佐竹健治（東大地震研）・藤井雄士郎（建築研）・原田智也（東大地震研）・

行谷佑一（産総研）

Bulletin of Seismological Society of America,103,No2B 1473-1492(2013)

津波波形からみた2011年東北地方太平洋沖地震のすべりの時空間分布

東日本大震災を引き起こした2011年東北地方太平沖地震については，地震波・GPS・津波などのデータを使って断層面上のすべり分布のモデルが提案されてきました．これらに共通するのは，宮城県沖の震央付近で数十m以上という大きなすべりが発生したことですが，いくつか未解決の問題もありました．なかでも，津波の高さが震央から約100 kmも北の岩手県宮古市付近で最大となったことは，これまでのモデルでは説明されていませんでした.

2011年の津波波形は，東大地震研究所のケーブル式海底水圧計やGPS波浪計によって，波源域周辺の沖合や深海で記録されました．従来に比べて高品質・高分解能の津波波形が得られたことから，津波の源となったすべり分布の空間分布に加えて，時間変化も推定することができました．

その結果，地震（破壊）発生後約2.5分後にプレート境界のやや深部で25 m以上の大きなすべりが，さらに地震発生から約3分後に海溝軸付近で巨大なすべり（最大69 m）が発生したことがわかりました．この巨大なすべりは，地震発生から約4分後以降に北へ広がり，海溝沿いで20 m以上のすべりが発生しました．海溝軸付近ですべりが遅れて発生したことが，震央付近の宮城県でなく，岩手県沿岸で津波の高さが最大になった原因でした．

海溝軸付近の大きなすべりは，1896年明治三陸津波地震のモデルとよく似ていますが， 2011年の方がすべり量や断層長さはずっと大きいものでした．しかし，仙台平野への津波の浸水は，このような海溝軸付近のすべりでは再現できず，プレート境界深部のすべりが主な原因であることが確認されました．これは 869年貞観地震のモデルとしてすでに提出されていたものと同様に，プレート境界深部がすべることにより長波長の地殻変動を生じ，沿岸での津波が長周期となって浸水しやすくなったためです．

図1　小断層上におけるすべり量の時空間分布（時間間隔は30秒毎です）．白星印は震源（破壊の開始点）を示します．

図2　2011年東北地方太平洋沖地震震源域の断面図．下は断層面を，上は鉛直改訂変位分布を示します．2011年東北地方太平洋沖地震は，プレート境界深部で発生した869年貞観地震タイプ(緑色)と，海溝軸付近で発生した1896年三陸津波地震タイプ(青色)の同時発生でした．