Numerical simulation for migration rule of fault gas radon in different overburden
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摘要: 断层气氡浓度是探测断层位置与断层活动性的一种有效手段. 该文基于Abdoh和Pilkington提出的氡迁移二维偏微分方程与相应的边界条件， 建立内部含裂隙、 裂隙系-断层带和非均质等3种覆盖层物理模型， 在Matlab平台上运用偏微分工具箱(pdetool)与非线性求解函数(pdenonlin), 对模型求解以及模拟覆盖层中氡迁移. 通过对3种模型的模拟结果分析， 分别解释了地表氡异常点与断层带位置不同步现象, 覆盖层厚度对氡浓度曲线形状的影响, 以及土壤结构性质对氡异常强度和异常形态的影响.Abstract: Measuring the concentration of the fault gas radon is an effective method to explore fault location and fault activity. Based on Abdoh and Pilkington’s two-dimensional partial differential equation and corresponding boundary conditions of radon migration, we establish three physical models of the overburden: internal fracture, fracture-fault and heterogeneous overburden. Then we solve these models and simulate radon migration in the overburden using partial differential toolbox (pdetool) and non-linear solution function (pdenonlin) on the Matlab platform. Finally, we analyze the simulation results of the three models, which explain the phenomena that the radon abnormal points on overburden surface are out of sync with the fault location. It is also interpreted the effect of thickness of overburden on the shape of the radon concentration curve, and impactions of the soil structural properties on the radon anomaly intensities and shapes.
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Keywords:
- fault gas /
- radon /
- migration rule /
- numerical simulation /
- physical model /
- Matlab
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引言
近年来，随着大地测量技术的发展，许多研究人员开始利用GPS观测资料研究地球介质的黏性结构． 孙荀英等(1994)采用三维黏弹性有限元方法拟合1976年唐山MS7.8地震同震和震后形变，在国内首次开展了利用震后形变资料研究地球黏滞系数的工作，其结果认为华北板块下方软流层的黏滞系数为7×1018 Pa·s． 王庆良和巩守文(1997)采用1990年共和MS6.9地震后的水准资料，反演得到共和震区下地壳有效黏滞系数为1018 Pa·s． 朱守彪和蔡永恩(2006)采用有限元软件，根据1999年集集MS7.6地震GPS震后时间序列反演了该区域下地壳黏滞系数约为3.6×1019 Pa·s． 张晁军等(2008)采用3种不同时段的方法计算了青藏高原下地壳的黏滞系数，量级在1017—1021 Pa·s之间不等，并认为下地壳的黏滞系数随着空间和时间的变化均有相应的变化． 郝明等(2011)采用最小二乘法对1976年唐山MS7.8地震、 1966年邢台MS7.2地震、 1970年通海MS7.8地震和1973年炉霍MS7.3地震的震后垂直位移进行拟合，计算得到这4次地震的有效黏滞系数均在1017—1019 Pa·s量级． 这些方法主要采用震后观测到的位移时间序列，通过震后形变模型来达到反演地壳黏滞系数的目的，以期能够获得研究区站点的介质信息． 但是由于地球介质的复杂性，仅仅通过少数连续台站观测数据来获取整个研究区域的黏滞系数，显然是不够充分的． 另外在实际工作中，由于观测能力的限制，往往很难在震区布设足够密集的连续GPS观测台站. 因此，如何采用震区大量流动观测台站数据反演研究区的黏滞系数，对于厘清震后形变模型和震区介质信息具有重要意义．
