岩溶速率

⑴ （准）同生期岩溶

同生期岩溶的发育与沉积环境密切相关，主要发生于沉积同生期或准同生期的大气淡水环境中（鲍志东等，2007）。碳酸盐岩台地沉积物因高沉积速率加积及海平面间歇性下降，而出露水面遭受大气水作用发育该类岩溶，主要发育在亮甲山期末和上马家沟期的蒸发潮坪、台内滩等环境，多为三级层序的高位体系域晚期。碳酸盐沉积物形成后，由于海平面的变动，暂时暴露在大气淡水直接作用下，或者没有暴露，但周期性受淡水影响，如大气淡水透镜体的存在。在海水中形成的准稳定的文石、镁方解石质的沉积物或一些不稳定的盐类矿物，在淡水作用下会发生溶解。这种早期近地表溶解作用，通常产生小型溶孔、粒内溶孔或铸模孔。在潮湿多雨的气候条件下，受到富含CO₂的大气淡水淋滤，即可以选择性地溶蚀由文石、高镁方解石等不稳定矿物组成的颗粒或第一期方解石胶结物，形成粒内溶孔、铸模孔和粒间溶孔，在原生粒间孔内只有第一期的纤状环边方解石胶结物被溶蚀，变得残缺不全，而其后期的粒状方解石或粗晶方解石却保存完整（图版Ⅲ—7），说明该岩石只发生了准同生溶蚀。同时也可发生非选择性溶蚀作用，形成溶缝和溶洞。

根据沉积环境的差异将同生期岩溶可进一步细分为台内滩型和潮坪型。潮坪型同生期岩溶主要发育在本区下奥陶统，台内滩型同生期岩溶发育在下马家沟组上部。台内滩、潮坪型同生期岩溶的识别标志主要有：粒间溶孔、粒内溶孔、晶间溶孔、铸模孔、膏盐模孔、不规则小溶洞、小溶沟、溶缝和悬垂型胶结物及新月形胶结物等。

5.4.1.1 粒间溶孔

粒间溶孔由同生期岩溶作用在台内浅滩砂、砾屑白云岩中形成，属于原生粒间孔中第一期纤状或马牙状白云石环边胶结物部分溶蚀后的产物，局部可溶蚀部分颗粒，形成粒间溶蚀扩大孔（图版Ⅲ—5）。孔隙底部有时可见少量渗流粉砂、渗流泥充填。粒间溶孔为渗流粉砂充填，是大气淡水渗流带的典型识别标志之一。

5.4.1.2 粒内溶孔和铸模孔

同生期岩溶作用使部分颗粒内部被选择性溶解形成粒内溶孔，当颗粒内部被完全溶解、仅保留其外部形态时，形成颗粒铸模孔（图版Ⅲ—8）。铸模孔在台内浅滩中可见，但数量少。

5.4.1.3 膏盐模孔

主要分布在潮坪相含膏盐质泥—粉晶白云岩中。膏盐质组分在大气淡水的作用下溶解，形成并保留其外部形态的膏盐模孔。膏盐质溶解后，不溶残余物充填于膏盐模孔、洞的底部，形成示底构造（图版Ⅰ—5）。

5.4.1.4 部分晶间溶孔

同生期岩溶伴随同生白云石化过程发生时，欠稳定的富钙白云石发生一定程度的溶解形成晶间溶孔，白云石晶体间的文石和高镁方解石（同生白云石化的残余物）发生溶解形成晶间溶孔。这类成因的晶间溶孔也是同生期岩溶的识别标志。

5.4.1.5 不规则溶孔、小溶洞、小溶沟和溶缝

不规则溶孔、小溶洞局部可见，是大气淡水非选择性溶蚀作用的结果，一些溶孔、小溶洞中见少量渗流粉砂充填物。小溶沟和溶缝多呈高角度仅分布于部分沉积旋回的上部，边部具有明显的溶蚀圆化特征（图版Ⅲ—6），常被细粒机械碎屑、渗流泥、渗流粉砂和上覆沉积物全充填。

⑵ 岩溶植被的脆弱性

气候因素和水文因素是塑造生态系统长期、缓慢的驱动力，而地质、地貌则是生态系统得以存在和发展的载体和物质基础（舒惠国，2001）。地质、地貌与生态系统之间物质循环的协调与否决定着生态系统的结构、运行若干方面的特征。在岩溶石山地区，尤其纯碳酸盐岩区，其碳酸盐岩的易溶性，地表、地下的双层水文地质结构，强的水土流失和薄的土层，使植被的立地条件严酷，从而使岩溶生态系统中的植被群落在以下几个方面表现出脆弱性。

4.2.1 岩溶森林生态系统的自然生产力低下

将贵州茂兰亚热带岩溶森林生产力与其他地区非岩溶区的森林生产力进行对比，可以发现岩溶森林的生产力是很低的（表4-5）。其生物量既低于水热条件相似的常绿阔叶林，同时也低于高纬度的温带针阔混交林和亚高山的针叶林。分析导致岩溶石山森林群落低生物量的可能原因：岩溶石山地区植被立地条件的恶劣，尽管具有相同的光照条件、降雨条件，但由于岩溶地区对水的调蓄能力弱，土层薄，养分少，植被为适应其恶劣环境，需要消耗更大的能量来维持生存，因而即使植被具有相同的初级生产力，但在岩溶区其植被生物量的累积也是偏低的。

表4-5 岩溶区森林生物量与其他林区生物量的对比

图4-3 白云岩区、砂页岩区松树生长曲线

图4-4 砂页岩区、白云岩区的松树木质部各元素含量对比

松树是植树造林的主要树种，但在岩溶区与碎屑岩区这一树种的生长状况是有很大差异的。在湖南保靖县分别取生长在白云岩区和碎屑岩区的松树（图版Ⅰ-3）：发现在碎屑岩区松树的直径8.2cm、有12a；而白云岩区的松树直径7.8cm，有19a（图4-3）。按树轮取样品，进行P、K、Ca、Mg、Fe、Mn、Cu、Zn、Co、Pb的测试分析，发现该10种元素在松树径中的含量特征有4种类型：①P、K元素含量在砂页岩区明显高于白云岩区（图4-4a）；②Ca、Mg、Mn元素含量白云岩区的高于砂页岩区的，且随松树的生长发育，元素含量不断积累（图4-4b）；③Cu、Zn元素在两区中含量相当（图4-4c）；④Pb、Fe、Co元素在白云岩区略高于砂页岩区（图4-4d）。这是否暗示着营养元素的差异带来松树生长的差异，还需要进一步的研究。

周政贤等人（2001）的对比模拟生长试验结果则揭示了石灰质白云岩风化形成的石灰土对马尾松生长的制约作用，在7种不同母质风化形成的土壤中，马尾松在石灰土的生长状况最差（图4-5）。4年的试验结果表明，生长在石灰土上的马尾松的树高为玄武岩土上的46%、紫色砂岩土上的59%；平均树径为玄武岩土上的51%、紫色砂岩土上56%；而生物量仅为玄武岩土的27%、紫色砂岩土上的35%。

图4-5 马尾松栽培生长对比结果图

4.2.2 植被的生长发育受到水分的胁迫

西南岩溶石山地区地表崎岖不平，在典型的峰丛洼地系统中，虽然绝对高差仅为100～200m，但不同地貌部位的水文条件相差却很大，在石峰的顶部受干旱的胁迫，在洼地（漏斗）底部常受到涝灾的胁迫。通过对广西弄拉已有封山育林40多年的鸡蛋堡上的青冈栎的调查，在山顶生长的青冈栎与山腰的相比（绝对高差60m），具有明显的受水分胁迫的特征（表4-6）。不仅如此，生长在山顶的青冈栎的树径（4～12cm）明显比生长在山腰的青冈栎的（16～21cm）要小得多（图版Ⅰ-4）。由于不同地貌部位导致水分对植被生长的胁迫和生物量的影响，这一结果在贵州茂兰原始森林区的调查也得到佐证。在贵州茂兰原始岩溶森林区中，石峰顶部，缺水少土，光照充足，日温差大，生长着旱生、耐瘠薄的树种：广东松，圆果化香，生物量102.08t/hm²；而在洼地（漏斗）底部，虽然土厚，水分、养分充足，但光照不足，而且还常遭受涝灾，因此，生长着耐阴植物：巴东荚莲等，生物量147.74t/hm²；而在山腰部位，自然条件相对较好，以青冈栎为建群种，其生物量为最高164.07t/hm²（周运超等，2001）。

表4-6 广西弄拉鸡蛋堡山青冈栎对水分胁迫的响应

4.2.3 经济作物的生长和收成受岩溶地球化学背景的制约

广西弄拉自20世纪80年代以来就是广西岩溶石山治理获得成功的典型之一。当地居民获得脱贫致富的经验就是在石峰的上部封山育林（水源林），在坡地栽植效益好的经济作物，洼地及邻近的山麓坡地播种粮食作物。金银花是其中主要的经济作物之一，1999年全村农民的人均收入3000元，而金银花的收入就达人均420元。因此，农民对金银花的栽种很重视，有些农民就将山坡上不占耕地的金银花移植至洼地耕地边，但这样的金银花的经济收益年份很短，一般在6～8a后就很少有收益。而生长在石缝，很少有土的金银花的经济收益年份却很长，个别金银花可生长30～35a仍有好的收益。我们取此两种金银花的茎、根部的土壤进行了化学分析（图4-6）结果揭示：其一，金银花植物体中的元素与土壤有一定的对应关系，这表明土壤的地球化学背景对植物化学有制约作用，而土壤的矿物营养从根本上来源于母岩，亦即岩溶地球化学背景对经济作物的生长发育有制约作用；其二，与耕地边生长的金银花相比，坡地上的金银花植物体中、土壤中的元素丰度特征是高碳和高C∶N比，高钙、镁，而低其他营养元素。

图4-6 广西弄拉30a、8a金银花木质部（a）及其生长环境中的土壤（b）元素含量对比

4.2.4 岩溶石山地区植物群落的演替与西南岩溶区植被分布特征

喻理飞等（2000）在研究贵州茂兰退化岩溶森林自然恢复演替过程中发现，退化的岩溶森林在早期阶段，恢复潜力较大、恢复度低、恢复速率慢；中期阶段，恢复潜力大，恢复度中等、恢复速率快；而后期阶段恢复潜力低、恢复度高、恢复速率慢。退化群落从草本群落恢复至灌丛阶段需20a，至乔木林阶段需47a，至顶级群落则需80a以上。若以植被群落生物量的恢复度（顶级群落为1，毁灭性砍伐后为0）计算，则恢复度从0提高到0.1，则需时20～30a；提高到0.5需60a；提高到0.8需80a（图4-7），得出此结果的前提是退化的群落保留有原群落的繁殖体。如果先锋植物，土壤种子库退化或受到破坏，则植被群落的自然恢复将是更加困难，甚至出现长期封山而不见植被恢复的现象。

