自然災害科学 J. JSNDS 42 -4 275 -292（2024 ）

古文書記録と津波堆積物を統合した痕跡
情報に基づく1611年慶長奥州津波の波源
推定高橋潤1・安中正2・今村文彦1

Tsunami Source Estimation of the 1611 Keicho Oshu Tsunami Basedon Integrating Traces in Ancient Documents and Tsunami Deposits
Jun Takahashi1, Tadashi Annaka2 and Fumihiko Imamura1
Abstract
The 1611 Keicho Oshu tsunami is known to have caused extensive damage along the Pacificcoast of the Tohoku region, but no consensus has been reached on the source. This is an important
issue from the viewpoint of tsunami risk evaluation and disaster mitigation because without
wave source information, it is impossible to understand the behavior of tsunami in each area.
Therefore, tsunami source estimation using more information adding tsunami deposits as wellas ancient documents as tsunami traces should be proposed and conducted. The estimatedmodels with different mechanism are suggested to have a slip of 21 to 26 meters off the coast of
Miyagi Prefecture like the 3.11 Tohoku earthquake. It is possible that the 1611 earthquake wasa coupled earthquake that occurred in the same area as the 3.11 earthquake.
キーワード：1611年慶長奥州津波，津波堆積物，古文書記録，波源推定
Key words: The 1611 Keicho Oshu tsunami, Tsunami deposit, Ancient document, Wave source estimation

1 ．はじめに1. 1

この地震および津波は，「1611年慶長奥州地震・研究の背景津波」と呼ばれている。

1611年10月28日（グレゴリオ暦：1611年12月 2

1611年慶長奥州津波は，岩手県の一部地域では日），東北から関東地方を揺るがす地震が発生し，

東北地方太平洋沖津波の高さを上回ったとする記

東北地方太平洋沿岸を大津波が襲い，甚大な被害録が残されており，津波の常襲地域である東北地が生じたことが各地の歴史史料に記録されている。

方太平洋沿岸を襲った津波の中でも最大クラスで

1

東北大学災害科学国際研究所
International Research Institute of Disaster Science, Tohoku
University

2

東電設計株式会社
Tokyo Electric Power Services Co., Ltd.

本稿に対する討議は 2024 年 8 月末日まで受け付ける。

275

276

高橋・安中・今村：古文書記録と津波堆積物を統合した痕跡情報に基づく1611年慶長奥州津波の波源推定あったとされている（都司・上田，1995）。

定の際に根拠としている情報が限定的であり，そ一度発生すると広範囲に被害を引き起こす巨大の数や信頼性にばらつきがあることが挙げられる。

津波の波源に関する情報は，津波のリスク評価や歴史津波の主な情報源の一つは古文書等の記録で防災対策を検討する上で不可欠である。例えば，

あるが，岩渕ほか（2012）により津波痕跡のデー

防災対策の基礎となる津波の浸水想定は，過去にタベースが構築される以前は，痕跡情報を網羅的発生した津波の数値シミュレーションを踏まえてに収集することに多大な労力を要したため，各研実施されており，その際には波源の断層パラメー

究者が入手した限られた情報に基づき推定がなさ

タが必要となる。

れていた。

しかしながら，1611年慶長奥州津波の波源につ一方，古津波の情報源として津波堆積物が挙げいては見解の統一に至っていない。同地震は地震られる。東北地方太平洋沿岸では1611年慶長奥州調査研究推進本部（2019）における「日本海溝沿津波由来の可能性があるイベント堆積物が複数地

いの地震活動の長期評価」にも取り入れられてい点で確認されているものの，波源推定に活用されるものの，プレート境界での超巨大地震（東北地ている例は今井ほか（2015）や岡村・行谷（2011）

方太平洋沖型）もしくは津波地震であったとするに限られている。さらに，検討に使われている堆2 つの可能性が指摘されており，評価が確定して積物も限定的であるなど，有効に活用されているいない。同報告書中には，「（超巨大地震（東北地とは言い難い。

方太平洋沖型）について）東北地方太平洋沖地震

以上を踏まえ，本研究においては1611年慶長奥の一つ前の活動として，1611年の慶長三陸地震と州津波の津波痕跡に対する再現性の高い波源を推1454年の享徳地震のどちらが該当するかは見解が定することを目的とする。津波痕跡については，

分かれており，地質記録だけでなく歴史記録も収古文書記録が網羅的に登録されている津波痕跡

集し，それぞれの地震像の解明に努める必要があ

データベースの情報に津波堆積物情報を統合してる」との記載もあり，現象の解明が課題となって用いることとする。特に，古文書の信頼性を検討いる。

することに加え，津波堆積物の位置だけでなく層厚も考慮した津波高さへの換算についても検討し，

1. 2

既往研究による波源推定

波源を議論するための情報を増加させる手法を提以上のような背景から，1611年慶長奥州津波に案する。さらに，既存モデルを参照してインバー

ついては，古くから波源推定が試みられている。

ジョンの波源位置を仮定し，精度の高い推定を実既往研究による推定波源域を図 1 に示す。図 1 の施する。

とおり，既往研究の多くは日本海溝沿いを波源域としているが，岡村・行谷（2011）は千島海溝沿いを想定している。日本海溝沿いの推定波源については，大まかな発生領域は東北地方太平洋沖と2 ．方法2. 1

検討方針

1611年慶長奥州津波の波源推定の方法について，共通しているが，その規模や発生様式にはばらつ

羽鳥（1975）は各地の震度や津波高さの分布をきが見られ，津波地震，海洋プレート内正断層地

1896年明治三陸津波や1933年昭和三陸津波などの震，典型的なプレート境界地震とそれらを組み合詳細に調査がなされた津波と比較することにより，わせた地震など，複数提案されている。しかしな

妥当と考えられる波源域を推定している。相田がら，1611年慶長奥州津波に関する記録に対し，（1977）は数値シミュレーションを取り入れた推網羅的に再現性を確認した例はなく，その正確な定を行っており，以降の研究でも使い方に差異は波源は不明である（Yamanaka and Tanioka, 2022）。

