INSAR CO-SEISMIC DEFORMATION OF 2017 Ms 7.0 JIUZHAIGOU EARTHQUAKE AND DISCUSSIONS ON SEISMOGENIC TECTONICS
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摘要: 2017年8月8日四川省九寨沟县发生Ms7.0级地震，构造部位处于青藏高原东缘的巴颜喀拉地块东北角，震中位置是岷江断裂、塔藏断裂、虎牙断裂和雪山梁子断裂围闭的空震区。哪条断裂发震，如何界定其与周边活动断裂的关系，与青藏高原东缘近年来发生的大地震是否有成因联系等问题对于理解该区域现今构造活动模式、预判地震发展趋势和部署地震地质灾害防控等工作具有重要意义。利用地震前后两期Sentinel-1合成孔径雷达数据对地表同震形变场进行了InSAR测量，获取了极震区约2000 km2范围内的雷达视线向变形（-13~28 cm）和运动方向，呈现为主动盘单侧走滑兼逆冲的变形模式，结合震源机制、断裂展布、构造背景和近年地震迁移的分析，揭示了控震构造是巴颜喀拉地块北缘边界断裂弧形旋转体系的尾端构造，发震断层是该断裂系中塔藏断裂的南段，并有与虎牙断裂贯通的趋势，因此，应重视本次地震与虎牙断裂之间的空震区未来的强震危险性问题；从区域上看，此次九寨沟地震可能与汶川地震具有一定的时空成因联系，因在巴颜喀拉地块南北边界断裂破裂基本贯通的条件下，2008年汶川地震诱发的东缘中部锁固破裂导致块体加速向东挤出，2013年鲁甸地震又释放了东缘南段挤压构造应力，从而进一步加剧了东北角的应力集中，促使九寨沟地震的发生。Abstract: An Ms7.0 earthquake occurred in Jiuzhaigou county on Aug. 8, 2017. Tectonic location is the NE part of Bayan-Har block, with epicenter in the earthquake-free zone surrounded by Minjiang fault, Tazang fault, Huya fault as well as Xueshanliangzi fault, and where is of free earthquake zone. Which is the seismogenic fault? How to define the relationship between this earthquake and the neighbor faults? Does it have the causal association with huge earthquakes in recent years? The answers to those questions are of great significance to understand the current tectonic activity pattern, predict seismic development trend and deploy earthquake geological disaster prevention and control. Using two periods of Sentinel-1 SAR data to carry out InSAR survey, co-seismic deformation (-13~28 cm) and movement direction within 2000 km2 in meizoseismal area were measured, showing passive singe wall strike-slip and thrust ground deformation. Based on analysis of focal mechanism solution, fault distribution, tectonic background and recent seismic migration, conclusions are made as follows. The seismogenic structure is the end structure of an arc rotation system in northeastern boundary of Bayan-Har block, and the seismogenic fault is the southern branch of Tazang fault, with the trend to connect with Huya fault, therefore, the section between them should be paid more attention to in the future. There are certain spatio-temporal genetic relation between Jiuzhaigou earthquake and Wenchuan earthquake: in condition of ruptures existed in north and south boundary of Bayan-Har block, the 2008 Wenchuan earthquake induced new rupture in east edge to accelerate block eastward extrusion, and 2013 Ludian earthquake released tectonic stress in southern section, further exacerbating stress concentration in northeastern angle, which led to the 2017 Jiuzhaigou earthquake.
