自然災害科学 J. JSNDS 40 -1 7 -21（2021 ）年間 2011年東北地方太平洋沖
特集 地震とその教訓
松澤 暢1

The 2011 Tohoku-oki earthquake and the lessons learned from it
Toru MATSUZAWA1
Abstract
The 2011 Tohoku-oki earthquake ruptured a vast plate boundary area of about 500 km
x 200 km, resulting in a slip of about 50 m near the trench. The reasons for such large slip
include the fact that the slip penetrated the trench, the occurrence of the thermal pressurization,and small elastic constants in the shallow part. The reasons for the vast slip area can be
explained by a hyper asperity model as well as a large strong patch model. The reasons why we
could not foresee such a huge earthquake can be summed up in one sentence: we “overlearned”
from the limited information we had. It is vital to learn from the Tohoku-oki earthquake, but
we should not overlearn from it. Otherwise, the next M9 earthquake will be an “unexpectedearthquake” again.
キーワード：東北地方太平洋沖地震，津波，過学習Key words:

Tohoku-oki earthquake, tsunami, overlearning

1 ．はじめにいて，今までにわかってきたことを整理し，次の東日本大震災から10年が経った。この震災では，大震災の軽減のために，この地震から何を教訓と

行方不明者や震災関連死まで含めれば 2 万 2 千人

すべきかを述べたい。

以上の方々が犠牲となった。この未曽有の災害を

なお，この地震については，すでに優れたレもたらした2011年東北地方太平洋沖地震（以下，ビ ュ ー が い く つ も 出 て お り（ 例 え ば Hasegawa「東北沖地震」と呼ぶ）は，何故，どのように発生

and Yoshida, 2015; Hino, 2015; Lay, 2018），詳しくしたのか？このような巨大な地震を何故，予見ではそちらを参照されたい。

きなかったのか？本稿では，この超巨大地震につ1

東北大学大学院理学研究科
Graduate School of Science, Tohoku University

7

8

松澤：2011年東北地方太平洋沖地震とその教訓

2 ．東北沖地震前の知見
2. 1

海岸の沈降と隆起

この日本三代実録の記述には誇張が入っている可能性もあり，貞観地震の地震像をこの文書の解

東北沖地震の前，日本には約100年の測地測量

読だけで明らかにすることは困難であった。しのデータが蓄積されており，東北地方や北海道のかし，1990年頃の津波堆積物の調査により，仙太平洋沿岸はその間，ずっと沈降しつづけていた

台平野の海岸線から 3 km も内陸まで津波が来（例えば西村，2012）。しかも，1973年根室沖地震ていたことが明らかになった（阿部・他，1990；

や1978年宮城県沖地震といった沖合で起こったプ

Minoura and Nakaya, 1991）こ と を 契 機 と し て，

レート境界型の大地震時にも，海岸は沈降してい津波堆積物の調査が精力的に行われるようになった（Kato, 1983）。一方，地形学的知見からは，太た。

平洋沿岸は基本的に第四紀後期の数十万年につい

特に，いわゆる「宮城県沖地震」が30年以内にては継続的な隆起を示していたことが知られてい発生する確率が99％という評価が地震調査委員会た（例えば宮内，2001）。

によって出されたことより，「宮城県沖地震におまた，Wesnousky et al.（1982）は，第四紀における重点的調査観測」（以下，「宮城県沖重点調査

ける日本列島の歪速度を地質学的に求め，その値観測」と呼ぶ）が文科省の委託により平成17年度

が測地学的に求めた歪速度より一桁小さいことを〜21年度（2005年度〜2009年度）に行われるよう指摘した。彼らは，この違いは地質学的歪が永久になり，後述の海底観測等とともに，津波堆積物

変位（非弾性歪）を示すのに対して，測地学的歪の徹底した調査が行われた。

が弾性歪を示していることに主として起因しておこの宮城県沖重点調査観測の結果，貞観地震のり，測地学的歪はプレート境界型巨大地震によっ

津波堆積物は，非常に広範囲かつ内陸奥深くまでてそのほとんどは解消されるだろうという見解を分布していることが明らかになった。しかもシ示していた。

ミュレーションの結果，この津波堆積物の分布は，

池田（1996, 2003）は，この歪速度と海岸の隆起・宮城県沖から福島県沖に広がる幅広いプレート境沈降に関する10万年から100万年スケールの地質界断層が滑ったことによる Mw8.4またはそれ以学的知見と10年から100年スケールでの測地学的上の規模の地震でなければ説明できないことが示知見との食い違いは，100年を超える再来間隔でされた（佐竹・他，2008；行谷・他，2010）。

