物探技术在堰塞体结构特征探测中的应用

熊友亮,王 鹏,高建华,彭 军,李 欢,余修毕

(水利部 长江勘测技术研究所,湖北 武汉 430011)

堰塞体是由火山熔岩流、冰碛物或由地质灾害、地震活动使山体岩石崩塌下来等原因引起山崩滑坡体等堵截山谷,在山谷中形成类似大坝的挡水体。由于山体崩滑形成的堰塞体结构复杂,致使其土石分布、块石粒径、密实度不均匀,因此堰塞体形成后的结构特征、物理力学特性及渗流特征是进行稳定性分析和抢险救灾的重要数据基础[1]。

中国是堰塞湖多发的国家,近年来唐家山、白格等堰塞体带来了巨大的风险灾害。目前研究堰塞体的地球物理探测工作资料较少,通过搜集文献可知探测堰塞体的地球物理勘察方法主要有纳米瞬变电磁法[2]、高密度电法、弹性波法(包括地震反射法、地震折射法、人工源面波法、天然源面波法[3])、大地音频电磁法等。2014年8月3日,云南省鲁甸县发生6.5级地震,导致该县火德红乡李家山村和巧家县苞谷垴乡红石岩村交界的牛栏江干流右岸山体发生崩塌、滑坡后形成红石岩堰塞湖,中国电建集团昆明勘测设计研究院有限公司采用多种物探方法对红石岩堰塞体进行了勘察[4]。由于堰塞湖风险安全问题,目前有关堰塞体应急抢险的结构探测方法技术较少。本文选用高密度电法和天然源面波法对4个堰塞体进行探测试验,通过电阻率值及面波速度值分析堰塞体的结构特征、物理力学特性及渗流特征,为堰塞体的稳定性分析、抢险方案制订及后期开发利用提供重要依据[5-6]。

1 堰塞体结构特征探测重难点

一般直接获得堰塞体内部结构特征和渗流特征比较困难,但可以根据其物理力学特性的差异进行分析和区分。岩石与土体差异最明显的物理参数为密度和速度,不同岩性的岩土在电、磁、放射性等特性上可能存在差异,此外,含水率、密实度也会影响物性差异的幅度。

堰塞体的地球物理勘察的重难点是:①堰塞体多为山体快速倾倒崩塌堆积而成,地表多为大块石、起伏较大,局部存在架空现象,电法勘探接地条件较差;②堰塞体物质组成复杂、块石分布不均,无明显层状结构和弹性波速分层;③堰塞体多为山区崩滑发生的区域,由于安全原因无法开展物探工作。

2 主要物探技术方法原理

2.1 高密度电法

高密度电法是一种直流电阻率法。其原理与传统的直流电阻率法相同,但其采用的是阵列式的布置方法,一次布设完成后,再开始测量工作,可大大提高工作效率(图1)。

图1 高密度电法测量示意图

通常在转换控制器下,通过向电源电极A和B、测量电极M和N供电来测量电极之间的电势差,然后通过公式(1)计算视电阻率值,分析视电阻率分布规律,通过视电阻率断面图来推测地下空间的地质情况。

视电阻率值的计算公式如下:

(1)

式中:ρ为视电阻率值;K为装置系数;UAB为测量电极间的电位差;IMN为测量电流。

高密度电法野外工作装置形式多样,兼具剖面法与测深法的功能,采样点多,信息丰富,在采空区、物探找水、岩溶、滑坡等各种地质灾害勘查中得到广泛应用[7]。

2.2 天然源面波法

地球表面无时无刻都存在着微弱的波动,自然界中的风、潮汐、火山活动等以及人类的各种活动都会产生震动,这些微弱的振动能量都以各种波的形式向远处传播,而其中主要传播能量的方式是面波[8]。这些天然源信号可以看作是一种稳定的随机过程,是随时间和位置适量变化的一种自然现象,某一时间段的微动记录可以作为稳定随机过程的样本函数来看待。同时,可用时间与空间上的平稳随机过程进行描述。天然源面波法就是以这种平稳随机过程理论为依据,从微动信号中提取面波频散曲线,通过对频散曲线的反演获取地下速度结构信息的地球物理探测方法[9-10]。

提取面波频散曲线的常见方法有空间自相关法(SPAC)和频率—波速法(F-K),本文采用的是空间自相关法。

天然源面波法不需要人工震源,接收的是自然界中各种微小的振动信号。其采用的低频检波器可以探测到几十、甚至上百米的深度;而常规的地震勘探方法要达到上百米的探测深度,一般需要采用炸药等作为震源。同时天然源面波法对场地要求较低,可采用三角形、圆形、L形、直线形等台阵[11]测点布局(图2)。

a.嵌套式等边三角形台阵;b.圆形台阵;c.L形台阵;d.直线形台阵

3 方法应用及成果分析

3.1 白格堰塞体

2018年10月10日,西藏自治区昌都市江达县和四川省甘孜藏族自治州白玉县境内发生山体滑坡,堵塞金沙江干流形成堰塞湖。同年11月3日,江达县波罗乡白格村原山体滑坡点发生二次滑坡,形成更大规模堰塞体。

