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1695年临汾7%级地震发震构造研究
第40卷 第4期2018年8月地 震 地 质SEISMOLOGY AND GEOLOGYVol.40,No.4Aug.,2018doi:10.3969/j.issn.0253-4967.2018.04.0121695年临汾734级地震发震构造研究闫小兵1) 周永胜2) 李自红1) 郭 瑾3)1)山西省地震局,太原 0300212)中国地震局地质研究所,地震动力学国家重点实验室,北京 1000293)山西省地质环境监测中心,太原 030024摘 要 1695年5月18日(清·康熙三十四年四月初六)戌时山西临汾发生大地震。
《中国历史强震目录》(1995)确定其震中位于36.0°N,111.5°E,震中位于今襄汾县张礼村和临汾尧都区东亢村之间偏北处,震中烈度为Ⅹ度。
综合前人对该地震的研究,推测其发震构造可能为郭家庄断层。
在临汾市档案馆、临汾市地震局等配合下,详细查阅了临汾古城及其周围地区在此次地震中受损情况的第一手资料,并在此基础上勾绘了1695年临汾大地震等震线图。
经相关专家论证,认为“1695年临汾大地震宏观震中定在临汾市老城东关一带、震中烈度调整为Ⅺ度、等震线长轴方向为NWW 向”更为合理。
后在执行“临汾市活断层探测和地震危险性评价”项目过程中,在上述临汾大地震宏观震中区附近发现地震断层露头,在垂直该露头断层走向布设浅层地震测线和排钻施工,结果发现,郭家庄断层、刘村断层组成的右列阶区和罗云山断层(龙祠段)共同参与了1695年临汾大地震,其交叉部位应为此次地震的微观震中,基本可以认定这3条断裂为此次地震的发震构造。
另外,该地区的地震地质遗迹(滑坡、地震地裂、喷砂管等)主要分布于郭家庄断裂上盘,从侧面证明该地震遗迹是郭家庄断裂1695年“活动”的产物。
关键词 1695年临汾大地震 历史地震史料 郭家庄断裂 地震遗迹中图分类号:P315.2文献标识码:A文章编号:0253-4967(2018)04-0883-20〔收稿日期〕 2016-07-18收稿,2018-03-29改回。
姚姚-地震数值模拟
（四）地震数值模拟的发展
最简单的地震数值模拟就是一维合成地震 记录形成。它是利用声测井资料得到反射系数 序列，然后与不同的地震子波进行褶积计算得 到各种一维合成地震记录。其目的主要是要进 行波阻抗反演。
后来发展了射线追踪方法，然后又发展波 动方程数值模拟方法。
目前，全三维弹性波波动方程数值模拟已 经步入了实用阶段，考虑更为复杂介质情况的 全三维波动方程数值模拟也有可能了。
逆断层射线追踪数值模拟一炮的射线路径图 正断层射线追踪数值模拟一炮的射线路径图
（一）射线追踪数值模拟的发展与应用
传统射线追踪数值模拟主要是使用两点射线追踪 的试射法和弯曲法。
目前，射线追踪数值模拟在两个方面得到发展。 一是在计算方法上，发展了适应性更强的程函方程法、 波前重建法、最短路径法等；二是在克服只能得到运 动学特征的问题上，发展了近轴射线追踪、动力学射 线追踪、高斯束射线追踪等方法。
（二）地震数值模拟的应用
地震数值模拟在地震勘探、开发中的应用 范围非常广泛，归纳起来最主要有如下三方面 的应用：
1、在地震波场和地震勘探方法的理论研究 中有重要的作用，利用它可以研究各种复杂地 质条件下的地震波场响应特征和验证新方法的 可靠性。
2、在地震资料采集、处理和解释中均起着 重要的辅助作用（如观测系统的设计、解释结 果的验证、处理方法的使用等）。现在我们面 临着越来越复杂的地质对象，可以说，离开它 地震方法寸步难行。
垂直分量（左）
水平分量（右）
双层介质波动方程数值模拟一炮地面记录
射线追踪数值模拟只能模拟地震场的运动 学特征，但是运算速度快，而且提供的射线图 十分直观，在生产实际中还是很受青睐的，其 方法也比较成熟。但是它存在盲区、焦点等难 以解决的问题，特别是缺少地震波的动力学特 征，需要改进。
应用动态复合震源模型模拟汶川Mw7.9地震强地面运动
应用动态复合震源模型模拟汶川Mw7.9地震强地面运动孟令媛;史保平【期刊名称】《地球物理学报》【年(卷),期】2011(054)004【摘要】The great Wenchuan Earthquake of May 12, 2008, Mw7. 9 occurred in Sichuan province of western China with the epicenter at longitude 103.4°E and latitude 31.0°N. The main fault ruptured more than 300 km in length with a striking direction from southwest toward northeast along the Longmenshan Central Fault. The geological and geophysical investigations also revealed significant fault segmentation during the earthquake faulting. The Wenchuan-Yingxiu segment of the fault is dominated by pure thrusting with a dip angle about 40°, while the Beichuan-Anxian segment of the fault in the central part of the main fault underwent both thrusting and strike-slipping with a dip angle of 70°, an d the remained segment of the fault, a part of the Qingchuan fault, underwent an almost pure strike slip motion with a dip angle of 80°. In this study, a modified composite source model, named as dynamical composite source model (DCSM), has been developed to simulate near-fault strong ground motion with associated fault rupture properties from a kinematic point of view. For the Wenchuan event, a specific finite fault model with a length of 320 km and a width of 20 km is constructed for simulation purpose. Moreover,the fault model consists of three majorsegments in which each segment could has a specific geometry related to the dip angle and strike direction. In addition, the rakes related to the slip direction on the fault plane of each segment could be assigned dynamically based on the focal mechanism solution. For comparing purpose, we conduct broadband ground motion predictions for three typical near-fault strong motion stations of Wolong, Pixian-Zoushishan and Mianzhu-Qingping. In general, the synthetic seismograms produced for these stations have good agreement with the observations in time histories, waveforms, peak values and frequency contents, which indicate that the numerical technique of current source model could reproduce the main characteristics of strong ground motion for the Wenchuan Earthquake. In addition, the near-fault peak ground acceleration (PGA) distributions resulted from current simulation show much higher PGA values in the areas of Wenchuan, Beichuan and Qingchuan than other places, which is consistent with recent field observation and reports. The map of PGA distribution also indicates that, compared with other two segments of earthquake faulting, the ground motion caused by Wenchuan-Yingxiu thrusting is much stronger on the hanging wall than on the footwall, for example, the PGA ratios of the hanging wall to footwall could reach 1.72 : 1, 2.5 : 1 and 1.77 : 1 for N-S, E-W and UP components, respectively, at a given distance of 5 km from the fault trace on both sides of the fault. In fact, the numerical modeling developed in this study has the great potential application in the ground motion estimation/prediction for the earthquake engineering purpose. Furthermore, the numericalalgorithm could also be used to generate the near-real-time shaking mapin the implementation level if incorporated current finite fault inverse technique.