2020, Vol. 63
2. 中国地质大学(武汉)地球内部多尺度成像湖北省重点实验室, 武汉 430074;
3. 四川省地震局, 成都 610041
2. Hubei Subsurface Multi-scale Imaging Key Laboratory, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China;
3. Sichuan Earthquake Agency, Chengdu 610041, China
大地震发生后引起的地表强震动及其可能造成的灾害一直是地震学研究的重点之一.地震动衰减关系能够在中强震发生后推算出各处可能的地震动强度分布，为抗震救灾的行动部署及烈度速报提供重要参考，同时也是建筑物设计建造时抗震参数确定的重要依据(Wu et al., 2001; 王玉石等, 2013).目前，地震动峰值加速度(Peak Ground Acceleration, PGA)是烈度估算最常用的依据，而水平向PGA是其一般最简单有效的峰值参数.同时，前人的研究表明地震动峰值速度(Peak Ground Velocity, PGV)与一些固有震荡周期较长的建筑物破坏相关性更高，尤其是水平向PGV在一定条件下与烈度的关系更紧密(Trifunac and Brady, 1975; Wu et al., 2003; 王德才等, 2013).因此，获得能够有效计算震区PGV，PGA的地震动衰减关系对于震后的救灾工作及前期的防震抗震工作有着极为重要的价值.
已有的研究结果表明，不同地区的地震动衰减关系的公式形态与具体参数数值有所差异，使用特定研究区域的地震动数据得到适用于该区域的地震动衰减关系才能得到真实有效的结果(Lin and Lee, 2008; Campbell and Bozorgnia, 2008; Montalva et al., 2017; Sedaghati and Pezeshk, 2017).川滇地区由于强烈的地壳变形、断裂活动及特殊的地理位置成为中国大陆地震活动最强烈的地区之一(张培震, 2008).在南北地震带南段主要发育有若干组活动地块边界断裂带，并且形成了弧形断裂带，主要包括：鲜水河—小江断裂带、金沙江—红河断裂带等.其中鲜水河—小江断裂划分了川滇地块和扬子地块的构造边界，是位于研究区域中央的一组活动性极强的北北西-近南北走向的大型左旋走滑断裂系，其北段与则木河断裂、大凉山断裂及莲峰断裂相连，南段与曲江断裂和红河断裂等断裂形成交错；鲜水河—小江断裂中小江断裂带北端巧家北至东川南及华宁以南至小江断裂南端地区处于高应力状态，具备发生强震的可能(毛燕等，2016).小江断裂带周边区域近年来发生了如2014年云南鲁甸MS6.5地震和2014年云南景谷MS6.6地震等诸多灾害性较强的地震，其中发生在小江断裂带北段东侧的包谷垴—小河断裂上的鲁甸MS6.5地震的极震区烈度最高达到Ⅸ级，造成了重大的人员伤亡和财产损失，并同时对周边断层系统产生了应力加载作用，提高了周边区域的发生大震的可能性(张勇等, 2014; 徐锡伟等, 2014).
目前已有部分针对川滇地区地震动衰减关系的研究，但大多针对于独立的大地震事件，如汶川MS8.0地震、芦山MS7.0地震等(Lu et al., 2010; Bai, 2017)或川滇地区不同位置中强地震的综合统计(俞言祥和汪素云, 2006; 王玉石等, 2013)，并没有出现针对目标区域相对完备的地震动衰减关系的研究.南北地震带南段是强震高发的危险区域，得到适合于该区域的地震动衰减关系并进行相关研究就显得极为重要.本研究使用了目标区域内中强地震数据，分析了震级、震中距和场地响应等因素对地震动强度的幅值和衰减的影响，得到有效的地震动衰减关系，希望能为该区域的抗震减灾提供参考，也为将来的相关研究提供更多的资料.
1 数据与方法 1.1 地震数据本文选取川滇地区(东经99.5°—106.5°，北纬21.5°—28.5°)在2009年1月1日至2016年6月30日之间地震矩震级(MW)在3.5级以上的217个地震事件(图 1)，使用研究区域内49个国家测震台网台站所记录到的波形数据(郑秀芬等, 2009; 国家测震台网数据备份中心, 2007)，计算得到4465组PGV及PGA数据.本研究中的水平PGV和PGA均为使用南北分量和东西分量地震速度记录和加速度记录换算实际水平向振动变化并求取峰值得到，且要求所有参与计算PGV、PGA的波形数据存在清晰的体波信号.
