石棉MS4.5级地震斜坡动力响应规律

2023-11-04孙刚王运生余正良赵方彬唐涛吴昊宸

科学技术与工程 2023年29期

孙刚, 王运生, 余正良, 赵方彬, 唐涛, 吴昊宸

(1.四川华行地质设计院有限公司, 西昌 615000; 2.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)

强震是自然界最具危险性的灾害之一,而其伴生地质灾害如滑坡、泥石流等,严重威胁着人们的生命和财产安全[1]。在川西北山区深切峡谷发育,山体在地震作用下生发裂隙、松动,使其完整性、整体强度出现大幅降低,进而产生一连串的崩、滑灾害,崩滑灾害的堆积物在山体的不同高程又为泥石流启动提供了充足物源,这些崩、滑、流灾害造成的影响,如人员伤亡、财产损失等是远远超过地震本身的[2-6]。随着国内外对于地震动响应研究的不断深入,发现山体在地震作用下的失稳破坏机理与山体不同部位的地震放大效应有较强的关系。国外对于这一方面的研究早于国内,Guan等[7]总结物理模拟现象,发现在同一山体同一高程的不同深度位置的加速度,深部的水平向峰值加速度是要小于浅表层的。Celebl[8]通过对不同的地震数据进行分析,发现山体山脊处的地震动放大效应同地震波的入射角有关系。Harztell等[9]对1989年美国洛马普列塔地震进行研究后发现,地震的体波在山脊内的反射和散射累积是山脊产生地震放大效应并受破坏严重的重要原因之一。国内对于地震动响应的研究较晚,主要的研究是在2008年汶川地震以后产生的。2008年汶川8.0级地震发生以后,基于实地调查和卫星遥感解译,发现山体破坏的部位多在山脊、山顶、背坡面等特定地方,并且这些部位多发生较大的地质灾害需要特殊关注[1,10-11]。随着对地震动响应认识的深入发展,以及物理模型和数值模拟分析的引入,对于地震放大效应的认识开始不局限于山脊、山顶等部位,对于特定岩土体也有了研究,发现多峰山体相比于单峰山体其放大效应会更加的突出,破坏效果更加的强烈,这也与实地调查过程中山体灾害发生部位相吻合[12-15]。

地震监测仪器布置在泸定县冷竹关沟的两侧沟口,属于川西北地区,该区域深切峡谷发育,高烈度山区城镇遍布,强震发震时产生崩滑灾害的风险极大,附近断裂为鲜水河断裂,在川滇断块被印度板块与欧亚板块向南东向挤出的背景下,地震频发[16]。近年来鲜水河断裂已经处于活跃之中,诱发大量次生地质灾害,对当地人民生命财产造成严重损失。因此,现通过实测地震数据利用连续小波变换深入地研究地震波在特殊山体岩层以及宏厚山体与单薄山体下的地震动响应规律,以期对川西北高烈度山区的地震致灾机理研究和山区地震危险性评价工作提供数据分析基础。

1 监测数据来源与地震动响应分析

1.1 强震监测点概况

在2008年汶川大地震之后,中国西部各大型断裂带已逐渐处于活跃状态,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)依托国家自然科学基金项目,在大渡河右岸泸定县冷竹关沟的两侧沟口布设强震监测仪器用以研究山体地震动响应规律。冷竹关沟距康定、泸定县城距离分别为16 km和21 km,这些地方都是地震高发区域。监测场地属于高山深切峡谷地貌,附近区域河流下切作用强烈,曾发生多次大型巨型滑坡。龙门山断裂与鲜水河断裂在此处交汇,因此监测场地布设在这里可以有效地监测两个地震带的活动情况。冷竹关沟岸坡出露基岩为元古代花岗岩,质地坚硬,整体完整性好,坡表受物理风化影响完整性较差,在其长期作用下在表层发育形成1～4 m厚的崩坡积,局部区域厚度较大。依据冷竹关沟两侧地形、工程地质等条件在两岸开挖了平硐并部署仪器,其中1#和2#点位于冷竹关沟的右岸火烧梁子上,3#点位于冷竹关沟左岸大杠山山腰上,监测场地属性如表1所示。冷竹关沟右岸为一单薄突出山脊,谷间高差达到170 m,山脊的整体走向约为20°,山脊宽度50～100 m;冷竹关沟左岸为宏厚的连续山体,山顶最高海拔超过3 000 m,高差达1 000 m,整体坡向近东向,坡度约为40°。以冷竹关沟为界,在沟谷两侧形成了40～80 m的陡立悬崖,基岩裸露,其平面图与剖面图如图1所示。所用地震监测仪器是由中国地震局工程应力研究所研制,型号为G01NET-3型结构与斜坡地震响应监测仪。其采集参数如下:输入的量程为-10.0～+10.0 V,采集间隔0.005 12 s,分辨率为0.005 mV,力平衡加速度计范围为±2.0g(g为重力加速度),动态范围最低为120 dB。

