地球物理学报  2019, Vol. 62 Issue (12): 4633-4647   PDF    
2008年青海大柴旦MW6.3地震地面运动模拟
陈彦阳1, 王彦宾1, 古村孝志2     
1. 北京大学地球与空间科学学院地球物理系, 北京 100871;
2. 东京大学地震研究所, 东京 113-0032, 日本
摘要:2008年11月10日在青海柴达木盆地北缘发生了大柴旦MW6.3地震,为了研究该地震的区域地震波传播与地面运动特征,本文利用地质资料和地壳速度结构研究成果,构建了柴达木盆地及周边区域三维传播介质模型,采用有限差分方法模拟了大柴旦地震波场传播过程以及地面运动分布特征.结果表明,柴达木盆地对波场传播有明显影响,表现为地震波传入盆地后在边界产生次生面波,盆地沉积物对地震波具有围陷作用,地震地面运动在盆地内振幅增大、持时延长.模拟结果给出的地震地面运动峰值速度分布以及理论地震图均和观测结果符合较好,反映数值模拟较好地给出了观测地面运动的主要特征以及传播介质模型的合理性.
关键词: 地震波传播      地震地面运动      数值模拟      柴达木盆地      大柴旦地震     
Three-dimensional numerical modeling of seismic ground motion of 2008 MW6.3 Da-Qaidam earthquake in Qinghai Province
CHEN YanYang1, WANG YanBin1, Takashi Furumura2     
1. Department of Geophysics, School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871, China;
2. Earthquake Research Institute, The University of Tokyo, 1-1-1 Yayoi, Bunkyo-ku, Tokyo, 113-0032, Japan
Abstract: An earthquake with magnitude of MW6.3 occurred on 10 Nov 2008 at Da-Qaidam which is close to the northern edge of Qaidam basin. In order to investigate seismic wave propagation and ground motion characteristics of this earthquake,we constructed three dimensional transmission medium model of Qaidam basin and adjacent area based on previous geological and geophysical survey results. Using parallel finite different method,we conducted three dimensional numerical modeling of seismic wave propagation and ground motion amplification in Qaidam basin for the Da-Qaidam earthquake. Modeling results show that Qaidam basin has significant effect on regional seismic wave propagation. Large amplitude secondary surface waves are generated at basin edge and seismic waves are trapped inside of the basin,which cause amplitude amplification and duration elongation of ground motion inside of the basin. Peak ground velocity and synthetic seismograms from simulation agree well with the observations,which suggests that our model and numerical calculation could reveal the major features of observed ground motion.
Keywords: Seismic wave propagation    Seismic ground motion    Numerical modeling    Qaidam basin    Da-Qaidam earthquake    
0 引言

2008年11月10日青海大柴旦MW6.3级地震发生于柴达木盆地北缘,发震断裂为祁连地震带南边界的大柴旦—宗务隆山断裂带.极震区烈度为Ⅶ度,Ⅵ度区以上受灾面积约为7700 km2,地震受灾范围波及位于柴达木盆地内的德令哈市和大柴旦行委、格尔木市等地区,震害调查发现这里的软弱地基场地加剧了震害(陈有顺等,2009陈永顺等,2014).

青海省固定地震观测台站和中美合作INDEPTH IV项目布设的流动台站记录了本次地震的大量三分量波形记录,为柴达木盆地区域地震波传播与地震地面运动特征研究提供了宝贵的观测资料.波形分析显示,和盆地外的基岩场地相比,盆地内的地面运动表现出振幅增大、持时延长的特点,揭示了柴达木盆地场地条件对地面运动的影响.