あるが，数値解析を用いた検討が行われている。

このように，推定波源の位置，規模，発生様式

近年の波源推定では，検潮記録を用いた津波イに差異が生じる原因としては，既往研究が波源推

ンバージョン手法（Sateke, 1987など）が用いられ

277

自然災害科学 J. JSNDS 42 -4（2024 ）：岡村・行谷（2011）：羽鳥（1975）, 羽鳥（1976）type Cʼ
：羽鳥（1976）type C：相田（1977）：今井ほか（2015）共通：今井ほか（2015）Case1：今井ほか（2015）Case2：Yamanaka and Tanioka(2022)：中央防災会議（2005）

図1

既往研究による1611年慶長奥州津波の推定波源域

ることが多い。海域での津波の伝播速度は水深に案手法が挙げられる。

依存するため，時間および水位の情報を含む検潮安中ほか（1999）は従来手法を参考に，検潮記

記録を複数地点分用いることで，波源の位置や初録に加えて痕跡データにも適用可能な線形イン

期水位を精度よく推定できるという特徴を有する。

バージョン手法を提案しており，痕跡高と計算津

しかし，1611年慶長奥州津波に関しては，発生

波高との残差 2 乗和が小さくなるよう波源を決定から収束に至るまで正確な時間が不明であるため，する手法を提案している。根本ほか（2019）は，

基本的には津波痕跡のみから波源を推定する必要

検潮記録に加え陸域・海域測地データ，GNSS 連がある。

続観測データおよび津波痕跡高データを用い，線痕跡情報を活用した津波インバージョン手法と

形インバージョンから得た初期モデルを対象に，しては，安中ほか（1999）や根本ほか（2019）の提

非線形インバージョン解析を適用し波源を推定す

278

高橋・安中・今村：古文書記録と津波堆積物を統合した痕跡情報に基づく1611年慶長奥州津波の波源推定

続いて，得られた初期モデルを対象に，根本ほる手法を提案している。
本研究では，痕跡記録を活用し，より再現性のか（2019）を参考に非線形インバージョンを実施

高い波源モデルを推定する観点から，安中ほかする。非線形インバージョンには非線形最小二乗（1999）の手法を用いて初期モデルを設定し，根問 題 の 標 準 的 な 解 法 の 1 つ で あ る Levenberg-

本ほか（2019）を参考に非線形インバージョン解Marquart 法を用いる。本手法は最小二乗法とガ析を実施し，すべり量を推定する。

ウス・ニュートン法を組み合わせた方法であり，効率的に痕跡高に対する対数残差 2 乗和が小さく

2. 2

波源推定手法

なるすべり量を推定することができる。

安中ほか（1999）の方法では，痕跡高の代わり

解析条件を表 1 に，解析に用いる地形モデルをに換算値を用い，すべり量分布とグリーン関数

図 2 に示す。地形モデルの基礎データは，陸域は（各断層に単位すべり量を加えた場合の計算値の国土地理院の数値地図50 m メッシュ標高データ，変化量）から計算される計算値と換算値の対数残海域は日本水路協会 M7000シリーズとし，1611

差 2 乗和（評価関数）を最小にするようにすべり

年に発生した津波を対象としていることから，防量分布を決定する。換算値はグリーン関数による波堤や防潮堤等の沿岸の人口構造物は除去してい足し合わせが成立する痕跡地点に近接する海域地る。なお，東北地方太平洋沿岸域は，下北半島や点を対象に算定する。評価関数 J は以下のとおり

磐城は隆起速度0.5 m ／千年以下の曲動地域であである。

るが，それ以外に特徴的な隆起・沈降が生じている領域はないとされており（小池・町田，2001），n∑

J＝ （log10（（AONL））－log10（（ACNL）））2
i
i

現地形データに対する地殻変動の影響は考慮不要

i＝1と考えられる。ただし，沿岸部の土地利用状況やAONL：痕跡高の換算値

津波発生時の潮位は，津波挙動に影響を及ぼす可ACNL：計算波形の最大津波高さ能性があるが，本検討においては考慮できていな

n：痕跡高さの全データ数

いことに留意する必要がある。

i：痕跡高，計算波形出力地点の整理番号

2. 3

本検討においては，安中ほか（1999）が提案す津波痕跡情報（1）古文書（文字）記録る手法（線形インバージョン）により得られた波岩渕ほか（2012）は津波の痕跡情報を学術論文，

