北京时间2013年7月22日，甘肃省定西市岷县(34.5°N，104.2°E)发生了M_S6.6地震，它导致了千余人伤亡和数十万人受灾，引起大量房屋损坏和倒塌，同时引发山体滑坡、崩塌和坍陷等多种次生灾害，造成了较大的人员伤亡和经济损失，是一次严重的自然灾害(何文贵等，2013；刘成利等，2015；孙蒙等，2015).

岷县M_S6.6地震震中位于青藏高原东北部边缘和甘肃东南部地区的交界处.该区域处于中国南北地震带中段，是青藏断块、鄂尔多斯断块、阿拉善断块交汇区(邓起东等，2002；郑文俊等，2013).岷县地区的区域地质构造复杂，由于青藏高原块体的不断隆升和东北向挤压作用，形成了从东昆仑断裂带到西秦岭北缘断裂带等多条断裂带逐渐转换过渡的复杂地质构造(郑文俊等，2013；孙蒙等，2015)，岷县地震的发震断层位于其中.区域内东西两侧地壳速度结构差异较大.西侧为青藏高原，地势较高且地形复杂；东侧和南侧分别为鄂尔多斯和四川盆地，地势偏低，且沉积层广泛发育.岷县地区历史上曾发生过多次中强地震(邓起东等，2002；张培震等，2003)，造成了较大的破坏和社会影响，其中2013年岷县M_S6.6地震是该区域中十年内破坏最严重的地震(陈继锋等，2013).因此，对岷县地震开展地震波传播模拟研究，对于理解地质构造差异与地震灾害分布的关系具有重要意义.

宽频带区域数字地震台网记录的岷县M_S6.6地震的地面运动资料显示出区域变化特征，以及这种变化与该区域内复杂的场地条件的联系.通常，影响地面运动的场地条件主要为松软沉积层和地形起伏等因素.其中盆地内松软沉积层会使地面运动出现放大效果，并产生明显的盆地聚焦效应(Campillo et al., 1990；Çelebi et al., 1987；Lee et al., 2008；Chen and Wang, 2019；陈彦阳等，2019)；地形起伏会对地震波产生复杂的反射和折射作用(胡聿贤，2006).1985年9月19日墨西哥M_L8.1大地震对震中350 km以外的墨西哥城产生了巨大破坏，主要是由特定频率的地震波在附近松软沉积层中的放大效应导致(Anderson et al., 1986).马林伟等(2016)对黄土丘陵河谷场地的地震动特征的研究表明，松软黄土层和地形的耦合作用共同控制地面运动峰值加速度的变化.丁彦彦(2016)综合地表地形和沉积层资料建立三维盆地模型，模拟了汶川地震中低频地震波的盆地放大效应.因此松软沉积层和地形起伏的地震场地效应研究受到大家关注.由于模型的复杂性，研究地震场地效应时往往依赖数值方法.张冬丽等(2009)利用有限差分方法讨论了断层破裂方向对银川盆地强地面运动的影响.秦艳芳和王彦宾(2012)将二维交错网格伪谱和有限差分混合方法推广至三维，讨论了三维沉积盆地模型中盆地结构对强震地面运动的效应.黄妍等(2017)利用伪谱和有限差分混合方法研究了柴达木盆地的地震地面运动放大作用.陈彦阳等(2019)利用有限差分方法模拟了2008年大柴旦地震波场传播过程和地面运动特征，发现了柴达木盆地中沉积物对地震波的围陷和放大作用.

本文针对岷县M_S6.6地震的影响区域内地形起伏和沉积层厚度横向变化较大的特点，采用数值模拟方法研究本次地震区域地震波传播以及地面运动特征.研究中使用的数值方法是并行的三维有限差分方法，该方法通过MPI并行来提高计算效率，实现大尺度区域内的地震波传播模拟.本文将计算得到的模拟波形与区域地震台网数据进行对比分析.通过对比处于不同场地条件的台站所记录的波形在峰值速度和持续时间上的差异，讨论沉积层对地震波的振幅放大和地面运动持时加长作用以及复杂地形起伏对地震波的振幅放大效果.对岷县地震进行区域地震波传播模拟计算，有助于理解地面运动存在区域分布差异的原因以及地震波在复杂地质构造地区的传播过程，对于该地区的城市规划、地震危险性分析和抗震减灾等地震灾害预防工作有参考意义.

