表征石大关不稳定斜坡形态结构的多源数据

崔圣华，何双，戴选峰

（1.地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室（成都理工大学），成都 610059；2.中国冶金地质总局青岛地质勘察院，青岛 266109）

形态结构是地质灾害调查的关键信息，可用于描述地质灾害的空间范围和变形特征。形态结构模型需要有关于斜坡形态、几何特征及内部结构的信息（Malet et al.，2002；Travelletti et al.，2009；Travelletti and Malet，2012）。地电勘测已被广泛用于物质分层成像、结构不均匀性探测当中（Bichler et al.，2004；Grandjean et al.，2006；Naudet et al.，2008；Travelletti and Malet，2012）。随着航空摄影测量、高分辨率数字高程模型和地球物理勘测技术在地质灾害领域的广泛使用。在地质灾害调查中，通过他们获得的坡体几何和结构信息，已经与地质调查、工程地质钻探结果广泛配合（Grandjean et al.，2006；Jongmans and Garambois，2007；van den Eeckhaut et al.，2007；Jaboyedoff et al.，2010；Razak et al.，2011）。在中国岷江、大渡河、雅砻江、金沙江、澜沧江等河谷，发育着大量深层不稳定斜坡。然而，在这些地区，就深层不稳定岩质斜坡而言，用多源数据来实现形态制图和结构描述仍存在困难（Chambers et al.，2011）。表征不稳定斜坡的形态结构对灾害制图、结构描述，对灾害防治有重要意义

本研究选择了中国岷江右岸斜坡上发育的石大关深层不稳定斜坡，通过融合多源数据，以建立该斜坡形态结构模型，并通过结合近地表地球物理、岩土工程钻探和形态学观测的研究方法，获取以下信息：（1）不稳定斜坡目前的活动状态；（2）不稳定斜坡的主要岩石物理性质和岩土特性；（3）不稳定斜坡各部分形态结构和变形模式。

1 研究区

龙门山断裂带是青藏高原最东缘，从四川盆地向西，在50km范围内高程变化达4 000m。岷江是中国西南地区最重要的河流之一。它自北向南流动，穿过龙门山断裂带（图1）。所研究的不稳定斜坡位于岷江右岸、中国四川省茂县的石大关乡。研究区平均隆升速率为300～400m／Ma，下蚀速率达到1 190m／Ma，新近纪以来下蚀量超过2 000m（Zhou R J et al.，2007；Kirby et al.，2000，2002）。

图1 研究区位置及地质背景

石大关不稳定斜坡平均坡度25°，斜坡前部呈坡度达70°的陡崖特征；变形区位于大槽沟和老熊洞沟之间，九道拐沟从不稳定斜坡内部穿过；变形区纵向长560m，宽约600m，涉及高程范围为1 730～2 500m（图2）。石大关不稳定斜坡以西侧（高程2 500m）位置暴露超过750m长、滑动距离达15m的滑动面为特征，该不稳定斜坡是岷江上最活跃的地质灾害之一。该不稳定区发生于泥盆系危关群上组（Dwg2）和第四系堆积物（Q4al＋pl、Q4del、Q4col＋dl）。危关群上组（Dwg2）岩层层面产状为195°∠71°，岩性主要为灰黑色、灰黄色炭质千枚岩，局部夹少量石英脉。

图2 石大关不稳定斜坡地貌背景

该不稳定斜坡的变形开始于2013年，当时变形主要为斜坡中前部区域的垮塌和房屋地基拉裂缝；2014年9月，大槽沟和九道拐沟之间斜坡发生垮塌，共计6×104m3物质进入岷江，同时在高程2 500m处出现下滑，这让该不稳定斜坡被我们注意，并对它开展了调查工作。

2 方法和数据

2.1 方法

本文对石大关不稳定斜坡的形态结构调查包括4个步骤。（1）通过航空正射影像和机载激光雷达调查斜坡表面的形态；（2）野外地质调查和地表变形监测（GNSS），对斜坡表面变形特征、破坏迹象和微地貌识别，建立变形区地貌模型；（3）通过选定剖面的岩土钻孔、探槽、地电数据，表征岩土体特征和识别内部不连续性，建立不稳定斜坡地质模型和地物模型；（4）结合地貌、地质和地物模型，提出了形态结构模型。

