなりのかい離があるにもかかわらず、被告は、速度値はほぼ同等という誤った評価をし、反射波の伝播速度の平均値を取るダウンホール法のデータのみを地下構造モデルに反映させている、②ダウンホール法は深度６００～１２８０ｍ、１２８０～２０００ｍ等と信じ難い間隔で行われ、精査とはいえないし、深度１３０～３００ｍにおいて、特にＳ波速度が低下しているにもかかわらず、これが地下構造モデルに反映されていない、③深度１８００～１９００ｍ付近において密度検層による密度が低下し、Ｐ波速度の低下も見られ、破砕帯の可能性があるにもかかわらず、これが考慮されていない旨主張し、これに沿う戊１０意見書を提出するとともに、戊１０教授もこれに沿う証言をする。(ⅰ)ダウンホール法とサスペンション法の結果（上記①）についてダウンホール法とサスペンション法は、観測する波の周波数や伝播経路が異なっており（前記アｂ⒜）、これによって観測される速度値にも違いが生ずることからすると、両者を比較する際には、各深度に応じた速度結果を直接比較するのではなく、両者が同様の傾向を示すか否かという観点から確認を行うことが適切である。このような観点から、両者の速度値（特にＳ波速度）を確認すると、サスペンション法の数値がダウンホール法の数値を下回る部分もあるものの、地下浅部から地下深部まで非常に速い速度（Ｓ波速度２．２～３．３ｋｍ／ｓ）を示し、深度方向に漸増するが、地震動増幅の要因となるインピーダンス比が小さいなど、大局的な傾向はほぼ整合的であるから（前記アｂ⒝ⅰ）、速度値はほぼ同等であるとした被告の評価は合理的であると認められる（乙３４８、３４９、ヨ３５［４３頁］）。また、サスペンション法は、孔壁近傍の局所的な速度値を得る手法であるため、ボーリング削孔に伴う応力解放によって発生する潜在割れ目や孔壁の局所的な崩壊・拡大などの影響を受けて速度値が低下する部分もあり、速度値にばらつきが生じることがあるのに対し、ダウンホール法は、比較的低周波数帯の波を用いて、比較的長い区間の平均的な速度を測定する方法であるため、サスペンション法と比較すると、実際に観測される地震波に近い周波数帯における速度値を得ることができること（前記アｂ⒜）に照らせば、被告が地下構造モデルの物性値につき、ダウンホール法の結果を採用したことが不合理であるとは認められない。
(ⅱ)ダウンホール法の結果（上記②）について
地震動評価に用いる地下構造モデルの物性値としては、ダウンホール法で得られた結果を適切な速度層に区分した上で反映することが一般的であるところ（乙３４８）、被告は、約１０ｍごとに受振器を移動させながらダウンホール法を実施した上で、深部ボーリング調査により判明した地質構造を踏まえて、速度層区間を設定したものと認められ（前記アｂ⒝ⅰ（ⅰ））、上記速度層区間が不適切であるとは認められない。
また、確かに、ＰＳ検層（ダウンホール法）の結果によれば、深度１３０～３００ｍにおけるＳ波速度が低下していることが認められるが、２．２ｋｍ／ｓに低下したにとどまり、本件発電所敷地の地表部（深度５０～１３０ｍ）から深度２０００ｍまでの速度分布全体を大局的にみると、Ｓ波速度が２ｋｍ／ｓ以上で推移している上（前記アｂ⒝ⅰ(ⅰ)）、２０１４年３月１４日伊予灘地震の観測記録からも、本件発電所敷地の地下構造は地震動の顕著な増幅特性はなく、むしろ地震動が減衰する特性を有していることが確認されているのであるから（前記アｄ）、Ｓ波速度の上記低下をもって、被告の評価が誤りであるとは認められない。
ⅳ深度１８００～１９００ｍ付近の密度及びＰ波速度の低下（上記③）について


サスペンション法と密度検層を実施するに当たっては、いずれも、ボーリング孔壁近傍の０．１ｍ間隔という局所的なデータを連続的に取得するという測定手法の特性上、ボーリング削孔に伴う応力解放によって発生する潜在割れ目や孔壁の局所的な崩壊・拡大などの影響を受けて速度値や密度値が低下する部分もあるのであるから（前記アｂ）、速度及び密度の低下が直ちに破砕帯が存在する可能性を示すものとは認められない。そして、本件発電所敷地の深部ボーリング調査によるコア採取率は９９．４％と極めて高く、コアの性状も良好であったところ、地質学の専門家である戊８教授の関与の下、かかるコアの性状を観察した結果、顕著な破砕帯の存在はなく、深部まで堅硬な地盤となっており、地震動評価に影響を及ぼすようなものはないことが確認されていることからすると（前記アｂ⒜ⅰ、乙３２３、３４８、３４９）、原告らが指摘する低下部分は、サスペンション法と密度検層の上記特性によるものと考えるのが合理的である。また、そもそも、本件発電所敷地は、サスペンション法及び密度検層により０．１ｍという短い間隔で分析を行った結果、深度２０００ｍにわたって、大局的にＳ波速度２．２ｋｍ／ｓ以上、密度２．７～３．０ｇ／ｃ㎥で推移していると評価できる地層であるから（前記アｂ⒝ⅰ(ⅱ)、ⅱ）、０．１ｍという短い間隔で局所的にＰ波速度や密度が小さい箇所（前記アｂ⒝ⅱ）があったからといって、顕著な地震動の増幅は想定されないといえる。
ⅴ以上によると、原告らによる上記各主張を踏まえても、被告による各種敷地内調査の結果に関する評価に不合理な点は認められない。
ｂ地震観測記録に基づく検討について
⒜観測記録に基づく増幅特性の検討について
原告らは、第５の４（原告らの主張）イａのとおり、①本件発電所敷地周辺では、平成９年１０月から平成２４年１２月までに、３万３９１５回の内陸地殻内地震が発生しているにもかかわらず、被告は、そのうちわずか２０地震のみに基づき、増幅特性を検討し、②平成２０年から令和３年の間に微小地震よりも大きな地震が多数観測されているにもかかわらず、被告は、これらの地震につき、海洋プレート内地震であるとして検討の対象としておらず、被告の増幅特性の検討は不適切である旨主張する。
上記①の点につき、本件発電所敷地周辺では、平成９年１０月１日から平成２４年１２月３１日までに、深度２０ｋｍ以浅で内陸地殻内地震が３万３９１５回発生しているものの、同観測記録は、気象庁が観測した当該期間中の全ての地震を示すものにすぎず、本件発電所敷地で実際に揺れを観測した地震を示すものではない（乙２１［２３頁］、弁論の全趣旨）。そして、上記地震のうち、本件発電所から半径５ｋｍ内で発生した地震はいずれもＭ３未満であり、大部分がＭ２．０程度以下の小規模な地震のみであったところ（乙２１）、被告は、そのような中でも、本件発電所敷地での地震観測記録を用いて敷地の増幅特性を検討するべく、遠方ではあるが比較的規模の大きい内陸地殻内地震に加え、地震規模が小さく耐専式の適用範囲外ではあるが敷地近傍で発生した上記小規模な地震も活用して増幅特性を検討しているのであって（前記アｄ）、かかる検討方法が不合理であるとは認められない。
また、上記②の点については、内陸地殻内地震は、一般的に、深度２０ｋｍ程度までの地下で発生するものと考えられているところ（乙３６５、ヨ１５。なお、被告は、後記⑶アａのとおり、本件発電所敷地周辺における内陸地殻内地震の地震発生層（断層）の下端深さを１５ｋｍと評価している。）、原告らが指摘する本件発電所敷地付近で平成２０年から令和３年までの間に観測されたとする微小地震よりも大きな地震（甲１９８）は、いずれも深度４０～７０ｋｍで発生しており、海洋プレート内地震であると認められる（乙３６６）。そうすると、被告が、耐専式との比較が可能な内陸地殻内地震を用いて、観測記録の応答スペクトルと耐専式により推定した応答スペクトルの比をとって、本件発電所敷地における増幅特性の検討を行うに当たって（前記アｄ）、海洋プレート内地震である上記微小地震よりも大きな地震を参照していないことが不合理であるとは認められない。
⒝伝達関数の評価について
原告らは、第５の４（原告らの主張）イｂのとおり、被告は、観測記録から求まる伝達関数と、地下構造モデルによる理論的伝達関数とが「ほぼ整合していることを確認した」としているが、被告が作成した地下構造モデルによる理論的伝達関数は、観測記録から求まる伝達関数と４Ｈｚ、８Ｈｚ、１２Ｈｚ付近で大きくかい離しており、整合的という評価は誤りである旨主張し、これに沿う戊１０意見書を提出する。
確かに、証拠（乙ヨ３５）によると、ピーク部分である上記各Ｈｚ付近において理論的伝達関数の方が観測記録から求まる伝達関数よりも振幅が大きいことが認められるものの、数値の増減の傾向は全体として一致しており、数値も上記の部分以外は概ね一致していると認められることからすると、概ね整合するとの被告の評価が不合理であるとは認められない。
ｃＭＡＰにおける地質構造等との比較について
原告らは、第５の４（原告らの主張）イのとおり、ＭＡＰを参照すると、本件発電所敷地内の表層地盤の増幅率は、概ね０．５～２．０、敷地極近傍の範囲での地震基盤の深さは概ね３００～１２００ｍとなっており、均質でも水平でもないし、被告が本件適合性審査の際に示した「敷地近傍の地質構造（断面図）」によっても、本件発電所敷地近傍は、水平成層でも均質でもない旨主張する。


しかしながら、ＭＡＰで提供されている情報は、２５０ｍメッシュごとの代表的な値で、２５０ｍメッシュよりも細かい微地形の変化は捉えられず、地震基盤の深さについては、信頼性・精度は必ずしも全国一律ではなく、今後一層の改良を図っていく必要があるとされており（乙７４［３９頁］、９３）、飽くまで概観的な地震動予測地図を作成するためのものにすぎないことが認められる。他方、被告による評価は、既に説示したとおり、本件発電所敷地及び敷地周辺における各種調査結果に基づくものであることからすると、ＭＡＰの記載が、被告による評価を否定するに足りるものとは認められない。また、確かに、被告が本件適合性審査の際に示した「敷地近傍の地質構造（断面図）」（乙ヨ３５［３３頁］）の南北断面では、本件発電所敷地の地下構造はやや傾斜していることが認められる。しかし、前記３ウにおいて認定・説示したとおり、地下構造が水平成層かつ均質である場合、地下構造モデルを一次元又は二次元とすることで足りるとする趣旨は、上記の場合、地震動に影響を与える伝播特性への影響がほとんどないためであることからすると、水平成層かつ均質であるか否かは、伝播特性に影響を与える構造であるか否かの観点から検討するものであって、地質構造自体とは異なる観点から評価するものである。そして、前記アのとおり、各種調査結果を基に、本件発電所敷地の地下構造は、地震動の顕著な増幅をもたらすものではないことが確認されていることからすると、本件発電所敷地の地下構造につき、上記南北傾斜が認められるものの、地震動評価上は、水平成層かつ均質であるとした被告の評価が不合理であるとは認められない。以上のとおり、原告らの上記各主張をもって、被告が、三次元物理探査を実施することなくした本件発電所敷地の地下構造の評価が不合理であるとは認められない。そして、被告は、本件原子炉施設建設時に、各種調査結果から、本件発電所敷地の地盤が非常に堅硬な岩盤であることを把握し（前記アａ）、地下構造モデルの精度向上を図る目的で、専門家の関与の下で実施した深部ボーリング調査及び深部ボーリング孔を利用したオフセットＶＳＰ及び物理検層の各結果を総合して地下構造を把握し、本件発電所の地下構造が地震動の顕著な増幅をもたらすものではなく、水平成層かつ均質であると改めて評価し（前記アｂ）、更に、解析的な検討結果（前記アｃ）、地震観測記録の検討結果（前記アｄ）も踏まえて、本件発電所敷地の地下構造は、顕著な増幅特性がなく、水平成層かつ均質であると評価したことが認められるところ、このような被告の評価に不合理な点は見当たらず、これを是認した規制委員会の判断及びその過程にも、不合理な点はないものと認められる。内陸地殻内地震の地震動評価（地質境界としての中央構造線が活断層であるか）
ア認定事実
前提事実、後掲各証拠及び弁論の全趣旨によれば、以下の各事実が認められる。
地質境界としての中央構造線
地質境界としての中央構造線とは、日本列島の骨格が形成された約７０００万年前以前に形成されたと考えられる西南日本の中央部をほぼ縦断する地質構造上の境界線であり、四国地方においては、四国山地北麓をほぼ東西に走り、愛媛県西条市丹原町鞍瀬付近で南へ曲がり（桜樹屈曲）、湾曲しながら同県伊予市双海町上灘付近から海中に没しており、本件発電所敷地周辺地域は、北側の領家帯・白亜紀和泉層群（内帯）と南側の三波川帯（外帯）に区分されている。地質境界としての中央構造線は、上記桜樹屈曲から上灘付近で海中に没するまでの間については新生代第三紀の末期（約１０００万年前）以降は全く活動していないことが確認されている。（前提事実２⑵、乙１１６、弁論の全趣旨）
断層に関する基本的知見等
ａ断層運動とその種類
プレート運動による伸張の力や圧縮の力は、地下の岩盤に歪みを蓄積させる。その歪みに岩盤が耐え切れなくなると、ある面を境にして岩盤が急激に破壊され、地震が発生する。その破壊された面を断層面といい、既存の断層を動かしたり、新たに断層を作ったりする動きを断層運動という。
断層運動は、地下の岩盤に働く力の向きの違いにより、断層面を挟んだ両側の岩盤に異なる動きを生じさせるため、①正断層型、②逆断層型、③横ずれ断層型の３つの基本的なパターンに分けられる。①正断層型は、水平の方向に岩盤が引っ張られることにより、断層面を境にして、上側の岩盤が下へ滑り落ちる動きをしたものをいう。②逆断層型は、水平の方向から岩盤が圧縮されたため、断層面を挟んで上側の岩盤がずり上がる（上側の岩盤が下側の岩盤に乗り上がる）動きをしたものをいう。③横ずれ断層型は、岩盤に圧縮や伸張がかかって、断層面を挟んで、それぞれの岩盤が逆方向にずれる動きをしたものをいい、断層面を挟んで向かい側の岩盤が右側にずれたものを「右横ずれ断層」、左側にずれたものを「左横ずれ断層」と呼ぶ。また、正断層と逆断層は、いずれも断層面に沿って岩盤が上下にずれる動きをするので、「横ずれ断層」に対して「縦ずれ断層」に分類される。
（乙ヨ１５、ヨ１６、弁論の全趣旨）
ｂハーフグラーベン
伸長応力場で岩盤が水平方向に引っ張られると、正断層に区切られた岩盤が沈降して溝が形成されるが、両側の正断層によって形成される溝をグラーベン（地溝）という。これに対し、ハーフグラーベンとは、正断層が片側のみでき、上盤がずり落ちることによって形成される溝（半地溝）をいう。（甲２０３）
ｃ活断層に関係する新規制基準の定め
⒜設置許可基準規則は、耐震重要施設及び兼用キャスクは、変位が生ずるおそれがない地盤に設けなければならないと規定し（同規則３条３項）、設置許可基準規則解釈別記１は、上記変位をもたらす「将来活動する可能性のある断層等」とは、後期更新世以降（約１２万～１３万年前以降）の活動が否定できない断層等であり、その認定に当たって、後期更新世の地形面又は地層が欠如する等、後期更新世以降の活動性が明確に判断できない場合には、中期更新世以降（約４０万年前以降）まで遡って地形、地質・地質構造及び応力場等を総合的に検討した上で活動性を評価することなどを規定している（同別記１第３条３項）。（乙８０）


⒝地質ガイドにも、「将来活動する可能性のある断層等」の認定に関し、上記⒜と同様の定めがあり（地質ガイドⅠ．２．１、）、その解説においては、後期更新世以降の複数の地形面又は連続的な地層が十分に存在する場合は、これらの地形面又は地層にずれや変形が認められないことを明確な証拠により示されたとき、後期更新世以降の活動を否定でき、この判断をより明確なものとするため、活動性を評価した年代より古い（中期更新世までの）地形面や地層にずれや変形が生じていないことが念のため調査されていることが重要である旨の記載などがある（地質ガイドⅠ．２．１〔解説〕）。
（甲２０８、乙８１、３９４）
海上音波探査
ａ海上音波探査の概要
海上音波探査（海域での反射法地震探査）は、海面付近の水中から海底に向けて音波を発し、海底、堆積層、基盤岩等からの反射音波を観測して海底下の地質構造を調査する手法であり、具体的には、船で発振器及び受振器を曳航し、発振器から出た音波が海底下の地層の境界等で反射し、戻ってきたものを検知することにより、地層の重なり及び連続性を調査するものである。
海上音波探査には、反射波を一つの受振器で記録するシングルチャンネル方式と複数の受振器で記録するマルチチャンネル方式がある。このうち、マルチチャンネル方式は、従来、長大なケーブルを曳航して調査するものであったが、最新の調査手法であるショートマルチチャンネル方式は、短いケーブルを用いるものであるため、沿岸部や内湾での調査も可能となった。
（乙３３８、弁論の全趣旨）
ｂ海上音波探査における音源
海上音波探査は、音波を発する音源の周波数によって、調査範囲、精度等が異なってくるところ、通常、周波数が低くなるにつれて分解能が低くなる一方、可探深度は深くなり、周波数が高くなるにつれて分解能が高くなる一方、可探深度が浅くなるとされる。具体的には、エアガン（可探深度：海底下数ｋｍ程度まで）、ウォーターガン（可探深度：浅部からやや深部まで）、スパーカー（可探深度：海底下３００ｍ程度まで）、ブーマー（可探深度：海底下１００ｍ程度まで）、ソノプローブ（可探深度：海底下数十ｍ程度まで）、チャープソナー（可探深度：海底下２５ｍ程度まで）の順番に周波数が高くなり、分解能が高くなる。
各音源による記録の特徴としては、チャープソナーとソノプローブを音源とした場合には、極浅部の堆積層内の反射面も明瞭に捉えることができるため、新しい時代の断層運動の解明等に有効であり、ブーマーを音源とした場合には、後期更新世以降の地層を含めた比較的浅い地層の内部構造を明瞭に捉えることができる。また、スパーカーやウォーターガンを音源とした場合、ブーマーより深部まで捉えることができるため、深部から浅部に至る地下構造を把握するのに有用であり、エアガンを音源とした場合は、海底下数ｋｍまでの深部構造を議論する上で有効な記録を得ることができる。
（乙３２９、３３４［５５、５６頁］、３３８）
ｃ地質ガイドにおける海上音波探査に関する記載等⒜地質ガイドは、内陸地殻内地震に係る海域における調査について、適切な各種の調査技術を組み合わせた十分な調査が実施されていること、広域的な海底地形と海底地質構造から深部の活断層を含め活断層の位置・形状が推定されていること及びその根拠が明らかにされていること等を求め（地質ガイドⅠ．４．２．２）、詳細な内容については海上音波探査マニュアルを参照すること（地質ガイドⅠ．４．２．２〔解説〕）を定めている。（甲２０８、乙８１、３９４）⒝地質ガイド添付の海上音波探査マニュアルは、測線配置に関し、音波探査には、大局的な地質・地質構造の解明を目的とする調査と断層の活動性の評価を目的とする調査があるため、それぞれの目的に応じた適切な測線が配置され、調査を行っていることを確認する必要があるとし、①地質構造を大局的に捉えるための格子状の測線のほかに、敷地に与える影響の大きな断層については、断層の端点、断層の三次元形状及び断層相互の三次元的位置関係を正確に把握するため、より密な測線配置となっているか、測線が断層に対して直角に近い角度で配置されているか、最新の文献や海底地形図等を用いて測線配置を検討しているか、活断層の端部と認定されている場所の延長付近においても、活断層を見逃すことがないよう、調査及び検討が十分に行われているかを確認すること、②陸域と海域の境界部においては、適切な調査により、陸域と海域の地質構造が連続的に把握されているか確認することと定めている（海上音波探査マニュアル１．）。
また、海上音波探査の音源に関し、調査対象海域の水深、地質状況及び調査目的に応じた音源を選択して調査していることを確認する必要があると定め、浅部を詳細に把握できる高分解能の音源（例えばブーマー）とエネルギーが大きく深部の調査に適した音源（例えばエアガンやウォーターガン）という異なる種類の音源を用いた調査を適切に組み合わせることで、活動性の評価をより正確に行うことが可能となるとしている（同１．①）。
さらに、高分解能調査に関し、断層の端部等で、中期又は後期更新世以降の活動性を慎重に評価する必要がある場合には、分解能が高く、かつ、反射面が明瞭なデータを取得する必要があり、これには、ブーマー等の高分解能の音源を用いたマルチチャンネル調査によるＳＮ比（雑音量（ｎｏｉｓｅ）に対する信号量（Ｓｉｇｎａｌ）の比）の高いデータの取得が効果的であるとしている（同１．②）。
（甲２０８、乙８１、３９４）
伊予灘における調査
伊予灘では、被告だけでなく、国土地理院、産業技術総合研究所、大学研究グループによって、以下を含む、調査対象深度及び分解能の異なる各種の音源を用いた総延長約６７００ｋｍに及ぶ海上音波探査が実施されている。
ａ深部地震探査
深部を対象とした地震探査として、平成１６年、海上音波探査及び屈折法探査（以下、上記各探査を併せて「平成１６年深部地震探査」という。）が実施された。上記海上音波探査は、エアガンを音源とし、４８チャンネル、チャンネル間隔１２．５ｍのマルチチャンネル方式で行われ、上記屈折法探査は、エアガンを音源とし、上記海上音波探査と同一に設定した測線上の海底に約１２００～１７００ｍ間隔で合計９個又は１０個の受振器を設置し、その直上を２５ｍ間隔で発振して行われた。


本件発電所の沖合には、北西から南東方向の直線（佐田岬半島に垂直方向）の測線（乙第３１２号証におけるＹ－１０測線）が引かれた。
ｂ浅部海上音波探査
⒜平成１６年の海上音波探査（以下、平成１６年深部地震探査と併せて「平成１６年地震探査」という。）
浅部を対象とした地震探査として、平成１６年、上記ａと同一の測線を佐田岬半島沿岸まで延伸して、ウォーターガンを音源とした海上音波探査が行われるとともに、沿岸部について、同測線を用いて、ブーマーを音源とした海上音波探査が行われた。いずれもシングルチャンネル方式で行われた。
⒝平成２５年海上音波探査等
被告は、平成２５年、佐田岬半島北岸部の海陸境界部における更なるデータ拡充・信頼性向上の観点から、海底地形調査と平成２５年海上音波探査を実施した。被告は、平成２５年海上音波探査の実施に当たって、８チャンネル、チャンネル間隔２．５ｍのショートマルチチャンネル方式を採用し、８つの受振器を配置して捉えた反射波を重合する（複数個の記録を足し合わせることでシグナルを強調するとともにノイズを低減する）仕様とした。また、海岸線が入り組んで多数の湾が形成されているという佐田岬半島北岸部の地形を利用して、同湾内にまで入る測線を１ｋｍ程度の間隔で縦横に設定した上で、ブーマー及びチャープソナーを音源として選択した。（乙２１［７頁］、２２、１１４、１１５、３１２、３３４［６２頁］、証人丁２）
被告による中央構造線の性状の把握
ａ活断層の有無及びその位置
被告は、前記の各海上音波探査記録を基に、以下のとおり、本件発電所敷地前面海域における中央構造線断層帯の位置を検討した。
⒜浅部地下構造
本件発電所敷地の沖合約８ｋｍ付近に位置する２つの断層はいずれも高角度であり、これらの断層間には地溝が形成され、その南側の地層が副次的な断層を伴いながら北へ傾斜している。これらの断面において、断層分布域の南北でＤ層（更新統）上面の顕著な標高差は認められず、横ずれの卓越する断層運動が推定される。また、瀬戸沖（本件発電所の約６ｋｍ南西地点）のように、部分的に北縁が北落ち断層となる区間の海底地質断面では、Ｔ層（伊予灘層。上部鮮新統～下部更新統）の背斜構造が認められ、その頂部は浸食を受けて平坦でＡ層（沖積層）及びＤ層が欠如している。この背斜構造は平面的に断層の走向方向に長軸をもつ高まりとして確認され、断層バルジと考えられる。断層バルジは愛媛県八幡浜市保内町喜木津沖に１か所、同県伊方町瀬戸沖に２か所見られ、伊予灘には断層バルジと地溝が交互に配列する。
これらの断層群はいずれも後期更新世以降の地層に変位を与えており、高角度の活断層と評価される。
⒝深部地下構造
平成１６年深部地震探査の南端付近の地下深部には佐田岬半島に広く分布する三波川変成岩類の存在が推認され、その上面は北へ傾斜する。一方、同探査の北端付近の地下深部には領家花こう岩類の存在が推定され、その上面は緩く南へ傾斜している。両者が会合する地点（本件発電所敷地から約８ｋｍ）において両岩類の上面は最も深くなる。和泉層群はこの窪地の上に分布し、さらに堆積層（新第三紀～第四紀の堆積物）がこれらを厚く覆っている。幅を持って雁行配列する活断層（前記⒜）は、いずれも堆積層内で高角度であり、地下深部で三波川変成岩類と領家花こう岩類の会合地点へ収れんする。また、三波川変成岩類は、その上面が領家花こう岩類との会合地点からさらに北へ傾斜して連続するように見え、地質境界断層としての中央構造線が北傾斜であることが示唆される。⒞以上のとおり、伊予灘における下部更新統上面（Ｔ層上面）には、中央構造線断層帯に属する敷地前面海域の断層群（敷地の沖合約８ｋｍ）の右横ずれに伴う変形構造（地溝とバルジの直線的な配列）が明瞭に認められて成熟度の高い活断層であることを示し、中央構造線断層帯より南側には活断層による累積的な変形は認められない。中央構造線断層帯が成熟した活断層へ進化しているため周辺に別の活断層が発達しないと評価される。
（乙２１、２２、ヨ１１［６－３－３６～６－３－３９、６－３－７０～６－３－７３、６－３－２１７、６－３－２１８頁］）
ｂ四国電力（２０１４）の提出
被告は、本件適合性審査の過程で、規制委員会から、佐田岬半島北岸部に海底谷という活断層を疑わせる地形が見られることを踏まえ、佐田岬半島北岸部の海陸境界に極めて近い領域を含む詳細な海上音波探査記録を提出するよう求められ、平成２６年１０月１日、規制委員会によるヒアリングにおいて、佐田岬半島北岸部における海上音波探査の実施状況等につき記載した四国電力（２０１４）を提出し、上記海底谷は、潮流による浸食を受けて形成されたものであって、活断層によって生じたものではない旨説明した。
その後、規制委員会は、佐田岬半島北岸部で実施された海上音波探査等の結果を踏まえ、本件発電所敷地近傍及び敷地において、震源として考慮する活断層は認められないと評価した。
（乙１１４、１３０［３８頁］、３３４［６６、６７頁］、３４６、ヨ１３［１２、１３頁］）
中央構造線断層帯長期評価（第二版）の記載
地震調査委員会長期評価部会（以下「長期評価部会」という。）及びその下部組織である活断層分科会における議論を経て平成２９年１２月１９日に改訂された中央構造線断層帯長期評価（第二版）には、以下の各記載がある。
ａ断層帯の位置及び形態


