基于隨機(jī)有限斷層法的地震烈度計(jì)算研究*

王 俊，霍祝青，詹小艷，宋 浩，江昊琳，徐 戈

(江蘇省地震局，江蘇南京210014)

基于隨機(jī)有限斷層法的地震烈度計(jì)算研究*

王 俊，霍祝青，詹小艷，宋 浩，江昊琳，徐 戈

(江蘇省地震局，江蘇南京210014)

采用基于動(dòng)力學(xué)拐角頻率的隨機(jī)有限斷層法，首先模擬計(jì)算了東臺(tái)、如皋及大豐3個(gè)臺(tái)站記錄的2006年江蘇東臺(tái)3.8級(jí)地震的地震動(dòng)，并與其實(shí)際記錄進(jìn)行比較研究，驗(yàn)證了該方法的計(jì)算結(jié)果能夠較好地反映出江蘇地區(qū)主震剪切波的主要特征。隨后運(yùn)用該方法模擬計(jì)算了1979年江蘇溧陽6.0級(jí)地震震源區(qū)內(nèi)156個(gè)虛擬觀測(cè)點(diǎn)的地震動(dòng)，并通過內(nèi)插值的方式得到此次地震的加速度場(chǎng)分布情況;隨后依據(jù)峰值加速度統(tǒng)計(jì)方法和模糊評(píng)定方法，分別計(jì)算此次地震的理論烈度分布，結(jié)果顯示:兩種烈度劃分方法的結(jié)果與實(shí)際調(diào)查的烈度分布都基本一致，但模糊評(píng)定方法的劃分結(jié)果更加接近真實(shí)的烈度分布。

動(dòng)力學(xué)拐角頻率;隨機(jī)有限斷層法;合成地震動(dòng);地震烈度;溧陽6.0級(jí)地震

0 引言

地震烈度是用來描述地震對(duì)地面的影響和破壞程度的參數(shù)。破壞性地震發(fā)生后，除震源的基本參數(shù)外，政府和社會(huì)公眾最迫切想了解的是極震區(qū)的震害分布情況，從而為緊急救援爭取時(shí)間。目前在我國獲取震害分布情況的主要途徑仍是震后實(shí)際的震害考察和評(píng)估 (崔建文等，2008)，最短時(shí)間也需要數(shù)天，不利于救援工作的開展。據(jù)統(tǒng)計(jì)，在一次地震中，90%以上的建 (構(gòu))筑物的破壞是由地震動(dòng)造成的 (王海云，謝禮立，2009)。地震動(dòng)是由震源破裂、波在地殼介質(zhì)中的傳播以及場(chǎng)地反應(yīng)等共同形成的復(fù)雜地面運(yùn)動(dòng)，在低頻段具有確定性而在高頻段則表現(xiàn)出強(qiáng)烈的隨機(jī)性的特征 (Somerville et al，1991;Beresnev，Atkinson，1997)。

對(duì)合成地震動(dòng)的研究，特別是對(duì)近場(chǎng)強(qiáng)地震動(dòng)的研究一直是地震學(xué)和地震工程學(xué)領(lǐng)域的熱點(diǎn)問題。目前國內(nèi)外已經(jīng)發(fā)展了多種模擬方法，如Aki和Richaids(1986)提出的將地震動(dòng)表示為震源時(shí)間函數(shù)和格林函數(shù)卷積的方法，可用于長周期地震動(dòng)的合成;高斯帶限白噪聲的隨機(jī)點(diǎn)源方法 (Hanks，McGuire，1981;Boore，1983) 和經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)方法 (Hartzell，1978;Irikura，1983)，可用于高頻地震動(dòng)的合成。其中經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)方法是最為有效的，主要思路是將研究區(qū)域內(nèi)與主震震源機(jī)制相似的、信噪比較高的小震記錄作為子源響應(yīng)，從而建立起合成地震動(dòng)的經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)。該方法的優(yōu)點(diǎn)是在地震動(dòng)的模擬過程中不需要再計(jì)算地震波的傳播路徑效應(yīng)和場(chǎng)地響應(yīng)，因?yàn)樾≌鹩涗浿幸寻诉@些信息，但不足之處是無法在地震記錄稀疏或缺乏余震記錄的地區(qū)使用。

