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    考慮不均勻地殼構(gòu)造的四川盆地地震動(dòng)模擬研究

    2022-05-10 11:37:36萬(wàn)遠(yuǎn)春于彥彥丁海平胡穎平
    自然災(zāi)害學(xué)報(bào) 2022年2期
    關(guān)鍵詞:上升時(shí)間點(diǎn)源四川盆地

    萬(wàn)遠(yuǎn)春,于彥彥,丁海平,胡穎平

    (1.蘇州科技大學(xué)江蘇省結(jié)構(gòu)工程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,江蘇 蘇州 215009;2.蘇州立誠(chéng)建筑設(shè)計(jì)院有限公司,江蘇 太倉(cāng) 215400)

    引言

    多次的歷史地震中,如1985 年墨西哥地震[1]、1999 年集集地震[2]及2001 年施甸地震[3],在墨西哥盆地、臺(tái)北盆地和施甸盆地內(nèi)均出現(xiàn)了高烈度異常,有的甚至比震中地區(qū)還要嚴(yán)重,顯示出沉積盆地對(duì)地震動(dòng)的放大作用。因此,在三維精細(xì)化盆地建模的基礎(chǔ)上開展盆地地震動(dòng)定量預(yù)測(cè),近年來(lái)已成為城鎮(zhèn)密集的盆地場(chǎng)地開展防災(zāi)減災(zāi)工作的重要方法之一。其中大多基于大量的測(cè)線、鉆孔資料或脈動(dòng)資料等進(jìn)行三維盆地速度結(jié)構(gòu)建模,如Magistrale 等[4]建立的洛杉磯盆地模型,Pitarka等[5]建立的大阪盆地模型,Wang等[6]建立的臺(tái)北盆地模型,及Manakou 等[7]建立的Mygdonian 盆地模型(又稱Euroseistest)等。同時(shí),隨著計(jì)算機(jī)運(yùn)算能力的提升,國(guó)內(nèi)研究者通過(guò)鉆井、地震測(cè)線等數(shù)據(jù)資料開展了盆地三維速度模型構(gòu)建,如張振等[8]建立的玉溪盆地模型,師黎靜等[9]建立的廈門島三維工程地質(zhì)模型,劉啟方等[10-11]建立的施甸盆地模型與渭河盆地模型,章小龍等[12]建立的武都盆地模型等。盆地三維速度結(jié)構(gòu)建模已逐步成為趨勢(shì)。

    2008 年汶川地震中,龍門山兩側(cè)的四川盆地和西部高原地區(qū)產(chǎn)生嚴(yán)重震害。此后,研究者對(duì)于地震中地表地震動(dòng)的分布特征及龍門山兩側(cè)的地殼速度構(gòu)造開展了大量研究。如張建毅等[13]通過(guò)對(duì)有強(qiáng)震記錄的汶川地震局部地區(qū)進(jìn)行地震動(dòng)和放大系數(shù)的分析,結(jié)果顯示高程越高放大系數(shù)增加越明顯。Bjerrum等[14]對(duì)青藏高原和四川盆地采用2 個(gè)不同的一維介質(zhì)模型模擬了汶川地震引起的近斷層寬頻帶地震動(dòng)。Zhang 等[15]基于全球沉積層模型和全球地殼模型描述四川盆地構(gòu)造,進(jìn)而模擬了有限斷層破裂下此次地震的近場(chǎng)強(qiáng)地震動(dòng),結(jié)果顯示震源的破裂過(guò)程及盆地構(gòu)造決定了強(qiáng)地震動(dòng)的總體分布特征,且存在明顯的盆地邊緣放大作用。Yu 等[16]基于水平成層地殼(假定青藏高原與四川盆地具有相同的地殼厚度)和三維盆地模型研究了汶川地震中四川盆地的地震效應(yīng)。但基于地震測(cè)線及重力反演等研究的結(jié)果都表明龍門山兩側(cè)的地殼厚度具有顯著差異。如朱介壽等[17]對(duì)跨龍門山的爆破地震剖面的反演結(jié)果顯示,從川西高原(松潘-甘孜地塊)到四川盆地,地殼厚度從60~62 km 下降到42~44 km,厚度差達(dá)16~20 km。嘉世旭等[18]通過(guò)二維地震測(cè)線反演的遂寧至阿壩速度結(jié)構(gòu)模型顯示四川盆地西部與青藏高原地區(qū)東沿在龍門山中段存在強(qiáng)烈上隆的構(gòu)造體系。