%2008年5月12日中国汶川地区发生Mw7.9地震,震中位置103.4°E,31.0°N.主要发震断层空间展布长达300多公里,由南西方向到北东方向呈现明显的分段性,汶川一映秀段逆冲为主兼有少量的右旋走滑分量;安县一北川段为逆冲一右旋走滑的断层错动;青川段以右旋走滑为主兼有少量逆冲分量.采用改进后的复合震源强地面运动预测模型,建立了长为320 km,宽为20 km的断层破裂运动学模型,实现了断层分段、空间倾角、滑动方向连续变化的动态设定.数值模拟结果给出了近断层两侧(上、下盘)的地面加速度的分布特征,并同卧龙、郫县走石山及绵竹清平强震观测记录进行了对比分析.模拟加速度时程曲线无论在波形、持续时间、频率分量、峰值大小同观测记录都具有较好的相似性.利用现有83个已知经纬度台站的强震实测数据及数值模拟的结果同Boore等的新一代衰减关系(NGA)进行比较,对比模拟与实际观测水平峰值加速度的一致程度.近断层峰值加速度分布特征则进一步显示了在汶川、北川和青川附近明显的高值分布区域,同野外地质调查相一致.进一步的分析结果也表明,汶川一映秀段逆冲为主的断层上盘的运动量远大于断层下盘,在距离断层地表出露位置5 km处,峰值加速度N-S、E-W及UP方向分量的比值分别为1.72:1、2.5:1及1.77:1.本文中给出的动态复合震源模型和近断层区域强震模拟的计算方法,对大震强地面运动的预测及实现近实时强地面运动分布特征的圈定(Shaking Map)有着重要的实际意义.【总页数】18页(P1010-1027)【作者】孟令媛;史保平【作者单位】中国科学院研究生院地球科学院,北京100049;中国科学院研究生院地球科学院,北京100049【正文语种】中文【中图分类】P315【相关文献】1.利用近场高频GPS、强地面运动和远场地震波形数据联合反演2008年汶川Ms8.0地震的震源时空破裂过程 [J], 孟国杰;苏小宁;王振;廖华2.Yabuki&Matsu'ura方法在汶川Mw7.9地震反演中的应用 [J], 王阅兵;金红林;付广裕3.2008年5月12日汶川MW7.9地震的震源位置与发震时刻 [J], 杨智娴;陈运泰;苏金蓉;陈天长;吴朋4.复合地震源模拟强地面运动——以1679年三河-平谷MS8.0地震为例 [J], 刘博研;史保平;张健5.快速有限震源分析和近断层强地面运动：应用于2003年圣西蒙Mw6．5和2004年帕克菲尔德Mw6．0级地震 [J],D．S．Dreger;L．Gee;P．Lombard;M．H．Murray;B．Romanowicz;申彤（译）;葛洪魁（校）因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
大尺度地震波的数值模拟与预测
大尺度地震波的数值模拟与预测地震是地球内部能量释放的一种自然现象，会造成巨大的破坏和人员伤亡。
了解地震波的传播规律以及对其进行准确的模拟与预测对于地震灾害的预防和减轻具有重要意义。
本文将探讨大尺度地震波的数值模拟与预测方法，并分析其在地震灾害管理中的应用。
地震波是地震能量释放后在岩石、土壤和水体中传播所产生的波动，其传播速度和路径受到地质构造和介质性质的影响。
数值模拟地震波传播可以通过在计算机中解析地震方程来实现。
地震方程是描述地震波传播的基本方程，通常采用波动方程形式。
通过在三维空间中离散地震方程，可以得到地震波在不同地点的振幅和传播速度信息，从而实现对地震波传播的模拟。
为了进行大尺度地震波的数值模拟，需要获取大规模的地质结构模型和地震波速度模型。
地质结构模型可以通过地质勘探和地震资料分析得到，用于刻画地下介质的层状结构和性质。
地震波速度模型则是描述地震波在不同介质中传播速度的参数，可以通过地震资料和地震勘探技术获取。
利用这些模型，可以在计算机中建立相应的数值模型，在模拟地震波传播之前对其进行预测。
在进行地震波数值模拟之前，需要进行验证和校准。
验证是指将数值模拟结果与实测资料进行对比，以验证模拟的准确性和可靠性。
校准则是通过调整模拟参数，优化地震波模拟结果，使其与实测资料吻合程度更高。
验证和校准过程的完成可以提高地震波数值模拟的可信度，并为后续的预测工作打下基础。
大尺度地震波的数值模拟可以用于地震灾害管理的多个方面。
首先，通过模拟地震波在不同介质中的传播，可以预测地震造成的破坏范围和程度。
这对于城市规划、建筑设计以及灾害应急管理具有重要意义，可以提前采取相应的措施减轻地震灾害的影响。
其次，模拟地震波传播还可以用于评估地震烈度和地表运动速度，为地震灾害风险评估提供依据。
最后，地震波数值模拟还可以帮助科学家深入研究地震过程和地震发生机理，为地震灾害的原因和规律提供科学依据。
然而，大尺度地震波的数值模拟和预测也面临一些挑战。
数学建模地震预测模型
数学建模竞赛论文题目：地震预测数学建模姓名：张志鹏学号：12291233 学院：电气工程学院姓名：赵鑫学号：10291033 学院：电气工程学院姓名：张书铭学号：12291232 学院：电气工程学院目录摘要 (3)一、问题重述 (4)二、问题的分析 (4)三、建模过程 (5)问题1：地震时间预测 (5)1、问题假设 (5)2、参数定义 (6)3、求解 (6)问题2：地震地点预测 (7)1、问题假设： (7)2、参数定义 (8)3、求解过程： (8)四、模型的评价与改进 (12)参考文献 (13)摘要大地振动是地震最直观、最普遍的表现。
在海底或滨海地区发生的强烈地震，能引起巨大的波浪，称为海啸。
在大陆地区发生的强烈地震，会引发滑坡、崩塌、地裂缝等次生灾害。
对人们的生产生活成巨大影响，严重威胁人们的生命和财产安全，所以，对地震的预测是十分必要的。
本文根据从1900年以来中国发生的八级以上地震的时间和地点分析，利用合理的数学建模方法，对下一次中国可能发生的八级以上地震的和时间和地点进行合理的预测。
建模方法分为对于时间的预测和地点的预测两个方面。
问题1：对于时间的预测采用的方法为指数平滑法，它是通过计算指数平滑值，配合一定的时间序列预测模型对现象的未来进行预测。
其原理是任一期的指数平滑值都是本期实际观察值与前一期指数平滑值的加权平均。
问题2：对于地点的预测根据长久的数据表明，八级以上地震主要发生在东经70°——110°，北纬20°——50°这个范围内，据此将整个地震带划分为100个区域，按顺序进行编号。
建立时间与地震区域编号的数学模型，利用线性回归的方法对下次地震地点预测。
关键词：地震，预测，数学建模，指数平滑法，线性回归一、问题重述地震预报问题，大地震的破坏性是众所周知的，为了减少大地震带来的灾难，人们提出了各种预报地震的方法，以求减少大地震产生的破坏。
本赛题请大家用数学建模的方式预报下一次大地震发生的时间和地点。
有限差分法地震波传播数值模拟
=
kΔx
=
2π λ
Δx ≤ 1
，即只要一个波长包含几个空间步
长，随着差分精度2M的提高，上述高阶差分解法产生
的数值频散会逐渐减小。
不同差分精度空间频散曲线
不同差分精度时间频散曲线
五、边界问题
自由边界条件
内部边界条件 吸收边界条件
设计吸收边界条件的目标：
z 方程+边界条件数学上是非病态的
连续
问题 z 方程+边界条件可以近似描述无限介质中的物理过程 z 边界条件和内部点的计算方式是相容、不冲突的
-----------J.M. Carcione
地震波传播数值模拟应用领域
地震波传播理论
数据采集
理论指导 物性参数
研究传播规律
正演模拟
指导设计 观测系统
验证
地震解释
提供理论数据 试验处理流程
数据处理
提供正演方法
岩石物理
参数反演
断层下覆界面反射能量强
炮点
T=2000ms
炮点 T=2300ms
炮点位于11km处的单炮记录
?21?4?1?6?1?m?2m?1222m246333m24lllol622m32m?m4?m6??m?m?2m?m?2?c1m??m??c2?m??c3???m??cm??m??1??0????0???m????0??35?1?133335?555?135?mm?m2n?12n?12n?1?35?1llloln?2n?1?c1??1??n???3?2n?1??c2??0?n?5??0?2n?1?c??3???m??m??m?n?2n?1????2n?10???cn????ox2ox数值频散试验dxdz10mdt1ms10高阶差分为何会消除数值频散
独立式石箍窑洞地震模拟振动台试验及数值模拟
第 36 卷第 4 期2023 年8 月振 动 工 程 学 报Journal of Vibration EngineeringVol. 36 No. 4Aug. 2023独立式石箍窑洞地震模拟振动台试验及数值模拟刘祖强1，2，马东1，张风亮3，薛建阳1，2，潘文彬1（1.西安建筑科技大学土木工程学院，陕西西安 710055； 2.西安建筑科技大学结构工程与抗震教育部重点实验室，陕西西安 710055； 3.陕西省建筑科学研究院有限公司，陕西西安 710082）摘要: 以山西省静乐县的某独立式石箍窑洞为原型，制作1/4缩尺的三跨试验模型，对其进行了地震模拟振动台试验，分析了地震作用下窑洞模型的破坏过程及破坏形态。
在试验研究基础上，采用ABAQUS软件建立独立式石箍窑洞的有限元模型，将模拟得到的动力特性、动力响应和地震损伤结果与试验结果进行了对比分析，验证了有限元模型的合理性，进而基于对原型结构的有限元模拟，分析了覆土厚度、拱跨数和拱矢跨比对窑洞模型受力性能的影响。
结果表明：独立式石箍窑洞在地震作用下主要发生砂浆灰缝开裂破坏，开裂最严重的部位为洞口拱顶和侧墙与背墙的连接处；有限元模拟结果与试验结果吻合较好，能够较好地反映地震作用下窑洞模型的受力性能；窑洞模型的纵墙刚度大于横墙，加速度和位移响应随输入峰值加速度的增大不断增大；随着覆土厚度变薄和拱矢跨比减小，窑洞模型的抗震性能增强，但拱跨数对窑洞模型的抗震性能影响较小。
关键词: 独立式石箍窑洞；振动台试验；数值模拟；地震损伤；动力响应中图分类号: TU363 文献标志码: A 文章编号: 1004-4523（2023）04-1101-12DOI：10.16385/ki.issn.1004-4523.2023.04.024引 言窑洞作为传统民居，是中国西北地区一种独有的建筑形式，具有保温性能强、隔音效果好、建造成本低、绿色环保等优点［1］。
