集集地震近断层速度脉冲分析

集集地震近断层速度脉冲分析
罗全波; 陈学良; 高孟潭; 李宗超; 李铁飞
【期刊名称】《《国际地震动态》》
【年(卷),期】2019(000)010
【总页数】10页(P2-11)
【关键词】近断层速度脉冲; 方向性效应; 滑冲效应; 上盘效应; 峰值速度; 速度反应谱
【作者】罗全波; 陈学良; 高孟潭; 李宗超; 李铁飞
【作者单位】中国地震局地球物理研究所北京 100081
【正文语种】中文
【中图分类】P315.9
引言
在近断层区域，当发震断层以接近场地剪切波的速度发生破裂时，会释放板块内部经过较长时间所积累的巨大能量。

由于能量是在瞬间得以释放，因此，在台站观测记录的初始阶段出现了波形简单、高幅值、长周期的速度脉冲。

由于地震波冲击作用和结构共振效应的存在，近断层强地震动中含有的长周期速度脉冲会对大型土木工程结构（桥梁、隧道、储油罐等）造成严重的破坏。

地震学界和工程学界已广泛认识到，长周期建筑随着经济快速发展呈现出逐年递增的趋势，开展速度脉冲的研究对地震危险性分析和工程抗震设计具有极其重要的意义。

国内外发生的多次脉冲型大地震造成了严重的人员伤亡和财产损失，如1979年Imperial Valley地震、1994年Northridge地震、1999年台湾集集地震和2008年汶川地震，由震害调查和数值模拟均表明，近断层区域具有较大的地表破裂和集中性的强地震动[1-2] 。

为了分析近断层速度脉冲，学者们从脉冲特征、能量叠加以及震源参数等角度进行了研究[3-5] 。

NGA数据库从历次大地震事件中收集到的速度脉冲记录不到200条，而中国台湾密集的数字化强震台网在集集地震中获得了大量脉冲记录，这为分析速度脉冲提供了重要的数据基础。

本文基于学者们的已有研究成果[6-7] ，以1999年集集大地震为例，简述了速度脉冲的方向性效应、滑冲效应和上盘效应。

沿着断层走向和不同断层距的区域，比较了速度大脉冲的峰值特征和分布范围，从统计意义上分析了脉冲型平均速度反应谱的三分量特征，并讨论了近断层脉冲型地震动可能引起的地质灾害。

通过分析近断层脉冲型地震动，可能为防震减灾、地震预警、震害评估提供一定的参考。

1 集集地震概况
1999年9月21日01时47分，台湾中部南投县集集镇发生了MW7.6大地震，震中位于（23.85°N，120.82°E），震源深度 8 km，断层南端的东侧（上盘）向断层西侧（下盘）逆冲错动，而断层北端以左旋斜滑为主[8] 。

这次地震造成了大量的人员伤亡和财产损失，据官方统计：2470人死亡，11305人受伤，超过10万处结构物损坏，其中包括部分桥梁和大坝垮塌，总经济损失约92亿美元。

台湾的地质构造自东向西分为4个带：海岸山脉带、中央山脉带、西部山麓带及西部海岸平原带，整体地势东高西低（图1）。

这次地震发生在西部山麓和滨海平原的接触带[9] ，沿着车笼埔活断层形成长约100 km的地表破裂，其中近南北向的破裂长度约85 km，在丰原发生转折，向东破裂长度约15 km。

图1 集集地震地表破裂迹线（实线）和近断层区域记录到速度脉冲的27个强震台（三角形）
2 速度脉冲的特征
由断层破裂传播方向引起地震动辐射随方位角发生变化的现象被称为“地震多普勒效应”，这是Benioff[10] 研究Kern County MW7.5地震记录时最早发现的现象。

多普勒效应可以用于解释地震断层的破裂传播效应，断层破裂是从断层面上某一点开始逐渐向外扩展，当破裂沿着某一优势方向以接近剪切波的速度传播时，在近场观测记录中会出现明显的方向性特征[11-12] （图2）。

