胡開顏, 莫淳淯, 張益華, 李雙雙, 孫健維, 韓鵬*, 黃清華

1 北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院地球物理系， 北京 100871 2 南方科技大學(xué)地球與空間科學(xué)系， 深圳 518055

0 引言

滑坡是最主要的地質(zhì)災(zāi)害之一，在全球范圍內(nèi)造成了巨大的生命、財(cái)產(chǎn)損失(Petley, 2012).我國中西部地區(qū)地形復(fù)雜、降水豐沛，近年來滑坡災(zāi)害頻發(fā)，引起了嚴(yán)重的人員傷亡和環(huán)境破壞(張茂省和李同錄，2011；齊信等，2012；劉新榮等，2013；薛曉輝等，2015；Zhang and Huang, 2018).因此，滑坡的監(jiān)測預(yù)警對當(dāng)前的防災(zāi)減災(zāi)工作具有重要的科學(xué)意義和應(yīng)用價(jià)值.滑坡的形成除了由斜坡本身的地質(zhì)條件決定外，還受降雨、地震和人為活動等外界因素的影響.其中，降雨是誘發(fā)滑坡的重要因素之一.大量降雨入滲會增加近地表土壤的含水飽和度，從而使土體的抗剪強(qiáng)度下降，進(jìn)而導(dǎo)致土體沿著軟弱帶滑移(牛文杰等，2009；劉新榮等，2013; Zhang and Wang, 2018).研究斜坡的雨水入滲、近地表水的流動過程對滑坡的監(jiān)測預(yù)警具有重要意義.傳統(tǒng)的滑坡監(jiān)測技術(shù)有遙感和測地學(xué)方法(許強(qiáng)等，2008；鄒進(jìn)貴等，2015；Pradhan, 2010; Li et al., 2020)，它們主要基于地表變形的觀測，難以反映地下結(jié)構(gòu)和流體的動態(tài)變化.也有研究通過對孔隙水壓力、巖土應(yīng)力和應(yīng)變、土壤濕度和溫度、潛水面深度等的監(jiān)測和模擬(劉新喜等，2005；Schulz et al., 2009; 賴小玲等，2012； Chung et al., 2014; Jiang et al., 2017; Fan et al., 2020)來分析滑坡體的穩(wěn)定性.此類滑坡監(jiān)測手段通常需要打井或鉆孔，進(jìn)行取樣分析或傳感器的布設(shè)，存在成本高、野外施工難度大、打孔過程易破壞局部巖土結(jié)構(gòu)和傳感器易損壞、難更換等問題.實(shí)際滑坡體存在著較強(qiáng)的不均勻性，基于孔隙水壓力及應(yīng)力/應(yīng)變傳感器監(jiān)測只能給出傳感器的原位信息，難以準(zhǔn)確得到整個(gè)地下區(qū)域的變形和水分分布情況.

目前，時(shí)移電阻率成像和人工地震速度剖面成像等地球物理方法已被成功引入到滑坡體的穩(wěn)定性監(jiān)測中(王敏等，2003；Travelletti et al., 2010; 徐興倩等，2015；Xu et al., 2016; Peng et al., 2017；蘇彥丁等，2019).地球物理方法的優(yōu)勢在于可以通過布設(shè)在地表的傳感器(電極、檢波器)所測量的數(shù)據(jù)反演地下情況，從而彌補(bǔ)傳統(tǒng)水文學(xué)、巖土力學(xué)、測地學(xué)和遙感方法的不足.然而，時(shí)移電阻率成像或人工地震速度剖面成像都需額外施加激勵源(直流電源或人工震源)，不易用于滑坡的長期連續(xù)監(jiān)測，且存在破壞局部地質(zhì)環(huán)境的可能.自然電位(Self-Potential,簡稱SP)作為一種被動源的地球物理方法，它不依賴于外部源，可通過實(shí)時(shí)監(jiān)測來分析地下水和包氣帶水流動情況(Doussan et al., 2002; Suski et al., 2006; 楊磊等，2012, 2016；Voytek et al., 2019; Hu et al., 2020).自然電位是自然電場下觀測的相對參考電極的電位差.在實(shí)際的水文觀測中，自然電位通常是孔隙流體流動引起的流動電流源與由電化學(xué)勢梯度引起的擴(kuò)散電流源產(chǎn)生自然電場疊加的綜合體現(xiàn)(Jougnot et al., 2015, 2020)，本文中自然電位主要指流體流動產(chǎn)生的流動電位(streaming potential).

