2. 南方科技大学 地球与空间科学系, 深圳 518055
2. Department of Earth and Space Science, Southern University of Science and Technology, Shenzhen 518055, China
近断层强地震动研究是近几十多年来地震学和地震工程学中非常活跃的研究领域.全球各大城市发生的许多破坏性地震(如1995年日本阪神ML7.2地震,1999年中国台湾集集ML7.6地震等)在近断层区域造成了严重的破坏,同时也表现出了一定的特征(刘启方等, 2006),这些都促使研究人员研究近断层强地震动的基本特征和分布规律,开发近断层强地震动的模拟方法,从而预测未来发震断层附近的强地震动分布和地面运动时程,为城市规划和结构抗震以及震害预防服务.
1975年2月4日辽宁省海城市的MS7.3地震发生在人口稠密、现代工业相对集中的辽东半岛地区,尽管成功预报,仍然给国民经济带来了巨大的损失.震后,由国家地震局和辽宁省地震办公室联合组成的宏观考察队,对震区地震烈度、地面现象和主要震害等进行了详细的考察和研究,得到了很多宝贵资料(中国科学院工程力学研究所,1979;朱凤鸣和吴戈,1982),为日后对海城地震进行深入研究提供了基础.研究表明,造成海城地震的海城河隐伏断裂端部地带未来仍有可能发生中强地震(雷清清等,2008),因此对海城地区开展近断层强地面运动模拟具有十分重要的意义.
地震灾害主要是由地震在地表形成的强地面运动造成的.跟据物理学原理,地震的强地面运动是震源破裂过程产生的地震波传达至地表所致.因此在已知震源破裂过程条件下,通过数值求解描述这一物理过程的弹性动力学基本方程,可以获得地震波的传播过程以及其在地表造成的强地面运动.由于该地震发生在地形变化显著的地区,模拟计算须考虑地形影响,地表的形状必须由网格在几何上精确描述,广泛使用的笛卡尔网格由于不能准确描述弯曲表面,不适用于存在地形起伏的地震波模拟中,因此本文采用曲线网格有限差分方法(Zhang and Chen, 2006; Zhang et al., 2012).该方法根据起伏地表建立曲线网格,并采用牵引力镜像法来处理自由表面条件,使得该方法能够准确的处理复杂地形问题.关于该方法的详细介绍及在强地面运动模拟中的应用可参考文献(Zhang et al., 2008).
本文利用海城地震观测资料和辽东地区地下地质观测数据,建立震源模型与介质模型,通过曲线网格有限差分方法,计算得到海城地区震后地面峰值速度分布,绘制相应等震线图,并通过对结果的分析,得到近断层强地面运动的特征.
2 研究区域概况本文强地面运动的模拟区区域位于经纬度所限定的矩形区内(图 1a),面积约为20000 km2,红色五角星为海城地震震中位置,处于辽南地区.如图 1b所示,该地区在地貌上大致分为两部分,东南部是辽东隆起,西北部是下辽河断陷盆地,其大地构造位于中朝地台东北偏东部位(万波等, 2013).无论是海城—营口地区,还是整个辽南地区,自挽近时期以来,新华夏系是最活动的构造体系,活动地点主要集中在下辽河坳陷与辽东隆起的过渡带.由于新华夏系的强烈活动,形成了一系列活断层和新褶曲,活动时间一直延至史文时期仍有显示(雷清清等,2008).海城地震发生在邻近下辽河平原的辽东山地, 其大地构造单元属胶辽断块内次一级的块隆区,极震区正处于发育的北北东、北西和东西向三组构造交汇的部位,由于近南北向的挤压作用, 产生了区域性的近东西向褶皱、断裂构造和一对共扼的北北东和北西向剪切断裂(王挺梅等,1976).海城地震正发生在海城河断裂和金州断裂汇而不交的地方.
由断层错动所激发产生的地震波通过不同的介质时,传播的性质不同.在2个不同介质的界面处,地震波会发生反射和透射,部分返回层内,部分通过边界向外传播.因此,建立合理的地震波传播介质模型对强地震动模拟是非常重要的.
海城地区地壳主要由辽东山地和下辽河平原构造单元构成,各构造单元显示不同的速度结构特征, 在山地地区浅层地下结构为高速区,在盆地区域则有很深的低速沉积层, 浅层为低速区.强地面运动模拟数值计算中,沉积层对近地表的影响很大(Lee et al., 2008),因此在建立地下介质三维速度结构模型时,须考虑到沉积层.本文采用的是全球SED1.0沉积层模型,分辨率是1°×1°,即110 km左右.