    同時(shí),地殼的橫向不均勻性對(duì)地震波傳播或地表地震動(dòng)的影響越來(lái)越引起研究者的重視。如杜晨曉等[19]對(duì)比了考慮三維地殼速度結(jié)構(gòu)的橫向不均勻性與一維地殼結(jié)構(gòu)下唐山地震的強(qiáng)地震動(dòng)模擬結(jié)果,表明橫向不均勻地殼對(duì)地表速度和加速度峰值分布及其衰減特征都有明顯影響,前者的模擬結(jié)果與真實(shí)震害之間具有更好的相關(guān)性。Takemura 等[20]基于密布觀測(cè)數(shù)據(jù)和三維數(shù)值模擬方法研究了日本本州西部地區(qū)橫向不均勻地殼對(duì)高頻地震波(>1Hz)輻射方式和衰減特征的影響。賈相玉等[21]分析了豎向斷裂縫對(duì)場(chǎng)地地震動(dòng)的影響。而龍門山兩側(cè)地殼構(gòu)造的橫向不均勻性對(duì)三維四川盆地地震動(dòng)的影響還需進(jìn)一步研究。

    文中基于收集的波速數(shù)據(jù)建立了考慮橫向不均勻地殼構(gòu)造的三維四川盆地模型??紤]點(diǎn)源和有限斷層破裂情況,采用三維并行譜元程序SPECFEM3D 模擬汶川地震中的地表地震動(dòng)。通過(guò)與基于均勻地殼模型的模擬結(jié)果對(duì)比,研究龍門山兩側(cè)的橫向不均勻地殼對(duì)研究區(qū)域地表地震動(dòng)及地震波傳播特征的影響,主要從地面峰值速度(PGV)分布及其差異程度、典型測(cè)線剖面時(shí)程等方面進(jìn)行分析。

    1 考慮地殼橫向不均勻性的三維四川盆地模型構(gòu)建

    1.1 波速數(shù)據(jù)

    自2008年5·12汶川地震后,許多學(xué)者對(duì)四川盆地的速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行了研究,獲得了豐富的測(cè)線和臺(tái)站數(shù)據(jù)。如嘉世旭等[18]通過(guò)震相分析得到遂寧至阿壩二維非均勻地殼速度結(jié)構(gòu)模型。劉啟元等[22]、胥頤等[23]、Pei等[24]通過(guò)臺(tái)陣記錄等資料反演得到四川盆地地區(qū)的剪切波速度結(jié)構(gòu)。趙盼盼等[25]通過(guò)地震環(huán)境噪聲成像方法,獲得該區(qū)域淺層地殼S 波速度結(jié)構(gòu)。既有測(cè)線或一維速度構(gòu)造臺(tái)站位置分布如圖1 所示。圖中左上區(qū)域?yàn)榍嗖馗咴?,右下為四川盆地。黑色方框?yàn)槟P头秶?,橙色線為胥頤等[23]的4 條二維測(cè)線,黃色線為嘉世旭等[18]遂寧至阿壩測(cè)線,紅色線和紅色三角形為Pei等[24]穿過(guò)汶川震區(qū)的測(cè)線與反演網(wǎng)格節(jié)點(diǎn),紫色線為趙盼盼等[25]的測(cè)線,藍(lán)色三角形為劉啟元等[22]的一維臺(tái)站??梢姅?shù)據(jù)基本覆蓋了整個(gè)模型范圍,且分布較為均勻。本節(jié)將基于這些既有數(shù)據(jù)構(gòu)建考慮橫向不均勻地殼的三維四川盆地模型。既有波速資料的具體情況示于表1。

