地震工程与工程振动

分层	深度/m
土层1	0
土层2	0.154Z
土层3	0.385Z
土层4	0.693Z
盆地基底	盆地深度Z

分层	深度/m
土层1	0
土层2	0.154Z
土层3	0.385Z
土层4	0.693Z
盆地基底	盆地深度Z

介质	介质密度ρ/（kg/m³）	压缩波速V_P/（m/s）	剪切波速V_S/（m/s）	品质因子Q_P	品质因子Q_S
1	1400	480	180	27	18
2	1600	800	310	47	31
3	1940	1750	950	143	95
4	2030	2100	1200	180	120
5	2480	4627	2742	411	274
6	2603	5417	3209	482	321
7	2692	5885	3462	519	346
8	2737	6093	3571	536	357
9	2689	5868	3453	517	345
10	2659	5717	3373	506	337
11	2670	5772	3402	510	340
12	2755	6174	3613	542	361

介质	介质密度ρ/（kg/m³）	压缩波速V_P/（m/s）	剪切波速V_S/（m/s）	品质因子Q_P	品质因子Q_S
1	1400	480	180	27	18
2	1600	800	310	47	31
3	1940	1750	950	143	95
4	2030	2100	1200	180	120
5	2480	4627	2742	411	274
6	2603	5417	3209	482	321
7	2692	5885	3462	519	346
8	2737	6093	3571	536	357
9	2689	5868	3453	517	345
10	2659	5717	3373	506	337
11	2670	5772	3402	510	340
12	2755	6174	3613	542	361

作者	资料	节面1	节面2	P轴	T轴	B轴
文献[38]	P波初动	302.7	212.7	85.8	33	303	88	168	1.6	258	4.4	58	85.3
文献[40]	P波初动	306	南西	87	37	北西	83	351	3	261	7	102	83
文献[40]	P波初动	291	北东	80	17	北西	67	337	24	242	10	136	45
文献[41]	等震线	295	直立	90
文献[42]	地形变	300	南西	84

作者	资料	节面1	节面2	P轴	T轴	B轴
文献[38]	P波初动	302.7	212.7	85.8	33	303	88	168	1.6	258	4.4	58	85.3
文献[40]	P波初动	306	南西	87	37	北西	83	351	3	261	7	102	83
文献[40]	P波初动	291	北东	80	17	北西	67	337	24	242	10	136	45
文献[41]	等震线	295	直立	90
文献[42]	地形变	300	南西	84

震害指数i	烈度
（0.1，0.3]	VII
（0.3，0.5]	VIII
（0.5，0.7]	IX
（0.7，0.9]	X

震害指数i	烈度
（0.1，0.3]	VII
（0.3，0.5]	VIII
（0.5，0.7]	IX
（0.7，0.9]	X

1970年通海M_s7.7地震中通海盆地地震动模拟

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王信博 , 刘启方

地震工程与工程振动 | 2024,44(4): 169-179

收起

地震工程与工程振动 | 2024, 44(4): 169-179

1970年通海M_s7.7地震中通海盆地地震动模拟

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王信博, 刘启方

作者信息

苏州科技大学，江苏省结构工程重点实验室，江苏苏州 215009

王信博（1995—），男，硕士研究生，主要从事地震工程研究。E-mail：2430867508@qq.com

通讯作者:

刘启方（1969—），男，研究员，博士，主要从事地震工程研究。E-mail：Qifang_liu@126.com

Simulation of ground motion in the Tonghai Basin during the 1970 Tonghai M_s7.7 earthquake

