“4·20”芦山地震冷竹关地震动响应监测数据分析

罗永红，王运生，何 源，高 原，刘 哲，曹文正

（地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室（成都理工大学），成都610059）

据中国地震台网测定，北京时间2013年4月20日8时2分46秒，四川省雅安市芦山县发生了Ms7.0级强烈地震（简称“4·20”芦山地震），震中位置为北纬30.3°、东经103.0°，震源深度为13km。无论是“5·12”汶川地震还是“4·20”芦山地震均触发了大量的斜坡次生山地灾害，历史上发生的地震也触发过大量次生山地灾害。国内外学者通过震后调查揭示斜坡中上部对地震波有放大作用，其放大程度不仅受地形、结构、组成、坡高及质点的埋深影响，还受坡面方向与地震波传播方向控制[1]。Celebi（1987）对智利中部1985年地震地形及场地放大效应研究后认为，根据地震运动记录的频谱比，在主震及余震中，地面运动在不同地质条件的场地及山脊处确实得到放大，利用频谱比研究可以得到不同地质及地形条件下地面运动放大的频谱范围[2]。Hartzell等（1994）认为1989年10月18日的Loma Prieta地震在Robinwood山脊产生严重破坏有几个方面的原因：（1）在山脊内体波的多向反射及散射；（2）Rayleigh波及Love波的复杂相互作用；（3）地形放大效应发生的频率范围为1～3Hz，地形放大系数为1.5～4.5，这种放大还可能包含了局部场地效应所引起的部分贡献；（4）在高频处（4～8 Hz的垂直分量及6～9Hz的水平分量），场地效应的放大系数可达5.0[3]。一些学者试图通过计算和数值分析来模拟地形放大效应，但由于计算模型难以客观反映斜坡的真实结构，理论计算所得到的地形放大值要低于实际地震中监测到的地形放大值。目前该领域面临的问题是，在强震中斜坡岩体介质及地形对地震波如何动力响应方面缺乏系统的监测数据。汶川地震后，成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室依托中国地质调查局工作项目“川西深切河谷斜坡地震动评价技术研究”，从2009年开始在青川县城东山及狮子梁、泸定县冷竹关、摩岗岭及石棉县城布置了4个长期观测剖面，开展斜坡强震动监测研究。本次芦山Ms7.0级强震触发了冷竹关斜坡剖面中的7个强震监测仪，它们较完整地记录了芦山主震在该监测斜坡的动力特征。本文拟通过对该监测剖面强震记录数据并参考康定姑咱强震监测台站的数据，结合监测点的岩性、地形等因素分析该斜坡剖面的地震动地形放大效应，揭示该监测斜坡剖面在芦山强震作用下的地形放大系数及其影响因素，为强震条件下斜坡动力稳定性评价及成灾机理研究提供科学依据。

1 监测剖面概况

冷竹关剖面位于大渡河右岸泸定县冷竹关沟的沟口，距泸定县城的直线距离为16km，距康定县城的直线距离为21km，距“4·20”芦山地震的震中约86km。监测场地属于高山峡谷地貌（图1），岸坡出露元古代花岗岩，岩质坚硬完整，坡表受风化、卸荷作用，完整程度相对较差。表层发育1.0～3.0m厚的崩坡积，局部厚度较大。依据冷竹关沟两岸斜坡地形、工程地质条件及施工条件，分别在左右岸共挖掘了5处平硐（1＃～5＃，各15 m深），并利用已有的引水隧洞施工支洞2处（6＃和7＃，深度＞200m）。监测仪器放入平硐中距离坡表约3～7m位置，引水隧洞施工支洞距坡表30～120m（7＃外距硐口约50m，7＃内距硐口约120m）位置（图2、图3）。

图1 冷竹关斜坡各监测点位置Fig.1 Locations of the monitoring points on the Lenzhuguan slope

该剖面各监测点均选用日本应用地震计测株式会所生产的E－catcher地震监测仪器，其主要指标为：灵敏度1V／g，最大量程20m／s2，三分量（水平：2，上下：1），周波数范围：DC～20Hz（－3 dB），各监测点基本信息见表1。

