断层形变观测始于20世纪70年代初期，是在地壳运动强信息带上(块体边界)进行的近场构造大地测量，其原理是通过对预设的断层野外场地实施定期的重复测量，以了解活断层的运动方式与速率^[1]。传统的断层形变观测主要分为形变台站跨断层观测和流动跨断层观测，除观测间隔不同外，这两种观测方式得到的都是断层两盘的相对变形数据，主要观测手段为短水准测量，另有少量短基线测量。多年的断层形变研究表明，在中强地震发生之前多出现断层群体活动异常，且二者具有一定的统计对应关系，对地震的长、中、短期预测研究均起到一定的作用^[2]。

由于跨断层形变观测大多为浅地表观测，受外界环境干扰明显，且观测仪器的灵敏度越高，对外界干扰就越敏感，各种非构造活动因素引起的干扰会“湮没”或“隐藏”真实的断层形变信息，增加观测资料分析及信息提取的困难^[3]。气象环境、地下水位变化和荷载引起的点位沉降变化等^[4]是跨断层形变观测中的主要干扰因素，本文旨在明确干扰源的前提下通过数学建模等手段实现对跨断层形变观测干扰影响的定量分析。

1 西昌跨断层形变观测场地及其异常变化介绍

1974-05四川省地震局地震测量队(今四川省地震局测绘工程院，以下简称“测绘院”)在西昌县(今西昌市)小庙乡李金堡村布设了由3条水准测边组成的跨断层水准闭合环线，并将该环线所在的跨断层形变观测场地命名为“西昌”。西昌观测场地跨越则木河断裂的次级断层——李金堡断层，该断层是一条全新世活动的逆走滑断层^[5]，在场地内走向为NW340°，倾向NE，倾角为57°。

1974-06-23西昌场地开始观测，至2018-12已积累141期观测资料(含加密观测)。2004年以前，观测资料连续性较差，2004年后每年均有多期观测资料。1974~2006年的观测资料显示，该时间段内西昌场地的断层上盘(B点)相对于下盘(A、C点)呈上升运动趋势，即表现出逆断层活动性质(图 1)，与李金堡断层的运动方式相符。

由图 1可以看出，1987-10-09西昌场地停测，2004-02-16重新投入观测，2007年前后断层两盘的相对运动趋势减缓，2009年左右出现转折。2004-02-16~2009-12-18，BA测段和BC测段高差的最大变化量分别为-0.85 mm和+1.15 mm；而2009-12-18~2015-10-21，BA测段和BC测段的高差变化量已分别达+17.34 mm和+20.62 mm。从转折后的观测资料来看，西昌场地的断层上盘相对于下盘呈现出较为强烈的下降运动趋势，测绘院曾对西昌场地进行3次异常核实，排除由观测过程、观测人员、环境及设施、气象等因素造成的干扰，得出的结论均为断层活动产生的异常变化，因此西昌场地的异常变化被定性为趋势异常。芦山M_S7.0地震后，专家组对西昌场地进行了考察，认为西昌场地水准观测资料的异常变化具有一定的可信度。

2016-09中国地震局第二监测中心的专家从Google Earth卫星影像图中观察到西昌场地附近存在一较大矿区，怀疑西昌场地水准观测曲线的变化与矿区的物质堆积有关。测绘院通过实地调查了解到，卫星影像图上所见矿区为攀钢集团西昌新钢业有限公司的尾矿库，总库存量约为150×10⁴ m³。2004年以来，西昌场地BA测段和BC测段的高差随时间变化的观测曲线、趋势线及去趋势后观测曲线见图 2。由图可知，BA测段的高差在2007-08出现谷值，2017-05出现峰值；BC测段的高差在2006-06出现谷值，2018-09出现峰值。2个测段的高差在去趋势后，2009~2015年的变化幅度相对于其他时期明显增大。

从时间相关性推测，西昌场地水准观测资料受尾矿库矿渣堆积影响的可能性较大，拟通过建立数值模型来定量分析这一影响。

2 数值模型的建立

以西昌场地及矿区为中心，选取2 km×2 km范围内的区域为定量分析的研究区域(图 3)，模型的地形由2009年DEM数据生成，矿渣区范围从Google Earth卫星影像图上勾绘，李金堡断层的倾角取60°，破碎带宽度取150 m。利用全站仪对尾矿库的高程面进行实测，DEM数据生成的高程面与实测高程面包围形成的块体即认为是2009年至今堆积的矿渣，其方量约为64.1×10⁴ m³。