隨機(jī)有限斷層震源模型方法解決了經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)方法中對(duì)余震記錄要求較高這一問題 (Beresnev，Atkinson，1997，1998)。對(duì)于遠(yuǎn)源和小震，采用隨機(jī)點(diǎn)源模型來模擬;對(duì)于近源或強(qiáng)震，將主震的破裂過程視為破裂面上一系列子源破裂的結(jié)果 (Beresnev，Atkinson，2002)，并用隨機(jī)方法產(chǎn)生滿足Brune震源模型的子源 (Brune，1970)，最后通過疊加各子源的地震動(dòng)合成具有主震破裂特征的地震動(dòng)。該方法已被應(yīng)用于國內(nèi)外許多地區(qū)的地震動(dòng)參數(shù)估計(jì)中，在多次大震地震動(dòng)的模擬中顯示出良好的效果 (Atkinson，Beresenev，2002;Zafeiria，Beresnev，2003;石玉成等，2005;崔建文等，2008)。但該方法基于靜力學(xué)拐角頻率，合成地震動(dòng)會(huì)隨著子斷層的尺寸變化發(fā)生顯著的變化，Motazedian和Atkinson(2005)引入了動(dòng)力學(xué)拐角頻率將其進(jìn)一步改進(jìn)，從而彌補(bǔ)了原方法中的缺陷。

場(chǎng)點(diǎn)的地震動(dòng)與地震烈度之間是怎樣的一種關(guān)系?如何依據(jù)地震動(dòng)快速地評(píng)定出震區(qū)的烈度分布，是震后緊急救援更加關(guān)注的實(shí)際問題。目前，地震烈度的計(jì)算方法主要?dú)w納為統(tǒng)計(jì)回歸法和模糊評(píng)定法 (袁一凡，1998;李山有等，2002)。統(tǒng)計(jì)回歸法是通過統(tǒng)計(jì)回歸的方法，僅考慮10 Hz左右的地震動(dòng)峰值加速度與地震烈度之間的函數(shù)關(guān)系。袁一凡 (1998)考慮到宏觀烈度定義的模糊性，引入模糊評(píng)定方法來建立地震動(dòng)參數(shù)與地震烈度之間的關(guān)系，該方法可以將更多的地震動(dòng)參數(shù)納入評(píng)定系統(tǒng)中，能夠更好地反映出兩者的內(nèi)在關(guān)系。

目前，江蘇省雖然已形成了布局較為合理的微震、強(qiáng)震動(dòng)觀測(cè)網(wǎng)絡(luò)，但仍然沒有正式開展地震烈度速報(bào)的相關(guān)工作。1979年江蘇溧陽發(fā)生M6.0地震，造成了巨大的經(jīng)濟(jì)損失和人員傷亡，震后專家學(xué)者進(jìn)行了大量的科學(xué)考察和震害評(píng)估，繪制了震區(qū)真實(shí)烈度分布圖 (胡連英等，1997)。為了在將來破壞性地震發(fā)生后，實(shí)現(xiàn)快速劃分地震烈度，筆者以溧陽地震為例，首先采用基于動(dòng)力學(xué)拐角頻率的隨機(jī)有限斷層法，合成研究區(qū)內(nèi)一定數(shù)量的虛擬場(chǎng)點(diǎn)的地震動(dòng);然后根據(jù)峰值加速度統(tǒng)計(jì)法和模糊評(píng)定方法計(jì)算虛擬場(chǎng)點(diǎn)的理論烈度分布，并與真實(shí)烈度分布進(jìn)行對(duì)比研究，以判斷基于合成地震動(dòng)的地震烈度計(jì)算的有效性。

1 基于動(dòng)力學(xué)拐角頻率的隨機(jī)有限斷層法

Beresnev和Atkinson(1997，1998)將地震斷層面視為由若干個(gè)大小相等的矩形子斷層所構(gòu)成的，每個(gè)子斷層即為一個(gè)點(diǎn)源 (或子源)，如圖1所示。地震的破裂過程是從破裂起始點(diǎn)以一定的破裂速度 (一般為剪切波速的0.8倍)向外呈輻射狀傳播，當(dāng)傳播到每個(gè)子源的中心時(shí)，該子源即被觸發(fā)，且子源的震源譜符合 Brune模型(Brune，1970)。因此，某一時(shí)刻所有子源在某一基巖觀測(cè)點(diǎn)上由剪切波引起的地震動(dòng)，可在時(shí)域中經(jīng)過相位校正后進(jìn)行疊加而求得，表示為