2008年汶川地震发生之后，许多学者对汶川地震的发震机理(王庆良等，2008； 张培震等，2009； 滕吉文等，2010； 蒋锋云等，2011)以及断层参数和滑动分布(陈运泰，2008； Ji，Hayes，2008； Shen et al，2009； 谈洪波等，2009； 王敏，2009； 许才军等，2009； 徐锡伟等，2010； Wang et al，2011)进行细致深入的研究，取得了显著成果． 这为研究汶川地震后的地壳运动模式和介质物性参数奠定了基础． 因此，基于上述考虑，本文拟采用汶川震后2009—2011年区域GPS速度场数据，结合三维半空间准动态黏弹性松弛模型(Wang et al，2006)反演该地区地壳介质的黏滞系数．
1. 数据源及正演模型
本文采用中国地壳运动观测网络2009和2011年两期GPS观测数据，通过GAMIT/GLOBK软件解算出研究区域的GPS速度场(相对于欧亚块体)，如图 1所示． 由于选取的震后时间较短，震后松弛范围较小，结合汶川震区的断层分布特点，本文选取了如图 1所示的龙门山断裂区域作为研究区域． 该区域包括35个GPS区域观测站，每个观测站均有2009和2011年两期观测数据．
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图 1 观测的GPS水平形变场(黑色箭头)与模拟的GPS形变场(红色箭头)． 红色和黑色圆圈表示相应的误差椭圆Figure 1. The measured (black arrows) and modeled (red arrows) GPS velocities where black and red circles denote corresponding errors本文采用的正演模型是在Lorenzo-Martin等(2006)提出的震后形变模型基础上，经过修正之后的模型. Lorenzo-Martin等在研究1966年智利MS9.5地震时，认为震后观测的地壳形变包含了板块汇聚产生的形变、 震后黏弹性松弛及断层面上一些无震滑动产生的形变． 其模型为
式中，Vmod为模型计算的地壳形变，Vpla为活动块体汇聚所产生的形变，Vrel为汶川地震引起的震后黏弹性松弛所产生的形变，Vss为震后无震滑动产生的形变，Ucos为同震滑动分布，Upos为震后滑动分布，χ为耦合因子，η为黏滞系数． 该模型认为在断层一侧稳定不动的情况下，运动板块汇聚所产生的应变能会产生两个作用： 一是板块运动块体分量； 二是断层无震滑动分量. 因此需要一个耦合因子来调和震后形变中块体运动分量与无震滑动分量． 而本文研究的汶川地震是板内地震，其观测数据遍布断层两侧，不同于Lorenzo-Martin等(2006)研究的智利地震.因此本文对式(1)所示的震后形变模型进行了修正，将块体运动分量与无震滑动分量看作相互独立的两个分量，采用的模型如下：
1.1 构造背景设定
龙门山断裂位于巴颜喀拉地块东边界. 由于受到该地块持续向东的构造加载，该地区观测的GPS水平形变场必然包含了该块体的一个整体性运动． 根据龙门山断裂以西距离断裂200 km范围内的23个GPS观测站，采用整体无旋转基准计算得到该区域的刚性块体运动，表示如下：
式中，R为地球半径，本文取为6371 km； λ， φ分别为数据点的经、 纬度； wx，wy，wz为采用龙门山断裂以西所选数据通过最小二乘法计算得到的欧拉极三分量．
对于龙门山断裂以东区域，GPS观测点相对于华南地块运动较小，基本上可看成一个整体. 因此，将解算得到的GPS观测转换到相对于华南块体的运动框架下，经过下式得到块体的运动速度：
式中，R为地球半径； λ，φ为数据点的经、 纬度； λ0，φ0为华南块体质心位置的经、 纬度； u，α，w分别为块体质心运动的大小、 方向及旋转角速度． 此处采用王敏(2009)给出的华南地块运动参数，即λ0=110.71°，φ0=27.66°，u=6.6 mm，α=108.3°，w=0.2×10-9rad/a．
1.2 断层破裂参数设定
