北京地质实习文档.doc

前言 在暑假开始前，七月六日至十日，2006级水利水电的同学们随着教地质的朱济祥老师于北京门头沟地区进行了为期五天的地质实习。 实习的路线是朱济祥老师提前进行了备课的，具有各种地质特色的山，隧道，沟等，目的在于让学生们认识各种地质现象，对各种地质现象能作出相应的分析解释，使同学们对自己的专业有更深入的了解。目录 概述1 实习情况简介1 实习地区地质概况2 实习地区基本情况介绍2 地层3 地质构造 褶皱 断层 节理、劈理、卸荷裂隙 岩溶现象 岩溶现象分布 岩溶发育的规律性 岩溶现象对工程的影响 边坡岩体稳定问题 隧洞岩体稳定问题 陈家庄坝址工程地质条件 实习的收获、意见与建议 概述 关于水利水电实习： 时间：2008年7月6日至10日 驻地：北京市京煤集团综合地质招待所 实习地点：北京市门头沟区永定河两岸一定范围 实习目的：通过野外实践与观察，学会野外地质勘测的基本知识和方法，识别不同年代不同环境的岩石的性质，产状等，学会对见到的地质现象进行科学的分析解读。 实习内容：各种地质现象的观察与描绘，对褶皱、断层、节理等的特征、成因等进行详细的观察分析，并能结合到所学专业的知识对这些地质现像作出评价。实习地区地质概要 实习地区位于北京市西北部的门头沟区三家店一带与与官厅水库地区，是属于北京西山的一部分，为永定河中游的峡谷地段；永定河自怀来盆地东南方向从官厅起进入峡谷至三家店一带出口折向南游华北平原。 永定河为华北五大水系之一，上游为桑干河、洋河。在官厅附近汇合为永定河，官厅水库主要是利用了官厅山峡的峡谷口，修建拦河坝和水电站；怀来盆地为天然的良好库区。永定河峡谷区流经约110公里，山势险峻，水流湍急，河湾曲折，为有利的水电开发地段，已建有珠窝水库和下马岭水电站。峡谷山口在三家店一带，水流势缓，河谷开阔，经石景山、芦沟桥而下流入海河，经天津塘沽入渤海。在三家店地区已建有水闸，可供北京工农业用水，并引水发电而建立模口式电站。 本区山峡地带，主要有白花山、邵峰山等，海拔约在1300米以上，在三家店一带有九龙山、香峡大梁及大牛道山等。山势大致呈北东南西方向延伸，永定河峡谷切割其间，呈北西南东方向延伸。永定河上游属张北高原区，中游属峡谷区，下游为华北平原区。 本区气候属大陆性气候，季节性气候变化显著，年最高气温可达42.5摄氏度，最低温在10度以下，平均气温17，2度，昼夜温度变化也较大，雨量主要集中在七、八月份内，山区多暴雨，年平均降雨量360毫米左右。由于官厅水库的修建，已基本控制了永定河的洪旱灾害及泥沙问题，为了保证京津的安全与使用电力，为发展工农业生产起了很大作用。 本区矿产资源丰富，工业发达，农林业兴盛，交通方便。如有名的京西煤矿区及石景山钢铁基地等均位于此。国际联运的铁路线之丰（丰台）沙（沙城）段穿过永定河山峡。西（西直门）门（门头沟）线和西（西直门）板（板桥）线也经过此。有公路汽车可直达北京市内。 区域地层 实习区属于北京西山地带的一部分，出露岩层大部分为沉积岩，还有部分岩浆岩及较少的变质岩，地层时代从老到新，有元古界的震旦系、古生界的寒武系、奥陶系下统和中统、石炭纪系中统和上统、二叠系等；中生界的三叠系地层尚未肯定，侏罗系、白垩系教发育。岩浆侵入体如花岗岩及喷出的火山岩，分布也较广泛，以及不同程度的变质岩。新生界有第三纪（本区分布不广）和第四纪沉积的地层。门头沟概况 门头沟区位于北京城区正西偏南，东经115度2500至116度1007，北纬39度4834至40度1037之间。东西长约62公里， 南北宽约34公里，总面积1455平方公里。其东部与海淀区、石景山区为邻，南部与房山区、丰台区相连，西部与河北省琢鹿县、涞水县交界，北部与昌平区、 河北省怀来县接壤。属太行山余脉，地势险要“东望都邑，西走塞上而通大漠”，自古为兵家必争之地。 门头沟区地处华北平原向蒙古高原过渡地带，地势西北高，东南低。地形骨架形成于中生代的燕山运动。境内总面积的985为山地，平原面积仅占1 5。西部山地是北京西山的核心部分，山体高大，层峦叠嶂，海拔1500米左右的山峰160余座。西北部的灵山海拔2303米，有“京都第一峰”之称，另 有百花山、髽髻山、妙峰山等山峰。东部山地处于北京西山边缘，山体较小，山势渐缓，其东南部的兔儿庄海拔仅73米，为境内最低点。区内3条主要岭脊均呈东 北向平行排列，自西北至东南依次为：黄花梁一黄草梁一棋盘山复背斜；百花山一清水尖一妙峰山复向斜；铁坨山一九龙山一香峪梁复向斜。由于山地切割严重，各 岭脊之间形成大小沟谷300余条。平缓的山地与陡峭的山坡交替出现，地形呈锯齿状、阶段性上升。门头沟区属中纬度大陆性季风气候，春季干旱多风，夏季炎热多雨，秋季凉爽湿润，冬季寒冷干燥。西部山区与东部平原气候呈明显差异。年平均气温东部平原 117，西部斋堂一带102。极端最高气温东部40.2，西部376。极端最低气温西部-229，东部-19.5。春季60天，夏季 76天，秋季60天，冬季169天，冬季漫长是境内气候的一大特征。