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Key words:
- Jiuzhaigou earthquake /
- InSAR /
- Bayan-Har block /
- Tazang fault
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0. 引言
黄土是第四纪以来在长期自然地质作用下形成的堆积体，其沉积过程经历了240万年（彭建兵等，2014；冷艳秋，2018）。受沉积环境与物源组成的影响，黄土具有多孔隙、欠压密和弱胶结的物理特征（邵生俊等，2006；孙萍等，2016；慕焕东等，2017；赵蒙等，2022）。具有这种特征的黄土会在水、力作用下发生湿陷（陈正汉和刘祖典，1986；许领和戴福初，2009；范文等，2022；陈家乐等，2024）。
关于黄土湿陷性的评价目前普遍采用室内土工试验和现场大型浸水试验这2种方法（Sloan and Kleeman，1995；Krabbenhoft et al.，2005；梁庆国等，2018）。由于两者之间试验条件的不同导致试验结果存在差异，《湿陷性黄土地区建筑规范》中根据黄土工程地质分区推荐了一个区域修正系数β0，这一方法指导了大量的工程建设并得到了行业的肯定（武小鹏等，2011；王小军等，2012；王治军等，2016；GB 50025-2018，2018；徐西久等，2023；张天林等，2023）。然而对于一些具有特殊分布的黄土地层结构，如第四系中更新统（Qp2）中的黄土−古土壤地层呈交错分布时，规范中的修正系数在工程应用中具有较大的局限性。李大展等（1993）首次在Qp2非连续分布的黄土地层中进行了试验，发现自重湿陷量的现场实测值与室内计算值相差悬殊，其比值仅为0.1。随后，一些学者也发现了非连续分布的黄土地层的室内试验结果和现场浸水试验结果有较大差异，甚至在部分场地的现场浸水试验没有发生沉降而室内试验得出该场地为自重湿陷场地（∆zs>70 mm）的结果（石怀清，2008；邵生俊等，2015；赵金刚等，2020）。由于该套黄土地层中间夹有湿陷性较弱的古土壤地层，常规的修正系数评价方法已经无法满足工程实际的要求。对于此，一些学者分析了产生此差异的原因，包括室内外试验应力路径、试验环境、浸水饱和度、取样代表性等因素（王延辉等，2013；李开超和王庆满，2017）。周有禄等（2018）认为黄土地层分布不连续时，非湿陷土层对湿陷土层的自重湿陷变形有抑制作用是造成试验结果差异的主要原因。郑建国等（2015）考虑到湿陷性土体单元分布的杂乱程度，认为当黄土体中湿陷土单元和非湿陷土单元分布越杂乱，这种抑制作用越明显，并在湿陷量计算公式中加入反映黄土湿陷分布不连续效应的系数，但其方法仍然需要在工程实践中总结经验数据。
随着黄河流域生态保护和高质量发展战略的实施，西北内陆水网优化配置及水系连通等涉水类工程项目将大规模推进。在关中平原地区修建引水调水工程将不可避免地遇到黄土湿陷性这一特殊的岩土工程问题。因此文章依托渭河北岸黄土塬区所开展的大型试坑浸水试验、室内试验和数值模拟等研究，对比了现场与室内湿陷量差异的影响因素，分析了现场浸水试验的渗流特征，以期为关中平原地区未来的工程建设提供理论指导。
1. 试验概况
1.1 场地条件
试验场地位于陕西省咸阳市马嵬镇东北塬上，附近场地平坦，周边宽阔，现状均为农田，地面标高约502.5 m。试验点位置地貌单元属于黄土台塬，黄土层厚度超过50 m，南侧为渭河的二级阶地和一级阶地（图1）。
场地上部土层为上更新统风积（Qp3eol）黄土层，厚6～8 m，层底连续分布厚约2～3 m的古土壤；下部以中更新统风积（Qp2eol）黄土为主，厚度大于20 m，在揭露深度范围内夹多层古土壤，土层的分层结果见图2。地下水位埋深超过40 m。
在场地附近开挖2个深度为26 m的探井，每个探井在井壁沿深度每米人工刻取Ⅰ级土样4件，开展室内土样物理指标试验，其中湿陷性试验选取单线法，试验物理力学参数结果见表1。
表 1 试验场地黄土物理力学指标Table 1. Loess physical index of the test site取土深
度/m地层
岩性含水率/% 天然密度/
(g·cm−3)孔隙比 自重湿
陷系数取土深
度/m地层
岩性含水率/% 天然密度/