式中，NL、NW分別為沿著斷層走向和下傾方向的子斷層數(shù);NS為子源被觸發(fā)的次數(shù);Δtijk為地震波從破裂起始點(diǎn)傳播至第ij個(gè)子源的時(shí)間延遲與該子源至觀測(cè)點(diǎn)的傳播時(shí)間延遲之和;aij(t)為第ij個(gè)子源在觀測(cè)點(diǎn)由剪切波引起的地震動(dòng)。

圖1 隨機(jī)有限斷層法的幾何示意圖Fig.1 Geometric schematic diagram of stochastic finite faults method

Beresnev和Atkinson(1997，1998)在合成地震動(dòng)時(shí)，使用的是基于Brune模型 (Brune，1970)的靜力學(xué)拐角頻率，其對(duì)子斷層的大小有嚴(yán)格的限制，為了保證地震矩的能量守恒，要求一個(gè)子源被多次觸發(fā)。在合成大地震的地震動(dòng)時(shí)要求子斷層的尺寸在5～15 km范圍內(nèi)，限制了對(duì)小震地震動(dòng)的模擬，并且難以模擬出大震的長周期成分(Motazedian，Atkinson，2005)。為了彌補(bǔ)使用靜力學(xué)拐角頻率合成方法的缺陷，Motazedian和Atkinson(2005)引入了動(dòng)力學(xué)拐角頻率，其優(yōu)點(diǎn)是通過給各個(gè)子源賦予不同的拐角頻率，來表示破裂面上地震波頻率的非均勻性，同時(shí)達(dá)到拐角頻率隨破裂面積的增大而下降的趨勢(shì)。將第ij個(gè)子源的震源加速度譜定義改寫為

式中，C是標(biāo)量常數(shù) (Boore，1983);Hij=1/{exp(－πfk)exp(－πfRij/Qβ)/Rij}，是保證子源高頻輻射守恒的標(biāo)度因子;其中，Q是介質(zhì)的彈性衰減系數(shù);β是剪切波速;Rij是體波的幾何衰減模型;foij是子源的拐角頻率，可以表示為在t時(shí)刻時(shí)子斷層破裂總數(shù)NR(t)的函數(shù):

式中，E為整個(gè)斷層在高頻段的總輻射能;Moave=M0/N，為子斷層的平均地震矩。

2 地震動(dòng)的合成

為了檢驗(yàn)基于動(dòng)力學(xué)拐角頻率的隨機(jī)有限斷層法，筆者首先以2006年12月26日江蘇東臺(tái)MW3.8地震為實(shí)例進(jìn)行模擬。該次地震后分布在不同方位的東臺(tái)、如皋及大豐3個(gè)強(qiáng)震臺(tái)清晰地記錄到此次地震，震中距分別為22.4 km、36.4 km、53.3 km，其震中位置及震源機(jī)制分布如圖2所示。

圖2 溧陽M6.0地震、東臺(tái)MW3.8地震的震中位置及震源機(jī)制Fig.2 Epicenter locations and focal mechanisms of Liyang M6.0 and Dongtai MW3.8 earthquakes

孫業(yè)君 (2010)①孫業(yè)君.2010.2006年東臺(tái)地震M3.8地震破裂參數(shù)研究.利用P波初動(dòng)反演得到了江蘇東臺(tái)MW3.8地震的震源機(jī)制解，并且根據(jù)地震多普勒效應(yīng)計(jì)算了震源的破裂參數(shù) (表1)。隨機(jī)有限斷層法的全局基本參數(shù)參照Motazedian和Atkinson(2005)的研究結(jié)果 (表2)。地殼初始模型參考黃耘等 (2006)根據(jù)人工地震探測(cè)的研究結(jié)果，在10～15 km深度范圍內(nèi)江蘇地區(qū)的剪切波速約3.5 km/s;(2)式中標(biāo)度因子里的彈性衰減系數(shù)Q值采用詹小艷等 (2011)利用S波反演得到的結(jié)果Q(f)=271.8×f0.5671。

