萬(wàn)遠(yuǎn)春，于彥彥，丁海平，胡穎平

（1.蘇州科技大學(xué)江蘇省結(jié)構(gòu)工程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，江蘇 蘇州 215009；2.蘇州立誠(chéng)建筑設(shè)計(jì)院有限公司，江蘇 太倉(cāng) 215400）

引言

多次的歷史地震中，如1985 年墨西哥地震［1］、1999 年集集地震［2］及2001 年施甸地震［3］，在墨西哥盆地、臺(tái)北盆地和施甸盆地內(nèi)均出現(xiàn)了高烈度異常，有的甚至比震中地區(qū)還要嚴(yán)重，顯示出沉積盆地對(duì)地震動(dòng)的放大作用。因此，在三維精細(xì)化盆地建模的基礎(chǔ)上開展盆地地震動(dòng)定量預(yù)測(cè)，近年來(lái)已成為城鎮(zhèn)密集的盆地場(chǎng)地開展防災(zāi)減災(zāi)工作的重要方法之一。其中大多基于大量的測(cè)線、鉆孔資料或脈動(dòng)資料等進(jìn)行三維盆地速度結(jié)構(gòu)建模，如Magistrale 等［4］建立的洛杉磯盆地模型，Pitarka等［5］建立的大阪盆地模型，Wang等［6］建立的臺(tái)北盆地模型，及Manakou 等［7］建立的Mygdonian 盆地模型（又稱Euroseistest）等。同時(shí)，隨著計(jì)算機(jī)運(yùn)算能力的提升，國(guó)內(nèi)研究者通過(guò)鉆井、地震測(cè)線等數(shù)據(jù)資料開展了盆地三維速度模型構(gòu)建，如張振等［8］建立的玉溪盆地模型，師黎靜等［9］建立的廈門島三維工程地質(zhì)模型，劉啟方等［10-11］建立的施甸盆地模型與渭河盆地模型，章小龍等［12］建立的武都盆地模型等。盆地三維速度結(jié)構(gòu)建模已逐步成為趨勢(shì)。

2008 年汶川地震中，龍門山兩側(cè)的四川盆地和西部高原地區(qū)產(chǎn)生嚴(yán)重震害。此后，研究者對(duì)于地震中地表地震動(dòng)的分布特征及龍門山兩側(cè)的地殼速度構(gòu)造開展了大量研究。如張建毅等［13］通過(guò)對(duì)有強(qiáng)震記錄的汶川地震局部地區(qū)進(jìn)行地震動(dòng)和放大系數(shù)的分析，結(jié)果顯示高程越高放大系數(shù)增加越明顯。Bjerrum等［14］對(duì)青藏高原和四川盆地采用2 個(gè)不同的一維介質(zhì)模型模擬了汶川地震引起的近斷層寬頻帶地震動(dòng)。Zhang 等［15］基于全球沉積層模型和全球地殼模型描述四川盆地構(gòu)造，進(jìn)而模擬了有限斷層破裂下此次地震的近場(chǎng)強(qiáng)地震動(dòng)，結(jié)果顯示震源的破裂過(guò)程及盆地構(gòu)造決定了強(qiáng)地震動(dòng)的總體分布特征，且存在明顯的盆地邊緣放大作用。Yu 等［16］基于水平成層地殼（假定青藏高原與四川盆地具有相同的地殼厚度）和三維盆地模型研究了汶川地震中四川盆地的地震效應(yīng)。但基于地震測(cè)線及重力反演等研究的結(jié)果都表明龍門山兩側(cè)的地殼厚度具有顯著差異。如朱介壽等［17］對(duì)跨龍門山的爆破地震剖面的反演結(jié)果顯示，從川西高原（松潘-甘孜地塊）到四川盆地，地殼厚度從60～62 km 下降到42～44 km，厚度差達(dá)16～20 km。嘉世旭等［18］通過(guò)二維地震測(cè)線反演的遂寧至阿壩速度結(jié)構(gòu)模型顯示四川盆地西部與青藏高原地區(qū)東沿在龍門山中段存在強(qiáng)烈上隆的構(gòu)造體系。