为了准确模拟研究区域内的地震波传播过程，首先需要建立恰当的传播介质模型.地震波传播特性受介质性质影响.在不同介质的分界面发生折射和反射时，介质参数控制着传播方向、折射率和反射率.此外，地形起伏、断层和沉积层等地质构造也会影响地震波的传播特征.因此，进行地震波场模拟计算时，建立准确合理的传播介质模型十分重要.

本文研究区域地质构造复杂，主要由青藏高原东北部边缘和甘肃东南部两部分构造区域组成.其中青藏高原地区为山区，地势较高且浅层地下结构波速较高，而甘肃东南部地区为盆地地区，在浅层存在低速沉积层.在建立速度结构模型时不能忽视沉积层，因此本文使用全球CRUST1.0模型(Laske et al., 2013)，其中包含3个沉积层.使用的模型数据范围为101.5°E至108.5°E和31.5°N至38.5°N.为了使P波速度、S波速度和密度等介质参数在全网格空间上的分布更加平滑，将CRUST1.0模型数据在水平方向上由1°×1°网格间距插值为0.01°×0.01°的网格间距.根据CRUST1.0模型中不同地质层的边界深度和介质参数设置8个速度分层结构，从浅到深分层依次为：空气层、沉积层1、沉积层2、沉积层3、上地壳、中地壳、下地壳、地幔.

图 1为使用CRUST1.0模型得到的地质层下边界等值线图.从图中可以看出，东西两侧的地势变化比较剧烈，且各地质界面深度起伏较大.地势整体上呈现西侧高、东侧低的趋势，西南区域青藏高原的地势较高，最高海拔超过4.1 km.沉积层主要位于东侧和南侧，图中可以看到两个明显的半椭圆形地势低洼区，分别对应鄂尔多斯和四川盆地.西侧青藏高原边缘地区的莫霍面相比于东侧沉积盆地地区更深，且地壳厚度也更大.西侧地壳厚度最大超过63 km，而东侧地壳厚度在40 km左右.

图 1

Fig. 1

图 1 使用CRUST1.0模型得到的研究区地质层下边界等值线图 Fig. 1 Contour maps of the lower boundaries of geological strata in the study region obtained by CRUST 1.0 model

此外，为了得到更加准确的地表地形起伏，本文使用了SRTM30模型数据(Jarvis et al., 2008)来设置模型地表的地形起伏高度.建模时取CRUST1.0模型中空气层、沉积层1、沉积层2与SRTM30模型中最大的高度值作为模型的地表地形高度，即空气层下边界.对于复杂的地形起伏采用阶梯状网格进行近似，实际计算时对分界面上的介质属性取适当的平均以减少台阶近似造成的影响(Klin et al., 2010).研究区传播介质模型参数如表 1所示.

表 1 (Table 1)

表 1 研究区传播介质模型参数 Table 1 Parameters of transmission medium model of the study area 界面 深度/km P波速度/(km·s-1) S波速度/(km·s-1) 密度/(g·cm-3) Qp Qs 空气层底界 -4.04/-0.74 0 0 2.0 75 50 沉积层1底界 -3.94/-0.21 2.50/2.50 1.07/1.07 2.11/2.11 300 200 沉积层2底界 -4.00/3.31 2.37/4.62 0.97/2.60 2.09/2.47 375 250 沉积层3底界 -4.04/5.70 2.36/5.06 0.97/2.92 2.09/2.55 450 300 上地壳底界 15.53/25.78 6.03/6.10 3.53/3.55 2.73/2.74 600 400 中地壳底界 30.22/46.03 6.29/6.46 3.65/3.70 2.78/2.82 750 500 下地壳底界 39.28/58.30 6.71/7.02 3.87/4.00 2.88/2.96 900 600 地壳厚度 40.55/62.03 7.95/8.32 4.43/4.61 3.28/3.41 1200 800 注：表中数值格式为：下限/上限，深度以竖直向下为正方向.