图4-7 贵州茂兰岩溶森林区植被群落生物量恢复度随演替的变化

依据广西现存植被的分布状况和特征就可略见岩溶石山区植被恢复的难度和岩溶生态系统的脆弱性。广西在20世纪60～80年代森林遭受几次大规模的砍伐，在80年代中后期实行封山育林，恢复至今岩溶石山区与非岩溶区有较大的差异：岩溶区灌丛平均覆盖率为14.81%，森林覆盖率平均为12.13%；而非岩溶区的灌丛群落覆盖率仅为1.92%，森林覆盖率平均为31.32%。而且它们的空间分布与碳酸盐岩的分布有较好的对应关系（图4-8，图版Ⅰ-5）。如果以碳酸盐岩分布面积的比例为横坐标，则灌丛覆盖率与碳酸盐岩分布面积的比例成正比（r=0.69），而森林覆盖率与碳酸盐岩分布面积比例成反比（r=-0.75）（图4-9）。这意味着岩溶石山区植被恢复的缓慢性和困难程度。另外从植被群落活力指标净初级生产力（NPP）与碳酸盐岩分布面积成显著正相关关系（图4-10），可以认为岩溶石山区的植被群落是处于初级演化阶段，从森林生物量累积模型看，岩溶区的植被群落处于生物量快速累积阶段（李博，2000）（图4-11）。植被群落在演化发展的初期，其植被群落的稳定性较差，生态功能不完善，群落对环境变化的响应敏感，即该群落具脆弱性。

图4-8 广西岩溶县的分布与灌丛覆盖、森林覆盖之间的空间关系

图4-9 广西灌丛覆盖率、森林覆盖率与碳酸盐岩出露面积百分比之间的关系

图4-10 广西植被净初级生产力与碳酸盐岩出露面积比例之间的关系

图4-11 植被演替与群落生物量之间的关系

⑶ 岩溶区溶洞的发育机制分析

岩溶包括溶洞的发育，一般应具备四个条件：可溶性的岩石、岩石具有结构裂隙通道、流动的地下水、水具有侵蚀性。

岩溶区溶洞的发育过程，本质上是水对碳酸盐岩的溶解作用。而碳酸盐岩被水溶解的过程，就是组成这类岩石的碳酸盐矿物如方解石、白云石等和水之间发生的化学反应。

1.1.1 碳酸盐岩的溶解作用

碳酸盐岩可分为纯碳酸盐岩和不纯碳酸盐岩类。纯碳酸盐岩主要由方解石(CaCO₃)和白云石[CaMg(CO₃)₂]两种矿物组成，而不纯碳酸盐岩类是碳酸盐岩(方解石、白云石组成者)与碎屑岩(砂质和粘土质)之间的过渡类型。

从岩石成因来看，我国的碳酸盐岩主要分为三大类：①石灰岩，主要是浅海相碳酸盐岩台地沉积而成，并往往伴有生物成因；②各种成分的大理岩和结晶灰岩，主要由变质作用形成的，常呈粒状变晶结构；③白云岩，由成岩后白云石化作用形成，常呈晶粒结构。

天然状态下，碳酸盐岩的溶解是一个复杂的物理化学过程，它既有物质之间的化学反应，也有物质微粒的扩散运动。

碳酸钙是碳酸盐岩类的重要成分，分析碳酸钙的溶解过程，可以代表碳酸盐岩类溶解的基本情况。

国内有学者研究表明^[22]，碳酸盐岩的溶解作用具有以下特点：①溶蚀作用包括了化学溶蚀和机械破坏两方面，溶解作用要占总量的90%以上，岩溶的发育主要受富含 CO₂的侵蚀性水流溶解所致，浅部的岩溶发育强度强于深部，具有更大的开放性，易受大气、土壤、生物作用的影响使得地下水富含 CO₂，具有更大的侵蚀性；②溶蚀度随深度的增加而减少；③机械破坏作用量占2%～14%。应力破坏有利于岩溶作用的发展，在水动力条件较好的区段，岩溶相对发育；④溶蚀作用指标与岩石化学成分分析结果比较，CaO含量越低，其比溶解度就越低。

1.1.1.1 碳酸盐岩的溶解反应

碳酸盐类岩石的溶解，以石灰岩为例，其溶解过程可理解为：首先石灰岩直接溶解于没有碳酸的纯水中，它的反应为：

岩溶区溶洞及土洞对建筑地基的影响

[Ca²⁺][

]=K，K为平衡常数即浓度积。这时溶解作用是很快进行的，实际上立刻就达到平衡，其溶解度见表1-1^[23]。

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

自然界中纯水是极少的。水中含有的CO₂，其中一部分呈物理不溶解状态存在与水中，一部分与水化合成碳酸。在温度4℃时，水中只有0.7%的CO₂是与水化合的，其余99.3%均呈物理状态，称游离CO₂，化合状态CO₂称为侵蚀性CO₂。物理状态的CO₂不能直接与石灰岩起化学作用，而是起平衡作用。与石灰岩起化学反应的只有与水化合形成的碳酸，碳酸电离后产生H⁺离子^[24]。

岩溶区溶洞及土洞对建筑地基的影响

式(1-2)中碳酸电离后的H⁺离子与(1-1)式中的

化合成为重碳酸根：

岩溶区溶洞及土洞对建筑地基的影响

即：

岩溶区溶洞及土洞对建筑地基的影响

由于(1-1)式中

与(1-2)式中的H⁺离子化合，故(1-1)式中

减少，破坏了(1-1)式中的平衡关系，必须从石灰岩石中继续溶解得到新的

来补充，重新恢复平衡，这样就引起石灰岩的新的溶解。

溶解于水中的0.7%的CO₂，因溶解CaCO₃而逐渐减少，以致与物理状态的CO₂之间失去平衡关系。因此，如果要不断地溶解石灰岩，就必须从存在于水中的物理状态的CO₂中变来，这样就开始了连锁反应，一旦其中的一环节发生变化，就相应地引起其他过程的变更。

还有一点需说明的是，一般人们常常认为岩溶系统是由多种成因的碳酸对碳酸盐岩的溶蚀结果，但在自然界中，碳酸盐岩地层，特别是白云岩地层中多有石膏夹层；在有些自然环境中，硫酸盐岩(特别是石膏)和碳酸盐岩成互层沉积。当富含CO₂的溶液(大气降水或地壳深部热水)沿可溶岩中的构造裂隙运移过程中，发生的复合岩溶导致岩溶溶洞发育。另外，硫酸盐岩和碳酸盐岩的岩溶作用在水溶蚀作用机理上，最主要的区别在于水对碳酸盐岩的岩溶作用，需要借助于溶剂CO₂的作用，而水可直接对硫酸盐岩产生溶蚀作用^[25]。

此外，热液活动则产生另一种岩溶作用。热液岩溶在美国、匈牙利、意大利、吉尔吉斯斯坦、阿尔及利亚等地已有发现，这种成因的洞穴形态和洞穴沉积物类型不同于大气降水成因的洞穴系统，大多没有渗透带，与地表没有联系。国外学者对匈牙利的研究认为，含CO₂的热液在上升过程中对碳酸盐岩溶解形成地下溶洞受构造升降影响，溶蚀形成的溶洞可转变为沉淀带在该系统中，碳酸盐岩溶解度受CO₂分压、温度和溶液离子强度的影响^[26]。而在对意大利一些深部溶洞成因研究时发现，热液系统中富集的H₂S气体随热液向上运移时，在地下水位附近发生氧化后形成硫酸，从而对周围的碳酸盐岩产生侵蚀后形成溶洞^[27]。

1.1.1.2 溶解要素之间的平衡关系

碳酸盐岩的溶解与沉淀既然是可逆反应，它必然受一系列平衡关系所控制^[23]。

1.1.1.2.1 p_CO2平衡

天然水中溶解CO₂的含量与水面空气的状态有密切关系。亨利定律指出：气体的溶解度与该气体的分压成正比，与温度成反比。水中溶解的CO₂可按下式计算：

岩溶区溶洞及土洞对建筑地基的影响

式中：L为取决于温度的CO₂吸收系数；p_CO2为水面大气中的二氧化碳分压。

上述关系表示，溶解于水中的CO₂含量与水面大气中的p_CO2始终趋于一种平衡状态，可表示为：

岩溶区溶洞及土洞对建筑地基的影响

这一平衡关系首先决定着水中所可能含有的CO₂，亦即决定着水可能具有的对碳酸盐岩的溶解能力，称为p_CO2平衡。

1.1.1.2.2 侵蚀性平衡

CO₂溶入水中后，与水作用生成H⁺的反应如式(1-2)。这是一个可逆反应。

还可以发生第二级电离：

岩溶区溶洞及土洞对建筑地基的影响

但此时生成的H⁺是从已带有1个负电荷的

离子中分离出来，由于正负电荷的吸引，这一级电离的分解要比式(1-2)所反映的第一级电离困难得多。无论由H₂CO₃或

离解生成的H⁺都对CaCO₃具有侵蚀性。

式(1-4)所反映的平衡关系决定着水中H⁺和

的含量，亦即决定着水溶液对CaCO₃的溶解能力，称为侵蚀性平衡。

1.1.1.2.3 碳酸盐的电离平衡

水溶液侵蚀性的形成已如上述。作为溶质的碳酸盐岩，溶解的化学反应既然是一种离子反应，那么，它的溶解就首先取决于它的电离特性。

式(1-4)为碳酸钙在水溶液中电离时的热动力平衡反应式。这一反应总是趋向于达到平衡，才是最稳定的状态。称为热动力平衡或电离平衡，由此决定了CaCO₃在一定温度和压力条件下的溶解度。

1.1.1.2.4 溶解平衡

当碳酸盐岩离解成为碱土金属的阳离子和碳酸根的阴离子、水溶液中的碳酸也离解成为H⁺和

离子时，溶解作用的最后反应就具备了必要条件和充分条件。

从全过程看，在碳酸盐岩溶解过程中，水里实际包含了 CO₂、H₂O、OH^-、H⁺、

、H₂CO₃、CaCO₃、MgCO₃、Ca²⁺、Mg²⁺、

等十余种离子和分子。各组分之间互相作用，在各个环节上存在有关部分的平衡关系。如上所述，它们中最重要的有四个。它们组成一个整体，互相影响，互相作用，构成一个复杂的物理化学平衡体系。

1.1.1.2.5 混合溶解作用

除了以上四种平衡关系外，岩溶水还会产生混合溶蚀现象，它是指两种方解石浓度不等的水混合后，会降低其方解石的饱和度或重新对方解石具有侵蚀性。前苏联学者布涅耶夫1912年发现：当一种方解石的平衡溶液与另一种Ca²⁺浓度不同的水混合后，会重新具有侵蚀性。早在20世纪60年代，国外有学者用其来解释一些岩溶和溶洞现象。