同時(shí)，地殼的橫向不均勻性對(duì)地震波傳播或地表地震動(dòng)的影響越來(lái)越引起研究者的重視。如杜晨曉等［19］對(duì)比了考慮三維地殼速度結(jié)構(gòu)的橫向不均勻性與一維地殼結(jié)構(gòu)下唐山地震的強(qiáng)地震動(dòng)模擬結(jié)果，表明橫向不均勻地殼對(duì)地表速度和加速度峰值分布及其衰減特征都有明顯影響，前者的模擬結(jié)果與真實(shí)震害之間具有更好的相關(guān)性。Takemura 等［20］基于密布觀測(cè)數(shù)據(jù)和三維數(shù)值模擬方法研究了日本本州西部地區(qū)橫向不均勻地殼對(duì)高頻地震波（＞1Hz）輻射方式和衰減特征的影響。賈相玉等［21］分析了豎向斷裂縫對(duì)場(chǎng)地地震動(dòng)的影響。而龍門山兩側(cè)地殼構(gòu)造的橫向不均勻性對(duì)三維四川盆地地震動(dòng)的影響還需進(jìn)一步研究。

文中基于收集的波速數(shù)據(jù)建立了考慮橫向不均勻地殼構(gòu)造的三維四川盆地模型?？紤]點(diǎn)源和有限斷層破裂情況，采用三維并行譜元程序SPECFEM3D 模擬汶川地震中的地表地震動(dòng)。通過(guò)與基于均勻地殼模型的模擬結(jié)果對(duì)比，研究龍門山兩側(cè)的橫向不均勻地殼對(duì)研究區(qū)域地表地震動(dòng)及地震波傳播特征的影響，主要從地面峰值速度（PGV）分布及其差異程度、典型測(cè)線剖面時(shí)程等方面進(jìn)行分析。

1 考慮地殼橫向不均勻性的三維四川盆地模型構(gòu)建

1.1 波速數(shù)據(jù)

自2008年5·12汶川地震后，許多學(xué)者對(duì)四川盆地的速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行了研究，獲得了豐富的測(cè)線和臺(tái)站數(shù)據(jù)。如嘉世旭等［18］通過(guò)震相分析得到遂寧至阿壩二維非均勻地殼速度結(jié)構(gòu)模型。劉啟元等［22］、胥頤等［23］、Pei等［24］通過(guò)臺(tái)陣記錄等資料反演得到四川盆地地區(qū)的剪切波速度結(jié)構(gòu)。趙盼盼等［25］通過(guò)地震環(huán)境噪聲成像方法，獲得該區(qū)域淺層地殼S 波速度結(jié)構(gòu)。既有測(cè)線或一維速度構(gòu)造臺(tái)站位置分布如圖1 所示。圖中左上區(qū)域?yàn)榍嗖馗咴?，右下為四川盆地。黑色方框?yàn)槟Ｐ头秶?，橙色線為胥頤等［23］的4 條二維測(cè)線，黃色線為嘉世旭等［18］遂寧至阿壩測(cè)線，紅色線和紅色三角形為Pei等［24］穿過(guò)汶川震區(qū)的測(cè)線與反演網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)，紫色線為趙盼盼等［25］的測(cè)線，藍(lán)色三角形為劉啟元等［22］的一維臺(tái)站?？梢姅?shù)據(jù)基本覆蓋了整個(gè)模型范圍，且分布較為均勻。本節(jié)將基于這些既有數(shù)據(jù)構(gòu)建考慮橫向不均勻地殼的三維四川盆地模型。既有波速資料的具體情況示于表1。

圖1 既有速度結(jié)構(gòu)的地震測(cè)線或一維臺(tái)站的分布圖Fig.1 Distribution of seismic lines or stations whose velocity structure has been obtained

表1 四川盆地建模波速資料詳情Table 1 Details of available wave velocity data used in establishing the basin model