表 1 研究区传播介质模型参数 Table 1 Parameters of transmission medium model of the study area

研究区SRTM30地形起伏模型如图 2a所示，它清楚地显示了东西两侧剧烈的地形起伏.与图 1中结果一致，西南青藏高原地区有明显的山地隆起，而东侧、南侧的鄂尔多斯和四川盆地地区出现明显的低洼地势.图 2b为研究区S波速度模型剖面图，图中清晰地显示了不同介质层的分界面，而波速和密度在整体上随着深度递增.经度106°E和纬度36°N的剖面在靠近模型边界处的沉积层厚度较大，分别对应四川盆地和鄂尔多斯地区，其中鄂尔多斯的沉积层厚度最大，约为7.5 km.从图中可以看出，上、中、下地壳的厚度依次减小.上地壳底界的深度范围在15~20 km，厚度范围在20~30 km，其中青藏高原边缘地区的上地壳的底界深度和厚度均为最大.中地壳的底界深度范围在30~46 km，厚度范围在15~20 km，厚度由模型中部向边缘区域减小.下地壳底界深度范围在39~58 km，变化范围较大，其中青藏高原边缘地区的下地壳底界深度最大可达58 km，而厚度变化范围在10~15 km.青藏高原边缘地区的下地壳厚度较大，且其上下界面有较大起伏. 图 2的模型剖面图中存在明显的波速和密度的横向不均匀性，而各分层介质分界面的边界平滑，且地表有明显的地形起伏.为了建立数值模型的便利，地表以上设置了最多90个网格点的空气层，并在地表处使用牵引力为零的边界条件.

图 2

Fig. 2

图 2 (a) 研究区SRTM30地形起伏数据；(b)研究区S波速度模型剖面图 模型剖面图中包含90个网格点(9 km)的空气层. Fig. 2 (a) SRTM30 topographic relief data in the study area; (b) S-wave velocity model profiles in the study area A 90-grid-points (9 km) air layer is included in the S-wave velocity model profiles.

岷县M_S6.6地震发生之后，多个研究机构和学者给出了其震源参数，并依据地震矩张量反演和震后考察结果推断岷县M_S6.6地震震中位于西临潭—宕昌断裂带之上(陈继锋等，2013；葛伟鹏，2013；何文贵等，2013；刘旭宙等，2013).孙蒙等(2015)对比不同定位结果得到的波形拟合效果之后，给出了最佳的震源位置(34.54°N，104.189°E)、震源深度(7 km)和震源机制解，并采用快速地震破裂持续时间测定方法(Lomax et al., 2007)估算出断层破裂持续时间约为8 s.岷县M_S6.6地震震源机制解参数如表 2所示.

表 2 (Table 2)

表 2 岷县MS6.6地震震源机制解参数(孙蒙等，2015) Table 2 Focal mechanism solution parameters of Minxian MS6.6 earthquake from Sun et al.(2015) 发震时刻(UTC) 节理面Ⅰ 节理面Ⅱ 震源深度(km) 矩震级(MW) 走向 倾角 滑动角 走向 倾角 滑动角 2013-07-21 23:45:55 186.2° 47.5° 132.3° 300.2° 66.0° 47.7° 7.0 6.1

表 2 岷县MS6.6地震震源机制解参数(孙蒙等，2015) Table 2 Focal mechanism solution parameters of Minxian MS6.6 earthquake from Sun et al.(2015)

本文设置了有限断层破裂模型，用三维空间内的多个子破裂源形成的平面来模拟真实发震断层面，其中每个子破裂源均采用孙蒙等(2015)得到的最佳震源机制解.结合该地区背景构造和震源机制解可以给出断层面解，选取的断层走向和倾角分别为300.2°和66.0°.依据孙蒙等(2015)给出的本次地震的三维空间内的破裂面分布反演结果，断层面沿走向和倾向的长度分别为34.0 km和14.4 km，标量地震矩为M₀=1.60×10²⁵dyn·cm.地震断层面上的滑动主要分布在起始破裂点附近，其中沿走向在正负8.0 km范围内，沿倾向在正向4.8 km和负向6.4 km范围内.在此滑动集中分布范围内，按照各子震源之间的网格间距大于2个网格点的搜索步长，共搜索到151个网格点.本文采用的断层面破裂传播速度为S波传播速度的0.8倍，设定为2.84 km·s^-1.断层破裂方式为自起始破裂点开始、沿断层匀速向外传播，并依照破裂传播速度和各子震源与起始破裂点之间的距离计算出各子震源的起始破裂时间.

