破坏性地震发生的烈度异常是一种常见现象.例如，国内典型的烈度异常有1976年唐山大地震的玉田Ⅵ度低烈度异常(刘曾武等，1982)以及北京地区高烈度异常(高振寰，1979；蒋溥等，1979)、丽江7.0级地震震害异常(韩新民和周瑞琦，1997)、伽师6.6级地震震害异常(李锰等，2000)、大姚6.2级地震震害异常等(非明伦等，2004).国外，最具有代表的是1985年9月19日墨西哥8.1级地震墨西哥城高烈度异常(Anderson et al.，1986).2008年5月12日14时28分，在中国四川省汶川县发生了震级为M_S8.0特大地震，在四川汉源和陕西渭河沿岸分别有Ⅷ度和Ⅶ度烈度异常区，在甘肃庆阳南部、云南昭通地区北部、重庆梁平、西安部分地区还有Ⅵ度异常区，如图 1所示(袁一凡，2008).其中汉源县城远距震中约200 km，为此次特大地震六度区内唯一的八度异常区，是十分典型且又罕见的远震高烈度异常区，与国内以往多数地震震害异常相比，其比较突出的特点是该高烈度异常区的烈度高出所在大区两度，这一罕见现象引起了学术界和工程界的广泛关注.

图 1

Fig. 1

图 1 汶川MS8.0地震烈度分布简图(第三稿)(据袁一凡(2008)图修改) Fig. 1 Sketch of seismic intensity distribution during Wenchuan great earthquake (The third draft)(Modified from Yuan Yifan′s draft (2008))

2008年7月初，在中国地震局的组织和领导下，相关专业队伍开展了汶川M_S8.0地震现场科学考察工作，旨在查明汶川M_S8.0地震的发震机理，获取了活动断层、地壳形变、地震地质灾害、建筑震害和工程地震等方面的第一手资料.汉源县烈度异常区场地条件的科学考察(下文简称烈度异常科考)是汶川M_S8.0地震科学考察的任务之一，该任务由中国地震局工程力学研究所和防灾科技学院共同组织完成，开展了震害、地质、地基和地震地质灾害相关调查.基于地震应急和科考期间的资料，国内的一些学者对此烈度异常开展了研究，并取得了一些有意义的成果.高孟潭等(2008)从场地条件、近场区的地震构造背景、汉源县地震台震相特征以及震源过程等方面对该烈度异常的影响进行分析，给出了造成汉源县城烈度异常的初步原因.薄景山等(2009)结合汶川M_S8.0地震科学考察资料和数值模拟结果，指出了汉源背后山古滑坡复活和特殊的土层结构对地震动放大效应加重了汉源老县城的震害.齐文浩等(2010)通过分析现场测试获取的汉源县城地脉动的卓越周期，指出汉源老县城场地软弱是造成震害异常的主要原因之一.李平等(2012)，李平(2013)基于场地勘察和原位试验资料，采用一维土层地震反应分析方法进行了详细的场地地震反应分析，结果表明场地的土层结构对地震动的放大效应加重了汉源老县城震害.

汉源县城位于长条形盆地底部边缘.已有研究结果表明，地形地貌对地震动有显著的影响(Gao et al.，2012；Bordoni et al.，2014；王海云等，2011；任叶飞等，2013； Rote et al.，2009；Tsuda et al.，2010；Zhang et al.，2012).汶川M_S8.0地震河谷地形究竟对汉源县城震害影响有多大，震时没有获取强震观测资料.本文第一作者有幸作为烈度异常科考组成员并负责后期的场地勘察工作，整理分析了汉源县城烈度异常区的场地条件资料，在此基础上，选取1条实测得到的横切汉源县城并垂直流沙河河谷方向的典型剖面作为计算模型，以脉冲作为基底输入，采用有限差分方法研究了该剖面的场地放大效应，分析了地形对高烈度异常的影响，对研究场地条件工程抗震影响有一定的促进作用，对提高工程抗震水平有着重要的理论意义和工程应用价值.

