2007年新潟縣中越近海地震期間柏崎刈羽核電站垂直陣觀測的土的非線性行為

H.Mogi S.S.Man H.Kawakami S.Okamura

2007年新潟縣中越近海地震期間柏崎刈羽核電站垂直陣觀測的土的非線性行為

H.Mogi S.S.Man H.Kawakami S.Okamura

2007年新潟縣中越近海地震期間柏崎刈羽核電站遭受到極強的震動。該核電站周圍密集的地震檢波器陣觀測到的加速度記錄目前已對公眾開放，將會提供有價值的資料。基于在主震及前震、余震中觀測到的垂直陣記錄，利用歸一化輸入輸出最小化（NIOM）方法研究了S波速度隨時間的變化。在地表下50m與50～100m的地層中，發(fā)現(xiàn)在主震的主運動期間S波速度顯著降低，顯示了非線性行為。然而在地表100m以下的基巖層中，觀測到了近似線性的行為。并且發(fā)現(xiàn)在100m以內(nèi)的地層中，主運動后不久S波速度增大，說明這些地層沒有發(fā)生較大的液化。最后，基于得到的S波速度研究了剪切模量和剪應變之間的關系。地表層及中間層的歸一化剪切模量（G/G0）降低到約0.2（應變水平1×10－3～1×10－2）和0.6（在應變水平1×10－3～2×10－3）。

引言

新潟縣中越近海地震 （2007－07－16，M6.8，下面簡稱新潟地震）在新潟縣造成了嚴重的破壞。距斷層破裂8.5km、隸屬于東京電力公司（TEPCO）的柏崎刈羽核電站同樣遭到損壞。位于核電站的密集地震檢波器臺陣記錄了地震觀測資料（加速度記錄）。東京電力公司公布了不同地震事件的記錄：密集地震檢波器臺陣觀測到的新潟縣中越近海地震的前震、主震及余震（TEPCO，2008）。這些記錄為建筑結(jié)構的地震響應、場地的地震反應以及土壤—建筑物相互作用等不同的研究提供了有用的資料。

許多研究人員（如Seed and Idriss，1970；Hardin and Drnevich，1972a；Hardin and Drnevich，1972b；Katayamaet al，1986；Hatanakaet al，1988；Sunet al，1988）通過各種不同的實驗室試驗研究了不同類型的土的非線性行為。研究結(jié)果表明，土的非線性行為受到剪應變水平、封閉壓力、孔隙比以及土樣的擾動程度等多種因素的影響。

當應變水平足夠大時才能使現(xiàn)場土壤產(chǎn)生非線性行為，而通過人工激發(fā)是無法達到的，所以利用實際地震的垂直陣記錄來進行土的非線性行為的現(xiàn)場試驗。所采用的方法為：利用基于土的本構關系的SH波多重反射分析與等效線性分析，進行反演計算（Ohta，1975；Tokimatsuet al，2008；Tokimatsu and Arai，2008）。Tokimatsu等對柏崎刈羽核電站垂直陣觀測記錄進行了反演分析，并指出在2007年新潟地震的主震中，全新世及更新世砂層的剪切模量顯著降低（Tokimatsuet al，2008；Tokimatsu and Arai，2008）。然而，在其分析中每一個臺陣記錄中假設S波速度相對于時間是不變量（通常應用于等效線性分析），并與PS測井方法的計算結(jié)果進行了對比。因此，其研究中推測的剪切模量可看作是對于時間取平均值。并未研究單次地震中模量隨時間的變化。

Kawakami和Bidon（1997）、Kawakami和 Haddadi（1998）、Haddadi和 Kawakami（1998a）開發(fā)了簡化輸入輸出關系方法（SIORM）及歸一化輸入輸出最小化（NIOM）方法，以利用垂直陣記錄來研究波的傳播速度。這些方法利用不同的垂直陣數(shù)據(jù)，其有效性已被證實。另外，根據(jù)位于島港的垂直陣數(shù)據(jù)，利用歸一化輸入輸出最小化方法分析1995年的兵庫縣南部地震，并通過對余震的不同部分進行分析而發(fā)現(xiàn)頂層的S波速度降低，結(jié)果清楚地顯示了近地表層的液化現(xiàn)象（Hadaddi and Kawakami，1998b）。上述結(jié)果說明，不同地層中土的特性是隨時間變化的，并對工程意義重大。另一方面，對于核電廠等重要設施所在的相對堅硬場地上的非線性行為目前還未進行詳細研究。