根據(jù)動電機(jī)制下的雙電層模型，對于多數(shù)地球介質(zhì)而言，固體骨架與地下水接觸會失去質(zhì)子使礦物表面呈負(fù)電性，因此會吸附孔隙水溶液中的陽離子(正電荷)形成固定的吸附層(stern layer)，失去的質(zhì)子存在于自由電解液中(Revil et al., 1999).當(dāng)液壓梯度存在時(shí)，水的流動會帶動吸附層與自由電解液(free electrolyte)之間的擴(kuò)散層(Guoy-Chapman layer)中過剩正電荷(excess charges)運(yùn)移，形成流動電流源 (Revil and Jardani, 2013)，進(jìn)而產(chǎn)生自然電場.目前，自然電位方法已被用于環(huán)境監(jiān)測(包括堤壩滲漏、活火山和污染物運(yùn)移等的監(jiān)測)、礦產(chǎn)勘探、考古發(fā)掘等領(lǐng)域(龔育齡等，2001；鄭燦堂，2006；Zlotnick and Nishida, 2003; Castermant et al., 2008; Di Maio et al., 2010; Rittgers et al., 2013, 2015; 汪建軍等，2018；Ahmed et al., 2019, 2020)，但在滑坡監(jiān)測中應(yīng)用還相對較少 (Lapenna et al., 2003; Terajima et al., 2014; Yamazaki et al., 2017)，國內(nèi)相關(guān)研究尚不多見(劉惠國，2018).

降雨補(bǔ)給所導(dǎo)致的隨時(shí)間變化的含水率和水頭分布是評估滑坡風(fēng)險(xiǎn)的重要指標(biāo)，長期的滑坡監(jiān)測臺通常會在井中安裝傳感器對這些參數(shù)進(jìn)行連續(xù)監(jiān)測.但包氣帶水文特征的不均勻性，大大增加了傳統(tǒng)方法監(jiān)測含水率空間分布的難度.土壤含水率和達(dá)西流速決定了流動電流源密度的大小和方向，進(jìn)而影響自然電場的時(shí)空分布.此特性用于降雨型滑坡的連續(xù)監(jiān)測中，可望彌補(bǔ)傳統(tǒng)方法難以探測斜坡體內(nèi)部水流動的空間分布特征的不足.與傳統(tǒng)的滑坡監(jiān)測手段相比，自然電位方法具有經(jīng)濟(jì)環(huán)保、可實(shí)時(shí)監(jiān)測、對流體流動和鹽分運(yùn)移過程敏感以及可探測地下天然電流源的空間分布等優(yōu)勢，在滑坡監(jiān)測以及災(zāi)害預(yù)警中極具潛力.野外天然滑坡演化周期通常較長，難以捕捉到滑坡實(shí)際從發(fā)育到啟動的變化過程，故難以直接在野外復(fù)雜環(huán)境下探索自然電位方法在滑坡監(jiān)測上的有效性.因此，我們設(shè)計(jì)了小型室內(nèi)滑坡控制實(shí)驗(yàn)平臺來縮小滑坡體尺度，開展了施加人工降雨的滑坡模擬與監(jiān)測實(shí)驗(yàn)，加快滑坡發(fā)生的時(shí)間，監(jiān)測滑坡發(fā)育過程中的自然電位信號.本研究通過同步測量降雨過程中坡體內(nèi)自然電位、孔隙水壓力、坡體表面變形等物理量，試圖闡明雨水入滲滑坡體中的自然電位的變化規(guī)律，測試自然電位法在滑坡監(jiān)測中的有效性，為自然電位方法應(yīng)用于野外的滑坡監(jiān)測提供依據(jù)和思路.

