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基于微动探测的四川德达古滑坡空间结构特征与形成机理研究

邱振东 郭长宝 杨志华 吴瑞安 闫怡秋 张怡颖 靳峰 陈文凯

邱振东,郭长宝,杨志华,等,2024. 基于微动探测的四川德达古滑坡空间结构特征与形成机理研究[J]. 地质力学学报,30(6):906−920 doi: 10.12090/j.issn.1006-6616.2023183
引用本文: 邱振东,郭长宝,杨志华,等,2024. 基于微动探测的四川德达古滑坡空间结构特征与形成机理研究[J]. 地质力学学报,30(6):906−920 doi: 10.12090/j.issn.1006-6616.2023183
QIU Z D,GUO C B,YANG Z H,et al.,2024. Spatial structure characteristics and formation mechanism of the ancient Deda landslide elucidated using the microtremor survey method in Sichuan Province, China[J]. Journal of Geomechanics,30(6):906−920 doi: 10.12090/j.issn.1006-6616.2023183
Citation: QIU Z D,GUO C B,YANG Z H,et al.,2024. Spatial structure characteristics and formation mechanism of the ancient Deda landslide elucidated using the microtremor survey method in Sichuan Province, China[J]. Journal of Geomechanics,30(6):906−920 doi: 10.12090/j.issn.1006-6616.2023183

基于微动探测的四川德达古滑坡空间结构特征与形成机理研究

doi: 10.12090/j.issn.1006-6616.2023183
基金项目: 中国地质调查局项目(DD20221816,DD20190319);国家自然科学基金项目(41877279,41731287)
详细信息
    作者简介:

    邱振东(1998— ),男,在读博士,主要从事地质灾害调查评价工作。Email:qiuzhendong@cug.edu.cn

    通讯作者:

    郭长宝(1980— ),男,博士,研究员,主要从事工程地质与地质灾害方面的研究。Email:guochangbao@163.com

  • 中图分类号: P642.22;P631.4

Spatial structure characteristics and formation mechanism of the ancient Deda landslide elucidated using the microtremor survey method in Sichuan Province, China

Funds: This research is financially supported by the China Geological Survey Projects(Grants No. DD20221816 and DD20190319)and the National Natural Science Foundation of China(Grants No. 41877279 and 41731287).
  • 摘要: 青藏高原东部地形地貌和地质构造极为复杂,位于该区金沙江流域等高山峡谷区的大型古滑坡具有发育密度大、空间结构复杂等特点,由古滑坡蠕滑变形及复活引起的灾害危害性强。德达古滑坡是位于四川省巴塘县德达乡的一个大型古滑坡,受查龙−然布断裂活动影响,德达古滑坡空间结构特征复杂,滑坡前缘呈现局部复活变形。文章采用遥感解译、现场调查、微动探测和工程地质钻探等工作手段,查明了德达古滑坡的空间结构特征。研究表明,德达古滑坡在平面上分为德达I号滑坡体(I)、德达II号滑坡体(II)和德达古滑坡后壁(Ⅲ)3个部分。通过微动探测结合钻探验证,提出了浅层滑带和深层滑带的微动横波速度划分方案,方案对滑带深度识别相对误差一般为2.6%~4.8%。研究揭示德达I号滑坡体发育2层滑带,浅层滑带S1-1埋深为18.7~20.1 m,深层滑带S1-2埋深为36.2~49.9 m,滑体体积约8.7×106~12.0×106 m3;德达Ⅱ号滑坡体发育1层滑带S2,滑带埋深为25.2~38.6 m,滑体体积约6.3×106~9.6×106 m3。综合分析认为,德达古滑坡是在断裂活动、降雨入渗、河流侵蚀等多种因素作用下形成的,复杂的滑体结构及其成因是滑坡体处于蠕滑变形的主要控制因素。文章研究方法和取得的认识可以为青藏高原东部大型古滑坡空间结构判识和风险防控提供参考。

     

  • 古滑坡是指全新世以前发生过滑动、经过长期复杂演化的滑坡(Cruden and Varnes,1996),该类滑坡可能会沿着老滑动面重新滑动,同时还会孕育出新的次级滑坡,呈现出多期次、多分区、多级滑带的变形特点(Li et al.,2008Zhang et al.,2015张永双等,2016)。在地形地貌陡度最大、构造活动最为强烈的青藏高原地区(Dewey et al.,1988彭建兵等,2004Xu and Zhao,2009),大型古滑坡广泛发育,如乱石包滑坡(Guo et al.,2016)、甲居滑坡(Yan et al.,2023)等。近年来也发生了包括江顶崖古滑坡、沙丁麦古滑坡等在内的大型古滑坡复活变形事件(Guo et al.,2023邱振东等,2024),造成了极为严重的影响和危害,因此青藏高原东部大型深层古滑坡空间结构发育特征是地质灾害调查研究的热点和难点。

    目前对于青藏高原东缘高山峡谷区大型古滑坡的地面调查主要采用遥感解译、现场调查、无人机航测等方法(闫怡秋等,2022赵超英等,2022Xu et al.,2023Yang et al.,2023),而对滑坡滑体厚度、滑带深度、断裂展布等地下空间调查多采用地球物理勘探技术(郭桥桥等,2017Gao,et al.,2018Xu et al.,2021Yang et al.,2021童鹏等,2023),同时结合工程地质钻探进行验证,精准判识滑坡的空间发育特征(Naudet et al.,2008Su et al.,2017Ma et al.,2019隆然和刘兴东,2023)。其中,微动探测是面波勘探的一种物探手段,对滑坡滑动面的识别、地下孤石的圈定、以及对滑坡裂缝延伸情况探测精度较高(Su et al.,2017Xu et al.,2021),也能精确划分风化岩层界面及厚度、隐伏断层的展布特征等(徐佩芬等,2013杜亚楠等,2018)。滑带埋深以及多级滑带的展布对于大型古滑坡结构特征分析与滑坡稳定性研究极为重要,但是对于高山峡谷区复杂地形地质条件下大型古滑坡滑带横波速度反演判识研究较少,因此亟需针对大型深层古滑坡滑带判识的关键科学问题开展相关研究工作。

    位于四川省巴塘县德达乡的德达古滑坡发育于查龙−然布断裂区域内,已有调查认为区域内大型滑坡灾害受构造活动、降雨以及河流侵蚀影响,滑坡复活变形明显(张怡颖等,2021),但关于德达古滑坡空间结构特征目前仍不清晰,而该滑坡的发育特征与稳定性对建设于该滑坡前缘的公路、村庄等安全影响较大。因此,文章以巴塘县为研究区,通过采用遥感解译、现场调查、微动探测和工程地质钻探等调查研究方法,对德达古滑坡空间结构特征和形成机理进行了分析研究,并提出基于微动探测的滑带判识方法。研究方法适用于青藏高原高山峡谷区大型古滑坡形成机理与稳定性研究,研究结果对德达古滑坡稳定性及发展趋势研究具有重要指导意义。

    四川省巴塘县德达乡区域属于青藏高原亚湿润气候区,气候干燥,垂直变化显著,海拔在2240~6060 m,地形随金沙江走向由北西向东南倾斜,呈东北高西南低;地貌属“川西高山、高原区”中的金沙江东岸极高山亚区(白永健等,2014)。巴塘县多年平均降雨量为436 mm,降雨多集中在每年的6~9月,占多年年平均降雨量90%。县域内水系发育,主要河流有金沙江及其支流莫曲、巴曲、定曲,其中在研究区内沿巴曲发育德达古滑坡、扎马古滑坡、结协勒巴滑坡。