中央構造線断層帯は、奈良県香芝市から愛媛県伊予市まで四国北部を東西に横断し、伊予灘に達している。中央構造線断層帯は更に西に延び、別府湾を経て大分県由布市に至る全長約４４４ｋｍの長大な断層であるところ、過去の活動時期や断層の形状等の違い、平均的なずれの速度などから、全体が１０の区間に分けられる。その１０区間は、①金剛山地東縁区間（約１６ｋｍ）、②五条谷区間（約２９ｋｍ）、③根来区間（約２７ｋｍ）、④紀淡海峡－鳴門海峡区間（約４２ｋｍ）、⑤讃岐山脈南縁東部区間（約５２ｋｍ）、⑥讃岐山脈南縁西部区間（約８２ｋｍ）、⑦石鎚山脈北縁区間（約２９ｋｍ）、⑧石鎚山脈北縁西部区間（約４１ｋｍ）、⑨伊予灘区間（約８８ｋｍ）、⑩豊予海峡－由布院区間（約６１ｋｍ）である。
中央構造線断層帯は、全体として右横ずれを主体とし、上下方向のずれを伴う断層帯であるが、断層帯の最東端の金剛山地東縁区間（①）では断層の西側が東側に対して相対的に隆起する逆断層で、断層帯の西端部の豊予海峡－由布院区間（⑩）では主として北側低下の正断層である。
（甲８３［１、１１頁］、乙２０［１、１１頁］）
ｂ中央構造線断層帯に関するこれまでの主な調査研究中央構造線は西南日本を内帯と外帯に分ける重要な地質境界線であり、中生代後期以降、多様な断層活動を経てきたとされている。第四紀後期には、ほぼ一様に右横ずれ成分の卓越する断層運動を行っており、特に四国から紀伊半島西部にかけての地域では明瞭な断層変位地形が連続的に認められる。
本断層帯における主な物理探査、地形・地質調査として、伊予灘においては、堤ほか（１９９０）、小川ほか（１９９２）、三浦ほか（２００１）、大塚ほか（２００１）、七山ほか（２００２）、四国電力（２０１５）などの調査が実施されている。
（甲８３［２６頁］、乙２０［２６頁］）
ｃ中央構造線そのものの活動に伴う断層
「別府－万年山断層帯（大分平野－由布院断層帯東部）における重点的な調査観測」の成果は重要である。佐賀関半島先端を通る別府湾口における探査測線（Ｈ測線）及び大野川測線の反射法断面には、三波川帯と領家帯上面の接合部より浅部の中央構造線の上盤に位置する別府湾充填新期堆積層内にも強い変形が認められる。また中央構造線直近でかつ中央構造線と同一方向の佐賀関断層もＣ級ではあるが活断層である。これらのことから三波川帯と領家帯上面の接合部以浅の中央構造線も活断層である可能性を考慮に入れておくことが必要であると考えられる。伊予灘南縁、佐田岬半島沿岸の中央構造線については現在までのところ探査がなされていないために活断層と認定されていない。今後の詳細な調査が求められる。（甲８３［３１頁］、乙２０［３１頁］、２７［４１３、４１５頁］）
高橋ほか（２０２０）の査読論文としての受理
高橋ほか（２０２０）は、前記の各探査結果を踏まえ、伊予灘の中央構造線及び中央構造線活断層系の分布及び活動性について以下のとおりの検討を加え、査読論文として受理された。（乙３１２）
ａ地震探査結果
⒜平成１６年深部地震探査の結果
本件発電所敷地前面海域を含む伊予灘中部の地質構造は次のとおりである。
Ｓ層（三波川変成岩類）上面は、平成１６年深部地震探査の南端の表層付近から測点番号（以下、測点番号の記載は乙第３１２号証による。）４５０（判決注：沖合約８ｋｍ）付近の深度２０００ｍ付近に向かって２０度程度で北傾斜し、更に北方の深度３０００ｍ付近まで断続的に認められ、測点番号３００（判決注：沖合約１１ｋｍ）までの間にＲ層（領家花こう岩類）の下位に潜り込む構造を呈している。Ｉｚ層（和泉層群）上面は、上記南端より約１ｋｍ北方から測点番号６００（判決注：沖合約４ｋｍ）までの範囲では、深度２００～４００ｍ付近にあり、ほぼ水平であり、更に北方では上面の深度を増しつつ、概ねＲ層とＳ層の会合部付近まで追跡される。Ｉｚ層を覆うＮ層（新第三系及び第四系）は、後述の沖合の断層付近を除き概ね水平である。
Ｒ層とＳ層は、測点番号４００～５００付近（判決注：沖合約８ｋｍ）で会合し、それらの上面は両者の会合部で深度２０００～２５００ｍに達する。会合部付近では、上位のＮ層中の反射面に不連続や下位ほど傾斜が大きくなる系統的なたわみが認められることから、これらの不連続部及びたわみを断層と判断した。本件発電所敷地前面の伊方沖の測線（Ｙ－１０測線）では、Ｒ層とＳ層の会合部付近（測点番号４４０付近）に、ほぼ鉛直にＮ層を切断し海底面に達する２条の断層を確認でき、これら２条の断層に挟まれた領域は相対的に沈降する凹地状の構造を呈している。
また、これらの明瞭な断層の南方（測点番号４５０～５３０付近）にも、Ｉｚ層やＮ層の反射面に不連続が認められる。これらの不連続部は、表層付近（海底下３００ｍ程度以浅）のみを変位させる断層と、表層付近には変位が達していない伏在断層とに分けられる。前者は高角度であり、後者は中角度から高角度の北傾斜で、北落ちの正断層成分を持つと考えられる。
（乙３１２［２０～２３頁］）
⒝浅部地震探査の結果
測点番号１（断面南端）の深度約１５０ｍから測点番号１６（判決注：沖合約３ｋｍ）の深度約３００ｍ付近にかけて内部反射の乏しい音響基盤（測点番号１～７付近がＳ層、測点番号７～１６付近がＩｚ層に相当）が認められる。音響基盤の上位には、音響基盤にオンラップするほぼ水平な反射面が認められ、Ｎ層に相当する。測点番号２５（判決注：沖合約５ｋｍ）より北側のＮ層には、海底面まで達する反射面の不連続や下位ほど傾斜が大きくなる系統的なたわみが認められ、前記⒜の海底面に達する断層ともほぼ対応することから、断層と判断される。


Ｙ－１０測線の延長線上の測線を用いて実施されたブーマー・シングルチャンネル方式音波探査では、本件発電所の敷地前面（測点番号７より南東側）で表層部が１０ｍ程度削剥され、幅約１ｋｍの海底谷が形成されているが、その下位に認められるＮ層の明瞭な反射面は、ほぼ水平である。さらに、上記海底谷を横断し南方の湾内まで達するブーマー・マルチチャンネル方式音波探査の結果によれば、Ｎ層の明瞭な反射面が、北に傾斜するＳ層上面を覆ってほぼ水平に分布している。
（乙３１２［２４、２５頁］）
ｂ考察
⒜伊予灘の深部地震探査断面における地質境界断層と活断層深部地震探査結果及び地層対比結果を基に推定した伊予灘の地質断面図は、三波川変成岩類の上面が佐田岬半島沿岸から緩く北に傾斜し、伊予灘沖合で領家花こう岩類と会合し（この地質境界断層を「Ｒ／Ｓ境界」という。）、伊予灘中部では、三波川変成岩類上面が更に領家花こう岩類の下位に延びる構造を示すものとなっており、従来の伊予灘中部の地震探査結果に基づく構造に関する報告や、伊予灘に隣接する別府湾や四国東部における地震探査結果に基づく構造と類似する。また、伊予灘においては、三波川変成岩類及び領家花こう岩類の上位に和泉層群が分布し、三波川変成岩類と和泉層群が北傾斜する地質境界断層（この地質境界断層を「Ｉｚ／Ｓ境界」という。）で接する。上記両地質境界断層が地質境界としての中央構造線と認識されている。
一方、新第三系及び第四系（Ｎ層）には海底面まで変位を及ぼす複数の活断層群が認められる。これらの断層は、後期更新世以降に活動した中央構造線活断層系に相当する。他の断層と比較して変位の累積が特に顕著で海底面まで達する高角断層が認められ、中央構造線活断層系の主断層と考えられる。これら高角な主断層に挟まれた新第三系及び第四系には凸状や凹地状の構造が認められ、これらは中央構造線活断層系の右横ずれ運動に伴う隆起や沈降によって生じた変形構造と考えられる。また、これらの主断層の下方延長は、領家花こう岩類と三波川変成岩類の会合部付近に収れんしているようにみえることから、中央構造線活断層系の活動はＲ／Ｓ境界の活動に関連している可能性がある。
伊予灘中部では、中央構造線活断層系の主断層の数ｋｍ南側に複数の断層が分布するが、このうち北落ちの正断層成分を持つ海底面まで達しない伏在断層群は、伊予灘中部における下部更新統の上面には、これらと対応する変形構造が認められないことから、これらの伏在断層群は少なくとも第四紀の後半には活動していないと考えられる。上記伏在断層群の存在は、現在の中央構造線活断層系を形成する右横ずれ成分主体の断層活動ではなく、過去に北落ちの正断層成分主体の断層活動があったことを示唆する。
（乙３１２［２７～２９頁］）
⒝四国北西部から伊予灘にかけての中央構造線の分布及び活動性Ｒ／Ｓ境界上端は、厚さ２０００～３０００ｍの新第三系及び第四系並びに一部では和泉層群に覆われる。その分布は、伊予断層の海域延長付近から別府湾東部まで北東－南西方向にほぼ直線的に延び、中央構造線活断層系の分布と概ね一致する。言い換えれば、伊予灘における中央構造線活断層系は、海底面下約２０００～３０００ｍにあるＲ／Ｓ境界上端付近から海底面までの堆積層を高角に切る断層である。ただし、更に深部では、中央構造線活断層系の断層面がそのまま高角で三波川変成岩類を切断するのか、Ｒ／Ｓ境界に沿って北傾斜の断層面に収れんするのかについて、今回検討した深部地震探査結果からは判断できない。
Ｉｚ／Ｓ境界上端は、伊予灘中部では厚さ３００ｍ程度の新第三系及び第四系に覆われる。その分布は、大局的には海岸線に沿って北東－南西方向に延びるが、直線性に乏しく大きく湾曲し、中央構造線活断層系の分布とは対応しない。
また、伊予灘中部の浅部音波探査断面では、沖合の新第三系及び第四系に中央構造線活断層系による変形構造が明瞭に求められる。一方で、Ｉｚ／Ｓ境界上端付近を含む沿岸部では、新第三系及び第四系は和泉層群及び三波川変成岩類をほぼ水平に覆っており、中央構造線断層帯長期評価（第二版）においてＩｚ／Ｓ境界が活断層である可能性を指摘する根拠とした別府湾から豊予海峡で見られるような強い変形構造は認められない。Ｉｚ／Ｓ境界の浅部延長にあたる佐田岬半島北岸には、幅約１ｋｍの海底谷が認められ、その分布は豊予海峡北側の海釜付近まで達しているが、その下位の地層はほぼ水平で、活構造を示唆する累積的な変形は認められないことから、この海底谷は潮流の作用により形成された構造である可能性が高い。以上によれば、伊予灘中部では、Ｉｚ／Ｓ境界に第四紀以降の活動はないと判断される。
（乙３１２［２９、３０頁］）
イ判断


被告は、平成２５年海上音波探査の記録のほか、これまでに被告及び各種機関が実施してきた海上音波探査記録に基づき、中央構造線断層帯の性状を把握し、中央構造線断層帯（敷地の沖合約８ｋｍ）より南側には活断層による累積的な変形は認められないこと等を踏まえて、地質境界としての中央構造線が活断層でなく、佐田岬半島北岸部に活断層は存在しないと評価し（前記ア、）、また、査読論文として受理された高橋ほか（２０２０）に加え、多数の専門家らも、これまでに佐田岬半島北岸部で実施された深部及び浅部の海上音波探査記録を総合した結果から、佐田岬半島北岸部では活構造を示す累積的な変形は認められず、地質境界としての中央構造線（Ｉｚ／Ｓ境界）が活断層でないと評価していることが認められ、上記専門家らとしては、①地震地質学及び地形学の専門家であり、長期評価部会の委員として中央構造線断層帯長期評価の改訂にも携わった戊１１首都大学東京名誉教授（以下「戊１１教授」という。）（乙１１２）、②構造地質学、地震地質学、第四紀学を専門とし、産業技術総合研究所活断層研究センター長、地質調査総合センター長、地震調査委員会の委員等を務め、伊予灘海域における海上音波探査等に携わり、また、中央構造線断層帯長期評価の改訂の議論にオブザーバーとして関わった産業技術総合研究所特別顧問名誉リサーチャーである戊１２氏（乙１１５）、③岩石学、地質学、火山学、環境科学等の専門家である戊１３愛媛大学教授（以下「戊１３教授」という。）（乙１１６）、④応用地球科学（構造地質学、応用地質学）の専門家である戊１４山口大学大学院元教授（以下「戊１４元教授」という。）（乙１１９）、⑤変動地形学及び地質学の専門家であり、長期評価部会の委員として中央構造線断層帯長期評価の改訂にも携わった戊１５広島大学大学院教授（以下「戊１５教授」という。）（乙１２０）、⑥電力中央研究所の参事であり、長年にわたり断層模型実験に取り組んできた戊１６氏（以下「戊１６氏」という。）（乙１２１）、⑦応用地質学、地質工学、地盤災害、地域防災等の専門家である戊１７香川大学教授（乙３１０）、⑧変動地形学、活断層研究、古地震学、第四紀学の専門家であり、中央構造線断層帯研究の第一人者である戊１８京都大学名誉教授（以下「戊１８教授」という。）（乙３１１）、⑨かつて産業技術総合研究所の活断層・火山研究部門の地震災害予測研究グループ研究グループ長として日本各地の活断層調査に取り組み、現在は、地震予知総合研究振興会地震防災調査研究部部長を務める戊１９氏（以下「戊１９氏」という。）（乙３４４）らが挙げられる（以下、同人らを併せて「地質学専門家ら」という。）（前記ア、乙１１２、１１５、１１６、１１９～１２１、３１０、３１１、３４４）。これに対し、原告らは、地質境界としての中央構造線は活断層である可能性があるにもかかわらず、被告は、三次元反射法探査を実施しておらず、以下のとおり、被告による調査及び評価は誤っている旨主張する。そこで、以下、原告らの主張を踏まえ、被告の上記評価ひいてはこれを是認した規制委員会の判断及びその過程に不合理な点がないか検討する。
被告の調査について
ａ測線間隔約４ｋｍの二次元反射法探査を実施したとの主張について⒜原告らは、第５の４   （原告らの主張）アａのとおり、二次元反射法探査を用いて地下構造を把握するためには、１０～５０ｍという短い間隔で縦横に測線を引く必要があるが、被告が佐田岬半島北岸部における地下構造を把握するために参照した海上音波探査は、二次元で行われ、かつ、測線間隔が約４ｋｍと余りに粗く、三次元的な把握はおよそ不可能である旨主張し、戊１０教授もこれに沿う証言をする。
しかしながら、被告は、佐田岬半島北岸部において、測線間隔約１ｋｍ間隔の測線を縦横に設定した平成２５年海上音波探査を実施しており（前記アｂ⒝）、原告らの上記主張はその前提に誤りがある。そして、伊予灘では、平成２５年海上音波探査等、被告を含む各種調査機関により、入り組んだ湾状地形の中まで、複数の調査対象深度及び分解能の異なる各種の音源を用いた音波探査が他に類のない高密度で実施され、高解像度の音波探査記録が得られており、これを基に断層の三次元的な連続分布の精密な情報が得られているなどと、地質学専門家らによって評価されており（乙１１２、１１５、１１６、１１９～１２１、３１０、３１１、３４４）、また、規制庁も、令和２年３月４日付け「『中央構造線断層帯（金剛山地東縁－由布院）の長期評価（第二版）』の知見に関する技術情報検討会の検討結果等について」において、「既許可（判決注：本件許可）で実施されている調査は、評価に必要な数量が実施され、必要な結果も得られていることから、追加調査の必要はなく、改めて事業者に対して指示する必要はないと考えている。」旨記載しており（乙１３５）、その手法の合理性が認められている。
また、海上音波探査を実施するに当たって、１０～１５ｍという短い間隔で測線を引く必要があることにつき、合理的根拠は示されていない。
以上によると、原告らの主張によるも、被告が地質境界としての中央構造線が活断層ではなく、佐田岬半島北岸部に活断層はないと評価するに当たって依拠した海上音波探査が、二次元反射法地震探査であることや、その測線間隔により、不合理であるとは認められない。


⒝なお、原告らは、戊１９氏は、①共同執筆者として関与した、八代海における日奈久断層帯調査のための三次元物理探査に係る論文（猪野ほか（２０１８））では、二次元物理探査では把握できなかったデータを三次元物理探査では把握することができたとして、三次元物理探査の優位性を評価しているにもかかわらず、佐田岬半島北岸部における調査としては、二次元物理探査でも十分である旨の見解を述べている、②地質ガイド（まえがき５．）が、可能な限り、最先端の調査手法、すなわち、二次元物理探査より三次元物理探査を実施するよう求めているにもかかわらず、被告が実施した二次元物理探査は十分であるとして新規制基準に反する見解を示しているなどとして、戊１９氏作成に係る意見書（乙３４４）の信用性を争う。しかしながら、上記①の点につき、八代海（日奈久断層帯海域部）においては、ブーマーを音源とする二次元物理探査（マルチチャンネル方式）を実施した楮原ほか（２０１１）によって活断層の分布が明らかになっていたところ（乙３７５）、猪野ほか（２０１８）が実施した三次元物理探査は、２０１６年熊本地震の発生を受けて、上記活断層の局所的な変形様式を解明するために行われたものであるのに対し（甲２０４、乙３６９）、被告が実施した海上音波探査は、佐田岬半島北岸部（伊予灘）における耐震設計上考慮すべき活断層の有無（以下、単に「佐田岬半島北岸部における活断層の有無」という。）を確認することを目的とするものであって、調査目的を異にするから、猪野ほか（２０１８）で三次元物理探査の有用性を評価した一方で、被告の実施した海上音波探査（二次元物理探査）が十分であると述べることは何ら矛盾するものではない。
また、上記②の点につき、地質ガイドは「まえがき５．」において、基準地震動の策定等に関する調査に当たっては、調査手法の適用条件及び精度等に配慮し、目的に応じた調査手法により実施されることが必要であり、可能な限り、最先端の調査手法が用いられていることが重要である旨規定している（乙８１、３９４）ところ、その文言に照らせば、いかなる調査条件下においても一律に最先端の調査手法を用いることが必須であると要求しているとは解されない。そして、既に説示したとおり、佐田岬半島北岸部を含む伊予灘では、被告及び各種機関が実施してきた高密度かつ高解像度の海上音波探査が実施されており、後記ｂで述べるとおり、佐田岬半島北岸部における活断層の有無を確認するために重要なＤ層（更新統。深度１００～１５０ｍ程度）以浅の地下構造を適切な音源を用いて把握していることからすれば、佐田岬半島北岸部における活断層の有無の確認のために三次元物理探査を実施する必要性は認められず、戊１９氏の見解が地質ガイドに反するものであるとも認められない。原告らは、その他、戊１９氏の意見書の信用性に疑念を差し挟む事情をるる指摘するが、いずれもその前提を欠いていたり、具体的根拠に基づかないものであったりするのであって、戊１９氏の意見書の信用性を左右しない。
上記検討したところに加え、前述のとおり、戊１９氏以外の多数の地質学専門家らが、被告の評価手法の合理性を認めていることも踏まえると、戊１９氏作成に係る意見書の信用性は否定されない。
ｂ音源及び振幅補正等について


原告らは、第５の４（原告らの主張）アｂのとおり、①佐田岬半島北岸部における有効な海上音波探査は、平成２５年海上音波探査以外には全く実施されていない、②地層深部に潜む震源断層を正確に捉えるためには、海上音波探査の音源として適切な種類のエアガンを選択すべきであるが、被告が平成２５年海上音波探査に利用したジオパルス（ブーマーと同等品（乙１１５［４頁］））、ウォーターガンは深度の深い地下構造を把握できないから不適切であり、元々記録が取れていない深度１００ｍ以下の地下の様子を振幅回復によって推測することもできない旨主張し、戊１０教授もこれに沿う証言をする。しかし、上記①の点につき、既に説示したとおり、佐田岬半島北岸部を含む伊予灘では、平成２５年海上音波探査のみならず、平成１６年地震探査により、新第三系及び第四系に明瞭な変位を与え海底まで達する断層群や、その南東部分では地質境界を覆う新第三系及び第四系がほぼ水平であることが記録されているなど（乙３１２［２４頁］）、被告及び各種機関によって、総延長約６７００ｋｍに及ぶ海上音波探査がされているのであるから、原告らの指摘は当たらない。また、上記②の点については、平成２５年海上音波探査に先立ち、エアガンを音源とした平成１６年深部地震探査が実施され、深部地下構造は既に把握されていたのであって（前記アａ、ａ⒝）、原告らの上記主張はその前提を欠いている。加えて、平成２５年海上音波探査は、佐田岬半島北岸部の海陸境界部における更なるデータ拡充・信頼性向上の観点から実施されたところ（前記アｂ⒝）、活断層の認定に当たっては、後期更新世以降の断層の活動の有無によって判断され、場合によっては、中期更新世以降の地層の活動性も評価することとされていることからすると（設置許可基準規則解釈別記１第３条３項、地質ガイドⅠ．２．参照、前記アｃ）、佐田岬半島北岸部については、更新世に相当する堆積層であるＤ層（深度１００～１５０ｍ程度）の上部以浅に活断層の痕跡を示す堆積層の変位・変形があるかを確認するために、深度１５０ｍ程度までの内部の構造を明瞭に捉えた記録が重要であるといえる。そして、海上音波探査マニュアルにおいては、海上音波探査の音源は、調査対象海域の水深、地質状況及び調査目的に応じた音源を選択する必要があり、浅部を詳細に把握できる高分解能音源（例えばブーマー）とエネルギーが大きく深部の調査に適した音源（例えばエアガンやウォーターガン）という異なる種類の音源を用いた調査を適切に組み合わせることとされているところ（海上音波探査マニュアル１．①、前記アｃ⒝）、平成２５年海上音波探査で利用したブーマーは、可探深度を海底下１００ｍ程度までとし、後期更新世以降の地層を含めた比較的浅い地層の内部構造を明瞭に捉えることができるものであり、チャープソナーは、可探深度を海底下２５ｍ程度までとし、極浅部の堆積層内の反射面も明瞭に捉えることができるものであるところ（前記アｂ）、現に、平成２５年海上音波探査により、Ｄ層のみならず、その下部の約１００万年前以前の地層を含むＴ層まで高解像度の記録が得られていること（乙１１５［８、９頁］）からすると、被告が、これらを音源として選択したことは、深度１５０ｍ程度までの内部の構造を明瞭に捉えるという上記目的に照らすと適切であるといえる。この点、被告が選択した音源が適切であることは、前述のとおり、地質学専門家らがこれを認めていることに加え、長期評価部会の海域活断層評価手法等検討分科会の主査を務める戊２０氏が、ブーマーやチャープソナーを用いることで活断層を確実に認定することができる旨の見解を示していること（乙１１８、３７４）からも裏付けられている。このように、活断層の認定という上記目的に照らせば、被告が、平成２５年海上音波探査において、ブーマー及びチャープソナーを音源として選択したことは合理的であり、不適切であるとは認められない。
また、被告がブーマー及びチャープソナーにおいて取得した海底下浅部のデータを解析する際に行った振幅補正は、飽くまでも調査対象深度、すなわち、深度１５０ｍ程度までの海底下浅部の適切なデータを得るために行われたものであり、より以深の海底下深部のデータを得るために行われたものではないから、原告らの主張はその前提において誤りがある。
以上によると、被告が地質境界としての中央構造線が活断層ではなく、佐田岬半島北岸部に活断層はないと評価するに当たって依拠した海上音波探査は、平成２５年海上音波探査にとどまるものではなく、また、原告らの上記主張によるも、平成２５年海上音波探査が、その音源や振幅補正により、不合理であるとは認められない。
ｃ伝播速度について
原告らは、第５の４（原告らの主張）アｃのとおり、被告は、海上音波探査の解析処理において深度変換を行う際、水中の音波の伝播速度と同じ１５００ｍ／ｓを用いているが、海底より深部の岩石中の伝播速度はより速いにもかかわらず、全てが水で構成されている前提で、地下構造を把握しようとすることは不適切である旨主張する。しかしながら、既に説示したとおり、佐田岬半島北岸部における活断層の有無を判断するに当たっては、Ｄ層（深度１００～１５０ｍ程度）の上部以浅における堆積層の変位・変形の有無を確認することが重要であるところ、このような海底下浅部は、堆積物に海水が多く含まれる軟らかい層であり、水中の音波の伝播速度である１５００ｍ／ｓを用いて深度変換をすることは一般的な解析処理であると認められる（乙３４４［１１頁］、３４７［４頁］、３７５～３７８）。なお、そもそも、後期更新世以降の堆積層の変位・変形の有無の確認は、海上音波探査記録の深度変換前の時間断面で行うことができるのであって、深度変換は大きな意味を持たないから、１５００ｍ／ｓを用いて深度変換をしたからといって、被告による活断層の有無の評価に影響を与えるものとは認められない。
以上によると、原告らの上記主張によるも、平成２５年海上音波探査の解析処理が、深度変換を行う際に被告が用いた伝播速度により、不合理であるとは認められない。
ｄ以上検討したところによると、佐田岬半島北岸部における被告の調査及びその解析に不十分な点は認められない。
中央構造線断層帯長期評価（第二版）の記載について