Xinbo WANG, Qifang LIU

Affiliations

Key Laboratory of Structure Engineering of Jiangsu Province, Suzhou University of Science and Technology, Suzhou 215009, China

doi: 10.13197/j.eeed.2024.0416

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摘要

收起

1970年通海M_s7.7地震是云南省近百年来发生的震级最大且烈度最高的一次强烈地震。通海盆地在此次地震中出现了IX~X度烈度异常区，震害严重。基于通海盆地新生界厚度和浅层速度结构等资料，建立了包含1970年通海地震发震断层和通海盆地的三维计算模型。采用凹凸体位于断层面不同深度的多个震源模型和三维谱元法模拟通海地震的地震动场。根据模拟地表速度峰值（peak ground velocity，PGV）分布与烈度对比，以及盆地内剖面时程，分析了地震动分布及通海盆地烈度异常区产生的原因。研究表明：通海地震近断层极震区的棒锤型分布，可能是由近断层的破裂方向性效应引起，断层地表迹线东北侧山峰对地震动有较明显的放大作用。通海盆地的显著放大区域主要位于盆地西南IX度烈度异常区对应的凹陷区域，不同震源模型在该区域模拟的PGV均明显大于盆地其他区域。凹凸体位于地下10~16 km的震源模型模拟的烈度异常区明显大于调查烈度，凹凸体位于地下2~8 km的震源模型则比较接近。烈度异常区产生的主要原因为盆地内体波和面波的叠加所致。凹凸体的深度不同，引起的盆地放大主频和倍数差异显著，凹凸体较浅的模型引起的盆地最深处的放大倍数约为凹凸体较深模型的2倍。

关键词

1970年通海地震 / 通海盆地 / 三维谱元法 / 地表速度峰值分布 / 地震烈度

Abstract

收起

The 1970 Tonghai M_s7.7 earthquake is the strongest and the most intensity earthquake in Yunnan Province in the last 100 years. The Tonghai Basin experienced an abnormally high intensity ranging from IX to X degrees, resulting in severe damage. Based on data such as the thickness of the Neogene strata and shallow velocity structure of the basin, this study establishes a three-dimensional model that includes the 1970 Tonghai seismogenic fault and the Tonghai Basin. Multiple source models with asperities at different depths on the fault plane and the three-dimensional spectral element method are used to simulate the seismic ground motion of the Tonghai earthquake. By comparing the simulated distribution of peak ground velocity (PGV) with intensity and analyzing the strong motion distribution, as well as the generation of intensity anomaly zones, the reasons behind them are examined. The study indicates that the hammer-like distribution of the near-fault strong ground motion in Tonghai earthquake may be caused by the rupture directivity effect, and the mountain on the northeast side of the fault surface has a significant amplifying effect on the ground motion. The prominent amplification area in the Tonghai Basin is mainly located in the depressed area corresponding to the intensity anomaly zone of IX degree in the southwest of the basin. The PGV simulated by different source models in this area is significantly higher than that in other areas of the basin. The intensity anomaly zone simulated by the source model with asperities at depths of 10~16 km is significantly larger than that of the observed intensities, while the source models with asperities at depths of 2~8 km are relatively closer. The main cause of the intensity anomaly zone is the superposition of body waves and surface waves within the basin. The different depths of the asperities result in significant differences in the dominant frequency and amplification factor within the basin, with the shallowest asperities model causing amplification at the deepest part of the basin approximately twice of that of the deeper asperities model.

Key words

1970 Tonghai earthquake / Tonghai Basin / three-dimensional spectral element method / PGV distribution / seismic intensity

引用本文

王信博, 刘启方. 1970年通海M_s7.7地震中通海盆地地震动模拟. 地震工程与工程振动, 2024 , 44 (4) : 169 -179 . DOI: 10.13197/j.eeed.2024.0416

Xinbo WANG, Qifang LIU. Simulation of ground motion in the Tonghai Basin during the 1970 Tonghai M_s7.7 earthquake[J]. Earthquake Engineering and Engineering Dynamics, 2024 , 44 (4) : 169 -179 . DOI: 10.13197/j.eeed.2024.0416

