潛山地質災害
㈠ 喀斯特地貌形成的原因是什麼
喀斯特地貌
喀斯特又稱岩溶。通常指岩石裸露、草木不生，具有洞穴、落水洞、地下河而缺乏地表河流和湖泊為特徵的地區。是地下水對可溶性塊狀石灰岩溶蝕的結果。喀斯特一詞原指亞得里亞海達爾馬提亞沿岸的石灰岩地區，現已用於類似的一切地區。喀斯特分布在世界上極為零散的地區，如法國的科斯、中國的廣西、美國的肯塔基州等。促使喀斯特發育的條件是：1、地表附近有節理發育的緻密石灰岩；2、中等到較大的降雨量；3、地下水循環通暢。石灰岩（碳酸鈣）在略有酸性的水中容易發生溶解，而這種水在自然界中廣泛存在。雨水沿水平的和垂直的裂縫滲透到石灰岩中，將石灰岩溶解並帶走。由於地表物質也被流水帶走，還沒有被溶解的石灰岩就形成了石灰岩喀斯特面。沿節理發育的垂直裂縫逐漸加寬、加深，形成石骨嶙峋的地形。當雨水沿地下裂縫流動時，就不斷使裂縫加寬加深，直到終於形成洞穴系統或地下河道。狹窄的垂直縱向豎井與這些河道聯通，使地表水得已順暢地經地下河流走。世界上的大洞穴，大多數都是喀斯特區。我們在照片中常見到的岩溝、天生橋、石灰岩孤峰、石林等，都是喀斯特區特有的地形。如果洞穴足夠大且頂部接近地表面，則洞頂會發生坍塌。這樣就會產生名叫落水洞的窪地。落水洞是喀斯特地形的一種最有代表性的特徵，常常合並成更大的凹陷，叫做坡立谷（俗稱「天坑」），它常常是平底的，並由石灰岩中不溶殘余特形成的土壤所覆蓋。有些地區的石灰岩中不溶解物多一些，留下來的物質形成可以耕種的土壤。在一些降雨量很大喀斯特地區，所有降水都完全滲透到地下，甚至使那一地區連生活用水都難以找到。另一些地方，地表則可能會出現大泉，以河流的形式流過地表面，然後再次消失於地底下。
根據不同分類原則，劃分為許多不同的類型。按出露條件分為：裸露型喀斯特、覆蓋型喀斯特、埋藏型喀斯特。按氣候帶分為：熱帶喀斯特、亞熱帶喀斯特、溫帶喀斯特、寒帶喀斯特、乾旱區喀斯特。按海拔高度分為：高山喀斯特、高原喀斯特、海岸喀斯特、海底喀斯特。按岩性分為：石灰岩喀斯特、白雲岩喀斯特、石膏喀斯特、鹽喀斯特。按發育程度分為：全喀斯特、半喀斯特或流水喀斯特。按水文特徵分為：充氣帶喀斯特、淺飽水帶喀斯特、深部喀斯特。按形成時期分為：化石喀斯特、古喀斯特、現代喀斯特等。還有生物喀斯特等。喀斯特作用以外由其他不同成因而產生形態上類似喀斯特的現象，統稱為假喀斯特，包括碎屑喀斯特(礫岩、角礫岩、砂岩)、黃土和粘土喀斯特、熱融喀斯特和火山岩區的熔岩喀斯特等。它們不是由可溶性岩石所構成，在本質上不同於喀斯特。
喀斯特地貌在碳酸鹽岩地層分布區最為發育，該區岩石突露、奇峰林立,常見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，和溶溝、落水洞、盲谷、干谷、喀斯特窪地（包括漏斗、喀斯特盆地）等喀斯特負地形；地下喀斯特地貌有溶洞、地下河、地下湖等；以及與地表和地下密切相關聯的喀斯特地貌有豎井、芽洞、天生橋等。
石芽和溶溝喀斯特水沿可溶性岩石的節理、裂隙進行溶蝕和沖蝕所形成的溝槽間突起與溝槽形態，是喀斯特區山坡上和盆地里常見的一種凹凸不平的地形。水的溶蝕和沖蝕，以及植物的作用，使岩石層面和節理處開始形成微小的溝槽，以及加深擴大的溝、小盆、斗和不
規則坑等，統稱為溶痕。溶痕加深成為溝槽形態，稱溶溝；溝槽間的突起稱石芽。溶溝寬十餘厘米至2米,深由數厘米至3米，長度不超過深度5倍者為溶溝,大於5倍者為溶槽，其底部往往被土及碎石所充填。被溶溝分割殘存的、高度不超過3米的石芽,常分布在斜坡上。當石芽
全被溶蝕殘余堆積物──紅土所掩埋，則稱為埋藏石芽。
石林高溫多雨的熱帶氣候條件下，厚層質純的碳酸鹽岩地層中發育的形體高大的溝間聳岩。目前，多數學者認為它是熱帶石芽的一種特殊形態。石林之間有很深的溶溝，溝坡垂直，坡壁上有平行垂直凹槽，以中國雲南的路南石林最為典型 ，相對高一般20米左右,大者達50米。在有些喀斯特盆地里和喀斯特高原上, 滿布的石芽和溶溝使地表崎嶇不平，稱為溶溝原野。