1 自然電位法的基礎(chǔ)理論

1.1 動電效應(yīng)

(1)

(2)

(3)

式中σsat(S·m-1)是飽和時(shí)的介質(zhì)電導(dǎo)率，ρw(kg·m-3)表示孔隙水密度,g(m·s-2)為重力加速度,Ksat(m·s-1)表示飽和時(shí)孔隙介質(zhì)的滲透系數(shù).由式(2)可知隨著孔隙含水飽和度的增加，有效剩余電荷密度會降低.

若忽略流體流動黏性效應(yīng)，由達(dá)西定律：

(4)

1.2 動電耦合系數(shù)

在總的電流源密度為零(J=0)且孔隙介質(zhì)完全飽和的情況下，電場強(qiáng)度與達(dá)西流速呈比例關(guān)系，即流動電位梯度?φ與水頭梯度?H呈比例關(guān)系，通常這個(gè)線性比例系數(shù)被稱為流動電位耦合系數(shù)Csat(V·m-1):

(5)

2 室內(nèi)滑坡實(shí)驗(yàn)設(shè)計(jì)

如圖1所示，滑槽設(shè)置了兩個(gè)坡度，上下兩個(gè)坡面分別由不同液壓桿控制，坡度可調(diào)節(jié)，滑槽縫隙用防水橡皮填充，槽壁內(nèi)涂有絕緣漆.在本次實(shí)驗(yàn)中，下部坡度設(shè)置為3°，上部設(shè)置為37°(圖2).滑槽長228 cm，寬60 cm，高55 cm，在滑槽中鋪有厚度為40 cm的純砂.實(shí)驗(yàn)前先將砂曬干并取樣稱重，然后灑水翻動以使其被均勻浸濕.隨后將浸濕的砂以每10 cm一層鋪在滑槽中并壓實(shí)壓平，再靜置一晚.

圖1 滑槽照片F(xiàn)ig.1 Photo of the tank

圖2 滑槽實(shí)驗(yàn)裝置截面示意圖Fig.2 Lateral view of the tank with probes marked

所使用的砂土材料具體參數(shù)如表1所示(干密度，濕密度，孔隙度等參數(shù)).本實(shí)驗(yàn)所用砂土為經(jīng)人工篩洗之后的純砂，主要成分粒徑范圍為0.075～2 mm.用200 cm3標(biāo)準(zhǔn)環(huán)刀取試樣用電子天平(型號MTQ500D)稱量其質(zhì)量，測得其天然密度.將稱量的部分試樣置于烘箱內(nèi)(型號101-2A)，溫度控制在70 ℃烘干至恒量，再次稱量，計(jì)算其含水率.將烘干后的試樣用量筒法(容積為500 mL)測得其干密度為1.45 g·cm-3.通過砂土的三相組成計(jì)算得到孔隙度.為了進(jìn)行砂土的顆粒分析，本實(shí)驗(yàn)采用篩析法測定其級配曲線.我們稱取烘干后的試樣200 g過2 mm篩，發(fā)現(xiàn)篩上的試樣質(zhì)量小于試樣總質(zhì)量的10%，故不做粗篩分析.將試樣倒入按照2 mm,1 mm,0.5 mm,0.25 mm,0.075 mm,0.05 mm(篩分試驗(yàn)所用篩子的孔徑)疊好的標(biāo)準(zhǔn)細(xì)篩中，啟動振篩機(jī)(型號ZD-ZDS)振篩10 min.再按由上而下的順序?qū)⒏骱Y取下，稱各級篩上及底盤內(nèi)試樣的質(zhì)量.計(jì)算小于該粒徑的試樣質(zhì)量占試樣總質(zhì)量的百分比.在一定范圍內(nèi)，砂土液化勢隨著不均勻系數(shù)的增加而減小，也隨著曲率系數(shù)的增加而減小.因此，由較低的不均勻系數(shù)砂土組成的邊坡比由高的不均勻系數(shù)的砂土組成的邊坡更容易發(fā)生靜態(tài)液化滑坡(Kokusho et al.,2004;胡明鑒等，2006；方志等，2017).

