綜合物探在研究吉林長白大湖滑坡成因機制中的應用

于澤瑞，方石，王巖，杜軍,陳洋

1.吉林大學 地球科學學院，長春 130061；2.吉林省地礦勘察設計研究院，長春 130012；3.吉林省地礦建設集團有限公司，長春 130012；4.吉林省油頁巖與共生能源礦產重點實驗室，長春 130061；5.遼寧工程勘察設計院有限公司，遼寧 錦州 121000

0 引言

近年來，全球地質災害頻發，給人類生活、生產帶來了巨大的生命安全威脅和經濟財產損失?；率亲顕乐氐淖匀坏刭|災害之一，產生條件復雜，受各種自然地質因素影響，具有發生頻率高、破壞力強、造成損失巨大和發生過程迅速劇烈等特點，一直受到工程地質研究者的關注。

傳統的滑坡調查手段多以觀測水位變化、進行位移監測、調查誘發原因以及降雨量等因素為主，而滑坡形態特征主要以鉆孔資料繪制的地質剖面為依據[1]，然而這些傳統方法通常存在費用高、費時間和獲得信息局限等缺陷[2]。針對滑坡地質調查，地球物理實測數據能夠較為真實的反映出滑坡體的地層結構和形態特征，具有突出的優越性。因此，有不少學者將物理探測手段引入其中，取得了卓有成效的成果。代濤等[3]采用高密度電阻率法對北京撞道口村滑坡進行探測，推斷了覆蓋層厚度、滑動面位置及基巖埋深，為滑坡治理方案提供了準確的依據；王磊等[4]利用高密度電法對寧夏西吉縣蘇堡村滑坡進行探測，達到了預期的目的，為黃土地震滑坡的形成機理和防治研究提供了參考數據；薛翊國等[5]以山東雋家峪厚層堆積滑坡為背景，利用電阻率層析成像等手段有效地實現了對厚層堆積滑坡滑移面空間位置、厚度和形態的探測；張純剛等[6]利用瞬態面波勘探確定滑坡體的覆蓋范圍及基巖埋深，為隧道進洞方案提供了依據。但是僅通過單一物探方法取得的分析結果往往存在多解性。目前，國內無論是在理論研究還是在實踐方面，采用多種技術手段相結合的綜合分析思想和理論研究都相對較少[7]?；诖?，在滑坡區開展綜合物探研究進行相互驗證、相互約束，因而提高研究成果的可靠性就顯得尤為重要。

長白地區地質環境復雜，是吉林省地質災害的易發區，且災害發生的機理和影響因素具有不確定性。錢立輝等[8]基于格網GIS與灰色關聯法，分析了該區域內崩塌、滑坡和泥石流等地質災害孕災環境；王屹林[9]利用降雨影響因素對該區進行了崩滑體穩定性預測研究；田宇[10]基于ArcGIS采用信息量法、邏輯回歸法等對長白地區進行了滑坡地質災害易發程度分區評價；趙保寧[11]利用遙感技術獲取滑坡災害空間信息，結合層次分析與人工神經網絡技術對長白地區的滑坡災害影響因子和滑坡災害敏感性進行了分析。雖然取得了一定成果，但并未針對該區域具體滑坡實例進行形成機制的研究和探討。

筆者以吉林省長白朝鮮族自治縣解放村大湖滑坡為例，借助高密度電法和多道瞬態面波法，獲取電阻率和面波速度等參數，結合鉆探成果進行對比驗證，系統地研究該滑坡的結構形態、物質組成并標定滑面位置，分析論述滑坡的成因機制，進而形成一套具有針對性的成因機制概念模型，為其他地區類似的滑坡研究提供參考和借鑒。同時，本次研究成果也可為該滑坡后期的穩定性評價以及治理設計提供有力依據，具有十分重要的現實意義。