    巴塘县地区处于青藏高原东缘弧形构造带的转折部位,属于三江构造区,横跨金沙江结合带和德格−中甸陆块2个二级构造单元,横断山脉纵贯全区,区内地质构造复杂,主要呈现出强烈的、差异性的上升运动和水平挤压特征(Wang et al.,2000)。查龙−然布断裂的分支断裂从德达古滑坡后缘通过。根据《中国地震动参数区划图》(GB 18306—2015),滑坡所在区域地震烈度为Ⅷ度区,历史上发生过3次MS≥6.0地震,350余次MS<6.0地震(周荣军等,2005)。德达古滑坡区域内出露地层岩性主要为三叠系中下统上组(T1-2b)砂质板岩和三叠系上统曲嘎寺组下段(T3q1)灰岩(图1)。

    图  1  四川省巴塘县德达古滑坡区域地质图
    a—青藏高原构造地质简图;b—德达古滑坡构造位置与地层岩性分布图
    Figure  1.  Regional geological map of the ancient Deda landslide in Batang County, Sichuan Province
    (a) Regional structural geological map of the Qinghai-Tibet Plateau; (b) Structure location and stratigraphic lithology distribution map of the ancient Deda landslide

    德达古滑坡平面形态呈簸箕状,滑坡地形呈陡−缓−陡折线形,滑坡顶部高程为4265 m,巴曲河面高程为3657 m,滑坡前后缘相对高差608 m,两侧以基岩为界,前缘以巴曲为界,后缘以山脊为界,滑坡纵长为1200 m,横宽为1100 m,平面面积约1.32×106 m2,坡度平均为20°~45°,坡向为230°~240°。根据德达古滑坡的平面分布特征,可将其划分为德达I号滑坡体(Ⅰ)、德达II号滑坡体(II)和德达古滑坡后壁(Ⅲ)3部分(图2a)。

    图  2  德达古滑坡平面发育特征与现场调查照片
    a—德达古滑坡工程地质平面图;b—德达古滑坡前缘复活变形(镜向NW);c—德达古滑坡后壁区(Ⅲ)断裂陡坎(镜向NE);d—德达古滑坡滑坡平台(镜向NE)
    Figure  2.  Planar development characteristics and on-site investigation photos of the ancient Deda landslide
    (a) Engineering geological plan of the ancient Deda landslide; (b) Front reactivation deformation of the ancient Deda landslide (mirror to NW); (c) Back wall (III) fault scarp of the ancient Deda landslide (mirror to NE); (d) Platform of the ancient Deda landslide (mirror to NE)

    (1)德达I号滑坡体(Ⅰ)

    德达I号滑坡体发育在滑坡体的东南侧,呈簸箕状,滑体高程分布范围为3657~4000 m,滑体纵长约480 m,横宽约500 m,平面面积约24×104 m2,滑坡体左边界为基岩陡坎,右边界为冲沟,后缘为断裂陡坎,陡坎高约200 m,前缘以巴曲为界,主滑方向为230°。I号滑坡体前缘发育2个复活变形区,且存在多级滑动现象,受巴曲冲刷侵蚀作用,目前还在发生滑动变形(图2b)。

    (2)德达II号滑坡体(Ⅱ)

    德达II号滑坡体发育在滑坡体的北西侧,圈椅状明显,滑体高程分布范围为3660~4010 m,纵长约570 m,横宽约440 m,平面面积约25×104 m2,滑坡体右边界为基岩陡坎,左边界为冲沟,后缘以断裂陡坎为界,陡坎高约150 m,前缘以巴曲为界,主滑方向为240°。II号滑坡体前缘发育2个复活变形区,在变形区中存在多处小的滑塌现象,部分滑塌区域推挤河道。

    (3)德达古滑坡后壁(Ⅲ)

    滑坡后缘高程范围为4000~4265 m,后缘可见明显的断裂陡坎,坎高150~200 m,可见基岩出露(图2c),岩性为灰岩。根据区域地质资料和现场调查,查龙−然布断裂分支断裂从滑坡后壁穿过,断裂陡坎前部为滑坡堆积体平台(图2d)。

    为研究德达古滑坡结构特征,综合现场调查,在德达古滑坡上布置了2条微动物探测线A—A′、B—B′(图2a),每条物探线上布置了15个微动勘探点。为更好分析滑坡组成结构特征对应的横波速度结构特征,在每条物探线各选取3个微动勘探点进行详细分析,共6个(WD1—WD6)。其中WD1、WD2、WD3在剖面A—A′上,WD4、WD5、WD6在剖面B—B′上(图2a),综合分析德达古滑坡组成结构在微动探测上的响应特征,同时采用工程地质钻探验证微动探测在滑坡组成结构研究中的应用成效。

    微动探测技术(Microtremor Survey Method,简称为MSM)是由美国地球物理学家Aki(1957)和Capon(1969)提出的一种地球物理探测方法,依赖于面波中Rayleigh波的频散特性,即当Rayleigh波遇到不均匀介质时,其相速度会随频率的变化而变化(Molnar et al.,2022)。其基本原理是将野外采集的微动信号通过空间自相关法得到频谱能量,再从频谱能量中提取出Rayleigh波的频散曲线,通过采用最小二乘法反演得到横波波速,再由横波波速来解释地下地质空间分布特征。

    由微动探测结果(图3)可知,德达古滑坡结构可划分为3层:浅表层滑体、中—强风化基岩层、弱—未风化基岩层。I号滑坡体所显示的浅表层滑体主要分布在坡体中部(图3a),横波速度呈低速状态,浅表层滑体厚度不均,最大厚度约55 m,滑坡后缘横波速度低速区域主要为坡积物。Ⅱ号滑坡体所显示的浅表层滑体主要分布在坡体中前部(图3b),横波速度低速状态明显,滑体中部厚度较为均一,厚度变化范围为40~50 m。德达I号滑坡体与Ⅱ号滑坡体在浅表层滑体、中—强风化基岩层与弱—未风化基岩层各分层界面上,以波速差异特征为界,分层明显,推测滑带位置在浅表层滑体与中—强风化基岩层界面处。滑坡深部基岩表现为横波速度高值状态。在横波速度反演剖面中后部可见高—低波速分明,推断为区域内展布的查龙−然布断裂分支断裂。

    图  3  德达古滑坡微动探测反演结果剖面图
    a—德达古滑坡A—A′剖面微动探测反演结果;b—德达古滑坡B—B′剖面微动探测反演结果
    Figure  3.  Inversion results of microtremor surveys method (MSM) in the section of the ancient Deda landslide
    (a) Inversion results of MSM in the A-A′ section of the ancient Deda landslide; (b) Inversion results of MSM in the B-B′ section of the ancient Deda landslide
    3.2.1   德达I号滑坡体

    对I号滑坡体中的微动勘探点WD1、WD2、WD3进行分析,根据最小二乘法的横波速度结果,把滑坡结构分为浅表层滑体、中—强风化基岩层和弱—未风化基岩层等3个大层。各微动勘探点所揭示的结果如下(图4表1)。

