地面运动记录日本地震长周期异常传播在2004年10月23日在东京6.doc

地面运动记录日本地震长周期异常传播在2004年10月23日在东京6.6 Mw Niigata-ken Chuetsuby Takashi Furumura and Toshihiko Hayakawa 摘要 异常大(5厘米)和长时间的震动与长期地面运动时间约7秒观察在东京市中心6.6 Mw Niigata-ken Chuetsu地震2004年10月23日。长期大幅共振引起的地面运动的高层建筑约70层的高度。因此,它是一个紧急的问题理解的发展和长周期的放大特性与在东京大地震的地面运动。 在本研究中,我们使用大量的波形记录从585年站在一个全国性的加速度计网络强度(K-NET KiK-net)和495米在东京周围的区域。数据显示,在大多数情况下长周期地震动的特点是由表面瑞利波在关东盆地的北部边缘,生成和开发表面波传播通过覆盖厚厚的沉积物(3000 - 4000),过于僵化的基石。 补充观测数据,我们进行了一次大规模的计算机模拟地震波的传播运用地球模拟器的超级计算机详细source-slip模型和日本中部的高分辨率三维沉积结构模型。计算机仿真的结果表明,长周期的异常长时间的地面震动信号记录在东京发生的中心,因为地震能量造成停滞的瑞利波的多路径和重点向关东盆地的底部从周围的山区与3 d交互盆地结构。在线材料: 在东京动画长周期的地面运动。介绍 大(6.6 Mw)内陆地震发生在Chuetsu,新泻,日本,2004年10月23日,造成重大的破坏以及31人死亡和2000多人受伤人员在震源区附近。浅(h 9公里)和大型(2米)在地震断层滑动面产生了显著的地面加速度的1700厘米/秒/秒在震源Ojiya城市上方,和震动强度7(最大的日本气象厅气象厅)被记录在该地区。这次地震是日本现代历史上最具破坏性的破坏性以来1995年的神户地震(6.9 Mw)。 东京最大的人口中心在关东盆地位于震中150 - 200公里以上,和最大强度低于3在这个领域,但东京受到超过5分钟的激烈地动(5厘米),主导期相对较长约7秒。如此大的、冗长和长周期抖动造成重大高层建筑内共振大约70层的高度,因此警告的高风险带来的现代建筑附近的大地震。 延长持续时间长周期地面运动带给心灵的严重破坏和陪同在大型石油储罐火灾,产生共振与长周期从1964年新泻地震地面运动如(7.5米)和1983年日本中部海洋地震(7.7级)(如。、荣誉和Sakaue,1984)。1985年墨西哥米却肯州(8.1 Mw)的地震造成了超过20000人死亡在墨西哥城,距离震中400公里,因为相对较长周期的影响2 - 3秒的动作,非常长时间的持续时间超过10分钟(如。安德森et al .,1986)。类似灾难发生石油储罐位于苫小牧在2003 Tokachi-oki Mw 8.0级地震,即使坦克距震中250公里以上(Hatayama et al .,2004;Koketsu et al .,2005)。这些例子强调长期的危险动作与遥远的大地震有关 因此紧急问题探索的生成和发展过程长周期内的地面运动的关东盆地和传播属性向东京市中心减轻潜在的灾害与未来的大地震。 与日本新泻中越地震的地面运动的特点是记录从一个密集的,全国性的强震动网络(K-NET和KiK-net)安装在日本几乎一致的间隔约为20 - 25公里(图1)。在东京,除了强震动网络,我们也能够使用数据从强度米位于市政府办公室和消防站,其他网站。强烈的运动器械和强度的综合地震网络米(SK-net)为我们提供了一个详细的了解长周期的性质的相互作用而导致的地面运动的地震波关东盆地的三维地下结构。 在东京,补充这些观测数据和了解复杂的抗震性能记录,我们使用高分辨率的地球模拟器的超级计算机中心的地下结构模型和日本关东盆地和适当的source-slip地震模型。计算机模拟的结果显然日本新泻中越地震的地震波传播展示复杂的抗震性能在异构的3 d盆地结构和大发展的过程和长周期延长地面运动记录在东京市中心。