综合物探在研究吉林长白大湖滑坡成因机制中的应用

于泽瑞，方石，王岩，杜军,陈洋

1.吉林大学 地球科学学院，长春 130061；
2.吉林省地矿勘察设计研究院，长春 130012；
3.吉林省地矿建设集团有限公司，长春 130012；
4.吉林省油页岩与共生能源矿产重点实验室，长春 130061；
5.辽宁工程勘察设计院有限公司，辽宁 锦州 121000

近年来，全球地质灾害频发，给人类生活、生产带来了巨大的生命安全威胁和经济财产损失。滑坡是最严重的自然地质灾害之一，产生条件复杂，受各种自然地质因素影响，具有发生频率高、破坏力强、造成损失巨大和发生过程迅速剧烈等特点，一直受到工程地质研究者的关注。

传统的滑坡调查手段多以观测水位变化、进行位移监测、调查诱发原因以及降雨量等因素为主，而滑坡形态特征主要以钻孔资料绘制的地质剖面为依据[1]，然而这些传统方法通常存在费用高、费时间和获得信息局限等缺陷[2]。针对滑坡地质调查，地球物理实测数据能够较为真实的反映出滑坡体的地层结构和形态特征，具有突出的优越性。因此，有不少学者将物理探测手段引入其中，取得了卓有成效的成果。代涛等[3]采用高密度电阻率法对北京撞道口村滑坡进行探测，推断了覆盖层厚度、滑动面位置及基岩埋深，为滑坡治理方案提供了准确的依据；
王磊等[4]利用高密度电法对宁夏西吉县苏堡村滑坡进行探测，达到了预期的目的，为黄土地震滑坡的形成机理和防治研究提供了参考数据；
薛翊国等[5]以山东隽家峪厚层堆积滑坡为背景，利用电阻率层析成像等手段有效地实现了对厚层堆积滑坡滑移面空间位置、厚度和形态的探测；
张纯刚等[6]利用瞬态面波勘探确定滑坡体的覆盖范围及基岩埋深，为隧道进洞方案提供了依据。但是仅通过单一物探方法取得的分析结果往往存在多解性。目前，国内无论是在理论研究还是在实践方面，采用多种技术手段相结合的综合分析思想和理论研究都相对较少[7]。基于此，在滑坡区开展综合物探研究进行相互验证、相互约束，因而提高研究成果的可靠性就显得尤为重要。

长白地区地质环境复杂，是吉林省地质灾害的易发区，且灾害发生的机理和影响因素具有不确定性。钱立辉等[8]基于格网GIS与灰色关联法，分析了该区域内崩塌、滑坡和泥石流等地质灾害孕灾环境；
王屹林[9]利用降雨影响因素对该区进行了崩滑体稳定性预测研究；
田宇[10]基于ArcGIS采用信息量法、逻辑回归法等对长白地区进行了滑坡地质灾害易发程度分区评价；
赵保宁[11]利用遥感技术获取滑坡灾害空间信息，结合层次分析与人工神经网络技术对长白地区的滑坡灾害影响因子和滑坡灾害敏感性进行了分析。虽然取得了一定成果，但并未针对该区域具体滑坡实例进行形成机制的研究和探讨。

笔者以吉林省长白朝鲜族自治县解放村大湖滑坡为例，借助高密度电法和多道瞬态面波法，获取电阻率和面波速度等参数，结合钻探成果进行对比验证，系统地研究该滑坡的结构形态、物质组成并标定滑面位置，分析论述滑坡的成因机制，进而形成一套具有针对性的成因机制概念模型，为其他地区类似的滑坡研究提供参考和借鉴。同时，本次研究成果也可为该滑坡后期的稳定性评价以及治理设计提供有力依据，具有十分重要的现实意义。