原告らは、第５の４（原告らの主張）アのとおり、中央構造線断層帯長期評価（第二版）において、被告の佐田岬半島北岸部における調査が不十分であり、地質境界としての中央構造線が活断層であることが示唆されている旨主張する。
確かに、中央構造線断層帯長期評価（第二版）には、「伊予灘南縁、佐田岬半島沿岸の中央構造線については現在までのところ探査がなされていないために活断層と認定されていない。今後の詳細な調査が求められる。」と記載されていることが認められ（前記アｃ、甲８３［３１頁］、乙２０［３１頁］）、これを前提にすると、被告及び各種機関による佐田岬半島北岸部における海上音波探査が不十分であり、佐田岬半島北岸部の地質境界としての中央構造線が活断層であるかどうかを判断することができないことを指摘しているようにも思える。
この点、中央構造線断層帯長期評価（第二版）の改訂経緯を見ると、平成２９年１月１６日に行われた第２２６回長期評価部会・第６６回活断層分科会合同会において、委員の一人から、「伊予灘について。これは希望だが、中央構造線のなかでは、佐田岬ギリギリの地質境界の断層の四国電力の探査が終わっていないか、少なくともデータが公表されていない。」との発言がされ（乙１２６の８［参考資料１］）、また、同年８月８日行われた第７３回活断層分科会において、委員の一人から「伊予灘付近の構造について、技術的に調査可能であるにも関わらず、浅い部分や海岸付近の構造がわかっていない。今後はより正確なデータを得るための調査が必要になるだろう。」との発言がされたが、平成２５年海上音波探査が実施されていることにつき説明はされなかったこと（乙１２６の１６［参考資料１－２］）、中央構造線断層帯長期評価（第二版）において、伊予灘における主な物理探査、地形・地質調査として、四国電力（２０１５）が挙げられている一方で、佐田岬半島北岸部での海上音波探査の実施状況等につき記載した四国電力（２０１４）が挙げられていないこと（甲８３、乙２０）に加え、長期評価部会の委員として中央構造線断層帯長期評価の改訂に携わった戊１１教授及び戊１５教授が、中央構造線断層帯長期評価（第二版）には、四国電力（２０１４）の存在を見落としたまま主張された内容が、一つの見解として残されたものである旨の見解を述べていること（乙１１２［４、５頁］、１２０［３～５頁］）や、規制委員会の委員も、四国電力（２０１４）はヒアリング資料にすぎず、取りまとめ資料である四国電力（２０１５）に盛り込まれていなかった上、検索しにくい状態であった旨述べていること（乙１３０［３７～４０頁］）からすると、委員らが、平成２５年海上音波探査が実施されていることを認識しないまま、中央構造線断層帯長期評価（第二版）に上記記載がされたものと認められるから、上記記載をもって、佐田岬半島北岸部における海上音波探査が十分に実施されていないなどと認めることはできない。
なお、原告らは、査読論文である高橋ほか（２０２０）が参照したデータが三次元反射法探査によるものではなく、反射法探査が十分に進化したとはいい難い時代の古い時代のデータであり、中央構造線断層帯長期評価（第二版）の見解を否定するに足りない旨も主張する。しかしながら、前述のとおり、地質学専門家らが、探査手法の合理性につき認めていることに加え、高橋ほか（２０２０）が参照した平成２５年海上音波探査の記録は、最新の調査手法であるマルチチャンネル方式を用いて実施されたものであり、古い時代のデータであるともいえず、原告らの上記主張は採用できない。
規制委員会による確認について
原告らは、第５の４（原告らの主張）アのとおり、平成２６年１０月１日に実施された規制委員会のヒアリングにおいて提出された四国電力（２０１４）は、深度１００ｍ以上の深さが分からないものであるし、佐田岬半島北岸部の海底谷が活断層によって生じた地形でないことが確認されたにすぎず、地質境界としての中央構造線断層帯が活断層でないことが確認されたわけではない旨主張する。
しかしながら、既に説示したとおり、伊予灘における活断層の有無の確認という目的からすれば、四国電力（２０１４）、すなわち、平成２５年海上音波探査の記録は、Ｄ層以浅の地下構造を明瞭に捉えたものであり、十分なものであると認められる。また、本件申請に係る申請書には、本件発電所において、「最も影響の大きい活断層は敷地の沖合約８ｋｍを通過する中央構造線断層帯であ」る旨、「中央構造線断層帯より南側には活断層による累積的な変形は認められない。」旨明示されるとともに、海上音波探査記録に基づき作成された海底地質断面図も記載されていること（乙ヨ１１［６－３－７１、６－３－７２、６－３－２１７頁］）、本件申請に係る審査書には「海上音波探査（略）等を行い（略）、敷地近傍及び敷地において、震源として考慮する活断層は認められないと評価した。」旨記載されていること（乙ヨ１３［１２、１３頁］）、規制委員会の委員である戊２１委員自身が、規制委員会に対し、ヒアリング資料として四国電力（２０１４）が提出されたところ、委員らは、本件発電所の直近、東側及び西側の測線全ての音波探査断面を見て、活動性のある断層はないことを確認した旨明確に述べていること（乙１３０［３８頁］）が認められることからすると、規制委員会が、地質境界としての中央構造線断層帯が活断層ではないとの被告の評価を是認したことは明らかであって、原告らの上記主張は採用できない。
ハーフグラーベンの存在について
原告らは、第５の４（原告らの主張）アのとおり、ハーフグラーベンの存在から佐田岬半島北岸部における地質境界としての中央構造線が活断層である旨主張し、これに沿う戊２２愛媛大学名誉教授の見解（甲２０３）を提出する。
しかしながら、ハーフグラーベンは、正断層運動によって生じるものであるところ（前記アｂ）、中央構造線断層帯では右横ずれ断層成分が卓越する運動が行われており（前記アａ、ｂ）、ハーフグラーベンの存在を基礎付けることは困難であることや、佐田岬半島北岸部の海上音波探査記録によっても本件発電所沖合約８ｋｍより南側では地層が水平に堆積しており（前記アａ）、ハーフグラーベンの形成に伴って生じるはずの堆積構造（正断層運動を示す扇状の堆積構造）が認められないことから、地質学等の専門家である戊１１教授（乙１１２）、戊１４元教授（乙１１９）、戊１６氏（乙１２１）及び戊１８教授（乙３１１）は、佐田岬半島北岸部の地質構造をハーフグラーベンで説明できないとの見解を示しているところ、上記各見解の合理性を否定するに足りる証拠はない。以上によると、原告らの上記主張は、採用できない。


以上によると、原告らの上記各主張によっても、被告による佐田岬半島北岸部の調査が不十分で、その評価が誤っているとは認められない。そして、上記認定のとおり、被告は、高密度かつ高解像度で実施された平成２５年海上音波探査等の結果を踏まえ、本件原子力発電所敷地の沖合約８ｋｍに位置する中央構造線断層帯より南側には、活断層による累積的な変形は認められないことなどから、佐田岬半島北岸部には活断層はないと評価しているところ、地質学専門家らによっても同様の評価がされているのであって、上記評価は合理的なものであると認められる。よって、被告の上記評価並びにこれを是認した規制委員会の判断及びその過程に不合理な点はないものと認められる。
⑶内陸地殻内地震の地震動評価（中央構造線断層帯の地震動の評価）
ア認定事実
前提事実、後掲各証拠及び弁論の全趣旨によれば、以下の各事実が認められる。
応答スペクトルに基づく地震動評価
応答スペクトルに基づく地震動評価は、距離減衰式に代表される地震のマグニチュードと震源又は震源断層からの距離の関係で地震動特性を評価する手法であり、多くの地震観測データに基づいて策定され、数少ないパラメータで評価するものである。（前提事実６⑵、乙９８）
ａ松田式の概要
松田式（ＬｏｇＬ＝０．６Ｍ－２．９）は、国内の内陸部に発生した１８９１年濃尾地震以後１９７０年秋田県南東部地震までの１４地震のデータ（うち１９６４年新潟地震の断層長さ１００ｋｍを除き、断層長さ８０ｋｍ以下である。）から得られた断層長さと地震の気象庁マグニチュードとの関係を表す経験式であり、日本列島の地殻内地震の断層長さと気象庁マグニチュードとの関係式と比較すると、Ｍｏ≧６．８の地震について、傾き及び絶対値ともほぼ一致し、日本列島における地殻内地震の震源断層に対し適用性が高いとされている。なお、松田式は、応答スペクトルに基づく地震動評価のみならず、地震モーメント（Ｍo）の経験的関係式である武村式（武村（１９９０））を用いることにより、断層モデルを用いた手法による地震動評価にも用いられる。
（甲４５［５頁］、乙２４［５頁］、３３、３８、３２６）
ｂ耐専式の概要
⒜耐専式は、解放基盤相当の硬い岩盤における観測記録（震源距離の範囲は２８～２０２ｋｍ（乙ヨ３１［１１０頁］、ヨ３６［４５頁］））に基づいて策定された距離減衰式であり、マグニチュード（気象庁マグニチュード）、等価震源距離（特定の１点（点震源）から全ての地震波のエネルギーが放出されたと仮定し、実際に広がりのある断層面全体から観測点に到達するエネルギーと点震源から到達するエネルギーとが等しくなる点震源から観測点までの距離）及び評価地点の地盤のＰ波速度、Ｓ波速度から評価地点の水平方向及び鉛直方向の地震動の応答スペクトルを評価するものである。
耐専式では、マグニチュードと等価震源距離とが与えられると、特定の８つの周期に対する応答値が求まり、８つの周期とその周期に対する応答値を、横軸を周期、縦軸を速度応答としたグラフ上にプロットし、それら８つの点を結ぶことにより、地震基盤における応答スペクトルが得られる。
上記８つの周期に対する応答値は「コントロールポイント」と呼ばれ、各コントロールポイントの値は、あらかじめ、マグニチュードと等価震源距離との組合せによって定められている。具体的には、４段階のマグニチュード、すなわち、Ｍ６、Ｍ７、Ｍ８及びＭ８．５について、それぞれ「遠距離」、「中距離」、「近距離」及び「極近距離」の４種類の等価震源距離が設定されている。もっとも、設定されていない任意のマグニチュードと等価震源距離に対するコントロールポイントの値についても、得られた応答値を基にマグニチュードと等価震源距離とで補正して求めることができる。
（乙ヨ３６、弁論の全趣旨）
⒝距離減衰式で用いる主要なパラメータの一つである距離について、多くの距離減衰式が評価地点と震源との最短距離を用いるのに対し、耐専式では、等価震源距離を用いるため、震源断層面の面的な広がりや断層面の不均質性（アスペリティ分布）を評価に反映することが可能である。また、震源断層の近傍では、断層破壊の指向性効果（ＮＦＲＤ効果）と呼ばれる破壊の進行方向で地震波の振幅が大きくなる現象が指摘されるところ、一般的な距離減衰式では、このような特性を考慮できないのに対し、耐専式では、応答スペクトルに反映させることが可能である。さらに、耐専式の回帰式策定に用いられた観測記録は、海溝型地震、すなわち、海洋プレート内地震及びプレート間地震が多く含まれているところ、過去の地震の知見から、内陸地殻内地震の地震動レベルは、海溝型地震と比べて小さいという特性が確認されており、この特性を反映するため、耐専式による評価では、内陸地殻内地震の地震動レベルを算定するための補正係数（短周期側に０．６を乗じるもの。以下、この補正を「内陸補正」といい、補正係数を「内陸補正係数」という。）が提案されている。
なお、耐専式は、地震規模及び等価震源距離から地震動レベルを求めるものであるため、等価震源距離が遠い長い断層での地震動レベルより等価震源距離が近い短い断層での地震動レベルが大きくなる可能性があるという特性を有する点に留意する必要がある。
（乙３４、ヨ３６、ヨ９４、弁論の全趣旨）
⒞原子力安全委員会の下で平成２１年５月２２日に行われた応答スペクトルに基づく地震動評価に関する専門家との意見交換会では、耐専式の「極近距離」よりも近傍に関しては、観測データが少なく、コントロールポイントも設けられていないことから、現時点では、耐専式を適用することが基本的に想定されておらず、そのような地震に対する耐専式の適用の可否に当たっては、他の距離減衰式の評価結果又は断層モデルを用いた手法による地震動評価結果と比較するなどして、総合的に判断を行う必要がある旨の意見が出された。そして、原子力安全委員会も、上記意見交換会を踏まえ、震源が敷地に近い場合の応答スペクトルに基づく地震動評価について、応答スペクトルによる手法は経験的手法であり、用いられたデータの質・量によってその適用範囲を慎重に吟味することが重要であり、特に、震源が敷地に近い場合にはより慎重な対応が必要となるため、上記場合には、適用可能な各種の応答スペクトルによる手法を用いた評価結果や断層モデルを用いた手法による地震動評価結果等を踏まえ、総合的な判断を行う必要があると整理した。（乙３４～３６）
断層モデルを用いた手法による地震動評価
断層モデルを用いた手法による地震動評価では、以下のとおり、震源特性パラメータを設定することにより、詳細な地震動評価が可能である。ａ新規制基準の考え方（断層モデルを用いた手法による地震動評価の手順）
⒜基本震源モデルの策定


断層モデルを用いた手法による地震動評価をするに当たっては、検討用地震ごとに、適切な手法を用いて震源特性パラメータを設定したモデル（基本震源モデル）をまず策定し、地震動評価を行う（設置許可基準規則解釈別記２第４条５項２号④ⅱ)）。震源特性パラメータについては、詳細な活断層調査結果等に基づき、レシピ等の最新の研究成果を考慮し設定する（地震ガイドⅠ．３．３．２⑷①１））。この際、基準地震動の策定過程における敷地での地震動評価に大きな影響を与えると考えられる支配的なパラメータである震源断層の長さ、活断層群の連動、地震発生層の上端深さ・下端深さ等について分析した上で保守性を考慮する。基本震源モデルに保守性を考慮することについては、「適切な手法を用いて震源特性パラメータを設定」（設置許可基準規則解釈別記２第４条５項２号④ⅱ））することとした上で、地質ガイドにおいて具体的にその確認事項が例示されており、適合性審査においては、基本震源モデルの震源断層が、当該原子炉施設の地震動を評価するにあたり適切かつ保守的に設定されたものであることを確認する。
⒝基本震源モデルへの不確かさの考慮
「敷地ごとに震源を特定して策定する地震動」について､基準地震動の策定過程に伴う各種の不確かさ（震源断層の長さ､地震発生層の上端深さ・下端深さ､断層傾斜角､アスペリティの位置・大きさ､応力降下量及び破壊開始点等の不確かさ並びにこれらに係る考え方及び解釈の違いによる不確かさ）については､敷地における地震動評価に大きな影響を与えると考えられる支配的なパラメータについて分析した上で､必要に応じて不確かさを組み合わせるなど適切な手法を用いて考慮する（設置許可基準規則解釈別記２第４条５項２号⑤）。支配的なパラメータの中でも特に、アスペリティの位置・応力降下量や破壊開始点等が重要であり、これらのパラメータが震源モデルの不確かさとして適切に評価されていることを確認する（地震ガイドⅠ．３．３．３⑵①１））。
⒞震源から敷地直下までの地震波の伝播過程の評価断層モデルを用いた手法では、震源から解放基盤表面までの伝播特性を評価することが必要であるところ、伝播特性を評価するに当たっては、グリーン関数（震源に単位の力が作用したときの観測点での応答）を採用しており、強震動予測においては、グリーン関数の設定方法として、経験的グリーン関数法及び統計的グリーン関数法が広く用いられている。
経験的グリーン関数法は、伝播過程を評価するために想定する断層の震源域において、実際に発生した中小地震の敷地における観測波形を要素波（グリーン関数）として、想定する断層の破壊過程に応じて足し合わせることで、大きな地震による地震動を計算する方法であり、あらかじめ評価地点における適切な観測記録を入手する必要がある。
統計的グリーン関数法は、多数の観測記録を統計処理した結果を基に平均的特性を持つ波形を算出し、当該波形を要素波として、大きな地震による揺れを計算する方法であり、評価地点における観測記録をあらかじめ入手する必要はないが、評価地点固有の特性に応じた震動特性が反映されにくい。
⒟震源が敷地に極めて近い場合の地震動評価
内陸地殻内地震について、震源が敷地に極めて近い場合には、地下構造の不均質性が地震波の伝播特性に対し、より大きな影響を与える可能性があり、かつ、内陸地殻内地震は再来期間が長く震源極近傍の観測記録が十分に得られていないことなどから、評価手法に不確定性が伴うため、前記⒜～⒞に加え、より詳細な検討を行った上で基準地震動を策定することが求められている（設置許可基準規則の解釈別記２第４条５項２号⑥、地震ガイドⅠ．３．３．２⑷④）。
（乙９８［２５７～２６１頁］）
ｂスケーリング則及び関連知見
各種パラメータの設定に当たってのスケーリング則及び関連知見には、以下のようなものがある。
⒜壇ほか（２０１１）
ⅰ壇ほか（２０１１）は、既存の手法である円形クラックを前提とする応力降下量の評価式を、内陸地殻内地震のうち、全長が極めて長い横ずれ断層等に適用することに問題があることを踏まえ、Ｉｒｉｅｅｔ    ａｌ．（２０１０）による平均動的応力降下量と震源断層面積及び地震モーメントとの関係式（断層長さ１５～１００ｋｍの横ずれ断層につき動力学的断層破壊シミュレーションから導かれた式）を用いて、横ずれ断層による内陸地殻内地震（国内９地震（震源断層長さ１７～１１４ｋｍ（＝８０ｋｍ＋３４ｋｍ））、海外１３地震（震源断層長さ４９～４３２ｋｍ））のデータから、平均動的応力降下量を３．４ＭＰａ、アスペリティの動的応力降下量を１２．２ＭＰａと算出し（ただし、断層幅は１５ｋｍと仮定している。）、これらを長大横ずれ断層のパラメータの既定値として設定することを提案している。（乙３２８、ヨ３７）ⅱ壇ほか（２０１２）は、壇ほか（２０１１）に従って、活断層の長さが２５ｋｍ、５０ｋｍ、１００ｋｍ、２００ｋｍ及び４００ｋｍの５つの場合のアスペリティモデルのパラメータを算定した上で、活断層の長さが５０ｋｍ、１００ｋｍ及び４００ｋｍの３つの場合の強震動を統計的グリーン関数法により試算し、２０００年鳥取県西部地震の記録、２００２年アラスカＤｅｎａｌｉ地震の記録及び最大加速度と最大速度に関する既往の距離減衰式である司・翠川（１９９９）の式と比較したところ、整合する結果が得られ、壇ほか（２０１１）が妥当である旨の見解を示している。なお、壇ほか（２０１２）は、２００２年アラスカＤｅｎａｌｉ地震のＰＳ１０観測点の記録に関し、同観測点の最大加速度については、地盤の非線形挙動の影響を受けてかなり小さくなっているため、比較の対象としておらず、同観測点の試算強震動の最大速度について観測記録と比較し、整合していることを確認したとしている。（乙３９）
また、藤堂ほか（２０１２）は、壇ほか（２０１１）を用いて、断層長さ３６０ｋｍの中央構造線の断層モデルを設定し、統計的グリーン関数法によって強震動を試算した結果、司・翠川（１９９９）の距離減衰式による推定値及び長大断層による２００２年アラスカＤｅｎａｌｉ地震の断層近傍記録とよく対応したことから、壇ほか（２０１１）は妥当である旨の見解を示している。（乙４０）


さらに、壇ほか（２０１６）は、壇ほか（２０１１）が海外の地震に適用できるかを検証するために、１９９９年トルコＫｏｃａｅｌｉ地震を対象とした震源モデルを作成し、統計的グリーン関数法による地震動評価結果と観測記録との比較を行ったところ、整合する結果が得られ、壇ほか（２０１１）は妥当である旨の見解を示している。（乙４１）
加えて、ＩＡＥＡがＳＳＧ－９を補完する目的で策定しているＳａｆｅｔｙＲｅｐｏｒｔｓ    ＳｅｒｉｅｓＮｏ．８５では、内陸地殻内地震の断層モデルを用いた地震動評価における断層パラメータの設定に関し、長大断層に対する新たな評価手法として壇ほか（２０１１）が紹介されている。（乙４２、弁論の全趣旨）
⒝入江（２０１４）
壇ほか（２０１１）の共著者の一人である戊２３氏の弘前大学大学院理工学研究科博士論文である入江（２０１４）は、壇ほか（２０１１）がデータとして使用した国内の９つの内陸地殻内地震のデータのみを用いて平均動的応力降下量とアスペリティの動的応力降下量の各相乗平均を求めてみたところ、平均動的応力降下量３．８ＭＰａ、アスペリティの動的応力降下量１５．２ＭＰａとなったことを示すとともに、「本来、日本で発生する地震の断層パラメータを想定するには、日本の地震データのみを用いるべきである」との見解を示しているが、これに続けて、国内の地震データでは１８９１年濃尾地震が最大であり、長大断層の規模のデータがやや不足しているとして、壇ほか（２０１１）が示す国外の地震も含めた動的応力降下量を断層パラメータの算定に用いている。（甲８０［４－６５、４－６６頁］、乙９９［４－６６頁］）
⒞Ｆｕｊｉｉ    ａｎｄＭａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）Ｆｕｊｉｉａｎｄ    Ｍａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）は、長大横ずれ断層に係る知見であり、断層形状（断層幅と断層長さ）と地震モーメントとの関係式を提案するとともに、長大な横ずれ断層による内陸地殻内地震の観測データに基づく回帰計算により、震源断層全体の静的応力降下量（レシピでは単に「静的応力降下量」と記されることもある。また、「平均応力降下量」と言われることもある。）を３．１ＭＰａと設定することなどを提案するものである。（乙３２７、ヨ３８）
⒟宮腰ほか（２０１５）
宮腰ほか（２０１５）は、平成７年から平成２５年に国内で発生した１８（うち、横ずれ断層は９つであり、その断層長さは８～６４ｋｍである。）の内陸地殻内地震（Ｍｗ５．４～６．９）の強震動記録を用いて解析した結果、横ずれ断層のアスペリティ領域における平均応力降下量を１２．８ＭＰａとしている。（乙４５）
⒠入倉・三宅（２００１）
入倉・三宅（２００１）は、強震動予測に必要なパラメータ設定の方法及びその手順を提案したものである。入倉・三宅（２００１）は、内陸の活断層地震の断層幅は、地震規模が小さいとき断層長さに比例し、ある規模以上の地震に対して飽和して一定値となることから、①地震規模が小さい領域（Ｍｏ＝７．５×１０１８（Ｎ・ｍ）以下）においては、地震規模と震源断層の面積の経験的関係式であるＳｏｍｅｒｖｉｌｌｅｅｔ    ａｌ．（１９９９）の式（Ｍｏ＝（震源断層の面積÷２．２３×１０１５）
３／２×１０－７）に従い、②ある
程度規模が大きくなり、断層幅が飽和した場合（Ｍｏ＝７．５×１０１８（Ｎ・ｍ）以上）は、入倉・三宅式（Ｍｏ＝（震源断層の面積÷４．２４×１０１１）２×１０－７）に従うことを提案するものである。
なお、入倉・三宅（２００１）は、主として北米の地震データに基づいているものの、平成７年から平成２５年までに発生した国内の１８の内陸地殻内地震（Ｍｗ５．４～６．９）のデータを用いて震源パラメータに係る既往のスケーリング則の再評価を行った結果として、断層破壊面積と地震モーメントの関係はＭｗ６．５以下でＳｏｍｅｒｖｉｌｌｅｅｔ    ａｌ．（１９９９）の式と、Ｍｗ６．５以上で入倉・三宅式と、それぞれよく一致することが確認され、２０１６年熊本地震の観測データについても入倉・三宅式と整合的であることが確認された。
（乙４５、４６、２８４、ヨ３８）
⒡室谷ほか（２００９）及び室谷ほか（２０１０）ⅰ室谷ほか（２００９）は、国内の長さ８０ｋｍを超える長大断層で発生し、地震波形記録を用いて解析が行われたデータが１８９１年濃尾地震のみであることから、海外の長大断層で発生し、地震波形を用いて解析が行われた８地震のデータ、また、地表での調査から得られた断層長さ、地表での最大変位量のデータも併せて収集し、これらのデータと信頼性のある地中の断層長が得られている４１地震のデータを比較し、長大断層に関するスケーリング則の検討を行った結果、長大断層に限ると、震源断層での平均すべり量（地震により破壊した地下の震源断層面のずれの量）と地表での最大変位量は２～３倍の関係になるとしている。なお、長大断層に関しては、観測事例が少なく、国内では１例のみであることから、今後は、データの蓄積とともにメカニズムの違いの影響やアスペリティに関する微視的断層パラメータの関係式などについて検討する必要があるとしている。
（乙ヨ９０）


ⅱまた、室谷ほか（２０１０）は、世界の内陸で発生した長さ８０ｋｍを超えるような長大断層での地震や近年発生した中規模地震のうち、地震波形を用いて解析が行われ、かつ、地表地震断層の調査が行われている１１地震のデータを収集し、これらのデータに、地中の断層長が得られている４０地震の信頼性のあるデータを加え、長大断層に関するスケーリング則について検討を行った結果、長大断層に限ると、地表での最大変位量は震源断層での平均すべり量の概ね２～３倍に収まり、震源断層での最大すべり量とはほぼ１対１の比例関係になる、地表での最大変位量は断層長さほぼ１００ｋｍで約１０ｍに飽和するとしている。なお、室谷ほか（２０１０）は、Ｍｕｒｏｔａｎｉｅｔ    ａｌ．（２０１５）によって査読論文化された。（乙ヨ９１、弁論の全趣旨）
ｃ震源断層モデルの設定に関するレシピの概要
⒜平成２８年改訂レシピ
平成２８年改訂レシピは、強震動予測につき、①特性化震源モデル（強震動を再現するために必要な震源の特性を主要なパラメータで表した震源モデル）の設定、②地下構造モデルの作成、③強震動計算、④予測結果の検証の４つの過程から行うこととしているところ、特性化震源モデルの設定につき、㋐断層全体の形状や規模を示す巨視的震源特性、㋑主として震源断層の不均質性を示す微視的震源特性、㋒破壊過程を示すその他の震源特性という３つの震源特性を考慮して、震源特性パラメータを設定するとしている。ⅰ巨視的震源特性（断層全体の形状や規模）の考慮平成２８年改訂レシピは、活断層で発生する地震における震源断層モデルの巨視的震源特性に関するパラメータとして、震源断層モデルの位置と構造（位置、走向、セグメント）、震源断層モデルの大きさ（長さ・幅）・深さ・傾斜角、地震規模及び震源断層モデルの平均すべり量を設定することとしている。（乙ヨ３８［２頁］）(ⅰ)「     過去の地震記録などに基づき震源断層を推定する場合
や詳細な調査結果に基づき震源断層を推定する場合」
上記の場合の地震規模（地震モーメント（Ｍｏ））は、地震モーメント（Ｍｏ）と震源断層の面積（Ｓ）との経験的関係により算出することを定めている（以下、後記⒝の表現の微修正されたものを含めて、この方法を「レシピの方法」という。）。具体的には、①一次的には、Ｓｏｍｅｒｖｉｌｌｅｅｔ    ａｌ．（１９９９）により算出するが、②地震モーメントが大きい地震のうち、Ｍｏ＝７．５×１０１８（Ｎ・ｍ）（Ｍｗ６．５相当）以上、Ｍｏ＝１．８×１０２０（Ｎ・ｍ）（Ｍｗ７．４相当）以下の地震については、入倉・三宅式を適用し、③Ｍｏ＝１．８×１０２０（Ｎ・ｍ）を上回る地震では、Ｍｕｒｏｔａｎｉｅｔａｌ．（２０１５）の式（Ｍｏ＝Ｓ×１０１７）を適用することを定めている。（乙ヨ３８［３、４頁］）
(ⅱ)「     地表の活断層の情報をもとに簡便化した方法で震源断
層を推定する場合」
上記の場合の地震規模（地震モーメント（Ｍo））については、地震調査委員会の長期評価による地震規模（気象庁マグニチュードと等価）と地震モーメント（Ｍo）の経験的関係式である武村式を用いて算出し、その前提となる気象庁マグニチュードについては、松田式により求めることとするが、活断層長さが概ね８０ｋｍを超える場合は、松田式の基になったデータの分布により、松田式の適用範囲を逸脱するおそれがあるため、例えば、レシピの方法や「『活断層の長期評価手法（暫定版）』報告書」（以下「活断層長期評価手法報告書」という。）記載の方法など、過去の地震の例を参考にしながら、適宜適切な方法でマグニチュード（地震モーメント）を算定する必要があると定めている（以下、後記⒝の表現の微修正されたものを含めて、この方法を「レシピの方法」という。）。そして、活断層長期評価手法報告書には、長さが１００ｋｍを超えるような長大な活断層について、断層長さが断層面の幅の４倍に満たない場合には、松田式に基づき地震規模を想定するが、これを超える場合には、長さが４倍を超えないように区分した区間が連動するモデルを設定して地震規模を算出する手法が示されている。なお、レシピの方法は、レシピが平成２０年４月に改訂された際に追加されたものであるが、これは、従来のレシピが、断層帯を個別に取り上げて詳細に強震動評価を行うことを目的としてまとめられてきたのに対し、多くの断層帯を対象として一括して計算する場合や対象とする断層帯における詳細な情報に乏しい場合であっても強震動の時刻歴を計算できるようにするため、一部の断層パラメータの設定を簡便化した方法として追加されたものである。
（甲４９［２６頁］、乙９６［２６頁］、１０６［２－１頁］、ヨ３８［５頁］）
ⅱ微視的震源特性（主として震源断層の不均質性）の考慮平成２８年改訂レシピは、活断層で発生する地震における震源断層モデルの微視的震源特性に関するパラメータとして、アスペリティの位置・個数、アスペリティの面積、アスペリティ及び背景領域の平均すべり量、アスペリティ及び背景領域の実効応力等を設定することとしている。