表1 兩次地震的震源破裂參數(shù)Tab.1 Source rupture parameters of two earthquakes

表2 隨機(jī)有限斷層法的基本參數(shù)Tab.2 Basic parameters of stochastic finite faults method

取蘇中沿海1～10 Hz范圍內(nèi)的平均場(chǎng)地響應(yīng)值2.739(詹小艷等，2011)，對(duì)合成地震動(dòng)進(jìn)行場(chǎng)地效應(yīng)校正，最終得到東臺(tái)、如皋及大豐3個(gè)臺(tái)站的合成地震動(dòng)峰值加速度分別為2.44、1.23、1.37 cm/s2，實(shí)際記錄的地震動(dòng)峰值則分別為2.62、1.28、1.85 cm/s2，兩者十分接近;在剪切波的卓越持續(xù)時(shí)間、波形包絡(luò)線的近似程度方面，東臺(tái)、如皋2個(gè)臺(tái)的結(jié)果與真實(shí)記錄也十分相似(圖3)，大豐臺(tái)的相似度則較低，分析認(rèn)為這可能與其距此次震中的距離較遠(yuǎn)和臺(tái)基地下結(jié)構(gòu)差異有關(guān);3個(gè)臺(tái)的合成地震動(dòng)在5～15 Hz頻帶范圍內(nèi)、阻尼比為2%的反應(yīng)譜計(jì)算結(jié)果與實(shí)際記錄結(jié)果均基本一致，并且隨著震中距的增加，反應(yīng)譜在低頻段的一致性更加明顯，說明基于動(dòng)力學(xué)拐角頻率的合成地震方法具有更寬頻帶的優(yōu)點(diǎn)，能夠較好地反映出主震剪切波的主要特征，可適用于江蘇地區(qū)。

1979年7月9日江蘇溧陽發(fā)生M6.0地震，極震區(qū) (Ⅷ度)實(shí)際的長軸為北西西向，而重度破壞區(qū) (Ⅶ度)的長軸卻是北北東向，兩者的明顯差異引起一些學(xué)者對(duì)地震斷層判斷的爭議 (孫受成等，1980)，震后眾多學(xué)者對(duì)其震源破裂參數(shù)做了詳細(xì)的研究。筆者對(duì)溧陽地震合成地震動(dòng)計(jì)算所需的震源破裂參數(shù)和斷層滑動(dòng)模型，采用被普遍接受的研究結(jié)果和方法來進(jìn)行構(gòu)建:胡連英等 (1997)對(duì)其震源機(jī)制解的研究認(rèn)為，主震的斷層面沿矛東斷裂帶發(fā)生右旋走滑錯(cuò)動(dòng)、兼有正斷層性質(zhì)的傾滑錯(cuò)動(dòng);林邦慧等 (1982)利用P波頻譜分析方法推算了地震斷層的破裂長度約為19 km;王煒 (1984)由破裂長度和破裂速度進(jìn)一步地推算了此次地震的地震矩，平均位錯(cuò)為0.53 m。子斷層的尺度依據(jù) Beresnev和 Atkinson(2002)提出的下式進(jìn)行劃分:

可得子斷層的尺度為2×2 km，并結(jié)合McGinty和Robinson(1999)的方法建立起主震斷層面的滑動(dòng)模型，如圖4所示。

圖3 東臺(tái)(a)、如皋(b)及大豐臺(tái)(c)的合成地震動(dòng)和實(shí)際記錄波形及阻尼比為2%的反應(yīng)譜Fig.3 Synthetic ground motions and the actual waveforms recorded by Dongtai(a)，Rugao(b)，Dafeng(c)Stations，and their response spectrum of damping ratio is 2%

圖4 溧陽M6.0地震的子斷層及滑動(dòng)模型Fig.4 Sub-faults and the sliding model of Liyang M6.0 earthquake