场地条件是影响地震地面运动的主要因素之一,它会造成局部地面运动放大,影响地面运动的场地条件通常包括松软沉积层和地形等因素(胡聿贤,2006).对于沉积盆地,沉积物与基岩的地震波高阻抗差、沉积盆地形状的空间变化以及地形起伏,都会造成地面运动的放大,因此盆地场地作用受到大家关注.在一些强震中也观测到明显的盆地作用,如1985年9月19日墨西哥Michoacan 8.1级地震,对距离震中350 km的墨西哥城造成了严重的破坏(Anderson et al., 1986).Anderson等(1986)研究认为特定频率的地震波被墨西哥山谷的松软沉积层放大,破坏最严重的结构的共振频率就在放大频率附近,并指出了盆地中松软沉积层对地震动放大是造成墨西哥城破坏严重的主要原因.1995年神户地震后,震害调查发现在神户附近有一条狭窄的“破坏带”,该窄带上的建筑物破坏严重.Kawase(1996)利用二维有限元方法模拟盆地边缘效应,结果显示神户地震“破坏带”的地面运动放大是由盆地边缘产生的Rayleigh面波和直达S波的相干叠加引起的.在盆地场地作用研究中,数值方法起到重要作用,它可以揭示场地条件的作用机理与过程,并被应用于许多特定的实际例子中.Chen等(2015)用二维有限元法模拟了福州盆地的非线性地震场地响应.黄妍等(2017)利用二维有限差分和伪谱混合方法模拟柴达木盆地INDEPTH IV项目的H01和H02台站记录的地震地面放大作用.随着高性能计算机的发展和高精度盆地速度模型的建立,人们开展了三维地震波传播特征数值模拟研究.与二维模拟相比,三维模拟能显示出更符合实际的地震地面运动特征(Smerzini et al., 2011).高孟潭等(2002)用三维数值模拟的方法研究了三河地震对北京盆地的影响.Furumura和Chen(2005)模拟了历史地震地面运动特征.朱耿尚等(2016)用三维数值模拟方法研究了2013年6月2日台湾南投地震强地面运动特征.Zhang等(2017)用三维数值方法模拟了交城断层上发生的地震对太原市地面运动的影响.Moschetti等(2017)用三维数值模拟方法研究了盐湖城长周期地震地面运动和断层运动学参数.

柴达木盆地位于青藏高原东北缘,是中国第三大内陆盆地.盆地内平均海拔3000 m,盆地周围由平均海拔5000 m的高山环抱,包括柴达木盆地西北部的阿尔金山脉,东北部的祁连山脉,南部的祁漫塔格和东昆仑山.柴达木盆地矿产资源丰富,有盐类,石油,煤和多种金属矿藏,有“聚宝盆”之称,是青海省重点发展工业循环型经济的核心区域.但柴达木盆地处于青藏高原前缘构造应力集中区域,盆地内部及周边活动断裂纵横,构造活动强烈,中强地震频发,是地震灾害影响严重的区域.柴达木盆地内部分布着巨厚的沉积层,其中新生界沉积最厚达15 km(黄汉纯等,1996Zhou et al., 2006).盆地中分布着广泛的第四系沉积,在东达布逊湖和西达布逊湖区域分布着厚度超过3 km的第四系沉积(王永贵等,2009Yin et al., 2008).柴达木盆地附近地震多发,震源深度浅,地震灾害影响范围广.据Advanced National Seismic System(ANSS)地震目录统计,1962年至2017年,柴达木盆地附近发生70次5.0级以上地震,其中有6次超过6.0级,地震灾害影响范围广.因此,开展柴达木盆地及周边区域地震波传播与地震地面运动特征研究,对于本区域地震危险性分析、抗震防灾等具有重要科学意义.

本文在2008年11月10日大柴旦MW6.3地震地面运动观测数据分析结果基础上,利用本区域地质资料和地壳速度结构研究成果,建立了柴达木盆地三维传播介质模型,采用并行有限差分方法模拟了本次地震波场传播过程以及地面运动分布特征.通过模拟结果分析,讨论柴达木盆地对地震波传播以及地面运动的影响.

1 地面运动观测资料初步分析

柴达木盆地及其周边地震观测台站较少,以往地震记录缺乏.青海省地震局在柴达木盆地及周围布设有固定宽频带地震仪,场址设于基岩场地上.这些固定台站主要分布在盆地边缘靠近城镇的地区,盆地中部没有固定台站.2007年5月到2009年7月INDEPTH IV项目在青藏高原及柴达木盆地布设了流动台站,其中包括西藏子台网(Tibet sub-array),运行时间为2007年5月到2009年7月和柴达木子台网(Qaidam sub-array),运行时间为2008年8月到2009年5月(Wei et al., 2010),这些台站分布在盆地周围及盆地中部,青海省固定台站和INDEPTH IV流动台站首次很好地覆盖了柴达木盆地及周边区域(图 1).

图 1 柴达木盆地地形图,盆地中城市和地震台站分布图 黑色实线表示该区域的断层,绿色圆点代表盆地中城镇,黑色三角表示INDEPTH IV项目布设的流动台站,蓝色三角表示青海省地震局布设的固定台站,地震台站上方字母是台站名.红色标注的台站观测波形将在后文展示,A-A′和B-B′两条剖面将用于模拟地震波形展示. Fig. 1 Topography of Qaidam basin and its adjacent areas Distribution of seismic stations deployed in these areas. Black solid lines indicate faults, black triangles represent INDEPTH IV seismic stations, blue triangles indicate Qinghai permanent stations, station names are plotted above the station symbols. Green dots give the locations of large cities and towns in Qaidam basin. Earthquake beach ball show epicenter of the MW6.3 Da-Qaidam earthquake. Red marked stations will be used to display observed waveforms, profile A-A′and B-B′will be used to display simulated waveforms.