本文的数值模拟采用4阶精度的交错网格有限差分方法，求解速度-应力形式的波动方程(Furumura and Chen, 2005).模拟区域的大小为563.2 km×665.6 km×80.0 km，离散模型的水平和垂直网格间距分别为0.2 km和0.1 km，模型网格点数为2816 ×3328×800，Herrmann震源时间函数的宽度为0.5 s.计算的时间步长为0.005 s，时间步数为60000步，因此总模拟计算地震波传播时间为300 s.模拟计算的最高频率为0.75 Hz，从而保证三维空间内水平方向和垂直方向上每个最小波长内的网格点数分别至少为6个和12个.有限差分算法可以通过并行来实现大模型的高效计算，本文共使用16个节点(320个CPU)进行并行计算，占用总内存约为800 GB，进行一次模拟计算耗时约100 h.

甘肃东南部及邻区的区域数字地震台网记录了岷县M_S6.6地震的三分量地面运动，图 3显示了研究区域的断层分布、主要城市和台站分布，其中蓝色三角形表示台站，黑色圆圈表示城市，红色方框为模拟计算区域，黑色直线为模拟测线.对实际观测数据进行去除仪器响应、滤波等数据处理之后，将模拟地震波形与实际观测波形进行对比.选取的滤波范围为0.02~0.60 Hz，对比时主要比较两者的震相到时、持续时间、波形振幅、放大衰减等特征.部分台站的模拟与观测三分量波形对比如图 4所示.

图 3

Fig. 3

图 3 研究区断层分布、主要城市和台站分布 图中背景起伏为研究区地形特征，黑色曲线为断裂分布，蓝色三角形表示台站，黑色圆圈表示城市，红色方框为模拟计算区域，穿过震源的黑色粗直线为模拟测线. Fig. 3 The faults, main cities, and station distribution in the study area The background map is the topographic relief, the fault geometries show as the black curves, the blue triangles represent the stations, the black circles represent the cities, the red box is the simulation area, and the thick black lines through the seismic source are the simulation survey lines.

图 4

Fig. 4

图 4 部分台站的三分量模拟波形与观测波形对比 数字表示波形最大振幅(单位：cm). Fig. 4 Comparison of three component synthetic and observed seismic waveforms at example stations The numbers indicate the maximum amplitudes of waveforms (unit: cm).

波形对比图中显示，大部分台站都具有比较一致的震相到时和振幅.对于震中距较大的台站，如GYU、HXT、XJI、ZYT等，可以观测到较大振幅、长周期的面波震相.位于沉积层地区的台站，如HXT、ZYT等，台站记录的地震波出现明显的振幅放大和持续时间加长现象，这是由沉积盆地效应所导致.部分台站的波形对比存在一定差异，包括震相略有延迟和振幅有差异等.如HZT、QCH的模拟波形与观测波形的震相到时有一定偏差，可能是地震波传播路径上存在速度异常所导致，也可能是两个台站周围地形起伏比较剧烈或局部地下结构差异所产生的影响.

本次建模采用了全球范围的CRUST1.0模型和SRTM30地形模型，对于研究区域内局部的精细速度结构无法准确模拟，并且有限断层破裂震源模型与实际地震断层面之间存在差异，这些都会导致模拟与观测波形对比在一定程度上的差异.在本文所对比的44个台站中，大部分台站的震相到时、持续时间、波形振幅、放大衰减等特征与观测资料吻合得比较好，因此可以认为本次模拟计算是可靠的.此外，图 4中还可以观察到位于不同场地条件的台站所记录的地震波形的地震动特征不同，这反映了地形起伏和地下结构对地震地面运动的峰值速度和持续时间的影响.

本文使用地震波能量积分值达到整个时域上积分值的5%至95%之间的时段作为地震波的持续时间(Anderson，2004；Ghofrani and Atkinson, 2015)，从而比较地震波持续时间与台站震中距的关系.为了方便比较，选取了以震源为中心、一定范围内的部分台站进行对比，这些台站具有相近的震中距，有利于直接对比场地条件的影响.图 5显示了三分量地震波持续时间随震中距变化，空心圆圈标记表示位于山区的台站，实心方块标记表示位于沉积层地区的台站.大部分实心方块标记的纵坐标超过1.8，而大部分空心圆圈标记的纵坐标小于1.8，因此位于沉积层地区的台站相对于山区的台站持续时间更长.以垂直分量为例，在震中距比较接近的几个台站中，山区的PWU、SPA、WXT的纵坐标值在1.4~1.6，沉积层地区的JNT、JYU、XJI等的纵坐标值在1.9~2.1，由于使用的是对数坐标，实际的持续时间差超过2倍.这一现象说明了低速沉积层对地震地面运动持时加长的作用.从整体上看，各个台站记录的地面运动的持时与震中距呈对数线性关系，持时随着震中距的增加而增大.