の未知の超巨大地震によって解消されるという仮説を提示していた。

この調査の結果，仙台平野は何度も津波に襲われていたことが明らかになり，一方，仙台平野はほとんどが耕作されているため，地表近くの最新

2. 2貞観地震と津波堆積物

イベントによる津波堆積物を見つけることが難し「日本三代実録」という有名な古文書に，貞観く，貞観地震のような規模の地震の再来間隔の推11年（西暦869年）に，東北地方にあった国府の定は予想以上に困難であった。宮城県沖重点調査

城に大きな被害が生じ，しかも巨大な津波に襲観測の最終報告は2010年に発表され，その中で，われたことが記載されていた。いわゆる「貞観地

貞観地震のような巨大な津波を引き起こす地震は震」である。当時の国府は多賀城にあったが，大450年から800年程度の再来間隔で発生しており，

きな津波を引き起こすことで有名な三陸沖で巨大最新イベントは室町時代に発生した可能性が高い

地震が生じても，多賀城に大きな津波が来るとは事が示された（岡村・他，2010）。

考えにくく，このような多賀城で大きな津波被害

以上のような宮城県沖重点調査観測の結果を受をもたらす地震として，仙台湾での巨大地震（羽けて，地震調査委員会は日本海溝沿いの地震の再鳥，1998）や，宮城県沖から福島県沖にかけての評価を行った。2011年 2 月には草案がほぼ完成し海溝付近の津波地震（渡邊，2000；Minoura et al.,て，2011年 4 月に公表すべく準備を進めていた中

2001）等が提案されていた。

で，2011年 3 月11日に東北沖地震が発生してしま9

自然災害科学 J. JSNDS 40 -1（2021 ）うこととなった。

ないが，繰り返し地震がまったく存在していない
領域については，固着状況は把握できない。

2. 3

プレート境界の固着とはがれ

このような GNSS や繰り返し地震の解析から，

日本の測地観測は1990年代半ばに GNSS 観測

1990年代後半は宮城県沖から福島県沖にかけてプが導入されたことにより一変し，プレート境界

レート境界の固着は強かったが，2000年代に入の固着状況が GNSS 観測により把握できるようると，その固着が弱まってきたことが，多くのに な っ た（ 例 え ば Suwa et al., 2006; Fig. 1）。 ま

研究者によって指摘されている（例えば Suito et

た，プレート境界で発生する小さな繰り返し地震

al., 2011; Uchida and Matsuzawa, 2013; Yokata andによっても，プレート境界の固着やゆっくりと

Koketsu, 2015）。この固着が弱まったことが，東した滑り状況が把握できるようになった（例えば北沖地震の前駆現象としての「固着のはがれ」のIgarashi et al., 2003）。

可能性があるとの解釈が，筆者を含め多くの研究

ただし，陸上 GNSS 観測点だけのデータ解析

者によってなされている。しかし，Katsumata et

では，海溝付近の分解能が無いため，海溝付近で

al.（2017）の地震活動の静穏化の研究によれば，はプレート境界は固着していないという仮定の1990年代の宮城県沖から福島県沖の活動は非常にもとに求めている研究が多いことに注意する必低調であり，むしろこの期間だけが異常に固着が要がある。実際，宮城県沖の海溝付近が強く固強かった可能性があることに留意する必要があ

着していると仮定しても，GNSS データの残差はる。

ほとんど変わらないことが明らかになっている（Loveless et al., 2011; Hashimoto et al., 2012）。繰
り返し地震の解析においては，このような問題は

