0 引言

黄土高原是世界上黄土分布最为集中、最为典型的地区，第四纪以来，在地球内外力共同作用下形成了千沟万壑、支离破碎的地表景观^[1~4]。研究表明，黄土高原是我国地质灾害频发和高发区域，据不完全统计，黄土高原分布着14544处地质灾害，其中又以黄土滑坡最为典型，严重制约着黄土高原地区的社会经济可持续发展及当地人民的生命财产安全^[5~7]。黄土塬、黄土梁、黄土峁、黄土沟谷是黄土高原的基本地貌单元，黄土滑坡广泛分布于各种黄土地貌之中，其中黄土台塬总面积约3.2×10⁴ km²，占黄土高原面积的5.7 % ^[8~9]。由于黄土台塬地形平坦、土层深厚肥沃，台塬之上是黄土高原人口密度和村庄密度最大的地方。近几十年来，由于当地居民不合理的农业灌溉和边坡开挖，引发了大规模的黄土滑坡和滑坡群，如甘肃永靖县黑方台滑坡群^[10~12]、陕西宝鸡渭河北岸黄土塬边大型滑坡^[13]、陕西泾阳南塬滑坡群^[14~15]、陕西华县高楼村滑坡^[16]以及陕西西安灞桥机瓦厂滑坡^[17]等。滑坡的频发给当地人民的生命财产安全带来巨大威胁、耕地带来破坏。研究表明地下水位抬升，是台塬地区黄土滑坡的主要诱发因素之一^[18~20]。滑坡区域的地下水运动方向、地下水位深度、含水层位置、地下落水洞、地下裂缝等水文地质结构是探究黄土台塬地区滑坡频发机理的关键所在，因此，在台塬地区开展水文地质结构调查与研究能够为探究黄土台塬地区黄土滑坡失效机制提供科学的理论依据^[21~23]。

目前常用于滑坡物探调查的方法有很多，电阻率成像技术、地质雷达、地震法等已被大量学者广泛用于滑坡调查^[24~26]。近年来，电阻率成像技术越来越多地被应用于滑坡调查，它可以提供地层中电阻率分布的二维或三维图像，通过对反演图像的分析和解译，根据电阻率对比度，识别含水量变化，进而推测地下水位和地下水运动方向^[27]；根据高电阻率异常区域分布规律，探测地下裂缝或发育空洞^[28~29]；根据已有的地层岩性资料，推测滑坡的滑动面、地下基岩等^[30]。地质雷达主要用于滑坡体形态、滑动面深、潜在危险区探测等，如杨成林等^[31]运用地质雷达探测赵子秀山滑坡裂缝，探测结果在实际操作中也取得了良好效果，并获得了清晰的裂缝位置、走向、深度的高质量图像；但地质雷达技术成本高，电磁信号在非均匀介质中衰减快，探测深度浅(10~20 m)，在滑坡研究中有很大局限性。地震法可以用于滑动面埋深、滑坡体堆积方量、滑坡体形态结构特征等探测，如庄师柳^[32]、张德元等^[33]和Hibert等^[22]运用地面波法探测滑坡体结构、滑动面深度等，且取得较好的结果；但地震法在地形起伏大的状况下，探测时间过长、花费高、实施难度大的缺陷难以避免。

基于此，本文以典型黄土台塬滑坡的合阳县北郭村滑坡为例，利用电阻率成像技术对该滑坡的后缘、滑坡体及坡脚进行了调查。通过各剖面电阻率反演探究了该滑坡体的水文地质结构，并结合野外现场勘查验证分析滑坡失效的原因。电阻率成像技术能够有效监测黄土台塬地形区的地下水位动态变化，对农业灌溉诱发型黄土滑坡的监测、预警具有重要的科学指导价值。