图 5

Fig. 5

图 5 三分量地面运动持续时间随震中距变化图，从左到右分别表示垂向、径向和切向分量地面运动 空心圆圈标记和实心方块标记分别表示位于山地地区和沉积层地区的台站. Fig. 5 Diagrams of duration changes of three component seismic ground motion with epicenter distances. From left to right are the vertical, radial, and transverse component, respectively Hollow circle and solid block markers denote stations in mountainous areas and sedimentary areas, respectively.

为了更清楚地说明场地条件对地面运动持续时间的影响，本文选取了两对震中距相近、场地条件不同的台站对WXT、JNT和ZHQ、WSH，对比它们记录的地面运动持续时间.图 6为台站对的持续时间对比图，其中竖线标记了波形的持时有效范围.同一台站三分量地震波形的持续时间存在差异，通常可以选取水平分量的最大持续时间作为该台站处的持续时间，但本文依然采用三分量持续时间分别对比的方式，从而更详细地对比持续时间的差异.在震中距大致相同的情况下，位于山区的WXT和ZHQ的三分量地面运动的持续时间明显小于位于沉积层地区的JNT和WSH的持续时间，其中径向和切向分量上的持续时间相差1.5~2倍，绝对时间差约为15~30 s，而垂向分量上的持续时间相差2~3倍，绝对时间差达到45 s.这一对比结果清楚地显示了低速沉积层对地面运动的持时加长作用，以垂向分量上尤为明显.

图 6

Fig. 6

图 6 两个台站对的地震波形持续时间对比图 台站WXT和ZHQ位于山地地区，台站JNT和WSH位于沉积层地区. Fig. 6 Comparison of the durations of seismic waveforms for two station pairs Stations WXT and ZHQ are located in mountainous areas, while stations JNT and WSH are located in sedimentary areas.

地面运动峰值速度是衡量地震地面运动强弱程度的重要指标之一，为了研究岷县M_S6.6地震地面运动峰值速度的分布特征，本文对观测和模拟的地震地面运动峰值速度进行了分析.首先对地震波数据进行滤波，选取的滤波范围为0.02~0.60 Hz.在排除了信噪比差和记录波形有误的台站后，对地面运动峰值速度在合理范围内的台站进行峰值速度拾取.图 7显示了观测与模拟的地震地面运动峰值速度等值线图，无论是观测还是模拟地震地面运动，不同分量的地面运动峰值速度分布特征均比较一致，呈现出东侧沉积层地区峰值速度较大、西侧山区峰值速度较小的特征.对比观测与模拟的地震地面运动峰值速度分布图可见，虽然某些局部区域的地面运动峰值速度值有所不同，但数值上的差异较小.南北分量中，模拟和观测地面运动都在台站GYU处达到最大峰值速度0.8 cm·s^-1.在GYU台站附近的地面运动峰值速度较高，介于0.4~0.6 cm·s^-1之间，而在青藏高原边缘地区的REG、DBT、LED、LZH等台站的地面运动峰值速度都较低，介于约0.2~0.4 cm·s^-1之间.东西分量中，地面运动峰值速度较高的区域依然在JNT、JYU、GYU台站附近，最大峰值速度均在1.2 cm·s^-1左右，而青藏高原边缘地区的地面运动峰值速度值较低，介于0.1~0.2 cm·s^-1之间.垂直分量中，模拟和观测的地面运动的最大峰值速度均位于WSH台站附近，分别为0.8 cm·s^-1和0.7 cm·s^-1，其等值线都近似为同心椭圆型分布，且地面运动峰值速度为0.2 cm·s^-1的等值线的覆盖区域基本相同.从三分量的地面运动峰值速度等值线图的对比中可以看到，模拟和观测的地震地面运动峰值速度在数值大小和变化趋势上都比较近似，呈现出沉积层地区的地面运动峰值速度高、高原山区的地面运动峰值速度低的特征.在南北、东西分量的地面运动峰值速度等值线图对比中，模拟与观测存在一些差异，这可能与局部地区精细地质结构有关.模拟和观测的地面运动峰值速度分布图中都发现垂直分量的最大峰值速度低于南北分量和东西分量，且地面运动峰值速度的高值区主要在鄂尔多斯地区.例如JYU台站位于鄂尔多斯地区的中心区域，其下方沉积层厚度相对较大，该台站的观测与模拟地面运动峰值速度均较高，显示了沉积层对地面运动峰值速度的放大作用.