2008年11月10日大柴旦MW6.3地震是上述台网运行期间记录到的最大地震.这些台站均记录到了高质量的三分量地震图,大量区域地震波形数据的首次获得使得研究柴达木盆地地震地面运动成为可能.本次地震发生在柴达木盆地北侧的大柴旦—宗务隆山断裂带,震源深度为27.2 km,震源参数见表 1.InSAR研究显示发震断层由南向北逆冲,且有左旋走滑分量(温少妍等,2016).

表 1 2008年11月10日大柴旦MW6.3级地震震源参数(GCMT) Table 1 Earthquake parameters of 10 Nov. 2008 Da-Qaidam earthquake from global CMT

去除仪器响应后,我们对上述台站记录的地震波形进行了峰值速度和地震动持时分析,其中地震动持时采用能量积分达到地震记录总能量的5%~95%的时间(Anderson, 2004; Ghofrani and Atkinson, 2015).它们在位于盆地内部和外部的台站表现出明显差别.图 2中,我们选取了两对方位角和震中距离均接近,分别位于盆地内部沉积层和边缘基岩上的台站进行比较(图 1中红色台站).

图 2 GOM、A01、H01和H02台站记录的地震地面运动(a)和滤波后的波形(0.1~0.7 Hz)(b).每个台站自上而下展示的分别是东西向(EW)、南北向(NS)和垂直向(UD)的记录.其中由于记录错误A01台站的EW分量并没有在本研究中使用.左图中两条短实线及其中间的数字表示90%的能量持时(Anderson,2004) Fig. 2 Ground velocity motion recorded at GOM, A01, H01 and H02 station (a) and waveforms filtered by a bandpass filter of 0.1~0.7 Hz (b). For each station, from top to bottom is East-West (EW), North-South (NS) and Up-Down (UD) component. EW component of A01 was not use in this study due to sensor malfunction. Two short vertical line segments plotted above each waveform together with number between them indicate 90% significant duration range of this component (Anderson, 2004)

GOM台站位于格尔木市以西5 km,场地基岩是未固结的沉积岩.A01位于格尔木市北部.考虑到格尔木市附近第四系沉积厚度为700 m(Yin et al., 2008),且第四系沉积中心位于格尔木市、大柴旦镇和德令哈市之间的达布逊湖,所以A01台站附近第四系沉积厚度大于格尔木市附近沉积厚度.A01台站NS分量的峰值速度为0.81 cm·s-1,而在GOM台站为0.45 cm·s-1,A01台站地震动持时为153 s,是GOM台站74 s的两倍多,A01台站的NS和UD分量中均有低频的(0.3 Hz左右)面波成分,衰减缓慢、长时间持续传播的面波贡献了A01的持时加长.

同样的情况也可以在H01和H02台站的对比图中看到,这两个台站的震中距分别为155 km和174 km,由于场地不同,记录到的地震波展现出完全不同的特征.H02台站的记录显示体波和面波振幅均大于H01台站的记录.H02台站的峰值速度是1.2 cm·s-1,是H01台站峰值速度0.4 cm·s-1的三倍.H02台站的地震动持时是209 s,显著长于H01台站的78 s.在H02台站的记录波形上,100 s之后约0.4 Hz的低频面波贡献了持时的增长.

图 3给出了根据青海省固定台站和INDEPTH IV流动台站记录的水平地面运动东西分量峰值速度所绘制的等值线.在震源上方显示各个方向衰减一致的同心圆形状,在柴达木盆地内部,可以看到峰值速度在西北和东南方向上衰减缓慢,等值线表现出沿盆地方向延长的特征,显示出盆地形状对衰减曲线的影响.在盆地东南角的德令哈、宗加和都兰所在的区域,出现了局部很强的地面运动峰值放大区域.大柴旦至德令哈以北,没有观测台站分布,图 3中盆地北部峰值速度等值线图衰减缓慢,是等值线外推引起的假象,本文没有讨论该区域峰值速度衰减情况.除此以外,其他区域台站分布均匀,峰值速度等值线图可靠.