    圖1 既有速度結(jié)構(gòu)的地震測(cè)線或一維臺(tái)站的分布圖Fig.1 Distribution of seismic lines or stations whose velocity structure has been obtained

    表1 四川盆地建模波速資料詳情Table 1 Details of available wave velocity data used in establishing the basin model

    1.2 盆地模型構(gòu)建

    1.2.1 空間插值方法

    空間插值算法是一種將離散點(diǎn)的數(shù)據(jù)轉(zhuǎn)化為連續(xù)數(shù)據(jù)表面的算法,在空間地理信息方面具有廣泛的應(yīng)用場(chǎng)景[26]。尹麗君等[27]對(duì)3種插值方法對(duì)比后認(rèn)為克里金插值更能反映地形特征,插值結(jié)果更合理。本文亦采用克里金插值法進(jìn)行空間插值。首先將既有剪切波速數(shù)據(jù)進(jìn)行篩選并分為3 類:第1 類為3.4 km/s~3.6 km/s,將其歸為上、中地殼分界面控制點(diǎn);第2 類為3.6 km/s~3.9 km/s,將其歸為中、下地殼分界面控制點(diǎn);其余歸為下地殼介質(zhì)。進(jìn)而在這些控制點(diǎn)的基礎(chǔ)上進(jìn)行插值,最終得到插值后的各分層地殼的底界面。

    1.2.2 計(jì)算模型

    在上述地殼分層界面的基礎(chǔ)上,對(duì)既有的均勻地殼四川盆地模型[16](圖3(b)、(d),該模型也是文中的參考模型)的地殼進(jìn)行重新劃分,進(jìn)而建立考慮地殼橫向構(gòu)造不均勻性的三維四川盆地模型(圖2)。模型尺寸為340 km×152 km×33 km。圖2 中間子圖中深藍(lán)色區(qū)域?yàn)槌啥计皆{(lán)色區(qū)域?yàn)榕璧亟乇砀采w層,白色區(qū)域?yàn)樗拇ㄅ璧鼗祝?、橙紅和紅色分別代表上、中、下地殼。和既有研究結(jié)果對(duì)比顯示,所建模型上、中地殼平均厚度分別為15 km和13 km,這與嘉世旭等[18]通過(guò)震相分析得出的四川盆地地區(qū)的平均地殼厚度相近。此外,龍門山斷裂帶下方受板塊的擠壓作用使得上、中地殼結(jié)構(gòu)是向上隆起的,所建模型的龍門山斷裂帶處也呈現(xiàn)出隆起的狀態(tài)。

    圖2 考慮橫向不均勻地殼的三維四川盆地模型Fig.2 Three-dimensional Sichuan Basin model considering the lateral heterogeneous of the crust

    圖3 不均勻地殼(a、c)與均勻地殼模型(b、d)對(duì)比Fig.3 Comparison of heterogeneous crust(a、c)and uniform crust model(b、d)

    圖3對(duì)于本文建立的不均勻地殼盆地模型(圖3(a)、(c))與均勻地殼盆地模型(圖3(b)、(d))的對(duì)比顯示出二者在地殼厚度上的顯著差異。需說(shuō)明的是均勻和不均勻地殼模型中均考慮了地表地形的影響。在2個(gè)模型地表布置相同的觀測(cè)點(diǎn),通過(guò)比較二者的PGV 分布、剖面時(shí)程等研究橫向不均勻地殼對(duì)地震波傳播的影響。

    2 模型參數(shù)及計(jì)算方法

    基于均勻地殼的盆地模型介質(zhì)參數(shù)如表2,各分層厚度及物理參數(shù)等參考Yu 等[16]的研究結(jié)果,該模型將上、中、下地殼簡(jiǎn)化為水平成層模型,而盆地基底之上介質(zhì)的厚度隨空間位置變化。該模型即為第1 節(jié)中的“均勻地殼模型”。不均勻地殼模型各分層的介質(zhì)參數(shù)與均勻地殼模型的一致。需要說(shuō)明的是本文只考慮了S波的品質(zhì)因子,未考慮P波的介質(zhì)衰減作用。

