３－14 東北日本島弧－海溝系における長期的歪み蓄積過程と 2011 年東北地方太平洋沖地震
Long-term strain buildup and release in the Northeast Japan arc-trench systems
and its implications for the 2011 earthquake off the Pacific coast of Tohoku
東京大学理学系研究科地球惑星科学専攻・池田安隆
Yasutaka Ikeda, Department of Earth and Planetary Science, the University of Tokyo
1．地学的歪み速度と測地学的歪み速度の不一致
水平短縮歪み東北日本弧は鮮新世以降現在まで，千島—日本海溝におけるプレート収束運動と沈み込み帯におけるカップリングとによって，東西方向の短縮変形を被ってきた．島弧の短縮変形は背弧側で大きく（たとえば嶋本，1989），特に羽越褶曲帯から北部フォッサマグナに集中している 12）20）．東北日
本弧の背弧側における鮮新世以降の総短縮量を地質構造から見積もると，その値は 4 〜 15 km 程度である 20）17）（第 1 図および第 2 図参照）．本州弧における短縮変形の開始時期を 3.5 〜 5 Ma とす
れば 21）13），東北日本弧の水平短縮速度は 3 〜 5 mm/yr 程度ないしそれ以下である（歪み速度にして 1 〜 3 × 10 -8 strain/yr）．
地学的時間スケールでの歪み速度は，島弧の広域的な隆起速度からも推定できる．東北日本弧が全体としてアイソスタシー状態にあると仮定すると，水平短縮による地殻厚化はアイソスタティッ
クな隆起を引き起こす．したがって，削剥作用やマグマ底付け作用等の撹乱要因の寄与を補正すれ
ば，隆起速度のデータから地殻水平短縮速度を推定することができる 26）．第四紀後期の海成／河成
段丘高度 10）26）27）（図３）から求めた過去約 10 万年間における東北日本弧の平均隆起速度は 0.2 〜 0.3
mm/yr である．この値から求めた東北日本弧の水平短縮速度は < 6 〜 8 mm/yr となり，地質構
造から求めた短縮速度と一致する（図４）．
一方，GPS によって観測される東北日本陸域における東西方向の水平短縮速度は数十 mm/yr（歪み速度にして 2 〜 3 × 10 -7 strain/yr）に達しており19），地学的な時間スケールで蓄積する水平短縮速度
よりおよそ一桁大きい．この値は，太平洋プレートとユーラシア・プレートとの間の収束速度（80 ～90 mm/yr）に匹敵し，過去百年間の三角／三辺測量の結果ともおおむね整合するように見える 11）14）．
しかしこの期間の変形は南北から北東—南西方向の引張が卓越するとの解釈もある2）25）．
垂直変動速度
地学的観測と測地学的観測との不一致は，垂直変位速度についても存在する．過去 100 年間の験
潮観測によれば，東北日本〜北海道の太平洋岸は急速に沈降している 8）9）
（最大 10mm/yr；図５）．
この沈降は，沈み込む太平洋プレートの引きずりによって起こっている（たとえば , Shimazaki,
1974 24））．
しかし，ここには最終間氷期の海成段丘が海抜最大数十 m の高さに発達しているので（たとえば，
小池・町田，200110）），長期的（〜 10 万年オーダー）にみるとほぼ不動ないしはゆっくり隆起している（＜ 0.3 mm/yr）．