正文

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0　引言

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自1985年墨西哥地震以来，盆地对地震灾害的加重作用日益受到地震研究人员的重视。随着盆地内强震观测记录的增加和数值模拟技术的不断进步，盆地对地震动放大作用的研究工作有了很大发展。基于观测记录的分析、实际盆地和设定盆地数值模拟^[1-9]的大量研究表明，盆地内的次生面波、边缘效应、聚焦效应和共振效应等是盆地放大的主要原因^[5，10-15]。目前，盆地对地震动放大机理的研究以及盆地长周期地震动放大系数的估计仍是主要研究问题^[16-19]。

通海盆地位于云南省中南部（102°35′E~102°50′E，24°06′N~24.13′N之间），东西长约25 km，南北长约13 km。盆地所在区域位于川滇菱形块体东南端，小江断裂带和曲江—石屏断裂带的多条分支断裂交叉分布，地质构造复杂，强震活动频繁，是云南地震灾害严重的地区之一^[20]。与一维土层不同，受盆地边缘体波转化的面波、盆地内体波和面波的聚焦以及盆地共振等因素影响，盆地对地震动幅值有着显著的放大且会延长地震动的持时^[5，21-29]。通海盆地沉积物波速较低，深度小于300 m，属于西南地区典型小型盆地。与其类似的云南施甸盆地的研究表明^[30-31]，小型盆地对地震动亦有显著的放大作用。

1970年1月5日，云南省通海、峨山和建水三县交界地区的曲江河谷发生了M_s7.7地震，震中位于（102°36′E，24°06′N），震源深度约为13 km，震中烈度Ⅹ度^[32]。这是云南省近100 a来发生的震级最大、烈度最高和损失最重的一次强烈地震，受灾面积达8881.9 km²，地震共计造成15621人丧生、338456间房屋倒塌，是1949年以来仅次于唐山、汶川地震后，伤亡人数排名第三的伤亡性地震^[33]。在此次地震中，通海盆地表现出明显的震害加重的现象，盆地周围为VII度和VIII度区，盆地内出现了IX~X度烈度异常区^[34]。

1970年通海M_s7.7地震为分析强震作用下通海盆地对地震动放大作用提供了良好的机会。本文依据通海盆地新生界探测结果、浅层速度结构^[35]、盆地的北部边缘钻孔资料以及川滇速度结构模型^[36]，建立了包含整个发震断层和通海盆地的三维计算模型，基于三维谱元法，利用凹凸体位于断层面不同深度的8个震源模型，模拟了断层附近以及通海盆地的地震动场。通过盆地内二维剖面速度时程及与基岩台的谱比，结合模拟结果与调查烈度的对比分析，探讨了近场地震动分布特征，研究了通海盆地的放大效应、盆地地震动分布及烈度异常区产生的原因。研究结果对于揭示沉积盆地对地震动放大作用的机理及通海地区的防震减灾具有重要意义。

1　计算模型

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本文数值模拟范围为23°46′N~24°15′N，102°18′E~102°58′E（图1绿色方框），图2为三维计算模型。模型的尺寸为65.4 km×53.7 km×40.0 km，包含了1970年通海M_s7.7地震整个发震断层（图2红色五角星和直线为震中和断层地表迹线）及通海盆地（图2灰白色区域），模型的地表采用30 m精度真实地形如图3所示。

计算模型中的一个关键问题是通海盆地的三维速度结构模型。首先，根据通海盆地的新生界厚度^[35]确定盆地的三维基底，如图4所示。其次，依据云南省地震局在通海盆地北部边缘的钻孔资料和盆地浅层速度结构^[35]，对盆地内部分层。

盆地内部的介质分4层，如表1、图5所示（为了使盆地模型内部介质分层清晰可见，将模型竖向数值放大7倍）。自地表向下，介质1、2的剪切波速和压缩波速依据钻孔波速等确定；介质3、4的压缩波速取盆地中部沉积厚度大的波速测量结果^[35]，剪切波速的取值采用经验公式

