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地震予知連絡会 50 年のあゆみ

第2部

この 10 年の主な地震及び地殻活動

２．平成 23 年（2011 年）東北地方太平洋沖地震（2011 年 3 月 11 日，M9.0）
松澤 暢（東北大学大学院理学研究科地震・噴火予知研究観測センター）

１．はじめに2011 年東北地方太平洋沖地震（M9.0；以下「東北沖地震」と呼ぶ）は日本の観測史上で最大の地震であり，全半壊家屋が約 40 万戸，死者・行方不明者が 1 万 8 千
人を超えるという大震災をもたらした．震災から 8 年が経過した 2019 年 3 月の時点でも，いまだ 2 千 5 百名以
上の方々が行方不明のままとなっている．このような大災害をもたらした地震について，我々はその予知はおろか，発生ポテンシャルすら正しく評価できなかった．その反省のもと，この地震とその主な余震について，以下に概要を述べる．紙幅の関係で，ここでは主として日本で行われた研究を取り上げているが，東北沖地震については，すでに優れたレビュー 1）2）3）4）5）6）が存在しており，
特に Lay（2018）7）は包括的なレビューとなっているので，
詳しくはそちらを参照されたい．なお，以下で示すマグ
ニチュード（M）は，Mw 以外は気象庁マグニチュードを表している．
２．東北沖地震前の状況
東北地方太平洋沖は日本で最も地震活動が活発な領域であるが，南海トラフでこれまで発生してきたような

図1 1
 997 年から 2001 年にかけてのすべり欠損レートの分布 11）．単位は cm/ 年．

M8.5 を超えるような地震は知られていなかった．一方，
東北地方内陸の活断層から期待される歪速度よりも測地学的に推定される歪速度は 1 桁大きく，また太平洋沿岸は少なくとも 100 年間は沈降が続いていたが地形学的にはいつかは隆起しなければならず，このような矛盾は100 年以上の再来間隔を持つ巨大地震で解消される可能性が指摘されていた 8）9）．
一方，「日本三代実録」に記載されている「貞観地震」の実態が，津波堆積物の解析から次第に明らかになり，
貞観地震の規模が M8.4 であれば，見つかっている津波堆積物の分布を説明できることがわかった 10）．実際にはM8.4 を越えても津波堆積物の分布は説明可能であったが，そのような巨大な地震の可能性を真剣に考えた研究
者はおそらく誰も居なかったと思われる．
1990 年代半ばから展開された GNSS 観測データから
プレート境界の固着状況が調べられ 11）12）13），宮城県沖から福島県沖にかけての広い範囲で固着していることが11）示された．代表例として図 1 に Suwa et al.（2006）の解析結果を示す．しかし，これらの研究では海溝付近では固着はしていないという仮定のもとに解析されていたため，固着の中心は陸に近い側に求められていた．実際には宮城県沖の海溝付近が強く固着していると仮定して

図 2 遠 地地震波形から推定した東北沖地震の滑り量分布と震源時間関数 28）．強震動（P1-P3）が生成したと推定される時期と場所およびその場所の滑り速度関数も示す．

地震予知連絡会 50 年のあゆみ

第４章

この 10 年の主な地震（2009 年～ 2018 年）

も，GNSS データの残差は変わらない 14）15）16）．
このような幅広い固着は 2000 年代後半から緩んでいたように見えることが GNSS 17）18）や小繰り返し地震 19）のデータから指摘されている．しかし，GNSS で固着が強いように見えた 1990 年代の福島県沖は地震活動が異常に静穏化しており，それが 1980 年代以前の地震活動の活発な状況に戻ったのが，2000 年代後半であった 20）．
つまり，2000 年代後半の「固着の剥がれ」
は異常ではなく，
むしろ 1990 年代から 2000 年代前半にかけての「固着の強化」と「地震活動の静穏化」のほうが異常であった可能性があることに注意する必要がある．
３．東北沖地震の発生過程
3.1 東北沖地震発生直前の状況
2011 年 2 月に M5 クラスの地震を含む群発地震活動が宮城県沖の海溝近くで生じた．この群発地震は，この付近で生じたスロースリップイベントによるものである
ことが，海底観測データ等の解析により明らかになっている 21）．このスロースリップイベントはやがて 3 月 9 日
22）の最大前震（M7.3）をトリガし，この最大前震の余効