汉源县城位于横断山脉北段东缘，地处川西高原与四川盆地之间的过渡地带，区内高山林立，沟壑纵横.根据野外调查和现场测绘，绘制出了汉源县城三维地形图，如图 2所示.由图 2可知汉源县城位于长条形盆地底部边缘.地形上是周围高中间低，高山环绕四周.汉源县城所在的区域属中低山区，绝对高程约为790~1230 m，相对高差约440 m.大渡河一侧高山峭壁，陡崖多见；流沙河一侧地势开阔，坡度平缓，众多冲沟发育，冲沟切割不深.地貌以重力地貌和流水地貌为主.重力地貌在大渡河和流沙河两岸发育，构造较发育.汶川地震触发的崩滑多出现在大渡河的北岸；流沙河的北岸第三系昔格达组泥岩，沉积厚度较大，易发生滑坡.流水地貌主要发育在流沙河，阶地发育，流沙河发育一级和二级阶地.勘察资料表明：一级阶地是上叠式，阶地上地层为细颗粒土，与此同时河漫滩下是河相沉积物；二级阶地是基座式，地层主要以河相的砂卵砾石为主，下部泥岩或砂岩基座.汉源县城主要坐落在大渡河与流沙河交汇的河流阶地上.

图 2

Fig. 2

图 2 汉源县城三维地形图 Fig. 2 Three-dimensional map of Hanyuan

地震烈度多指标的综合性、分等级的模糊性和以后果表示原因的间接性是其三大特点，即使按照相同的标准，不同的人对于同一地点的评定结果可能有很大的差别.由于上述原因，2008 年7月，科考组对2008年5月汶川地震灾害损失评估期间所评定的汉源县城烈度(高孟潭等，2008)进行了认真的复核.科考人员对汉源县城建筑物作了更为详细的调查，并选取了33个典型样本86栋建(构)筑物，根据调查结果绘制出汉源县县城建(构)筑物平均震害指数等值线图(薄景山等，2009).震害调查表明老县城震害较重，房屋建筑毁坏(如图 3所示)或严重破坏，调查结果显示震害指数处于0.5的等值线范围，老县城烈度评定为Ⅸ度.新县城位于大渡河与流沙河之间的萝卜岗上，勘察资料表明该场地覆盖土层较薄，震害较轻，房屋多为轻微破坏(如图 4所示)或基本完好，调查结果显示震害指数0.2~0.5之间，汉源县城新城区烈度评定为Ⅶ，综合评定汉源县城评定为Ⅷ.

图 3

Fig. 3

图 3 汉源老县城倒塌的房屋 Fig. 3 Collapsed houses of Hanyuan old county

图 4

Fig. 4

图 4 汉源新县城轻微破坏的房屋 Fig. 4 The slight damaged houses of Hanyuan new county

从汉源的震害烈度评定结果可以发现，汉源县城震害分布与其地形地貌特征有一定的关系，萝卜岗上的新县城震害较轻，盆地山前的老县城震害较重.由于该县城内未布设强震台站，故不能直接采用强震记录的方法来揭示河谷地形的影响.尽管该方法是被公认分析场地效应最有效的方法，但是河谷地形对汉源县城震害的影响只能采用数值模拟方法.

根据汶川M_S8.0地震汉源烈度异常科学考察野外调查及钻探勘察得到的资料，选取了1条垂直流沙河河谷方向能反映其河谷地形及震害分布特点的剖面作为计算剖面，具体位置见图 5.考虑到波动数值模拟单元大小不同，影响地震动结果的有效频段，为了保证在土层剪切波速为200 m·s^-1时，频率为10 Hz的波在一个波长内有10个单元，确定计算模型四边形单元和等腰三角形单元边长都为2.0 m，其相应的计算模型如图 6所示.为满足计算稳定条件和保证10 Hz内有足够的输入分量，计算时输入脉冲函数的宽度为0.1 s，时间步距为0.0001 s，这样可使输入波的频段扩充到约20 Hz.

图 5

Fig. 5

图 5 计算剖面 Fig. 5 The profile of computation

图 6

Fig. 6

图 6 计算模型示意图 Fig. 6 The module of computation

计算模型中相关土体资料基于现场钻探成果确定.勘探成果表明汉源县城土层主要有填土、粉质黏土及卵砾石土组成.计算模型中土体密度和剪切波速数值是基于现场原位试验统计分析得到，基岩相关计算参数根据经验选取.计算模型所采用的参数如表 1所示.