春秋季节，境内风、霜频繁，年平均风速为2，7米/秒，8级以上大风21次，年平均无 霜期200天左右，江水河村一带无霜期仅100天。日照时数较多，年平均日照2470小时。降水量自东向西逐渐减少，受中纬度大气环流的不稳定和季风影 响，降水量年际变化大，最多为9701毫米(1977年)，最少为3774毫米(1997年)，年平均降水量约600毫米。流经境内的河流分属3个水系，其中属海河水系的永定河流域面积最大，为136803平方公里；属大清河水系的白沟河流域的面积次之，为732平方 公里；属北运河水系的流域面积最小，仅为1382平方公里。永定河是全区最大的过境河流，河道长100余公里，主要支流有刘家峪沟、湫河、清水河、下马 岭沟、清水涧、苇甸沟、樱桃沟、门头沟等，大小支流共300余条。由于受上游降水不均匀的影响，其流量极不稳定。境内流域范围坡度陡，河道坡降大，入境处 海拔373米，出境处为73米，河道坡降为299，固水流湍急。加之上游流经黄土地区，河水含沙量较多，平原地区的河道不断发生淤积，迁徙不定，故史 有“洋河”“小黄河”“无定河”之称。直至50年代修筑了官厅水库后，才改变永定河的水文特征。清水河是永定河官厅山峡最大支流，为境内第二大河。上游有 两支，北支发源于灵山，南支发源于百花山，两支于塔河口汇合，始称清水河。其流向自西而东，河道全长28公里。大清河水系的白沟河境内流程较短，出境后入 房山区界。北运河水系，境内有两部分，一在雁翅镇泅家水、白瀑寺一带，出境入昌平区界；一在军庄镇北四村，出境入海淀区界。境内地下水可分为4个区：一是田庄一雁翅一青白口一石河村一线以北地区，以灰岩岩溶裂隙水溶洞水为主，总出水量363万吨日；二是髻山一妙峰山地 区，均为火山岩、砂岩裂隙水，总出水量2908万吨日；三是千军台一清水涧一黄岭村一线以东地区，水文地质情况复杂；四是清水河流域，水资源较丰富， 因流域内水文地质情况复杂，地下水的补给、埋藏和流动规律也多种多样，水资源的分布极不均匀。门头沟区的土壤属地带性褐土，分为山地草甸、山地宗壤、褐土 等3大类，8个亚类,93个土种。其中分布面积较广的有山地棕壤、山也淋溶褐土、碳酸盐褐土。境内植被属于暖温带落叶、阔叶林类型，仅在深山区有残存的次 生桦、杨林，一般林地均为灌木林或杂木混交林，森林覆盖率在40-60之间。灵山、黄草梁等山顶地区，因气候寒冷，多为草坡，以白草为主。村庄附近植被 破坏严重，一般覆盖率约2040。门头沟区地层主要由震旦亚界的蓟县系和青白口系，下古生界的寒武系、石炭系、二迭系，上古生界的侏罗系和第四纪的马栏组、百花山冰期堆积所构成。经过 漫长的地质变迁，境内形成了多种类型的矿床，现已探明的有：煤歼、石灰岩、玄武岩、辉绿岩、陶粒页岩、耐水粘土、大理石、花岗石、紫砚石、白云岩、硅石、 白花玉、紫页岩、石棉、冰洲石、天然石板、煤歼石、铜、锌、铝、铁、金、银等等。其中以煤、石灰石储量大、分布广。 实习路线 ：陈家庄上苇甸至下苇甸1.6公里处仙人洞军庄背斜109国道二十三公里处军庄背斜南翼（即相玉向斜北翼） 地壳时时刻刻都在运动着。同一地区在某一时期可能是以上升运动为主，形成高地，遭受风化剥蚀，另一时期可能是以下降运动为主，形成洼地，接受沉积；也可能是在长时期内下降接受沉积，这样就使得早晚形成的地层之间具有不同的相互关系，即地层接触关系。（一）整合接触沉积物连续堆积，新老地层之间产状完全一致，时代连续。岩石性质与生物演变连续而渐变，表明志层是在沉积区持续稳定下降的背景上沉积的。（二）平行不整合接触 地壳缓慢下降，沉积区接受沉积，然后地壳上升成陆，沉积物露出水面遭受风化剥蚀，接着地壳又下降接受沉积，形成一套新的地层。这样，先沉积的和后沉积的地 层之间是平行叠置的，但并不连续，而是具有沉积间断。因此，平行不整合接触代表着地壳均匀下降沉积，然后上升剥蚀，再下降沉积的一个总过程。特点：新、老地层产状一致，沉积出现间断，岩石性质和古生物演化突变。（三）角度不整合接触 地壳缓慢下降，沉积区(盆地）接受沉积，然后地壳上升成陆，受到水平挤压形成褶皱和断裂，并遭受风化剥蚀，接着又下降接受沉积，形成一套新的地层。这样， 先沉积的和后沉积的地层之间不是平行叠置，而是成一定角度相交，有明显的沉积间断、时代不连续。因此，角度不整合代表着地壳均匀下降沉积，然后水平挤压形 成褶皱、断裂并上升遭受风化剥蚀，再下降接受沉积的过程。 特点：新、老地层产状不一致，沉积出现间断，岩石性质和古生物演化突变。（四）超覆不整合接触 地壳下降，沉积盆地的水体逐渐扩大，沉积范围也逐渐扩大。在盆地的内部，沉积物按正常的层序沉积。而在盆地的边缘地带，越来越新的沉积地层依次向陆地方向扩展，逐渐超越下面的较老地层，直接覆盖于周缘的剥蚀面上，形成不整合接触，称为超覆不整合。特点：发育于盆地边缘，它是一种过渡现象。同一时代的地层与下覆层向盆地内变成整合，向盆地外变成不整合。在超覆区内，新地层总是直接盖在剥蚀面上，其间缺失部分地层。