1.1.1.3 溶解作用中的影响因素

碳酸盐岩的溶解，除了受水这一重要因素影响外，还将受岩石性质、温度、浓度梯度、流速等因素的影响。

(1)岩石性质：一般来说，质纯层厚，CaCO₃含量高的碳酸盐岩石较易形成岩溶溶洞。最容易形成溶洞的是石灰岩，次为白云质灰岩和白云岩，再其次为泥质灰岩和硅质灰岩，就岩石结构来说，一般颗粒晶粒愈粗，其溶解度愈大，岩溶发育也愈强烈。粗粒结构的岩石孔隙大，岩石的吸水率高，抗侵蚀能力弱，有利于溶洞的发育。

岩石岩层越厚，其含有的难溶物越少，溶解度也越大；薄层碳酸盐岩常含较多的泥质等杂质，溶解度较小，不利于溶洞的发育。

国土资源部岩溶动力学开放研究实验室研究表明：不同碳酸盐岩(石灰岩和白云岩)试片的侵蚀速率试验表明，外源水对灰岩的侵蚀速率在1000mm/ka数量级；而外源水对白云岩的侵蚀速率在100mm/ka数量级。且灰岩侵蚀速率对水动力条件的变化远较白云岩敏感，即流速增大时，灰岩溶解速率增加明显，而白云岩溶解速率仅有少量增加，反映出两种主要的碳酸盐岩在溶解速率控制机理上存在差异。

(2)温度：温度变化主要从两个方面产生影响，一是影响CO₂在水中的溶解或逸出，从而改变了水溶液对碳酸盐岩的溶解能力；二是水溶液中各反应离子微粒所获得的环境活动能量发生变化，进而影响反应的进行和速率。

一些碳酸盐岩的溶解速度与温度的关系如表1-2。从表中可以看出：碳酸盐岩在不同温度时的溶解速度是不同的。白云岩溶解速度最大值有一部分出现在60℃，另一部分出现在40℃；而灰岩和大理岩溶解速度最大值是在40℃。高温(如80℃)或低温(如0.5℃)溶解速度均较低。可见，40～60℃这个温度段是岩溶发育的最有利的温度区间^[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)

在自然界的开放系统中，温度和气候条件对碳酸盐岩溶解的影响还要复杂得多。现阶段所表现的中国南方岩溶比北方岩溶强烈，这是由于降水多和气候炎热所致，这两个因素影响岩石的溶解度，因为：它们使可溶岩更易风化和被溶蚀；易于促进细菌繁殖，分解碳水化合物和碳化物，产生大量CO₂和水中的其他酸类；易于促进扩散和溶解。

Lahmann(1970)、Balaz(1973)和Bauer(1964)等人指出：潮湿热带地区，较高的土壤温度和繁茂的植物释放CO₂的速度更快。在这些地区的土壤空气中，生物成因的CO₂浓度比大气中的浓度大30～100倍。渗过土壤层的地下水，具有较高的侵蚀性，所以，湿热地区岩溶发育也更强烈。

(3)流速和浓度梯度：岩石的溶解作用总是首先在岩石和水接触的界面上开始的，显然，岩—水界面处的状态环境对溶解作用的进行起重要的控制作用。

碳酸盐离解生成的Ca²⁺和

离子在岩—水界面处达到一定浓度。它们的乘积接近或等于饱和溶解度时，该处的溶液就达到了对CaCO₃溶解的饱和状态。这些离子如果不能转移疏开，则将在岩—水界面附近形成一个密集的离子层或局部饱和层，阻止CaCO₃的继续溶解。

岩水界面附近的密集离子层或局部饱和层主要在两种情况下被移疏开。如果水溶液是流动的，这些密集的离子或分子微粒将被水流携带疏开，同时在流动过程中，还由于水动力作用，溶质微粒还要在水流路线上向四周扩散开去，这种现象称为“水动力弥散”。显然，水流速越快，溶质的弥散迁移越显著，结果是使溶质的局部浓度被冲淡，如果水溶液的流动极其缓慢，那么溶质微粒在其离子或分子活性力影响下，也将从高浓度区沿浓度梯度方向向低浓度区运动，直到浓度梯度消失为止，这种现象称为离子或分子的“自身扩散”，亦即浓度效应，这也可以使岩水界面处的密集离子层或饱和层自动缓慢疏开。

1.1.2 地质构造与溶洞的发育

不同类型及不同性质的断裂、褶皱、节理等构造，其力学作用机制和岩石破碎程度不同。地质构造与溶洞发育的关系极为密切。实践表明，它不仅控制着溶洞发育的方向，而且还影响着溶洞发育的规模和大小。

1.1.2.1 断裂对溶洞发育的影响^{[8，28，29]}

断裂构造使岩层产生大量裂隙，为岩溶水活动和溶岩作用提供了极为有利的条件。断裂性质、断层岩的胶结特性、裂隙发育程度、规模等，在一定程度上控制了溶洞的发育。野外调查和实践表明，溶洞常常沿着断裂破碎带发育，并具有以下一些特征：

(1)张性断裂带与溶洞的发育：因张性断裂带受拉张应力作用，张裂程度较大，断裂面较粗糙，裂口较宽，断层岩多为角砾岩、碎裂岩等，断层角砾岩的角砾棱角尖锐，大小混杂，结构疏松。断层岩粒径相差悬殊，胶结性差或未胶结，孔隙度高、透水性强、利于地下水的赋存、运移，常为岩溶水的有利通道，故通常岩溶作用和岩溶化程度最为强烈。沿断裂带发育的溶洞比较多，规模也比较大。

(2)压性断裂带与溶洞的发育：因压性断裂带受强烈的挤压应力作用，其宽度一般较大，特别是区域性的大断裂，破碎带的宽度有时可达数百米至一千米以上。压性断裂带的断裂面常平直、光滑，裂口闭合，多为碎裂岩、超碎裂岩和断层泥所组成，一般呈致密胶结状态，孔隙率低，透水性微弱，不利于岩溶水的流通，相对于其他类型的断层而言，其岩溶作用最弱，岩溶溶洞发育程度也最轻微。值得注意的是，有时在压性断裂带的上盘(或下盘)也可能出现强烈的岩溶溶洞发育现象。

(3)扭性断裂带与溶洞的发育：由于扭性断裂带受剪应力作用，既有岩石的细粒化，也存在次一级的构造裂隙。断裂面多陡倾或近直立，延伸较深较远，有利于岩溶水向纵深方向活动，故岩溶作用及溶洞发育的深度一般较大。

(4)构造节理和层间裂隙与溶洞的发育：这里所指的层间裂隙主要是在构造作用下，由于岩层层面之间的相对位移而产生的裂隙。当向斜轴部岩层总厚度为翼部岩层总厚度的数倍时，此种增厚在脆性岩层中常表现为层间裂隙的扩大，这就为溶洞的发育提供了良好的条件。实践表明，很多溶洞现象是沿节理及层面裂隙发育的。

(5)两组及多组断层交汇部位：在两组及多组断层交汇部位，将产生应力集中，岩石破碎较强烈。当交汇处岩层为厚层、质纯、性脆的灰岩时，各组裂隙倾角陡立，相互交切，从而大大提高了交汇部位岩石的孔隙度等，扩大了交汇部位的储运空间，有利于地下水的活动和岩溶的发育。从动力学和运动学看，两组断层交汇(多组断层交汇同理)，包含有最大主应力轴σ₁象限的两岩块通常发生相向运动，而包含最小主应力轴σ₃象限的两岩块则发生相背运动。这样在交汇处，含有最小主应力轴σ₃象限的两岩块间通常出现拉张空间，为地下水的运动和岩溶的发育提供了良好“空间”基础。

1.1.2.2 褶皱各部位溶洞的发育特征^[8，30]

(1)背斜轴部是产生张应力的地方，张节理发育，在地形上往往处于山区分水岭地段，雨水或地表水沿这些节理裂隙作垂直运动，然后再向两翼或沿地质构造线方向运动，故岩溶多以落水洞、漏斗、洼地等为主，并具有与构造轴线一致的带状分布特征。在岩溶水运动系统中，此处一般属于补给部位。例如桂林猴山背斜轴部，为厚层—块状岩层碳酸盐岩，从褶皱的形成机制看，纵弯褶皱作用较易在转折端形成虚脱，为塌陷准备了至关重要的“空间”条件；从局部应力环境看，背斜转折端总体处于引张环境，在区域和局部应力共同作用下，一般形成一对斜向共轭剪节理和一组纵张节理，其中纵张节理沿枢纽平行发育，构成引张裂隙带，它是溶洞及其塌陷有利的构造带。

此外，背斜的剥蚀深度和地形也极为重要。当背斜剥蚀深度不大时，其轴部仍保留有大部分引张带的溶蚀破碎岩层，形成有利的储水空间，也有利于溶洞的发育；而向翼部和地下深处，构造环境转为挤压为主，裂隙逐渐闭合乃至消失，成为相对隔水环境，不利于溶洞的发育。

(2)向斜轴部在岩溶水运动系统中属聚水区或排泄区，岩溶水往往富集于轴部或循构造轴向流动，或向地表河流排泄。岩溶水运动的这一特征，再加上褶皱轴部较为发育的层间裂隙，就给向斜轴部岩溶水的水平运动创造了十分有利的条件。在这些部位往往形成较大的溶洞，甚至形成暗河。由纵弯褶皱作用形成的向斜变形特征与背斜大体相同，在区域和局部应力作用下，向斜核部发育一组斜向共轭剪理和一组与褶皱枢纽垂直的横张节理。同样，横张节理宽度大、裂面粗糙、充填性差，是储水和形成各种岩溶溶洞最为有利的裂隙类型。

(3)褶皱翼部在岩溶水运动系统中居于径流部位，流速大，水动力作用活跃，岩溶化程度强烈，尤以临近向斜轴部或河谷边缘地区更甚。在这一部位既发育有水平岩溶溶洞形态，也发育有与地表相联系的垂直岩溶溶洞形态。

(4)褶皱构造的转折端，常常形成各种节理裂隙，是岩溶溶洞发育的集中场所，往往形成大量的溶洞，其规模、形态各不相同。

(5)背斜倾伏端，褶皱的倾伏端，不但发育上面提到的剪节理和纵张节理，有时还发育横张节理，横张节理是岩层沿走向受到某种限制转为向下倾伏所派生的平行枢纽局部引张力的作用下形成的。该部位岩石常常破碎、裂隙较为发育，整个褶皱构造的地下水往往都将沿着张裂隙及层间裂隙向倾伏端富集。如果倾伏端地势低洼，则常形成地下水的排泄区，水岩作用更加充分，极易于溶洞的发育。