3 ．東北沖地震の発生過程
3. 1

本震発生直前の状況

東北沖地震の発生する 1 月前の2011年 2 月に，宮城県沖の海溝近くでは M5級を最大とする群発地震活動が見られた。宮城県沖重点観測によって設置された海底観測点のデータ解析から，この群発地震は，Mw7.0程度のスロースリップイベント（SSE）が発生したことによって引き起こされたことが明らかになった（Kato et al., 2013; Ito et al.,2013; Hino et al., 2014）。この SSE の発生により，その周辺には応力集中が進み，SSE 発生域の西縁から 3 月 9 日の M7.3の前震の滑りが始まった（Ohta et al., 2012）。さらにこの前震は，その震源域の南側で大きな余効滑りを生じ，その余効滑り
域の南端で，東北沖地震の滑りが開始して，大きな滑りが生じたことが明らかになっている。
つまり，2011年 2 月の SSE 以降，ゆっくりとした滑りと地震性滑りが交互にドミノ倒しのように生じて，東北沖地震の発生に繋がったことが海
陸の観測データから明らかになったのである。
Fig. 1 Slip deficit rate distribution for the period
from 1997 to 2001 (Suwa et al., 2006).

3. 2

本震の滑り量分布

本震の滑り量分布は，様々な研究者が様々な10

松澤：2011年東北地方太平洋沖地震とその教訓

データを用いて調べている。当初は，遠地地震波

たグリーン関数の不確定性も考慮した新たな手法

形データ，近地強震動波形データ，測地観測デー（Yagi and Fukahata, 2011b）を用いて解析を行っ

タ，および津波観測データを用いた解析結果が大た。その結果を Fig. 2に示す。

きく異なっていたため，多くの研究者を悩ませた

この Fig. 2a の左上に示したモーメント速度関（例えば Koketsu et al., 2011）。Lay（2011）はこの数を見ると，この地震は約 2 分半ないし 3 分にわ

問題について，地震波形で求めた結果は基本的にたってモーメントを解放し続け，破壊開始から70

地震モーメントの分布であり，津波や地殻変動で秒付近をピークとして，30秒付近と130秒付近に求めた分布は滑り量の分布であって，両者は真のも小さな高まりがあることがわかる。実際，Fig.

剛性率分布を与えれば基本的に一致するはずであ

2b の近地強震動波形を見ても，大きな振動が 3ることを示した。

回程度生じていたことがわかる。

遠地の地震波形から一番丁寧に滑り量分布をこの地震の前から音響結合方式 GNSS 測地観

求めたのは Yagi and Fukahata（2011a）であろう。

測 が 行 わ れ て い た（Sato et al., 2011; Kido et al.,

彼らは海域の構造探査に基づく構造を採用し，ま2011）ことにより，海陸の測地データを統合しFig. 2 Slip distribution and strong motion waveforms of the Tohoku-oki earthquake (Yagi and Fukahata,
2011a). (a) The slip distribution estimated from teleseismic P-wave data. Top left inset shows themoment-rate function, and other insets represent the slip-rate functions at respective color squares. (b)Strong ground motions observed at K-net stations.

11

自然災害科学 J. JSNDS 40 -1（2021 ）て，Iinuma et al.（2012）は，Fig. 3に示したようは考えにくい。

な詳細な滑り量分布を得ている。遠地地震波形か

宮城県沖の北緯38度付近で海溝軸を突き抜けたら推定した Yagi and Fukahata（2011a）の結果と，50 m 以上の大きな滑りがあったことは，Fujiwara

海 陸 の 測 地 観 測 デ ー タ か ら 推 定 し た Iinuma et

et al.（2011）による地震前と後のマルチビーム深al.（2012）の結果には，どちらも海溝付近で50 m

浅測量結果の比較によっても明らかになった。一程度の大きな滑りがあり，陸に近い側では宮城県

方，Fujiwara et al.（2017）は同様の比較を岩手県の金華山沖と福島県南部沖にも滑り量の大きな領沖の海溝付近で行ったが，顕著な変位は検出でき域が伸びているという共通の特徴がある。

なかった。ただし，測定誤差から考えて，水平方

これらの特徴は，津波波形から，滑りの時間発

向に20 m 以下の変位があっても検出できないと展を考慮した解析を行った Satake et al.（2013）のしている。Nakamura et al.（2020）は，岩手県沖結果でも見られる。しかし，Satake et al.（2013）の海溝付近で構造探査を行い，斜面崩壊が生じたの結果では，岩手県沖の海溝付近も大きく滑った

