基于广域电磁法的巨厚型基岩滑坡导水断裂探测研究

宋国壮，张玉芳，李帝铨，张乔勋

(1.中国铁道科学研究院集团有限公司，北京，100081；2.中南大学地球科学与信息物理学院，湖南长沙，410083)

滑坡是我国地质灾害种类中占比最大的灾害类型之一。据不完全统计，我国自1949年到2011年，由滑坡灾害导致的死亡人数超过2.5万，年均超过400人，年均经济损失达1 000亿元以上[1]。其中，西北地区构造运动剧烈、气候条件恶劣，仅西宁-民和盆地发育巨大型滑坡64 处，中型滑坡234 处[2]。巨型滑坡形成机制较为复杂，其中地下水的长期作用被认为是滑坡形成的主要诱发因素之一，而节理裂隙、断裂构造等又对基岩滑坡地下水的富集及补、径、排系统起到控制性作用[3]。因此，开展基岩滑坡断裂构造探测并厘清其对地下水的作用研究十分必要。物探方法是地下水和隐伏断裂构造勘查的主要手段之一，通过选择合适的物探方法，可以确定地下水的埋深、空间位置及断层构造的走向、产状等。近地表的物探方法包括高密度电法、电测深法、浅层人工地震法、探地雷达和瞬变电磁法等。其中，何国丽等[4-5]通过音频大地电磁法开展了岩溶地区地下水探测研究；李富等[6]提出了运用视电阻率联合剖面法、瞬变电磁法、测深法等的“多方法、多参数、多层次”地球物理找水模式。李俊杰等[7-9]通过超高密度电阻率法、浅层地震反射法、地质雷达开展了隐伏断裂的探测研究；刘明辉等[10-11]运用电联合剖面法、电阻率测深法、天然源面波技术等综合物探技术对断层的活动性做出了科学评价。近年来，我国应用较为广泛的常规物探方法基本能够满足埋深300 m内浅部含水地质体及断裂构造的勘探需求，但对于滑动面深切于基岩300 m以下的巨厚型滑坡，地下水及断裂构造埋深可能达到近千米，目前尚无成熟的物探手段满足探测需求。

广域电磁法是由中南大学何继善院士提出的一种人工源频率域电磁测深方法，具有大深度、高精度等特点，目前已在深部金属矿、油气富集区、水害探测等领域得到了广泛应用[12-17]。本文以西北地区某巨型基岩滑坡为研究背景，针对其形成机制复杂、地下水及断裂构造埋藏深度大等特点，引入广域电磁法对滑坡区不同深度地下水、可能存在的断裂构造开展探测研究，并通过拟流场法、钻探、挖探等多种手段，结合地质资料对解译结果加以验证，以期揭示断裂构造对滑坡地下水运移条件的作用模式，为类似规模的工程地质问题提供研究思路。

1 工程概况

1.1 工程地质条件

1.1.1 地形地貌

滑坡所处自然斜坡位于中坝沟与打麦沟黄土梁峁区，地形南高北低、呈多级老滑坡地貌形态，如图1所示。山梁走向NNE 向，山顶海拔高程约为2 427 m；斜坡中部发育一走向近南北向的大冲沟，将自然山坡分割为东西2块，隧道以NWW向下穿自然斜坡通过。坡脚湟水河走向近NWW 向，河谷盆地高程约为1 909 m。

图1 滑坡平面展布示意图Fig.1 Schematic diagram of landslide layout

1.1.2 地层岩性

组成斜坡体的岩土上部主要为第四系巨厚层黄土(含冰积粉土)，最大厚度超过240 m；下伏基岩为第三系泥岩夹砂岩、砾岩和膏岩，泥岩具膨胀性受水易软化。

1.1.3 地质构造

滑坡区地处湟水河构造盆地东段，位于青藏板块与祁连山褶皱构造带结合带，夹于拉脊山与大板山之间。属新构造运动及地震活动十分强烈的区域，大小断层发育，影响区内坡体的稳定性。

1.1.4 水文地质条件

滑坡区位于乐都盆地中部，地下水非常贫乏且分布不连续，通常以地表小型支沟为流域单元，构成独立的补给、径流、排泄系统。地下水补给主要靠大气降水，可通过黄土裂隙、落水洞、地表洼地等通道渗入黄土深部，补给形成地下水。

1.2 滑坡空间形态及性质

滑坡周界主要依据地表裂缝的展布确定(图1)。目前，滑坡后缘已形成两道贯通裂缝；滑坡东、西侧界裂缝大部分贯通；滑坡前缘剪出口出现断断续续鼓胀裂缝，出口在平面上基本位于1 条直线。确定滑坡长约1.93 km，宽约1.63 km，平面面积约为3.15 km2。根据地表裂缝展布和隧道内CPⅢ变形监测结果综合判定滑坡滑动方向为NE50°。