(6)向斜扬起端，岩层呈锨状翘起，褶曲幅度大、应力局部增强，各种裂隙特别是层间裂隙发育。如扬起端地势低洼，埋藏浅，常出现降落漏斗，地下(表)水汇集的良好场所，是岩溶溶洞的易发构造部位。

1.1.3 溶洞发育的影响因素

1.1.3.1 地形、地貌对溶洞发育的影响

岩溶丘陵山区与平原接壤的过渡地带、溶蚀堆积平原和丘陵地区的洼地、槽谷等地段，地面标高相对较低，容易长年积水，地下水径流强烈，有利于形成竖井、落水洞、溶洞等。

1.1.3.2 碳酸盐岩与非碳酸盐岩的空间位置对溶洞发育的影响^[8]

由于碳酸盐岩层透水性相对较强，而粘土岩为不透水或为弱透水层。因此它们在空间位置上的不同排列，就构成了不同的地下水径流条件与不同的岩溶发育规律。

(1)产状平缓的灰岩，上覆不透水粘土岩时，因受粘土岩的阻隔，灰岩不能从垂直方向得到降水的直接补给，只能从水平方向得到地下水补给，因此岩溶溶洞一般不发育。只是在地表沟谷切割剧烈的情况下，在沟底下部及两侧产生较强的岩溶作用，形成溶洞。

(2)产状平缓的灰岩，下伏不透水粘土岩，当二者的接触面高于邻近的河水面时，由于岩溶水受粘土岩的阻隔，灰岩与粘土岩的接触面上，常有岩溶泉以悬挂的形式，出露在河谷斜坡之上。

(3)陡倾或直立产状的灰岩与砂页岩相间排列时，两者的接触带是岩溶水动力现象最活跃的场所，岩溶作用强烈，常在这些接触带附近形成一系列的溶洞、落水洞、漏斗等岩溶现象。

1.1.3.3 地壳运动对溶洞发育的影响

现代地壳运动的表现之一是间歇性升降运动，相应地引起侵蚀基准面的变化。当岩溶地区上升时，基准面相对下降，地下水随着向下溶蚀，岩溶水垂直循环带变厚，发育垂直的岩溶形态。在地壳活动相对稳定时期，岩溶水向当地主要基准面排泄，水平运动强烈，长期稳定在一定高程内，形成较大的水平溶洞。地壳的间隙性上升，造成侵蚀基准面的改变，岩溶水适应其变化，形成了溶洞成层发育现象。侵蚀基准面的改变促使河流阶地的发育，因此阶地与成层分布的溶洞往往对应发育，每一层溶洞的高度与某一级阶地的高度相当。例如，桂林漓江底部由于多次的地壳运动，形成了三层高度不同的水平溶洞。

1.1.3.4 气候条件的影响

气候对岩溶发育的影响也很大，我国广西、贵州、云南以及华南各省为亚热带、热带气候，降水量大、降水季节长，因此岩溶发育比较强烈。我国华北各省如河北、山西以及辽宁为半干旱半湿润气候，降水量小、降水季节较短，地表径流与地表可溶岩接触时间较少、较短，地下径流与可溶岩接触时间较长，地表岩溶一般发育微弱，而地下岩溶较为发育，常有大型岩溶泉出露，如山西省的一些岩溶泉。而西北和内蒙古一带，气候干旱，岩溶发育就较微弱。

1.1.3.5 水文条件对溶洞发育的影响

一般来说，较大规模的溶洞主要分布在河流岸边及其中上游地区，如广西桂林位于漓江中上游地区，发育有大量的大型溶洞，漓江底部发育有三层溶洞。这是由于在水系发育地带，河流流域多是下切较深的谷地，在岸边地带地下水水力梯度大，水交替强烈，并有外源地表水和远处地下水的补给。外源水不但从水量上增强降水的作用，而且来自非岩溶地区的水具有较低的碳酸盐饱和度，对碳酸盐介质溶蚀和侵蚀能力强。远离水系相对水力梯度变小，汇水面积小，岩溶作用相对较弱，一般发育的溶洞规模也较小。在河流的中上游地区地势较高，河流切割深度大，常常导致梯度较大的水动力条件，有利于岩溶作用，常形成规模较大的溶洞及地下河。另外，中上游地区地形变化小，溶蚀洼地和岩溶谷地发育，降水主要汇入这些负地形中补给地下水，有利于形成集中径流，也形成较大规模的溶洞。下游地区是山地、丘陵向平原的过渡带，地形坡度小，地表沟谷发育，降水主要形成地表径流排泄，不利于形成大的溶洞。

⑷ 喀斯特流域溶蚀速率的计算

为了对喀斯特流域的溶蚀速率有一个比较全面的认识，我们除了运用国内外常用的流域地表地下汇集出口断面水中溶解的碳酸盐物质数量来计算溶蚀速率外，考虑到流域碳酸盐岩溶蚀速率受到多种因素影响，上述方法还是比较宏观和粗略的，故又进行了室内比溶蚀度分析和野外放置溶片并进行溶蚀后电镜扫描能谱分析相配合，以尽可能综合地揭示流域溶蚀特性及溶蚀速率在时空尺度上的分异规律。

由于喀斯特流域溶蚀速率意味着流域内单位时间、单位面积上平均溶蚀的碳酸盐数量，可以用mm/10³a或m³/a·km²单位表示。

计算流域溶蚀速率的简单方法，是广为应用的Corbel提出的简化公式：

喀斯特流域水文地貌系统

式中，X——溶蚀速率/（mm/10³a）或（m³/a·km²）;E——年平均径流深/dm;T——碳酸盐岩硬度（碳酸钙＋碳酸镁）/（mg/L）;A——流域中碳酸盐岩所占的比例。

溶蚀速率计算值如表2-4。

表2-4各样区流域碳酸盐岩溶蚀速率计算值

注：系将污水流域还原为平衡流域后的径流深值，括号内数为实测数。

表2-4反映了不同流域溶蚀速率有较明显的差别，出现了两个相对高值流域和两个相对低值流域，其中后寨河流域及龙宫流域相对较高，但比较接近。关口河流域的低值显然是与全流域均为T₁a安顺组白云岩分布溶解的碳酸盐岩量偏低有关，而撒拉溪的低值显然是由于年降水量偏低，导致径流总量减少，溶蚀效应减弱有关，相反龙宫与后寨两流域是岩性（T₂g灰岩为主有部分白云岩分布）和降水及径流都配合较好的流域产生降水径流与岩性的溶蚀响应正效应，因而溶蚀速率均相对较高。

⑸ 溶解和沉积速率的计算

现在我们考虑与岩石接触的静止水层的情形。开放系统的物质传输边界条件如图7.1所示。在z=0处，即空气和水界面处，存在进入水层的通量F_CO2；同时，方解石的溶解产生向溶液的Ca²⁺通量F、

通量

和

通量

。根据化学反应CaCO₃+H₂O+CO₂→CaCO₃+H₂CO₃→Ca²⁺+

化学计量学可知，每溶解出1摩尔Ca²⁺，消耗1摩尔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方程决定：

岩溶作用动力学与环境

式中：（）_δ指固液界面z=δ处的活度；k₁、k₂、k₃是依赖于温度的速率常数；而k₄既与温度有关，也取决于CO₂浓度（Plummer等，1978）。

所有组分的传输由一套耦合的差分方程（Bird等，1960）给出，根据方程（7.4）有

岩溶作用动力学与环境

式中：c_i是组分i的浓度；D_i是其扩散系数；R_i是组分i的产生速率。

在方解石的溶解和沉积中，只有H₂O+CO₂↔

+H⁺反应速度慢，而其他反应速度均很快，因此彼此很快达到平衡，相应的R_i可以忽略不计，利用H₂O+CO₂⇌H⁺+

的转换速率方程（4.46），得到以下一套传输方程：

岩溶作用动力学与环境

岩溶作用动力学与环境

式中，[]表示浓度，方程（7.7）的右边项为CO₂转换结果，且与溶液的pH有关。由于我们假定所有其他物质，即

、

、H₂CO₃、H⁺和OH^-处于平衡，所以，从质量作用定律，可获得另两个方程：

岩溶作用动力学与环境

式中γ代表活度系数。

这6个方程构成一个耦合系统，利用图7.1所示的边界条件可进行求解。这些边界条件是

岩溶作用动力学与环境

方程（7.10）遵循的事实是来自表面的总碳通量必须等于Ca²⁺的通量。

由于CO₂在表面上不发生反应，故有

岩溶作用动力学与环境

在z=0处，即液—气界面，有

岩溶作用动力学与环境

式中的第二个方程是根据化学计量关系得来的，即释放一个Ca²⁺离子，便消耗一个CO₂分子。在开放系统条件下，所有情形下，向溶液中转换CO₂的速度足够快，以至于溶液中的CO₂浓度保持为常数。然而，所有其他组分，不能传输到气相中，因而，这些物质在z=0处，不存在通量，即

岩溶作用动力学与环境

如果已知通量F（方程7.9），便可以对钙离子浓度方程求解，这是求解耦合方程系统的第一步。这里不考虑Ca离子对的影响（Buhmann＆Dreybrodt，1985a）。

假定溶解作用进行缓慢，因此在给定的时间间隔t内，溶液的成分基本上保持不变，这样，方程（7.7c）在边界条件（7.9）和（7.13）下的解由下式（Carslaw＆Jaeger，1958）（参见方程3.23）给出：

岩溶作用动力学与环境

此处，[Ca²⁺]_δ是t=0，z=δ处的浓度。方程（7.14）显示了随时间常数T_d=δ²/Dπ²的指数衰减。因此，经过这个时间以后，[Ca²⁺]（z）很快达到稳态分布，浓度随时间呈线性增长。因此，如果溶液实现平衡所需的时间长，即 t＞T_d，我们可以假定，[Ca²⁺]（z）浓度剖面变化相当缓慢，基本上可认为是不变的。

岩溶作用动力学与环境

实验表明，在溶解过程中，方解石实现平衡的时间为T≈10⁴s数量级，时间衰减常数T_d对于 δ=0.3cm，其值 T_d=10³s。因此对于地质相关条件 δ＜0.3cm来说，其方程（7.7）的解可用准稳态方程（7.15）表示。