图 3 2008年11月10日大柴旦地震东西分量(EW)峰值速度等值线(cm·s-1),黑色三角表示绘制该等值线所用到的台站 Fig. 3 PGV contour of EW components of 10 Nov. 2008 Da-Qaidam MW6.3 earthquake, black solid triangles represent stations used in plotting PGV contour
2 柴达木盆地三维传播介质模型

柴达木盆地沉积加载开始于始新世末期(赵俊猛,2012),盆地内部分布着广泛的古近纪、新近纪和第四系沉积.随着沉积加载,沉积中心由柴达木西部向东部移动,古近纪时期盆地内邻近阿尔金断裂构造带沉积厚度最大,超过4500 m.向东逐渐减薄,格尔木坳陷古近纪沉积厚度为2500 m.新近纪沉积中心在盆地中部的一里坪地区,最大沉积厚度达4500 m(李明杰等,2005).第四系沉积中心在东达布逊湖和西达布逊湖附近,最大沉积厚度超过3000 m(王永贵等,2009).

关于柴达木盆地地壳结构,前人有很多地球物理探测结果.滕吉文等(1995)利用瑞利波反演中国西北地区三维速度结构,其中柴达木盆地地壳厚度为42~58 km,且地壳中存在S波速度为3.32~3.41 km·s-1的低速层.崔作舟等(1995)在1992年布设了格尔木-额济纳旗的地震测深剖面,测线从格尔木到小柴旦由南向北穿过柴达木盆地,反演得到柴达木盆地地壳厚度为50~53 km,在盆地北缘地壳厚度为60 km.地壳平均P波速度为6.15~6.17 km·s-1.其中第一层沉积盖层是厚度为15~19 km的梯度层,底部P波速度可达6.0~6.1 km·s-1.第二层可能是结晶基底及花岗质岩层,平均速度为6.3 km·s-1,厚度为6~10 km不等.中地壳包含速度为5.8 km·s-1低速层和速度为6.6 km·s-1的常速层,厚度约为12~16 km,下地壳速度为6.8 km·s-1,厚度为8~11 km.上地幔顶部P波速度为8.1 km·s-1.王有学等(2005)利用阿尔金—龙门山地学断面的地震资料获得柴达木盆地莫霍面深度和地壳速度,并指出在盆地中地壳存在速度为5.80 km·s-1的低速层.Zhao等(2006)布设了穿过阿尔金断裂和柴达木盆地油砂山—老茫崖—大柴旦的宽角反射折射地震波剖面,给出柴达木盆地中地壳P波速度为6.3~6.4 km·s-1,其物质组成是长英质矿物,下地壳P波速度为6.6~6.8 km·s-1,其物质组成是中性岩石.Jiang等(2006)利用人工地震宽角反射—折射剖面获得从柴达木盆地到羌塘地块剖面.测线由西北到东南方向覆盖柴达木盆地东北角,给出了沿测线莫霍面深度和地壳P波速度.结果显示莫霍面深度与盆地基底地形呈反相关,在盆地北侧莫霍面深度为64 km,在柴达木盆地下方减少到54 km,在盆地东南侧的莫霍面深度逐渐由62 km增加到65 km.2007年6月INDEPTH IV项目布设了从松潘—甘孜地块穿越昆仑山,经过格尔木到柴达木盆地北部的主动源测线,Karplus等(2011)Mechie等(2012)利用该测线数据分别给出了沿测线沉积层到下地壳的P波、S波速度及泊松比,并指出最终的速度模型不唯一,总体上,柴达木盆地浅地表P波速度为2.2~2.8 km·s-1,厚度达4 km的新生界沉积岩P波速度为2.2~3.5 km·s-1,4~8 km深度范围是4 km厚的古生界到中生界沉积.上地壳深度为10~20 km,速度为5.8~6.2 km·s-1,中地壳速度为6.4~6.7 km·s-1,下地壳速度为6.7~6.9 km·s-1,岩石类型与Zhao等(2006)一致.Yue等(2012)利用INDEPTH IV布设在柴达木盆地内的地震台站数据,用接收函数的方法获得青藏高原东北部地壳厚度及上地幔P波-S波的波速比,其中柴达木盆地东北角的莫霍面深度与Jiang等(2006)在该位置得到的结果相近.Zhao等(2013)布设了格尔木—达布逊湖—大柴旦—花海子宽角反射折射剖面,从柴达木盆地中部由南向北穿过盆地.沿测线柴达木盆地中地壳厚度为52 km,向北到祁连山下部地壳厚度增加到60~62 km.Wang等(2013)给出了柴达木盆地北侧沉积层,上、中地壳,低速层和下地壳的厚度,P波速度,泊松比及各个参数的不确定性.其中沉积层P波速度和泊松比分别为3.8 km·s-1和0.20.赵俊猛等(2003)反演得到柴达木盆地上地壳Q值结构,两个炮点Ⅰ、Ⅱ层平均Q值为152和145,Ⅲ、Ⅳ层分别为475和456,深层平均Q值为394和404.