表 1(Table 1)

表 1 模型土物理力学参数 Table 1 The physical and mechanical parameters of the model soil 土类 填土 粉质黏土 卵石土 基岩 密度(kg·m-3) 1850 1950 2100 2300 剪切波速(m·s-1) 200 250 350 600 泊松比(μ) 0.3 0.25 0.2 0.2

表 1 模型土物理力学参数 Table 1The physical and mechanical parameters of the model soil

计算方法采用二维显式有限差分和多次透射人工边界理论，具体方法阐述见文献(李平，2013；廖振鹏等，1981，1984；廖振鹏，2002；廖振鹏和杨柏坡，1986；杨柏坡和陈庆彬，1992).计算分析时输入脉冲函数，计算得到脉冲地震反应结果，如图 7所示.从脉冲地震反应震相追踪结果可知，计算过程没发生失稳，由此可见计算模型和选用的计算数据是合理的，从而计算结果是可信的.为了分析地形对地震动不同频段的反应程度，计算得到了各观测点场地传递函数曲线，如图 8所示.传递函数曲线可以得出场地放大效应显著频率及放大效应最大值(A_max)，如图 9所示.从图 9可知，场地各观测点在(＜1 Hz)低频存在放大效应，观测点号1—8放大效应最大值(A_max)相差不大，最小值为1.96，最大值为2.38，平均值为2.2，其值相对于观测点号9—22值较小，与之相应的频率在0.2~1 Hz之间，频带分布不规律；观测点9—22号放大效应值A_max值分布范围稍大，最小值为2.52，最大值为4.4，平均值为3.45，但绝大部分观测点放大效应A_max值在2~4之间，与之相应的频率都接近1 Hz.

图 7

Fig. 7

图 7 各观测点输入脉冲地震反应图 Fig. 7 Seismic response of each observation points on input pulse

图 8

Fig. 8

图 8 各观测点传递函数曲线图 Fig. 8 The curves of transfer function of different observation points

图 9

Fig. 9

图 9 各观测不同频带地震动的最大放大效应及其对应频率 Fig. 9 The maximal amplification factor and their corresponding frequencies of different observation points

各观测点在(＞1 Hz)高频频段内有显著的放大效应，各观测点的放大效应A_max值与观测点位置存在一定的相关性.观测点号1—8放大效应A_max值在2~5之间分布，最小值为2.4，最大值为4.58，平均值为3.6，相对于观测点号9—22其值较小，与之相应的频率在2.0~9.6 Hz之间；观测点号9—22放大效应A_max值分布范围较大，最小值为9.05，最大值为36.2，平均值为14.9，与之相应的频率在1.7~8.2 Hz之间，频段主要在1.7~5.5 Hz之间.由上述结果可知，汉源场地对地震动放大显著的观测点9—22号，即老县城场地较新县城场地放大效应更显著，其A_max值更大；在放大频段上(＞1 Hz)高频部分的地震动有显著的放大效应.据钻孔资料可知，老县城的覆盖层厚度最深达60 m，而新县城覆盖层厚度10 m左右，由于新老县城的覆盖层厚度相差较大(李平，2013)才导致了地震动分布不符合“边缘效应”，因此，汉源县场地对地震动不同的放大效应是覆盖层厚度和地形效应共同作用的结果.

输入地震动频谱特性对场地放大效应的影响已被相关研究成果证实(兰景岩等，2012)，考虑到汶川M_S8.0地震的频谱特性，为了使输入地震动尽量符合汶川M_S8.0地震汉源场地情况，选用离汉源老县城最近的九襄强震台作为反演台站，该强震台站记录到了汶川M_S8.0地震主震强震记录，共记录到63459点，时间步长为0.005 s，其东西向(EW)峰值加速度为72.7 cm·s^-2，南北向(SN)为80.35 cm·s^-2，该强震记录时程曲线如图 10a所示.由于九襄强震台站建台时进行了场地勘察、土动力学参数试验和剪切波速测试，获得了详细的计算参数，所以采用一维等效线性方法反演基岩输入地震动时程是可行的，得到的基岩输入地震动时程曲线如图 10b所示(李平，2013).

