岩溶速率

⑴ （准）同生期岩溶

同生期岩溶的發育與沉積環境密切相關，主要發生於沉積同生期或准同生期的大氣淡水環境中（鮑志東等，2007）。碳酸鹽岩台地沉積物因高沉積速率加積及海平面間歇性下降，而出露水面遭受大氣水作用發育該類岩溶，主要發育在亮甲山期末和上馬家溝期的蒸發潮坪、台內灘等環境，多為三級層序的高位體系域晚期。碳酸鹽沉積物形成後，由於海平面的變動，暫時暴露在大氣淡水直接作用下，或者沒有暴露，但周期性受淡水影響，如大氣淡水透鏡體的存在。在海水中形成的准穩定的文石、鎂方解石質的沉積物或一些不穩定的鹽類礦物，在淡水作用下會發生溶解。這種早期近地表溶解作用，通常產生小型溶孔、粒內溶孔或鑄模孔。在潮濕多雨的氣候條件下，受到富含CO₂的大氣淡水淋濾，即可以選擇性地溶蝕由文石、高鎂方解石等不穩定礦物組成的顆粒或第一期方解石膠結物，形成粒內溶孔、鑄模孔和粒間溶孔，在原生粒間孔內只有第一期的纖狀環邊方解石膠結物被溶蝕，變得殘缺不全，而其後期的粒狀方解石或粗晶方解石卻保存完整（圖版Ⅲ—7），說明該岩石只發生了准同生溶蝕。同時也可發生非選擇性溶蝕作用，形成溶縫和溶洞。

根據沉積環境的差異將同生期岩溶可進一步細分為台內灘型和潮坪型。潮坪型同生期岩溶主要發育在本區下奧陶統，台內灘型同生期岩溶發育在下馬家溝組上部。台內灘、潮坪型同生期岩溶的識別標志主要有：粒間溶孔、粒內溶孔、晶間溶孔、鑄模孔、膏鹽模孔、不規則小溶洞、小溶溝、溶縫和懸垂型膠結物及新月形膠結物等。

5.4.1.1 粒間溶孔

粒間溶孔由同生期岩溶作用在台內淺灘砂、礫屑白雲岩中形成，屬於原生粒間孔中第一期纖狀或馬牙狀白雲石環邊膠結物部分溶蝕後的產物，局部可溶蝕部分顆粒，形成粒間溶蝕擴大孔（圖版Ⅲ—5）。孔隙底部有時可見少量滲流粉砂、滲流泥充填。粒間溶孔為滲流粉砂充填，是大氣淡水滲流帶的典型識別標志之一。

5.4.1.2 粒內溶孔和鑄模孔

同生期岩溶作用使部分顆粒內部被選擇性溶解形成粒內溶孔，當顆粒內部被完全溶解、僅保留其外部形態時，形成顆粒鑄模孔（圖版Ⅲ—8）。鑄模孔在台內淺灘中可見，但數量少。

5.4.1.3 膏鹽模孔

主要分布在潮坪相含膏鹽質泥—粉晶白雲岩中。膏鹽質組分在大氣淡水的作用下溶解，形成並保留其外部形態的膏鹽模孔。膏鹽質溶解後，不溶殘余物充填於膏鹽模孔、洞的底部，形成示底構造（圖版Ⅰ—5）。

5.4.1.4 部分晶間溶孔

同生期岩溶伴隨同生白雲石化過程發生時，欠穩定的富鈣白雲石發生一定程度的溶解形成晶間溶孔，白雲石晶體間的文石和高鎂方解石（同生白雲石化的殘余物）發生溶解形成晶間溶孔。這類成因的晶間溶孔也是同生期岩溶的識別標志。

5.4.1.5 不規則溶孔、小溶洞、小溶溝和溶縫

不規則溶孔、小溶洞局部可見，是大氣淡水非選擇性溶蝕作用的結果，一些溶孔、小溶洞中見少量滲流粉砂充填物。小溶溝和溶縫多呈高角度僅分布於部分沉積旋迴的上部，邊部具有明顯的溶蝕圓化特徵（圖版Ⅲ—6），常被細粒機械碎屑、滲流泥、滲流粉砂和上覆沉積物全充填。

⑵ 岩溶植被的脆弱性

氣候因素和水文因素是塑造生態系統長期、緩慢的驅動力，而地質、地貌則是生態系統得以存在和發展的載體和物質基礎（舒惠國，2001）。地質、地貌與生態系統之間物質循環的協調與否決定著生態系統的結構、運行若干方面的特徵。在岩溶石山地區，尤其純碳酸鹽岩區，其碳酸鹽岩的易溶性，地表、地下的雙層水文地質結構，強的水土流失和薄的土層，使植被的立地條件嚴酷，從而使岩溶生態系統中的植被群落在以下幾個方面表現出脆弱性。

4.2.1 岩溶森林生態系統的自然生產力低下

將貴州茂蘭亞熱帶岩溶森林生產力與其他地區非岩溶區的森林生產力進行對比，可以發現岩溶森林的生產力是很低的（表4-5）。其生物量既低於水熱條件相似的常綠闊葉林，同時也低於高緯度的溫帶針闊混交林和亞高山的針葉林。分析導致岩溶石山森林群落低生物量的可能原因：岩溶石山地區植被立地條件的惡劣，盡管具有相同的光照條件、降雨條件，但由於岩溶地區對水的調蓄能力弱，土層薄，養分少，植被為適應其惡劣環境，需要消耗更大的能量來維持生存，因而即使植被具有相同的初級生產力，但在岩溶區其植被生物量的累積也是偏低的。

表4-5 岩溶區森林生物量與其他林區生物量的對比

圖4-3 白雲岩區、砂頁岩區松樹生長曲線

圖4-4 砂頁岩區、白雲岩區的松樹木質部各元素含量對比

松樹是植樹造林的主要樹種，但在岩溶區與碎屑岩區這一樹種的生長狀況是有很大差異的。在湖南保靖縣分別取生長在白雲岩區和碎屑岩區的松樹（圖版Ⅰ-3）：發現在碎屑岩區松樹的直徑8.2cm、有12a；而白雲岩區的松樹直徑7.8cm，有19a（圖4-3）。按樹輪取樣品，進行P、K、Ca、Mg、Fe、Mn、Cu、Zn、Co、Pb的測試分析，發現該10種元素在松樹徑中的含量特徵有4種類型：①P、K元素含量在砂頁岩區明顯高於白雲岩區（圖4-4a）；②Ca、Mg、Mn元素含量白雲岩區的高於砂頁岩區的，且隨松樹的生長發育，元素含量不斷積累（圖4-4b）；③Cu、Zn元素在兩區中含量相當（圖4-4c）；④Pb、Fe、Co元素在白雲岩區略高於砂頁岩區（圖4-4d）。這是否暗示著營養元素的差異帶來松樹生長的差異，還需要進一步的研究。

周政賢等人（2001）的對比模擬生長試驗結果則揭示了石灰質白雲岩風化形成的石灰土對馬尾松生長的制約作用，在7種不同母質風化形成的土壤中，馬尾松在石灰土的生長狀況最差（圖4-5）。4年的試驗結果表明，生長在石灰土上的馬尾松的樹高為玄武岩土上的46%、紫色砂岩土上的59%；平均樹徑為玄武岩土上的51%、紫色砂岩土上56%；而生物量僅為玄武岩土的27%、紫色砂岩土上的35%。

圖4-5 馬尾松栽培生長對比結果圖

4.2.2 植被的生長發育受到水分的脅迫

西南岩溶石山地區地表崎嶇不平，在典型的峰叢窪地系統中，雖然絕對高差僅為100～200m，但不同地貌部位的水文條件相差卻很大，在石峰的頂部受乾旱的脅迫，在窪地（漏斗）底部常受到澇災的脅迫。通過對廣西弄拉已有封山育林40多年的雞蛋堡上的青岡櫟的調查，在山頂生長的青岡櫟與山腰的相比（絕對高差60m），具有明顯的受水分脅迫的特徵（表4-6）。不僅如此，生長在山頂的青岡櫟的樹徑（4～12cm）明顯比生長在山腰的青岡櫟的（16～21cm）要小得多（圖版Ⅰ-4）。由於不同地貌部位導致水分對植被生長的脅迫和生物量的影響，這一結果在貴州茂蘭原始森林區的調查也得到佐證。在貴州茂蘭原始岩溶森林區中，石峰頂部，缺水少土，光照充足，日溫差大，生長著旱生、耐瘠薄的樹種：廣東松，圓果化香，生物量102.08t/hm²；而在窪地（漏斗）底部，雖然土厚，水分、養分充足，但光照不足，而且還常遭受澇災，因此，生長著耐陰植物：巴東莢蓮等，生物量147.74t/hm²；而在山腰部位，自然條件相對較好，以青岡櫟為建群種，其生物量為最高164.07t/hm²（周運超等，2001）。

表4-6 廣西弄拉雞蛋堡山青岡櫟對水分脅迫的響應

4.2.3 經濟作物的生長和收成受岩溶地球化學背景的制約

廣西弄拉自20世紀80年代以來就是廣西岩溶石山治理獲得成功的典型之一。當地居民獲得脫貧致富的經驗就是在石峰的上部封山育林（水源林），在坡地栽植效益好的經濟作物，窪地及鄰近的山麓坡地播種糧食作物。金銀花是其中主要的經濟作物之一，1999年全村農民的人均收入3000元，而金銀花的收入就達人均420元。因此，農民對金銀花的栽種很重視，有些農民就將山坡上不佔耕地的金銀花移植至窪地耕地邊，但這樣的金銀花的經濟收益年份很短，一般在6～8a後就很少有收益。而生長在石縫，很少有土的金銀花的經濟收益年份卻很長，個別金銀花可生長30～35a仍有好的收益。我們取此兩種金銀花的莖、根部的土壤進行了化學分析（圖4-6）結果揭示：其一，金銀花植物體中的元素與土壤有一定的對應關系，這表明土壤的地球化學背景對植物化學有制約作用，而土壤的礦物營養從根本上來源於母岩，亦即岩溶地球化學背景對經濟作物的生長發育有制約作用；其二，與耕地邊生長的金銀花相比，坡地上的金銀花植物體中、土壤中的元素豐度特徵是高碳和高C∶N比，高鈣、鎂，而低其他營養元素。

圖4-6 廣西弄拉30a、8a金銀花木質部（a）及其生長環境中的土壤（b）元素含量對比

4.2.4 岩溶石山地區植物群落的演替與西南岩溶區植被分布特徵

喻理飛等（2000）在研究貴州茂蘭退化岩溶森林自然恢復演替過程中發現，退化的岩溶森林在早期階段，恢復潛力較大、恢復度低、恢復速率慢；中期階段，恢復潛力大，恢復度中等、恢復速率快；而後期階段恢復潛力低、恢復度高、恢復速率慢。退化群落從草本群落恢復至灌叢階段需20a，至喬木林階段需47a，至頂級群落則需80a以上。若以植被群落生物量的恢復度（頂級群落為1，毀滅性砍伐後為0）計算，則恢復度從0提高到0.1，則需時20～30a；提高到0.5需60a；提高到0.8需80a（圖4-7），得出此結果的前提是退化的群落保留有原群落的繁殖體。如果先鋒植物，土壤種子庫退化或受到破壞，則植被群落的自然恢復將是更加困難，甚至出現長期封山而不見植被恢復的現象。