计算机仿真也提供了重要的见解长周期的励磁特性引起的地面运动在东京其他地震场景不同地震的大小。 图1所示。分销网络地图的强震动仪器K-NET和KiK-net米(a)和强度在关东地区(SK-net)(b)。日本新泻中越地震的震源所示一个明星。图2。后的地面运动分布Niigata-ken Chuetsu地震、日本。速度运动的振幅显示T 20次,60岁,120年和180年美国证券交易委员会(sec)地震后破裂。(E见补充材料的在线版BSSA)。观察2004年Chuetsu地震地面运动图2显示了从日本新泻中越地震地面运动产生的,由全国K-NET记录和KiK-net强震动网络可视化过程后的地震波(Furumura et al .,2003;Furumura和陈,2004)。密集的和统一的记录间隔约20 - 25公里的揭示了地面运动的空间和时间分布在地震之后,包括重要的共振长周期地震波在厚覆盖的低速度沉积物在东京,名古屋,仙台等地方。图2所示的四个快照来源于插值后的585个地震记录应用程序的一个低通滤波器(f 0.5赫兹),以减少空间假频效果;加速度是集成到速度运动提高长周期大于1赫兹的地面运动。在T 20秒快照在图2中,一个大型的S波辐射所引起的地面运动的逆断层来源日本新泻中越地震显示了一个几乎各向同性rampart震源之上。随着海浪传播从源地区,近地表异质性的影响变得明显(60秒),沉积盆地内的地面运动和显著放大显然是在下面的帧捕获120和180秒。厚沉积物中的钢筋长周期速度运动在东京市中心至少10倍高于以周边地区。在最后一帧图像(180秒),盆地内的强烈而持久的地面运动持续了几分钟在关东盆地,提供一个明确的盆地边缘的轮廓。类似的现象放大和盆地内长期地动也发现在其他人口中心如秋,仙台和名古屋,但关东盆地内的效果最为明显。峰值地面位移和强度图3显示了峰值加速度的分布(PGA)和图3 b显示了峰值地面位移产生的地震。大型地面加速度超过1000厘米/秒/秒以上发现源地区,面积超过200厘米/秒/秒延伸超过一个广阔的区域内的震源约50公里。PGA的模式表明,近乎圆形分布在震源,伸长的PGA轮廓东南(东京)和相对较大的衰减到西南。这种模式表明更大的固有衰减(低Q)在日本中部地壳,正如前面所讨论的那样,许多研究者衰减层析成像的基础上(如,中村et al .,2003;Sekine et al .,2005)。图3。分布的峰值地面加速度(厘米/秒/秒)(a)和位移(cm)(b)在2004年Chuetsu地震、日本。longperiod衰减和放大特性的地面运动峰值超过1秒了地面位移(PGD),它显示了一个模式有所不同,在PGA地图(图3)。扩展isoseismic轮廓到东京显然是明显的PGD地图(图3 b)。这个扩展是因为SV波的辐射模式从日本新泻中越的逆断层源事件中增强长期带超过2秒,而这几乎是在短时间内乐队isoseismic不到0.5秒(如。看到刘和Helmberger,1985)。更大的PGD记录在关东盆地也由于强烈的长周期放大地面运动的S波进入厚沉积盆地。大位移超过5厘米的记录在东京市中心几乎与震源附近的值记录。地面运动的异常放大在东京市中心相对较长周期乐队显然证实了通过对比地面峰值速度(震动)观察到车站位于盆地的方式预测从标准衰减函数的内陆地震在日本(史和Midorikawa,1999 a,b)。盆地内大部分的电台关东记录震动值2 - 10倍比记录在车站外盆地和预测的标准为6.6 Mw内陆地震衰减函数(图4)。从Chuetsu波传播到东京研究电磁波传递特征从源到关东盆地和长期的发展在东京市中心地面运动(图5),我们分析了一个线性对齐三分量地震记录的速度波形记录11 K-NET车站分布从震源到千叶通过东京市中心(见图1)。每个站的波形是乘以震中距等几何衰减的身体P波与S波几乎是补偿。水平地面运动旋转径向和横向运动,使瑞利的贡献分别从每个组件提取爱波。