1 研究區地質概括

1.1 地形地貌

長白縣全境坐落在吉林省長白山的南麓，地勢東北高、西南低。境內最高點位于長白縣最北端的中朝三號界樁點，海拔高度為2 457.4 m；沿江最低點為七道溝河與鴨綠江匯合處，海拔450 m；平均海拔為1 570 m[8]。全區可分為火山地貌、構造剝蝕地貌、侵蝕堆積地貌和堆積地貌4個類型。研究區位于長白縣縣城西北，處于梨樹溝河河道及左岸山體邊坡地帶，地理坐標128°10′32.83″E、41°26′51.28″N(圖1)?；碌刭|災害發育在梨樹溝河的左岸山體上，海拔783～865 m，相對高差82 m，山脊走勢總體上呈北西向，山體坡度為15°～45°，主滑方向SW244°。研究區大的地貌單元屬于長白熔巖臺地東南側的邊緣地帶，進一步劃分為構造剝蝕的山間“V”型溝谷及斜坡堆積地貌[12]。

圖1 大湖滑坡全貌圖Fig.1 Full view of Dahu landslide

1.2 地質構造

長白地區處于中朝準地臺遼東臺隆，火山活動頻繁，構造活動復雜，構造主要以北東、北西及北北東的斷裂構造為主[13]。區域較大的斷裂構造主要有：北北東走向的依蘭-伊通斷裂、北東向的敦化-密山斷裂帶、北東走向的鴨綠江-甄峰山斷裂、北東走向的圖們江斷裂、北西及東西走向的斷裂帶。研究區大地構造單元屬于中朝準臺地-遼東臺隆-營口-寬甸臺拱-長白斷塊，區內地質構造簡單，經現場調查無活動性斷層[3](圖2)。

圖2 研究區域構造單元分布圖Fig.2 Distribution map of regional tectonic units

1.3 地層巖性

研究區地表出露地層由老至新為：中生界侏羅系上-中統四道溝組(J2-3s)和新生界第四系(Q)地層[14](表1)。

中生界侏羅系上--中統四道溝組(J2-3s)上部以灰白、灰綠及紫紅色酸性晶屑巖屑凝灰巖為主，夾流紋巖、凝灰巖中產化石。下部為流紋巖及凝灰熔巖夾酸性晶屑巖屑凝灰巖、角礫熔巖。地層厚度1 657～1 707 m，位于工作區內的山坡上，第四系全新統覆于之上。

表1 研究區地層巖性

1.4 水文地質條件

根據含水介質、地下水賦存條件和水動力特征等，將研究區內地下水劃分為松散巖類孔隙水、基巖裂隙水兩類[5]。

松散巖類孔隙水含水層主要為沖積砂礫石、砂卵石層，厚度一般4～5 m。水位埋深1～6 m，最大達10 m。位于梨樹溝河河道兩側，主要接受大氣降水和側向基巖裂隙水補給，水量受季節影響較大，徑流短以補給梨樹溝河水方式排泄。

基巖裂隙水主要賦存于中生代的侏羅系地層的基巖裂隙中。賦水性與構造發育程度密切相關。該類地下水主要接受大氣降水補給，以地下徑流或泉的方式排泄。

2 研究方法簡介

2.1 高密度電法

高密度電法又稱高密度電阻率法，是以地殼中巖石的電阻率差異為物質基礎，觀測和研究人工電場的變化和分布規律，從而解決地質問題的一種勘探方法[15]。將多個電極同時排列在測線上，通過對電極自動轉換器的控制，實現電阻率法中各種不同裝置、不同極距的自動組合，從而一次布極可測得多種裝置、多種極距情況下的多種電阻率參數(圖3)。高密度電法是在常規電法基礎上發展起來的，與常規電法相比，具有成本低、效率高，反映信息豐富、直觀，資料解釋方便等特點。在高密度電法探測研究方面，Piegari et al.[16]在坎帕尼亞地區的測試區開展電阻率層析成像和統計分析法在滑坡探測模型中的應用，顯示了其在評估邊坡穩定性上的潛力；Friedel et al.[17]利用電阻率層析成像和巖土工程勘察相結合研究瑞士北部托塞格附近降雨誘發的滑坡，證明其有助于優化監測試驗設計；李富等[18]利用高密度電阻率法通過對土質、巖石和破碎巖石類滑坡的研究，推斷了滑坡體的類型、物質組成。何清立等[19]利用高密度電法對工作區滑坡進行勘查，查明了滑坡體空間形態特征、滑動面埋深以及與滑坡發育相關的斷裂情況。