2 芦山地震动监测特征

图2 冷竹关斜坡地震动监测点平面分布图Fig.2 The plane distribution of the ground shock monitoring points on the Lenzhuguan slope

图3 冷竹关斜坡地震动监测地质剖面Fig.3 Monitoring geological profile by ground shocks of the Lenzhuguan slope

表1 监测点基本信息Table1 The basic informations from the monitoring points

“4·20”芦山地震触发了冷竹关沟斜坡监测剖面除3＃监测点之外的其他7个监测点，它们较完整地记录了芦山主震数据。各监测点地震动响应特征见表2，记录时程波形见图4。

通过对冷竹关沟右岸1＃和2＃监测点、左岸4＃～7＃平硐（内、外）监测点的强震动监测数据分析可知（表2），右岸监测点最大峰值加速度为1.635m／s2，左 岸 监 测 点 最 大 峰 值 加 速 度 为0.366m／s2，右岸约为左岸的4.5倍，其烈度为Ⅶ度。在相同海拔高度的7＃监测点，对比离硐口距离相差约70m的内、外监测点数据，离硐口较近的监测点地震动峰值加速度稍强于内侧监测点。1 969年Arias提出用地震动过程中单质点弹性体系所消耗的单位质点的能量（Ia，阿里亚斯强度）作为地震动总强度[8]，从强震动记录的能量角度来揭示强震动的破坏特性。阿里亚斯强度计算显示（表2），右岸最大值为0.629m／s，左岸最大值为0.03m／s，前者约为后者的20.97倍，说明右岸地震动能量明显强于左岸。

表2 各监测点地震动参数特征Table2 The characteristics of ground shock parameters from the monitoring points

图4 各监测点时程波形对比Fig.4 The comparison of the waveforms from monitoring points

将各监测点对比显示，右岸1＃监测点强震动能量约为2＃监测点的24倍，左岸强震动能量最大值位于4＃监测点，其能量约为6＃、7＃监测点的10倍；而在6＃、7＃监测点（内、外）地震动能量几乎保持不变。傅里叶频谱分析可知，冷竹关沟右岸1＃、2＃监测点主频率的水平分量（EW向和NS向）为2.01～4.69Hz，竖直分量为4.96～6.20 Hz；右岸4＃监测点主频率的水平分量约为12 Hz，竖直分量为3.98Hz，5＃监测点主频率的水平分量约为5Hz，竖直分量为6.76Hz；6＃及7＃监测点主频率的水平南北向分量均在1Hz以下，水平东西向分量为3.22～3.97Hz；7＃内监测点主频率的水平东西向分量为0.40Hz，竖向分量均为0.7Hz。相比于右岸，左岸主频率范围变化较大，而且6＃～7＃监测点竖向分量值保持不变，且在7＃内监测点的主频率的水平及竖直分量＜1 Hz。表2显示，当峰值加速度＞1m／s2，峰值加速度越大，其阿里亚斯强度越大；当峰值加速度＜1m／s2时，其强度能量差别并不是很明显。

3 各监测点水平及竖向加速度反应谱特征

地震反应谱在本质上反映的是地震动强度与频谱特性，任何一条地震反应谱曲线都是许许多多具有不同动力特性的单质点对一个地震动时程的动力最大反应按时间排列起来的结果，因此，从总体上来说，地震反应谱不反映具体的结构特性，而是反映地震动特性[9]。参照《水工建筑物强震动安全监测技术规范》[10]对校正加速度，分别计算其水平及竖向分量不同阻尼比（0.05，0.1，0.2）作用下的加速度反应谱（图5）。