(g·cm−3)孔隙比 自重湿
陷系数1 Qp3黄土 18.7 1.49 1.167 0.003 14 Qp2古土壤 8.9 1.44 1.049 0.051 2 Qp3黄土 17.9 1.64 0.948 0.003 15 Qp2黄土 17.1 1.75 0.820 0.016 3 Qp3黄土 16.2 1.43 1.202 0.009 16 Qp2黄土 19.7 1.76 0.850 0.020 4 Qp3黄土 15.0 1.39 1.250 0.018 17 Qp2黄土 12.0 1.42 1.137 0.051 5 Qp3黄土 10.9 1.41 1.131 0.041 18 Qp2古土壤 11.9 1.41 1.151 0.097 6 Qp3黄土 11.3 1.40 1.154 0.057 19 Qp2古土壤 11.9 1.44 1.114 0.105 7 Qp3古土壤 14.3 1.51 1.059 0.033 20 Qp2古土壤 11.3 1.44 1.095 0.081 8 Qp2黄土 10.1 1.52 0.963 0.017 21 Qp2黄土 11.6 1.54 0.964 0.041 9 Qp2黄土 11.0 1.42 1.118 0.040 22 Qp2黄土 20.6 1.68 0.945 0.023 10 Qp2黄土 12.1 1.46 1.081 0.024 23 Qp2黄土 23.3 1.68 0.989 0.021 11 Qp2黄土 15.0 1.68 0.855 0.011 24 Qp2古土壤 19.7 1.86 0.750 0.006 12 Qp2黄土 14.9 1.70 0.838 0.018 25 Qp2古土壤 18.3 1.79 0.798 0.010 13 Qp2古土壤 12.2 1.50 1.027 0.040 26 Qp2古土壤 19.1 1.84 0.761 0.008 根据单线法试验得到自重湿陷系数，结合规范的相关规定计算其总自重湿陷量，其中修正系数β0值取0.9，得到该场地自重湿陷量为710.1 mm，自重湿陷下陷深度为23 m（GB 50025—2018，2018）。按以上结果判定，该场地属于自重湿陷场地，地基湿陷等级为Ⅳ级（很严重）。
1.2 试坑设计
根据室内试验结果，此次场地湿陷性土层的下限深度为23 m，为了使试坑内地基土充分产生自重湿陷，并减少边界效应的影响，最后将试坑设计为圆形，直径为30 m，深度0.5 m（图3）。注水采取在坑内自由流动的方式，为了防止长期冲刷的影响，在坑底铺设一层厚度为10 cm的透水砂砾石，粒径为1～3 cm。在试验过程中，始终保持试坑内水的深度在30~40 cm。
图 3 试坑浸水试验全景图Figure 3. Panoramic view of test pit immersion test(a) Part view image; (b) Full view image考虑到场地内分布的多层古土壤对水分的渗透速度有较大影响，为了使地层快速饱和以及使土层充分发挥湿陷性，试验注水第39天停水之后在试坑内打设28个注水孔，孔径127 mm，孔内用砂砾石填充，渗水孔的具体位置和深度见图4。
1.3 沉降观测标点布置
试验共布设深、浅2种沉降观测标点，其中浅标点的作用为观测试验过程中场地地表的湿陷沉降量，深标点的作用为观测试坑内部不同深度土层的湿陷沉降量。浅标点在3条互为120°的观测轴（A、B、C轴）上布设，每条轴上除相交的端点外各布设12个观测点，试坑内测点的间距为2.3 m，试坑外测点的间距为2.0 m。同时沿A轴和B轴距坑边14 m、18 m处分别加设一个测点。浅标点埋设深度在地面以下1.0 m，即坑底0.5 m。3条轴共埋设40个测点，加上试坑中心的一个浅标点，共41个浅标点。深标点均布置在试坑范围内，观测深度在0～24 m之间，埋设深度分别为2.0 m、4.0 m、6.0 m、6.8 m、9.0 m、11.0 m、13.0 m、15.0 m、15.7 m、18.0 m、20.0 m、22.7 m、24.0 m，每一深度布设2个深标点（22.7 m、24.0 m只布置了1个深标点），共计24个深标点。沉降标点的编号见图4。
1.4 水分传感器的布设