图 7

Fig. 7

图 7 台站观测地面运动与数值模拟地面运动的峰值速度等值线图 背景灰度显示地势高低，灰色表示地势较低，白色表示地势较高. Fig. 7 Contour maps of PGV for observed and synthetic seismic ground motion in the study region The background gray level shows the terrain height. Gray indicates relatively low terrain while white indicates relatively high terrain.

本文的三维介质模型中包含多个横向非均匀的介质层.为了更准确地显示地形起伏和地下速度结构对地面运动的影响，选取了穿过震源区域的三条测线，分析数值模拟的地震波形沿测线的变化规律，其中测线方向分别为南北向、东西向和西南至东北向(图 3).图 8显示了沿测线1、2、3的南北分量的模拟地震波形及地质剖面，左侧图为测线上不同震中距处的模拟地震波形，右侧图为沿测线的地质剖面，右侧图中黑线为地表和三层沉积层的边界.从图中可以看到位于沉积层地区的地震波出现了明显的振幅放大和持时加长现象.例如测线1、3的后半段有较厚的沉积层，而对应台站处的地震波的振幅放大和持时加长效应很强.尤其是位于盆地边缘的L2147和L3640台站出现了很强的由盆地边缘效应产生的地面运动放大作用.地形起伏对波形的放大效果也比较明显.其中测线2地下沉积层厚度较小，但是对应地形起伏较大的地方也出现了地震波振幅放大效应.如L4125、L4625、L2625台站附近沉积层厚度很小，却有较大的地形起伏，因此地震波的振幅也出现了明显放大，地面运动的持续时间比周围台站更长.L3625和L3125台站所处位置没有地形起伏和沉积层，因此没有出现地震波振幅的放大效应.综合以上分析，从选取的三条测线上地震波的振幅和地面运动持时的对比中，可以看到明显的地形起伏和沉积层对地震波振幅的放大作用和地面运动持续时间的加长现象，这与图 5—7给出的结论一致.

图 8

Fig. 8

图 8 沿测线1、2、3的南北分量的模拟地震波形及地质剖面 Fig. 8 The N-S components of synthetic seismic waveforms and underground geological profiles along simulation survey lines 1, 2, and 3

本文利用甘肃省东南部及邻区的宽频带区域数字地震台网提供的地震波形记录资料，分析了2013年7月22日甘肃岷县M_S6.6地震的区域地震地面运动特征.使用全球CRUST1.0和SRTM30模型建立三维传播介质模型，结合前人的发震断层、震源位置、震源深度、震源机制解和震源破裂过程等研究结果，用有限断层破裂模型来模拟震源破裂过程，使用并行三维有限差分方法进行岷县M_S6.6地震的区域地震波传播的模拟计算和地震运动特征研究.结果显示研究区域内地震地面运动呈现出明显的区域变化特征，在含有沉积层的地区盆地效应显著，表现为地震波的振幅放大和地面运动持续时间加长，同时发现地形的剧烈变化也会导致地震波的振幅放大.

将数值模拟结果与实际观测记录进行对比，发现模拟与实际观测的地震波形和地面运动峰值速度分布都比较接近，验证了模拟计算的合理性，并通过测线分析了沉积层和复杂地形起伏对地面运动持续时间的加长和振幅的放大作用.研究结果显示，甘肃东南部地形起伏较大，地质构造复杂，地形起伏和沉积层都对地震地面运动有重要影响作用.因此，在模拟地形起伏大、地质构造复杂区域的地震波传播时，确保建立的三维传播介质模型和模拟计算的准确性非常重要.本文使用的全球CRUST1.0模型分辨率为1°×1°，因此建立的模型比较平滑，如果能够使用小尺度参考模型数据，将会有助于提高数值模型的精细程度，从而得到更加符合实际的模拟结果.