综合滑坡钻探岩芯鉴定、地质挖探及深部位移监测结果，判断滑坡主轴断面(II-II′)滑动面(带)空间形态如图2所示。判定当前发生的滑坡系依附于老滑坡滑动面(带)形成，滑动面(带)深入第三系完整泥岩夹砂岩层，属深厚层巨型基岩切层滑坡。

图2 II-II′断面滑动面(带)特征及挖探工程渗水点分布图Fig.2 Distribution of sliding zone and seepage parts on II-II′section

1.3 滑坡成因

1.3.1 岩土体强度特性

滑带(面)发育在第三系泥岩夹砂岩地层，夹有石膏，受水易软化，强度极低。室内试验结果表明：在天然状态下，第三系泥岩抗剪强度(直剪)黏聚力C为10～37.4 kPa，内摩擦角φ为30.1°～39.9°；在饱和状态下，抗剪强度(直剪)黏聚力C为7.1～13.3 kPa，φ=16.01°，表明随着含水量增加，强度指标衰减较快。

1.3.2 坡体结构特性

区域构造调查揭露坡体中存在大量缓倾角的结构面，此结构面非构造力作用的产物，而系河流下切过程中重力卸荷的产物，其存在使自然坡体具有顺坡向缓倾结构面的坡体结构特征，为滑坡发展提供了有利条件。

1.3.3 地下水长期作用

为进一步揭露滑坡主轴断面滑带及地下水特征，位于滑坡坡脚沿近似II-II′主轴断面向山侧施作地质横洞(长为1 081 m、坡率为5‰)，入口处洞底标高低于隧道底部64 m；并于横洞内布设4个地质探井，1～4 号探井的里程分别为H0+877，H0+694，H0+447 和H0+127，其深度分别为80，80，60 和60 m；横洞开挖至与隧道底部56 m 处相交时，继续布设山侧仰斜地质探洞，仰斜角为21°。

地质横洞、探井、探洞开挖过程中揭露多处渗水点，且渗水点位置与推测的滑动面(带)位置基本吻合(如图2所示)；且坡脚BZ-7 和BZ-8 钻孔揭露地下水长期处于高位承压状态，表明地下水对滑坡的长期作用明显，地表降水及地下水可能通过第四系地层孔隙、裂隙对滑带提供补给条件，降低滑带岩土体强度。

2 拟流场法及广域电磁法的应用

2.1 基本原理

拟流场法是利用地质对象与围岩间导电性的差异为基础并且要求这种差异必须足够大，通过研究充电电场的空间分布来解决有关地质问题的电探方法。

广域电磁法是由中南大学何继善院士基于传统的可控源音频大地电磁法(CSAMT)和磁偶源频率测深法(MELOS)提出的一种人工源频率域电磁测深方法。它突破了“近区”“过渡区”和“远区”的理论限制，定义了适用于全区的视电阻率及相关参数，大大拓展了频率域电磁法的观测范围。

把电磁测深的观测范围扩大到包括非远区的广大区域，通过观测1个或多个电磁场分量，计算广域视电阻率，达到探测不同埋深地质目标体的目的。

地表观测的水平电偶极源激励的电场水平分量Ex可表示为

根据式(1)，广域视电阻率为

其中：

式中，dL为供电线长度；r为收发距；α为方位角；k为波数；KE-Ex为装置系数；ΔVMN为观测电位差；I为发射电流；FE-Ex(ikr)为电磁响应函数；为点距。从式(2)可以看出，只需测量电场分量Ex，再通过迭代即可获得广域视电阻率。相比需要测量电场和磁场分量的CSAMT法，广域电磁法装备简单轻便，勘探效率和精度显著提高。

2.2 测线布置

拟流场法及广域电磁法主测线方向应尽量垂直地层或主要构造走向，测线长度应控制滑坡周界及主要构造。本次探测共布设拟流场法测线20条，设计长度1.8 km，测线间距为100 m，测点间距为50 m，测线总长36 km；广域电磁法测线8条，测线设计长度1.8 km，测线间距为200 m，测点间距为50 m，共计288个测点；其中L11测线对应滑坡主轴断面(II-II′)。拟流场法及广域电磁法测线平面布置如图3所示。

图3 拟流场法及广域电磁法测线平面布置图Fig.3 Plane arrangement chart of survey lines of widefield electromagnetic method and flow field fitting method

2.3 场源布置

场源电极(A和B)应根据实际地形、地物情况，在一定范围内选择合适场地进行布设，原则上远离人员聚集地区；移动场源时，尽量在可控范围内，AB场源方向应平行于测线方向布设，方位误差小于5°，场源AB一般长度为1～3 km。测线两端与垂直场源中心点垂线夹角均小于30°。场源布置原则如图4所示。