    表2 四川盆地模型介質(zhì)參數(shù)Table 2 Model parameters of the Sichuan Basin model

    采用并行三維譜元方法[30]進(jìn)行四川盆地地震效應(yīng)模擬。觀測(cè)點(diǎn)位于地表,成都平原及斷層上方的觀測(cè)點(diǎn)間距為2.5 km,其余觀測(cè)點(diǎn)間距為5 km。譜元法是將譜方法和有限單元法結(jié)合起來(lái),同時(shí)具有譜方法的快速收斂性以及有限單元法的靈活性,它是將計(jì)算區(qū)域分成有限個(gè)單元,每個(gè)單元配置非均布的節(jié)點(diǎn),節(jié)點(diǎn)位置取為Gauss-Lobatto-Legendre 數(shù)值積分點(diǎn)(GLL 點(diǎn)),單元的近似解在GLL 點(diǎn)用高階的拉格朗日多項(xiàng)式插值得到。譜元法對(duì)復(fù)雜地形具有非常好的幾何適應(yīng)性,近年來(lái)在盆地地震效應(yīng)模擬中得到廣泛運(yùn)用。盆地內(nèi)最小網(wǎng)格尺寸為50 m,盆地外最大網(wǎng)格尺寸為2 200 m,計(jì)算模型共包含2 927 798 個(gè)譜單元,3 056 330 個(gè)節(jié)點(diǎn)。根據(jù)模型波速和譜元法網(wǎng)格劃分的精度要求[31-32],此模型能夠模擬的最高頻率為0.5 Hz。設(shè)定時(shí)間步長(zhǎng)0.8 ms,模擬步數(shù)200 000步,模擬總時(shí)長(zhǎng)為160 s。在152線程的并行計(jì)算系統(tǒng)上模擬,總計(jì)算時(shí)間為50 h。

    3 橫向不均勻地殼對(duì)四川盆地地表地震動(dòng)模擬結(jié)果的影響

    本節(jié)從震源形式、模型維度兩參數(shù)的變化來(lái)綜合分析不均勻地殼對(duì)四川盆地地震動(dòng)模擬結(jié)果的影響。震源形式上,分別考慮有限斷層和點(diǎn)源2種震源模型;模型維度上,分別考慮三維和二維四川盆地模型,這里的二維模型是基于三維模型(圖2)中X=60 km的剖面數(shù)據(jù)建立的。

    3.1 不同震源形式下不均勻地殼對(duì)地表地震動(dòng)模擬結(jié)果的影響

    3.1.1 有限斷層破裂情形

    震源采用Ji 與Hayes[28]基于遠(yuǎn)場(chǎng)資料反演的汶川地震位錯(cuò)模型(圖4),斷層沿走向方向長(zhǎng)315 km,每隔15 km 劃分一個(gè)子斷層;沿傾向方向?qū)?0 km,每隔5 km 劃分一個(gè)子斷層。各子斷層的上升時(shí)間根據(jù)其位錯(cuò)量除以恒定的滑動(dòng)速度(0.8 m/s)得到[16]。斷層走向229°,傾角33°,滑動(dòng)角本文統(tǒng)一取為141°[29]。

    圖4 Ji與Hayes反演的汶川地震斷層位錯(cuò)分布模型Fig.4 Slip distribution of the source model of Wenchuan earthquake inverted by Ji and Hayes