    图  4  德达I号滑坡体微动勘探点地球物理响应特征图
    a—WD1频散能量谱;b—WD1频散曲线;c—WD1横波速度结构反演;d—WD2频散能量谱;e—WD2频散曲线;f—WD2横波速度结构反演;g—WD3频散能量谱;h—WD3频散曲线;i—WD3横波速度结构反演
    Figure  4.  Geophysical response characteristics of microtremor surveys method (MSM) points on the Deda I landslide
    (a) Dispersion energy spectrum of WD1 point; (b) Dispersion curve of WD1 point; (c) Inversion of WD1 shear wave velocity structure; (d) Dispersion energy spectrum of WD2 point; (e) Dispersion curve of WD2 point; (f) Inversion of WD2 shear wave velocity structure; (g) Dispersion energy spectrum of WD3 point; (h) Dispersion curve of WD3 point; (i) Inversion of WD3 shear wave velocity structure
    表  1  德达古滑坡微动探测响应与横波速度一览表
    Table  1.  List of microtremor surveys method (MSM) response characteristics of the ancient Deda landslide
    微动勘探点 浅表层滑体横波速度/
    (m/s)
    中—强风化基岩横波速度
    (灰岩、砂质板岩)/(m/s)
    弱—未风化基岩横波速度
    (灰岩、砂质板岩)/(m/s)
    滑带横波速度/(m/s)
    滑带编号 浅层滑带 滑带编号 深层滑带
    WD1 200.0~644.2 644.2~766.0 766.0~1206.1 WD1-1 349.5 WD1-2 644.2
    WD2 198.7~492.2 492.2~840.8 840.8~1110.4 WD2-1 365.1 WD2-2 475.2
    WD3 200.0~618.0 618.0~888.7 888.7~1006.5 / / WD3-1 618.0
    WD4 200.0~432.4 432.4~718.5 718.5~1000.0 / / WD4-1 432.4
    WD5 200.0~590.8 590.8~939.0 939.0~1056.1 / / WD5-1 590.8
    WD6 200.0~543.1 543.1~776.7 776.7~1240.8 / / WD6-1 543.1
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    (1)WD1在频谱能量获取的有效频散曲线面波波速范围为200.0~1200.0 m/s(图4a、4b),通过横波速度结构反演(图4c)揭露的浅表层滑体横波波速为200.0~644.2 m/s,主要是松散的碎块石,厚度为47.3 m;中—强风化基岩层横波速度在644.2~766.0 m/s之间,地下埋深为47.3~67.8 m,厚度为20.1 m;弱—未风化基岩层横波速度在766~206.1 m/s之间,岩体完整性较好,结构紧密,地下埋深为67.8~120.0 m,厚度为52.2 m。其中,在地下埋深20.1 m(WD1-1)和47.3 m(WD1-2)处横波速度结构差别较大,波速变化值分别为116.5 m/s和121.7 m/s,且在波速变化之后有一定深度是相对稳定的,推测这2处为潜在滑带位置,浅层滑带横波波速为349.5 m/s,深层滑带横波波速为644.2 m/s。

    (2)WD2在频谱能量获取的有效频散曲线面波波速范围为200~1000 m/s(图4d、4e),通过横波速度结构反演(图4f)揭露的浅表层滑体厚度为36.2 m,横波速度值在198.7~492.2 m/s;地下埋深在36.2~79.3 m之间的主要是中—强风化基岩层,其横波速度在492.2~840.8 m/s之间,厚度为43.1 m;弱—未风化基岩层横波速度在840.8~1110.4 m/s之间,地下埋深为79.3~100.0 m,厚度为20.7 m。其中,在地下埋深18.7 m(WD2-1)和36.2 m(WD2-2)处横波速度结构差别较大,波速变化值分别为63.2 m/s、127.9 m/s,且在波速变化之后有一定深度是相对稳定的,推测这2处为潜在滑带位置,浅层滑带横波波速为365.1 m/s,深层滑带横波波速为475.2 m/s。

    (3)WD3在频谱能量获取的有效频散曲线面波波速范围为100.0~900.0 m/s(图4g、4h),通过横波速度结构反演(图4i)揭露的浅表层滑体厚度为47.9 m,横波速度值在200.0~618.0 m/s;中—强风化基岩层地下埋深为47.9~79.3 m,厚度为31.4 m,横波速度在618.0~888.7 m/s之间;弱—未风化基岩层横波速度在888.7~1006.5 m/s之间,地下埋深为79.3~100.0 m,厚度为20.7 m。在深度为47.9 m(WD3-1)处横波速度发生突变,波速变化值为116.8 m/s,推测该深度为潜在滑带埋深,滑带横波波速为618.0 m/s。

    综上所述,根据微动岩层反演结果,认为德达I号滑坡体发育2条滑带,微动勘探点揭露浅层滑带在18.7~20.1 m,横波速度变化区间为349.5~365.1 m/s,深层滑带深度在36.2~47.9 m,横波速度变化区间为475.2~644.2 m/s;且由WD1、WD2、WD33个勘探点可知,浅层滑带主要分布在坡体中前部,WD3位置未探测出浅层滑带位置,很可能在该处只发育1层滑带。

    3.2.2   德达Ⅱ号滑坡体

    对Ⅱ号滑坡体中的微动勘探点WD4、WD5、WD6进行分析,根据最小二乘法的横波速度结果,把滑坡结构分为浅表层滑体、中—强风化基岩层和弱—未风化基岩层共3个大层。各微动勘探点所揭示的结果如下(图5表1)。

    图  5  德达Ⅱ号滑坡体微动勘探点地球物理响应特征图
    a—WD4频散能量谱;b—WD4频散曲线;c—WD4横波速度结构反演;d—WD5频散能量谱;e—WD5频散曲线;f—WD5横波速度结构反演;g—WD6频散能量谱;h—WD6频散曲线;i—WD6横波速度结构反演
    Figure  5.  Geophysical response characteristics of microtremor surveys method (MSM) points on the Deda Ⅱ landslide
    (a) Dispersion energy spectrum of WD4 point; (b) Dispersion curve of WD4 point; (c) Inversion of WD4 shear wave velocity structure; (d) Dispersion energy spectrum of WD5 point; (e) Dispersion curve of WD5 point; (f) Inversion of WD5 shear wave velocity structure; (g) Dispersion energy spectrum of WD6 point; (h) Dispersion curve of WD6 point; (i) Inversion of WD6 shear wave velocity structure

    (1)WD4在频谱能量获取的有效频散曲线面波波速范围为200.0~1600.0 m/s(图5a、5b),通过横波速度结构反演(图5c)揭露的浅表层滑体横波波速为200.0~432.4 m/s,厚度为26.4 m;中—强风化基岩层横波速度在432.4~718.5 m/s之间,地下埋深为26.4~54.7 m,厚度为28.2 m;弱—未风化基岩层横波速度在718.5~1000.0 m/s之间,地下埋深为54.7~100.0 m,厚度为45.3 m。其中,在地下埋深26.4 m(WD4-1)处横波速度结构差别较大,波速变化值为110.9 m/s,推测为潜在滑带位置,滑带横波波速为432.4 m/s。

    (2)WD5在频谱能量获取的有效频散曲线面波波速范围为180.0~1000.0 m/s(图5d、5e),通过横波速度结构反演(图5f)揭露的浅表层滑体厚度为38.3 m,横波速度值在200.0~590.8 m/s;地下埋深在38.3~68.5 m之间的主要是中—强风化基岩层,其横波速度在590.8~939.0m/s之间,厚度为30.2 m;弱—未风化基岩层横波速度在939.0~1056.1 m/s之间,地下埋深为68.5~100 m,厚度为31.5 m。其中,在地下埋深38.3 m(WD5-1)处横波速度结构差别较大,波速变化值为172.9 m/s,推测为潜在滑带位置,滑带横波波速为590.8 m/s。

    (3)WD6在频谱能量获取的有效频散曲线面波波速范围为200.0~1200.0 m/s(图5g、5h),通过横波速度结构反演(图5i)揭露的浅表层滑体厚度为37.6 m,横波速度值在200.0~543.1 m/s;中—强风化基岩层地下埋深为37.6~55.9 m,厚度为18.3 m,横波速度在543.1~776.7 m/s之间;弱—未风化基岩层横波速度在776.7~1240.8 m/s之间,地下埋深为55.9~120.0 m,厚度为64.1 m。在深度为37.6 m(WD6-1)处横波速度发生突变,波速变化值为218.6 m/s,推测该深度为潜在滑带埋深,滑带横波波速为543.1 m/s。

    综上所述,德达Ⅱ号滑坡体发育一条滑带,微动勘探点揭露滑带深度在26.4~38.3 m,横波速度变化区间为432.4~590.8 m/s。

    根微动探测解释的结果,在德达Ⅰ号滑坡体和德达Ⅱ号滑坡体布置了4个钻孔(ZK1—ZK4),位置如图3a所示,用于验证物探结果的准确性,以及揭露实际地层信息。ZK1、ZK4钻孔深度为100 m,ZK2、ZK3钻孔深度为50 m。