1 北郭村滑坡概况

北郭村滑坡位于陕西省渭南市合阳县东南、黄河右岸台塬之上，地理坐标为35°01′24″N，110°15′07″E；海拔在316~450 m之间(图 1)。该滑坡属于黄土台塬滑坡，也是一个复活型滑坡，第一次滑坡时间不详，最近一次滑坡发生于2018年1月，新滑坡周界清晰，后壁明显，后缘陡坎最大高差约20 m，滑坡面积72768 m²，最大长度266 m，最大宽度364 m，滑坡体积约为326923(± 9862)m³。谷歌卫星历史影像显示，在2015年之前该滑坡体及周边区域曾发生多起小规模滑坡与崩塌，表明该滑坡一直处于不稳定状态。在地层分布上，北郭村滑坡区域几乎全部为第四系所覆盖，从上至下分别为：马兰黄土(25 m)；午城黄土-古土壤序列(30 m)；离石黄土(50 m)，底部分布着砂土(图 2)^[34]。合阳县降雨分配不均，大多集中在7~9月，多年平均降水量为556.7 mm，年均蒸发量为1930 mm，属于典型的暖温带半干旱型大陆性季风气候^[34]。塬上土地利用类型以耕地为主，分布着人工灌渠(图 1调查点B)，滑坡后缘边分布着大量黄土洞穴(图 1调查点C)，塬下有荷塘和果林。该滑坡造成了塬面后退、可耕作土地减少，同时也危及塬下引黄灌渠和沿黄河公路的安全。

2 研究思路与方法 2.1 总体研究思路

本次研究工作利用高密度电法仪探测滑坡区域典型剖面的地电特性，并结合野外地面调查取证及相关资料，得出滑坡区域水文地质结构，对滑坡的失效成因进行了分析，如图 3。高密度电法仪探测外业测线布设中，测线要能反映滑坡后缘、滑坡体的情况，结合实际地形尽可能保证布设测线在一条直线上；测线布设完成后用RTK移动站测量电极坐标，然后用高密度电法仪现场测量获取剖面地电数据；内业主要对地电数据反演处理，然后输出结果。野外地面调查工作包含了滑坡定位、落水洞和滑坡拍照；大型落水洞深度、直径等参数测量，验证异常区域等。将获得高密度电法仪反演结果与现场调查的结果进行对比分析、验证。

2.2 高密度电法仪剖面布设

物探调查于2018年12月底进行，共布置了A-A′、B-B′、C-C′和D-D′共4条探测剖面，如图 4a，长度分别为450 m、300 m、265 m和450 m，电极间距均为5 m。剖面A-A′布置在塬上，测线起点A位于滑坡后缘的塬边，终点A′在塬上的农田里，该剖面中段邻近两个大型侵蚀沟，如图 4b和4c，其主要目的是探测台塬内部水文地质结构；B-B′剖面布置在滑坡后缘落水洞分布区域，该剖面区域包含一条侵蚀沟和部分农田，自侵蚀沟顶呈现台阶状下降，由于地形因素和落水洞分布的影响，测线在部分地方有较小的走向改变，测线起点B布置在侵蚀沟底部台阶上的落水洞边缘，终点B′在滑坡后缘的农田里，其主要目的是探测滑坡后缘落水洞附近区域的水文地质结构；剖面C-C′布置在滑坡体上，起点C在滑坡的后壁上，终点C′布置在滑坡堆积区；剖面D-D′沿坡脚布置，这两条测线主要是探测滑坡体和坡脚的水文地质结构。

2.3 电阻率成像技术原理与数据处理

电阻率成像技术是以地下介质的电阻率差异为物质基础，用来解决地质问题的一种勘探方法；依据外加电场作用在地下介质中传导电流的分布规律，不仅可以反映不同岩层的电性在垂直方向的分布情况，而且可以反映地下某一深度沿着水平方向的电断面分布情况^[35]。本次工作采用的是北京地学探测公司提供的高密度电法仪(GeoERT IP 4021)，它由供电单元、电极电路转换器、GeoERT主机、电极及电缆组成(图 5)。

在野外现场探测获得原始剖面的电阻率和地形数据基础上，利用高密度电法处理软件(RES2DINV)进行数据预处理和结果反演。具体来说，首先对测量获取的剖面每层中出现的过大或过小的异常数据，采用“插值法”处理^[36]，导入该剖面的地形数据；然后将包含地形的数据导入处理软件，在编辑功能区对突变点进行删除，参数设定包含了阻尼系数、RMS收敛极限、迭代次数等，接下来选择最小二乘法反演，得到电阻率反演断面图，在显示反演结果中输出反演断面图^[35]。最小二乘法反演迭代次数一般取5~10之间的值，经过对测量数据多次模拟运行分析，迭代4~6次的反演结果最接近实际情况，均方根误差都低于10 %，因此反演结果均使用迭代4~6次的结果^[37]。

