李孝波，常晁瑜，蔡晓光，吴义文，周兴浩

（1.防灾科技学院，河北 三河 065201；2.河北省地震灾害防御与风险评价重点实验室，河北 三河 065201）

0 引言

据中国地震台网资料，2022年9月5日12时52分在四川省甘孜州泸定县发生MS6.8地震，震中位于泸定县磨西镇海螺沟冰川森林公园内（102.08°E，29.59°N），震源深度16km。地震震中距泸定县39km，距康定市47km，距石棉县48km，距汉源县62km，距荥经县78km，距成都市226km。地震诱发了大量的崩塌、滑坡以及滚石等地质灾害，造成了严重的财产损失和人员伤亡［1-2］。从图1可知：泸定6.8级地震最高烈度为Ⅸ度（9度），等震线长轴总体呈北西走向，长轴195km，短轴112km，Ⅵ度（6度）区及以上面积19 089km2，主要涉及四川省3个市州12个县（市），82个乡镇（街道）。其中，Ⅸ度（9度）区面积280km2，主要包含甘孜州泸定县磨西镇、得妥镇、燕子沟镇、德威镇；雅安市石棉县王岗坪彝族藏族乡、草科藏族乡、新民藏族彝族乡，共计7个乡镇。

图1 四川泸定6.8级地震烈度图［4］Fig.1 Earthquake intensity map of Luding，Sichuan M S6.8 earthquake in 2022［4］

为更加全面地了解震害现象，深入探究震害机理，防灾科技学院泸定6.8级地震科考队于9月24日抵达震害现场，深入磨西镇、得妥镇、王岗坪乡以及草科乡等震害较重乡镇开展了12天的震害调查与现场测试工作，取得了大量的第一手震害资料。位于磨西台地之上的磨西镇，距震中7km 左右，地震动强度大，房屋破坏严重（图2），台地两侧边缘崩塌、滑坡等地质灾害发育。图3给出了泸定6.8级地震作用下磨西台地边缘发育的滑坡、崩塌灾害，整体呈现了分布面积较大、顺坡向发育和群发性明显的特征。然而，由于滑动面埋深较浅，滑体厚度不大，滑坡规模整体以中小型为主。结合范宣梅等［1］、铁永波等［3］的研究成果，我们认为磨西台地震害之所以严重，除与地形地貌、地震动强度相关以外，特殊的地层岩性也是一个不可忽视的影响因素。

图2 磨西镇的房屋震害Fig.2 Photos of earthquake damage of buildings in Moxi town

图3 磨西台地边缘的滑坡灾害Fig.3 Photos of landslides on the edge of the Moxi Platform

磨西台地长约10km、宽1～2km，主要由燕子沟、磨子沟和海螺沟的冰川、冰水和洪积泥石流沉积而成，形成演化历史较为复杂［5］。台地属于典型的冰川地貌，主体地层为倒数第二次冰期的冰川堆积物，其次为冲洪积物和老泥石流堆积物，厚120m左右，台地前缘有较为明显的层理现象（图4）［1，5，6］。冰川堆积物的砾石成分主要为花岗岩、花岗闪长岩等，磨圆度和分选性均较差，粒径一般20～80cm，随高程变化而有所差异［6，7］。长期的河流地质作用，使台地边缘逐渐被切割成高陡斜坡（图4），在磨西台地以东的雅家梗流域形成4级阶地，沉积物包含砾石层、含砾石层、淤泥层等13层，新兴乡东侧的堆积物分别高出河床5～10m、35m、65m和85m；磨西台地以西燕子沟的多级河流阶地主要保存在药王庙和蔡阳坪附近，药王庙附近发育的4级阶地分别高出河床5～10m、30m、50m和100m［7，8］。现有研究成果表明：磨西台地岩土体的胶结性良好，但在强烈的地震作用下仍然容易产生破坏，特别是台地两侧的临空边坡极易发生垮塌，产生滑坡、崩塌等地质灾害［3］。

图4 磨西台地前缘高陡斜坡与地层层理现象Fig.4 High steep slope and str atigraphic bedding in the front edge of the Moxi Platform