地质构造 褶皱:岩石中面 状构造(如层理劈理或片理等)形成的弯曲。单个的弯曲也称褶曲。褶皱的面向上弯曲两侧相背倾斜称为背形褶皱面向下弯曲两侧相向倾斜称为向形。 如组成褶皱的各岩层间的时代顺序清楚则较老岩层位于核心的褶皱称为背斜较新岩层位于核心的褶皱称为向斜。正常情况下背斜呈背形向斜呈向形是褶皱 的两种基本形式 。单个褶皱大者可延伸数十公里小者可见于手标本或在显微镜下才能见到。 褶皱要素 褶皱的基本组成部分用以描述褶皱的形态和产状。包括核褶皱的中心部位翼泛指核部两侧比较平直的部分轴迹褶皱面从一翼过渡到另一翼时出 露的轴部枢纽同一褶皱面上最大弯曲点的连线轴面各相邻褶皱面的枢纽联成的面可以是平面也可以是不规则的曲面轴面与地面或其他面的交线称 为该面上的轴迹轴理想的圆柱状褶皱可以由一条平行其自身移动而描绘出该褶皱面弯曲形态的直线这一直线又称为褶轴。褶轴只是具有表明几何方位意义的 线段圆柱状褶皱的枢纽方向代表了褶轴的方向。非圆柱状褶皱可有枢纽线而没有统一的褶轴只有把它分解成许多近似圆柱状褶皱的区段才可分别确定其褶轴 脊线和槽线在横剖面上褶皱面的最高点称为脊同一褶皱面上脊的连线称为脊线反之褶皱面在剖面上的最低点称槽同一褶皱面上槽的连线称为槽线。 分类 根据单个褶皱的枢纽及轴面的产状分为直立水平褶皱轴面近于直立(倾角8090)枢纽近于水平(010)直立倾伏褶皱轴面近于直 立枢纽倾伏角1070倾竖褶皱轴面和枢纽均近于直立斜歪水平褶皱轴面倾斜(倾角2080)枢纽近水平斜歪倾伏褶皱轴面 倾斜枢纽倾伏平卧褶皱轴面和枢纽均近于水平斜卧褶皱轴面和枢纽的倾向和倾角基本一致轴面倾角2080。 以在与褶皱轴相垂直的正交剖面上的形态进行划分。根据组成褶皱的岩层厚度变化或各层的曲率变化利用层的等斜线型式来表示。等斜线即同一翼的相邻褶皱面上 其切线倾角相等的切点的联线。据此可分为3个类型1型等斜线在背形中成正扇形向内弧收敛即内弧的曲率比外弧的大。根据其收敛的程度和层的厚度变化可 进一步分为3个亚类IA型褶皱的等斜线强烈收敛褶皱层的厚度在转折端比翼部的薄也称顶薄褶皱IH型是理想的平行褶皱等斜线垂直层面上下层面互 相平行褶皱层厚度在各处相等也称等厚褶皱IC型褶皱的等斜线略微收敛层的厚度在转折端比翼部的略厚。2型等斜线互相平行层的厚度在转折端明显 大於翼部但在平行轴面方向上测量的视厚度则各处相等。这类褶皱各层的曲率相同各层形态相似故称相似褶皱。3型等斜线在背形中呈反扇形向外弧收敛 层的厚度在转折端明显大於翼部也称顶厚褶皱。另外根据组成褶皱的各褶皱面之间的几何关系可分为协调褶皱各褶皱面的弯曲形态一致或作有规律的变化如平行褶皱和相似褶皱不协调褶皱各褶皱面的弯曲形态彼此有明显的不同层的厚度变化很不规则。 形成机制 褶皱的形成机制与其受力方式变形环境及岩层的变形行为密切相关。不同的形成机制在不同的条件下起作用常见的有 纵弯褶皱作用岩层受到顺层挤压作用而形成褶皱。一般认为岩层在褶皱前处於初始的水平状态所以纵弯褶皱作用是地壳受水平挤压的结果。岩层 间的力学性质差异在褶皱形成中起著主导作用。如岩系中各层力学性质很不一致则在顺层挤压下强硬层就会失稳而发生正弦曲线状弯曲形成等厚褶皱相对软 的层作为介质在均匀压扁的同时被动地调整和适应由强硬层引起的弯曲形态。进一步挤压下强硬层的褶皱变得越紧闭可使翼部被压扁而成IC型褶皱。如岩系 中各层力学性质差异较小且平均韧性较大则强和弱的岩层在褶皱的同时共同受到总体的压扁可形成 IC型到3型的褶皱。纵弯褶皱的轴面垂直挤压方向褶轴与中间应变轴一致。 横弯褶皱作用岩层受到与层面近於垂直的力而发生弯曲的作用。由於沉积岩层初始状态是水平的因此横弯褶皱作用的外力是垂向的。它可以是 由於基底的断块升降引起盖层的弯曲也可以由於盐层或其他高塑性层的重力上浮的底辟作用(见底辟构造)引起上覆地层的弯曲也可由岩浆上涌所引起。其特点 是受褶皱的岩层整体处於拉伸状态常成IA型顶薄褶皱或在顶部形成地堑。当基底的差异性升降与表层的沉积作用同时进行时则为同沉积褶皱背斜表现为水 下隆起向斜表现为水下凹陷从而可引起沉积层的岩相和厚度的变化。 褶皱作用又称滑褶皱作用是岩层沿著一系列与层面交切的密集面发生不均匀的剪切而形成褶皱。它一般发生於韧性较大的岩系(如含盐层) 或较深层次的层状岩系的韧性剪切带中。这时各岩性层间的韧性差极小而趋於均一化而整套岩系的平均韧性较大。在变形中岩性差异和层面只作为标志而不再 具有力学意义上的不均一性由於受差异性剪切而被动地弯曲。其轴面平行於剪切面因此沿轴面测量的层的视厚度相等是典型的相似褶皱。 流褶皱岩石在较高的温度和压力下可以成为具高韧性和低黏度的固态物质呈类似於黏性流体的黏滞性流动而变形形成形态非常复杂的褶皱。深 变质岩和混合岩化岩石中常可见小型的流褶皱。在比较简单的层流条件下形成的流褶皱实际上仍是一种剪切褶皱仍有规律可循。在紊流条件下形成的复杂褶皱 已很难再造其运动学图像对分析其所受的应力场已无实际意义但说明了其生成时的条件。 