2.2 数据

2.2.1 无人机、GNSS和人工调查获得的地面数据

为了描述该不稳定斜坡的地貌形态特征（如断壁、边界、活动裂缝和台坎等）和变形，进行了一系列野外调查，野外调查包括活动裂缝几何和发育特征、坡体结构面和岩层产状、露头岩体结构和岩性特征，以及地面变形破坏迹象和特殊地质现象。我们分析了2017年5月航空正射影像（空间分辨率0.5m），获得了斜坡数字高程模型（DEM）（图3）。监测了斜坡表面位移。图3显示了这篇文章所有调查剖面、调查点和钻孔的位置。在斜坡上共布置地表位移监测点24个，其中变形区内23个、变形区外1个，获取了2017年6月28日～2017年9月18日各监测点累计水平位移和累计沉降量。

图3 石大关不稳定斜坡平面图及工作布置（详见正文）

2.2.2 钻孔、探井获得的地下数据

对变形斜坡共布置23个钻孔（图4），钻孔深度40～60m，最大深度达78m（表1）。所有钻孔采用单动双管取心筒旋转钻进，该方法可以全孔取芯。采用图5的方法进行钻孔岩芯记录和分层；我们统计了钻孔岩芯层面倾角，计算岩体质量指标（RQD）。

表1 钻孔、探井信息参数表

图4 钻孔、探井数据三维岩芯展示图

图5 Z02钻孔岩芯数据记录与分层

2.2.3 地电数据

岩体视电阻率值主要取决于地下介质的矿物成分、地下水和风化程度等因素（Rubin and Hubbard，2005）。高密度电法（ERT）测量技术通过对浅层地下介质施加直流电，然后沿剖面布置电极接收传导介质中的电流；通过计算视电阻率值来了解地下介质的导电特性，描述地下结构特征和变形破坏情况（图6）。对于高密度电阻率层析成像而言，Wenner装置可用于测量视电阻率并提高深度分辨率（Schrott and Sass，2008）。该装置的有效性在滑坡研究中已经得到证明，特别是对于具有高度不均匀结构的滑坡作用更加明显（Naudet et al.，2008；Jongmans et al.，2009）。视电阻率二维剖面使用最小均方法（Loke，1999）和RES2DINV软件进行处理。通过消除不良数据点、地形校正、RMS收敛约束、最小二乘法反演，获得视电阻率二维剖面。用最小二乘法进行视电阻率反演过程中，调整阻尼系数和平滑度滤波比，以适应不同类型的地质构造（Naudet et al.，2008）。

图6 ERT探测与分析方法

本研究在变形区为ERT测量布置了3条纵剖面和3条横剖面（参见图3）。剖面总长度达4 400 m。3条横剖面位于不同高程上；3条纵剖面分别穿过不稳定斜坡北侧边界（F-F′）、中部（E-E′），以及南侧（D-D′）。本研究使用设备是由兰州大学和北京地学探测公司共同研发的GeoERT IP 2401分布式高密度电法仪和多功能数字直流（DC）系统（240通道；电流测量精度为±0.1%），电极间距均为10m，探测深度达到140m（表2），所有视电阻率剖面经5次迭代后得到，最后一次迭代RMS误差控制在10%左右。