    圖5 給出了相同震源下2種模型的三分量PGV 分布及其比值R(定義為均勻地殼模型與不均勻地殼模型PGV 的比值),R值與1 的差異越大說(shuō)明地殼的不均勻性對(duì)地表模擬地震動(dòng)的影響越大,具體來(lái)說(shuō),R>1表明均勻地殼PGV 大于不均勻地殼PGV,即地殼不均勻性減小了該地區(qū)的地震動(dòng)強(qiáng)度,反之亦然。從圖4來(lái)看,有限斷層破裂下,考慮三維不均勻地殼時(shí)的地表地震動(dòng)在較大范圍內(nèi)受影響,R值總體在0.9~1.2 之間。首先,對(duì)于EW 分量,兩模型的強(qiáng)地震動(dòng)的區(qū)域大致相同,但PGV 的比值顯示,盆地內(nèi)較大區(qū)域的R 值小于1,R>1 的區(qū)域集中在綿陽(yáng)東北部,盆地外地震動(dòng)差別較大區(qū)域主要集中在茂縣及青川附近區(qū)域。對(duì)于NS 分量,R值的分布特征與EW 分量類似,但盆地外受影響區(qū)域的范圍更大,其R值基本在0.9~1.2 的范圍。UD分量上盆地內(nèi)大部分區(qū)域的R值為0.9左右,R>1的區(qū)域仍主要集中在綿陽(yáng)東北部,而盆地外的最大R值超過(guò)了1.3,位于茂縣和平武附近區(qū)域。

    圖5 模擬均勻與不均勻地殼盆地模型的PGV及其比值的分布Fig.5 Simulated PGV and the ratio distribution of the homogeneous and heterogeneous crust basin models(unit:m/s)

    圖6 給出了均勻和不均勻地殼盆地模型下測(cè)線CD(其位置見圖2,Y=0~150 km)沿X、Z分量的速度時(shí)程(低通濾波至0.5 Hz)。該測(cè)線穿過(guò)覆蓋層厚度及地表高程變化較大的區(qū)域,對(duì)于分析不均勻地殼的影響具有較好的代表性。從圖2 中可以看出,不均勻地殼模型中該測(cè)線對(duì)應(yīng)的上、中地殼深度的分布起伏很大,但從模擬結(jié)果看兩模型的剖面時(shí)程及PGV 的分布特征基本相同,PGV 值最大相差20%左右,出現(xiàn)在X分量的四川盆地范圍,且PGV比值沿測(cè)線起伏波動(dòng)明顯。

    圖6 均勻與不均勻地殼模型沿CD剖面的速度時(shí)程對(duì)比Fig.6 Comparison of velocity time history between uniform and heterogeneous crust model along CD section

    3.1.2 點(diǎn)源破裂情形

    考慮有限斷層破裂過(guò)程的復(fù)雜性(如斷層不同位置處上升時(shí)間的差異及其輻射地震波的疊加等),本節(jié)采用點(diǎn)破裂源模擬考慮橫向不均勻地殼的三維四川盆地模型的地震動(dòng)。點(diǎn)源坐標(biāo)為(60,120,-150)km。走向229°,傾角33°,滑動(dòng)角141°。取矩震級(jí)7.9 級(jí),點(diǎn)源上升時(shí)間1 s??紤]相比有限斷層較短的上升時(shí)間,取地震矩分量分別為Mrr=4.565×1025dyne·cm,Mtt=7.928×1024dyne·cm,Mpp=-5.293×1025dyne·cm,Mtr=-1.861×1025dyne·cm,Mpr=-5.239×1025dyne·cm,Mtp=2.728×1025dyne·cm。其余計(jì)算參數(shù)及觀測(cè)點(diǎn)設(shè)置同三維有限斷層情形。

    模擬得到的2種模型下PGV 的分布如圖7 所示??梢钥闯?,點(diǎn)源作用下盆地內(nèi)有2個(gè)明顯的強(qiáng)地震動(dòng)區(qū)域:一個(gè)是點(diǎn)源(圖中紅色五角星所示)正上方區(qū)域,一個(gè)是靠近盆地邊緣的部分區(qū)域。整體而言,橫向不均勻地殼對(duì)盆地內(nèi)地震動(dòng)有明顯影響,考慮不均勻地殼后三分量的地表速度峰值均明顯降低。對(duì)EW 分量,影響區(qū)域主要集中在邛崍-新津-崇州之間的區(qū)域,最大R值可達(dá)2.6左右,盆地內(nèi)其余相當(dāng)區(qū)域的R值也在1以上;對(duì)NS和UD分量,影響區(qū)域主要位于盆地中間,較大區(qū)域的R值超過(guò)1.2,其中NS分量的彭州-什邡和江油東北側(cè)區(qū)域、UD 分量的彭州-什邡區(qū)域都是影響最顯著的區(qū)域,最大R值1.6 以上。比較而言,UD 分量地震動(dòng)受地殼不均勻性的影響相比水平分量小。此外,盆地外茂縣-平武-青川之間相當(dāng)區(qū)域的R值盡管很大,但其地震動(dòng)峰值較小,因此不作為討論的重點(diǎn)。