由地表非构造运动的力的作用也可形成褶皱。这类褶皱仅限於地壳表层属表生构造。如山坡上重力造成的蠕动构造可使岩层发生膝状弯曲甚至翻转成平卧式卷 曲。地面及水下滑坡沉积岩成岩过程中的差异压实作用等都能使沉积岩层产生不同形态的褶皱。这类褶皱一般规模不大往往局限於某一层或少数岩层中。 原始的褶皱山是背斜岩层构成山，向斜岩层构成谷，这种地形称为顺地形。但是随着山岳的不断破坏，背斜因顶部岩 层软弱，易剥蚀而形成谷地，原来的向斜岩层形成的凹地则因岩层坚硬反而变成山岭。这种地形称为逆地形（或地形倒置）。顺地形的破坏和逆地形的发育既取决于 外力作用的强度和地貌演化的阶段，也取决于褶皱构造本身的产状特点和软硬岩层的组合情况。背斜山的保留条件是：褶曲舒缓，起伏不大，坚硬岩层厚，软弱岩层 薄。向斜山的发育条件是，褶曲陡峻，起伏很大，软弱岩层厚、坚硬岩层薄。褶皱山往往沿褶皱方向延伸，其分布和褶皱轴一致。即地形的起伏却和岩性密切相关。 一；老虎头背斜褶皱：位于陈家庄水库的老虎头背斜褶皱（张节理），是造成渗漏的通道， 二；上苇甸至下苇甸1.6公里处背斜，特点：长短轴比小，转折段有张节理，造成一定程度侵蚀，花岗岩上部侵蚀较重，故比较平缓，而四周山峰则比较高陡尖利。形成机理：因岩体侵入而形成，故背斜中部为岩浆岩；页岩褶皱：两翼夹角小于70度的紧密褶皱。三；军庄背斜四；下苇甸穹窿 其侵入岩体中心在上苇甸，所以又称为上苇甸穹窿。分布面积约30平方公里，因后期风化已形成员地形。永定河经其南缘，形成曲度很大的深切河曲，甩开断裂带构造线。断层：岩层因受力达到一定强度而发生破裂，并沿破裂面有明显相对移动的构造称断层。 地壳中的一个裂口或破裂带，而且沿着它相邻的岩体发生了运动。断层长度变化很大，从几厘米至几百公里不等，两盘之间的位移量也可有这样大的变化。 断层是构造运动中广泛发育的构造形态。它大小不一、规模不等，小的不足一米，大到数百、上千千米。但都破坏了岩层的连续性和完整性。在断层带上往往岩石破碎，易被风化侵蚀。沿断层线常常发育为沟谷，有时出现泉或湖泊。 是什么力量倒置岩层断裂错位呢？原来是地壳运动中产生强大的压力和张力，超过岩层本身的强度对岩石产生破坏作用而形成的。岩层断裂错开的面称断层面。两条断层中间的岩块相对上升，两边岩块相对下降时，相对上升的岩块叫地垒；常常形成块状山地，如我国的庐山、泰山等。而两条断层中间的岩块相对下降、两侧岩块相对上升时，形成地堑，即狭长的凹陷地带。著名的东非大裂谷和我国的汾河平原和渭河谷地都是地堑。 断层对地球科学家来说特别重要，因为地壳断块沿断层的突然运动是地震发生的主要原因。科学家们相信：他们对断层机制研究越深入，就能越准确地预报地震，甚至控制地震。 断层的种类： 根据断层线上原来相邻接的两点在断层运动中的相对运动状况可以将断层分类。 如果它们的运动只在水平方向上，并且平行于断层面，那么这断层叫走向滑动断层。走向滑动断层又进一步分为右滑和左滑断层。 如果一个观察者站在断层的一侧，面向断层，另一边的岩块向他左方滑动，那它就叫左滑断层。之所以如此称呼，因为要追索被移动了的地表特征时，该人需沿断层线转向左边，才能在那一边找到与这边相对应的特征。这种走向滑动断层也叫右旋或左旋、右行或左行断层，或统称走向断层。沿断层面作上升下降的相对运动，则是倾向滑动断层。上盘相对下盘向下运动的倾向滑动断层是正断层。 当断层面倾角小于或等于45，上盘相对下盘作向上运动时，叫冲断层，而若断层面倾角大于45，则称逆断层。 两盘相对运动方向界于走向滑动断层和倾向滑动断层之间的，叫斜向滑动断层。 断层两盘之间的相对位移常被叫作断层落差和平错。落差反映垂直位移，而平错反映水平位移。以上所说的断层都有一个共同的运动特点，即在运动中两盘的构造保持着平行。 但也可以有这样的断层，相邻两盘块体之间发生了扭动、转动，这样的断层被称为旋转断层或剪状断层永定河断裂带 近年来，地质工作者经过野外调查，并结合卫星、航空遥感图象的判读，认为存在一条大 ,致于永定河现行下游河道并列或重合的断裂带。它起雁翅，经安家庄、清水涧、落坡领、王平村、斜河涧、三家店、军庄，进入军庄沟，消失在西杨坨一带。这条断裂带与现行河道不相符的地方，是它穿行斜河涧至三家店之间，然后掉转头到军庄 ，而现行河道是自斜河涧经军庄，才到三家店。不过，断裂带走向，恰恰是距今70万年以前，早更新世时古永定河的流向。当时，古永定河也经军庄沟，东北流向海淀区清河。断裂带破坏了沿途的地层结构，岩石破碎，是最易发育成河谷的线性地带。 岩溶现象岩溶地貌 可 溶性岩层在岩溶作用下，可形成一系列独特的地貌，可分为地表的和地下的两类：地表岩溶地貌有石芽、溶沟、漏斗、竖井、落水洞、溶蚀洼地、溶蚀谷地、干谷、 盲谷、孤峰、峰林等。地下岩溶地貌主要是溶洞和暗河。在我国云南、贵州、广西有广阔的岩溶地貌，南斯拉夫和意大利接界处的喀斯特高原，岩溶地形也十分发育岩溶作用：凡是以地下水为主，地表水为辅，以化学过程（溶解与沉淀）为主。