图1 冷竹关斜坡地震动监测地质平面图与剖面图Fig.1 Monitoring geological plan and profile by ground shocks of the Lenzhuguan slope

表1 监测点场地属性Table 1 Properties of each monitoring site

1.2 冷竹关斜坡地震动响应分析

经中国地震台网正式测定,2022年9月7日2∶42在四川雅安市石棉县(北纬28.20°,东经102.16°)发生MS4.5级地震,震源深度11 km,震中距泸定县55 km,在泸定冷竹关沟的强震监测仪记录到了地震数据,并利用它进行地震动响应规律分析。最大峰值加速度(peak ground acceleration, PGA)和阿里亚斯强度(Arias intensity, AI)是研究山体地震动响应规律的主要方向,研究表明地震波在不同方向东西(EW)、南北(NS)、垂直(UD)会呈现出的不同程度的放大效应[17]。对泸定县冷竹关3个监测点所记录到的数据进行低通30 Hz滤波片理后,通过SeismoSignal软件进行分析后可以读出其三向的峰值加速度和阿里亚斯强度(表2)。

表2 各监测点地震动响应参数Table 2 Ground motion response parameters at each monitoring site

贺建先等[18]、罗永红等[19]通过对大量实测的数据进行研究分析发现,在山体中监测到的峰值加速度会随着高程增高出现一定程度的变化,具体的表现为山体上部的峰值加速度大于下部,当出现地震时,上部的山体结构就会更容易损坏,发生崩塌、滑坡灾害。从表2分析可知,1#和2#监测点位于火烧梁子上,高程更高的1#监测点其峰值加速度远远大于2#监测点。而3#监测点与1#监测点在山体上高程相差并不大,三向峰值加速度却出现明显的差异,说明山体的地震动放大效应并不是仅仅由高程单因素决定的,还存在其他因素的相互影响。

2 地震信号时频分析

地震信号经过仪器采集转化后呈现非恒定变化波形,并且波形振荡剧烈,说明其上能量分布不均匀,若受震物体中的能量突变超过其阈值,就将产生破坏。傅里叶变换是一种较为理想的波形分析方法,是目前地震波研究中应用最多的方法之一[20]。但傅里叶变换也有明显的缺点,仅能体现地震信号在频域上的能量分布,而忽略了相应频率的时间变化。因此引入小波变换,小波变换可以分析局部的非稳定信号,突破了傅里叶变换在这一方面的限制,能够通过局部的变换从时间和频域中提取有效信息,多尺度地细化分析,被广泛地用于信号处理领域[21]。因此,针对地震信号频域率的解析,利用小波分析变换比传统的傅里叶变换更能反映地震信号的时频特征,揭示地震时频变化规律。

2.1 连续小波变换

将在冷竹关沟强震监测仪所记录到的石棉MS4.5级地震数据放入MATLAB中通过编程调取小波函数做连续小波变换处理。并且为了更好地表达与观测在原二维时程曲线中加入了频率,以三维的方式加以呈现。将地震信号经过连续小波变换之后,在传统的时程图之上增添了频率信息,使其做到了时域与频率域的串联,蕴含的信息更加丰富。3个监测点的地震时频图如图2所示。

图2 监测点3分量连续小波分解图Fig.2 Three-component wavelet decomposition at each site

2.2 地震信号时频成分统计

地震信号经过连续小波变换之后,加速度、频率、时间结合成为三维图形,更有利于对地震信号的成分进行分析研究。在3处监测点的3分量地震信号时频图中可以清楚地看到,随着时间的递增存在两个波峰,其中传播速度较快、峰值较低最先到达的为横波(P波),它使受震物体在垂直方向上振动,破坏性较弱;传播速度较慢、峰值较大后到达的为纵波(S波),它使利于受震特征发生前后左右摇晃,破坏性极强;而之后就是P波与S波交汇形成的面(L)波沿地表传播,是造成建筑物破坏的主要因素,因此着重分析S波的成分变化。S波在传播到达地表后,由于频率的差异会分化为两个部分:高频、低频。低频形状尖利、变化迅速;高频平缓柔和、圆滑降低。监测点三向S波波峰在MATLAB中的三维位置就分别代表了时间、频率、加速度,对其分别进行统计后如表4所示。

由分析可知,在此次MS4.5级地震中,监测点的S波波峰频率分布在4.64～8.21 Hz,并且同在火烧梁子上的1#与2#监测点相比,1#监测点的波峰频率更低,能量密度更高对山体破坏也会更大。S波高频与低频波峰的时域在不同的方向上存在明显的时差,其中东西与南北向时域间隔非常短,但垂直向上有显著的差别,它与东西、南北向的时域间隔达到5.08～6.14 s,说明S波在垂直向上波速明显小于东西向与南北向。