滑りが南に進展し，東北沖地震をトリガしたと考えられ

図3 海
 陸の測地観測データから推定された東北沖地震のすべり分布 29）．

る 23）24）．
3.2 東北沖地震の滑り分布
3 月 11 日 14 時 46 分に東北沖地震（M9.0）が発生した．
宮城県沖では東北沖地震の前から海底地殻変動観測点が設置されていたことにより，M9 の地震に伴う海底の変位が世界で初めて明らかになり 25），最も海溝に近い観測点が東南東に 31m，上方向に 3.9m も動いたことが明らかになった 26）．陸上の地震観測や測地観測のデータ，
津波観測データだけでは，プレート境界だけが動いたのか，それとも分岐断層も動いたのかを判別することは困難である．東北沖地震では巨大な津波が生じたことから，
当初は分岐断層が大きく動いたと考える研究者が多かったが，この海底地殻変動観測データが得られたことにより，プレート境界が大きく滑った可能性が高くなった．
さらに，東北沖地震前と後の海底地形と構造の調査結果を比較した結果，今回の地震では分岐断層に目立ったすべりは無く，海溝軸付近の堆積物だけは非弾性変形しているものの，プレート境界で海溝軸近傍まで大きな地震
性すべりを生じていたことが確実となった 27）．
この地震の滑り量分布について，地震観測データのみ
ならず測地データや津波観測データを用いた様々な解析がなされている．ここでは，遠地地震観測データを用い
28）
た解析の代表例として Yagi and Fukahata（2011）の結果を図 2 に，海陸の測地データを用いた解析の代表例
29）の結果を図 3 に，およびとして Iinuma et al.（2012）

図4 津 波観測データを用いて，破壊伝播も考慮して推定された東北沖地震のすべり分布 30）．

173

174

地震予知連絡会 50 年のあゆみ

第2部

この 10 年の主な地震及び地殻活動

津波波形データを用いた解析の代表例として Satake et30）
al.（2013）の結果を図 4 に示す．

地震波形から推定されるのはあくまでもモーメント解
放量分布であり，それを滑り量分布に換算する際には剛性率を仮定しなければならない．海溝軸近くのプレート境界付近では剛性率がかなり小さくなっていることを考慮しないで，地震波形のインバージョンから滑り量分布を推定すると，海溝付近の滑り量を過小評価することに注意が必要である 31）32）．この意味で，海溝付近については，海底地殻変動観測データや津波観測データのほうが高い信頼度で滑り量分布が推定できると考えられるが，陸に近い深部になると，測地観測データや津波観測
データは相対的に感度が小さくなってしまう．また得られた滑り量分布に対して均質な剛性率を仮定して応力降下量を推定すると間違った分布が得られてしまうことにも注意が必要である 32）．
図 2 から図 4 の結果はいずれも，海溝付近で 50m 以上の非常に大きな滑りがあり，陸に近い側では牡鹿半島沖と福島県南部沖では大きな滑りがあるという共通の特徴が見て取れる．一方，津波波形から得られた図 4 の結果では，岩手県沖の北緯 40 度付近の海溝近くにも大きな滑りが見られるが，地震波形から得られた図 2 や海陸図5 東 北沖地震の強震動生成域の分布 36）．メッシュと黒丸，黒星，白星はそれぞれ震動生成域の位置と破壊開始点，
経験的グリーン関数として使った地震の震央，本震の震央を表す．

の測地観測から得られた図 3 には，そのような特徴は見ら推定された短周期地震波の生成域 33）34）35）は陸に近いられない．

場所に位置していることが明らかになっている．ここでSatake et al.（2013） によれば，この岩手県沖の海溝
30）近くの滑りは，断層が滑り始めてから 3~4 分後にゆっく

36）によるは代表例として Kurahashi and Irikura（2013）

SMGA の分布を図 5 に示す．

りと生じていた．地震波形の振幅はモーメントレートに以上見てきたように，海溝近傍で滑り量が大きく，陸比例するので，非常にゆっくりとした滑りでは，地震波

地に近いところで強震動を生成したという東北沖地震の形の振幅は非常に小さくなってしまう．実際図 2 に示さ特徴が，津波災害と地震災害を大きくした要因の一つでれた震源時間関数で示されたように，地震波からは 150あったと考えられる．

秒（2 分半）くらいで断層の滑りがほとんど終わったよ
うに見える．一方，海底地殻変動観測点は当時，岩手県

４．東北沖地震の余震活動

沖の海溝付近には存在していなかった．このため，図 4

37）による本震発生から 2019 年 2 月まで
気象庁（2019）

で見られた岩手県沖の海溝近くのゆっくりとした滑りはの M5 以上の地震の震央分布と主な地震の CMT 解を図

図 2 や図 3 で見えなくても不思議ではない．この場所は6 に示す．本震発生の 22 分後の 15 時 8 分に余震域の北1896 年の明治三陸津波地震の震源域にも相当している

