平原区深层隐伏岩溶塌陷主控因子地球物理调查方法适用性分析

房 浩，李巧灵，雷晓东，王海刚，李 晨，关 伟，何 祎

(1.北京师范大学水科学研究院，北京 100875；2. 中国地质环境监测院，北京 100081；3.北京市地质勘察技术院，北京 100120)

深层隐伏岩溶塌陷受空间位置、地质条件、水文地质条件等因素的影响，成因非常复杂。通常，200～500 m的中深部灰岩，因地下水运动方向逐渐从垂直过渡为水平，水力梯度较大，岩溶较为发育；500 m以深的厚层灰岩，因现代岩溶与古岩溶叠加发育，容易形成岩溶陷落柱、岩溶空洞、岩溶暗河等。

目前，岩溶塌陷的调查研究多以浅部岩溶(100 m以浅)为主，常用的调查方法主要有电(磁)法、重力法、地震反射法等。陈贻祥等[1]、钟文胜等[2]、刘文锦等[3]研究了重力测量在塌陷、土洞及岩溶漏斗等方面的探测效果，认为垂直梯度测量对于埋藏浅、规模小的岩溶反应灵敏，分辨率较高，而对于埋藏较深的基岩溶洞，则容易受基岩局部构造影响。底青云等[4]、陈玉玲等[5]、张兴昶等[6]分析了可控源音频大地电磁测深法(Controlled Source Audio-frequency Magnetotellrics,CSAMT)在岩溶探测中的应用效果，认为该方法在浅地表岩溶探测方面分辨力不够，应用受限，但在深埋岩溶地质构造探测方面具有明显优势。高密度电法在岩溶勘察中的应用实例较多，蔡晶晶等[7]、黄绍逵等[8]、江玉乐等[9]对多个应用实例进行了分析，认为该方法具有较好的应用效果，但探测深度容易受限。李巧灵等[10]、张伟等[11]、沈雨忆等[12]研究了瑞雷面波法在岩溶调查中的应用效果，认为该方法可以有效推断覆盖层结构和厚度分布。地震反射波法垂向分辨率高，但费用高，不利于城区施工[13]。

以上研究主要是针对100 m以浅岩溶探测；针对深层隐伏岩溶的研究则较少，调查方法适用性的研究成果也较少，尚未形成成熟的调查方法和标准[14-15]。本文以北京平原区东部为例，分析了不同地球物理调查方法在深层隐伏岩溶塌陷调查中的效果及其适用性，以期为同类地区开展深层隐伏岩溶塌陷调查提供借鉴和参考。

1 深层隐伏岩溶塌陷主控因素

对于100 m以浅的岩溶发育情况，通常可以利用地质雷达、高密度电法、浅层地震、面波勘探等方法，直接探测岩溶空洞的存在；而深层隐伏岩溶，由于上覆地层较厚，一般很难形成可在地表直接探测到的电磁异常场；此外对于深层岩溶的地震勘探成本较高，且难以在城区开展。因此，对于深层隐伏岩溶塌陷，主要采用间接调查方式，即调查影响深层隐伏岩溶塌陷的主控因素。

深层隐伏岩溶塌陷的形成通常是由溶隙到溶孔(溶管)，再到溶洞，最后到溶洞塌陷。需要具备可溶性岩层、丰富饱和的溶蚀性地下水、良好的地下水通道以及交替作用剧烈的地下水排泄口等条件，可概括为空间条件、物质条件和水动力条件[16-17]：

(1)空间条件是指作为地下水动力作用通道和塌陷物质存储场所的岩溶洞隙极易发育的部位，如张性断裂交汇部位、褶皱轴部、相对易溶岩性地层等；

(2)物质条件主要是指覆盖层结构，如覆盖层厚度和底部土层岩性等，通常覆盖层越薄、底部土体颗粒越粗、含砂量越高，抗塌性就越低；

(3)水动力条件剧烈变化则是产生塌陷的主导因素，导致地下水动力条件变化的因素包括自然因素和人为因素，前者主要是季节变化，后者主要包括地下水过量开采等。

2 地球物理调查方法

前文已述，岩溶塌陷常用的调查方法主要有电(磁)法、重力法和地震法，考虑到地震勘探在城区难以开展工作，且成本高昂，故选用更绿色高效的微动测量。综上所述，本次选用重力测量、电阻率测深、CSAMT、高密度电法及微动测量等五种方法。