3 加速度反应特征谱分析

加速度反应谱是Biot在进行弹性动力学研究的时候提出的,指的是在某一个阻尼比的作用下,表示受震质点在振动过程中振幅的绝对值与地形、结构之间周期关系的图谱[22]。如图3所示为该次地震的三分量加速度反应谱,阻尼比采用3个层级:5%、10%、20%,对这3个监测点的三分量加速度进行计算,可以发现随着阻尼比的层级增大,其加速度值反而减小,呈现反比关系,体现了地形、结构体与地震波的共振关系,说明地震在振动过程中的特征对其影响并不明显,因此可用于评价场地的特征周期。分析反应谱可以发现,反应谱中的波峰较少,且3个层级的阻尼比拟合度极高,说明山体裂缝较少,整体的完整性很好、成分均匀。处于山脊上的1#监测点其幅值最大,而同一山体上的2#监测点位于平面缓坡上,其幅值成倍数减小,3#监测点处于浑厚山体之上,与1#相比幅值也是极小,说明山脊附近与地震周期的契合度极高,所以在进行工程建设场地选址过程中,应该避开山脊部位,选择平面缓坡或是在浑厚的山体上,这样可以极大地避开地震共振带来的危害,从而减小地震造成的损失。

图3 地震加速度反应谱Fig.3 Earthquake acceleration response spectrum

4 地震动放大效应分析

4.1 山体不同部位放大效应分析

以往地震数据分析表明,山体的山脊部位在发生地震时破坏会更加的严重,也就是放大效应会更加的明显[18-19]。如表2所示,1#监测点所处的山脊部位,它的三向(EW、NS、UD)PGA和AI的数值均要高出位于在山腰平缓部位的2#监测点。其中PGA放大系数(1#、2#)在东西、南北和垂直方向上分别为3.31、4.56、4.83;AI放大系数(1#、2#)在东西、南北、垂直方向上分别为11.8、10.34、16.16,放大倍数达到数十倍。这说明3个方向上的PGA与AI在1#监测点所在山体部位的地震动响应相比2#监测点更加剧烈。由小波时频成分统计(表3)可以看到波峰成分的变化,1#与2#监测点在S波低频部分中波峰在三维坐标中的值几乎相同,这可能是波峰频率较低且处于同一座山体有关。在S波的高频成分中相比于2#监测点,1#监测点的三向波峰幅值放大倍数分别为5.15、6.84、4.44;而低频成分中三向波峰放大倍数则分别为5.88、4.86、4.62。1#监测点的波峰幅值均大于2#监测点,这说明在山体基岩场地下,山脊相比于山腰平缓处,地震动放大效应更强。同时,S波低频波峰比高频分别大了1.03、0.89、1.11,表明低频的能量更大,对于山体的影响也会更大,而在发震时高频、低频的能量会有所叠加,低频能量叠加会更显著;另外地震放大效应还有明显的方向特性,在波峰成分变化上水平向的变化比垂直向更加的显著。如图4所示为泸定地震过后产生的崩塌、滑坡,崩塌物直径可达1 m,直接撞击村民屋后,同时山脊部位也是震后产生滑坡灾害的高发区域,严重威胁人民生命财产安全。

表3 监测点波峰成分统计表Table 3 Statistical table of signal peak at each site

4.2 浑厚山体与单薄山体的放大效应分析

2#与3#监测点下伏基岩均为晋宁期花岗岩,2#监测点在冷竹关沟右岸,属于单薄山体,高程为1 478 m;3#监测点在冷竹关沟左岸,高程1 518 m,属于浑厚山体山顶海拔超过3 000 m。贺建先等[18]研究地震数据发现山体高程越高,其放大效应越明显,但3#与2#监测点相比,3#监测点各项数据并没有出现高程放大效应,其PGA、AI和S波波峰却出现了极大的反差。据图2时程数据,2#监测点相较于3#监测点其PGA放大系数(2#、3#)在东西向、南北向和垂直向上分别为1.24、1.01、1.90;而AI放大系数(2#、3#)在这3个方向上分别为1.90、1.44、1.32。说明3#监测点所在浑厚山体放大效应不明显,反之2#监测点所在单薄山体存在放大效应且稳定性更差。分析图3可以发现,S波高频波峰幅值(2#、3#)其三向放大倍数分别为1.65、0.73、1.32,2#监测点幅值更大,说明浑厚山体对于地震波的过滤作用存在差别,从放大倍率来看,过滤作用东西向最强,垂直向次之,南北向最弱。而在S波低频波峰幅值中也存在相同的现象。因此可以判断单薄山脊的放大效应是强于浑厚山体的,当地震来临时单薄山脊上的震感会更加的强烈。