。

盆地外部的介质分8层（图2），自地表向下，介质5~12的波速依据川滇速度结构模型^[36]进行取值。表2给出了三维模型各层介质的密度、波速及品质因子。由于没有品质因子的测量数据，采用经验估计，介质的Q_S=0.1V_S，Q_P=1.5Q_S，这一估计关系在很多研究中使用^[39]。

建立三维盆地模型后，采用Cubit软件进行有限元划分，计算区域盆地内最小网格为水平向37 m，竖向23 m，盆地外区域的网格大小从23~1200 m，共计2583780个网格。本文采用4阶精度格式谱元法，计算精度要求一个波长至少包含一个网格，基于模型的剪切波速和网格尺寸，本文模拟的地震波最高频率为1.5 Hz。计算时间步距为0.00025 s，总计算时长为30 s，每个模型的计算时间约为50 h。

2　震源模型

收起

不同研究人员给出的1970年通海M_s7.7地震震源机制解和断层面信息如表3所示。这些震源机制解和断层破裂面虽然存在一定差异，但断层总体走向为N60°W，倾向南西，近乎垂直，右旋走滑。断层长度约为60 km，水平位错远大于垂直位错，平均位错大于2 m，破裂模式为双侧破裂^[26]。

本文采用张之立等^[38]和王椿镛等^[42]的研究结果，断层走向取N60°W，倾向南西，倾角84°，断层破裂长度为56 km，宽度为22 km，向西北破裂长度为24 km，向东南一侧破裂长度为32 km。平均破裂速度为2.3 km/s，平均走向位错2.24 m，地震矩M₀=8.5×10¹⁹ N•m，作为本文的震源模型参数。

由于1970年通海M_s7.7地震无破裂过程反演资料，因此根据SOMERVILLE等^[43]的统计关系在断层面上设置2个凹凸体，凹凸体1的面积为25×6 km²，中心位于震源附近，凹凸体2的面积为10×9 km²，中心位于震源东南方向，沿走向距离震源17 km，凹凸体总面积约为断层总面积的21%，凹凸体的平均位错为4.5 m。将断层划分为1×1 km²的子断层，采用GP模型^[44]（Graves和Pitarka的方法，引入位错的随机分布，生成断层面的最终位错分布（图6（a）），定义此模型为震源模型1。后文分析中，为了与通海地震的调查烈度对比，我们通过修改凹凸体的深度计算了8个震源模型，其中震源模型2（图6（b））的模拟结果在通海盆地与调查烈度符合最好，该模型的2个凹凸体在震源模型1的基础上分别向地表移动了7、5 km。

为了反映破裂速度的不均匀性，采用GP模型的方法^[44]，每个子断层的破裂到时T_iF等于平均破裂速度下的到时T_i₀加上一个与子断层位错有关的扰动Δt，GP模型方法中T_iF表达式如式（1）~式（2）所示：

(1)

式中：s_i为第i个子断层的位错；s_A为断层面的平均位错；s_M为最大位错。

(2)

子断层的滑动率函数采用高斯函数，其上升时间为GP模型建议的值τ_i，其表达式为

(3)

式中：z为震源深度；k值通过试凑使其满足所有子断层的平均上升时间等于SOMERVILLE等^[43]的统计值τ_A，τ_A表达式为

(4)

为了反映滑移方向的不均匀性，允许每个子断层走滑断层的基础滑动方向有一定扰动，所有子断层扰动的标准偏差约为15°。

3　模拟结果分析

收起

3.1　PGV分布

由于1970年通海M_s7.7地震没有强震观测数据。因此，本文根据通海地震调查烈度^[26]（图1）和GB/T 17742—2020《中国地震烈度表》^[45]，基于凹凸体深度不同的8个震源模型模拟PGV，对比分析其与调查烈度对应PGV的吻合程度。结果表明，不同震源模型的模拟结果与调查烈度的吻合程度在近场区域差异不大，但在盆地区域，尤其是盆地内的烈度异常区差异较大。限于文章篇幅只给出凹凸体位于震源附近的模拟结果（震源模型1）和在盆地内吻合程度比较好的模拟结果（震源模型2）具体分析。图7给出了震源模型1和模型2对应的平行于断层走向（FP）、垂直于断层走向（FN）和垂直分量的PGV，图中红色直线为断层地表的迹线，蓝色曲线为等震线，绿色曲线为地形等高线，紫色曲线为通海盆地边界。

