滕州荆泉水源地岩溶塌陷特征与成因分析

贾继成，孟宪洲，白平

(1.山东省地质矿产勘查开发局第三水文地质工程地质大队,山东 济宁 27210；2. 四川省地质矿产勘查开发局九〇九水文地质工程地质队, 四川 绵阳 621000)

0 引言

荆泉水源地开采井群位于山东省滕州市区东北约8.5km处荆泉街道后荆沟村，是滕州市城区居民饮用主要岩溶供水水源[1]，该水源地汇水面积1126km2。

自2015年6月以来，在其范围内的东郭镇杨明庄村、罗庄村及俞寨地段连续发生岩溶塌陷，对当地群众生命财产安全、地下水水质、道路交通等方面造成了一定影响。2016年5月26日，滕州市东郭镇西坞沟村西农田发生1起岩溶塌陷，塌陷坑直径约11m，塌陷深度约11m，周边伴有多条裂缝，裂缝宽2～5cm，长余20m。塌陷坑东距京沪高铁84m。部分网络媒体对其以“天坑”字眼进行大肆渲染，在民众中引发了不小的恐慌。

通过高密度电阻率法、工程地质钻探等手段查明区内岩溶塌陷坑11处，岩溶塌陷隐患点(地表已变形但暂未形成塌陷坑)34处。掌握了该区松散层的土洞[2]、基岩浅层溶洞和裂隙发育情况及其分布规律①山东省鲁南地质工程勘察院,滕州市荆泉水源地区域岩溶塌陷地质灾害调查报告,2015年。。

1 区域地质条件概述

荆泉水源地区域地层主要为：寒武- 奥陶系九龙群张夏组、崮山组、三山子组、奥陶纪马家沟组土峪段、五阳山段和北庵庄段灰岩、白云岩[3]。发育的断裂为峄山断裂及东郭断裂(图1)。荆泉水源地水文地质边界西部以峄山断裂为界，断裂西侧为粉砂岩与砂质泥岩互层[4]，为隔水边界；北部及东北部岩浆岩分布区地表分水岭构成了北部边界，可视为阻水边界；东部边界位于山亭区冯卯—东堌城—依山口一带，地表、地下碳酸盐岩岩溶均有不同程度的发育，构成补给边界；南部界线位于滕州市东沙河镇千年庄一带，该处岩浆岩裂隙不发育，导水性和富水性均差，可视为阻水边界。

1—侏罗纪淄博群三台组；2—奥陶纪马家沟群五阳山组；3—土峪组；4—北庵庄组；5—东黄山组；6—寒武- 奥陶纪九龙群三山子组；7—炒米店组；8—寒武纪九龙群崮山组；9—张夏组；10—长清群馒头组；11—花岗岩类；12—透水性断裂；13—隔水性断裂；14—荆泉水源地开采井群；15—岩溶塌陷位置图1 区域地质构造图

区内岩溶水具有补给面积大、径流条件好、排泄集中的特点[5]，补给以大气降水入渗、东部边界侧向径流补给为主，其次为地表水渗漏、第四系越流和农田灌溉回渗补给。排泄方式主要有人工集中开采和当地农业分散开采等。

2 岩溶塌陷形成条件及诱发因素

发育的浅层开口岩溶洞隙存在一定厚度的松散覆盖层，地下水位大幅下降是该区产生岩溶塌陷的基本条件。长期过量抽采岩溶水是区内岩溶塌陷的主要因素[6]。枯水期农业集中开采地下水进行农田灌溉及强降水是产生岩溶塌陷的诱发因素(图2)。

图2 岩溶塌陷诱因与影响因素相关性

2.1 岩溶裂隙

区内发育在基岩内部的开口型岩溶裂隙和隐伏溶洞是地下水运移流动的良好场所，也为上覆松散层岩土体坍塌提供了堆放场所和转移途径[7]。过量开采等原因致使裂隙岩溶地下水水位发生大幅度降低，地下水头落差导致动水压力增强，从而对岩溶洞隙通道中的堆积物产生更加强烈的侧向侵蚀、冲刷和搬运作用。堆积在岩溶洞隙中的岩土体不断被搬运随水流带走，在松散覆盖层下部接触面的洞隙开口处逐渐产生孔穴，成为初期土洞。待岩溶水位下降至基岩顶板以下时，承压地下水转为无压状态，外部空气流通不畅，于是在岩溶空腔内部形成真空负压环境，受吸蚀作用影响在盖层底板产生吸盘吸蚀力[8]。另外，在开口溶蚀洞穴和上覆第四系松散层之间存在有天然的“临空面”，之前破坏塌落或被潜蚀冲刷的上覆松散层暂时储存在洞穴空腔中，后在地表水、地下水及重力的共同作用下逐渐被转移带走，造成盖层土体不断销蚀破坏，最终产生塌陷。因此岩溶塌陷形成过程中经历了形成空腔—塌土—堆积物被冲刷—不断塌土—土洞扩展—地表塌坑形成的过程(图3)。在上述过程中，岩溶塌陷经历了渐变—突变的发展变化过程，渐变过程往往是难以察觉的，突变过程中带来的危害是剧烈的。