为解耦合方程（7.7，a，b），我们使用 Quinn＆Otto（1971）提出的方法。将方程（7.7，a，b）相加得：

岩溶作用动力学与环境

在准稳态近似中，我们有如下条件，由于溶解碳酸浓度的变化可近似为

岩溶作用动力学与环境

式中

和

是相应组分从表面进入溶液的通量，横条表示平均值。项F/δ是基于每一个Ca²⁺离子的释放，需要一个CO分子转换成₂

。在开放系统条件下，有∂[CO₂]/∂t=0，而且因为溶解一个CaCO₃释放一个C原子，所以边界条件为

岩溶作用动力学与环境

根据这些条件，即方程（7.17）和（7.18），代入到方程（7.16）中可得：

岩溶作用动力学与环境

对此积分得：

岩溶作用动力学与环境

积分常数C₁可由z=0处的边界条件来确定，这些边界条件是

岩溶作用动力学与环境

由此可得C₁=-F

对方程（7.20）进行第二次积分得：

岩溶作用动力学与环境

积分常数C₂由z=δ处的边界浓度[]_δ确定。最后，我们可以得到：

岩溶作用动力学与环境

为了求解方程（7.7a），将[

]表达成[CO₂]的函数形式，这可通过电中性方程来实现（忽略离子对）：

岩溶作用动力学与环境

且根据质量作用定律：

岩溶作用动力学与环境

将方程（7.25）代入（7.24）中，可得溶液的[H⁺]为

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从而可得到[

]为[

]的函数式，并可得：

岩溶作用动力学与环境

式中：

岩溶作用动力学与环境

岩溶作用动力学与环境

将方程（7.27）的解代入（7.23）便可得到[

]（z）关于变量z和[CO₂]（z）的表达式。类似地[H⁺]（z）也可表达成z和[CO]（z）的函数。将[₂

]（z）和[H⁺]（z）代入传输方程（7.7），方程的右边变为仅为z，[CO₂]（z）以及固-液边界浓度函数的表达式。在开放系统中，由于[CO₂]与时间无关，因此有

岩溶作用动力学与环境

这个方程的边界条件是式（7.11）和（7.12）。这个方程不能明确写出解析解，但可通过计算机程序对此进行求解。要做到这一点，首先选取[Ca²⁺]、[_δ

]_δ、[CO₂]_δ作为初始值，据此，可利用PWP方程计算出F（[Ca²⁺]，[_δ

]_δ，[H₂CO₃]_δ）。根据方程（7.15），已知F后，便可计算出[Ca²⁺（z）]，从方程（7.26）可计算出[H⁺]_δ。

利用龙格-库塔（Runge-Kutta）算法程序，可以计算出z=0处CO₂的通量，将其与z=δ液固边界处的Ca通量相比较，通过改变[²⁺

]_δ和[CO₂]_δ，直到满足边界条件如式（7.12）为止。

由于[

]和[

]处于平衡，[

]（z）可由质量作用定律来计算，最终得到[Ca]（z）、[²⁺

]（z）、[

]（z）和[H⁺]（z）的浓度剖面。通量为[Ca²⁺]_δ和p_CO2的函数。溶液中平均钙浓度可利用[Ca²⁺]（z）计算出来，因此，最终通量F，即方解石的溶解速率可表达为p_CO2和钙离子平均浓度的函数。因此，在给定的温度、水层厚度和水动力条件（即扩散系数）的条件下，这两个参数决定了整个溶解速率。

应指出的是，这个程序也可用于计算沉积速率，因为PWP速率方程可应用于过饱和溶液，在这种情形下，只不过F的符号与溶解时相反，即从溶液指向固体表面，同样F_CO2从溶液向大气中转换。

⑹ 岩溶发育的解译

要认识岩溶作用的作用过程，作为第一步，需要对岩溶系统进行描述。因此，首先要回答的问题是“它像什么？”，然后是“为什么会这样？”。

描述方法中的一个重要原则是将岩溶系统不同的属性彼此相互联系。下面作为典型例子对几个这种联系进行讨论。

（1）岩溶地区的水循环与地质特征有关

构成早期地下水流系统路径的溶洞发育的方向与岩石中节理系统的构造有关，这种关联特征可以给出有关节理系统怎样和在什么样的条件下控制岩溶发育的信息。还有许多其他的岩溶水系统特征与地质构造（如背斜、向斜和其他构造特征）关系存在。

（2）岩溶泉对洪水的响应可以给出构成岩溶水系统的含水层类型方面的信息

有些岩溶泉的流量几乎立即响应洪水事件，而有些岩溶泉却非常缓慢地响应洪水事件。前者可能与管流系统有关，而后一种极端类型，它是一种扩散型含水层，水流通过许多小的，相互联系的裂隙和孔隙，它们有高的阻水性和大的储水能力。因此，显示出对洪水事件的延迟效应。从这些泉的水文动态属性的详细分析，可以认为，岩溶系统是由两种相互联系的含水层组成的：一是管道流含水层，排水最有效；二是作为储库的扩散流含水层。

（3）地表岩溶的发育与地下岩溶作用的状态密切相关

塌陷仅在地下存在大溶洞的地方才有可能形成。地表排水系统与地下排水系统的联系（例如在半岩溶地区）反映了地下岩溶作用的存在。通过地表水染色示踪及观察其再现，可以给出有关地下岩溶作用的有价值信息并帮助识别地下水盆地。

（4）调查溶洞及其溶洞通道的形态可以给出有关溶洞发育的有价值信息

可以分辨出溶洞发育的两个阶段。在早期阶段，地下水位高，可以形成溶洞管道，且在潜水带中完全被水充满。这些通道呈圆形或扁豆状，其形态明显显示了溶解侵蚀占主导作用。在晚期，溶洞通道部分被地下水所放弃，在目前的包气带地区，水流呈自由水面，在这种条件发育的溶洞通道显示垂直下切特征，而发育成峡谷。根据溶洞的高度与先前河谷位置之间的关系可进一步给出有关溶洞系统演化的信息。

一些教科书，如Bogli（1980）、Jennings（1985）、Jakucz（1977）、Milanovic（1981）、Pfeffer（1978）和Trudgill（1985）和一些评论文章，如 Hanshaw＆Back（1979）；Stringfield等（1979），以及由Back和La Moreaux（1983）编辑的V.T.Stringfield研讨论文集，总结了大量的野外观察实验，从而得出对岩溶作用过程总的看法是：岩溶作用是地下水在其入渗到可溶的碳酸盐岩石中发生的溶解作用过程。一旦在可溶岩地区，存在地下水输入和输出之间的水力梯度，就会驱动水在由数量级为几十个微米的原生微型裂隙组成的相互联系的系统中流动，这便是岩溶作用的开始。

由于对岩溶作用的初始阶段不可能进行直接的观测，因此关于这方面的信息知之甚少。然而可以推断，一定存在可渗透的原生裂隙和断裂系统，它们被地下水的侵蚀作用扩大，进而形成未来岩溶含水层的次生渗透性。裂隙中的水流在这个阶段一定是呈层流状态，这可以从臆想它们的大小和水力梯度中得知这一点。在有利的条件下，初始微裂隙逐渐被溶蚀扩大成直径为几个毫米的管流网络，开始出现紊流。在这种条件下，石灰岩被溶解作用移走的数量不断增加，其主要原因是：①紊流能快速将溶解物质传输到溶液之中，从而使溶解速率加快；②侵蚀水的总量增加，因此溶解石灰岩的能力增强。

因此，一旦超过一定的通道直径大小，便形成有效的排水系统。最终改变了输入-输出格局，地表和地下水排水系统的关系便构成了显著的岩溶特征。与此同时，扩散流岩溶系统也在不断变化，岩石的渗透性不断增加。管道流系统和扩散流系统相互作用，相互影响，最终发育为成熟的岩溶系统。

在这个总的框架中，还有许多问题悬而未决。可渗透或适宜的裂隙和节理的术语仅是用于说明若干年前岩溶作用开始的情形，而并不是对此作出的解释。人们不禁要问“什么是可渗透的裂隙？在初始‘裂隙含水层’中它需多大水力梯度？”即使这个问题可以回答，紧接着的问题是“裂隙中的水流可以运移多远，而不失去溶解扩大这种裂隙的能力？”与之相关的问题是“流经裂隙的一定量的水流能带走多少石灰岩？”。

这些问题不能再用描述性方法进行解答，而必须通过多学科方法加以解决，即采用石灰岩-水-二氧化碳系统化学以及裂隙系统和管流含水层中的流体动力学方法。

Thraikill（1968）在他的经典文章中讨论过“石灰岩洞的化学和水文因素”。他调查了管网的水流动模式，模拟了岩溶含水层的层流和紊流，得出结论：在层流和紊流状态下流动模式是相似的，其假定条件是岩溶含水层的侧向扩展相对于深度是很宽的，且渗透性分布均匀。他调查了包气带水入渗到岩石为到达水面过程中的化学演化，得出结论：大多数这种水在到达水面时被方解石所饱和。为了解释浅部潜水带中岩溶孔隙度增大的原因，他寻求重新处于非饱和状态的原因。假定在1km²面积上不断接收雨水入渗形成长为500m，平均直径为 1m的最小溶洞需 10万年。他定义的标准最小非饱和度时钙浓度为0.0108mg·L^-1。这种大小的非饱和度可能因温度的影响产生。当温度下降1℃时，非饱和度将增大50倍，这是根据CO₂-H₂O-CaCO₃系统的质量作用定律预测得到的。Bogli（1964）通过混合效应得出了类似的结论。这种效应是指两种饱和的CaCO₃溶液混合（不同的CO₂浓度和不同的Ca²⁺浓度）重新具有侵蚀性，尽管这些考虑表明溶洞和岩溶含水层的发育与水动力学和平衡化学规律不相矛盾，但人们应看到，这些观点缺少控制岩溶系统演化的重要原理。

因为岩溶演化是与时空有关的作用过程，所以必须回答平衡化学所不能回答的两个重要问题。第一是关于岩溶系统空间展布的问题，这个问题与“在给定条件下方解石侵蚀性在达到饱和（或不再溶解石灰岩）之前能运移多远？”有关。第二是有关时间的问题，即从初始状态发育到成熟岩溶系统需要多长时间。

回答这些问题的关键是弄清方解石的溶解或岩溶作用的动力学机制。如果方解石的溶解反应极快，水一旦与方解石接触，便会在极短的时间内达到饱和。因此，由水入渗到原生裂隙中发生的石灰岩溶解便会在运移很短距离后停止，此种情况下仅发生地表侵蚀现象。结果是灰岩面呈均匀下降。从而不会发育诸多地下水循环的岩溶特征。换句话说，如果溶解相当的快，岩溶地貌就根本不会出现。而另一方面，如果假设反应进程极其缓慢，那么，入渗到原生裂隙中的水就会在极长的运移过程中保持其溶解能力，流动通道的增大是以均匀的速率在各处进行，结果是形成均一的次生渗透性，这与自然界观测到的相悖。此外，极其慢的反应动力机制其结果是单位面积和时间的石灰岩溶解量极小。因此，裂隙增大的速率极小，从而形成岩溶含水层的时间从理论分析来看为无限长。为了认识岩溶作用的过程，正如White和Longyear（1962）首次认识到的那样，需要深入了解方解石溶解动力学机制。