接近源,短周期S波的主要贡献者是大震动三分量的地面运动,但在关东盆地,短时间内S波的衰减是重要和长期的爱和瑞利波的原理对观察到的贡献大,长时间的地面运动,如在以后snapshot-frames如图2所示。图4。地面峰值的衰减速度作为震源距离的函数。实线和虚线代表预期的震动衰减函数6.6 Mw内陆地震在日本(史和Midorikawa,1999 a,b)和放大的衰减因素的0.5和2.0,感受。从图5,表面波发展在关东平原的北部边缘,从S波引起的转换,表面波传播到盆地的中心的群速度小于1公里/秒。长周期面波的主要时期关东盆地的中心主要是在6 - 7秒的时间范围一致。波的传播也逐渐拉长通过盆地由于表面波的色散低波速盆地沉积物(Vs 0.5 1公里/秒),位于高波速基岩(Vs 2 - 3公里/秒)。表面波的主要时期图6说明了速度响应谱的水平地面运动记录在东京市中心车站(TKY007)和中央千叶(CHBH10),假设0.05 h的阻尼系数。大幅共振预计较长周期范围约6 - 8秒,最大振幅的16厘米/秒TKY007 CHBH10和11厘米/秒。这是符合报告称,日本新泻中越地震期间重要的共振发生在高楼大厦的70层(约350米)的高度位于东京市中心。短周期的响应幅度显著下降带低于3秒表明地面运动的影响是相对温和的在日本的低层建筑的不到30层(约150米高,见如。,日本建筑研究所,2000)。图7显示了主要的长周期地面运动的速度响应光谱的共振峰值时期的水平地面运动观察495 K-NET和KiK-net站在关东地区在日本新泻中越地震。关东平原的大部分记录峰值响应时间约为7秒,和短期内的共振周期减少3秒范围接近盆地边缘(图7)。因此,我们观察一个粗略的响应时间和盆地沉积物的厚度之间的相关性(图7 b)(田中et al .,2006)。比4000米厚沉积物之下CHBH10预计将有很多长期表面波主导时期约为10 - 12秒,期间观察到的southeast-off纪伊半岛地震(7.4 Mw)5 2004年9月,位于东京西南400公里。S波的辐射从大型兆瓦7.4级地震包含长期地面运动,场地的地面运动合成关东盆地应该表现出更大的峰值在长周期范围内。在southeast-off纪伊半岛地震,大多数千叶站记录长时间12秒的表面波(Hayakawa et al .,2005; KoketsuKoketsu,2005),尽管多数余震6.6 Mw的共振周期类似日本新泻中越地震(约7秒)。;表面波在关东平原的发展K-NET的均匀分布和所有日本KiK-net每隔约20 - 25公里是非常有用的理解地区沉积盆地内波场和局部放大效应(图2); 然而,在表面波的波长的占主导地位的时期(不到7公里;T7 sec和Vs 1公里/秒),强震动网络可能过于粗调查的具体行为与复杂的3 d交互时表面波盆地结构如图7所示。因此我们使用数据从一个网络强度米的,例如,市政府办公室、消防站、和现场。类似于K-NET KiK-net,米由三分量的强度力平衡加速度计提供平坦响应范围从直流到超过30赫兹,从而使他们能够用于分析长周期运动。集成强大的移动网络在关东地区(SK-net),加上K-NET,KiK-net,米强度提供了更密集的站间距约为2 - 10公里。所记录的地震波传播SKnet如图8所示的粒子运动水平地面运动速度。一个带通滤波器截止时间3.5和14秒之间应用到每个地震记录跟踪提高表面波在7秒。粒子运动的轨迹在每个时间体现在7秒时间窗口,也增强了极化和长周期面波的传播特性。基底地形如图8所示的配置,并与表面波的传播和放大特性显示在图8。图5。三分量记录的速度运动的垂直(佐)、径向(RC)和横向(TC)组件与日本新泻中越地震记录从Chuetsu 11站到千叶(固体广场站如图1所示)。底部面板显示了地下结构的截面沿线的车站(田中et al .,2006)和一个解释距离地波代关东盆地东北边缘。图6。速度响应谱的水平地面运动记录在东京市中心(TKY007)和千叶(CHBH10)在日本新泻中越地震。粒子运动在第一帧(图8;60秒)显示的发展表面波的边界群马县和埼玉县,波传播到东京中心约1公里/秒的速度。