瑞金市沙洲坝地区岩溶发育特征与地下水富集规律

2022-06-29赵毅斌刘前进黄旭娟

华东地质 2022年2期

赵毅斌，刘前进，黄旭娟

(江西省地质调查研究院，江西南昌 330030)

岩溶是由泥灰岩、石灰岩等可溶性岩石长期受水的溶蚀及机械作用形成的溶洞、溶孔、洞穴[1]。实际上，岩溶发育演化过程是可溶岩在地下水作用下的分异过程，在地下水边界和介质的控制下，地下水能否形成高度汇集的强径流带(区)是岩溶分异的关键，在边界和介质的作用下存在地下水强径流带的地区一般能够形成大的岩溶洞穴[2]。不同的地形地貌控制着地下水的水动力特性，制约着岩溶作用的强度，使其在不同的地形部位形成不同的岩溶形态[3]。岩溶发育受岩性、构造控制明显，岩溶顺层间溶蚀面、区域性背斜轴部张裂隙、可溶岩与非可溶岩接触带、垂直于主构造线的张性裂隙等地段是岩溶发育的重点部位[4]。地下水运动是系统性的，了解地下水的运动有助于掌握岩溶系统的发育特点和规律[5]。地质构造部位、构造应力强度、裂隙发育程度及岩石破碎程度不同，导致岩溶发育程度具有差异性[6]。通常情况下，岩溶发育程度与研究区构造条件、岩性特征、水文地质条件、古地貌环境、新构造运动等有密切联系[7]。岩溶水的运移及富集主要受岩溶发育程度控制，影响岩溶发育的主要因素有地层岩性、地质构造、水动力条件等，其中地层岩性是岩溶发育的基础，地质构造、水动力条件等控制岩溶发育的部位与程度[8]。

本文在江西省1∶5万九堡幅水文地质调查的基础上，通过钻探、地面调查等工作手段，系统总结了瑞金市沙洲坝地区岩溶发育特征、岩溶发育规律及地下水富集规律，为该区合理开发利用地下水、重要工程选址及岩溶塌陷等地质灾害防治提供科学依据。

1 地质概况

沙洲坝位于瑞金市西郊，东邻象湖镇，南接武阳镇，西毗云石山乡，北界九堡镇、黄柏乡。区域上，沙洲坝地区属于云石山—沙洲坝向斜，轴迹呈NE向展布，延长约18 km，出露宽4～6 km，为短轴向斜，总体向NE端仰起，卷入的地层有泥盆纪云山组(D2y)石英砂岩、石炭纪黄龙组(C2h)白云岩、二叠纪马平组(P1m)灰岩—乐平组(P3lp)砂岩。槽部为二叠纪乐平组(P3lp)，翼部为泥盆纪云山组(D2y)—石炭纪黄龙组(C2h)(图1)。

1.第四系；2.白垩系；3.二叠系； 4.泥盆系—石炭系；5.寒武系；6.震旦系；7.南华系；8.中志留世二长花岗岩；9.整合接触界线/角度不整合接触界线；10.侵入接触界线；11.断层；12.推覆断层；13.滑覆断层；14.复式倒转背斜；15.复式倒转向斜；16.背斜/向斜；17.研究区图1 沙洲坝盆地地质构造图(据江西省九堡幅1∶5万水文地质调查成果报告修编)Fig. 1 Geological structure of Shazhouba Basin

由于岩溶发育具有不均一性，地下水天然露头的泉流量悬殊，地下水的排泄区和断裂带、褶皱轴附近的泉流量大，其他地段泉流量小。灰岩盆地岩溶泉主要分布在向斜盆地轴部，且补给区、迳流区、排泄区泉流量悬殊。区内位于岩溶盆地补给区的8号泉流量为0.325 L/s，位于迳流区的9号泉流量为3.922 L/s，位于排泄区的16～18号泉流量为70.56 L/s。钻孔单井涌水量相差较大：位于沙洲坝盆地岩溶发育段的ZK9孔，当降深为1.05 m时，流量达2 045.95 m3/d；位于沙洲坝盆地岩溶不发育段的ZK5孔，当降深为49.90 m时，涌水量仅3.90 m3/d。

