“土石混合滑坡体”是指发育在土、石混杂堆积体之上的滑坡体.由于土、块石随机混杂堆积体的固结程度差，强度低、水敏性强、稳定性差，容易引发滑坡.这类滑坡在我国山区、特别是西部山区较为常见(油新华和汤劲松, 2002；丁秀美, 2015)，危及山区人民生命财产及重大工程安全.开展土石混合滑坡体地质结构调查，对研究其形成演化机理，制定预防及治理方案具有十分重要的指导意义.

土石混合滑坡体的地表地形条件差，内部结构复杂，探测难度较大，目前主要采用坑探、槽探、井探、钻探和地球物理勘探等手段.地球物理方法是探测土石混合体地质结构比较经济、有效的方法(徐兴倩等，2015)，常用的电测深法、高密度电法、探地雷达法、瞬态面波法等，能提供滑坡体厚度、岩层结构、滑动带的空间分布信息，但各种方法都有一定的局限性，如地质雷达探测能反映滑坡体10 m以内的岩层电性结构，探测深度有限(李富等, 2012)；电测深法及高密度电法在地形复杂、岩体不均匀情况下，野外采集数据困难，数据处理难度大(许胜保, 2005)，难于获得可靠结果；瞬态面波法对确定滑坡体的软弱夹层和滑动面具有较好效果，但探测深度一般小于10 m，且不能有效探测土石混合滑坡体中的块石(庄师柳，2010).

本文首次尝试利用小台阵二维微动剖面探测技术探测土石混合滑坡体的结构，并通过与钻探资料的联合解释，确定滑坡体滑动面的埋深及展布形态，圈出滑坡体中的块石，为研究滑坡体形成演化机理、制定预防及治理方案提供可靠的地球物理依据.

微动是指地球表面随时随地都存在的天然微弱振动，是一种由体波(P波和S波)和面波组成的复杂振动，并且面波的能量占信号总能量的70%以上(Toksoz and Lacoss, 1968).微动探测是基于台阵微动数据采集技术、并通过数据处理方法从微动数据中提取瑞雷波频散曲线，进而反演获得台阵下方介质S波速度结构的地球物理探测方法(Ling, 1994; Okada, 2003; 凌甦群和三轮滋, 2006).传统的微动探测只是单点探测，以获得一维S波速度结构，故称之为“微动测深”.微动测深被公认为是获得S波速度结构最有效、最便捷的方法，已被广泛应用于岩性层划分、基岩面探测等(Xu et al., 2013).二维微动剖面探测(徐佩芬等，2009; Xu et al., 2012)则是沿测线进行多个勘探点数据采集并获得二维微动剖面，以实现构造探测的方法，近年来越来越多地应用于工程地球物理探测，如地铁建设工程勘察中的土石界面、岩溶、活断层、孤石探测等¹⁾(徐佩芬等, 2012)，地热资源调查中的隐伏断裂构造探测(Xu et al., 2012).

1) 徐佩芬, 凌甦群. 2009.济南市轨道交通规划选线微动探测技术报告.

小台阵二维微动剖面探测技术则是近几年为适应探测深度浅的工程勘察而发展起来的二维微动剖面探测方法²⁾，它采用观测半径为几十厘米至几米的圆形台阵，探测深度数十米.由于观测半径小，可进一步提高浅部的分辨率，并大大提高野外工作效率.因此，特别适合于城市轨道交通勘察等对浅部精度要求比较高的工程勘察工作.

2) 徐佩芬, 凌甦群. 2014.贵阳市轨道交通2号线工程勘察2标段初勘断层及岩溶勘察微动探测报告.微动探测利用天然源微动，具有环保及抗干扰能力强的技术优势，特别适用于人口稠密、有振动及电磁干扰、交通繁忙的城镇环境.

实测滑坡体位于衡阳市南岳区西部的拜殿乡.该滑坡体地表斜坡平均坡度达30°左右，斜坡区堆积了厚度较大的松散堆积物及全风化花岗岩，且前缘局部较陡，有较高的临空面；滑坡体后缘为坡度较陡的较薄残坡积层斜坡(图 1)，这类地形有利于降雨及地下水向滑区汇集，引起滑坡体进一步变形破坏.近期由于人工削方不当，该滑坡体于修建公路后产生失稳现象，滑坡体后缘出现拉张裂缝，中部山体局部塌陷，公路及居民住房出现裂缝等现象.