本研究中，利用歸一化輸入輸出最小化方法，對2007年新潟地震期間柏崎刈羽核電站服務廳（KSH）垂直陣的主震及余震記錄進行分析。同時，利用同一臺陣場地之前的地震記錄，研究S波速度隨時間的變化。在地表層（地表至50m深度）和中間層（50～100m深度）中，發(fā)現(xiàn)在主震的主運動期間S波速度明顯減小。但主運動后很快，S波速度開始增大，說明這些地層中沒有發(fā)生液化現(xiàn)象。另一方面，在基巖層中（100m深度以下）S波速度的變化可以忽略不計，甚至在主震的主運動期間也表現(xiàn)出近似線性的行為。

1 歸一化輸入輸出最小化方法概述

此部分對Kawakami和 Haddadi（1998）開發(fā)的歸一化輸入輸出最小化方法要點進行概述。

設H（ω）為系統(tǒng)轉(zhuǎn)換函數(shù)，代表垂直陣中同一時刻觀測波形中兩點的關系。則對于任意（真值）輸入模型x（t），系統(tǒng)的輸出模型y（t）可由下式得出：

式中X（ω）和Y（ω）分別為輸入模型x（t）和輸出模型y（t）的傅里葉變換。

為得到滿足方程（1）的簡化輸入輸出模型，對x（t）施加以下條件：

上述條件中，傅里葉振幅的平方及其時間導數(shù)存在最小化問題。因此，給出拉格朗日乘子方法：

式中，λ為拉格朗日乘子，k為時間導數(shù)的加權常數(shù)。

將方程（1）代入方程（3），并最小化可得：

式中＊表示共軛復數(shù)。最小化后，輸入模型X（ωi）和輸出模型Y（ωi）可由下式求得：

方程（3）的參數(shù)控制了高頻分量對L的影響。即當k值增大時，高頻分量的影響就會降低。然而，由于引起輸出模型主峰的滯后時間并未受到很大影響，所以值的選擇并不是關鍵的。

最后，由輸入模型X（ω）和輸出模型Y（ω）的傅里葉逆變換可得出時間域上的簡化輸入模型x（t）和y（t）。對于傅里葉逆變換的計算可采用快速傅里葉變換，傅里葉分量的前半部分可由方程（5）計算，用系數(shù)16并通過在末尾填零的方法，增加傅里葉分量的數(shù)量，以用1/16對時間間隔進行內(nèi)插。之后，將傅里葉分量的后半部分整理為前半部分的共軛復數(shù)，以通過快速傅里葉變換得到真值波形。

如上所述，歸一化輸入輸出最小化方法是一種簡化的輸入輸出分析技術，其中轉(zhuǎn)換函數(shù)是由x（0）＝1的滿足輸入x（t）的兩個觀測數(shù)據(jù)計算得到。這與接收函數(shù)類似（Langston，1989）。接收函數(shù)中，輸入x（t）應假設為相應的脈沖。但在歸一化輸入輸出最小化方法中，為得到簡化輸入輸出波形，對細節(jié)進行了調(diào)整。

2 核電站服務廳垂直陣

為研究主震及前震、余震中S波速度隨時間的變化，本研究中使用了位于服務廳（一處對訪問者開放的教學設施）的垂直陣的觀測記錄（TEPCO，2008）。如圖1，垂直陣包括從SG1（位于地表面）至SG4（位于地下250m）的4個觀測點。每個觀測點都記錄東西向、南北向和垂直向3個加速度分量。本研究用到了南北向和東西向的分量。盡管南北向分量向東偏轉(zhuǎn)了18°54′51″，我們?nèi)苑Q其為南北向和東西向。