－ 103 －

2．島弧の歪み収支
上述の結果は，島弧に蓄積される非弾性歪みが極めて小さく（プレート収束運動の 10％以下），
測地学的に観測している水平及び垂直方向の大きな歪の大部分（＞ 90%）は弾性歪みであることを示している 29）4）5）6）．
したがって，過去 100 年間に累積した東西方向の水平短縮歪みと太平洋岸の沈降は，プレート境
界のすべりによって大部分がキャンセルされるはずである．ところが不思議なことに，過去 100 年間に日本海溝沿いでは M7 〜 M8 の地震がいくつか発生しているが，この規模の地震では水平歪みと沈降運動の解消は起こっていない（図５）．M7 〜 M8 級の地震では太平洋岸の沈降運動を解消できないばかりか，むしろ沈降を加速したようにみえることから判断すると，これらの地震の破壊領
域は比較的浅く海溝寄りにあり，プレート間カップリング領域の深部まで達していないものと解釈される．従って，過去 100 年間以上にわたって蓄積された弾性歪みを解消させる地震イベントは，
プレート境界面の固着を深部まで完全に断ち切るようなもっと大規模なものであるに違いない 4）5）6）（図６）．
3．巨大 decoupling event と余効変動
このような巨大デカップリング地震は少なくとも過去 100 年間起こっていない． Atwater et al.
（2004）1）と Sawai et al.（2004）22）は，北海道東部太平洋岸における干潟の環境変遷を復元し，その結果この地域では 17 世紀後期に急激な離水（隆起）が起こり，その後現在まで連続的に沈降して3）16）いることを明らかにした．平川ほか（2000）と Nanayama et al.（2002）
は，十勝において津波堆積物を調査し，その結果過去 2500-3000 年間に 5 回の巨大津波が発生していることを明らかにした．このうち最新の巨大津波は，標高 17m の段丘上まで遡上しており，これ以後発生した津波の規模を遥かに上回る．この津波は，1667 年 AD に噴出した樽前火山起原の火山灰が降下する直前に起こっており，Atwater 等が発見した離水イベントと同一の地震である可能性が高い．仙台平
野における津波堆積物調査からも同様な巨大津波の証拠が発見された 23）18）15）．
2011 年東北地方太平洋沖地震では，太平洋岸で 70-80cm の沈降が生じた．この沈降（とこれまで〜 1000 年間累積していた沈降）は，固着していたプレート境界のより深部で（本震の破壊域より深部で）大きな余効すべりが生じることによって解消されると予想される．地理院の GPS 解析
結果によれば，現在太平洋岸で 1 〜 3 mm/day の隆起が生じている．この早さで余効変動が続けば，数年間で〜 1000 年分の歪みを解消することになると予想される．急激なすべりとそれに引き続く深部での余効すべりとによって地震間沈降がキャンセルされるというシナリオは，北海道における古地震調査から推定されている 1）22）
（図７）．
参

考

文

献

１）	Atwater, B. F., Furukawa R., Hemphill-Haley, E., Ikeda Y., Kashima K., Kawase K., Kelsey, H.
M., Moore, A. L., Nanayama F., Nishimura Y., Odagiri S., Ota Y., Park S. C., Satake K., Sawai Y.,
and Shimokawa K., 2004, Seventeenth-century uplift in eastern Hokkaido, Japan, Holocene, 14,487-501.
２）	橋本 学，1990，測地測量により求めた日本列島の地震間の平均的な地殻水平歪速度（I）：本州・四国・九州，地震，43，13-26．
３）	平川一臣・中村有吾・原口強，2000，北海道十勝沿岸地域における巨大津波と再来間隔，月刊－ 104 －

地球，号外 28，154-161．
４）	池田安隆，1996，活断層と日本列島の現在のテクトニクス，活断層研究，15，93-99．
５）	池田安隆（2003）：地学的歪速度と測地学的歪速度の矛盾，「総特集・日本列島の地殻変動と地震・火山・テクトニクス（下）多田堯先生を偲ぶ」，月刊地球，25 巻 2 号，125-129．
６）	Ikeda Y., 2005, Long-term and short-term rates of horizontal shortening over the Northeast
Japan arc, Hokudan International Symposium on Active Faulting 2005, Program and
Abstracts, January 17-24, 2005, Hokudan City, Japan.
７）	Kaizuka, S., and Imaizumi, T., 1984, Horizontal strain rates of the Japanese Islands estimatedfrom Quaternary fault data, Geogr. Rep. Tokyo Metrop. Univ., 19, 43-65.
８）	加藤照之・津村建四朗，1979，潮位記録から推定される日本の垂直地殻変動（1951 ～ 1978），地震研究所彙報，54，559-628．
９）	Kato T., 1983, Secular and earthquake-related vertical crustal movements in Japan as
deduced from tidal records（1951–1981）, Tectonophysics, 97, 183-200.
10）	小池一之・町田洋，2001，日本の海成段丘アトラス，東京大学出版会．
11）	国土地理院，2011，日本全国の地殻変動，地震予知連会報，84，8-31．
12）	M atsuda T., Nakamura K., and Sugimura A., 1967, Late Cenozoic orogeny in Japan,
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13）	守屋俊治・鎮西清高・中島健・檀原徹，2008，山形県新庄盆地西縁部の鮮新世古地理の変遷 :出羽丘陵の隆起時期と隆起過程，地質學雜誌，114, 389-404, 2008-08-15．
14）	中根勝見 , 1973 日本における定常的な水平地殻歪 (1) (II), 測地学会誌 , 19, 190-199, 200-208.
15）	行谷佑一・佐竹健治・山木滋 , 2010，宮城県石巻・仙台平野および福島県請戸川河口低地における 869 年貞観津波の数値シミュレーション，活断層・古地震研究報告，No. 10, p. 9-29．
16）	Nanayama F., Satake K., Furukawa R., Shimokawa K., Atwater, B.F., Shigeno K. and Yamaki
S., 2003, Unusually large earthquakes inferred from tsunami deposits along the Kuril trench,
Nature, 424, 660-663.
17）	Okada S., and Ikeda Y., 2011, Crustal extension and shortening in the back-arc region of
Northeast Japan, Jour. Geophys. Res. (under review).
18）	佐竹健治・行谷佑一・山木滋 , 2008，石巻・仙台平野における 869 年貞観津波の数値シミュ