在靠近破裂传播方向的前方，由于各子源破裂产生了能量积累效应，地震波的能量几乎同时到达场点，在速度波形的开始阶段出现了一个高峰值和长周期的速度脉冲，即向前的破裂方向性效应；在背离破裂方向的后方，由于各子源破裂产生的地震波在相对较长的时间内到达场点，从而能量被时间分散，记录到的速度峰值较小和地震动持时较长，即向后的破裂方向性效应。

图2 移动辐射源的方向性效应[13]
基于简化的有限移动源模型，高孟潭等[14] 对台湾集集地震和姜慧等[15] 对
MW7.0逆断层的设定地震进行了近断层地震动数值模拟，研究结果均表明，速度大脉冲与地面运动永久位移有直接的关系，速度大脉冲存在于地表破裂断层的近断层区域，地面永久位移越大，脉冲幅值越高，脉冲周期也越长。

俞言祥和高孟潭[6] 对集集地震的加速度峰值进行了回归分析，表明断层上盘比下盘的加速度峰值高且衰减较慢，具有显著的上盘效应。

由于断层上盘的地面运动永久位移相对下盘往往较大，同时地震波在上盘发生多次反射，强地震动的衰减相对于下盘也较慢，因此，速度大脉冲在上盘的分布范围更广[5, 13] 。

地面永久位移可以用Steketee[16] 提出的弹性位错理论来解释，地震发生前在构造应力的作用下，随着断层两侧的弹性应变不断累积，应变能也不断增加，当应力超过岩石的破裂强度时，岩体突然发生破裂，长期累积的应变能几乎在瞬间得以释放并产生弹性回跳，从而引发了构造地震。

弹性回跳一方面产生了地面运动，另一方面也引起了地面的永久位移，进而在
速度时程的初始阶段可能记录到速度脉冲。

3 集集地震速度脉冲
近断层速度脉冲主要表现为两种形式：向前方向性效应引起的垂直于断层滑动方向的双向速度脉冲，以及地面永久位移（滑冲效应）引起的平行于断层滑动方向的单向速度脉冲。

由于震源机制不同、破裂速度改变、凹凸体差异以及地震动衰减等因素的影响，双向速度脉冲还可能衍生出多向速度脉冲，在实际强震记录中往往表现为两种类型的速度脉冲叠加在一起[17-19] 。

通过对集集地震中台站TCU052和TCU068记录到的加速度时程分别进行一次积分、二次积分，从而得到速度时程和位移时程，由图3可见速度时程曲线具有显著的脉冲特征，最大速度脉冲峰值达
到292 cm/s，脉冲周期约12 s，具有高幅值、长周期和简单波形的特点，并且产生的最大永久位移高达800 cm。

由GPS观测资料表明，断层北端的错动量远大
于断层南端[8] ，主动盘在断层北端丰原附近的最大水平和垂直错动分别达到10
m和8 m。

断层北端台站TCU052和TCU068受到滑冲性效应可能大于方向性效应的影响，双向速度脉冲在两个方向表现出显著差异的特点。

3.1 脉冲数据选取
受地震动的不确定性和观测仪器等因素的限制，从实际地震中获取的脉冲型地震记录不足，因此，从大量地震记录的数据库中识别速度脉冲具有重要的意义。

Baker[20] 提出了脉冲型记录的3个判别标准：原始速度时程具有简单的长周期脉冲信号特征，需满足式（1）中的脉冲指数PI大于0.85；近断层速度脉冲出现在
地震动波形的早期，需满足提取出的速度脉冲信号达到总能量10%的时刻早于原
始记录达到总能量20%的时刻；必须满足原始记录的速度脉冲峰值大于30 cm/s，即PGV＞30 cm/s。

基于中国台湾气象局（CWB）的强震观测资料和速度脉冲的
判别标准，在断层距小于30 km的范围内，从集集地震中选取了有速度脉冲记录
的27个台站进行分析（参数见表 1）。