圖2（a）顯示了2007年新潟地震前小震的觀測波形及合成波形。根據(jù)SG4觀測波形，并采用湯普森—哈斯克爾方法計算得到合成波形。SG1處的觀測波形與其合成波形相比具有較大的放大系數(shù)，但在SG2與SG3處的觀測波形與合成波形較為相似。

圖2（b）給出了歸一化輸入輸出最小化分析合成波形的結(jié)果。例如，最上方的圖表示由方程（1）中轉(zhuǎn)換函數(shù)H（ω）所計算的結(jié)果，用比值USG2（ω）/USG1（ω）表示，其中USG1（ω）和USG2（ω）為SG1和SG2處波形的傅里葉變換。圖中虛線和實線分別表示SG1處的輸入模型x（t）和SG2處的輸出模型y（t）。結(jié)果中，應選擇負滯后時間內(nèi)每個輸出模型的最大主峰來估計傳播時間。如圖所示，可通過讀取負滯后時間內(nèi)的主峰所對應的滯后時間，得到從SG2到SG1的傳播時間為0.161s（通過系數(shù)16進行內(nèi)插，將初始采樣率增加至100Hz）。應注意到合成波形估計的傳播時間與圖1中由地面上結(jié)構計算得到的結(jié)果幾乎相同。同時，這些值不同于由觀測波形進行歸一化輸入輸出最小化分析所得的結(jié)果。此問題將在下文討論。

本研究中對于所有的歸一化輸入輸出最小化分析，方程（3）中的參數(shù)k都設為0.0001。此數(shù)值并不會對圖2中主峰的滯后時間有很大的影響。

3 S波速度的估計方法

圖1 核電站服務廳場地的土層剖面圖（TEPCO，2008）。圖中的層厚由作者添加

核電站服務廳垂直陣位于荒濱砂丘上，地表層為全新世砂層（圖1）。在其下部，阪津組（晚更新世砂層）上覆于安田組（晚更新世黏土層），再向下則是西山組。西山組為早更新世的泥巖基巖。但地層密度和地下水位深度并未提供（TEPCO，2008）。圖1中的彈性波速度是由PS測井方法得到的。由PS測井方法可得，地表至地下250m深度的5種地層的S波速度為310m/s、350m/s、500m/s、580m/s和640m/s。這些地層中，我們將310m/s層（砂丘和阪津組上部）的S波速度設為β1，350m/s層（阪津組下部和安田組）的S波速度設為β2，500m/s層（西山組）的S波速度設為β3。這3層分別稱為地表層、中間層和基底層。假設每層的S波速度的變化取決于假設的時間及地震事件。首先，假設西山組每層的S波速度與PS測井方法得到的對應的S波速度相同，僅參數(shù)α不同。由歸一化輸入輸出最小化分析得到SG4與SG3之間的傳播時間t4～3，并由此估計得到β3。

圖2 （a）小震（2005－11－04 3：05，M2.7）的觀測波形和合成波形；（b）合成波形的歸一化輸入輸出最小化分析結(jié)果

式中，T4～3為PS測井方法得到的SG4與SG3之間的S波傳播時間（0.271s）。β3由方程（6）得到，β2和β1可根據(jù)歸一化輸入輸出最小化分析得到的傳播時間t3～2和t2～1，由以下方程估計得到：

此時，如果設傳播時間為t，傳播速度為β，傳播距離為L，則由關系式β＝L/t可得，傳播速度誤差Δβ與傳播時間讀數(shù)誤差Δt的關系如下：

式中，如果傳播時間讀數(shù)誤差由采樣率Δt＝0.01s代替，那么所有這3層的傳播速度誤差都近似為15m/s。

4 分析結(jié)果

4.1 加速度記錄分析

本文中地震加速度記錄的分析總結(jié)于表1。其中，a到x的地震為2007年新潟地震的余震。同理，A到C的地震為新潟地震的前震?？紤]這3個前震出于以下目的：由于PS測井方法的時間與新潟地震前的時間有差別，地面剛度可能發(fā)生變化。圖3（a）、（b）分別表示了震中位置以及震中距和震源深度之間的關系。如圖3所示，所有的地震都位于垂直陣附近，所以我們假設加速度記錄中主運動期間地震波是垂直入射的。