详细讨论复杂的方解石溶解和沉积动力学机制，以及将它们与岩溶系统的发育和岩溶相关的环境联系起来，是本书的两大主要目的。

⑺ 中国地质科学院岩溶地质研究所

中国地质科学院岩溶地质研究所主要承担国家和地方岩溶地质应用基础研究和中国地质调查局国土资源地质调查任务，同时，也承担地方国民经济建设中的技术开发和服务工作。在岩溶动力学与全球变化、岩溶资源评价与开发利用、岩溶生态系统与石漠化治理、岩溶地质灾害防治与环境保护、岩溶景观旅游评价等方面进行创新研究，形成优势学科领域。

中国地质科学院岩溶地质研究所设置有岩溶动力学重点实验室、岩溶资源与环境调查研究院、岩溶生态研究与石漠化治理中心、岩溶地质灾害研究中心、岩溶景观与洞穴研究中心、环境地球化学研究测试中心等二级科研机构。岩溶动力学重点实验室为国土资源部重点实验室，岩溶生态系统与石漠化治理重点实验室为中国地质科学院重点实验室。挂靠学术组织有：中国地质学会岩溶地质专业委员会、洞穴专业委员会。现有在职职工154人，其中科技人员121人，有研究员24人（1人为中国科学院院士），副研究员及高级工程师51人，中级职称43人。另外，还外聘流动高级科研人员25人。

所长、书记姜玉池研究员

副所长、副书记、纪委书记刘雯高级工程师

副所长黄庆达高级工程师

2008年全所实现货币工作总量4600万元，比2007年增长18%；固定资产增加728万元，达到3936万元。2008年全所在研项目72项，预算经费4079万元。其中纵向科研项目32项，经费1538万元；横向科研项目33项，经费1503万元；地质调查工作项目7项，经费1038万元。

2008年完成科技部、国家基金委、国土资源部和广西科技厅等下达的科研项目和地方技术服务项目72项，发表论文87篇，其中SCI检索期刊论文4篇，ISTP论文1篇，国内核心期刊论文43篇，国内一般期刊论文39篇，出版专著2部。

2008年12月15日联合国教科文组织国际岩溶研究中心在桂林挂牌成立。国土资源部、广西壮族自治区政府、科技部、教育部、国家自然科学基金委员会、中国国际地学计划全国委员会、中国常驻联合国教科文组织代表团代表、中国地质调查局、中国地质科学院、中心第一届理事会理事、中国地质调查局直属单位的有关领导和代表，以及来自有关省市地勘部门的代表共近300人参加了挂牌成立仪式。仪式取得了圆满成功。

国土资源部副部长、中国地质调查局局长、中心第一届理事会主席汪民，联合国教科文组织助理总干事埃德伦，广西壮族自治区人民政府副主席陈章良，桂林市人民政府市长李志刚共同为国际岩溶研究中心揭牌。

国际岩溶研究中心挂牌成立仪式

联合国教科文组织国际岩溶研究中心第一届理事会第一次会议

参加联合国教科文组织国际岩溶研究中心第一届理事会第一次会议的人员合影留念

联合国教科文组织埃德伦助理总干事与中国同事合影留念

2008年度重要科研成果

岩溶动力系统运行机制与岩溶生态系统研究：重点揭示了土下碳酸盐岩的溶蚀特征，在一个水文年中，雨季土下碳酸盐岩溶蚀量占全年的65%～71%，在雨季竹林下碳酸盐岩溶蚀速率明显高于其他土地利用类型，但在旱季竹林下的碳酸盐岩溶蚀速率则低于林地和草地。持续两年的观测数据显示，岩溶林地土壤呼吸速率的变化幅度为14.63～297.77mg C·m^-2·h^-1，平均为118.81mg C·m^-2·h^-1；非岩溶区林地土壤其呼吸速率的变化幅度为43.12～329.93 mg C·m^-2·h^-1，平均为156.99mg C·m^-2·h^-1。

土壤呼吸速率与水热因子图

土壤呼吸速率季节动态变化

碳酸盐岩缝洞系统模式及成因研究：属“973”项目研究课题，对典型露头区岩溶缝洞系统进行了地质—地球物理描述，分析了塔河油田试验区三大类型古岩溶作用条件，初步建立了塔河油田试验区多期次、多旋回裸露风化古岩溶作用机制与演化模式，分析了塔河油田试验区不同地貌单元缝洞系统垂向分带特征和不同地貌单元缝洞系统结构特征。

岩溶塌陷地质灾害监测预报：初步建立了一整套岩溶塌陷形成演化过程和发育判据的室内分析测试方法。针对当前岩溶区高速公路、高速铁路、输油管线等生命线工程建设面临的岩溶土洞的发育和稳定性问题，运用以光纤时域反射BOTDR和同轴电缆时域反射TDR为代表的分布式光电传感技术在临桂黄岔塘附近的桂阳高速公路建成了我国第一个岩溶土洞（塌陷）监测预报试验站，为线性工程岩溶塌陷的时空预报研究提供了平台。

岩溶景观与洞穴研究：开展了广西岩溶地质遗迹调查评价，完成了广西乐业凤山世界地质公园申报项目的系列技术材料的编写和国内评审，顺利被推荐接受UNESCO专家组评估。开展了我国不同气候地貌区代表性洞穴调查与空气环境监测工作，在广西桂林、河池，海南儋州、重庆武隆、河北兴隆建立了五个洞穴空气环境系统自动远程监测系统，对洞穴空气环境的温度、湿度、CO₂、O₂等因子进行高频度的远程自动监测，初步掌握洞穴空气环境的变化规律，基本查明洞穴钟乳石脱变原因，提出洞穴钟乳石景观保护和修复技术思路；利用宇生核素³⁶Cl、¹⁰Be、²⁶A1来确定天坑的形成年代，具有首创性，为进一步阐明天坑形成机制及发育演化规律，为完善我国区域岩溶研究提供科学依据。

在塔河油田恢复古岩溶地貌并为分析储集空间分布规律奠定了良好基础

传感器铺设

桂阳高速公路岩溶土洞监测

在贵州省六冲河流域探采结合，2008年10月31日和11月4日完成了大方县马场镇马场村和白泥村2处供水口的钻探抽水试验，计算可采水资源1200³/d，解决周边5个村29903人的饮水安全，大方县和马场镇政府为此举办隆重的庆典大会

西南岩溶石山地区地下水与环境地质调查：属地质调查项目，完成了1:5万水文地质综合调查面积21665km²、水文地质钻探11132m，岩、土、水化学等测试分析样品3995件，完成了设计工作量。通过水文地质综合调查，查清了测区地下水的补给、径流、排泄条件和水资源特征，调查岩溶地下河180多条，其中新发现20条，调查岩溶大泉700多处。查明了石漠化、干旱缺水、岩溶内涝和煤矿开采产生的环境地质问题，掌握了岩溶地下水开发利用条件、现状及潜力。通过寻找有利富水带，实施水文地质钻探，共成井32口，涌水量近12000m³/d，解决10万多人和5万多亩旱地灌溉供水源问题，为西南岩溶区水资源有效开发利用积累了经验。

西南岩溶石山地区重大环境地质问题及对策研究：属地质调查项目，发现新一轮重大工程活动及矿山开采引发的水资源与水环境问题十分突出，矿山污染呈“由点向面状发展态势”，地下水质受污染的威胁和程度越来越严重，如柳州市鸡喇地下河受城市垃圾及废水影响，下游河段

、

、

、

等离子含量明显超标。广西德保县糖厂的酒精车间废水排放，其下游的那造地下河出口处，COD达18.9mg/L,F^－含量达到1.6mg/L。经对18条典型地下河沉积物和地下水有机污染物（POPs）的调查与测试分析，发现沉积物内有机污染物六六六（HCHs）、滴滴涕（DDTs）有积累现象。重庆地下河有机污染状况较严重，其地下河沉积物内平均值分别为平均26.74ng/g和8.70ng/g。建议下一步水工环工作重点应重视对水环境现状与变化的研究。

柳州鸡喇地下河不同河段水化学分析结果

岩溶地下水监测与环境敏感性评价：属地质调查工作项目，完善了数据管理系统，获得各监测站降雨量、地下水主要水化学指标等大量数据。在官村，选择地下水水位埋深、土壤厚度、地形特征、包气带介质为评价因子，进行脆弱性评价和方法探索，评价结果显示，岩溶洼地区域脆弱性高，地表落水洞、天窗、明流交替且土层厚度大于1m区域脆弱性中等；根据官村流域内土壤空间分布特征，分析了土壤含水率，研究了包气带滴水的动态特征，认为基岩空隙度低造成包气带的吸附能力有限，且与水位埋深有关；洞穴滴水和古环境研究取得新进展，滴水水化学变化呈现明显的季节性波动。石笋记录揭示了8个阶段百年尺度的干湿、冷暖波。

岩溶地下水自动化监测站管理系统

⑻ 速率的计算

原则上，封闭系统中的速率计算与开放系统类似，唯一的差别在于边界条件专（见图属7.2，这些边界条件方程与开放系统不同（方程7.9～7.13）。

由于封闭系统的几何形状相对于z=0平面成镜像对称，故该问题的解可以先只考虑0≤z≤δ的一半区域，然后，根据对称原理获得整个问题的解。由于浓度是连续的差分函数，故在z=0处所有物质浓度的导数为零。这与开放系统不同，在开放系统中，在z=0处，存在CO₂的通量F_CO2，这是二者差异之一。第二个差异是化学条件的不同。由于在封闭系统中不存在进入系统中的CO₂通量，故溶液的CO₂浓度较低，根据反应的化学计量学：

岩溶作用动力学与环境

式中，d[CO₂]/dt 是 CO₂的转换速率，由方程（7.7a）的右边项给出。方程（7.43）清楚表明，在溶解过程中，单位时间内，溶液中的CO₂转换总量等于从固体释放的Ca²⁺的量。

考虑到这两点不同，类似于7.3 节的处理，可以得出封闭系统的计算结果。对此，Buhmann＆Dreybrodt（1985b）进行了详细的工作，发现溶解和沉淀速率是溶液中Ca²⁺平均浓度和初始

的函数。

⑼ 岩溶生态系统概念提出的背景及研究意义

本研究是由国土资源部科技司组织专家组对项目负责人遴选、对项目科学目标及可行性充分论证的基础上，列入国土资源部“十五”科技发展计划的重点科技项目。该项目的科学目标和研究内容是在国际地质对比计划IGCP 448“全球岩溶生态系统对比”提出的科学目标和西部大开发中的国家目标、社会需求和国土资源部职能的基础上提出的，具有重要的理论意义和实践意义。