图 1

Fig. 1

图 1 滑坡体地形、微动探测测线布置 Fig. 1 The terrain of landslide and survey line layout

据前期钻探研究结果揭示(图 2)，场区内地层结构简单，其上覆土层主要为第四系全新统残坡积层砂质黏性土、第四系滑坡积层砂质黏性土，下伏基岩为燕山期全风化-中风化花岗岩.砂质黏性土中土质不均匀，含大量中砂、强风化花岗岩等，为残坡积或滑坡积层成因；全风化层原岩结构已破坏，已基本风化呈砂土状，少量呈碎块状，力学强度较差；强风化层岩石破碎，多呈碎块状，岩石手折易断，力学强度一般；中风化层岩石呈块状与柱状，岩石较坚硬，力学强度较高.

图 2

Fig. 2

图 2 钻孔柱状图(钻孔位置见图 1) Fig. 2 Stratigraphic and lithological logs of ZK14, ZK15 and ZK16 boreholes. See Fig. 1 for locations

在分析已有工程地质勘察资料、综合考虑滑坡体地形地貌的基础上，本文选定在滑坡体后缘和中部位置分别布置2条垂直于主滑方向的测线L1和L2线，见图 1.通常情况下，微动台阵的探测深度大约是观测半径的3~5倍，在台阵观测半径较小、场地较为安静、微动波场均匀情况下，探测深度可达观测半径10倍以上(Ling, 1994).根据以往经验并经实地试验确定，本次工作采用观测半径r=0.6、3、6 m的三重圆形观测台阵，探测点间距5 m的二维微动剖面观测系统(图 3).

图 3

Fig. 3

图 3 二维微动剖面观测系统示意图 Fig. 3 Microtremor observation array for 2D microtremor profiling

在正式采集数据之前，需测试仪器的一致性，以确保观测数据有效、可靠.一致性测试波形记录及计算获得的各台仪器的功率谱、功率谱之比、相干系数和相位差(Ling, 1994)见图 4.在有效工作频率范围内(6~40 Hz)各台仪器的一致性优于95%，达到微动探测对仪器一致性的要求.

图 4

Fig. 4

图 4 一致性测试结果 (a)波形记录；(b)功率谱；(c)功率谱之比；(d)相干系数；(e)相位差. Fig. 4 Results of consistency tests (a) Microtremor records; (b) Power spectrum; (c) Power spectrum ratio; (d) Coherency; (e) Phase difference.

采用MTKV-1C型微动勘察仪系统采集微动数据，该系统由2 Hz拾震仪(速度型、垂直分量)和Datamark LS-8800型记录仪二部分组成，主要性能指标如表 1.采样频率选用100 Hz，滤波器通频带0~40 Hz.每个探测点由10个台站组成一个观测台阵(图 3)、分二次进行微动数据采集，每次观测时间15 min.观测结束后将仪器搬动到下一个探测点，逐点完成观测.

表 1 Table 1

表 1 微动数据采集系统的主要性能指标 Table 1 Key specifications for the microtremor observation equipment 名称 型号 主要性能指标 拾震仪 MTKV-1C 速度型、垂直分量、固有频率 2 Hz 记录仪 LS-8800 记录道数 3道 A/D转换 24位 采样频率 100 Hz, 200 Hz 动态范围 128 dB 时间校正 实时GPS自动校正 适用温度 -20~+50 ℃

表 1 微动数据采集系统的主要性能指标 Table 1 Key specifications for the microtremor observation equipment

从台阵微动数据中提取面波频散曲线的数据处理方法主要有两种，一是空间自相关法(Spatial Autocorrelation method, 简称SPAC法)(Aki, 1957; Okada, 2003)，另一是频率-波数法(Frequency-wavenumber Spectral method, 简称F-K法)(Capon, 1969).相对于F-K法而言，SPAC法更具优势，因为F-K法要获得与SPAC法相似的结果，就需要更多的台站个数及更大的台阵(Ling, 1994).台阵的大小决定数据采集工作的效率，台阵越大，不仅野外数据采集的工作量增大，同时会不容易满足理论上水平层状均匀介质的假设.在20世纪50—80年代，根据Aki理论(Aki, 1957)开发的SPAC法微动数据处理软件存在计算效率低和使用不方便等缺点，难于得到实际应用.凌甦群的研究工作(Ling, 1994)突破了SPAC法计算中的瓶颈，将传统的SPAC法发展成扩展的空间自相关法(Extended Spatial Autocorrelation method, 简称ESPAC法).ESPAC法可以应用到由不同半径组成的多重阵列中，可同时处理不同半径及不同时间段的空间自相关系数，并且一次得到频散曲线，效率非常高.