由式(2)可知，震后黏弹性松弛和震后非震滑动均与同震破裂参数密切相关，因此，断层同震破裂参数对于计算汶川地震的震后松弛至关重要． 本文的同震破裂参数引自Ji和Hayes(2008)一文． 根据赵珠等(1997)给出的龙门山断裂带P波和S波的地壳平均速度模型，王椿镛等(2002)反演获得的川滇及邻区三维地壳速度结构，以及Wang(2001)对中国大陆热流结构和强度的研究结果，同时参考张晁军等(2008)给出的炉霍地区地壳模型，建立了该地区的地壳结构模型，如表 1所示． 研究区介质分为上下两层，弹性层覆盖于麦克斯威尔体上，黏弹性松弛产生的震后形变为
其中，X2009，X2011分别表示2009和2011年发生的震后形变， η为黏滞系数，Ucos为汶川地震的同震滑动分布．
表 1 汶川地震的地壳介质模型Table 1. Parameters of crustal material model for Wenchuan earthquake深度 /km vP /(km·s-1 ) vS /(km·s-1) ρ /(103 kg·m-3) η /(1019 Pa·s) 0—16 5.89 3.45 2.81 0 16—40 6.35 3.75 2.90 7 1.3 震后余滑参数的设定
董运洪等(2012)根据汶川震后水准资料研究发现，该区存在快速滑动背景，因此在模拟汶川地震震后滑动时必须考虑余滑效应所产生的震后形变． 震后余滑作为与同震紧密相关的一种震后运动形式，与同震滑动分布密切相关． 一般认为，在发震断层面上，同震滑动较大且断层摩擦系数较小的区域，更容易发生余滑．本文采用许才军等(2009)的同震滑动分布，将汶川地震余滑断层粗略地分为东北段和西南段，通过下式计算得到龙门山断裂带断层面上2009—2011年的3个滑动分量：
式中，α为断层的方位角； δ为倾角； Us，Ud，Uo分别为断层面滑动三分量，此处仅考虑断层面上的剪切分量Us和Ud，未考虑拉张分量Uo，计算结果详见表 2； ΔVN，ΔVE分别为断层上下盘北向、 东向速度的平均值之差； ΔVV为龙门山断裂带上2009—2011年北西盘相对于南东盘的垂直形变，由董运洪等(2012)给出的水准数据计算得到．
表 2 汶川地震震后龙门山断裂的余滑参数Table 2. After-slip parameters of Longmenshan fault after Wenchuan earthquake龙门山 断裂 α /° δ /° ΔVN /(mm·a-1) ΔVE /(mm·a-1) ΔVV /(mm·a-1) Us /(mm·a-1) Ud /(mm·a-1) Uo /(mm·a-1) 西南段 229 75 -4.72 13.51 105 7.10 102.80 36.34 东北段 229 65 -1.16 8.61 35 5.74 35.04 16.25 这样，得到断层的震后滑动速率分布后，采用Sun等(1996)给出的球面位错公式(式(7))估算震后断层运动在断层左右两盘产生的弹性形变.
式中，Upos为震后断层位移； 为断层位移与产生形变之间的格林函数，具体形式请参考Sun等(1996)一文．
2. 反演结果
将式(3)、(5)、(7)带入式(2)得到龙门山断裂以西的模拟震后水平形变． 同理，将式(4)、(5)、(7)带入式(2)可得到龙门山断裂以东四川盆地的震后水平形变． 对于给定的断层参数，设定不同的黏滞系数，即可得到不同的震后形变场． 为了反演断层区域的黏滞系数，本文采用统计量Δ为
式中，N为观测点数目； VmodE和VmodN分别为模拟计算得到的震后形变场的东西分量和南北分量； VmodE，VmodN，σmodE，σmodN分别为观测所得的震后东西向、 南北向速度及其相应误差． 当Δ最小时，即认为取得最佳的黏滞系数． 由于黏滞系数η与统计量Δ之间为非线性关系，本文采用区间法，通过先验信息确定中下地壳黏滞系数η的搜索区间一般为1018—1025 Pa·s，然后通过搜索找出使Δ最小的η值．
如图 2所示，通过搜索发现，Δ随介质黏滞系数η的变化没有规律，仅有两个底值区域； 随着黏滞系数的增加，残差平方和不再变化，无法得到合理的反演结果． 值得注意的是，通过式(5)计算黏弹性松弛产生的震后形变时，没有考虑介质的横向非均匀性． 实际上，断层两侧的介质特性严重影响着地表观测的分布形态． 因此，为了得到更佳的模拟结果，对断层两侧采用不同的黏滞系数值来计算该区域震后松弛产生的形变． 龙门山断裂以西的形变场表示如下：
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图 2 残差加权平方和VTPV (Δ)与中下地壳黏滞系数η之间关系Figure 2. Residuals VTPV (Δ) versus effective viscosity η of middle to lower crust而对于龙门山断裂以东的四川盆地，则采用