    圖7 三維點(diǎn)震源作用下均勻地殼與不均勻地殼模型的PGV及其比值分布Fig.7 PGV and its ratio distributions of the uniform crust model and the uneven crust model under the action of a point source(unit:m/s)

    3.2 不同模型維度下不均勻地殼對(duì)地表地震動(dòng)模擬結(jié)果的影響

    考慮三維模擬中較低的頻帶上限(<0.5 Hz)可能引起的結(jié)論的片面性,本節(jié)基于二維盆地模型及點(diǎn)破裂源分析橫向不均勻地殼對(duì)盆地模擬地震動(dòng)的影響。圖8所示為考慮不均勻地殼的二維盆地模型,對(duì)比起見圖中同時(shí)給出二維均勻地殼模型。點(diǎn)源置于模型內(nèi)部,設(shè)定地震矩分量分別為Mxx=5.78×1012dyne·cm,Mzz=3.62×1013dyne·cm,Mxz=-1.48×1013dyne·cm。點(diǎn)源主頻2 Hz,上升時(shí)間1 s,坐標(biāo)(-12 0000,-15 000)m。計(jì)算時(shí)間步距0.0 002 s。模型表面從右至左設(shè)置104個(gè)觀測(cè)點(diǎn),間距為1 500 m。此模型能夠模擬的頻帶上限為6 Hz。

    圖8 考慮不均勻(左)與均勻(右)地殼的二維盆地模型Fig.8 Two-dimensional basin model considering heterogeneous(left)and uniform(right)crust

    內(nèi)置點(diǎn)源作用下,二維均勻與不均勻地殼模型模擬得到的觀測(cè)點(diǎn)X、Z分量速度時(shí)程如圖9 所示??梢钥闯觯?種模型下的波傳播與PGV 分布特征差異顯著,且盆地內(nèi)的差別大于盆地外。受起伏地殼的影響,盆地內(nèi)的速度峰值在大部分區(qū)域明顯小于均勻地殼模型,但靠近盆地最右側(cè)區(qū)域則反之,而盆地外基巖地區(qū)所受影響不大。從兩模型的PGV 比值來(lái)看,地殼不均勻性對(duì)四川盆地區(qū)域的速度峰值影響強(qiáng)烈,非均勻地殼模型的最大PGV 僅為均勻地殼模型的1/3~1/5 左右。此外,模擬波場(chǎng)快照(圖10)顯示,當(dāng)?shù)卣鸩ㄟM(jìn)入盆地時(shí),均勻地殼模型中波動(dòng)能量相對(duì)更加集中,而不均勻地殼模型則比較分散,應(yīng)為不均勻地殼界面使地震波發(fā)生折射、散射導(dǎo)致。較為分散的波動(dòng)能量可能是不均勻地殼模型盆地內(nèi)地震動(dòng)強(qiáng)度小于均勻地殼模型的主要原因。

    圖9 二維盆地模型地表觀測(cè)點(diǎn)的速度時(shí)程及比值Fig.9 Time histories of surface points of two dimensional model and PGV ratio distributions

    圖10 2種模型t=12 s時(shí)的位移波場(chǎng)快照Fig.10 Snapshots of the wave field of the two models at t=12 s