3 北郭村滑坡水文地质结构探测与分析 3.1 主滑方向台塬水文地质结构探测与分析

A-A′剖面(图 6)长度为450 m，有效探测深度约为70 m，视电阻率整体分布呈现出近塬边部分较高，远离塬边的农田部分较低，总体范围在0~240 Ω m。0~160 m段，在地层剖面浅部约0~9 m，视电阻率较高，黄土含水率较低，局部出现的高阻异常区域为塬边黄土陷穴或地下发育空洞。160~250 m段，中间区域的东侧和西侧均有大型黄土侵蚀沟(图 4)，该区域长约45 m，宽约50 m，在地层剖面浅部约0~25 m，视电阻率达到100~230 Ω m，推测出现这一高电阻率现象的原因是受两侧侵蚀沟的影响土壤水分流失大等原因。在160 m、250 m附近经过灌溉渠，在地面下40 m以下，电阻率低于15 Ω m，推测为地下水位。250~320 m段，地下深7~40 m存在大范围的电阻率异常区域，但在该区域两侧电阻率较小，推测这一区域为裂缝或发育空洞等。320~450 m段田地种植花椒、小麦等，现场测量时地面有灌溉痕迹，在地面约4 m以下，电阻率低于15 Ω m，推测为地下水位。

以上分析表明台塬内部地下水在深层分布连续，且水位变化幅度很大，临近塬边一侧地下水位较深，远离塬边地下水位较高，据此可以得出地下水是向塬边运动的；由塬边向内，地表依次分布着较深的干黄土层、较浅的耕湿型黄土层；东西侧两个侵蚀沟紧邻区域与塬体存在裂缝或空洞。

3.2 滑坡后缘附近落水洞区域水文地质结构探测与分析

B-B′剖面穿过滑坡顶部后缘落水洞区域和塬顶农田(图 7和8)，长度为300 m，有效探测深度为约45 m，视电阻率整体表现出表层较高，随深度增加大多数区域呈现降低趋势，范围在0~800 Ω m，0~185 m段布设在后缘侵蚀沟内，其中分布有大量落水洞(图 8)，如185~300 m在滑坡后缘田地里。25~80 m段，地下最浅为约3 m以下，视电阻率低于15 Ω m，推测为地下水位；65~185 m段跨过多个台阶，地层剖面剖面浅部0~15 m，视电阻率较高，约70~850 Ω m，沿线上分布着多个落水洞，分别在70 m、80 m、110 m(图 8c)、165 m(图 8d)和175 m处，探测深度约1.5 m、4.0 m、6.0 m、2.5 m和5.0 m，其中80 m、110 m处的落水洞现场勘测均被部分落土填埋了一定的深度；165 m、210 m两处之间存在一个高电阻率区，且该区两侧的电阻率较低，最大约700 Ω m的差异，可以得出在侵蚀沟和田地之间存在深约34 m裂缝或发育空洞；在150 m附近，现场调查地表正常，物探发现地面约3 m深以下存在一个隐藏空洞；185~300 m段在滑坡后缘的塬上部，地层剖面下0~20 m，视电阻率从分布较均匀，约150 Ω m，与A-A′剖面在塬边的探测视电阻率基本一致。

以上分析表明滑坡后缘侵蚀沟中地下水分布受落水洞、裂缝、空洞等构造因素和地形因素影响明显，地形由高到低，后缘侵蚀沟深层电阻率总体呈递减趋势，含水率总体呈递增趋势，即深层地下水沿沟运动。台塬上黄土表层整体电阻率较大，为干黄土层。