由于发震断层为近乎直立的走滑型地震，受双力偶震源辐射因子的控制，FP和垂直分量的PGV在断层表迹线附近的地震动幅值很低（对于垂直走滑断层的点源模型，FP和垂直分量在断层地表迹线处的理论地震动值为0）^[46]。下文在近断层极震区（X度和IX度区）仅讨论FN分量。

由于发震断层为双侧破裂，FN分量在断层两端表现出明显的破裂方向性效应，即位于破裂前方的PGV分布范围广、幅值大，特别是在断层的东南端，PGV分布与极震区沿着断层狭窄的分布呈非对称的棒锤型分布^[47]较为一致。这表明近断层极震区非对称的棒锤型分布可能是由近断层的破裂方向性效应引起的。

GB/T 17742—2020《中国地震烈度表》^[45]规定的X度区的PGV介于81.5~175 cm/s。震源模型1模拟的FN分量PGV在震中附近部分区域约50~60 cm/s，低于烈度标准，在断层两端特别是东南端，大部分区域处于80~120 cm/s，其他区域则处于60~80 cm/s，这表明模拟的大部分区域位于X度区的下限，整体模拟结果略低于烈度表规定的范围。IX度区的PGV介于37.9~81.4 cm/s，模拟的FN分量在断层地表迹线东南段的东北部分区域，达到80~110 cm/s，高于烈度表规定值，其他区域则处于40~80 cm/s，基本符合地震烈度标准。通海盆地外部，XIII度区内模拟的FP和垂直分量PGV基本都在断层地表迹线的东北侧山峰区域达到40~80 cm/s，FN分量则在靠近迹线的西北和东南端附近山峰区域达到40~80 cm/s，都高于VIII度区的标准（17.7~37.8 cm/s）^[45]，三分量其他区域的PGV基本符合地震烈度标准。

震源模型2模拟的FN分量PGV在震中附近部分区域约30~40 cm/s，同样低于烈度标准。X度区内，断层两端的部分区域PGV达到120~180 cm/s，其他区域则处于80~120 cm/s。模拟的PGV大部分区域位于Ⅹ度区的上限，明显高于震源模型1的结果。IX度区内FN分量的PGV，在断层两端位于地表迹线附近的部分区域，达到80~180 cm/s，高于烈度表规定值，其他区域的则处于40~80 cm/s，基本符合地震烈度标准。通海盆地外部，VIII度区内除FP分量在震中附近的东北和西南侧及FN分量在断层地表迹线西北段附近的PGV与分布范围大于模型1外，三分量高于地震烈度标准的PGV及分布范围和模型1基本一致。其他区域PGV基本小于40 cm/s，符合烈度标准。

上述分析表明，2个震源模型在断层地表迹线东南段，FN分量的PGV沿断层迹线呈现明显不对称分布。地表迹线东北的山峰区域（图3）幅值大且分布更广，表明这一区域山峰对地震动有较明显的放大作用。震源模型2模拟的PGV，在近断层极震区明显高于模型1，VIII度区略大于模型1，这主要与凹凸体位置有关，模型1的凹凸位于地下10~16 km，模型2则位于地下2~8 km，更接近地表（图6），引起近断层极震区地震动增大。

上述2个震源模型模拟结果还表明，近场区域PGV与凹凸体的深度密切相关。从模拟的8个震源模型结果看，每个模型在近场部分区域模拟结果和调查烈度均存在一定差异，这可能与本文模拟的频带有关。1970年通海地震时，近场区域多为低矮房屋，自振频率较高，调查烈度与PGA相关性更好，本文模拟频带偏于低频（0.05~1.5 Hz），模拟的PGV与当时的震后烈度调查结果相关性不是很高。