2 岩溶发育特征

根据本次调查成果，在收集前人资料的基础上绘制了沙洲坝地区岩溶塌陷与第四系厚度关系图(图2)。沙洲坝第四系盖层厚度一般为2.90～26.84 m，但因地形地貌、成因、岩性结构及厚度不同，地面塌陷的程度也不同。冲积、冲洪积层厚度一般为3.0～9.5 m，结构松散，尤其下部砂、砂砾卵石层孔隙度大、渗透性强，且直接与下伏可溶性灰岩相连，孔隙水与岩溶水水力联系紧密，在地下水运动过程中，泥砂颗粒的潜蚀搬运作用强烈，产生地下溶洞，当溶洞上覆土层自重压力超过自身的抗压抗剪强度时即向下坠落，造成地面塌陷。尤其在地层薄、自身抗压抗剪强度低的地段，更易发生地面塌陷，如沙河两岸的冲洪积层。

区内碳酸盐岩在二氧化碳和地下水的侵蚀下，从地表到地下发育各种岩溶地貌。地表落水洞、溶洞、溶沟、溶槽等较发育，地下溶洞、溶蚀裂隙较常见。根据瑞金市沙洲坝地区勘探资料，该区岩溶较发育，钻孔遇溶洞的能见率约为66%。由于区内大部分地区被第四系冲积层和残积层覆盖，因此，溶洞充填率较高，有的全充填，有的半充填，无充填物的溶洞较少。充填物主要为上覆第四系沉积物及少量灰岩溶蚀残余物。近地表的溶洞充填物较多，充填率为50%～100%；地表下部的溶洞充填物较少，充填率为0%～50%。由于该区岩溶发育受地质构造、地形地貌等因素控制，岩溶发育不均一，小的溶孔直径只有0.1 cm，大的溶洞洞高231.92 m。岩溶发育的不均一性，造成了岩溶含水层富水性具有明显差异，区内钻孔单位涌水量最小为0.000 9 L/s·m，最大为23.68 L/s·m，最小渗透系数为0.48 m/d，最大渗透系数为283 m/d。

3 岩溶发育规律

3.1 岩溶主要沿断裂发育

岩溶发育强度与断裂具有密切关系。靠近断裂带，岩溶发育强度较强；远离断裂带，岩溶发育强度较弱[9]。断裂和褶皱及其附近，由于岩石破碎，利于地下水活动，为水岩作用提供了空间。因此，该区岩溶主要沿张性构造带、向斜轴部及压性构造的上盘及其伴生的构造裂隙发育。沙洲坝供水勘查区钻孔揭露的45个溶洞显示，其中41个溶洞沿上述构造发育，占91%(表1)。上述构造中，压性构造上盘岩溶尤其发育，地表可以观察到的沙洲坝盆地崠水墩子溶洞即沿着NW向压性断裂上盘及两组伴生构造裂隙发育(图3)。在构造复合部位，岩溶发育规模较大，目前，最深的溶洞(斜深232.92 m)位于沙洲坝岩溶盆地EW向构造(倒转向斜轴)与NW向构造(向斜轴)和NE向构造(张兴断裂)的交接复合部位。ZK21钻孔位于沙洲坝岩溶盆地地下水排泄区，由于多种构造复合，该处岩溶发育强烈。ZK21钻孔在孔深305.26～575.12 m处陆续遇6个溶洞，总高235.13 m，其中343.20～575.12 m为斜深232.92 m的大型溶洞。

1.沿构造发育的溶洞；2.推测溶洞界线；3.灰岩；4地层产状；5.中—上石炭统灰岩图3 崠水墩子溶洞平面图Fig. 3 Plan graph of karst cave in Dongshuidunzi