各监测点反应谱动力特性显示，随着阻尼比的增大响应加速度幅值减小，但反应谱曲线特征较一致，由此说明场地介质的阻尼特性只影响其地震动振幅值，对地震动过程特性的影响不明显。对比冷竹关沟右岸1＃及2＃监测点加速度反应谱显示，在相同阻尼比条件下1＃监测点的反应谱响应加速度值明显强于2＃监测点；而当1＃监测点阻尼比为0.2时，其响应幅值仍大于2＃监测点阻尼比为0.05的幅值，同时也大于左岸4＃～7＃监测点的幅值。各监测点反应谱特征周期见表3，参照国家规定标准（表4），各监测点均属于Ⅰ类场地。其中1＃监测点类别稍差于其他监测点，可划入Ⅰ类场地的第二组。在冷竹关沟两岸斜坡相同介质及相近阻尼比条件下，虽然1＃监测点反应谱的特征周期值反映其场地介质性质稍弱于其他监测点，但其反应谱响应幅值明显强于其他监测点。因此有理由推测，1＃监测点所记录的“4·20”芦山地震较高的地震动加速度振幅值（1.64 m／s2）与其场地介质阻尼特性相关的同时，更加受控于其场地的地形条件。

表3 监测点各分量反应谱特征周期（T／s）Table3 The response spectrum characteristic period of each component from the monitoring points

表4 GB5001－2001规定的特征周期值（T／s）Table4 Characteristic period specified in GB5001－2001

4 冷竹关斜坡地形放大效应规律

4.1 参考强震台站冷竹关斜坡监测点峰值加速度及阿里亚斯强度响应特征

对比所记录峰值加速度显示，冷竹关沟右岸（1＃，2＃）动力响应明显强于左岸（4＃～7＃），且右岸1＃监测点动力响应大于2＃监测点，左岸4＃监测点动力响应大于其他监测点，7＃外监测点动力响应微大于7＃内监测点。距冷竹关沟约7km的康定姑咱台站（海拔高度：1 407m）亦记录了“4·20”芦山地震，其峰值加速度绝对值（PGA）分别为0.23m／s2（东西方向分量）、0.27m／s2（南北方向分量）、0.20m／s2（竖直分量）。参照康定姑咱强震台监测数据，冷竹关各监测点峰值加速度及阿里亚斯强度放大效应如图6所示。

图5 冷竹关各监测点加速度反应谱Fig.5 The acceleration response spectra from the Lenzhuguan monitoring points

图6 与参考台相比各监测点PGA及Ia响应系数Fig.6 PGA and Iaresponse coefficient compared with the reference station of each monitoring point

与康定姑咱强震台数据相比，冷竹关右岸1＃监测点峰值加速度的水平分量放大系数最大达到6.94，竖直分量放大系数为3.39，2＃监测点水平分量放大系数为1.45～1.80；冷竹关左岸4＃监测点水平分量放大系数为1.14～1.55，竖直分量放大系数为1.03，5＃监测点东西分量放大系数为1.29，竖直分量放大系数为1.27；其余监测点均表现为衰减特征。阿里亚斯强度对比显示，在右岸1＃监测点水平分量放大系数为42.49～73.86，竖直向放大系数为18.07；2＃监测点水平分量放大系数为2.46～3.07，竖直分量放大系数为2.07；在左岸4＃监测点水平分量放大系数为1.90～3.46，竖直分量放大系数为1.38；5＃监测点水平分量放大系数为1.50～2.08，竖直分量放大系数为2.35；其余监测点阿里亚斯强度响应系数均为＜1.0。与此同时，对比峰值加速度及阿里亚斯强度响应系数显示，当峰值加速度响应系数＞1.0时，其阿里亚斯强度响应系数均为＞1.0，且后者响应系数均大于前者；当峰值加速度响应系数＜1.0时，其阿里亚斯强度响应系数均为＜1.0，且后者响应系数均小于前者。由于阿里亚斯强度是加速度平方后对时间的积分函数，且计算过程以“米／秒”为单位，因此对＞1m／s2的加速度值计算后更大，而＜1m／s2的加速度值积分计算后更小，其放大系数增加几十倍甚至更大。通过以上分析可以推测，在地震动过程中局部地形有利于地震波振动时其峰值加速度迅速放大，而且当其峰值加速度的振幅值超过1m／s2时，地震动能量以数十倍效应陡增，在较短的时间内接近岩土体固有强度。当局部地形剧增的能量超过或远远超过岩土体介质的抗拉、抗剪等强度时，斜坡出现震裂、崩塌、滑坡，甚至以高初速启动在高陡临空地形条件下形成抛射效应；反之，当山体或斜坡地形条件不利于振动时，其震动能量并不会急剧增加，产生的能量强度并不会引起岩土体的损伤破坏。因此，在同一烈度地区不同地形地貌的山体或斜坡通常会呈现出不同的震害（或同一斜坡、山体的不同部位呈现不同的烈度）。已有研究表明[11]，低山及丘陵地区震害通常在山顶或山脊加重，山顶以下斜坡破坏较少；中高山峡谷地区，震害通常出现在岸坡的坡度陡变部位、多面临空的山体、沟－脊－沟相间的山脊、山嘴两侧等地形处。