圖4-7 貴州茂蘭岩溶森林區植被群落生物量恢復度隨演替的變化

依據廣西現存植被的分布狀況和特徵就可略見岩溶石山區植被恢復的難度和岩溶生態系統的脆弱性。廣西在20世紀60～80年代森林遭受幾次大規模的砍伐，在80年代中後期實行封山育林，恢復至今岩溶石山區與非岩溶區有較大的差異：岩溶區灌叢平均覆蓋率為14.81%，森林覆蓋率平均為12.13%；而非岩溶區的灌叢群落覆蓋率僅為1.92%，森林覆蓋率平均為31.32%。而且它們的空間分布與碳酸鹽岩的分布有較好的對應關系（圖4-8，圖版Ⅰ-5）。如果以碳酸鹽岩分布面積的比例為橫坐標，則灌叢覆蓋率與碳酸鹽岩分布面積的比例成正比（r=0.69），而森林覆蓋率與碳酸鹽岩分布面積比例成反比（r=-0.75）（圖4-9）。這意味著岩溶石山區植被恢復的緩慢性和困難程度。另外從植被群落活力指標凈初級生產力（NPP）與碳酸鹽岩分布面積成顯著正相關關系（圖4-10），可以認為岩溶石山區的植被群落是處於初級演化階段，從森林生物量累積模型看，岩溶區的植被群落處於生物量快速累積階段（李博，2000）（圖4-11）。植被群落在演化發展的初期，其植被群落的穩定性較差，生態功能不完善，群落對環境變化的響應敏感，即該群落具脆弱性。

圖4-8 廣西岩溶縣的分布與灌叢覆蓋、森林覆蓋之間的空間關系

圖4-9 廣西灌叢覆蓋率、森林覆蓋率與碳酸鹽岩出露面積百分比之間的關系

圖4-10 廣西植被凈初級生產力與碳酸鹽岩出露面積比例之間的關系

圖4-11 植被演替與群落生物量之間的關系

⑶ 岩溶區溶洞的發育機制分析

岩溶包括溶洞的發育，一般應具備四個條件：可溶性的岩石、岩石具有結構裂隙通道、流動的地下水、水具有侵蝕性。

岩溶區溶洞的發育過程，本質上是水對碳酸鹽岩的溶解作用。而碳酸鹽岩被水溶解的過程，就是組成這類岩石的碳酸鹽礦物如方解石、白雲石等和水之間發生的化學反應。

1.1.1 碳酸鹽岩的溶解作用

碳酸鹽岩可分為純碳酸鹽岩和不純碳酸鹽岩類。純碳酸鹽岩主要由方解石(CaCO₃)和白雲石[CaMg(CO₃)₂]兩種礦物組成，而不純碳酸鹽岩類是碳酸鹽岩(方解石、白雲石組成者)與碎屑岩(砂質和粘土質)之間的過渡類型。

從岩石成因來看，我國的碳酸鹽岩主要分為三大類：①石灰岩，主要是淺海相碳酸鹽岩台地沉積而成，並往往伴有生物成因；②各種成分的大理岩和結晶灰岩，主要由變質作用形成的，常呈粒狀變晶結構；③白雲岩，由成岩後白雲石化作用形成，常呈晶粒結構。

天然狀態下，碳酸鹽岩的溶解是一個復雜的物理化學過程，它既有物質之間的化學反應，也有物質微粒的擴散運動。

碳酸鈣是碳酸鹽岩類的重要成分，分析碳酸鈣的溶解過程，可以代表碳酸鹽岩類溶解的基本情況。

國內有學者研究表明^[22]，碳酸鹽岩的溶解作用具有以下特點：①溶蝕作用包括了化學溶蝕和機械破壞兩方面，溶解作用要佔總量的90%以上，岩溶的發育主要受富含 CO₂的侵蝕性水流溶解所致，淺部的岩溶發育強度強於深部，具有更大的開放性，易受大氣、土壤、生物作用的影響使得地下水富含 CO₂，具有更大的侵蝕性；②溶蝕度隨深度的增加而減少；③機械破壞作用量佔2%～14%。應力破壞有利於岩溶作用的發展，在水動力條件較好的區段，岩溶相對發育；④溶蝕作用指標與岩石化學成分分析結果比較，CaO含量越低，其比溶解度就越低。

1.1.1.1 碳酸鹽岩的溶解反應

碳酸鹽類岩石的溶解，以石灰岩為例，其溶解過程可理解為：首先石灰岩直接溶解於沒有碳酸的純水中，它的反應為：

岩溶區溶洞及土洞對建築地基的影響

[Ca²⁺][

]=K，K為平衡常數即濃度積。這時溶解作用是很快進行的，實際上立刻就達到平衡，其溶解度見表1-1^[23]。

表1-1 CaCO₃在不含CO₂的純水中的溶解度Table1-1 Solubility of CaCO₃ in the purity water with no CO₂

自然界中純水是極少的。水中含有的CO₂，其中一部分呈物理不溶解狀態存在與水中，一部分與水化合成碳酸。在溫度4℃時，水中只有0.7%的CO₂是與水化合的，其餘99.3%均呈物理狀態，稱游離CO₂，化合狀態CO₂稱為侵蝕性CO₂。物理狀態的CO₂不能直接與石灰岩起化學作用，而是起平衡作用。與石灰岩起化學反應的只有與水化合形成的碳酸，碳酸電離後產生H⁺離子^[24]。

岩溶區溶洞及土洞對建築地基的影響

式(1-2)中碳酸電離後的H⁺離子與(1-1)式中的

化合成為重碳酸根：

岩溶區溶洞及土洞對建築地基的影響

即：

岩溶區溶洞及土洞對建築地基的影響

由於(1-1)式中

與(1-2)式中的H⁺離子化合，故(1-1)式中

減少，破壞了(1-1)式中的平衡關系，必須從石灰岩石中繼續溶解得到新的

來補充，重新恢復平衡，這樣就引起石灰岩的新的溶解。

溶解於水中的0.7%的CO₂，因溶解CaCO₃而逐漸減少，以致與物理狀態的CO₂之間失去平衡關系。因此，如果要不斷地溶解石灰岩，就必須從存在於水中的物理狀態的CO₂中變來，這樣就開始了連鎖反應，一旦其中的一環節發生變化，就相應地引起其他過程的變更。

還有一點需說明的是，一般人們常常認為岩溶系統是由多種成因的碳酸對碳酸鹽岩的溶蝕結果，但在自然界中，碳酸鹽岩地層，特別是白雲岩地層中多有石膏夾層；在有些自然環境中，硫酸鹽岩(特別是石膏)和碳酸鹽岩成互層沉積。當富含CO₂的溶液(大氣降水或地殼深部熱水)沿可溶岩中的構造裂隙運移過程中，發生的復合岩溶導致岩溶溶洞發育。另外，硫酸鹽岩和碳酸鹽岩的岩溶作用在水溶蝕作用機理上，最主要的區別在於水對碳酸鹽岩的岩溶作用，需要藉助於溶劑CO₂的作用，而水可直接對硫酸鹽岩產生溶蝕作用^[25]。

此外，熱液活動則產生另一種岩溶作用。熱液岩溶在美國、匈牙利、義大利、吉爾吉斯斯坦、阿爾及利亞等地已有發現，這種成因的洞穴形態和洞穴沉積物類型不同於大氣降水成因的洞穴系統，大多沒有滲透帶，與地表沒有聯系。國外學者對匈牙利的研究認為，含CO₂的熱液在上升過程中對碳酸鹽岩溶解形成地下溶洞受構造升降影響，溶蝕形成的溶洞可轉變為沉澱帶在該系統中，碳酸鹽岩溶解度受CO₂分壓、溫度和溶液離子強度的影響^[26]。而在對義大利一些深部溶洞成因研究時發現，熱液系統中富集的H₂S氣體隨熱液向上運移時，在地下水位附近發生氧化後形成硫酸，從而對周圍的碳酸鹽岩產生侵蝕後形成溶洞^[27]。

1.1.1.2 溶解要素之間的平衡關系

碳酸鹽岩的溶解與沉澱既然是可逆反應，它必然受一系列平衡關系所控制^[23]。

1.1.1.2.1 p_CO2平衡

天然水中溶解CO₂的含量與水面空氣的狀態有密切關系。亨利定律指出：氣體的溶解度與該氣體的分壓成正比，與溫度成反比。水中溶解的CO₂可按下式計算：

岩溶區溶洞及土洞對建築地基的影響

式中：L為取決於溫度的CO₂吸收系數；p_CO2為水面大氣中的二氧化碳分壓。

上述關系表示，溶解於水中的CO₂含量與水面大氣中的p_CO2始終趨於一種平衡狀態，可表示為：

岩溶區溶洞及土洞對建築地基的影響

這一平衡關系首先決定著水中所可能含有的CO₂，亦即決定著水可能具有的對碳酸鹽岩的溶解能力，稱為p_CO2平衡。

1.1.1.2.2 侵蝕性平衡

CO₂溶入水中後，與水作用生成H⁺的反應如式(1-2)。這是一個可逆反應。

還可以發生第二級電離：

岩溶區溶洞及土洞對建築地基的影響

但此時生成的H⁺是從已帶有1個負電荷的

離子中分離出來，由於正負電荷的吸引，這一級電離的分解要比式(1-2)所反映的第一級電離困難得多。無論由H₂CO₃或

離解生成的H⁺都對CaCO₃具有侵蝕性。

式(1-4)所反映的平衡關系決定著水中H⁺和

的含量，亦即決定著水溶液對CaCO₃的溶解能力，稱為侵蝕性平衡。

1.1.1.2.3 碳酸鹽的電離平衡

水溶液侵蝕性的形成已如上述。作為溶質的碳酸鹽岩，溶解的化學反應既然是一種離子反應，那麼，它的溶解就首先取決於它的電離特性。

式(1-4)為碳酸鈣在水溶液中電離時的熱動力平衡反應式。這一反應總是趨向於達到平衡，才是最穩定的狀態。稱為熱動力平衡或電離平衡，由此決定了CaCO₃在一定溫度和壓力條件下的溶解度。

1.1.1.2.4 溶解平衡

當碳酸鹽岩離解成為鹼土金屬的陽離子和碳酸根的陰離子、水溶液中的碳酸也離解成為H⁺和

離子時，溶解作用的最後反應就具備了必要條件和充分條件。

從全過程看，在碳酸鹽岩溶解過程中，水裡實際包含了 CO₂、H₂O、OH^-、H⁺、

、H₂CO₃、CaCO₃、MgCO₃、Ca²⁺、Mg²⁺、

等十餘種離子和分子。各組分之間互相作用，在各個環節上存在有關部分的平衡關系。如上所述，它們中最重要的有四個。它們組成一個整體，互相影響，互相作用，構成一個復雜的物理化學平衡體系。