3.2 发育质纯的可溶岩岩溶

由于岩石的主要化学成分不同，在水的作用下，对岩溶发育的影响各不相同[10]。地层中可溶性盐类是岩溶发育的基础，CaO含量越高越有利于岩溶发育[11]。如果可溶岩岩石CaO含量高，MgO和酸不溶物含量低，则岩石易被地下水溶蚀，岩溶发育。区内可溶岩中的石灰岩比白云岩、硅质、碳质灰岩CaO含量高，MgO和酸不溶物含量低，因此，岩溶在质纯的石灰岩中比在白云岩和硅质、碳质灰岩中更发育。由沙洲坝地区岩溶发育与岩石成分关系统计结果(表2)可知，石灰岩中CaO含量>50%，白云石、硅质、碳质灰岩CaO含量大多数<50%,CaO含量>50%的灰岩岩溶发育段多数为5.60～76.60 m，CaO含量<50%的灰岩岩溶不发育段多数为37.00～260.58 m。该区马平组灰岩CaO含量高于黄龙组灰岩，栖霞组灰岩CaO含量最低，而MgO和酸不溶物含量逐渐增高。因此，马平组灰岩岩溶发育程度强于黄龙组灰岩，栖霞组灰岩岩溶发育强度最弱。

表2 沙洲坝地区岩溶发育与岩石成分关系统计结果Table 2 Relation between karst development and rock compositions in Shazhouba area

3.3 岩溶沿可溶岩层面发育

由于岩性变化，地下水对岩石的溶解作用具有差别，因此，岩溶作用也不同。可溶岩是分旋回沉积的，各旋回的沉积物颗粒较粗，形成一些孔隙，这些孔隙为地下水运移提供了运动场所，使地下水沿层面孔隙运动，不断对其进行侵蚀、溶蚀，逐渐扩展，进而对其上、下旋回的岩石进行溶蚀和冲刷，久而久之便形成了众多沿层面发育的溶洞及溶蚀裂隙。沙洲坝盆地施工的钻孔中，9%的溶洞沿岩层层面发育。

1.粉质黏土；2.灰岩；3.下降泉；4.联圩组；5.马平组图4 泉点成因示意图Fig. 4 Sketch map showing the formation of spring point

图5 泉点宏观特征Fig. 5 Macroscopic characteristics of spring point

3.4 岩溶主要发育在浅部

浅部可溶岩由于裂隙发育，地表水的垂直渗透和地下水的水平运动速度较快，侵蚀CO2易进入岩层，形成垂直或水平的溶蚀裂隙和溶洞。深部裂隙不发育，地下水运动滞缓，进入岩层的CO2少，岩溶发育远逊于浅部。根据沙洲坝供水区勘探资料，岩溶发育深度一般在地表以下100 m内。距地表100 m以下(标高<100 m)，除了断裂复合部位可见溶洞外，一般无溶洞发育，只见溶蚀小孔和溶蚀裂隙。在该区钻孔所遇的45个溶洞中，其中37个溶洞发育在标高100 m以上(图6)。

图6 瑞金市沙洲坝盆地溶洞发育散点图Fig. 6 Scatter diagram of karst cave development in Shazhouba Basin, Ruijin City

在该区地表调查访问中，24 km2范围内共发现52个岩溶塌陷和落水洞，进一步佐证了岩溶在近地表发育。在九堡镇杨梅村施工的CK5钻孔，位于石炭系黄龙组之上，在孔深22.30～23.21 m裂隙较发育，并见溶蚀，形成孔洞，孔洞表面见溶蚀网格；23.21～23.31 m、24.54～24.59 m、40.72～41.02 m、47.13～47.43 m见溶蚀，形成小孔洞；47.43～54.00 m见溶洞，由泥质、砾石半充填，掘进钻杆自由下落，水位也突然下降，单井涌水量为279.85 m3/d。