式中，PGVratio为提取出速度脉冲后的剩余波形信号PGV与原始记录PGV的比值，Eratio为剩余波形信号的能量与原始记录PGV的比值。

3.2 PGV分布特征
近断层速度脉冲与震源机制、台站位置、记录分量等有着重要的关系。

为了表明集集地震近断层脉冲型地面运动峰值速度（PGV）的分布特征，需要在沿着断层走
向和垂直断层走向的方向统计PGV的变化趋势，以及通过近断层区域强地面运动峰值速度的等值线图来分析速度脉冲的强度和分布特征。

图4绘出了三分量（NS、EW、UD）峰值速度沿着断层破裂方向由低纬度到高纬度的变化趋势，可以看出在断层范围内沿着断层走向由南向北，峰值速度在整体上呈现出缓慢增大的趋势，反映了断层破裂前方的脉冲强度大于破裂后方的脉冲强度，具有显著近断层强地震动方向性效应的特点。

在整个研究区域内，最大峰值速度出现在断层北端靠近转折处的上盘位置，通过断层末端后又发生快速衰减的特征，由统计图可以看出，在各个维度区段内水平方向比竖直方向的最大峰值速度更为聚集。

图3 三分量地震图在台站TCU052和TCU068记录的加速度、速度和位移时程曲线
为了分析断层距对速度脉冲的影响，图5给出了三分量峰值速度随断层距的离散
统计，随着断层距的增大，脉冲记录数和峰值大小均呈现出减小的趋势，大于50 cm/s的速度脉冲主要分布在断层距为10 km的近断层窄带区域。

由Hirasawa和Stauder[21] 提出的剪切位错点源辐射图可知，随着断层距增大的同时辐射强度将减弱，速度脉冲记录也将减少。

我们对所有脉冲记录选择幂函数趋势线进行最小二乘回归分析，得到峰值速度与断层距之间的关系曲线，即
式中：vP为峰值速度，D为断层距。

近断层地震动的峰值是描述地震动的重要参数之一，为了研究速度脉冲的分布特征，我们在研究区域选取102个台站的强震记录绘制出了三分量峰值速度等值线图6。

由图可见，方向性效应和滑冲效应显著影响着峰值速度的分布，三分量均表现出断层南端峰值较低和断层北端峰值较高的特征。

上盘效应是近断层地震动的一个重要特征，由逆冲断层引发的集集地震反映出了尤为明显的上盘
效应[2] 。

断层上盘的峰值速度明显大于断层下盘，并且衰减速率也小于断层下盘，虽然各分量的峰值速度存在着一定的差异，但是可以清晰的发现，水平分量比竖直分量的峰值速度在分布范围和峰值上均更大。

由于方向性效应、滑冲效应以及上盘效应共同控制了峰值速度的分布，因此，高峰值的速度脉冲在断层北端和断层上盘的分布范围更广。

表127个近断层脉冲记录台站的资料台站序号台站代码纬度/（°N）经度/（°E）PGV-NS/cm·s-1 PGV-EW/cm·s-1 PGV-UD/cm·s-1 断层距/km 1 TCU029
24.5588 120.7492 51.7 37.1 20.8 28.12 TCU036 24.4487 120.6960 47.0 57.8 21.7 19.83 TCU038 24.4912 120.6630 38.7 56.6 32.2 25.44 TCU040 24.4497 120.6455 47.0 57.1 17.9 22.15 TCU042 24.5542 120.8077 36.9 36.9 19.5 26.36 TCU046 24.4683 120.8543 26.0 28.1 33.0 16.77 TCU049 24.1788 120.6900 59.3 57.1 27.3 3.88 TCU052 24.1977 120.7390 220.7 183.2 168.7 0.79 TCU053 24.1935 120.6688 43.5 43.1 32.4 6.010 TCU054 24.1612
120.6750 46.5 46.0 32.4 5.311 TCU056 24.1588 120.6238 40.0 40.4 40.8 10.512 TCU060 24.2247 120.6440 43.9 36.8 28.1 8.513 TCU065 24.0587 120.6910 90.0 132.4 68.6 0.614 TCU068 24.2700 120.7650 292.2 280.5 228.6 0.315 TCU072 24.0406 120.8490 69.2 87.2 40.0 7.116 TCU075
23.9828 120.6780 37.2 116.2 50.0 0.917 TCU076 23.9079 120.6760 63.0 69.3 32.3 2.818 TCU082 24.1475 120.6760 43.2 51.5 35.0 5.219 TCU087
24.3480 120.7730 45.3 42.6 58.3 7.020 TCU101 24.2420 120.7092 50.1 73.6 45.1 2.121 TCU102 24.2490 120.7200 71.9 87.3 71.2 1.522 TCU103 24.3090 120.7070 22.6 68.7 60.8 6.123 TCU104 24.2456 120.6010 48.5 31.0 24.3 12.924 TCU136 24.2603 120.6518 52.9 43.9 33.4 8.325 CHY006 23.5815 120.5520 42.7 60.0 22.1 9.826 CHY024 23.7571 120.6060 42.8 52.1 47.1 19.727 CHY035 23.5200 120.5840 30.8 43.6 18.0 12.7
图4 近断层PGV由南到北的变化
图5 集集地震观测到的峰值速度随断层距的分布
图6 集集地震三分量峰值速度等值线图（从左到右分别为EW，NS和UD分量）Mavroeidis和Papageorgiou[22] 认为，近断层脉冲峰值存在一个与典型断层滑动速率接近的阈值，其平均峰值在100 cm/s左右。