1.1 地形地貌

长白县全境坐落在吉林省长白山的南麓，地势东北高、西南低。境内最高点位于长白县最北端的中朝三号界桩点，海拔高度为2 457.4 m；
沿江最低点为七道沟河与鸭绿江汇合处，海拔450 m；
平均海拔为1 570 m[8]。全区可分为火山地貌、构造剥蚀地貌、侵蚀堆积地貌和堆积地貌4个类型。研究区位于长白县县城西北，处于梨树沟河河道及左岸山体边坡地带，地理坐标128°10′32.83″E、41°26′51.28″N(图1)。滑坡地质灾害发育在梨树沟河的左岸山体上，海拔783～865 m，相对高差82 m，山脊走势总体上呈北西向，山体坡度为15°～45°，主滑方向SW244°。研究区大的地貌单元属于长白熔岩台地东南侧的边缘地带，进一步划分为构造剥蚀的山间“V”型沟谷及斜坡堆积地貌[12]。

图1 大湖滑坡全貌图Fig.1 Full view of Dahu landslide

1.2 地质构造

长白地区处于中朝准地台辽东台隆，火山活动频繁，构造活动复杂，构造主要以北东、北西及北北东的断裂构造为主[13]。区域较大的断裂构造主要有：北北东走向的依兰-伊通断裂、北东向的敦化-密山断裂带、北东走向的鸭绿江-甄峰山断裂、北东走向的图们江断裂、北西及东西走向的断裂带。研究区大地构造单元属于中朝准台地-辽东台隆-营口-宽甸台拱-长白断块，区内地质构造简单，经现场调查无活动性断层[3](图2)。

图2 研究区域构造单元分布图Fig.2 Distribution map of regional tectonic units

1.3 地层岩性

研究区地表出露地层由老至新为：中生界侏罗系上-中统四道沟组(J2-3s)和新生界第四系(Q)地层[14](表1)。

中生界侏罗系上--中统四道沟组(J2-3s)上部以灰白、灰绿及紫红色酸性晶屑岩屑凝灰岩为主，夹流纹岩、凝灰岩中产化石。下部为流纹岩及凝灰熔岩夹酸性晶屑岩屑凝灰岩、角砾熔岩。地层厚度1 657～1 707 m，位于工作区内的山坡上，第四系全新统覆于之上。

表1 研究区地层岩性

1.4 水文地质条件

根据含水介质、地下水赋存条件和水动力特征等，将研究区内地下水划分为松散岩类孔隙水、基岩裂隙水两类[5]。

松散岩类孔隙水含水层主要为冲积砂砾石、砂卵石层，厚度一般4～5 m。水位埋深1～6 m，最大达10 m。位于梨树沟河河道两侧，主要接受大气降水和侧向基岩裂隙水补给，水量受季节影响较大，径流短以补给梨树沟河水方式排泄。

基岩裂隙水主要赋存于中生代的侏罗系地层的基岩裂隙中。赋水性与构造发育程度密切相关。该类地下水主要接受大气降水补给，以地下径流或泉的方式排泄。

2.1 高密度电法

高密度电法又称高密度电阻率法，是以地壳中岩石的电阻率差异为物质基础，观测和研究人工电场的变化和分布规律，从而解决地质问题的一种勘探方法[15]。将多个电极同时排列在测线上，通过对电极自动转换器的控制，实现电阻率法中各种不同装置、不同极距的自动组合，从而一次布极可测得多种装置、多种极距情况下的多种电阻率参数(图3)。高密度电法是在常规电法基础上发展起来的，与常规电法相比，具有成本低、效率高，反映信息丰富、直观，资料解释方便等特点。在高密度电法探测研究方面，Piegari et al.[16]在坎帕尼亚地区的测试区开展电阻率层析成像和统计分析法在滑坡探测模型中的应用，显示了其在评估边坡稳定性上的潜力；
Friedel et al.[17]利用电阻率层析成像和岩土工程勘察相结合研究瑞士北部托塞格附近降雨诱发的滑坡，证明其有助于优化监测试验设计；
李富等[18]利用高密度电阻率法通过对土质、岩石和破碎岩石类滑坡的研究，推断了滑坡体的类型、物质组成。何清立等[19]利用高密度电法对工作区滑坡进行勘查，查明了滑坡体空间形态特征、滑动面埋深以及与滑坡发育相关的断裂情况。