痕跡をいくつも発見した。残念ながらこれらが東ことが示されており，これは前述の 2 つの解析か北沖地震によって生じたかどうかはわからなかっらは出てきておらず，津波データのみが示した結たが，少なくとも過去には，斜面崩壊によって津果となっている。彼らの結果によれば，この岩手波が生じた可能性が高いと考えられ，三陸沖の津

県沖海溝付近の大きな滑りは，本震破壊開始から

波地震の生成メカニズムを考えるうえで非常に重3 分ないし 4 分後に生じていたことになるが，前要な成果である。

述のとおり，遠地地震波形から推定されたモーメ

一方，主破壊域の南端にあたる北緯37.5度付近

ント速度関数の継続時間は最大でも 3 分程度まででのマルチビーム深浅測量の結果から，Kodaira

であり，このように遅れて大きな滑りが生じたと

et al（2020）は，この場所で東北沖地震のときに大きな変位が生じたという証拠は見当たらず，また北緯38度付近に見られたような海溝軸に溜まった堆積物内の変形（Kodaira et al., 2012）も認められないことを示した。Bassett et al.（2016）は，海底地形や重力異常のデータから，海溝軸で北緯37.5度あたりから南西に延びて中央構造線に繋がる，上盤の構造境界があり，それより北側で大きな滑りが生じやすいと解釈した。実際，Fig. 2や Fig. 3内の大滑り域は，彼らが求めた構造線より北側に分布しているように見え，これらの結果から，海溝を突き抜けるような大きな滑りは北緯
37.5度より南側では存在していなかった可能性が高いように思われる。
前述のとおり，プレート境界の滑りは，宮城県沖の海溝近くで最も大きかったと推定される。
一方，遠地で観測された短周期地震波は，もっと陸側で生じたことが明らかになっている（例えば Wang and Mori, 2011; Koper et al. 2011; Ishii,

Fig. 3 Slip distribution of the Tohoku-oki
ear thquake estimated from terrestrial
and seafloor geodetic data (Iinuma et al.,2012).

2011）。日本国内の強震動加速度計から推定された強震動生成域（Strong-Motion Generation Area;
SMGA）も，やはり陸側に位置していることが明12

松澤：2011年東北地方太平洋沖地震とその教訓らかになっている（例えば Kurahashi and Irikura,

外側で M7.5，また福島県南東部の浅部で 4 月112013）。今回の地震の津波被害と地震動被害が大日に M7.0の正断層型地震が発生するなど，数多きかったのは，巨大な断層運動であったことに加くの正断層型地震が発生している（Asano et al.,

えて，海溝付近で大きな滑りが生じ，陸に近い側

2011）。

で短周期の地震波が生じたことが，主要な原因であると考えられる。

一 方， 震 源 域 西 部 の 太 平 洋 プ レ ー ト 内 部 では，逆断層型の地震が発生しやすくなっており（Asano et al., 2011），2011年 4 月 7 日に宮城県沖4 ．東北沖地震の余震活動と余効変動
4. 1

余震活動

で M7.2，2021年 2 月13日に福島県沖で M7.3の逆断層型地震が太平洋プレート内（スラブ内）で発気象庁（2021）による，本震発生後約10年間の生した。これらのスラブ内地震は短周期が卓越しM5以上の余震分布と主な地震のメカニズム解をて，しかも陸に近いところで発生したため，どちFig. 4に示す。今回のように，プレート境界で巨らも最大震度が 6 強となり，大きな被害を出した。

大な地震が発生した場合，応力集中により震源域の北側と南側のプレート境界で大きな余震が発生

4. 2

余効変動

しやすくなると考えられる。実際に，プレート境

国土地理院（2021a）による本震時の上下変動を界では，本震発生直後の15時 8 分に岩手県沖でFig. 5に，また本震後10年間の余効変動による上M7.4の余震が発生したのち，17時16分に茨城県下変動を Fig. 6に示す（国土地理院，2021b）。ま沖で M7.6の最大余震が発生した。

た，海底測地データも加えた，本震時と余効変動

また，プレート境界型大地震がもたらす応力場の変化を考えれば，正断層型の地震が震源域の水平ベクトル図を Fig. 7に示す（Tomita et al.,2020）。