本文采用ESPAC法(Ling, 1994)处理台阵实测微动数据.首先将实测微动数据分成等时长的若干段，对每段数据做快速傅里叶变换，计算观测台阵中任意两个观测台站l和n的标准化自相关函数:

(1)

式中，f是频率(Hz)，M是数据段的总个数，r_ln=为台站l与n的台间距，_mS_ln(f, r_ln)为台站l和n的第m段微动信号的交叉功率谱，_mS_ll(f, r_ln)和_mS_nn(f, r_ln)分别为这二个台站各自第m段微动信号的功率谱.

将台阵中所有台间距相等的台站对(见表 2)的空间自相关函数叠加平均，得到不同距离台站对的空间自相关系数(如图 5a)：

(2)

表 2 Table 2

表 2 台站对组合及台间距 Table 2 The combination of two stations and its distance 台间距(m) 台站对组合 0.6 S1-S2 S1-S3 S1-S4 1.0 S2-S3 S2-S4 S3-S4 3 S1-S5 S1-S6 S1-S7 5.2 S5-S6 S6-S7 S5-S7 6 S1-S8 S1-S9 S1-S10 9 S5-S10 S7-S9 S6-S8 10.4 S8-S10 S8-S9 S8-S10

表 2 台站对组合及台间距 Table 2 The combination of two stations and its distance

图 5

Fig. 5

图 5 L1测线3号测点的微动数据处理过程 (a)空间自相关系数曲线；(b)零阶贝塞尔函数拟合自相关系数；(c)瑞利波频散曲线.其中R为台站对间距. Fig. 5 Results of microtremor data process at survey line L1-point 3 (a) Spatial autocorrelation coefficient curves; (b) Phase velocity of Rayleigh wave fitted by Bessel function; (c) Rayleigh wave dispersion curve. R is the distance between a station pair.

式中，ρ(f, r_i)表示台站对间距为r_i的空间自相关系数，N代表台站对中间距等于r_i的台站对数，Co(f, r_ln)代表r_ln=r_i时的台站对的空间自相关函数.

给定频率值f，由不同台间距r的空间自相关系数组成r~ρ(f, r)曲线(图 5b)，通过最小二乘法寻优，拟合第Ⅰ类零阶贝塞尔函数与r~ρ(f, r)曲线，求出零阶贝塞尔函数的宗量x，再由x=2πfr_i/v_r(f)求出相速度v_r(f).重复上述过程，计算所有频率对应的相速度，最终获得频散曲线v_r~f(Ling, 1994)(图 5c).

在此基础上，利用公式(3)将每个勘探点的相速度频散曲线(v_r~f)转换成视S波速度曲线(v_x~H) (凌甦群和三轮滋, 2006)，勘探点之间进行内插、光滑，最终获得视S波速度剖面.本次实测二维视S波速度剖面如图 6所示，这是解释滑坡体地质结构的主要依据.

(3)

图 6

Fig. 6

图 6 二维微动视S波速度剖面 (a)滑坡体后缘剖面(L1线)；(b)滑坡体中部剖面(L2线). Fig. 6 2D microtremor apparent S-wave velocity section (a) The section for the trailing edge of landslide (line-1); (b) The section for the middle of landslide (line-2).

其中，v_r为瑞利波相速度；t为周期.

二维视S波速度(v_x)剖面的解释遵循从已知到未知、结合地质-地球物理信息综合解释的原则.首先把收集到的ZK15和ZK16孔的钻孔柱状叠加到v_x剖面上的相应位置，以标定岩性层及其深度，并据此总结获得各岩性层所对应的视S波速度范围(表 3)，作为二维微动剖面追踪、解释岩性层的依据.在此基础上，综合分析v_x剖面特征，考虑其速度异常值、背景值、梯度变化及形态等因素，对v_x剖面中的速度异常(岩性不均匀)、岩性层(界面)进行定性、定量解释.根据以上解释原则，利用钻孔标定结合剖面特征追踪勾画出各岩性层顶、底界面位置，见图 6.