机械过程（流水侵蚀和沉积，重力崩塌和堆积）为辅的对可溶性岩石的破坏和改造作用都叫岩溶作 用。岩溶作用发生的条件，就岩石而言，必须是可溶的，水才能进行溶蚀。其次，岩石必须是透水的，这样地表水才能转化为地下水，因为在岩溶过程中，地下水起 着主导作用，才能形成做为岩溶标志的地下溶洞。就水而言，首先水必须具有溶蚀力，当水中含有CO2时，溶蚀力便会增大，其次，水必须是流动的，因为停滞的水很快就变成了饱和溶液而失去了溶蚀力。因此岩石的可溶性、透水性、水的溶蚀性、流动性就成为岩溶作用的基本条件。岩溶的化学过程如下：空气CO2水CO2H2OH2CO3H+HCO3-HCaCO3HCO3-Ca+即CO2H2OCaCO3Ca+2（HCO3）-水中化合的和游离的CO2处于平衡状态，当化合的CO2与石灰岩起作用而减少时，平衡就遭到破坏，水中游离的CO2减少时，化合状态的CO2向相反的方向转化，使水中的碳酸含量减少，这时CaCO3发生沉淀作用。但由于地表水不断地补给，空气中的CO2不停地扩散，结果使石灰岩的溶解作用不断发展，以致造成各种空洞，并且日益扩大，引起地下水的机械侵蚀和洞顶的崩塌，更促进岩溶作用发展。岩溶作用及其所产生的水文现象和地貌现象统称岩溶，原称喀斯特。喀斯特是南斯拉夫西北部石灰岩高原的地名，那里岩溶发育，因此，在十九世纪末，南斯拉夫学者 司威治，以此代表“水对可溶岩进行的一种特殊地质作用，过程及其结果”的专用词。长期以来在我国的科学文献上也曾使用这一译名。由于我国对碳酸盐岩地区的 现象研究历史悠久，类型齐全，分布广泛，因此在1966年2月，我国第二次喀斯特会议上，决定将“喀斯特”术语改为岩溶。发育在碳酸盐类岩石以及岩盐、石膏等可溶性岩石中的岩溶称真岩溶；可溶性物质胶结的碎屑岩，黄土中钙质成分被溶走而产生的类似岩溶的现象，统称假岩溶落水洞 是 地表水流入地下的进口，表面形态与漏斗相似，是地表及地下岩溶地貌的过渡类型。它形成于地下水垂直循环极为流畅的地区，即在潜水面以上，落水洞的形成，在 开始阶段，是以沿垂直裂隙溶蚀为主。当孔洞扩大以后，下大雨时，地表大量流水集中落水洞，冲到地下河。洪水携带着大量的泥沙石砾，往下倾泻，对洞壁四周进 行磨蚀，使落水洞迅速扩大。有时岩体崩塌，也可使落水洞扩大。因此落水洞是流水沿垂直裂隙进行溶蚀、冲蚀并伴随部分崩塌作用的产物。落水洞也不是一直向下 贯通的，当地表水下透一段路程之后，落水洞就会顺着岩层的倾斜方向，或者节理的倾斜情况而发育。在水平地层发育的落水洞，象阶梯那样逐级下降。在节理众多 的地层中，又会形成曲折回环的形态。落水洞主要可分为裂隙状的，筒状的，锥状的及袋状的。它们既可直接表现于地表面，也可套置于岩溶漏斗的底部。由于落水 洞常沿构造线、裂隙和顺岩层展布方向呈线状或带状分布，因此是判明暗河方向的一种标志。溶洞 是 地下岩溶地貌的主要形态。溶洞是地下水沿可溶性岩层的各种构造面（如层面、断裂面、节理面）进行溶蚀和侵蚀作用所形成的地下洞穴。在形成初期，地下孔道较 小时，地下水流动缓慢，主要的作用是溶蚀。随着孔洞的扩大，地下水流速加快，特别是雨季来临时，水中挟带了大量的泥沙，除了溶蚀作用外，还产生了机械侵蚀 的作用，进一步使洞壁扩大。由于地壳上升，地下河被袭夺或地下水面下降，或其他原因，使原来的地下通道没有水流，就成为溶洞。溶洞的形态与地质构造有很大 的关系，如沿单一裂隙发育的洞道，规模很小，甚至连一个人都通不过。而沿构造裂隙的交叉点发育的洞道，溶蚀和侵蚀作用更容易进行，并时常发生崩塌作用，因 此在这里往往形成高大的厅堂，如桂林七星岩的“大校场”，洞高达20米，宽达100米， 可容千人。而地下水在石灰岩层中运动的方式不同，对溶洞的大小和延伸方向也有影响。在潜水面以上，地下水主要是垂直下渗，所形成的洞穴主要沿垂直方向延 伸，如落水洞等，在这里不易形成大洞。在潜水面季节交替的地带，在雨季时地下水以水平流动为主，而到了干季以垂直流动为主，在这儿既发育着垂直性溶洞又发 育着水平方向的溶洞，这一带往往有大洞形成。如广东肇庆七星岩。而在潜水面以下，地下水以水平流动为主，则形成沿水平方向延伸的洞穴。在承压水分布的地 区，也有溶洞发育，一般规模较小。钟乳石 指由洞顶往下垂的尖锥体，是碳酸钙的沉淀物。属于岩洞中的堆积地貌。由于洞顶上面渗下来的地下水，饱含碳酸钙。当地下水渗到洞里的时候，随着水分的蒸发和CO2的散逸，水里一部分碳酸钙就从水中析出，沉积在滴水出口处，形成一堆石灰华。这层石灰华越积越厚，越长越长，成为由洞顶往下垂的尖锥体，锥尖还不停有水滴下，形状象钟乳，故名“石钟乳”。石笋 指在溶洞中直立在洞底的尖锥体。饱含着碳酸钙的水通过洞顶的裂隙或从钟乳石上滴至洞底。一方面由于水分蒸发，另一方面由于在洞穴里有时温度较高，水溶解CO2的量减小，所以，钙质析出，沉积在洞底。日积月累就会在地上长成一个尖锥体，很象竹笋，故名石笋。石柱 由于石笋和钟乳石不断地增长，最后连接起来，形成柱状物，称为石柱。由于它们的发育，最后会把洞穴填塞封闭起来。