为进一步探究磨西台地岩土体动力响应规律，填补磨西台地场地地震效应研究空白，本文基于泸定6.8级地震科考获取的地脉动数据，采用水平与垂直谱比法（Horizontal to Vertical Spectral Ratio，简称HVSR法）［9］，分析磨西台地岩土体的频谱、方向性特征，探究磨西台地场地地震效应规律，以期为磨西台地所在乡镇灾后的规划与重建提供参考。

1 数据获取

地脉动是地面的一种连续的非重复性的随机波动，主要由气象、海洋、地壳构造活动的自然力和交通等人为因素所引起的地球表面固有的微 弱 振 动［10］。 依 据 SESAME（Site EffectS assessment using AMbient Excitations）使 用 指南［11］和 地 基 动 力 特 性 测 试 规 范（GB／T 50269-2015）［10］，我们于9月29日至10月1日在磨西台地先后开展了3次地脉动测试工作，测试时间主要集中于晚上10点至次日早上8点。测试仪器采用Tromino数字式地脉动仪（具体参数详 见https：／／moho.world／en／tromino／），采 样频率128Hz，采集时间20min。

图5给出了21个地脉动测点的空间分布位置，可以看出测点的展布方向近似平行于磨西台地的延伸方向，测点间距500m左右，测试总长度近10km。表1列出了各点的具体地理位置，从M01至M21各点的高程逐渐增加，前后高差累积640m。M01位于磨西台地最前端（龚家河电站后面），高程1310m，上覆土层很薄，其后各点均有一定厚度的土层覆盖。为保证地脉动数据质量的可靠性，数据采集前先平整场地，保证测试仪器与地面接触良好，以同时获取东西（EW）、南北（NS）和竖直（UD）3个方向的地脉动数据。

表1 地脉动测点信息Tab.1 Information of microtremor measuring points

图5 地脉动测点的空间分布Fig.5 Spatial distribution of microtr emor measuring points

2 研究方法

Kanai等［12］最早将地脉动用于场地地震效应研究，Nakamura［9］提出HVSR法后则更加广泛应用于场地地震反应分析领域。HVSR法是一种非参考场地法，其最大的优点是在使用过程中不受参考基岩台站的限制。HVSR法的提出主要基于两点假设［9，13］：（1）基岩或坚硬土层上，震动水平分量与垂直分量傅氏谱的比值近似为1；（2）震动垂直分量受局部场地条件的影响不大。一般认为，HVSR法能较准确地估计场地卓越频率，但对场地放大效应有所低估［11，13］。

地脉动数据获取后，基于HVSR法，采用开源软件Geopsy（http：／／www.geopsy.org）对其进行处理与分析，主要包括数据选取、带通滤波、傅里叶谱计算、平滑处理以及H／V值计算等5个步骤［11］。

（1）数据选取：设定数据窗时长20s，同时截取EW、NS、UD 3个方向的地脉动数据，为保证数据窗内信号平稳，每个时窗内3个方向的数据均需满足 0.5＜STA／LTA＜2.0的判别条件（STA／LTA，Short-Term Average and Long-Term Average ratio，数据长短时比值），本文取STA＝1.00s，LTA＝20.00s，各20s时窗内的数据允许5%的重叠。

（2）带通滤波：为保证分析结果的可靠性，选用4阶Butterworth带通滤波函数对每个数据时窗内的原始地脉动数据进行滤波处理，滤波带宽0.05～20.00Hz，滤波后的数据再次进行0.5＜STA／LTA＜2.0条件的检验。

（3）傅里叶谱计算：滤波处理完成后，对每个数据时窗内的数据进行快速傅里叶变换（FFT），得出EW、NS、UD 3个方向的傅里叶谱值，完成地脉动数据从时域到频域的转换。

（4）平滑处理：采用Konno和Ohmachi函数［14，15］，对每个傅里叶谱窗内的数据进行平滑处理，带宽系数b取为40。

（5）H／V值计算：基于HVSR法分别计算每个傅里叶谱窗的H／V值，得出HVSR曲线，其中水平方向（H向）的数值取EW、NS向数值的均方根值，每个测点的HVSR曲线取各傅里叶谱窗HVSR曲线的平均值。