|
图 1 研究区地震与台站分布图 图中圆圈与三角分别为本文统计的地震事件与国家测震台网台站, 其中红色和粉色五角星分别为云南鲁甸MS6.5地震和云南景谷MS6.6地震.黑色线段代表断层线.断裂名称: F1, 小江断裂带; F2, 普渡河断裂; F3, 曲江断裂; F4, 红河断裂; F5, 则木河断裂; F6, 大凉山断裂; F7, 莲峰断裂. Fig. 1 Map showing distributions of earthquakes and seismic stations and major faults in the study area Circles and triangles represent earthquakes used in this study and China Digital Seismic Network stations, respectively. Red and purple pentagrams are the 2014 MS6.5 Ludian, Yunnan and the 2014 MS6.6 Jinggu, Yunnan earthquakes. Black lines are fault traces. F1, Xiaojiang fault zone; F2, Putuhe fault; F3, Qujiang fault; F4, Honghe fault; F5, Zemuhe fault; F6, Daliangshan fault; F7, Lianfeng fault. |
本文地震目录来源于中国地震台网中心，事件震级类型有所差异，大部分地震事件震级类型为里氏震级(ML)，部分事件震级类型为面波震级(MS)和体波震级(mb).为了得到统一的衰减关系公式，文本选取矩震级(MW)作为公式的震级项.本文首先查询Global CMT地震目录(www.globalcmt.org)，得到部分事件的矩震级大小，对于Global CMT地震目录缺失的地震事件，使用Tang等(2016)提出的经验关系式将不同震级统一为矩震级，转换后的事件矩震级及震中距的统计分布如图 2所示.
|
图 2 事件矩震级及震中距的统计分布 (a)地震动数据关于震中距与矩震级的分布；(b)不同矩震级事件的数量统计. Fig. 2 Distribution of records and earthquakes used in this study (a) Distribution of ground motion data on moment magnitude and source-to-site distance; (b) The histogram of event moment magnitudes. |
为了找到适合目标区域的地震动衰减关系，本研究并未直接使用既定公式对目标区域地震动数据进行回归拟合，而是结合前人研究及目标区域PGV、PGA数据分布形态，逐步确定合适的地震动衰减关系并对公式中的不同参数进行逐步拟合.
由于目标区域地震数量随地震震级的增大而减少，且近年的研究表明不同震级地震的地震动衰减关系有所差异，特别是大地震往往会出现地震动振幅的距离衰减大幅下降的现象(Power et al., 2008; 王玉石等, 2013; Graizer, 2017)；为了更精确的了解不同矩震级事件对应的地震动衰减关系，本文首先以0.1矩震级为震级跨度将所有PGV、PGA数据分组，并将第i组内数据的矩震级定为其平均矩震级
|
(1) |
其中，A为地震事件在某台站处的PGV或PGA数值, 其中PGV单位为mm·s-1，PGA单位为mm·s-2；r为震中距，单位为km；h为以km为单位，用于描述地震波几何扩散项中的补偿项，其主要有两个作用：(1)描述非点源的破裂尺度；(2)作为补偿几何扩散项中的震中距参数，避免震中距r过小时理论PGV或PGA过高.式中i代表第i组地震动数据, 振幅参数C1i描述不同矩震级范围内事件的PGV或PGA振幅大小；距离衰减系数C2i为介质非完全弹性及地震波散射造成的地震波振幅衰减的距离衰减系数；式中右侧第三项代表球面波的几何扩散造成的地震波能量分散，其中的补偿项h取为断层破裂面面积(Yrup)的平方根(Yrup1/2).断层破裂面积Yrup的估算由事件的矩震级大小MW得到，转换式为(Wyss, 1979)：
|
(2) |
本研究选用2014年云南鲁甸MS6.5地震计算常数C，根据赵旭等(2014)反演结果得到2014年云南鲁甸MS6.5地震破裂面积为227.6 km2，矩震级为6.1.计算得到常数C约为3.7428，补偿项h即为0.0134×100.5MW.则各矩震级范围的地震动衰减关系可进一步写为
|
(3) |
接下来依据公式(3)使用最小二乘法对按照矩震级分类的PGV、PGA数据进行拟合得到平均矩震级
|
(4) |
拟合结果的标准差为对应矩震级范围内所有PGV或PGA的理论数值与实际数值的对数差的标准差，即：
|
(5) |
式中Aobsj和Aprej分别为PGV或PGA观测值和理论值，j代表第i个矩震级范围内的不同地震记录.
