2012年5月28日唐山4.8级地震强地面运动模拟

范 强，赵志远，杨彦明

（1.河北红山巨厚沉积与地震灾害国家野外科学观测研究站,河北 隆尧 055350；2.河北省地震局,石家庄 050021；3.内蒙古自治区地震局,呼和浩特 010000）

0 引言

2012年5月28日10时22分52秒，在唐山市古冶区与滦县交界（39.7°N，118.5°E）发生4.8级地震，震中烈度为Ⅴ度，震源深度8 km，唐山辖区震感强烈，北京、天津、辽宁、内蒙古部分地区震感较强[1]。这次地震是1976年唐山大地震近36年后的一次中强地震，引起了社会的广泛关注。谢祖军等[2]利用Hypo2000绝对定位法确定该地震的震中位置，同时采用CAP方法反演了该地震的震源机制解，李赫等[3]对该地震的震源机制解和震源深度进行了精确测定。张杰卿等[4]从地震活动性的角度对该地震进行了分析，贾晓辉等[5]分析了该地震的强震动记录特征。本文采用谢祖军等[2]对唐山4.8级地震反演得到的震源参数，建立点源模型，模拟计算唐山4.8级地震的强地面运动分布特征，并与该地震周边台站的波形记录进行对比，为唐山地区抗震设防参数的设定，重要工程的选址规划、烈度分布的确定和人员伤亡情况的预评估等提供参考依据。

1 地震地质背景

唐山地区位于河北平原地震构造带北段，该地震构造带北起滦县、卢龙地区，向西南经过唐山、宁河、河间、辛集、宁晋、邯郸等地区，最后到达磁县。唐山地区的断裂带展布以NE向为主，例如穿过唐山市区的唐山断裂带，唐山断裂带规模较大，具右旋走滑性质，位于丰台-野鸡坨断裂、宁河-昌黎断裂、滦县-乐亭断裂和蓟运河断裂围成的菱形块体中间。唐山4.8级地震发生在唐山断裂带上，震源机制解的一个节面走向与唐山断裂带走向一致，错动方式以走滑为主。张杰卿等[4]发现震前2个月从天津汉沽到北京平谷快速形成一条NW走向的ML1.0以上小震条带。

2 模型和方法

图1展示了唐山地区的地貌情况，图中的震源机制投影使用谢祖军等[2]的反演结果（表1），显示该地震震源破裂类型为走滑类型，黑色三角代表不同台基的台站位置。计算区域尺度为200 km×180 km，深度为40 km。

图1 研究区域地形和台站位置图

表1 唐山4.8级地震震源参数表

采用曲线网格有限差分方法[6-7]快速模拟唐山4.8级地震的强地面运动。该方法根据地表起伏建立曲线网格，并采用牵引力镜像法来处理自由表面条件，从而能够准确地处理复杂地形问题。模拟选取SRTM-3地形数据，精度上接近1∶10 000地形图生成的数字网格高程数据。图1展示的计算区域北部为山区，南部为平原，地形起伏较大，这将对强地面运动分布特征有较大影响。

速度模型对强地面运动模拟结果有重要的影响。本文采用华北地区地壳-上地幔地震波速度结构模型 VMNC2.0（简称V2.0）[8]，其水平分辨率为0.2°。V2.0模型包含了地壳和上地幔2部分，地壳部分模型包括沉积盖层底界面、上地壳-下地壳分界面、Moho面深度分布以及分层等信息；上地幔模型部分包括岩石圈底界面深度，地幔过渡带上、下界面深度和厚度等信息。研究区域内的波速结构模型见图2。

图2 计算区三维P波速度结构模型

在水平方向以 12″×12″（x方向 281 m，y方向366 m）为单位划分网格点，竖直方向根据研究程度和深度范围的不同划分不同精度的网格点，划分方式为：①0～2 km，20个网格；②2～10 km，50个网格；③10～40 km，100个网格。网格尺寸随深度增加而增大，网格划分效果见图3。

图3 网格划分效果图

3 强地面运动模拟结果

图4给出唐山4.8级地震模拟的水平速度EW向分量VX快照，VX在7～42 s之间的快照，时间间隔为7 s。红色三角形代表震源模型中的震中位置。图中动态演示了VX在地表的传播过程，图中显示的带颜色的数值为地震波传到该点时在地表的速度，定义该点速度与传播方向一致为正值，与传播方向相反为负值。从图中可以看出，地震波呈圆形向四周扩散，能量分布比较均匀，符合点源地震的特征。

图4 唐山4.8级地震模拟速度波场快照

4 计算波形与不同台基台站记录波形对比

为了检验计算结果的可靠性，选取计算区域内不同台基的ZUH台（基岩）、CLI台（基岩与第四系覆盖层过渡区）和SJT台（第四系覆盖区）3个台站的唐山4.8级地震的波形记录，去除数据的线性趋势、均值和尖灭点，去除仪器响应转为速度记录。将计算波形与3个台站的波形记录进行对比，并初步分析波形特征。