窑洞根据结构形式的不同可分为靠崖式、下沉式和独立式3种。
青藏高原东北缘强震数值模拟
青藏高原东北缘强震数值模拟杨兴悦（甘肃省地震局，兰州 730000）青藏高原东北缘强震活动频繁，过去百年时间里在该地区共发生了18次7级以上强震。
以青藏高原东北缘为主要目标建立3D黏弹性有限元模型，研究系列强震发生后应力场的演化过程，尝试为地震预测研究提供一种具有力学含义的辅助支撑技术。
以青藏高原东北缘及邻区为目标建立模型，采用1°×1°全球地壳模型参数，模型分为上、中、下地壳，模型厚度分别为10.2～36.1 km、11.2～23.8 km、5.9～18.8 km。
模型上地壳采用弹性体，中下地壳采用黏弹性体，根据全球地壳模型参数将地壳各层分成的小块体假定为弹性各向同性介质，依据岩石密度、横波速度及纵波速度，推算出泊松比及杨氏模量。
计算出上、中、下地壳泊松比和杨氏模量分别为0.24～0.25、0.24～0.26和0.25～0.26和8.34E+10-8.59E+10Pa、9.24E+10-9.80E+10Pa和1.04E+11-1.18E+11Pa。
建立模型时大型断层宽度为20 km，位于甘东南及邻区的小断层宽度为10 km。
断层杨氏模量为周围块体的1/3，泊松比比周围区域高0.02。
黏滞系数采用石耀霖等研究结果，中地壳黏滞系数为1021-5*1022 Pa﹒s，下地壳黏滞系数为5*1020-1022 Pa﹒s。
采用四面体自由划分网格，选择单元平均长度为20 km，划分网格后模型共生成310 681个单元，452 751个节点。
汶川地震为走滑兼逆冲型，将模型中的龙门山断裂带上地壳分为上下两层，深度分别为7.3～13.1 km和5 km，上层倾角为70°，下层倾角为30°。
芦山地震所在断层倾角定为39°，其余为垂直断层。
以欧亚大陆为参考系施加了10万年的位移边界条件，在模拟计算时通过降刚法降低震源所在断层的杨氏模量模拟强震的发生，经多次尝试使降刚后与降刚前产生的断层位错与强震发All Rights Reserved.生时产生的位错一致，即模拟震源区部分地质体丧失承载能力而引起区域应力场调整变化。
细胞自动机方法地震正演模拟
细胞自动机方法地震正演模拟
姚姚
【期刊名称】《石油地球物理勘探》
【年(卷),期】1995(030)002
【摘要】细胞自动机是一种在微观级上进行简单计算，在宏观级上模拟复杂物理现象的方法，它具有模拟复杂介质的潜力，适于在大型并行计算机上实现。
本文讨论了用细胞自动机模拟地震纵波的局部规则，初始设置及几种边界的处理等问题，并给出了若干二维正演模拟的结果，计算结果表明，用细胞自动机进行地震波正演模拟十分灵活，方便，适应性强，计算简单，是值是进一步研究的课题。
【总页数】7页(P216-222)
【作者】姚姚
【作者单位】无
【正文语种】中文
【中图分类】P631.443
【相关文献】
1.地震正演模型应用(Ⅰ):用叠后地震正演模拟方法精确解释东河砂岩尖灭点 [J], Ben;F;Mclean;戴金星;罗平
2.地震正演模型应用(Ⅱ):用地震正演叠前炮集记录模拟方法定量解释薄砂岩的各向异性 [J], Ben F Mclean;戴金星 ;姚蓬昌
3.流固边界耦合介质高阶有限差分地震正演模拟方法 [J], 吴国忱;李青阳;吴建鲁;梁展源
4.大庆长垣油田断层阴影地震正演模拟及校正方法 [J], 姜岩;程顺国;王元波;李操
5.利用地震正演模拟方法研究地层结构——以鄂尔多斯盆地合水地区延长组三段为例 [J], 王文枫; 岳大力; 赵继勇; 王武荣; 李伟; 王博
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粘土防渗尾矿库地震永久位移数值模拟
ｉ ｓ ｒ ｅ ｌ ａ ｔ ｉ ｖ ｅ ｌ ｙ ｌ ｅ ｓ ｓ ． Ｃｏ ｍｂｉ ｎｅ ｄ ｗｉ ｔ ｈ ｅ ｎ ｇ ｉ ｎ ｅ ｅ ｒ ｉ ｎｇ ｐ ｒ ａ ｃ ｔ ｉ ｃ ｅ， ａ ｆ ｉｎ ｉ ｔ ｅ ｄ ｉ ｆｅ ｒ ｅ ｎ ｃ ｅ ｎ ｕ ｍｅ ｉｃ ｒ ａ ｌ ｍｏ ｄ ｅ ｌ ｗａ ｓ ｅ ｓ ｔ ａ ｂ ｌ ｉ ｓ ｈ ｅ ｄ ｂ ｙ
简化方法 的计算结果大 ６ ０ ％。参数分 析表 明 ： 防渗垫层 的抗 剪强度 对 于尾 矿库 动力 响应 影响较
大， 其虽有一 定隔震作 用 ， 使得防渗层上部 的最大水平加速度低于其下部的最大水平 加速度约 ５ ％
一
３ ０ ％， 但随着 防渗垫层抗剪强度 的降低 ， 尾 矿库 的失稳模式 由经过尾 矿 内部 的圆弧形 滑动 向经
ｔ ａ ｉ ｌ ｉ ｎ ｇ ｐｏ ｎ ｄ，ａ ｎ ｒ ｅ ｓ ｕ ｌ ｔ ｏ ｆ ｍａ ｘ ｉ ｍｕ ｍ ｈｏ ｒ ｉ ｚ ｏ ｎ ｔ ｌ ａ ｄ ｉ ｓ ｐ ｌ ａ ｃ ｅ ｍｅ ｎｔ ｉ ｎ ｄ ａ ｍ ｃ ｒ ｅ ｓ ｔ ｗａ ｓ ｃ ｏ ｍｐ ａ ｒ ａ ｔ ｉ ｖ ｅ ｌ ｙ ａ ｎ ａ —
第 １ １ 卷 第 １ 期 ２ ０ １ ５年 １ 月
中 国 安 全 生 产 科 学 技 术
Ｊ ｏ ｕ ｒ ｎ ａ ｌ ｏ ｆ Ｓ ａ ｆ ｅ ｔ ｙ Ｓ ｃ ｉ ｅ ｎ ｃ ｅ ａ ｎ ｄ Ｔ ｅ ｃ ｈ ｎ ｏ ｌ ｏ ｇ ｙ
Ｖ０ １ ． １ ｌ Ｎｏ ． １
Ａｂｓ ｔ ｒ ａ ｃ ｔ ：Ｔｈ ｅ ｑ ｕａ ｎ ｔ ｉ ｔ ｙ ｏ ｆ ａ ｎ ｔ ｉ ・ ｓ ｅ ｅ ｐ ａ ｇ ｅ ｔ ａ ｉ ｌ ｉ ｎ ｇ ｐ ｏ ｎｄ ｓ ｉ ｓ ｉ ｎ ｃ ｒ ｅ ａ ｓ ｉ ｎ ｇ ｉ ｎ Ｃｈ ｉ ｎ ａ，ｂ ｕ ｔ ｔ ｈ ｅ ｃ ｏ ｒ ｒ ｅ ｓ ｐ ｏ ｎ ｄ ｉ ｎ ｇ ｄ ｙ ｎ ａ ｍｉ ｃ ａ ｎ ａ ｌ ｙ ｓ ｉ ｓ
2013年四川芦山ms7.0地震强地面运动模拟
地 震 学 报Vｏｌ．３７，Ｎｏ．４ 第３７卷 第４期 ２０１５年７月 （５９９--６１６）ＡＣＴＡSEＩSMＯＬＯＧＩＣＡSＩＮＩＣＡＪｕｌ．，２０１５ 药晓东，章文波．２０１５．２０１３年四川芦山M S７．０地震强地面运动模拟．地震学报，37（４）：５９９--６１６．ｄｏｉ：１０．１１９３９／ｊａｓｓ．２０１５．０４．００７．ＹａｏＸＤ，ＺｈａｎｇW B．２０１５．Sｔｒｏｎｇｇｒｏｕｎｄｍｏｔｉｏｎｓｉｍｕｌａｔｉｏｎｆｏｒｔｈｅ２０１３M S７．０Ｌｕｓｈａｎ，Ｃｈｉｎａ，ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ．Acta Seismolo g ica Sinica，37（４）：５９９--６１６．ｄｏｉ：１０．１１９３９／ｊａｓｓ．２０１５．０４．００７．2013年四川芦山M S7.0地震强地面运动模拟*药晓东 章文波（Colle g e o f Earth Science，Universit y o f Chinese Academ y o f Sciences，Bei j in g１０００４９，China）Abstract：Ｔｈｅｎｅａｒｓｏｕｒｃｅｓｔｒｏｎｇｇｒｏｕｎｄｍｏｔｉｏｎｓｏｆｔｈｅ２０１３M S７．０Ｌｕｓｈａｎ，Ｃｈｉｎａ，ｅａｒｔｈｑｕａｋｅｗｅｒｅｓｉｍｕｌａｔｅｄｕｓｉｎｇｅｍｐｉｒｉｃａｌＧｒｅｅｎ’ｓｆｕｎｃｔｉｏｎ（EＧF）ｍｅｔｈｏｄ．Ａｔｆｉｒｓｔ，ｗｅｅｓｔｉｍａｔｅｄｔｈｅａｍｏｕｎｔａｎｄｌｏｃａｔｉｏｎｏｆｓｔｒｏｎｇｍｏｔｉｏｎｇｅｎｅ-ｒａｔｉｏｎａｒｅａｓ（SMＧＡｓ）ｂａｓｅｄｏｎｔｈｅｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓｏｆｂｏｔｈｓｌｉｐｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｓｆｒｏｍｆａｒ-ｆｉｅｌｄｓｅｉｓｍｉｃｉｎｖｅｒｓｉｏｎａｎｄｔｈｅｅｎｖｅｌｏｐｅｓｏｆｒｅｃｏｒｄｅｄａｃｃｅｌｅｒａｔｉｏｎｆｒｏｍｔｈｅｍａｉｎｓｈｏｃｋ，ａｎｄｄｅｔｅｒｍｉｎｅｄｔｈｅａｍｏｕｎｔｏｆｓｕｂｆａｕｌｔｓｏｎSMＧＡｓｒｅｆｅｒｒｉｎｇｔｏｔｈｅｓｃａｌｉｎｇｌａｗｏｆａｓｐｅｒｉｔｙａｒｅａversusｓｅｉｓｍｉｃｍｏｍｅｎｔｉｎｔｒｏｄｕｃｅｄｂｙSｏｍｅｒｖｉｌｌｅet al．Ｔｈｅｎ，ｗｅｉｍｐｌｅｍｅｎｔｅｄｔｈｅｇｅｎｅｔｉｃａｌｇｏｒｉｔｈｍｓｅａｒｃｈｉｎｇｆｏｒｔｈｅｏｐｔｉｍｉｚｅｄｖａｌｕｅｏｆａｂｏｖｅｔｗｏａｎｄｏｔｈｅｒｓｏｕｒｃｅｐａｒａｍｅｔｅｒｓ．Bａｓｅｄｏｎｔｈｅｓｏｕｒｃｅｍｏｄｅｌｓ，ｗｅｓｙｎｔｈｅｔｉｚｅｄｔｈｅｗａｖｅｆｏｒｍｓｆｏｒｔｈｅ３０ｓｅｌｅｃｔｅｄｓｔａｔｉｏｎｓｎｅａｒｔｈｅｓｏｕｒｃｅ*基金项目 国家自然科学基金项目（４１２７４０６８）和中国科学院、国家外国专家局创新团队国际合作伙伴计划（KＺＺＤ-EW-ＴＺ-１９）联合资助．收稿日期 ２０１４-０９-１３收到初稿，２０１５-０３-１０决定采用修改稿．００６ 地 震 学 报 ３７卷ｒｅｇｉｏｎ．Ｔｈｅｃｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆｔｈｅｓｙｎｔｈｅｔｉｃｗａｖｅｆｏｒｍｓｗｉｔｈｔｈｅｏｂｓｅｒｖｅｄｒｅｃｏｒｄｓｉｎｄｉｃａｔｅｄｔｈａｔｔｈｅｙａｇｒｅｅｄｖｅｒｙｗｅｌｌｗｉｔｈｅａｃｈｏｔｈｅｒ，ｅｓｐｅｃｉａｌｌｙｆｏｒｔｈｅｐａｒｔｏｆｈｉｇｈ-ｆｒｅｑｕｅｎｃｙｌａｒｇｅｒｔｈａｎ１Ｈｚ．WｅｆｏｕｎｄｔｈａｔｔｈｅｒｅｗｅｒｅｔｗｏｏｂｖｉｏｕｓSMＧＡｓｏｎｔｈｅｆａｕｌｔ，ｗｈｉｃｈｔａｋｅｔｈｅｐｏｓｉｔｉｏｎｔｈａｔｔｈｅａｓｐｅｒｉｔｉｅｓｆｒｏｍｆａｒ-ｆｉｅｌｄｓｅｉｓｍｉｃｉｎｖｅｒｓｉｏｎｔａｋｅ．ＴｈｅｃｏｍｂｉｎｅｄSMＧＡｓｗｅｏｂｔａｉｎｅｄｗｅｒｅｓｍａｌｌｅｒｔｈａｎｔｈｏｓｅｐｒｅ-ｄｉｃｔｅｄｂｙｅｘｔｅｎｓｉｏｎｏｆｔｈｅｓｃａｌｉｎｇｌａｗｂｙSｏｍｅｒｖｉｌｌｅet al．Ke y words：ｓｔｒｏｎｇｇｒｏｕｎｄｍｏｔｉｏｎ；ＬｕｓｈａｎM S７．０ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ；ｅｍｐｉｒｉｃａｌＧｒｅｅｎ’ｓｆｕｎｃｔｉｏｎｍｅｔｈｏｄ；ｓｏｕｒｃｅｐａｒａｍｅｔｅｒ；ｗａｖｅｆｏｒｍｃｏｍｐａｒｉｓｏｎ引言２０１３年４月２０日在我国四川省雅安市芦山县境内发生了M S７．０地震，这是继２００８年汶川大地震后发生在龙门山断裂带的又一次显著的灾害性事件．地震发生后，我国地震工作者先后根据现场应急科考、ＧPS观测数据、远场地震数据和近震强震动数据发布了此次地震的发震构造模型、震源机制解、地震震源破裂过程、精定位及其与汶川地震的关系等研究结果（陈运泰等，２０１３；王卫民等，２０１３；武艳强等，２０１３；谢祖军等，２０１３；徐锡伟等，２０１３；张勇等，２０１３；金明培等，２０１４）．