    4 討論

    前述二、三維點(diǎn)源破裂下的模擬中均假定恒定的上升時(shí)間,有限斷層破裂下其各子斷層的上升時(shí)間存在較大差異,而震源上升時(shí)間是影響地震動(dòng)模擬結(jié)果的一個(gè)重要參數(shù)。因此,本節(jié)進(jìn)一步考慮該參數(shù)的變化(本質(zhì)為輻射地震波的主頻或波長(zhǎng)的改變),分別改變3.1.2、3.2節(jié)中點(diǎn)源的上升時(shí)間為6 s(主頻0.25 Hz),進(jìn)而模擬更長(zhǎng)周期地震波作用下二維和三維橫向不均勻地殼對(duì)于四川盆地模擬地震動(dòng)影響程度的改變。模型介質(zhì)參數(shù)同表2。

    點(diǎn)源上升時(shí)間為6 s時(shí)二維模型的地表觀測(cè)點(diǎn)時(shí)程如圖11所示。可以看出,上升時(shí)間增加時(shí),PGV的峰值明顯減小,此時(shí)PGV 最大值位于盆地內(nèi),同時(shí)不均勻地殼模型的PGV 值依然小于均勻地殼模型。從模擬PGV 的差異程度來(lái)看,隨上升時(shí)間的增大,盆地內(nèi)部的PGV 比值顯著降低,最大R 值約1.5(出現(xiàn)于X 分量),明顯小于上升時(shí)間1 s時(shí)的結(jié)果。

    圖11 二維模型震源上升時(shí)間為6s時(shí)地表觀測(cè)點(diǎn)的速度時(shí)程及比值Fig.11 Time history and PGV ratio of the profile when source rise time of the two-dimensional model is 6 s

    圖12以EW 分量為例給出了點(diǎn)源上升時(shí)間為6 s時(shí)三維模型的PGV 及其比值的分布??梢钥闯錾仙龝r(shí)間變長(zhǎng)后,地表地震動(dòng)峰值顯著減小,且PGV峰值分布有所改變,如此時(shí)四川盆地PGV最大值轉(zhuǎn)移到竹瓦附近。從2 模型的PGV 比值看,上升時(shí)間6 s 時(shí)盆地內(nèi)水平分量的R值普遍在1 左右,明顯小于上升時(shí)間1 s 時(shí)的結(jié)果(圖7),即此時(shí)不均勻地殼的影響程度顯著降低。

    圖12 上升時(shí)間6 s的點(diǎn)源作用下三維均勻地殼模型與不均勻地殼模型EW分量的PGV及其比值分布Fig.12 PGV and its ratio distribution of the EW component of uniform and uneven crust model under a point source with rise time of 6 s

    5 結(jié)論

    在構(gòu)建的考慮龍門山兩側(cè)地殼厚度顯著差異的三維四川盆地模型的基礎(chǔ)上,利用三維譜元法模擬了有限斷層及點(diǎn)源破裂下盆地地表的強(qiáng)地震動(dòng)分布特征。通過(guò)與基于均勻地殼的四川盆地模型模擬結(jié)果的對(duì)比,并同時(shí)考慮模型維度及上升時(shí)間等參數(shù)的變化,研究了橫向不均勻地殼構(gòu)造對(duì)地表地震動(dòng)的影響。主要結(jié)論如下:

    (1)有限斷層作用下不均勻地殼對(duì)地表地震動(dòng)的影響相對(duì)較小,與均勻地殼模型的模型的模擬結(jié)果相比,盆地內(nèi)局部區(qū)域的R值在0.9~1.2之間,盆地外高原地區(qū)所受影響大于盆地內(nèi)。

    (2)點(diǎn)源作用下,二維盆地模型受地殼厚度變化的影響最顯著。相比均勻地殼的盆地模型,其R值在0.5~4.5的范圍。同時(shí),不均勻地殼對(duì)盆地內(nèi)部地震動(dòng)的影響大于盆地外。

    (3)點(diǎn)源作用下,三維盆地模型的地表地震動(dòng)受起伏地殼的影響同樣顯著,盆地內(nèi)、外均存在明顯的地震動(dòng)增強(qiáng)或減弱區(qū)域,R值位于0.6~2.6之間。

    (4)地殼的橫向不均勻性對(duì)地表地震動(dòng)的影響受上升時(shí)間的影響明顯。隨上升時(shí)間的增加,地殼不均勻性的影響顯著降低。

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