源モデルを非線形インバージョン用の初期モデル

古文書・史料集，カタログ類から網羅的に収集し，

とする。
表１

解析条件

線形インバージョン
解析領域

非線形インバージョン

北海道から千葉県までの太平洋沿岸

空間格子間隔1350 m，450 m，150 m，50 m へ順次細分化（図 2 ）基礎方程式

線形長波理論

非線形長波理論

計算スキームスタッカード格子，リープ・フロッグ法

初期変位量

Mansinha and Smylie（1971）の方法

境界条件

沖側：自由透過
陸側：完全反射沖側：自由透過（後藤・小川（1982））
陸側：遡上考慮（小谷ほか（1998）の
陸上遡上境界条件）

最小水深

10 m

－

時間格子間隔

0.1秒

0.5秒

計算時間

津波発生後240分間

海底摩擦係数－n＝0.03 m－1/3·s

潮位条件

－

T. P. ＋0.0 m

279

自然災害科学 J. JSNDS 42 -4（2024 ）

100km：1350m： 450m： 150m： 50m

図2

解析用地形モデル

さらに，それらの情報 1 つ 1 つの原典にまで遡っ

表２

津波痕跡の信頼度分類（岩渕ほか，2012）て実施した調査結果を踏まえ，信頼度ごとに分類

判断基準

した痕跡データベースを構築している。痕跡信頼度の定義を表 2 に示す。表 2 のとおり，痕跡の信A

古文書・郷土史等に記載され，痕跡の場所を現在でも確認でき，し信頼度大なるもの
かも近年になって測量されて高さの確定されたもの

B

信頼度中なるもの

C

古文書等に記載，或いは言い伝えられてはいるが，字名，集落名な
信頼度小なるもの
どにとどまり，到達地点を確かめることのできないもの

D

参考値にとどまる 古文書等の関連現象・被害の記述ものから推測されたもの

頼度は津波の到達地点および標高 2 つの要素の確からしさにより分類され，追加の調査により更なる情報が取得された場合や，精度が向上した場合には，信頼度も向上する。
信頼度 A および B は，古文書等に記載されている痕跡地点が現在でも特定可能な情報であり，再測量（と必要に応じた若干の痕跡高さの修正）の実施の有無により区分される。信頼度 A，B の古文書・郷土史等に記載され，痕跡の場所を現在でも確認できるが，近年の再測量のなされていないもの情報については，再測量の有無による違いはあるが，両地点とも津波の到達地点が明確となってい信頼度 A と同様，高精度な情報であると考えらる情報である。信頼度 B の情報については，再れる。

測量の実施により若干の痕跡高さの修正が加わり，信頼度 C は津波の到達地点の情報が字名や集信頼度が向上する可能性はあるが，1611年慶長奥落名など面的な広がりを有し，津波到達地点の特

州津波の痕跡情報の出典はすべて学術論文であり，定が困難な情報である。岩渕ほか（2012）は，信280

高橋・安中・今村：古文書記録と津波堆積物を統合した痕跡情報に基づく1611年慶長奥州津波の波源推定

頼度 C の判断基準である「字名，集落名」の精査

り，波源の過小評価の可能性の低減が図れると考の際，大字と小字の特定状況，集落の範囲，痕跡

えられるものの， 2 m の設定根拠は十分に明らの存在する地域の周辺地形（平地，傾斜地）が痕かにされていない。津波堆積物の内容や堆積環境

跡高の精度に与える影響を加味した判定を行ってに関わらず，基底標高から一律 2 m の津波高でおり，例えば，原典の古文書の痕跡箇所の記載があったことは想定し難い。

地区のような広範囲で特定できない場合や，痕跡

津波堆積物情報と水理量との関係を検討した既高が構造物の被害の程度から推定しているなど，

往研究として，Goto et al.（2014）が挙げられる。

推測の域を出ないと判定されたものについては信

Goto et al.（2014）は東北地方太平洋沖津波が来襲

頼度 D に分類している。

した仙台平野を対象に，約1300点もの津波堆積物

よって，信頼度 C の情報については，平面位の層厚データを用いて堆積物厚と浸水深の関係を

置および痕跡高に多少の誤差が含まれる可能性は分析し，津波堆積物厚／浸水深（堆積物濃度）の否定できないものの，津波高さが大きく変化する

中央値が約 2 ％であったとしている。さらに，仙ような地点のずれの可能性は排除されており，か台空港周辺の測線での津波堆積物厚にその中央値

つ，痕跡高は一定の根拠を有していると考えられ

約 2 ％を適用して浸水深を算定しており，概ね実る。解析に用いる地形データの最小格子間隔が測値と整合する結果を得ている。

50 m であり，本検討では広域での津波高の再現

本研究においては Goto et al.（2014）による中を目的とした波源推定の痕跡情報として使用する

央値約 2 ％を適用し，津波堆積物厚から同地点のことを踏まえ，信頼度 C の情報は採用に問題な津波高を推定し，痕跡情報として取り扱うことにいと判断し，痕跡信頼度 A ～ C の情報を用いるする。ただし，Goto et al.（2014）による分析結果こととする。

は東北地方太平洋沖津波が来襲した仙台平野とい（2）津波堆積物情報から津波高への換算

う限定的な条件下のものであることを踏まえ，そ

津波堆積物を波源推定に活用した既往研究の多の適用性について（3）で確認し，使用する津波堆

くは，浸水域が堆積物分布と等しいと仮定し，数積物の選定を行う。

値解析により得られた浸水域が，津波堆積物の確（3）津波堆積物情報の絞り込みと推定津波高

認された地点まで到達しているかを推定波源の妥

津波痕跡データベースに登録されている1611年

当性の判定材料としている例が多い（佐竹ほか，

慶長奥州津波の痕跡情報は，岩手県および宮城県

2008など）。しかし，東北地方太平洋沖津波が来の一部に限定されており，津波による被害の記録襲した仙台平野では，浸水距離が海岸から最長 4が残されている青森県や福島県沿岸では津波高さ～ 5 km であったのに対し，砂質堆積物の内陸側に関する情報は残されていない。歴史記録の補間の分布限界が浸水距離の概ね60～70％であり，従という観点からも，津波堆積物の有効活用が重要

来の仮定による推定は過小評価であった可能性がとなる。

指摘されている（Goto et al., 2011など）。よって，東北地方においては，1990年頃から古津波研究

津波堆積物を波源推定に活用する際には，堆積物が行われており（高田ほか，2016など），1611年

情報から浸水高や浸水距離を推定するなど，過小

慶長奥州津波由来の可能性があるイベント堆積物

評価防止の対策が必要となる。

が複数確認されている。図 3 に，1611年慶長奥州津波堆積物を活用した波源推定において過小評

津波由来の可能性のある津波堆積物の分布および価を防止する取り組みをしている事例として，国年代測定結果を示す。堆積物は，青森県北部，岩土交通省・内閣府・文部科学省（2014）が挙げら