在断层距30 km范围内，我
们利用NGA数据库中8次脉冲型地震和集集地震在垂直于断层走向的63条脉冲记录（表2），绘制出脉冲峰值速度随震级和断层距变化的分布图（图7）。

在矩震级MW＜7.0时，记录到的最大峰值速度接近于100 cm/s的阈值，而对于
MW＞7.0的大地震，在断层距为10 km的范围内出现了超过该阈值的速度脉冲，集集地震中个别峰值记录甚至接近300 cm/s，这可能与断层北端转折处的大永久位移或地层介质有关。

从整体趋势可以看出，随着震级减小和断层距增大，脉冲峰值和脉冲记录也逐渐减少。

图7 脉冲峰值速度随震级和断层距的变化
表2 脉冲型地震的主要参数地震名称发震日期年-月-日 MW 记录条数San Fernando 1971-02-09 6.6 1 Imperial valley 1979-10-15 6.5 15 Whittier Narrows-01 1987-10-01 6.0 2 Loma Prieta 1989-10-18 6.9 2 Landers
1992-06-28 7.3 2 Northridge 1994-01-17 6.7 11 Kobe，Japan 1995-01-16 6.9 2 Kocaeli，Turkey 1999-08-17 7.5 1
方向性效应和上盘效应对地震动峰值速度有重要的影响，其作用使破裂前方和断层上盘的峰值增大。

虽然震源辐射机制的不同使得地震动各分量存在差异，但是各分量都表现出相同的强度区域和衰减趋势，由于强地震动与脉冲台站的分布范围基本一致，可见集集地震长周期脉冲型地震动主要受方向性效应和上盘效应的控制。

由于受断层破裂方向、破裂速度、破裂程度，以及观测台站数量和位置等多种因素的影响，在近断层区域并非总能观测到速度脉冲，因此，对峰值速度的统计可能存在一定偏差。

3.3 速度反应谱
速度反应谱是从结构反应角度来表示地震动特征的重要参数之一，它由一系列不同自振周期的单自由度体系在给定地震动作用下的最大反应[7] 。

特征周期是地震学家们根据大量地震统计数据所提出来的一个概念，本文所讨论的特征周期是指平均速度反应谱曲线开始下降点所对应的周期值。

集集地震近断层脉冲型地震动的速度反应谱有较长的特征周期，这对长周期大型结构产生了严重的破坏作用，速度反应谱的特征周期在工程研究中也具有重要的意义。

为了分析在集集地震中破裂方向和断层距的不同所引起速度反应谱的差异，我们首先计算三分量在5%阻尼比下的速度反应谱，再将不同区域的平均速度反应谱进行比较（图8）。

由27个近断层台站的三分量平均速度反应谱可见水平分量大于竖直分量的特征周期（均大于5 s）和最高谱值，在东西分量上的特征周期最大，这符合剪切位错辐射效应的特征，在垂直于断层走向的水平分量上的脉冲峰值也更显著[23] ；TCU065—TCU087之间14个台站的特征周期和谱值较高，TCU065南部7个台站和TCU087北部6个台站的值相对较小；断层距5 km范围内的8个台站具有最高的谱值，这可能与断层迹线附近强速度脉冲有关，随着断层距增大的同时，地震波辐射强度逐渐减弱，速度反应谱的最高谱值也将减小。