端付近のプレート境界で M7.4 の余震が発生し，その 7

ので，ゆっくりとした滑りはこの場所の特徴となってい分後の 15 時 15 分に余震域の南端付近のプレート境界でるかもしれないが，もし，プレート境界すべりであれば，

M7.6 の最大余震が発生した．その 10 分後の 15 時 25 分

前の地震から 100 年程度経過しただけで大きな滑りが生に余震域の東端付近の海溝外側で M7.5 の正断層型の余じ得たのは何故なのか，あるいは海底地すべりが生じて震が発生した．その後，3 月中は M7 以上の余震は発生

津波だけが大きくなったのか，といった疑問は今後解明しなかったが，4 月に入ると，4 月 7 日に余震域西端のすべき重要な課題である．

スラブ内部で M7.1 の余震が発生し，4 月 11 日に福島県南東部で M7.0 の正断層型の余震が発生した．

3.3 東北沖地震の短周期地震波生成域の分布

3 月 11 日 15 時 8 分に発生した M7.4 の地震と 15 時

以上のように大きな滑りが海溝軸近傍で生じた一15 分に発 生した M7.6 の地 震について，Nishimura et方で，強震観測から推定された強震動生成域（Strong-38）
al.（2011）
は図 7 に示すように GNSS 観測データからMotion Generation Area; SMGA）や，遠地地震波形か

断層パラメターを求めている．彼らの結果によると 15地震予知連絡会 50 年のあゆみ

第４章

この 10 年の主な地震（2009 年～ 2018 年）

図6 2
 011 年 3 月 11 日 14 時 46 分から 2019 年 2 月 28 日
までの M5 以上の地震の震央分布 37）．M7 以上と 2018
年 7 月 31 日の M5.8 の地震について CMT 解を示す．
本震発生から 7 年後以降の地震を濃く表示している．

時 8 分の余震は Mw7.2 で 15 時 15 分の余震は Mw7.8 となり，また後者は Kubo et al.（2013） によれば Mw7.939）となっているので，この二つの地震については気象庁マ
グニチュードの差以上にモーメントマグニチュードの差

図7 G
 NSS 観測データによって推定した東北沖地震（M9.0）と 3 月 9 日の最大前震（M7.3）および 3 月 11 日 15
時 8 分（M7.4）と 15 時 15 分（M7.6）に発生した余震の断層モデル 38）．

が大きいことに注意が必要である．
Nishimura et al.38）による 15 時 8 分の地震の断層の位
40）
置と，Yamanaka and Kikuchi（2004）による 1960 年 3

月 21 日の地震（M7.2）や 1989 年 11 月 2 日の地震（M7.1）の断層の位置はほぼ同じであり，
15 時 8 分の地震（M7.4）
は，これらの地震の再来の可能性がある．また Kubo etal.39）によれば 15 時 15 分の地震（M7.6）は 1923 年 6 月
2 日の地震（M7.1）の再来の可能性がある．いずれも過去の地震より規模が大きくなっているが，応力レートが高い時には速度弱化特性の強い領域だけでなく条件付き安定領域でも地震性すべりを起こせる 41）ので，応力レートが高くないときより大きな地震となってもおかしくな
いと考えられる．
3 月 11 日 15 時 25 分に海溝外側で発生した M7.5 の正断層型地震とその余震活動については Obana et al.
42）（2012）
が海底観測により詳細に調べている．彼らの求めた震源分布と発震機構解を図 8 に示す．海溝付近の海洋プレート内では，ベンディングに伴って浅部で正断層型，深さ 30-40km 付近で逆断層型の地震が発生していることが知られていた 43）が，東北沖地震によってこの付近の水平方向の張力場が強まり，深さ 40km 付近まで
正断層型地震が発生していることがわかる．
東北沖地震震源域の西側の海洋プレート内部では，上

図8 2
 011 年 3 月 11 日 15 時 25 分 に 発 生 し た M7.5 の余震の断層モデルと余震分布 42）．白菱形は 2005 年
Mw7.0 の地震の余震分布．

175

176

地震予知連絡会 50 年のあゆみ

第2部

この 10 年の主な地震及び地殻活動記とは逆に逆断層型の応力場が強まることが期待され，

11 日 15 時 25 分の地震のように，海溝外側で作られた

実際にそのような位置で 4 月 7 日に M7.1 の地震が発生

正断層が弱面として保存されてプレートが沈み込み，相44）
した．Nakajima et al.（2011）が求めたこの地震の余震転移に伴う間隙圧の上昇で強度が下がり，逆断層の応力分布と断層面に沿った S 波速度分布を図 9 に示す．余震