本研究利用以上地质和地壳结构研究数据,建立柴达木盆地三维传播介质模型时,首先将上述沉积物等厚度图和人工地震剖面数据等前人研究结果进行数字化.界面数据和速度、密度用克里金方法插值到每个格点.图 4展示的是柴达木盆地的三维传播介质模型,模型大小为:825.6 km×537.6 km×80.0 km,包括沉积层,上地壳,中地壳,下地壳和地幔顶部.沉积层包含三层,分别是第四系、新近纪和古近纪沉积.对于没有测线及反演结果覆盖的区域采用Crust 1.0(Laske et al., 2013)数据.地形数据采用SRTM(Shuttle Radar Topography Mission)(Jarvis et al., 2008).第四系沉积层速度沿深度方向逐渐增加,P波、S波速度由表层的最小值1.7 km·s-1和0.85 km·s-1逐渐增加到该层底部的2.5 km·s-1和1.07 km·s-1.P波的品质因数是S波的两倍(Kampfmann and Berckhemer, 1985; Jiang et al., 2006; Mascandola et al., 2017).各层的介质参数如表 2所示.

图 4 柴达木盆地第四系、新近纪、古近纪叠加后的沉积层等厚线图(左图),棕红色实线表示柴达木盆地沉积物的等厚度线. 沿黑色虚线处的垂直剖面(右图) Fig. 4 Three-dimensional velocity model of Qaidam basin. Left: top-view, brown solid lines represent isopach map of sediments in basin (total thickness of Quaternary, Neogene and Paleogene sediments). The vertical profile indicated by black dashed line is shown in right panel. The black lines indicate the interfaces between different layers. S-wave velocity is shown by color from slow (red) to fast (blue)
表 2 柴达木盆地三维传播介质模型中不同分层的P波、S波波速,密度和品质因数 Table 2 P- and S- wave velocities, densities and quality factors of different strata in Qaidam 3D model
3 三维有限差分模拟地震波传播 3.1 计算参数

我们将上述区域模型沿水平方向离散化为0.2 km×0.2 km的网格,垂直向离散化为0.1 km的网格,用克里金插值法将模型数据插值到每一个计算单元(Molinari et al., 2015).模型网格点数为4128× 2688×800.

震源模型是以震源为中心的沿断层走向的双侧破裂矩形面源,考虑到震级大小,矩形面源沿断层走向长度设定为20 km,沿断层倾向宽度设定为10 km,将面源划分为0.4 km×0.4 km的子破裂源.每个子源的破裂方式参考表 1.震源区S波速度为3.6 km·s-1(Wang et al., 2013; Zhao et al., 2013),破裂传播速度Vr=0.8 Vs(胡进军和谢礼立,2011),取值为2.9 km·s-1.震源时间函数采用宽度为0.5 s的伪δ函数(Herrmann, 1979).

数值模拟采用Furumura和Chen(2005)开发的4阶精度交错网格有限差分方法的并行程序.模型顶部设置为空气层,模型边界采用完全匹配层(perfectly matched layer,PML)边界处理,地形起伏用台阶状网格近似.计算中将三维模型沿水平方向分解为6×4个子模型,每个子模型分配到一个计算节点,计算节点内部CPU之间变量传输使用openMP,节点之间通讯采用MPI(Multiple Process Interface).模拟中共用到24个计算节点,共480个CPU,占用内存980 GB左右.根据稳定性条件,计算的时间步长为0.005 s,从地震发生开始计算60000步,共300 s持续时间.单次模拟用时82小时.模拟的最高频率是0.7 Hz,保证一个最短波长内在水平方向有6个网格节点,在垂直方向有12个网格点.