通海盆地主要位于此次地震的VII、VIII度区和IX度异常区，烈度异常区位于盆地杞麓湖西南，范围大约为6×3 km²，如图8所示。图8给出了2个震源模型对应的通海盆地三分量模拟PGV，图中灰色曲线为通海盆地基底等厚线，红色曲线表示现今杞麓湖范围，蓝色圆点为杞麓湖西南湖畔村庄，其他曲线代表的含义和图7一致。震源模型1，盆地内FP、FN和垂直分量的PGV分别在40 ~ 190 cm/s、20 ~ 170 cm/s和10~60 cm/s，PGV较大的区域均位于通海盆地Ⅸ度异常区。烈度异常区FP分量的PGV在80~190 cm/s，大于IX度区的标准，达到了Ⅹ度。FN分量的PGV则大部分处于IX度区，但在沈家营附近2×3 km²范围内（约为IX度区范围的1/3）PGV为80~180 cm/s，达到Ⅹ度区。中国地震局工程力学研究所通海地震影响场调查组的调查结果^[48]显示，在沈家营附近约1.5×1.5 km²范围内震害指数大于0.8（图9），根据震害指数与烈度对应关系（表4），可知该区域地震烈度达到了Ⅹ度。震源模型1模拟的X度区范围明显大于调查范围。

由模型1模拟结果可见，盆地内PGV较大区域均位于盆地西南的新生界厚度约300 m的狭窄范围，此区域为通海盆地最深的部位。下文的剖面分析表明，模型1作用下，该区域面波发育明显，体波和面波的汇聚叠加导致了该区域盆地内的地震动显著放大。

盆地中东部区域（杞麓湖西），FP和FN分量PGV为60~140 cm/s和30~50 cm/s，大于VII、VIII度区标准。这可能与当时该区域处于杞麓湖中，灾后调查无法根据房屋受灾损毁情况来推断该区域的实际地震烈度有关。该区域的新生界厚度在140 m左右，其模拟地震动水平显著低于盆地西南部，这表明盆地的沉积厚度也对地震动有较大的影响。

与模型1类似，模型2三分量模拟的较大PGV仍集中在盆地深度最大的西南部（Ⅸ度区），分别为60~180 cm/s（FP分量）、40~100 cm/s（FN分量）、20~60 cm/s（垂直分量）；其他区域PGV则小于西南部，仍表现为盆地越深的部位对地震动放大的作用越明显。与震源模型1相比，模型2在沈家营附近的FP和FN分量PGV同样超出Ⅸ度区，达到了Ⅹ度区，其中FP分量的Ⅹ度区范围约为2×2 km²（约Ⅸ度区的1/5），FN分量的Ⅹ度区范围为1×2 km²（约Ⅸ度区的1/9），明显小于模型1的Ⅹ度区范围，更接近沈家营附近的调查结果^[48]。FP和FN分量在Ⅸ度区其他区域PGV为40~80 cm/s，符合烈度标准，这表明震源模型2的盆地内模拟结果更加符合实际的地震动。

3.2　剖面分析

二维剖面自西南至东北穿过盆地，剖面长度约27 km，其中盆地区域长约20 km，盆地最深处约300 m。图10为震源模型1、2的剖面三分量模拟的速度时程，图中绿色曲线为盆地西南边缘基岩观测点，红色曲线为盆地凹陷最深处观测点。由震源模型1的速度时程可见，从盆地西南边界至东北10 km范围内，除了直达波外，可见明显的盆地次生面波，其中FP分量的勒夫波高于FN和垂直分量的瑞利面波。PGV最大区域位于盆地西南部的长度约2~3 km的凹陷内，该区域三分量的面波持时明显增长。FP和FN分量在该范围内出现一个局部PGV很高的区域，最大值分别在150 cm/s和100 cm/s左右，凹陷内强震动的放大主要由于体波和面波的汇聚叠加所致。凹陷的东北区域，盆地深度小于150 m，PGV则显著下降，FP分量除了一个局部峰值达到约110 cm/s外，大部分区域则小于80 cm/s，FN分量则基本小于50 cm/s，且随着盆地深度的降低，PGV呈明显下降趋势。