場が強まったときに再活動したものと推定される．

分布の広がりと S 波速度の低速度領域の広がりがほぼ一45）による東北沖地震発生
図 10 に Asano et al.（2011）

致しており，また，余震分布と発震機構解から推定され前と後の CMT 解の分布の違いを示す．断面図からわかる断層面がプレート境界に対して約 60 度と高角になっるように，東北沖地震前はプレート境界型地震（赤色）ていることがわかる．これらの観測事実は，前述の 3 月

が圧倒的に多かったが，東北沖地震後は西縁以外ではプレート境界型地震は姿を消し，上盤も下盤も正断層型地震（青色）が卓越していることがわかる．逆断層型地震（緑色）については，下盤の西縁で増えているが，これはプレート境界が大きく動いたときの応力場の変化と整合的である．
また，この図から，東北地方内陸も東西引張の応力場が強まることが期待されるが，実際に 4 月 11 日に福島
県南東部で M7.0 の正断層型の余震が発生し，その後，茨城県北部にかけて活発な群発地震的活動が続いている．この地震活動域での臨時観測データを用いて，Kato

図9 2
 011 年 4 月 7 日に宮城県沖のスラブ内で発生した M7.1の地震の余震分布と断層に沿った S 波速度の分布

．

44）

46）
が求めた P 波速度構造と震源分布の断面
et al.（2013）

図 10 2
 003 年から東北沖地震前まで（（a）と（c））と東北沖地震後から 2011 年 5 月 24 日まで（
（b）
と
（d）
）の CMT 解の分布の比較 45）．
（a）と（c）は平面図で，色はセントロイドの深さを表し，（b）
と（d）
 は平面図中の AB 断面で，色は地震のタイプ（赤：プレート境界型，緑：逆断層型，青；正断層型，黒：その他）を表す．

地震予知連絡会 50 年のあゆみ

第４章

この 10 年の主な地震（2009 年～ 2018 年）

図を図 11 に示す．余震は数多くの面状に分布しており，正断層型地震以降は起こっていない．しかし，これまで

基本的に高速度域（青色）で発生しているものの，そのの最大余震が M7.6 であり，M9.0 の地震の最大余震はすぐ下では赤色や橙色の低速度域が存在しており，地下M8 級になってもおかしくなく，再来間隔が数百年のオーの流体がこの群発的地震活動の誘因となっていることをダーだと考えれば，1896 年の明治三陸地震の後に 40 年

示唆する．

近くたって 1933 年の昭和三陸地震が発生したように，

以上のように，東北沖地震は大きな余震活動を伴っているが，M7 以上の余震は 2016 年 11 月 22 日の M7.4 の本震から数十年たってから M8 級の最大余震が発生しても不思議ではないことに注意が必要である．
５．東北沖地震の余効変動と今後の地殻変動
47）による，東北沖地震後 8 年間の国土地理院（2019）

累積地殻変動を図 12 に示す．この地震のあと，陸地は本震時と同様に東に動いているが，太平洋沿岸は地震時とは逆に隆起が続いている．また，海底地殻変動観測点
も，地震時には東に動いていたが，その後は宮城県沖については西向きが卓越している 48），これは余効滑りだけ
では説明できず，粘性緩和が進行している 49）ことを示している．東北沖地震のような巨大な地震は，東北地方太平洋沖で 500 年から 800 年程度の再来間隔で繰り返してきたらしいということが，津波堆積物の調査から明らかになってきている 50）．仮にこの再来間隔を約 600 年とし
図 11 4
 月 11 日に福島県南東部で発生した M7.0 の正断層型の余震を含む一連の地震活動の震源分布と P 波速
度偏差分布

．

46）

て，粘性構造を入れたシミュレーションを行ってみると，本震後の隆起が約 200 年続き，それから約 200 年かけて隆起から沈降へと転じて，その後に沈降が約 200 年続い

図 12 東北沖地震の発生翌日から 8 年間の累積地殻変動 47）．
（a）
水平変動．
（b）
上下変動

177

178

地震予知連絡会 50 年のあゆみ

第2部

この 10 年の主な地震及び地殻活動

たのち，次の巨大地震が発生するというサイクルをたど突き抜けることができ，結果として滑り量が倍近くになることがわかってきた．

りうる．おそらく，以上のようなことが起こって，巨大

このシミュレーション結果が正しければ，現在，生きな地震が 500 年から 800 年に一度，発生してきたのであ51）52）53）ている人々が死ぬ前に，東北地方の太平洋沿岸が隆起か