圖3 高密度電法勘探系統結構示意圖Fig.3 Structural diagram of high density electrical exploration system

2.2 瞬態面波法

瞬態面波法是一種地震波法，它是相對于穩態面波法而言的。主要以面波在介質中傳播時的穿透深度與波長的相關性及其在層狀介質傳播的頻散特性為理論依據[20]。目前，瞬態面波法一般采用瞬態沖擊力作為震源激發面波，通過檢波器記錄面波的垂直分量，分析面波在不同介質中的相速度差異，來解釋巖土的物性特征[21](圖4)。面波沿地面表層傳播，同一波長的面波傳播特性反映了地質條件在水平方向的變化，而不同波長的面波傳播特性則反映了不同深度的地質變化情況[22]。在面波法應用方面，Mihai et al.[23]探討利用多道面波分析(MASW)方法提高滑坡周邊地區巖土工程信息質量的可能性，并揭示了剪切波速隨深度的演化趨勢與勘探邊坡的穩定程度有關；Paulina et al.[24]在波蘭南部的特戈博爾滑坡比較了地震干涉法和多道面波分析法的數據采集、處理和解釋，得出兩者均可用來估算地下橫波速度場的結論；劉云禎等[25]應用SWS瞬態面波數據采集處理系統，結合工程勘察、煤田勘探等實例，展示了瞬態面波法的廣闊應用前景。賈輝等[26]利用面波在淺部土層中的傳播特性以及面波相速度與巖土力學參數的相關性，推斷了場地渣土及垃圾回填的分布范圍。

圖4 多道瞬態面波法系統示意圖Fig.4 Schematic diagram of multi-channel transient surface wave method system

3 數據采集與質量控制

研究區地層結構和組成不同，第四系坡積含粉土碎石與侏羅系凝灰巖等巖土體在地電特性和波阻抗方面具有較大差異，具備進行高密度電法和瞬態面波法實測的地球物理條件。在充分考慮到滑坡地形影響及兩種方法適用性的前提下，最終布設高密度電阻率法測線8條，編號依次為A-A′、B-B′、C-C′、D-D′、E-E′、F-F′、G-G′、H-H′；布設多道瞬態面波法測線7條，編號依次為A-A′、B-B′、C-C′、D-D′、E-E′、F-F′、G-G′。測線從西南到東北覆蓋滑坡整體，高密度電法測線長度約295 m，瞬態面波法測線長度約120 m(圖5)。

圖5 測線平面布置圖Fig.5 Layout plan of survey line

高密度電阻率法儀器使用重慶奔騰數控技術研究所研制生產的主機WDJD-4型多功能數字直流激電儀及其配套的WDZJ-4多路電極轉換器。為了突出滑坡體的垂直地層信息，綜合考慮深度及地形等因素，采用固定斷面掃描測量中的α排列，即溫納四極裝置進行野外數據的采集[27-28]。一次性布設60根電極，點距5 m，一次測量完成一條固定斷面下方的16條剖面(記錄層數為16層)，共552個數據點，探測深度40～50 m。

為確保觀測數據的可靠，每個排列的壞點總數不超過測量總數的3%[29]。觀測始末和每隔2 h采用兩次供電觀測來檢查供電電流的穩定性，兩次電流觀測結果的相對誤差控制在-0.5%～0.5%之間，嚴格控制觀測均方相對誤差[30]，其公式為：

本次高密度電法檢查工作量占總工作量的4.17%，得到總均方相對誤差M值為2.63%(表2)。

表2 高密度電法質量檢查點統計

多道瞬態面波工作使用北京市水電物探研究所生產的SWS型多波列數字圖像工程勘探和工程檢測儀，該型儀器具有面波采集和常規地震采集等功能，本次工作面波數據的采集是以單點激發“最佳窗口”24道接收施測方法采集數據。偏移距5 m，道間距3 m，采樣間隔0.5 ms，記錄長度1 024 ms。面波的激發采用人工錘擊，錘重24磅，激發點上鋪鋁合金墊板。