    3.3.1   德达Ⅰ号滑坡体

    根据ZK1钻探编录结果,I号滑坡体实际揭露1层滑带(图6),滑带深度为49.7 m,滑体主要由黄褐色含角砾黏土和碎石土组成。含角砾黏土厚度为3.2 m,角砾含量约25%,粒径一般为2~15 mm,夹有少量碎石;碎石土厚度为46.5 m,碎石含量约50%,粒径一般为3~10 cm,块石含量约12%,粒径最大可达50 cm,岩性主要为强风化灰岩(图6a)。滑带土为黄褐色角砾土,埋深为49.7~49.9 m,厚度为0.2 m(图6b、6c)。滑坡基岩主要为中—强风化板岩,在深度为70.9~72.5m发育一层深灰色软弱夹层(图6d)。微动探测在ZK1位置揭露了2层滑带(图4c图7a),浅层滑带深度为20.1 m,深层滑带为47.3 m,深层滑带与钻孔揭露的滑带位置相近(图7b);钻孔ZK1未揭露出浅层滑带土的原因可能是浅层滑动面未完全贯通,但在物探结果上有较为明显的差异。

    图  6  德达古滑坡ZK1钻孔柱状图
    a—ZK1揭露地层特征;b—WD1横波速度结构特征;c—碎石黏土(钻孔深度20.1~20.3 m);d—滑带土(钻孔深度49.7~49.9 m);e—滑带土断面;f—软弱夹层钻孔深度为(钻孔深度70.9~72.4 m)
    Figure  6.  Column diagram of the ZK1 borehole in the ancient Deda landslide
    (a) ZK1 reveals the stratigraphic characteristics; (b) WD1 shear wave velocity structure characteristics; (c) Gravelly clay (borehole depth 20.1~20.3 m); (d) Sliding zone (borehole depth 49.7~49.9 m); (e) Sliding zone cross-section; (f) Soft interlayer (borehole depth 70.9~72.4 m)
    图  7  德达Ⅰ号滑坡体结构特征图
    a—ZK1微动探测响应特征;b—ZK1揭露滑带土;c—德达Ⅰ号滑坡体工程地质剖面图
    Figure  7.  Structural characteristics of the Deda Ⅰ landslide
    (a) MSM response characteristics of ZK1; (b) Sliding zone of ZK1; (c) Engineering geological profile of the Deda Ⅰ landslide

    ZK2揭露滑带深度为49.1 m,滑体主要由碎块石土组成,碎块石含量较大,约占60%。微动探测在ZK2位置揭露了2层滑带,浅层滑带深度为18.7 m,深层滑带为36.2 m;钻孔ZK2实际揭露浅层滑带深度为19.5~20.0 m,深层滑带为49.1~49.8 m。

    因此,德达I号滑坡体发育2层滑带,浅层滑带深度为18.7~20.1m(S1-1),深层滑带深度为36.2~49.9 m(S1-2),滑坡基岩岩性为灰岩、砂质板岩,在滑坡后缘发育1条断层,为查龙−然布断裂的分支断裂(图7c)。

    3.3.2   德达Ⅱ号滑坡体

    根据ZK4钻孔编录结果,Ⅱ号滑坡体实际揭露1层滑带(图8),厚度为38.6 m,滑体主要由黄褐色含角砾黏土和碎石土组成。含角砾黏土厚度为1.1 m,角砾含量约30%,粒径一般为3~12 mm;碎石土厚度为37.5 m,碎石含量约55%,粒径一般为3~15 cm,块石含量约15%,粒径最大可达30 cm(图8a)。滑带土为黄褐色角砾土,埋深为38.6~39.3 m,厚度为0.7 m(图8b、8c)。滑坡基岩深层也发育多层软弱夹层(图8d)。微动探测在ZK4位置探测的滑带深度为37.6 m(图5i、9a),钻孔ZK4实际揭露的滑带深度为38.6 m(图9b)。ZK3揭露滑体厚度为25.2 m,主要由碎块石土组成,碎块石含量较大,约占60%。微动探测在ZK3位置探测的滑带深度为26.4 m,钻孔ZK3实际揭露的滑带深度为25.2 m。

    图  8  德达古滑坡ZK4钻孔柱状图
    a—ZK4揭露地层特征;b—WD6横波速度结构特征;c—碎石黏土(钻孔深度24.8~26.6 m);d—滑带土(钻孔深度38.6~39.3 m);e—滑带土断面;f—软弱夹层(钻孔深度78.9和81.3 m)
    Figure  8.  Column diagram of the ZK4 borehole in the ancient Deda landslide
    (a) ZK4 reveals the stratigraphic characteristics; (b) WD6 shear wave velocity structure characteristics; (c) Gravelly clay (borehole depth 24.8~26.6 m); (d) Sliding zone (borehole depth 38.6~39.3 m); (e) Sliding zone cross-section; (f) Soft interlayer (borehole depth 78.9 m and 81.3 m)
    图  9  德达Ⅱ号滑坡体结构特征图
    a—ZK4微动探测响应特征;b—ZK4揭露滑带土;c—德达Ⅱ号滑坡体工程地质剖面图
    Figure  9.  Structural characteristics of the Deda Ⅱ landslide
    (a) MSM response characteristics of ZK4; (b) Sliding zone of ZK4; (c) Engineering geological profile of the Deda Ⅱ landslide

    因此,德达Ⅱ号滑坡体发育1层滑带,滑带埋深为25.2~38.6 m(S2),滑坡基岩岩性为灰岩、砂质板岩,在滑坡后缘发育1条断层,为查龙−然布断裂的分支断裂(图9c)。

    基于微动探测技术在滑带上的判识方法可通过对地层中横波速度差异区进行识别,德达古滑坡滑带土所处位置横波速度为349.5~644.2 m/s,处于低横波速度状态,而到基岩中则可达到1000~2200 m/s的高横波速度状态,且在波速变化之后在一定深度内是相对稳定的,则可推断该分层界面为滑带位置。通过对德达滑坡WD1、WD2、WD4、WD6微动勘探点的数据分析,WD1、WD2的浅层滑带埋深分别为20.1 m、18.7 m,深层滑带埋深分别为47.3 m、36.2 m,WD4、WD6只揭露了1层滑带,滑带埋深分别为26.4 m、37.6 m。钻孔ZK1、ZK2、ZK3、ZK4揭露的滑带深度分别为49.7 m、19.5 m、25.2 m、38.6 m,相对于实际钻孔揭露的误差分别为4.8%、4.1%、4.7%、2.6%(表2)。

    表  2  德达古滑坡微动勘探点与钻探结果对比
    Table  2.  Comparison of MSM points and drilling results of the ancient Deda landslide
    名称位置滑带深度/m相对误差/%
    德达Ⅰ号滑坡体WD147.34.8
    ZK149.7
    WD218.74.1
    ZK219.5
    德达Ⅱ号滑坡体WD326.44.7
    ZK325.2
    WD437.62.6
    ZK438.6
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    微动探测精度的研究得到了国内外学者的重视,徐佩芬等(2013)采用微动探测对地下地层结构进行分层,通过钻探揭露,探测深度误最大为12%;Xu et al.(2021)采用微动探测对广州地铁线路进行勘探,解译出基岩界面和强风化层界面,与实际钻孔揭露的深度相比,最大相对误差为5.46%;张若晗等(2020)基于微动H/V谱比法解译的土石分界面深度与钻孔揭露深度平均误差为4.33%。事实说明微动探测精度高,误差率较低,适用于大型深度滑坡滑带的空间结构判识。微动探测在德达古滑坡揭露的滑带深度相对于钻孔实际揭露深度的相对误差最大为4.8%,该探测结果是相对可靠且精准的。