为了获得浸水过程中的含水量变化规律，在浸水试验前试坑内外各埋设4个水分计，深度分别为5 m、10 m、15 m、20 m。其中坑内水分计编号为SJ1—4，坑外水分计编号为SJ5—8。此次试验采用长沙亿拓土木工程检测仪器有限公司生产的远程自动化数据采集系统对水分计进行了自动化采集。
1.5 浸水试验过程
试验共历时67天，浸水过程可分为2个阶段，其中第1阶段注水共39天，从第1天到第8天的平均注水量达413 m3/天，此后注水量逐渐趋于稳定，基本上为260～350 m3/天。此后停水4天在试坑内打了28个渗水孔。第2阶段注水共历时9天，注水量平均值为1054 m3/天，最大单日注水量为1397 m3/天，可见在试坑内设置渗水孔之后，渗水量明显增大。在试验过程中试验人员每天固定时间对所有沉降监测标点进行监测记录，对当日的观测资料和结果及时进行统计、计算，并每3～5天对基准桩进行1次抄平。
2. 试验结果分析
2.1 地表湿陷变形特征分析
试验过程中，场地内地表黄土在水的作用下不断发生沉降。以A系列浅标点为例，讨论地表在浸水过程中的沉降规律。如图5所示，Z0点在试坑中心，A1—A6点均在试坑内，A7—A10点在试坑外。
图 5 试坑地表累计沉降量随时间的变化曲线Figure 5. Curves of cumulative settlement of test pit surface with time试坑中心的Z0点沉降量最大，其值为43.3 mm。其余各监测点的值随着与中心点距离增加呈减小趋势。这说明，距离试坑中心越远，土体在湿陷变形过程中受到侧边土的阻力越大，导致湿陷量越小。在2次浸水期间的沉降速度较为稳定，日均沉降量没有发生明显的变化，这与其他学者在大厚度湿陷性黄土场地所获得的试验结果有所差别（黄雪峰和杨校辉，2013；王庆满等，2022）。分析认为是因为此次试验的沉降量较小，单日沉降量均不到1 mm，其中第一阶段浸水前9天的日均沉降量为0.95 mm，第二阶段浸水的日均沉降量为0.89 mm。同时也说明了浸水孔并不能明显改变黄土的湿陷速度。在最终停水后，湿陷速率开始增加，前3天的平均沉降量超过1.5 mm，在该阶段，试坑内部土层中的自由水位逐渐下降，土的自重应力也随之增加，导致土体产生压缩变形。
2.2 深部湿陷变形特征分析
深部沉降量既能反映土体浸水入渗湿陷的过程，也可反映地面以下不同深度土层的湿陷量。由于每层土的湿陷性质是不一样的，所以各层湿陷下沉量也不相同。因此，深部沉降量对评价场地自重湿陷下限深度和工程构筑物地基设计的参数选取有重要意义。
各深标点沉降量绘制出其随深度的变化曲线如图6所示，横坐标为某一时间不同深度土层的累计湿陷沉降量。相邻2条曲线之间的间隔即为该段时间内黄土的湿陷量，间隔越大，则代表该段时间内黄土的湿陷速度越快。在最后一个时间段内，2条曲线的沉降量几乎相同，即表明土层达到稳定状态。
在水分不断下渗的过程中，深部土层不断向下湿陷变形，从而带动较浅位置的沉降标点也随之向下沉降。在图6中可呈现为，随着土层深度的增加，最终沉降量呈逐渐减小趋势，即地基土的分层沉降自上而下逐渐减小。经分析可知每个深标点测得的湿陷变形实际上是其下所有地层沉降累计的结果。由图6可见，深度11 m处测点（J2）的数值变为0、11 m则为现场实测的自重湿陷性土层下限深度。
2.3 地下水分扩散规律分析
水分计测点不同深度的体积含水率随时间变化过程如图7所示，其中图7a为试坑内测点，图7b的场地距试坑边缘3 m。在浸水之前，各测点的体积含水率在10%~20%之间，即为土体的初始含水率。浸水期间，湿润锋面逐渐到达测点位置，各水分计的读数依次从上到下开始发生明显变化，表现出水分垂直入渗的特点。
图 7 不同深度体积含水率变化曲线a—试坑内测点；b—试坑外3 m处测点Figure 7. Curves of volumetric water content at different depths(a) Test points in test pit; (b) Test points at 3 m outside the test pit可以看出图7b测点5 m深度处水分计读数在第18天后开始上升，比场地内测点（图7a）读数开始上升的时间晚14天。同时10 m深度和5 m深度处的读数几乎同步上升。说明在试坑外，渗流途径主要为横向渗流，而横向渗流的速度要小于纵向渗流的速度。当土体含水率增加至饱和后，土体骨架结构遇水致使连接强度减弱而发生相互位移，土颗粒间结构失去稳定，滑移进入并充填孔隙，使得土体颗粒彼此之间连接的更加紧密，导致土体孔隙显著减小，此时土体体积含水率也会相应减小。