与震源模型1相比，震源模型2除了在盆地西南的凹陷处有明显的面波发育外，盆地内其他区域面波较弱。凹陷处FP和FN分量的PGV最大值分别为150、95 cm/s，接近震源模型1的结果，凹陷最深处的三分量幅值和持时均与震源模型1结果相近，但其局部PGV很高区域的范围变窄，表明盆地内强震动范围变小。

图11给出了2个震源模型下盆地最深处（图10中红色曲线）和盆地西南边缘基岩观测点（图10中绿色曲线）的谱比。谱比为二者水平分量傅里叶幅值谱的几何平均之比。震源模型1的谱比在0.65、1.15 Hz附近存在2个峰值，放大倍数在10~11之间。模型2则仅在0.85 Hz附近有一个峰值，放大倍数约为22。这可能和2个震源模型的凹凸体部分对应的入射角不同有关。

4　结论

收起

本文基于通海盆地新生界厚度、浅层速度结构、盆地北部边缘钻孔资料以及川滇速度结构模型，建立了包含1970年通海M_s7.7地震发震断层和通海盆地的三维速度结构模型，采用凹凸体位于断层面不同深度的多个震源模型和三维谱元法模拟了地震动。基于模拟的PGV分布及通海地震调查烈度、通过盆地的二维剖面时程和谱比，分析了通海地震近场地震动分布及通海盆地放大效应。得出如下结论：

1）在通海地震的近断层极震区，凹凸位于地下10~16 km和2~8 km的震源模型1和模型2模拟PGV的分布，呈现与实际调查烈度一致的棒锤型分布，该部分可能是由近断层的破裂方向性效应引起。模型1的PGV分布大部分区域接近烈度表规定的下限值，模型2大部分区域则接近烈度表规定的上限值，在断层两端略高于烈度标准。在断层地表迹线东北部的山峰区域，地形对地震动有较明显的放大作用。

2）通海盆地调查的IX度异常区处于盆地西南深度为300 m的凹陷区域，震源模型1和模型2在此处模拟的PGV均明显大于盆地其他区域，其中，模型1的FP分量PGV基本都大于烈度标准，FN分量PGV约1/3区域大于烈度标准，达到X度区。模型2的两水平分量仅在沈家营附近约IX度区范围的1/5达到X度标准，与中国地震局工程力学研究所通海地震影响场调查组的调查结果符合较好，在盆地的烈度异常区内更符合实际调查烈度。

3）在盆地西南的凹陷处，2个震源模型均有明显面波发育，且在凹陷最深处，两震源模型模拟的水平分量速度幅值和持时基本一致；盆地其他区域，模型2的面波明显小于模型1。盆地西南凹陷区域内由于直达体波和盆地边缘发育的面波在此汇聚叠加，使该区域在本次地震中出现高烈度异常区。盆地西南凹陷最深处产生的放大倍数差异较大，其中，震源模型1的谱比在0.65 Hz和1.15 Hz有2个峰值，放大倍数均为10~11倍，模型2仅在0.85 Hz范围有一个峰值，放大倍数约为22倍。这可能和2个震源模型凹凸体部分（震源主要的能量释放部分）对应的入射角不同有关。

基金

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国家自然科学基金项目(51978434)
中国地震局工程力学研究所基本科研业务费专项资助项目(2021EEEVL0001)

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2024年第44卷第4期

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doi: 10.13197/j.eeed.2024.0416

