水文地质条件对连平县某岩溶地面塌陷的影响

黎 强

（广东省核工业地质局二九二大队，广东 河源 517000）

连平县某地岩溶发育，该区多处可见民房及地坪开裂，特别是一栋具有200年历史的宗祠墙体及地面分布有长短不一的裂缝。2019年5月5日该宗祠墙面见有灰块剥落，随后宗祠前地坪出现面积约30m2的塌陷坑，塌陷坑深约24m，塌陷坑周边形成多处地裂缝，周边部分房屋基础被掏空，房屋严重开裂，墙面整体错位歪斜，严重威胁周边14户村民76人的生命财产安全、危及2处宗祠及1处村委会办公楼的正常使用[1]。根据勘查资料显示，该区岩溶主要以土洞和溶洞的形式分布于岩土层中：土洞发育在覆盖于可溶性岩以上的第四系土层，洞顶埋深在16.80～21.4m之间，土洞高度2.8～9.3m，呈半充填状态，充填物多以流塑状、软塑状粉质粘土和松散细砂为主；溶洞埋藏深度一般较大，一般在23.4m 以上，洞高1.4～12.4m，多发育于微风化白云质灰岩内部，半填充流塑—软塑状细砂、淤泥质粉质粘土，发育形态多为独立的椭圆状及透镜体状，在垂直方向上呈串珠式分布。

1 岩溶地面塌陷区的地质环境条件

1.1 地形地貌

该区地貌属山前冲积平原，区内多为耕地及鱼塘，地势平坦，最高点位于北西部，海拔320.0m，最低点位于东部，海拔308.4m。地形地貌条件简单。

1.2 气象与水文

该地区年降雨量1889.3mm，最大日降雨量为150mm（2010年4月21日），86%降雨量集中在3～9月，其中5～6 月雨量多在340mm 以上，11 月、12 月雨量不到37mm。

2018 年全年降雨量比往年大幅减少，年降雨量为1355.5mm，月平均降雨量为112.96mm，月最大降雨量为6月份（305.1mm），月最小降雨量为12月（19.5mm）。雨旱季降雨量差异大，2018年4月与2018年6月降雨量相差259mm，2018年12月与2019年4月相差403.3mm；雨旱季间隔时间短，雨季多以持续性强降雨为主。

区内河流属东江水系，东江的主要支流——大席河从塌陷区南东侧直线距离约750m 处由北东向南西径流，多年平均径流量15.95m3/s，多年平均径流深h=950mm。水量受大气降雨影响较大，一般春夏季节降雨量较多，河流水量充沛，遇暴雨常满溢两岸，秋冬多为旱季，降雨量少，河流量锐减，河床多暴露。

1.3 地层与构造

区内出露地层由上至下为人工填土层（Q4ml）、冲洪积层（Q4al+pl）和残坡积层（Q4el+dl）、石炭系中统黄龙组（C2h）。人工填土层主要成分为粉质粘土，厚1.00～3.00m；冲洪积层主要由砂土层（细砂、中砂、粗砂和砂砾）、卵石、粉质粘土、淤泥质砂土等组成，揭露厚度3.90～29.10m；残坡积层主要有粉质粘土组成，厚0.30～40.90m不等，是该区土洞发育的主要层位，土洞多全充填淤泥质粉土或细砂；石炭系中统黄龙组（C2h）在区内地表无出露，隐伏于第四系以下，属覆盖型岩溶区，岩性为白云质灰岩及灰岩。

上营断裂位于塌陷点西南侧，直线距离约700m。断裂总体走向NE35°距离较近，可能对塌陷点场地内岩土层完整程度及场地的稳定性存在一定的影响。

1.4 水文地质条件

1.4.1 地下水类型

该区地下水主要为松散岩类孔隙水和碳酸盐岩类裂隙溶洞水（岩溶水）两大类。

（1）松散岩类孔隙水。埋藏浅，具无压或低压的水力特点。分布于表层，含水层由冲—洪积形成的卵石土层组成，含水层静止水位埋深0.65～0.88m，含水层厚度3.70～18.30m，平均厚度10.10m。该含水层地下水补给来源丰富，主要接收大气降水补给，并同时可得到地表水体垂向补给，地下水在区域内由北西向南东大席河方向径流，主要排泄于大席河中，少部分耗于人工开采及地面蒸发。由于该区属山前冲积平原地貌，地形较平缓，上游汇流面积大，雨季大雨及暴雨时，地下水位易暴涨，旱季时易暴跌，地下水动态极不稳定，水位随季节变化，水位变化幅度一般为2.6～5.0m。