そして、震源断層全体及びアスペリティの静的応力降下量と実効応力及び背景領域の実効応力の設定に当たって、円形破壊面を仮定し難い長大断層に関し、Ｓｏｍｅｒｖｉｌｌｅｅｔ    ａｌ．（１９９９）に基づき、震源断層全体の面積とアスペリティの総面積の比率（アスペリティ面積比）を２２％としている。また、震源断層全体の静的応力降下量については、ＦｕｊｉｉａｎｄＭａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）が、観測データに基づく回帰計算により、内陸の長大な横ずれ断層の静的応力降下量として３．１ＭＰａを設定しており、これを前提にアスペリティの静的応力降下量を算出すると約１４．４ＭＰａとなり、既往の調査、研究成果とおおよそ対応する数値となるところ、上記値の適用範囲等については、横ずれ断層を対象とし、いくつかの条件下で導出された値であることを踏まえて今後十分検討してく必要があるものの、長大断層の静的応力降下量に関する新たな知見が得られるまでは暫定値として３．１ＭＰａを与えることとしている。さらに、平成２８年改訂レシピは、この円形破壊面を仮定せずアスペリティ面積比を２２％、震源断層全体の静的応力降下量を３．１ＭＰａとする取扱いは、暫定的に、断層幅と平均すべり量とが飽和する目安となるＭｏ＝１．８×１０２０（Ｎ・ｍ）を上回る断層の地震を対象とする旨を定めている。
（乙ヨ３８［８、１１、１２頁］）
⒝平成２８年１２月修正レシピ
平成２８年１２月修正レシピは、平成２８年改訂レシピを修正したものであるが、内容を変更することなく表現の微修正を図った点として、以下の２点が含まれていた。
ⅰ巨視的震源特性の設定に関し、平成２８年改訂レシピの「     過去の地震記録などに基づき震源断層を推定する場合や詳細な調査結果に基づき震源断層を推定する場合」及び「   地表の活断層の情報をもとに簡便化した方法で震源断層を推定する場合」との記載が「   過去の地震記録や調査結果などの諸知見を吟味・判断して震源断層モデルを設定する場合」及び「   長期評価された地表の活断層長さ等から地震規模を設定し震源断層モデルを設定する場合」との記載にそれぞれ改められた。
ⅱ円形破壊面を仮定せずアスペリティ面積比を２２％、震源断層全体の静的応力降下量を３．１ＭＰａと設定する取扱いにつき、平成２８年改訂レシピの記載によれば、Ｍｏ＝１．８×１０２０（Ｎ・ｍ）を上回らない場合には適用できないと誤解されるおそれがあったことから、①断層幅と平均すべり量とが飽和する場合の目安となるＭｏ＝１．８×１０２０（Ｎ・ｍ）を上回る断層、②①に該当しなくとも、アスペリティ面積比が大きくなったり、背景領域の応力降下量が負になったりするなど、非現実的なパラメータ設定になり、円形クラックの式を用いてアスペリティの大きさを決めることが困難な断層等の２つの場合に上記取扱いの適用が可能である旨の記載に改められた。
（乙１０１、１０７、弁論の全趣旨）
⒞平成２９年改訂レシピ
平成２９年改訂レシピは、震源断層モデルの設定に関し、平成２８年改訂レシピ及びその表現の微修正を図った平成２８年１２月修正レシピの内容を維持している。（甲４５［３～５、１１、１２頁］、乙２４［３～５、１１、１２頁］）
中央構造線断層帯の断層形状及び地震規模に関する中央構造線断層
帯長期評価の概要
中央構造線断層帯の断層形状及び地震規模に関する中央構造線断層帯長期評価の概要は、以下のとおりである。
ａ断層形状（中央構造線断層帯長期評価（第二版））
⒜伊予灘区間の断層の浅部の傾斜角
大野ほか（１９９７）により行われた反射法地震探査の結果によると、伊予灘における少なくとも深さ約２ｋｍ以浅の活断層帯は高角である。また、四国電力（２０１５）は伊予灘区間の海域部で詳細な音波探査を行い、中央構造線断層帯の横ずれ運動に対応するフラワーストラクチャーを確認するとともに、同断層帯下部が深度２ｋｍの三波川帯と領家帯との境界（北傾斜）に収れんすると解釈されている。以上のことから、伊予灘区間では深さ２ｋｍ以浅では高角度で北傾斜の可能性がある。（甲８３［３０、３１頁］、乙２０［３０、３１頁］）
⒝中央構造線断層帯の断層の深部の傾斜角
中央構造線の特に五条谷区間から伊予灘区間における断層深部の傾斜角について、中角度（約４０度）あるいは高角度（ないしほぼ鉛直）と評価する点について、これまでに指摘された根拠と現時点での評価は、次のとおりである。
ⅰ中角度であるとする根拠の要旨
伊予灘から別府湾に至る地域で行われた多数の反射法地震探査等の成果によって、中角度傾斜の中央構造線の活動による可能性のある現在の成長する狭長な半地溝堆積盆地の存在が確認されている。盆地中央部を走る高角な中央構造線断層（活断層帯）は下方延長で中央構造線を切断していない。さらに、中央構造線の北側の堆積層に傾動沈降運動が認められるが、これは傾斜した断層面の滑りに伴うロールオーバー構造と解釈される。地下深部で中角度に傾斜した横ずれ断層面が地表付近で高角度になることは、不自然ではない。また、ＧＮＳＳ観測（人工衛星から送られてくる電波を受信している地点の位置を測る測量方法）に基づく地殻変動からの傾斜角の推定では３５～５０度で北に傾斜する断層のモデルが最適と推定されている。このことは中央構造線の物質境界が力学境界であることを示唆するものである。
ⅱ高角度であるとする根拠の要旨


トレンチ調査及びボーリング調査、反射法地震探査に基づくと地表付近の断層の傾斜は高角度であり、しかも地表の断層のトレースが直線的であることから、地表付近では高角度の断層が連続していることを示している。地表付近の中央構造線断層帯が中角度であれば、地表の起伏に伴って断層走向は変わるはずであるが、そのような事実はない。また、讃岐山脈南縁東部区間における反射断面の結果から中角度の傾斜角が推定されているが、反射断面から見える境界は地質境界を意味しており、活断層であると断定できない。さらに、第四紀以降の上下方向のずれの向きは、活断層のトレースに沿って北側低下と南側低下が混在し、典型的な横ずれ断層の上下変位パターンを示しており、中角度の断層面が純粋な横ずれ運動を生じるとの考えとは矛盾する。
ⅲ地震本部の見解
中央構造線断層帯の傾斜角について、中角度か高角度かの判断根拠がいくつかあるため、現時点では両論を併記することとした。しかしながら、以下のような考察に基づき、中角度の可能性が高いと判断した。
中央構造線が地下深部まで中角傾斜であること、中央構造線断層帯（活断層）が高角傾斜であることは両論とも一致している。議論が分かれるのは次の２点である。第１に、高角な中央構造線断層帯と中央構造線はどのような関係かということである。第２に、中角である中央構造線が横ずれ卓越の運動を担えるかということである。
第１の点については、反射法地震探査断面が多数公表されているが、それらの中で高角である中央構造線断層帯（活断層）が下方において中角である中央構造線を切断していることを示す事実は確認されていない。第２の点については、①中央構造線は数千万年間以上にわたって断層活動を行ってきたと推定され、断層の強度や摩擦係数等が他の断層より小さいと想像される。②３５～５０度で北に傾斜する断層モデルにより、ＧＮＳＳによる地殻変動が説明可能であるという報告がある。また、実際に２０１３年にパキスタンで発生したバルチスタン地震も最初の破壊が７５度の傾斜角で、その後破壊が４５度でほぼ純粋な横ずれをしたと主張する例もある。
中央構造線断層帯が下方において中角である中央構造線を切断している事実が確認されないことと、４００ｋｍ以上にわたる中央構造線に平行してごく近傍にのみ活断層帯が随伴する事実は、中角である中央構造線の活動に伴って浅部における中央構造線断層帯（活断層）が形成・成長しているという考えを支持する。さらに中央構造線より南側の三波川帯や四万十帯などの外帯には活断層はほとんど存在せず、その延長部が中央構造線直下に分布することは高角の断層が形成しにくいことを示唆している。今後、中央構造線断層帯の深部における傾斜角について更なる調査を実施する必要があり、その結果に基づいて、断層深部の傾斜角を見直す可能性があることは留意されたい。
（甲８３［３２、３３頁］、乙２０［３２、３３頁］）
ｂ地震規模
⒜中央構造線断層帯長期評価（一部改訂）
中央構造線断層帯長期評価（一部改訂）は、中央構造線断層帯全体の断層長さを約３６０ｋｍとし、過去の活動時期の違いなどから、①金剛山地東縁区間（約２３ｋｍ）、②和泉山脈南縁区間（約４４～５２ｋｍ）、③紀淡海峡－鳴門海峡区間（約４３～５１ｋｍ）、④讃岐山脈南縁－石鎚山脈北縁東部区間（約１３０ｋｍ）、⑤石鎚山脈北縁区間（約３０ｋｍ）、⑥石鎚山脈北縁西部－伊予灘区間（約１３０ｋｍ）の６の活動区間に分けた。
ⅰマグニチュード
その上で、これらが４ないし６の区間に分かれて活動する可能性だけでなく、全体が同時に破壊する可能性があり、四国全域や断層帯全域が同時に活動する場合、その長さは２００ｋｍ以上となり、松田式の適用外となるところ、松田式によれば、断層長さ８０ｋｍでＭ８．０となることから、このような断層が非常に長い区間である④及び⑥の区間や中央構造線断層帯全体が活動した場合は、Ｍ８．０又はそれ以上と評価した。
ⅱモーメントマグニチュード
また、参考として、以下のとおり、モーメントマグニチュードも求めた。
(ⅰ)⑥の区間（石鎚山脈北縁西部－伊予灘区間。約１３０ｋｍ）
が個別に活動した場合
断層幅を２０～３０ｋｍ（断層幅が不明であることから④の区間の数値と同じと仮定）、断層の平均すべり量を２～７ｍ（地表の変位量を平均すべり量と同量とし、最大値は④の区間の地表最大変位量と同じと仮定）として、Ｋａｎａｍｏｒｉ（１９７７）を用いてＭｗ７．４～８．０と評価した。もっとも、地表のずれの量（変位量）は、地下の断層面におけるすべり量と同量ではない可能性があり、また、仮に同量であったとしても、強震動を起こす実効的なずれの量とは異なる可能性もあるため、強震動の計算を行う場合等には、この点に十分留意する必要があるとしている。
(ⅱ)④～⑥の区間が活動した場合
④～⑥の各区間のモーメントの和から算出し、Ｍｗ７．８～８．２と評価した。
(ⅲ)中央構造線断層帯全体（約３６０ｋｍ）が活動した場合㋐①～⑥の各区間のモーメントマグニチュードを求めるに当たり各区間においてそれぞれ推定した平均すべり量を基に算出したモーメントの総和から求めたケース（Ｍ７．９～８．３）と、㋑最大の想定として、平均すべり量を全ての区間で７ｍ（地表最大変位量）と仮定して各区間においてモーメントを算出し、その総和から求めたケース（Ｍ８．１～８．４）の２つのケースから推定し、Ｍｗ７．９～８．４と評価した。
（甲７９［１～４、２２、３０、３１枚目］、乙ヨ３３［１、２、１１、３８、７７、７８頁］）
⒝中央構造線断層帯長期評価（第二版）
中央構造線断層帯長期評価（第二版）は、中央構造線断層帯長期評価（一部改訂）を見直し、豊予海峡－由布院も中央構造線断層帯と評価して断層帯全体長さを約４４４ｋｍとするとともに、１０の活動区間に改め、中央構造線断層帯長期評価（一部改訂）における石鎚山脈北縁西部－伊予灘区間（約１３０ｋｍ）を石鎚山脈北縁西部区間（４１ｋｍ）と伊予灘区間（８８ｋｍ）に分けた。
ⅰマグニチュード


その上で、上記区間が７ないし１０の区間に分かれて活動する可能性や、全体が同時に破壊する可能性があり、活動区間が断層全体の場合には断層長さは４００ｋｍ以上となるところ、松田式の適用範囲は断層長さ８０ｋｍ以下とされていることから、単独区間及び同時に複数の区間が活動する場合で、かつ、断層長さが８０ｋｍを超える場合については松田式の適用範囲外とし、松田式を求める際に用いた最大長さ８０ｋｍとその時のマグニチュード（Ｍ８．０）を基に、Ｍ８．０又はそれ以上と評価した。
ⅱモーメントマグニチュード
また、参考として、以下のとおり、モーメントマグニチュードも求めた。
(ⅰ)伊予灘区間（８８ｋｍ）が個別に活動した場合断層長さが８０ｋｍを超え、断層傾斜角を中角とした場合の断層面積が１８００ｋ㎡を超えることから、断層傾斜角を４０度、断層幅を２３ｋｍとして断層面積を計算し、Ｍｕｒｏｔａｎｉｅｔ    ａｌ．（２０１５）を適用してＭｗ７．５と評価した。
(ⅱ)中央構造線断層帯全体（約４４４ｋｍ）が活動した場合Ｍｕｒｏｔａｎｉｅｔ    ａｌ．（２０１５）で求めた地震モーメントを用いてＫａｎａｍｏｒｉ（１９７７）によって算出し、中央構造線断層帯の傾斜角を４０度と仮定した場合（地震発生層の下端深さを全体にわたり１５ｋｍと仮定し、断層幅を２３．１ｋｍとしている。）をＭｗ８．０、傾斜角が深部にわたり高角とした場合（金剛山地東縁区間の断層幅を２３．１ｋｍ、それ以外の区間の断層幅を１５ｋｍとしている。）をＭｗ７．８と評価した。
（甲８３［５８、７２、７３頁］、乙２０［５８、７２、７３頁］）被告による中央構造線断層帯の断層形状及び地震規模の評価被告は、中央構造線断層帯の断層形状及び地震規模につき、以下のとおり評価した。
ａ中央構造線断層帯の断層形状
⒜地震発生層の厚さ
ⅰ地震発生層の上端深さ
被告は、気象庁一元化震源（平成９年１０月～平成２３年１２月）のうち、本件発電所を中心に半径１００ｋｍ程度、深さ５０ｋｍ以浅で発生した地震に基づき検討した結果、本件発電所周辺における内陸地殻内地震は、深さ２～１２ｋｍで発生していると評価した。
また、上記気象庁一元化震源のうち深さ２５ｋｍ以浅の地震に基づき検討した結果、本件発電所敷地及び敷地近傍における地震発生層の上端を示すとされるＤ１０％を５～６ｋｍと評価した。さらに、一般的に、地震発生層の上端深さはＰ波速度が６ｋｍ／ｓ相当の地層上面に対応すると言われているところ、ＰＳ検層（ダウンホール法）の結果、Ｐ波速度は、深度１２８０～２０００ｍにおいて約５．５ｋｍ／ｓであることから、６ｋｍ／ｓの地層上面の深さは少なくとも２ｋｍ以深であり、これに対し、三波川変成岩類と領家花こう岩類との会合部の深さ（地質境界としての中央構造線）は、屈折法地震探査の結果から、浅くとも２ｋｍ程度と推定されるとした。
そして、被告は、以上の知見により、地震発生層の上端深さは、５ｋｍ程度と判断されるが、中央構造線断層帯における断層上端深さを２ｋｍと設定したことを考慮し、内陸地殻内地震の地震動評価で用いる地震発生層の上端深さを２ｋｍと設定した。（乙ヨ１１［６－５－２４～６－５－２５頁］、弁論の全趣旨）
ⅱ地震発生層の下端深さ
本件発電所周辺における内陸地殻内地震の発生状況は、上記ⅰのとおり、深さ２～１２ｋｍである。
地震発生層の下端深さは、地殻内部の温度分布に支配されていると考えられているところ、Ｖｐ／Ｖｓ比の大きい領域は、地殻内部が高温であるため地殻物質の溶融化によりＰ波速度には大きな変化がないが、Ｓ波速度が急激に低下していることを示すものと考えられる。そして、弘瀬ほか（２００７）が行った地震波トモグラフィ解析結果によると、本件発電所敷地周辺では、深さ１５～２５ｋｍ付近にかけて高Ｖｐ／Ｖｓ比領域が確認され、やや南方の地殻内地震は低Ｖｐ／Ｖｓ比領域で発生し、下限（１５ｋｍ程度）を高Ｖｐ／Ｖｓ領域で制限されているように見えるとした。
また、地下の広域的な熱構造を示す指標の一つであるキュリー点深度（岩石が磁性を失うキュリー点温度（約５８０℃）に達する深度）は、大久保（１９８４）によると、本件発電所敷地周辺では約１１ｋｍとされていること、本蔵ほか（１９８８）は、過去の大地震の断層モデルの断層面の下端深度は平均的にはキュリー点深度より１．３倍深いという結果を示し、さらに、偏差等も考慮し、断層面の下端はキュリー点深度の１．５倍と仮定していることからすると、敷地周辺における地震発生層の下端深さは、１１ｋｍ×１．５＝１６．５ｋｍとなるとした。
さらに、地震発生層の下端を示すとされるＤ９０％は、伊藤（２００６）によると、１２～１４ｋｍと浅くなっている。加えて、地震が発生する下端深さは、地下の温度とも密接な関係があるところ、キュリー点深度との対比から算出した敷地における地殻熱量は８０ｍＷ／㎡、深部ボーリングの採掘で取得した地温勾配及び岩石コアの熱伝導率を用いて算出した地殻熱流量は７４ｍＷ／㎡であり、Ｔａｎａｋａ（２００４）の知見に照らし合わせると、敷地周辺のＤ９０％は１５ｋｍ程度と推定されるとした。
被告は、以上に加え、中央構造線断層帯長期評価（一部改訂）も踏まえ、地震発生層の下端深さを１５ｋｍと判断した。（乙ヨ１１［６－５－２５～６－５－２８、６－５－１５９頁］、弁論の全趣旨）
ⅲ地震発生層の厚さ


被告は、上記ⅰ及びⅱのとおり、中央構造線断層帯及び本件発電所敷地周辺における内陸地殻内地震について、上端深さを２ｋｍ、下端深さを１５ｋｍとし、地震発生層の厚さを１３ｋｍと評価した。（乙ヨ１１［６－５－２８頁］）
⒝断層傾斜角
被告は、変動地形学的には、敷地前面海域の断層群の分布域において、Ｄ層上面には南北方向で顕著な高低差は認められず、横ずれ断層の活動によって形成される典型的な地形、すなわち地溝やバルジが交互に並び、その長軸方向が非常に直線的な配列を示すこと（乙２３）から、少なくとも海底下浅部における活断層はほぼ鉛直と評価した。そして、特に、三波川変成岩類と領家花こう岩類の会合部が存在する沖合約８ｋｍの地点のほぼ鉛直の活断層には、変位の累積性が顕著に見られることなどから、地下深部の震源断層も鉛直である方が自然であると考えた。
次に、地震学的には、近年国内外で発生した横ずれ断層による主な地震では震源断層はいずれもほぼ鉛直であることが明らかにされているとともに、緩く（低角度に）傾斜する断層面を横ずれさせるような応力場は考えにくく、一般的に、横ずれ断層の震源断層面は鉛直であると考えられていること、敷地前面海域の海底地形は、地溝とバルジが交互に直線的に配列するなど、典型的な横ずれ断層の特徴が示されていること、本件発電所が立地する四国北西部は横ずれ断層が卓越する地域であることが示されていることを踏まえると、敷地前面海域の中央構造線断層帯の震源断層は鉛直である可能性が高いとした。
さらに、地球物理学的には、海上音波探査記録から海底下浅部の断層はいずれも高角度（鉛直に近い）であることが確認され、また、当該海上音波探査による探査断面を対象にアトリビュート解析による断層傾斜角の検討を実施した結果、海底下浅部に見られる高角度の断層の下方において、北傾斜する地質境界断層（地質境界としての中央構造線）が高角度の断層によって変位を受けている可能性が示唆されるとした。
被告は、以上の結果を総合的に勘案して、敷地前面海域の断層群の震源断層の傾斜角を鉛直と評価した。
（乙ヨ１１［６－３－５９～６－３－６６、６－３－２１１～６－３－２２９、６－３－２６０～６－３－２７６頁］）
⒞セグメント区分
長大活断層系のセグメント区分の考え方につき、「原子力発電所の活断層系評価技術－長大活断層系のセグメンテーション」（土木学会、２００３）では、幾何学的、地質・構造地質学的セグメント区分の基準として、断層の屈曲、断層の分岐及び他の断層との交差、第四紀堆積盆、断層の変位センス及び変位速度等が示され、また、挙動セグメント区分の基準として、古地震の破壊区間、平均活動間隔、イベント時の断層変位量等が示されている。被告は、既往文献により、重信引張性ジョグ、串沖引張性ジョグ及び三崎沖引張性ジョグに顕著な第四紀堆積盆が形成されており、前二者では和泉層群上面に数百ｍ以上の標高差があることや、後者の西に位置する豊予海峡セグメントでは北落ちの正断層成分が優勢であり、東側では南落ちの断層と北落ちの断層が交互に現れること、活動間隔が川上断層を含む東部とその西部で異なる可能性があること、串沖引張性ジョグの活動回数が少なく、伊予断層が起こした地震の中には断層破壊が串沖引張性ジョグに及ばなかったものがあると推定されていること、各断層の横ずれ変位量は、川上－小松断層の約４ｍに対して、重信断層は約２．５ｍ、伊予断層は約２ｍとされていることなどから、四国北西部の中央構造線断層帯につき、東から川上セグメント（約３６ｋｍ）、重信引張性ジョグ（約１２ｋｍ）、伊予セグメント（約２３ｋｍ）、串沖引張性ジョグ（約１３ｋｍ）、敷地前面海域の断層群（伊予灘セグメント。約４２ｋｍ）、三崎沖引張性ジョグ（約１３ｋｍ）、豊予海峡セグメント（約２３ｋｍ）が存在すると評価した。（前提事実１１⑵アａ⒜、乙ヨ１１［６－３－５１～６－３－５９頁］）
ｂ応答スペクトルに基づく地震動評価
⒜地震規模の算出
被告は、約４８０ｋｍケースを基本としつつ、約１３０ｋｍケース及び約５４ｋｍケースについて評価を行い、約６９ｋｍケースについても念のため検討することとした。
そして、応答スペクトルに基づく地震動評価で基本的に採用した耐専式が、地震規模の想定として気象庁マグニチュードを用いていることから、地震規模は断層長さから松田式を適用して気象庁マグニチュードを算定したが、そのうち、断層長さが８０ｋｍを超えるケース、すなわち、約４８０ｋｍケース及び約１３０ｋｍケースについては、長さが８０ｋｍ以下になるように区分し、区分したセグメントごとに松田式を適用して気象庁マグニチュードを算出し、これらを武村式の適用により地震モーメントに変換した上で合算し、再度、武村式を適用して断層全体の気象庁マグニチュードを算出した。かかる被告の算出手法により、約４８０ｋｍケースではＭ８．５、約１３０ｋｍケースではＭ８．１、約６９ｋｍケースではＭ７．９、約５４ｋｍケースではＭ７．７と算出された。
（前提事実１１⑵アａ⒝、⒞、乙９５、ヨ３１）
⒝耐専式の適用の可否の検討
次に、被告は、上記各ケース（断層長さ）それぞれにつき、鉛直モデル及び北傾斜モデルを検討することとした。他方、南傾斜モデルについては、約４８０ｋｍケースにおいては、等価震源距離が大きいため、約１３０ｋｍケース及び約５４ｋｍケースにおいては、後述のとおり、等価震源距離ではなく、断層最短距離を用いたその他の距離減衰式で評価するため、地震動は鉛直モデルと同じになるとして、検討の対象としなかった。
そして、被告は、距離減衰式については、①解放基盤表面の地震動として評価できること、②水平方向及び鉛直方向の地震動が評価できること、③震源の広がりを考慮できること、④敷地における地震観測記録を用いて地域特性等が考慮できること等の理由から、基本的に耐専式を採用することとし、上記各ケースにつき、以下のとおり、耐専式の適用の可否等について検討した。なお、本件発電所敷地の地盤は、Ｓ波速度２．６ｋｍ／ｓを示しており、耐専式が前提とするＳ波速度２．２ｋｍ／ｓの地盤よりも堅硬であるが、このことは、耐専式の適用に当たっては特に考慮しなかった。
ⅰ約４８０ｋｍケースについて