1.2.1 岩溶生态系统概念的提出是地球系统科学在岩溶研究领域的进一步延伸

20世纪的岩溶研究经历了3个发展阶段：①地质地理描述阶段（30年代前），代表人物是美国的Davis、Swinnerton，欧洲的Grund、Katzer等；②物理化学（水-岩相互作用）阶段，代表人物是前苏联岩溶学家索科洛夫，他发表了著名的岩溶学论著《岩溶发育的基本条件》（1962），提出岩溶发育的4个基本条件：可溶性岩石、岩石的透水性、侵蚀性的水和水的运动；③地球系统科学阶段（70年代以后），以袁道先等（1988）的《岩溶环境学》为代表，90年代以来，由我国岩溶学者袁道先院士申请获准、实施的3个国际地质对比项目，体现了地球系统科学指导下的岩溶发展的3个显著阶段：

IGCP 299“地质、气候、水文与岩溶形成”（1990～1994），将岩溶形态与形成的环境背景结合起来，提出利用岩溶形态组合特征辨别同质异相、异质同相的混淆，提出了地球系统科学岩溶观。

IGCP 379“岩溶与全球碳循环”（1995～1999），将岩溶作用与全球碳循环、全球变化联系起来，即从岩溶作用的基本原理揭示了岩溶作用与全球碳循环密切相关，同时岩溶洞穴石笋中保存着高分辨率的古环境信息；提出岩溶动力学理论，从地球表层系统中的4层圈（大气圈、岩石圈、水圈、生物圈）间物质、能量迁移的角度认识岩溶动力系统的运行规律、演化机制，以及岩溶地区的资源、环境形成演变的特征。

IGCP 448“全球岩溶生态系统对比”，将岩溶地质作用与生物作用有机地结合在一起，探索岩溶地质背景条件、岩溶过程对生态系统运行、演化的制约。

1.2.2 岩溶生态系统是地球表层系统中的重要组成部分

全球岩溶面积达2200万km²，占陆地面积的12%（王世杰等，1999）。我国是一个岩溶大国，岩溶面积344万km²，占国土面积的1/3（李大通等，1983，1985）。以贵州为中心的中国西南岩溶区是全球3大块岩溶集中分布区（欧洲地中海沿岸、美国东部、中国西南部）之一，其面积达54万km²，其中滇黔桂湘碳酸盐岩出露面积37万km²，占该区总面积的36%（Ford，D.C.and Paul Williams，1989；洪业汤，2000；欧阳自远，1998）。因此，掌握岩溶生态系统运行规律对岩溶地区的资源开发、环境保护、经济发展都有重要的意义。

1.2.3 中国西南岩溶生态系统及退化生态环境综合治理在国际上具有范例性

我国的岩溶发育有四大优势：①可溶岩古老而坚硬（三叠纪以前为主），孔隙度小；②水、热配套的季风气候；③新生代强烈的地壳抬升；④未受末次冰期的刨蚀，使我国的岩溶类型发育齐全，在全球岩溶研究中具有很好的示范性（Yuan Daoxian，1991）。因此，许多著名的国外岩溶学家（如英国的Sweeting，1984；美国的Ford，1993等）在参观、了解了中国岩溶发育特征后都认为：国际岩溶学新理论的发展将在中国得到启示。这充分显示了我国岩溶研究的地域优势。

1.2.4 中国西南岩溶生态系统是一地质环境制约的脆弱环境，也是我国西部大开发中需要解决的重要科学问题

早在1983年美国科学促进会149届年会上，就把岩溶环境作为一种像沙漠边缘一样的脆弱环境加以讨论。近年来由于人口的增长对资源掠夺性利用、对环境的破坏，给本就脆弱的岩溶生态环境的恢复和重建带来更大的困难。中国西南岩溶区的脆弱性主要表现在：

水文系统：长期的岩溶作用构成地表、地下双层空间结构，地表是崎岖复杂的地形，地下是规模巨大的地下河系统，地表径流常常流失于地下，造成水土流失，泥沙充填地下管道常常形成阻塞。因此，西南岩溶区土壤易旱、易涝。

地球化学背景：富钙、镁的偏碱性环境。母岩的成土速率低，加上水土流失，造成岩溶区缺土、缺水，同时，赋予岩溶土壤特殊的理化性质及连带的植物营养状态的差异。

岩溶植被：岩溶地区的植被具有石生性、旱生性和喜钙性，而植被生产力偏低。植被一旦被破坏就难以恢复，石漠化面积不断增加。

人类活动：人类活动改变土地利用方式，对岩溶生态系统的稳定性、生产力产生越来越大的冲击。而该地区的人口密度为163人/km²，比全国平均人口密度111人/km²高46.8%。因而这一地区也就成为全国贫困县集中分布区，是国务院“八七”扶贫攻坚计划的重点地区。为了改善西南岩溶地区生态环境，提高其人口承载力和区域经济可持续发展，国务院在“十五”规划中已将“推进岩溶地区石漠化的综合治理”列为国家目标。

从国际地质对比计划的宗旨（地球科学为人类服务）和生态学早期的内涵（生态学是关于居住环境的科学），岩溶生态系统研究的目标是：揭示岩溶生态系统的运行演化规律，探索协调岩溶区人口、资源、环境之间关系的有效措施。

⑽ 岩溶塌陷实时监测

雷明堂蒋小珍李瑜蒙彦

（中国地质科学院岩溶地质研究所，广西桂林，541000）

【摘要】我国可溶岩分布面积达365万km²，占国土面积的1/3以上，是世界上岩溶最发育的国家之一。近年来，随着岩溶区城市化建设的飞速发展，岩溶区土地资源、水资源和矿产资源开发的不断增强，由此而引发的岩溶塌陷问题日益突出，已成为岩溶区城市主要地质灾害问题，严重妨碍城市经济建设与发展。由于岩溶塌陷的产生在时间上具突发性，在空间上具隐蔽性，在机制上具复杂性，因此，被普遍认为难以采取地面常规监测手段，对塌陷进行监测预报。另一方面，试验研究表明，岩溶水气压力变化对塌陷具有触发作用，可以以此作为衡量塌陷发育的临界条件。这就意味着通过对岩溶管道系统的水（气）压力的动态变化进行观测，可以达到对塌陷进行预报的目的。本文以位于广西桂林柘木村的岩溶塌陷监测站为例，探讨这一技术的基本方法。

【关键词】岩溶塌陷岩溶管道水（气）压力临界水力坡度监测

1 研究区概况

研究区位于桂林市东南约15km漓江西岸柘木村（见图1），面积约0.2km²，现有居民116户。该区于1997年11月11日因漓江河道爆破引发严重塌陷，造成民房倒塌4户、房屋开裂64户。由于近年来塌陷仍在发展之中，时刻威胁着人民群众的生命财产安全，所以，我们以此作为本项目的现场试验场地，建立岩溶塌陷灾害监测站，开展研究工作。1.1岩溶塌陷发育特征

图1研究区地理位置

柘木塌陷发生于1997年11月11日，首先是河漫滩发生2起塌陷，然后是柘木村10多处地面冒水喷砂（水柱高出地面3米多），接着就发生大面积的塌陷和地面开裂，形成塌坑35个，到1998年底形成塌坑共计50多个（图2）。

图2工作区塌陷分布图

柘木村的塌陷平面形态绝大多数为圆形和椭圆形，仅有个别为不规则形；剖面形态以坛状为主，除了位于河漫滩的基岩塌陷直径（或长轴）达到30m、深14m以上外，村中的土层塌陷直径（或长轴）从0.5m到10m不等、深几十厘米到5m。塌陷在平面分布上具有明显的成带性和方向性，所有塌陷都是呈 NW向发育的，其中大多数塌陷又是沿f1和f2断层成带状分布。塌陷在时间上的具有延续性，根据1986年、1996年项目组对桂林市塌陷的详查，该区均无塌陷记录，自1997年第一次发生塌陷以来，每年都有塌陷的发生。

1.2地质条件

研究区地貌上处于漓江一级阶地和河漫滩的结合部位，覆盖层厚度15～40m。其中，柘木村所在的一级阶地覆盖层可归结为三元结构：上部为粘性土层，一般为粘土、粉质粘土和杂填土（含卵石和砖块等硬质物）等；中部为砂卵石层，本层不含粘粒，以卵石为主，一般顶部有厚1m左右的砂层，局部有中粗砂的夹层；下部为混合土，以粘土卵石和卵石粘土层为主，两者分界不明显，经常互相交替，粘粒含量变化较大。ZK1钻孔附近还夹有粘土层透镜体，ZK4孔底部还见有厚约10m的软土层。下伏基岩为泥盆系上统融县组灰岩（D_3r），是桂林市岩溶最发育、塌陷最多的地层。

1.3构造条件

研究区位于二塘向斜核部及NW向龙家断层和NE向毛家断层的交汇部位，其中 NW向的龙家断层正好从柘木穿过。龙家断层（f₁）是一条规模较大的断层，早期为压扭性，晚期表现为明显的扭性—张性特点，它控制了漓江部分河道的走向，该断层是一条富水断层。

浅层地震物测显示，柘木除发育龙家断层（f₁）外，另外还发育一条走向也是近 NW向的断层（f₂）（图2）。

1.4水文地质条件

根据地下水的赋存条件，研究区地下水有两类：第四系孔隙水和岩溶水。第四系含水层为砂卵石层，是当地农民生活用水的主要来源。岩溶水为桂林最丰富的泥盆系上统融县组灰岩水，与第四系孔隙水之间有一层混合土相隔，该层土主要由粘土卵石和卵石粘土组成，其隔水性一般至中等，岩溶水与第四系孔隙水具有较强的水力联系。研究区为地下水的排泄区，第四系孔隙水主要靠大气降水、地表水入渗、漓江和地下径流补给；岩溶水主要由第四系孔隙水越流补给、降雨入渗、地下径流以及漓江的补给，岩溶水一般具有微弱的承压性。由于紧靠漓江，地表水丰富，除了使用手摇井或民井提取第四系砂卵石含水层的少量水作为饮用水外，研究区未进行过大量地抽取过地下水（包括岩溶水和第四系水）的活动，就是说，本区地下水受到人类活动的影响较小，其水位波动基本上主要受自然条件的影响和控制。

1.5人类活动条件

工作区人类活动类型单一，村中各户均有手动压水井，以满足日常生活用水，井深小于10m，开采第四系砂卵石层中的孔隙水。

自1997年塌陷以后，工作区已完全停止爆破活动，因此，后来的新塌陷，均属于受扰动的土体在自然条件影响下产生。

2监测预报思路

2.1岩溶塌陷发育机理与影响因素分析

根据现场调查分析，当时漓江中正在进行航道基岩爆破，导致地下河出口附近的基岩塌陷及由此产生的塌陷地震是引发后续大范围塌陷的根本原因。

由于高压水流的作用使工作区第四系底部土层受到了严重的扰动，大大降低了使之发生渗透变形的临界水力坡度，降低土层的抗塌能力。地下水只要有较大的变动，就会引发新的塌陷。这是近年来塌陷不断的根本原因，这与岩溶塌陷物理模型试验的结果是一致的（图3）。