手県全域，宮城県中～南部で確認されており，岩れる。国土交通省・内閣府・文部科学省（2014）

手県での確認数が最も多い。

は，津波堆積物の基底標高に 2 m を加え，同地

Goto et al.（2014）の関係（堆積物厚／浸水深＝点の津波高と見なしている。このような対応によ

約 2 ％）は広域かつ多数の津波堆積物および浸水

281

自然災害科学 J. JSNDS 42 -4（2024 ）

1400年

1500年

1600年

1700年

1800年

1611年
慶長津波
A:東通村小田野沢

B:洋野町原子内地区
B,I:野田村宇部川左岸地区
I:野田村米田川右岸地区
B:宮古市真崎地区
C:宮古市真崎地区（沼の浜）
D:宮古市真崎地区（沼の浜）
B:山田町船越地区
E:山田町小谷鳥
B:大槌町吉里吉里地区
J:陸前高田平野
B:陸前高田市田谷地区
B:陸前高田市御城林地区

F:石巻市
H:仙台市
G:亘理町
A:Tanigawa et al.(2014)
B:高田ほか(2016)
C:Goto et al.(2015)
D:Goto et al.(2019)
E:Ishimura(2017)
F:Sawai et al.(2012)
G:Sawai et al.(2015)
H:Minoura and Nakaya(1991)
I:Ishizawa et al.(2022)
J:今泉ほか(2010)

図3

1611年慶長奥州津波により形成されたと考えられる津波堆積物および年代測定結果

深データから導出されたものであるため，一定のい，という 2 条件を満たす津波堆積物を痕跡デー

汎用性を有すると考えられるものの，東北地方太タとして取り扱うこととした。確認は，衛星画像

平洋沖津波が来襲した仙台平野という限られた条や数値地図を用いて行った。津波堆積物が確認さ件下での調査結果によるものであるため，他地点

れた地点は緯度経度が明確であり，痕跡情報としへ適用する際には，適用性の確認が必要であるとての平面位置の精度は高いと考えられる。しかし，考えられる。仙台平野は，海岸線沿いに砂浜が発

Goto et al.（2014）が示す堆積物厚／浸水深の値に達しており，かつ目立った凹凸がなく極めて平坦

はばらつきが見られることを踏まえると，信頼度であるという特徴を有する。津波堆積物の厚さは（表 2 ）としては B ～ C に相当すると考えられる。

局所的な凹凸の影響を受けること，また，その起

津波堆積物の選定結果および各地点の推定痕跡

源の多くが陸域由来であることが指摘されている

高を表 3 に，古文書記録および津波堆積物から推ことを踏まえ（原田ほか，2011など），①津波の定した痕跡高の分布を図 4 示す。堆積物情報を加遡上経路に津波堆積物の主な供給源とされる砂浜えることにより，三陸海岸北部や南部での情報がが存在し，②仙台平野と同様に局所的な凹凸がな

増加していることが分かり，この周辺での波源推282

高橋・安中・今村：古文書記録と津波堆積物を統合した痕跡情報に基づく1611年慶長奥州津波の波源推定

表３

津波堆積物から推定した各地の痕跡高

No.

地点

堆積物層厚（cm）

基底標高（m）

1

東通村小田野沢

4.0

5.60

推定津波高（m）
7.60

2

洋野町原子内地区

1.0

6.20

6.70

3

野田村宇部川左岸地区

10.0

3.60

8.60

4

野田村米田川右岸地区

0.5

13.20

13.45
10.40

5

宮古市真崎地区

9.0

5.90

6

宮古市真崎地区（沼の浜）

7.8

6.00

9.90

7

山田町小谷鳥

38.0

2.40

21.40

8

大槌町吉里吉里地区

4.0

1.20

3.20

9

陸前高田市

13.0

－0.10

6.40

10

石巻市

7.0

0.35

3.85

11

仙台市

10.0

0.10

5.10

12

亘理町

3.0

0.20

1.70

41.5

〇：痕跡地点■：信頼度A(2点)△：信頼度B(3点)〇：信頼度C(34点)●：津波堆積物(12点)
41
40.5
40
39.5

北緯（°）

39
38.5
38
30

20

10

0

痕跡高（m）

図4

1611年慶長奥州津波の古文書（津波痕跡データベース）による
痕跡高および津波堆積物より換算された痕跡高283

自然災害科学 J. JSNDS 42 -4（2024 ）定の信頼性の向上が期待される。

の長さを200 km 南に延長したケース（Case1-2）を対象に解析を実施した。それでも過小評価が解

2. 4

初期波源の推定方法の方針

消されなかったことから，断層全体のすべり量を1611年慶長奥州津波に関しては正確な時間情報1.5倍した（Case1-3）ところ，岩手県の全域で計が得られていないことから，波源推定に際しては算津波高が大きくなる傾向が見られたが，宮城県事前に初期波源の波源域や発生様式を絞り込む必ではほとんど変化が見られなかった。

要がある。そこで，東北地方太平洋沿岸に大きな以上より，津波地震は岩手県については再現性

津波をもたらす可能性のある地震の発生様式であ向上の可能性があるが，宮城県の痕跡については，

る津波地震，海洋プレート内の正断層地震，典型

再現性向上の可能性は低いと考えられる。

的なプレート境界地震の 3 種を対象に概略検討を（2）正断層地震モデル

行い，後段の津波インバージョンのプロセスです相田（1977）による推定波源モデルを参考に，べり量の調整を行った際に痕跡に対する再現性の基本モデル（Case2-1）を設定した。正断層地震向上が見込める波源パターンを初期波源として設の基本モデルを図 7 に示す。

定する方針とする。概略検討においては，既往研基準モデル（Case2-1）による計算津波高が全究を参考に各地震発生様式の基本モデルを作成し，般的に過小評価気味であったことから（図 8 ），基本モデルのうち，各地の津波高に与える影響の断層のすべり量を 2 倍にしたケース（Case2-2）

大きい断層のすべり量および断層長さを変更したを対象に解析を実施したところ，岩手県において感度解析を実施する。各地の痕跡高に対する計算

は津波高さが大きくなり，再現性の向上がみられ

津波高の再現性や断層パラメータが計算津波高にたものの，宮城県では，すべり量を大きくしたに及ぼす影響・感度を確認し，その結果を踏まえても関わらず，計算津波高が小さくなる地点も見ら