為了得到震源區(qū) (31.1°～31.9°N，119.0°～119.7°E)基于合成地震動(dòng)的烈度分布，如圖2中矩形方框區(qū)域所示，需要獲取震源區(qū)內(nèi)一定數(shù)量的虛擬觀測(cè)點(diǎn)的地震動(dòng)記錄。于是我們采用上述方法和震源參數(shù)來模擬得到溧陽地震震源區(qū)內(nèi)156個(gè)節(jié)點(diǎn)處 (以0.06°為間隔)的地震動(dòng)數(shù)值，并通過樣條曲面插值方法進(jìn)行內(nèi)插值，最終得到其加速度場(chǎng)的分布。圖5b顯示峰值加速度大于180 cm/s2的區(qū)域長軸走向?yàn)榻北蔽飨?而大于125 cm/s2的區(qū)域長軸走向?yàn)榻睎|東向，兩者差異明顯，這可能反映出極震區(qū)的合成地震動(dòng)分布與震源的破裂模式有關(guān)。

3 地震烈度的劃分

溧陽M6.0地震后，一些學(xué)者進(jìn)行了大量的震害考察和科學(xué)評(píng)估，以《新的中國烈度表(1980)》為烈度線劃分的依據(jù)得到了真實(shí)烈度分布 (胡連英等，1997):上沛西塘至慶豐為極震區(qū)，烈度達(dá)Ⅷ度，等震線長軸約7 km，呈北西西向，短軸為4.5 km，呈北北東向，總面積約為20 km2;Ⅶ度區(qū)主要是河口—舊縣—東岳廟區(qū)域的一個(gè)規(guī)則橢圓，長軸走向?yàn)楸北睎|向，面積約為389 km2;Ⅵ度區(qū)主要是社渚—金壇的似橢圓區(qū)域內(nèi)，面積約為2 194 km2;Ⅴ度區(qū)的總面積約為10 945 km2，長軸為北北西向，如圖5a所示。

為了檢驗(yàn)基于合成地震動(dòng)的地震烈度計(jì)算是否可行，是否可以運(yùn)用在江蘇地區(qū)今后的破壞性地震中，本文將采用2種劃分方法來進(jìn)行對(duì)比研究。一種為參考《新的中國烈度表 (1980)》中的物理指標(biāo)來劃分，即根據(jù)水平向的峰值加速度值，Ⅴ度時(shí)平均為31 cm/s2、Ⅵ度時(shí)平均為63 cm/s2、Ⅶ度時(shí)平均為125 cm/s2和Ⅷ度時(shí)平均為250 cm/s2，其結(jié)果如圖5b中黑色線條所示。另一種則是采用袁一凡 (1998)提出的模糊評(píng)定方法，共分為8檔，即:小于Ⅳ、Ⅳ、Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ、Ⅷ、Ⅸ和大于Ⅸ。參與烈度計(jì)算的地震動(dòng)參數(shù)主要為:(1)峰值加速度A:垂直峰值加速度和水平峰值加速度的比值作為一個(gè)獨(dú)立的因子，當(dāng)兩者之比小于0.3時(shí)，烈度肯定小于Ⅸ度，因此它可以作為否定因子;(2)地震動(dòng)的卓越頻率; (3)20%的相對(duì)持時(shí)，即最初和最后到達(dá)峰值20%的兩點(diǎn)間時(shí)間;(4)1、2、5、8 Hz頻率點(diǎn)的反應(yīng)譜值，其中5 Hz和1 Hz為主要值。但該方法的步驟較為復(fù)雜，且本文中經(jīng)過內(nèi)插值后虛擬場(chǎng)點(diǎn)的數(shù)量較多。因此，我們只計(jì)算了破壞最嚴(yán)重的Ⅵ和Ⅶ度區(qū)的分布，結(jié)果如圖5b中紅色線條所示。

由圖5可以看出，基于合成地震動(dòng)的兩種烈度劃分在相同的烈度區(qū)內(nèi)基本重合 (圖5b)，且與真實(shí)的烈度分布 (圖5a)基本相符。通過比較可以看出采用模糊評(píng)定方法劃分的Ⅵ度區(qū)，其長軸走向?yàn)楸北睎|向、與真實(shí)烈度Ⅵ度區(qū)的長軸走向更為接近;Ⅶ度區(qū)的方向性不明顯，真實(shí)烈度的Ⅶ度區(qū)長軸走向和極震區(qū) (Ⅷ度區(qū))的長軸走向差異明顯，難以準(zhǔn)確綜合地判斷其方向性;而基于峰值加速度評(píng)定的Ⅶ度區(qū)則是近“十”字形、長軸近北東東向;這表明模糊評(píng)定方法能更為真實(shí)地反映出各地震動(dòng)參數(shù)與真實(shí)烈度之間的內(nèi)在關(guān)系，更接近真實(shí)烈度的分布，體現(xiàn)了能綜合不同因子來進(jìn)行判定的優(yōu)勢(shì)。