東側の下盤（太平洋プレート）内と，西側の上本震時に太平洋沿岸は大きく沈降したが，本震

盤（陸側プレート）内に発生しやすくなると考後に隆起してきており，一部はすでに本震前のレ

えられ，実際に，本震直後の15時25分に海溝軸ベルに戻ってきている。また，海底観測点は地震時に東に動いたものの，そのあと，ほとんどが西に動いている。このような海岸の隆起や海底の西向きの動きは余効滑りでは説明できず，基本的に粘性緩和の影響であると考えられる（例えば Sun
et al., 2014; Freed et al., 2017）。
このような粘性緩和による地殻変動は，本震
時 の 滑 り 量 分 布 に 敏 感 で あ り（Sun and Wang,2015），逆にいえば，本震時に海底測地観測デー
タが不十分であっても，本震後の余効変動を海底で広域かつ密に測定できれば，地震時の滑り量分
布を評価できることになる。Tomita et al.（2020）
はそのような観点で本震時の滑り量分布を Fig.
7b のように求めている。本震時に存在したデー
タだけで求めた滑り量分布（Fig. 7a）に比べて，Fig. 4 Epicenter distribution of ear thquakes
with M ≥ 5 for the period from 14:46,
March 11, 2011 to Febr uar y 28, 2021
(JMA, 2021). CMT solutions for major
earthquakes are also shown.

特に海溝軸付近の解像度が改善されていることが
わかる。

13

自然災害科学 J. JSNDS 40 -1（2021 ）Fig. 5 C o s e i s m i c v e r t i c a l d i s p l a c e m e n t
distribution at the Tohoku-oki earthquake
estimated from GNSS data (GSI, 2021).

Fig. 6 Postseismic ver tical displacement
distribution for 10 years after the Tohokuoki ear thquake estimated from GNSS
data (GSI, 2021).

Fig. 7 Co- and post-seismic slip distributions estimated from terrestrial and seafloor geodetic data
(Tomita et al., 2020). (a) and (b) Coseismic slip distributions estimated using elastic model andviscoelastic model, respectively. (c) Postseismic slip distribution using viscoelastic model. Blackand blue vectors denote the observed and calculated horizontal displacements, respectively.

14

松澤：2011年東北地方太平洋沖地震とその教訓

4. 3

今後の見通し最大余震は，本震のマグニチュードより 1 小さもこのようなプレート内部の余震が起こる可能性が高いことに注意が必要である。

いことが多いが，M8の余震はまだ発生しておら地殻変動については，今後もしばらくは隆起がず，特に今回の震源域の北側と南側の隣接領域お継続すると考えられる。粘弾性構造を考慮した

よび海溝軸外側で M8の最大余震が起こる可能性

Sasajima et al.（2019）のシミュレーションによれがあることに留意する必要がある。海溝軸外側のば，約600年間隔で M9の地震が起こるとした場

M8地震としては，1933年の昭和三陸地震が有名

合，現在の海岸線の隆起は次第に減速しながらもであるが，これは1896年の明治三陸地震がプレー200年以上続き，やがて沈降に転じて，約600年後

ト境界で発生したために，海溝軸外側で張力が大には東北沖地震直前のレベルに戻って，次の M9

きくなり，正断層型の巨大地震が発生したと考え地震を迎えることになる。このことは，東北沖

れば説明がつく。この二つの地震は，37年も離れ地震前の100年間に我々が経験した東北地方とはているが，再来間隔が600年程度と考えられていまったく異なる状態が，今後少なくとも200年程る東北沖地震の40年後に M8の最大余震が発生し度は続くことを意味するので，東北沖地震前の経ても，なんの不思議もない。

験則を東北沖地震後に適用する際には慎重になる

また，東北沖のプレート境界は普段の地震活動必要がある。

のレベルが高いので，全体の余震数だけ見れば，東北沖地震発生前のレベルに近づくのが比較的早いように見えるが，実際には主破壊域内の地震活

5 ．巨大な地震が発生した理由
5. 1

海溝付近の大きな滑り

動が本震前より下がったことにより，その周辺で前述のとおり，津波観測データや海底測地デーの高い地震活動が相殺されているだけであり（気タ，マルチビーム深浅測量の結果は，海溝付近の象庁，2021），本震前と同じ状態に戻るにはかな

プレート境界が50 m 以上滑り，かつその滑りがりの時間がかかると考えられる。

海溝を突き抜けたことを示している。このような1978年宮城県沖地震の震源域は，東北沖地震の際にも滑っているので，しばらくは1978年型のい大きな滑りが生じた理由としては，いくつかの要因があると考えられている。

