基于有限断层模型的芦山“4·20”7.0级强烈地震强地面运动特征

张冬丽 黄 蓓 张献兵 徐锡伟 郑文俊

1)中国地震局地质研究所，活动构造与火山重点实验室，北京 100029

2)中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029

3)北京大学地球与空间科学学院，北京 100871

0 引言

继2008年5月12日四川汶川8.0级地震后，龙门山南部地区于2013年4月20日8时02分45秒发生了四川芦山7.0级强烈地震(刘杰等，2013;王卫民等，2013;曾祥芳等，2013;张勇等，2013)，据最新公布的数据显示，这次地震造成了190余人死亡，万余人受伤，并造成了巨大的财产和经济损失。

龙门山构造带是青藏块体与扬子地台的接触带，是青藏块体向东部扬子块体挤压的结果(许志琴等，1992;邓起东等，1994;Burchfiel et al.，1995，2008;Zhang et al.，2003;2010;Densmore et al.，2007;Royden et al.，2008;徐锡伟等，2005，2008;张培震等，2008;Hubbard et al.，2008;Xu et al.，2009)。龙门山构造带是一个NE向展布的现今活动较为明显的褶皱－逆断层带(许志琴等，1992)，构造带长约500km，东西宽约30km，自西向东由茂县－汶川断裂、北川－映秀断裂、江油－灌县断裂及山前隐伏断裂与前陆盆地所组成，向南逐渐散开并与NW向构造相互交错形成向南突出的弧形(图1)。在地貌上龙门山构造带是由一系列NE向展布的海拔高于2 000m的山脉组成，最高可达4 000m以上，向东进入海拔仅为数百m的成都平原区，为明显的地貌构造单元的分界，也是大地构造和活动地块划分的主边界构造带(Burchfiel et al.，1995，2008;Zhang et al.，2003;Densmore et al.，2007;许志琴等，2007)。

图1 龙门山南段主要构造展布图Fig.1 Main faults and geological structures on the southern segment of Longmenshan.

芦山地震发生在龙门山断裂带南段，根据现场考察，断裂并没有突破地表形成地震地表破裂带(http:∥www.eq-igl.ac.cn/wwwroot/c_000000090002/d_0976.html)，仅表现为一些高陡峭地形引起的滑坡和基岩崩塌(图2a，b)、断裂带附近的砂土液化和张裂缝(图2c，d)等，这些特征说明在近断层带附近，强烈地震引起了断层带内部的变形;同时震害结果也与地表特征一致，在断层带附近形成明显的沿断层条带状分布;宝盛－龙门－芦山县城以北的条带状极震区分布(http:∥www.cea.gov.cn/UploadFile/dizhenj/2013/04/1366973148533.png)，也正说明存在盲断层，可能为一次典型的盲断层地震(徐锡伟等，2013a，b)。由于断层没有突破地表，其活动性质和特征只能依赖于一些推断和反演的结果。地震发生后，有多名学者对本次地震的震源机制、震源破裂过程等进行反演(刘杰等，2013;王卫民等，2013;曾祥芳等，2013;张勇等，2013)，用不同方法和从多角度探索了这次地震的发震机理和基本特征。本文在充分利用这些震源资料的基础上，通过有限断层模型，对芦山地震震区的地表变形过程进行了数值模拟，分析和探讨盲断层地震引起的地表变形过程与震害分布的关系。

图2 芦山地震滑坡及砂土液化Fig.2 Photos of landslides and sand and soil liquefaction at Lushan earthquake area.