1.2 盆地模型構(gòu)建

1.2.1 空間插值方法

空間插值算法是一種將離散點(diǎn)的數(shù)據(jù)轉(zhuǎn)化為連續(xù)數(shù)據(jù)表面的算法，在空間地理信息方面具有廣泛的應(yīng)用場(chǎng)景［26］。尹麗君等［27］對(duì)3種插值方法對(duì)比后認(rèn)為克里金插值更能反映地形特征，插值結(jié)果更合理。本文亦采用克里金插值法進(jìn)行空間插值。首先將既有剪切波速數(shù)據(jù)進(jìn)行篩選并分為3 類：第1 類為3.4 km/s～3.6 km/s，將其歸為上、中地殼分界面控制點(diǎn)；第2 類為3.6 km/s～3.9 km/s，將其歸為中、下地殼分界面控制點(diǎn)；其余歸為下地殼介質(zhì)。進(jìn)而在這些控制點(diǎn)的基礎(chǔ)上進(jìn)行插值，最終得到插值后的各分層地殼的底界面。

1.2.2 計(jì)算模型

在上述地殼分層界面的基礎(chǔ)上，對(duì)既有的均勻地殼四川盆地模型［16］（圖3（b）、（d），該模型也是文中的參考模型）的地殼進(jìn)行重新劃分，進(jìn)而建立考慮地殼橫向構(gòu)造不均勻性的三維四川盆地模型（圖2）。模型尺寸為340 km×152 km×33 km。圖2 中間子圖中深藍(lán)色區(qū)域?yàn)槌啥计皆{(lán)色區(qū)域?yàn)榕璧亟乇砀采w層，白色區(qū)域?yàn)樗拇ㄅ璧鼗祝?、橙紅和紅色分別代表上、中、下地殼。和既有研究結(jié)果對(duì)比顯示，所建模型上、中地殼平均厚度分別為15 km和13 km，這與嘉世旭等［18］通過(guò)震相分析得出的四川盆地地區(qū)的平均地殼厚度相近。此外，龍門山斷裂帶下方受板塊的擠壓作用使得上、中地殼結(jié)構(gòu)是向上隆起的，所建模型的龍門山斷裂帶處也呈現(xiàn)出隆起的狀態(tài)。

圖2 考慮橫向不均勻地殼的三維四川盆地模型Fig.2 Three-dimensional Sichuan Basin model considering the lateral heterogeneous of the crust

圖3 不均勻地殼（a、c）與均勻地殼模型（b、d）對(duì)比Fig.3 Comparison of heterogeneous crust（a、c）and uniform crust model（b、d）

圖3對(duì)于本文建立的不均勻地殼盆地模型（圖3（a）、（c））與均勻地殼盆地模型（圖3（b）、（d））的對(duì)比顯示出二者在地殼厚度上的顯著差異。需說(shuō)明的是均勻和不均勻地殼模型中均考慮了地表地形的影響。在2個(gè)模型地表布置相同的觀測(cè)點(diǎn)，通過(guò)比較二者的PGV 分布、剖面時(shí)程等研究橫向不均勻地殼對(duì)地震波傳播的影響。

2 模型參數(shù)及計(jì)算方法

基于均勻地殼的盆地模型介質(zhì)參數(shù)如表2，各分層厚度及物理參數(shù)等參考Yu 等［16］的研究結(jié)果，該模型將上、中、下地殼簡(jiǎn)化為水平成層模型，而盆地基底之上介質(zhì)的厚度隨空間位置變化。該模型即為第1 節(jié)中的“均勻地殼模型”。不均勻地殼模型各分層的介質(zhì)參數(shù)與均勻地殼模型的一致。需要說(shuō)明的是本文只考慮了S波的品質(zhì)因子，未考慮P波的介質(zhì)衰減作用。