    因此,综合实际物探、钻探及现场调查结果,进一步完善了德达古滑坡的工程地质剖面,德达I号滑坡体发育2层滑带,浅层滑带埋深为18.7~20.1 m(S1-1),深层滑带埋深为36.2~49.9 m(S1-2),平面面积约为24×104 m2,滑体体积为8.7×106~12.0×106 m3;德达Ⅱ号滑坡体发育1层滑带,滑带埋深为25.2~38.6 m(S2),平面面积约为25×104 m2,滑体体积为6.3×106~9.6×106 m3

    大型古滑坡的形成机理一直是地质灾害调查研究的重点和难点,诱发大型古滑坡形成的因素主要有:地震、降雨、人类工程活动、河流侵蚀、断裂活动以及长期重力作用等(黄润秋,2007张永双等,2016郭长宝等,2022)。基于野外调查、物探、钻探以及工程地质分析,认为德达古滑坡的形成与诱发因素主要为断裂活动、降雨入渗以及河流侵蚀等作用。

    地质构造作用控制着滑坡的形成和发展,断裂活动直接或间接影响着大型滑坡的形成和演化(李晓等,2008Zhang,et al.,2015铁永波等,2022)。德达古滑坡位于查龙−然布断裂活动区域内,该断裂为一条右旋压扭性断层,呈北北西向延伸(张清林,2016),结合现场调查和微动探测确定了查龙−然布断裂分支断裂从滑坡后部穿过(图2a、2b),该区岩体结构较为破碎。滑坡区域地震烈度为Ⅷ度区,历史上发生过3次MS≥6.0级地震,350余次MS<6.0级地震(周荣军等,2005),频繁的地震对斜坡岩体结构造成了损伤。同时,再加上斜坡体自身重力作用、斜坡顶部冻融作用以及前期的降雨作用,促进了斜坡的变形,导致岩土体沿节理发育方向逐渐形成贯通的结构面。

    降雨是诱发滑坡变形破坏的主要因素之一,其变形破坏机制主要表现为对滑坡岩土体的加载以及改变岩土体结构和力学强度等,从而降低滑坡体的稳定性(谢守益和徐卫亚,1999姚贺冬等,2015)。德达滑坡区域降雨主要分布在6~9月的雨季,6~9月降雨量之和平均为391 mm,占全年的90%,强降雨会增加坡体重度、弱化滑带力学强度,促进滑坡的发生。且现场调查发现在长期降雨作用和自重作用下,坡体浅表层发生滑动,形成下错陡坎(图10a),说明浅表覆盖层在雨水入渗作用下,沿浅表层滑面发生滑动变形,故滑坡堆积体存在两层滑带,这与物探揭露的结果一致。

    图  10  降雨及河流侵蚀对德达古滑坡的影响
    a—德达古滑坡浅表层滑动(镜向NE);b—河流侧蚀造成失稳变形(镜向NW)
    Figure  10.  Influence of rainfall and river erosion on the ancient Deda landslide
    (a) Shallow surface slide of the ancient Deda landslide (mirror to NE); (b) River erosion caused instability deformation (mirror to NW)

    根据四川省巴塘县地质灾害调查与区划报告,巴曲河平均流量为52.1 m3/s,枯、洪水位差1~3 m,50年一遇洪峰流量395.0 m3/s,流速2.9 m/s。河流携带和侵蚀能力较强,尤其是在降雨季节,巴曲流量较大,对德达古滑坡坡脚处具有强烈的冲刷、侵蚀能力。由于滑坡体堆积堵塞了巴曲河,在河流上游形成堰塞湖,在长时间堰塞作用下,巴曲河流发生改道,沿河流左侧偏移近50 m,在巴曲不断下切和冲蚀作用下,堰塞坝被冲开。且在长期的河流侵蚀作用下,坡脚处被侧蚀形成连续的且陡倾的临空面,造成坡体前缘不断发生失稳变形(图10b),从而由前部滑动牵引后部发生大型滑动。

    综上所述,德达古滑坡在降雨、冻融、自重等多方面因素作用下,岩体结构损伤(图11a),在某一次由断裂活动引起的强震作用下,原始斜坡结构较为破碎的表层岩土体沿着节理裂隙面发生崩解−滑动,滑落的岩体和坡积物在运动过程中铲刮坡体中部的原始地形,推挤前部岩土体,并在斜坡前部堆积,堵塞前缘巴曲河(图11b、11c),在巴曲长期不断冲蚀下发生溃坝,巴曲河道发生改变。在滑坡稳定之后,受重力作用、降雨入渗、河流侵蚀等多种因素的影响,滑坡发生浅层滑动,形成浅层滑带,滑坡前缘发生复活变形等现象(图11d)。

    图  11  德达古滑坡形成机制模式图
    a—滑坡后缘节理面发育贯通阶段;b—震动−崩解−铲刮−堆积阶段;c—崩滑体堆积−堵江−溃坝阶段;d—降雨入渗−河流冲刷−蠕滑变形阶段
    Figure  11.  Schematic diagram of the ancient Deda landslide formation mechanism
    (a) Development of the joint surface at the rear edge of the landslide; (b) Shaking-disintegrating-scraping-accumulation stage; (c) Rockslide accumulation-river blocking-dam breach stage; (d) Rainfall infiltration-river erosion-creep deformation stage

    文章以德达古滑坡为研究对象,采用现场调查、地球物理勘探、工程地质钻探的手段对德达古滑坡开展滑坡结构特征研究,得到以下结论和认识。

    (1)德达滑坡为一大型古滑坡,呈簸箕状,滑坡纵长约为1200 m,横宽1100 m,滑坡在平面上分为德达I号滑坡体(I)、德达II号滑坡体(II)和德达古滑坡后壁(Ⅲ)3部分;基于微动勘探点结果分析认为,德达I号滑坡体发育2条滑带,所揭露浅层滑带深度在18.7~20.1 m,横波速度为349.5~365.1 m/s,深层滑带深度在36.2~47.9 m,横波速度为475.2~644.2 m/s;德达Ⅱ号滑坡体发育1条滑带,微动勘探点揭露滑带深度在26.4~38.3 m,横波速度为432.4~590.8 m/s。

    (2)综合物探结果、钻探揭露以及现场调查分析,德达I号滑坡体浅层滑带埋深为18.7~20.1 m(S1-1),深层滑带埋深为36.2~49.9 m(S1-2),平面面积约为24×104 m2,滑体体积为8.7×106 ~12.0×106 m3;德达Ⅱ号滑坡体滑带埋深为25.2~38.6 m(S2),平面面积约为25×104 m2,滑体体积为6.3×106 ~9.6×106 m3

    (3)通过微动探测揭露,并结合钻探验证,文章提出了一种基于微动探测技术的浅层滑带和深层滑带划分方法,其对滑带深度识别相对误差一般为2.6%~4.8%,探测误差在5%以内,探测结果是相对可靠且精准的。

    (4)综合分析认为德达古滑坡是在断裂活动、降雨入渗、河流侵蚀等多种因素作用下形成的,原始斜坡结构较为破碎的岩层岩土体在强震作用下沿着节理裂隙面发生崩解−滑动−堆积−堵江−溃决灾害链事件,滑坡堆积稳定之后,在重力作用、降雨入渗、河流侵蚀等长期作用下,滑坡发生浅层滑动、前缘复活变形等迹象,目前滑坡仍处于蠕滑变形阶段。

    致谢:本项工作的野外地球物理勘探和数据处理得到了成都蓝天信息工程有限公司张国华高级工程师的指导和帮助;野外工程钻探施工得到了四川省地质调查院魏昌利高级工程师、廖伟高级工程师的指导和帮助;中国地质科学院地质力学研究所金继军硕士研究生、宋德光硕士研究生在本次野外调查工作中提供了相关帮助与支持;中国地质大学(武汉)凌雨薇硕士研究生、袁新霞硕士研究生参加了部分图件绘制工作,在此一并表示感谢。