由于近断层地震动的长周期分量对地震动的峰值速度具有重要影响，速度比加速度更能反映近场
地震动的幅值特性[24] 。

图8 近断层区域三分量平均速度反应谱（上图：27个近断层台站；中图：以
TCU065和TCU087为分界，其中TCU065南部7个台站，TCU065—TCU087
和TCU087北部的台站数分别为14和6；下图：以断层距5 km和15 km为界，其中5 km范围内8个台站，5—15 km和15—30 km之间的台站数分别为12
和7）
近断层脉冲型地震动与速度脉冲的峰值、反应谱的特性密切相关。

宋健和高广运[25] 采用Newmark非耦合滑块模型分析了近断层速度脉冲地震动对边坡滑移的
影响，结果表明长周期脉冲型地震动比非脉冲型地震动更可能使边坡岩体产生较大位移，滑移的坡体携带很高的能量，从而对周边环境产生强烈的破坏作用。

黄润秋和李为乐[26] 对地震地质灾害空间分布的研究表明，多数滑坡都分布在距地表破
裂5 km范围内，大型地质灾害往往发生在断层的转折部位。

由于边坡上不同岩体具有一定的固有周期，当近断层长周期速度脉冲达到部分岩体的固有周期时，共振效应会对岩体造成一定的扰动、裂解作用，进而可能引发滑坡和泥石流等地质灾害[27] 。

集集地震近断层区域台站记录到了显著的速度脉冲，这对地质灾害的研究
具有重要意义。

4 结论
本文对集集地震近断层速度脉冲的基本特征作了简单论述，并对不同区域的峰值速度和平均速度反应谱进行了统计分析，得出以下几点认识：速度脉冲受方向性效应、滑冲效应和上盘效应的共同影响，在断层北部靠近转折处附近的上盘台站TCU052和TCU068记录到了最为明显的速度脉冲，具有高峰值、长周期和简单波形的特点。

由PGV分布特征显示，断层破裂前方的脉冲强度大于破裂后方的脉冲强度，
在断层区域内脉冲峰值沿着断层走向由南到北有逐渐增大的趋势，大于50 cm/s
的速度脉冲主要集中在断层距为10 km的窄带内，个别峰值速度甚至接近300
cm/s，其中强地面运动在断层北端和断层上盘的衰减最慢。

三分量平均速度反应
谱具有较大的差异，其中水平分量显著大于竖直分量的特征周期和最高谱值，在断层北部转折区域和断层距5 km范围内的谱值最高。

由于共振效应的存在，长周期速度脉冲比非速度脉冲更可能激发边坡岩体产生滑坡和泥石流等地质灾害，同时由于速度脉冲出现在速度时程的早期，根据脉冲强度可能对地震预警具有一定参考价值。