1 震源破裂与三维物理模型的建立

1.1 震源破裂过程的有限断层模型

芦山震区范围内分布的规模较大的断裂有龙门山中央断裂南段(盐井－五龙断裂)、龙门山前山断裂南段(双石－大川断裂)、龙门山前断裂(大邑断裂带)等(图1)，这些断裂的整体走向均为N20°～40°E，倾向NW，以逆冲性质为主，其中中央断裂和前山断裂倾角相对较陡，为45°～70°，而大邑断裂带倾角相对较缓，为30°～40°。另外在芦山震区震害最严重的地区还可能存在近SN向的隐伏断裂——龙门－芦山断裂，这条断层仅在古近纪—新近纪地层中可偶见断面，在第四系沉积物中未见断错剖面。

本文的有限断层模型主要依据前期的震源机制解及破裂过程反演的结果(王卫民等，2013;曾祥芳等，2013;张勇等，2013)。据王卫民等(2013)的反演结果，本数值模拟采用的震源深度为12km，总地震矩为1.54×1019N·m，断层破裂面走向205°，倾角38.5°，破裂面上沿距离地表2km，沿走向66km，向深度方向以倾角38.5°延伸35km，破裂面上的滑动量分布和破裂过程如图3所示，起始破裂点位于破裂面中心(图中红色五角星的位置)，错动倾伏角为88.8°，最大滑动量159cm。该有限断层面在计算中被划分为66×35个子源，即子源尺寸为1km×1km，子源地震矩随断层破裂面上滑动量的分布而呈不均匀分布状态。

图3 震源破裂面上的滑动分布(据王卫民等，2013)Fig.3 Slip distribution on the fault rupture surface(after WANG Wei-min et al.，2013).

1.2 芦山震区及邻区三维地壳模型

根据芦山地震区的地质构造特点及断层分布状态(图1c)，可建立芦山地区三维地壳结构模型。在本文的强地面运动数值模拟中，将震源破裂面包含在内的计算范围EW向81km，NS向90km(图5)，计算深度25km。参考芦山地震震源区地壳地震波速度模型(曾祥方等，2013)及前人的研究成果(王椿镛等，2003;雷建设等，2009;刘启元等，2009;吴建平等，2009;Li et al.，2012;万柯松等，2012;谢军等，2012)，综合给出了芦山震区的三维地壳结构模型，自地表向下共划分了4个不均匀波速层，具体参数见表1。

在本三维地壳模型中，以盐井－五龙断裂为界，西北方向的地势高，为地层较厚的基岩区，向东向南地形变缓，主要以低矮山陵和山间盆地为主，盆地内低波速层的层厚也逐渐加大，如表1中所示，S波速度＜3.60km/s的地层厚达十多km。

表1 芦山地震震区三维地壳结构模型中的相关参数Table 1 Main parameters of 3D crustal structure model of Lushan earthquake area

图4 强地面运动计算区及邻区数字高程模型及主要断层Fig.4 Main faults and computing region of strong ground motion in Lushan and its adjacent region.

2 芦山地震盲断层引起的强地面运动峰值分布特征

在有限断层模型及三维地壳模型的基础上，采用有限差分并行计算方法(张伟，2006)，模拟得出芦山强烈地震主要震区的峰值加速度(PGA)、峰值速度(PGV)和峰值位移(PGD)3个分量在震区及周边地区的分布图(图5)。

图5 芦山地震震区强地震动峰值分布Fig.5 Distribution of peak values of strong ground motion in Lushan earthquake region.

从地面运动的总体分布形态可以看出，在断层上盘，峰值速度、加速度和位移的3个分量表现出了明显的上盘效应:EW向分量的地震动在上盘沿断层走向呈带状连续分布，而NS向分量和竖向分量出现在沿断层走向的芦山县以北的宝盛、龙门一带，呈现由北向南传播的特征，而且在宝盛—龙门—芦山县城一带地震动强度远大于其他地区，这也与实际震害确定的极震区地震烈度等值线(http:∥www.cea.gov.cn/UploadFile/dizhenj/2013/04/1366973148533.png)的分布特征近似。同时，本次地震引起的盆地效应较为明显，在断层下盘发震断裂附近的龙门盆地是强地震动集中区，而雅安北部上里盆地，EW和NS向的峰值速度、加速度分量均明显地加强，这是由于盆地内薄层软弱土层及地貌形态对地震动的放大效应所致。由于引起本次地震的断层破裂面倾角较缓，故竖向地震动较大值集中分布在断层上盘，而不同于汶川地震陡倾角断层引起的强地震动集中区跨断层分布。也正是由于断层破裂面的倾角较缓，致使模拟结果中地震动的竖向分量明显大于两个水平分量的地震动峰值，如峰值加速度的竖向分量达到340gal，NS向分量达到290gal，EW向分量的最大值为155gal。相应的瞬时位移也和加速度的分布规律相同，竖向位移在芦山以北龙门一带达到最大值110cm，其次在宝盛、太平及大川一带位移也有集中分布，约达到100cm，这可能是由于双石－大川断裂构造特征的影响，也可能由于深切割陡峭地形的影响。NS向位移分布除与竖向位移有相似之处外，在上里盆地内有较为明显的增大，最大值达70cm。EW向位移相比前两者较小，最大值分布在太平镇附近，为50cm左右。