1.1.1.2.5 混合溶解作用

除了以上四種平衡關系外，岩溶水還會產生混合溶蝕現象，它是指兩種方解石濃度不等的水混合後，會降低其方解石的飽和度或重新對方解石具有侵蝕性。前蘇聯學者布涅耶夫1912年發現：當一種方解石的平衡溶液與另一種Ca²⁺濃度不同的水混合後，會重新具有侵蝕性。早在20世紀60年代，國外有學者用其來解釋一些岩溶和溶洞現象。

1.1.1.3 溶解作用中的影響因素

碳酸鹽岩的溶解，除了受水這一重要因素影響外，還將受岩石性質、溫度、濃度梯度、流速等因素的影響。

(1)岩石性質：一般來說，質純層厚，CaCO₃含量高的碳酸鹽岩石較易形成岩溶溶洞。最容易形成溶洞的是石灰岩，次為白雲質灰岩和白雲岩，再其次為泥質灰岩和硅質灰岩，就岩石結構來說，一般顆粒晶粒愈粗，其溶解度愈大，岩溶發育也愈強烈。粗粒結構的岩石孔隙大，岩石的吸水率高，抗侵蝕能力弱，有利於溶洞的發育。

岩石岩層越厚，其含有的難溶物越少，溶解度也越大；薄層碳酸鹽岩常含較多的泥質等雜質，溶解度較小，不利於溶洞的發育。

國土資源部岩溶動力學開放研究實驗室研究表明：不同碳酸鹽岩(石灰岩和白雲岩)試片的侵蝕速率試驗表明，外源水對灰岩的侵蝕速率在1000mm/ka數量級；而外源水對白雲岩的侵蝕速率在100mm/ka數量級。且灰岩侵蝕速率對水動力條件的變化遠較白雲岩敏感，即流速增大時，灰岩溶解速率增加明顯，而白雲岩溶解速率僅有少量增加，反映出兩種主要的碳酸鹽岩在溶解速率控制機理上存在差異。

(2)溫度：溫度變化主要從兩個方面產生影響，一是影響CO₂在水中的溶解或逸出，從而改變了水溶液對碳酸鹽岩的溶解能力；二是水溶液中各反應離子微粒所獲得的環境活動能量發生變化，進而影響反應的進行和速率。

一些碳酸鹽岩的溶解速度與溫度的關系如表1-2。從表中可以看出：碳酸鹽岩在不同溫度時的溶解速度是不同的。白雲岩溶解速度最大值有一部分出現在60℃，另一部分出現在40℃；而灰岩和大理岩溶解速度最大值是在40℃。高溫(如80℃)或低溫(如0.5℃)溶解速度均較低。可見，40～60℃這個溫度段是岩溶發育的最有利的溫度區間^[23]。

表1-2 碳酸水中部分岩石的溶解速度(mg·cm^-2·h^-1)Table1-2 Dissolve velocity of some rock in carbonic acid water(mg·cm^-2·h^-1)

在自然界的開放系統中，溫度和氣候條件對碳酸鹽岩溶解的影響還要復雜得多。現階段所表現的中國南方岩溶比北方岩溶強烈，這是由於降水多和氣候炎熱所致，這兩個因素影響岩石的溶解度，因為：它們使可溶岩更易風化和被溶蝕；易於促進細菌繁殖，分解碳水化合物和碳化物，產生大量CO₂和水中的其他酸類；易於促進擴散和溶解。

Lahmann(1970)、Balaz(1973)和Bauer(1964)等人指出：潮濕熱帶地區，較高的土壤溫度和繁茂的植物釋放CO₂的速度更快。在這些地區的土壤空氣中，生物成因的CO₂濃度比大氣中的濃度大30～100倍。滲過土壤層的地下水，具有較高的侵蝕性，所以，濕熱地區岩溶發育也更強烈。

(3)流速和濃度梯度：岩石的溶解作用總是首先在岩石和水接觸的界面上開始的，顯然，岩—水界面處的狀態環境對溶解作用的進行起重要的控製作用。

碳酸鹽離解生成的Ca²⁺和

離子在岩—水界面處達到一定濃度。它們的乘積接近或等於飽和溶解度時，該處的溶液就達到了對CaCO₃溶解的飽和狀態。這些離子如果不能轉移疏開，則將在岩—水界面附近形成一個密集的離子層或局部飽和層，阻止CaCO₃的繼續溶解。

岩水界面附近的密集離子層或局部飽和層主要在兩種情況下被移疏開。如果水溶液是流動的，這些密集的離子或分子微粒將被水流攜帶疏開，同時在流動過程中，還由於水動力作用，溶質微粒還要在水流路線上向四周擴散開去，這種現象稱為「水動力彌散」。顯然，水流速越快，溶質的彌散遷移越顯著，結果是使溶質的局部濃度被沖淡，如果水溶液的流動極其緩慢，那麼溶質微粒在其離子或分子活性力影響下，也將從高濃度區沿濃度梯度方向向低濃度區運動，直到濃度梯度消失為止，這種現象稱為離子或分子的「自身擴散」，亦即濃度效應，這也可以使岩水界面處的密集離子層或飽和層自動緩慢疏開。

1.1.2 地質構造與溶洞的發育

不同類型及不同性質的斷裂、褶皺、節理等構造，其力學作用機制和岩石破碎程度不同。地質構造與溶洞發育的關系極為密切。實踐表明，它不僅控制著溶洞發育的方向，而且還影響著溶洞發育的規模和大小。

1.1.2.1 斷裂對溶洞發育的影響^{[8，28，29]}

斷裂構造使岩層產生大量裂隙，為岩溶水活動和溶岩作用提供了極為有利的條件。斷裂性質、斷層岩的膠結特性、裂隙發育程度、規模等，在一定程度上控制了溶洞的發育。野外調查和實踐表明，溶洞常常沿著斷裂破碎帶發育，並具有以下一些特徵：

(1)張性斷裂帶與溶洞的發育：因張性斷裂帶受拉張應力作用，張裂程度較大，斷裂面較粗糙，裂口較寬，斷層岩多為角礫岩、碎裂岩等，斷層角礫岩的角礫稜角尖銳，大小混雜，結構疏鬆。斷層岩粒徑相差懸殊，膠結性差或未膠結，孔隙度高、透水性強、利於地下水的賦存、運移，常為岩溶水的有利通道，故通常岩溶作用和岩溶化程度最為強烈。沿斷裂帶發育的溶洞比較多，規模也比較大。

(2)壓性斷裂帶與溶洞的發育：因壓性斷裂帶受強烈的擠壓應力作用，其寬度一般較大，特別是區域性的大斷裂，破碎帶的寬度有時可達數百米至一千米以上。壓性斷裂帶的斷裂面常平直、光滑，裂口閉合，多為碎裂岩、超碎裂岩和斷層泥所組成，一般呈緻密膠結狀態，孔隙率低，透水性微弱，不利於岩溶水的流通，相對於其他類型的斷層而言，其岩溶作用最弱，岩溶溶洞發育程度也最輕微。值得注意的是，有時在壓性斷裂帶的上盤(或下盤)也可能出現強烈的岩溶溶洞發育現象。

(3)扭性斷裂帶與溶洞的發育：由於扭性斷裂帶受剪應力作用，既有岩石的細粒化，也存在次一級的構造裂隙。斷裂面多陡傾或近直立，延伸較深較遠，有利於岩溶水向縱深方向活動，故岩溶作用及溶洞發育的深度一般較大。

(4)構造節理和層間裂隙與溶洞的發育：這里所指的層間裂隙主要是在構造作用下，由於岩層層面之間的相對位移而產生的裂隙。當向斜軸部岩層總厚度為翼部岩層總厚度的數倍時，此種增厚在脆性岩層中常表現為層間裂隙的擴大，這就為溶洞的發育提供了良好的條件。實踐表明，很多溶洞現象是沿節理及層面裂隙發育的。

(5)兩組及多組斷層交匯部位：在兩組及多組斷層交匯部位，將產生應力集中，岩石破碎較強烈。當交匯處岩層為厚層、質純、性脆的灰岩時，各組裂隙傾角陡立，相互交切，從而大大提高了交匯部位岩石的孔隙度等，擴大了交匯部位的儲運空間，有利於地下水的活動和岩溶的發育。從動力學和運動學看，兩組斷層交匯(多組斷層交匯同理)，包含有最大主應力軸σ₁象限的兩岩塊通常發生相向運動，而包含最小主應力軸σ₃象限的兩岩塊則發生相背運動。這樣在交匯處，含有最小主應力軸σ₃象限的兩岩塊間通常出現拉張空間，為地下水的運動和岩溶的發育提供了良好「空間」基礎。

1.1.2.2 褶皺各部位溶洞的發育特徵^[8，30]

(1)背斜軸部是產生張應力的地方，張節理發育，在地形上往往處於山區分水嶺地段，雨水或地表水沿這些節理裂隙作垂直運動，然後再向兩翼或沿地質構造線方向運動，故岩溶多以落水洞、漏斗、窪地等為主，並具有與構造軸線一致的帶狀分布特徵。在岩溶水運動系統中，此處一般屬於補給部位。例如桂林猴山背斜軸部，為厚層—塊狀岩層碳酸鹽岩，從褶皺的形成機制看，縱彎褶皺作用較易在轉折端形成虛脫，為塌陷准備了至關重要的「空間」條件；從局部應力環境看，背斜轉折端總體處於引張環境，在區域和局部應力共同作用下，一般形成一對斜向共軛剪節理和一組縱張節理，其中縱張節理沿樞紐平行發育，構成引張裂隙帶，它是溶洞及其塌陷有利的構造帶。

此外，背斜的剝蝕深度和地形也極為重要。當背斜剝蝕深度不大時，其軸部仍保留有大部分引張帶的溶蝕破碎岩層，形成有利的儲水空間，也有利於溶洞的發育；而向翼部和地下深處，構造環境轉為擠壓為主，裂隙逐漸閉合乃至消失，成為相對隔水環境，不利於溶洞的發育。

(2)向斜軸部在岩溶水運動系統中屬聚水區或排泄區，岩溶水往往富集於軸部或循構造軸向流動，或向地表河流排泄。岩溶水運動的這一特徵，再加上褶皺軸部較為發育的層間裂隙，就給向斜軸部岩溶水的水平運動創造了十分有利的條件。在這些部位往往形成較大的溶洞，甚至形成暗河。由縱彎褶皺作用形成的向斜變形特徵與背斜大體相同，在區域和局部應力作用下，向斜核部發育一組斜向共軛剪理和一組與褶皺樞紐垂直的橫張節理。同樣，橫張節理寬度大、裂面粗糙、充填性差，是儲水和形成各種岩溶溶洞最為有利的裂隙類型。

(3)褶皺翼部在岩溶水運動系統中居於徑流部位，流速大，水動力作用活躍，岩溶化程度強烈，尤以臨近向斜軸部或河谷邊緣地區更甚。在這一部位既發育有水平岩溶溶洞形態，也發育有與地表相聯系的垂直岩溶溶洞形態。

(4)褶皺構造的轉折端，常常形成各種節理裂隙，是岩溶溶洞發育的集中場所，往往形成大量的溶洞，其規模、形態各不相同。

(5)背斜傾伏端，褶皺的傾伏端，不但發育上面提到的剪節理和縱張節理，有時還發育橫張節理，橫張節理是岩層沿走向受到某種限制轉為向下傾伏所派生的平行樞紐局部引張力的作用下形成的。該部位岩石常常破碎、裂隙較為發育，整個褶皺構造的地下水往往都將沿著張裂隙及層間裂隙向傾伏端富集。如果傾伏端地勢低窪，則常形成地下水的排泄區，水岩作用更加充分，極易於溶洞的發育。