石柱、石笋、石钟乳是组成洞穴美景的主要部分。岩溶 发育阶段假定一个上升的宽平高地，由产状平缓、岩性致密和厚层的石灰岩所构成，且地壳上升以后，长期稳定，则岩溶地貌的发育大致可分为下面三个阶段：（1） 早期阶段：石灰岩出露地表，发育成石芽、溶沟、漏斗和落水洞。地表水部分转入地下，循裂隙进行溶蚀。此时裂隙扩大不多，地面河流仍占优势。随着裂隙的不断 扩大，岩体内形成许多独立的洞穴系统。在较大的洞穴系统内，地下水面的位置较低；较小的洞穴系统，地下水面的位置较高，一般无统一的地下水面。此时也称为 岩溶发育的幼年期。（2） 中期阶段：随着洞穴充分发育，独立的洞穴逐渐归并，成为一个完整的系统，并形成一个统一的地下水面。地下水面以上的溶洞干涸，地下水面附近的洞穴成为地下 河。地面河流已大部转入地下，成为非常缺水的蜂窝状地面。此时也称为岩溶发育的青年期。由于地面继续受到溶蚀和侵蚀，地面逐渐被蚀低，洞顶崩塌而出露地 表，地下河的某些河段也因顶板崩塌，出露地表，明流与暗流交替出现，最后地下河转变为地上河。在这个过程中，地下河的顶板崩塌愈多，破坏及搬运作用也愈强 烈，地面破碎，形成大型的溶蚀洼地和峰林等地貌。此时也称为岩溶发育的中年期。（3） 晚期阶段：由于地下河道及溶洞的大量崩塌形成了地表水系，岩溶盆地不断蚀低扩大，这时地面降低了，在岩溶盆地底部或平原上堆积了厚层石灰岩残余堆积物红 土，溶蚀平原上残留有石灰岩残丘及孤峰，地面起伏很小接近于准平原，此时也称为岩溶发育的老年期，但岩溶发育是一个十分缓慢的过程，据我国广西罗城地区测 量，溶蚀厚度每千年122.8毫米。我国许多地区目前的岩溶形态往往是地质时期古气候下的产岩溶塌陷的发育规律 一、岩溶塌陷的分布规律 岩溶塌陷主要分布于具备塌陷形成条件且有多种不利要素综合作用的结果，对自然或人为诱塌因素的作用较为敏感的地段。归纳国内的实践经验，这些地段有： （一）岩溶强烈发育的纯可溶岩分布地带，或沿其与非可溶岩的接触地带。这些地带中隐伏岩溶形态（漏斗、溶槽等）较发育，且其中多有较土分布； （二）沿可溶岩中的断裂带或主要裂隙交汇破碎带，岩层剧烈转折、破碎的地带； （三）松散盖层较薄县以砂土为主，其底部粘性土层缺失或甚薄（一般不足12米）的“天窗”地段； （四）岩溶地下水的主迳流或或岩溶管道上； （五）具有潜水和岩溶水仅层含水层分布地带； （六）岩溶地下水的排泄区； （七）岩溶地下水位在基岩面上下频繁波动的地带，或受排水影响强烈的降落漏斗中心及近侧地段； （八）临近河、湖、塘地表水体的近岸地带； （九）岩溶地下水位埋藏较浅的低洼地带。 二、岩溶塌陷的散布规律 在自然条件下，由于诱塌因素的作用强度除地震外一般较弱，塌陷往往是零星单个产生。对于人为塌陷由于诱塌因素作用一般较强，塌陷往往成群出现。这些塌陷群 在空间是有一定的散布规律，其散布特征主要受控于可溶岩的分布、岩溶发育的均一程度和塌陷的发育程度。其散布特征可分为三类： （一）岛状散布：在塌陷群中数量最多，其原因一般与可溶岩呈岛状分布有关，如水口山矿区，塌陷主要集中出现于曾家桥、茶子园、侨头、香花坪等地段。也多与 岩溶发育的不均一性有关，如煤炭坝煤矿，塌陷主要集中发育于岩溶较强烈的上泽泉、大成桥泉等地段而呈岛状分布。此外，还与诱发源的分布有关，如水城水钢供 水源地，塌陷主要集中在14个抽水井周围，形成岛状塌陷。 （二）带状散布：其原因主要与可溶岩或岩溶强烈发育带呈条带状分布有关，其中以断裂破碎带、地下河通道带的控制作用最为明显。 （三）面状散布：主要见于岩溶发育较均一、岩溶地下水呈分散网络状分布的地段，常见于岩溶谷地的河、湖近岸地带、岩溶地下水的排泄地带。 三、岩溶塌陷发育的时空动态规律 （一）单个岩溶塌陷的发育过程及其动态特征 对于绝大多数常见的土层塌陷来说，都具有由岩溶洞隙土洞塌陷的发育过程，土洞是塌陷的孕育阶段，也是潜在的塌陷，土层塌陷的动态规律受着土洞发育过程 的控制，后者又因土层岩性结构和厚度、岩溶地下水的状态及引起塌陷的作用因素不同而异。 根据我国的实际情况，按土洞发育的时期可区分为老土洞和新土洞两类：老土洞是在已往地质历史时期中在自然因素的作用下形成的；新土洞形成于现代，绝大多数是在人为因素作用下形成。 对于老土洞，根据其活动性概可分为两类。一类是已停止活动的“死”土洞，其特征主要是土洞充填较密实，无空洞存在，无地下水流强烈活动的迹象。这类土洞是 由于环境条件的改变而形成，如原来岩溶地下水运移通道（包括岩溶洞隙）的充填堵塞，岩溶地下水位区域性下降并保持在基岩顶板以下，后者往往与地壳的升降活 动有关。除非有强烈作用的人为因素如大规模的抽排水或突水水作用的迭加而可能重新活动外，一般不会复活，在工程活动中可当作一类具特殊性质的工程岩土体来 对待，可不采取防塌措施。另一类是具有微弱的或间歇性活动性的老土洞，其形成时的条件和因素没有基本的变化，仅作用因素的强度有所减弱，其发育和扩展速度 较缓慢，要达到塌陷产生的时间较为漫长，但在有人为因素的迭加作用下，其活动性及其发育和扩展的速度随人为因素作用的强度而有不同程度的增加。