3.2 波场快照图

图 5展示的是地震波场快照,显示了地震发生后六个时刻P波、S波传播特征,分别通过计算地震波场中每个格点三分量速度的散度和旋度得到.其中红色和绿色分别表示P和S波,颜色的浓度表示振幅的大小.地震发生后第8 s,P波到达盆地北边界,第28 s,P波前缘已经传播到盆地南部边界,部分传播到盆地外部,并产生了转换S波,由于盆地内外的高阻抗差,传播到盆地外部的P波振幅明显小于盆地内部传播的P波,较强的P波能量在盆地南边界被反射回盆地内部并产生转换S波.由于盆地作用,盆地内传播的直达P波振幅明显大于北部山区传播的直达P波,显示直达P波的盆地放大作用.直达S波进入盆地后,由于沉积物和盆地边缘形状的影响,能量显著增强,在盆地边缘放大明显,和盆地内部形成强烈对比的是,在盆地北部山区,直达P波和S波波能量均随着传播距离增加迅速衰减.第48 s,S波到达盆地南边界,部分传播到盆地外部并产生转换P波,和盆地内部相比,传播到外部的S波能量小很多.在盆地东南角,由于封闭盆地边缘形状的聚焦作用,可以看到由于P波和S波的相干叠加造成局部地面运动的显著放大.在靠近震中的盆地北部边缘,由于直达S波与多次反射、转换波的相干叠加,形成了振幅很大的次生面波,它们可以清晰地从图 7所展示的A-A′、B-B′测线的水平分量地震记录上看到.在广大的盆地西北部,盆地内传播的直达P波振幅明显大于盆地外部,其振幅随着沉积层厚度的变化而变化.盆地外部传播的P和S波振幅均随着距离衰减.第68 s,振幅很大的S波在盆地内部传播,在盆地东南角的聚焦作用使得地震波振幅局部显著增大.盆地边缘产生的面波以较小的速度在盆地内部传播,在盆地西北部,受到盆地内部沉积层分布的影响,P波也呈现出局部放大的特征.第88 s,直达P波传出盆地,在盆地西北角,盆地内部的P波振幅明显大于盆地外部,盆地内部传播的S波振幅很大,只有少部分的能量传播到盆地外部,面波以较小的速度在盆地内部传播,盆地东南角出现明显的局部聚焦放大作用,盆地内部S波的振幅受到沉积层的分布呈现局部放大作用.第168 s,S波传播到离震源最远的盆地西南角,和盆地外部相比,整个盆地内部地面运动明显增强,以S波和面波为主,地面运动放大的空间分布范围和盆地形状吻合非常好,反映地面运动放大受到沉积层厚度分布和盆地形状的控制.

图 5 数值模拟大柴旦MW6.3级地震波场快照,分别是地震发生后8 s,28 s,48 s(左图),68 s,88 s,168 s(右图)的波场.红色代表P波,绿色代表S波,颜色深浅表示振幅大小 Fig. 5 Wavefield snapshots of Da-Qaidam MW6.3 earthquake from simulation. Snapshots are shown for times of 8 s, 28 s, 48 s (left panel), 68 s, 88 s, 168 s (right panel) after the earthquake occurrence. Red and green colors represent P and S waves, respectively. Deeper color indicates larger amplitude

造成上述盆地内部地震动振幅放大,持续时间加长的主要原因是地震波入射到盆地,在盆地边缘产生多次反射波和转换波,由于盆地内部和外部的高阻抗差,以及盆地边缘的形状,直达波、反射波、转换波会发生相干叠加,产生次生面波,使得地震动振幅明显放大.由于盆地沉积物与基岩的阻抗差,地震波由盆地内部传播到盆地边缘,大部分能量在盆地边缘被反射回盆地,被“围陷”在盆地当中,往复传播,造成持时加长.

3.3 合成理论地震图

数值模拟中在地表设置了若干虚拟台站,其中编号为A0001,L2205,H0001,H0002的虚拟台站分别与图 2中的A01,GOM,H01,H02台站的位置对应.在图 6中,我们对比了上述台站记录到的2008年11月10日大柴旦MW6.3地震的模拟与观测波形,它们均用0.01~0.7 Hz的滤波器滤波后进行对比.模拟的结果与观测波形的主要特征相似,比较而言A0001,H0001和L2205台站的模拟波形能很好地重现观测波形,H02台站的模拟记录的振幅与观测振幅相当,但不能较好地拟合观测波形150 s以后的部分,我们认为这是三维速度模型的不够精细引起的.由于模拟的最高频率是0.7 Hz,模拟结果将会低估观测中的短周期P、S波,但盆地中长周期的地震波几乎可以和观测结果相比较,因此本文建立的柴达木盆地三维传播介质模型和三维有限差分模拟方法较好地解释了柴达木盆地中地震波放大和持续时间加长的主要特征.

图 6 A01、GOM(L2205)、H01、H02台站记录的大柴旦地震模拟与观测三分量波形对比.波形均用0.01~0.7 Hz的滤波器滤波,每幅图中的上图(simu.)和下图(obs.)分别表示模拟与观测的波形.由于记录错误A01台站的EW分量并没有在本研究中使用 Fig. 6 Comparison of observed waveforms and simulated waveforms of ground velocity motions of 10 Nov. 2008 Da-Qaidam MW 6.3 earthquake recorded at A01, GOM (L2205), H01 and H02 stations, a 0.01 to 0.7 Hz bandpass filter was applied. Upper (simu.) and lower (obs.) of each subfigure represent simulated and observed waveforms

为了展示地震波在盆地内部的传播特征与次生面波的形成,我们从震源分别向南和西南方向穿过柴达木盆地选取虚拟台站测线A-A′和B-B′(图 1),如图 7所示,测线上台站记录的波形按震中距远近画出.