表1 砂土材料參數(shù)Table 1 Material parameters of the soil

滑槽上方裝有水噴頭可向?qū)嶒?yàn)裝置施加人工降雨，為了在較短時(shí)間內(nèi)觀測到坡體的變形，在本次實(shí)驗(yàn)中設(shè)置35 mm·h-1的降雨量注入坡體表面.在坡體的不同深度埋有三種傳感器測量三種物理量，如圖2所示，觀測裝置包括11個(gè)不極化電極測量電位差(表2)、24個(gè)孔隙壓力計(jì)測量孔隙壓力以及1個(gè)拉線式位移計(jì)(圓形)測量形變(表3).電極選用被普遍使用的法國SDEC制(PMS9000)第二代Petiau Pb/PbCl2不極化電極 (Petiau, 2000)，相比于第一代，電極內(nèi)除了原有的主鹽PbCl2成分外，還額外添加了NaCl作為輔助鹽以維持電極自身的穩(wěn)定性.孔隙壓力計(jì)選用型號PM-100KPA，體型小巧，自重約540 g，其最大承壓為100 kPa，適用于小型室內(nèi)實(shí)驗(yàn)的測量.拉線式位移計(jì)(拉線計(jì))型號為miran mps-500mm，數(shù)據(jù)采集系統(tǒng)使用美國儀器公司的CompactDAQ 數(shù)采 (www.ni.com)，采樣率設(shè)置為100 Hz.各傳感器數(shù)據(jù)采集使用GPS時(shí)鐘校正，確保各傳感器數(shù)據(jù)同步采集.

表2 電極安裝位置坐標(biāo)Table 2 Coordinates of electrodes

表3 孔隙壓力計(jì)和拉線式位移計(jì)安裝位置坐標(biāo)Table 3 Coordinates of pore pressure and displacement sensors

3 實(shí)驗(yàn)結(jié)果

3.1 時(shí)間變化數(shù)據(jù)

啟動人工降雨裝置后開始同步記錄自然電位、孔隙水壓力和變形數(shù)據(jù).圖3展示了中值濾波處理后的SP數(shù)據(jù)，濾波的時(shí)間窗設(shè)為1 min，數(shù)據(jù)從第6 min開始顯示.因?yàn)槲覀冎饕P(guān)注SP的相對變化，故將各測點(diǎn)的SP數(shù)據(jù)減去了6 min時(shí)對應(yīng)的值.如圖3所示，100 min以前的數(shù)據(jù)出現(xiàn)低幅值的波動，這是因?yàn)樯巴敛牧蠞B透性良好，在人工降雨的作用下，測量電極在前期記錄到砂土在較短時(shí)間內(nèi)完成由低含水率的初始狀態(tài)到雨水入滲的濕潤鋒到達(dá)，然后在重力勢和地形的作用下水流向滑槽左端的低地勢處匯聚的水動力學(xué)過程.

圖3 中值濾波后的SP數(shù)據(jù)Fig.3 The median filtered SP data

圖4 滑槽左端(a)的孔隙水壓力頭(b)、SP(c)和位于坡體上部的變形數(shù)據(jù)(d)圖(a)中藍(lán)色三角形、灰色方塊和黃色圓形分別代表提取壓力頭(b)、SP(c)與位移(d)數(shù)據(jù)的傳感器位置.圖(b)中紅、黃、粉色曲線分別代表自下而上的傳感器(ch11, ch12和ch13)記錄的孔隙水壓力頭數(shù)據(jù)，黑色箭頭代表壓力頭負(fù)梯度方向；圖(c)中淺藍(lán)、深藍(lán)曲線分別代表ch1和ch2的SP數(shù)據(jù)，黑色箭頭代表SP梯度方向；圖(d)黑色曲線表示變形數(shù)據(jù)，其中紅色箭頭代表提取時(shí)移剖面的時(shí)刻.Fig.4 The time-variation data of pore-water pressure head (b), self-potential (c) on the left side of the tank (a) and time-variation displacement in the upper shallow part of the tank (d)The black arrows in (b) and (c) indicate directions of the negative gradient of pore-water pressure head and the gradient of self-potential, respectively.The grey squares, blue triangles and yellow circle indicate the positions of sensors for measuring the self-potential, pore-water pressure head and deformation, respectively. The red, yellow and pink lines indicate the measured pore-water pressure head data at “ch11”, “ch12” and “ch13” respectively. The blue and cyan lines indicate the measured self-potential data at “ch1” and “ch2” respectively. The black line indicates the measured deformation data. The red arrows indicate the selected time for time-lapse imaging.