表2 ERT剖面测量参数

3 结果

3.1 地表调查：不稳定斜坡地貌模型

野外调查获得了表征斜坡活动性的主要形态特征（图7），这些特征包括滑动面、活动裂缝、陡坎、擦痕、张拉槽和浅层崩塌等。

（1）不稳定斜坡活动的形态特征（Ⅰ到Ⅴ类）

如图7所示，现场调查确定了描述不稳定斜坡活动的主要形态特征。根据活动类型和深度，将这些特征归为5类。第Ⅰ类对应于裂缝走向与斜坡倾向大致垂直的拉裂，包括与向河谷方向释放相关的主要、中级和次级拉裂缝、陡坎（A至F），尤其是西侧长达750余米的滑移变形（A、B和C）。第Ⅱ类对应于走向为东西向的张裂缝（G和H）。第Ⅲ类对应于两组裂缝（走向分别为东西和南北两个方向的裂缝）交叉形成的呈棋盘状破坏（I），这类破坏区域以向上的膨胀变形为特征。第Ⅳ类对应于2014年开始崩塌的区域，该区特征与坡表物质崩塌破坏和碎屑流有关（J）。第Ⅴ类裂缝走向与第Ⅱ类裂缝走向虽然相同，但裂缝性质属于剪切（K），这些剪切裂缝呈现雁列特征。

图7 石大关不稳定斜坡活动现场照片及微地貌特征

（2）活动时间（Ⅰ～Ⅲ期）

图7所展示的破坏特征可用于确定该不稳定斜坡活动时间的3个阶段。第Ⅰ期为2013年5月～2014年9月，涉及到第Ⅰ类形态特征。该期活动的位置主要在斜坡中前部区域，引起了斜坡上房屋地基的开裂。第Ⅱ期为2014年9月～2015年7月，涉及到第Ⅳ类（图7（j））和第Ⅰ类活动特征（图7（a））。第Ⅲ期（2015年8月～2015年9月）对应于第Ⅲ类形态特征的前缘鼓胀裂缝（图7（i））、第Ⅱ类（图7（h））和第Ⅴ类形态特征（图7（k））；这一时期滑坡变形明显加剧，新增裂缝10余条。第Ⅳ期（2015年10月～2016年7月）涉及到第Ⅳ类活动特征（图7（j））。

（3）为形态特征划分单元（Ⅰ～Ⅴ单元）

根据形态特征的空间展布，将不稳定区分为5个单元（表3和图8）。单元Ⅰ以不稳定区西侧约750m长、5～10m宽、或多或少与坡体平行的陡坎为特征，以及位于中部的走向与斜坡坡向垂直的系列拉裂缝。第Ⅱ个单元主要由南北向和东西向交错张开裂缝切割的“棋盘状”破坏区域组成。坡体南部的单元Ⅲ被认为是低活动区。由没有主要陡坎的丘状地形组成，还包括靠近河谷位置以纵向膨胀裂缝为特征的区域。单元Ⅳ是受崩塌影响的区域，崩塌物质通过凹槽流动，而后堆积于岷江，还包括崩塌体为中心向西侧延伸的一系列圆弧形陡坎。该单元是受2014年破坏事件影响最大的区域。单元Ⅴ以不稳定区北部、走向平行于斜坡坡向的剪切裂缝为特征。

图8 石大关不稳定斜坡变形破坏地貌模型图

表3 倾倒变形活动裂缝形态特征信息

3.2 地下调查

3.2.1 岩性、坡体结构

钻孔确定了不稳定斜坡地层的6种岩体类型，从顶部至底部依次为：

类型1：松散角砾碎石土（图9（a）），厚度3～10 m，最大厚度达14m（钻孔Z09）。以风化成土状、松散、含植物为特征。

类型2：为不稳定斜坡主要组成部分，细分为岩相2－1、岩相2－2和岩相2－3。

类型2－1：以岩芯破碎成棱角状碎块石、泥质较少为特征。碎裂化岩体，岩芯呈极破碎岩块（图9（b）），大小不均匀，粒径2～15cm，原岩为千枚岩，存在空洞现象，在钻孔不同深度都被发现（钻孔Z02、钻孔Z11）。

类型2－2：中－强风化的千枚岩节理岩体（图9（c）），在孔深4m左右被观察到（钻孔Z04、钻孔Z12），岩芯主要由较长的柱状（＞15cm）岩块（图9（c））和短的柱状（≤15cm）岩块组成；结构面发育，局部锈染严重，可观察到千枚岩层面倾角发生了明显改变。

类型2－3：以风化成土状、可塑、无层面为特征。在钻孔Z08和Z09（单元Ⅲ）被发现的，厚度近20m的灰黑色全风化千枚岩（图9（d）），这种材料碎石含量约15%。千枚岩碎块石（粒径3～5cm）在钻孔Z17（单元Ⅱ）深度35～45m被观察到。