初期波源を設定する。これらの手順を踏むことにれ，影響は複雑であった。

より，従来の方法に比べ，発生メカニズムを考慮

次いで，宮城県での過小評価の改善を目的に断しながら検討することが可能となると期待される。

層を南側に100 km 延長したケース（Case2-3）を実施したところ，津波地震と同様，津波高はほと

3 ．結果および考察
3. 1

既存モデルを参照した初期波源の設定（1）津波地震モデル
地震調査研究推進本部（2019）等では1611年慶んど変わらず，逆に岩手県の一部では Case2-2と比べ津波高が小さくなり，再現性が低下するという結果となった。
以上より，正断層地震では岩手県・宮城県の両長奥州津波が津波地震であった可能性を指摘して領域で再現性の向上の可能性は低いと考えられる。

いることを踏まえ，三陸沿岸における代表的な津（3）典型的なプレート境界地震と津波地震の組み波地震である1896年明治三陸地震津波の再現モデ

合わせモデルル（Tanioka and Satake, 1996）を参考に基本モデ

今井ほか（2015）は，津波地震と典型的なプルを設定した。ただし，地震調査研究推進本部に

レート境界地震を組合せたモデルを提案しているよりプレートの相対運動の向きが N115°E からことを踏まえ，まず，典型的なプレート境界地震

N112°E に見直されたことを反映し，すべり角を単独ケースを対象に検討を行った。岩手県沖のプ

修正している。津波地震の基本モデル（Case1-1）

レ ー ト 境 界 深 部 に は 低 地 震 活 動 域（Ye et al.,を図 5 に示す。

2012）が確認されていることから，宮城県沖を対基本モデル（Case1-1）による解析結果と痕跡

象 と し た。 基 本 モ デ ル は Namegaya and Satake

高を比較したところ（図 6 ），特に宮城県におけ（2014）による869年貞観地震津波の再現モデルをる計算津波高が全体的に過小評価気味であったこ

参考に設定した（図 9 ）。

とを踏まえ，波源が宮城県に正対するよう，断層典型的なプレート境界モデルを用いて解析を実

284

42.0N

高橋・安中・今村：古文書記録と津波堆積物を統合した痕跡情報に基づく1611年慶長奥州津波の波源推定

基準点40.3°N
144.33°E

深さ

1.0 km

走向

190°

傾斜角

20°

断層面の長さ210 km

断層面の幅

50 km

すべり角

78.7°

すべり量

9.7 m

〇：痕跡地点□：断層領域―：プレート境界

40.0N

38.0N

36.0N
140.0E

142.0E

図5

基本モデル（津波地震モデル Case
1-1）

Case1-2

Case1-3

144.0E

Case1-1〇：痕跡地点

〇：痕跡高
〇：計算値

30

20

10

0
30

20

10

0
30

20

10

0

痕跡高・遡上高（計算値）（m）

図6

津波地震モデルの各モデルによる遡上高（計算値）と痕跡高との比較（Case1-1；基本モデル，
Case1-2；断層を200 km 南へ延長，Case1-3；すべり量を1.5倍）

285

自然災害科学 J. JSNDS 42 -4（2024 ）

基準点

40.17°N
144.50°E

深さ

1.0 km

走向

180°

傾斜角

45°

断層面の長さ245 km

断層面の幅

50 km

すべり角

270°

すべり量

8.0 m

〇：痕跡地点□：断層領域―：プレート境界
42.0N

40.0N

38.0N

36.0N
140.0E

142.0E

図7144.0E

Case2-2

Case2-1〇：痕跡地点基本モデル（正断層地震 Case2-1）
Case2-3
〇：痕跡高
〇：計算値

30

20

10

0
30

20

10

0
30

20

10

0

痕跡高・遡上高（計算値）（m）

図8

正断層地震モデルの各モデルによる遡上高（計算値）と痕跡高との比較（Case2-1；基本モデル，
Case2-2；すべり量を 2 倍，Case2-3；断層を100 km 延長）286

高橋・安中・今村：古文書記録と津波堆積物を統合した痕跡情報に基づく1611年慶長奥州津波の波源推定〇：痕跡地点□：断層領域―：プレート境界
42.0N

40.0N

38.0N

36.0N
140.0E

142.0E

基準点

38.42°N
142.90°E

深さ

31 km

走向

202°

傾斜角

18°

断層面の長さ200 km

断層面の幅

100km

すべり角

90°

すべり量

12.0 m

図9144.0E

典型的なプレート境界地震

基本モデル（典型的なプレート境界地震）

津波地震との組合せ〇：痕跡地点
〇：痕跡高
〇：計算値

30

20

10

0
30

20

10

0

痕跡高・遡上高（計算値）（m）

図10

典型的なプレート境界地震および津波地震との組合せケースにおける遡上高（計算値）と痕跡高との比較

287

自然災害科学 J. JSNDS 42 -4（2024 ）施した結果，宮城県において，津波地震および正として設定した。なお，典型的なプレート境界地

断層地震と比較し良好な再現性を得られることを震と正断層地震との組合せについては，正断層地確認した（図10）。次に，すべり量の調整プロセ

震の岩手県での再現性向上の可能性が低いこと，スによる再現性向上の可能性から，岩手県での再かつ，両地震領域に離隔があり，同時発生の事例

現性向上を目的に，津波地震と典型的なプレートもないことから，検討対象外とした。

境界地震を組み合わせパターンについても検討し3. 2た。
津波地震（Case1-3）と典型的なプレート境界

すべり量の推定結果（1）全断層のすべり量を一様とした場合地震との組合せモデルを対象に解析を実施したと全断層のすべり量を一様とし，0.1 m 刻みで変ころ，津波地震，正断層地震単独と比較し，津波化させたところ，すべり量を11.1 m とした際に地震と典型的なプレート境界地震との組合せケー