表2 四川盆地模型介質(zhì)參數(shù)Table 2 Model parameters of the Sichuan Basin model

采用并行三維譜元方法［30］進(jìn)行四川盆地地震效應(yīng)模擬。觀測(cè)點(diǎn)位于地表，成都平原及斷層上方的觀測(cè)點(diǎn)間距為2.5 km，其余觀測(cè)點(diǎn)間距為5 km。譜元法是將譜方法和有限單元法結(jié)合起來(lái)，同時(shí)具有譜方法的快速收斂性以及有限單元法的靈活性，它是將計(jì)算區(qū)域分成有限個(gè)單元，每個(gè)單元配置非均布的節(jié)點(diǎn)，節(jié)點(diǎn)位置取為Gauss-Lobatto-Legendre 數(shù)值積分點(diǎn)（GLL 點(diǎn)），單元的近似解在GLL 點(diǎn)用高階的拉格朗日多項(xiàng)式插值得到。譜元法對(duì)復(fù)雜地形具有非常好的幾何適應(yīng)性，近年來(lái)在盆地地震效應(yīng)模擬中得到廣泛運(yùn)用。盆地內(nèi)最小網(wǎng)格尺寸為50 m，盆地外最大網(wǎng)格尺寸為2 200 m，計(jì)算模型共包含2 927 798 個(gè)譜單元，3 056 330 個(gè)節(jié)點(diǎn)。根據(jù)模型波速和譜元法網(wǎng)格劃分的精度要求［31-32］，此模型能夠模擬的最高頻率為0.5 Hz。設(shè)定時(shí)間步長(zhǎng)0.8 ms，模擬步數(shù)200 000步，模擬總時(shí)長(zhǎng)為160 s。在152線程的并行計(jì)算系統(tǒng)上模擬，總計(jì)算時(shí)間為50 h。

3 橫向不均勻地殼對(duì)四川盆地地表地震動(dòng)模擬結(jié)果的影響

本節(jié)從震源形式、模型維度兩參數(shù)的變化來(lái)綜合分析不均勻地殼對(duì)四川盆地地震動(dòng)模擬結(jié)果的影響。震源形式上，分別考慮有限斷層和點(diǎn)源2種震源模型；模型維度上，分別考慮三維和二維四川盆地模型，這里的二維模型是基于三維模型（圖2）中X=60 km的剖面數(shù)據(jù)建立的。

3.1 不同震源形式下不均勻地殼對(duì)地表地震動(dòng)模擬結(jié)果的影響

3.1.1 有限斷層破裂情形

震源采用Ji 與Hayes［28］基于遠(yuǎn)場(chǎng)資料反演的汶川地震位錯(cuò)模型（圖4），斷層沿走向方向長(zhǎng)315 km，每隔15 km 劃分一個(gè)子斷層；沿傾向方向?qū)?0 km，每隔5 km 劃分一個(gè)子斷層。各子斷層的上升時(shí)間根據(jù)其位錯(cuò)量除以恒定的滑動(dòng)速度（0.8 m/s）得到［16］。斷層走向229°，傾角33°，滑動(dòng)角本文統(tǒng)一取為141°［29］。

圖4 Ji與Hayes反演的汶川地震斷層位錯(cuò)分布模型Fig.4 Slip distribution of the source model of Wenchuan earthquake inverted by Ji and Hayes

圖5 給出了相同震源下2種模型的三分量PGV 分布及其比值R（定義為均勻地殼模型與不均勻地殼模型PGV 的比值），R值與1 的差異越大說(shuō)明地殼的不均勻性對(duì)地表模擬地震動(dòng)的影響越大，具體來(lái)說(shuō)，R＞1表明均勻地殼PGV 大于不均勻地殼PGV，即地殼不均勻性減小了該地區(qū)的地震動(dòng)強(qiáng)度，反之亦然。從圖4來(lái)看，有限斷層破裂下，考慮三維不均勻地殼時(shí)的地表地震動(dòng)在較大范圍內(nèi)受影響，R值總體在0.9～1.2 之間。首先，對(duì)于EW 分量，兩模型的強(qiáng)地震動(dòng)的區(qū)域大致相同，但PGV 的比值顯示，盆地內(nèi)較大區(qū)域的R 值小于1，R＞1 的區(qū)域集中在綿陽(yáng)東北部，盆地外地震動(dòng)差別較大區(qū)域主要集中在茂縣及青川附近區(qū)域。對(duì)于NS 分量，R值的分布特征與EW 分量類似，但盆地外受影響區(qū)域的范圍更大，其R值基本在0.9～1.2 的范圍。UD分量上盆地內(nèi)大部分區(qū)域的R值為0.9左右，R＞1的區(qū)域仍主要集中在綿陽(yáng)東北部，而盆地外的最大R值超過(guò)了1.3，位于茂縣和平武附近區(qū)域。