模型的地层设置参考《西昌市大龙窝10万t/a工业尾渣综合治理岩土工程勘察报告》(以下简称《勘察报告》)，模型总厚度＞200 m，分为昔格达组粉砂岩和昔格达组泥岩，其中昔格达组粉砂岩的厚度设置为10 m。

利用Siemens PLM Software NX软件和Ansys软件建立研究区的几何模型，并对其进行有限元分割，采用FLAC^3D软件对研究区的模型进行数值计算(图 4)。弱化法和Interface命令法是FLAC^3D断层模拟中的两类基本方法，本文选用的是弱化法，其基本假设条件为：1)岩体为均匀各向同性材料；2)断层为完全弹性材料，用力学性质相对于周围岩体低、可塑性较强的岩石代替；3)断层仅受现代构造应力场作用，古构造应力场对断层产生的残余应力忽略不计。边界条件为底部固定约束，四周采用法向约束，上部为自由边界^[6]，各材料组代表的实体说明见表 1。

根据《勘察报告》，将Group1、Group3和Group4视为昔格达组粉砂岩，将Group5、Group7和Group8视为昔格达组泥岩，将Group2和Group6构成的宽150 m的断层破碎带视为整体，用同一种材料表示。计算参数详见表 2，具体计算步骤为：1)初始地应力场的生成；2)自重应力计算；3)荷载加载作用下岩体位移计算。

根据实测方量将尾矿库荷载换算为矿区的均布荷载，计算结果见表 3。

3 计算结果分析

西昌场地A、B、C共3点在2018年相对于2009年的垂向位移分别为-5.46 mm、-4.47 mm、-8.29 mm，由此计算出的ΔH_BA、ΔH_BC、ΔH_CA分别为-0.99 mm、-3.82 mm、+2.83 mm。通过水准观测测量到的西昌场地BA测段、BC测段和CA测段的高差在2018年相对于2009年的变化量见表 4，由表可知，3个测段高差变化的计算结果与实际观测结果在方向和量级上均存在差异。

考虑到建模时采用的断层破碎带宽度和尾矿库方量可能不够准确，导致计算结果失真，不能有效地反映尾矿库矿渣堆积对场地各点的影响程度，故设置对照组与上述计算结果(视为实验组)进行对比。对照组与实验组的差异见表 5，具体计算结果见表 6。

由表 6可知：1)在西昌场地至尾矿库方向上，尾矿库区的荷载加载引起周围区域沉降的影响范围主要集中在300 m内，且以尾矿库区为中心，沉降的幅度向四周递减。2)在方量取值相同的情况下，破碎带宽度对模型垂向位移起主导作用，破碎带越宽，垂向位移越明显。3)当破碎带宽度取较小值时，矿渣方量越大，地形在模型垂向位移中所起的作用越小(图 5为2009年地形中A点至尾矿库区内一点的地形剖面)。4)当破碎带宽度取较大值时，随着矿渣方量的成倍增加，西昌场地各水准点的垂向位移虽然也成倍增加，但增加后的位移量与尾矿库区300 m范围内的位移量相比仍很微小。因此，矿渣方量对尾矿库区300 m范围内的垂向位移影响显著，对300 m范围外的影响可忽略不计。

4 结语

由于研究区的地质构造资料有限，模型的精细化程度并非最优，但综合模型精度及计算误差等因素后认为，尾矿库区矿渣堆积产生的荷载变化不会造成西昌场地各水准点发生明显的垂向位移，矿渣堆积不是引起西昌场地水准观测资料出现异常变化的原因。

另外，通过对与西昌场地同在川滇菱形块体上的尔乌场地、汤家坪场地、下关场地和石屏场地的观测曲线进行分析发现，这些场地与西昌场地均在2009年左右出现明显的背景趋势转折(图 6)，表明该地区的断层可能受到了外力的作用，产生整体的变化态势。推测其原因可能是在汶川地震后，川滇菱形块体受巴颜喀拉块体向南东方向的推挤作用，使区域应力场发生变化，导致川滇菱形块体敏感地带的断层出现了逆继承活动。

致谢: 感谢西南交通大学土木工程学院杨涛老师及其学生在数值模型方面给予的指导和帮助！