分别将式(3)，(9)，(7)与式(4)，(10)，(7)带入式(2)，以式(8)为目标函数，采用格网搜索法所得结果如图 3与图 4所示．
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图 3 龙门山断裂以东四川盆地残差加权平方和VTPV (ΔE)与中下地壳黏滞系数ηE之间关系Figure 3. Residuals VTPV (ΔE) versus effective viscosity ηE for Sichuan basin![]()
图 4 门山断裂以西川西块体残差加权平方和VTPV (ΔW)与中下地壳黏滞系数ηW之间关系Figure 4. Residuals VTPV (ΔW) versus effective viscosity ηW to the west of Longmenshan fault从图 3可以看出，残差随着黏滞系数的增大而逐渐减小． 当黏滞系数大于7×1022 Pa·s时，ΔE不再减小而保持稳定值． 这说明增加黏滞系数确实能有效改善拟合效果. 但黏滞系数增加到一定程度之后，黏弹性松弛效应对数据拟合效果已不能进一步改进． 因此，根据本文的正演模型，反演得到四川盆地16—40 km地壳的黏滞系数为7×1022 Pa·s． 龙门断裂以东取得最佳反演结果时的模拟结果详见表 3．
表 3 龙门山断裂以东与观测GPS速度场最佳拟合结果Table 3. The best-fitting-observed results of GPS velocity inversion in eastern side of Longmenshan fault单位： mm·a-1 台站 VplaE VplaN VrelE VrelN VssE VssN VmodE VmodN VobsE rvelE VobsN rvelN H009 6.384 -1.968 0 0 -0.006 0.01 6.378 -1.958 3.03 -3.36 8.36 3.12 H011 6.373 -1.964 0 -0.001 0.002 0.006 6.375 -1.959 8.25 7.17 14.47 5.01 H012 6.363 -1.956 0 0 0.03 0.122 6.393 -1.834 11.38 -2.12 10.78 3.93 H043 6.351 -1.941 0 0 1.022 1.309 7.373 -0.632 7.1 -2.31 11.67 4.09 H048 6.344 -1.933 0 0 0.979 1.289 7.323 -0.644 6.74 1.6 8.41 3.15 H058 6.335 -1.925 0 0 4.417 5.929 10.752 4.004 3.51 -3.38 8.87 3.15 H060 6.328 -1.91 0 0 13.085 14.584 19.413 12.674 2.21 -4.2 14.85 4.92 H081 6.301 -1.907 0 0 0.628 0.655 6.929 -1.252 6.94 2.57 8.63 3.09 H072 6.314 -1.897 -0.001 0 3.839 3.924 10.152 2.027 5.49 -4.45 6.51 2.46 JB24 6.336 -1.968 0 0 0.091 0.164 6.427 -1.804 -0.86 -3.64 6.64 2.49 F375 6.355 -1.98 0 0 0.022 0.045 6.377 -1.935 -7.89 -2.52 6.19 2.39 F378 6.372 -1.988 0 0 0.006 0.006 6.378 -1.982 4.54 1.02 7.14 2.71 H009 6.384 -1.968 0 0 -0.006 0.01 6.378 -1.958 3.03 -3.36 8.36 3.12 注： rvelN和rvelE分别表示观测GPS速度北向和东向残差. 图 4给出了龙门山断裂以西川西块体残差加权平方和VTPV(ΔW)与中下地壳黏滞系数ηW之间的关系． 从该图可以看出，该区域16—40 km地壳的黏滞系数在(7.0—9.5)×1019 Pa·s范围内时，可使得残差最小． 因此我们认为龙门山断裂以西川西高原中下地壳的黏滞系数大致在(7.0—9.5)×1019 Pa·s范围内． 但仍需注意的是，在图 4所示的区间内，偏差值依然存在波动，并未收敛于一个极值点上． 这说明川西地区中下地壳黏滞系数的横向变化依然很强烈，单一黏滞系数值仅仅体现的是该区域黏滞系数的平均值． 从图 1的GPS速度场分布也可以发现，龙门山断裂以西岷山地块附近拟合效果欠佳，这与图 4所反映的多黏滞系数值现象是一致的．表 4给出了龙门山断裂以西最佳拟合结果的反演数据.