试验停水后，在试坑外北侧完成钻孔共3个，编号为ZK29、ZK30、ZK31，用于查明浸水影响范围，距试坑边的距离分别为2 m、5 m、8 m（图4），同时选取浸水前所打设的深标点钻孔L3作为对比。每个钻孔内均间隔0.5 m深度取扰动土样进行含水率及饱和度试验，通过对比浸水前后钻孔土样含水率变化来确定浸润区在空间上的扩散范围。可以发现，坑外2 m浸润区扩散范围为2 m深度以下的土层，坑外5 m浸润区扩散范围为10 m深度以下的土层，坑外8 m浸润区扩散范围为20 m深度以下的土层。可见浸润区的扩散范围随深度的增加而逐渐增大，在空间上呈倒置的“碗”状（图8）。
经过上述分析认为，场地内黄土地层的垂直入渗较快，侧向入渗较慢，土层综合垂直渗透系数约为6.9×10−4 cm/s，综合水平渗透系数约为2.3×10−4 cm/s。
3. 非连续分布黄土湿陷变形计算分析
由于现场试验的水分入渗过程十分复杂，现场布置的水分监测点很难具有代表性。因此，为了进一步研究大厚度非连续湿陷性黄土地基内水分入渗的规律，在通过大量室内外试验获得一些所需关键参数的基础上，选用GeoStudio 中的SEEP/W 软件模块进行非连续湿陷性黄土地基内水分入渗规律模拟。
3.1 模型及计算参数
计算目的是为模拟水分在非连续分布的黄土地层内渗流规律，主要地层包括古土壤和黄土，并分别赋予不同的参数。模型建立时不考虑黄土地层不均匀性带来的影响，假定黄土和古土壤层内物理力学指标一致。参考现场试验，建立尺寸为60 m×30 m的地基模型，其中浸水坑的尺寸与现场相同，直径30 m，深度为0.5 m（图9）。模型网格单元为四节点正方形，尺寸均为0.5 m×0.5 m。模型上部浸水试坑范围内保持高度为0.5 m的压力水头，其他部位均设为不透水边界模型计算时间为50天。计算参数根据前文的现场试验和室内试验结果获取，具体值见表2。
表 2 数值模拟参数统计表Table 2. Statistics of the numerical simulation parameters材料介质 水平渗透系数/（cm∙s−3） 竖直渗透系数/（cm∙s−3） 黄土 2.3×10−4 6.9×10−4 古土壤 1.4×10−4 4.0×10−4 3.2 模拟计算结果
在入渗初期，浸润锋面自上而下发展，该阶段以垂直入渗为主，水平方向上的入渗并不明显。入渗10天、30天时，入渗深度分别7.9 m、20.5 m（图10）。随着浸水时间的延长，竖向浸湿范围不断加深，此时水平方向上的扩散速率开始缓慢进行，在宏观上表现为水平方向上的扩散晚于竖直方向。
图 10 不同浸水时间体积含水率瞬态分布图Figure 10. Transient distribution of volumetric water content at different immersion times可以发现，在浸润锋面从古土壤层中进入黄土层中后，会在黄土层上部留下一个非饱和区，这是因为黄土的渗透系数大于古土壤，在水分从古土壤层中进入黄土层中后，渗流速度突然加快，而后续水分的渗流跟不上，造成该区域的体积含水量略微降低。随着渗流的进行，浸润锋面进入下一个渗透系数较低的古土壤层中，非饱和区在竖直方向上会逐渐尖灭并向两侧发展。最终侧向的浸润边界表现为在黄土层向两侧扩展，在古土壤层向中间收缩。
在模型计算时设置12个监测点，如图9所示，将在试坑边缘处的6个测点命名为探井1，试坑外3 m处同一位置的6个测点命名为探井2，测点距地表深度分别为4 m、7 m、10 m、14 m、17 m、20 m。
各个测点的体积含水率均经历了稳定−快速增长−维持稳定3个阶段（图11）。水分到达测点时，土体在短时间内快速饱和，因此曲线处表现出快速上升的特点，此后体积含水率达到峰值并基本保持不变（11a）。根据体积含水率随时间变化曲线可以看出探井2中各个测点的含水率上升均滞后于相同深度处探井1中的测点（图11b），这说明试坑外的土体以水平方向上的渗流补给为主。在4 m深度处，试坑外测点呈现出缓慢上升的趋势，且最终未达到饱和状态。由于浸润线的影响范围随着深度的增加而增加，在试验结束后，该点仍在浸润线的范围以外，所以测点处仍为非饱和土体。在10 m深度处，试坑内外2个测点的含水率上升速度均比其他深度缓慢。这是因为上部的古土壤层渗透系数较低，向该点处的补给速度小于下渗的速度，因此体积含水量的上升速度也较慢。