图 10

Fig. 10

图 10 九襄强震记录及其反演基岩地震动时程曲线 Fig. 10 Strong motion time history curves of record of Jiuxiang and its bedrocks inversion

将输入地震动的傅里叶谱与场地各点传递函数相乘，得到相应各点地表反应的傅里叶谱，计算得到相应的时程，结果如图 11所示，从而得到各观测点的峰值加速度.加速度放大倍数M定义为各观测点的峰值加速度与其对应的基岩面峰值加速度的比值，相关计算结果如图 12所示.从图 12可知，输入NS地震动所得到的峰值加速度、加速度放大倍数M比EW向的相应值大；观测点1—8号之间峰值加速度和放大倍数曲线变化波动不大接近平直，这说明点号1—8场地对地震动放大效应相差不大，峰值加速度最小值为73.6 cm·s^-2，最大值为98.5 cm·s^-2，平均值为83.7 cm·s^-2，放大倍数在2.02~2.52之间，平均值为2.21； 9号观测点以后的峰值加速度值和放大倍数明显增大，各观测点值相差较大，场地地表峰值加速度最小值为152.1 cm·s^-2，最大值为674.0 cm·s^-2，平均值为272.8 cm·s^-2，放大倍数在4.17~17.2之间，平均值为7.22.这说明观测点9号以后的场地对汶川地震主震地震动有显著的放大效应，即汉源老县城场地对该地震动放大效应更显著.由我国的抗震设计规范可知，汉源县的抗震设防烈度为Ⅶ度(0.15g)，由计算结果可知汉源老县城汶川地震时地表峰值地震动(平均值为272.8 cm·s^-2)大大超过了设防烈度所对应的加速度值.

图 11

Fig. 11

图 11 各观测点地表地震动时程曲线 Fig. 11 Ground motion time history curves of different observation points

图 12

Fig. 12

图 12 各观测点峰值加速度与放大倍数 Fig. 12 The PGA and amplification factor of different observation points

综上所述，汉源老县城场地对汶川M_S8.0地震的地震动放大效应非常显著.为了分析原因，计算得到了输入地震动傅里叶峰值谱，如图 13所示，由图可知汶川M_S8.0地震主震地震动的能量主要集中在1~5 Hz频段内.由图 9可知，观测点1—8号除了6号观测点外(汉源新县城场地)对地震动放大显著的频段为5~10 Hz；观测点号9—22的场地(汉源老县城场地)对地震动放大效应显著的频段为1~5 Hz，通过地脉动测试得到该场地的卓越频率约在1~3 Hz之间(齐文浩等，2010)，计算结果与测试结果接近.这说明汉源老县城场地对地震动的放大效应显著频段与汶川M_S8.0地震主震的地震动主要能量频段基本吻合，所以导致汉源老县城场地对汶川M_S8.0地震主震地震动的放大效应更加显著.同时通过汶川M_S8.0地震汉源县城震害异常科考资料可知，汉源县城破坏严重和毁坏的房屋主要为多层砌体、土木和少量的框架等结构房屋建筑.根据相关文献可知，这类房屋的自振频率约在1.0~10 Hz(李平，2013；梁沙河和陈忠范，2006；王广军和樊水荣，1998)，而这一频段正是该场地放大效应非常显著的频段，由此产生共振效应.

图 13

Fig. 13

图 13 输入地震动加速度傅里叶值谱 Fig. 13 The Fourier amplitude spectrum of input motion acceleration

由此可见，河谷地形对汉源烈度异常有着重要的影响，显著放大的地震动峰值大大超过了汉源县设防烈度所对应的加速度值，导致了建(构)筑物的破坏，共振效应加重了汉源老县城的震害.

本文从地形地貌方面采用二维有限差分方法对汉源县城震害异常进行分析，得到了以下结论：

(1)汉源县场地地形对地震动放大效应显著的频段是1.0~10 Hz，在这一频段老县城场地放大效应比新县城场地显著；

(2)汉源老县城场地对汶川M_S8.0地震的地震动放大效应显著，加大了地表峰值加速度值，其值超过建筑抗震设计规范设防烈度所对应的加速度值；

(3)汶川M_S8.0地震主震地震动能量集中频段与汉源河谷场地放大效应显著频段基本吻合，产生共振效应，进一步加重了震害.

因此，地形地貌对汉源震害异常有着重要的影响.汉源场地是盆地地形地貌和复杂地质条件的典型范例，本文仅从地形地貌一个方面研究了对烈度异常的影响.造成汉源烈度的原因不仅与场地条件有关系，还与地震波的传播途径和震源机制有着密切联系.要科学合理地解释汉源烈度异常的原因，还要对汶川地震地震波的传播途径及其震源机制进行深入研究，综合三方面的研究成果才能得到汉源烈度异常的真正答案.同时，通过研究我们发现深厚覆盖层河谷场地对地震动影响很大，在确定该类型场地设计地震动参数时应进行二维或三维场地地震反应分析，这样才能更有效地考虑地形和覆盖层的影响，确保设计地震动参数的科学性和合理性.