圖5 模擬均勻與不均勻地殼盆地模型的PGV及其比值的分布Fig.5 Simulated PGV and the ratio distribution of the homogeneous and heterogeneous crust basin models（unit：m/s）

圖6 給出了均勻和不均勻地殼盆地模型下測(cè)線CD（其位置見圖2，Y=0～150 km）沿X、Z分量的速度時(shí)程（低通濾波至0.5 Hz）。該測(cè)線穿過(guò)覆蓋層厚度及地表高程變化較大的區(qū)域，對(duì)于分析不均勻地殼的影響具有較好的代表性。從圖2 中可以看出，不均勻地殼模型中該測(cè)線對(duì)應(yīng)的上、中地殼深度的分布起伏很大，但從模擬結(jié)果看兩模型的剖面時(shí)程及PGV 的分布特征基本相同，PGV 值最大相差20%左右，出現(xiàn)在X分量的四川盆地范圍，且PGV比值沿測(cè)線起伏波動(dòng)明顯。

圖6 均勻與不均勻地殼模型沿CD剖面的速度時(shí)程對(duì)比Fig.6 Comparison of velocity time history between uniform and heterogeneous crust model along CD section

3.1.2 點(diǎn)源破裂情形

考慮有限斷層破裂過(guò)程的復(fù)雜性（如斷層不同位置處上升時(shí)間的差異及其輻射地震波的疊加等），本節(jié)采用點(diǎn)破裂源模擬考慮橫向不均勻地殼的三維四川盆地模型的地震動(dòng)。點(diǎn)源坐標(biāo)為（60，120，-150）km。走向229°，傾角33°，滑動(dòng)角141°。取矩震級(jí)7.9 級(jí)，點(diǎn)源上升時(shí)間1 s?？紤]相比有限斷層較短的上升時(shí)間，取地震矩分量分別為Mrr=4.565×1025dyne·cm，Mtt=7.928×1024dyne·cm，Mpp=-5.293×1025dyne·cm，Mtr=-1.861×1025dyne·cm，Mpr=-5.239×1025dyne·cm，Mtp=2.728×1025dyne·cm。其余計(jì)算參數(shù)及觀測(cè)點(diǎn)設(shè)置同三維有限斷層情形。

模擬得到的2種模型下PGV 的分布如圖7 所示?？梢钥闯?，點(diǎn)源作用下盆地內(nèi)有2個(gè)明顯的強(qiáng)地震動(dòng)區(qū)域：一個(gè)是點(diǎn)源（圖中紅色五角星所示）正上方區(qū)域，一個(gè)是靠近盆地邊緣的部分區(qū)域。整體而言，橫向不均勻地殼對(duì)盆地內(nèi)地震動(dòng)有明顯影響，考慮不均勻地殼后三分量的地表速度峰值均明顯降低。對(duì)EW 分量，影響區(qū)域主要集中在邛崍-新津-崇州之間的區(qū)域，最大R值可達(dá)2.6左右，盆地內(nèi)其余相當(dāng)區(qū)域的R值也在1以上；對(duì)NS和UD分量，影響區(qū)域主要位于盆地中間，較大區(qū)域的R值超過(guò)1.2，其中NS分量的彭州-什邡和江油東北側(cè)區(qū)域、UD 分量的彭州-什邡區(qū)域都是影響最顯著的區(qū)域，最大R值1.6 以上。比較而言，UD 分量地震動(dòng)受地殼不均勻性的影響相比水平分量小。此外，盆地外茂縣-平武-青川之間相當(dāng)區(qū)域的R值盡管很大，但其地震動(dòng)峰值較小，因此不作為討論的重點(diǎn)。