4.2 水平／竖直分量谱比放大效应特征

在分析监测点场地效应中，通常假设所选取的参考场地与其他场地所受到的震源和衰减的影响是一致的，因此，在这些场地上获得的地震动记录是由于场地条件不同引起的。但在实际情况中，任何参考场地均存在一定的局限性[15]。因此，人们提出了非参考场地的谱比法。该方法只需要各参考台站的地震动记录，且假定其竖向分量不受场地条件影响，使其作为参考值。Nogoshi等（1970）首次提出，Nakamura对这种方法进行了推广并将其应用于地表地脉动数据来估计场地响应特征[12，13]。Lermo等把这种谱比法应用于地震S波，并为该方法的应用提供了一定的理论依据[14]。对冷竹关监测剖面采用谱比法（HVSR）分析，各监测点水平分量（EW向及NS向）谱比响应曲线如图7所示。

从图7容易看出，冷竹关沟右岸1＃监测点卓越频率为2Hz左右，地形放大系数约为9.0，比2＃监测点在相近卓越频率下的地形放大效应更加明显，且1＃监测点水平东西方向分量的地形放大效应强于水平南北方向分量。冷竹关左岸的4＃～5＃监测点，卓越频率值多在5Hz及12Hz左右，且多个监测点存在2个卓越频率，6＃～7＃监测点在10～15Hz频率范围具有明显的放大。

图7 各监测点谱比响应曲线Fig.7 Horizontal and vertical spectral ratio response curve from each monitoring point

图7给出的右岸1＃和2＃、左岸4＃～7＃监测点计算结果响应曲线显示，场地的地形对地震动水平分量（EW向和NS向）的影响基本相同，存在的差别可能是由地震波的入射角度不同所产生的。对比左、右岸斜坡可知，右岸斜坡场地的地形响应函数的基础频率在2Hz附近，且随着海拔高度的增加，其场地的地形放大效应也逐渐增强。左岸斜坡场地的地形响应函数的基础频率变化较大，多在5Hz以上；在4＃监测点地形放大效应最强，其次为5＃监测点，且地形放大并不随海拔高度增强。此处强调的是，在冷竹关沟的“V”字形深切峡谷监测点平硐布置过程中，由于受到峡谷陡峭地形与施工条件的限制，并不能使得各监测平硐完全处于同一方向的剖面线上，但这并不影响场地的地形对地震动特性的分析。各监测点的场地均为基岩，地震动的不同主要由地形变化引起，场地的宏观及微地貌控制放大作用较明显。根据现场调查显示，冷竹关沟两岸斜坡宏观地貌差别较明显。其中右岸斜坡为冷竹关沟谷出口的单薄山梁，最高处的海拔高度约为1 522m；左岸斜坡与大渡河右凹岸相连，中高山斜坡地貌，高差＞1km。监测点微地貌显示，右岸1＃监测点位于山梁顶部凸出部位，2＃监测点位于山腰；左岸4＃监测点位于坡度陡变的坡折部位，5＃监测点位于山脊北侧，其他监测点地形（6＃，7＃）均位于中高山直线地形斜坡。综合对比宏观地貌，冷竹关右岸地形比左岸斜坡更利于地震动地形放大，而1＃监测点山顶的凸出地形更利于地震动地形放大，4＃监测点坡度陡变的坡折部位有利于地震动地形放大。