被告は、約４８０ｋｍケースの鉛直モデル及び北傾斜モデルともに耐専式の適用範囲内であることを確認した。
次に、約４８０ｋｍケースでは、内陸補正を考慮した場合に、その他の距離減衰式の地震動レベルと整合的であるが、内陸補正を考慮しない場合でも、その他の距離減衰式の地震動レベルとのかい離は比較的大きくないこと、その他の距離減衰式の評価結果が断層モデルを用いた手法による地震動評価結果ともほぼ整合的であることを確認した。
被告は、これらの結果から、約４８０ｋｍケースについては、鉛直モデル及び北傾斜モデルともに内陸補正を考慮せずに耐専式を適用して評価した。
ⅱ約１３０ｋｍケース、約６９ｋｍケース及び約５４ｋｍケース被告は、上記各ケースは、いずれも「極近距離」よりも近傍であり、基本的には耐専式の適用範囲外にあること、特に、鉛直モデルについては耐専式の検証に用いた観測記録がない範囲であることを確認した上で、耐専式による評価結果とその他の距離減衰式による評価結果及び断層モデルを用いた手法による地震動評価結果とを比較して、耐専式の適用の可否について検証した。
(ⅰ)鉛直モデル
各鉛直モデルにおいては、内陸補正を考慮しない場合、考慮した場合のいずれもが、その他の距離減衰式の地震動レベルと大きくかい離していることを確認した。そこで、いずれも耐専式の適用範囲外とした。
そして、その他の距離減衰式同士の結果が概ね同等であったことや、断層モデルを用いた手法による地震動評価結果（ただし、約１３０ｋｍケース及び約５４ｋｍケース）とも整合的であったことから、その他の距離減衰式を採用した。
(ⅱ)北傾斜モデル
各北傾斜モデルにおいては、内陸補正を考慮した場合には、その他の距離減衰式の地震動レベルと比較的整合的であるが、内陸補正を考慮しない場合にはかい離が大きく、過大評価となっていることから、内陸補正を考慮するのが適切であると評価した。そして、その他の距離減衰式の評価結果は、断層モデルを用いた手法による地震動評価結果とほぼ整合的であった。そこで、内陸補正を考慮した上で耐専式を適用することが適切であるが、被告は、保守的に、内陸補正を考慮せずに耐専式を適用して評価した。
（前提事実１１⑵アａ⒞、乙ヨ３１［９５、１１０～１３２頁］、弁論の全趣旨）
⒞上記⒜及び⒝の結果をまとめると、以下のとおりである。
鉛直モデル北傾斜モデル      Ｍ
約４８０ｋｍ
ケース
耐専式
（内陸補正なし）
耐専式
（内陸補正なし）
８．５
約１３０ｋｍ
ケース
その他の距離減衰式耐専式
（内陸補正なし）
８．１
約６９ｋｍ
ケース
その他の距離減衰式耐専式
（内陸補正なし）
７．９
約５４ｋｍ
ケース
その他の距離減衰式耐専式
（内陸補正なし）
７．７
⒟基準地震動Ｓs－１の策定
被告が、上記⒞の方法で応答スペクトルに基づく地震動評価を行って基準地震動Ｓｓ－１を算定したところ、最大値は６５０ガルとなった。（前提事実１１⑵ウａ）
ｃ断層モデルを用いた手法による地震動評価
⒜基本震源モデルの策定
ⅰスケーリング則の選定
被告は、断層モデルを用いた手法による地震動評価において必要な震源パラメータを設定する上で用いるスケーリング則については、壇ほか（２０１１）は、これに基づく設定値が、地質調査に基づく地表最大変位量（２～７ｍ程度）と整合的であること、地震モーメント（Ｍｏ）規模、平均応力降下量、アスペリティの応力降下量の３つのパラメータを一連で設定できること、異なる長さの断層（約４８０ｋｍケース、約１３０ｋｍケース及び約５４ｋｍケース）に対して適用可能であり、断層長さの影響を同一の手法で評価できることから、壇ほか（２０１１）を基本として採用するとともに、約４８０ｋｍケース及び約１３０ｋｍケースについては、Ｆｕｊｉｉａｎｄ    Ｍａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）のスケーリング則を、約５４ｋｍケースについては、入倉・三宅（２００１）の地震モーメントとＦｕｊｉｉａｎｄ    Ｍａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）の平均応力降下量を組み合わせて用いる手法を併用することとした。（乙ヨ１１［６－５－３３頁］、ヨ３１［２３、２５～２７、３７、４４頁］）
ⅱ平均すべり量の設定
被告は、四国西部の中央構造線断層帯における地表の変位量が２～４ｍであるとする堤・後藤（２００６）による中央構造線断層帯の地質調査結果（乙ヨ８９）に加え、地表最大変位量は平均すべり量の概ね２～３倍であり、断層長さが約１００ｋｍで約１０ｍに飽和する旨の室谷ほか（２００９）及び室谷ほか（２０１０）の知見（前記アｂ⒡）から導かれる長大断層の平均すべり量（約３～５ｍ）に整合するように、約４８０ｋｍケースで２．６２～５．８３ｍ、約１３０ｋｍケースで２．６７～４．２７ｍと設定した。（乙４８［１３頁］、ヨ３１［５４、５７～８３頁］、ヨ８９、弁論の全趣旨）
⒝不確かさの考慮
ⅰ基本モデルに考慮する不確かさ
被告は、断層モデルを用いた手法による地震動評価における不確かさの考慮に当たって、地震発生時の環境に左右されて地震の度に変化する偶然的不確かさ（破壊開始点）及び調査精度や知見の限界を要因とする認識論的不確かさのうち平均モデルを事前に特定し難いもの（アスペリティ深さ、断層長さ（連動））は、基本震源モデルに織り込むこととした。具体的には、約４８０ｋｍケース、約１３０ｋｍケース及び約５４ｋｍケースを全て基本震源モデルとして位置付けるとともに、アスペリティ深さについては、保守的に断層上端に配置し、破壊開始点については、事前の特定が困難なため、地震動評価への影響が大きくなるよう断層東下端、中央下端及び西下端の３か所設定（ただし、地震動評価に最も影響が大きい応力降下量の不確かさを考慮するに当たっては５か所設定）することとした。
ⅱ独立で考慮する不確かさ


他方、調査精度や知見の限界を要因とする認識論的不確かさのうち、事前の調査や経験式等に基づいて平均モデルを特定できる①アスペリティの応力降下量、②北傾斜モデル、③南傾斜モデル、④破壊伝播速度及び⑤アスペリティの平面位置については、以下のとおり、独立した不確かさとして、基本震源モデルに重畳させて考慮することとした。
(ⅰ)アスペリティの応力降下量（上記①）
２００７年新潟県中越沖地震の震源特性として、短周期レベルが平均的な値の１．５倍程度大きかったという知見がある。この知見は、ひずみ集中帯に位置する逆断層タイプの地震という地域性によるものと考えられるところであり、本来であれば、過去の地震観測記録に基づいて本件発電所敷地周辺で発生する地震の震源特性の分析を行うべきであるが、本件発電所敷地周辺では、規模の大きい内陸地殻内地震は発生していないことを踏まえ、上記知見に基づき、アスペリティの応力降下量につき基本震源モデルの１．５倍又は２０ＭＰａとした場合の評価を行った。
（ⅱ）北傾斜モデル（上記②）
敷地前面海域の断層群の震源断層は横ずれ断層と推定されるため、傾斜角が高角度である可能性が高いが、中央構造線断層帯が北へ傾斜する地質境界としての中央構造線と一致する可能性を完全には否定できないとして、傾斜角９０度のほか、北に３０度傾斜させた場合の評価も行った。
(ⅲ)南傾斜モデル（上記③）
断層傾斜角のばらつきを踏まえ、本件発電所敷地側に傾斜する場合を考慮し、横ずれ断層について南に８０度傾斜させた場合も評価した。
(ⅳ)破壊伝播速度（上記④）
海外の長大な活断層の破壊伝播速度に関する知見を踏まえ、約４８０ｋｍケース及び約１３０ｋｍケースについては、Ｖｒ（破壊伝播速度）＝Ｖｓ（地震発生層のＳ波速度）の場合の評価を行い、約５４ｋｍケースについては、宮腰ほか（２００３）の知見を踏まえて、Ｖｒ＝０．８７Ｖｓの場合の評価を行った。
(ⅴ)アスペリティの平面位置（上記⑤）
基本的にはジョグにアスペリティは想定されないものの、完全には否定できないことから、本件発電所敷地正面のジョグにアスペリティを配置する場合の評価を行った。
（乙ヨ１１［６－５－３１～６－５－３３、６－５－４１、６－５－４２、６－５－７０～６－５－９３頁］、ヨ３１［２０～２４、３６～４４頁］）
⒞地震規模の評価結果
被告は、約４８０ｋｍケースでＭｗ７．７～８．０、約１３０ｋｍケースでＭｗ７．４～７．８、約５４ｋｍケースでＭｗ６．９～７．４と評価した。（前提事実１１⑵アａ⒟ⅱ）
⒟地震動評価
約４８０ｋｍケースについて、統計的グリーン関数法及び経験的グリーン関数法により評価し、両者を比較した上で、原子炉施設に影響の大きい周期０．１秒付近の地震動について厳しい結果を与えた経験的グリーン関数法を採用して、地震動評価を行った。（前提事実１１⑵アａ⒟ⅲ）
⒠基準地震動Ｓｓ－２の策定
断層モデルを用いた手法による地震動評価の結果のうち、本件原子炉施設に与える影響が大きいケースとして、内陸地殻内地震のうち約４８０ｋｍケースにおける壇ほか（２０１１）及びＦｕｊｉｉａｎｄＭａｔｓｕ‘ｕｒａ（２０００）に基づき、応力降下量の不確かさを考慮したケース並びに約５４ｋｍケースにおける入倉・三宅式に基づき、上記不確かさを考慮したケースを選定し、経験的グリーン関数法と理論地震動についてハイブリッド合成を行った。被告は、その結果及び工学的判断を踏まえ、基準地震動Ｓｓ－２（８ケース）を策定したところ、その最大値は５７９ガルであった。（前提事実１１⑵ウｂ）
イ判断
以下、原告らの主張を踏まえ、中央構造線断層帯の基準地震動に関する被告の評価並びにこれを是認した規制委員会の判断及びその過程に不合理な点がないか検討する。
応答スペクトルに基づく地震動評価
ａ中央構造線断層帯長期評価（一部改訂）との比較について原告らは、第５の４⑵（原告らの主張）イａのとおり、被告は、約１３０ｋｍケースでＭｗ７．４～７．８、約４８０ｋｍケースでＭｗ７．７～８．０と地震規模を想定しているが、中央構造線断層帯長期評価（一部改訂）と比較して過小であり、また、被告が依拠した室谷ほか（２００９）及び室谷ほか（２０１０）の知見は、主に海外のデータに基づくものであり、国内における長大断層に関する確立した知見であるともいえない旨主張する。この点、原告らは、上記の点につき、応答スペクトルに基づく地震動評価の問題点として主張するが、原告らが指摘するＭｗの値や上記知見の活用は、断層モデルにおけるものと認められることから、以下、これを前提に検討する。確かに、中央構造線断層帯長期評価（一部改訂）が、石鎚山脈北縁西部－伊予灘区間（約１３０ｋｍ）が活動した場合の地震規模をＭｗ７．４～８．０、中央構造線断層帯全体（約３６０ｋｍ）が活動した場合の地震規模をＭｗ７．９～８．４と想定している（前記アｂ⒜ⅱ（ⅰ）、（ⅲ））のに対し、被告は、約１３０ｋｍケースでＭｗ７．４～７．８、約４８０ｋｍケースでＭｗ７．７～８．０と想定しており（前記アｃ⒞）、Ｍｗの値のみを単純に比較すれば、被告の地震規模の想定が過小になっているようにも見える（ただし、中央構造線断層帯長期評価（一部改訂）は、長さ４８０ｋｍの断層が活動した場合の地震規模を想定しておらず、約４８０ｋｍケースについては中央構造線断層帯長期評価（一部改訂）と適切に比較することは困難である。）。この点、両者が想定する地震規模の違いは、断層の平均すべり量の相違等に起因するものと考えられる。


すなわち、平均すべり量につき、中央構造線断層帯長期評価（一部改訂）は、地表最大変位量が断層の平均すべり量と同じという仮定や、一部区間の断層幅や断層の平均すべり量が全長にわたって同一であるという仮定に基づき、石鎚山脈北縁西部－伊予灘区間（約１３０ｋｍ）が活動した場合の平均すべり量を２～７ｍ、中央構造線断層帯全体が活動した場合の平均すべり量を全ての区間で７ｍと仮定している（前記アｂ⒜ⅱ（ⅰ）、（ⅲ））。これに対し、被告は、四国西部の中央構造線断層帯における地表の変位量が２～４ｍであるとする堤・後藤（２００６）による中央構造線断層帯の地質調査結果に加え、地表最大変位量は平均すべり量の概ね２～３倍であり、断層長さが約１００ｋｍで約１０ｍに飽和する旨の室谷ほか（２００９）及び室谷ほか（２０１０）の知見（前記アｂ⒡）から導かれる長大断層の平均すべり量（約３～５ｍ）に整合するよう各ケースの平均すべり量を約１３０ｋｍケースで２．６７～４．２７ｍ、約４８０ｋｍケースで２．６２～５．８３ｍと設定したことが認められ（前記アｃ⒜）、中央構造線断層帯長期評価（一部改訂）と被告が設定した断層の平均すべり量には相違がある。
そして、中央構造線断層帯長期評価（一部改訂）自体が、地表の変位量と断層の平均すべり量とは同量でない可能性があるため、強震動の計算を行う場合等は、この点に留意する必要がある旨述べているのに対し（前記アｂ⒜ⅱ（ⅰ））、被告が参照した室谷ほか（２００９）及び室谷ほか（２０１０）は、主に海外の長大断層で発生した地震のデータを中心に検討したものではあるものの（前記アｂ⒡）、室谷ほか（２０１０）が査読論文化されたＭｕｒｏｔａｎｉｅｔ    ａｌ．（２０１５）が平成２８年改訂レシピ以降のレシピで採用され（前記アｂ⒡ⅱ、アｃ）、中央構造線断層帯長期評価（第二版）においても断層長さが８０ｋｍを超える活動区間の地震規模の想定に当たって、Ｍｕｒｏｔａｎｉｅｔ    ａｌ．（２０１５）が用いられているとおり（前記アｂ⒝ⅱ（ⅱ））、妥当性が確認されている知見であるといえることからすると、被告による断層の平均すべり量の設定及びこれに基づく地震規模の評価は合理性を有するものと認められる。これは、中央構造線断層帯長期評価（第二版）が、中央構造線断層帯全体（約４４４ｋｍ）が活動した場合につき、傾斜角を４０度とした場合をＭｗ８．０、傾斜角を高角とした場合をＭｗ７．８と評価しており（前記アｂ⒝ⅱ（ⅱ））、被告の上記評価と整合することからも裏付けられているといえる。
以上によると、被告の地震規模の想定が中央構造線断層帯長期評価（一部改訂）の想定を下回っていることをもって、被告の上記評価が不合理であるとは認められない。
ｂ被告による推定手法について
⒜セグメントの区分等による地震規模評価について原告らは、第５の４⑵（原告らの主張）イｂ⒜のとおり、①約４８０ｋｍケース及び約１３０ｋｍケースに関する被告の地震規模の算出方法は、長さが１００ｋｍを超える長大な活断層から発生する地震のすべり量は飽和するとの確立していない知見を前提とするものであるが、上記両ケースにおいても、そのまま松田式を適用して、地震規模を想定すべきである、②実際の活断層の活動が被告想定の４ケースのいずれかに当てはまるとは必ずしもいえず、被告のセグメント区分に基づく評価を前提とすると、約６９ｋｍケースよりも約４８０ｋｍケースや約１３０ｋｍケースの方が小さい地震動評価を導いているのであるから、約６９ｋｍケースと約１３０ｋｍケースの中間に最も地震動が大きくなるケースが存在するはずであり、約１００～１３０ｋｍ程度を基本ケースとして想定すべきである旨主張する。
しかしながら、上記①の点（松田式をそのまま適用しなかった点）につき、平成２８年改訂レシピは、断層長さが概ね８０ｋｍを超える場合は、松田式の基になったデータの分布により、松田式の適用範囲を逸脱するおそれがあるとして、活断層長期評価手法報告書に示された手法等を参考にしながら、マグニチュードを算定するよう求めており、活断層長期評価手法報告書では、長さが１００ｋｍを超えるような長大な活断層について、断層長さが断層面の４倍を超える場合には、長さが４倍を超えないように区分した区間が連動するモデルを設定して地震規模を算出する手法が示されている（前記アｃ⒜ⅰ（ⅱ））。また、中央構造線断層帯長期評価（第二版）も、断層長さが８０ｋｍを超える場合には、松田式の適用範囲外として松田式を求める際に用いた最大長さ８０ｋｍとその時のマグニチュード（Ｍ８．０）を基に、Ｍ８．０又はそれ以上と評価している（前記アｂ⒝ⅰ）。
これらのことからすれば、断層長さが８０ｋｍを超える場合に松田式をそのまま適用することは想定されていないものと認められる。そうすると、被告が、このような松田式の適用範囲を踏まえて、約４８０ｋｍケース及び約１３０ｋｍケースに松田式を適用するに当たって、長さが８０ｋｍ以下になるように区分し、区分したセグメントごとに松田式を適用し、武村式を介した上で、その総和をもって気象庁マグニチュードを算出したこと（すなわち、原告らが主張するような長大断層におけるすべり量の飽和を考慮したものではない。）は、上記報告書記載の断層を区分した上で、各区間が連動するモデルを設定して地震規模を算出する手法にも沿うものであり、不合理であるとは認められない。このことは、被告による地震動の評価が、約４８０ｋｍケースではＭ８．５、約１３０ｋｍケースではＭ８．１と、いずれも中央構造線断層帯長期評価（第二版）の評価（Ｍ８．０又はそれ以上）に沿うものであることからも裏付けられているといえる。


また、上記②の点（約１００～１３０ｋｍ程度を基本ケースとして想定すべきとする点）については、被告による既往文献等を踏まえたセグメント区分自体（前記アａ⒞）については、特段不合理な点は認められない。そうすると、被告が、約４８０ｋｍケースを基本としつつ、断層が部分破壊するケースも考慮して、川上セグメント、伊予セグメント及び敷地前面海域の断層群が連動する約１３０ｋｍケース、敷地前面海域の断層群が活動する約５４ｋｍケース、更には、敷地前面海域の断層群と両端のジョグ全部が連動する約６９ｋｍケースを想定して地震規模を想定したことは合理的であると認められる。このように、被告によるセグメント区分が不合理であると認められない以上、約６９ｋｍケースよりも約４８０ｋｍケースや約１３０ｋｍケースの方が小さい地震動評価を導いていることのみをもって、約６９ｋｍケースと約１３０ｋｍケースの中間に最も地震動が大きくなるケースが存在する合理的根拠があるものとは認め難く、約１００～１３０ｋｍ程度を基本ケースとして想定すべきであるとは認められない。
なお、応答スペクトルに基づく地震動評価において、約６９ｋｍケース及び約５４ｋｍケースの地震動評価の方が約４８０ｋｍケースや約１３０ｋｍケースの地震動評価より大きくなっているのは、約６９ｋｍケース及び約５４ｋｍケースは、約４８０ｋｍケースとは異なり基本的に耐専式の適用範囲外であるにもかかわらずあえて耐専式が適用されていることや（前記アｂ⒝）、約４８０ｋｍケース及び約１３０ｋｍケースよりも等価震源距離が近く（乙ヨ３１［１３０頁］）、等価震源距離が近くなるほど地震動レベルが大きくなるという耐専式の特性（前記アｂ⒝）が現れたものと考えられるから、このような結果が生じたことが被告の地震動評価が不合理であることに直ちに結びつくものとは認められない。
以上によると、①約４８０ｋｍケース及び約１３０ｋｍケースにおいてそのまま松田式を適用しなかったこと、②約１００～１３０ｋｍケース程度を基本ケースとして想定しなかったことをもって、被告の評価が不合理であるとは認められない。
⒝松田式のばらつきの考慮について
原告らは、第５の４⑵（原告らの主張）イｂ⒝のとおり、本件ばらつき条項の趣旨は、経験式によって算出される平均値と実際に発生する地震の地震規模とがかい離する可能性を考慮し、安全性の見地から、より大きい方向でかい離する可能性を想定すべきとするものであるところ、約４８０ｋｍケースを考慮したとしても、セグメントごとに区分した上で、それぞれの地震規模を合算するという方法により、断層長さに関する不確かさを考慮し尽くしているとはいえず、現に、地震動評価が他のケースよりも小さくなっていることなどからすれば、被告は、松田式の有するばらつきを十分に考慮していない旨主張する。
この点、前記３⑵アｂで説示したとおり、経験式は、基となるデータの地域特性の相違によってばらつきが生じるものである。そして、設置許可基準規則解釈別記２は、本件ばらつき条項のように経験式が有するばらつきに言及していない一方で、基準地震動の策定に当たっては、地域特性を十分に踏まえて、各種の不確かさ（震源断層の長さ、地震発生層の上端深さ・下端深さ、断層傾斜角、アスペリティの位置・大きさ、応力降下量、破壊開始点等の不確かさ並びにそれらに係る考え方及び解釈の違いによる不確かさ）につき、敷地における地震動評価に大きな影響を与えると考えられる支配的なパラメータについて分類した上で、必要に応じて不確かさを組み合わせるなど適切な手法を用いて考慮することを求めており（前提事実１１⑴ア）、経験式が有する上記ばらつきを補うために、地域特性を踏まえた不確かさを考慮することで、保守的な地震動評価をすることを求めているものと解される。
また、地震ガイドでは、本件ばらつき条項が定められているところ（前提事実１１⑴イｂ）、同条項が、経験式の有する当然の性質を確認し、適用範囲の検討の際の留意点を注意的に規定したにすぎないものであることは、前記３⑵アｂで説示したとおりであり、経験式が有するばらつきを経験式の適用結果に定量的に上乗せすることを求めているものとは解されず（このような手法は、経験式それ自体を修正することになる上、地震の地域特性を軽視することにもなり、妥当でない。）、設置許可基準規則解釈別記２と同様、経験式のばらつきを補うために、地域特性を踏まえた不確かさを考慮することを求めているものと解される。地震ガイドがこのような立場を取っていることは、地震ガイドの表現の改善が行われた令和４年地震ガイドにおいて、本件ばらつき条項が削除され、経験式の適用条件、適用範囲について確認することが留意事項として挙げられ、その解説部分に、経験式の基となった観測データにばらつきが存在するのは当然であるとして、適用条件、適用範囲、基となったデータの特性等への留意が必要である旨記載されたことや基準地震動の策定に係る審査の基本方針として、地震動評価に大きな影響を与えると考えられる不確かさを適切に考慮しているかを総合的に判断することが明示されたこと（前提事実１１⑴イ）からも裏付けられている。
したがって、新規制基準は、経験式のばらつきにつき、地域特性を踏まえた不確かさを考慮することで保守的に地震動評価をすることを求めているということができる（このような解釈は、基準地震動の策定に当たって、経験式が有するばらつきは、経験式を用いる際に設定するパラメータの不確かさによって生じるもので、この不確かさを考慮することでばらつきが考慮されると考えられている旨を複数の専門家が指摘していること（乙３５０～３５２）とも整合的である。）。
そこで、上記のような考え方に照らし、松田式の有するばらつきにつき、不確かさの考慮が適切に行われているか検討するに、まず、松田式は、Ｍｏ≧６．８の地震について、日本列島における地殻内地震の震源断層に対し適用性が高いとされており（前記アａ）、そもそも、ばらつきは大きいものではないと認められる。そして、地震規模は断層長さだけでなく断層幅にも左右されること、松田式は、断層長さと地震規模（気象庁マグニチュード）との関係を表す経験式であり、断層幅のデータが用いられていないこと（前記アａ）から、ばらつきの原因として断層幅も考えられるところ、被告は、前記アａ⒜で認定したとおり、中央構造線断層帯の断層厚さを保守的に設定した上で、北傾斜モデルについても評価したことが認められる。


また、被告は、中央構造線断層帯長期評価（一部改訂）及び別府－万年山断層帯長期評価などを踏まえ、約４８０ｋｍケース、約１３０ｋｍケース、約６９ｋｍケース及び約５４ｋｍケースを断層長さとして設定し（前提事実１１⑵アａ⒞）、各ケースに松田式を適用して地震規模を想定し、耐専式の適用範囲外になるケース（約１３０ｋｍケース、約６９ｋｍケース及び約５４ｋｍケース）にもあえて耐専式を適用するなどして応答スペクトルに基づく地震動評価を行い、本来行うべき内陸補正も行っていないこと（前記アｂ⒝）が認められる。
以上によると、被告は、松田式が有するばらつきを補うために、地域特性を踏まえた不確かさを適切に考慮しているものと認められる。なお、約４８０ｋｍケース及び約１３０ｋｍケースについて長さが８０ｋｍ以下になるように区分した上で、松田式を適用したことが不合理でないこと、上記両ケースの地震動評価が約６９ｋｍケース及び約５４ｋｍケースよりも小さくなることが直ちに不合理になるものではないことは、前記⒜で説示したとおりである。したがって、被告が、松田式のばらつきを十分に考慮していないものとは認められない。
⒞耐専式の適用排除について
原告らは、第５の４⑵（原告らの主張）イｂ⒞のとおり、約１３０ｋｍケース、約６９ｋｍケース及び約５４ｋｍケースの各鉛直モデルに関し、耐専式の適用を排除したことに合理的理由はなく、また、これらのケースについて耐専式の適用に代わって適用したその他の距離減衰式の選定は恣意的であり、不合理である旨主張する。しかしながら、耐専式を含む距離減衰式は、過去の地震観測データを回帰分析することによって得られた一般法則を導く計算式であり、精度の高い予測を行うには、その基となった観測記録に係るデータベース（地震規模、観測点と断層との距離、観測地点の地盤データ等）の範囲で適用されるべきものであるから、評価対象となる地震規模や観測点との距離等がデータベースの範囲を外れる場合には、当該距離減衰式の適用可能性を慎重に検証する必要があり、地震ガイドにおいても、用いられている地震記録の地震規模、震源距離等から、適用条件、適用範囲について検討した上で、距離減衰式が適切に選定されていることを確認することが定められている（地震ガイドⅠ．３．３．１⑴①１）、前提事実１１⑴イｃ）。そして、耐専式については、コントロールポイントが設定された「極近距離」よりも近傍の地震については、観測データが少なく、コントロールポイントも設けられていないことから、耐専式を適用することが基本的に想定されておらず、そのような地震に対する耐専式の適用の可否に当たっては、他の距離減衰式の評価結果又は断層モデルを用いた手法による地震動評価結果と比較するなどして、総合的に判断を行う必要があるとされている（前記アｂ⒞）。
被告は、前記アｂ⒝のとおり、約１３０ｋｍケース、約６９ｋｍケース及び約５４ｋｍケースが、いずれも「極近距離」よりも近傍であり、基本的には耐専式の適用範囲外であることを前提に、これらのケースの各モデルにおいて、内陸補正を考慮しない場合と考慮した場合の双方について、その他の距離減衰式の評価結果や断層モデルを用いた手法による地震動評価結果と比較しながら耐専式の適用可能性を検証し、上記各ケースの各鉛直モデルについては、その他の距離減衰式同士の結果については概ね同等であり、また、震源が敷地に近く、その破壊過程が地震動評価に大きな影響を与えると考えられる地震について重視されている必要があるとされている断層モデルを用いた手法による地震動評価（前提事実１１⑴イａ）の結果とも整合的であったのに対し、耐専式を適用した場合は、内陸補正を考慮しても他の評価結果とのかい離が大きいことから、いずれも耐専式の適用範囲外と判断したこと（前記アｂ⒝ⅱ）からすると、かかる被告の評価は、上記耐専式の適用可能性の検証手法を踏まえたものであり、合理的であるといえ、また、被告がその他の距離減衰式を恣意的に選択したとも認められない。
なお、原告らは、コントロールポイントが成立当初は存在しておらず、後に便宜的に設定されたものにすぎないのであって、上記３ケースの各鉛直モデルに対して耐専式の適用を排除する理由にならない旨主張するが、上記のとおり、経験式である耐専式は、その基となった観測記録に係るデータベースの範囲で適用されるべきものであり、耐専式の「極近距離」よりも近傍については、コントロールポイントの有無にかかわらず、そもそも観測データが少なく、基本的に耐専式を適用することは想定されていないのであるから、原告らの指摘は当たらない。また、原告らが指摘する２０００年鳥取県西部地震の賀祥ダム、１９９５年兵庫県南部地震における神戸大学、１９９９年トルコＫｏｃａｅｌｉ地震ＳＡＫＡＲＹＡ観測点、台湾集集地震ＴＣＵ０７１観測点については、内陸補正を考慮した結果、耐専式の適用可能性が示唆されているが、これらの事例も踏まえた上で、「極近距離」よりも近傍については、耐専式の適用可能性を十分に検証する必要があるとされており（乙３４、３５）、近年、震源近傍の地震観測記録が得られ、耐専式の適用範囲の拡大に向けて研究が進められているにとどまること（甲５５）からすると、上記各地震の存在等をもって、「極近距離」よりも近傍についても耐専式が適用可能であるとは認められない。さらに、原告らは、その他の距離減衰式は、いずれも、断層距離１０ｋｍ程度から距離が短くなっても加速度があまり変わらないものであって科学的裏付けがない上、地盤データ、地震規模及び距離が本件発電所敷地と整合せず、また、そのうち５つの距離減衰式については、海外での偏ったデータを基にしているにすぎず、高周波地震動への対応には問題があるとされているなど信頼性が確保されているとはいえない旨主張するが、前述のとおり、その他の距離減衰式同士の結果が概ね同等であるのみならず、震源が敷地に近い場合に重視される必要があるとされている断層モデルを用いた手法による地震動評価の結果とも整合していることからすると、その他の距離減衰式が信頼性に欠けるものとは認められない。
したがって、被告が約１３０ｋｍケース、約６９ｋｍケース及び約５４ｋｍケースの各鉛直モデルについて耐専式の適用を排除してその他の距離減衰式を適用したことが不合理であるとは認められない。
⒟耐専式のばらつきについて
原告らは、第５の４⑵（原告らの主張）イｂ⒟のとおり、被告は、耐専式のばらつきについて定量的上乗せをしておらず、内陸補正を行わないことで不確かさを考慮したとする被告の手法は、新規制基準に反し不合理である旨主張する。