為保證采集數據準確，采樣前進行自檢，查看各通道的噪音情況，以保證穩定性和一致性。選擇4 Hz低頻檢波器接收，確保其與地面耦合狀況良好，激振后檢查各通道的采集信號[31]。實際采集中，對波形不正常的重新進行采集，選出面波能量強、干擾小、信噪比高且無壞道的記錄作為該測點的面波數據。

4 數據處理及成果解釋

數據處理和成果解釋以地質資料為基礎，物探異常特征為依據逐步完善。遵照先定性后定量，由點到面的原則。通過高密度電法反演斷面圖與多道瞬態面波法波速等值線圖，結合鉆探成果對研究區做出分析。

4.1 數據處理

高密度電法數據處理是一個人機交互的過程。利用計算機將野外收集的原始數據經過傳輸與轉換后導入RES2DINV軟件，對由儀器、人為錯誤、外界干擾或電極接地不良等產生的虛假或突變的“尖點”數據進行剔除和插值替換；添加地形數據實現校正，進而增大結果的可靠性；經過相應的模塊進行數據平滑(濾波)以壓制測量過程中的隨機干擾，并根據測區內干擾情況設置阻尼系數；使用最小二乘法進行迭代反演計算，得到各測量剖面的視電阻率反演圖進行解釋工作[6,32-33]。

瞬態面波數據處理主要包括時距域(X-T)的處理與頻散曲線的提取。利用面波處理軟件載入測點的面波記錄文件，在時距域(X-T)顯示和檢查實測記錄數據，識別和清理干擾波型，以便突出面波在頻率波數譜中的能量幅度；通過利用二維快速傅里葉變換(FFT)將時空域數據轉換到頻率波數域(F-K)，在頻率波數域頻散能量譜搜索確定基階面波頻譜峰脊，拾取頻率波數譜數據，進而獲得面波頻散曲線[34-37]；在面波繪圖軟件中輸入測線上的各測點位置、面波數據進行擬合處理，形成面波等速度彩色剖面圖[38-40]。

4.2 高密度成果解釋

通過實測，共得到8條測線的高密度電阻率法反演斷面圖。本文選取具有代表性的B-B′測線剖面與鉆孔信息進行標定和對比，并對結果進行簡要分析。

滑坡的高密度電阻率法B-B′測線方向自SW向NE，長度為295 m，剖面南西方向為小號點方向，沿測線朝北東方向依次增大，剖面高差起伏較大，起點與終點垂直高差近50 m(圖6)。B-B′測線顯示電性在縱向分層較好，在橫向上差異較大，剖面表層呈現高低阻相間的不穩定電性層，表明巖體分布不均勻。電阻率低的位置阻值為49.3～104 Ω·m，主要對應粉土較多地段；高阻值位置為318～462 Ω·m，主要對應碎石較多地段。測線在90～200 m段地表淺層電阻率較零亂，符合坡積層電性特征。測線前、中和后部地表往下深度0～10 m，剖面所在的中間電性層出現較大范圍低阻異常區，異常區連續性較好，電阻率<130 Ω·m，推斷主要與土體的含水率有關，表明這些位置含水性較好，屬于地下富水區，其富水程度不同，在剖面上的電阻率有所差異，解釋為碎石層結構較為松散，透水性較強，接受大氣降水、地表水補給成為軟弱含水層面，在電性上區分度明顯。而深部電阻率值逐漸增大，呈現出層狀結構，含水程度低，解釋為基巖層，表示巖體趨于完整，其電阻率為151～671 Ω·m。由于地層電性差異顯著，B-B′測線所反映的電阻率斷面上滑動面形態特征明顯，推斷在該測線中部區域向下平均深度約15 m的位置為滑動面。結合鉆孔巖性資料(圖7)，揭露滑坡的上覆地層為第四系全新統坡積含粉土碎石、角礫層，下伏含礫黏土層及侏羅系強-中風化凝灰巖，鉆孔范圍內的地層情況與高密度電法測試結果基本一致。