此外，孟令媛等（２０１４）利用随机震源模型模拟了芦山地震的烈度分布，张冬丽等（２０１３）使用有限差分法模拟了其强地面运动特征．但是这些工作都没有直接模拟近场强地面运动的具体波形和频谱，而波形峰值、持时及频谱特征是地震动的三要素．近年来发生的破坏性大地震，例如我国１９９９年台湾集集地震、２００８年汶川地震，日本１９９５年神户地震、２００３年十胜（Ｔｏｋａｃｈｉ）地震、２０１１年东北（Ｔｏｈｏｋｕ）地震，１９９９年土耳其Kｏｃａｅｌｉ地震，２０１０年海地地震以及２０１０年智利大地震，都展示给我们：大地震产生的强地面运动是工程建筑物动力灾变的最主要原因，是造成各类建筑物损毁甚至倒塌的直接原因，是人员伤亡和各类次生灾害发生的主要诱因．目前地震学和地震工程学研究人员已经认识到，近场强地面运动预测对于减轻未来大地震所造成的灾害、重大工程的抗震设计以及地震危险性分析均有极其重要的作用，所以如何有效地预测破坏性大地震的强地面运动成为地震学和地震工程学领域中最为重要的课题之一．目前预测未来大地震强地面运动的方法主要包括：①确定性的数值计算方法，即利用计算机通过数值计算来实现仿真模拟，包括运动学模拟和动力学模拟（Ｚｈａｎｇet al，２０１０；Ｒｕｉｚ，Mａｄａｒｉａｇａ，２０１３）；②随机方法，即基于地震点源ω２模型（Bｒｕｎｅ，１９７０，１９７１），利用随机震源理论来模拟地震的高频地面地震动，或者采用改进的随机有限断层方法（Bｏｏｒｅ，１９８３；Mｏｔａｚｅｄｉａｎ，Ａｔｋｉｎｓｏｎ，２００５）；③理论方法，即以位移表示定理为基础，以理论格林函数计算为核心的方法（Eｒｉｎｇｅｎ，Sｕｈｕｂｉ，１９７５；Ａｋｉ，Ｒｉｃｈａｒｄｓ，１９８０）．虽然以上３种方法中理论方法具有严格的数学物理意义，但是目前只能计算水平成层的理论格林函数，因此运用理论格林函数计算理论地震图还存在很大的局限．这３种方法均有各自不足：数值方法对计算资源的消耗比较大，费时较多；随机方法缺乏明确的物理意义；理论方法在非水平成层和非均匀介质的计算中没有解析解，如果借助数值计算则耗时较多．为了克服这些不足，Ｈａｒｔｚｅｌｌ（１９７８）提出一种经验格林函数法选取主震的小震（余震或前震）记录作为格林函数，取代理论格林函数的计算，通过一定的破裂方式进行叠加获得主震的地面运动记录．由于小震记录已经包含了震源、传播路径和局部场地效应的影响，因此避免了计算理论格林函数的复杂性．针对这一方法，研究人员进行了深入研究并加以改进，其中最重要的包括：Kａｎａｍｏｒｉ（１９７９）引入距离和辐射花样校正；Ｉｒｉｋｕｒａ（１９８３）根据大小地震的相似性，将小震的选取转化为如何对小震进行较正，并运用到实际大地震的强震动实例分析中，由此该方法得到了广泛应用（Ｊｏｙｎｅｒ，Bｏｏｒｅ，１９８６；罗奇峰，１９８９；Ｄａｎet al ，１９９０；张有兵，章文波，２０１０；药晓东等，２０１５）．本文利用这一方法对２０１３年芦山M S ７．０地震的强地面运动进行模拟，旨在为未来大地震的地震动预测和该地区的工程抗震设计提供可靠依据．1 经验格林函数法原理利用理论方法计算地震图的核心是计算格林函数，虽然目前格林函数的计算取得了一些进展（Kｅｎｎｅｔｔ，１９８０；Bｏｕｃｈｏｎ，１９８１；Ｃｈｅｎ，１９９５，１９９６），但真实地球的复杂性，使得三维复杂构造的格林函数一直很难确定．为了克服这一难题，Ｈａｒｔｚｅｌｌ（１９７８）提出了利用大地震后余震记录作为一种经验格林函数来模拟大震记录的方法．其基本思路是：一个小地震记录（前震或者余震），由于已经包含了震源、传播路径和局部场地信息，所以近似视为一对“源点-接收点”之间的格林函数，通过这种格林函数与变化的震源空间时间函数作卷积，可以合成大地震所引起的地面运动．这种合成方法是半经验性的，所以被称为“经验格林函数法”．该方法的优势在于格林函数取自小震记录，自然包括了真实地球介质从震源、传播路径到接受点的场地条件影响的主要信息，从而避免了理论格林函数的计算，减小了计算量，加快了计算速度．经验格林函数法最初的假定是一个台站记录到覆盖整个破裂面的可视为点源的小震记录，则可以通过叠加模拟出该台站的大震记录（Ｈａｒｔｚｅｌｌ，１９７８）．然而实际情况是台站上的记录远远不足，所以该方法难以实现．为了使该方法在实践中得到更广泛的应用，Kａｎａ-ｍｏｒｉ和Ｉｒｉｋｕｒａ先后作出了重要的改进．Kａｎａｍｏｒｉ（１９７９）考虑到目标地震具有一定断层规模且由许多小震源组成，所以即使个别小震记录可以选作断层面上的点源记录，也要考虑到位置因素，因此必须进行距离和辐射图案校正．此外，为了使小震记录作为格林函数，要求其拐角频率高于地震动的目标最高频率，即要求所选择的小震破裂尺度足够小，而且记录的信噪比足够高．由于小震破裂尺度足够小和记录信噪比足够高之间存在着固有矛盾，所以此条件不容易满足．Ｉｒｉｋｕｒａ（１９８３）依据对大小地震震源参数的统计研究结果，提出了大小地震满足相似律的假设，并将大地震中的子源和所利用的小震的位错函数均视为斜坡函数，则大地震产生的地面运动可由对子源在断层上的二重求和转换为对小震在断层上和时间域内的三重求和．基于这些假设，该方法放宽了对小震记录的限制；而且把问题从选择什么样的小震作为格林函数转换为如何合理地对小震记录进行修正以得到大震中的子源贡献，这使得这一方法得到了广泛的应用（Ｊｏｙｎｅｒ，Bｏｏｒｅ，１９８６；罗奇峰，１９８９；Ｄａｎet al ，１９９０；张有兵，章文波，２０１０；药晓东等，２０１５）．本文主要采用Ｉｒｉｋｕｒａ（１９８３）所改进的方法，并针对当所选取的“小震”较大和强震动生成区不唯一时，如何划分主断层上的子断层作了改进．图１ａ为经验格林函数法示意图．该方法基本原理的数学表达为１０６ ４期 药晓东等：２０１３年四川芦山M S ７．０地震强地面运动模拟震断层的不同方位也是需要避免的．为了满足拟合台站数量和记录信噪比，本文只考虑M≥３．０的小震．芦山地震后，不同研究小组利用全球测震资料发布了此次地震的震源机制．哈佛大学全球质心矩张量目录（Ｄｚｉｅｗｏｎｓｋｉet al，１９８１；Eｋｓｔｒöｍet al，２０１２）给出的震源机制为：断层走向２１２°，倾角４２°，滑动角１００°，深度２１．９ｋｍ，地震矩１．０２×１０１９Ｎ·ｍ，MW６．６（ＧＣMＴ，２０１３）；美国地质调查局地震情报中心给出的震源机制为：断层走向１９８°，倾角３３°，滑动角７１°，深度１２ｋｍ，地震矩１．０×１０１９Ｎ·ｍ，M W６．６（ＵSＧS，２０１３）；中国地震局地球物理研究所陈运泰院士研究组给出的震源机制为：断层走向２２０°，倾角３５°，滑动角９５°，深度１２ｋｍ，地震矩１．６×１０１９Ｎ·ｍ，M W６．７（中国地震台网中心，２０１３）．不同机构给出的震源机制结果均反映了震源的逆冲特征，本文将主要参考国内机构给出的结果，即断层走向２２０°，倾角３５°，滑动角９５°—１０１°，深度１２—１３ｋｍ，地震矩（１．４—１．６）×１０１９Ｎ·ｍ．国家强震动台网中心获得了此次地震的主、余震记录，其中主震记录３６３条，余震记录３３００多条，余震震级范围为M S２．３—５．４，所有地震记录均为三分向加速度记录，采样频率均为２００Ｈｚ．表１ 主震和作为经验格林函数的余震的震源位置和震源机制Ｔａｂｌｅ１ FｏｃａｌｍｅｃｈａｎｉｓｍｓａｎｄｌｏｃａｔｉｏｎｓｏｆｔｈｅｍａｉｎｓｈｏｃｋａｎｄｔｈｅａｆｔｅｒｓｈｏｃｋｕｓｅｄａｓEＧFｉｎｔｈｉｓｓｔｕｄｙ地震类型发震时间年-月-日时：分北纬／°东经／°深度／ｋｍM W地震矩／（Ｎ·ｍ）走向／°倾角／°滑动角／°主震２０１３-０４-２０００：０２３０．２２１０３．１２２１．９６．６１．０２×１０１９２１２４２１００余震２０１３-０４-２０２０：５３３０．２８１０３．３１３０．３４．８２．１５×１０１６１７７４２７４ 注：引自哈佛大学全球质心矩张量目录．表２ 强震动台站位置信息 ． 根据以上信息，并结合哈佛大学全球质心矩张量目录以及吕坚等（２０１３）给出的余震震源机制和定位信息，本文筛选出一次MW４．８余震作为经验格林函数小震．主震和所选取３０６ ４期 药晓东等：２０１３年四川芦山M S７．０地震强地面运动模拟1°N 0°9°8°051BXD 051BXM 051BXY 051BXZ 051CDZ 051DJZ 051HYQ 051HYT 051HYW051HYY 051KDT 051LBH051LDG 051LDJ051LDL 051LSF 051M NA051M NC 051M NH051M NJ051M NL051M NT 051M NW051PJD 051QLY 051TQL 051XDM 051Y AD 051Y AL 051Y AM 金川理县汶川绵竹都江堰芦山芦山M S 7.0邛崃经验格林函数余震新津蒲江雅安成都小金图２ 主震、余震和台站空间分布图 震源附近的矩形框是断层面在地表的投影 Fｉｇ．２ Ｌｏｃａｔｉｏｎｓｏｆｔｈｅｍａｉｎｓｈｏｃｋ（ａｓｔｅｒｉｓｋ） ａｎｄｔｈｅａｆｔｅｒｓｈｏｃｋ（ｄｏｔ）ｕｓｅｄａｓｅｍｐｉｒｉｃａｌ Ｇｒｅｅｎ’ｓｆｕｎｃｔｉｏｎ（EＧF ） Ｔｈｅｔｒｉａｎｇｌｅｓｉｎｄｉｃａｔｅｔｈｅｌｏｃａｔｉｏｎｓｏｆｓｔｒｏｎｇｇｒｏｕｎｄ ｍｏｔｉｏｎｓｔａｔｉｏｎｓｕｓｅｄｆｏｒｓｉｍｕｌａｔｉｏｎｂｙEＧF．Ｔｈｅ ｒｅｃｔａｎｇｌｅｎｅａｒｔｈｅｈｙｐｏｃｅｎｔｅｒｒｅｐｒｅｓｅｎｔｓｔｈｅ ｓｕｒｆａｃｅｐｒｏｊｅｃｔｉｏｎｏｆｆａｕｌｔ 余震的震源参数见表１，记录地震数据的台站信息见表２，主震、余震和台站的空间分布如图２所示．此次模拟涉及的台站为３０个．尽管另外两个台站（０５１ＬSＬ乐山凌云台和０５１MＣＬ沐川利店台）也获取了主、余震记录，但由于这两个台站的主震记录异常而被剔除．图３给出了典型的余震记录加速度时程及其傅里叶谱（０５１BＸＤ和０５１ＣＤＺ台站）．我们按以下步骤对数据进行统一处理：首先进行基线校正，然后利用凯泽（Kａｉｓｅｒ）窗带通滤波器对记录进行滤波，带通频率范围为０．２—２０Ｈｚ．2．2 模型参数估计芦山地震发生后，研究人员利用远场地震数据（王卫民等，２０１３；张勇等，２０１３；赵翠萍等，２０１３）以及ＧPS 数据与近场地震数据联合（金明培等，２０１４）反演了汶川地震的断层面滑动量．王卫民等（２０１３）的断层模型为：主断层走向２０５°，倾角３８．５°，断层规模６６ｋｍ×３５ｋｍ．反演结果显示此次地震为逆冲事件，最大滑动量为１．５９ｍ，最大滑动量所在的凹凸体基本位于断层中部，在震源深度偏上位置，在凹凸体周围同时还分布着３个较小的滑动量集中区（图４ａ）．张勇等（２０１３）的断层模型为：主断层走向２１９°，倾角３３°，断层规模６０ｋｍ×４５ｋｍ．反演结果显示这是一个以逆冲为主、但兼具比汶川地震还小的右旋走滑分量的地震，最大滑动量为１．３ｍ，最大滑动量所在的凹凸体基本位于断层中部，包括了震源所在位置，在凹凸体西南方、断层面下缘同时还有另一个较小的滑动量集中区（图４ｂ）．