1.4 场地响应的计算考虑了震源及路径衰减对地震动强度分布的影响后，本研究进一步分析了各个台站处的场地响应，判断接收点处介质对于地震波振幅的放大或者压制能力.场地响应是地震动衰减关系中十分重要的一个因素，加入场地响应修正项能够进一步改进完善地震动衰减关系，大大减小公式的预测误差；以Wu等(2001)的研究结果为例，通过加入场地响应修正项，PGV和PGA的地震动衰减关系的拟合误差分别减小约18.67%和16.46%.同时，场地响应能够帮助地震动衰减关系计算更加精细的PGV、PGA分布并划分相对危险(会放大地震波振幅)和安全(会压制地震波振幅)的区域，为抗震减灾提供参考.
由于缺少国家测震台网台站的场地工程地质条件资料及目标区域的精细浅层横波波速模型，我们参考Wu等(2001)及Eberhart-Phillips(2016)的方法计算各台站的场地响应.台站记录得到的地震波振幅实际已经通过了场地响应对其的放大或压制作用，实际振幅为地震波入射振幅A与场地响应S的乘积A·S，通过比较地震动数据的实际值与从前述公式得到的经验值，就可以估算该台站所处介质的场地响应S，计算方法为
|
(6) |
式中N为特定台站所接收到的所有地震事件个数；Aobsi为第i个地震事件的PGV或PGA观测值；Aprei为第i个地震事件的PGV或PGA的理论值，由公式(4)计算得到.
2 研究结果与讨论 2.1 各矩震级事件的振幅与衰减本研究使用的地震事件矩震级最小为3.95，最大为6.2；以0.1矩震级为跨度进行分类，各震级范围的PGV、PGA数据最多为1055个(4.0≤MW＜4.1)，最少为13个(6.1≤MW＜6.2)，拟合结果如图 3和图 4所示.从不同震级的拟合结果可以发现，矩震级越大，PGV、PGA数据越集中，拟合效果更好，表明地震动强度分布的不确定性会随着震级增加而降低，与前人的研究成果相符(Stewart et al., 2016).当矩震级较小时，近场处可能出现过高的PGA；PGV虽然出现了类似的情况，但与PGA相比要更贴近理论曲线，同样的现象也出现在了其他类似的研究中(Wu et al., 2001; 王玉石等, 2013).出现这一现象的主要原因为中小型地震的拐角频率高，高频能量比例相对较大；特别在是近震源处，这些高频成分尚未大量衰减，从而造成了近场处过大的PGA或PGV振幅.但PGV较PGA对高频部分相对不敏感，因而相对稳定.由于高频成分的地震波信号随地震波的传播距离衰减快，因而在中远场处极少出现PGA或PGV过大的现象.随着矩震级增大，地震事件拐角频率降低，中低频能量比例上升，因此即使在近场高频成分未衰减时地震信号中的中低频部分也能够保证大矩震级事件的近场处PGA和PGV数值的稳定；因此大矩震级事件的拟合效果往往更好.
|
图 3 不同矩震级范围PGV拟合结果 图中PGV数据矩震级范围为MW3.9~6.2, 拟合结果以0.3矩震级为跨度连续展示. Fig. 3 Regression results for PGV in different moment magnitude ranges The moment magnitudes for PGV are from MW3.9 to MW6.2. All regression results are shown in 0.3 MW interval. |
|
图 4 不同矩震级范围PGA拟合结果 图中PGA数据矩震级范围为MW3.9~6.2, 拟合结果以0.3矩震级为跨度连续展示. Fig. 4 Regression results for PGA in different moment magnitude ranges The moment magnitudes for PGA are from MW 3.9 to MW 6.2. All regression results are shown in 0.3 MW interval. |
随着矩震级的增加，PGV和PGA的理论曲线上移，且PGV的理论曲线会随着矩震级增大而趋于平缓，表明PGV的距离衰减程度会随着事件矩震级增大而降低.这种规律也出现在PGA中，虽然其距离衰减程度在参与拟合数据较少时会出现明显的波动，但整体还是呈现衰减减小的趋势(图 3和图 4).这一现象表明随着地震矩震级的增加，由介质非完全弹性及地震波散射造成振幅的距离衰减效应降低.类似的结果在前人的研究中也曾被发现(俞言祥和汪素云, 2006; Power et al, 2008; 王玉石等, 2013)，表明对事件按照其矩震级大小的分类是有效且必要的.
