４．断層モデルの設定

　「長期評価」では1968年十勝沖地震を三陸沖北部のプレート間地震の典型的な例と考えていることから、1968年十勝沖地震の3地点での観測波形と計算波形、及び、気象台観測点2地点を含む5地点の震度と計測震度が整合するように統計的グリーン関数法に基づくフォワードモデリング（釜江ほか、2002）により断層モデルを設定した。この際、1968年十勝沖地震に対して推定されている断層パラメータを参照するとともに、想定宮城県沖地震の断層モデル設定の考え方（地震調査研究推進本部、2003）に基づいた。
　設定した断層モデルを図4.1-1および表4.1-1に示す。以下では、各パラメータの設定根拠について述べる。

4.1　巨視的断層パラメータ

　巨視的断層パラメータは永井ほか (2001) の1968年十勝沖地震の長周期震源インバージョン結果に基づく以下の値を用いた。

ここで、

(4.1-1)

(走向、傾斜、滑り角)=(156°、20°、38°)　 (Kanamori, 1971)
破壊開始点（143.58°E、40.73°N、深さ9km）

　統計的グリーン関数法では断層面を10km×10kmの要素断層に分割して計算を行うため、断層長さを170km、断層幅を100kmとし、破壊開始点が断層上にのるように矩形断層を設定した。なお、永井ほか (2001) では、破壊伝播速度1.9km/sであるが、八戸での1968年十勝沖地震の観測波形を説明できるように、破壊伝播速度は2.5km/sとした。これについては、6章で詳述する。
　短周期レベル は、1978年宮城県沖地震の強震動記録から推定した次の 〜 関係式に基づき設定した。

(4.1-2)

図4.1-2（a）には、想定三陸沖北部地震、想定宮城県沖地震（1978年宮城県沖地震に対応する断層の地震） と との関係と壇ほか（2001）の経験式との比較を示す。 想定三陸沖北部地震、想定宮城県沖地震で用いた (4.1-2) 式では、同じ に対して図の実線で示した壇ほか（2001）の経験式の2.3倍の が得られる。図4.1-2（b）には、太平洋岸の海溝性地震（佐藤ほか, 1994b; 加藤ほか, 1998; 佐藤ほか, 2000; 佐藤・巽, 2002）の と との関係との比較を示す。想定三陸沖北部地震の と との関係は、太平洋岸の海溝性地震の と との関係とばらつきの範囲内でほぼ整合している。

4.2　微視的断層パラメータ

　アスペリティは、永井ほか (2001)の2つの滑り量の大きい部分（図2-1参照）の他、長宗 (1969) とMori and Shimazaki (1984) によりほぼ同じ位置に推定されている短周期発生域付近に置いた。図4.2-1には、Mori and Shimazaki (1984) の短周期発生域を長宗 (1969) の短周期発生域とともに示す。
　全アスペリティの面積は、1978年宮城県沖地震の強震波形の再現の際に用いたアスペリティの面積と巨視的断層面積との比0.085とほぼ同じとなるように設定した。
　各アスペリティの面積は、統計的グリーン関数法に基づくフォワードモデリングに基づき設定した。この際、永井ほか (2001) の2つの滑り量の大きい部分の最大滑り量の比が約2：3であることから、平均すべり量比がアスペリティ1とアスペリティ2で2：3となるように面積を配分した。また、2つの滑り量の大きい部分（アスペリティ1とアスペリテイ2）と短周期発生域（アスペリテイィ3）との応力降下量の比を1:2.5とした。この比は、1978年宮城県沖地震の強震波形を再現するために設定した 滑り量の大きな領域と短周期発生域との応力降下量の比である。