在7＃监测点（内、外）同一海拔高度的地震动监测显示，外侧点在11.5～13.0Hz频率范围具有明显的放大效应，放大系数为1.62～1.98。内侧点在8.5Hz频率附近具有明显的放大效应，放大系数为1.73～1.81；同时在16Hz也具有明显的放大效应，放大系数为2.10～2.19。该平硐外监测点放大效应并非完全强于内监测点。如上文所述，HVSR法的一个主要假设就是基于其竖向分量不受场地条件影响。但已有研究表明[15]，该谱比法可以取得较为准确的场地卓越周期，但得到场地响应幅值通常比实际要小，因为地震动的竖向分量也受场地条件影响而有所放大；同时研究认为，利用HVSR法给出的场地反应放大系数在频率＜5Hz时基本准确，＞5Hz时则可能比实际场地响应幅值略小。通过对康定姑咱强震台站场地谱比响应曲线分析表明，地震动水平分量（EW 向和NS向）在6～9Hz、14～15Hz、24～25 Hz等多个频率范围内存在明显的放大效应。由于该监测点位于姑咱镇海拔高度为1407m较平坦的河流堆积覆盖层上，其地震动放大效应主要受覆盖层放大效应所致。

需要说明的是，康定姑咱台位于阶地覆盖层之上。选择该强震台站数据作为参考虽不太合适，但在高山峡谷中基岩一般出露于河床，不易设置监测站，也很难找到较为理想的参考点；而通过对比分析也能反映出冷竹关斜坡地震动监测点具有明显的地形放大效应，PGA的放大系数接近7.0，稍小于各监测点谱比分析的地形放大系数9.0。参照姑咱强震台及各监测点谱比分析均反映出冷竹关沟右岸山梁地貌（1＃，2＃）地形放大效应强于左岸中高山斜坡（4＃～7＃），同时1＃监测点山顶凸出地形的放大效应强于其他监测点微地貌，其谱比分析的地形放大系数可达9.0。

5 结论

a.“4·20”芦山地震触发了泸定县冷竹关斜坡地震动监测剖面的7台强震动监测仪器。它们较完整地记录了此次强震在冷竹关沟两岸斜坡不同部位及不同海拔高度的动力响应过程，为边坡动力响应及成灾机理研究积累科学试验数据。

b.通过对冷竹关沟右岸1＃～2＃监测点及左岸4＃～7＃平硐（内、外）监测点的强震动监测数据分析可知，右岸最大峰值加速度约为左岸的4.5倍，其烈度为Ⅶ度；右岸最大阿里亚斯强度值约为左岸的20.97倍，其地震动能量明显强于左岸。

c.地震动加速度反应谱分析显示，场地介质的阻尼特性对其振幅值影响明显，但并不影响地震动过程特性。各监测点特征周期显示均为Ⅰ类场地，其中1＃监测点接近于Ⅰ类场地的第二组，其介质阻尼特性高于其他监测点。

d.参考康定县姑咱强震监测台站的数据，冷竹关沟各监测点PGA水平分量放大系数一般为1.0～1.80，最大放大系数为6.94；PGA 竖向分量一般放大系数为1.0～1.47，最大放大系数为3.39。阿里亚斯强度水平分量放大系数一般为1.0～3.46，最大放大系数为73.86；阿里亚斯强度竖直分量放大系数一般为1.0～2.35，最大放大系数为18.07。

e.谱比（HVSR）分析表明，冷竹关沟右岸1＃监测点谱比分析的地形放大系数可达9.0，其卓越频率在2Hz左右；其余监测点地形放大系数为1.0～3.0。

f.综合冷竹关监测点“4·20”芦山地震数据及各监测点地形条件研究认为，强震条件下冷竹关沟右岸单薄山梁地震动地形放大效应明显强于左岸中高山斜坡；与此同时，右岸1＃监测点山顶凸出地形的放大效应最明显，左岸4＃监测点位于坡折部位的地形放大效应强于5＃～7＃监测点。

国家强震动台网中心提供了康定姑咱强震台站“4·20”芦山地震监测数据，特此致谢。

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