圖4（a）、（b）、（c）分別表示了主震期間垂直陣的徑向、橫向和垂向的加速度記錄。圖4也給出了地震波P波成分的細節(jié)。由于損失了高頻成分，SG1（位于地表面）記錄的波形形狀比地表以下的記錄更簡單。圖5表示了加速度記錄的傅里葉振幅譜。我們能清楚地看出高頻成分（大于4Hz）的損失，以及地表記錄（SG1）水平向上低頻成分的放大。

圖3 （a）震中圖。（b）所分析地震的震中距與震源深度的關系。圖（a）中給出的破裂斷層為Aoi等（2008）提出的南東向傾斜模型

表1 本研究分析中的地震震源參數(shù)

圖4 2007年新潟地震期間核電站服務廳臺陣觀測的（a）徑向、（b）橫向和（c）垂向的加速度記錄

4.2 歸一化輸入輸出最小化分析結(jié)果

用歸一化輸入輸出最小化方法分析新潟地震的前震和余震時，以2.5s的時間間隔分析S波成分的主運動。分析主震時，利用4s的移動窗，并以2s為增量，對26s至150s進行分析。利用兩邊0.25s時間間隔的余弦遞減時間窗，對分析間隔進行選擇。

圖6給出了歸一化輸入輸出最小化分析結(jié)果，圖（a）～（c）表示地震C（新潟地震前震），（d）～（f）表示新潟地震的主運動，（g）～（l）表示新潟地震的尾波，（m）～（o）表示地震x（2008年3月25日的余震）。圖中每一行從左向右依次表示SG1－SG2至SG3－SG4。圖中粗實線和粗虛線分別表示輸出模型的東西向和南北向分量，而細虛線表示輸入模型的東西向分量。如前所述，輸入模型為上層的地震檢波器讀數(shù)得到的簡化脈沖，輸出模型為下層的地震檢波器讀數(shù)得到的簡化波。例如，對于（a）中SG1－SG2層，輸入模型為SG1，輸出模型為SG2。圖中可清楚的地看到波到達SG1和SG2的時間分別是0s和－0.184s。所以SG1和SG2之間，波傳播時間為0.184s。

SG3－SG4的輸出模型（圖6c、f、i、l和o）顯示清晰的峰值在－0.28s，不同地震峰值時間的變化很小。這表明SG4與SG3之間，S波速度即使在強震期間也幾乎沒有變化。同時，地表層（SG1－SG2）和中間層（SG2－SG3）的結(jié)果中，可清楚地看出對于主震及余震，輸出模型中峰值出現(xiàn)的時間發(fā)生改變，這表明了S波速度發(fā)生改變。甚至在新潟地震的主運動期間，輸出模型顯示了清晰的峰值。

圖5 主震加速度記錄的傅里葉譜。（a）徑向，（b）橫向，（c）垂向

圖6 歸一化輸入輸出最小化分析結(jié)果。（a）～（c）2006年3月12日23：12 M2.4地震（新潟地震前震），（d）～（f）新潟地震的36～40s，（g）～（i）新潟地震的58～62s，（j）～（l）新潟地震的118～122s，（m）～（o）2008年3月25日10：54的M2.6余震。圖中每一行從左向右分別表示SG1－SG2、SG2－SG3和SG3－SG4的結(jié)果。圖中粗實線和粗虛線分別表示輸出模型的東西向和南北向分量，而細虛線表示輸入模型的東西向分量