評価関数が最小となった。推定したすべり量分布

ス の 評 価 関 数（ 残 差 2 乗 和 ）が 小 さ く な っ たを図11に，痕跡高と推定波源による計算津波高と（Case1-3：7.19，Case2-3：8.01，組合せ：7.13）。

の 比 較 を 図12に 示 す。 推 定 波 源 の Mw は8.9で以上の結果を踏まえ，組合せケースを初期波源あった（J＝4.70，K＝1.06，κ＝2.01）。なお，Mw

すべり量
(m)

〇：痕跡地点〇：痕跡地点
〇：痕跡高
〇：計算値

42.0N

40.0N

38.0N

36.0N
140.0E

図11

図12142.0E

144.0E

全断層のすべり量を一様とした場合
の推定波源

30

20

10

0

断層のすべり量を一様とした場合の推定波源による遡上高（計算値）と痕跡高の比較（J＝4.70，K＝1.06，κ＝2.01）

痕跡高・遡上高（計算値）（m）

288

高橋・安中・今村：古文書記録と津波堆積物を統合した痕跡情報に基づく1611年慶長奥州津波の波源推定は断層面積，すべり量および土木学会（2016）に

3. 3

議論

（1）推定波源のすべり量とすべり欠損の関係示される剛性率から求めた（2）各断層（3ブロック）のすべり量を独立に調整
した場合

東北地方太平洋沖におけるプレート境界のすべり欠損速度は最大 9 cm/year 程度と見積もられて津波地震（北，南），典型的なプレート境界地

いる（Hashimoto et al., 2009）。宮城県沖プレート

震の領域のすべり量をそれぞれ独立に調整した結境界深部の断層について，仮に869年貞観地震以果，津波地震（北，南）典型的なプレート境界地

降大きくすべらなかったとすると，742年後の震の各領域のすべり量はそれぞれ，7.5 m，26.1 m，1611年には最大60 m 程度，歪が蓄積することと21.0 m となった。推定したすべり量分布を図13に，なり，今回推定された宮城県沖のすべり量は説明

痕跡高と推定波源による計算津波高との比較を図可能である。

14に示す。推定波源の Mw は9.0であった（J＝3.77，

一方，中世史料の解析から，慶長奥州地震以前に発生した東北地方太平洋沿岸に巨大津波をもたK＝0.97，κ＝1.87）。

らしたイベントとして1454年享徳地震の可能性が指摘されている（行谷・矢田，2014）。同地震に
すべり量
(m)

〇：痕跡地点〇：痕跡地点
〇：痕跡高
〇：計算値

42.0N

40.0N

38.0N

36.0N
140.0E

142.0E

144.0E30

各断層のすべり量を独立に調整した場合の推定波源による遡上高（計算値）と痕跡高の比較（J＝3.77，K＝0.97，κ＝1.87）

20

図14

10

各断層のすべり量を独立に調整した
場合の推定波源0

図13

痕跡高・遡上高（計算値）（m）

289

自然災害科学 J. JSNDS 42 -4（2024 ）ついて，その規模や波源の詳細は分かっていないえられる。

が，仮に貞観地震と同じ領域で発生し，歪を完全それ以外にも，2. 2に示すとおり津波発生時のに解放したとすると，1454年から1611年の157年

土地利用状況や潮位条件が考慮し切れてないこと間における最大の歪の蓄積量は14 m 程度であり，も誤差の要因となり得るものと考えられ，これら今回の推定結果であるプレート境界深部のすべりの反映については今後の課題である。

を説明することはできない。

（3）既往研究による波源モデルとの比較

今回の推定結果は，宮城県沖のプレート境界深今井ほか（2015）は，1611年慶長奥州津波を対部と津波地震領域で20 m を超えるすべりを示し

象に，本研究と同様，津波地震と典型的なプレーており，東北地方太平洋沖地震と869年貞観地震

ト境界地震を組み合わせた波源を想定し，組合せの間に発生した超巨大地震（東北地方太平洋沖型）

最適化手法によりすべり量の推定を行っている。

であった可能性がある。

今井ほか（2015）により推定された波源は，三陸

推定波源における津波地震（北部）は7.5 m の沖の海溝軸付近のすべりが特に大きく，仙台湾沖

すべりとなった。同領域で生じた1896年明治三陸のプレート境界で広域にすべりが生じている。一津波の再現モデルのすべり量は10 m 程度（土木方，三陸沖深部のプレート境界では，ほとんどす学会，2016）とされている。また，津波地震（南べりが生じていない。

部）のすべり量は26.1 m となった。こちらも，ほ本研究で得られた波源と比較すると，三陸沖プ

ぼ重複する領域が東北地方太平洋沖地震で50 m

レート境界深部を除くプレート境界全域ですべり

以上すべったとされており（地震調査研究推進本が生じていることは共通しているが，すべり量が部，2019），過去事例を踏まえても十分想定し得最大となる領域やすべり量には乖離が見られる。

るすべり量であると考えられる。

すべり量の乖離の要因の 1 つとしては，推定に用（2）計算値と痕跡高の差異

いている痕跡データの差が考えられる。本研究で各断層（ 3 ブロック）のすべり量を独立に調整は51点の痕跡データを用いているのに対し，今井

した場合，K＝0.97，κ＝1.87となった。一般に，ほか（2015）は18点であり，約 3 倍の違いがある。

再現性の目安は0.95＜K＜1.05，κ＜1.45とされて本研究で得られた推定波源 Mw9.0 と今井ほか

おり，κ は逸脱する結果となった。

（2015）の提案波源 Mw8.4～8.7の間に見られるマ

この原因の 1 つとして，岩手県のリアス海岸に

グニチュードの差異についても，痕跡データ数における推定波源による計算津波高と痕跡高の乖離起因するすべり量の差を反映しているものと考えが挙げられる（図14痕跡高28.8 m 地点付近）。計られる。