しかしながら、新規制基準が、経験式が有するばらつきにつき、定量的な上乗せをすることを求めておらず、地域特性を踏まえた不確かさを適切に考慮することで保守的に地震動評価をすることを求めていることは前記⒝で説示したとおりである。
そこで、被告が、保守的に地震動評価をしているかについてみるに、内陸地殻内地震の地震動レベルは、海溝型地震と比べて小さいという特性を反映するため、耐専式による評価では、内陸地殻内地震の地震動レベルを算定するための内陸補正係数が提案されているところ（前記アｂ⒝）、内陸補正係数は、耐専式を内陸地殻内地震に適用する際、対象とする地震の震源メカニズム等を過去の事例と照らし合わせ、妥当性を確認した上で、内陸補正係数を乗じることで、地震動の平均的な特性を表すことができるとして、一般社団法人日本電気協会原子力規格委員会が定めた規格において採用され、規制委員会もその妥当性を認めているものである（乙１５［２４６頁］、９８［２５３頁］、ヨ３６［４７頁］）。そして、本件発電所敷地の地盤（Ｓ波速度２．６ｋｍ／ｓ）は、耐専式が前提とする地盤（Ｓ波速度２．２ｋｍ／ｓ）より堅硬であり（前記アｂ⒝）、地震動の増幅がより抑えられることからすると、内陸補正係数を乗じるのが相当であるといえるところ、現に、被告が耐専式が適用可能であると判断した約４８０ｋｍケースの鉛直モデル及び北傾斜モデル並びに約１３０ｋｍケース、約６９ｋｍケース及び約５４ｋｍケースの各北傾斜モデルについて、内陸補正を考慮した場合、その他の距離減衰式の地震動レベルと比較的整合的であった。したがって、本来であれば、内陸補正を考慮するのが妥当であるが、被告は、あえて保守的に内陸補正を考慮していないことが認められる（前記アｂ⒝）。また、上記のとおり、本件発電所敷地の地盤が、耐専式が前提とする地盤より堅硬で、地震動の増幅がより抑えられるにもかかわらず、被告は、これを考慮することなく耐専式を適用している（前記アｂ⒝）（なお、原告らは、被告は、他地域との比較データを示しておらず、本件発電所周辺には、内陸地殻内地震が全国的な平均値よりも小さな地震動となる地域特性があるとの被告の判断に科学的根拠はない旨主張するが、上記Ｓ波速度によると、上記科学的根拠があるものと認められる。）。
以上によると、被告による地震動評価は保守的にされたものと認められ、被告が、耐専式のばらつきについて定量的に上乗せをしていないことをもって、新規制基準に反し不合理であるとは認められない。
⒠南傾斜モデルを想定していないことについて
原告らは、第５の４⑵（原告らの主張）イｂ⒠のとおり、中央構造線断層帯は、南傾斜の可能性は高いと考えられ、６０度程度傾斜している可能性も否定できないにもかかわらず、被告が、断層傾斜角について、これを鉛直とし、耐専式の適用を排除したのは、科学的根拠を欠くものである旨主張する。
この点、中央構造線断層帯長期評価（第二版）においても、断層深部の傾斜角が中角度（北傾斜約４０度）又は高角度（ないしほぼ鉛直）と両論併記されるにとどまり、南傾斜である可能性については指摘されていない（前記アａ⒝）。
もっとも、原告らが提出する戊２４高知大学防災推進センター特任教授作成に係る意見書（甲１６）には、本件発電所側（南側）の標高が少なくとも５ｍ高くなっていること、佐田岬半島沿いには、中位及び高位の段丘面が明瞭に配列していることから、佐田岬半島が安定して隆起し続けていると認められ、南側が上盤となる南傾斜の逆断層成分を含む断層であることが示されており、南傾斜角８０度を考慮すべきである旨の記載部分がある。また、改訂耐震指針の下で地震動評価を見直した際に、原子力安全委員会での有識者による審査の際、傾斜角８０度程度の南傾斜モデルを考慮すべきである旨の意見も出されたことが認められる（乙９７［２１～３１頁］）。他方、南傾斜６０度とすることが相当であることを認めるに足りる的確な証拠はない。
そこで、念のため、南傾斜モデル（８０度）につき検討するに、約１３０ｋｍケース、約６９ｋｍケース及び約５４ｋｍケースについては、各鉛直モデルが耐専式の適用範囲外であった以上（前記）、これよりも断層面が更に敷地に近くなり、等価震源距離が短い南傾斜モデル（８０度）は一層耐専式の適用範囲外となるのであって、南傾斜モデルを考慮したとしても、耐専式を適用すべきことにはならないから、南傾斜モデルを考慮せず、断層傾斜角を鉛直として耐専式の適用を排除したことをもって、被告の評価が科学的根拠を欠くとは認められない。
以上によると、被告が、応答スペクトルに基づく地震動評価に当たって、南傾斜モデルを考慮せず、約１３０ｋｍケース、約６９ｋｍケース及び約５４ｋｍケースの各鉛直モデルにおいて耐専式の適用を排除したことが、科学的根拠を欠き不合理であるとは認められない。
なお、被告は、約４８０ｋｍケースでは、鉛直モデルにおいて耐専式を適用しており（前記アｂ⒝ⅰ）、南傾斜モデル（８０度）でも耐専式を適用することは可能ではあるが、等価震源距離が相当に長く、地震波の減衰が大きくなることから、南傾斜モデル（８０度）を想定しても地震動評価に与える影響が小さいため、（乙ヨ３１［９５頁］）、南傾斜モデル（８０度）を想定する必要性があるとは認められない。
断層モデルを用いた手法による地震動評価
ａ壇ほか（２０１１）を採用したことについて
⒜原告らは、第５の４⑵（原告らの主張）イ   ａ⒜のとおり、壇ほか（２０１１）は、国内の地震データに基づくものではなく、仮定の上に仮定を重ねた非科学的なものであり、その依拠する長大断層に関するデータは液状化の影響を受けた２００２年アラスカＤｅｎａｌｉ地震のＰＳ１０観測点のみでデータとしての信用性に乏しい旨主張し、これに沿う土木工学の立場から強震動予測に係る研究と実務に２０年ほど携わってきた戊２５氏の意見書（甲５４）を提出する。


しかしながら、壇ほか（２０１１）は、壇ほか（２０１２）、藤堂ほか（２０１２）及び壇ほか（２０１６）によって妥当性が確認されている上、ＩＡＥＡ策定のＳａｆｅｔｙＲｅｐｏｒｔｓ    ＳｅｒｉｅｓＮｏ．８５でも紹介されており（前記ア   ｂ⒜）、信頼性のある手法であると認められる。なお、壇ほか（２０１２）は、２００２年アラスカＤｅｎａｌｉ地震のＰＳ１０観測点の最大加速度については、地盤の非線形挙動の影響（表層地盤の液状化気味の影響）を受けてかなり小さくなっているため、比較の対象とせず、同観測点の最大速度について観測記録と比較し、整合していることを確認していることからすると（前記アｂ⒜ⅱ）、壇ほか（２０１１）が不適切なデータを用いた信用性に乏しいものであるとは認められない。
そして、壇ほか（２０１１）については、２０００年鳥取県西部地震の記録とも整合する結果が得られていることからすると（前記アｂ⒜ⅱ）、国内で発生する地震動の評価に用いることができるものと認められる。この点、入江（２０１４）は、「本来、日本で発生する地震の断層パラメータを想定するには、日本の地震データのみを用いるべきである」との見解を示しつつ、国内では長大断層の規模のデータがやや不足しているとして、壇ほか（２０１１）が示す国外の地震も含めた平均動的応力降下量を断層パラメータの算定に用いており（前記アｂ⒝）、後者の方が合理的であると判断したものと評価できることからすると、入江（２０１４）において上記見解が示されていることをもって、被告が、断層モデルを用いた手法による地震動評価に当たって壇ほか（２０１１）を適用したことが不合理であるとは認められない。
⒝原告らは、第５の４⑵（原告らの主張）イ   ａ⒝のとおり、入江（２０１４）、レシピ及び宮腰ほか（２０１５）で言及される数値と比較して、壇ほか（２０１１）が設定するアスペリティの動的応力降下量１２．２ＭＰａは、国内の長大断層の平均値としては過小に評価されている旨主張する。
確かに、壇ほか（２０１１）は、アスペリティの動的応力降下量を１２．２ＭＰａと算出しているのに対し（前記アｂ⒜ⅰ）、入江（２０１４）は、壇ほか（２０１１）のデータのうち国内のデータのみを用いてアスペリティの動的応力降下量を１５．２ＭＰａとしていること（前記アｂ⒝）、レシピは、暫定値ではあるものの、アスペリティの静的応力降下量につき、Ｆｕｊｉｉａｎｄ    Ｍａｔｓｕ‘ｕｒａ（２０００）の示す震源断層全体の静的応力降下量３．１ＭＰａを基に算定して約１４．４ＭＰａとしていること（前記アｃ⒜ⅱ）、宮腰ほか（２０１５）は、断層長さ８～６４ｋｍの国内における内陸地殻内地震の横ずれ断層のアスペリティの平均応力降下量を１２．８ＭＰａとしていること（前記アｂ⒟）が認められる。
しかし、入江（２０１４）については、前記⒜において説示したとおり、国内のデータのみを用いて算出した上記動的応力降下量より、壇ほか（２０１１）が示す国外の地震も含めた動的応力降下量の方が合理的であると判断したものと評価できることからすると、壇ほか（２０１１）の数値が、入江（２０１４）の数値を下回っていることをもって、壇ほか（２０１１）が、アスペリティの動的応力降下量を過小に評価するものとは認められない。
また、レシピの上記数値は、アスペリティの静的応力降下量であること、宮腰ほか（２０１５）の数値についても、アスペリティの静的応力降下量を求めるＭａｄａｒｉａｇａ（１９７９）の式を用いて算出されており（乙２４、４５）、アスペリティの静的応力降下量であると認められることからすると、壇ほか（２０１１）のアスペリティの動的応力降下量が、上記各アスペリティの静的応力降下量を下回っていることをもって、直ちに過小評価であると認めることはできない。
そして、壇ほか（２０１１）の示すアスペリティの動的応力降下量は、前記⒜で説示したとおり、妥当性が検証されているのであって、過小に評価された不合理なものであるとは認められない。なお、そもそも、被告は、約４８０ｋｍケース及び約１３０ｋｍケースについては、Ｆｕｊｉｉａｎｄ    Ｍａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）のスケーリング則を、約５４ｋｍケースについては、Ｆｕｊｉｉａｎｄ    Ｍａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）の平均応力降下量を組み合わせて用いる手法も併用しており（前記アｃ⒜ⅰ）、Ｆｕｊｉｉａｎｄ    Ｍａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）の平均応力降下量３．１Ｍｐａから導かれるアスペリティの静的応力降下量１４．４Ｍｐａをパラメータとして設定し、さらに、不確かさの考慮として、アスペリティの応力降下量を基本震源モデルの１．５倍の２１．６Ｍｐａと設定した場合の評価も行っていることからすると（前記アｃ⒝ⅱ（ⅰ））、壇ほか（２０１１）が設定するアスペリティの動的応力降下量が仮に過小であったとしても、これをもって、被告による地震動評価の結論が左右されるものとは認められない。ｂ約１３０ｋｍケースの鉛直モデル及び約５４ｋｍケースについてＦｕｊｉｉａｎｄ    Ｍａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）を適用したこと
について


原告らは、第５の４⑵（原告らの主張）イｂのとおり、被告が約１３０ｋｍケースの鉛直モデル及び約５４ｋｍケースでＦｕｊｉｉａｎｄＭａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）に示された静的応力降下量を用いたことは、いずれも、平成２８年改訂レシピに示された適用下限値を下回っており不適切である旨主張する。
この点、平成２８年改訂レシピでは、円形破壊面を仮定せずアスペリティ面積比を２２％、静的応力降下量を３．１ＭＰａとする取扱いは、暫定的に、断層幅と平均すべり量とが飽和する目安となるＭｏ＝１．８×１０２０（Ｎ・ｍ）を上回る断層の地震を対象としているところ（前記アｃ⒜ⅱ）、これは、平成２８年改訂レシピ以降の地震モーメント（Ｍｏ）と震源断層面積（Ｓ）との関係式、すなわち、レシピの方法の③に当たるＭｕｒｏｔａｎｉｅｔ    ａｌ．（２０１５）（Ｍｏ＝Ｓ×１０１７）（前記アｃ⒜ⅰ（ⅰ））に照らすと、断層面積としては１８００ｋ㎡を上回る地震ということになる。そうすると、断層面積が１８００ｋ㎡を下回る約５４ｋｍケースの鉛直モデル、北傾斜モデル及び南傾斜モデル（乙ヨ３１［９２頁］）並びに約１３０ｋｍケースの鉛直モデル（乙ヨ３１［８１頁］）については、ＦｕｊｉｉａｎｄＭａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）を適用できないようにも思われる。しかしながら、平成２８年改訂レシピの表現の修正を行った平成２８年１２月修正レシピ及びその内容を維持している平成２９年改訂レシピにおいて、円形の破壊面を仮定せずアスペリティ面積比を２２％、静的応力降下量を３．１ＭＰａとする取扱いは、断層幅と平均すべり量とが飽和する場合の目安となるＭｏ＝１．８×１０２０（Ｎ・ｍ）を上回る断層だけでなく、アスペリティ面積比が大きくなったり、背景領域の応力降下量が負になったりするなど、円形クラックの式を用いてアスペリティの大きさを決めることが困難な断層等の２つの場合に適用できるとされていること（前記アｃ⒝、⒞）からすれば、Ｆｕｊｉｉａｎｄ    Ｍａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）の適用の可否は、円形の破壊面を仮定することが適当でないといえるかどうかによるものと認められる。
そこで、本件について検討すると、約５４ｋｍケースの鉛直モデル及び南傾斜モデルの断層幅（鉛直モデルでは１３ｋｍ、南傾斜モデルでは１３．２ｋｍ（乙ヨ３１［９２頁］））からすれば、断層長さは、断層幅の約４倍であり、震源断層の形状を面積（鉛直モデルにつき約７０２ｋ㎡、南傾斜モデルにつき約７１２．８ｋ㎡）が等価な円形に置き換えてみると、その直径は、いずれも約３０ｋｍと断層幅を優に超えており、円形の破壊面を仮定することが適当でないといえる。これは、予測地図（２０１４）において、震源断層の長さ（約８４ｋｍ）が震源断層の幅（約２４ｋｍ）の約３．５倍となる長岡平野西縁断層帯に対してＦｕｊｉｉａｎｄ    Ｍａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）が適用されていること（乙１０２）にも整合している。そして、約５４ｋｍケースよりも長い断層を想定した約１３０ｋｍケースは円形の破壊面を仮定することが一層適当でないことは明らかである。そうすると、約５４ｋｍケースの鉛直モデル及び南傾斜モデル並びに約１３０ｋｍケースの鉛直モデルについて、ＦｕｊｉｉａｎｄＭａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）を適用することは合理性を有するものと認められる。
また、証拠（乙ヨ３１）及び弁論の全趣旨によれば、約５４ｋｍケースの北傾斜モデルについては、断層の傾斜角を北傾斜とすることによる影響を考慮するために設定したモデルであり、震源断層の傾斜角以外の条件面で基本モデル、すなわち、鉛直モデルとの平仄をとる観点から、Ｆｕｊｉｉａｎｄ    Ｍａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）を適用したことが認められるから、Ｆｕｊｉｉａｎｄ    Ｍａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）を適用したことが不合理であるとはいえない。なお、文部科学省研究開発局地震・防災研究課調査員作成に係る電子メールにおいて、平成２８年１２月修正レシピに関し、ＦｕｊｉｉａｎｄＭａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）に基づく応力降下量の設定は、新たな知見が得られるまでの当面の暫定的な扱いであり、推奨とまでいえるものではない旨記載されていることが認められるが（甲５８）、暫定的な取扱いとすること自体は肯定されているのであって、上記電子メールの記載をもって、Ｆｕｊｉｉａｎｄ    Ｍａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）の適用が否定されるものではない。
したがって、被告が、約１３０ｋｍケースの鉛直モデル及び約５４ｋｍケースについてＦｕｊｉｉａｎｄ    Ｍａｔｓｕ’ｕｒａ（２０００）を適用したことに不合理な点は認められない。


ｃ約５４ｋｍケースについて入倉・三宅式を適用したことについて原告らは、第５の４⑵（原告らの主張）イｃのとおり、入倉・三宅式については、高角度の断層で発生する地震の場合に、地震モーメントを過小評価するおそれが指摘されていることからすれば、松田式や武村式を用いた方法との比較検討がされるべきであるが、被告はこれをしておらず、不適切である旨主張する。
この点、入倉・三宅式が地震モーメントを過小評価するおそれがあることは従来から指摘されているが（乙１０４）、他方で、入倉・三宅式は、平成７年から平成２５年までに発生した国内の１８の内陸地殻内地震（Ｍｗ５．４～６．９）のデータを用いて再評価を行った結果、Ｍｗ６．５以上でよく一致することが確認され、２０１６年熊本地震の観測データとも整合的であることが確認されている（前記アｂ⒠）。また、この点を措くとしても、被告は、約５４ｋｍケースについては、入倉・三宅式を適用した場合だけでなく、より地震モーメントが大きくなる壇ほか（２０１１）を適用して検討していること（乙ヨ３１［８６、９２頁］）からすると、約５４ｋｍケースに入倉・三宅式を適用したことにより、被告による地震動評価の結論が左右されるものとは認められない。
さらに、原告らが比較検討すべきと指摘する手法は、レシピの方法を指すと解されるところ、同方法は、多くの断層帯を対象として一括して計算する場合や対象とする断層帯における詳細な情報に乏しい場合であっても強震動の時刻歴を計算できるようにするため、一部の断層パラメータの設定を簡便化した方法としてレシピに追加されたものにすぎず（前記アｃ⒜ⅰ（ⅱ））、中央構造線断層帯の位置・形状・活動性等について詳細な調査がされている本件においては、かかる詳細な情報に基づいて震源断層モデルを設定するレシピの方法の方が、より精度の高い基準地震動を策定することが可能であるといえるから、レシピの方法も用いる必要があるとは認められない（なお、平成２８年１２月修正レシピは、平成２８年改訂レシピの内容を変更せずに、表現の修正を行ったにとどまり（前記アｃ⒝）、平成２８年１２月修正レシピにより、レシピの方法の位置付けが変わったものではない。）。
以上によると、被告が、レシピの方法と比較することなく、入倉・三宅式を適用したことをもって、不合理であるとは認められない。
小括
以上によると、原告らの上記各主張によるも、被告による内陸地殻内地震（中央構造線断層帯）の地震動評価ひいてはこれを是認した規制委員会の判断及びその過程に不合理な点があるとは認められないところ、前提事実１１⑵アａ及び前記アに照らせば、被告は、内陸地殻内地震（中央構造線断層帯）の地震動評価において、保守的な観点から、基本震源モデルを複数設定し、妥当性が検証された知見を参照して、応答スペクトルに基づく地震動評価及び断層モデルを用いた手法による地震動評価を行ったことが認められるのであって、被告の上記地震動評価ひいてはこれを是認した規制委員会の判断及びその過程に不合理な点はないものと認められる。
⑷プレート間地震の地震動評価
ア認定事実
前提事実、後掲各証拠及び弁論の全趣旨によれば、以下の各事実が認められる。
内閣府検討会（２０１２ｂ）は、南海トラフにおける強震断層モデルにつき、強震断層域全体を４領域に分割し、各領域ごとの地震モーメントの総和により強震断層モデル全体の地震モーメントを求めると地震規模はＭｗ９．０となり、強震動生成域を４ケース（基本ケース、東側ケース、西側ケース及び陸側ケース）に分けて震度分布を推計すると、強震動生成域を可能性がある範囲で最も陸域側（プレート境界面の深い側）の場所に設定した陸側ケースにおいて、強震動生成域がそれぞれの地域の内陸直下にあるため全体的に震度が大きくなり、震度７以上が想定される地域が他のケースより広くなったとしている。また、中央防災会議（２００３）によると、震度分布の推計のうち経験的手法はＭｗ８．０より大きな地震に対して適用できるように作成されたものではないが、過去のＭｗ８．０を超える地震の震度分布と比較すると、全体的には距離減衰の関係は成立していると考えられ、検討した東海・東南海・南海地震はＭｗ８．７の地震であったが、経験的手法のパラメータＭｗ８．０を仮定するとその震度分布をよく説明し、Ｍｗ９．０の東北地方太平洋沖地震の震度分布に適用されている経験式のパラメータＭｗは８．２～８．３であることから、南海トラフ巨大地震の検討に用いる経験的手法のパラメータをＭｗ８．３と設定したとしている。（乙６１）なお、内閣府検討会（２０１２ｂ）は、内閣府検討会で検討した強震断層モデルは、Ｍｗ９．０クラスの巨大地震の中でも最大クラスのものであり、今回構築した強震断層モデルは、設定する断層パラメータの幅が大きく、今回仮定したパラメータによっては、想定より大きな強震動を生成する強震断層モデルとなっている可能性も否定できないとしており、その一次報告である内閣府検討会（２０１２ａ）も、同報告で公表した震度分布は、あらゆる可能性を考慮した最大クラスの巨大な地震を検討すべきであるといった考え方に沿って推計したものであるとしている。（乙６０、６１）
南海トラフ長期評価（第二版）は、Ｍ８．０～９．０クラスの地震が今後３０年以内に６０～７０％の確率で発生するとしている。（甲１１の１～１１の３）
被告は、プレート間地震の地震動評価に当たって、基本震源モデルとして、内閣府検討会（２０１２ｂ）の南海トラフの巨大地震（陸側ケース、Ｍｗ９．０）を採用した上で、内閣府検討会（２０１２ｂ）が、南海トラフの巨大地震の検討に用いる経験的手法のパラメータをＭｗ８．３と設定したことを踏まえ、応答スペクトルに基づく地震動評価に当たって、地震規模をＭｗ８．３と設定した。（前提事実１１⑵アｂ⒞、前記）
イ判断
以下、原告らの主張を踏まえ、被告の上記評価ひいてはこれを是認した規制委員会の判断及びその過程に不合理な点がないか検討する。
地震規模の評価について
原告らは、第５の４⑶（原告らの主張）アのとおり、南海トラフ長期評価（第二版）が、南海トラフ巨大地震につき、Ｍ８．０～９．０の地震が３０年以内に６０～７０％の確率で発生すると公表しているところ、安全性確保の観点からは上記数値の最大値であるＭ９．０を想定すべきである、被告が地震規模の評価の根拠とする内閣府検討会（２０１２ｂ）の見解は、基本的には一般防災を目的とするものであり、同見解を根拠とするのは誤りである旨主張する。


しかしながら、まず、前記アのとおり、内閣府検討会（２０１２ｂ）の南海トラフの巨大地震（陸側ケース）については、内閣府検討会が、あらゆる可能性を考慮した最大クラスの巨大な地震を検討すべきであるとの考え方に沿って推計した南海トラフで発生し得る最大クラスのものであり、想定より大きな強震動を生成する強震断層モデルとなっている可能性、すなわち、過大評価になっている可能性すら指摘されていることが認められ、一般防災を目的とするものであって、地震規模を過小評価しているなどとは認められない。よって、被告が、内閣府検討会（２０１２ｂ）の南海トラフの巨大地震（陸側ケース、Ｍｗ９．０）を基本震源モデルとして採用したことが不合理であるとは認められない。そして、内閣府検討会（２０１２ｂ）の経験的手法はＭｗ８．０より大きな地震に対して適用できるように作成されたものではないが、全体的には距離減衰の関係は成立していると考えられるところ、Ｍｗ９．０の東北地方太平洋沖地震の震度分布に適用されている経験式のパラメータＭｗは８．２～８．３であることからすると、被告が、応答スペクトルに基づく地震動評価に当たって、南海トラフ巨大地震の検討に用いる経験的手法のパラメータをＭｗ８．３と設定したこと（前記ア）が不合理であるとは認められない。
地震の連動等に関する検討の欠如との主張について
ａ東海から琉球海溝までの連動による巨大地震の発生との主張について原告らは、第５の４⑶（原告らの主張）イのとおり、南海トラフでは、複数の専門家により、少なくとも、御前崎から喜界島にかけての１０００ｋｍを超える領域を大きく変位させるようなＭ９クラスの超巨大地震が平均して１７００年の間隔で発生した可能性がある旨の見解が示されているにもかかわらず、これを検討していない旨主張する。
この点、原告らの上記主張に沿う専門家の見解が存在することが認められる（甲１２、１３）ものの、既に説示したとおり、内閣府検討会（２０１２ｂ）の強震断層モデルは、あらゆる可能性を考慮して南海トラフで発生し得る最大クラスのものとして推計されたものであるから、内閣府検討会（２０１２ｂ）の想定を上回る規模の地震が発生するとは直ちには認め難い（上記専門家ら自身、隆起地形の存在から上記超巨大地震が過去に発生した可能性があるとする見解については、不確かなデータを利用したものであり、超巨大地震の存在の積極的な証拠ではない（甲１２）、南海トラフで始まった破壊が、琉球海溝へ伝わる可能性は残る（甲１３）とするにとどまっている。）。また、仮に、南海トラフから琉球海溝の領域が連動した場合を想定したとしても、琉球海溝の領域は、本件発電所敷地から更に離れる方向に位置し、その地震動の大きさは、本件発電所敷地に到達するまでに減衰することが見込まれ、結局のところ、南海トラフの領域による地震動が、本件原子炉施設の地震動評価に当たって支配的になるといえ、上記専門家自身、上記超巨大地震の規模につき、Ｍｗ９．０クラスとしているのであって（甲１２）、被告の南海トラフの巨大地震の規模の想定（Ｍｗ９．０）と異なるものではないことも踏まえると、被告が上記連動を考慮しなかったことが不合理であるとは認められない。
ｂ地震セグメントの連動について
原告らは、第５の４⑶（原告らの主張）イのとおり、南海トラフにおける東海、東南海及び南海の３つの地震セグメントの時間差連動並びにこれによる長時間の地震動継続の問題について考慮していない旨主張する。
しかしながら、原告らが指摘する専門家の見解（甲１４）は、上記３つの地震セグメントからほぼ等しい距離にある名古屋や大阪の平野を前提とするものであるところ、本件発電所敷地は、上記３つのセグメントから等しい距離にあるとは認められず、仮に、上記３つの地震セグメントが時間差連動したとしても、本件発電所敷地から離れている東海及び東南海セグメントの地震動の大きさは、本件発電所敷地に到達するまでに相当程度減衰され、結局のところ、南海セグメントが本件原子炉施設の地震動評価に当たって支配的になるといえるから、上記３つの地震セグメントの時間差連動が本件原子炉施設に大きな影響を及ぼすとは認め難い。
したがって、被告においてセグメントの時間差連動及びこれによる長時間の地震動継続を考慮しなかったことが不合理であるとは認められない。
ｃ震源域の位置について
原告らは、第５の４⑶（原告らの主張）イのとおり、複数の専門家が、東北地方太平洋沖地震域の外縁の上にあった福島第一原発が６７５ガルを観測したのであるから、南海トラフ巨大地震が起これば、同地震の震源域の北限の真上に位置する本件発電所における地震動が５７０ガルを大きく超える可能性は否定できないと述べているにもかかわらず、被告は、これを考慮していない旨主張する。この点、原告らは、上記専門家らとして戊２６神戸大学名誉教授及び戊２７東京大学地震研究所教授を挙げるが、前者については、そもそも同見解を認めるに足りる証拠が提出されておらず、後者については、新聞記事において、「東北地方太平洋沖地震（東日本大震災の原因地震）は震源が沖合で、陸上の揺れはそれほど大きくなかった。一方、南海トラフ巨大地震は震源域が一部で陸の下にかかっており、東北地方と同じ規模の地震が起きれば、もっと強く揺れるはずだ。」と抽象的な可能性を指摘するにすぎない（甲１５）。
また、その点を措くとしても、本件発電所敷地の地盤（解放基盤表面）におけるＳ波速度は２．６ｋｍ／ｓであり（前記⑴アａ⒝）、福島第一原発における解放基盤表面のＳ波速度８１０ｍ／ｓ（乙６３）と比較して地震動の増幅が小さい地盤であること、震源特性として、本件発電所に地震動をもたらすフィリピン海プレートは形成年代が新しいため厚さ３０～４０ｋｍと比較的薄く軟らかいのに対し、福島第一原発に地震動をもたらす太平洋プレートは形成年代が古く、厚さ７０～１００ｋｍと厚く硬いため、太平洋プレートで発生する地震動（プレート間地震）の方が大きくなりやすいこと（乙２４、６４～６７、ヨ９４）を踏まえると、震源域の位置のみをもって、被告の地震動評価の合理性が否定されるものとは認められない。
ｄ発生様式を異にする地震の連動について
原告らは、第５の４⑶（原告らの主張）イのとおり、Ｍ９クラスの南海トラフ巨大地震が発生した場合、余震とともにＭ８を超える中央構造線断層帯を震源とする巨大地震、スラブ内地震が連動することにより、想定をはるかに超える地震動が発生する可能性があり、その場合、揺れの時間も相当長くなるはずであるが、被告は、これを全く想定していない旨主張する。


