地震予知連絡会会報第 106 巻

12−５

2021 年 9 ⽉発⾏

2011 年東北地⽅太平洋沖地震に伴う海底地殻変動観測とその成果の活⽤
Seafloor geodetic observations associated with the 2011 Tohoku-oki earthquake
and their applications
富⽥史章（海洋研究開発機構）

TOMITA Fmiaki（Japan Agency for Marine-Earth Science and Technology）
2011 年東北地⽅太平洋沖地震（以下、東北沖地震）の発⽣に伴って、本震発⽣前・発⽣時・発⽣後の地殻変動が陸域のみならず海域でも観測されている．特に，震源域間近の海底で捉えた地殻変動は，東北沖地震がどのような地震であったのか、どのような余効変動が⽣じているのか、また、今後どのように余効変動が発展していくかを考える上で⾮常に有⽤である．本稿では，東北沖地震に伴う⼀連の海底地殻変動観測成果を総括し，その成果が地震サイクルのモデル化にどのように貢献しているかを報告する．
東北沖地震発⽣前の GNSS ⾳響観測（GNSS-A 観測）による海底地殻変動場は第１図 a のようになっており，東北⼤学の所有する GFK 点 1,2)以外は海上保安庁による観測成果 3)である．どの観測点も陸向きの変動を⽰しており，特に 2005 年頃以前の宮城沖での陸向きの変動が⼤きく，プレート間固着の影響が⼤きいことが伺える．⼀⽅で，それ以降は宮城沖・福島沖で陸向きの変動が⽐較的⼩さくなっており，2005 年 8 ⽉ 16 ⽇の宮城県沖の地震の⻑期的な余効変動の可能性や，⻑期的なゆっくりすべり現象（あるいは，固着の剥がれ）4)の影響が含まれている可能性がある．こうした海底地殻変動観測の成果を踏まえた本震前の固着分布の推定結果は，海溝付近の空間解像度⾃体は低いものの，宮城沖を中⼼とした海溝近傍での強い固着を⽰した 5)．
東北沖地震の地震時地殻変動 6,7)は第１図 b のようになっている．宮城沖の海溝近傍ほど顕著な地殻変動を⽰し，海底地殻変動観測データを踏まえた地震時すべりの推定結果は，50m を超えるすべりが宮城沖の海溝軸まで達していることを⽰した 8)．しかし，海底測地観測点が宮城沖に集中していたため，空間解像度の劣化により震源域の海溝に沿った南北の広がりの詳細な議論は困難になっている．
東北沖地震発⽣後の GNSS-A 観測による海底地殻変動場は第１図 c-d のようになっている 9-11)．
地震発⽣からの１年間において，宮城沖の GJT3 観測点は 30 cm 程度の陸向きの変動を⽰し，福島沖の FUKU 観測点は 30 cm 程度の海溝向きの変動を⽰した（図 1c）．これらは，それぞれ地震直後の顕著な粘弾性緩和と余効すべりの影響を⽰すと考えられる．2012 年以降は，観測点が⼤幅に増強され 12)，震源域の宮城沖は陸向きの変動，震源域南側の福島・茨城沖は海溝向きの変動，三陸沖は震源域北側の三陸沖は変動⾃体が⼩さいという空間的な余効変動の違いが明らかになった（第 1 図d）．震源域での⻄向きの変動は，地震後１年間と⽐較して 2012 年以降は⼩さくなっていることから、地震後１年間の時間減衰が⼤きいと考えられる．⼀⽅で，2012 年から 2016 年の変位速度とそれ以降の差が⼩さいことから，2012 年以降の時間減衰は⼩さいと考えられる．これは異なる時定数の粘弾性応答が混在していることを⽰している．福島沖・茨城沖での東向き挙動は時間減衰が⼤きく，現在では海溝向きの傾向が⾒られなくなりつつあり，余効すべりが収束傾向にあることを⽰している．また，震源域北側では，東北沖地震に伴う顕著な余効変動が⾒られない⼀⽅で，2015 年２－556－