わゆる「宮城県沖地震」は起きにくいと考えやす

ま ず， 東 北 沖 地 震 直 後 に IODP（Integrated

いが，Fig. 7c で示したように，その周りの余効

Ocean Drilling Program） の JFAST（the Japan

滑りが大きいために，そこでの応力増加レートがTrench Fast Drilling Project）による海溝近くの掘

大きく，東北沖地震から40年も経たないうちに削結果から，大きな滑りを起こしたプレート境

次の「宮城県沖地震」が発生する可能性が高いこ界断層はスメクタイトに富んだ遠洋性粘土層のとが Nakata et al.（2016）によって示されており，厚さ 5 m 以下の破砕帯として形成されているこ

陸に近い場所でのプレート境界型の大地震についとが明らかになった（Chester et al., 2013）。このても，注意が必要である。

領域から得られた岩石試料の高速摩擦実験（Ujiie

さらに，プレート内の普段の応力レートは小さet al., 2013）と，孔内温度計測の結果（Fulton et

いのに，東北沖地震で大きな応力レートが付加さal., 2013）から，この断層が高速滑りを起こした

れたことになるので，普段よりもプレート内で大ときの摩擦係数は0.08と非常に小さいことが示

きな地震が起こりやすくなっていることにも留意された。このような低い摩擦係数は，主としてする必要がある（遠田，2020）。大きな津波をもthermal pressurization（例えば Mitsui et al., 2013）

たらすアウターライズの地震のみならず，前述のによって生じたと考えられている。Fujie et al.

2011年 4 月 7 日の宮城県沖の地震や，2021年 2 月（2020）は，このような遠洋性粘土層は海溝軸す

13日の福島県沖のように陸に近い太平洋プレート

ぐ外側の北緯39.5度付近ではほとんど見られなく内の地震は，強震動による被害が出やすく，今後なっていることを明らかにし，これはこの付近の

15

自然災害科学 J. JSNDS 40 -1（2021 ）プチスポット（Hirano et al., 2006）の存在に起因的構造をしていたことが考えられる。Hori andすると解釈した。このような遠洋性粘土層が海溝

Miyazaki（2011）は，東北沖の速度弱化域では，付近の大きな滑りの発生の必要条件であれば，北特徴的滑り量（dc; Dieterich, 1979）が大きい領域

緯39.5度付近でこの層が見られなくなっているこの中に，dc が小さい領域（regular asperity）が点とは，海溝付近の大きな滑りが北緯39度以北で，在しており，全体が滑ったときに M9の地震とな

マルチビーム深浅探査では明らかになっていない

り，後者のみが滑ったときには M7や M8の地震

ことと整合的である。

になると考え，このような階層的速度弱化域全体

このような遠洋性粘土層の摩擦係数の低下にを hyper asperity と呼んだ。

よって断層が滑りやすくなり，その滑りが海溝を実際，このようなモデルでシミュレーションを突き抜けると，上盤側でその滑りを押し戻そうとすると，普段は M7〜 M8程度の地震が繰り返しする部分が無くなる。このため，滑りが海溝を突発生して，dc が大きい領域はむしろバリアのよき抜けたこと自体が，滑りを大きくした要因の一

うになって破壊はそれ以上には広がらない。しかつと考えられる（Ide et al., 2011）。

し，滑り速度がやや大きい領域が hyper asperity

また，海溝軸近傍の岩盤は弾性定数が小さいたの縁から少しずつ内部に広がってくる，いわゆ

め，約 8 cm/ 年で沈み込む太平洋プレートに伴っる「固着のはがれ」と呼ばれる現象が広域に生じて上盤が600年かけて50 m も引きずり込まれててくると，regular asperity で始まった破壊は，いも，プレート境界にかかるせん断応力はそれほど