粒子运动几乎是极化沿波传播(即径向)方向,确认瑞利波的主要组件的大型地面运动记录在日本新泻中越地震期间关东盆地。放大和延伸地面运动的表面波方法中清楚地看到东京市中心70秒帧。在中间帧(图8 b;70秒),一个家庭的大表面波被认为是传播在关东的西部边缘盆地在神奈川的方向沿着陡峭的盆地。海浪突然改变方向朝东京市中心,因为他们从基岩界面的陡坡深盆底部(图8 d,105秒)。厚(3000米)和低波速(0.5 Vs -1.7公里/秒)沉积物在东京吸引外部的表面波高波速(Vs 2.4公里/秒)地区,作为7秒表面波的传播速度主要是由表面控制层2000 - 7000米的深度。在最后一帧图像(图8 e;135秒),表面波的两组,一个直接从北传播,另一重路由从东京以西的地区,聚集在东京市中心。合并的两个表面波导致紧张和长时间的地动在东京的中心,作为观察图2和图5。也很明显,后来大信号的横向运动中描述TKY007(图5)不是爱波但事实上瑞利波,随着信号振荡在径向方向通过电台从东到西。这样的重路由的表面波,首先传播在关东盆地的西部边缘,然后东京的中心,曾被记录的伊豆半岛附近的浅层地震发生后,东京西南(如。,木下智夫et al .,1992;Koketsu和菊池,2000;三浦Midorikawa,2001;山田和山,2003)。与日本新泻中越地震相关的报道观察东京西北表明这样一个异常传播的表面波和地面运动的重要延伸和放大在东京市中心可能共同特征的浅的地震发生在东京西南地区。日本新泻中越地震的计算机模拟强震动全国的密集的地震观测网络和网络强度米提供清晰的可视化关东地区的地震波场在日本新泻中越地震,在3 d交互在关东盆地沉积构造。然而,地震观测是局限于陆基电台,没有地震仪器位于东京湾或山坡上。因此仍然很难理解表面波的传播特性在东京湾波通过东京,千叶和长时间震动的原因在东京湾地区的地面运动。补充先前描述的观察,获得进一步的洞察在东京湾地区表面波的性质,我们使用了地球模拟器的超级计算机来模拟地面运动在日本新泻中越地震日本中部的高分辨率的地下结构模型(田中et al .,2006)和source-slip模型地震(Hikima Koketsu,2005)。地下结构模型仿真模型占地440 250公里的深度160公里,和离散的小网格大小的0.2 0.2 0.1公里深度不到10公里,double-sized网格为更深层次的领域(0.4 0.4 0.2公里)10 - 160公里的深度。图7。(a)主导的时期在日本新泻中越地震面波在关东地区,和(b)地下室在关东盆地地形(田中et al .,2006)。沉积构造的三维地下结构模型建立了覆盖面积从Chuetsu到东京最近基于几个反射和折射实验的结果,P -和横波速度从深钻孔测井数据,阵列微震数据的测量,和布格异常数据(田中et al .,2006)。沉积盆地的三维结构模型使用三层构造(Vs 0.5,1.0,和0.5公里/秒)的刚性基岩上覆Vs 2.9公里/秒。每层和地下室基础的物理参数如表1所示,而主要沉积构造的几何形状是显示在图9中。深层结构的细节在日本中部地壳和地幔最是基于地球aki35标准模型(Kennett et al .,1995),与空间不同的地壳地幔(莫霍面)边界和中期地壳(Conrad)接口后的结果Ryoki(1999)。P波与S波衰减系数(Qp和Qs)每个沉积一层基于Qs模型获得的山和山田(2002),我们认为Qp=2 Qs。断层破裂模型断层破裂模型使用在目前的模拟来源于一个反演使用KiK-net强烈运动记录(Hikima Koketsu,2005)。故障模型是由24个16公里区域断层段的2 2公里。推断断层显示一个大的约2米左右的面积9公里深度的震源断层破裂和运行故障飞机上双边东北和西南平均断裂Vr 2.8公里/秒的速度。实现源细滑模型模拟网格,源模型重新取样到0.5*0.5公里子错误使用线性插值函数。