3.2 剖面數(shù)據(jù)成像

為了監(jiān)測坡體內(nèi)部的數(shù)據(jù)空間分布的動態(tài)演化，本文以圖4d中的變形數(shù)據(jù)為參考，對變形前后以30 min為時(shí)間間隔的8個(gè)時(shí)刻點(diǎn)記錄的數(shù)據(jù)進(jìn)行二維雙調(diào)和樣條插值，于圖5—6中展示了SP(子圖a—d)與孔隙水壓力頭(子圖e—h)的時(shí)移成像剖面.以t3時(shí)刻為例，SP正異常集中在滑槽左側(cè)與坡度拐點(diǎn)區(qū)域(圖5c)，孔隙水壓力頭異常區(qū)域與之類似，且低地勢區(qū)域異常尤為顯著(圖5g).在滑槽平緩坡度區(qū)域(x=0～60 cm)，孔隙水壓力頭由下至上(y方向上)逐漸增大，而SP與之相反，這意味著此時(shí)入滲的雨水在低地勢匯聚導(dǎo)致水位逐漸抬升.相比t3之前的時(shí)刻(圖5a—b)，SP空間梯度方向在t3時(shí)刻發(fā)生明顯的轉(zhuǎn)向，在平緩坡度區(qū)域淺部的SP值大于深部，這反映了水流方向和滲流模式的改變.在t1時(shí)刻，SP正異常出現(xiàn)在深部，雨水以垂向入滲為主，t2時(shí)刻，SP正異常出現(xiàn)在地形拐點(diǎn)下方，這意味著平緩區(qū)域處于逐漸飽和的階段，大坡度區(qū)域水流以沿著地形坡度方向向下滲流為主，水分向低地勢區(qū)域匯聚.該現(xiàn)象可由孔隙水壓力頭數(shù)據(jù)對比解釋，由圖5e可知，在t1時(shí)刻坡體整體上呈現(xiàn)未飽和狀態(tài)，t2時(shí)刻平緩區(qū)域的深部呈現(xiàn)飽和狀態(tài)(圖5f)，至t3時(shí)刻出現(xiàn)明顯的飽和區(qū)域(圖5g)，其梯度方向指向滑槽底部，與SP的梯度方向相反，這與第1節(jié)描述的動電耦合關(guān)系一致.這種逐漸飽和的過程會使砂土吸力和黏聚力減小，當(dāng)水完全淹沒左側(cè)砂土開始蓄水時(shí)，易使第一個(gè)坡度到第二個(gè)坡度拐點(diǎn)處的上表面砂土液化導(dǎo)致其角度變緩和變形的啟動，因此拉線計(jì)記錄到坡體上部開始變形(圖4d).當(dāng)含水飽和度小于1時(shí)無法測得準(zhǔn)確的負(fù)孔壓，故在圖5—6的子圖e—f中僅有孔隙水壓力大于0的值有意義.當(dāng)自由水面剛好到達(dá)傳感器的膜片時(shí)，孔隙水壓力應(yīng)為0.因此，到了t4時(shí)刻(30 min后)，觀測到水位的顯著上升，以圖5h中黃色條帶為參考，水位升高約3 cm，該現(xiàn)象說明t3時(shí)刻以后滑槽左端開始蓄水，而該區(qū)域的水分不僅有垂直方向上堆積的雨水，還包括由高地勢區(qū)域入滲后由于重力的作用向下匯聚的水分.