圖7 三維點(diǎn)震源作用下均勻地殼與不均勻地殼模型的PGV及其比值分布Fig.7 PGV and its ratio distributions of the uniform crust model and the uneven crust model under the action of a point source（unit：m/s）

3.2 不同模型維度下不均勻地殼對(duì)地表地震動(dòng)模擬結(jié)果的影響

考慮三維模擬中較低的頻帶上限（＜0.5 Hz）可能引起的結(jié)論的片面性，本節(jié)基于二維盆地模型及點(diǎn)破裂源分析橫向不均勻地殼對(duì)盆地模擬地震動(dòng)的影響。圖8所示為考慮不均勻地殼的二維盆地模型，對(duì)比起見圖中同時(shí)給出二維均勻地殼模型。點(diǎn)源置于模型內(nèi)部，設(shè)定地震矩分量分別為Mxx=5.78×1012dyne·cm，Mzz=3.62×1013dyne·cm，Mxz=-1.48×1013dyne·cm。點(diǎn)源主頻2 Hz，上升時(shí)間1 s，坐標(biāo)（-12 0000，-15 000）m。計(jì)算時(shí)間步距0.0 002 s。模型表面從右至左設(shè)置104個(gè)觀測(cè)點(diǎn)，間距為1 500 m。此模型能夠模擬的頻帶上限為6 Hz。

圖8 考慮不均勻（左）與均勻（右）地殼的二維盆地模型Fig.8 Two-dimensional basin model considering heterogeneous（left）and uniform（right）crust

內(nèi)置點(diǎn)源作用下，二維均勻與不均勻地殼模型模擬得到的觀測(cè)點(diǎn)X、Z分量速度時(shí)程如圖9 所示?？梢钥闯觯?種模型下的波傳播與PGV 分布特征差異顯著，且盆地內(nèi)的差別大于盆地外。受起伏地殼的影響，盆地內(nèi)的速度峰值在大部分區(qū)域明顯小于均勻地殼模型，但靠近盆地最右側(cè)區(qū)域則反之，而盆地外基巖地區(qū)所受影響不大。從兩模型的PGV 比值來(lái)看，地殼不均勻性對(duì)四川盆地區(qū)域的速度峰值影響強(qiáng)烈，非均勻地殼模型的最大PGV 僅為均勻地殼模型的1/3～1/5 左右。此外，模擬波場(chǎng)快照（圖10）顯示，當(dāng)?shù)卣鸩ㄟM(jìn)入盆地時(shí)，均勻地殼模型中波動(dòng)能量相對(duì)更加集中，而不均勻地殼模型則比較分散，應(yīng)為不均勻地殼界面使地震波發(fā)生折射、散射導(dǎo)致。較為分散的波動(dòng)能量可能是不均勻地殼模型盆地內(nèi)地震動(dòng)強(qiáng)度小于均勻地殼模型的主要原因。

圖9 二維盆地模型地表觀測(cè)點(diǎn)的速度時(shí)程及比值Fig.9 Time histories of surface points of two dimensional model and PGV ratio distributions

圖10 2種模型t=12 s時(shí)的位移波場(chǎng)快照Fig.10 Snapshots of the wave field of the two models at t=12 s

4 討論

前述二、三維點(diǎn)源破裂下的模擬中均假定恒定的上升時(shí)間，有限斷層破裂下其各子斷層的上升時(shí)間存在較大差異，而震源上升時(shí)間是影響地震動(dòng)模擬結(jié)果的一個(gè)重要參數(shù)。因此，本節(jié)進(jìn)一步考慮該參數(shù)的變化（本質(zhì)為輻射地震波的主頻或波長(zhǎng)的改變），分別改變3.1.2、3.2節(jié)中點(diǎn)源的上升時(shí)間為6 s（主頻0.25 Hz），進(jìn)而模擬更長(zhǎng)周期地震波作用下二維和三維橫向不均勻地殼對(duì)于四川盆地模擬地震動(dòng)影響程度的改變。模型介質(zhì)參數(shù)同表2。