レーション，活断層・古地震研究報告，No. 8, p. 71-89．
19）	Sagiya T., Miyazaki S., and Tada T., 2000, Continuous GPS array and present-day crustal
deformation of Japan, Pure Appl. Geophys., 157, 2303-2322.
20）	佐藤比呂志 , 1989, 東北日本弧における後期新生界の変形度について，地質学論集 , 32, 257-268.
21）	Sato H., 1994, The Relationship between Late Cenozoic Tectonic Events and Stress-Field andBasin Development in Northeast Japan, Jour. Geophys. Res., 99, 22261-22274.
22）	S awai Y., Satake K., Kamataki T., Nasu H., Shishikura M., Atwater, B. F., Horton, B.
P., Kelsey, H. M., Nagumo T., and Yamaguchi, M., 2004, Transient uplift after a 17thcentury earthquake along the Kuril subduction zone, Science, 306, 1918-1920, doi: 10.1126/
science.1104895.
23）	澤井祐紀・宍倉正展・小松原純子 , 2008, ハンドコアラーを用いた宮城県仙台平野（仙台市・名取市・岩沼市・亘理町・山元町）における古津波痕跡調査 , 活断層・古地震研究報告，No. 8, 17-70.

－ 105 －

24）	Shimazaki K., 1974, Pre-seismic crustal deformation caused by an underthrusting oceanic
plate, in eastern Hokkaido, Japan, Phys. Earth Planet. Interior, 8, 148-157.
25）	多田 堯 , 1986, 東北日本弧における地殻水平歪との地学的意義 , 地震 2, 39, 257-265.
26）	T ajikara M., 2004, Vertical Crustal Movements of the Northeast Japan Arc in Late
Quaternary Time, Dr. Thesis, University of Tokyo, 159 p.
27）	田力正好・池田安隆 , 2005，段丘面の高度分布からみた東北日本弧中部の地殻変動と山地・盆地の形成，第四紀研究 , 44, 229-245.
28）	嶋本利彦，1989，岩石のレオロジーとプレートテクトニクス─剛体プレートから変形するプレー
トへ，科学，59，170-180．
29）	Wesnousky, S.G., Scholtz, C.H., Shimazaki, K., and Matsuda, T., 1982, Deformation of an island
arc: rates of moment release and crustal shortening in intraplate Japan determined fromseismicity and Quaternary fault data, J. Geophys. Res., 87, 6829-6852.

－ 106 －

40ºStudy area

Fig. 6

Fig. 8Fig. 9Fig. 739ºFig. 13

38º

Thick-skinned
domain

Fi

g.
1

5

Thin-skinned
domain37º

Legend17ig.