据钻孔资料，该区灰岩岩溶最为发育，其次为白云质灰岩、泥质白云质灰岩等，从区域分布上看，补给区岩溶发育弱，排泄区岩溶发育强烈。俞寨、秦林、屯里一带位于排泄区或近排泄区，隐伏的浅部岩溶发育均一，以蜂窝状岩溶为主。前坞沟、邵疃、东郭一带位于径流区，岩溶形态主要为溶蚀裂隙，为岩溶发育区。基岩顶板下0～30m，岩溶能见率为24%，为岩溶强发育段。

2.2 松散覆盖层条件

岩溶塌陷主要表现形式为上覆的松散盖层的塌蚀，覆盖层中土洞的渐变过程是岩溶塌陷的初期，岩溶塌陷的开始通常是以初始土洞的形成为标志的(图4)。土洞的形成渐变是覆盖土体层不断剥落堆积造成的，随着土洞规格的变化，覆盖层土体整体稳定性变差，最终因无法支撑上覆压力至完全塌陷[9]。从溶蚀洞穴形成至达到最终塌陷状态，这一阶段称为在表观上不可见的内部塌陷阶段，在该阶段覆盖层土体的坍塌是逐级缓变破坏过程；从临界土洞的形成至表层附着物的塌落，最终导致地表塌坑，这一覆盖层土体突变的破坏过程称为表象显著的塌陷阶段[10]。内部塌陷阶段是形成岩溶塌陷的内因，地表塌陷阶段是岩溶塌陷的具体表象，二者是岩溶塌陷的2个密不可分的部分。

1—形成空腔；2—塌土；3—堆积物被冲刷；4—不断塌土图3 岩溶塌陷过程示意图

1—形成土洞；2—土层剥落；3—土洞扩大；4—地表塌坑图4 岩溶塌陷发育过程示意图

盖层土体既是塌陷的施力体，也是岩溶塌陷的主要表观表现形式，其物理力学性质如含水率ω、孔隙比e、饱和度Sr及层状结构、厚度等都对岩溶塌陷的形成具有重要影响[11]。通过对荆泉水源地的4处塌陷区和相邻的3处非塌陷区均进行的土样采集测试及物理力学指标试验分析(表1)结果得出：

表1 岩溶塌陷区及隐患区样品物理力学指标

(1)调查区内岩溶塌陷上覆盖层土体结构为粉质粘土、中粗砂和粘土，均为多层结构，众多的工程实践已经说明，多元结构的盖层发生岩溶塌陷的概率远远大于一元结构的盖层[12]。

(2)区内土体的饱和度范围17.5%～28.5%，能产生30～50kPa(图5)的真空负压数值。随着饱和度不断增加，一方面，土体的透气变差，有利于负压真空的形成，与此同时，土体粘聚力及内摩擦角进一步降低，土体天然容重增加，导致支撑力不足。自重的增加与支撑力的降低诱发了塌陷的产生。

图5 含水量与真空负压关系图

(3)塌陷区土层含水率17.6%～28.5%，从湿度分类来看，为稍湿和湿类土。含水量直接影响支撑力、上覆层重力及真空吸蚀力的大小[13]，土层含水率高，愈容易引发岩溶塌陷。

(4)各塌陷点土层厚度统计结果显示，荆泉水源地岩溶塌陷均发生在第四系覆盖厚度10～30m的地区(图6)。这是因为，在同一水文地质背景下，上覆土层厚度小，地下水的潜蚀和掏空作用愈强烈，使土洞扩展到地表的过程更加急剧，从而更加容易发生塌陷[14]，相反覆盖层厚度大，从土洞发育到塌至地面的过程中不断堆积，有可能最终在地表不表现塌陷现象。

1—第四系厚度等值线(m)；2—塌陷点；3—隐患点；4—荆泉水源地开采井；5—荆泉水源地范围图6 第四系土层厚度与岩溶发育关系

综上所述，区内所发生岩溶塌陷的松散物盖层厚度多小于30m，以多层结构的土层为主，土层中的含水量较高，极易形成塌陷。其原因，一是土层厚、含水量大增加了自重，因此致塌力也大；二是水的冲刷作用减少了上覆该层堆积物的抗剪强度，是地形低洼处或河床更易于发生塌陷的诱因。

2.3 地下水条件

地下水水位剧烈变幅是产生塌陷的主要动力来源，也是其形成的主要原因[15]。主要影响水位的因素一个是降水的减少，一个是开采量的逐步增加[16]。上述自然条件和人为条件通常是叠加作用的，比如在降水量偏少的干旱年份，通常开采量较平均年份是增多的。

据长期监测和调查资料分析显示(图7)，2008—2010年、2012—2016年地下水水位呈下降状态。滕州市2014年、2015年降水量分别为629.7mm、580.1mm，比多年平均降水量分别少15.7%、22.3%。连续枯水年造成地下水补给量不足，区域地下水位大幅下降。2016年6月，水位下降至历史最低值42.489m，此后由于降水补给水位又急剧回升到多年平均水位。