しかしながら、プレート間地震である南海トラフの巨大地震を契機として、内陸地殻内地震である中央構造線断層帯による地震、さらに海洋プレート内地震までが連動して発生する可能性を認めるに足りる的確な証拠はない。また、本件原子炉施設は、弾性設計用地震動Ｓｄ（基準地震動との応答スペクトルの比率が０．５を下回らないよう基準地震動Ｓｓに係数０．５３を乗じて設定）による地震力及び静的地震力のいずれか大きい方の地震力に対して、おおむね弾性状態にあることが確認されていること（乙７８［４、９、１９、２２頁］、ヨ１１［８－１－８２６、８－１－８２７頁］、ヨ４４、弁論の全趣旨）、すなわち、本件原子炉施設は、南海トラフの巨大地震、内陸地殻内地震（中央構造線断層帯）、１６４９年安芸・伊予の地震それぞれにつき、弾性範囲内で挙動し，塑性変形（弾性範囲を超えて元に戻らなくなる変形）に至ることはないと考えられることからすると、仮に、上記連動が生じ、時間的に近接して強震動が発生しても、本件原子炉施設の安全性に影響を及ぼすものとは認められない。以上によると、被告が、地震動の評価に当たって上記連動を想定しなかったことにより、上記評価の合理性が否定されるものとは認め難い。
以上によると、原告らの上記各主張によるも、被告のプレート間地震の地震動評価ひいてはこれを是認した規制委員会の判断及びその過程に不合理な点は認められず、前提事実１１⑵アｂ及び前記アに照らせば、上記地震動評価ひいてはこれを是認した規制委員会の判断及びその過程に不合理な点はないものと認められる。
⑸海洋プレート内地震の地震動評価
ア認定事実
前提事実、後掲各証拠及び弁論の全趣旨によれば、以下の各事実が認められる。
予測地図（２０１４）の記載
予測地図（２０１４）は、長期評価部会による活断層や海溝付近で発生する地震についての長期評価で設定された領域を参考に、フィリピン海プレートのプレート間及び海洋プレート内の震源断層をあらかじめ特定しにくい地震の地域区分の一つとして、安芸灘～伊予灘～豊後水道の領域を設定している。そして、円形の断面層ではなく、８０ｋｍ×８０ｋｍの矩形断層面を配置し、１９１１年奄美大島近海地震を設定根拠として、最大マグニチュードをＭ８．０と評価している（なお、予測地図（２０１４）では、Ｍ８．０の設定根拠を「長期評価」、すなわち、日向灘長期評価に求めている旨記載されているが、日向灘長期評価における安芸灘～伊予灘～豊後水道のプレート内地震の想定規模はＭ６．７～７．４とされており（甲１８［１２頁］）、整合しないこと、予測地図（２０１３）では、安芸灘～伊予灘～豊後水道における最大マグニチュードＭ８．０の設定根拠が「１９１１．０６．１５奄美大島近海と同程度の地震が発生し得ると仮定」とされていること（乙７５［５７頁］）を踏まえると、予測地図（２０１４）における最大マグニチュードＭ８．０の設定根拠も、予測地図（２０１３）と同様、１９１１年奄美大島近海地震であり、「長期評価」との記載は誤記であると解される。）。また、予測地図（２０１４）は、海洋プレート内地震等の発生領域においては、震源断層をあらかじめ特定しにくい地震の最大規模は、領域区分ごとに領域の面積に比例した値を設定するにとどまっており、現時点では飽くまで暫定値が設定されている状況であり、今後、地下構造（プレート構造）に関する知見をはじめとした、最新の科学的知見を踏まえた長期評価を踏まえて、上記最大規模の設定を行うことが必要であるとしている。（乙７３［５、１１０～１２０、３８４頁］、７５）
地震本部は、平成２７年１月３０日更新の「日本の地震活動改訂版ドラフト」において、１９１１年奄美大島近海地震につき、従来は、沈み込んだプレート内のやや深い地震と考えられていたが、最新の研究によれば、震源域の位置が浅いプレート間地震という考えが有力視されている旨記載している。（乙７６）
被告は、１６４９年安芸・伊予の地震（Ｍ６．９）を検討用地震として設定し、基本震源モデルの設定に当たって、地震発生位置と規模の不確かさをあらかじめ織り込むこととし、敷地下方に既往最大規模（１８５４年伊予西部地震のＭ７．０）の地震を仮定するなどして、「想定スラブ内地震」として地震動評価を行い、さらに、２００１年芸予地震（Ｍ６．７）を再現したモデルをＭ７．０に較正したケース、敷地の真下に想定する地震規模をＭ７．２としたケース、アスペリティの位置を断層上端に配置したケース、敷地東方の領域に水平に近い断層面を考慮したケース（Ｍ７．４）を不確かさの考慮として設定した上で、これらについても地震動評価を行った。（前提事実１１⑵アｃ⒝）
イ判断
原告らは、第５の４⑷（原告らの主張）のとおり、①予測地図（２０１４）において、本件発電所敷地の領域における海洋プレート内地震の最大マグニチュードがＭ８．０となっていること、②国内における観測史上最大のプレート内地震である１９９４年北海道東方沖地震（Ｍ８．２）や１９１１年奄美大島近海の地震（Ｍ８．０）の地震規模に照らせば、海洋内プレート地震の基本震源モデルは、少なくともＭ８．０とすべきであり、被告の評価は過小評価である旨主張する。
上記①の点については、予測地図（２０１４）が本件発電所敷地の領域である安芸灘～伊予灘～豊後水道の最大マグニチュードをＭ８．０とした根拠は、１９１１年奄美大島近海地震にあると認められるところ（前記ア）、同地震は、最新の研究によれば、震源域の位置が浅いプレート間地震という考えが有力視されていることからすると（前記ア）、予測地図（２０１４）の上記数値は発生様式の異なる地震の規模を根拠としている可能性がある。


また、予測地図（２０１４）は、８０ｋｍ×８０ｋｍの矩形断層面を設定して安芸灘～伊予灘～豊後水道の地震規模をＭ８．０と想定しているところ、震源断層をあらかじめ特定しにくい地震の最大規模は、領域区分ごとに領域の面積に比例した値を設定するにとどまっており、現時点では飽くまで暫定値が設定されている状況で、今後、地下構造（プレート構造）に関する知見をはじめとした最新の科学的知見を踏まえた長期評価を踏まえて、震源断層をあらかじめ特定しにくい地震の最大規模の設定を行うことが必要であるとされていること（前記ア）からすれば、上記地震規模は飽くまで暫定的な数値にすぎない。さらに、本件発電所敷地周辺のフィリピン海プレートの厚さは３０～４０ｋｍであるため（前記⑷イｃ）、上記プレート内に８０ｋｍ×８０ｋｍの矩形断層面が発生するためには、プレートを長辺方向に薄く裂くような破裂が生じる必要があるところ、そのような破裂が生じることは想定し難く、現にそのような破裂が生じた事例の存在を認めるに足りる証拠もない。
以上によると、本件発電所敷地の領域である安芸灘～伊予灘～豊後水道の最大マグニチュードをＭ８．０とすることに科学的合理性は見出し難く、これを直ちに採用すべきであるとは認められない。
上記②の点については、１９９４年北海道東方沖地震（Ｍ８．２）については、震源特性等が類似するか明らかでなく、また、１９１１年奄美大島近海地震（Ｍ８．０）については、上記のとおり、震源域の位置が浅いプレート間地震という考えが有力視されているから、海洋プレート内地震の地震動評価に当たって、いずれも参考とすべき地震と認めるに足りない。以上によると、原告らの上記主張によるも、被告の海洋プレート内地震の地震動評価ひいてはこれを是認した規制委員会の判断及びその過程に不合理な点は認められないところ、前提事実１１⑵アｃ及び前記アに照らせば、上記地震動評価ひいてはこれを是認した規制委員会の判断及びその過程に不合理な点はないものと認められる。
小括
よって、基準地震動の策定に関する本件適合性審査に不合理な点はないものと認められる。
５争点５（令和元年火山ガイドの合理性）について
⑴認定事実
前提事実、後掲各証拠及び弁論の全趣旨によれば、以下の各事実が認められる。
ア巨大噴火に関する知見
巨大噴火の発生頻度等
ａ国内においては、数十ｋ㎥以上の噴出物を放出するような巨大噴火は６０００年から１万年に１回程度の頻度で発生し、ＶＥＩ７（噴出量１００ｋ㎥）程度以上の噴火は１万年に１回程度発生しているとされているところ、この種の噴火の最終活動は約７３００年前の鬼界カルデラ噴火（ＶＥＩ７）である。（甲２９［２２０頁］、２１６［５７５頁］、乙１３８［１２０頁］、１４４［７０７頁］）ｂまた、噴火規模と噴火頻度との間には負の相関関係が認められ、規模の大きな噴火ほど発生頻度は低くなるが、噴火規模と噴火頻度の間の逆相関関係は直線的ではなく、ＶＥＩ６付近を境に２つの頻度分布に区分でき、ＶＥＩ６以上においてより噴火頻度が低くなる。このような噴火規模と頻度分布の不連続性から、ある一定規模よりも大きな噴火、すなわち、巨大噴火が、それよりも小さい通常の噴火とは異なるメカニズムで発生するものと考えられている。（甲２１０［１０２頁］、乙１５４［１０２頁］、２０１［５６頁］）
巨大噴火の発生機序
日本列島の地殻は、上部の花こう岩質（安山岩質～珪長質の岩石が主体）と下部の玄武岩質から構成されているところ、マントルが部分溶解して発生した玄武岩質マグマが大量に地殻下部に付加され、その熱により地殻下部が部分溶融して珪長質マグマが発生する。珪長質マグマは、低温で粘性が高いため、一気に地殻中を上昇して噴火することはできず、徐々に浮力で上昇して地殻上部に移動し、その結果、地殻上部には、珪長質物質（液体～固体）の割合が増大する。このようなサイクルが繰り返されると、地下浅部に大規模な珪長質マグマ溜まりが形成される。そして、マグマ溜まりに存在する数十～１００ｋ㎥の大量の珪長質マグマが、減圧発泡し、急激な体積の膨張に伴ってその一部が地表に噴出することにより巨大噴火が発生する。
なお、小林（２０１７）は、マグマ溜まりの形成後、巨大噴火に至る機序については、マグマ溜まりを取り巻く地殻応力が限界を超えて地殻に破壊が生じ、割れ目火道が形成され、前兆的な噴火としてマグマ噴火（主に、爆発的でない溶岩が流出する形式の噴火）が引き起こされることにより、マグマ溜まり全体が減圧され、発泡もマグマ溜まりの下方に徐々に伝搬するようになり、その結果、地盤の上昇が加速し、この状態が１００～数百年続くと、マグマ溜まり内の気泡の核形成が更に進み、最終的に発泡した軽石が激しく噴出するカルデラ噴火へと発展するものと考えられるとの見解を示している。
（甲２１０［１０４頁］、乙１５３［８、３３、３４頁］、１５４［１０４頁］、１５８、１５９）
巨大噴火によるカルデラの形成
カルデラとは、火口よりも大きなほぼ円形又は円弧状の輪郭の火山性凹地形であり、直径が２ｋｍ以上のものをいうところ、およそＶＥＩ６以上の巨大噴火で見られるようになり、過去のＶＥＩ７を超える大規模噴火では、ほぼ例外なく形成されている。
カルデラは、プリニー式噴火（粘性が高く揮発性成分にも富む珪長質マグマが盛大に発泡して連続的に噴出し、噴煙が１万ｍを超える上空まで立ち上がり、大量の火山灰や軽石が放出される噴火様式。ＶＥＩ３～７）又は火砕流噴火で地下のマグマ溜まりが減圧し、天井部が重力不安定となって環状割れ目に沿って沈下し、より大量の火山灰や軽石が噴出する結果、地下のマグマが急激に失われるため、噴出と並行して地下に生じた空間に地表が陥没して形成される。このようにカルデラを形成する噴火をカルデラ噴火という。
カルデラ噴火が生じるには、珪長質マグマの移動・集積に要するタイムスケールからすると、噴出量又はこれを超える数十～１００ｋ㎥の珪長質マグマを噴火期間中に生成・集積させながら噴出させることは不可能であること、地表が陥没し得る体積と空間的な広がりがマグマ溜まり内に必要であることから、あらかじめ地下に巨大なマグマ溜まりが形成されている必要がある。
（甲２１０［１０４、１０５、１０９頁］、乙１３８［４４、１２０、１３３、１３６～１３８頁］、１５３［１頁］、１５４［１０４、１０５、１０９頁］、１５８［２８３頁］、１５９［８２５、８２６頁］、４０７、４１８）


巨大噴火のマグマ溜まりに関する知見
ａ位置・形状
珪長質マグマは、前記のとおり浮力で上昇するところ、周囲の母岩との密度差がなくなる（浮力中立となる）地下数～１０ｋｍにおいてマグマ溜まりを形成すると考えられており、また、大型カルデラの生成機構（前記）から、多くのマグマ溜まりは地下浅部に扁平形状で存在すると考えられている。（甲２１０［１０４頁］、乙１４７［３１頁］、１５３［８頁］、１５４［１０４頁］、１８５［１９、２０頁］、１５９）
⒜浮力中立と異なる見解
東宮（２０１６）は、岩石学的手法により推定される噴火直前のマグマ溜まりは、島弧火山の場合には深さ４～１２ｋｍ程度に求まっていることが多く、地球物理学的・岩石学的に求めたマグマ溜まり深度を島弧ごとにコンパイルしたデータのうち、岩石学的推定に限ると、ほとんどが深さ３～１０ｋｍとなっているとし、マグマ溜まりの位置については、従前、浮力中立で説明がされることが多かったが、実際にはそう単純ではなく、また、マグマ溜まりがシル（水平方向に薄く広がった貫入マグマ）の集合体である場合は、浮力よりもむしろ、地殻内のレオロジーや剛性のコントラスト、応力場などがマグマの定置深度を支配するらしいとの見解を示している。（甲２１１、乙１６２）
⒝カルデラの生成機構との整合性
規制庁長官官房技術基盤グループ地震・津波研究部門が平成２５年度から平成３０年度まで行った火山活動に関する調査・研究の成果を取りまとめた令和元年５月付け「安全研究成果報告火山影響評価に係る科学的知見の整備」（以下「安全研究成果報告」という。）は、噴火直前のマグマ溜まりの深さを噴出物の化学組成から推定したところ、鬼界カルデラ、阿蘇カルデラ及び姶良カルデラについて、いずれも概ね深さ１０ｋｍよりも浅い場所に蓄積していたと考えられ、この値は、カルデラ地形がマグマの大量噴出によりマグマ溜まりの天井崩壊によって形成されたとするモデルから制約されるマグマ溜まりの深さと調和的であるとしている。（乙４１８）
⒞形状
三浦・和田（２００７）は、マグマ溜まりにつき、強い水平圧縮応力により、地殻内ではシル状貫入岩体が形成されやすいとしている。（乙１５８）
ｂ性状
⒜東宮（２０１６）は、近年では、マグマ溜まりの大部分はマッシュ状（結晶含有量が４０～５０％以上）であり、ほとんど流動できない状態にあるだろうというのが少なくとも岩石学者の間での共通見解になってきているとしており、マッシュ状のままでは噴火できないとしている。
そして、噴火に至るためにはマッシュの再活性化が必要であるところ、その過程としては、マッシュ下部に高温マグマが定置して成層マグマ溜まりを形成した後、両者の境界に粘性が低い流動層を発達させ、数か月から数十年という短期間にマグマ溜まり全体のオーバーターンが起きてそのまま噴火に至ることがあると予想されるとしている。
（甲２１１、乙１６２）
⒝荒牧（２００３）は、マグマが地表に噴出せず、地下浅部（上部地殻）で固結したものが大型花こう岩体（バソリス）であり、長さ数百ｋｍ、幅数十ｋｍの広さがあるが、直径数～３０ｋｍくらいの火成岩体の集合であることが分かっており、個々の火成岩体が、大型カルデラを生じるマグマ溜まりに相当するとしている。（乙１５９）
ｃマグマ溜まりの蓄積から巨大噴火までの期間
⒜文部科学省測地学分科会は、巨大噴火の研究（物質科学的な検討）により、カルデラ形成噴火では噴火の数百年前から大規模珪長質マグマの集積過程が進行しているなどの準備過程が明らかになったとしている。（乙２０３）
⒝菅野・石橋（２０１７）は、マグマ混合から噴火までのタイムスケールは、カルデラを形成する噴火と形成しない噴火との間で系統的に異なり、前者ではマグマ混合から噴火まで数百～数千年の拡散時間を示す結晶を含むのに対し、後者では、数日～数十年オーダーの拡散時間を示す結晶のみが含まれるところ、この違いは両者の間でのマグマ蓄積・噴火メカニズムの違いを反映している可能性があるとしている。（乙２０１）
⒞小林（２０１７）は、マグマ溜まりは、珪長質マグマが数万年から数十万年という長い年月をかけて蓄積されるとしている。また、大規模珪長質マグマにおける滞留時間は６０万～１００万年を超える場合があるする見解もある。（乙１３８［３６頁］、１５３）
マグマ溜まりの探査手法等
ａＤｒ．戊２８
ＳＳＧ－２１などのＩＡＥＡの火山に係る安全ガイドの主著者であり、米国原子力規制委員会において科学技術に関する上級顧問も務めた地球物理学、地質学、火山学及び地球内部化学の専門家であるＤｒ．戊２８（以下「Ｄｒ．戊２８」という。）は、２０１８年（平成３０年）３月２６日付け文書において、以下のような見解を示している。現在の地球物理学的手法（地震波トモグラフィ（地震波により地球内部の波の伝播速度の構造を求める手法）など）を用いれば、大規模な溶融した岩体の存在を容易に検出できる。
また、仮に、地下に大規模なマグマ溜まりが存在しているとすれば、大量の低密度の物質が高密度の岩盤を通り抜けて上昇しようとすることに伴って発生する応力のため、地表での調査や衛星による測定により、地表面が上方へ変形する明確な兆候が示されるはずである。
（乙２０９、２１０、２１２）
ｂ産業技術総合研究所作成に係る平成２７年３月付け「平成２６年度
火山影響評価に係る知見の整備成果報告書」
現在、マグマ溜まりの探査の主力となっているのは、自然地震を用いた地震探査やＭＴ法（電気伝導度の違い（比抵抗構造）を調査して地下に存在する流体などの存在を調査する技術）による電磁探査であり、それらによって求められているマグマ溜まりの描像としては、全て部分溶融したメルトを含むマッシュ状のマグマ溜まりである。ただし、ＭＴ法の場合、ケイ酸塩メルトと溶存成分を多く含んだ酸性の水では電気伝導度があまり変わらないため、マグマ溜まりの候補として解析された領域において、空隙をメルトが満たしているのか、その他の水等の液体が満たしているのかを区別することは困難である。他方、地震波の場合は、メルトと水の粘性率が異なることから、Ｐ波とＳ波を観測すれば、ある程度の違いを明らかにすることはできる。（乙２５２）
ｃ安全研究成果報告


⒜平成２７年度から平成３０年度にカルデラ火山の地下構造の調査として、阿蘇カルデラにおいてＭＴ法、姶良カルデラにおいて地震波速度構造による地下構造調査を実施したところ、それぞれ低比抵抗領域、低速度領域が存在することが明らかになり、調査に適した地球物理学的観測を行うことでカルデラ地下での高温のマグマ等の流体の存在を示唆する低比抵抗領域や低速度領域を従前と比べより明らかにできることが示された。
⒝現在、地下深部に存在している圧力源の上面深さの情報を得るとともに、その圧力源に起因する変動を観測する手法が有効で、この深さが１０ｋｍより浅くなった場合は、深部圧力源の上昇や部分的なマグマ貫入等があったことが推察され、地下構造に変化が生じたと考えられる。
（乙４１８）
ｄ文部科学省測地学分科会
マグマ溜まりや火道などの構造や物質科学的特性、火山周辺の応力・ひずみの時空間分布を明らかにし、火山噴火現象のモデル化の研究を進めるためには、地震・地殻変動観測や電磁気探査などを実施することが重要である。（乙２０３）
巨大噴火前後における火山活動の変遷等
ａ前兆現象
⒜Ｔｓｕｊｉ    ｅｔａｌ．（２０１７）は、宇和盆地に堆積された第四紀の爆発的火山活動による堆積物の確認により、阿蘇１噴火、阿蘇２噴火、阿蘇３噴火、阿多カルデラ噴火、阿蘇４噴火等のカルデラ噴火に先立って、複数の組成的に類似したテフラが先行して噴出していることから、大規模噴火に先立ち、長期間、同じ火山から、大規模噴火と組成が類似したマグマが噴出する可能性が示唆されるとしている。（乙１８０）
⒝米国の請願審査委員会（ＰＲＢ）は、２００９年（平成２１年）、米国地質調査所（ＵＳＧＳ）による、イエローストーン地域につき、カルデラの大部分の地下において、大量のマグマの貫入や脱ガスを示す強い前兆現象がない中では、次の巨大なカルデラ形成噴火の可能性は、計算上有意となるしきい値を下回るものと見ることができるとの評価を踏まえ、イエローストーンカルデラの噴火が差し迫っていることに係る新しい証拠を提出できていないと結論付け、米国原子力規制委員会による更なる調査を求めるには不十分であると判断した。（乙２５１）
ｂマグマの組成の変化
⒜巨大噴火に伴うカルデラ崩壊後、ニュージーランドのタウポ火山地帯、ワイオミング州のイエローストーン、カリフォルニア州のロングバレーなどの地域で、噴出物や噴火活動の変化が観察されているところ、上記変化には、化学的又は同位体的に異なる新しいメルトの供給と噴火頻度の変化を含んでおり、場合によっては、上記変化は、カルデラ崩壊後のシステムの再編成に起因しているとの指摘がある。（乙４０３）
⒝ＩＡＥＡの技術文書であるＴＥＣＤＯＣ－１７９５（乙２１１）の作成に関与した戊２９氏（産業技術総合研究所活断層・火山研究部門所属）は、国内にあるＶＥＩ７クラスの巨大噴火を経験したカルデラ（屈斜路カルデラ、支笏カルデラ、洞爺カルデラ、十和田カルデラ、阿蘇カルデラ、姶良カルデラ及び鬼界カルデラ）の最後の破局的噴火以降の噴火履歴を公表文献から定量化し、各カルデラの火山活動の推移に関し考察したところ、後カルデラ火山活動には多様性が認められるが、いずれも、カルデラ形成期と後カルデラ期でマグマの化学組成に不一致が認められ、カルデラ形成後にマグマ供給系が新たに形成されたものと考えられるとしている。（乙４０１）⒞カルデラを形成するマグマシステムは、噴火したマグマの組成と物理的特性、噴火の頻度、空間的分布と噴火の規模及び深部のマグマ貯留層の構造などに顕著な変化を伴い、繰り返しの進化の経路をたどることが多く（例えば、コスーニシロス火山複合体、タウポ火山、カトラ、ヴァレスカルデラ、サルトリーニ）、カルデラ崩壊後の段階では、大部分が空になって結晶化した浅い貯留層に深部からのマグマの再充填により、進化していない組成のマグマによる小規模かつ頻繁な噴火が発生し、これらの組成のマグマは、潜在的により珪長質で揮発性に富んだ端成分に向かって進化し、新しいサイクルを開始する可能性があるとの指摘（乙２４８）や、イタリアのイスキア火山では、約２万年間にわたって浅い深度（４～６ｋｍ）に蓄積されていたマグマにより破局的なカルデラ噴火に至り、その後の火山活動は、進化の乏しい新しいマグマにより引き起こされたとの指摘（乙４０４）がある。
ｃその他
⒜ＩＡＥＡの技術文書であるＴＥＣＤＯＣ－１７９５は、あらゆる火山ハザード評価において重要な部分は、過去の活動パターンが、現在及び将来において予想される活動パターンと火山システムの観点で一致しているかどうかを判断することである、過去の火山事象の形成につながった地質条件が将来も発生するか、あるいは、地質環境が変化したことで過去の火山事象の一部又は全てがその新しい環境下では発生しないと想定されるかどうかであるとしている。（乙２１１［訳文１頁］）
⒝産業技術総合研究所地質調査総合センター作成の日本の第四紀火山に係るデータベース（「日本の火山（第３版）」）においては、先カルデラ火山、カルデラ火山及び後カルデラ火山に可能な限り区分されている。（乙４０９、４１０）
Ｎａｇａｏｋａ（１９８８）の知見及びこれに対する批判
ａＮａｇａｏｋａ（１９８８）
姶良カルデラ、阿多カルデラ等の南九州のカルデラ火山の第四紀後期の噴火サイクルは、①プリニー式噴火サイクル（単発のプリニー式噴火又は中規模火砕流を伴ったプリニー式噴火のフェーズ）、②大規模火砕流サイクル（プリニー式噴火、マグマ水蒸気爆発や中規模火砕流、大規模火砕流のフェーズ）、③中規模火砕流サイクル（単発の中規模火砕流のフェーズ）、④小規模噴火のサイクル（ブルカノ式噴火（主に粘性が高く揮発性成分の含有量の多い安山岩質マグマが間欠的に爆発的噴火を起こし、火山灰や火山岩塊を放出するとともに、粘り気の高い厚い溶岩が流出する噴火様式。ＶＥＩ２～４（乙１３８［１２０、１３２頁］））、ストロンボリ式噴火（流動性の低いマグマが間欠的に小爆発を繰り返し、火砕丘を形成したり、溶岩を流出したりする噴火様式。ＶＥＩ１～２（乙１３８［１２０、１３１、１３２頁］））や溶岩流出のフェーズ。「後カルデラ噴火火山ステージ」と言われることもある。）の４つに分類される。
姶良カルデラ及び阿多カルデラにおいては、②に先行する１０万年間に①に相当する噴火が何度か連続的に発生し、②後の１万年間に③に相当する噴火が数回発生しており、①から④は５～８万年続く噴火のマルチサイクルを形成している。
（乙２４７）