虽然每个subfault源时间函数导出了三角函数的反演由一组表示的时间宽度为1秒,这样一个光滑的直接应用源时间函数重新取样的每个段断层面可能低估了超过1赫兹的高频信号。因此,我们采用适当的时间函数的中村似动力来源和Miyatake(2000),这是经验来自使用滑动弱化模型动态模拟断层破裂。中村的滑移速度函数和Miyatake(2000)可由物理参数,控制断层破裂的动态属性,如静态压力下降(Ds)、最大滑移速度(Vmax),上升时间(Tr)和断层破裂维持时间(Ts)。Ds故障飞机上的分布可以从滑动分布估计(D)的源模型派生Hikima和Koketsu(2005)使用卷积积分的关系(如。,请参阅Guatteri et al .,2004),而Ds获得乘以波数域的波数和D: K(K)代表了静态刚度函数,为地壳地震可以近似为K(K)0.5 * l * K(Guatteri et al .,2004),和l是刚性的。因此,Ds的分布在每个subfault计算从推断滑动模型的反演通过傅里叶变换和随后的逆傅里叶变换的Ds(k)。图8。(一)-(e)粒子运动的水平地面运动记录到495年强度米驻扎在关东盆地和176 K-NET和KiK-net电台。对每个图中虚线代表了表面波的主要电磁波传递路径估计影响东京市中心。从地震破裂的时间显示在每个图的右下角。东京(f)的配置下基底地形。(E见补充材料的在线版BSSA)。表1岩石物理参数P -和横波速度、密度、和滞弹的衰减系数每一层代表的模拟Ds(k) _ _K(k)*D(k),中村和Miyatake研究后(2000),为每个subfault Vmax可以使用Ds,近似最大频率(fmax),断层的宽度(w)和断层破裂速度(Vr): 我们假定fmax= 8hz。假设滑上升时间(Tr)经验从断层和断层破裂速度的宽度为: 断层破裂和维持时间t = 1.5 * Tr。推断似动力源模型和实例的断裂带上的滑移速度函数在每个点如图10所示。并行有限差分法(FDM)模拟地震波传播是并行计算的有限差分法(FDM)使用sixteenth-order staggered-grid计划在水平方向和fourthorder计划在垂直方向(Furumura和陈,2005)。粘弹性滞弹的衰减频率独立的Qp和Qs纳入FDM仿真使用内存变量算法基于罗伯逊et al。(1994)。并行计算的算法是基于三维模型的领域分割过程是垂直分割成几个条件分配给许多处理器,和消息传递接口(MPI)用于相邻处理器之间交换数据。横波速度最低的Vs 0.5公里/秒被分配给最上面层沉积,高阶,交错网格有限差分法模拟能够准确地再现地震波传播频率1赫兹,抽样的2.5和5网格分最短波长在水平和垂直方向。因为震源辐射高频地震波fmax = 8赫兹的频率,一个低通滤波器应用于仿真结果删除超过1赫兹的高频信号。我们使用并行FDM的地球模拟器的超级计算机模拟;目前的仿真花了3小时使用80个节点(640处理器)。仿真结果尽管地震观测限制在土地和没有地震仪器可用在山区和在东京湾,计算机仿真可以可视化的地震波场在整个关东地区。图11展示了一系列六快照的水平速度运动从日本新泻中越地震在关东盆地。每一帧的快照清楚地展示了生成和复杂的长周期面波的传播特性,在3 d交互关东盆地的盆地结构。 模拟快照在50秒(图11)展示了一代的表面波在关东的西北边缘盆地内的地面运动和显著放大覆盖厚厚的软沉积物。仿真结果在60秒(图11 b)显示重路由的表面波边界山到东京中心的西部边缘沉积盆地和随后的东京湾集中向中心(图11 c、d;70秒,80秒)。表面波穿越东京湾通过地下室最深处的千叶(图11 e;100秒)。上次快照(图11 f;120 sec)清楚地演示了表面波的停滞在东京周边地区覆盖厚厚的盆地沉积物深处,像暴风雨的流河。 计算机模拟的结果证实了关东盆地的沉积盆地的mortarlike形状和厚覆盖的上覆沉积物在东京的主要原因是大型和长期地动在东京与长周期面波产生的大地震. 异常大,长期震动的地面运动在东京和千叶结果多次反射地震波的厚沉积盆地相关联的多路径和聚焦的表面波对关东盆地的底部。 