算津波高と痕跡高の乖離が大きい地点については，また，今井ほか（2015）の推定波源による解析

近接する痕跡地点間でも高さのばらつきが大きい

結果も小谷鳥周辺の痕跡を再現できておらず，という特徴がある。

κ＝1.51±0.05（痕跡数18点）と再現性の目安を逸

小谷鳥付近において，約 4 km の範囲で津波痕
跡高に10 m を超える差が生じていることについ脱しており，詳細な空間分解能による解析が必要，としている。

て，Yamanaka and Tanioka（2022）は津波の短周期成分の影響であるとしている。今回，検討に用いた基礎方程式は長波理論であるが，Yamanaka

4 ．まとめ

歴史津波のうち，波源について見解の統一が得and Tanioka（2022）の指摘を踏まえると，分散波られていない1611年慶長奥州津波を対象に，古文理論など津波の短周期成分の挙動を再現できる手

書記録および津波堆積物情報を統合させ痕跡津波法を用いるとともに，本検討では津波周期に影響

高とし，より再現性の高い波源の推定を行った。

する断層幅を固定しているが，断層の分割数を増概略検討の結果踏まえ，宮城県沖のプレート境

やすなど，周期の影響を考慮する必要があると考界深部と岩手県・宮城県沖の津波地震領域に波源290

高橋・安中・今村：古文書記録と津波堆積物を統合した痕跡情報に基づく1611年慶長奥州津波の波源推定を想定し，痕跡に対して計算津波高と痕跡高の残差 2 乗和が最も小さくなるすべり量を求めたとこ
ろ，各領域のすべりは 7 ～26 m となった。東北
地方太平洋沖地震と同様，宮城県沖のプレート境界深部から浅部の広域ですべりが生じており，
1611年慶長奥州地震は東北地方太平洋沖地震と869年貞観地震の間に発生した超巨大地震（東北地方太平洋沖型）であった可能性がある。再現結果は K＝0.97，κ＝1.87となった。特に岩手県のリアス海岸での乖離が大きく，この主たる要因としては津波の短周期成分が十分に再現されていない
ことが挙げられ，短周期の再現が可能な分散波理論の適用や津波周期の影響が考慮できるよう，より波源を細分化した検討が必要と考えられる。

引用文献
安中正・太田孝平・茂木寛之・吉田郁政・高尾誠・
曽良岡宏：浅水変形効果を考慮した津波インバージョン手法に関する研究，海岸工学論文集，
第46巻，pp.341-345，1999
相田勇：三陸沖の古い津波のシミュレーション，東京大学地震研究所彙報，第52巻，pp.71-101，
1977
土木学会原子力土木委員会：原子力発電所の津波評
価技術2016，2016
後藤智明・小川由信：Leap-frog 法を用いた津波の数
値計算法，東北大学工学部土木工学科資料，p.52，
1982
Goto, K., C. Chagué-Goff, S. Fujino, J. Goff, B. Jaffe,
Y. Nishimura, B. Richmond, D. Sugawara, W.
Szczuciński, D. R. Tappin, R. C. Witter and E.
Yulianto: New insights of tsunami hazard from the2011 Tohoku-oki event, Marine Geology, Vol.290,
pp.46-50, 2011
Goto, K., K. Hashimoto, D. Sugawara, H. Yanagisawa
and T. Abe: Spatial thickness variability of the 2011
Tohoku-oki tsunami deposits along the coastline
of Sendai Bay, Marine Geology, Vol.358, pp.38-48,
2014
Goto, T., K. Satake, T. Sugai, T. Ishibe, T. Harada and S.
Murotani: Historical tsunami and storm deposits
during the last five centuries on the Sanriku coast,
Japan, Marine Geology, Vol.367, pp.105-117, 2015
Goto, T., K. Satake, T. Sugai, T. Ishibe, T. Harada and

AR. Gusman: Tsunami history over the past 2000
years on the Sanriku coast, Japan, determined using
gravel deposits to estimate tsunami inundation
behavior, Sedimentary Geology, Vol.382, pp.85102, 2019
Hashimoto, C., A. Noda, T. Sagiya and M. Matsuʼura:Interplate seismogenic zones along the Kuril–
Japan trench inferred from GPS data inversion,
Nature Geoscience, Vol.2（2）, pp.141-144, 2009
原田賢治・今井健太郎・Tran The Anh・藤木悦史：
津波斜面遡上による陸域での堆積砂形成に関す
る水理実験，土木学会論文集 B2（海岸工学），
第67巻 2 号，pp.I_251-I_255，2011
羽鳥徳太郎：三陸沖歴史津波の規模と推定波源域，東京大学地震研究所彙報，第50巻，pp.397-414，
1975
羽鳥徳太郎：三陸沖津波の波源位置と伝播の様相，
東京大学地震研究所彙報，第51巻，pp.197-207，
1976
今泉俊文・石山達也・原口強・宮内崇裕・後藤秀昭・島崎邦彦：津波堆積物調査にもとづく地震
発生履歴に関する研究，宮城県沖地震における重点的調査観測総括成果報告書，pp.152-185，
2010
Ishimura, D.: Re-examination of the age of historicaland paleo-tsunami deposits at Koyadori on the
Sanriku Coast, Northeast Japan, Geoscience
Letters, Vol.4, pp.1-12, 2017
Ishizawa, T., K. Goto, Y. Nishimura, Y. Miyairi, C.
Sawada and Y. Yokoyama: Paleotsunami history
along the northern Japan trench based onsequential dating of the continuous geologicalrecord potentially inundated only by large tsunamis,
Quaternary Science Reviews, 279, 107381., 2022
岩渕洋子・杉野英治・今村文彦・都司嘉宣・松岡祐也・今井健太郎・首藤伸夫：信頼度を考慮した
津波痕跡データベースの構築，第68巻， 2 号，
pp.I_1326-I_1330，2012
今井健太郎・前田拓人・飯沼卓史・蛯名裕一・菅原
大助・今村文彦・平川新：組み合わせ最適化手法を利用した歴史津波の波源推定法－1611年慶長奥州地震の事例－，東北地域災害科学研究，第51巻，pp.139-144，2015
地震調査研究推進本部：日本海溝沿いの地震活動の長期評価，2019
小池一之・町田洋：日本の海成段丘アトラス，東京
大学出版会，2001