ｂＮａｇａｏｋａ（１９８８）の知見に対する批判Ｎａｇａｏｋａ（１９８８）の知見に対しては、Ｎａｇａｏｋａ（１９８８）における噴火ステージとは、テフラ層序について整理するための作業仮説にすぎず、実際のマグマ溜まり内で生じる物理・化学過程に基づいた立証がされているわけではなく、将来の噴火規模の予測のためには使えない概念であるといった批判がある。（甲９２、９４、２１２）
イ規制委員会における検討状況
検討チームでの検討状況
モニタリング検討チームの平成２６年８月２５日の第１回会合では、参加者から、以下のような発言がされた。
ａ戊３０京都大学名誉教授
巨大噴火は何らかの前駆現象が数か月、あるいは数年前に発生する可能性が高い。ただ、前駆現象が出たからといって、巨大噴火になるとは限らない。
巨大噴火が起きる１０年、２０年前に分かるというような発言も聞くが、実際にはそう単純ではない。顕著な異変が起きた後、異変がおさまったといっても、その後、大きな噴火が起こり得る。
（甲８７［１１、１２頁］、２１４［１１頁］）
ｂ戊２２東北大学東北アジア研究センター教授（地球科学の専門家）火山噴火につき、地質・地形の調査、地震の観測、地殻変動の観測、地球化学的な又は岩石学的な調査により、ある程度の予測はできるのではないかと思うが、通常の噴火でも予知は難しく，巨大噴火の場合はなおさら難しいであろうと思う。（甲８７［２４、２７頁］、２１４［２７頁］）
ｃ戊３１東京大学地震研究所火山噴火予知研究センター教授（以下「戊３１教授」という。）
巨大噴火の時期や規模を予測することは、現在の火山学では極めて困難、無理である。火山ガイドにおいては、その異常を見つけ、現状と変わらないかどうかを確認するということであるが、その異常が、バックグラウンドの「ゆらぎ」の範囲である可能性がある。実は我々はバックグラウンドについての知識を持っていないので、それほど異常ではない現象を異常と思い込んでしまう危険性がある。マグマ溜まりの深さというのは、実は今１０ｋｍとしているが、もっと深いかもしれない。そうすると蓄積量自身の計算が狂ってくるわけであるから、モニタリングの観測網の整備と同時に、その理解を進める必要がある。また、マグマ溜まりの増減はモニタリングできるかもしれないが、そもそも、どの程度溜まっているのかは分からない。その点については，トモグラフィ、レシーバ関数解析、散乱解析によって、ある程度の推定ができるように技術を開発する必要がある。カルデラ噴火には必ず前兆があり、直前には、見かけ上は明らかに大きな変動が出ると考えられる。そういう意味で、通常の避難には間に合うが、ここで要求されている燃料の搬出等に間に合うだけのリードタイム（数年あるいは１０年という単位）では、とてもこの現象は見えるものではない。
仮に、モニタリングで異常が見つかった場合に、その異常が何に基づいてどのような意味を持つのかという理解が、今の火山学では非常に不十分である。ゆらぎなのか、本当にカルデラに向けた兆候なのか、その点に注意する必要がある。
（甲８７［２８～３２頁］、２１４［２８～３２頁］）ｄ戊３２東京大学名誉教授（専門はマグマ学、火山学。元気象庁火山噴火予知連絡会会長。以下「戊３２教授」という。）
例えば、マグマ溜まりが１００ｋ㎥溜まっているということを今の時点で推定する手法というのは、ほとんどないと理解している。マグマ量１００ｋ㎥というと、面積として６０～１００ｋ㎡の下に厚さ１ｋｍぐらいの液体であるマグマが存在することとなるが、これを今の地震学的手法で探査できるかというと、なかなか難しいというのが探査の専門家の意見である。
ある異常現象をつかまえたときに、それが巨大噴火に至るのか、小さな規模の噴火で終わってしまうのか、あるいは噴火未遂になるのかということを判断する基準を我々は持っていないため、モニタリングは厳しい。
（甲８７［３４、３５頁］、２１４［３４、３５頁］、乙１６５［９６頁］）
モニタリング検討チームは、平成２７年７月３１日付けで、「原子力施設に係る巨大噴火を対象とした火山活動のモニタリングに関する基本的考え方」（以下「モニタリングに関する基本的考え方」という。）を作成して、モニタリング検討チームの検討結果を取りまとめたところ、以下のような記載がある。
国内の通常の火山活動については、気象庁が防災の観点から１１０の活火山について「噴火警報・予報」を発表することになっているが、噴火がいつ・どのような規模で起きるかといった的確な予測は困難な状況にある。また、未知の巨大噴火に対応した監視・観測体制は設けられていない。
ＶＥＩ６以上の巨大噴火に関しては発生が低頻度であり、モニタリング観測例がほとんどなく、中長期的な噴火予測の手法は確立していない。しかし、巨大噴火には何らかの短期的前駆現象が発生することが予想され、モニタリングによって異常現象として捉えられる可能性は高い。ただし、モニタリングで異常が認められたとしても、いつ・どの程度の規模の噴火に至るのか、あるいは定常状態からの「ゆらぎ」の範囲なのか識別できないおそれがある。
（甲８８［別添１１頁］）
ウ噴火予測に関する専門家の見解
戊３２教授
戊３２教授は、前記イｄに加え、以下のような見解を示している。ａ火山噴火の長期予測については明確な手法は確立していない。カルデラ噴火について、科学的な切迫度を求める手法は存在せず、原子力発電所の稼働期間中にカルデラ噴火の影響を被る可能性が高いか低いかという判定そのものが不可能なはずである。（甲２９［２１９、２２０頁］）
ｂ階段ダイヤグラムについて
階段ダイヤグラムを活用して噴火時期を予測するには、マグマ供給率又は噴火噴出物放出率が一定であることが必要条件であるが、これが長期的にわたって成立する保証はない。特に数千年から数万年という長期間においてはこのような前提が成立することは確かめられていない。また、階段ダイヤグラムの基になる噴出物量の推定そのものに大きな誤差が含まれていること、噴火年代についても大きな誤差があることから、数万年レベルの噴火履歴から原子力発電所の稼働期間である数十年単位の噴火可能性を階段ダイヤグラムで議論すること自体に無理がある。（甲２９［２１９頁］）
ｃ噴火間隔について
特定地域の平均的噴火発生期間から噴火の頻度を求めること自体には問題があるわけではない。しかし、適切な噴火発生モデルを想定することなく、特定のカルデラ火山の最終噴火からの経年が平均発生間隔より短いから、次の噴火まで余裕があるというのは合理的でない。適切な噴火発生モデルを提示できない段階で切迫度を検討するとしたら、平均発生間隔に依拠することなく、カルデラ噴火が複数回発生した阿蘇山では最短間隔が２万年であることを考慮し、最終噴火から２万年を経過している以上、既に再噴火の可能性がある時期に到達したと考えるべきである。（甲２１６［５７７頁］）
ｄモニタリングについて


多くの場合、モニタリングによって火山活動の異常を捉えることは可能であるが、その異常が破局噴火につながるのか、通常の噴火なのか、それとも噴火未遂に終わるのかなどを判定することは困難である。いずれにせよ、モニタリングによって把握された異常から、数十年先に起こる事象を正しく予測することは不可能である。（甲２１６［５７７頁］）
戊３３氏
火山学、火山防災を専門とする静岡大学防災総合センターの戊３３氏は、以下のような見解を示している。
ａ実際にＶＥＩ７以上の噴火を機器観測した例は世界の歴史上になく、現代火山学は、どのような観測事実があれば大規模カルデラ噴火を予測できるか（あるいは未遂に終わるか）についての知見をほとんど持ち合わせていない。個々の火山や噴火には固有の癖があり、その癖の原因がほとんど解明できていないことは、火山学の共通理解である。
（甲９２［１９０頁］）
ｂ綿密な機器観測網の下で大規模なマグマ上昇があった場合に限って、数日～数十日前に噴火を予知できる場合もあるというのが、火山学の偽らざる現状である。機器観測によって数十年以上前に噴火を予測できた例は皆無である。一方、巨大噴火直前の噴出物の特徴を調べることによって、後知恵的に経験則を見つけようとする研究も進行中であるが、まだわずかな事例を積み重ねているだけで一般化には至っていない。カルデラ火山の巨大噴火の予測技術の実用化は、おそらく今後いくつかの巨大噴火を実際に経験し、噴火前後の過程の一部始終を調査・観測してからでないと達成できないであろう。
こうした現状を考えれば、「少なくとも数十年以上前に（破局的噴火の）兆候を検知できる」という主張は荒唐無稽である。日本のどこかでカルデラ火山の巨大噴火（ＶＥＩ７程度以上）が起きる確率はおおよそ１万年に１回程度であり、最新のものは鬼界カルデラの７３００年前の巨大噴火であることからすると、今後１万年間に日本列島のどこかでカルデラ火山の巨大噴火が起きる確率は、ほぼ１００％とみてよい。今後１００年間では１％程度になる。
（甲２１６［５７４、５７５頁］）
戊３４氏
神戸大学海洋底探査センターの戊３４氏は、以下のような見解を示している。
巨大噴火の活動間隔は「周期」という概念が適用できないほどに不揃いであり、最後のイベントからの経過時間を将来の噴火の切迫度を示す指標として使うことができない。
現時点では、マグマ溜まりの位置や大きさ、そして形を正確に捉えた例はなく、これを目指した観測は始まったばかりである。ましてや、巨大噴火の場合にどのような前兆現象が認められるかは、巨大噴火をこれまで一度も観測した経験をもたない我々には知る由もなく、同様に、ある種の地殻変動が観測されたとしても、どの程度巨大噴火の切迫度が高いか、言い換えれば何年後にどの規模の巨大噴火が起きるかは全く予測できない。
（甲６３、２１８）
戊３５氏
火山研究者として、長年にわたり、阿蘇と九重を中心に火山の観測、調査、研究に取り組んできた戊３５氏（以下「戊３５氏」という。）は、以下のような見解を示している。
現在の科学研究では、火山についての噴火の時期も規模も形態様式も、また、推移や継続時間も予測することはできないというのが、大多数の火山研究者の共通認識である。地下のマグマ溜まりの規模や性状を把握し、その火山における噴火の潜在能力を評価しようというのは、噴火の中長期の予測を可能にする方法として、大きな方向性としては間違っていないと思われる。しかし、現状の火山についての科学研究では、それでその火山の今後数十年間における最大規模の噴火を評価することはできない。
また、近時の通説的見解では、マグマ溜まりはその周辺の母岩（地殻）と比較的明瞭な壁のようなもので仕切られているのではなく、マグマ溜まりの大部分はマッシュ状（半固結状態）でほとんど流動できない状態にあり、その外縁は周辺の母岩と明瞭な区別はできないと考えられており、地下のマグマ溜まりの体積を地下構造探査によって精度良く求めることはできない。
さらに、１０ｋｍより深い部分にマグマ溜まりがあり、それが全体として非常に大きな噴火を引き起こす可能性も否定できない。加えて、手法の違いにより、マグマ溜まりの溶融割合の上限値と下限値には非常に大きな幅が生じ得るのであって、溶融割合から安易に噴火規模を推定すべきではない。
（甲２１２）
⑵判断
ア立地評価に係る令和元年火山ガイドの合理性の有無について
巨大噴火の可能性評価について
令和元年火山ガイドは、巨大噴火については、低頻度な火山事象であり有史において観測されたことがないこと等を踏まえて評価を行うことが適切であるとして、過去に巨大噴火が発生した検討対象火山については、検討対象火山における巨大噴火の活動間隔、最後の巨大噴火からの経過時間、現在のマグマ溜まりの状況、地殻変動の観測データ等から総合的に評価して、当該火山の現在の活動状況は巨大噴火が差し迫った状態ではないと評価でき（非切迫性の要件）、かつ、現在の火山学の知見に照らした調査を尽くした上で、上記評価ができたとしても、火山学の知見の進歩により、運用期間中における巨大噴火の可能性を示す科学的に合理性のある具体的な根拠が得られた場合、当然これを考慮すべきであることから、上記具体的な根拠が得られていない場合（具体的根拠欠缺の要件）には、運用期間中における巨大噴火の可能性は十分に小さいと判断できるとしている（前提事実１３⑴オ、乙９８、令和元年火山ガイド４．１⑵、解説－１１．）。
この点、科学技術を利用した各種の装置、施設等の利用には、常に何らかの程度の事故発生等の危険性を伴っているが、その危険性（事故等の起きる確率）が社会通念上容認できる水準以下であると考えられる場合に、又は、その危険性の相当程度が人間によって管理できると考えられる場合に、その危険性の程度と科学技術の利用により得られる利益の大きさとの比較衡量の上で、これを一応安全なものであるとして利用しているのであって、このような相対的安全性の考え方は、原子炉施設の安全についても妥当するというべきである。そして、前記１⑵において説示したとおり、原子炉等規制法４３条の３の６第１項４号が、規制委員会が、安全性に関する基準を規則で定めた上で、上記基準に適合するかを審査する旨定めているのは、原子炉施設の安全性に関する基準の策定及び基準への適合性については、規制委員会の科学的、専門技術的知見に基づく判断に委ねる趣旨と解するのが相当であることからすると、上記危険性（事故等の起きる確率）が社会通念上容認できる水準以下であるかの判断についても、規制委員会の科学的、専門技術的知見に基づく判断に委ねるものと解される。


このような相対的安全性の考え方を前提に、巨大噴火の可能性評価についてみるに、国内において、噴出量数十ｋ㎥以上を超えるような巨大噴火は６０００年から１万年に１回程度の頻度で発生し、ＶＥＩ７程度以上の噴火は１万年に１回の頻度で発生していると指摘されており（前記⑴アａ）、その発生頻度は極めて低いと認められる。そうすると、現在の火山の状態を評価して、当該火山の現在の活動状況は巨大噴火が差し迫った状態ではないと評価でき（非切迫性の要件）、かつ、火山学の知見の進歩を踏まえても、運用期間中における巨大噴火の可能性を示す科学的に合理性のある具体的な根拠が得られていない場合（具体的根拠欠缺の要件）に、巨大噴火の危険性（巨大噴火が発生する確率）が社会通念上容認できる水準以下であるとして、運用期間中における巨大噴火の可能性は十分に小さいと判断できるとすることは、巨大噴火を想定した法規制や防災対策が原子力安全規制以外の分野で行われていないことも踏まえると、相応の合理性を有しているものと評価できる。これに対し、原告らは、リスク概念は発生確率と被害の大きさの積により求められるべきものであり、破局的噴火の発生頻度の小ささが危険度の小ささを意味するものではなく、これを前提として、巨大噴火の危険性をないことにする旨の社会的な合意（社会通念）は存在しないなどとして、原子炉施設に求められる安全性は、限定的絶対的安全性（深刻な災害が万が一に起こらない程度の安全性）である旨主張する（第５の１（原告らの主張）⑵、第５の５（原告らの主張）⑴イ）。この点、原子炉施設の安全性が確保されないときは深刻な災害を引き起こすおそれがあることから、上記災害が万が一にも起こらないようにするため、上記危険性（事故等の起きる確率）が社会通念上容認できる水準以下であるとの判断が合理的にされているかについては厳格に判断される必要があることはいうまでもないが、上記災害の深刻さをもって、相対的安全性の考え方自体が否定されるものとは認め難い。
また、原告らは、最新の火山学の知見によっても、火山噴火の時期及び規模に関する的確な中長期的予測は困難である以上、現在の火山の状態から検討対象火山の活動可能性の大小を評価することなどできないのであって、非切迫性の要件及び具体的根拠欠缺の要件は、上記知見に反している旨主張する（第５の５（原告らの主張）⑴ア）。確かに、火山噴火の時期及び規模を的確に中長期的に予測することについては、最新の火山学の知見によっても困難であることが、複数の専門家のみならず、規制委員会の下、発足したモニタリング検討チームによるモニタリングに関する基本的考え方においても言及され（前記⑴イ、ウ）、令和元年火山ガイドもこれを前提としているところであって（前提事実１３⑴オ）、上記中長期的予測の手法が確立していない以上、現在の火山の状態を評価して火山噴火の時期及び規模を的確に予測することはできないものと認められる。
そこで、以下、火山噴火の時期及び規模を的確に中長期的に予測できずとも、検討対象火山における巨大噴火の活動間隔、最後の巨大噴火からの経過時間、現在のマグマ溜まりの状況、地殻変動の観測データ等から総合的に評価することにより、当該火山の現在の活動状況は巨大噴火が差し迫った状態ではないと評価すること（非切迫性の要件）に不合理な点がないかといった観点から、令和元年火山ガイドに不合理な点がないかにつき検討する。
ａ現在のマグマ溜まりの状況について
⒜大規模な珪長質マグマ溜まりの位置・形状等についてⅰ巨大噴火は、マグマ溜まりに存在する数十～１００ｋ㎥の大量の珪長質マグマが、減圧発泡し、急激な体積の膨張に伴ってその一部が地表に噴出することにより発生するところ、このような大規模な珪長質マグマ溜まりは、浮力中立となる地下浅部（地下数～１０ｋｍ程度）に扁平形状（シル状）で存在するものと考えられている（前記⑴ア、ａ）。そして、このような知見は、巨大噴火を引き起こす珪長質マグマは低温で粘性が高く、一気に地殻中を上昇することはできないこと（前記⑴ア）や、巨大噴火により形成される直径２ｋｍ以上に及ぶカルデラが、マグマの大量噴出により生じた地下の空間に地表が陥没して形成されること（前記⑴ア）と整合しており、不合理な点は見当たらない。ⅱ(ⅰ)これに対し、原告らは、第５の５⑴ア   ｃのとおり、①地下浅部に大規模な珪長質マグマ溜まりがなければ巨大噴火が起きないという知見は、確立した知見ではなく、１０ｋｍ以深のマグマ溜まりから巨大噴火のマグマが供給されることもあり得るし、②阿蘇２火砕流及び阿蘇３火砕流が安山岩質であることからすれば、大規模な珪長質マグマ溜まりがなくとも巨大噴火は発生するといえ、また、③複数のマグマ溜まりから同時期に噴出して一つの巨大噴火を構成することも考えられる旨主張する。この点、上記①の点については、確かに、戊３１教授が、モニタリング検討チームの会合において、マグマ溜まりの深さというのは、実は今１０ｋｍとしているが、もっと深いかもしれないと発言したこと（前記⑴イｃ）や、戊３５氏が、１０ｋｍより深い部分にマグマ溜まりがあり、それが全体として非常に大きな噴火を引き起こす可能性も否定できないとの見解を示していること（前記⑴ウ）が認められる。
しかしながら、戊３１教授の上記発言及び戊３５氏の上記見解は、可能性を指摘するにとどまるものであって、具体的な科学的根拠が示されているわけではない。また、戊３５氏自身、陥没カルデラ形成時の噴火活動は、地下数ｋｍに大規模な珪長質のマグマ溜まりができることから始まる、玄武岩質マグマは、その密度が珪長質マグマより大きいので、珪長質マグマを突き抜けることができない旨、巨大噴火に至るには、大規模な珪長質マグマ溜まりが地下浅部に存在することが必要であるという上記知見に沿う見解を示していることも認められる（乙４２１［７０、８３頁］）。以上によると、上記発言等により、上記知見の信用性が否定されるものとは認め難い。


次に、上記②の点については、確かに、原告らが指摘するとおり、阿蘇２火砕流及び阿蘇３火砕流には安山岩質マグマが含まれていることが認められるものの、阿蘇２噴火及び阿蘇３噴火は、いずれも、大局的に、上部に珪長質マグマ、下部に苦鉄質マグマが密度的に安定成層した層状マグマ溜まりからの噴火であると考えられており、いずれの噴火においても、噴火初期に珪長質マグマの噴出が認められるから（後記６⑴アｂ）、阿蘇２火砕流及び阿蘇３火砕流に安山岩質マグマが含まれていることをもって、大規模な珪長質マグマ溜まりがなくとも巨大噴火が発生することが根拠付けられるものとは認められない。また、上記③の点については、仮に、マグマ溜まりが複数であったとしても、過去のＶＥＩ７を超える大規模噴火では、ほぼ例外なくカルデラが形成されているところ、カルデラが形成されるためには、地表が陥没し得る体積と空間的な広がりがマグマ溜まり内に必要であり（前記⑴ア）、少なくとも一つの空間的にひとまとまりのマグマ溜まりの存在が示唆されるのであって（乙１５４［１０５頁］）、巨大噴火が発生するために、大規模な珪長質マグマ溜まりが不要であるとは認め難い。(ⅱ)また、原告らは、第５の５（原告らの主張）⑴ア   ｃのとおり、マグマ溜まりがシルの集合体である場合は、地殻内のレオロジーや剛性のコントラスト、応力場などがマグマの定置深度を支配するらしいと考えられており、浅い位置に扁平楕円体のマグマ溜まりがなくても噴火に至る場合がある旨主張する。この点、確かに、東宮（２０１６）において、マグマ溜まりがシルの集合体である場合は、浮力よりもむしろ、地殻内のレオロジーや剛性のコントラスト、応力場などがマグマの定置深度を支配するらしいとの見解が示されていることが認められるが、東宮（２０１６）は、岩石学的手法又は岩石学的推定により求まるマグマ溜まりの深度は４～１２ｋｍ程度、又はほとんど３～１０ｋｍであるとも指摘しており（前記⑴アａ⒜）、地下浅部にマグマ溜まりが存在せずとも、巨大噴火が発生する可能性を示唆しているものとは認められない。そうすると、東宮（２０１６）の上記見解によって、巨大噴火に至るには大規模な珪長質マグマ溜まりが地下浅部に存在することが必要であるとの上記知見が否定されるものではない。
⒝マグマ溜まりの蓄積から巨大噴火に至る期間について前記⒜のとおり、巨大噴火が発生するには、大規模な珪長質マグマ溜まりが必要であるところ、珪長質マグマは、低温で粘性が高いため、一気に地殻中を上昇して噴火することはできず、徐々に浮力で上昇して地殻上部に移動し、このようなサイクルが繰り返されることにより、地下浅部に大規模な珪長質マグマ溜まりが形成されると考えられている（前記⑴ア）。そして、マグマ溜まりの蓄積から巨大噴火に至る期間については、物質科学的な検討の結果、カルデラ形成噴火では、噴火の数百年前から大規模珪長質マグマの集積過程が進行しているとの指摘（前記⑴アｃ⒜）のほか、カルデラを形成する噴火の場合、マグマ混合から噴火まで数百～数千年の拡散時間を示す結晶を含むとの見解（同⒝）、マグマ溜まりは、数万年から数十万年という長い年月をかけて蓄積されるとの見解（同⒞）もあるところであって、マグマ溜まりの蓄積から巨大噴火に至るには、少なくとも数百年という原子力発電所の運用期間を上回る時間を要するとするのが一般的な知見であると認められる。
この点、東宮（２０１６）は、数か月から数十年という短期間にマグマ溜まり全体のオーバーターンが起きてそのまま噴火に至ることがあると予想されるとしている（前記⑴アｂ⒜）が、上記見解は、地下浅部にマッシュ状の巨大マグマ溜まりが既に存在していることを前提に、マッシュの再活性化の機序を説明しているものであって、短期間で地下浅部に巨大マグマ溜まりが形成されることを示すものとは認められない。
なお、原告らは、「運用期間」は、原子力発電所に核燃料物質が存在する期間であり、数百年にも及ぶ可能性がある旨主張するが、モニタリング検討チームでの議論や専門家の見解が、「運用期間」が数百年であることを前提にしていることはうかがわれず（甲２８、６２、８７）、運転期間（原則４０年）に加え、核燃料物質の搬出期間も考慮しても、運用期間が数百年に及ぶものとは認め難い。
⒞大規模な珪長質マグマ溜まりの探査について
そして、マグマ溜まりについては、地球物理学的手法（地震波トモグラフィ、ＭＴ法等）によって検出できるとされており、現に、各種探査により検出されていることが認められる（前記⑴ア、後記６⑴アｂ）。
この点、原告らは、第５の５（原告らの主張）⑴アｃのとおり、マッシュ状となっているマグマ溜まりの位置、体積を正確に見積もることは困難である旨主張する。
確かに、モニタリング検討チームの第１回会合においては、専門家らから、マグマ溜まりがどの程度溜まっているかを探査するのは困難である旨の発言がされ（前記⑴イｃ、ｄ）、また、マグマ溜まりの位置や大きさ、形を正確に捉えた例はないとの指摘（前記⑴ウ）や、マッシュ状のマグマ溜まりの外縁は周辺の母岩と明瞭な区別ができず、地下のマグマ溜まりの体積を地下構造探査によって精度よく求めることはできないといった指摘（前記⑴ウ）がされていることが認められ、マッシュが主体の領域とメルトが主体の領域の線引きやマグマ溜まりと周囲の母岩との明確な線引きは困難であり、マッシュ状のマグマ溜まりのみを明確に区別して検出し、正確にその形状や体積を見積もることが困難であることは否定できない。しかし、全体として、メルト及びマッシュ状のマグマを含む領域を把握すること自体は可能であると認められるから（前記⑴アｂ）、地下浅部における大規模な珪長質マグマ溜まりの有無を把握することは可能であると認められる。
⒟以上によると、巨大噴火が発生するには、地下浅部に大規模な珪長質マグマ溜まりが存在することが必要であるところ、マグマ溜まりの蓄積から巨大噴火に至るまでに、原子力発電所の運用期間を上回る時間を要するとの一般的な知見があることからすると、地球物理学的手法等により、地下浅部に大規模な珪長質マグマ溜まりが存在するものとは認められない場合には、他の評価結果も総合考慮した上で、非切迫性の要件を満たすものと評価することは合理的であると認められる。
ｂ地殻変動の観測データによる評価について
地下に大規模な珪長質マグマ溜まりが存在すれば、地表面が上昇することが認められるから（前記⑴アａ）、当該火山の現在の活動状況は巨大噴火が差し迫った状態ではないと評価するために、現在のマグマ溜まりの状況等に加え、地殻変動の観測データも評価することは合理的であると認められる。
ｃ検討対象火山における巨大噴火の活動間隔、最後の巨大噴火からの
経過時間