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2021 年 9 ⽉発⾏

⽉に発⽣した三陸沖でのスロースリップイベントの影響が⾒られている 11)．
上記の海域での余効変動（特に初期の余効変動）の観測成果は，有限要素法を⽤いた粘弾性応答のモデル化を通して、過渡的なクリープを考慮した地下のレオロジー（Burgers レオロジー10,13）やpower-law クリープ 14)）、及び、Cold nose 構造 10)や海洋プレート下の低粘性層 10)等の複雑な粘弾性構造が、余効変動に寄与していることを⽰した．また，こうした粘弾性応答を差し引いた余効すべりのモデル化により，⼤きな余効すべりが岩⼿沖沿岸部と福島沖の海溝近傍で発⽣していたことが明らかになってきている 13,15)．また，海域での地震後の海底地殻変動観測は，本震時の⼤すべり域の拘束にも有⽤であることが⽰されてきている 16)． 地震後の地殻変動は，粘弾性緩和を介して，地震時すべりの分布に関する情報を含んでいる．そのため，粘弾性グリーン関数を⽤いて地震時・地震後の地殻変動観測データから地震時すべり・余効すべりを同時推定（粘弾性インバージョン）することで，地震後の地殻変動から地震時すべり域の拘束が可能となる．⼆層の粘弾性構造 17,18)を仮定した粘弾性インバージョンの結果は，地震後の 2012 年以降に拡張された海底地殻変動観測網における観測データが地震時すべり推定における空間解像度を向上させ，本震時の⼤すべり（ここでは，すべり量が 20m 以上とした）の発⽣域の北限が 39.2°N，南限が 37°N 程度であることを⽰した（第２図）16)．
今後，東北沖における GNSS-A 観測は継続的に⾏われていく⾒込みである．なお，2015 年 2 ⽉に発⽣した三陸沖でのスロースリップイベントの再来や，1968 年⼗勝沖地震及び 1994 年三陸はるか沖地震の震源域における次なる⼤地震発⽣の懸念から，それらの発⽣領域近傍に観測点を増設（合計２観測点）するなど東北沖地震の震源域の北側で観測を強化している．また，現状の GNSS-A 観測は，船舶を⽤いたキャンペーン観測が主流であるが，近年ウェーブグライダーによる無⼈観測に成功しており 19)，今後はその活⽤による観測の効率化も期待される．⼀⽅，現状の GNSS-A 観測成果では⽔平変動場の把握が進んでいるが，余効変動モデルの更なる⾼度化には海域での広域の上下変動場の把握も重要であり，その推定も今後進められる⾒込みである．こうした観測の⾼度化に加え，粘弾性インバージョンについてより現実的な粘弾性構造を反映させる等のモデルの⾼度化についても進める⾒込みである．
(富⽥史章)

謝辞
本資料の作成に当たり，海上保安庁海洋情報部で提供されている最新の GNSS ⾳響観測成果 9)を活⽤させていただきました．
参考⽂献
1)

Mizukami et al. (2007), 日本地球惑星科学連合 2007 年大会予稿集, J169-015.

2)

Sato et al. (2008), 測地学会誌, 54, 3, 113-125.

3)

Sato et al. (2013), Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 118, 7, 3860–3869.

4)

Yokota & Koketsu (2015), Nature Communications, 6, 5934.

5)

Iinuma et al. (2015), International Symposium on Geodesy for Earthquake and Natural Hazards(GENAH): International Association of Geodesy Symposia, 145, 11–19.

－557－地震予知連絡会会報第 106 巻6)Sato et al. (2011), Science, 332(6036), 1395.

7)

Kido et al. (2011), Geophysical Research Letters, 38, L24303.

8)

Iinuma et al. (2012), Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 117, B07409.

9)

Yokota et al. (2018), Scientific Data, 5, 180182.

2021 年 9 ⽉発⾏

10) Sun et al. (2014), Nature, 514, 84–87.
11) Honsho et al. (2019), Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 124, 5990– 6009.
12) Kido et al. (2015), International Symposium on Geodesy for Earthquake and Natural Hazards(GENAH): International Association of Geodesy Symposia, 145, 3-10.
13) Freed et al. (2017), Earth and Planetary Science Letters, 459, 279–290.
14) Agata et al. (2019), Nature Communications, 10:1385.
15) Iinuma et al. (2016), Nature Communications, 7:13506.
16) Tomita et al. (2020), Earth, Planets and Space, 72:84.
17) Fukahata & Matsu’ura (2005), Geophysical Journal International, 161, 2, 507-521.
18) Fukahata & Matsu’ura (2006), Geophysical Journal International, 166, 1, 418-434.
19) Iinuma et al. (in press), Frontiers in Earth Science, doi: 10.3389/feart.2021.600946.

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第 1 図 2011 年東北沖地震前(a)・地震時(b)・地震後 1 年間(c)・2012 年以降(d)の GNSS-A 観測成果．
地震時については GEONET 観測点における変位も示している．
Fig. 1
GNSS-A observational results (a) prior to, (b) during, (c) first 1 year after the 2011 Tohoku-oki earthquake,and (d) after 2012.

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地震予知連絡会会報第 106 巻 2021 年 9 月発行

第2図2011 年東北沖地震の地震時すべり分布 (a) 地震時測地データによる弾性インバージョン結果 (b) 地震時・地震後(2012 年 9 月〜2016 年 9 月)測地データによる粘弾性インバージョン結果（Tomita et al. [2020]より作成）．灰色領域は，低解像度（解像度<0.05）域を示す．(a)のシンボルは地震時の測地観測点（黒丸：陸上GNSS，黒四角：GNSS-A，白抜き四角：OBP）を示し，(b)のシンボルは地震後の測地観測点を示す（黒丸：陸上 GNSS，黒四角：GNSS-A).

Fig. 2

Coseismic slip distribution of the 2011 Tohoku-oki earthquake (modified from Tomita et al. [2020]): (a) elastic inversion
results using the coseismic geodetic data, and (b) viscoelastic inversion result using the coseismic and postseismic (fromSep. 2012 to Sep. 2016) geodetic data. Gray patches show low spatial resolution (resolution < 0.05) area. Symbols in(a) and (b) show the coseismic geodetic observational sites (black circle: onshore GNSS, black square: GNSS-A, opensquare: OBP) and the postseismic geodetic observational sites (black circle: onshore GNSS, black square: GNSS-A).

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