HVSR曲线的形状与场地条件相关，常有单峰、双峰以及多峰等多种形式。不同形状的HVSR曲线，拥有不同的峰值频率f0和峰值放大系数A0。各测点峰值频率f0能否作为该点土层的卓越频率fd，常需进行如下5个条件的验证［11］：（1）A0＞2；（2）在［f0／4，f0］频率范围内，至少存在一个H／V值（AH／V）小于A0／2；（3）在［f0，4f0］频率范围内，同样至少存在一个H／V值（AH／V）小于A0／2；（4）在峰值频率f0所处的频率范围内，峰值频率f0的标准差σf应小于表2中规定的阈值ε（f0）；（5）在峰值频率f0所处的频率范围内，峰值放大系数A0的标准差σA同样应小于表2中规定的阈值θ（f0）。

表2 稳定性条件的阈值［11］Tab.2 Threshold values for stability conditions［11］

一般而言，如果一个测点的HVSR曲线能满足上述5个条件中的4个，就可将该测点的f0值作为该处土层卓越频率fd值的可靠估计。

HVSR法除能较准确地估计场地卓越频率外，还能进行场地地震效应优势方向的研究。意大利学者Del Gaudio教授最早基于HVSR法开展地脉动方向性特征研究，并通过与实际强震观测数据结果的对比，认为根据场地地脉动的HVSR分析可以很好地辨识出场地地震效应的优势方向［16］。此后，众多学者的研究成果也都证实了这个结论［17-22］。

基于地脉动开展场地地震效应方向性研究的流程，除在水平方向（H向）数值的计算上有所差别外，其余均与前述步骤相同。依据SESAME使用指南［11］，方向性研究中水平方向（H向）的数值取EW、NS向在不同方位角上的分量之和，方位角范围常取0°～180°（与180°～360°呈对称关系），计算时以10°间隔逐级取值。每个测点的方向性由H／V值与频率、方位角的相互关系来体现。显著的方向性特征常需满足以下两条标准［16，23］：（1）H／V值的最大值大于2；（2）同一频率下，H／V值最大值与最小值（通常在近似正交的方向上取）的比值大于1.5。

3 研究结果

3.1 峰值频率与放大系数

M01～M21的HVSR曲线如图6所示。可以看出，在0.2～15Hz的频率范围内，各测点的HVSR曲线以单峰、双峰型为主，少量为多峰或近似平坦型。各测点都具有较为明显的峰值频带，绝大部分测点的峰值放大系数大于2，土层或地形放大效应较为显著。

图6 M 01～M 21的HVSR曲线（黑色粗实线为平均的HVSR曲线，黑色细虚线为HVSR曲线乘以或除以1倍标准差）Fig.6 HVSR curves for microtremor measuring points M 01～M 21（The thick black solid line is the average HVSR curve，the thin black dashed line is the HVSR curve multiplied or divided by 1-time standard deviation）

表3统计出了M01～M21的峰值频率f0，除M01、M11和M13的峰值频率较高外，其余各测点的峰值频率都在1Hz左右，集中于中频段（0.80～1.34Hz），受地层岩性和覆盖层厚度的共同控制作用明显。M01测点由于位于基岩表面，上覆土层很薄，峰值频率最高达到了7.21Hz；M11测点的HVSR曲线较为平缓，峰值频率不明显，显示下伏地层的结构较为均匀；M13测点的HVSR曲线为多峰型，峰值频率3.11Hz在第二个峰值点取得，第一个峰值点对应的频率为1.19Hz，介于0.80～1.34Hz。依据SESAME使用指南［11］判定土层卓越频率，结果表明：M01～M05、M10、M14、M16～M18以及M21等11个测点的峰值频率可作为测点处地层卓越频率的可靠估计，若不考虑基岩场地测点M01，则可得出磨西台地场地土层卓越频率的范围为0.80～1.34Hz。