对于沉积层下的地壳结构,卢造勋等自20世纪80年代起,利用重力、工程爆破、天然地震、大地电磁测深等资料开展了辽南地区深部构造的研究,获得了本区地壳与上地幔深部构造的轮廓性模型,提供了一些有意义的深部结构资料(卢造勋, 1985; 卢造勋等, 1987, 1990, 1991).基于SED1.0沉积层模型和卢造勋等编制的海城震区地壳深度及速度构造图,本文将速度结构模型大致划分为4层,并按照表 1给出了速度结构模型界面参数:
(1) 沉积层,厚度0~1200 m不等,基本沿北西向沉积层厚度递增,介质波速和密度较小.
(2) 上地壳,深度较为稳定,一般在14~15 km,层内速度稳定,横向变化小.
(3) 中地壳,厚度变化大, 其底界深度从西部辽河平原盘山的23 km增至辽东半岛孤山一带的27 km.在深度20 km左右存在一个低速层界面,以牛庄一带为中心形成北东走向的凹陷, 其凹陷幅度为1~2 km,并大致形成以6.1 km·s-1为中心的低速异常区,海城地震主震正发生在凹陷东部边缘斜坡带上.而中层下部平均层速度相对稳定,在海城震区一带为6.5 km·s-1左右.
(4) 下地壳,莫霍面的深度为30~34 km,震区西侧莫霍界面沿营口—东四—鞍山一带呈明显的北东向上地幔局部凸起带, 海城地震正位于凸起带东部斜坡位置.下层界面平均层速度横向变化显著, 其变化最明显的位置为海城地震区及其附近地区, 它大体以牛庄、东四为中心, 构成以7.3 km·s-1速度为中心向周围减小至7.1 km·s-1的速度正异常区, 速度横向变化较大, 其最大梯度为每千米变化0.07 km·s-1,异常位置与中层地壳上部的负异常中心大体相对应.
图 2是海城震区S波速度模型剖面示意图.从图中可以看出,沿东南方向,沉积层厚度逐渐减少,地形由盆地向山地发展.沉积层下方的地壳速度结构,各界面深度稍有起伏,但基本属于层状分布.
根据顾浩鼎等(1976)的震源机制反演结果,海城地震发生在北西向近乎直立的海城河断裂,属于左旋走向滑动,略具有正的倾向滑动分量,震源机制三分量为走向288°,倾角78°,滑动角342°.
各反演结果得到的震源深度大致在10~15 km,由深部地球物理探测(卢造勋等,1990),可以发现海城地区中地壳存在低速低阻层,极易发生破裂(邓起东等, 1976),震源极有可能处于该低速囊体东端点顶部附近,因此我们将震源深度设置在10 km.
关于破裂机制解,由于海城地震发生于20世纪70年代,地震记录较少,震源破裂过程反演相对困难,各反演结果之间相对差距也很大,没有一个相对有说服力的结果.林邦慧等(1979)、林邦慧和胡小幸(1988)给出了破裂长度约54 km的以北西西方向为主的双侧不对称破裂解.Cipar(1979)给出的破裂解为沿北西西方向的长度22 km的单侧破裂模型,破裂速度为3.2 km·s-1,该模型根据远场P波记录反演,然而对于SH波记录差异较大.周惠兰等(1985)则通过复断层模型模拟破裂过程,反演结果表明海城地震由三段子震和一段平静期构成,然而总持续时间长达74 s,破裂时间过长.
顾浩鼎等(1976)根据海城地震4级以上余震系列的震源机制解,发现存在与主震以及其他余震解差别很多的几组较大余震,位置如图 3虚线框内所示.他们认为这些余震是由于主震在破裂时错动过头导致的,而且这两个区域位于高应力降地区,是震前高应力区域.同时,这两个错动过头区分别存在东西向隐伏断层F2(顾浩鼎等,1976)和前震发震断层F3(章光月等,1983).因此,本文认为可能是主震破裂沿海城河隐伏断层主断层传播,进而诱发这两个子断层发生破裂.