(6)向斜揚起端，岩層呈杴狀翹起，褶曲幅度大、應力局部增強，各種裂隙特別是層間裂隙發育。如揚起端地勢低窪，埋藏淺，常出現降落漏斗，地下(表)水匯集的良好場所，是岩溶溶洞的易發構造部位。

1.1.3 溶洞發育的影響因素

1.1.3.1 地形、地貌對溶洞發育的影響

岩溶丘陵山區與平原接壤的過渡地帶、溶蝕堆積平原和丘陵地區的窪地、槽谷等地段，地面標高相對較低，容易長年積水，地下水徑流強烈，有利於形成豎井、落水洞、溶洞等。

1.1.3.2 碳酸鹽岩與非碳酸鹽岩的空間位置對溶洞發育的影響^[8]

由於碳酸鹽岩層透水性相對較強，而粘土岩為不透水或為弱透水層。因此它們在空間位置上的不同排列，就構成了不同的地下水徑流條件與不同的岩溶發育規律。

(1)產狀平緩的灰岩，上覆不透水粘土岩時，因受粘土岩的阻隔，灰岩不能從垂直方向得到降水的直接補給，只能從水平方向得到地下水補給，因此岩溶溶洞一般不發育。只是在地表溝谷切割劇烈的情況下，在溝底下部及兩側產生較強的岩溶作用，形成溶洞。

(2)產狀平緩的灰岩，下伏不透水粘土岩，當二者的接觸面高於鄰近的河水面時，由於岩溶水受粘土岩的阻隔，灰岩與粘土岩的接觸面上，常有岩溶泉以懸掛的形式，出露在河谷斜坡之上。

(3)陡傾或直立產狀的灰岩與砂頁岩相間排列時，兩者的接觸帶是岩溶水動力現象最活躍的場所，岩溶作用強烈，常在這些接觸帶附近形成一系列的溶洞、落水洞、漏斗等岩溶現象。

1.1.3.3 地殼運動對溶洞發育的影響

現代地殼運動的表現之一是間歇性升降運動，相應地引起侵蝕基準面的變化。當岩溶地區上升時，基準面相對下降，地下水隨著向下溶蝕，岩溶水垂直循環帶變厚，發育垂直的岩溶形態。在地殼活動相對穩定時期，岩溶水向當地主要基準面排泄，水平運動強烈，長期穩定在一定高程內，形成較大的水平溶洞。地殼的間隙性上升，造成侵蝕基準面的改變，岩溶水適應其變化，形成了溶洞成層發育現象。侵蝕基準面的改變促使河流階地的發育，因此階地與成層分布的溶洞往往對應發育，每一層溶洞的高度與某一級階地的高度相當。例如，桂林灕江底部由於多次的地殼運動，形成了三層高度不同的水平溶洞。

1.1.3.4 氣候條件的影響

氣候對岩溶發育的影響也很大，我國廣西、貴州、雲南以及華南各省為亞熱帶、熱帶氣候，降水量大、降水季節長，因此岩溶發育比較強烈。我國華北各省如河北、山西以及遼寧為半乾旱半濕潤氣候，降水量小、降水季節較短，地表徑流與地表可溶岩接觸時間較少、較短，地下徑流與可溶岩接觸時間較長，地表岩溶一般發育微弱，而地下岩溶較為發育，常有大型岩溶泉出露，如山西省的一些岩溶泉。而西北和內蒙古一帶，氣候乾旱，岩溶發育就較微弱。

1.1.3.5 水文條件對溶洞發育的影響

一般來說，較大規模的溶洞主要分布在河流岸邊及其中上游地區，如廣西桂林位於灕江中上游地區，發育有大量的大型溶洞，灕江底部發育有三層溶洞。這是由於在水系發育地帶，河流流域多是下切較深的谷地，在岸邊地帶地下水水力梯度大，水交替強烈，並有外源地表水和遠處地下水的補給。外源水不但從水量上增強降水的作用，而且來自非岩溶地區的水具有較低的碳酸鹽飽和度，對碳酸鹽介質溶蝕和侵蝕能力強。遠離水系相對水力梯度變小，匯水面積小，岩溶作用相對較弱，一般發育的溶洞規模也較小。在河流的中上游地區地勢較高，河流切割深度大，常常導致梯度較大的水動力條件，有利於岩溶作用，常形成規模較大的溶洞及地下河。另外，中上游地區地形變化小，溶蝕窪地和岩溶谷地發育，降水主要匯入這些負地形中補給地下水，有利於形成集中徑流，也形成較大規模的溶洞。下游地區是山地、丘陵向平原的過渡帶，地形坡度小，地表溝谷發育，降水主要形成地表徑流排泄，不利於形成大的溶洞。

⑷ 喀斯特流域溶蝕速率的計算

為了對喀斯特流域的溶蝕速率有一個比較全面的認識，我們除了運用國內外常用的流域地表地下匯集出口斷面水中溶解的碳酸鹽物質數量來計算溶蝕速率外，考慮到流域碳酸鹽岩溶蝕速率受到多種因素影響，上述方法還是比較宏觀和粗略的，故又進行了室內比溶蝕度分析和野外放置溶片並進行溶蝕後電鏡掃描能譜分析相配合，以盡可能綜合地揭示流域溶蝕特性及溶蝕速率在時空尺度上的分異規律。

由於喀斯特流域溶蝕速率意味著流域內單位時間、單位面積上平均溶蝕的碳酸鹽數量，可以用mm/10³a或m³/a·km²單位表示。

計算流域溶蝕速率的簡單方法，是廣為應用的Corbel提出的簡化公式：

喀斯特流域水文地貌系統

式中，X——溶蝕速率/（mm/10³a）或（m³/a·km²）;E——年平均徑流深/dm;T——碳酸鹽岩硬度（碳酸鈣＋碳酸鎂）/（mg/L）;A——流域中碳酸鹽岩所佔的比例。

溶蝕速率計算值如表2-4。

表2-4各樣區流域碳酸鹽岩溶蝕速率計算值

註：系將污水流域還原為平衡流域後的徑流深值，括弧內數為實測數。

表2-4反映了不同流域溶蝕速率有較明顯的差別，出現了兩個相對高值流域和兩個相對低值流域，其中後寨河流域及龍宮流域相對較高，但比較接近。關口河流域的低值顯然是與全流域均為T₁a安順組白雲岩分布溶解的碳酸鹽岩量偏低有關，而撒拉溪的低值顯然是由於年降水量偏低，導致徑流總量減少，溶蝕效應減弱有關，相反龍宮與後寨兩流域是岩性（T₂g灰岩為主有部分白雲岩分布）和降水及徑流都配合較好的流域產生降水徑流與岩性的溶蝕響應正效應，因而溶蝕速率均相對較高。

⑸ 溶解和沉積速率的計算

現在我們考慮與岩石接觸的靜止水層的情形。開放系統的物質傳輸邊界條件如圖7.1所示。在z=0處，即空氣和水界面處，存在進入水層的通量F_CO2；同時，方解石的溶解產生向溶液的Ca²⁺通量F、

通量

和

通量

。根據化學反應CaCO₃+H₂O+CO₂→CaCO₃+H₂CO₃→Ca²⁺+

化學計量學可知，每溶解出1摩爾Ca²⁺，消耗1摩爾CO₂分子。岩溶水成分的所有情形都是如此，因此，F_CO2=F，通量F由PWP方程決定：

岩溶作用動力學與環境

式中：（）_δ指固液界面z=δ處的活度；k₁、k₂、k₃是依賴於溫度的速率常數；而k₄既與溫度有關，也取決於CO₂濃度（Plummer等，1978）。

所有組分的傳輸由一套耦合的差分方程（Bird等，1960）給出，根據方程（7.4）有

岩溶作用動力學與環境

式中：c_i是組分i的濃度；D_i是其擴散系數；R_i是組分i的產生速率。

在方解石的溶解和沉積中，只有H₂O+CO₂↔

+H⁺反應速度慢，而其他反應速度均很快，因此彼此很快達到平衡，相應的R_i可以忽略不計，利用H₂O+CO₂⇌H⁺+

的轉換速率方程（4.46），得到以下一套傳輸方程：

岩溶作用動力學與環境

岩溶作用動力學與環境

式中，[]表示濃度，方程（7.7）的右邊項為CO₂轉換結果，且與溶液的pH有關。由於我們假定所有其他物質，即

、

、H₂CO₃、H⁺和OH^-處於平衡，所以，從質量作用定律，可獲得另兩個方程：

岩溶作用動力學與環境

式中γ代表活度系數。

這6個方程構成一個耦合系統，利用圖7.1所示的邊界條件可進行求解。這些邊界條件是

岩溶作用動力學與環境

方程（7.10）遵循的事實是來自表面的總碳通量必須等於Ca²⁺的通量。

由於CO₂在表面上不發生反應，故有

岩溶作用動力學與環境

在z=0處，即液—氣界面，有

岩溶作用動力學與環境

式中的第二個方程是根據化學計量關系得來的，即釋放一個Ca²⁺離子，便消耗一個CO₂分子。在開放系統條件下，所有情形下，向溶液中轉換CO₂的速度足夠快，以至於溶液中的CO₂濃度保持為常數。然而，所有其他組分，不能傳輸到氣相中，因而，這些物質在z=0處，不存在通量，即

岩溶作用動力學與環境

如果已知通量F（方程7.9），便可以對鈣離子濃度方程求解，這是求解耦合方程系統的第一步。這里不考慮Ca離子對的影響（Buhmann＆Dreybrodt，1985a）。

假定溶解作用進行緩慢，因此在給定的時間間隔t內，溶液的成分基本上保持不變，這樣，方程（7.7c）在邊界條件（7.9）和（7.13）下的解由下式（Carslaw＆Jaeger，1958）（參見方程3.23）給出：

岩溶作用動力學與環境

此處，[Ca²⁺]_δ是t=0，z=δ處的濃度。方程（7.14）顯示了隨時間常數T_d=δ²/Dπ²的指數衰減。因此，經過這個時間以後，[Ca²⁺]（z）很快達到穩態分布，濃度隨時間呈線性增長。因此，如果溶液實現平衡所需的時間長，即 t＞T_d，我們可以假定，[Ca²⁺]（z）濃度剖面變化相當緩慢，基本上可認為是不變的。

岩溶作用動力學與環境

實驗表明，在溶解過程中，方解石實現平衡的時間為T≈10⁴s數量級，時間衰減常數T_d對於 δ=0.3cm，其值 T_d=10³s。因此對於地質相關條件 δ＜0.3cm來說，其方程（7.7）的解可用准穩態方程（7.15）表示。