4 岩溶地下水富集规律

岩溶地下水流动系统受岩溶发育、地形地貌、地层产状、岩性组合、断层破碎带及溶洞、裂隙节理的展布影响，地质构造条件和水文地质条件综合分析法是构造控水研究的基本方法[12-13]。在自然条件相似或基本相同的情况下，灰岩的富水性强于白云岩，纯灰岩的富水性强于不纯灰岩[14]。岩溶水的富集特征与可溶岩分布、岩溶发育强度及地质构造密切相关[15]。可溶岩中的张性断层破碎带，裂隙发育，岩溶发育程度比两侧可溶岩地层强，当断裂破碎带位于岩溶水径流区时，形成岩溶强径流带[16]。岩溶地下水富集的不均一性是岩溶发育不均一的反映，它与地层岩性、地貌、地质构造及新构造运动等有关，在同一含水层中，大多数同时并存着细微溶隙和巨大的洞穴管道[17]。区内岩溶水的富水性极不均一，地下水的赋存和富集与岩性、构造、岩溶发育程度以及补给条件密切相关，主要有以下特征。

4.1 断裂带及其复合部位地下水富集

张性断裂带岩溶化程度强烈，常沿走向发育溶洞、管道，在地表形成谷地、串珠状落水洞，只要地形条件适宜，往往形成富水带[18]。断裂带附近裂缝发育，是地下水的良好通道[19]。区内压性断裂、压扭性断裂带含水性差，具有隔水作用。上盘溶蚀裂隙、溶洞极发育，下盘基本不见溶洞，仅见溶蚀裂隙，且大多数裂隙被方解石充填，富水性具有明显差异。

断裂上盘大多派生张性裂隙，如ZK9钻孔与ZK107钻孔见含水丰富的岩溶裂隙带，溶洞多呈串珠状，以充填及半充填为主。垂向上出现3个富水性不同的含水段，分别为上部弱含水段、中部强含水段和下部不含水段。含水强弱与溶蚀裂隙、溶洞的充填情况有关。上部弱含水段，虽然溶洞发育，数量多，但大多数为全充填溶洞，充填物以泥质为主，富水性较差；中部强含水段，以半充填、无充填溶洞为主，溶蚀裂隙呈带状，富水性较好；下部不含水段，为全充填溶洞，充填物为紫红色泥质及灰岩碎块，胶结性及黏性较好，不含水，且具有较好的隔水作用。

4.2 地下水排泄区及主要径流带地下水富集

地下水径流排泄区的岩溶发育带与隔水地层的联合汇水作用，一般可形成岩溶水富集带，出露的泉水或单井流量较大[16]。盆地排泄区下二叠统岩溶不发育，根据ZK21钻孔和ZK9钻孔资料，该层厚度分别为251.25 m和83.30 m，形成阻水体。白垩系弱含水层覆盖于岩溶水含水层之上，具有一定的阻水作用，形成了大埠桥一带地下水富集区。排泄区泉群集中，流量大，钻孔单位涌水量可达23.68 L/s·m，是区内地下水最富集的地段。

区内NW向、SE向主要地下水径流带是地下水的富集带，带内岩溶发育，灰岩质纯，地表岩溶塌陷较发育。根据ZK105钻孔资料，地下水具有良好的径流通道，该带第四系松散层较薄，有利大气降水和地表水的渗入补给。第四系松散层孔隙水与岩溶水具有较好的水力联系，形成以第四系粉质黏土为相对隔水顶板的承压水、孔隙-岩溶水富集带。

4.3 褶皱及断裂转折部位地下水富集

褶皱轴部是应力集中部位，结构面发育，岩溶多沿褶皱轴部发育，同时受局部断裂的控制，岩溶也相对较集中发育在断层面附近或断裂带上[20]。褶皱及断裂的转折部位岩石破碎，有利于岩溶发育。大埠桥一带的倒转向斜转折部位，由于构造裂隙发育，含水性较差的下二叠系中含碳灰岩、含泥质灰岩富水性均较强，与其他地段同一岩性的富水性具有明显的差异。