Normal fault(presently inactive)

F

Reactivatedreverse fault
Reverse fault

138º

139º

0

140º

50

100

図１．東北日本背弧側における強変形領域（ピンク色）とそれを横切る地質構造
断面（A 〜 D）の位置．赤線は活断層（陸域は中田・今泉，2002 による）．
SíìJ~¾nB
!p^qäYé-3&¿ê"#F!WÈÎ{ãéA
海域の細実線は石油公団による地震探査測線．Okada& Ikeda (2011)．
Fig. deformation
3. Okada and Ikeda
Figure 1. Zone of concentrated(indicatedby pink color) in theDê?¼ìÉº{céÝY<¦4=ë2002
!êìY·aº®CQ
region&ofIkeda
the Northeast
!Wàx backarc
ºìOkada(2011)ì Japan arc (Okada and Ikeda, 2011).
Geologic transects A-D in Figures 2A-2D are located. Thin red lines
Figure 1. Zoneof concentrated
indicate
active faults. deformation (indicated by pink color) in the backarc
region of the Northeast Japan arc (Okada and Ikeda, 2011). Geologic transects A-D in
Figures 2A-2D are located. Thin red lines indicate active faults.

－ 107 －

図２A．地質断面 A（本荘沖〜横手）．図は上から，ブーゲ異常，現在の地質構造，中新世中期の地質構造（鮮新世〜現在までに起こった短縮変形を引き戻した状態），およびリフティング前の地質構造（さらに．中新世前期〜中期に起こった引張変形を引き戻した状態）．断面の位置は図１参照．Okada & Ikeda (2011) による .
Figure 2A. Geologic transect A (from off Honjo to Yokote). A set of four figures shows, from the top to the bottom,
Bouguer gravity anomaly, present-day geologic section, geologic section before the positive tectonic inversion(late Miocene time), and geologic section before Miocene extension. After Okada and Ikeda (2011).

SîAìWÈ{ã AéÀwêìS8ë/5(¨ië¤VWÈÎë<|:<WÈÎéè|:¤VÊ ­»^q#mu £sêë1.*
%3'GWÈÎé ì<|:G<Ê mo^q#mu £sêì{ã?¼SíN¡ìOkada & Ikeda (2011)!.
Figure 2A. Geologic transect A (from off Honjo to Yokote). A set of four figures shows,from the top to the bottom, Bouguer gravity anomaly, present-day geologic section,
geologic section before the positive tectonic inversion (late Miocene time), and geologic
section before Miocene extension. After Okada and Ikeda (2011).

図２B．地質断面 B（村上沖）．説明は図２A 参照．
Figure 2B. Geologic transect B (off Murakami). After Okada and Ikeda (2011).

80

60

60

40

40

20
0
-20

20
0

Bouguer Gravity Anomaly
Komazawa (2004)-20
Line-M6

SN91-1

Y07-P1

1500

1000

500

1

200

400

400

Ny

1

ata

ug

W
N es
iits tu2
ru , 1
ts
u
1
S
N ou
iits th
u 1

2000

Ho-Un

Fu

2500

Un-Hz
Hz
Ny

M
N IT
iig I
a
S ta
TS hir pla-1 one in3500

Kakuda-Yahiko Fault

M
as

4000

M
O IT
ff I
Sa
do

0

Pliocene

JNGA & JOPD (1992)SîBìWÈ{ã Bé8êìÇSîA N¡ì
NW

Ho
Un
Hz
Ny
Sy
Td
L. Miocene
Nt
Gt, Gr
Holocene

Pleistocene[mgal]

80

SE

Kuwayama 3, 1

Late Cretaceous to
Paleogene Granite

Td

Ho, Un, Hz

Figure 2B. Geologic transect B (off Murakami). After Okada and Ikeda (2011).
8.2 kmGt-Gr?

5

10
km

Gt-Gr

Ny

Sy, Td, Nt

Gr

Sy

Gr

Nt

Nt

(A) Present

Gr

Breakaway
Ny

Sy, Td, Nt

Ny

Td
Nt

(B) Pre-inversion

Sy

Nt

10 km

Degradation of
fault scarp?

V:H=1:1

ca. 56 km(C) Pre-Miocene

図２C．地質断面 C（佐渡〜新津）．説明は図２A 参照．
Figure 2C. Geologic transect C (from Sado to Niitsu). After Okada and Ikeda (2011).
Fig. 16. Okada and Ikeda－ 108 －

図２D．地質断面 D（糸魚川静岡線〜長野盆地）．説明は図２A 参照．
Figure 2D. Geologic transect D (from the Itoigawa-Shizuoka Tectonic Line to Nagano Basin). After Okada and Ikeda(2011).