4.1 基岩台记录对比

ZUH台位于唐山4.8级地震北西方向100 km处，台站记录波形采用带通滤波（图5），通带截止频率为0.3 Hz，阻带截止频率0.7 Hz，中心频率为0.5 Hz，带宽为0.4 Hz。ZUH台EW向P波初动与计算波形存在一定偏差，S波的初动位置对应较好，计算波形的最大振幅与记录波形的最大振幅接近。ZUH台NS向的P波初动位置与计算波形存在偏差，S波动初动位置对应较好。计算波形的最大振幅与记录波形的最大振幅近似，相位有一定的偏差。ZUH台垂直方向的P波初动位置对应较差，S波的初至位置对应得较好，计算波形的最大振幅是记录波形最大振幅的近1倍。后续S波列的振幅变大，是记录波形振幅的二分之一左右，相位有一定的偏差。

图5 ZUH台记录波形与计算波形对比图

4.2 过渡区台站记录对比

CLI台位于唐山4.8级地震正东方向60 km处，台站记录波形采用带通滤波（图6），通带截止频率为0.3 Hz，阻带截止频率0.7 Hz，中心频率为0.5 Hz，带宽为0.4 Hz。CLI台EW向的P波初动与计算波形对应较好，S波的初至位置对应存在偏差。计算波形的最大振幅远大于记录波形的最大振幅，误差较大，相位也存在一定偏差。CLI台NS向的P波初动振幅较小，位置对应不明显，S波的初至位置对应较好，计算波形的最大振幅略小于记录波形的最大振幅，偏差不超过20%。CLI台站垂直方向的P波初动与计算波形对应较好，S波的初至位置对应较好，计算波形的振幅明显大于记录波形振幅，偏差超过1倍。20 s之后的计算波形与台站记录波形对应较好，但是相位有一定的偏差。CLI台波形记录存在偏差的原因可能与该台处于基岩和第四系覆盖的过渡区，波形传播过程中受到不同介质散射的影响有关。

图6 CLI台记录波形与计算波形对比图

4.3 第四系覆盖区台站记录对比

SJT台位于唐山4.8级地震西南方向115 km处，台站记录波形采用带通滤波（图7），通带截止频率为0.3 Hz，阻带截止频率为0.7 Hz，中心频率为0.5 Hz，带宽为0.4 Hz。SJT台EW向的P波初动与计算波形对应较好，S波的初至位置对应也较好，计算波形的振幅小于记录波形的振幅；计算波形振幅在32 s之后衰减为零，而台站记录波形的振幅则没有衰减，有放大的趋势。SJT台NS向的P波初动与计算波形对应较好，S波的初至对应较差，计算波形的最大振幅小于记录波形的最大振幅；计算波形在30 s之后的振幅快速衰减为零，而台站记录波形的振幅衰减缓慢。SJT台垂直方向的P波初动位置对应较好，S波的初至位置对应较差，计算波形的最大振幅小于记录波形最大振幅，偏差约为记录波形最大振幅的二分之一；计算波形在32 s之后振幅衰减到零值附近，而台站记录波形的振幅不仅没有衰减，还有放大的趋势。SJT台三个分量的记录波形在35 s之后，与计算波形迅速衰减到零值附近不同，衰减非常缓慢，在东西和垂直方向上有放大的趋势，推断可能与该地区较厚的沉积盖层引起的盆地放大效应有关。

图7 SJT台记录波形与计算波形对比

5 结论与讨论

本文将曲线网格有限差分方法应用到唐山4.8级地震的强地面运动模拟中，得到VX波速在地表的快照图，波场总体呈圆形向外传播，能量分布比较均匀，符合点源地震的特征。为检验模拟计算的可靠性，将计算波形与不同台基台站记录波形进行对比。结果显示，计算波形和基岩区台站记录波形有较好的对应性，P波、S波初至位置、相位和最大振幅都可以较好地对应，证明模拟的结果是可靠的。计算波形与第四系覆盖区和过渡区的台站记录波形对比的效果较差，P波和S波初至位置可以对应，最大振幅和相位有较大偏差，计算波形在S波到达之后的能量衰减快于台站记录波形，尤其是第四系覆盖区台站，30 s之后的记录波形振幅不但没有衰减，而且还有放大的趋势。这一现象说明在第四系覆盖较厚的地区进行强地震动模拟要考虑第四系地层的影响，而且对模拟结果的准确性影响非常大。

致谢感谢陈晓非老师在文章选题和参考文献上的指导，感谢张伟老师提供的计算程序，感谢李正波博士在程序调试和计算过程方面给予的极大帮助，感谢张振国博士在整个论文编写过程中的答疑解惑。