赵翠萍等（２０１３）的断层模型为：主断层走向２２０°，倾角３５°，断层规模１００ｋｍ×４５ｋｍ．反演结果显示此次地震破裂自起始破裂点向地表快速发展，呈双侧破裂的逆冲事件，凹凸体在起始破裂点之上４０ｋｍ×３０ｋｍ区域，最大滑动量为１．８ｍ，在震中地表的北东方向有一个滑动量为０．４ｍ左右的区域（图４ｃ）．金明培等（２０１４）的断层模型为：主断层走向２１２°，倾角３５°—５４°，断层规模６０ｋｍ×３９ｋｍ．反演结果显示此次地震以逆冲为主，最大滑动量为１．１ｍ，最大滑动量所在的凹凸体基本位于断层中部，包含了震源所在位置，在凹凸体周围同时还分布着３个较小的滑动量集中区（图４ｄ）．无论是远震台站反演，还是ＧPS 与近场强震联合反演，其结果都有共同的特征，即在断层面中心位置附近有唯一的凹凸体，其最大滑动量为１．１—１．８ｍ．不同的反演结果均显示芦山地震的震源机制比较一致，同时反演给出的震源过程也比４０６ 地 震 学 报 ３７卷2004060020406080信号噪声信号噪声t /s t /s 0－4040051BXD NS 0－33051CDZ 051BXD 051CDZNS NS NS 加速度/(c m ·s -2)加速度/(c m ·s -2)10-210-310-210-110010110-1100（a ）1015010-210-110010150f /Hz加速度谱/(c m ·s -1)10-310-210-1100101（b ）f /Hz 加速度谱/(c m ·s -1)图３ ０５１BＸＤ（ａ）和０５１ＣＤＺ（ｂ）台站记录到的余震加速度时程（上）及其傅里叶谱与噪声谱（下）Fｉｇ．３ Ａｃｃｅｌｅｒａｔｉｏｎｔｉｍｅｈｉｓｔｏｒｉｅｓ（ｕｐｐｅｒ）ｏｆｔｈｅａｆｔｅｒｓｈｏｃｋｒｅｃｏｒｄｅｄｂｙｔｈｅｓｔａｔｉｏｎ０５１BＸＤ（ａ）ａｎｄ０５１ＣＤＺ（ｂ）ａｓｗｅｌｌａｓｔｈｅｉｒFｏｕｒｉｅｒｓｐｅｃｔｒａ（ｄａｓｈｅｄｌｉｎｅｓ）ａｎｄｎｏｉｓｅｓｐｅｃｔｒａ（ｓｏｌｉｄｌｉｎｅｓ）（ｌｏｗｅｒ）沿断层走向距离/km 沿断层走向(NE 220°)距离/km沿断层走向(212°)距离/km 沿断层倾向距离/k m 沿断层倾向距离/k m 沿断层倾角(54°—35°)方向距离/k m －36－1818360（c ）（a ）1走向219°/倾角33°234－35515253545554032241680－25－15－5066 km 35 km 滑动量/cm 滑动量/m 3060滑动量/m 00.20.40.60.81.01.2滑动量/m 00.20.40.60.81.01.21.41.61.890120150较简单．此外由记录到的加速度波形可以看出，大多数台站的记录只体现出一个波包的整体特征，这也说明芦山地震的发震过程比较简单．但对所有的主震记录进行观察和分析时，发现部分台站的记录体现出两个明显的波包特征．以０５１ＬSF 台站记录为例（图５），从包络线上可以看到EW 和ＵＤ分量存在间隔为７—８ｓ的两个明显波包，在EW 和ＵＤ分量对应的第二个波包处，ＮS 分量也有个明显的波包出现，但在EW 和ＵＤ分量的第一个波包位置，ＮS 分量分裂为两个较小的波包．因此可以初步判断芦山地震的强震动生成不是一次单一事件，而是由至少两次事件，即至少两个强震动生成区的发震所引起的．由前文远场反演的滑动量分布可以看出这两个强震动生成区的震源机制相互一致，因此考虑选择一个小地震记录作为经验格林函数．已有的反演结果也显示，在芦山主震的断层面上有一个主要的凹凸体和１—３个较小的局部滑动显著区（王卫民等，２０１３；张勇等，２０１３；赵翠萍等，２０１３；金明培等，２０１４），因此本文构建的基本模型为两个强震动生成区，其中较大的生成区位于震源附近，较小的在其周围．对于是否需要增加强震动生成区的数量则应根据实际模拟来确定，同时参考前文的反演断层模型，本文将事件发生的断层设定为６６ｋｍ×３５ｋｍ．由于芦山地震震源机制变化较小，所以模型中仅选用了同一个经验格林函数余震．模型中还涉及到强震动生成区的位置，本文主要参考王卫民等（２０１３）的反演结果，同时也参考了其它反演结果，最终的确切位置由遗传算法优化搜索获取．010********－300－200－1001000200300267.38101020304050－356.98901020304050－400－200020*******－387.41加速度/(c m ·s -2)－400－2000200400600加速度/(c m ·s -2)加速度/(c m ·s -2)t /s t /s t /s EW NS UD 图５ ０５１ＬSF 台站记录的芦山主震加速度时程．图中数字为记录到的加速度峰值Fｉｇ．５ ＡｃｃｅｌｅｒａｔｉｏｎｔｉｍｅｈｉｓｔｏｒｉｅｓｏｆｔｈｅＬｕｓｈａｎｍａｉｎｓｈｏｃｋｒｅｃｏｒｄｅｄｂｙｔｈｅｓｔａｔｉｏｎ０５１ＬSFＴｈｅｎｕｍｂｅｒｓａｒｅｔｈｅｒｅｃｏｒｄｅｄｖａｌｕｅｓｏｆｐｅａｋｇｒｏｕｎｄａｃｃｅｌｅｒａｔｉｏｎ 确定强震动生成区的可能位置后，还要确定强震动生成区划分成子块的数量N ．以往主要根据地震的相似性，包括几何形状、应力降、平均位移和上升时间等，推导出N 的确定方法以及改进的震源谱比法（Ｉｒｉｋｕｒａ，１９８３；Ｉｒｉｋｕｒａ，Kａｍａｅ，１９９４）．但是由于这些方法在强震动生成区不唯一，无法分配不同强震动生成区的大小，因此在芦山地震模拟的实例中，我们首先借鉴凹凸体与地震矩之间的标度关系进行初值估计，然后再利用优化算法最终确定N 值．Sｏｍｅｒｖｉｌｌｅ等（１９９９）根据１５个M W ５．６—７．２地震的研究结果给出了地震矩与凹凸体总面积的经验关系为６０６ 地 震 学 报 ３７卷Aａ＝２．３２×１０－１１M２／３０，（４）式中：M０为地震矩，单位为Ｎ·ｍ；Aａ为凹凸体总面积，单位为ｋｍ２．根据哈佛大学全球质心矩张量目录给出的结果：芦山地震主震标量地震矩为１．０２×１０１９Ｎ·ｍ，小震的标量地震矩为２．１５×１０１６Ｎ·ｍ，两者凹凸体总面积之比为６０．８．据此假设主震与小震的强震动生成区的比值为６１，此即为两个强震动生成区细小划分总和的初始估计值．由于不同研究小组给出的地震矩存在一些差别，其中较大的一个是中国地震局地球物理研究所陈运泰院士研究组给出的１．６×１０１９Ｎ·ｍ（中国地震台网中心，２０１３），求出的相应比值为８２．为此，我们将主震与小震的凹凸体面积之比的初始范围设定为６１—８２，具体划分则要借助遗传算法进行优化搜索．这里之所以选择遗传算法是因为本文的模拟问题是多极值问题，智能优化算法是相对更合理的解决策略．根据以往将强震动生成区划分为N×N块的方法，我们也将每个强震动生成区的子网格在走向方向和倾向方向按相同数量进行划分．在确定强震动生成区的大小时，我们首先设定强震动生成区划分的子断层长宽相等，然后采用遗传算法（Ｃａｒｒｏｌｌ，２００１）在０．１—５ｋｍ范围内进行搜索．在确定断层破裂速度时参考相关研究，将剪切波速度设定为３．５ｋｍ／ｓ，同时将断层破裂速度设定为２．１—３．６ｋｍ／ｓ．这是因为目前研究结果表明，破裂过程的平均速度一般为剪切波速的６０％—９０％，但对于个别大地震的破裂过程，由于其局部某个时段有可能发生超剪切破裂（张海明，２００６），因此放宽了搜索范围．对于其它震源参数，依然借助遗传算法搜索得到．在利用遗传算法优化搜索参数时，衡量参数最优的标准是使模拟波形与真实记录波形之间的适配函数达到最小．本文使用的适配函数是对加速度、速度和位移波形的三分量全部进行比较，且采用等权重相加．由于时间域波形比较复杂，所以我们采用比较包络线的方式，具体形式为Eｍｉｓ＝∑ｒｅｃ∑t（eｏｂｓ-ａｃｃ－eｓｙｎ-ａｃｃ）２∑t e２ｏｂｓ-ａｃｃ＋∑t（eｏｂｓ-ｖｅｌ－eｓｙｎ-ｖｅｌ）２∑t e２ｏｂｓ-ｖｅｌ＋∑t（eｏｂｓ-ｄｉｓｐ－eｓｙｎ-ｄｉｓｐ）２∑t e２ｏｂｓ-ｄｉｓ熿燀燄燅ｐ，（５）式中，eｏｂｓ-ａｃｃ，eｏｂｓ-ｖｅｌ和eｏｂｓ-ｄｉｓｐ分别表示观测的加速度、速度和位移的包络线；eｓｙｎ-ａｃｃ，eｓｙｎ-ｖｅｌ和eｓｙｎ-ｄｉｓｐ分别表示拟合的加速度、速度和位移的包络线．3 结果与讨论通过模型参数的估计和遗传算法优化搜索确定了最优模型，模型参数见表３，其中N１＝８，N２＝４，子断层划分的总和为８０，介于初始估计值６１—８２之间．强震动生成区１和强震动生成区２的面积分别为６４ｋｍ２和１６ｋｍ２，具体位置和面积大小见图６，强震动生成区的总面积为８０ｋｍ２，比用式（４）估计的１０９ｋｍ２，即Sｏｍｅｒｖｉｌｌｅ等（１９９９）获得的标度率的估计值要小．继Sｏｍｅｒｖｉｌｌｅ等（１９９９）研究标度率后，Ｉｒｉｋｕｒａ和Mｉｙａｋｅ（２０１１）也总结了类似的标度率，但其总结的主要是破裂面积与地震矩之间的标度关系．我们借助Sｏｍｅｒ-ｖｉｌｌｅ等（１９９９）获得的凹凸体与地震矩之间的标度关系式（４），以及破裂面与地震矩之间的关系得到A＝１．０４×１０－１０M２／３０，（６）式中：M０为地震矩，单位为Ｎ·ｍ；A为破裂面积，单位为ｋｍ２．这样可以估计出破裂面积７０６ ４期 药晓东等：２０１３年四川芦山M S７．０地震强地面运动模拟表３ 最优模型参数和遗传算法搜索范围Ｔａｂｌｅ３ Ｔｈｅｏｐｔｉｍａｌｐａｒａｍｅｔｅｒｓｏｆｄｅｔｅｒｍｉｎｅｄｍｏｄｅｌａｎｄｔｈｅｉｒｓｅａｒｃｈｓｃｏｐｅｓｆｏｒｇｅｎｅｔｉｃａｌｇｏｒｉｔｈｍ搜索参数强震生成区１N １w １／ｋｍ初始破裂点t ｒ１／ｓR １／ｋｍC １强震生成区２N ２w ２／ｋｍ初始破裂点t ｒ２／ｓR ２／ｋｍC ２V Ｒ／（ｋｍ·ｓ－１）最小值５０．１（１，１）０．１－３００．１１０．１（１，１）０．１－５００．１２．１最大值１５６．０（８，８）１０．０３０５．０１０６．０（４，４）１０．０５０５．０３．６最优值８１．０（４，４）２．０１２１．６４１．０（２，２）２．０１４０．７２．８ 注：N 为子断层细小划分的数目，w 为子断层宽，t ｒ为上升时间，R 为震中距，V Ｒ为破裂速度．0km35 滑动量/cm 306090强震动生成区2强震动生成区11201500图６ 基于王卫民等（２０１３）的反演结果构建的强震动震源模型Fｉｇ．６ SｔｒｏｎｇｍｏｔｉｏｎｓｏｕｒｃｅｍｏｄｅｌｂａｓｅｄｏｎｔｈｅｉｎｖｅｒｓｉｏｎｒｅｓｕｌｔｆｒｏｍWａｎｇet al （２０１３）Ｔｈｅｓｔａｒｉｎｄｉｃａｔｅｓｔｈｅｈｙｐｏｃｅｎｔｅｒｏｆｔｈｅｍａｉｎｓｈｏｃｋ．ＴｈｅｂｌａｃｋａｎｄｒｅｄｒｅｃｔａｎｇｌｅｓｒｅｐｒｅｓｅｎｔｔｈｅSMＧＡ１ａｎｄSMＧＡ２，ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙ与凹凸体面积之比为４．４６，借助该比值，我们将Ｉｒｉｋｕｒａ和Mｉｙａｋｅ（２０１１）总结的破裂面积与地震矩之间的标度关系转化为凹凸体总面积与地震矩之间的标度关系，即A ａ＝２．