图3模型试验图示

新塌陷的产生主要受几个方面的影响：

一是岩溶管道（裂隙）系统和第四系底部土层中的水气压力的变化：当岩溶管道（裂隙）系统的水气压力变化或作用于第四系底部土层的水力坡度达到某一定值时，第四系土层就会发生破坏，进而产生地面塌陷。目前，通过孔隙水压力传感器和数据自动采集系统已完全可以记录到岩溶管道（裂隙）系统的水气压力动态变化，并计算出作用于第四系底部土层的水力坡度。

二是第四系底部土层的组成与性质：组成和性质不同，发生渗透变形的临界水力坡度就会不同。目前，通过现场钻孔取样和室内渗透变形试验的方法，可以测定出不同土层发生渗透变形的临界水力坡度值。

所以，我们可以通过对地下水（包括岩溶水—传感器 A、土层孔隙水—传感器 B）的压力变化进行监测，达到对地面塌陷进行预报的目的。

2.2预测预报思路

基于以上认识，采取如图4所示的研究思路开展工作，即：

图4研究工作思路

（1）首先，以已有岩溶塌陷及其影响因素的调查结果分析为基础，通过渗透变形试验和土工试验等分析测试，初步确定塌陷发育的临界条件。

（2）通过传感器及数据采集系统，直接监测主要诱发（触发）因素（包括岩溶水—传感器 A、土层孔隙水—传感器 B）的动态变化。

（3）结合地质雷达探测显示的异常区，建立临界条件的修正模型，使室内模型试验与渗透变形试验成果实用化。

（4）当主要诱发（触发）因素的数值满足临界条件时，直接发出预报。

3塌陷发育的临界条件试验研究

以49组土样渗透变形试验结果为基础，初步确定工作区3种类型土体发生塌陷的临界条件（临界水力坡降I₀表示）如表1所示，表中临界速率是根据项目组以往对桂林岩溶塌陷模型试验研究结果取得。

预报中，主要采用第四系底部土层的临界条件作为判据。勘探结果表明，在整个工作区，第四系底部存在连续性较好的粘土卵石层，而且受过较强烈的扰动，因此，临界条件为：I₀=0.79,V₀=0.06kPa/s。

预报时，通过两种方法进行判断：

（1）岩溶水压力波动速率V与V₀的比较：当 V≥V₀时，基岩面附近的土层将可能发生渗透破坏，有产生塌陷的可能。

（2）由岩溶水压力、土层水压力以及两个传感器距离计算出来的水力坡度（I）与临界坡降（I₀）的比较：当I≥I₀时，基岩面附近的土层将可能发生渗透破坏，有产生塌陷的可能。

表1柘木塌陷的临界条件

4监测技术与方法

4.1监测内容与监测方法

地下水（气）压力：包括岩溶管道裂隙系统水（气）压力监测和第四系底部土层水压力，采用孔隙水压力传感器进行监测，数据采集方式有计算机自动采集和便携仪人工读数两种。

土层变形破坏：在工作区设置固定测线，定期采用地质雷达监测。

民房裂缝变化：对监测区民房裂缝设置监测点，定期测量裂缝变化，采用钢尺监测。

民井水位：对工作区的两个露天水井定期测量水深，采用测绳人工监测。

4.2监测设备

4.2.1传感器

振弦式仪器自20世纪30年代发明以来，由于其独特的优异特性如结构简单、精度高、抗干扰能力强以及对电缆要求低等而一直受到工程界的注目。然而，由于历史的原因，振弦式仪器的长期稳定性一直是争议的话题。直到70年代，随着现代电子读数仪技术、材料及生产工艺的发展，振弦式仪器技术才得以完善并真正能满足工程应用的要求。目前，性能完善的弦式仪器已成为新一代工程仪器的潮流。为此，监测站全部采用振弦式孔隙水压力传感器，由加拿大洛克泰斯特公司和美国基康公司生产。

4.2.2数据采集系统

为了实现数据的自动采集和远距离传输，采用了美国基康公司生产的MICRO-10X数据自动采集系统以及由美国Canary Systems公司开发的数据采集软件Multiloggorl.48，此外，还采用了美国基康公司生产的VW-403C便携式振弦式读数仪。

4.2.3地质雷达

最早是在越南战争中为了探测地道而研制的地质雷达，20世纪80年代初期在美国开始用于潜在塌陷勘察，90年代在我国得到推广。它是一种用于确定地下介质分布的广谱（1MHz～1GHz）电磁技术，基本原理是：通过发射天线向地下发射雷达信号（频率为80～1000MHz的高频电磁波），再通过接收天线接收从地下不同电性界面上反射回来的信号。只要地下物体的介电常数有明显差异，就会形成反射界面，电磁波在介质中传播时，其路径、电磁场强度与波形将随所通过介质的电磁性质及几何形态而变化。所以，根据接收到波的旅行时间（亦称双程走时）、幅度与波形资料，可推断介质的结构。因此，地质雷达可以探测到地下土洞等土层扰动带。地质雷达具有方便、快捷、准确地生成地下连续剖面的优点。

监测站采用美国的SIR-10A型地质雷达。

4.3传感器标定

为了建立水压力与传感器读数的关系，在室内，利用高3m的水箱以及深20m的地下水位观测井进行传感器标定工作，建立各传感器的标定方程。

4.4传感器安装方法

每个测点安装两支传感器，其中一支安装在岩溶管道裂隙中，用于监测岩溶水压力，另一支安装在第四系含水层中（图5），用于监测土层水压力的变化。

4.5监测点布置

根据工作区岩溶塌陷发育特点、基础地质条件以及柘木村中建筑物的重要性和破坏程度，将工作区分为4个监测区，共设置16个监测点。其中，岩溶系统的水（气）压力和第四系底部土层孔隙水压力监测点各8个、民井水位监测点2个、民房裂缝变化监测点4个、第四系土层变形破坏的地质雷达监测线12条，图6给出各监测点（线）的位置。

图5传感器安装位置图示

图6监测区划分与监测点布置图

4.6数据采集

共有8支传感器采用Micro-10X数据自动采集系统进行数据采集，从2002年2月27日开始试运行，通过采集软件（dataloggorl.48）对各传感器连接的通道进行设置，本项工作将读数间隔为10分钟。

采用便携式接收仪，对其余的8支传感器进行数据采集工作，其中安装在1^﹟、2^﹟、和3^﹟监测点的6支传感器从2000年3月3日开始监测，另2支埋设在4^﹟、5^﹟监测点土层中的传感器从2002年2月27日开始测量，传感器监测周期雨季为每天1次，平时为3天1次。

4.7土层扰动监测

通过地质雷达进行土层扰动情况的监测，在现场布置了12条测线，用地质雷达以相同的频率进行测量，每年测量一次。

5监测结果分析

自2000年开始实施以来，地面发生异常13次，其中2000年9次、2001年2次、2002年也是2次，表2为工作区地面发生异常情况一览表。

表2工作区2000年以来地面发生异常情况一览表

续表

从表中可以看出，近3年来的异常主要发生在位于I区，其次是II区和III区，而且，异常出现以前，水压力的监测均发生过突变，这种对应关系可以运用到塌陷预报之中。

由于2000年、2001年均采用人工监测，岩溶水（气）压力变化速度采用平均速度，无法得到瞬时速度，并以此预报塌陷。2002年5月16日唐朝息家出现的异常与ZK2、ZK5测点的压力变化关系明显，尤其是ZK5埋设了自动采集的传感器，监测到该点岩溶水压力变化速度为0.0057kPa/s，与室内实验得到的临界值相差较大，但渗透坡降为0.5左右，已接近室内实验得到的临界值。

从监测结果看，在墙壁裂缝变形监测中，基本上没有监测到变化，说明塌陷发育的突发性，通过裂缝监测难以达到预报目的。

6地质雷达探测结果

采用100MHz的地质雷达天线和连续扫描方式进行监测。2000完成首轮地质雷达探测1次，布置测线13条，2001年，对测线进行了优化，保留了原有测线8条、新增测线4条。

表3列出3次探测显示的异常点位置。从表可见，2001年有异常43处、2002年降为36处，位于I区的1、2号线。2002年的异常点分别比2001年增加5个、8个，这与监测 I区的ZK、ZK7、ZK8具有超过临界速度的水（气）压力波动速度有很好的对应关系。

2002年探测结果显示，在1^﹟线的30～40m、2^﹟线的41～47m和10^﹟线的0～3m位置，土体扰动已接近地面，极有可能产生新的塌陷。

表3地质雷达探测结果对比表

续表

续表

续表

7结论

通过本项研究，建成了国内第一个数据自动采集的岩溶塌陷灾害监测站，初步建立了岩溶塌陷预测预报的技术体系与方法，近3年的监测工作表明：

（1）在目前的技术条件下，地下水的活动而引发的岩溶地面塌陷是可以进行预测预报的。

（2）岩溶塌陷发育临界条件的确定、监测因素的选择、传感器的安装埋设，以及数据自动采集系统的应用，是开展塌陷预测预报工作的关键。

（3）本项目采用以岩溶管道裂隙系统中的水（气）压力以及第四系孔隙水压力变化的监测为主、地质雷达监测为辅的方法，是一个有效的预测预报方法。在监测期间发生12次地面异常，均与异常点附近监测点的岩溶水/气压力突变和第四系底部土层受到较高的渗透力作用有关。

（4）从传感器监测结果看：

a.Ⅰ区是最危险的地区，岩溶水/气压力变化最为强烈，2002年岩溶水/气压力的变化速度达0.47kPa/s，而作用在第四系底部土层的地下水渗透坡降为0.17～3.12，超过了临界条件，因此，该区是最危险的地区。

b.Ⅱ区2000年、2001年作用在第四系底部土层的地下水渗透坡降为0.55、0.79,2002年渗透坡降达0.78、岩溶水/气压力变化速度为0.085kPa/s，也达到了临界破坏条件。

c.Ⅲ区的地下水渗透坡降较小，2000、2001和2002年分别为－0.3、0.52和0.44。

d.Ⅳ区的地下水渗透坡降较小，为－0.44，岩溶水气压力变化速度为0.012kPa/s。

（5）地质雷达可以及时有效地发现土层的浅部异常点，连续三年的探测结果表明，2001年有异常43处、2002年降为36处，位于I区的1、2号线2002年的异常点分别比2001年增加5个和8个，这与监测I区的ZK、ZK7、ZK8具有超过临界速度的水（气）压力波动速度有很好的对应关系。其他各线的土层仍处在调整中。

（6）地质雷达发现了1线的30～40m、2线的41～47m和10线的0～3m共3个位置，土体扰动已接近地面，极有可能产生新的塌陷。

（7）监测结果显示，通过墙壁裂缝的人工监测，没有明显变化出现。