2.1 重力测量法

近年来，随着勘探设备精度的提高，小点距、高精度的微重力测量通过探测目标体微弱的密度变化推断其位置和几何尺寸，取得了较好的应用效果。岩溶发育形成孔洞，孔洞不论是否充水或有其它固形物质填充，其密度均较围岩低，在一定范围内形成了低密度异常区，从而具备理论上可被探测的物性前提[2-3]。岩溶孔洞引起的重力异常能否被识别，主要与孔洞的规模和埋深有关。王立发等[18]利用正演模拟分析了不同孔洞半径和埋深情况下的重力异常(部分参数见表1)。结果显示：重力异常随孔洞半径增大而增大，随孔洞埋深增加而减小。据此，在构造活动较弱、地层岩性变化较小的地区，当层状基岩和覆盖层产生的重力差异可忽略不计时，较大的深部岩溶孔洞有可能产生地表能识别的重力异常。

表1 不同半径及埋深情况下的孔洞正演重力异常

注：孔洞密度1.0 g/cm3；数据来源据王立发等[18]。

2.2 电阻率测深法

电阻率测深法通过测量地质体的视电阻率进行异常体识别，充水溶洞会产生局部低阻异常，不充水溶洞则产生局部高阻异常。利用视电阻率差异可以识别出浅地表区域一定规模的岩溶孔洞。但是，随着勘探深度的增加，体积效应将被放大，导致电阻率测深很难准确圈划出异常体的形态和边界[9,19]。因此，对于深层隐伏岩溶塌陷调查，电阻率测深主要是作为间接手段，用来确定与岩溶塌陷相关的主控因子，如利用与基岩面对应的电阻率平面图推断岩溶的发育程度，以及利用二维反演确定覆盖层的厚度等。

2.3 可控源音频大地电磁测深法(CSAMT)

CSAMT是有源勘探，其探测深度与供电信号发射频率成反比，具有比其它电法横向分辨力高、勘探深度大和抗干扰能力强等优点。该方法因高频部分测点稀疏，在浅地表岩溶探测方面分辨力不够，应用有所受限，但其在深埋岩溶地质的探测方面具有明显优势。目前，CSAMT法在矿产、地热、工程等领域的最大勘探深度为1～3 km[3-6]。由于地层岩性、矿物组分和含水程度等对电阻率均有影响，因此可依据垂向上电阻率差异以及横向上电阻率不连续现象，较容易地划分出基岩地层界面和断裂构造位置，并可在一定程度上指示地层完整性。

2.4 高密度电法

高密度电法一次性布置一系列电极时，可组合出十多种装置，兼具电阻率剖面法和电阻率测深法的功能。基于高密度电法数据，通过单点分析和电阻率断面综合分析，可以有效探测碳酸盐岩地层中的岩溶发育区[19]。高密度电法能较好地反映地表以下100 m以浅区域内的地层结构，但由于受到勘探深度的限制，一般不适宜探测埋深超过200 m的深埋型岩溶孔洞。

2.5 微动测量法

微动测量法是基于面波在层状介质中的频散特性发展起来的一种方法，其能量谱较典型的人工震源具有更多的低频成分。该方法有较好的分层能力，可以较准确地探测覆盖层厚度和地层内部结构。目前常用的微动测量主要有：(1)利用周期小于1 s的微动信号(常时微动)，基于微动信号的振幅和周期等特性，对观测点场地振动特征进行研究，推断地层结构，该情况下探测深度较浅；(2)利用周期大于1 s的微动信号(长波微动)，通过大半径阵列测量，基于SPAC法、F-K法等求取频散曲线，并由此反演S波速度结构，该情况通常用来探测深部构造[20-21]。

3 应用实例分析

3.1 研究区概况

研究区位于北京平原区东部，地势较平坦。区内主要地层有第四系、寒武系、青白口系和蓟县系(图1)。第四系与下伏地层呈不整合接触，厚度范围为200～700 m；寒武系和蓟县系直接下伏于第四系，与第四系有一定的水力联系，是该区具有岩溶塌陷风险的地层。区内断裂发育，主要断裂有NW向的张家湾断裂(F4)和李桥断裂(F5)，NE向的南苑—通县断裂(F1)、宋庄断裂(F2)和燕郊断裂(F3)。

图1 研究区基岩图Fig.1 Geological map of the study area

3.2 地球物理方法调查主控因子应用效果分析

深层隐伏岩溶塌陷主控因素包括空间条件、物质条件和水动力条件。结合研究区地质环境条件和前人研究成果，确定研究区深层隐伏岩溶塌陷主控因子为：断裂构造、碳酸盐岩地层(蓟县系雾迷山组白云岩和寒武系灰岩)顶板破碎程度、覆盖层厚度、覆盖层底部土层结构、地下水位变幅等。由于地下水位变幅主要依靠水文地质资料确定，因此本文主要分析利用物探方法调查另4个主控因子的应用效果。