图 11 体积含水率随时间变化曲线Figure 11. Curves of volumetric moisture content versus time(a) Monitoring points at different depths in exploratory well 1; (b) Monitoring points at different depths in exploratory well 2总体来看，数值模拟所得饱和区范围的形状与现场试验结果基本一致，呈倒“碗”形或喇叭形，且在水分到达测点时，均出现快速饱和的特征。数值模拟则可以更直观的看到土层分布不连续对试验结果的影响，饱和范围的边界线为锯齿状，即古土壤下部土层易出现非饱和区，同时也表现为水分在层间渗流的不连续。
4. 试验结果讨论
4.1 室内试验与现场试验差异原因分析
根据前文结果，自重湿陷量的现场试验测值为43.3 mm，远小于室内试验计算值的710.1 mm。同时现场自重湿陷性土层下限深度为11 m，而室内所得下陷深度为23 m。分析认为造成巨大差异的原因如下。
（1）特殊的地层结构形成层拱效应。此次试验场地下面分布有多层古土壤，属于渭河黄土塬区典型的非连续黄土地层。由于古土壤形成时具有特殊的气候条件和沉积环境，使其具有黏粒含量高、渗透系数低、力学强度高和湿陷性较弱的特点（Kyuma et al.，1984；李滨，2009；鲁洁，2020；綦琳等，2021；王志强，2022）。
古土壤的渗透系数较低，在试验过程中会形成相对隔水层，阻碍了水分继续向下渗透。在渗流过程中具有自重湿陷性的土单元会发生湿陷变形，此变形会逐渐向上传递在地表土层形成累计变形。然而对于此次试验黄土与古土壤交错分布的地层，湿陷性较弱的古土壤削弱了部分变形的传递，导致部分黄土层之间非连续接触。同时土体中向下传递的自重应力也会受到古土壤层的阻碍，所以下部湿陷性土体的实际受力要小于室内试验中土样所承受的压力。此时黄土−古土壤的多层组合结构产生层拱效应，使水分、力和变形在垂直方向上的传递均受到了影响，场地内的各层黄土形成了相对独立的湿陷体系。然而在计算室内试验的自重湿陷量时无法考虑这些因素对黄土湿陷变形产生的影响。因此非连续湿陷性黄土地层形成的层拱效应是造成室内试验与现场试验差异的主要原因。
（2）黄土地层不均匀性。由于黄土沉积环境复杂，加之Qp3马兰黄土中垂直裂隙和虫孔发育，造成黄土层面上的不均匀性，因此试验结果有较大的离散性（王延辉等，2013）。为了说明地层不均匀对试验结果的影响，在试验场地附近具有相同地层结构的场地打设了7个探井，分层取样并做室内自重湿陷试验，结果如图12所示。可以发现，在20 m深度以上的土样中，自重湿陷系数呈离散分布，并没有集中在某一个值附近。因此说明，由于黄土地层分布不均导致的室内的土样不具有广泛代表性也会导致室内与现场试验结果的差异。
图 12 自重湿陷系数随深度变化散点图Figure 12. Scatter diagram of self-weight wetting coefficient versus depth（3）取样扰动因素。现场浸水试验为完全未扰动的原状土体，尽管室内试验严格按照标准取Ⅰ级不扰动样，由于先期固结压力的存在，在土样取出后必然会有一个应力释放的过程。土样的应力释放会引起孔隙率增加，宏观上表现为土的膨胀，因此室内试验所得的自重湿陷量计算值也必然偏大。此时取土深度越深，两者的偏差越大。根据自重湿陷系数随深度变化散点图可以看出室内试验15~20 m深度的土层仍具有较强的湿陷性，而在现场浸水试验中同一深度的土层已无湿陷变形（图12）。
（4）浸水条件差异。由于土层分布在竖直方向上的不连续性和水平方向上的不均匀性，加之垂直节理发育，大孔隙等特点。在现场试验中，容易存在局部土体未充分饱和的现象，但是在室内土工试验进行时的土样是充分饱和的。所以现场试验土体所受的自重压力小于室内试验的压力，从而造成室内湿陷性系数偏大。
4.2 自重湿陷量的确定
根据前文分析结果，层拱效应是造成室内试验与现场试验差异的主要原因，其影响范围为古土壤下部的地层，即Qp2土层；下部的Qp2土层在室内试验时因取样扰动受到的影响也比上部的土层相对较大。可以发现不同地层时代的土层若采用相同的修正系数会造成较大的误差，因此文章将从不同土层时代的角度分析沉降量。