  • 图  1  四川省巴塘县德达古滑坡区域地质图

    a—青藏高原构造地质简图;b—德达古滑坡构造位置与地层岩性分布图

    Figure  1.  Regional geological map of the ancient Deda landslide in Batang County, Sichuan Province

    (a) Regional structural geological map of the Qinghai-Tibet Plateau; (b) Structure location and stratigraphic lithology distribution map of the ancient Deda landslide

    图  2  德达古滑坡平面发育特征与现场调查照片

    a—德达古滑坡工程地质平面图;b—德达古滑坡前缘复活变形(镜向NW);c—德达古滑坡后壁区(Ⅲ)断裂陡坎(镜向NE);d—德达古滑坡滑坡平台(镜向NE)

    Figure  2.  Planar development characteristics and on-site investigation photos of the ancient Deda landslide

    (a) Engineering geological plan of the ancient Deda landslide; (b) Front reactivation deformation of the ancient Deda landslide (mirror to NW); (c) Back wall (III) fault scarp of the ancient Deda landslide (mirror to NE); (d) Platform of the ancient Deda landslide (mirror to NE)

    图  3  德达古滑坡微动探测反演结果剖面图

    a—德达古滑坡A—A′剖面微动探测反演结果;b—德达古滑坡B—B′剖面微动探测反演结果

    Figure  3.  Inversion results of microtremor surveys method (MSM) in the section of the ancient Deda landslide

    (a) Inversion results of MSM in the A-A′ section of the ancient Deda landslide; (b) Inversion results of MSM in the B-B′ section of the ancient Deda landslide

    图  4  德达I号滑坡体微动勘探点地球物理响应特征图

    a—WD1频散能量谱;b—WD1频散曲线;c—WD1横波速度结构反演;d—WD2频散能量谱;e—WD2频散曲线;f—WD2横波速度结构反演;g—WD3频散能量谱;h—WD3频散曲线;i—WD3横波速度结构反演

    Figure  4.  Geophysical response characteristics of microtremor surveys method (MSM) points on the Deda I landslide

    (a) Dispersion energy spectrum of WD1 point; (b) Dispersion curve of WD1 point; (c) Inversion of WD1 shear wave velocity structure; (d) Dispersion energy spectrum of WD2 point; (e) Dispersion curve of WD2 point; (f) Inversion of WD2 shear wave velocity structure; (g) Dispersion energy spectrum of WD3 point; (h) Dispersion curve of WD3 point; (i) Inversion of WD3 shear wave velocity structure

    图  5  德达Ⅱ号滑坡体微动勘探点地球物理响应特征图

    a—WD4频散能量谱;b—WD4频散曲线;c—WD4横波速度结构反演;d—WD5频散能量谱;e—WD5频散曲线;f—WD5横波速度结构反演;g—WD6频散能量谱;h—WD6频散曲线;i—WD6横波速度结构反演

    Figure  5.  Geophysical response characteristics of microtremor surveys method (MSM) points on the Deda Ⅱ landslide

    (a) Dispersion energy spectrum of WD4 point; (b) Dispersion curve of WD4 point; (c) Inversion of WD4 shear wave velocity structure; (d) Dispersion energy spectrum of WD5 point; (e) Dispersion curve of WD5 point; (f) Inversion of WD5 shear wave velocity structure; (g) Dispersion energy spectrum of WD6 point; (h) Dispersion curve of WD6 point; (i) Inversion of WD6 shear wave velocity structure

    图  6  德达古滑坡ZK1钻孔柱状图

    a—ZK1揭露地层特征;b—WD1横波速度结构特征;c—碎石黏土(钻孔深度20.1~20.3 m);d—滑带土(钻孔深度49.7~49.9 m);e—滑带土断面;f—软弱夹层钻孔深度为(钻孔深度70.9~72.4 m)

    Figure  6.  Column diagram of the ZK1 borehole in the ancient Deda landslide

    (a) ZK1 reveals the stratigraphic characteristics; (b) WD1 shear wave velocity structure characteristics; (c) Gravelly clay (borehole depth 20.1~20.3 m); (d) Sliding zone (borehole depth 49.7~49.9 m); (e) Sliding zone cross-section; (f) Soft interlayer (borehole depth 70.9~72.4 m)

    图  7  德达Ⅰ号滑坡体结构特征图

    a—ZK1微动探测响应特征;b—ZK1揭露滑带土;c—德达Ⅰ号滑坡体工程地质剖面图

    Figure  7.  Structural characteristics of the Deda Ⅰ landslide

    (a) MSM response characteristics of ZK1; (b) Sliding zone of ZK1; (c) Engineering geological profile of the Deda Ⅰ landslide

    图  8  德达古滑坡ZK4钻孔柱状图

    a—ZK4揭露地层特征;b—WD6横波速度结构特征;c—碎石黏土(钻孔深度24.8~26.6 m);d—滑带土(钻孔深度38.6~39.3 m);e—滑带土断面;f—软弱夹层(钻孔深度78.9和81.3 m)

    Figure  8.  Column diagram of the ZK4 borehole in the ancient Deda landslide

    (a) ZK4 reveals the stratigraphic characteristics; (b) WD6 shear wave velocity structure characteristics; (c) Gravelly clay (borehole depth 24.8~26.6 m); (d) Sliding zone (borehole depth 38.6~39.3 m); (e) Sliding zone cross-section; (f) Soft interlayer (borehole depth 78.9 m and 81.3 m)

    图  9  德达Ⅱ号滑坡体结构特征图

    a—ZK4微动探测响应特征;b—ZK4揭露滑带土;c—德达Ⅱ号滑坡体工程地质剖面图

    Figure  9.  Structural characteristics of the Deda Ⅱ landslide

    (a) MSM response characteristics of ZK4; (b) Sliding zone of ZK4; (c) Engineering geological profile of the Deda Ⅱ landslide

    图  10  降雨及河流侵蚀对德达古滑坡的影响

    a—德达古滑坡浅表层滑动(镜向NE);b—河流侧蚀造成失稳变形(镜向NW)

    Figure  10.  Influence of rainfall and river erosion on the ancient Deda landslide

    (a) Shallow surface slide of the ancient Deda landslide (mirror to NE); (b) River erosion caused instability deformation (mirror to NW)

    图  11  德达古滑坡形成机制模式图

    a—滑坡后缘节理面发育贯通阶段;b—震动−崩解−铲刮−堆积阶段;c—崩滑体堆积−堵江−溃坝阶段;d—降雨入渗−河流冲刷−蠕滑变形阶段

    Figure  11.  Schematic diagram of the ancient Deda landslide formation mechanism

    (a) Development of the joint surface at the rear edge of the landslide; (b) Shaking-disintegrating-scraping-accumulation stage; (c) Rockslide accumulation-river blocking-dam breach stage; (d) Rainfall infiltration-river erosion-creep deformation stage

    表  1  德达古滑坡微动探测响应与横波速度一览表

    Table  1.   List of microtremor surveys method (MSM) response characteristics of the ancient Deda landslide

    微动勘探点 浅表层滑体横波速度/
    (m/s)
    中—强风化基岩横波速度
    (灰岩、砂质板岩)/(m/s)
    弱—未风化基岩横波速度
    (灰岩、砂质板岩)/(m/s)
    滑带横波速度/(m/s)
    滑带编号 浅层滑带 滑带编号 深层滑带
    WD1 200.0~644.2 644.2~766.0 766.0~1206.1 WD1-1 349.5 WD1-2 644.2
    WD2 198.7~492.2 492.2~840.8 840.8~1110.4 WD2-1 365.1 WD2-2 475.2
    WD3 200.0~618.0 618.0~888.7 888.7~1006.5 / / WD3-1 618.0
    WD4 200.0~432.4 432.4~718.5 718.5~1000.0 / / WD4-1 432.4
    WD5 200.0~590.8 590.8~939.0 939.0~1056.1 / / WD5-1 590.8
    WD6 200.0~543.1 543.1~776.7 776.7~1240.8 / / WD6-1 543.1
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    表  2  德达古滑坡微动勘探点与钻探结果对比