图3 高密度电法勘探系统结构示意图Fig.3 Structural diagram of high density electrical exploration system

2.2 瞬态面波法

瞬态面波法是一种地震波法，它是相对于稳态面波法而言的。主要以面波在介质中传播时的穿透深度与波长的相关性及其在层状介质传播的频散特性为理论依据[20]。目前，瞬态面波法一般采用瞬态冲击力作为震源激发面波，通过检波器记录面波的垂直分量，分析面波在不同介质中的相速度差异，来解释岩土的物性特征[21](图4)。面波沿地面表层传播，同一波长的面波传播特性反映了地质条件在水平方向的变化，而不同波长的面波传播特性则反映了不同深度的地质变化情况[22]。在面波法应用方面，Mihai et al.[23]探讨利用多道面波分析(MASW)方法提高滑坡周边地区岩土工程信息质量的可能性，并揭示了剪切波速随深度的演化趋势与勘探边坡的稳定程度有关；
Paulina et al.[24]在波兰南部的特戈博尔滑坡比较了地震干涉法和多道面波分析法的数据采集、处理和解释，得出两者均可用来估算地下横波速度场的结论；
刘云祯等[25]应用SWS瞬态面波数据采集处理系统，结合工程勘察、煤田勘探等实例，展示了瞬态面波法的广阔应用前景。贾辉等[26]利用面波在浅部土层中的传播特性以及面波相速度与岩土力学参数的相关性，推断了场地渣土及垃圾回填的分布范围。

图4 多道瞬态面波法系统示意图Fig.4 Schematic diagram of multi-channel transient surface wave method system

研究区地层结构和组成不同，第四系坡积含粉土碎石与侏罗系凝灰岩等岩土体在地电特性和波阻抗方面具有较大差异，具备进行高密度电法和瞬态面波法实测的地球物理条件。在充分考虑到滑坡地形影响及两种方法适用性的前提下，最终布设高密度电阻率法测线8条，编号依次为A-A′、B-B′、C-C′、D-D′、E-E′、F-F′、G-G′、H-H′；
布设多道瞬态面波法测线7条，编号依次为A-A′、B-B′、C-C′、D-D′、E-E′、F-F′、G-G′。测线从西南到东北覆盖滑坡整体，高密度电法测线长度约295 m，瞬态面波法测线长度约120 m(图5)。

图5 测线平面布置图Fig.5 Layout plan of survey line

高密度电阻率法仪器使用重庆奔腾数控技术研究所研制生产的主机WDJD-4型多功能数字直流激电仪及其配套的WDZJ-4多路电极转换器。为了突出滑坡体的垂直地层信息，综合考虑深度及地形等因素，采用固定断面扫描测量中的α排列，即温纳四极装置进行野外数据的采集[27-28]。一次性布设60根电极，点距5 m，一次测量完成一条固定断面下方的16条剖面(记录层数为16层)，共552个数据点，探测深度40～50 m。

为确保观测数据的可靠，每个排列的坏点总数不超过测量总数的3%[29]。观测始末和每隔2 h采用两次供电观测来检查供电电流的稳定性，两次电流观测结果的相对误差控制在-0.5%～0.5%之间，严格控制观测均方相对误差[30]，其公式为：

本次高密度电法检查工作量占总工作量的4.17%，得到总均方相对误差M值为2.63%(表2)。

表2 高密度电法质量检查点统计

多道瞬态面波工作使用北京市水电物探研究所生产的SWS型多波列数字图像工程勘探和工程检测仪，该型仪器具有面波采集和常规地震采集等功能，本次工作面波数据的采集是以单点激发“最佳窗口”24道接收施测方法采集数据。偏移距5 m，道间距3 m，采样间隔0.5 ms，记录长度1 024 ms。面波的激发采用人工锤击，锤重24磅，激发点上铺铝合金垫板。