3.2.1断裂构造

断裂构造发育区，尤其是张性活动断裂交汇区，岩石破碎程度高，易于汇集地下水。距离断裂越远，塌陷发生的可能性越小。因此，研究断裂位置及其在岩溶含水层中的展布形态十分重要。由于断裂附近地层较为破碎，且落差较大的断裂两侧第四系厚度不同，存在密度差异，因此，在断裂带附近剩余重力水平梯度模存在明显沿断裂走向的高值带，由此可以利用重力水平梯度模(即重力在水平方向导数沿最大变化率方向的数值，极值对应密度变化最大的地方)对断裂构造平面展布情况进行解释。

图2 1∶50 000剩余重力水平梯度模图Fig.2 Horizontal gradient of gravity residual anomaly (1∶50 000)

图2显示区内主要断裂均为条带状高值异常，很好地展示了断裂构造平面展布特征。在平面解释基础上，可以有针对性地布设剖面物探测量(如CSAMT和电阻率测深等)，进一步勾勒断裂构造垂向发育特征。由于断层错断岩层形成破碎带，导致岩层的电性特征发生明显变化，主要有：①断层破碎带表现为低阻带；②断层两侧岩性不同，电阻率表现为不同岩性分界面；③断层两侧岩性相同且断距较小时，电阻率等值线出现不同程度扭曲。图3(a)为某CSAMT反演剖面，根据电阻率等值线的横向变化可以较容易确定断裂构造位于X轴1 200～1 300 m处。

3.2.2碳酸盐岩地层顶板破碎程度

第四系下伏基岩如寒武系灰岩或蓟县系白云岩，其顶板的破碎程度与岩溶塌陷风险高低有一定的关系。完整的岩溶地层电阻率值相对较高；若地层相对破碎，赋水性较好，则表现为在高阻背景中的低阻异常。因此，可利用电阻率测深圈划碳酸盐岩地区高阻背景中的低阻异常区。

CSAMT对碳酸盐岩地层的完整性具有较明显的异常显示。图3(b)为北京某剖面CSAMT反演成果，在X轴700～1 100 m处，反演电阻率横向上呈现明显低阻下凹变化，推测与岩溶发育有关，地层可能较为破碎。在该区域施工的钻孔(孔号：SP-K-3)，穿过基岩界面(基岩地层为寒武系灰岩)时，因未采取妥善措施而发生塌孔事故，也验证了该推断。

图4为研究区AB/2=1 500 m情况下电阻率测深视电阻率等值线平面图。图中显示该区存在一条明显的NE向高阻异常带，反映了背斜核部碳酸盐岩地层的分布，在高阻异常区内存在几处明显的低阻异常，推断与碳酸盐岩地层顶板岩溶发育有关，地层可能较为破碎。

图3 CSAMT反演电阻率等值线断面分析图Fig.3 Comprehensive analyses of the CSAMT inversion resistivity contour section

图4 电阻率测深视电阻率等值线平面图(AB/2=1 500 m)Fig.4 Contour graph of apparent resistivity of the electrical sounding (AB/2=1 500 m)

利用重力也能探查碳酸盐岩地层顶板破碎情况。质量相对亏损较多的区域，顶板可能较为破碎，发生岩溶塌陷的风险也相对较高。但在构造活动较强、第四系岩性横向变化较大的区域，岩溶孔洞的异常往往与基岩和第四系岩性变化产生的重力异常叠加在一起而不容易被分离出来，影响解释精度。

3.2.3覆盖层厚度

在岩溶发育程度和水动力等条件相似的情况下，覆盖层厚度与岩溶塌陷的发生概率近似呈反比关系。研究区上覆地层主要为第四系，该层中横波波速一般小于1 000 m/s，而区内基岩中横波速度大多在2 000 m/s以上，速度差异明显。因此，可利用微动测量，通过反演横波速度结构变化特征来勾画覆盖层厚度变化情况。

图5为通过微动测量得到的研究区覆盖层厚度等值线图。由图可知，区内中部覆盖层相对较薄(在200～350 m之间)，西北次之，东南最厚(约700 m)。由微动测量点频散曲线反演得到的横波速度结构图，则可以较好地指示主要地层垂向分界面。