表 4 龙门山断裂以西与观测GPS速度场最佳拟合结果Table 4. The best-fitting observed results of GPS velocity inversion to the western side of Longmenshan fault单位： mm·a-1 台站 VplaE VplaN VrelE VrelN VssE VssN VmodE VmodN VobsE rvelE VobsN rvelN H001 10.553 2.377 0.05 0.029 -0.007 0.008 10.595 2.413 5.65 1.8 6.8 2.65 H003 9.971 -0.45 0.146 0.37 -0.039 0.039 10.078 -0.04 5.88 -1.62 5.39 2.18 H005 11.185 0.23 0.193 0.28 -0.031 0.031 11.347 0.54 8.12 -4.44 5.36 2.16 H006 10.94 -0.5 0.202 0.45 -0.045 0.045 11.097 -0.003 9.18 2 5.86 2.34 H007 12.244 1.55 0.034 -0.02 -0.009 0.01 12.269 1.535 7.78 -2.02 5.75 2.26 H010 14.509 -0.637 -0.21 -0.31 -0.047 0.048 14.252 -0.9 16.83 7.81 13.66 4.65 H019 10.933 -2.575 0.02 0.82 -0.097 0.097 10.856 -1.657 8.18 -3.96 5.59 2.21 H021 12 -1.581 0.229 0.98 -0.094 0.094 12.134 -0.507 8.64 0.48 6.25 2.43 JB33 12.457 -3.777 -0.23 1.23 -0.188 0.195 12.039 -2.352 16.95 -6.61 6.89 2.72 H024 12.588 -2.986 -0.11 1.4 -0.182 0.185 12.296 -1.4 14.35 -4.87 7.5 2.97 H022 13.248 -2.0488 0.237 1.8 -0.184 0.184 13.301 -0.064 13.15 3.81 5.51 2.22 H025 13.494 -4.843 -0.35 1.26 -0.257 0.279 12.887 -3.304 15.82 -6.74 5.81 2.31 H031 13.974 -7.037 -0.29 0.58 -0.2 0.236 13.484 -6.221 15.11 -3.59 3.59 1.47 H030 14.489 -4.425 -0.248 2 -0.381 0.418 13.86 -2.007 14.5 -8.25 5.87 2.27 H034 15.162 -4.146 0.025 2.8 -0.519 0.575 14.668 -0.771 18.54 -1.69 5.29 2.1 H040 17.032 -9.115 0.14 0.07 -0.148 0.213 17.024 -8.832 14.3 -3.82 4.03 1.59 JB34 17.167 -7.492 0.18 0.34 -0.287 0.377 17.06 -6.775 19 -4.2 8.1 3.36 H045 17.779 -4.428 -1.6 1 -1.274 1.274 14.905 -2.154 33.18 -5.68 5.83 2.31 H046 16.72 -6.638 0 0.84 -0.385 0.482 16.335 -5.317 29.96 13.08 6.05 2.49 H047 17.888 -7.985 0.362 0.18 -0.246 0.336 18.003 -7.469 24.47 -4.19 6.53 2.67 H049 19 -4.24 -0.1 -4.5 4.075 4.841 22.968 -3.899 15.32 -4.02 9.8 3.66 H050 19.17 -5.524 0.8 -1.5 -0.948 0.954 19.023 -6.07 9.3 -9.66 7.96 3.03 H384 20.777 -6.157 -0.18 -0.34 0.346 1.295 20.942 -5.203 8.93 -9.41 17.04 5.76 注：rvelN和rvelE分别表示观测GPS速度与模拟GPS速度北向和东向残差． 3. 讨论与结论
由于本文的计算模型比较复杂，为了粗略地评估反演结果，忽略了计算过程中对误差的放大，将观测数据与模拟数据之差的绝对值与观测数据的原始误差之和作为模拟数据的误差． 将模拟结果加上误差椭圆之后显示在图 1上． 从图 1中可以看出，GPS形变场的拟合效果总体上较好，能够反映该区域的运动特征，但是在一些区域存在较大差异．
1)从图 1中的红色误差椭圆上可以看出，岷江断裂以东的观测区域内拟合误差较大，拟合结果比实际观测量级大很多，尤其如H021，H005等测点模拟观测与实际观测基本无法匹配．这无疑说明，川西地区中下地壳黏滞系数的横向变化很强烈，单一黏滞系数值并不能在岷江断裂以东、 龙门山断裂以北的区域取得较好的反演效果． 实际上，上述区域的地壳水平运动比龙门山山前区域小，但比龙门山断裂以东的四川盆地大. 这与本文得到的龙门山断裂以西岷江地块中下地壳的黏滞系数比龙门山山前区域大而比四川盆地小的结论相一致． 从图 4可以推测岷江地块中下地壳黏滞系数在1020 Pa·s左右，而川西地区中下地壳黏滞系数约为7×1019 Pa·s．
2)龙门山主断裂灌县—江油段附近的观测点H045、 H049、 H050、 H058及H384模拟效果最差，最大误差达20 mm(图 1)． 其主要原因在于，汶川震中附近断裂由于震前闭锁，在同震破裂后存在一个显著的滑脱面(见张培震等(2009)中图 2)，因而在震后短时间内发震断层上余滑效应显著(表 2). 本文在计算余滑分量时选取了相对平均的断层滑动，不能完全消去余滑产生的效果． 因此，震中附近观测点的拟合效果往往比较差．
本文根据汶川地区的地质背景按断层两侧将研究区域分开反演. 其中龙门山断裂以西16—40 km中下地壳的有效黏滞系数为(7.0—9.5)×1019 Pa·s，其松弛时间约为31—41年.这与朱守彪和蔡永恩(2006)、 张晁军等(2008，2009)、 杨强和党亚明(2010)等反演的青藏高原中下地壳黏滞系数大体相当，均为1017—1020 Pa·s量级； 龙门山断裂以东四川盆地16—40 km中下地壳的有效黏滞系数为7×1022 Pa·s，其松弛时间约为3万年，呈现极强的整体性运动． 石耀霖和曹建玲(2008)通过实验室流变结果估算了中国大陆岩石圈的等效黏滞系数，其中50 km地壳深度青藏高原等效黏滞系数为1020 Pa·s，而其它地区由于地壳较薄，等效黏滞系数为1021—1022Pa·s. 这与本文结论基本一致，从侧面验证了本文研究结果的可靠性．