點(diǎn)源上升時(shí)間為6 s時(shí)二維模型的地表觀測(cè)點(diǎn)時(shí)程如圖11所示。可以看出，上升時(shí)間增加時(shí)，PGV的峰值明顯減小，此時(shí)PGV 最大值位于盆地內(nèi)，同時(shí)不均勻地殼模型的PGV 值依然小于均勻地殼模型。從模擬PGV 的差異程度來(lái)看，隨上升時(shí)間的增大，盆地內(nèi)部的PGV 比值顯著降低，最大R 值約1.5（出現(xiàn)于X 分量），明顯小于上升時(shí)間1 s時(shí)的結(jié)果。

圖11 二維模型震源上升時(shí)間為6s時(shí)地表觀測(cè)點(diǎn)的速度時(shí)程及比值Fig.11 Time history and PGV ratio of the profile when source rise time of the two-dimensional model is 6 s

圖12以EW 分量為例給出了點(diǎn)源上升時(shí)間為6 s時(shí)三維模型的PGV 及其比值的分布?？梢钥闯錾仙龝r(shí)間變長(zhǎng)后，地表地震動(dòng)峰值顯著減小，且PGV峰值分布有所改變，如此時(shí)四川盆地PGV最大值轉(zhuǎn)移到竹瓦附近。從2 模型的PGV 比值看，上升時(shí)間6 s 時(shí)盆地內(nèi)水平分量的R值普遍在1 左右，明顯小于上升時(shí)間1 s 時(shí)的結(jié)果（圖7），即此時(shí)不均勻地殼的影響程度顯著降低。

圖12 上升時(shí)間6 s的點(diǎn)源作用下三維均勻地殼模型與不均勻地殼模型EW分量的PGV及其比值分布Fig.12 PGV and its ratio distribution of the EW component of uniform and uneven crust model under a point source with rise time of 6 s

5 結(jié)論

在構(gòu)建的考慮龍門山兩側(cè)地殼厚度顯著差異的三維四川盆地模型的基礎(chǔ)上，利用三維譜元法模擬了有限斷層及點(diǎn)源破裂下盆地地表的強(qiáng)地震動(dòng)分布特征。通過(guò)與基于均勻地殼的四川盆地模型模擬結(jié)果的對(duì)比，并同時(shí)考慮模型維度及上升時(shí)間等參數(shù)的變化，研究了橫向不均勻地殼構(gòu)造對(duì)地表地震動(dòng)的影響。主要結(jié)論如下：

（1）有限斷層作用下不均勻地殼對(duì)地表地震動(dòng)的影響相對(duì)較小，與均勻地殼模型的模型的模擬結(jié)果相比，盆地內(nèi)局部區(qū)域的R值在0.9～1.2之間，盆地外高原地區(qū)所受影響大于盆地內(nèi)。

（2）點(diǎn)源作用下，二維盆地模型受地殼厚度變化的影響最顯著。相比均勻地殼的盆地模型，其R值在0.5～4.5的范圍。同時(shí)，不均勻地殼對(duì)盆地內(nèi)部地震動(dòng)的影響大于盆地外。

（3）點(diǎn)源作用下，三維盆地模型的地表地震動(dòng)受起伏地殼的影響同樣顯著，盆地內(nèi)、外均存在明顯的地震動(dòng)增強(qiáng)或減弱區(qū)域，R值位于0.6～2.6之間。

（4）地殼的橫向不均勻性對(duì)地表地震動(dòng)的影響受上升時(shí)間的影響明顯。隨上升時(shí)間的增加，地殼不均勻性的影響顯著降低。