圖5 SP (a—d)與孔隙水壓力頭(e—h)數(shù)據(jù)在t1(a,e), t2(b,f), t3(c,g)和t4(d,h)時(shí)刻的時(shí)移剖面Fig.5 Time-lapse profiles of recorded self-potential (a—d) and pore-water pressure head (e—h) data at t1 (a,e), t2 (b,f), t3 (c,g) and t4 (d,h)

t4時(shí)刻以后，滑槽左端坡面以上持續(xù)蓄水，堆積的水分已無法下滲，坡體內(nèi)部只有來自高地勢滲流而匯聚的水分，因此在x=0～60 cm的區(qū)域SP在深度上分布較均勻(圖6a—d)，在x=60～110 cm的區(qū)域SP的梯度方向大致沿著坡度方向向下與滲流方向一致.相應(yīng)地，t4時(shí)刻以后孔隙水壓力頭的等值線分布幾何形態(tài)相似，水位持續(xù)上升，滑槽左端相同深度位置的壓力頭增大(圖6e—h).

圖6 SP(a—d)與孔隙水壓力頭(e—h)數(shù)據(jù)在t5(a,e), t6(b,f), t7(c,g)和t8(d,h)時(shí)刻的時(shí)移剖面Fig.6 Time-lapse profiles of recorded self-potential (a—d) and pore-water pressure head (e—h) data at t5 (a,e), t6 (b,f), t7 (c,g) and t8 (d,h)

為了對比變形開始后實(shí)際坡體的變化，我們將t2至t5時(shí)刻的坡體實(shí)拍圖放于附圖1中.由于t2時(shí)刻滑槽左端還未完全飽和，持續(xù)的降雨作用使坡面濕潤，但未有明顯變形發(fā)生.到了t3時(shí)刻水面已到達(dá)坡面，地形拐點(diǎn)處出現(xiàn)了輕微變形，t4與t5時(shí)刻持續(xù)蓄水，第二坡度坡面前端已存在明顯變形，并伴隨局部砂土液化下滑形成一道小臺階.待滑槽左端砂土完全飽和后，我們使用“ch1”, “ch2”記錄的SP信號與“ch11”, “ch12”和“ch13”記錄的孔隙水壓力頭信號，借助式(5)計(jì)算出飽和時(shí)的流動電位耦合系數(shù)的平均值為-3.6 mV·m-1，與Mboh等(2012)使用石英砂材料進(jìn)行的樣品柱實(shí)驗(yàn)得到的耦合系數(shù)相近.

4 討論與結(jié)論

本文開展了室內(nèi)滑槽實(shí)驗(yàn)，對具有多坡度的斜坡施加降雨并監(jiān)測坡體中的SP、孔隙水壓力頭以及變形的數(shù)據(jù).SP與孔隙水壓力頭的時(shí)間變化曲線顯示(圖4)，SP對水流動過程敏感，在變形發(fā)生之前SP與孔隙水壓力頭均有明顯的上升，這意味著在水分逐漸填充孔隙的過程砂土逐漸產(chǎn)生形變.圖4c顯示“ch1”的電位小于“ch2”的電位，水面上升的方向與記錄的電位增大方向一致，這種現(xiàn)象反映了SP可以在一定程度上判斷地下水的運(yùn)移方向.

從提取變形前后數(shù)據(jù)空間分布的時(shí)移剖面來看，在坡體變形啟動前，SP(圖5a—c)與孔隙水壓力頭(圖5e—f)剖面在水匯集區(qū)域均有明顯的變化.所選材料(純砂)具有良好的滲透性和大的孔隙度使入滲的水分很快到達(dá)滑槽底部，在左側(cè)底部平緩處匯聚然后水面逐漸抬升.由于第二坡面的坡度大，降雨入滲后立即向低地勢區(qū)匯聚，不會停滯在淺層，因此表層砂土無法達(dá)到完全飽和.在變形開始以后，孔隙水壓力頭的成像剖面在第二坡度區(qū)域仍較為均勻(圖6e—h)，SP時(shí)移剖面整體異常區(qū)域的幾何形態(tài)維持較好(圖6a—d)，但在第二坡度的淺部異常區(qū)域出現(xiàn)了改變，該異常區(qū)域可能反映了第二坡度前端淺部砂土的液化導(dǎo)致坡體發(fā)生不均勻的滑移(見附圖1)，這種淺部異?？赡芘c滑面的形成有關(guān).本實(shí)驗(yàn)表明在砂土沒有完全飽和時(shí)，SP時(shí)移剖面也能一定程度上反映水分匯集區(qū)域和流動狀態(tài)，這意味著利用SP的時(shí)移性，可望對降雨型滑坡的滲流演化模式進(jìn)行監(jiān)測與分析.由于孔隙水壓力計(jì)只能測得原位的孔隙水壓，而SP是地下所有天然電流源綜合疊加的響應(yīng)，可更好地反映一個(gè)區(qū)域的信息.故SP方法可望作為傳統(tǒng)降雨型滑坡監(jiān)測手段的有力補(bǔ)充，有潛力應(yīng)用于滲流過程的分析進(jìn)而為滑坡的預(yù)警和防治提供科學(xué)依據(jù).