圖6 B--B′測線電阻率法反演斷面圖Fig.6 Inversion section of B--B′ line resistivity method

圖7 鉆孔柱狀圖Fig.7 Histograms of boreholes

4.3 瞬態面波成果及解釋

經現場實測，得到7條測線的多道瞬態面波頻散曲線和波速等值線圖，選取B-B′測線速度等值線圖與鉆孔信息進行標定和對比，并對結果進行簡要分析。

滑坡的多道瞬態面波法B-B′測線方向自SW向NE，長度為120 m，地面高程786～828 m(圖8)。等值圖中面波速度范圍在260～1 690 m/s，總體速度隨著深度增加而增大。通過面波測試方法及鉆孔巖性資料對地下巖土層標定對比，基本探明測區內地層的分布情況和巖土性質。具體解釋為,第一層：地層面波速度偏低，該層速度一般在260～700 m/s之間，在水平位置0～10 m和80～100 m段分別出現明顯相對較低的速度異常，反映這兩段淺部土體較為松散，塊、碎石間充填差。此層主要為含粉土碎石、角礫，是滑坡體的主體組成物質，層厚一般在5～9 m;第二層：面波速度在700～1 140 m/s之間，反映該層巖土體呈稍密實狀態，碎石間充填較上覆地層偏好，該層厚度不均勻，一般在3～9 m之間，主要為碎石、含礫黏土及強風化凝灰巖。因滑坡體的波速一般比滑動面以下的巖土體低，滑動面常為速度差異界面，推斷滑動面位于此層含礫黏土層和強風化凝灰巖頂面附近，深度約9～15 m位置，形態為弧狀；第三層：地層面波速度較高，并呈逐漸增加的趨勢，速度約為1 140～1 690 m/s，反映該層結構隨著深度增加逐漸密實，主要為中風化凝灰巖。

圖8 B--B′測線多道瞬態面波法波速等值線圖Fig.8 Wave velocity contour map of multi-channel transient surface wave method on B--B′measuring line

4.4 綜合對比分析

高密度電阻率斷面圖和多道瞬態面波法波速等值線圖較好地顯示了滑坡體的基本形態特征，通過與鉆孔資料的進一步比對，證實了研究的可靠性。鉆探揭露了碎石、角礫、含礫黏土和全-中風化凝灰巖等6種巖土。碎石、角礫稍濕-飽和，松散-稍密，局部中密，無分選，無層理，均勻性差；含礫黏土硬塑，干強度中等，韌性中等，切面光滑，土質較均勻；全風化凝灰巖原巖結構構造完全破壞，巖芯風化劇烈，呈黏土狀；強風化凝灰巖凝灰結構，塊狀構造，巖芯風化強烈，節理裂隙發育，巖芯呈碎塊狀；中風化凝灰巖凝灰結構，塊狀構造，巖芯較完整，節理裂隙較發育，巖芯呈碎塊狀、短柱狀。第四系全新統坡積含粉土碎石、角礫層結構松散，透水性強，底部含水量較高，多為飽和狀態，驗證了高密度電法表層、中層電阻率低于深層電阻率，瞬態面波法淺層速度低于深層速度，高密度電阻率低阻異常與瞬態面波低速的“雙低”區域具有一致性的物探響應。

5 討論

本文以充分了解研究區地形地貌、構造背景、地層巖性、水文條件情況為前提，開展地球物理實測，獲取高密度電法和多道面波法成果圖，結合鉆孔地質資料進行標定，理清滑坡的形態、物質組成及滑面位置等情況，從而為滑坡形成機制分析提供參考依據。

5.1 滑坡形態特征

根據研究區現場情況，結合鉆孔數據、高密度電法和多道瞬態面波法成果設計A-A′、B-B′、C-C′3條縱向地質剖面線。如剖面圖A-A′所示(圖9)分析可知：

大湖滑坡在地形上東北高西南低，斜坡總體呈陡-緩-陡型，前部、后部地形較陡，中部較緩，一般坡度>25°?；碌刭|構造可分為3層，上部為含粉土碎石層，中部為含礫黏土層，下部為強風化-中風化凝灰巖層。

從物質組成上來看，滑床為含礫黏土層、強風化-中風化凝灰巖層，黏土質含量高，透水性弱?；麦w主要為第四系全新統坡積含粉土碎石層，結構松散，透水性強，層厚9.0～22.8 m，山上部位較厚，中部較薄，山下較厚。鉆孔所揭示的滑坡體深度范圍與物探反映的高密度電阻率低阻異常、瞬態面波低速區間對應性較好。根據研究區地層結構特征，推測在含粉土碎石層與含礫黏土、風化凝灰巖接觸面附近為軟弱面，易形成滑動面。在地下水的長期作用下，堆積體可能沿基巖面頂部產生滑動。