我们现在比较三个组件的模拟波形车站GNM002地面运动速度与观测记录,GNM009,SIT009,KNG001,CHB022在关东盆地(图12)。一个低通滤波器的截止频率为1赫兹是应用于模拟和观察震动图。 图9。结构模型中使用的日本中部地震海浪传播的三维仿真,显示出沉积的深度分布层layer2(Vs 1.0公里/秒)/第三层(Vs 1.4公里/秒)界面(a)、深度分布的地下室(Vs 2.9公里/秒)(b)、地壳和上地幔(莫霍面)接口(c)和三维仿真模型的视图显示基底地形(d)。图10。似动力为日本新泻中越地震源模型。(a)Sourceslip模型来源于Hikima描述的反演和Koketsu(2005)。(b)估计静态应力降。(c)最大滑移速度。(d)似动力滑移速度函数定义在一个的例子,B、C和d断层面。仿真结果证明观察强地面运动的主要功能如表面波的占主导地位的时期和年代的形状和表面波。长周期的非常大的和长时间的震动造成的地面运动的日本新泻中越地震在关东盆地模拟中演示。虽然强震动的录音设备突然停止时,地面加速度水平低于录音水平模拟长周期信号的波形演示很长时间在关东盆地从日本新泻中越地震产生的。因为目前的仿真不适应短时间1秒的信号,仿真结果低估了短周期地震的P -和横波信号,但长周期信号,随后在关东盆地发展几乎与观测数据。因此,当前的日本中部的地下结构模型和关东盆地的沉积盆地结构和FDM仿真技术被认为是适用于理解长周期地面运动的主要特征在东京大地震所导致的。讨论密集排列的观察和相应的计算机仿真清楚的表明,在盆地接口和长周期面波生成与持续发展显著传播通过厚沉积物在关东盆地。因此,我们考虑到长期的地面运动的生成在关东盆地是一个共同的特征的地震发生在日本新泻中越区域。然而,这样的长周期运动没有记录日本新泻中越地震余震的震级小于5.8兆瓦(图11)。我们接下来研究长周期面波在东京市中心的励磁特性对不同不同震级的地震。图11。在关东盆地模拟的水平地面运动。地震的时间从一开始就显示了每个图的右下角。基底地形的配置也会显示。等高线间距为400米。(E见补充材料的在线版BSSA)。图12。比较模拟波形(粗线)和观察到的波形(细线)的速度运动五K-NET车站靠近东京,径向-(a),横向-(b),垂直分量(c)速度运动。图13比较速度波形记录在东京市中心(TKY015)(见图7),在千叶(CHB014)主震余震(6.6 Mw)和三(Mw 5.8,5.6,5.8)的日本新泻中越地震,所有类似源深度(h = 9 - 12公里) 因为强震动仪器依赖一个事件触发系统,地面运动的两个小余震(5.6 Mw,5.6)在CHB014记录没有。每个地震记录图13由S波的振幅归一化,这样相对长周期面波的激发力量,随着震级的变化,可以相比。每个地震记录的速度响应谱如图13所示,显示显著下降响应在7秒级减少非常清楚。对小型地震(Mw 5.6)TKY015的记录,后来的表面波的振幅是大约一半的四分之一波,和下面的短周期带2秒的反应引起的大S波比这更明显的长周期面波在7秒。较大的响应较低时期带低于1秒小地震(5.0 Mw,h = 11公里)比大5.6兆瓦(h = 14公里)事件可能是由于相对较大的短周期面波的激发浅(h = 11公里)的来源。CHB014余震记录也没有大的表面波在短周期波。类似的观察是在7.4 Mw southeast-off纪伊半岛地震从另一个中央千叶站(CHBH10)很厚的沉积物(4000米)导致更长的表面波的发展大约12秒(Hayakawa et al .,2005;和Koketsu,2005),但余震southeast-off纪伊半岛地震震级小于6.8 Mw生产多短期内(7秒)表面波(Hayakawa et al .,2005),如图6中明显的6.6 Mw Chuetsu地震。图13。比较观察地面运动记录TKY015(a)和CHB014(b)横向分速度运动的日本新泻中越地震的主震和余震。