（2）碳酸盐岩类裂隙溶洞水（岩溶水）。分布在该区第四系地层之下，含水层为石炭系中统黄龙组白云质灰岩。含水介质空间为节理裂隙、溶隙，多属管道状承压水，水流形式大部分为管道流，含水空间和富水性复杂多变，地下水动力条件复杂。水量主要受溶隙和节理裂隙控制，富水程度与岩溶发育程度密切相关。该区岩溶较发育，含水层透水性较好，但均匀性较差。该含水层受区内第四系潜水的垂向补给及区外围基岩裂隙水的侧向补给，地下水由北西向南东方向径流，排泄于大席河。地下水动态较稳定，水位受季节性影响较小，水化学类型为HCO3-Na 型，矿化度100.81～180.35mg/L,平均矿化度151.24mg/L，pH值平均值6.45。

1.4.2 地下水水力联系特征

该区第四系孔隙含水层，由冲洪积层的砂土层、卵石土层组成，含水层透水性强。下部的残坡积层由粉质粘土组成，粘性土结构致密，透水性较弱，为相对隔水层。但由于该层土洞发育，呈串珠状，在局部可贯通第四系孔隙含水层和裂隙溶洞水含水层。第四系孔隙水可通过土洞、灰岩岩顶部的开口溶洞、溶蚀裂隙等岩溶管网与灰岩中的裂隙溶洞水相连通，第四系地下水与下部岩溶水水力联系密切。

当下部岩溶水水位大幅度降低时，引起上部第四系地下水位降低，第四系含水层地下水位降低时，又可获得区内地表水体的补给，岩溶地下水与地表水体也存在着水力联系。

1.4.3 地下水动态变化特征

该区地下水的动态变化与降雨量密切相关，具有季节性周期的明显特点。该区每年5～9月均出现暴雨天气，雨后民井地下水位暴涨，松散岩类孔隙水因埋藏较浅，雨后水位迅速上升，雨后1h 内民用井水位涨幅0.50～0.70m，峰值在24h 内出现，之后逐渐回落；而在10～12月降雨偏少，区域内发生不同程度的干旱，松散岩类孔隙水接受地表水补给减弱，而对碳酸盐岩类裂隙溶洞水的补给却在增强，造成地下水位缓慢下降。因此每年5～9月为高水位期，10月份后，随大气降雨的减少，每年12月至次年3月处于低水位期，常在2月份出现低谷。覆盖型岩溶含水层与松散岩类含水层之间隔水层厚薄不一，水力联系密切，其动态变化较大。

1.4.4 人类工程活动对地下水的影响

该地区目前尚未接引自来水，村民普遍在自家宅院内掘井取水，多采用水泵抽水储存于水箱，具有抽水速度快、短时间内抽水量相对较大的特点，地下水是当地村民生活用水的主要水源。该地区农田水利设施较完善，大气降雨正常年份基本未用地下水灌溉农田，但在干旱时节，普遍存在钻井取水灌溉现象，需求量较大。据了解，2018年10月份前后，区内多处民井干涸，某处民用井深约12m，用水量最大时，地下水基本降至井底，场地周边对地下水的抽取具有普遍性和用量大的特征，对地下水的赋存存在较大影响。一般民用取水井深4～8m，基本未做过滤措施，人、牲畜产生的废物未进行有效的处理，渗漏进地下水系统，地下水被污染可能性大。

2 水文地质条件对岩溶发育的作用机制

2.1 地下水（地表水）产生的渗透潜蚀作用

潜蚀是在地表水或地下水的渗透作用下，土体中的细颗粒在孔隙通道中移动并被携出的现象。岩溶区地下水位的下降，使地下水的水力梯度和流速增大，动水压力增强，从而对岩溶洞隙通道中的松散充填物和覆盖层产生侧向潜蚀、冲刷和掏空作用，土洞不断向上扩展而导致塌陷。

在岩溶区的土层中，渗透水的水力梯度加大，水力流速加快，动水压力增强，且水力梯度达到某一临界值Jk时，土中细粒被渗流带走迁移，产生土洞甚至塌陷。太沙基根据单位体积的土体在水中的浮重和作用于该体积的渗透水相平衡原理[2]，得到土体产生潜蚀作用的临界水力梯度：

Jk′=（Gs-1）·（1-n）

式中：Gs——土颗粒比重；

N——土体的孔隙度。

当土层中地下水渗流的水力梯度大于临界水力梯度Jk时，土洞就有可能产生潜蚀破坏。对该区残积层粉质粘土中取样分析，土颗粒比重为2.74～2.76，孔隙度n为49.3%～53.8%，则其产生潜蚀的临界水力梯度为0.81～0.88。根据区内两处民井地下水位观测资料显示，地下水流向上水力梯度（水头短时间内下降值）已达到0.55～0.61，若在干旱或强抽水等极端情况下，产生的瞬时水力梯度达到临界水力梯度的可能是存在的。当土层中地下水渗流的水力梯度大于临界水力梯度时，土体中的细颗粒在孔隙通道中移动并被携出，土层产生水平方向上潜蚀破坏。