3.1.1白格堰塞体左岸

笔者于2019年2月对白格堰塞体左岸残留体进行考察并开展现场探测试验工作,采用的探测仪器为国产WDJD-3高密度电法仪及美国产S-FLEX分布式数字地震仪,如图3、图4所示。

图3 高密度电法现场测线布设

图4 天然源面波法现场采集

由于滑坡体物质组分电阻率存在差异,为高密度电法探测提供了前提条件。为达到探测深度,现场在堰塞体左岸和右岸上各布置了一条高密度电法测线(G1、G4)(图5)。G1测线为顺河滑坡区域,采用温纳—斯伦贝谢装置进行测量,电极距为10 m;G4测线靠近滑坡边缘区域,采用三极装置进行测量,电极距也为10 m。其野外测试得到的原始数据首先剔除异常值,再进行地形校正,然后采用瑞典的Res2dinv反演软件进行反演成图,其软件数据处理较为快速,成果图较为直观,易用性较强[13]。

图5 白格堰塞体测线布置图

G1测线为顺河向剖面,剖面长约890 m,剖面方向151°,其经过反演得到电阻率等值线图,如图6所示。由图6可知,电极桩号0～250 m段,表层电阻率较低,约150～2 000 Ω·m,主要为松散土层或小块石堆积区;下部电阻率较高,>2 000 Ω·m,推测为大块石堆积区。电极桩号270～330 m段,下方约40 m处有一低阻异常区,推测为松散土层碎石堆积或滑坡体俯冲推覆起的河床堆积物。电极桩号350～530 m段,表层为小块石堆积区,中间夹松散土层或碎石,下部为大块石堆积区。电极桩号530～610 m段与电极桩号270～330 m段类似,上部为高阻,下部为低阻,上部推测为第二次滑坡堆积的大块石,下部推测为第一次滑坡体俯冲推覆起的河床堆积物。电极桩号610～710 m段,电阻率值较大,推测为大块石堆积区。电极桩号750～850 m段,高程接近河床,电阻率值呈上高下低,上部为块石体堆积区,下部为河床物质。

图6 白格堰塞体典型高密度电法视电阻率等值线图

通过高密度电法探测结果可以明显地看出,堰塞体物质成分存在较为明显的导电性差异,根据视电阻率结果及其位置可以区分大块石、破碎岩体、土体、河床砂层、左岸岩体等不同物质组成及其结构形态,如图7所示。

白格堰塞体D5测线采用天然源面波法直线形台阵测点布局,检波器间距为7 m,数据处理采用骄佳技术公司的Seismic Pro处理软件。原始数据要经过时间分段、被动源面波频散谱合并、频散曲线提取、频散曲线反演、曲线绘制、速度剖面成图等步骤[14]。

白格堰塞体整体为解体后的碎块状岩体,且形成时间较短,压实度不高,导致结构体速度较低。本次试验采用2.5 Hz检波器,由于频率较高,所以探测深度未能达到理想的程度,有效探测深度为30～60 m。图8为2个典型的面波探测点速度结构图,从图中可以看出速度结构的分布特征,大致可以分为3层:深度在10～15 m范围内面波速度一般都<400 m/s,深度在15～25 m范围内面波速度约500 m/s(测点2的面波速度>800 m/s),深度在25 m以上面波速度又<400 m/s,呈现中间层速度高、上下层速度低的特征,其中高速层代表大块相对完整的岩体,中速层代表碎块状岩体,低速层代表土层或砂层。

图8 面波探测点速度结构图

3.1.2白格堰塞体右岸

2019年11月对白格堰塞体右岸白格村残留变形区进行了勘察,通过探测变形体上部破碎岩体与潜在滑面下岩体间物性参数差异确定变形体厚度及滑面形态,为计算滑坡变形体方量、分析变形体稳定性提供参数依据。现场在滑坡下游侧K2区、滑坡上游侧K3区布置了高密度电法测线(G4)及天然源面波法测线(D5)(图5),基本查明了滑坡变形体潜在滑动界面,进而对白格滑坡残留体失稳堵江风险进行了分析[15-16]。

图9、图10为滑坡上游侧K3区天然源面波法速度剖面图及滑坡下游侧K2区高密度电法视电阻率剖面图。D5测线长320 m,从图9中可知,桩号140～320 m段存在低速异常区,推测为岩体破碎区或松散堆积物,高程3 420 m以上的面波速度相对较低,约200～550 m/s,推测为滑坡体表层松散堆积物,覆盖层厚度约30～40 m。图10高密度电法视电阻率剖面显示,滑坡体的电阻率呈现表层低、中深部高的特征,其中低阻区推测为松散堆积物及岩体破碎区,图中黑线推测为滑坡体的滑动界面。