为保证采集数据准确，采样前进行自检，查看各通道的噪音情况，以保证稳定性和一致性。选择4 Hz低频检波器接收，确保其与地面耦合状况良好，激振后检查各通道的采集信号[31]。实际采集中，对波形不正常的重新进行采集，选出面波能量强、干扰小、信噪比高且无坏道的记录作为该测点的面波数据。

数据处理和成果解释以地质资料为基础，物探异常特征为依据逐步完善。遵照先定性后定量，由点到面的原则。通过高密度电法反演断面图与多道瞬态面波法波速等值线图，结合钻探成果对研究区做出分析。

4.1 数据处理

高密度电法数据处理是一个人机交互的过程。利用计算机将野外收集的原始数据经过传输与转换后导入RES2DINV软件，对由仪器、人为错误、外界干扰或电极接地不良等产生的虚假或突变的“尖点”数据进行剔除和插值替换；
添加地形数据实现校正，进而增大结果的可靠性；
经过相应的模块进行数据平滑(滤波)以压制测量过程中的随机干扰，并根据测区内干扰情况设置阻尼系数；
使用最小二乘法进行迭代反演计算，得到各测量剖面的视电阻率反演图进行解释工作[6,32-33]。

瞬态面波数据处理主要包括时距域(X-T)的处理与频散曲线的提取。利用面波处理软件载入测点的面波记录文件，在时距域(X-T)显示和检查实测记录数据，识别和清理干扰波型，以便突出面波在频率波数谱中的能量幅度；
通过利用二维快速傅里叶变换(FFT)将时空域数据转换到频率波数域(F-K)，在频率波数域频散能量谱搜索确定基阶面波频谱峰脊，拾取频率波数谱数据，进而获得面波频散曲线[34-37]；
在面波绘图软件中输入测线上的各测点位置、面波数据进行拟合处理，形成面波等速度彩色剖面图[38-40]。

4.2 高密度成果解释

通过实测，共得到8条测线的高密度电阻率法反演断面图。本文选取具有代表性的B-B′测线剖面与钻孔信息进行标定和对比，并对结果进行简要分析。

滑坡的高密度电阻率法B-B′测线方向自SW向NE，长度为295 m，剖面南西方向为小号点方向，沿测线朝北东方向依次增大，剖面高差起伏较大，起点与终点垂直高差近50 m(图6)。B-B′测线显示电性在纵向分层较好，在横向上差异较大，剖面表层呈现高低阻相间的不稳定电性层，表明岩体分布不均匀。电阻率低的位置阻值为49.3～104 Ω·m，主要对应粉土较多地段；
高阻值位置为318～462 Ω·m，主要对应碎石较多地段。测线在90～200 m段地表浅层电阻率较零乱，符合坡积层电性特征。测线前、中和后部地表往下深度0～10 m，剖面所在的中间电性层出现较大范围低阻异常区，异常区连续性较好，电阻率<130 Ω·m，推断主要与土体的含水率有关，表明这些位置含水性较好，属于地下富水区，其富水程度不同，在剖面上的电阻率有所差异，解释为碎石层结构较为松散，透水性较强，接受大气降水、地表水补给成为软弱含水层面，在电性上区分度明显。而深部电阻率值逐渐增大，呈现出层状结构，含水程度低，解释为基岩层，表示岩体趋于完整，其电阻率为151～671 Ω·m。由于地层电性差异显著，B-B′测线所反映的电阻率断面上滑动面形态特征明显，推断在该测线中部区域向下平均深度约15 m的位置为滑动面。结合钻孔岩性资料(图7)，揭露滑坡的上覆地层为第四系全新统坡积含粉土碎石、角砾层，下伏含砾黏土层及侏罗系强-中风化凝灰岩，钻孔范围内的地层情况与高密度电法测试结果基本一致。