使老土洞产 生塌陷，其经历的时间一般为数月甚至数年。我国南方是有这中缓塌型动态的塌陷为数甚多。缓塌型老土洞的特征是土洞充填物较疏松软弱，一般呈软型状，具有地 下流动的痕迹，但其上部空洞少见。 新土洞主要是在人为因素作用下形成，其发展速度一般较老土洞要快得多，其经历的时间短至数小时，长的数日至数月，可称之为速塌型。新土洞的特征是土洞充填物较新，结构很疏松，含水量高，一般处于流动状态，其上部往往有空洞存在。 （二）岩溶塌陷群发育的时空动态 人为塌陷多成群产生，形成塌陷群，其时空动态表现在以下几个方面： 1.塌陷的持续性：岩溶塌陷在其诱发因素消失之前将持续发展，直到达到新的稳定平衡为止。如铜录山，水口山等矿区从1964年以来塌陷持续发展达20年之 外，至今仍在继续。其他矿区也有类似的情况，这种现象主要与矿坑排水降深不断加深有关。对于抽水塌陷来说，如果降深较稳定，其持续时间将要短得多，但有的 也可延长至10年以上（如水城）。 2.塌陷的阶段性：单个塌陷的发育过程可分为孕育阶段（土洞形成和扩展），塌陷阶段（塌陷形成），调整阶段（塌陷坑壁不稳定土体的坍塌以达到新的平衡状态 及后期发行和充填堆积的休止阶段）。对于在一定诱发源（如一定降深的矿坑排水）作用下整个地区的塌陷发展过程可分为以下几个阶段。这几个阶段组成一个塌陷 轮回。 3.塌陷的周期性：在诱发源稳定不变（如排水降深稳定）的情况下，受气象水文因素的影响。塌陷作用随其周期性变化而作强弱波动，如一年中的雨季春耕泡田季 节，塌陷作用强烈，塌陷数量多而集中，其它季节塌陷作用减弱，数量减少。在一个轮回中这种波动随着塌陷发展逐渐向外围扩展，其幅度逐渐减弱以至消失。在诱 发源发生变化（如排水降深加大）。塌陷作用将再次复活并向外围扩展，开始一个新的轮回，再次出现新的周期性波动，但其波动幅度较前一轮回减弱，呈螺旋式发 展。 4.塌陷的重复性：对于一个特定的塌陷区来说，由于诱发源不断变化，可经历多次轮回的重复塌陷，表现为产生新的塌陷或者是原先塌陷的复活。 四、岩溶塌陷的伴生与共生现象 （一）岩溶塌陷的伴生现象。主要有地面下沉、地面开裂和塌陷地震，它们随塌陷而产生，有时成为塌陷的前兆现象。 1.地面下沉：在岩溶洞隙上复盖层与厚度较大但性质松软的土层组成时，土洞的扩展将引起地面的局部下沉，其发展的结果最终将形成缓发性塌陷。位于建筑物下方的土洞，在其扩展过程中将引起建筑物的不均匀沉降，地面亦将出现局部下沉。 2.地面开裂：在土洞扩展到一定程度而尚未塌陷前，往往首先在地面出现裂缝，这些裂缝大都是弧形断续展布，具拉张特征，有时有多条裂缝是平行交错分布。裂 缝进一步发展形成环状裂缝，且宽度加大，有时内侧下错形成小的错台，但一般不具有水平的相对位移。这些环状裂缝往往是塌陷坑口位置的表征。此外，在塌陷坑 外侧周边还可出现弧形的牵引裂缝。在塌陷坑形成后引起坑壁的坍塌。 3.塌陷地震：大规模的塌陷可引起地震效应，由于其产生地震的能量有限，震源深度很浅，因此强度低，震级小，但烈度偏高。如水口山矿区，在排水初期塌陷大 量产生，同时出现烈度5度地震，影响范围直径5公里。乌江渡六厂1945一1946在灰岩中产生3级地震。烈度在56，贵州开阳县城东南，1957一 1958年在灰岩，白云岩中出现塌陷地震，震级3级。湖北恩施沐抚区大山顶一带1975年1月27日，当地群众听到地下有闷雷声，地面见有裂缝，宽12 厘米，长数十至数百米，裂缝附近常见有漏斗或新近塌陷的坑洞，多属基岩塌陷，塌陷地震震级0507级，影响范围南北长1520公里，东西宽2一 10公里。 (二)岩溶塌陷的共生现象 岩溶地区在自然和人为因素作用下除产生塌陷外，还可由于自身所具有的条件出现与之共生的地面变形现象，如沉陷和地裂。它们与塌陷没有必然的成因联系，而是与塌陷不同的另一类变形现象，认识它对于区别塌陷现象有着重要的意义。 1地裂：岩溶地区可出现不同类型的地裂，除新构造运动形成的地裂可偶见外，较常见的是岩溶地区的红粘土中因具有胀缩性(遇水膨胀、失水收缩)而产生的地 裂，并常使建筑物开裂损坏。另一类地裂是由于地面沉降而引起的，伴随地面沉降而出现和分布。沉降愈强烈，地裂也愈密集，其延伸长度由数十米至百余米不等。 如江西乐平花亭锰矿在放水试验时伴随降出现地裂150多条，最大长度160米，可见最深2米。 2地面沉降： 岩溶地区可出现不同类型的地面沉降，常见的一种类型是“脱水压密沉降”，如昆明翠湖公园因附近园通山人防工程排水，声溶地下水位有较大下降，该处上复的疏 松饱水土层中除有39个塌陷产生外，公园内还普遍见到桥墩下沉、房屋开裂、湖堤外侧开裂等一些明显的下沉开裂现象，这是土层脱水压密的结果。江西乐平花亭 锰矿复盖层为厚535米的红粘土和厚约5米左右的砂砾石层，1970年2月于一40米坑放水试验，降深325米，涌水量268升秒，除产生82个塌 陷外，在降落漏斗内侧约1公里范围内地面还产生沉降和开裂，其最大下沉量达360毫米，超过30毫米的沉降区面积约3平方公里。