图4 广域电磁法场源位置布设原则Fig.4 Lay principle of field source location

本次广域电磁法测线长1.8 km，相互平行，经计算场源布设长度为0.49 km；受地表低电阻率影响，经过信号测试最近收发步距为3 km。

2.4 数据处理

在充分分析电阻率异常特征及前人研究成果的基础上，提出广域电磁法数据处理的如下思路：1)针对地质任务，收集研究区地质及各种物探资料，分析地层岩石的电阻率特征，为电阻率反演断面图的地层划分提供基础；2)对原始数据进行常规处理，如飞点剔除、静态校正、相关滤波等，为下一步数据解译奠定基础；3)对经过初步处理的资料进行定性分析，对“频率-视电阻率”曲线进行类型分析，详细分析构造转换和特征位置的特定“频率-视电阻率”曲线，确定地下介质在“频率-视电阻率”曲线上的响应；4)建立合理的地质模型，构建解译模式，采用一维连续介质反演和二维连续介质反演结果进行深部地质构造的电性特征分析和地质解释。广域电磁法数据处理及资料解译流程如图5所示。

图5 广域电磁法数据处理与解译流程Fig.5 Data processing and interpretation process of the wide-field electromagnetic method

3 解译成果分析

3.1 富水地层识别

广域电磁法L5(位于滑坡东侧)、L11(对应II-II′主轴断面)、L15(位于滑坡西侧)测线电阻率反演剖面如图6所示。由图6可以看出，L3，L11，L15测线反演剖面在浅部均识别出明显低电阻率异常区域，其中，L5 测线低阻区位于隧道南侧(河侧)约150 m、高程2 080～2 150 m范围内；L11测线低阻区位于隧道北侧(山侧)600～900 m、高程1 900～2 050 m范围内；L15测线识别2处低阻区分别位于隧道南侧约200 m、高程2 000～2 100 m 及隧道北侧700～1 000 m、高程1950～2 050 m 范围内。低阻区平均电阻率为8 Ω·m；结合钻孔揭露地层岩性及区域电性特征，推测低阻异常区域位于古近纪西宁组砂、砾岩富水地层。

图6 广域电磁法电阻率反演剖面图Fig.6 Resistivity inversion profiles of wide-field electromagnetic method

另外，3条测线反演剖面在深部均识别出明显低电阻率异常区域，位于高程200～1 900 m(距地表500～2 200 m)范围内，表现为北向(山侧)存在闭合边界、南向(河侧)未完全闭合，平均电阻率低于10 Ω·m，局部低于1 Ω·m，推测地层为中元古代湟中群副变质岩或晋宁期变质岩等富水岩系。

结合拟流场法、钻探等手段对广域电磁法解译浅部低阻异常区域结论加以验证。拟流场法解译滑坡区浅部低阻异常区平面分布范围如图7所示。由图7可以看出，平面范围内拟流场法解译低阻异常区域共3个，其分布位置、范围及电性特征与广域电磁法推测浅部富水区域基本一致，其中，广域电磁法L3 测线识别出的隧道南侧富水区域包络于Y-3 低阻区，L15 测线在隧道南、北侧识别出的浅部富水区域分别包络于Y-2和Y-1低阻区。

图7 拟流场法浅部低阻异常区平面分布图Fig.7 Planar distribution of low-resistivity abnormal area in shallow part of flow field fitting method

L11 测线(对应II-II′主轴断面)识别出的隧道北侧富水区域包络于Y-1 低阻区，区内BZ-7 和BZ-8地质钻孔钻进至砾岩富水地层时揭露承压水，如图8所示。其中，地下水位自动化监测结果显示BZ-7钻孔稳定水位位于孔口88 m以上，BZ-8钻孔成孔后孔口存在持续溢水冒泡现象。

图8 BZ-7和BZ-8钻孔揭露承压水Fig.8 BZ-7 and BZ-8 boreholes expose confined water

3.2 断裂构造识别

通常情况下，通过广域电磁法频率-视电阻率断面图及一维反演成像图判别断裂构造的依据如下：1)与剖面方向垂直的线性低阻或物性突变的存在；2)电阻率等值线严重畸变，即物性地质构造层(物性地质构造体)的连续性突然中断；3)两封闭等值线的狭窄的直线形交汇带；4)二次导数图中信息变化系统拐点。反演成像图中断裂构造往往在不同深度有不同的表现形式，可以是上述2)，3)和4)的综合表现。