圖5 溧陽M6.0地震的實(shí)際烈度 (a)(據(jù)胡連英等，1997)和合成地震動(dòng)的理論烈度 (b)Fig.5 Actual intensity(a)(according to Hu et al，1997)and the theory intensity of synthetic ground motion based on two methods(b)of Liyang M6.0 earthquake

4 結(jié)論與討論

從圖5的計(jì)算結(jié)果來看，采用基于動(dòng)力學(xué)拐角頻率的合成地震動(dòng)來劃分烈度的方法，能夠較為合理地反映出震源區(qū)的真實(shí)烈度分布。相比于地震烈度速報(bào)臺(tái)網(wǎng)，通過合成地震動(dòng)來實(shí)現(xiàn)震源區(qū)的烈度劃分可能需要花費(fèi)更長的時(shí)間，但仍可在震后獲取到可靠的震源破裂參數(shù)后在數(shù)小時(shí)內(nèi)完成，并可根據(jù)震源破裂參數(shù)不斷地對(duì)結(jié)果進(jìn)行修正，這比通過震后的震害考察評(píng)估來獲得烈度分布速度快;目前我國大部分地區(qū)并不具備烈度速報(bào)的條件。因此，本文研究的快速理論烈度劃分方法，能為將來破壞性地震發(fā)生后獲取烈度分布提供參考，其現(xiàn)實(shí)意義是顯著的。

地震動(dòng)的模擬結(jié)果取決于震源、傳播路徑及場(chǎng)地3個(gè)物理過程的模型建立，本文中震源的斷層滑動(dòng)模型是根據(jù)McGinty和Robinson(1999)計(jì)算靜態(tài)庫侖應(yīng)力觸發(fā)時(shí)所采用的平均錯(cuò)動(dòng)方法而建立的，模型的簡化可能會(huì)造成計(jì)算結(jié)果的一些誤差;在對(duì)合成地震動(dòng)進(jìn)行場(chǎng)地效應(yīng)校正時(shí)，采用的是區(qū)域平均場(chǎng)地效應(yīng)值，這與場(chǎng)點(diǎn)的真實(shí)場(chǎng)地響應(yīng)有一定差異。此外，本文只計(jì)算了一種破裂方法的地震，在結(jié)果的普遍性上受到了限制，因此在今后的研究中還需要對(duì)不同震源模型、破裂模式、震級(jí)規(guī)模的地震進(jìn)行研究。

崔建文，盧大偉，高東，等.2008.基于合成地震的震區(qū)烈度劃分［J］.地震研究，31(4):387－393.

胡連英，徐學(xué)思，孫壽成，等.1997.溧陽地震與茅東斷裂帶［M］.北京:地震出版社.

黃耘，李清河，孫業(yè)君，等.2006.江蘇及鄰區(qū)地殼上地幔結(jié)構(gòu)研究［J］.西北地震學(xué)報(bào)，28(4):369－376.

李山有，金星，陳先，等.2002.地震動(dòng)強(qiáng)度與地震烈度速報(bào)研究［J］.地震工程與工程震動(dòng)，22(6):1－7.

林邦慧，魏富勝，劉萬琴，等.1982.溧陽—介林—五原北西地震帶強(qiáng)震的破裂特征［J］.地震學(xué)報(bào)，4(2):14－24.

石玉成，陳厚群，李敏，等.2005.隨機(jī)有限斷層法合成地震動(dòng)的研究與應(yīng)用［J］.地震工程與工程震動(dòng)，25(4):18－23.

孫受成，徐學(xué)思，胡連英.1980.溧陽地震［J］.地震，1(1):32－36.

王海云，謝禮立.2009.近斷層強(qiáng)地震動(dòng)場(chǎng)預(yù)測(cè)［J］.地球物理學(xué)報(bào)，52(3):703－711.

王煒.1984.溧陽地震前震中分布集中度C的變化［J］.地震科學(xué)研究，2(2):89－94.

袁一凡.1998.由地震動(dòng)三要素確定地震動(dòng)強(qiáng)度(烈度)的研究［R］.北京:國家地震局工程力學(xué)研究所.