这也是因为砂砾石层的疏干 压密和粘性土层脱水后固结压密的结果。另一类沉降是由于土层下密布细小的岩溶洞隙，使土层向下较均匀地流失造成的这种现象在石膏岩溶区最为典型。【形成原理】促使喀斯特发育的条件是：1、地表附近有节理发育的致密石灰岩；2、中等到较大的降雨量；3、地下水循环通畅。石灰岩（碳酸钙）在略有酸性的水中容易发生溶解，而这种水在自然界中广泛存在。雨水沿水平的和垂直的裂缝渗透到石灰岩中，将石灰岩溶解并带走。由于地表物 质也被流水带走，还没有被溶解的石灰岩就形成了石灰岩喀斯特面。沿节理发育的垂直裂缝逐渐加宽、加深，形成石骨嶙峋的地形。当雨水沿地下裂缝流动时，就不 断使裂缝加宽加深，直到终于形成洞穴系统或地下河道。狭窄的垂直纵向竖井与这些河道联通，使地表水得已顺畅地经地下河流走。世界上的大洞穴，大多数都是喀斯特区。我们在照片中常见到的岩沟、天生桥、石灰岩孤 峰、石林等，都是喀斯特区特有的地形。如果洞穴足够大且顶部接近地表面，则洞顶会发生坍塌。这样就会产生名叫落水洞的洼地。落水洞是喀斯特地形的一种最有 代表性的特征，常常合并成更大的凹陷，叫做坡立谷（俗称“天坑”），它常常是平底的，并由石灰岩中不溶残余特形成的土壤所覆盖。有些地区的石灰岩中不溶解物多一些，留下来的物质形成可以耕种的土壤。在一些降雨量很大喀斯特地区，所有降水都完全渗透到地下，甚至使那一地区连生活用水都难以找到。另一些地方，地表则可能会出现大泉，以河流的形式流过地表面，然后再次消失于地底下。【种类】按其发育演化，喀斯特地形可分出以下6种。1）地表水沿灰岩内的节理面或裂隙面等发生溶蚀，形成溶沟（或溶槽），原先成层分布的石灰岩被溶沟分开成石柱或石笋。2）地表水沿灰岩裂缝向下渗流和溶蚀，超过100m深后形成落水洞。3）从落水洞下落的地下水到含水层后发生横向流动，形成溶洞。4）随地下洞穴的形成地表发生塌陷，塌陷的深度大面积小，称坍陷漏斗，深度小面积大则称陷塘。5）地下水的溶蚀与塌陷作用长期相结合地作用，形成坡立谷和天生桥。6）地面上升，原溶洞和地下河等 被抬出地表成干谷和石林，地下水的溶蚀作用在旧日的溶洞和地下河之下继续进行。 按出露条件分为：裸露型喀斯特、覆盖型喀斯特、埋藏型喀斯特。喀斯特地貌在碳酸盐岩地层分布区最为发育，该区岩石突露、奇峰林立,常见的地表喀斯特地貌有石芽、石林、峰林、喀斯特丘陵等喀斯特正地形，和溶沟、落水洞、盲谷、干谷、喀斯特洼地（包括漏斗、喀斯特盆地）等喀斯特负地形；地下喀斯特地貌有溶洞、地下河、地下湖等；以及与地表和地下密切相关联的喀斯特地貌有竖井、芽洞、天生桥等。喀斯特的研究在科学理论上和生产实践上都有重要的实际意义。喀斯特区有许多不利于生产的因素需要克服和预防。1如有些地区因喀斯特发育使地表严重缺水，或在雨季时地表水来不及排泄，使一些喀斯特洼地积水成灾，影响农业生产；2喀斯特洞穴导致坝区、库区发生渗漏；3采矿或开挖隧道时发生涌水；4喀斯特地下水位迅速下降，导致地面的塌陷；5路基或铁路建筑物遇地下喀斯特泉水受淹等。岩溶的发育、形成始终伴随着地球的地质发展史，我国主要的岩溶期有震旦纪、寒武纪、奥陶纪、泥盆纪、石炭纪、二叠纪、三叠纪、白垩纪、第三纪和第四纪。其中第三纪以前发育的岩溶称为古岩溶，古岩溶形态多已被剥蚀破坏或为后期沉积覆盖或充填。除了裸露的石灰岩地区之外，我国还有大面积的石灰岩分布区为浅层第四纪堆积物所覆盖，但其中岩溶现象发育也很典型，这种类型主要鉴于北方地区。岩溶对工程建设的影响很大。岩溶的发育使岩石产生孔洞，成为水库渗漏的通道；在岩溶地区修建隧洞，会遇到各种岩溶涌水地质问题；在各种桩基础工程中，岩溶的存在会降低岩石的完整性，大大降低岩石的强度和稳定性，影响建筑物的安全；抽取大量岩溶水，会产生地面塌陷、地裂缝等地质灾害。因此，对岩溶地貌形态、岩溶发育条件、岩溶发育规律的研究，具有重要意义一、岩溶的形态岩溶的形态多种多样，常见的形态有：岩石表面的溶沟、石芽；地形上的峰林、石林和溶蚀洼地；地表通向地下的落水洞、溶蚀漏斗；地下的溶孔、溶洞、地下暗河，以及岩溶堆积的石笋、石柱、钟乳石和石帷幕等（图3-7）。（一）溶沟与石芽：地表水沿着可溶性岩石表面的裂隙进行溶蚀和冲蚀，使岩石表面形成一些细小的沟槽，称为溶沟。其深度由几厘米至几十厘米，最大不超过数米，长度差别较大。溶沟的不断发育，沟槽之间岩石成为锥状柱体称为石芽。（二）峰林与石林：峰林与石林都是石灰岩遭受强烈的溶蚀作用所形成的地貌。地面上形成的无数孤峭的石峰或石柱，前者称为峰林，后者称为石林，在我国广西、云南地区分布普遍。如广西的桂林为峰林地形，云南的路南为石林地形。 （三）溶蚀漏斗：是岩石被溶蚀倒塌而形成的圆形或椭圆形、上大下小的漏斗或碟状地形，直径一般几米至百余米，其底部常有落水洞与地下溶洞相连。 （四）落水洞、竖井：由岩石中陡立的裂隙受水的溶蚀扩大而成。深度可达百余米，一般是地表水流入地下暗河的通道。如无水流入的竖向溶洞，称为竖