同時(shí)，我們也發(fā)現(xiàn)了滑坡實(shí)驗(yàn)可優(yōu)化和改進(jìn)的問題，滑坡的啟動是一個(gè)復(fù)雜的物理過程，若要更系統(tǒng)地解釋其發(fā)生機(jī)理還需結(jié)合含水率、滲透率以及滑動面等多種物理量的動態(tài)測量數(shù)據(jù)進(jìn)行聯(lián)合解釋.本實(shí)驗(yàn)尚未監(jiān)測降雨過程中的土壤含水率，這是因?yàn)樵诨聦?shí)驗(yàn)中若要測量孔隙介質(zhì)的含水率分布通?？刹捎脮r(shí)域反射技術(shù)(TDR)測量土壤有效介電常數(shù)，然后間接計(jì)算土壤含水率.然而對于小型滑槽而言，它的傳感器會影響電極記錄到的電位值，從而使布設(shè)測點(diǎn)的數(shù)量受到極大的限制.此外，插入式電極的安裝還會影響局部流速，尤其是在小尺度室內(nèi)實(shí)驗(yàn)時(shí)會帶來較大誤差，接下來一個(gè)重要工作是開發(fā)微型不極化電極，以便實(shí)現(xiàn)高精度和定量物理實(shí)驗(yàn)研究.另一方面，針對淺層的變飽和流動，含水率的增加會使砂土滲透系數(shù)增大從而使達(dá)西流速增大(式(4))，但含水率的增大會使有效剩余電荷密度減小(式(2))和體電導(dǎo)率增大，這樣流動電流源既可能增大，也可能減小，甚至可能由于各參數(shù)變化造成影響的相互抵消而使得其幅值幾乎不變，因此在飽和之前我們觀測到的SP時(shí)間曲線呈現(xiàn)復(fù)雜的變化趨勢.本文實(shí)驗(yàn)中的SP時(shí)移剖面雖然可以一定程度上反映滲流模式的演化，但難以定量地建立SP分布與達(dá)西流速大小的直接關(guān)系.最后，滑動面的發(fā)育對于評估滑坡體規(guī)模具有重要意義，未來實(shí)驗(yàn)還應(yīng)考慮對滑動面幾何形態(tài)進(jìn)行動態(tài)測量，從而更好地解釋降雨型滑坡的發(fā)育過程.目前本研究只是初步展示了實(shí)驗(yàn)結(jié)果，接下來將開展定量研究，構(gòu)建基于雨水補(bǔ)給的邊坡模型下的SP數(shù)據(jù)反演孔隙水壓力演化的數(shù)值模型.

綜上所述，本研究通過模擬人工降雨的室內(nèi)小型滑坡控制實(shí)驗(yàn)觀測到SP與雨水補(bǔ)給導(dǎo)致滲流的演化過程具有顯著的相關(guān)性，且這種變飽和流動所產(chǎn)生的SP響應(yīng)先于形變的產(chǎn)生.本文的觀測和分析結(jié)果提供了SP有望應(yīng)用于降雨型滑坡監(jiān)測的可能性，同時(shí)也為建立野外滑坡的SP監(jiān)測系統(tǒng)提供了思路.

附圖1 滑槽分別在(a) t2時(shí)刻、(b) t3時(shí)刻、(c) t4時(shí)刻和(d) t5時(shí)刻的俯拍照片F(xiàn)ig.A1 Front view of the tank at (a) t2, (b) t3, (c) t4 and (d) t5, respectively