1995年兵庫縣南部地震及其余震（主震后6min發(fā)生）期間，用歸一化輸入輸出最小化分析島港記錄顯示，主震的結(jié)果中沒有發(fā)現(xiàn)清晰的峰值。但可以觀察到余震的峰值，這說明了S波速度顯著減?。℉adaddi and Kawakami，1998b）。由島港記錄進行反演分析可得到剪切模量隨時間的變化?；诖?，Pavlenko和Irikura（2002）也指出由于液化，主震S波到達之后，上部地層0～13m的剪切模量降低了80%～90%，之后才慢慢恢復。考慮到上述結(jié)果，盡管有報告顯示核電站服務廳場地有約15cm的沉降（Tokimatsu and Arai，2008a），但還是能說明核電站服務廳場地沒有發(fā)生較大的液化。

4.3 2007年新潟地震震前、震中及震后的S波速度隨時間的變化

圖7表示了由方程（6）和（7）求得的S波速度?；讓?、中間層和地表層的S波速度分別用方形、三角形和圓形符號表示。為了表示每一個時間窗的地震強度，在下方的圖中用同樣的符號給出了同一時間窗內(nèi)速度振幅的均方根值。

圖7（a）表示了新潟地震的前震A～C的S波速度。基底層β3中S波速度平均值為483m/s，這與PS測井方法求出的值大致相同（500m/s）。另一方面，地表層β1和中間層β2中S波速度平均值分別為255m/s和305m/s，這比PS測井方法求出的值小10%～20%（β1＝310m/s，β2＝350m/s）。S波速度的平均值在圖中用水平虛線表示，并作為初始值與主震和余震的結(jié)果進行比較。

圖7（b）表示新潟地震主震期間的S波速度。橫軸表示所考慮時間窗的中心部分?；讓拥慕Y(jié)果中，主運動30～40s間速度稍稍降低，之后很快速度增加到初始值。這說明主震期間基底層并未受到主運動的很大影響。相比較而言，在地表層和中間層的結(jié)果中，S波速度出現(xiàn)了很大幅度的降低。在40s處，地表層東西向和南北向的值分別為125m/s和116m/s，中間層東西向和南北向的值分別為223m/s和245m/s。這表示由于主震期間地震波的振幅很大而導致土的非線性行為。如圖7（d）顯示的尾波，主運動之后很快速度隨地震強度的減弱而逐漸增大。

圖7（c）顯示的余震結(jié)果中，可看出甚至在震后8個月，地表層和中間層的速度仍然低于平均值。這說明土層一旦經(jīng)受了強地面震動的非線性過程，其影響將保持幾個月之久。這兩層中也可看到S波速度逐漸增大的過程。但這兩層中速度的變化量大于所分析周期內(nèi)速度的增加量。以下分析將對土層的恢復過程進行詳細的討論。

圖7 新潟地震之前的（a）地震、（b）主震、（c）余震的記錄得到的每層中S波速度隨時間的變化；（d）SG1與SG4得到的主震的速度波形。圖（a）～（c）中的虛線表示主震前的平均速度

4.4 剪切模量和剪應變的關系

基于歸一化輸入輸出最小化分析得到的S波速度，對剪切模量與剪應變的關系進行了研究。歸一化剪切模量定義為：

式中，G為剪切模量，β為S波速度，下標0表示線性特性。假設新潟地震前的地震期間土保持線性行為，則由新潟地震前的地震得到的平均S波速度用β0表示。

由于無法觀測到場地的剪應變，將其定義為平均應變：

式中，VRMS為對應時間窗中速度波形的均方根值。方程（10）是基于以下地震波的一維傳播：

式中，u為地震波的位移，z為沿波傳播方向的坐標軸。

圖8（a）～（c）表示3層中歸一化剪切模量的降低。如前所述，基底層的觀測結(jié)果中，沒有明顯的非線性行為（圖8（c））。但主運動中剪切應變達到約0.08%。

在中間層，應變水平ε＝0.1%～0.2%下，剪切模量降到G/G0＝0.6（圖8b）。之后很快剪切模量逐漸增大到約0.9，這個過程構成了剪切模量與剪應變的關系。對于地表層，由于結(jié)果中速度的變化較大及各向異性傳播速度，所以很難進行定量討論。但我們能確定應變最大值在0.1%到1%之間，以及剪切模量降低到約為G/G0＝0.2。