３２×１０－１１M ２／３０， M ０＜７．５×１０１８，（７）A ａ＝３．２６×１０－８M １／２０， M ０≥７．５×１０１８，（８）A ａ＝１．１９×１０－１８M ０， M ０≥７．５×１０２０，（９）式中：M ０为地震矩，单位为Ｎ·ｍ；A ａ为凹凸体总面积，单位为ｋｍ２．该标度率为三段形式，见图７ａ的黑色实线．可以看出，式（４）与式（７）表达相同，意味着中等震级地震在Sｏｍ-ｅｒｖｉｌｌｅ等（１９９９）和Ｉｒｉｋｕｒａ和Mｉｙａｋｅ（２０１１）中服从相同的标度关系，但从式（８）和式（９）可以看出，Ｉｒｉｋｕｒａ和Mｉｙａｋｅ（２０１１）对大地震和巨大地震所总结的标度关系与Sｏｍｅｒｖｉｌｌｅ等（１９９９）出现了差异，这是因为在总结标度关系时Ｉｒｉｋｕｒａ和Mｉｙａｋｅ（２０１１）加入了更多的地震数据，尤其是大地震和巨大地震的数据．虽然此次模拟比式（４）中对应的面积要小，但式（８）同样出现了比式（４）面积小的趋势．因此此次模拟结果佐证了式（８）的趋势，也为大地震的标度率总结提供了一则实例依据．８０６ 地 震 学 报 ３７卷Somerville 等(1999)Irikura 和M iyake (2011)本文确定的芦山M S 7.0地震Somerville 等(1999)本文确定的芦山M S 7.0地震强震动生成区面积/k m 2上升时间/s101510010-11001011021041017101910211023地震矩/( N ·m )10151017101910211023地震矩/(N ·m )（a ）（b ）图７ 强震动生成区面积（ａ）和上升时间（ｂ）与地震矩的标度关系Fｉｇ．７ Ｔｈｅｅｍｐｉｒｉｃａｌｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐｂｅｔｗｅｅｎｔｈｅｓｔｒｏｎｇｍｏｔｉｏｎｇｅｎｅｒａｔｉｏｎａｒｅａ（ａ），ｔｈｅｒｉｓｉｎｇｔｉｍｅ（ｂ）ａｎｄｓｅｉｓｍｉｃｍｏｍｅｎｔＴｈｅｇｒａｙｓｏｌｉｄｌｉｎｅｓｉｎｄｉｃａｔｅｔｈｅｅｍｐｉｒｉｃａｌｓｃａｌｉｎｇｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐｆｒｏｍSｏｍｅｒｖｉｌｌｅet al （１９９９），ｔｈｅｂｌａｃｋｓｏｌｉｄｌｉｎｅｓｒｅｐｒｅｓｅｎｔ３-ｓｔａｇｅｓｃａｌｉｎｇｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐｓｐｒｏｐｏｓｅｄｂｙＩｒｉｋｕｒａａｎｄMｉｙａｋｅ（２０１１），ａｎｄｔｈｅｓｔａｒｉｎｄｉｃａｔｅｓｔｈｅｖａｌｕｅｏｂｔａｉｎｅｄｉｎｔｈｉｓｓｔｕｄｙ 由图６可以看出，最优模型的强震动生成区１的初始破裂点几乎位于正中心，然后向两侧破裂，这也验证了芦山地震由震源发震，向双侧破裂的特征；同时与应力降有关的参数C １和C ２分别为１．６和０．７，反映了强震动生成区１的应力降比强震动生成区２的要大；而两个强震动生成区的上升时间均为１．０ｓ，与Sｏｍｅｒｖｉｌｌｅ等（１９９９）获得的标度率的估计值０．９５ｓ非常接近（图７ｂ）．从图６可以看出，强震动生成区１与凹凸体位置一致，体现了高频能量与低频能量的主要生成区域是相似的；但强震动生成区２却与其它反演结果存在差别，这源于本文的模拟频率范围与确定性方法的频率范围不同，本文的频率范围为１—２０Ｈｚ，而确定性方法由于其数值计算的频率受计算能力和耗时的影响，往往低于１Ｈｚ，所以出现两者不同的可能性非常大．图８给出了加速度波形的模拟结果．可以看出，０５１BＸＤ台站的EW 分量达到了１００５．４ｃｍ／ｓ２，是我国内陆地区观测到的首个超过１g （１g ＝９．８×１０２ｍ／ｓ２）的记录．该台站无论是时间域还是频率域均拟合得很好．水平加速度峰值超过１００ｃｍ／ｓ２的台站共有１２个，其中１０个台站（０５１BＸM ，０５１BＸＹ，０５１BＸＺ，０５１ＨＹＹ，０５１ＬＤＬ，０５１ＬSF ，０５１ＴＱＬ，０５１ＹＡＤ，０５１ＹＡＬ和０５１ＹＡM ）在时间域和频率域均拟合得很好，只有２个台站（０５１PＪＤ和０５１ＱＬＹ）的估计值明显偏小．这种偏小估计值也出现在０５１ＣＤＺ和０５１ＤＪＺ台站上．这４个台站刚好位于芦山地震主震断层的北东向，而且这种明显偏小的估计值并未出现在其它方位的台站上．结合哈佛大学质心矩张量目录给出的芦山地震主、余震的滑动角分别为１００°和７４°（表１），可以看出，主震体现为逆冲为主兼微小右滑机制，而余震体现为逆冲为主兼微小左滑机制．这体现了余震震源机制对拟合的影响直接关系到加速度峰值和幅值谱的大小．拟合结果中最差的是０５１ＱＬＹ台站的EW 分量，无论在时间域或频率域均偏离较大．其原因一方面由于震源机制的影响，另一方面与该记录的信噪比有关（图９）．通过０５１ＱＬＹ台站EW 分量的信噪比与其它记录的信噪比对比（如０５１ＹＡM 台站的EW 分量）可以看出，０５１ＱＬＹ台站的EW 分量在１Ｈｚ左右的信噪比很低，因此在拟合过程中会影响结果．在分析过程中我们也考虑过在断层靠近北东向的位置增加一个强震动生成区，这样可以弥补０５１PＪＤ台站估计值偏小的问题，但增加一个强震动生成区会增大对其它台站050100-10001000050100-1000100050100-10001000050100-10001000050100-500500050100-5005000050100-5005000050100-5005000050100-5005000050100-5005000050100-5005000050100-2002000050100-2002000050100-1001000050100-2002000050100-100010*******-1000100050100-100100050100-50500050100-20200050100-50500050100-1000100050100-100100050100-100100050100-100100050100-100100050100-5050050100-100100050100-10001000-2002000050100-20020000-5005000050100-2002000（a ）（b ）t /s t /st /sf /Hz f /Hzf /Hz0.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.11100000.11100000.11100000.111000.410200.111000.410200.111000.410200.11100EWEWNSNSUDUD051B X D051B X M051B X Y051B X Z051C D Z051D J Z051H Y Q051H Y T051H Y W051H Y Y051K D T1005.4811.7-823.4392.5-478.0291.0387.2300.9-199.7304.5-132.0154.4-429.1647.0298.6399.5-244.3262.9-583.3873.5-316.2395.6387.2375.967.020.1-40.817.2-21.310.5-79.152.375.264.4-31.019.777.1104.1-49.1115.328.750.6-66.261.270.686.471.968.2-58.860.4-45.965.3-37.932.6183.4262.7152161.9-57.067.3-66.3106.4109.2145.0-70.671.0加速度/(c m ·s -2)加速度/(c m ·s -2)加速度/(c m ·s -2)加速度/(c m ·s -2)加速度/(c m ·s -2)加速度傅里叶谱/(c m ·s -1)加速度傅里叶谱/(c m ·s -1)加速度傅里叶谱/(c m ·s -1)加速度傅里叶谱/(c m ·s -1)图８ 各台站加速度时程（ａ）和加速度傅里叶谱（ｂ）的观测记录（黑色）与最优模型的拟合结果（灰色）对比（Ⅰ）Fｉｇ．８ Ｃｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆａｃｃｅｌｅｒａｔｉｏｎｔｉｍｅｈｉｓｔｏｒｉｅｓ（ａ）ａｎｄFｏｕｒｉｅｒｓｐｅｃｔｒａ（ｂ）ｂｅｔｗｅｅｎｔｈｅｏｂｓｅｒｖｅｄｗａｖｅｆｏｒｍｓ（ｂｌａｃｋｌｉｎｅｓ）ａｎｄｓｙｎｔｈｅｔｉｃｏｎｅｓ（ｇｒａｙｌｉｎｅｓ）ｆｏｒｔｈｅｂｅｓｔｍｏｄｅｌｏｆｄｉｆｆｅｒｅｎｔｓｔａｔｉｏｎｓＴｈｅｎｕｍｂｅｒｓｉｎａｃｃｅｌｅｒａｔｉｏｎｔｉｍｅｈｉｓｔｏｒｉｅｓｉｎｄｉｃａｔｅｔｈｅｖａｌｕｅｓｏｆｐｅａｋｇｒｏｕｎｄａｃｃｅｌｅｒａｔｉｏｎ050100-5050050100-100100050100-20020000-20020000-2002000-500500050100-5005000050100-50500050100-100010*******-1000100050100-1000100050100-40004000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.11100000.11100000.11100000.111000.410200.111000.410200.111000.410200.11100051L B H051L D G051L D J051L D L43.848.545.452.2-25.920.398.0106.9-86.790.341.370.4-70.6144.8-95.0299.557.1118.6137.7204.5-195.5287.972.488.6加速度/(c m ·s -2)加速度/(c m ·s -2)加速度/(c m ·s -2)加速度/(c m ·s -2)加速度/(c m ·s -2)0.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.11100000.11100000.11100000.