2.2 振幅函数与距离衰减函数
分别将PGV和PGA所对应的振幅参数C1i和距离衰减系数C2i按照对应的平均矩震级
|
图 5
PGV、PGA振幅参数C1i，距离衰减系数C2i与平均矩震级 |
|
(7) |
|
(8) |
拟合结果显示PGV和PGA振幅随矩震级增大的情况大致相同，但PGV的波动明显更小，表明PGV较PGA更稳定.同样地对C2i进行线性拟合可以得到距离衰减函数为
|
(9) |
|
(10) |
相较于C1i，PGV的C2i也与矩震级呈明显的线性关系，且随着矩震级的增加C2i的绝对值减小，说明PGV的距离衰减会随着事件矩震级的增加而线性减小.PGA的距离衰减系数C2i明显较PGV离散的多，标准差也更大，参考PGV的衰减规律本文将PGA对应的C2i与矩震级的关系依旧视为线性.通过前人的研究(周龙泉等, 2009)发现，南北地震带南段地壳Qs值分布存在显著的横向非均匀性，Qs值分布范围为250~600.作为影响距离衰减率的最主要因素，地壳介质的Qs值的非均匀性直接导致了当射线路径存在差异时，地震波(主要为横波)在不同射线路径上传播的衰减率有所差异，因此相较于C1i，C2i相对于理论直线的偏离相对较大.尽管研究区域地壳介质的Qs值存在明显的非均匀性，PGV的距离衰减系数C2i的整体趋势与拟合效果并未受到明显的影响，而PGA的C2i则离散的多，特别是参与拟合的事件数量少时，其射线路径稀疏，不同矩震级区间PGA的C2i偏离理论直线相对更远.因此我们判断地壳介质的Qs值非均匀分布对PGV的衰减影响不大，但能较明显的改变PGA的衰减.
最后分别使用振幅函数fAmp(MW)和距离衰减函数fAtt(MW)替换公式(1)中的C1i和C2i，得到适用于目标区域的地震动衰减关系为
|
(11) |
|
(12) |
PGV、PGA实际分布和理论曲线的标准差分别为0.3234和0.3896，显示PGV的实际数值更加贴近于理论曲线，相同矩震级事件的PGA衰减更大(图 6).两者在小震近场处均可能产生偏高的数值，但PGA的跳动更大，这也印证了使用PGA计算烈度时可能会出现在中小地震近场处偏高的情况(Wu et al., 2003; 王玉石等, 2013).当事件矩震级较大时(MW≥5.5)，PGV出现了明显随距离增大而衰减程度降低的情况，表明在衰减项中加入矩震级作为参数是十分必要的.
|
图 6 4465组PGV(a)、PGA(b)的实际分布与理论曲线 Fig. 6 The observerd PGV (a), PGA (b) and their predicted curves of 4465 data |
本研究计算了目标区域49个国家测震台网台站处的场地响应(附表 1)，目标区域PGV的场地响应范围为0.2409~2.2958, PGA的场地响应范围相比较大，为0.2114~4.4890.为了区分地震波振幅被放大(场地响应大于1)和被压制(场地响应小于1)的区域，图 7为场地响应取自然对数的分布.研究区内相同台站对于PGA振幅的放大或压制倍数较PGV更大，两者的场地响应趋势一致，均为小江断裂—莲峰断裂北西侧响应强烈而南东侧响应平静，整体由西北至东南呈现高-低-高的带状响应特征.该结果与周龙泉等(2009)得到的该区域地壳Qs值分布对应；其中高，低Qs值区域分别与本研究中的高，低场地响应区域对应.