右边的图显示了主震速度反应谱和三个余震记录。每个波形跟踪由S波的振幅归一化。第一谐振周期的三角形。演示的相对励磁强度长期表面波和表面波的主要时期的变化与不同的大小,我们进行了一系列的计算机模拟使用放大(7.2 Mw)和缩短(6.0 Mw,6.0)源模型通过拉伸和缩短故障的日本新泻中越地震模型的大小。滑移分布,我们保持现有模式源深度,和静态应力降,但7.2 Mw的倾斜角度源从53个下降到23度将断层面更大的来源。大大小小的地震源参数表2中列出。图14显示的波形比较东京市中心(TKY015)和千叶(CHB014)来自模拟使用非常小(5.4 Mw),小(6.0 Mw),和大地震(7.2 Mw)源,而对应的模拟6.6 Mw Chuetsu地震。长周期面波的激发更大的大地震(7.2 Mw),并在8秒速度响应几乎是两倍的6.6 Mw的事件。小地震(6.0 Mw),长期内的下降速度响应乐队在7秒内引人注目;大共振发生在短周期带低于6秒。千叶(CHB014)站位于高于沉积物(4000米)的厚度,谐振峰值时期的转变从6到10多秒级增加更明显,而我们观察更大的反应时间的8 - 12秒(7.2 Mw)大地震期间,作为2004年观察southeast-off纪伊半岛Mw 7.4级地震(Hayakawa et al .,2005;宅一生Koketsu,2005)。仿真结果表明,让现实的长期预测预期未来地震的地面运动,我们需要好的地震大小的估计(级)的辐射特性,因此长周期地震断层的地震横波。结论大量和长时间的震动与长期地面运动在时间T 7秒发生在东京市中心2004年日本新泻中越地震期间。这样大而浅,内陆地震超过6.6兆瓦以来没有发生在东京西部长野6.8 M,h2 1984公里的地震。因此,破坏性的长期观测的地面运动由日本新泻中越地震是第一个记录强烈影响现代大型建筑在东京,因此可以使用这些观察了解潜在灾害可能造成未来大规模地震。从全国强大的运动网络密集排列的观察(K-NET KiK-net)结合网络强度米在关东地区显然表明长周期的发展地面运动通过交互与关东大盆地的复杂结构。相应的计算机仿真使用详细的3 d模型的盆地结构和日本新泻中越地震source-slip模型清楚地表明表面波的重路由和聚焦边界山脉向东京市中心和随后的停滞厚沉积盆地的地震能量切断从西北到东京的东京市中心湾;这停滞的主要原因是长期和大地动记录在东京市中心。在本文中,我们研究了长周期的异常传播和放大特性地面运动厚关东盆地沉积物在日本新泻中越地震,但长期的地面运动的生成在关东盆地应该所有大型的一个共同特点,浅的地震发生在东京西南。2004年Chuetsu地震的计算机模拟,我们能够实现良好的匹配与观测数据的长周期面波的主要特征,在关东流域开发的。因此,我们认为,仿真模型可以应用于强地面运动的理解预期未来的东京附近的地震可能发生的场景。表2小型和大型地震的断层参数合成来自日本新泻中越地震的实际源模型图14。比较模拟波形南北组件的地面运动速度TKY015(a)和CHB014(b)。相应的平均水平运动速度响应光谱右边图所示。数据比较的相对励磁强度长周期运动对不同震级(Mw 7.2、6.6、7.2和5.4)。应答我们承认对灾难的全国委员会,内阁办公室,日本,提供地下结构模型和地球模拟器中心和计算机资源的支持。CPU时间对地球模拟器项目支持的多尺度和多物理集成仿真研究(峰值)日本科学技术振兴机构。K-NET和KiK-net数据提供的国家地球科学和灾难防御研究所、日本。SK-net地震研究所提供的数据,东京大学。本研究也支持的特殊项目在城市地震减灾教育部,文化,体育,科学,日本。感谢两个匿名评论者仔细阅读手稿。建设性的评论家的评论是非常宝贵的修改手稿。 E补充材料包括MPEG电影对观察到的波传播和数值模拟(无花果。2、8、11)中可用BSSA的在线版。引用安德森,jG。,博丹,j . n . 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