图7 岩溶塌陷与降水量、开采量、地下水水位关系图

由于人类工程活动，持续增加的地下水开采量是造成水位降低的主要因素[17- 18]，据收集资料，2009年荆泉水源地开采量为5.76万m3/d增加到2015年的8万m3/d，此后便持续维持在较高开采水平，造成地下水水位较自然状态下剧烈降低，至2015年6月，岩溶塌陷开始发生。

3 结论

(1)调查区内发生岩溶塌陷的根本原因是人为过量抽采岩溶地下水以及干旱年份大气降水的减少。

(2)调查区内松散盖层是第四纪粉质粘土、粘土夹砂层，属多元结构土体，塌陷区域内松散盖层厚10～30m。符合发生岩溶塌陷的基础条件。该区内地下水位埋深较浅，水位变幅较强烈，在地下水动力作用下，水位上下波动时，将细小的颗粒冲刷带走，形成土洞，进而形成塌陷。

(3)岩溶水资源的过度开采是导致岩溶塌陷产生的最根本原因，从某种程度上减少地下水开采量是预防岩溶塌陷最有效的方法。同时对荆泉水源地区域岩溶塌陷重点区域开展进一步勘查工作，精确掌握岩溶塌陷的成因和趋势，全面提升防治水平。

(4)通过此次事件，也提醒相关政府职能部门在舆情引导方面，需要通过电视、广播、网络等新闻媒体，大力宣传岩溶塌陷防治知识，使群众识灾、防灾、避灾，不断提升自救能力。

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[1] 姜福红,刘文.沂蒙缺水地区碳酸盐岩地下水富水性研究[J].山东国土资源,2017,33(7):61- 65.

[2] 康凤新,徐军祥.山东省主要城市地下水开采的负效应及防治对策[J].中国地质灾害与防治学报,1998(S1):196- 200.

[3] Kyriaki Papadopoulou- Vrynioti,George D. Bathrellos,Hariklia D. Skilodimou,George Kaviris,Kostas Makropoulos. Karst collapse susceptibility mapping considering peak ground acceleration in a rapidly growing urban area[J].Engineering Geology,2013:158.

[4] Mickael Barbier,Marc Floquet,Youri Hamon,Jean- Paul Callot. Nature and distribution of diagenetic phases and petrophysical properties of carbonates: The Mississippian Madison Formation (Bighorn Basin, Wyoming, USA)[M].Marine and Petroleum Geology,2015:67.

[5] 张兰新,徐扬,张慧.济南白泉泉群形成机理研究[J].山东国土资源,2017,33(8):58- 62.

[6] 郑通汉.论水资源安全与水资源安全预警[A]//2003年专家论坛论文及有关材料选编集[C].广西壮族自治区科学技术协会,2003:5.

[7] 许领,金艳丽,简中华,等.杭州市环西湖覆盖型岩溶地面塌陷成因及预防[J].中国地质灾害与防治学报,2008(1):36- 39.

[8] 彭景亮,邱鹏飞,祝晓明.宁乡县靳江流域岩溶塌陷的成因机制和防治对策[J].低碳世界,2016(33):111- 112.

[9] 贺可强,王滨,万继涛.枣庄岩溶塌陷形成机理与致塌模型的研究[J].岩土力学,2002(5):564- 569+574.

[10] 王滨,贺可强,高宗军.岩溶塌陷发育的时空阶段性分析[J].水文地质工程地质,2001,(5):24- 27.

[11] 胡瑞林,王思敬,李焯芬，等.唐山市岩溶塌陷区域风险评价[J].岩石力学与工程学报,2001(2):180- 189.

[12] 王祥永,赵宏生,李文君,等.泰安市岩溶塌陷形成的地质环境背景及其与影响因素的关系[J].山东国土资源,2013,29(2):34- 38.

[13] 张鑫,崔可锐,査甫生.覆盖型岩溶塌陷临界水位降幅模型试验研究[J].科学技术与工程,2016,16(12):195- 199.

[14] 贾玉跃.中国北方岩溶塌陷风险评价与岩溶水资源保护对策研究[D].青岛：青岛理工大学,2010:1- 18.

[15] 李公岩,周绍智,万继涛,等.山东省枣庄盆地岩溶塌陷形成条件及易发区划分方法探讨[J].中国地质灾害与防治学报,2003(4):52- 56.

[16] 崔爱萍,于翠翠.百脉泉泉群流量动态特征及影响因素分析[J].山东国土资源,2016,32(9):30- 35.

[17] 王晓玮,王延岭,赵志伟,等.基于数值模型的肥城市地下水源地保护区划分[J].山东国土资源,2017,33(4):29- 33.

[18] 朱大为,王芳,张芳.滕州市荆泉及羊庄水源地管理与保护[J].山东水利,2012(2):17- 18.