|
图 7 研究区域内PGV和PGA的场地响应 图(a)和图(b)分别为PGV和PGA的场地响应取自然对数的分布.红色区域场地响应系数大于1, 即为放大地震波振幅的区域, 蓝色区域场地响应系数小于1, 即为压制地震波振幅的区域. A和C为高场地响应异常区, B和D为低场地响应异常区. Fig. 7 Site factors contour maps for PGV and PGA (a) Contour maps for PGV site factors in their natural logarithm; (b) Contour maps for PGA site factors in their natural logarithm. Red and blue zones are where site factors are greater or less than 1, where amplitudes are amplified and suppressed. A and C represent the high abnormaly site factors areas; B and D represent the low abnormaly site factors areas. |
滇中地区(A区)覆盖有印支旋回以来的陆相沉积盆地，而已有大量研究证实沉积地层能够明显的放大地震动强度(Aki, 1988; Field et al., 1998; Napolitano et al., 2018)，因此该区域出现了明显的强场地响应.小江断裂带作为“川滇菱形块体”的东边界，附近断层断裂带的历史强震导致了大量充满流体的裂隙(胡家富等, 2003; 周龙泉等, 2009)，我们推测这些裂隙在造成地震波振幅较强衰减的同时阻碍地震波能量传播到地表台站从而造成该区域(B区)的低场地响应分布.同时小江断裂带北段东侧(D区)出现区域场地响应的最小值，并与本文使用的地震事件分布最稀疏的区域重合，我们推测主要有两个原因：(1)该区域地震事件少，附近台站接收到的绝大部分事件的射线路径穿过小江断裂带所处的低Qs值区域(周龙泉等, 2009)，造成这些台站处的PGV和PGA较其他台站偏小，同样的结果在前人的研究中也有所出现(Bonilla et al., 1997)；(2)已有实验和研究发现胡克定律在介质形变张量过大时不再适用，从而导致场地响应会随事件矩震级的增大而减弱(Field et al., 1997, 1998)，而该处台站附近地震事件少，参与计算场地响应的地震记录多为中远距离矩震级相对较大的地震事件，从而降低了该处台站的场地响应.滇东地区(C区)为华南块体，是新构造运动期间比较稳定的块体，其内部活动断裂和褶皱不太发育，为稳定、坚固的块体(张静华等, 2005; 罗钧等, 2014)，其在良好地传递地震波振幅的同时能将地震波能量有效地传导至地面台站，因此具有相对较高的场地响应值.目标区域场地响应整体特征与该区域地壳介质Qs值分布一致，说明介质放大或压制地震波振幅和其传递地震波能量的能力相关.
将场地响应修正项加入前文得到的目标区域地震动衰减关系后，公式变为
|
(13) |
|
(14) |
其中x和y分别表示经度和纬度.经过场地响应校正后的PGV、PGA分布更加贴合于理论曲线，整体数据的标准差大幅下降，PGV和PGA的标准差分别由0.3234下降至0.2569和由0.3896下降至0.3000;部分过高或过低的PGA被压制回到理论曲线附近，但整体趋势并未改变(图 8)；表明场地响应校正在大幅改进数值离散程度的同时并不会改变PGV、PGA的整体大小及衰减规律.
|
图 8 场地响应校正后PGV(a)、PGA(b)的分布与理论曲线 Fig. 8 The observerd PGV(a), PGA(b) and their predicted curves after site factor correction |
为了检验本研究得到的地震动衰减关系的有效性，我们计算了目标区域所有地震事件的均差与标准差，计算结果分为使用场地响应校正PGV、PGA数据前与数据后(图 9和图 10).
|
图 9 事件场地响应校正前(a)后(b)PGV均差与标准差分布(虚线为整体标准差) Fig. 9 PGV residuals between the observed and the predicted values before (a) and after (b) site factor correction (Dash lines are standard deviation for all PGVs) |
|
图 10 事件场地响应校正前(a)后(b)PGA均差与标准差分布(虚线为整体标准差) Fig. 10 PGA residuals between the observed and the predicted values before (a) and after (b) site factor correction (Dash lines are standard deviation for all PGAs) |
本文得到的PGV衰减关系在使用场地响应校正数据前就可以得到较为可靠的预测结果，仅有部分小震事件的均差位于标准差范围(虚线部分)之外，且本文得到的基本衰减关系(未加入场地效应项)对于不同事件的PGV预测效果未出现整体偏高或者偏低的现象.单个事件的标准差整体表现为大矩震级事件标准差小，小震事件标准差相对较大；我们认为造成这一现象主要有3个原因：(1)中小地震可能在近场地震记录中存在较高比例的高频信号从而产生较高的PGV，相似的现象在PGA中更明显；(2)收到大矩震级事件的台站相对完整，参与计算标准差的记录数量更多；(3)地震记录振幅的不确定性会随着事件矩震级的增加而降低.经过场地响应校正后，整体PGV数据的标准差大幅下降，由0.3234下降至0.2569；同时，87.56%的地震事件的PGV标准差经过场地响应校正后变小，表明场地响应校正对于单次事件PGV的标准差有明显的压制作用.