接收时间：2022-12-05
首发时间：2026-03-30

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出版历史

收稿日期：2022-12-05
修回日期：2023-05-24

基金

国家自然科学基金项目(51978434)

中国地震局工程力学研究所基本科研业务费专项资助项目(2021EEEVL0001)

作者信息

苏州科技大学，江苏省结构工程重点实验室，江苏苏州 215009

通讯作者:

刘启方（1969—），男，研究员，博士，主要从事地震工程研究。E-mail：Qifang_liu@126.com

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2种不同金属材料的力学参数

科 Family	属数 Number of genus	种数 Number of species	占总种数比例 Percentage of total species (%)	属 Genus	种数 Number of species	占总种数比例 Percentage of total species (%)
鹅膏菌科Amanitaceae	2	11	5.26	鹅膏菌属 Amanita	10	4.78
小菇科 Mycenaceae	2	12	5.74	丝盖伞属 Inocybe	5	2.39
多孔菌科 Polyporaceae	8	14	6.70	蜡蘑属 Laccaria	5	2.39
红菇科 Russulaceae	3	23	11.00	小皮伞属 Marasmius	6	2.87
				小菇属 Mycena	11	5.26
				光柄菇属 Pluteus	5	2.39
				红菇属 Russula	17	8.13
				栓菌属 Trametes	5	2.39

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TxT

分层	深度/m
土层1	0
土层2	0.154Z
土层3	0.385Z
土层4	0.693Z
盆地基底	盆地深度Z

分层

深度/m

土层1

土层2

0.154Z

土层3

0.385Z

土层4

0.693Z

盆地基底

盆地深度Z

介质	介质密度ρ/（kg/m³）	压缩波速V_P/（m/s）	剪切波速V_S/（m/s）	品质因子Q_P	品质因子Q_S
1	1400	480	180	27	18
2	1600	800	310	47	31
3	1940	1750	950	143	95
4	2030	2100	1200	180	120
5	2480	4627	2742	411	274
6	2603	5417	3209	482	321
7	2692	5885	3462	519	346
8	2737	6093	3571	536	357
9	2689	5868	3453	517	345
10	2659	5717	3373	506	337
11	2670	5772	3402	510	340
12	2755	6174	3613	542	361

介质

介质密度ρ/（kg/m³）

压缩波速V_P/（m/s）

剪切波速V_S/（m/s）

品质因子Q_P

品质因子Q_S

1400

480

180

1600

800

310

1940

1750

950

143

2030

2100

1200

180

120

2480

4627

2742

411

274

2603

5417

3209

482

321

2692

5885

3462

519

346

2737

6093

3571

536

357

2689

5868

3453

517

345

2659

5717

3373

506

337

2670

5772

3402

510

340

2755

6174

3613

542

361

作者	资料	节面1	节面2	P轴	T轴	B轴
文献[38]	P波初动	302.7	212.7	85.8	33	303	88	168	1.6	258	4.4	58	85.3
文献[40]	P波初动	306	南西	87	37	北西	83	351	3	261	7	102	83
文献[40]	P波初动	291	北东	80	17	北西	67	337	24	242	10	136	45
文献[41]	等震线	295	直立	90
文献[42]	地形变	300	南西	84

作者

资料

节面1

节面2

P轴

T轴

B轴

走向

倾向

倾角

走向

倾向

倾角

方位

仰角

方位

仰角

方位

仰角

文献[38]

P波初动

302.7

212.7

85.8

303

168

1.6

258

4.4

85.3

文献[40]

P波初动

306

南西

北西

351

261

102

文献[40]

P波初动

291

北东

北西

337

242

136

文献[41]

等震线

295

直立

文献[42]

地形变

300

南西

震害指数i	烈度
（0.1，0.3]	VII
（0.3，0.5]	VIII
（0.5，0.7]	IX
（0.7，0.9]	X

震害指数i

烈度

（0.1，0.3]

VII

（0.3，0.5]

VIII

（0.5，0.7]

（0.7，0.9]