为了科学合理地解释大地震所产生的近断层长周期速度脉冲，给工程抗震设计提供可靠的参考依据，需要进一步综合考虑脉冲特性、辐射传播路径及场地效应。

参考文献
【相关文献】
［1] Archuleta R J. A faulting model for the 1979 Imperial Valley earthquake[J] . J. Geophys. Res.，1984，89(B6)：4559-4585
［2] 刘启方，袁一凡，金星，等. 近断层地震动的基本特征[J] . 地震工程与工程振动，2006，
26(1)：1-10
［3] Heaton T H，Hall J F，Wald D J，et al. Response of high-rise and base-isolated buildings to a hypothetical MW7.0 blind thrust earthquake[J] . Science，1995，267(5195)：206-211
［4] Oglesby D D，Archuleta R J. A faulting model for the 1992 Petrolia earthquake：Can extreme ground acceleration be a source effect？[J ] . J. Geophys. Res.，1997，102(B6)：11877-11897
［5] 姜慧，黄剑涛，俞言祥，等. 地表破裂断层近场速度大脉冲研究[J] . 华南地震，2009，29(2)：1-9
［6] 俞言祥，高孟潭. 台湾集集地震近场地震动的上盘效应[J] . 地震学报，2001，23(6)：615-
621
［7] 胡进军. 近断层地震动方向性效应及超剪切破裂研究[D] . 哈尔滨：中国地震局工程力学研究所，2009
［8] Shin T C. An overview of the 1999 Chi-Chi，Taiwan，earthquake[J] . Bull. Seismol. Soc. Amer.，2001，91(5)：895-913
［9] 王卫民，赵连锋，李娟，等. 1999年台湾集集地震震源破裂过程[J] . 地球物理学报，2005，48(1)：132-147
［10] Benioff H. Mechanism and strain characteristics of the White Wolf fault as indicated by the aftershock sequence，Earthquakes in Kern County，California during 1952[J] . California Division of Mines Bulletin，1955，171：199-202
［11] Ben-Menahem A. Radiation of seismic surface-waves from finite moving sources[J] . Bull. Seismol. Soc. Amer.，1961，51(3)：401-435
［12] 陶夏新，王国新. 近场强地震动模拟中对破裂的方向性效应和上盘效应的表达[J] . 地震学报，2003，25(2)：191-198
［13] 袁一凡，田启文. 工程地震学[M] . 北京：地震出版社，2012
［14] 高孟潭，姜慧，俞言祥，等. 震源机制和断层面的介质刚度对强地面运动的影响[J] . 岩石力
学与工程学报，2005，24(17)：3101-3106
［15] 姜慧，沈军，俞言祥，等. 逆断层地震近场地震动影响场和地表形变模拟[J] . 地震工程与工
程振动，2006，26(1)：11-17
［16] Steketee J A. On volterra’s dislocations in a semi-infinite elastic medium[J] . Can. J. Phys.，1958，36(2)：192-205
［17] Somerville P G，Smith N F，Graves R W，et al. Modification of empirical strong ground motion attenuation relations to include the amplitude and duration effects of rupture directivity[J] . Seism. Res. Lett.，1997，68(1)：199-222
［18] Kalkan E，Kunnath S K. Effects of fling step and forward directivity on seismic response of buildings[J] . Earthquake Spectra，2006，22(2)：367-390
［19] 李正芳，周本刚. 地震断层面上凹凸体和障碍体含义的解析[J] . 国际地震动态，2015(5)：
22-27
［20] Baker J W. Quantitative classification of near-fault ground motions using wavelet analysis[J] . Bull. Seismol. Soc.Amer.，2007，97(5)：1486-1501
［21] Hirasawa T， Stauder W. On the seismic body waves from a finite moving source[J] . Bull. Seismol. Soc. Amer.，1965，55(2)：237-262
［22] Mavroeidis G P，Papageorgiou A. A mathematical representation of near-fault ground motions[J] . Bull. Seismol.Soc. Amer.，2003，93(3)：1099-1131
［23] 罗全波，陈学良，高孟潭，等. 近断层速度脉冲与震源机制的关系浅析[J] . 震灾防御技术，2018，13(3)：646-661
［24] 徐龙军，谢礼立. 集集地震近断层地震动频谱特性[J] . 地震学报，2005，27(6)：656-
665+691
［25] 宋健，高广运. 近断层速度脉冲地震动对边坡滑移的影响分析[J] . 岩石力学与工程学报，2014，33(2)：317-326
［26] 黄润秋，李为乐. 汶川大地震触发地质灾害的断层效应分析[J] . 工程地质学报，2009，17(1)：19-28
［27] 罗全波，陈学良，高孟潭，等. 台湾双冬断层近场脉冲型地震动的数值模拟[J] . 地震学报，2019，41(3)：377-390。