ろう．

ら沈降に転ずるのを見ることは無いということになり，
今後，海岸の隆起対策を検討し続けていく必要がある．

７．おわりに

６．東北沖地震の発生原因

ショックは大きかったが，この地震から我々は多くの事

東北沖地震は世界中の地震学者を驚かせた．その日本海溝に沈み込む太平洋プレートの年齢は 1 憶年をを学んだ．しかし，次の M9 の地震は，東北沖地震とは超えており，このような古くて冷たいプレートが沈み込

まったく別の様相を見せるかもしれない．たとえば，東んでも固着が弱いために，巨大な地震は起こしにくいと北沖地震では分岐断層が大きく動いた証拠は見つかって考えられていた．最初に述べたように，南海トラフのよいないが，南海トラフでの巨大地震では分岐断層が動く

うに M8.5 を超えるような地震は東北沖では知られてお可能性が高いと思われる．思い込みを極力排して，あららず，普段の地震活動が活発なのも，固着が弱いことをゆる可能性について，それが完全に否定されるまでは検反映していると考えられていた．

討の俎上にのせる必要がある，ということが，今回の地東北沖地震が起こった直後は，「固着が弱いという仮説は間違っていたかもしれない」と多くの研究者は考え震から学んだ最大の教訓であり，今後も，それを忘れずに地震災害軽減に向けて努力していく必要がある．

たが，本震前後の地震の発震機構を使って応力を推定してみたところ，地震前にプレート境界にかかっていた
応力は，数十 MPa 以下

54）55）

であり，今回の地震でプ

レート境界の剪断応力はほぼ解消された

ことが28）32）54）

参考文献
1）加藤愛太郎，2012．2011 年東北地方太平洋沖地震の特徴について．地球化学，46，87-98．
2）飯尾能久・松澤暢，2012．東北地方太平洋沖地震

わかってきた．
固着が弱いということと，巨大な地震との関係がわかりにくいが，そのパラドクスを解く鍵は，今回の地震での発生過程：なぜ M9 が発生したのか？．地質学雑誌，118，248-277．

すべり量が非常に大きかったが，断層サイズが巨大で3）Tajima, F., J. Mori, and B.L.N. Kennett, 2013. Aあったために，応力降下量は 10-20MPa 程度であったと

review of the 2011 Tohoku-oki earthquake（Mw

いうことにある．これはつまり，数十 m もの非常に大き9.0）: large-scale rupture across heterogeneous plate

なすべり欠損があったとしても，巨大な固着領域であれ

coupling. Tectonophysics, 586, 15–34.

ば，剪断応力の増加は数十 MPa 以下であり，それを支4）Pararas-Carayannis, G., 2014. The great Tohoku-Oki

える程度の強度があれば，M9 の地震は起こせるという

earthquake and tsunami of March 11, 2011 in Japan:

ことを意味する ．東北地方に沈み込む太平洋プレート

a critical review and evaluation of the tsunami source2）

は冷たいので，世界的に見ても例外的に深さ 60km 付近

mechanism. Pure Appl. Geophys., 171, 3257–3278.

までプレート境界型地震を起こせて，かつ低角に沈み込

5）Hasegawa, A., and K. Yoshida, 2015. Preceding

んでいるために，結果として，プレート境界型地震を起

seismic activity and slow slip events in the source

こせる領域の幅が約 200km もある．この広大な領域がarea of the 2011 Mw 9.0 Tohoku-Oki earthquake: a

固着していれば，数百年かけてすべり欠損が浅部で数十

review. Geosci. Lett., 2:6.

m にまで達しても，この付近の剛性率が小さいために剪

6）Hino, R., 2015. An overview of the Mw 9, 11

断応力は数十 MPa 以下しか増加しないので，強度が弱March 2011, Tohoku earthquake. In: Summary of

くても十分支えることができる．

the Bulletin of the International Seismological Centre,

さらに，東北沖では条件付き安定領域がかなり分布していることがわかってきたので，このような領域が41）

Thatcham, United Kingdom, 48, 100–132.
7）Lay, T., 2018. A review of the rupture characteristics

密集している場所の隣で巨大な地震が起これば，お付きof the 2011 Tohoku-oki Mw 9.1 earthquake.

合いでその領域も地震性滑りを起こし，結果として広大

Tectonophysics, 733, 4-36.