此外，地下水下渗也会产生潜蚀作用，该区降雨量丰富，且具有降水相对集中的特点。暴雨产生高强度的地表水迅速流动，形成相对较高的水力梯度，下渗进入地基土体中，当土层中地下水渗流的水力梯度大于临界水力梯度时，土体中的细颗粒（特别是冲洪积层）在孔隙通道中移动并被携出，土层产生垂直方向上潜蚀破坏。

2.2 地下水的溶(侵)蚀作用

碳酸盐岩上覆盖层多为粉质粘土，土颗粒之间多被铁、钙质胶结，地下水可使土体中的可溶性组分被溶解淋滤，土体结构受到削弱，尤其是对于铁、钙质胶结的粘土地基，土体强度降低，并加剧了入渗水流的潜蚀作用。用总溶解盐量(Ca+Mg+Na+K)及钠吸收比(SAR=Na/0.5(Ca+Mg))来表征地下水的化学成分特征[3]，侵蚀速度系数随SAR的增加而减少，地下水的人为污染(如含酸碱废水的排放)会降低SAR值加速地下水对土的侵蚀。

据该场地内地下水水质分析结果表明，地下水的总溶解盐量平均值为44.88mg/L，SAR平均值为0.8，pH 平均值为6.45，呈弱酸性。样品采取时间为雨季，地下水流速快、水位高、动储量大，人为污染被大气降水稀释；当旱季来临，大气降水对人为污染的稀释作用减小，地下水pH 值可能会降低，从而降低SAR值，增强地下水的溶蚀作用。

2.3 地下水位波动的崩解作用

地下水位的波动，导致覆盖层反复饱和失水，为岩溶的发育提供了主要动力[4]，使得覆盖土层产生崩解、散体、剥落而向下迁移，形成土洞并向上扩展。当地下水位波动频繁，会加速覆盖层下部淘挖冲蚀作用，破坏平衡条件，形成岩溶塌陷[5]。

当地下水位突然下降时，由于向上的水压力突然减少，当土中某点的张应力超过其抗拉强度时，将会在开口向上的溶洞顶板以上的土层中形成水力裂隙，土结构块体在地下水流及自重力的作用下与母体分离并进入溶洞中，于是形成了土洞的雏形。初始结构体的剥落将暴露一层新的具有更大张应力的土表面，随着地下水位的持续涨落，新的土表面也将被剥落。一旦破坏开始，裂隙面便迅速向上扩展，直到水压力引起的张应力小于土的抗拉强度，土洞便停止发展处于暂时稳定状态。

地下水位波动幅度越大，产生的动水压力压力越大，当水位降幅达到某一临界值ΔH时，土体开始产生崩解。临界水位降幅与土的粘聚力之间的关系可以表示为：

ΔH=c/3gρw

式中：c——土的粘聚力；

g——重力加速度；

ρw——水的密度。

对该区残积层粉质粘土采取6件土样，根据其分析结果显示，土粘聚力为31.2～34.2，则其产生土体崩解的临界水位降幅为1.06～1.16m。2018年该区干旱，村民普遍抽取地下水，致使地下水位急剧下降，据了解塌陷区北侧约30m 处民井曾多次抽水至干涸，水位降幅达8m 以上，大于产生崩解的临界水位降幅，土体在局部地段产生崩解效应。当崩解累计到一定程度，土洞顶板侧向压力无法支撑上部荷载，地面塌陷即产生了。

3 水文地质条件对岩溶地面塌陷的影响

水文地质条件对岩溶发育的作用机制，也正好能解释该区宗祠在过去的200 年间墙体及地面逐渐出现裂缝，而在今年祠堂前才出现地面塌陷现象。这是因为在正常情况下，地下水（地表水）对土体产生的渗透潜蚀、溶（侵）蚀作用是缓慢的、普遍的、不均一的，土体中的细小颗粒及化学成分的流速，改变了土体的密实程度，致使土层压缩，地基产生不均匀沉降，导致房屋开裂变形；在极端情况下（如干旱或强抽地下水等），地下水对土体产生的崩解作用是局部的、突发性的，特别是区内地坪做了结实的硬化，只有当土洞发育到一定规模，砼板无法支撑时才出现坡顶开口的现象。

4 结论

（1）水文地质条件对岩溶发育的作用机制主要有地下水（地表水）产生的渗透潜蚀作用、地下水的溶(侵)蚀作用以及地下水位波动的崩解作用。

（2）地下水（地表水）产生的渗透潜蚀作用和地下水的溶(侵)蚀作用是缓慢的、普遍的、不均一的，对岩溶发育产生持续性的累加作用，是一个量变的过程。

（3）地下水位波动的崩解作用是局部的、突发性的，对岩溶地面塌陷的产生起到触发作用，是岩溶发育到地面塌陷质变过程的激发因素。

（4）针对该区水文地质条件特征，建议在地质灾害防治工作中加强地表水防渗处理、设计合理的地下水位降深、禁止在区域内及其周边附近覆盖型岩溶区内大量抽排地下水。