5.2 滑坡形成機制

滑坡形成機制分析需要結合地形地貌、地層巖性、降雨量和人工活動等因素進行綜合考量。大湖滑坡所在位置為山體邊坡地帶，地形起伏較大，總體呈陡-緩-陡型，屬于不穩定的坡形?；麦w上覆地層巖性主要為含粉土碎石，結構松散，裂隙發育，透水性強；下伏地層主要為含礫黏土、風化凝灰巖層，均為相對隔水層。研究區連續高強度的降雨會形成坡面徑流，對地表產生強烈的沖刷；雨水入滲使坡體的重度增大，水體滲流到下部隔水層受阻逐漸富集，形成積水，使巖土軟化，降低巖層的抗剪強度。另外，研究區內不合理的耕作活動致使坡腳形成相對陡峭的臨空面，破壞了原有巖體的力學平衡，使得邊坡整體的抗滑力降低，加速了滑坡的活動。

通過上述分析認為大湖滑坡成因的地質力學模式為蠕滑-拉裂，建立大湖滑坡形成機制的概念模型，將滑坡的演化過程分為3個階段：第一階段為滑坡蠕滑變形階段：邊坡下部位置的人為破壞使得坡腳變陡，形成臨空面。雨季大量的降水作用于坡面，快速入滲，并在上部覆蓋層與相對隔水基巖層面之間富集，使得粉土碎石層與含礫黏土、風化凝灰巖接觸位置開始軟化，逐漸演化成潛在的滑動面。邊坡在自重應力作用下，沿著潛在的滑面向臨空方向發生蠕滑變形，并在坡體后緣形成拉張裂縫。第二階段為坡體裂縫發展階段：隨著時間積累，在大氣降水等外界因素影響下，巖土體的蠕滑變形持續發展，邊坡后緣拉應力持續增大，拉裂縫也不斷向深部持續擴展、延伸。坡體內節理裂隙的擴張，提高了地表水的入滲率，加速了巖土體的軟化，進一步破壞了坡體的穩定。受巖土體蠕滑變形的影響，坡體開始下錯，變形量逐漸增大，邊坡處于加速變形狀態，并伴隨有局部巖體滑塌現象發生。第三階段為滑坡滑動失穩階段：當巖土體不斷向下產生擠壓變形時，坡體內部剪應力不斷增加，進入累積破壞階段。在連續降雨的作用下，水體入滲增加了坡內巖土體的容重，使下滑力增大，加快了巖土體的滑動變形，加速了潛在滑動帶的發育。如此循環往復，最終使滑動面貫通，形成有利的滑動介質。當抗滑力小于坡體下滑力時，前緣巖土體失穩發生加速滑移，并帶動后部坡體變形下滑，進而導致滑坡地質災害的發生。

6 結論

(1)大湖滑坡滑坡體為第四系全新統坡積含粉土碎石層，層厚0.9～24.3 m，結構較為松散，透水性較強；滑動帶層厚0.5～1.4 m，多為飽和狀態，且較為軟弱；滑動面為含礫黏土層和凝灰巖風化殼頂面；滑床為含礫黏土層及全-中風化凝灰巖。

(2)大湖滑坡受地形地貌、地層巖性和水文條件等因素影響，其形成是多種因素共同作用的結果。地形地貌條件和松散的風化巖土體結構為滑坡的發生提供了先決條件，水的作用及人工切坡等外部因素是誘發滑坡的必要條件。

(3)大湖滑坡成因的地質力學模式為蠕滑-拉裂，演化過程可以分為滑坡蠕滑變形、坡體裂縫發展與滑坡滑動失穩3個階段。

(4)綜合運用高密度電法與瞬態面波法在研究大湖滑坡形態、滑體厚度及范圍方面具有很好的互補性；在定量確定滑動面位置時，兩者具有一致性的物探響應，成果直觀。