な面積で地震性滑りを起こすことになる 56）．また，海溝近くで thermal pressurization を起こしたり，プレー57）58）

8）池田安隆，1996．活断層研究と日本列島の現在のテクトニクス．活断層研究，15，93-99．

ト境界断層が高速領域で速度弱化の特性を持っていた

9）池田安隆・岡田真介・田力正好，2012，東北日本島

ことにより，断層滑りは海溝近くで減速することなく

弧 - 海溝系における長期的歪み蓄積過程と超巨大歪59）

地震予知連絡会 50 年のあゆみ

解放イベント，地質学雑誌 , 118, 294-312.
10）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，8，71-89．

第４章

この 10 年の主な地震（2009 年～ 2018 年）

Episodic slow slip events in the Japan subduction
zone before the 2011 Tohoku-Oki earthquake.
Tectonophysics, 600, 14-26.
22）Ohta, Y., R. Hino, D. Inazu, M. Ohzono, Y. Ito,

11）Suwa, Y., S. Miura, A. Hasegawa, T. Sato, and K.

M. Mishina, T. Iinuma, J. Nakajima, Y. Osada, H.

Tachibana, 2006. Interplate coupling beneath NE

Fujimoto, K. Tachibana, T. Demachi, and S. Miura,

Japan inferred from three-dimensional displacement

2012. Geodetic constraints on afterslip characteristics

ﬁeld. J. Geophys. Res., 111, B04402.

following the March 9, 2011, Sanriku-oki earthquake,12）Hashimoto, C., A. Noda, T. Sagiya, and M.

Japan. Geophys. Res. Lett., 39, L16304.

Matsu’ ura, 2009. Interplate seismogenic zones

23）Kato, A., K. Obara, T. Igarashi, H. Tsuruoka, S.

along the Kuril-Japan trench inferred from GPS data

Nakagawa, and N. Hirata, 2012. Propagation of

inversion. Nature Geosci., 2, 141–144.

slow slip leading up to the 2011 Mw 9.0 Tohoku-oki13）Loveless, J.P., and B.J. Meade, 2010. Geodetic

earthquake. Science, 335, 705–708.

imaging of plate motions, slip rates, and partitioning24）Hino, R., D. Inazu, Y. Ohta, Y. Ito, S. Suzuki, T.

of deformation in Japan. J. Geophys. Res., 115,

Iinuma, Y. Osada, M. Kido, H. Fujimoto, and Y.

B02410.

Kaneda, 2014. Was the 2011 Tohoku-oki earthquake14）Loveless, J.P., and B.J. Meade, 2011. Spatial

preceded by aseismic preslip? Examination ofcorrelation of interseismic couling and coseismic

seaﬂoor vertical deformation data near the epicenter.

rupture extent of the 2011 Mw = 9.0 Tohoku-oki

Mar. Geophys. Res., 35, 181-190.

earthquake. Geophys. Res. Lett., 38, L17306.

25）Sato, M., T. Ishikawa, N. Ujihara, S. Yoshida,15）Hashimoto, C., A. Noda, and M. Matsu’ ura, 2012.

M. Fujita, M. Mochizuki, and A. Asada, 2011.

The Mw 9.0 northeast Japan earthquake: total

Displacement above the hypocenter of the 2011

rupture of a basement asperity. Geophys. J. Int., 189,

Tohoku-Oki earthquake. Science, 332, 1395.

1–5.

26）Kido, M., Y. Osada, H. Fujimoto, R. Hino, and Y. Ito,16）西村卓也，2012．測地観測データに基づく東北日

2011. Trench-normal variation in observed seafloor

本の最近 120 年間の地殻変動．地質学雑誌，118，

displacements associated with the 2011 Tohoku-Oki

278-293．

earthquake. Geophys. Res. Lett., 38, L24303.

17）Suito, H., T. Nishimura, M. Tobita, T. Imakiire, and27）Kodaira, S., T. No, Y. Nakamura, T. Fujiwara, Y.

S. Ozawa, 2011. Interplate fault slip along the Japan

Kaiho, S. Miura, N. Takahashi, Y. Kaneda, and A.

Trench before the occurrence of the 2011 off the

Taira, 2012. Coseismic fault rupture at the trench

Paciﬁc coast of Tohoku Earthquake as inferred fromaxis during the 2011 Tohoku-oki earthquake. Nature

GPS data. Earth Planets Space, 63, 615-619.

Geosci., 5, 646–650.

18）Yokota, Y., and K. Koketsu, 2015. A very long-28）Yagi, Y., and Y. Fukahata, 2011. Rupture process ofterm transient event preceding the 2011 Tohoku

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earthquake. Nature Comm., 6, 5934. doi:10.1038/

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ncomms6934.

29）Iinuma T., R. Hino, M. Kido, D. Inazu, Y. Osada, Y.

19）Uchida, N., and T. Matsuzawa, 2013. Pre- and post-

Ito, M. Ohzono, H. Tsushima, S. Suzuki, H. Fujimoto,seismic slow slip surrounding the 2011 Tohoku-oki

and S. Miura, 2012. Coseismic slip distribution ofearthquake rupture. Earth Planet. Sci. Lett., 374, 81-

the 2011 off the Pacific Coast of Tohoku Earthquake

91.