图5 微动测量法解释推断覆盖层厚度等值线图Fig.5 Contour map of the overburden thickness based on the microtremor survey

通常，第四系较松散，表现为相对低阻；寒武系灰岩和蓟县系白云岩较致密，表现为相对高阻。因此，第四系与基岩的分层界线可以根据两者之间的电性差异，根据电阻率测深和CSAMT获取的反演电阻率推断确定，由此推断覆盖层的厚度。

图3(a)CSAMT反演剖面中，纵向上反演电阻率密集带位置在400 m左右；图3(b)纵向上反演电阻率密集带位置在300 m左右，均反映了覆盖层与下伏碳酸盐岩地层的分界面位置。

3.2.4覆盖层底部土层结构

砂性土由于砂粒间无黏结力，易被地下水侵蚀、掏空和搬运，容易产生塌陷。与砂性土相比，黏性土在遇水后，其土体的压缩系数、凝聚力、内摩擦角都比砂性土大，但其孔隙比又较砂性土小，不易发生塌陷。砂砾石颗粒的大小和含量的变化，会导致电阻率发生变化。如黏性土电阻率一般小于20 Ω·m，含水率较大时电阻率会更小，但砂砾石含量的增加则会使电阻率值变大。因此，可以利用电阻率测深调查覆盖层底部土层结构。

图6为高密度电法测深视电阻率反演断面图。图中断面呈3层结构特征：①上部H1层，电阻率整体较大(5～140 Ω·m)，主要集中在30 m以浅，推测为以砂岩为主的第四系地层；②中间H2层，为低阻区域(电阻率为0～50 Ω·m)，厚度变化范围为20～60 m，推测为含水层或砂黏土含量较高；③下部H3层，电阻率整体最高，推测该层砂质含量较高。但该方法探测深度有限，对于覆盖层厚度大于200 m的区域，很难探测到覆盖层底部。

图6 高密度电法测深视电阻率反演断面图Fig.6 Apparent resistivity inversion section of the high density resistivity sounding

由于第四系内部岩性颗粒变化导致横波速度差异的存在，也可以根据微动信号处理后得到的地层横波速度结构信息对地层岩性进行解释推断；此外可以借助微动测量反演横波结构图，对覆盖层底部土层结构进行解释。

4 结论及适用性分析

4.1 结论

(1)地球物理调查方法是定性、定量化研究深层隐伏岩溶塌陷发育因素的适用手段，可用于查明影响岩溶塌陷的断裂构造位置及产状、碳酸盐岩地层顶板破碎程度、覆盖层厚度以及覆盖层底部土层结构等主控因子。

(2)重力测量法不受城市电磁干扰，对于埋藏较浅的岩溶探测效果较好，不能有效识别200 m以深的岩溶孔洞；电阻率测深法的勘探深度和分层能力适中，可以在强干扰的背景中提取微弱的有用信号；CSAMT勘探深度范围大，较适合深部岩溶的探测；高密度电法的分层能力最强，但其勘探深度偏浅；微动测量法勘探深度大，对覆盖层内部的分层能力取决于不同层岩性的速度差异和厚度。

(3)平原区深层隐伏岩溶塌陷覆盖层厚度探测可以使用CSAMT、微动测量和电阻率测深等方法，基于覆盖层与下伏碳酸盐岩地层的物性差异推断界面位置，从而得到覆盖层厚度变化信息；覆盖层底部土层结构的探测方法优先选择微动测量和电阻率测深；断裂几何特征的探测可选择重力测量和CSAMT; 碳酸盐岩地层顶板破碎程度探测以电阻率测深和CSAMT为好。对于深层隐伏岩溶塌陷的调查，应以在深部具有较高分辨能力的物探方法组合为主，以降低物探解释的不确定性。

4.2 适用性分析

本文所探讨的利用重力测量、电阻率测深、CSAMT、高密度电法以及微动测量等方法调查深层隐伏岩溶塌陷的断裂构造、碳酸盐岩地层顶板破碎程度、覆盖层厚度、覆盖层底部土层结构等主控因子，其结论不具有普适性，并非对所有地区的深层隐伏岩溶塌陷均适用，而是需满足一定的条件：当研究区为平原区(地面自然坡度≤3°)，且碳酸盐岩地层上部覆盖着较均质的、以土质为主的松散地层时，才能很好地得到上述结论；当研究区为山区，或碳酸盐岩地层上部覆盖其它具有一定厚度的较坚硬岩层时，上述结论则不明显。