為解耦合方程（7.7，a，b），我們使用 Quinn＆Otto（1971）提出的方法。將方程（7.7，a，b）相加得：

岩溶作用動力學與環境

在准穩態近似中，我們有如下條件，由於溶解碳酸濃度的變化可近似為

岩溶作用動力學與環境

式中

和

是相應組分從表面進入溶液的通量，橫條表示平均值。項F/δ是基於每一個Ca²⁺離子的釋放，需要一個CO分子轉換成₂

。在開放系統條件下，有∂[CO₂]/∂t=0，而且因為溶解一個CaCO₃釋放一個C原子，所以邊界條件為

岩溶作用動力學與環境

根據這些條件，即方程（7.17）和（7.18），代入到方程（7.16）中可得：

岩溶作用動力學與環境

對此積分得：

岩溶作用動力學與環境

積分常數C₁可由z=0處的邊界條件來確定，這些邊界條件是

岩溶作用動力學與環境

由此可得C₁=-F

對方程（7.20）進行第二次積分得：

岩溶作用動力學與環境

積分常數C₂由z=δ處的邊界濃度[]_δ確定。最後，我們可以得到：

岩溶作用動力學與環境

為了求解方程（7.7a），將[

]表達成[CO₂]的函數形式，這可通過電中性方程來實現（忽略離子對）：

岩溶作用動力學與環境

且根據質量作用定律：

岩溶作用動力學與環境

將方程（7.25）代入（7.24）中，可得溶液的[H⁺]為

岩溶作用動力學與環境

從而可得到[

]為[

]的函數式，並可得：

岩溶作用動力學與環境

式中：

岩溶作用動力學與環境

岩溶作用動力學與環境

將方程（7.27）的解代入（7.23）便可得到[

]（z）關於變數z和[CO₂]（z）的表達式。類似地[H⁺]（z）也可表達成z和[CO]（z）的函數。將[₂

]（z）和[H⁺]（z）代入傳輸方程（7.7），方程的右邊變為僅為z，[CO₂]（z）以及固-液邊界濃度函數的表達式。在開放系統中，由於[CO₂]與時間無關，因此有

岩溶作用動力學與環境

這個方程的邊界條件是式（7.11）和（7.12）。這個方程不能明確寫出解析解，但可通過計算機程序對此進行求解。要做到這一點，首先選取[Ca²⁺]、[_δ

]_δ、[CO₂]_δ作為初始值，據此，可利用PWP方程計算出F（[Ca²⁺]，[_δ

]_δ，[H₂CO₃]_δ）。根據方程（7.15），已知F後，便可計算出[Ca²⁺（z）]，從方程（7.26）可計算出[H⁺]_δ。

利用龍格-庫塔（Runge-Kutta）演算法程序，可以計算出z=0處CO₂的通量，將其與z=δ液固邊界處的Ca通量相比較，通過改變[²⁺

]_δ和[CO₂]_δ，直到滿足邊界條件如式（7.12）為止。

由於[

]和[

]處於平衡，[

]（z）可由質量作用定律來計算，最終得到[Ca]（z）、[²⁺

]（z）、[

]（z）和[H⁺]（z）的濃度剖面。通量為[Ca²⁺]_δ和p_CO2的函數。溶液中平均鈣濃度可利用[Ca²⁺]（z）計算出來，因此，最終通量F，即方解石的溶解速率可表達為p_CO2和鈣離子平均濃度的函數。因此，在給定的溫度、水層厚度和水動力條件（即擴散系數）的條件下，這兩個參數決定了整個溶解速率。

應指出的是，這個程序也可用於計算沉積速率，因為PWP速率方程可應用於過飽和溶液，在這種情形下，只不過F的符號與溶解時相反，即從溶液指向固體表面，同樣F_CO2從溶液向大氣中轉換。

⑹ 岩溶發育的解譯

要認識岩溶作用的作用過程，作為第一步，需要對岩溶系統進行描述。因此，首先要回答的問題是「它像什麼？」，然後是「為什麼會這樣？」。

描述方法中的一個重要原則是將岩溶系統不同的屬性彼此相互聯系。下面作為典型例子對幾個這種聯系進行討論。

（1）岩溶地區的水循環與地質特徵有關

構成早期地下水流系統路徑的溶洞發育的方向與岩石中節理系統的構造有關，這種關聯特徵可以給出有關節理系統怎樣和在什麼樣的條件下控制岩溶發育的信息。還有許多其他的岩溶水系統特徵與地質構造（如背斜、向斜和其他構造特徵）關系存在。

（2）岩溶泉對洪水的響應可以給出構成岩溶水系統的含水層類型方面的信息

有些岩溶泉的流量幾乎立即響應洪水事件，而有些岩溶泉卻非常緩慢地響應洪水事件。前者可能與管流系統有關，而後一種極端類型，它是一種擴散型含水層，水流通過許多小的，相互聯系的裂隙和孔隙，它們有高的阻水性和大的儲水能力。因此，顯示出對洪水事件的延遲效應。從這些泉的水文動態屬性的詳細分析，可以認為，岩溶系統是由兩種相互聯系的含水層組成的：一是管道流含水層，排水最有效；二是作為儲庫的擴散流含水層。

（3）地表岩溶的發育與地下岩溶作用的狀態密切相關

塌陷僅在地下存在大溶洞的地方才有可能形成。地表排水系統與地下排水系統的聯系（例如在半岩溶地區）反映了地下岩溶作用的存在。通過地表水染色示蹤及觀察其再現，可以給出有關地下岩溶作用的有價值信息並幫助識別地下水盆地。

（4）調查溶洞及其溶洞通道的形態可以給出有關溶洞發育的有價值信息

可以分辨出溶洞發育的兩個階段。在早期階段，地下水位高，可以形成溶洞管道，且在潛水帶中完全被水充滿。這些通道呈圓形或扁豆狀，其形態明顯顯示了溶解侵蝕佔主導作用。在晚期，溶洞通道部分被地下水所放棄，在目前的包氣帶地區，水流呈自由水面，在這種條件發育的溶洞通道顯示垂直下切特徵，而發育成峽谷。根據溶洞的高度與先前河谷位置之間的關系可進一步給出有關溶洞系統演化的信息。

一些教科書，如Bogli（1980）、Jennings（1985）、Jakucz（1977）、Milanovic（1981）、Pfeffer（1978）和Trudgill（1985）和一些評論文章，如 Hanshaw＆Back（1979）；Stringfield等（1979），以及由Back和La Moreaux（1983）編輯的V.T.Stringfield研討論文集，總結了大量的野外觀察實驗，從而得出對岩溶作用過程總的看法是：岩溶作用是地下水在其入滲到可溶的碳酸鹽岩石中發生的溶解作用過程。一旦在可溶岩地區，存在地下水輸入和輸出之間的水力梯度，就會驅動水在由數量級為幾十個微米的原生微型裂隙組成的相互聯系的系統中流動，這便是岩溶作用的開始。

由於對岩溶作用的初始階段不可能進行直接的觀測，因此關於這方面的信息知之甚少。然而可以推斷，一定存在可滲透的原生裂隙和斷裂系統，它們被地下水的侵蝕作用擴大，進而形成未來岩溶含水層的次生滲透性。裂隙中的水流在這個階段一定是呈層流狀態，這可以從臆想它們的大小和水力梯度中得知這一點。在有利的條件下，初始微裂隙逐漸被溶蝕擴大成直徑為幾個毫米的管流網路，開始出現紊流。在這種條件下，石灰岩被溶解作用移走的數量不斷增加，其主要原因是：①紊流能快速將溶解物質傳輸到溶液之中，從而使溶解速率加快；②侵蝕水的總量增加，因此溶解石灰岩的能力增強。

因此，一旦超過一定的通道直徑大小，便形成有效的排水系統。最終改變了輸入-輸出格局，地表和地下水排水系統的關系便構成了顯著的岩溶特徵。與此同時，擴散流岩溶系統也在不斷變化，岩石的滲透性不斷增加。管道流系統和擴散流系統相互作用，相互影響，最終發育為成熟的岩溶系統。

在這個總的框架中，還有許多問題懸而未決。可滲透或適宜的裂隙和節理的術語僅是用於說明若干年前岩溶作用開始的情形，而並不是對此作出的解釋。人們不禁要問「什麼是可滲透的裂隙？在初始『裂隙含水層』中它需多大水力梯度？」即使這個問題可以回答，緊接著的問題是「裂隙中的水流可以運移多遠，而不失去溶解擴大這種裂隙的能力？」與之相關的問題是「流經裂隙的一定量的水流能帶走多少石灰岩？」。

這些問題不能再用描述性方法進行解答，而必須通過多學科方法加以解決，即採用石灰岩-水-二氧化碳系統化學以及裂隙系統和管流含水層中的流體動力學方法。

Thraikill（1968）在他的經典文章中討論過「石灰岩洞的化學和水文因素」。他調查了管網的水流動模式，模擬了岩溶含水層的層流和紊流，得出結論：在層流和紊流狀態下流動模式是相似的，其假定條件是岩溶含水層的側向擴展相對於深度是很寬的，且滲透性分布均勻。他調查了包氣帶水入滲到岩石為到達水面過程中的化學演化，得出結論：大多數這種水在到達水面時被方解石所飽和。為了解釋淺部潛水帶中岩溶孔隙度增大的原因，他尋求重新處於非飽和狀態的原因。假定在1km²面積上不斷接收雨水入滲形成長為500m，平均直徑為 1m的最小溶洞需 10萬年。他定義的標准最小非飽和度時鈣濃度為0.0108mg·L^-1。這種大小的非飽和度可能因溫度的影響產生。當溫度下降1℃時，非飽和度將增大50倍，這是根據CO₂-H₂O-CaCO₃系統的質量作用定律預測得到的。Bogli（1964）通過混合效應得出了類似的結論。這種效應是指兩種飽和的CaCO₃溶液混合（不同的CO₂濃度和不同的Ca²⁺濃度）重新具有侵蝕性，盡管這些考慮表明溶洞和岩溶含水層的發育與水動力學和平衡化學規律不相矛盾，但人們應看到，這些觀點缺少控制岩溶系統演化的重要原理。

因為岩溶演化是與時空有關的作用過程，所以必須回答平衡化學所不能回答的兩個重要問題。第一是關於岩溶系統空間展布的問題，這個問題與「在給定條件下方解石侵蝕性在達到飽和（或不再溶解石灰岩）之前能運移多遠？」有關。第二是有關時間的問題，即從初始狀態發育到成熟岩溶系統需要多長時間。

回答這些問題的關鍵是弄清方解石的溶解或岩溶作用的動力學機制。如果方解石的溶解反應極快，水一旦與方解石接觸，便會在極短的時間內達到飽和。因此，由水入滲到原生裂隙中發生的石灰岩溶解便會在運移很短距離後停止，此種情況下僅發生地表侵蝕現象。結果是灰岩面呈均勻下降。從而不會發育諸多地下水循環的岩溶特徵。換句話說，如果溶解相當的快，岩溶地貌就根本不會出現。而另一方面，如果假設反應進程極其緩慢，那麼，入滲到原生裂隙中的水就會在極長的運移過程中保持其溶解能力，流動通道的增大是以均勻的速率在各處進行，結果是形成均一的次生滲透性，這與自然界觀測到的相悖。此外，極其慢的反應動力機制其結果是單位面積和時間的石灰岩溶解量極小。因此，裂隙增大的速率極小，從而形成岩溶含水層的時間從理論分析來看為無限長。為了認識岩溶作用的過程，正如White和Longyear（1962）首次認識到的那樣，需要深入了解方解石溶解動力學機制。