图 7 三维数值模拟中由震源分别向南、西南方向穿过盆地的两条测线A-A′(a、b),B-B′(c、d)的台站上的理论地震图,左图为EW分量,右图为NS分量,波形用0.01~0.7 Hz的滤波器滤波 Fig. 7 Synthetic seismograms along two station profiles from epicenter toward south and south-west direction, A-A′(a, b), B-B′(c, d), respectively. a 0.01 to 0.7 Hz bandpass filter was applied. Left panel: EW component, right panel: NS component

图 7(ab)分别展示了沿A-A′测线理论地震图的EW分量和NS分量,震源邻近L2613台站,地震波由北向南传播,随着震中距的增加,在盆地中的台站L2609,L2608,L2607上,在直达波之后可以看到清晰的长周期面波,面波振幅与S波振幅相当,地震波传播到盆地南边界的L2606台站,地震波被反射回盆地当中,在L2608,L2607台站150 s后的理论地震图上可以看到盆地边界反射震相.

图 7(cd)显示的B-B′测线中反射震相更明显,和A-A′测线类似,地震波由震源向西南方向传播进入盆地后,在盆地边缘L2311台站产生了大振幅的面波,可以在盆地内部L2210、L2109和L2008台站看到清晰的面波,面波振幅大于S波振幅.地震波传播到盆地南部边界,位于盆地南部边界外的L1907台站记录的面波能量减少,面波振幅小于S波振幅,并且可以看到地震面波在盆地南部边界反射后向盆地内部传播,在L2008、L2109和L2210台站地震图上,150 s以后可以看到向盆地内部传播的盆地边界反射波.

两条测线的理论地震图再次印证了在盆地边界产生的次生面波造成了盆地内部地震记录的振幅放大,且由于盆地沉积物与基岩的较大的阻抗差,地震波由盆地内部传播到盆地边界时在边界产生强烈的向盆地内部传播的反射波,地震波被“围陷”在盆地当中,往复传播造成地震动持时加长.

3.4 模拟地面峰值速度分布

我们绘制了数值模拟结果的地震地面运动东西分量峰值速度的等值线图(图 8),在震源上方峰值速度衰减较快,在盆地内部峰值速度衰减慢,等值线长轴与盆地形状和盆地沉积物等厚度图(图 4)相近.在震源南部的第四系沉积中心有峰值速度的极值点,峰值速度达2.8 cm·s-1,在宗加(图 8中Zongjia)北部、格尔木(Golmud)东北速度峰值分别达到1.4 cm·s-1和1.6 cm·s-1,观测结果和模拟结果均显示在格尔木市附近峰值速度达0.8 cm·s-1.峰值速度等值线图的最小值是0.2 cm·s-1,该等值线在盆地西北阿尔金山及南部昆仑山与盆地轮廓走向一致,显示地面峰值速度衰减特征与盆地内沉积物分布有较好相关性,这一特征与观测的地面运动峰值速度分布特征(图 3)有较好一致性,均显示了盆地内沉积物造成地面运动峰值速度放大、衰减变慢.

图 8 数值模拟得到的2008年11月10日大柴旦MW6.3级地震的地面运动东西分量(EW)峰值速度的分布(cm·s-1),相邻等值线间隔是0.2 cm·s-1,等值线最小值是0.2 cm·s-1 Fig. 8 PGV contour of EW component derived from 3D numerical simulation of 10 Nov. 2008 Da-Qaidam earthquake (cm·s-1). The interval between neighbouring contour line is 0.2 cm·s-1. The minimum contour is 0.2 cm·s-1
3.5 地形起伏影响

本文研究区域周边山区与盆地中心海拔高度相差2 km,前文所模拟的结果是沉积层和地形起伏共同作用的结果,为了研究地形起伏对模拟结果的影响,我们在前文所述的柴达木盆地三维速度模型之外,还建立了两个三维速度模型,模型(1):仅包含地壳和地幔,不包含地形起伏和沉积层的水平地表模型(图 9a).模型(2):包含地壳地幔结构和地形起伏,但不包含沉积层的起伏地表模型(图 9b).上述两个模型中柴达木盆地的地表高程与柴达木盆地中心平均海拔2800 m持平.