詹小艷，許紅梅，王俊，等.2011.江蘇地區(qū)的介質(zhì)非彈性衰減和場(chǎng)地響應(yīng)研究［J］.地震地磁觀測(cè)與研究，32(6)，20－27.

Aki K，Richaids P G.1986.定量地震學(xué)［M］.北京:地震出版社.

Atkinson G M，Beresenev I A.2002.Ground motion at Memphis and St.Louis from M7.5－8.0 earthquakes in the New Madrid seismic zones［J］.BSSA，92(3):1 015 － 1 024.

Beresnev I A，Atkinson G M.1997.Modeling finite-fault radiation from the ωn spectrum［J］.BSSA，87(1):67 －84.

Beresnev I A，Atkinson G M.1998.FINSIM －a FORTRAN program for simulating stochastic acceleration time histories from finite faults［J］.Seism Res Let，69(1):27 － 32.

Beresnev I A，Atkinson G M.2002.Source parameters of earthquakes in eastern and western North America based on finite-fault modeling［J］.BSSA，92(2):695 －710.

Boore D M.1983.Stochastic simulation of high-frequency ground motions based on seismological models of the radiated spectra［J］.BSSA，73(6A):1 865－1 894.

Brune J.1970.Tectonic Stress and spectra of seismic shear waues from earthquake［J］.JGR，75(26):4997 ～ 5009.

Hanks T C，McGuire P K.1981.The character of high frequency strong ground motion［J］.BSSA，71(6):2 071 －2 095.

Hartzell S H.1978.Earthquake aftershocks as Green's functions［J］.Geophys Res Lett，5(1):1 － 4.

Irikura K.1983.Semi-empirical estimation of strong ground motions during large earthquakes［J］.Bull Disaster Prevention Res Inst(Kyoto Univ)，33(298):63 －104.

McGinty P，Robinson R.1999.Silp distribution of Lake Tennyson earthquake，New Zealand，as inferred from static stress changes and off fault aftershocks［J］.Geophysical Research Letters，26(13):1 961－1 964.

Motazedian D，Atkinson G M.2005.Stochastic finite-fault modeling based on a dynamic corner frequency［J］.BSSA，95(3):995 － 1 010.

Somerville P，Sen M，Cohee B.1991.Simulations of strong ground motions recorded during the 1985 Michocan，Mexico and Valparaiso，Chile，earthquake［J］.BSSA，81(1)，1 －27.

Zafeiria R，Beresnev I A.2003.Stochastic finite-fault modeling of ground motions from 1999 Chi-Chi，Taiwan，earthquake:Application to Rock and Soil sties with Implications for Nonlinear Site Response［J］.BSSA，93(4):1 691 －1 702.

Computational Research on the Seismic Intensity Based on Stochastic Finite Faults Method

WANG Jun，HUO Zhu-qing，ZHAN Xiao-yan，SONG Hao，JIANG Hao-ling，XU Ge
(Earthquake Administration of Jiangsu Province，Nanjing 210014，Jiangsu，China)

Firstly，using stochastic finite faults method based on the dynamic corner frequency，we simulated the synthetic ground motion of Dongtai M3.8 earthquake，Jiangsu in 2006 recorded by Dongtai，Rugao and Dafeng stations and compared synthetic ground motion with the actual ground motion recordings.We find that the synthetic ground motion using improved stochastic finite faults method can better reflects the main features of shear wave of main shock in Jiangsu area.Secondly，we apply this method to simulate the synthetic ground motion of 156 virtual observation points in source region and got the distribution of synthetic acceleration field of Liyang M6.0 earthquake in 1976.Thirdly，we respectively calculated the theoretical distribution of seismic intensity by peak acceleration statistical method and fuzzy evaluation method.The results showed that the intensity classification results by two methods essentially consistent with that of the actual investigation.However，intensity classification result by the fuzzy evaluation method is more consistent with distribution of actual intensity.

dynamic corner frequency;stochastic finite faults method;synthetic ground motion;seismic intensity;Liyang M6.0 earthquake

P315.9

A

1000－0666(2012)03－0374－07

2011－08－18.

國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目 (41074036)和江蘇省地震局青年基金 (10420)聯(lián)合資助.