3.3 滑坡体与坡脚水文地质结构探测与分析

C-C′剖面(图 9)长度为265 m，有效探测深度约40 m，滑坡体视电阻率表层较高，坡脚和深层较低，总体范围在0~400 Ω m。0~80 m段在滑坡体的上部，视电阻率200 Ω m以上，表层黄土含水率较低；在55~170 m段，地下深约5 m以下，视电阻率低于15 Ω m，推测为地下水位，170 m处探测的高阻异常区为滑坡堆积区，野外调查显示在125~155 m段坡面堆积有新滑落的黄土，视电阻率高于350 Ω m；在180~200 m、220~245 m段、260 m处地面的电阻率约19 Ω m，黄土含水率很高，勘测时地面湿润，其中在220 m处有明显地下水渗出；210 m处的高阻区，地面调查为堆积的黄土块。

观察发现C-C′剖面在28~80 m段，地下深约9 m，B-B′剖面150 m处的地下深18 m以下，在同一高程上电阻率均在10~40 Ω m，即在这一区域有相同的地电特性。据此可以推测出滑坡后缘和滑坡体在该处地下水是连续的，地下水运动趋势大致沿滑动方向。滑坡体深层整视电阻率极低，含水率异常偏高，坡体稳定性极差。

D-D′剖面(图 10)长度为450 m，有效探测深度约70 m，坡脚地下水分布基本连续。地下深约0~3 m，电阻率基本呈层状分布，范围约156~800 Ω m，呈现这以特征原因是此探测剖面布置在路缘，路面由沙质土构成，经过层层压实。地面6 m以下存在多处电阻率异常偏大区域，电阻率约70~240 Ω m，如100~147 m段、162~210 m段和241~318 m段，推测这些区域为胶结黄土团块。总体来讲坡脚地面4 m以下的大部分区域电阻率低于40 Ω m，含水率很高，坡脚基底极不稳定。

4 北郭村滑坡失效成因分析

通过电阻率成像技术对塬上与滑坡体地下水文地质结构的探测，其结果表明在滑坡体地下约5 m以下探测到地下水位，在坡脚堆积体有地下水渗出，灌溉水渗入深层的黄土和地下水汇聚后向塬边运动。滑坡后缘塬面上修建有大量的灌溉渠，长年灌溉入渗作用丰富了塬上黄土的深层地下水，导致塬内到塬边斜坡体方向的地下水位抬升。黄土的含水率升高，抗剪强度降低，丰富的地下水将塬边原始的黄土结构破坏，在滑坡体深层和坡脚下形成了强度较低的饱和黄土软弱层，坡体稳定性受到破坏。同时塬边坡脚处在黄河岸边的万亩人工荷塘里，坡脚基底长期浸没在荷塘水体又大大加剧了塬边坡脚的软化。斜坡体稳定性的破坏和塬边坡脚基底黄土的软化共同作用，最终引起了滑坡的产生。

现场调查在滑坡后缘的侵蚀沟存着大量串珠状分布的落水洞，物探结果也显示了后缘落水洞在地下深层的分布情况，并探测到存在较大的裂缝。落水洞与黄土垂直节理裂隙共同形成了侵蚀环境，而引水灌溉、降水及其他形式的注水入渗又加剧了侵蚀，这一过程使滑坡后缘黄土的土体完整性遭到破坏，改变了地下水的补给和排泄条件，滑坡体后缘地下出现空洞或裂缝。滑坡后缘串珠状分布的落水洞产生的“排洞劈裂效应”使后缘的裂缝加宽、加深^[38]。侵蚀沟内落水洞形成的镂空区和后缘的裂缝使滑坡体后这部分黄土体“孤立悬空”，形成潜在危险区域，大大增加了斜坡失稳的可能。

5 讨论 5.1 电阻率成像技术在滑坡水文地质结构探测中的利弊

电阻率成像技术用于滑坡勘探已经是一种非常成熟的技术，一些学者^[39~42]利用该技术对地下介质电阻率的测量并得到其在地下分布的二维剖面图像，用来分析滑坡的地下特征。电阻率成像技术采用的仪器界面简明，操作简便，数据采集实现全或半自动化；布设电极后可以进行多种电极排列方式的探测，获得多种地电信息；同时兼有断面法和测深法特点，通过探测可以进行地层划分，发现潜藏裂缝、断层构造、空洞发育等。