!"#$%&'()*+$",'-*.%$'/$-#0)1$
2-3)*+$.&4$0"%.$5678$
SîDìWÈ{ã Dé´çfâdºØÕªWêìÇSîA N¡ì
9:3$$
Figure 2D. Geologic transect D (from the Itoigawa-Shizuoka Tectonic Line to Nagano
24.43,)*42$/3',$,"3)*4;
Basin). After Okada and Ikeda (2011).
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68$,4.43$)*.43="0@$:702;$$

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図３．東北日本における過去約 12 万年間の垂直変位量．沿岸部の隆起量は最終間氷期の海成段丘高度から求める．内陸部の隆起量は，最終氷期および一つ前の氷期の河成段丘の比高から推定する．Tajikara (2004) による．
Figure 3. Vertical displacement of the middle part of Northeast Japan during the past ~120 kyr (Tajikara, 2004).
Amounts of uplift along the coast are estimated from marine terraces of the Last Interglacial age. Amounts of
uplift inland are estimated from relative heights of fluvial terraces of Penultimate Glacial age with respect tothose of Last Glacial age.

－ 109 －

Estimation of crustal strain from regional uplift data!
U uplift ("rock uplift")crustalshortening

E denudation
Mv volcanic &eolian materials

island-arc
crust

D

crustal thickness!

(1) Isostatic balance!
(2) No volumetric change!
eNS + eEW + eV = 0!

(3) No arc-parallel deformation!
eNS = 0 –> eV = –eEW!


M magmatic
underplating

mantleAssumptions:!

U = (!c/!m) E - (!c/!m) Mv + [(!m - ! c)/!m] D ev + [(!m - !c)/! m] M
Surface !
0.22-0.32! unloading by !
denudation!
mm/y!
= 0.02-0.04 !

Surface loading by
volcanic andeolian materials!
= -0.01 mm/y!

Magmatic underplating/intrusion!
?!

Crustal thickening
due to horizontal
shortening!

Crustal shortening rate < 6~8 mm/yr!
Strain rate (= eEW = -eV) < 3~4 x 10-8 strain/yr!
(Tajikara, M., 2004,
Dr.による．
thesis, Univ. Tokyo)!
図４．隆起速度データに基づく東北日本の水平短縮速度の推定．Tajikara(2004)
Figure 4. Estimating the amount of horizontal shortening across the Northeast Japan arc from regional uplift data
(Tajikara, 2004).

142°

144°

146°

1961 Mw 7.0

1973 Mw 7.8

1994 Mw 8.4
intra-slab

0

-2.5

140°

2004 Mw 7.0

1.  -9.72 mm/yrSðìÞÊÍl+5)ZJ~j­»Íly`ìTajikara(2004) !ì-5
44°
Figure 4. Estimating the amount of horizontal shortening across the Northeast Japan
1993 Mw 7.7
arc from regional uplift data (Tajikara,-10 2004).
intra-slab
2

12003 Mw 8.3

2.  -9.41 mm/yr

42°

2.5

1989 Mw 7.4






-1

0

3.  -3.53 mm/yr

40°

38°

2011
Mw 9.05.  -5.72 mm/yr
1978 Mw 7.6

2005 Mw 7.2

6. -4.93 mm/yr

20 cm

8

6

-5

7

4.  -10.15 mm/yr




5

3
4

7.

-2.5

36°

140°

142°

144°

146°

 -6.12 mm/yr
8.

1960

1970

1980

1990

3.52 mm/yr ?
2000

2010

図５．（左図）．東北日本弧における最近の垂直変動とプレート境界地震の震源域．青色の等値線は，1955-1981 年の期間
における験潮観測から求めた隆起速度（単位：mm/yr）（Kato, 1983 による）．橙色線で囲んだ領域は，1896 年
以降に起こった Mw 7.0 以上の地震の震源域．橙色で塗色した領域は 2011 年東北地方太平洋沖地震の震源域．
（右SñìégSêìJ~n!ÌX«^H025,]§WààYìá¿図）太平洋岸における過去
55 年間の上下変動（国土地理院，2010による）．各験潮所の位置は左図参照．赤矢印は各験潮所の近くで起こった
Mw 7.0 以上のプレート境界地震（1993年根室沖地震と1994 年釧路沖地震を除³Aºë1955-1981 kÙ!åÅÞÊÍl
éK?ômm/yrêéKato,
く）．
1983
!ê
ì¿ºR$äYë1896
k>ÚÊ