根据选取的关中平原地区其他试验场地的结果进行对比（表3），不难看出，现场试验的自重湿陷量大部分都发生在Qp3土层中，2个时代土层的沉降量差值均超过10倍。对于Qp2黄土，现场实测值与室内试验值有较大的差别，目前普遍认为Qp2黄土地层具有轻微湿陷性或不具湿陷性（李大展等，1993；石怀清，2008），显然继续选取室内试验的计算值不能反映实际情况。其中2号试验场地在Qp3土层中两个实验的沉降量基本一致，在Qp2土层中现场实测值不到室内试验值的10%，3号和4号场地在Qp3土层中现场实测值大于室内试验值，而在Qp2土层中现场实测值却均为0，这些均进一步说明了Qp2和Qp3土层沉降差异很大。因此认为在计算自重湿陷量时需进行分层计算，在Qp3地层中选用规范中修正系数的方法，对Qp2黄土地层采用现场试坑浸水试验确定。
表 3 考虑地层时代的修正系数β值Table 3. Values of correction factor β considering stratigraphic age序号 地层时代 土层厚度
/m现场实测值
/mm室内试验值
/mm修正系数
β数据来源 1 Qp3 7.0 32.3 154.0 0.21 文中试验场地 Qp2 16.0 11.0 556.1 0.02 2 Qp3 16.5 181.7 177.0 1.03 西安市东郊浐河西岸（王庆满等，2022） Qp2 10.0 27.0 351.0 0.08 3 Qp3 15.2 285.4 268.0 1.07 西安地铁6号线项目田家湾站（王庆满等，2022） Qp2 3.3 0 36.0 0 4 Qp3 10.0 380.5 179.0 1.91 西安城际铁路项目咸阳机场附近（杨喆等，2022） Qp2 9.0 0 129.0 0 注：β为现场实测值与室内试验值得比值 Qp2的黄土−古土壤系列地层在渭河北岸普遍分布且通常埋深较浅，该类地层表现出的湿陷性与Qp3土层有较大差异，规范中的方法显然不能满足实际的需要。分层计算的方法较好的解决了这一问题，但Qp3土层中修正系数值的选取在不同的场地中有较大的差异，这需要大量的现场试验实测数据提供科学依据。
5. 结论
通过在大厚度非连续湿陷性黄土地层中开展了大型试验和室内自重湿陷性试验，分析其湿陷变形特征，文章得出以下认识。
（1）现场试验的自重湿陷沉降量为43.3 mm，而室内试验值为710.1 mm，前者与后者的比值小于0.1。造成差异的主要原因是黄土地层在竖直方向上的非连续性和在水平方向上的不均匀性，其次为室内试验的取样扰动因素和现场试验的浸水条件差异。
（2）数值模拟所得饱和区范围的形状与现场试验结果基本一致，呈倒“碗”形或喇叭形，且在水分到达测点时，均出现快速饱和的特征。在处理复杂土体的非饱和入渗问题时，数值模拟方法可以更直观的看到任意时刻的浸水影响范围以及各个部位的含水率分布情况。
（3）在计算自重湿陷量时需进行分层计算，在Qp3地层中选用规范中修正系数的方法，对Qp2黄土地层采用现场试坑浸水试验确定。该方法针对渭河北岸的黄土地层湿陷性评价具有较大的适用性，修正系数值的选取需在以后大量的工程实测数据和科学研究的基础上尽快修正完善。
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图 4 九寨沟地震同震形变InSAR缠绕条纹图
Figure 4. Wrapped InSAR strip image of Jiuzhaigou earthquake co-seismic deformation
图 5 解缠后的九寨沟地震干涉雷达视线向绝对变形量
Figure 5. Unwrapped InSAR LOS Deformation of Jiuzhaigou earthquake
图 6 单侧走滑兼逆冲型断裂活动地表变形模式
Figure 6. Singe wall strike-slipping and thrust fault as well as corresponding ground surface deformation
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