圖8 基于圖7中S波速度得到的核電站服務廳場地3層的歸一化剪切模量的衰減關系。主震結(jié)果中的數(shù)字表示時間窗的中心時間。圖（a）中，引用了Katayama等（1986）對藤澤砂層的實驗室試驗結(jié)果。圖（a）、（b）中還給出了Shibata和Soelarno（1975）提出的經(jīng)驗關系

4.5 與實驗室試驗結(jié)果比較

許多研究人員發(fā)現(xiàn)，應變會造成土的剪切模量降低，并且孔隙比和封閉壓力對剪切模量有很大的影響。剪切模量（G/G0）減小的特性受封閉壓力的影響很大，而孔隙比在小應變下對剪切模量（G0）產(chǎn)生影響。

地表層和中間層為砂丘沉積，并已表現(xiàn)出土壤退化。Katayama等（1986）對藤澤砂層的未擾動砂樣進行了實驗室試驗。Ishihara（1996）進行了類似試驗。Shiabata和Soelarno（1975）給出了經(jīng)驗關系?，F(xiàn)將其試驗結(jié)果與我們的結(jié)果進行比較。

圖9（a）、（b）中粗實線和粗虛線表示了藤澤砂層剪切模量的降低。研究中，在扭力試驗機上對未擾動和擾動的空心圓柱體試樣進行了試驗。未擾動樣采用凍結(jié)取樣法，在地下5～9m取樣?，F(xiàn)場測得的S波速度為260m/s。這個值與核電站服務廳場地得到的地表層數(shù)據(jù)較為接近。為保持樣品的初始孔隙比，對未擾動樣采用凍融法制備擾動樣。圖9（b）中，用應變1.0×10－5下未擾動樣的初始剪切模量，對未擾動樣和擾動樣的剪切模量進行校正。比較未擾動樣和擾動樣的結(jié)果，可看出由于凍融法引起的輕微擾動，導致剪切模量顯著降低。

圖9（b）同時給出了在規(guī)定封閉壓力下剪切模量和剪應變的經(jīng)驗關系（Shibata and Soelarno，1975）：

式中，σ′0（kgf/cm2）為封閉壓力，ε為剪切應變。此關系式根據(jù)對砂樣的實驗室試驗結(jié)果進行回歸分析得出。

圖8（a）、（b）中給出了實驗室試驗結(jié)果以及圖9中的經(jīng)驗關系。粗實線和粗虛線分別表示孔隙比e＝0.686的未擾動樣和孔隙比e＝0.693的擾動樣的實驗室試驗結(jié)果。兩種試樣均在封閉壓力σ′0＝100kPa下測得。如圖所示，歸一化輸入輸出最小化分析的結(jié)果與未擾動樣的實驗室試驗結(jié)果相比，G/G0的值更小。不過可以認為，圖中大部分歸一化輸入輸出最小化分析結(jié)果受到了主運動引起的擾動的作用?？紤]到擾動作用，歸一化輸入輸出最小化分析所得的衰減關系與實驗室試驗結(jié)果一致。

在中間層，剪切模量的減小沒有地表層那么顯著。減小程度的差別可認為是由于封閉壓力的差別所造成。圖8（b）中細線表示封閉壓力σ′0＝525kPa的經(jīng)驗關系。值對應于地下深度75m的壓力。圖8（b）中歸一化輸入輸出最小化分析得到剪切模量最大的減小量為0.6，這與經(jīng)驗估算一致。應變小于5×10－4時，歸一化輸入輸出最小化分析得到的結(jié)果小于經(jīng)驗估算。然而，如前所述，強震引起的擾動同樣會作用于這層的剪切模量?？紤]到這種作用，可認為兩種分析結(jié)果具有一致性。然而，由于還未詳細研究地震動引起的擾動作用，所以為了精確評估土的非線性行為，需利用實驗研究當應變達到1×10－3時（地震動可能引起的應變）的擾動作用。