图6 B--B′测线电阻率法反演断面图Fig.6 Inversion section of B--B′ line resistivity method

图7 钻孔柱状图Fig.7 Histograms of boreholes

4.3 瞬态面波成果及解释

经现场实测，得到7条测线的多道瞬态面波频散曲线和波速等值线图，选取B-B′测线速度等值线图与钻孔信息进行标定和对比，并对结果进行简要分析。

滑坡的多道瞬态面波法B-B′测线方向自SW向NE，长度为120 m，地面高程786～828 m(图8)。等值图中面波速度范围在260～1 690 m/s，总体速度随着深度增加而增大。通过面波测试方法及钻孔岩性资料对地下岩土层标定对比，基本探明测区内地层的分布情况和岩土性质。具体解释为,第一层：地层面波速度偏低，该层速度一般在260～700 m/s之间，在水平位置0～10 m和80～100 m段分别出现明显相对较低的速度异常，反映这两段浅部土体较为松散，块、碎石间充填差。此层主要为含粉土碎石、角砾，是滑坡体的主体组成物质，层厚一般在5～9 m;第二层：面波速度在700～1 140 m/s之间，反映该层岩土体呈稍密实状态，碎石间充填较上覆地层偏好，该层厚度不均匀，一般在3～9 m之间，主要为碎石、含砾黏土及强风化凝灰岩。因滑坡体的波速一般比滑动面以下的岩土体低，滑动面常为速度差异界面，推断滑动面位于此层含砾黏土层和强风化凝灰岩顶面附近，深度约9～15 m位置，形态为弧状；
第三层：地层面波速度较高，并呈逐渐增加的趋势，速度约为1 140～1 690 m/s，反映该层结构随着深度增加逐渐密实，主要为中风化凝灰岩。

图8 B--B′测线多道瞬态面波法波速等值线图Fig.8 Wave velocity contour map of multi-channel transient surface wave method on B--B′measuring line

4.4 综合对比分析

高密度电阻率断面图和多道瞬态面波法波速等值线图较好地显示了滑坡体的基本形态特征，通过与钻孔资料的进一步比对，证实了研究的可靠性。钻探揭露了碎石、角砾、含砾黏土和全-中风化凝灰岩等6种岩土。碎石、角砾稍湿-饱和，松散-稍密，局部中密，无分选，无层理，均匀性差；
含砾黏土硬塑，干强度中等，韧性中等，切面光滑，土质较均匀；
全风化凝灰岩原岩结构构造完全破坏，岩芯风化剧烈，呈黏土状；
强风化凝灰岩凝灰结构，块状构造，岩芯风化强烈，节理裂隙发育，岩芯呈碎块状；
中风化凝灰岩凝灰结构，块状构造，岩芯较完整，节理裂隙较发育，岩芯呈碎块状、短柱状。第四系全新统坡积含粉土碎石、角砾层结构松散，透水性强，底部含水量较高，多为饱和状态，验证了高密度电法表层、中层电阻率低于深层电阻率，瞬态面波法浅层速度低于深层速度，高密度电阻率低阻异常与瞬态面波低速的“双低”区域具有一致性的物探响应。

本文以充分了解研究区地形地貌、构造背景、地层岩性、水文条件情况为前提，开展地球物理实测，获取高密度电法和多道面波法成果图，结合钻孔地质资料进行标定，理清滑坡的形态、物质组成及滑面位置等情况，从而为滑坡形成机制分析提供参考依据。

5.1 滑坡形态特征

根据研究区现场情况，结合钻孔数据、高密度电法和多道瞬态面波法成果设计A-A′、B-B′、C-C′3条纵向地质剖面线。如剖面图A-A′所示(图9)分析可知：

大湖滑坡在地形上东北高西南低，斜坡总体呈陡-缓-陡型，前部、后部地形较陡，中部较缓，一般坡度>25°。滑坡地质构造可分为3层，上部为含粉土碎石层，中部为含砾黏土层，下部为强风化-中风化凝灰岩层。

从物质组成上来看，滑床为含砾黏土层、强风化-中风化凝灰岩层，黏土质含量高，透水性弱。滑坡体主要为第四系全新统坡积含粉土碎石层，结构松散，透水性强，层厚9.0～22.8 m，山上部位较厚，中部较薄，山下较厚。钻孔所揭示的滑坡体深度范围与物探反映的高密度电阻率低阻异常、瞬态面波低速区间对应性较好。根据研究区地层结构特征，推测在含粉土碎石层与含砾黏土、风化凝灰岩接触面附近为软弱面，易形成滑动面。在地下水的长期作用下，堆积体可能沿基岩面顶部产生滑动。