放大系数方面，除M11的峰值放大系数小于2以外，其余各测点的峰值放大系数都大于2。放大系数与测点分布位置的相关性不强，再次体现了各测点场地地震效应受地层岩性和覆盖层厚度共同控制的特点。表3的统计结果表明：M03、M05～M10、M13、M15、M17以及M19～M21等13个测点的峰值放大系数位于2.25～4.00；M01、M04、M12、M14、M16以及M18等6个测点的峰值放大系数位于4.30～7.00；M02测点的峰值放大系数最大，达到了14.49。需要说明的是，M02测点的峰值放大系数之所以超过10，主要是由距测点50m左右的电机振动造成的。为保障灾区应急信号塔的正常运行，地脉动测试时该电机一直处于工作状态，从而导致M02测点的峰值放大系数较其他测点都明显偏大。此外，M01测点的峰值放大系数5.76，体现出了明显的地形放大效应；M11测点的HVSR曲线近似平坦，0.2～15Hz频率范围内的H／V值都小于2，峰值放大系数只有1.34，推测与该测点处的地层结构相关，但具体原因还需进一步深入研究。总得来说，磨西台地场地放大效应较为明显，与场地土层卓越频率范围相对应的峰值放大系数为2.69～6.97。

表3 各测点峰值频率f 0、峰值放大系数A 0以及地层卓越频率f d 的估计Tab.3 The peak frequency f 0，the peak amplification factor A 0 and the predominant frequency of formation f d for each microtr emor measuring point

3.2 优势方向

图7给出了M01～M21的H／V值与频率、方位角的变化关系。为能更好地体现方向性特征，图中M11测点的频率范围为0.3～15Hz，M19测点的频率范围为0.4～15Hz，其余各测点的频率范围均为0.2～15Hz。可以看出，各图颜色的变化规律与图6各点HVSR曲线的变化趋势大体一致，颜色越红H／V的数值越大，对应的频率越接近峰值频率，对应的方位角越接近场地地震效应的优势方向。整体来看，M01～M05、M07～M10、M12～M16以及M18～M21等18个测点都表现出了良好的方向性特征，优势方向范围较易识别，而M06、M11以及M17等3个测点由于在0°～180°范围内全部或多处放大，方向性特征表现不突出，难以确定场地地震效应的优势方向。

图7 M 01～M 21的H／V值与频率、方位角的变化关系Fig.7 The relationship between H／V val ues wit h f r equency and azim uth for m icrotrem or m easuring points M 01～M 21

依据Del Gaudio等［16，23］提出的判定标准，18个测点优势方向的判定结果列于表4。判定结果表明：除M07、M08、M12、M14、M16以及M18等6个测点以外，其余12个测点都具有显著的方向性特征，优势方位角主要集中于100°～150°和140°～210°两个区间，整体具有随高程增加而逐渐增大的趋势，体现出了地层岩性差异对场地地震效应优势方向的影响。结合表3的结论，表4中M01～M05、M10以及M21等7个测点都是地层卓越频率的可靠估计点，M01～M05、M10的优势方位角为100°～150°，M21的优势方位角为150°～190°。因此，可以得出与磨西台地场地土层卓越频率相对应的优势方向范围为100°～150°和150°～190°。

表4 12个测点的优势方向Tab.4 The dom inant direction of 12 microt rem or m easuring points

4 结论

本文基于泸定磨西台地的地脉动数据，采用水平与垂直谱比法，从峰值频率、放大系数以及优势方向等3个方面，探究了磨西台地场地地震效应特征，得出了一些初步的规律性认识。总得来说，磨西台地场地地震效应特征较为明显，土层的卓越频率集中于0.80～1.34Hz，与卓越频率相对应的峰值放大系数为2.69～6.97，100°～150°和150°～190°是磨西台地场地地震效应优势方向的两个区间。磨西台地场地地震效应特征参数的确定，填补了磨西台地场地地震效应研究的空白，为深入开展冰川堆积物地层动力响应研究奠定了基础，也可为磨西台地所在乡镇灾后的规划与重建提供技术支撑。

然而，囿于基础数据资料的缺乏，本文的研究工作还有待进一步完善。例如，现有工作只沿着磨西台地的中轴线开展了地脉动测试，且各点测试间距较大，接下来应开展更大范围、更小间距的地脉动测试工作，进行整个磨西台地的地震效应分析，深入探究冰川堆积物地层的动力响应规律，更加科学合理的指导同类型场地城镇的防灾减灾规划与工程建设。此外，磨西台地作为一个高120m左右的台地，台地边缘高陡斜坡的地形效应也不能忽视，后续还应在台地两侧冲沟场地开展地脉动测试，进一步探究台地的地形效应，加深对台地地震响应规律的认识，更好地服务防灾减灾事业的发展。