つ も の M7〜 M8規 模 で は と ど ま ら ず， 広 大 な大きくならないと考えられる。そして，東北沖地

hyper asperity 全体が破壊することを，彼らはシ

震発生時に，その引きずり込まれた上盤が約600

ミュレーションで示した。

年ぶりに跳ね上がったと考えれば，海溝付近の50m もの滑りは説明可能である（Lay, 2011）。

今回の地震に関しては，滑り量の大きな領域は宮城県沖に限られており，これについては，そこに高い強度のパッチがあったとする，Kato and

5. 2

広大な破壊域

Yoshida（2011）のモデルで説明できる。しかし，

M9という大きな地震になった理由として，他

滑り域はそこから普段の地震活動も活発であったよりも強度が大きく，面積も大きな速度弱化領

福島県沖から茨城県沖まで広がっており，このこ域があった（Kato and Yoshida, 2011）ことは，おと は Hori and Miyazaki（2011）の hyper asperity

そらく間違いないと思われる。強度が大きいとモデルでうまく説明できる。

いっても，東北沖のプレート境界の本震前のせん断応力は10MPa 程度以下と見積もられており（Hasegawa et al., 2011, 2012; 深 畑・ 他，2012），
たいした強度ではない。

6 ．東北沖地震の教訓
6. 1

過学習の危険性

1970年代から1980年代にかけて比較沈み込み帯

このような低強度で約600年も持ちこたえられ学が盛んになり，若いプレートが沈み込んでいる

たのは不思議に思えるかもしれないが，固着域の場所では，海洋プレートに働く浮力が強いため

幅が100 km 近くあれば，1000年近く固着していにプレート境界が強く固着して大きな地震が起てもせん断応力は10MPa 程度しか増加しない（飯こりやすく（Kanamori, 1977），また，プレート収

尾・松澤，2012）。前述のとおり，強度の高い領束速度が大きい沈み込み帯では，水平方向に強域の海溝側で弾性定数が小さければ，そこの強度

く押し付けあうので，やはりプレート境界が強がさらに小さくても，長期間，断層が滑らなくてく固着して大きな地震が起こりやすい（Ruff andも不思議ではない。

Kanamori, 1980）と考えられていた。

破壊域が大きくなったもう一つの理由として，

このうち，プレート収束速度と，その沈み込み

速度弱化領域において，摩擦パラメータが階層帯における地震の最大規模との相関は，Stein and16

松澤：2011年東北地方太平洋沖地震とその教訓

Okal（2007）によって否定されたが，まだ海洋性しても，それを新たなデータに適用した場合に正プレートの年齢と最大規模との相関は残っている解率が高いとは限らないことに十分な注意を払う

ように見えた。

必要がある。今回の東北沖地震は，大規模な観測

世界的に見れば，東北地方に沈み込む太平洋プ

網が整備された近傍で発生した初めての M9地震

レートの年齢は平均よりも古く，日本海溝でのプであり，そこから得られる情報は非常に貴重であ

レート収束速度は速いほうのグループに属している。しかし，そこから過剰に学習してしまうと，る。もし，最大規模と海洋性プレートの年齢との次の M9地震はまた「想定外」となってしまうだ

相関が否定されて，プレート収束速度との相関がろう。それだけは何としても避けなければならな

残っていたなら，東北沖も M9地震が起こる可能い。

性が高いということが指摘されていたはずだが，そうはならなかった。

6. 2

単純化の危険性

また，海洋プレート表面の堆積物が，海溝から地球科学において低頻度事象について得られた

沈み込むときに剥ぎ取られて海溝に溜まっていく

データや大規模プロジェクトによって得られた

場合と，海洋プレートと一緒に陸のプレートの下データは，希少価値が高い。まったくデータが無に沈み込んでいく場合があり，前者は「付加型」，

い状態で予測や評価を行うよりも，たとえ僅かで後者は「造構性侵食型」の沈み込み帯と呼ばれてあってもデータに基づいた予測・評価のほうが信い る。Bilek（2010）は， そ れ ま で 知 ら れ て い る

頼度が高いことは言うまでもない。

M9地震は，すべて付加型の沈み込み帯で生じてしかし，地球科学的データは，本質的に多様性いたことを指摘していた。日本海溝は典型的な造も地域性も大きく，限られたデータからの演繹に構性侵食型と考えられており，彼女の論文が出版どの程度の一般性があるのかについては，細心のされた翌年に発生した東北沖地震は，地震学者が注意が必要である。母集団内での多様性が大きい