Mw
7.0
>8Wàà
Figure 5. [Left] Map showing recent vertical crustal movements and source areas of large interplate earthquakes. Blueline
contours indicate äY
rates of uplift(in kJW}_jWààYì
mm/yr) revealed by tide gauge observations
during the period 1955Yì¿\¿
2011éOSê_je
1981 (Kato, 1983). Orange lines indicate source areas of interplate earthquakes of Mw > 7.0 since 1896. The!ÑMkÙ89^HéTUW¥Ûë2010
epicenterand55sourcearea of the 2011 Tohoku earthquake!ê
of Mw ìPåv?¼gSN¡ìÉ
9.0 are indicated by an asterisk and orange
shade,
respectively. Open squares
indicate
stations; station numbers correspondto those in the¬LPåvÌÊ
Mwtide-gauge
7.0 >8025,]§Wàé1993
kbWàright figure. [Right] Selected tide-gauge records along the Pacific coast (Geographical Information Authority of
19942010).
k×ËWà#ÜêJapan,
See the left figure ì
for location. Red arrows indicate large earthquakes (Mw > 7.0) that occurred
near each station. Note progressive subsidence of the Pacific coast at rates as high as 5-10 mm/yr, except fortheOnahamastation, Map
whichshowing
has likely recent
been affectedby coalmining.
Figure5. [Left]verticalcrustalmovements and source areas oflarge interplate earthquakes. Blue line contours indicate rates of uplift (in mm/yr)－during
110 － the period 1955-1981 (Kato, 1983). Orange
revealed by tide gauge observationslines indicate source areas of interplate earthquakes of Mw > 7.0 since 1896. The

Strain/stress/uplift vs time in the NE Japan arc
Uplift ofPacific coast

Geodetic observations~100 yr-2 mm/yrgeologic ~10

1-1geod0 m etim/ cyr

Stress inupper crust

Strain inupper crust

r

c~

ti

de

o
ge

-7 /y
10

-8
geologic ~10 /yr

strength ofupper crust

0

Slow isostatic uplift caused bycrustal thickening
Rapid subsidence due to dragof down-going Pacific plate, andepisodic uplift associated with
big decoupling events at trench
Rapid accumulation andepisodic release of crustal
strain (mostly elastic)
Slow strain accumulation due
to slip on intra-arc faults in theupper crust and ductile
deformation in the lower crust

Intra-arc & subduction
earthquakes with M7-8

time
Episodic decoupling on
subduction thrust ~M9?

図６．東北日本弧−海溝系における歪みの蓄積と解放の過程（Ikeda, 2005）．
Figure 6. Strain buildup and release in the Northeast Japan arc as proposed by Ikeda (2005).

SòìJ~n−µ!Á²ÆzÑ±éIkeda, 2005êì

Figure 6. Strain buildup and release in the Northeast Japan arc as proposed by Ikeda(2005).

図７．北海道太平洋岸における過去の歪み解放過程（Sawai et al., 2004）．潮間帯堆積物（下部の泥層）最上部にはさまる砂層は津波堆積物；その上部には，再び薄い潮間帯堆積物（泥層）があり，さらにそれを泥炭層が覆い，陸SóìJÒ_je!ÑMÆzÑ±éSawai et al., 2004êìÙh[²¢é9化したことを示す．微化石群集の変化から，この陸化は連続的に進行したと解釈されている．
Figure 7. Geologic evidence for!¯c[²¢õ8ÓëEÂÙh[²¢éan episodic (but gradual) uplift of the Pacific coast of eastern Hokkaido, most likely inÓcê8Ó
association with a large-scale decoupling event at the Kuril Trench (Sawai et al., 2004). The lower half of thecolumn (left) consists of
tidal flat mud intercalated
a muddy ìrI®½ß^Iësand layer of tsunami origin. Thecêsedimentë "#cÄëÝI
 with#°tidal flat deposits are overlain by peat, indicating an elevation change from intertidal to subtidal conditions.
Diatom assemblage analysis
suggested thatthe coastal uplift was gradual.
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Figure 7. Geologic evidence for an episodic－(butgradual) uplift of the Pacific coast ofeastern Hokkaido, most likely in association with a large-scale decoupling event at the