当前采用大地测量资料反演地壳的有效黏滞系数，主要是利用GPS时间序列资料. 但由于观测成本的限制，连续站观测资料台站数目较少，对地壳黏滞系数的空间约束条件较差. 本文利用大量的区域流动站观测资料，大大增加了反演地壳黏滞系数的约束条件，使得反演结果更能体现区域的黏滞系数特性． 通过反演计算，我们认为龙门山断裂以西川西高原中下地壳(16—40 km)的黏滞系数初步估算为(7.0—9.5)×1019 Pa·s，而四川盆地16—40 km中下地壳的黏滞系数约为7×1022 Pa·s．
感谢德国波兹坦地球科学中心汪荣江教授提供PSGRN/PSCMP程序，感谢审稿专家对本文提出中肯的修改意见．
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图 1 含氡源断层带上方覆盖层的物理模型(引自Abdoh， Pilkington， 1989)
Figure 1. The physical model of fault zone that contains a radon source and is covered by overburden (after Abdoh, Pilkington, 1989)
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图 2 断层带上方含裂隙覆盖层的物理模型 (a) 裂隙倾角变化模型; (b) 裂隙偏移断裂带模型
Figure 2. (a) The model with variable dip-angle of the fracture; (b) The model with variable fracture deviation from fault zone
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图 3 裂隙倾角(t)变化对氡迁移的影响
Figure 3. Effect of the changes in dip-angle(t) of the fracture on radon migration in overburden
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图 4 裂隙偏移断裂带的距离(W3)变化对氡迁移的影响
Figure 4. Effect of the distance that the fracture deviates from the fault zone on radon migration in overburden
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图 5 裂隙系-断层带上方覆盖层的物理模型
Figure 5. The model of fracture system-fault zone covered by overburden
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图 6 裂隙系-断层带上方覆盖层中氡迁移与断层位置关系图
(a) 氡迁移规律模拟三维立体图; (b) 氡迁移浓度分布剖面图
Figure 6. Plot of radon migration with fault position in the overburden on the fracture system-fault zone
(a) 3D numerical simulation of radon migration； (b) Distribution of radon concentration
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图 7 断层-裂隙系上方的覆盖层厚度(b)与地表氡浓度峰值关系图(氡浓度单位： Bq/m3)
Figure 7. Relationship of thickness (b) of the overburden and radon concentration peak on surface above the fracture system-fault zone (radon concentration units: Bq/m3)
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图 8 断层上方非均质覆盖层物理模型
Figure 8. The model of the fault zone covered by nonhomogeneous overburden
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图 9 非均质覆盖层(a)与均质覆盖层(b)氡迁移规律模拟三维立体图
Figure 9. 3D plot of numerical simulation on radon migration in nonhomogeneous (a) and homogeneous overburdens (b)
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图 10 非均质覆盖层与均质覆盖层氡迁移浓度分布等值线对比图
Figure 10. The contour plots of radon concentration distribution in nonhomogeneous and homogeneous overburdens
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图 11 断层带上方地表下2 m 处的氡浓度曲线
Figure 11. Radon concentration curve 2 m beneath the ground across the fault zone
表 1 氡气在不同土壤性质下的有效扩散系数(D*)、 扩散系数(D)和孔隙度(e)三者之间的关系(据吴慧山等， 1995)
Table 1 The relationship among effective diffusion coefficient (D*), diffusion coefficient (D) and porosity (e) of radon in different types of soils (Wu et al, 1995)
土壤性质 孔隙度e 扩散系数D/(10-2 cm2·s-1) 有效扩散系数D*/(cm2·s-1) 砂子 40% 4.5—7.0 0.11—0.175 疏松沉积物 20% 2.0—2.5 0.1—0.125 白黏土 59.3% 1.53 0.023 砂质黏土 10.8% 1.09 0.1 
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