结合上述结果与前人反演结果,根据海城地震烈度图形状分布,以及前震、余震的空间分布图(顾浩鼎等, 1976)和地裂缝空间位置分布的实地资料(赵文峰, 1984)等,本文认为海城7.3级地震是以北西西为主破裂方向的双侧破裂,破裂主断层为海城河隐伏断层,总长度54 km,其中向北西西方向破裂38 km,向南东东方向破裂16 km.破裂深度至低速-高导异常体,因此设定主断层破裂总宽度为20 km,从近地表至地下20 km深度.同时,海城河隐伏断层F1破裂西北端存在有东西向隐伏断层F2,以及主震震源北面存在前震发震断层F3,破裂自震源向外传播触发这两个断层发生破裂.而且,这两个断层区域以及主断层交汇区域是震前高应力区域,有可能破裂过程中产生较大滑移量, 本文在震源设计上通过放置凹凸体来模拟这些可能发生较大滑移量的位置.
对于一般的浅源地震的亚剪切破裂,其破裂速度一般为介质S波传播速度的80%~90%,海城震源破裂所在层S波传播速度大致在3.50~3.60 km·s-1,同时由于海城地震破裂速度相对较低(陈培善, 1977),因此本文设置海城地震破裂速度为2.5 km·s-1.根据邓起东等(1976)对海城地震震源模式的讨论,海城地震的破裂几乎是从一点开始的,而不是沿整个老断层的滑动,因此本文设置断层破裂自震源沿断层向外传播.
地震矩设定为5.2×1019N·m(林邦慧和胡小幸, 1988),震源时间函数设为Bell函数,上升时间设为1.4 s,符合Somerville等(1999)中的上升时间同地震矩的经验关系.
据此,本文将海城河隐伏断层分为三个子断层,分别是震源所在的主断层,西北向破裂触发的东西向隐伏断层,以及震源破裂向北传播引发的前震断层.海城震区的地形分布以及这三个子断层在地表的相对投影位置分布如图 4a所示,断层F1、断层F2、断层F3分别表示主断层、东西向隐伏断层、前震断层.各子断层具体滑移量如图 4b所示,破裂传播时间按图中黑线同心圆所示,自震源开始沿主断层F1破裂,破裂传播至断层F2、F3后在各断层面上向四周破裂.断层上的震前高应力区对应于模拟断层上滑移量较大(颜色较深)区域,即凹凸体位置;各子断层的破裂速度都是2.5 km·s-1.
本文采用曲线网格有限差分程序来计算海城地区强地面运动过程.计算区域167 km×118 km×40 km,空间网格在水平方向231.7 m,垂直方向采用变换网格,在近地表区域采用局部加密网格,最小长度100 m,总格点数约为5.1×107个.计算时间步长为0.012 s,最高计算频率达0.71 Hz,总步长为8000步, 共96 s.采用64个核进行计算, 计算总时间约为10 h.其中,断层模型共采用208000个子断层叠加模拟,每个子断层大小是100 m×100 m.
5.2 波场快照图图 5是模拟速度波场(南北向分量)的地表波场快照图.从图中可以看出,在第3 s左右,地震波传播到地表,然后向外传播.在初始破裂时刻,速度的最大值集中在断层破裂的前锋上.地震波向东南方向传播至辽东山地,能量迅速衰减;而当地震波进入下辽河盆地,地震波能量陷入在平原内,在其后的时间内发生了大量的反折射震相,持续时间较长.在83 s以后,仍在西北部盆地内存在着地震波能量,而其他处的地震波传播已基本停止.
造成上述现象的原因有两个,一是西北方向是断层的主破裂方向,是地震波能量的主要传播方向,表现出强地面运动的方向性效应;二是震源西北向地区为下辽河盆地,而东南向地区为辽东山地,地震波在较厚沉积层中产生多种反射,能量衰减较慢,这表现出强地面运动的盆地效应.另外,随着与震源和断层的距离增加,波场能量迅速减小,从理论等震线图(图 7a)也可以看出高烈度区域主要沿断层集中,这表现出强地面运动的近断层效应.通过上面的分析我们可知, 在对海城强地面运动过程的模拟结果中, 断层的近断层效应、方向性效应和盆地效应对海城地震波场能量传播起重要的控制作用.