类型3：碎裂和风化千枚岩底部的低渗透性材料，以充填泥质、发育剪切擦痕为特征。该材料的埋深集中在30～55m。钻孔Z03（单元Ⅳ）显示该层厚度达10m（图9（e）），其余钻孔显示该材料厚度1.2～3m（图9（f））。该层碎裂颗粒间充填黄褐色泥质材料，导致参透性低。该层内部的剪切面和擦痕（图9（g）、图9（h））在钻孔Z02（单元Ⅰ）也被发现。岩相3的南侧厚度较大，最大厚度达70m，西侧和北侧较薄。

类型4：泥盆系危关群上组（Dwg2）炭质千枚岩（图9（j）），呈中－弱风化岩体，岩芯长度最大达1.5 m。以完整、无风化、无泥质为特征。

图9 石大关不稳定斜坡不同钻孔岩相特征

我们计算了钻孔RQD累加值，即RQD值沿深度相加，以深度为横坐标，RQD之和为纵坐标得到图10。可以看出，在不稳定斜坡北侧，钻孔Z01、Z05岩芯RQD累加值在300%左右，其他钻孔岩芯RQD累加值接近700%（图10（a））。在不稳定斜坡南侧，Z08岩芯RQD累加值为5.5%，钻孔Z18岩芯RQD累加值为21%，南侧后缘钻孔（Z11／Z12）岩芯RQD累加值达到前缘（Z08／Z18）累加值的8～14倍（图10（b））。表4给出了与岩相相关的RQD模型。类型1的RQD值接近0，对应于近10m厚的表层沉积物。类型2的RQD值在0～50%之间，并随深度而逐渐增加，其对应于碎裂和风化千枚岩。类型3的RQD值均为0，穿过类型3后RQD值增大。类型4的RQD值在50%～90%之间，对应于千枚岩基岩地层（参见表4）。

表4 石大关倾倒变形体钻孔岩芯RQD值分布统计结果

图10 上下游不同纵剖面钻孔RQD累积值变化

3.2.2 视电阻率与地球物理结构

电层析成像的解释基于视电阻率的纵向和水平突变，钻孔记录中RQD和结构面的识别，以及钻探参数记录。图11可以观察到使用视电阻率值分类的岩石物理性质的显著变化。从二维反演剖面的色域和视电阻率值分布规律上可划分成3个部分：

（1）黄、红到紫色区域，该区域视电阻率值高（图11中标记为c），主要为基岩（类型4）。

（2）由浅层低、高视电阻率色斑交替组成，相对低视电阻率的物质被解释为以粘土为主或较湿润的区域，而在地表裂缝或架空位置则对应视电阻率较高；图11中标记为a，主要为类型1。

图11 石大关不稳定斜坡ERT地电模型（位置显示在图3）

（3）位于（1）和（2）之间，由次蓝和次绿组成的区域。由包含多个低视电阻率核的变形破坏岩体构成，厚度在20～72m；其中部分区域电阻率极低（＜50hm·m），这部分区域涉及类型2-3中的深层稍湿－可塑状态的灰黑色粉质黏土（b1）、类型2-1中极破碎岩块（b2），以及呈柱状的碎裂岩块（b3、b4）。

表5和图12给出了与岩相相关的电阻率模型。类型1的视电阻率值变化范围大，随深度变化规律不明显。岩相2－1、岩相2－2和岩相2－3的视电阻率随钻孔深度增加而迅速降低到一个较小值，在类型3附近达到最低值。类型2－1、类型2－2和类型2－3底部视电阻率在钻孔Z03、钻孔Z09处＜50hm·m，类型2－3中风化节理千枚岩体在钻孔Z02、钻孔Z14处为50～100hm·m。类型4视电阻率值普遍＞100hm·m。