    Table  2.   Comparison of MSM points and drilling results of the ancient Deda landslide

    名称位置滑带深度/m相对误差/%
    德达Ⅰ号滑坡体WD147.34.8
    ZK149.7
    WD218.74.1
    ZK219.5
    德达Ⅱ号滑坡体WD326.44.7
    ZK325.2
    WD437.62.6
    ZK438.6
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  • [1] AKI K, 1957. Space and time spectra of stationary stochastic waves, with special reference to microtremors[J]. Bulletin of the Earthquake Research Institute, 35(3): 415-456.
    [2] BAI Y J, LI M H, WANG D H, et al., 2014. Characteristics and disastrous rule research of Geohazards in Batang county, the middle reaches of Jinsha river[J]. The Chinese Journal of Geological Hazard and Control, 25(2): 103-109. (in Chinese with English abstract
    [3] CAPON J, 1969. High-resolution frequency-wavenumber spectrum analysis[J]. Proceedings of the IEEE, 57(8): 1408-1418. doi: 10.1109/PROC.1969.7278
    [4] CRUDEN D M, VARNES D J, 1996. Landslide types and processes, special report, transportation research board[J]. U. S. National Academy of Sciences, Special Report, 247: 36-75.
    [5] DEWEY J F, SHACKLETON R M, CHANG C F, et al., 1988. The tectonic evolution of the Tibetan Plateau[J]. Philosophical Transactions of the Royal Society A: Mathematical, Physical and Engineering Sciences, 327(1594): 379-413.
    [6] DU Y N, XU P F, LING S Q, 2018. Microtremor survey of soil-rock mixture landslides: an example of Baidian township, Hengyang City[J]. Chinese Journal of Geophysics, 61(4): 1596-1604. (in Chinese with English abstract
    [7] GAO W W, GAO W, HU R L, et al., 2018. Microtremor survey and stability analysis of a soil-rock mixture landslide: a case study in Baidian town, China[J]. Landslides, 15(10): 1951-1961. doi: 10.1007/s10346-018-1009-x
    [8] GUO C B, ZHANG Y S, MONTGOMERY D R, et al., 2016. How unusual is the long-runout of the earthquake-triggered giant Luanshibao landslide, Tibetan Plateau, China?[J]. Geomorphology, 259: 145-154.
    [9] GUO C B, YAN Y Q, ZHANG Y S, et al., 2022. Research progress and prospect of failure mechanism of large deep-seated creeping landslides in Tibetan Plateau, China[J]. Earth Science, 47(10): 3677-3700. (in Chinese with English abstract
    [10] GUO C B, ZHANG Y S, YUAN H, et al., 2023. Study of an ancient landslide reactivation mechanism based on centrifuge model testing: an example of the Jiangdingya ancient landslide reactivation in 2018, Gansu province, China[J]. Landslides, 20(1): 127-141. doi: 10.1007/s10346-022-01978-5
    [11] GUO Q Q, GUO C B, SHEN W, et al., 2017. Geophysical exploration and sliding surface discriminant analysis of large-giant ancient landslides in Minjiang river valley, Western Sichuan[J]. Journal of Geomechanics, 23(5): 788-797. (in Chinese with English abstract
    [12] HUANG R Q, 2007. Large-scale landslides and their sliding mechanisms in China since the 20th century[J]. Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering, 26(3): 433-454. (in Chinese with English abstract
    [13] LI X, LI S D, CHEN J, et al., 2008. Coupling effect mechanism of endogenic and exogenic geological processes of geological hazards evolution[J]. Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering, 27(9): 1792-1806. (in Chinese with English abstract
    [14] LI X, LIAO Q L, WANG S J, et al., 2008. On evaluating the stability of the Baiyian ancient landslide in the three gorges reservoir area, Yangtze River: a geological history analysis[J]. Environmental Geology, 55(8): 1699-1711. doi: 10.1007/s00254-007-1121-z
    [15] LONG R, LIU X D, 2023. Study on Stability Evaluation and Treatment Scheme of Highway Landslide Based on Disaster Mechanism Analysis[J]. Railway Investigation and Surveying, 49(2): 33-37.
    [16] MA N, WANG G W, KAMAI T, et al., 2019. Amplification of seismic response of a large deep-seated landslide in Tokushima, Japan[J]. Engineering Geology, 249: 218-234. doi: 10.1016/j.enggeo.2019.01.002
    [17] MOLNAR S, SIROHEY A, ASSAF J, et al., 2022. A review of the microtremor horizontal-to-vertical spectral ratio (MHVSR) method[J]. Journal of Seismology, 26(4): 653-685. doi: 10.1007/s10950-021-10062-9
    [18] NAUDET V, LAZZARI M, PERRONE A, et al., 2008. Integrated geophysical and geomorphological approach to investigate the snowmelt-triggered landslide of Bosco Piccolo village (Basilicata, southern Italy)[J]. Engineering Geology, 98(3-4): 156-167. doi: 10.1016/j.enggeo.2008.02.008
    [19] PENG J B, MA R Y, LU Q Z, et al., 2004. Geological hazards effects of uplift of Qinghai-Tibet Plateau[J]. Advances in Earth Science, 19(3): 457-466. (in Chinese with English abstract
    [20] QIU Z D, GUO C B, WU R A, et al., 2024. Development characteristics and stability evaluation of the Shadingmai large-scale ancient landslide in the upper reaches of Jinsha River, Tibetan Plateau[J]. Geoscience, 38(2): 451-463. (in Chinese with English abstract
    [21] SU L J, XU X Q, GENG X Y, et al., 2017. An integrated geophysical approach for investigating hydro-geological characteristics of a debris landslide in the Wenchuan earthquake area[J]. Engineering Geology, 219: 52-63. doi: 10.1016/j.enggeo.2016.11.020
    [22] TIE Y B, ZHANG X Z, GONG L F, et al., 2022. Research on the pattern of typical geohazard chains in the southwest mountainous region, China[J]. Journal of Geomechanics, 28(6): 1071-1080. (in Chinese with English abstract
    [23] TONG P, WU S Q, XIE M, et al., 2023. Remote Sensing Interpretation and Risk Assessment of Landslide Hazards in Newly Built High-speed Railway[J]. Railway Investigation and Surveying, 49(6): 56-63.
    [24] WANG X F, METCALFE I, JIAN P, et al., 2000. The Jinshajiang suture zone: tectono-stratigraphic subdivision and revision of age[J]. Science in China Series D: Earth Sciences, 43(1): 10-22. doi: 10.1007/BF02877827
    [25] XIE S Y, XU W Y, 1999. Mechanism of landslides induced by precipitation[J]. Journal of Wuhan University of Hydraulic and Electric Engineering, 32(1): 21-23. (in Chinese with English abstract