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.11100050100-50050050100-5005000050100-50500050100-1001000050100-40400050100-40400050100-40400050100-505000-505000-505000-20200050100-50500050100-50500050100-1001000050100-1001000050100-1001000050100-20200050100-20200050100-20200050100-500500050100-1001000EWEW NS NSUD UD051L S F051M N A051M N C051M N H051M N J051M N L051M N T-387.0458.6-356.9331.3267.3146.3-16.124.2-20.630.5-9.513.225.348.3-40.351.115.324.1-33.140.723.441.2-10.314.3-18.733.816.335.3-12.517.6-51.873.9-48.552.924.520.149.871.0-39.961.9-12.019.3加速度傅里叶谱/(c m ·s -1)加速度傅里叶谱/(c m ·s -1)加速度傅里叶谱/(c m ·s -1)加速度傅里叶谱/(c m ·s -1)（a ）（b ）t /s t /st /sf /Hz f /Hzf /Hz图８ 各台站加速度时程（ａ）和加速度傅里叶谱（ｂ）的观测记录（黑色）与最优模型的拟合结果（灰色）对比（Ⅱ）Fｉｇ．８ Ｃｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆａｃｃｅｌｅｒａｔｉｏｎｔｉｍｅｈｉｓｔｏｒｉｅｓ（ａ）ａｎｄFｏｕｒｉｅｒｓｐｅｃｔｒａ（ｂ）ｂｅｔｗｅｅｎｔｈｅｏｂｓｅｒｖｅｄｗａｖｅｆｏｒｍｓ（ｂｌａｃｋｌｉｎｅｓ）ａｎｄｓｙｎｔｈｅｔｉｃｏｎｅｓ（ｇｒａｙｌｉｎｅｓ）ｆｏｒｔｈｅｂｅｓｔｍｏｄｅｌｏｆｄｉｆｆｅｒｅｎｔｓｔａｔｉｏｎｓＴｈｅｎｕｍｂｅｒｓｉｎａｃｃｅｌｅｒａｔｉｏｎｔｉｍｅｈｉｓｔｏｒｉｅｓｉｎｄｉｃａｔｅｔｈｅｖａｌｕｅｓｏｆｐｅａｋｇｒｏｕｎｄａｃｃｅｌｅｒａｔｉｏｎ0.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.111000.410200.11100050100-2002000050100-4004000050100-50500050100-50500050100-1001000050100-2002000050100-2002000050100-2002000050100-50500050100-1001000050100-1001000050100-40400050100-5005000050100-5005000050100-5000500050100-5000500050100-5000500050100-5000500050100-10001000050100-10001000050100-2000200050100-2000200050100-2000200050100-10001000EWEWNSNSUDUD051M N W051P J D051Q L Y051T Q L051X D M051Y A D051Y A L051Y A M37.472.6-49.1124.8-20.041.4-153.564.9184.361.3103.530.7-270.48.2-315.467.2-111.215.8274.8553.5-280.7484.4-150.0157.9-24.335.3-21.041.3-18.422.2524.5401.2-398.5216.0-196.2155.4162.1234.4-253.5282.2-107.2142.9400.7846.9-349.0620.5-105.1188.1加速度/(c m ·s -2)加速度/(c m ·s -2)加速度/(c m ·s -2)加速度/(c m ·s -2)加速度傅里叶谱/(c m ·s -1)加速度傅里叶谱/(c m ·s -1)加速度傅里叶谱/(c m ·s -1)（a ）（b ）t /s t /st /sf /Hzf /Hzf /Hz图８ 各台站加速度时程（ａ）和加速度傅里叶谱（ｂ）的观测记录（黑色）与最优模型的拟合结果（灰色）对比（Ⅲ）Fｉｇ．８ Ｃｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆａｃｃｅｌｅｒａｔｉｏｎｔｉｍｅｈｉｓｔｏｒｉｅｓ（ａ）ａｎｄFｏｕｒｉｅｒｓｐｅｃｔｒａ（ｂ）ｂｅｔｗｅｅｎｔｈｅｏｂｓｅｒｖｅｄｗａｖｅｆｏｒｍｓ（ｂｌａｃｋｌｉｎｅｓ）ａｎｄｓｙｎｔｈｅｔｉｃｏｎｅｓ（ｇｒａｙｌｉｎｅｓ）ｆｏｒｔｈｅｂｅｓｔｍｏｄｅｌｏｆｄｉｆｆｅｒｅｎｔｓｔａｔｉｏｎｓＴｈｅｎｕｍｂｅｒｓｉｎａｃｃｅｌｅｒａｔｉｏｎｔｉｍｅｈｉｓｔｏｒｉｅｓｉｎｄｉｃａｔｅｔｈｅｖａｌｕｅｓｏｆｐｅａｋｇｒｏｕｎｄａｃｃｅｌｅｒａｔｉｏｎ的贡献，导致其它台站模拟结果偏大，因此我们对两个强震动生成区的模型并未作调整． 结合模拟过程中的计算，我们发现拟合对小震的定位非常敏感，而对主余震断层的几何长宽的敏感度较差．这一点可能是由于主、余震断层的几何形状比较相似，而且多数台站的震中距要大于断层几何尺度的缘故．4 结论本文利用经验格林函数法对芦山地震的３０个台站进行模拟研究，选择一个余震记录作为经验格林函数，采用两个强震生成区进行模拟，结果显示在时间域和频率域，尤其是信号噪声信号噪声2040608010012002－2－44t /st /s051QLY EW051Y AM 051QLY051Y AMEWEWEW01020304050607080－300－200－100010020030010-210-310-210-110010110-1100（a ）1015010-210-110010150f /Hz 加速度谱/(c m ·s -1)加速度/(c m ·s -2)加速度/(c m ·s -2)10-310-210-1100101（b ）f /Hz 加速度谱/(c m ·s -1)图９ ０５１ＱＬＹ（ａ）和０５１ＹＡM （ｂ）台站记录到的余震加速度时程（上）及其傅里叶谱与噪声谱（下）Fｉｇ．９ Ａｃｃｅｌｅｒａｔｉｏｎｔｉｍｅｈｉｓｔｏｒｉｅｓ（ｕｐｐｅｒ）ｏｆｔｈｅａｆｔｅｒｓｈｏｃｋｒｅｃｏｒｄｅｄｂｙｔｈｅｓｔａｔｉｏｎｓ０５１ＱＬＹ（ａ）ａｎｄ０５１ＹＡM （ｂ）ａｓｗｅｌｌａｓｔｈｅｉｒFｏｕｒｉｅｒｓｐｅｃｔｒａ（ｄａｓｈｅｄｌｉｎｅｓ）ａｎｄｎｏｉｓｅｓｐｅｃｔｒａ（ｓｏｌｉｄｌｉｎｅｓ）（ｌｏｗｅｒ）大于１Ｈｚ的高频部分，多数台站均拟合得很好．对于加速度峰值超过１００ｃｍ／ｓ２的台站，特别是０５１BＸＤ台站，其拟合结果非常好，体现出经验格林函数法的优势所在，也说明了经验格林函数法的可靠性．小震震源机制对模拟结果的影响非常明显，其与目标地震的震源机制越接近，则模拟结果越好．我们还发现拟合结果对小震的定位非常敏感，而我们所掌握的小震资料是有限的，因此关于小震震源机制和精确定位的相关研究，对强震动模拟非常重要．同时小震记录的信噪比也是影响模拟的重要因素．本文确定的强震动生成区的模型参考了远场反演的模型，但最终结果与其又有一定的差别，因此总结两者之间的异同，寻找两者之间的关联对震源研究和强震动模拟具有重要的意义．虽然经验格林函数法对强地面运动的模拟非常有效，但是对于预测未来大地震的强地面运动，还需要对大量的地震实例和模拟进行总结，对小震的震级、定位、震源机制以及主余震震源的差异等都需要进一步研究．同时地震标度率的总结是未来灾害性地震动预测的基础，是特征化模型的重要组成部分，因此地震标度率尤其是大地震的标度关系，需要加入更多的地震实例，进行更深入的研究．参 考 文 献陈运泰，杨智娴，张勇，刘超．２０１３．从汶川地震到芦山地震［Ｊ］．中国科学：地球科学，43（６）：１０６４--１０７２．ＣｈｅｎＹＴ，ＹａｎｇＺＸ，ＺｈａｎｇＹ，ＬｉｕＣ．２０１３．Fｒｏｍ２００８Wｅｎｃｈｕａｎｅａｒｔｈｑｕａｋｅｔｏ２０１３Ｌｕｓｈａｎｅａｒｔｈｑｕａｋｅ［Ｊ］．ScientiaSinica Terrae ，43（６）：１０６４--１０７２（ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ）．。
云南省3次地震的余震活动的折合能量_地震矩关系
刘倬、吴忠良、姚雪绒,2006,云南省3次地震的余震活动的折合能量-地震矩关系,中国地震,22(4),333~339。
云南省3次地震的余震活动的折合能量-地震矩关系刘倬1) 吴忠良1,2) 姚雪绒2)1)中国科学院研究生院地球科学学院,北京市玉泉路19号甲 1000492)中国地震局地球物理研究所,北京 100081摘要 折合能量或视应力如何随地震矩而变化,即折合能量-地震矩定标关系,是一个目前争议颇多的问题,需要更多的观测资料来参加讨论。
本文利用2000年1月15日姚安519、615级地震,2001年10月27日永胜610级地震,2003年7月21日、10月16日大姚612、611级地震的余震序列的观测结果,讨论了这一问题。
在估算能量时采用了Brune 震源谱模型情况下的Andrews 方法。
结果表明,对这3次地震的余震序列来说,小于4级的地震活动的/折合能量0随地震矩而上升,而大于4级的地震数目虽不多,却呈现出折合能量不随地震矩而变化的特点。
关键词: 辐射能量 地震矩 视应力 定标关系 云南地震[文章编号]1001-4683(2006)04-0333-07 [中图分类号]P315 [文献标识码]A[收稿日期]2006-05-17;[修定日期]2006-12-11。
[项目类别]国家自然科学基金资助项目40274013。
中国科学院研究生院后续核算课题资助出版。
[作者简介]刘倬,男,生于1978年,2003~2006年就读于中国地震局地球物理研究所,硕士。
0 引言折合能量,即辐射能量和地震矩之比,如何随地震矩的大小而变化,地震学中称为/能量-地震矩定标关系0,在地震的物理学研究中具有十分重要的意义(例如Shaw,1998;Beeler et al.,2003)。
这个问题也是至今争议颇多的一个问题(例如Mayeda et al.,2005a 、2005b)。
之所以存在这种情况,部分原因是迄今辐射能量的测定仍有很大的不确定性,并且能量的测定大多未纳入地震观测和数据处理的常规工作,因此目前的观测还不足以给出最后的结果。
用随机方法模拟唐山7.1级余震地震动场
用随机方法模拟唐山7.1级余震地震动场李启成;宋志勇【摘要】在系统介绍用随机方法模拟地震动的基础上,用该方法模拟了唐山7.1级余震地震动场.模拟结果表明,唐山地区发生Ms7.1级余震时,该地区产生了强烈的地震动,很多区域加速度峰值超过400 cm/s2,地震断层面长65 km,宽13.5 km,地震过程中断层面的平均滑动为1.08 m.模拟与记录的地震动持时符合得不好,其原因是随机方法中的经验关系大都是在美国大陆得到的,所以建议加强中国大陆相应的地震动经验关系的研究,使随机方法能更好地适用于中国大陆.尽管如此,由于用随机方法模拟的地震动峰值和反应谱与记录符合得比较好,这些模拟结果可以作为建筑物抗震设防的地震动输入.【期刊名称】《国际地震动态》【年(卷),期】2012(000)007【总页数】7页(P13-19)【关键词】地震动;迁安;随机方法【作者】李启成;宋志勇【作者单位】辽宁工程技术大学,阜新123000;黑龙江科技学院,哈尔滨150027;黑龙江科技学院,哈尔滨150027【正文语种】中文【中图分类】P315.9引言地震动的模拟是重要的基础研究项目，对于理解地震断层的破裂过程、地震波的传播过程和地震动的场地反应有十分重要的意义。