为了进一步解释强地面运动中的地形效应以及沉积层效应,本文选择了三条贯穿海城震区模拟区域的东西向测线(图 6a),观察他们南北向速度分量的合成地震图(图 6b).如图 6所示,测线AA′位于地表,距离震中以北约60 km处,自东向西由下辽河盆地延伸至辽东山地.当地震波向西传播至下辽河盆地,陷入较厚沉积层区域,地震波振幅较大,同时出现了由于反折射导致的面波,在盆地中持续震荡,衰减很慢,持续时间很长,表现出明显的盆地放大效应以及沉积层效应.测线BB′位于地表,毗邻震中位置,同南北两条测线相比,地震波能量明显较高,特别是靠近震源位置,表现出明显的近断层效应.测线CC′位于地表, 距离震中以南约50 km,由于存在南东向的双侧破裂,导致该测线东端能量相对较高.尽管与测线AA′距离震中相近,但测线CC′大部位于山地地区,导致地震波能量衰减较快.由于山地地形导致的散射效应,测线AA′、CC′的东端都存在有较为复杂的地震波形,且在CC′的理论地震图上可以观察到明显的高频成分.
5.4 震区烈度图由模拟结果计算出地表水平峰值速度分布,根据中国地震烈度表(中国地震局,2009)将其转化为等震线图(图 7a).震后实地勘测烈度如图 7b所示,将理论等震线图截取与实际等震线图相同区域部分进行比较,我们发现,理论等震线图和实际等震线图的大部分区域符合较好,八度、九度区基本重合.部分城镇也位于相应烈度区,如孤山镇位于八度、九度烈度区东南向交界处,海城市位于八度区,营口市、偏岭镇位于七度区等.另外,在实际等震线图中,海城、盘山中间七度区地带存在一个八度异常区,大致在牛庄一带,我们在理论等震线图也可以看出八度烈度区明显往西北角牛庄一带延伸.结合当地的介质参数,该八度区是由于沉积层较厚导致的,这也反映了沉积层对强地面运动结果的影响.从结果显示,本文对海城地震的强地面运动模拟结果与实际情况符合较好, 反映了震源模型和介质模型设置的正确性.
同时,理论等震线图与实际等震线图也有一些不一致的地方.首先,模拟结果显示海城地震的最高烈度是十度,而实际勘测结果只有九度.其次,实际烈度分布中七度区分布向外一直延伸至鞍山、盘山、盖县,而模拟结果显然范围小了很多.另外,辽阳市的实际烈度是七度,且是一个位于六度区的七度异常区,而模拟结果没有表现出.出现这些差异的原因可能有以下几点:
(1) 震源模型未完全符合实际情况.震源模型虽然已经考虑了包括海城主断层在内的三段隐伏断层,但各子段层滑移量只是通过简单的放置凹凸体来设定,破裂速度均一.当地断层真实的几何形状以及断层的破裂方式、破裂方向与速度等在现有资料下都没有很清晰的认识,因此可能造成部分地区的模拟最高烈度达到十度.
(2) 介质模型比较粗糙.本文的介质模型采用的是Sed1.0的沉积层模型和(卢造勋, 1985;卢造勋等, 1987, 1990, 1991)勘探得到的地壳速度结构.我们知道沉积层速度与厚度往往会对近地表运动产生强烈影响,沉积层较厚导致地震波能量汇聚,出现高烈度区,如辽阳市地区的七度异常区很有可能是由于该地区沉积层较厚.然而模拟中使用的沉积层模型精度较低,很难将区域的细节特征表征出来,因此导致了部分地区的异常高烈度现象在模拟结果中没有表现出来,如牛庄、辽阳等地区.
(3) 水平峰值速度与低烈度的对应关系不是很好.有研究(Wu et al., 2003)表明,尽管地震烈度与水平峰值速度(PGV-h)对应关系相对水平峰值加速度(PGA-h)的对应关系效果较好,然而对低烈度区,由于在实际判定震级时更多的是通过人自身感受,模拟计算得到的PGV-h的判断效果往往并不是很好.这可能也是造成七度区效果不够理想的原因.
6 结论本文基于已有的海城地震勘察资料,构造运动学震源模型,选用震源附近区域已知的三维速度模型和地形数据,通过曲线网格有限差分计算了该地震的近场地震波传播过程,得到了理论波场快照, 模拟合成地震图和地震烈度分布.模拟结果表明,海城地震波场受震源、介质和地形影响,近断层效应、方向性效应和盆地效应对波场能量传播起重要的控制作用.模拟得到的理论烈度分布与实际烈度分布大体符合,说明本文的震源模型和介质模型设置基本合理,对海城地震的强地面运动模拟结果符合实际情况.但是,由于震源模型和介质速度模型较为粗糙,导致部分结果与实际观测有所出入,因此进一步的数值模拟工作需要更加准确的震源模型与更加详细的速度介质模型,并综合更多的参数来划定模拟震级.
致谢感谢张伟教授提供的曲线网格三维有限差分程序.
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