5.2 滑坡形成机制

滑坡形成机制分析需要结合地形地貌、地层岩性、降雨量和人工活动等因素进行综合考量。大湖滑坡所在位置为山体边坡地带，地形起伏较大，总体呈陡-缓-陡型，属于不稳定的坡形。滑坡体上覆地层岩性主要为含粉土碎石，结构松散，裂隙发育，透水性强；
下伏地层主要为含砾黏土、风化凝灰岩层，均为相对隔水层。研究区连续高强度的降雨会形成坡面径流，对地表产生强烈的冲刷；
雨水入渗使坡体的重度增大，水体渗流到下部隔水层受阻逐渐富集，形成积水，使岩土软化，降低岩层的抗剪强度。另外，研究区内不合理的耕作活动致使坡脚形成相对陡峭的临空面，破坏了原有岩体的力学平衡，使得边坡整体的抗滑力降低，加速了滑坡的活动。

通过上述分析认为大湖滑坡成因的地质力学模式为蠕滑-拉裂，建立大湖滑坡形成机制的概念模型，将滑坡的演化过程分为3个阶段：第一阶段为滑坡蠕滑变形阶段：边坡下部位置的人为破坏使得坡脚变陡，形成临空面。雨季大量的降水作用于坡面，快速入渗，并在上部覆盖层与相对隔水基岩层面之间富集，使得粉土碎石层与含砾黏土、风化凝灰岩接触位置开始软化，逐渐演化成潜在的滑动面。边坡在自重应力作用下，沿着潜在的滑面向临空方向发生蠕滑变形，并在坡体后缘形成拉张裂缝。第二阶段为坡体裂缝发展阶段：随着时间积累，在大气降水等外界因素影响下，岩土体的蠕滑变形持续发展，边坡后缘拉应力持续增大，拉裂缝也不断向深部持续扩展、延伸。坡体内节理裂隙的扩张，提高了地表水的入渗率，加速了岩土体的软化，进一步破坏了坡体的稳定。受岩土体蠕滑变形的影响，坡体开始下错，变形量逐渐增大，边坡处于加速变形状态，并伴随有局部岩体滑塌现象发生。第三阶段为滑坡滑动失稳阶段：当岩土体不断向下产生挤压变形时，坡体内部剪应力不断增加，进入累积破坏阶段。在连续降雨的作用下，水体入渗增加了坡内岩土体的容重，使下滑力增大，加快了岩土体的滑动变形，加速了潜在滑动带的发育。如此循环往复，最终使滑动面贯通，形成有利的滑动介质。当抗滑力小于坡体下滑力时，前缘岩土体失稳发生加速滑移，并带动后部坡体变形下滑，进而导致滑坡地质灾害的发生。

(1)大湖滑坡滑坡体为第四系全新统坡积含粉土碎石层，层厚0.9～24.3 m，结构较为松散，透水性较强；
滑动带层厚0.5～1.4 m，多为饱和状态，且较为软弱；
滑动面为含砾黏土层和凝灰岩风化壳顶面；
滑床为含砾黏土层及全-中风化凝灰岩。

(2)大湖滑坡受地形地貌、地层岩性和水文条件等因素影响，其形成是多种因素共同作用的结果。地形地貌条件和松散的风化岩土体结构为滑坡的发生提供了先决条件，水的作用及人工切坡等外部因素是诱发滑坡的必要条件。

(3)大湖滑坡成因的地质力学模式为蠕滑-拉裂，演化过程可以分为滑坡蠕滑变形、坡体裂缝发展与滑坡滑动失稳3个阶段。

(4)综合运用高密度电法与瞬态面波法在研究大湖滑坡形态、滑体厚度及范围方面具有很好的互补性；
在定量确定滑动面位置时，两者具有一致性的物探响应，成果直观。