（M9.0）refined by means of seafloor geodetic data. J.

20）Katsumata, K., 2017, Long-term seismic quiescences

Geophys. Res. Solid Earth, 117, B07409.

and great earthquakes in and around the Japan30）Satake, K., Y. Fujii, T. Harada, and Y. Namegaya,

subduction zone between 1975 and 2012. Pure Appl.

2013. Time and space distribution of coseismic slip

Geophys., 174, 2427-2442.

of the 2011 Tohoku earthquake as inferred from21）Ito, Y., R. Hino, M. Kido, H. Fujimoto, Y. Osada, D.
Inazu, Y. Ohta, T. Iinuma, M. Ohzono, S. Miura,
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1473–1492.
31）Lay, T., C.J. Ammon, H. Kanamori, L. Xue, and M.J.

179

180

地震予知連絡会 50 年のあゆみ

第2部

この 10 年の主な地震及び地殻活動

Kim, 2011. Possible large near-trench slip during

beneath the outer slope of the Japan Trench after thethe 2011 Mw 9.0 off the Paciﬁc coast of Tohoku

2011 Tohoku earthquake: implications for the stress

Earthquake. Earth Planets Space, 63, 687–692.

regime in the incoming Paciﬁc plate. Geophys. Res.

32）深畑幸俊・八木勇治・三井雄太，2012．2011 年東Lett., 39, L00G24.

北地方太平洋沖地震による絶対歪の解放：遠地実43）Gamage, S.S.N., N. Umino, A. Hasegawa, and S.H.

体波インバージョン解析と動的摩擦弱化．地質学雑Kirby, 2009. Off-shore double-planed shallow seismic

誌，118，396-409．
33）Wang, D., and J. Mori, 2011. Rupture process of the2011 oﬀ the Pacific coast of Tohoku Earthquake（Mw9.0）as imaged with back-projection of teleseismic
P-waves. Earth Planets Space, 63, 603–607.
34）Koper, K.D., A.R. Hutko, and T. Lay, 2011. Along-dip
variation of teleseismic short-period radiation fromthe 11 March 2011 Tohoku earthquake（Mw 9.0）.
Geophys. Res. Lett., 38, L21309.

zone in the NE Japan forearc region revealed bysP depth phases recorded by regional networks.
Geophys. J. Int., 178, 195-214.
44）Nakajima, J., A. Hasegawa, and S. Kita, 2011. Seismic
evidence for reactivation of a buried hydrated
fault in the Pacific slab by the 2011 M9.0 Tohoku
earthquake. Geophys. Res. Lett., 38, L00G06.
45）Asano, Y., T. Saito, Y. Ito, K. Shiomi, H. Hirose,
T. Matsumoto, S. Aoi, S. Hori, and S. Sekiguchi,35）Ishii, M., 2011. High-frequency rupture properties

2011. Spatial distribution and focal mechanismsof the Mw 9.0 oﬀ the Pacific coast of Tohoku

of aftershocks of the 2011 off the Pacific coast ofearthquake. Earth Planets Space, 63, 609–614.

Tohoku Earthquake. Earth Planets Space, 63, 669–673.

36）Kurahashi, S., and K. Irikura, 2013. Short-period46）Kato, A., T. Igarashi, K. Obara, S. Sakai, T. Takeda,

source model of the 2011 Mw 9.0 Off the PacificA. Saiga, T. Iidaka, T. Iwasaki, N. Hirata, K. Goto,

Coast of Tohoku Earthquake. Bull. Seismol. Soc. Am.,

H. Miyamachi, T. Matsushima, A. Kubo, H. Katao,

103, 1373-1393.

Y. Yamanaka, T. Terakawa, H. Nakamichi, T. Okuda,37）気象庁，2019．
「平成 23 年（2011 年）東北地方太S. Horikawa, N. Tsumura, N. Umino, T. Okada, M.

平洋沖地震」について ～ 8 年間の地震活動～．
「平

Kosuga, H. Takahashi, and T. Yamada, 2013, Imaging

成 23 年（2011 年）東北地方太平洋沖地震」以降の

the source regions of normal faulting sequences

地震活動の評価，
地震調査委員会，
2019 年 3 月 11 日．

induced by the 2011 M9.0 Tohoku-Oki earthquake.

38）Nishimura, T., H. Munekane, and H. Yarai, 2011.

Geophys. Res. Lett., 40, 1-6.