PGA的拟合结果相较PGV稍差，在矩震级较小时(MW≤4.5)有较多事件的均差与标准差较大，存在高估PGA或低估PGA的现象.而当矩震级逐步增大时，单个事件的均差与标准差相对稳定，但仍然存在大标准差事件.经过场地响应校正后，整体PGA数据的均差向零值靠近，标准差大幅减小，由0.3896下降至0.3000；93.09%的地震事件的PGA标准差经过场地响应校正后减小.对PGA数据进行场地校正不仅可以压制中小震的PGA均差，减小对PGA振幅的整体高估或低估现象，还能够明显压制各矩震级事件PGA的标准差，使同一地震事件的不同台站的PGA数值更加稳定.
3 结论地震动衰减关系作为抗震救灾的重要依据，长久以来都是地震学研究的重点之一.本研究藉由2009年1月至2016年6月南北地震带南段区域217个地震事件，49个国家测震台网台站数据得到目标区域完整地震动衰减关系，并在此基础上计算得到目标区域场地响应，将PGV和PGA衰减关系的误差分别由0.3234减小至0.2569和由0.3896减小至0.3000；根据本文得到的目标区域完整地震动衰减关系，分析得出如下结论：
(1) 研究区内地震动强度衰减与事件矩震级相关.随着矩震级的增大，PGV和PGA的振幅增大的同时其距离衰减率线性减小，即事件矩震级越大，PGV和PGA的距离衰减率越小.
(2) 目标区域PGV衰减关系的拟合效果较PGA好，同一事件的PGV分布也较PGA稳定.当事件矩震级较小时，其近场处可能会产生较理论值更大的PGV和PGA，其中PGA更加明显.随着矩震级的增加，地震动强度分布的不确定性降低，衰减关系的拟合效果大大提升.
(3) 通过计算得到目标区域场地响应，本研究改进了原有地震动衰减关系并明显地降低了衰减关系的标准差；该区域PGA场地响应较PGV放大或压制倍数更大，两者趋势一致，均由西北至东南呈高-低-高的带状响应特征，与前人得到的相同区域的地壳Qs值分布(周龙泉等, 2009)十分相似，其中高场地响应对应高Qs值，低场地响应对应低Qs值，表明介质传导地震波能量和放大或压制地震波振幅的能力是相关联的.
由于本研究使用的台站仪器类型为数字地震仪而非强震仪，强震近场振幅可能超出地震仪幅值范围从而造成强震近场数据的缺失，因此需在以后的工作中进一步加入强震近场数据来加以完善.
致谢 感谢中国地震台网中心和国家测震台网数据备份中心提供的地震目录及波形数据(郑秀芬等, 2009)，对二位评审人的完善建议，在此一并表示感谢.
Aki K. 1988. Local site effects on weak and strong ground motion. Tectonophysics, 218(1-3): 93-111. |
Bai Y Z. 2017. Comparison of strong ground motion recordings of the Lushan, China, earthquake of 20 April 2013 with the Next Generation Attenuation (NGA)-West2 ground-motion models. Bulletin of the Seismological Society of America, 107(4): 1724-1736. |
Bonilla L F, Steidl J H, Lindley G T, et al. 1997. Site amplification in the San Fernando Valley, California:variability of site-effect estimation using the S-wave, coda, and H/V methods. Bulletin of the Seismological Society of America, 87(3): 710-730. |
Boore D M, Atkinson G M. 2008. Ground-motion prediction equations for the average horizontal component of PGA, PGV, and 5%-damped PSA at spectral periods between 0.01 s and 10.0 s. Earthquake Spectra, 24(1): 99-138. DOI:10.1193/1.2830434 |
Campbell K W, Bozorgnia Y. 2008. NGA ground motion model for the geometric mean horizontal component of PGA, PGV, PGD and 5% damped linear elastic response spectra for periods ranging from 0.01 to 10 s. Earthquake Spectra, 24(1): 139-171. DOI:10.1193/1.2857546 |
Data Management Centre of China National Seismic Network, Waveform data of China National Seismic Network, Institute of Geophysics, China Earthquake Administration. 2007. doi: 10.11998/SeisDmc/SN,http://www.seisdmc.ac.cn.