这些特征大体上反映了芦山地震强震区的震害分布特征，震区地形地貌的特殊性也是引起局部地区强地面运动增强的一个主要因素，但总体特征还是与其深部结构、断裂分布、发震断层特征等相关联。

3 芦山地震盲断层引起的强地面运动传播过程特征分析

地震波速度的传播过程同时也反映了实际地震发生过程中，地震波的衰减过程和断层附近不同地区与地貌单元所受到震害破坏随时间的发展历程，是这些地区的深部地震地质构造、浅部波速结构和物理属性最直接的反映。

图6 芦山地震中地震波在地表的传播过程(EW向分量)Fig.6 Wave propagation of ground motion in Lushan earthquake(EW component).

图7 芦山地震中地震波在地表的传播过程(SN向分量)Fig.7 Wave propagation of ground motion in Lushan earthquake(NS component).

图6～8是本次强地面运动数值模拟获得的芦山强烈地震的地震波速度3个方向分量的传播过程，结果显示，芦山强烈地震的缓倾角逆断层破裂引起的地震动在极震区范围内传播持续时间大约30s，破裂自龙门以西北的深部开始，传播到地表后首先到达宝盛—龙门及其周边地区，然后沿断层走向向断层两端传播，没有表现出明显的破裂方向性效应(张勇等，2013)。在断层上盘的高海拔基岩山区，地震动衰减较快，而在断层下盘，地震波在5s左右传播到龙门一带盆地区内，并在盆地内出现强烈震荡，6s左右到达上里盆地一带，震荡更加明显，一直持续到10s以后，这是由于盆地边缘陡峭地形的边界反射作用引起的，也是导致地震波在下盘衰减较慢的主要原因之一。而地震烈度等值线向南的范围明显的大于向北范围，也主要是因为南部山间盆地的局部放大作用所致。

4 结论

基于芦山震区的震害调查、地震地质资料、震源反演和三维地壳结构，本文采用有限断层模型对芦山强烈地震的强地面运动进行了数值模拟及分析，得出结论如下:

(1)本次地震的缓倾角盲断层引起的强地面运动峰值加速度、速度和位移特征与芦山地震的实际震害分布较一致。断层上盘的宝盛—龙门—芦山以北地区位于极震区，竖向地震动和NS向水平分量引起的地震动强度较大，强地面运动峰值加速度的竖向分量在龙门一带达到340gal，与极震区IX的烈度相当，其瞬时位移可达110cm。

图8 芦山地震中地震波在地表的传播过程(竖向分量)Fig.8 Wave propagation of ground motion in Lushan earthquake(UD component).

(2)强地面运动峰值分布的NS向分量分布表现出明显的盆地效应。在雅安以北的上里盆地虽然位于发震断层下盘，但仍旧有强地震动的集中分布，这是由于深部构造高陡峭地形及盆地内部薄土层对地震波的放大效应所致。

(3)芦山地震地震波在地表的持续时间大约30s，其传播过程也显示，在断层上盘的基岩区，地震波衰减较快，而在断层下盘的盆地内，地震波在6s至10s出现明显的震荡，这是盆地边缘反射效应的特征体现。

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