表 3 Table 3

表 3 测区岩性与视S速度关系 Table 3 Physical property parameter statistics 地层岩性 埋深范围 视S波速度范围(m·s-1) 砂质黏性土 0~12 m± ＜260 全风化花岗岩 几m~15 m± 260~450 强-中风化花岗岩 10~20 m± 450~620 较完整岩体 ＞20 m± ＞600

表 3 测区岩性与视S速度关系 Table 3 Physical property parameter statistics

本次v_x实测剖面具有如下特征：

(1) 砂质黏性土层：v_x≈140~260 m·s^-1±，底界面埋深12 m±，在滑坡体后缘剖面(图 6a)上，该层底界面向滑坡体外侧呈明显加深趋势，在中部剖面(图 6b)上则宽缓平坦.该层岩性不均匀，发现多处高速(岩性)不均匀体(图中用黑线圈出)，本文将其解释为块石.L1线剖面上2与3号测点之间及11号测点处的二处块石均在地表出露，为块状、强-中风化的花岗岩.块石“无根”，应来自“异地”，很可能是山崖上滚落下来的风化花岗岩.

ZK15和ZK16孔揭露(图 2)，该层砂质黏性土平均厚度约12 m，是滑坡体的主要组成部分，其下普遍发育厚度0.2~0.5 m的滑带土(层).滑动带成分也主要是砂质黏性土，但很潮湿~含水近饱和，介于砂质黏性土和全风化花岗岩层(下伏)之间，对滑坡体的变形、稳定性起到重要影响.

(2) 全风化花岗岩：v_x≈260~450 m·s^-1±，埋深5~15 m.测区钻孔资料显示，全风化花岗岩层深10~15 m，原岩结构已破坏并基本风化成砂土状、少量碎块状，力学强度较差，滑坡体底界面一般与全风化层顶界面处于同一深度.据此分析，该层的速度与上覆岩土层相近或略有增加，与实测v_x剖面特征相符.根据ZK15和ZK16孔标定的该层顶底界面深度，结合v_x剖面特征可大致追踪出该层顶、底界面位置(图 6中用白色实线和虚线表示)，该层顶界面(图 6中的白实线)即为滑坡体潜在的滑动面.显然，滑动面在滑坡体的后缘(L1线)较陡，在中部(L2线)较为平缓，从而滑坡体后缘的力学稳定性更差、滑动风险更大.

v_x剖面显示，全风化花岗岩(层)中的高速异常体(块石)明显比砂质黏性土层中少，从而指示该层的稳定性更差，更容易滑动，这也是该层成为滑动层的主要原因.

(3) 强-中风化花岗岩：v_x≈450~620 m·s^-1±，底界面埋深在10~30 m±，剖面显示该层起伏变化较大，速度(岩性)不均匀性更为明显，这与花岗岩遭受强-中风化后岩体破碎、岩性变化大的特点相吻合.

(4) 微-未风化花岗岩：v_x＞600 m·s^-1±，埋深＞10 m.这是本区的完整基岩，但岩层起伏变化较大，甚至呈凸起状，局部仍然呈现较强不均匀性(如L1线中部15~25 m间).完整基岩埋深在滑坡体后缘L1线上较浅，在中部L2线上变深.

本文利用小台阵二维微动探测技术实测衡阳市南岳区拜殿乡的土石混合滑坡体，获得其后缘、中部二条二维视S波速度剖面，结合已有钻孔资料综合解释该滑坡体滑动面的埋深及其空间展布形态，划分各岩性层，圈出滑坡体中的块石.

结果表明，滑坡体上部0~12 m±的砂质黏性土层含块石多、岩性不均匀；中部5~15 m±的全风化花岗岩层含少量块石、岩性较为均匀.全风化花岗岩岩层与其顶部潮湿-含水近饱和的滑动带土层，共同组成该滑坡体潜在的滑动层(面).微动探测显示，该滑动层(面)在滑坡体后缘较陡、在中部较为平缓，从而滑坡体后缘的重力失稳、滑动风险更大.10~30 m±以下的中-强风化花岗岩及微-未风化花岗岩是该滑坡体的滑床，尽管界面起伏变化较大，岩性仍不均匀，但岩体相对较为完整、致密，稳定性好、不易滑动.微动探测结果为研究滑坡体形成演化机理、评价滑坡体稳定性、设计合理的治理方案提供了地球物理依据.

本文二维微动剖面探测结果与钻探结果较为吻合，表明小台阵二维微动探测技术是一种适用于滑坡体地质灾害调查的物探技术.在地形复杂、起伏变化的山坡，小台阵易于布设、基本不受地形影响，具有显著的技术优势.

胡瑞林研究员对本次微动工作的设计提出指导性意见，夏加国博士全程参加野外微动数据采集工作，作者与他们就微动成果资料的解释进行了有益讨论，在此表示衷心的感谢.感谢两位审稿专家提出的宝贵修改意见.