4.6 與垂直臺陣分析所得的結(jié)果比較

圖9 （a）藤澤砂層的未擾動樣和擾動樣進行實驗室試驗得到的剪切模量（Katayama et al，1986；Ishihara，1996）。（b）Shibata和Soelarno（1975）提出的藤澤砂層的歸一化剪切模量及經(jīng)驗關系

我們的結(jié)果同樣也與其他研究人員通過研究不同垂直陣記錄得到的現(xiàn)場剪切模量進行了比較。Tokimatsu等（2008）對2007年新潟地震及其余震的核電站服務廳臺陣數(shù)據(jù)進行了反演分析。其結(jié)果顯示，主震期間地表層（全新世砂層）的歸一化剪切模量降至0.01～0.2，阪津組降至0.4～0.6，但基底層（西山組）并未降低。這些結(jié)果與圖8（a）～（c）中我們的結(jié)果一致。

Satoh等（2001）利用1995年兵庫縣南部地震期間尼崎市、高砂市和南光場地的垂直陣記錄，對譜比進行了反演分析。他們指出，在兵庫縣南部地震的主震期間尼崎市和高砂市場地產(chǎn)生了非線性行為，并且尼崎市和高砂市場地內(nèi)剪切模量的降低與應變范圍1×10－4～1×10－3下對黏土和礫石的實驗室試驗結(jié)果一致。Pavlenko和Irikura（2002）也根據(jù)1995年兵庫縣南部地震及其余震期間得到的連續(xù)時間間隔的應力應變關系進行了反演分析，并發(fā)現(xiàn)了剪切模量隨時間的變化。由于土的類型及封閉壓力等條件相似，所以我們的研究結(jié)果可以與位于島港臺陣下27～32.5m飽和砂層的剪切模量進行比較。前5s中砂層的剪切模量減小了其初始值的30%，主運動之后不久，剪切模量開始逐漸增大。主震后數(shù)分鐘的余震中剪切模量大約是其初始值的90%。剪切模量的減小量及其恢復過程與本文的研究結(jié)果相似。因此，通過對垂直陣記錄的多種分析，已發(fā)現(xiàn)現(xiàn)場剪切模量減小的一些特性；然而，許多細節(jié)仍未有確定的答案，諸如擾動作用、剪切模量減小的各向異性等。所以需要對不同土層條件的垂直陣記錄做進一步的分析，以解釋其在地震反應計算中的特性?？紤]到上述研究大多基于垂直陣記錄，作者希望強調(diào)鉆孔臺陣的重要性，并在任何可能的時候向公眾公布數(shù)據(jù)。

5 結(jié)論

本研究主要結(jié)論如下：

1.新潟地震前，基底層的S波速度與PS測井方法得到的結(jié)果大致相同。但地表層和中間層的S波速度比PS測井方法計算的結(jié)果低10%～20%。

2.主運動期間，基底層的速度有一很小的降低，之后很快，估算的速度增加到初始值。這表示主震期間的強震動對基底層的影響不是很大。

3.地表層和中間層中S波速度的降低比較大，這表示主震期間地震波的振幅較大導致了土的非線性行為。主運動后不久，速度隨尾波地震強度的降低而逐漸增大。

4.余震期間，地表層和中間層的S波速度逐漸增大，但即使8個月后仍小于平均值。這說明一旦土層由于強地面震動非線性化，那么8個月后其效應仍然存在。

5.歸一化輸入輸出最小化分析主震記錄得到的歸一化剪切模量衰減關系與實驗室試驗結(jié)果相似。主震后地表層和中間層的剪切模量的減小與主震期間剪應變引起的擾動有關。

6 數(shù)據(jù)來源

地震災害防御協(xié)會（AEDP）提供了光盤，包括加速度記錄及本文所用的相關資料。其網(wǎng)站可購買更多的資料光盤：http：//www.aedp－jp.com/。

譯自：作者手稿.2010

原題：Nonlinear soil behavior observed at vertical array in the Kashiwazaki－Kariwa nuclear power plant during the 2007Niigata－ken Chuetsu－oki earthquake

（環(huán)境保護部核與輻射安全中心 胡勐乾譯；侯春林校；呂春來復校）