图 9 模型剖面图及波场快照图 (a)水平地表模型; (b)起伏地表模型; (c)水平地表模型的48 s和68 s的波场快照; (d)起伏地表模型的48 s和68 s的波场快照.红色代表P波,绿色代表S波,颜色深浅表示振幅大小. Fig. 9 Model cross-sections and wavefield snapshots (a) Crustal model with flat surface without topography and sedimentary layer; (b) Crustal model with topography, but without sedimentary layer; (c) Snapshots at 48 s and 68 s of crustal model with flat surface; (d) Snapshots at 48 s and 68 s of crustal model with topography. Red and green colors indicate P and S waves, respectively. Deeper color represents larger amplitude.

水平地表模型和起伏地表模型的波场快照显示地震发生后地震波很快传出“盆地”区域,起伏地表模型的波场快照中可见有地震波在两山之间的“盆地”区域传播,但振幅小(图 9c9d).与上述两个模型不同的是柴达木盆地三维速度模型中的地震波传入盆地后地震波振幅明显放大(图 5),并在盆地边缘产生转换波,随后产生振幅较大的面波,面波围陷在盆地当中,在盆地边界反射,来回传播,造成后续震相得到放大和持续时间的加长.

从地震波形对比图可以看出(图 10),相对于水平地表模型,地形起伏对处于盆地内部和边缘的台站几乎没有影响(A01,GOM(L2205),H01,H02),但加入沉积层模型后,由于低速的沉积物对地震波的放大和围陷作用,这些台站记录的地面运动振幅增大,持续时间加长.D04和A05台站位于盆地南侧高海拔山区(图 1),其海拔高度在水平地表模型和起伏地表模型中不同,且在三维模型中D04台站底部没有沉积层分布,D04在不同模型模拟中记录的波形对比显示,地形起伏对地震波影响较小.A05台站位于盆地西南侧边缘,盆地内部的面波在盆地边界部分传播进入山区基岩,因此在A05台站直达波之后可以看到由盆地内传播到的面波.

图 10 A01、GOM(L2205)、H01、H02、D04和A05台站上三个模型的大柴旦地震的模拟地面运动NS分量的理论地震图. 每个台站的三个图分别为水平地表模型(c),起伏地表模型(c.t.),柴达木盆地三维速度模型(c.t.s)的理论地震波形 Fig. 10 Comparison of synthetic waveforms recorded at A01, GOM(L2205), H01, H02, D04 and A05 stations of three models. For each station, from top to bottom is waveform from flat-surface crustal model (c), crustal model with topography (c.t.) and full model containing crust, sediments and topography (c.t.s.)
4 结论与讨论

本文利用青海省固定台站和INDEPTH IV流动台站地震波形记录资料,分析了2008年11月10日大柴旦MW6.3级地震在柴达木盆地内的地震地面运动特征,结果显示盆地内部松软沉积层使得地震地面运动振幅增大,峰值速度衰减变缓慢,且将地震波围陷在盆地当中,使得地面运动持时增长.

为了研究大柴旦地震区域地震波传播和地震地面运动的分布特征,本文结合前人地质和地壳结构研究成果,建立了柴达木盆地三维地震波传播介质模型,并在高性能计算平台上开展了地震波传播三维数值模拟计算,得到了波场快照、理论地震波形和峰值速度分布.波形对比显示模拟结果能比较好地重现观测结果.波场快照及沿测线理论地震图揭示了地面运动在盆地内振幅放大、持时加长的机理,即地震波入射到盆地,在盆地边缘产生次生面波,振幅增大,由于盆地沉积物与基岩的较大的阻抗差,地震波在盆地边缘被反射回盆地,被“围陷”在盆地当中,往复传播,持时加长.模拟的峰值速度等值线图与盆地沉积层分布相近,并且和观测的结果有较好一致性,均显示了盆地内沉积物对地面运动的放大作用.数值模拟结果与观测数据较好的一致性说明本文所构建的柴达木盆地三维传播介质模型的合理性和可靠的精度.

我们还对比了研究区域地形起伏对地震波传播的影响,模拟结果显示相对于水平地表模型,起伏地表模型对地震波的振幅有一定影响.相对于起伏地表模型,柴达木盆地三维传播介质模型中盆地沉积物及盆地形状对地震波放大起主要作用.

致谢  感谢北京大学研究生院博士研究生短期交流项目的资助,研究中的三维并行计算是在日本东京大学地震研究所EIC超级计算机和北京大学“北极星”高性能计算平台上完成,本文所用的地震波形数据由INDEPTH IV项目和青海省地震局提供,前者数据下载于IRIS,在此一并表示衷心感谢.本文图片由Genetic Mapping Tools(Wessel et al., 2013)软件绘制.
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