|
Eberhart-Phillips D. 2016. Northern California seismic attenuation:3-D Qp and Qs models. Bulletin of the Seismological Society of America, 106(6): 2558-2573. DOI:10.1785/0120160060 |
Field E H, Johnson P A, Beresnev I A, et al. 1997. Nonlinear ground-motion amplification by sediments during the 1994 Northridge earthquake. Nature, 390(6660): 599-602. DOI:10.1038/37586 |
Field E H, Zeng Y, Johnson P A, et al. 1998. Nonlinear sediment response during the 1994 Northridge earthquake:Observations and finite source simulations. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 103(B11): 26869-26883. DOI:10.1029/98JB02235 |
Graizer V. 2017. Alternative (G-16v2) ground-motion prediction equations for central and Eastern North America. Bulletin of the Seismological Society of America, 107(2): 869-886. DOI:10.1785/0120160212 |
Hu J F, Su Y J, Zhu X G, et al. 2005. S-wave velocity and Poisson's ratio structure of crust in Yunnan and its implication. Science in China (Series D):Earth Sciences, 48(2): 210-218. DOI:10.1360/03yd0062 |
Lin P S, Lee C T. 2008. Ground-motion attenuation relationships for subduction-zone earthquakes in northeastern Taiwan. Bulletin of the Seismological Society of America, 98(1): 220-240. DOI:10.1785/0120060002 |
Lu D W, Cui J W, Li X J, et al. 2010. Ground motion attenuation of MS8.0 Wenchuan earthquake. Earthquake Science, 23(1): 95-100. DOI:10.1007/s11589-009-0047-9 |
Luo J, Zhao C P, Zhou L Q. 2014. Characteristics of focal mechanisms and stress field of the Chuan-Dian rhombic block and its adjacent regions. Seismology and Geology (in Chinese), 36(2): 405-421. |
Mao Y, Liu Z F, Ye J Q, et al. 2016. Analysis on strong earthquake risk of Xiaojiang fault zone. Journal of Seismological Research (in Chinese), 39(2): 213-217. |
Montalva G A, Bastías N, Rodriguez-Marek A. 2017. Ground-motion prediction equation for the Chilean Subduction Zone. Bulletin of the Seismological Society of America, 107(2): 901-911. DOI:10.1785/0120160221 |
Napolitano F, Gervasi A, La Rocca M, et al. 2018. Site effects in the pollino region from the HVSR and polarization of seismic noise and earthquakes. Bulletin of the Seismological Society of America, 108(1): 309-321. DOI:10.1785/0120170197 |
Power M, Chiou B, Abrahamson N, et al. 2008. An overview of the NGA project. Earthquake Spectra, 24(1): 3-21. DOI:10.1193/1.2894833 |
Sedaghati F, Pezeshk S. 2017. Partially nonergodic empirical ground-motion models for predicting horizontal and vertical PGV, PGA, and 5% damped linear acceleration response spectra using data from the Iranian Plateau. Bulletin of the Seismological Society of America, 107(2): 934-948. DOI:10.1785/0120160205 |
Stewart J P, Boore D M, Seyhan E, et al. 2016. NGA-West2 equations for predicting vertical-component PGA, PGV, and 5%-damped PSA from shallow crustal earthquakes. Earthquake Spectra, 32(2): 1005-1031. DOI:10.1193/072114EQS116M |
Tang C C, Zhu L P, Huang R. 2016. Empirical MW-ML, mb, and MS Conversions in Western China. Bulletin of the Seismological Society of America, 106(6): 2614-2623. DOI:10.1785/0120160148 |
Trifunac M D, Brady A G. 1975. On the correlation of seismic intensity scales with the peaks of recorded strong ground motion. Bulletin of the Seismological Society of America, 65(1): 139-162. |
Wang D C, Ni S D, Li J. 2013. Research status of rapid assessment on seismic intensity. Progress in Geophysics (in Chinese), 28(4): 1772-1784. DOI:10.6038/pg20130418 |
Wang Y S, Li X J, Zhou Z H. 2013. Research on attenuation relationships for horizontal strong ground motions in Sichuan-Yunnan region. Acta Seismologica Sinica (in Chinese), 35(2): 238-249. |
Wu Y M, Shin T C, Chang C H. 2001. Near real-time mapping of peak ground acceleration and peak ground velocity following a strong earthquake. Bulletin of the Seismological Society of America, 91(5): 1218-1228. |