图9 白格滑坡体D5测线天然源面波法面波速度等值线图

图10 白格滑坡体G4测线高密度电法视电阻率等值线图

本次调查结果表明,高密度电法剖面与天然源面波法剖面的结果形态基本一致,高密度电法探测精度高,探测深度有限,而天然源面波法探测精度稍差,探测深度大。通过对白格堰塞体的现场试验,可知堰塞体的物质组分与电阻率值和面波速度值有着较好的对应关系(表1)。

表1 推测各物质组分对应的地球物理参数值

3.2 唐家山堰塞体

唐家山堰塞体是由2008年“5·12”汶川特大地震引起,在四川涪江支流通口河峡谷中右岸山体发生崩塌堵塞河道形成的极高危险堰塞湖。后经人工干预解除危险,残留的唐家山堰塞坝主要分布在左岸[17]。堰塞体物质组成主要为碎石土层、块石土层、碎砾石层、细沙夹砾石土层,基岩则为寒武系清平组硅质板岩[18]。

由于白格堰塞体探测深度较浅,为加大探测深度,后续3个堰塞体采用的是湖南奥成科技有限公司生产的WLU-3C无线节点仪,配备的是1 Hz检波器,采用直线形台阵测点布局,检波器间距为10 m,数据处理采用南通海昊地球物理勘测有限公司的AmbiSeis软件及SurfWave软件。野外采集得到的数据经过分段和时间域归一化及滤波处理后,首先采用空间自相关法进行频散成像,然后进行频散曲线提取,最后将各个测点反演联合剖面成像[19]。

从探测结果(图11)可知,唐家山堰塞体面波速度分布不均匀,大致可以分为3层:高程720～760 m范围内面波速度较低,<600 m/s,推测主要为碎石土层;高程660～720 m范围内面波速度约600～700 m/s,推测为碎砾石层,局部面波速度可达800 m/s,推测为块石堆积区;高程640 m以下面波速度>800 m/s,推测为基岩。

图11 唐家山堰塞体面波速度剖面图

3.3 叠溪堰塞体

叠溪堰塞体是由1933年8月25日在四川省松潘和茂县之间的叠溪镇发生7.5级强烈地震引起,导致岷江左岸山体滑坡堵塞岷江堆积形成。堆积物质主要为黏土、砂质物质、岩石碎屑块体,岩石岩性为板岩、千枚岩及少部分片岩、变质砂岩,风化程度中等[20]。

叠溪堰塞体面波速度较低(图12),大致可以分为2层:高程2 220～2 300 m范围内面波速度为250～550 m/s,推测主要为滑坡堆积物,局部面波速度>550 m/s,推测为块石富集区;高程2 220 m以下面波速度>550 m/s,推测为基岩。现场采用的是1 Hz检波器,最大探测深度可达200 m。

图12 叠溪堰塞体面波速度剖面图

3.4 新磨村堰塞体

新磨村堰塞体是由2017年6月24日在四川省阿坝州茂县叠溪镇新磨村突发山体高位垮塌形成。堆积物质主要为大块石及碎石土,岩石岩性为变质砂岩。

从新磨村堰塞体面波速度成果图(图13)可知,堰塞体可以分为3层:高程2 320 m以上面波波速<300 m/s,推测为表层松散堆积物;高程2 270～2 320 m范围内面波速度为300～400 m/s,推测为小块石及碎石土,局部面波速度>500 m/s,推测为块石堆积区;高程2 270 m以下面波速度>500 m/s,推测为基岩。

图13 新磨村堰塞体面波速度剖面图

由以上4个堰塞体的探测结果可知,不同岩性的堰塞体上采用天然源面波法都能得到较好的波速剖面,通过面波速度剖面可以了解堰塞体的物质结构组分的分布规律;同时由于其探测深度大,能为堰塞湖应急抢险提供数据支撑。

4 结论

笔者采用高密度电法与天然源面波法相结合的物探方法对4个堰塞体进行探测试验,初步查明了堰塞体的物质结构特征、物理力学特性及渗流特征,取得了较好的效果,可以得到如下结论:

(1) 堰塞体的物质组分与电阻率值及面波速度值有着较好的对应关系,电阻率及面波速度低值对应松散物质及小的块石,电阻率及面波速度高值对应大块石堆积区及基岩。

(2) 高密度电法数据处理较为简单,数据点多,精度及工作效率高,能快速得到成果图;天然源面波法数据处理较为复杂,需要进行时间分段、频散曲线提取、反演成图,步骤较为复杂,不能快速得到成果图。

(3) 高密度电法精度相对较高,但是探测深度有限,一般<100 m,而且受地形及接地条件影响较大,不宜在复杂的堰塞体上开展;天然源面波法更适应于探测堰塞体的结构特征,相比于高密度电法探测深度更大。

(4) 天然源面波法在不同岩性的堰塞体上都能得到较好的应用效果,能为堰塞湖应急处置提供有力的科学依据。