    [26] XU J R, ZHAO Z X, 2009. Extensional seismogenic stress and tectonic movement on the central region of the Tibetan Plateau[J]. International Journal of Geophysics, 2009: 897424.
    [27] XU P F, LI S H, DU J G, et al., 2013. Microtremor survey method: a new geophysical method for dividing strata and detecting the buried fault structures[J]. Acta Petrologica Sinica, 29(5): 1841-1845. (in Chinese with English abstract
    [28] XU P F, LING S Q, LONG G, et al., 2021. ESPAC-based 2D mini-array microtremor method and its application in urban rail transit construction planning[J]. Tunnelling and Underground Space Technology, 115: 104070. doi: 10.1016/j.tust.2021.104070
    [29] XU Q, ZHAO B, DAI K R, et al., 2023. Remote sensing for landslide investigations: a progress report from China[J]. Engineering Geology, 321: 107156. doi: 10.1016/j.enggeo.2023.107156
    [30] YAN Y Q, GUO C B, ZHONG N, et al., 2022. Deformation characteristics of Jiaju ancient landslide based on InSAR monitoring method, Sichuan, China[J]. Earth Science, 47(12): 4681-4697. (in Chinese with English abstract
    [31] YAN Y Q, GUO C B, LI C H, et al., 2023. The creep-sliding deformation mechanism of the Jiaju ancient landslide in the Upstream OF Dadu River, Tibetan Plateau, China[J]. Remote Sensing, 15(3): 592.
    [32] YANG D D, QIU H J, ZHU Y R, et al., 2021. Landslide characteristics and evolution: what we can learn from three adjacent landslides[J]. Remote Sensing, 13(22): 4579. doi: 10.3390/rs13224579
    [33] YANG X H, JIANG Y W, ZHU J C, et al., 2023. Deformation characteristics and failure mechanism of the Moli landslide in Guoye Town, Zhouqu County[J]. Landslides, 20(4): 789-800. doi: 10.1007/s10346-022-02019-x
    [34] YAO H D, SHI C, XU W Y, et al., 2015. Landslide reactivation of Zhenggang deposit talus at Gushui hydropower station[J]. Journal of Hohai University (Natural Sciences), 43(1): 28-33. (in Chinese with English abstract
    [35] ZHANG Q L, 2016. Study on deformation of faults in Batang region in Western Sichuan[D]. Chengdu: Chengdu University of Technology. (in Chinese with English abstract
    [36] ZHANG R H, XU P F, LING S Q, et al, 2020. Detection of the soil-rock interface based on microtremor H/V spectral ratio method: a case study of the Jinan urban area[J]. Chinese Journal of Geophysics, 63(1): 339-350. (in Chinese with English abstract
    [37] ZHANG Y S, GUO C B, LAN H X, et al., 2015. Reactivation mechanism of ancient giant landslides in the tectonically active zone: a case study in Southwest China[J]. Environmental Earth Sciences, 74(2): 1719-1729. doi: 10.1007/s12665-015-4180-6
    [38] ZHANG Y S, GUO C B, YAO X, et al., 2016. Research on the geohazard effect of active fault on the eastern margin of the Tibetan Plateau[J]. Acta Geoscientia Sinica, 37(3): 277-286. (in Chinese with English abstract
    [39] ZHANG Y Y, GUO C B, YANG Z H, et al., 2021. Development characteristics and reactivation trend of Zhama ancient landslide in Batang, Sichuan[J]. Geological Bulletin of China, 40(12): 2002-2014. (in Chinese with English abstract
    [40] ZHAO C Y, LIU X J, GAO Y, et al., 2022. Early identification of high-elevation geohazards in the lower Yarlung Zangbo River based on the SAR/InSAR technology[J]. Journal of Geomechanics, 28(6): 981-994. (in Chinese with English abstract
    [41] ZHOU R J, CHEN G X, LI Y, et al., 2005. Research on active faults in Litang-Batang region, western Sichuan province, and the seismogenic structures of the 1989 Batang M6.7 earthquake swarm[J]. Seismology and Geology, 27(1): 31-43. (in Chinese with English abstract
    [42] 白永健,李明辉,王东辉,等,2014. 金沙江中游巴塘县地质灾害发育特征及成灾规律分析[J]. 中国地质灾害与防治学报,25(2):103-109.
    [43] 杜亚楠,徐佩芬,凌甦群. 2018. 土石混合滑坡体微动探测:以衡阳拜殿乡滑坡体为例[J]. 地球物理学报,61(4):1596-1604.
    [44] 郭长宝,闫怡秋,张永双,等,2022. 青藏高原大型深层蠕滑型滑坡变形机制研究进展与展望[J]. 地球科学,47(10):3677-3700.
    [45] 郭桥桥,郭长宝,申维,等,2017. 川西岷江河谷典型大型—巨型古滑坡特征物探解译分析[J]. 地质力学学报,23(5):788-797. doi: 10.3969/j.issn.1006-6616.2017.05.015
    [46] 黄润秋,2007. 20世纪以来中国的大型滑坡及其发生机制[J]. 岩石力学与工程学报,26(3):433-454. doi: 10.3321/j.issn:1000-6915.2007.03.001
    [47] 李晓,李守定,陈剑,等,2008. 地质灾害形成的内外动力耦合作用机制[J]. 岩石力学与工程学报,27(9):1792-1806. doi: 10.3321/j.issn:1000-6915.2008.09.006
    [48] 隆然,刘兴东,2023. 基于致灾机理分析的公路滑坡稳定性评价及治理方案研究[J]. 铁道勘察,49(2):33-37.
    [49] 彭建兵,马润勇,卢全中,等,2004. 青藏高原隆升的地质灾害效应[J]. 地球科学进展,19(3):457-466. doi: 10.3321/j.issn:1001-8166.2004.03.018
    [50] 邱振东,郭长宝,吴瑞安,等,2024. 金沙江上游沙丁麦大型古滑坡发育特征与稳定性评价[J]. 现代地质,38(2):451-463.
    [51] 铁永波,张宪政,龚凌枫,等,2022. 西南山区典型地质灾害链成灾模式研究[J]. 地质力学学报,28(6):1071-1080. doi: 10.12090/j.issn.1006-6616.20222830
    [52] 童鹏,伍尚前,谢猛,等,2023. 新建高速铁路滑坡隐患遥感解译及风险评估[J]. 铁道勘察,49(6):56-63.
    [53] 谢守益,徐卫亚,1999. 降雨诱发滑坡机制研究[J]. 武汉水利电力大学学报,32(1):21-23.
    [54] 徐佩芬,李世豪,杜建国,等,2013. 微动探测:地层分层和隐伏断裂构造探测的新方法[J]. 岩石学报,29(5):1841-1845.
    [55] 闫怡秋,郭长宝,钟宁,等,2022. 基于InSAR形变监测的四川甲居古滑坡变形特征[J]. 地球科学,47(12):4681-4697.
    [56] 姚贺冬,石崇,徐卫亚,等,2015. 古水水电站争岗堆积体滑坡复活条件分析[J]. 河海大学学报(自然科学版),43(1):28-33. doi: 10.3876/j.issn.1000-1980.2015.01.006
    [57] 张清林,2016. 川西巴塘地区断裂构造变形研究[D]. 成都:成都理工大学.
    [58] 张永双,郭长宝,姚鑫,等,2016. 青藏高原东缘活动断裂地质灾害效应研究[J]. 地球学报,37(3):277-286. doi: 10.3975/cagsb.2016.03.03
    [59] 张若晗,徐佩芬,凌甦群,等,2020. 基于微动H/V谱比法的土石分界面探测研究:以济南中心城区为例[J]. 地球物理学报,63(1):339-350. doi: 10.6038/cjg2020M0678
    [60] 张怡颖,郭长宝,杨志华,等,2021. 四川巴塘扎马古滑坡发育特征与复活趋势[J]. 地质通报,40(12):2002-2014. doi: 10.12097/j.issn.1671-2552.2021.12.003
    [61] 赵超英,刘晓杰,高杨,等,2022. 基于SAR/InSAR技术的雅鲁藏布江下游高位地质灾害早期识别[J]. 地质力学学报,28(6):981-994. doi: 10.12090/j.issn.1006-6616.20222825
    [62] 周荣军,陈国星,李勇,等,2005. 四川西部理塘—巴塘地区的活动断裂与1989年巴塘6.7级震群发震构造研究[J]. 地震地质,27(1):31-43. doi: 10.3969/j.issn.0253-4967.2005.01.004
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    1. 许阳阳. 盾构穿越岩溶和土洞发育区地质安全施工技术研究. 建筑机械. 2024(12): 203-207+212+8 . 百度学术

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出版历程
  • 收稿日期:  2023-11-13
  • 修回日期:  2023-12-01
  • 录用日期:  2023-12-04
  • 预出版日期:  2024-05-15
  • 刊出日期:  2024-12-27

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