Wu Y M, Teng T L, Shin T C, et al. 2003. Relationship between peak ground acceleration, peak ground velocity, and intensity in Taiwan. Bulletin of the Seismological Society of America, 93(1): 386-396. DOI:10.1785/0120020097 |
Wyss M. 1979. Estimating maximum expectable magnitude of earthquakes from fault dimensions. Geology, 7(7): 336-340. DOI:10.1130/0091-7613(1979)7<336:EMEMOE>2.0.CO;2 |
Xu X W, Jiang G Y, Yu G H, et al. 2014. Discussion on seismogenic fault of the Ludian MS6.5 earthquake and its tectonic attribution. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 57(9): 3060-3068. DOI:10.6038/cjg20140931 |
Yu Y X, Wang S Y. 2006. Attenuation relations for horizontal peak ground acceleration and response spectrum in eastern and Western China. Technology for Earthquake Disaster Prevention (in Chinese), 1(3): 206-217. |
Zhang J H, Li Y X, Guo L Q, et al. 2005. Contemporary tectionic movement and internal deformation of south China block. Journal of Geodesy and Geodynamics (in Chinese), 25(3): 57-62. |
Zhang P Z. 2008. The tectonic deformation, strain distribution and deep dynamic processes in the eastern margin of the Tibetan Plateau. Science in China (Series D) (in Chinese), 38(9): 1041-1056. |
Zhang Y, Xu L S, Chen Y T, et al. 2014. Rupture process of the 3 August 2014 Ludian, Yunnan, MW6.1 (MS6.5) earthquake. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 57(9): 3052-3059. DOI:10.6038/cjg20140930 |
Zhao X, Liu J, Feng W. 2014. The kinematic characteristics of the MS6.5 Ludian Yunnan earthquake in 2014. Seismology and Geology (in Chinese), 36(4): 1157-1172. |
Zheng X F, Ouyang B, Zhang D N, et al. 2009. Technical system construction of Data Backup Centre for China Seismograph Network and the data support to researches on the Wenchuan earthquake. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 52(5): 1412-1417. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2009.05.031 |
Zhou L Q, Liu J, Su Y J, et al. 2009. Tomography for Q of Yunnan region from high-frequency attenuation of S wave. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 52(6): 1500-1507. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2009.06.011 |
国家测震台网数据备份中心, 国家测震台网地震波形数据, 中国地震局地球物理研究所. 2007. doi: 10.11998/SeisDmc/SN,http://www.seisdmc.ac.cn.
|
胡家富, 苏有锦, 朱雄关, 等. 2003. 云南的地壳S波速度与泊松比结构及其意义. 中国科学(D辑), 33(8): 714-722. |
罗钧, 赵翠萍, 周连庆. 2014. 川滇块体及周边区域现今震源机制和应力场特征. 地震地质, 36(2): 405-421. DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2014.02.011 |
毛燕, 刘自凤, 叶建庆, 等. 2016. 小江断裂带强震危险性分析. 地震研究, 39(2): 213-217. DOI:10.3969/j.issn.1000-0666.2016.02.005 |
王德才, 倪四道, 李俊. 2013. 地震烈度快速评估研究现状与分析. 地球物理学进展, 28(4): 1772-1784. DOI:10.6038/pg20130418 |
王玉石, 李小军, 周正华. 2013. 川滇地区水平向强地震动衰减关系研究. 地震学报, 35(2): 238-249. DOI:10.3969/j.issn.0253-3782.2013.02.010 |
徐锡伟, 江国焰, 于贵华, 等. 2014. 鲁甸6.5级地震发震断层判定及其构造属性讨论. 地球物理学报, 57(9): 3060-3068. DOI:10.6038/cjg20140931 |
俞言祥, 汪素云. 2006. 中国东部和西部地区水平向基岩加速度反应谱衰减关系. 震灾防御技术, 1(3): 206-217. DOI:10.3969/j.issn.1673-5722.2006.03.005 |
张静华, 李延兴, 郭良迁, 等. 2005. 华南块体的现今构造运动与内部形变. 大地测量与地球动力学, 25(3): 57-62. |
张培震. 2008. 青藏高原东缘川西地区的现今构造变形、应变分配与深部动力过程. 中国科学(D辑):地球科学, 38(9): 1041-1056. |
张勇, 许力生, 陈运泰, 等. 2014. 2014年8月3日云南鲁甸MW6.1 (MS6.5)地震破裂过程. 地球物理学报, 57(9): 3052-3059. DOI:10.6038/cjg20140930 |
赵旭, 刘杰, 冯蔚. 2014. 2014年云南鲁甸MS6.5地震震源运动学特征. 地震地质, 36(4): 1157-1172. DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2014.04.018 |
郑秀芬, 欧阳飚, 张东宁, 等. 2009. "国家数字测震台网数据备份中心"技术系统建设及其对汶川大地震研究的数据支撑. 地球物理学报, 52(5): 1412-1417. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2009.05.031 |
周龙泉, 刘杰, 苏有锦, 等. 2009. 利用S波高频衰减参数对云南地区地壳Q值成像. 地球物理学报, 52(6): 1500-1507. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2009.06.011 |