知る限り，造講性侵食型の沈み込み帯で起こったということは，そこから僅かの数だけ選び出した

最初の M9地震となった。

サンプルには，母集団が持っていない「傾向」が最近はやりの機械学習では，同じデータを計算見て取れる場合がありうることを意味する。現実

機に繰り返し学習させると，何度も学習させるほ問題としては，今まで得られているデータに応じどそのデータについては正解率が上がるが，あまて，ベイズ推定的に事前確率分布を作り上げるしり学習させすぎると，別のデータについては，逆かないが，そこに大きな不確定性があることは忘に正解率が下がることが知られていて，この現象れてはならない。

は「過学習」と呼ばれている。

また，たとえ現状で得られているサンプルの統巨大地震に限ったとしても，世界中のデータが計的性質と，母集団の統計的性質が良く一致して揃っているのは，最近のせいぜい100年分くらいいたとしても，そこから推定される将来像は，あしかなく，知られている M9地震は10個に満たな

くまでも期待値でしかなく，実現値としては，非い。沈み込み帯に関わる様々なパラメータのうち，常に大きな多様性がありうることも忘れてはなら

このような限られたデータと相関の高いパラメー

ない。そもそも地球科学的データは多様性が大きタを丹念に探しだすことは過学習になりかねず，くて，そこになんらかの法則性があったとしても，これから起こる地震についての「正解率」は逆に必ず「アウトライアー」が存在し，そのようなア

下がってしまう危険性をはらんでいる。
結局，Stein and Okal（2007）や McCaffrey（2007）
が主張したように，M9地震の統計的性質を議論

ウトライアーを無視した災害対策は，また新たな「想定外」を生み出して，大きな被害をもたらすことになる（Kanamori, 2014）。

するには100年は短すぎるのである。そのような一方，このようなアウトライアーまで考慮して限られたデータから何らかの法則が見いだせたと

災害対策を行うことは，費用対効果の観点からも

17

自然災害科学 J. JSNDS 40 -1（2021 ）住民の生活の質の観点からも否定的側面が大きい

る。

ため，実際には行政的な対応は困難であろう。そそのような評価が十分に住民に伝わっていれ

れでも，アウトライアーがもし起こったら何がば，犠牲者を少しは減らせたように思う。そうで生じうるのか，事前に検討を行っておくことはあれば，いろいろと反省すべきことは数多くある可能であり，それを行えるのは研究者だけであものの，我々が行ってきたことは，完全に間違っる。たとえば，M10の地震が起こる可能性は極めていたわけではないはずである。多くの批判を考て低いものの，絶対に起こらないとは言えない以慮しながら，我々は前に進み，さらなる減災を模上，そのような地震が生じたときに何が起こり索しないといけない。そうでなければ，犠牲となうるのかの検討だけは進めておいたほうが良い

られた方々に申し訳が立たない。

（Matsuzawa, 2014）。

参考文献
7 ．おわりに
東北沖地震の発生は，世界中の地震学者に大きな衝撃を与えた。日本の地震学者は貞観地震のことについて知ってはいたが，それはせいぜい M8
クラスであり，M9まで達するとは思っていなかったし，プレート境界が50 m も滑るなどとは考え
たこともなかった。
しかし，貞観地震の津波堆積物を M9地震のモデルで説明することも可能であるし，幅広い断層が滑って生じた津波に，海溝付近で50 m も滑って生じた津波が重なっていたとしても，津波堆積物の分布は変わらない。我々はデータを説明できるモデルのうち，一番ありそうなモデルを採用するしかないが，災害軽減のためにはそれだけでは不十分であり，どのくらい極端なモデルでもデータが説明できるか，よく吟味を行うことが必要である。
一方，今回の地震の発生がもう 5 年遅かったら，
状況はかなり変わっていたと思う。貞観地震を踏まえた地震調査委員会による新しい評価が2011年
4 月に公表され，宮城県の平野部の海岸 3 km 離れた場所までも津波が来る可能性がある，という周知が 5 年もあればできたろう。また宮城県沖で，想定宮城県沖地震震源域近傍の海底測地観測点の西向き変位速度が東側の観測点よりも小さかったのは，2005年の宮城県沖の地震の余効変動が続い
ていたからであると思い込んでしまっていたが，もう 5 年あれば，想定宮城県沖地震の震源域よりも，海溝近くのほうが歪エネルギーを蓄積しているということに研究者は気が付いていたはずであ阿部 壽・菅野喜貞・千釜 章：仙台平野における
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