The 2011 oﬀ the Pacific coast of Tohoku Earthquake47）国土地理院，2019．東北地方太平洋沖地震（M9.0）

and its aftershocks observed by GEONET. Earth

後の地殻変動 ―本震翌日から 8 年間の累積―，「平

Planets Space, 6, 631–636.

成 23 年（2011 年）東北地方太平洋沖地震」以降の39）Kubo, H., K. Asano, and T. Iwata, 2013. Source-rupture

地震活動の評価，
地震調査委員会，
2019 年 3 月 11 日．

process of the 2011 Ibaraki-oki, Japan, earthquake48）Tomita, F, M. Kido, Y. Ohta, T. Iinuma, and R. Hino,（Mw 7.9）estimated from the joint inversion of strong-2017. Along-trench variation in seafloor displacements

motion and GPS data: Relationship with seamount andafter the 2011 Tohoku earthquake. Science Adv., 3,

Philippine Sea plate. Geophys. Res. Lett., 40, 3003–3007.

e1700113.

40）Yamanaka, Y., and M. Kikuchi, 2004. Asperity map49）Sun, T., K. Wang, T. Iinuma, R. Hino, J. He, H.

along the subduction zone in northeastern Japan

Fujimoto, M. Kido, Y. Osada, S. Miura, Y. Ohta and Y.

inferred from regional seismic data. J. Geophys. Res.,Hu, 2014. Prevalence of viscoelastic relaxation after

109, B07307.

the 2011 Tohoku-oki earthquake. Nature, 514, 84-87.

41）Uchida, N., K. Shimamura, T. Matsuzawa, and T.

50）Sawai, Y., Y. Namegaya, Y. Okamura, K. Satake, andOkada, 2015. Postseismic response of repeating

M. Shishikura, 2012. Challenges of anticipating theearthquakes around the 2011 Tohoku-oki earthquake:2011 Tohoku earthquake and tsunami using coastal

Moment increases due to the fast loading rate. J.

geology. Geophys. Res. Lett., 39, L21309.

Geophys. Res. Solid Earth, 120, 259-274.
42）Obana, K., G. Fujie, T. Takahashi, Y. Yamamoto, Y.
Nakamura, S. Kodaira, N. Takahashi, Y. Kaneda, and
M. Shinohara, 2012. Normal-faulting earthquakes51）Sagiya, T., 2015. Paradoxical vertical crustal
movement along the Pacific coast of northeast Japan.
Int. Assoc. Geod. Symp., 145, 73–78.
52）Hashima, A., and T. Sato, 2017. A megathrust地震予知連絡会 50 年のあゆみ

earthquake cycle model for Northeast Japan: bridging
the mismatch between geological uplift and geodetic
subsidence. Earth Planets Space, 69:23.

第４章

この 10 年の主な地震（2009 年～ 2018 年）

the area of repeating M 7-8 earthquakes surroundedby aseismic sliding. Earth Planets Space, 63, 773–777.
57）Mitsui, Y., N. Kato, Y. Fukahata, and K. Hirahara,

53）Sasajima, R., B. Shibazaki, H. Iwamori, T. Nishimura,K., 2012. Megaquake cycle at the Tohoku subduction

and Y. Nakai, 2019. Mechanism of subsidence of thezone with thermal ﬂuid pressurization near the

Northeast Japan forearc during the late period of asurface. Earth Planet. Sci. Lett., 325-326, 21–26.

gigantic earthquake cycle. Sci. Rep., 9:5726.

58）Mitsui, Y., Y. Iio, and Y. Fukahata, 2013. A scenario54）Hasegawa, A., K. Yoshida and T. Okada, 2011. Nearly

for the generation process of the 2011 Tohoku

complete stress drop in the 2011 Mw9.0 off theearthquake based on dynamic rupture simulation:

Pacific coast of Tohoku Earthquake. Earth Planetsrole of stress concentration and thermal ﬂuid

Space, 63, 703-707.

pressurization. Earth Planets Space, 64, 1177–1187.

55）Hasegawa, A., K. Yoshida, Y. Asano, T. Okada, T.

59）Ujiie, K., H. Tanaka, T. Saito, A. Tsutsumi, J.J. Mori,

Iinuma, and Y. Ito, 2012. Change in stress field after

J. Kameda, E.E. Brodsky, F.M. Chester, N. Eguchi,

the 2011 great Tohoku-Oki earthquake. Earth Planet.

S. Toczko, and Expedition 343 and 343T Scientists,

Sci. Lett., 355-356, 231-243.

2013. Low coseismic shear stress on the Tohoku-oki56）Hori, T., and S. Miyazaki, 2011. A possible
mechanism of M 9 earthquake generation cycles inmegathrust determined from laboratory experiments.
Science, 342, 1211–1214.

181