广域电磁法L11 测线(对应II-II′主轴断面)高程1 000～2 000 m 范围内电阻率反演剖面如图9所示。由图9可见：在隧道南、北侧古近纪西宁组地层内分别识别出1处电性异常带。其中，隧道南侧异常带分布于高程1 750～1 980 m 范围内，表现为地层电性等值线的连续性突然中断，推测为F-1断裂构造，主要发育在西宁组红层内；隧道北侧异常带规模较大，分布于高程1 000～1 880 m 范围内，表现为闭合电阻圈间出现明显电性畸变，推测为F-2断裂构造，向深部可能穿透古近纪西宁组延伸至变质基底。

图9 L11测线识别疑似断裂构造剖面图Fig.9 Profile of suspected fault structural on L11 survey line

地质探洞和地质横洞在开挖过程中分别揭露一逆断层，如图10所示。其中，地质探洞揭露断层位于进尺TD+44.8 m处，全断面表现为贯穿性断层裂隙面，断层面产状219°∠35°，断层牵引褶皱指示南盘上升、北盘下降，具南倾逆断层性质。地质横洞揭露断层位于里程H0+324.6 m 处，右侧壁砂质泥岩见有错动，错距20 cm，断层面产状195°∠46°，断层牵引褶皱指示南盘上升、北盘下降，具南倾逆断层性质。

图10 挖探工程揭露断层构造Fig.10 Excavation projects reveal fault structures

结合图9及挖探工程揭露成果发现，地质探洞和横洞揭露的逆断层分别位于广域电磁法推测F-1及F-2 断裂向地表延伸的线性异常带上，且位置、方向及产状等特征较为吻合，表明广域电磁法识别的断裂构造与挖探工程揭露结果具有一致性。

3.3 断裂构造对地下水的作用

结合广域电磁法原始数据及反演结果，各测线推测F-1 和F-2 逆断层在钻探揭露西宁组顶界、底界的明显畸变测点分布如表1所示。

表1 广域电磁法推测断层对应异常测点编号Table 1 Abnormal points on conjecture fault of widefield electromagnetic method

将各测线异常测点投影至拟流场法反演平面，获取F-1 和F-2 逆断层的平面展布特征如图11所示。由图11可见，F-1 和F-2 逆断层均沿北西南东走向展布，且均基本贯穿滑坡体；其中，F-1逆断层对应西宁组顶界处位于隧道南侧水平距离50～150 m，南倾，倾向约220°，F-2 逆断层对应西宁组顶界处位于隧道北侧水平距离300～650 m，南倾，倾向190°～230°。

图11 推测断裂构造平面展布图Fig.11 Planar distribution of conjecture fault structure

通过广域电磁法对含水区域及断裂构造的解译，并结合挖探工程揭露地下水渗水量，推测地下水由山侧向河侧补给。F-1 和F-2 逆断层对深、浅部富水地层地下水运移条件均存在长期作用，并显著影响滑坡稳定性，如图12所示。

图12 断裂构造对下水的影响Fig.12 Effect of fault structures on underground water

深部含水体影响方面，推测F-2逆断层阻隔了深部地下水进一步向北运移，不排除导致深部富水地层具承压水的可能；F-1逆断层可能为隧道南侧深部及浅部地下水提供了导水通道，深部地下水可能通过渗流方式对主滑段多层滑带进行补给，即挖探工程揭露地下水可能由深部地下水渗流补给。

浅部含水层影响方面，推测F-1逆断层为隧道南侧Y-2 和Y-3 浅部富水区域间提供了渗流通道，不排除存在水力联系的可能；另外，根据挖探工程揭露渗水量对比，推测降雨入渗后由山侧经F-1和F-2逆断层阻隔作用对滑带及滑坡前缘揭露承压水富水区域(Y-1)进行补给。

4 结论

1)采用广域电磁法在L3，L11和L15测线深部(距地表500～2 200 m)均识别出明显低电阻率异常区域，平均电阻率低于10 Ω·m，推测地层为中元古代湟中群副变质岩或晋宁期变质岩等富水岩系。另外，识别出3处浅层低阻富水区域，其位置、范围与拟流场法解译结果基本一致，其中Y-1富水区包络的BZ-7 和BZ-8 钻孔在钻进过程中揭露承压水，验证了广域电磁法解译结论的可靠性。

2)采用广域电磁法在隧道南、北侧古近纪西宁组地层内分别识别1处电阻线性突变异常带，推测为F-1 和F-2 断裂构造，其延伸方向、构造特征与地质探洞44.8 m、地质横洞H0+324.6 m 处揭露的南倾逆断层较为吻合。各测线异常测点分布结果揭示F-1 和F-2 逆断层均沿北西南东走向展布，且基本横穿滑坡体。

3)推测F-2逆断层阻隔了深部地下水进一步向北运移的趋势，F-1逆断层可能为隧道南侧深部及浅部地下水间提供了导水通道，另外，不排除地表降雨及深部水系通过F-1 和F-2 逆断层的共同作用对主滑段多层滑带及坡脚承压含水层进行补给的可能。