自然災害科学 J. JSNDS 42 -4（2024 ）国土交通省 ･ 内閣府 ･ 文部科学省：日本海における大規模地震に関する調査検討会報告書，2014
小谷美佐・今村文彦・首籐伸夫：GIS を利用した津
波遡上計算と被害推定法，海岸工学論文集，第45巻，pp.356-360，1998
内閣府中央防災会議：日本海溝 ･ 千島海溝周辺海溝型地震に関する専門調査会（第10回）資料，2005
Mansinha, L. A. and D. E. Smylie: The displacement
fields of inclined faults, Bulletin of the SeismologicalSociety of America, Vol.61.5, pp.1433-1440, 1971
Minoura, K. and S. Nakaya: Traces of Tsunami Preservedin Inter-Tidal Lacustrine and Marsh Deposits:
Some Examples from Northeast Japan, The Journalof Geology, Vol.99, pp.265-287, 1991
行谷佑一・矢田俊文：史料に記録された中世における東日本太平洋沿岸の津波，地震第 2 輯，第66
巻， 4 号，pp.73-81，2014
Namegaya, Y. and K. Satake: Reexamination of the
A.D. 869 Jogan earthquake size from tsunami
deposit distribution，
simulated flow depth, andvelocity, Geophysical Research Letters, Vol.41,
pp.2297–2303, 2014
根本信・横田崇・高瀬嗣郎・今村文彦：2011年東北地方太平洋沖震の津波断層モデルの再検討－津
波関連観測データをフル活用した推定－，日本
地震工学会論文集，第19巻 2 号，pp.2_25-2_41，
2019
岡村行信 ･ 行谷佑一：17世紀に発生した千島海溝の連動型地震の再検討，活断層 ･ 古地震研究報告，第11巻，2011
佐竹健治・行谷佑一・山木滋：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，第 8 巻，pp.71-89，
2008
Satake, K.: Inversion of tsunami waveforms for theestimation of a fault heterogeneity: method andnumerical experiments, Journal of Physics of the
Earth, Vol.35（3）, pp.241-254, 1987
Sawai, Y., Y. Namegaya, Y. Okamura, K. Satake and M.
Shishikura: Challenges of anticipating the 2011

291
Tohoku earthquake and tsunami using coastal
geology, Geophysical Research Letters, Vol.39（21）, 2012
Sawai, Y., Y. Namegaya, T. Tamura, R. Nakashima andK. Tanigawa: Shorter intervals between greatearthquakes near Sendai: Scour ponds and a sandlayer attributable to AD 1454 overwash, GeophysicalResearch Letters, Vol.42（12）, pp.4795-4800, 2015
Tanioka, Y. and K. Satake: Tsunami generation byhorizontal displacement of ocean bottom,
Geophysical Research Letters, Vol.23（8）, pp.861864, 1996
高田圭太・宍倉正展・今井健太郎・蝦名裕一・後藤
和久・越谷信・池田哲哉：岩手県沿岸における津波堆積物の分布とその年代，活断層 ･ 古地震研究報告，pp.1-52，2016
Tanigawa, K., Y, Sawai, M. Shishikura, Y. Namegaya
and D. Matsumoto: Geological evidence for an
unusually large tsunami on the Pacific coast of
Aomori, northern Japan, Journal of Quaternary
Science, Vol.29（2）, pp.200-208, 2014
都司嘉宣・上田和枝：慶長16年（1611），延宝 5 年（1677）， 宝 暦12年（1763）， 寛 政 5 年（1793），
および安政 3 年（1856）の各三陸地震津波の検証，
歴史地震，第11号，pp.75-106
津波痕跡データベース，https://tsunami-db.irides.
tohoku.ac.jp/tsunami/
Yamanaka, Y. and Y. Tanioka: Short-wave run-ups ofthe 1611 Keicho tsunami along the Sanriku Coast,
Progress in Earth and Planetary Science, Vol.9（1）, p.37, 2022
Ye, L., L. Thorne and K. Hiroo: The Sanriku-Oki lowseismicity region on the northern margin of thegreat 2011 Tohoku-Oki earthquake rupture,
JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH, Vol.
117, B02305, doi:10.1029/2011JB008847, 2012
（投 稿 受 理：2022年10月 4 日
訂正稿受理：2023年 4 月27日）

292

高橋・安中・今村：古文書記録と津波堆積物を統合した痕跡情報に基づく1611年慶長奥州津波の波源推定

要旨

1611年慶長奥州津波は東北地方太平洋沿岸に甚大な被害をもたらしたことが記録されているが，その波源については，情報の少なさもあり見解の統一に至っていない。これは，津波リス
ク評価や防災の観点から重要な課題である。そこで，本研究では古文書記録および津波堆積物を統合し，それらを津波痕跡とした波源推定を実施し，痕跡を対象とした津波インバージョン
において，既存のモデルを参考に複雑な発生メカニズムを考慮する方法を提案した，その結果，三陸沿岸の広範囲のすべりを持つ波源が推定された。東北地方太平洋沖地震と同様，宮城県沖のプレート境界深部と津波地震領域で21～26 m のすべりが見られることから，1611年慶長奥州
地震は869年貞観地震の次に日本海溝沿いで発生した超巨大地震（東北地方太平洋沖型）であった可能性がある。今回の推定波源では，広域的な津波高さ分布は再現できたものの，一部，岩手県のリアス海岸において痕跡値と計算値とに乖離が見られた。この原因の一つは短周期成分の再現性であると考えられ，今後，津波の短周期成分の再現が可能な分散波理論の適用や津波周期の影響が考慮できるよう，より波源を細分化した検討が必要と考えられる。