图12 钻孔岩芯数据与视电阻率值曲线统计

表5 石大关倾倒变形体钻孔岩芯视电阻率值分布统计结果

4 斜坡形态结构模型

通过整合所有信息，提出了一个不稳定坡体形态结构模型，如图13所示。采用确定性指数（从1到3）判断石大关不稳定斜坡的形态结构分布。确定性指数由满足某种条件来决定值，标准如表6。这些条件由能够获取到的与不稳定斜坡相关的多源数据构成：包括可靠性高、具有显式属性的“硬数据”，如钻孔岩芯，这类数据能直接用于解译不稳定斜坡体形态结构的相关信息，能够贡献较高的确定性；另一类是具有不确定性的、隐式属性的“软数据”，这类数据通过相关步骤的进一步处理，与其他数据结合使用才能解译出有用信息，如应用地球物理技术获得的ERT视电阻率值。

表6 石大关倾倒变形体结构解译确定性指数标准

当对变形体结构的解译包含“硬数据”和3个及以上“软数据”条件时，认为具有较高的确定性（指标值＝3）；当解译的数据中只有较多（3个及以上）的“软数据”时，认为中等确定性（指标值＝2）；当解译数据中只有少量（1个或者2个）“软数据”时，认为低确定性（指标值＝1）。选择最高确定性指数作为解译结果。

以电阻率剖面中标记为C的区域（参见图11）为例说明我们方法的使用。我们将C区域解译为类型4。这是因为，我们在该区的岩体观测深度（钻孔深度）范围19.1～78.5m（满足类型4的发育深度）、钻孔岩芯RQD值范围为50%～90%（根据表4，满足类型4的岩体质量）、钻孔岩芯物理性质值为完整、无风化、无泥质；同时ERT视电阻率＞100 hm·m（根据表5，满足类型4的视电阻率值）。因为它包含了3个软数据和1个硬数据，确定性较高（指标值＝3）；虽然钻孔面积占比小，即使在没有钻孔的区域，也包含了3个软数据，中等确定性（指标值＝2）。若将该区解译为其他类型，不符合ERT视电阻率值（0～100hm·m），也没有发现对应的钻孔岩芯物理性质值，仅有岩体观测深度和地面变形迹象2个软数据，解释为其它类型的确定性较低（指标值＝1）。以最高的确定性指数作为结果，所以我们将视电阻率剖面中标记C区域解译为类型4。图13中确定的结构模型，最小确定性指数为2，最大值确定指数为3（即钻孔位置）。

图13 石大关倾倒变形体3D几何结构模型

图14清楚地显示了不稳定斜坡形态结构的复杂性。由南侧向北侧，变形岩体深度减小，风化程度降低。剪切带呈起伏形态；单元Ⅰ北侧和单元Ⅳ靠近河谷基底面起伏度减小（图14A），平均倾角约32°；在单元Ⅱ和单元Ⅲ里，在靠近河谷侧，基底面呈反倾特征（图14B，C）。

5 讨论与结论

2017年6月28日～2017年9月18日累计沉降量监测结果（参见图8）显示。结果表明，单元Ⅳ累计沉降变形最大；最大累计沉降量96.4cm，最大沉降速率95.9 mm／d，对应最大水平位移速率123.2mm／d，达到监测期间最大合位移速率156 mm／d（G6）。位于单元Ⅲ西侧的监测点G8，最大累计沉降量仅10.6cm，最大沉降速率25.7mm／d，前缘隆起最大抬升速率20.4mm／d，位于东侧的另一监测点G9最大累计位移仅75.0mm，平均位移速率为0.9mm／d，远小于单元Ⅳ的变形。表明石大关不稳定斜坡空间上变形不一致，南侧变形小于北侧。由于数据缺失，2019年我们在G4点100m范围内重新安装3个地面位移监测点，与2017年同时期的地面累计位移数据如图14（B），发现在同一个单元内，变形有减小的趋势。以单元Ⅰ为例，2017年单元Ⅰ的最大累计位移455.8mm（G3），平均位移速率为5.5 mm／d；最小累计位移144.1 mm（G4），平均位移速率为1.7mm／d。而到2019年，单元Ⅰ的累计位移仅53.9mm（G4），平均位移速率为0.65mm／d，不足2017年的一半（图14A，B）。