在地震记录不十分丰富的今天，地震动模拟研究显得十分重要，尤其是对建筑物有针对性的抗震设防提供地震动输入所起到的作用更是少量的地震记录无法替代的。
长期以来，日本更多地采用经验格林函数方法模拟地震动[1]。
上世纪末，美国和加拿大等国家开始更多地采用随机方法模拟地震动[2，3]。
经验格林函数方法在我国研究比较早[4，5]，随机方法在本世纪初才引进到中国[6]。
经验格林函数方法模拟地震动的效果比较好，但存在着缺乏小震记录的问题。
中国科学家在本世纪初已经开始用随机方法模拟中国大陆地震动，但有待于在更大范围内推广。
本文通过用随机方法模拟唐山MS 7.1级余震的地震动场来进一步证明用该方法模拟中国大陆地震动的有效性。
汶川地震强地面运动模拟
汶川地震强地面运动模拟常莹;周红;俞言祥【期刊名称】《地震学报》【年(卷),期】2012(034)002【摘要】基于确定性震源模型的方法主要用于计算低频(＜1 Hz)地震波,难以计算高频地震波；高频(＞1 Hz)地震动常用经验格林函数法或随机方法,对低频地震动模拟不够准确.本文在确定性震源模型方法基础上,尝试采用分解给定的震源模型的方法来模拟宽频带(0.1-10 Hz)强地面运动,即采用分级离散断层面和分解断层面破裂单元上升时间的方法,增加震源时间函数中的高频信号,从而避免了对地震记录丰富程度和准确性的依赖.文中模拟计算了汶川M8.0地震在8个地震观测台的地震动,将模拟结果和观测记录进行了加速度时程曲线和傅里叶振幅谱的对比分析.对比结果显示,模拟估计的地震动峰值加速度和持续时间与观测记录的数据基本在±50％的精度范围内相同,傅里叶振幅谱显示模拟结果有得到10 Hz左右的高频成分.四川盆地中的台站模拟结果高频衰减比观测记录要快,原因是模拟过程没有考虑场地效应.对强地震动模拟还是要综合考虑震源、传播路径和场地的影响.研究结果表明,此改变震源输入的确定性方法可应用于模拟近断层宽频强地面运动.%Theoretical seismology method based on deterministic source function is mainly used in the low frequency wave simulation, since it is hard to simulate high frequency component precisely. High frequency wave can be simulated with stochastic approach or using empirical green's function, but these technique does not work for low frequency. Based on the deterministic simulation method, we try to simulate the broadband frequency (0. 1-10Hz) strong ground-motion by subdividing the slip distribution across the fault plane. This method is to discretize the fault in second order and decompose the rise time variation to increase the high frequency components in the source function, so as to avoid the dependence on the accuracy and richness of seismic records. We simulated ground motions of Wenchuan earthquake at 8 selected stations located near the fault. The results show an overall agreement on the peak acceleration and duration within ±50% tolerance betwe en the simulated and observed accelerations. The simulated Fourier spectra have the components as high as 10 Hz. The simulated Fourier spectrum at the stations in Sichuan basin attenuate faster than the observed because the method did not consider site effect. The strong ground motion simulation should take all the source, propagation path and site effect into consideration. Result of this study indicates that this deterministic method of changing input source function can be applied to simulation of near-fault strong ground motion in broad frequency band.【总页数】11页(P224-234)【作者】常莹;周红;俞言祥【作者单位】中国北京100081 中国地震局地球物理研究所;中国北京100081 中国地震局地球物理研究所;中国北京100081 中国地震局地球物理研究所【正文语种】中文【中图分类】P315.9【相关文献】1.考虑地形起伏和障碍体破裂的汶川地震强地面运动数值模拟 [J], 赵由佳;张国宏;单新建;尹昊;屈春燕2.逆冲型地震强地面运动特性的研究以1999年台湾集集地震和2008年汶川地震为例 [J], 黄蓓3.1948年福井地震的强地面运动——用混合模拟法再现宽频带的强地面运动 [J], 入仓孝次;朱秀芳4.云南漾濞6.4级地震强地面运动的模拟和空间分布特征分析 [J], 周红;李亚南;常莹5.用监控录像资料估计强地面运动参数——汶川地震的两个试验 [J], 夏旻;吴忠良;蒋长胜;彭汉书因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
2003年大姚地震震中区的速度和衰减结构
2003年大姚地震震中区的速度和衰减结构王伟君;陈凌;陈棋福;刘杰【期刊名称】《地球物理学报》【年(卷),期】2007(050)003【摘要】使用2003年7月21日和10月20日云南省大姚县M6.2、M6.1地震震后流动数字化地震监测台网所记录的地震走时和波形资料,反演了震中区的Vp、Vs和Qp的三维结构.前人根据余震分布推测该震区存在一条北西西走向右旋走滑断裂带.三维结果表明,Vp和Qp的低值异常可以佐证该断裂带的存在;但除此断裂带,可能还存在一条北北东向断裂带,倾向西,表现为低Vp、Vs以及低Qp异常,并且异常深度达到8～10 km.因此,大姚震中区可能存在两条相互交错的断层,这与整个南北带断层的交错特征非常相似.另外我们推断该北北东向断裂带在南北方向可能有较长的延伸.【总页数】10页(P770-779)【作者】王伟君;陈凌;陈棋福;刘杰【作者单位】中国地震局地震预测研究所,北京,100036;中国科学院地质与地球物理研究所,北京,100029;中国地震局地震预测研究所,北京,100036;中国地震台网中心,北京,100036【正文语种】中文【中图分类】P315【相关文献】1.2003年大姚6.2级、6.1级地震序列震源位置及震源区速度结构的联合反演 [J], 周龙泉;刘杰;马宏生;周俊杰2.利用尾波包络线反演方法研究2003年大姚地震震中区下方地壳的非均匀结构[J], 王勤彩;陈章立;郑斯华3.2003年大姚6.2和6.1级地震前三维波速结构的演化 [J], 周龙泉;刘杰;张晓东4.2003年云南大姚6.2、6.1级地震序列特征分析及地震触发研究 [J], 华卫;刘杰;郑斯华;陈章立5.2003年云南大姚6.2级、6.1级地震中短期地震学异常演化特征 [J], 刘丽芳;付虹因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
工程输入地震动持时的人工智能预测方法
工程输入地震动持时的人工智能预测方法姚兰;李爽【期刊名称】《哈尔滨工业大学学报》【年(卷),期】2022(54)4【摘要】为提高结构地震反应分析的计算效率,可以仅将决定结构地震反应大小的地震动强烈震动段作为输入,因此研究对应于强烈震动段的持时预测方法具有意义。
本文以地震动截取前后结构最大位移反应保持不变为标准,考虑结构进入塑性时导致的周期延长影响、高阶模态影响、估计结构屈服强度时存在不确定性的影响,提出了一种基于深度学习的地震动持时预测方法,该方法可以针对不同周期的结构给出相应的地震动持时预测结果。
该深度学习模型以地震动参数和结构参数作为输入特征,对80280个样本进行训练和预测,将该模型用于分析4层结构和16层结构的最大层间位移角,并与广泛使用的工程输入地震动持时确定方法(95%Arias持时和75%Arias持时)所得结果进行比较。
结果表明:本文方法和95%Arias持时方法用于4层结构时均表现良好,但用于16层结构时95%Arias持时方法的计算误差明显变大;75%Arias持时用于4层和16层结构时的计算误差均远高于本文方法。
基于人工智能的地震动持时预测方法有望实现兼具计算效率高、较小计算误差和较强适用性的优点,是处理工程输入地震动的一种有效方法。
【总页数】8页(P74-81)【作者】姚兰;李爽【作者单位】中国地震局地震工程与工程振动重点实验室(中国地震局工程力学研究所);结构工程灾变与控制教育部重点实验室(哈尔滨工业大学);土木工程智能防灾减灾工业和信息化部重点实验室(哈尔滨工业大学)【正文语种】中文【中图分类】TU375.4【相关文献】1.地震动持时预测方程的最新研究进展2.地震动持时的概率危险性分析方法3.基于我国强震动数据的地震动持时预测方程4.考虑地震动持时影响的非结构构件加速度响应预测因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。