詳細討論復雜的方解石溶解和沉積動力學機制，以及將它們與岩溶系統的發育和岩溶相關的環境聯系起來，是本書的兩大主要目的。

⑺ 中國地質科學院岩溶地質研究所

中國地質科學院岩溶地質研究所主要承擔國家和地方岩溶地質應用基礎研究和中國地質調查局國土資源地質調查任務，同時，也承擔地方國民經濟建設中的技術開發和服務工作。在岩溶動力學與全球變化、岩溶資源評價與開發利用、岩溶生態系統與石漠化治理、岩溶地質災害防治與環境保護、岩溶景觀旅遊評價等方面進行創新研究，形成優勢學科領域。

中國地質科學院岩溶地質研究所設置有岩溶動力學重點實驗室、岩溶資源與環境調查研究院、岩溶生態研究與石漠化治理中心、岩溶地質災害研究中心、岩溶景觀與洞穴研究中心、環境地球化學研究測試中心等二級科研機構。岩溶動力學重點實驗室為國土資源部重點實驗室，岩溶生態系統與石漠化治理重點實驗室為中國地質科學院重點實驗室。掛靠學術組織有：中國地質學會岩溶地質專業委員會、洞穴專業委員會。現有在職職工154人，其中科技人員121人，有研究員24人（1人為中國科學院院士），副研究員及高級工程師51人，中級職稱43人。另外，還外聘流動高級科研人員25人。

所長、書記姜玉池研究員

副所長、副書記、紀委書記劉雯高級工程師

副所長黃慶達高級工程師

2008年全所實現貨幣工作總量4600萬元，比2007年增長18%；固定資產增加728萬元，達到3936萬元。2008年全所在研項目72項，預算經費4079萬元。其中縱向科研項目32項，經費1538萬元；橫向科研項目33項，經費1503萬元；地質調查工作項目7項，經費1038萬元。

2008年完成科技部、國家基金委、國土資源部和廣西科技廳等下達的科研項目和地方技術服務項目72項，發表論文87篇，其中SCI檢索期刊論文4篇，ISTP論文1篇，國內核心期刊論文43篇，國內一般期刊論文39篇，出版專著2部。

2008年12月15日聯合國教科文組織國際岩溶研究中心在桂林掛牌成立。國土資源部、廣西壯族自治區政府、科技部、教育部、國家自然科學基金委員會、中國國際地學計劃全國委員會、中國常駐聯合國教科文組織代表團代表、中國地質調查局、中國地質科學院、中心第一屆理事會理事、中國地質調查局直屬單位的有關領導和代表，以及來自有關省市地勘部門的代表共近300人參加了掛牌成立儀式。儀式取得了圓滿成功。

國土資源部副部長、中國地質調查局局長、中心第一屆理事會主席汪民，聯合國教科文組織助理總幹事埃德倫，廣西壯族自治區人民政府副主席陳章良，桂林市人民政府市長李志剛共同為國際岩溶研究中心揭牌。

國際岩溶研究中心掛牌成立儀式

聯合國教科文組織國際岩溶研究中心第一屆理事會第一次會議

參加聯合國教科文組織國際岩溶研究中心第一屆理事會第一次會議的人員合影留念

聯合國教科文組織埃德倫助理總幹事與中國同事合影留念

2008年度重要科研成果

岩溶動力系統運行機制與岩溶生態系統研究：重點揭示了土下碳酸鹽岩的溶蝕特徵，在一個水文年中，雨季土下碳酸鹽岩溶蝕量佔全年的65%～71%，在雨季竹林下碳酸鹽岩溶蝕速率明顯高於其他土地利用類型，但在旱季竹林下的碳酸鹽岩溶蝕速率則低於林地和草地。持續兩年的觀測數據顯示，岩溶林地土壤呼吸速率的變化幅度為14.63～297.77mg C·m^-2·h^-1，平均為118.81mg C·m^-2·h^-1；非岩溶區林地土壤其呼吸速率的變化幅度為43.12～329.93 mg C·m^-2·h^-1，平均為156.99mg C·m^-2·h^-1。

土壤呼吸速率與水熱因子圖

土壤呼吸速率季節動態變化

碳酸鹽岩縫洞系統模式及成因研究：屬「973」項目研究課題，對典型露頭區岩溶縫洞系統進行了地質—地球物理描述，分析了塔河油田試驗區三大類型古岩溶作用條件，初步建立了塔河油田試驗區多期次、多旋迴裸露風化古岩溶作用機制與演化模式，分析了塔河油田試驗區不同地貌單元縫洞系統垂向分帶特徵和不同地貌單元縫洞系統結構特徵。

岩溶塌陷地質災害監測預報：初步建立了一整套岩溶塌陷形成演化過程和發育判據的室內分析測試方法。針對當前岩溶區高速公路、高速鐵路、輸油管線等生命線工程建設面臨的岩溶土洞的發育和穩定性問題，運用以光纖時域反射BOTDR和同軸電纜時域反射TDR為代表的分布式光電感測技術在臨桂黃岔塘附近的桂陽高速公路建成了我國第一個岩溶土洞（塌陷）監測預報試驗站，為線性工程岩溶塌陷的時空預報研究提供了平台。

岩溶景觀與洞穴研究：開展了廣西岩溶地質遺跡調查評價，完成了廣西樂業鳳山世界地質公園申報項目的系列技術材料的編寫和國內評審，順利被推薦接受UNESCO專家組評估。開展了我國不同氣候地貌區代表性洞穴調查與空氣環境監測工作，在廣西桂林、河池，海南儋州、重慶武隆、河北興隆建立了五個洞穴空氣環境系統自動遠程監測系統，對洞穴空氣環境的溫度、濕度、CO₂、O₂等因子進行高頻度的遠程自動監測，初步掌握洞穴空氣環境的變化規律，基本查明洞穴鍾乳石脫變原因，提出洞穴鍾乳石景觀保護和修復技術思路；利用宇生核素³⁶Cl、¹⁰Be、²⁶A1來確定天坑的形成年代，具有首創性，為進一步闡明天坑形成機制及發育演化規律，為完善我國區域岩溶研究提供科學依據。

在塔河油田恢復古岩溶地貌並為分析儲集空間分布規律奠定了良好基礎

感測器鋪設

桂陽高速公路岩溶土洞監測

在貴州省六沖河流域探采結合，2008年10月31日和11月4日完成了大方縣馬場鎮馬場村和白泥村2處供水口的鑽探抽水試驗，計算可采水資源1200³/d，解決周邊5個村29903人的飲水安全，大方縣和馬場鎮政府為此舉辦隆重的慶典大會

西南岩溶石山地區地下水與環境地質調查：屬地質調查項目，完成了1:5萬水文地質綜合調查面積21665km²、水文地質鑽探11132m，岩、土、水化學等測試分析樣品3995件，完成了設計工作量。通過水文地質綜合調查，查清了測區地下水的補給、徑流、排泄條件和水資源特徵，調查岩溶地下河180多條，其中新發現20條，調查岩溶大泉700多處。查明了石漠化、乾旱缺水、岩溶內澇和煤礦開采產生的環境地質問題，掌握了岩溶地下水開發利用條件、現狀及潛力。通過尋找有利富水帶，實施水文地質鑽探，共成井32口，涌水量近12000m³/d，解決10萬多人和5萬多畝旱地灌溉供水源問題，為西南岩溶區水資源有效開發利用積累了經驗。

西南岩溶石山地區重大環境地質問題及對策研究：屬地質調查項目，發現新一輪重大工程活動及礦山開采引發的水資源與水環境問題十分突出，礦山污染呈「由點向面狀發展態勢」，地下水質受污染的威脅和程度越來越嚴重，如柳州市雞喇地下河受城市垃圾及廢水影響，下遊河段

、

、

、

等離子含量明顯超標。廣西德保縣糖廠的酒精車間廢水排放，其下游的那造地下河出口處，COD達18.9mg/L,F^－含量達到1.6mg/L。經對18條典型地下河沉積物和地下水有機污染物（POPs）的調查與測試分析，發現沉積物內有機污染物六六六（HCHs）、滴滴涕（DDTs）有積累現象。重慶地下河有機污染狀況較嚴重，其地下河沉積物內平均值分別為平均26.74ng/g和8.70ng/g。建議下一步水工環工作重點應重視對水環境現狀與變化的研究。

柳州雞喇地下河不同河段水化學分析結果

岩溶地下水監測與環境敏感性評價：屬地質調查工作項目，完善了數據管理系統，獲得各監測站降雨量、地下水主要水化學指標等大量數據。在官村，選擇地下水水位埋深、土壤厚度、地形特徵、包氣帶介質為評價因子，進行脆弱性評價和方法探索，評價結果顯示，岩溶窪地區域脆弱性高，地表落水洞、天窗、明流交替且土層厚度大於1m區域脆弱性中等；根據官村流域內土壤空間分布特徵，分析了土壤含水率，研究了包氣帶滴水的動態特徵，認為基岩空隙度低造成包氣帶的吸附能力有限，且與水位埋深有關；洞穴滴水和古環境研究取得新進展，滴水水化學變化呈現明顯的季節性波動。石筍記錄揭示了8個階段百年尺度的干濕、冷暖波。

岩溶地下水自動化監測站管理系統

⑻ 速率的計算

原則上，封閉系統中的速率計算與開放系統類似，唯一的差別在於邊界條件專（見圖屬7.2，這些邊界條件方程與開放系統不同（方程7.9～7.13）。

由於封閉系統的幾何形狀相對於z=0平面成鏡像對稱，故該問題的解可以先只考慮0≤z≤δ的一半區域，然後，根據對稱原理獲得整個問題的解。由於濃度是連續的差分函數，故在z=0處所有物質濃度的導數為零。這與開放系統不同，在開放系統中，在z=0處，存在CO₂的通量F_CO2，這是二者差異之一。第二個差異是化學條件的不同。由於在封閉系統中不存在進入系統中的CO₂通量，故溶液的CO₂濃度較低，根據反應的化學計量學：

岩溶作用動力學與環境

式中，d[CO₂]/dt 是 CO₂的轉換速率，由方程（7.7a）的右邊項給出。方程（7.43）清楚表明，在溶解過程中，單位時間內，溶液中的CO₂轉換總量等於從固體釋放的Ca²⁺的量。

考慮到這兩點不同，類似於7.3 節的處理，可以得出封閉系統的計算結果。對此，Buhmann＆Dreybrodt（1985b）進行了詳細的工作，發現溶解和沉澱速率是溶液中Ca²⁺平均濃度和初始

的函數。

⑼ 岩溶生態系統概念提出的背景及研究意義

本研究是由國土資源部科技司組織專家組對項目負責人遴選、對項目科學目標及可行性充分論證的基礎上，列入國土資源部「十五」科技發展計劃的重點科技項目。該項目的科學目標和研究內容是在國際地質對比計劃IGCP 448「全球岩溶生態系統對比」提出的科學目標和西部大開發中的國家目標、社會需求和國土資源部職能的基礎上提出的，具有重要的理論意義和實踐意義。