图14 石大关不稳定斜坡形态结构模型剖面图（位置显示在图8）

根据24个监测点的累计地面变形量，通过克里金插值生成了石大关不稳定斜坡2017年6月28日～2017年9月18日累计位移云图（图15C）。图中v1代表单元Ⅰ累计位移量，v2代表单元Ⅲ累计位移量（v1＜v2），F为单元Ⅰ与单元Ⅲ间的相互作用。已有研究表明，在河谷快速下蚀过程中，薄层的千枚岩层向河谷方向发生倾倒，岩层深处折断并滑移（He et al.，2021）。本文所建立的形态结构模型（图14）有助于分析变形机制。北侧和南侧表现出不同的破坏模式（图16）。北侧以浅的平面基底为特点，前部没有任何阻挡（图15左），所以单元Ⅰ早期变形大，单元Ⅳ最先发生崩塌和碎屑流（图11A、的鼓胀破坏后，可以会发展成向上的剪切面（图13右C），导致斜坡将进入整体滑移阶段；那时斜坡的整体稳定性将急剧恶化。本文形态结构模型显示，单元Ⅲ前部的关注对斜坡整体稳定非常重要。

图15 监测点（位置显示在图8）累计地表位移变化（2017／6／28－2017／9／18）图和单元间抑制模型

图16 石大关不稳定斜坡复合变形及滑坡边界形成过程模式

基于地貌、地质、地物的多源数据组合，可以获得斜坡形态结构模型图14，我们将方法总结到图17。低空无人机航拍和三维激光扫描测量等，通过投影、建模获得斜坡高精度的三维高程模型，结合现场的地面调查，实现对斜坡地表裂缝、陡坎、洼地等微地貌特征精确观测；依靠先进的定位系统（GNSS）可以对斜坡的表面变形进行监测，联合可以建立斜坡的地貌形态模型（参见图8）。通过钻孔岩芯描述、钻井参数等获得斜坡内部信息（地质结构、岩体结构、岩性界面、地下水分布等），也可以结合电层析成像和地震波反射、折射层析成像等无损斜坡探测技术，获得斜坡的地球物理模型。此外，通过结合地面和地下调查数据，可以将斜坡细分成为若干单元，单元的表面边界根据观察到的地貌形态图12A）。而单元Ⅲ东侧基底形态是一个下凹型（图14C、图13右），变形体厚度大。斜坡重力沿倾斜滑面向斜坡下的分量，对该部分产生挤压作用，最大主应力沿滑面方向，最小主应力为垂直滑面方向，在剖面图上形成“X”节理（图13右C）；但该部分的变形受到前部基岩的阻挡，所以变形量小（图12A），变形裂缝数量也仅为北侧的1／2（参见图7）；这个位置只能向上变形，即图7和图13右C显示的膨胀变形。而单元Ⅰ后期变形减小（图12B），其原因我们认为一方面是单元Ⅰ牵引拖拽单元Ⅲ，相反单元Ⅰ的变形受到了单元Ⅲ的抑制（图12C）。单元Ⅲ在现阶段特征进行确定（见图8），其深度底界由钻孔信息、电阻率模型和测斜仪数据等进行确定。这些数据信息可以为斜坡的演化和稳定性分析提供很好的参考。 本研究提出了石大关不稳定斜坡的形态结构模型，并通过地面和地下多源数据的整合对滑坡机制进行了分析。由于获得的可用数据数量众多，质量参差不齐，因此在整合到几何模型之前应进行检查。将电层析成像信息与岩土工程调查相结合，可以对不稳定斜坡的类型进行划分。此外，通过结合地面和地下数据，可以将不稳定斜坡细分为若干单元，并参照地表形态特征和地球物理深度信息对每个单元进行说明。石大关不稳定斜坡多样的坡体活动和位移速率的时空变异性与坡体结构相关。不太活跃的南侧以深的凹形基底为特点，北则浅的平面基底为特点；南侧和北侧变形相互影响，对南侧前部的关注对斜坡整体稳定非常重要。

图17 基于多源数据融合的倾倒变形体结构分析方法