尽管电阻率成像技术在滑坡地下探测中有着众多优势，但也存在着局限性。另一些学者^[43~45]将电阻率成像技术结合地貌等信息单独用于滑坡的调查，存在调查方法的单一，缺少验证的问题。但是张先林等^[37]、亓星等^[46]和Jorge等^[47]在使用电阻率成像技术同时，又通过钻井和地质雷达等技术对地电结果进行验证，多种技术的探测结果又是相一致的。另外，本团队在泾阳南塬东风滑坡进行高密度电法仪探测和野外探井探测结果表明，电阻率成像技术探测的地下水位和实测水位高度吻合，表明该技术的测量结果具有较高的可信度^[48]。

5.2 黄土台塬地区地下水位变化对滑坡活动的影响

黄土台塬地区因长年的农业引水灌溉使地下水位上升，导致塬边滑坡灾害频发已经得到共识^[49~53]，如宝鸡渭河北岸^[13]、陕西省泾阳县南塬^[14]、甘肃省永靖县黑方台^[18]等地区。至今已有很多学者在灌溉引起地下水位抬升诱发滑坡发育方面进行了研究，如雷祥义^[52]认为不合理的引水灌溉，促使地下水文条件发生改变，地下水位抬升，使土体的抗剪强度降低；王家鼎和黄海国^[54]认为灌溉水诱发滑坡发育与黄土的脉动液化有关，提出了饱和土蠕(滑)动液化概念；金艳丽和戴福初^[55]从饱和黄土的应力应变特性方面，研究灌溉诱发黄土滑坡的形成机理；谷天峰等^[56]基于非饱和理论，认为灌溉引起地下位抬升，黄土基质吸力降低、强度下降、斜坡失稳，本质是一个饱和-非饱和渗流导致非饱和土的破坏过程。这些研究对解释地下水位变化对滑坡活动的影响、灌溉诱发滑坡发育的理论和防治等方面有着十分重要的意义。

台塬中部的地下水向塬边运动，以及季节性灌溉引起的地下水位变化会导致地下空洞形成，进而形成许多地下水入渗的优势通道，地下水的动态变化对台塬区滑坡影响非常大。而高密度电法仪的电阻率成像能够很好地反映地下水位情况。合理利用这种技术，定期开展地下水位动态监测，对滑坡监测和预警具有重大现实意义。

6 结论

(1) 通过对电阻率成像技术和野外地面调查的结果进行综合分析，可以得出：台塬内部地下水位起伏较大，受地形因素影响向塬边运动；经过田地的剖面视电阻率较低，地下水位最浅约在4 m以下，这主要与电法测量前受到引水灌溉有关；滑坡后缘地下水沿侵蚀沟和滑坡方向运动，地下水位最浅约在3 m以下；滑坡体地下水运动方向与滑动方向一致，地下水位最浅约在坡面5 m以下，黄土含水率很高，坡体极不稳定；坡脚地面约4 m以下视电阻率较低，土壤含水率较高，这与塬上地下水向塬边汇集和荷塘引水灌溉有关。自塬边向塬内方向电阻率剖面显示在地下0~40 m分布的多出高阻异常区域为黄土陷穴、发育空洞、裂缝等；滑坡后缘侵蚀沟中分布着串珠状落水洞，对应物探剖面显示这段整体视电阻率偏高，并且探测到在侵蚀沟和田地之间存在深约34 m的裂缝或空洞。

(2) 地下水向主滑方向和旁边的落水洞区域运动，引发的落水洞群以及裂缝或空洞是斜坡失稳的一个因素；农业灌溉水入渗汇合地下水，受地形因素影响向塬边运动，导致塬内到塬边斜坡体方向的地下水位抬升，在斜坡体深层和坡脚基底形成饱水黄土软弱层是斜坡失稳的另一个因素；坡脚基底因长期受荷塘水浸没加剧了滑坡发生的可能，三者共同作用促发了滑坡的发育。

(3) 本文详细介绍了电阻率成像技术在黄土台塬滑坡勘测中的应用，探明了滑坡区域的水文地质结构，并对滑坡的失效成因进行了分析。这种方法能够有效监测黄土台塬地形区地下水位动态变化，对农业灌溉诱发型黄土滑坡的监测、预警具有重要的科学指导价值。