1.2.1 岩溶生態系統概念的提出是地球系統科學在岩溶研究領域的進一步延伸

20世紀的岩溶研究經歷了3個發展階段：①地質地理描述階段（30年代前），代表人物是美國的Davis、Swinnerton，歐洲的Grund、Katzer等；②物理化學（水-岩相互作用）階段，代表人物是前蘇聯岩溶學家索科洛夫，他發表了著名的岩溶學論著《岩溶發育的基本條件》（1962），提出岩溶發育的4個基本條件：可溶性岩石、岩石的透水性、侵蝕性的水和水的運動；③地球系統科學階段（70年代以後），以袁道先等（1988）的《岩溶環境學》為代表，90年代以來，由我國岩溶學者袁道先院士申請獲准、實施的3個國際地質對比項目，體現了地球系統科學指導下的岩溶發展的3個顯著階段：

IGCP 299「地質、氣候、水文與岩溶形成」（1990～1994），將岩溶形態與形成的環境背景結合起來，提出利用岩溶形態組合特徵辨別同質異相、異質同相的混淆，提出了地球系統科學岩溶觀。

IGCP 379「岩溶與全球碳循環」（1995～1999），將岩溶作用與全球碳循環、全球變化聯系起來，即從岩溶作用的基本原理揭示了岩溶作用與全球碳循環密切相關，同時岩溶洞穴石筍中保存著高解析度的古環境信息；提出岩溶動力學理論，從地球表層系統中的4層圈（大氣圈、岩石圈、水圈、生物圈）間物質、能量遷移的角度認識岩溶動力系統的運行規律、演化機制，以及岩溶地區的資源、環境形成演變的特徵。

IGCP 448「全球岩溶生態系統對比」，將岩溶地質作用與生物作用有機地結合在一起，探索岩溶地質背景條件、岩溶過程對生態系統運行、演化的制約。

1.2.2 岩溶生態系統是地球表層系統中的重要組成部分

全球岩溶面積達2200萬km²，占陸地面積的12%（王世傑等，1999）。我國是一個岩溶大國，岩溶面積344萬km²，占國土面積的1/3（李大通等，1983，1985）。以貴州為中心的中國西南岩溶區是全球3大塊岩溶集中分布區（歐洲地中海沿岸、美國東部、中國西南部）之一，其面積達54萬km²，其中滇黔桂湘碳酸鹽岩出露面積37萬km²，占該區總面積的36%（Ford，D.C.and Paul Williams，1989；洪業湯，2000；歐陽自遠，1998）。因此，掌握岩溶生態系統運行規律對岩溶地區的資源開發、環境保護、經濟發展都有重要的意義。

1.2.3 中國西南岩溶生態系統及退化生態環境綜合治理在國際上具有範例性

我國的岩溶發育有四大優勢：①可溶岩古老而堅硬（三疊紀以前為主），孔隙度小；②水、熱配套的季風氣候；③新生代強烈的地殼抬升；④未受末次冰期的刨蝕，使我國的岩溶類型發育齊全，在全球岩溶研究中具有很好的示範性（Yuan Daoxian，1991）。因此，許多著名的國外岩溶學家（如英國的Sweeting，1984；美國的Ford，1993等）在參觀、了解了中國岩溶發育特徵後都認為：國際岩溶學新理論的發展將在中國得到啟示。這充分顯示了我國岩溶研究的地域優勢。

1.2.4 中國西南岩溶生態系統是一地質環境制約的脆弱環境，也是我國西部大開發中需要解決的重要科學問題

早在1983年美國科學促進會149屆年會上，就把岩溶環境作為一種像沙漠邊緣一樣的脆弱環境加以討論。近年來由於人口的增長對資源掠奪性利用、對環境的破壞，給本就脆弱的岩溶生態環境的恢復和重建帶來更大的困難。中國西南岩溶區的脆弱性主要表現在：

水文系統：長期的岩溶作用構成地表、地下雙層空間結構，地表是崎嶇復雜的地形，地下是規模巨大的地下河系統，地表徑流常常流失於地下，造成水土流失，泥沙充填地下管道常常形成阻塞。因此，西南岩溶區土壤易旱、易澇。

地球化學背景：富鈣、鎂的偏鹼性環境。母岩的成土速率低，加上水土流失，造成岩溶區缺土、缺水，同時，賦予岩溶土壤特殊的理化性質及連帶的植物營養狀態的差異。

岩溶植被：岩溶地區的植被具有石生性、旱生性和喜鈣性，而植被生產力偏低。植被一旦被破壞就難以恢復，石漠化面積不斷增加。

人類活動：人類活動改變土地利用方式，對岩溶生態系統的穩定性、生產力產生越來越大的沖擊。而該地區的人口密度為163人/km²，比全國平均人口密度111人/km²高46.8%。因而這一地區也就成為全國貧困縣集中分布區，是國務院「八七」扶貧攻堅計劃的重點地區。為了改善西南岩溶地區生態環境，提高其人口承載力和區域經濟可持續發展，國務院在「十五」規劃中已將「推進岩溶地區石漠化的綜合治理」列為國家目標。

從國際地質對比計劃的宗旨（地球科學為人類服務）和生態學早期的內涵（生態學是關於居住環境的科學），岩溶生態系統研究的目標是：揭示岩溶生態系統的運行演化規律，探索協調岩溶區人口、資源、環境之間關系的有效措施。

⑽ 岩溶塌陷實時監測

雷明堂蔣小珍李瑜蒙彥

（中國地質科學院岩溶地質研究所，廣西桂林，541000）

【摘要】我國可溶岩分布面積達365萬km²，占國土面積的1/3以上，是世界上岩溶最發育的國家之一。近年來，隨著岩溶區城市化建設的飛速發展，岩溶區土地資源、水資源和礦產資源開發的不斷增強，由此而引發的岩溶塌陷問題日益突出，已成為岩溶區城市主要地質災害問題，嚴重妨礙城市經濟建設與發展。由於岩溶塌陷的產生在時間上具突發性，在空間上具隱蔽性，在機制上具復雜性，因此，被普遍認為難以採取地面常規監測手段，對塌陷進行監測預報。另一方面，試驗研究表明，岩溶水氣壓力變化對塌陷具有觸發作用，可以以此作為衡量塌陷發育的臨界條件。這就意味著通過對岩溶管道系統的水（氣）壓力的動態變化進行觀測，可以達到對塌陷進行預報的目的。本文以位於廣西桂林柘木村的岩溶塌陷監測站為例，探討這一技術的基本方法。

【關鍵詞】岩溶塌陷岩溶管道水（氣）壓力臨界水力坡度監測

1 研究區概況

研究區位於桂林市東南約15km灕江西岸柘木村（見圖1），面積約0.2km²，現有居民116戶。該區於1997年11月11日因灕江河道爆破引發嚴重塌陷，造成民房倒塌4戶、房屋開裂64戶。由於近年來塌陷仍在發展之中，時刻威脅著人民群眾的生命財產安全，所以，我們以此作為本項目的現場試驗場地，建立岩溶塌陷災害監測站，開展研究工作。1.1岩溶塌陷發育特徵

圖1研究區地理位置

柘木塌陷發生於1997年11月11日，首先是河漫灘發生2起塌陷，然後是柘木村10多處地面冒水噴砂（水柱高出地面3米多），接著就發生大面積的塌陷和地面開裂，形成塌坑35個，到1998年底形成塌坑共計50多個（圖2）。

圖2工作區塌陷分布圖

柘木村的塌陷平面形態絕大多數為圓形和橢圓形，僅有個別為不規則形；剖面形態以壇狀為主，除了位於河漫灘的基岩塌陷直徑（或長軸）達到30m、深14m以上外，村中的土層塌陷直徑（或長軸）從0.5m到10m不等、深幾十厘米到5m。塌陷在平面分布上具有明顯的成帶性和方向性，所有塌陷都是呈 NW向發育的，其中大多數塌陷又是沿f1和f2斷層成帶狀分布。塌陷在時間上的具有延續性，根據1986年、1996年項目組對桂林市塌陷的詳查，該區均無塌陷記錄，自1997年第一次發生塌陷以來，每年都有塌陷的發生。

1.2地質條件

研究區地貌上處於灕江一級階地和河漫灘的結合部位，覆蓋層厚度15～40m。其中，柘木村所在的一級階地覆蓋層可歸結為三元結構：上部為粘性土層，一般為粘土、粉質粘土和雜填土（含卵石和磚塊等硬質物）等；中部為砂卵石層，本層不含粘粒，以卵石為主，一般頂部有厚1m左右的砂層，局部有中粗砂的夾層；下部為混合土，以粘土卵石和卵石粘土層為主，兩者分界不明顯，經常互相交替，粘粒含量變化較大。ZK1鑽孔附近還夾有粘土層透鏡體，ZK4孔底部還見有厚約10m的軟土層。下伏基岩為泥盆繫上統融縣組灰岩（D_3r），是桂林市岩溶最發育、塌陷最多的地層。

1.3構造條件

研究區位於二塘向斜核部及NW向龍家斷層和NE向毛家斷層的交匯部位，其中 NW向的龍家斷層正好從柘木穿過。龍家斷層（f₁）是一條規模較大的斷層，早期為壓扭性，晚期表現為明顯的扭性—張性特點，它控制了灕江部分河道的走向，該斷層是一條富水斷層。

淺層地震物測顯示，柘木除發育龍家斷層（f₁）外，另外還發育一條走向也是近 NW向的斷層（f₂）（圖2）。

1.4水文地質條件

根據地下水的賦存條件，研究區地下水有兩類：第四系孔隙水和岩溶水。第四系含水層為砂卵石層，是當地農民生活用水的主要來源。岩溶水為桂林最豐富的泥盆繫上統融縣組灰岩水，與第四系孔隙水之間有一層混合土相隔，該層土主要由粘土卵石和卵石粘土組成，其隔水性一般至中等，岩溶水與第四系孔隙水具有較強的水力聯系。研究區為地下水的排泄區，第四系孔隙水主要靠大氣降水、地表水入滲、灕江和地下徑流補給；岩溶水主要由第四系孔隙水越流補給、降雨入滲、地下徑流以及灕江的補給，岩溶水一般具有微弱的承壓性。由於緊靠灕江，地表水豐富，除了使用手搖井或民井提取第四系砂卵石含水層的少量水作為飲用水外，研究區未進行過大量地抽取過地下水（包括岩溶水和第四系水）的活動，就是說，本區地下水受到人類活動的影響較小，其水位波動基本上主要受自然條件的影響和控制。

1.5人類活動條件

工作區人類活動類型單一，村中各戶均有手動壓水井，以滿足日常生活用水，井深小於10m，開采第四系砂卵石層中的孔隙水。

自1997年塌陷以後，工作區已完全停止爆破活動，因此，後來的新塌陷，均屬於受擾動的土體在自然條件影響下產生。

2監測預報思路

2.1岩溶塌陷發育機理與影響因素分析

根據現場調查分析，當時灕江中正在進行航道基岩爆破，導致地下河出口附近的基岩塌陷及由此產生的塌陷地震是引發後續大范圍塌陷的根本原因。

由於高壓水流的作用使工作區第四系底部土層受到了嚴重的擾動，大大降低了使之發生滲透變形的臨界水力坡度，降低土層的抗塌能力。地下水只要有較大的變動，就會引發新的塌陷。這是近年來塌陷不斷的根本原因，這與岩溶塌陷物理模型試驗的結果是一致的（圖3）。

圖3模型試驗圖示

新塌陷的產生主要受幾個方面的影響：

一是岩溶管道（裂隙）系統和第四系底部土層中的水氣壓力的變化：當岩溶管道（裂隙）系統的水氣壓力變化或作用於第四系底部土層的水力坡度達到某一定值時，第四系土層就會發生破壞，進而產生地面塌陷。目前，通過孔隙水壓力感測器和數據自動採集系統已完全可以記錄到岩溶管道（裂隙）系統的水氣壓力動態變化，並計算出作用於第四系底部土層的水力坡度。

二是第四系底部土層的組成與性質：組成和性質不同，發生滲透變形的臨界水力坡度就會不同。目前，通過現場鑽孔取樣和室內滲透變形試驗的方法，可以測定出不同土層發生滲透變形的臨界水力坡度值。

所以，我們可以通過對地下水（包括岩溶水—感測器 A、土層孔隙水—感測器 B）的壓力變化進行監測，達到對地面塌陷進行預報的目的。

2.2預測預報思路

基於以上認識，採取如圖4所示的研究思路開展工作，即：

圖4研究工作思路

（1）首先，以已有岩溶塌陷及其影響因素的調查結果分析為基礎，通過滲透變形試驗和土工試驗等分析測試，初步確定塌陷發育的臨界條件。

（2）通過感測器及數據採集系統，直接監測主要誘發（觸發）因素（包括岩溶水—感測器 A、土層孔隙水—感測器 B）的動態變化。

（3）結合地質雷達探測顯示的異常區，建立臨界條件的修正模型，使室內模型試驗與滲透變形試驗成果實用化。

（4）當主要誘發（觸發）因素的數值滿足臨界條件時，直接發出預報。

3塌陷發育的臨界條件試驗研究

以49組土樣滲透變形試驗結果為基礎，初步確定工作區3種類型土體發生塌陷的臨界條件（臨界水力坡降I₀表示）如表1所示，表中臨界速率是根據項目組以往對桂林岩溶塌陷模型試驗研究結果取得。

預報中，主要採用第四系底部土層的臨界條件作為判據。勘探結果表明，在整個工作區，第四系底部存在連續性較好的粘土卵石層，而且受過較強烈的擾動，因此，臨界條件為：I₀=0.79,V₀=0.06kPa/s。

預報時，通過兩種方法進行判斷：

（1）岩溶水壓力波動速率V與V₀的比較：當 V≥V₀時，基岩面附近的土層將可能發生滲透破壞，有產生塌陷的可能。

（2）由岩溶水壓力、土層水壓力以及兩個感測器距離計算出來的水力坡度（I）與臨界坡降（I₀）的比較：當I≥I₀時，基岩面附近的土層將可能發生滲透破壞，有產生塌陷的可能。

表1柘木塌陷的臨界條件

4監測技術與方法

4.1監測內容與監測方法

地下水（氣）壓力：包括岩溶管道裂隙系統水（氣）壓力監測和第四系底部土層水壓力，採用孔隙水壓力感測器進行監測，數據採集方式有計算機自動採集和便攜儀人工讀數兩種。

土層變形破壞：在工作區設置固定測線，定期採用地質雷達監測。

民房裂縫變化：對監測區民房裂縫設置監測點，定期測量裂縫變化，採用鋼尺監測。

民井水位：對工作區的兩個露天水井定期測量水深，採用測繩人工監測。

4.2監測設備

4.2.1感測器

振弦式儀器自20世紀30年代發明以來，由於其獨特的優異特性如結構簡單、精度高、抗干擾能力強以及對電纜要求低等而一直受到工程界的注目。然而，由於歷史的原因，振弦式儀器的長期穩定性一直是爭議的話題。直到70年代，隨著現代電子讀數儀技術、材料及生產工藝的發展，振弦式儀器技術才得以完善並真正能滿足工程應用的要求。目前，性能完善的弦式儀器已成為新一代工程儀器的潮流。為此，監測站全部採用振弦式孔隙水壓力感測器，由加拿大洛克泰斯特公司和美國基康公司生產。

4.2.2數據採集系統

為了實現數據的自動採集和遠距離傳輸，採用了美國基康公司生產的MICRO-10X數據自動採集系統以及由美國Canary Systems公司開發的數據採集軟體Multiloggorl.48，此外，還採用了美國基康公司生產的VW-403C攜帶型振弦式讀數儀。

4.2.3地質雷達

最早是在越南戰爭中為了探測地道而研製的地質雷達，20世紀80年代初期在美國開始用於潛在塌陷勘察，90年代在我國得到推廣。它是一種用於確定地下介質分布的廣譜（1MHz～1GHz）電磁技術，基本原理是：通過發射天線向地下發射雷達信號（頻率為80～1000MHz的高頻電磁波），再通過接收天線接收從地下不同電性界面上反射回來的信號。只要地下物體的介電常數有明顯差異，就會形成反射界面，電磁波在介質中傳播時，其路徑、電磁場強度與波形將隨所通過介質的電磁性質及幾何形態而變化。所以，根據接收到波的旅行時間（亦稱雙程走時）、幅度與波形資料，可推斷介質的結構。因此，地質雷達可以探測到地下土洞等土層擾動帶。地質雷達具有方便、快捷、准確地生成地下連續剖面的優點。

監測站採用美國的SIR-10A型地質雷達。

4.3感測器標定

為了建立水壓力與感測器讀數的關系，在室內，利用高3m的水箱以及深20m的地下水位觀測井進行感測器標定工作，建立各感測器的標定方程。

4.4感測器安裝方法

每個測點安裝兩支感測器，其中一支安裝在岩溶管道裂隙中，用於監測岩溶水壓力，另一支安裝在第四系含水層中（圖5），用於監測土層水壓力的變化。

4.5監測點布置

根據工作區岩溶塌陷發育特點、基礎地質條件以及柘木村中建築物的重要性和破壞程度，將工作區分為4個監測區，共設置16個監測點。其中，岩溶系統的水（氣）壓力和第四系底部土層孔隙水壓力監測點各8個、民井水位監測點2個、民房裂縫變化監測點4個、第四系土層變形破壞的地質雷達監測線12條，圖6給出各監測點（線）的位置。

圖5感測器安裝位置圖示

圖6監測區劃分與監測點布置圖

4.6數據採集

共有8支感測器採用Micro-10X數據自動採集系統進行數據採集，從2002年2月27日開始試運行，通過採集軟體（dataloggorl.48）對各感測器連接的通道進行設置，本項工作將讀數間隔為10分鍾。

採用攜帶型接收儀，對其餘的8支感測器進行數據採集工作，其中安裝在1^﹟、2^﹟、和3^﹟監測點的6支感測器從2000年3月3日開始監測，另2支埋設在4^﹟、5^﹟監測點土層中的感測器從2002年2月27日開始測量，感測器監測周期雨季為每天1次，平時為3天1次。

4.7土層擾動監測

通過地質雷達進行土層擾動情況的監測，在現場布置了12條測線，用地質雷達以相同的頻率進行測量，每年測量一次。

5監測結果分析

自2000年開始實施以來，地面發生異常13次，其中2000年9次、2001年2次、2002年也是2次，表2為工作區地面發生異常情況一覽表。

表2工作區2000年以來地面發生異常情況一覽表

續表

從表中可以看出，近3年來的異常主要發生在位於I區，其次是II區和III區，而且，異常出現以前，水壓力的監測均發生過突變，這種對應關系可以運用到塌陷預報之中。

由於2000年、2001年均採用人工監測，岩溶水（氣）壓力變化速度採用平均速度，無法得到瞬時速度，並以此預報塌陷。2002年5月16日唐朝息家出現的異常與ZK2、ZK5測點的壓力變化關系明顯，尤其是ZK5埋設了自動採集的感測器，監測到該點岩溶水壓力變化速度為0.0057kPa/s，與室內實驗得到的臨界值相差較大，但滲透坡降為0.5左右，已接近室內實驗得到的臨界值。

從監測結果看，在牆壁裂縫變形監測中，基本上沒有監測到變化，說明塌陷發育的突發性，通過裂縫監測難以達到預報目的。

6地質雷達探測結果

採用100MHz的地質雷達天線和連續掃描方式進行監測。2000完成首輪地質雷達探測1次，布置測線13條，2001年，對測線進行了優化，保留了原有測線8條、新增測線4條。

表3列出3次探測顯示的異常點位置。從表可見，2001年有異常43處、2002年降為36處，位於I區的1、2號線。2002年的異常點分別比2001年增加5個、8個，這與監測 I區的ZK、ZK7、ZK8具有超過臨界速度的水（氣）壓力波動速度有很好的對應關系。

2002年探測結果顯示，在1^﹟線的30～40m、2^﹟線的41～47m和10^﹟線的0～3m位置，土體擾動已接近地面，極有可能產生新的塌陷。

表3地質雷達探測結果對比表

續表

續表

續表

7結論

通過本項研究，建成了國內第一個數據自動採集的岩溶塌陷災害監測站，初步建立了岩溶塌陷預測預報的技術體系與方法，近3年的監測工作表明：

（1）在目前的技術條件下，地下水的活動而引發的岩溶地面塌陷是可以進行預測預報的。

（2）岩溶塌陷發育臨界條件的確定、監測因素的選擇、感測器的安裝埋設，以及數據自動採集系統的應用，是開展塌陷預測預報工作的關鍵。

（3）本項目採用以岩溶管道裂隙系統中的水（氣）壓力以及第四系孔隙水壓力變化的監測為主、地質雷達監測為輔的方法，是一個有效的預測預報方法。在監測期間發生12次地面異常，均與異常點附近監測點的岩溶水/氣壓力突變和第四系底部土層受到較高的滲透力作用有關。

（4）從感測器監測結果看：

a.Ⅰ區是最危險的地區，岩溶水/氣壓力變化最為強烈，2002年岩溶水/氣壓力的變化速度達0.47kPa/s，而作用在第四系底部土層的地下水滲透坡降為0.17～3.12，超過了臨界條件，因此，該區是最危險的地區。

b.Ⅱ區2000年、2001年作用在第四系底部土層的地下水滲透坡降為0.55、0.79,2002年滲透坡降達0.78、岩溶水/氣壓力變化速度為0.085kPa/s，也達到了臨界破壞條件。

c.Ⅲ區的地下水滲透坡降較小，2000、2001和2002年分別為－0.3、0.52和0.44。

d.Ⅳ區的地下水滲透坡降較小，為－0.44，岩溶水氣壓力變化速度為0.012kPa/s。

（5）地質雷達可以及時有效地發現土層的淺部異常點，連續三年的探測結果表明，2001年有異常43處、2002年降為36處，位於I區的1、2號線2002年的異常點分別比2001年增加5個和8個，這與監測I區的ZK、ZK7、ZK8具有超過臨界速度的水（氣）壓力波動速度有很好的對應關系。其他各線的土層仍處在調整中。

（6）地質雷達發現了1線的30～40m、2線的41～47m和10線的0～3m共3個位置，土體擾動已接近地面，極有可能產生新的塌陷。

（7）監測結果顯示，通過牆壁裂縫的人工監測，沒有明顯變化出現。