落水洞流水沿裂隙進行溶蝕、機械侵蝕以及塌陷形成的近於垂直的洞穴。它是地表水流入喀斯特含水層和地下河的主要通道，分布於喀斯特窪地的底部，也有分布在斜坡上。其形態不一,深度可達100米以上，直徑很少超過10米。中國各地對落水洞稱謂有無底洞、消水
洞、消洞等名稱。落水洞進一步向下發育，形成井壁很陡、近於垂直的井狀管道，稱為豎井，又稱天然井。
喀斯特井是地表水流入地下河的垂直通道，也可以由非落水洞形成。落水洞往往是喀斯特漏斗的雛形，而漏斗進一步發育可擴大為喀斯特窪地和喀斯特盆地。
干谷和盲谷喀斯特區乾涸的河谷和沒有出口的地表河谷。干谷又稱死谷，其底部較平坦，常覆蓋有鬆散堆積物，沿干河床有漏斗、落水洞成群地作串球狀分布，往往成為尋找地下河的重要標志。成因很多，中國南方的一些喀斯特谷地，或因地下水位下降、地表水下滲，使原來的喀斯特谷地成為干谷，或因地表曲流段被地下河襲奪，地表留下彎曲的干谷。中國北方喀斯特地區一些河谷，在洪水季節是地表河，在枯水季節則成為干谷。喀斯特區的地表河下游消失於落水洞或溶洞中，成為無出口的河谷，稱為盲谷，又稱斷尾河。常發育於地下水水力坡降變陡處，是地下河奪走地表河所致，因此在地表水沒入落水洞的上方為一陡壁。由喀斯特陡壁下流出的喀斯特泉或地下河，在地表出露形成的河流，稱為斷頭河。
喀斯特丘陵由喀斯特作用形成的起伏不大的石灰岩丘陵。相對高差通常在100～150米左右，坡度不如峰林陡,小於45°，已不具峰林形態。它與喀斯特窪地組合成亞熱帶喀斯特區的主要類型，以中國黔北、鄂西、川東為典型。若在新構造運動上升區，河流強烈下切，侵蝕作用加強，使丘陵、峰叢、峰林被切割成為陡峻的喀斯特山地。這些山地的相對高差可達數百米以上，頂部和上部喀斯特形態顯著，半山腰則多出現懸掛泉水或暗河出口的洞流，山坡上石芽裸露，山體下部侵蝕作用顯著，有喀斯特懸谷分布。
喀斯特的研究在科學理論上和生產實踐上都有重要的實際意義。喀斯特區有許多不利於生產的因素需要克服和預防。如有些地區因喀斯特發育使地表嚴重缺水，或在雨季時地表水來不及排泄，使一些喀斯特窪地積水成災，影響農業生產；喀斯特洞穴導致壩區、庫區發生滲漏；采礦或開挖隧道時發生涌水；喀斯特地下水位迅速下降，導致地面的塌陷；路基或鐵路建築物遇地下喀斯特泉水受淹等。但是，喀斯特區也有大量有利於生產的因素。如喀斯特洞穴是地下水運動和貯存的良好場所，可利用洞穴作為地下水庫，進行發電和灌溉；喀斯特泉水水量充沛，水質良好，宜於灌溉、飲用，且有承壓性，便於開發利用；喀斯特礦泉、溫泉富含有益的元素和氣體，在醫療上價值很大；喀斯特區的礦產資源較豐富，尤以喀斯特洞穴和古喀斯特面上的各種沉積礦產最為豐富。近年來，隨著石油、天然氣的勘探和開采，發現古喀斯特潛山是良好的儲油氣構造；喀斯特區的奇峰異洞、明暗相間的河流、清澈的喀斯特泉等，是很好的旅遊資源。
㈡ 山東半島城市群地區地殼穩定性與地震分析簡述
1.地質環境演化
山東地區在新太古代中期(阜平運動2600Ma)以後到中新元古代時期為陸殼固結後形成穩定地塊向剛性發展的階段。早震旦世時，全區仍處於穩定隆起階段，只有沂沭海峽地區下沉接受海相沉積。晚震旦世到早寒武世時，接受華北陸表海沉積。早奧陶世時，為NNE向斷裂，使煙台—青島一帶成為陸地。晚奧陶世，山東地域抬升為華北古陸，一直持續至早石炭世，都屬華北古陸。這個時期，受加里東期構造運動的影響，寒武系—奧陶系的碳酸鹽岩發生古岩溶作用，這也是華北普遍發育古岩溶的時期。
晚石炭世，青島一帶有NE向古陸出現，山東其他地域仍然是華北濱淺海。早二疊世，青島—煙台一帶為山地，其他地區則為華北盆地，為海陸交互含煤、碎屑及碳酸鹽岩的沉積。直至晚二疊世，仍為華北盆地及古陸，內陸盆地有河湖相沉積。早三疊世，煙台—濟南的東南部為古陸，其他地區仍為華北盆地。晚中三疊世，上升為華北高地，直至早白堊世，山東地域仍屬於華北高地，但青島及部分膠州灣地域成為內陸盆地。晚白堊世，山東地域分屬NNE向蘇北盆地及華北盆地。古近紀，蘇北盆地縮小，華北盆地擴大;新近紀，華北盆地與蘇北盆地溝通，在濟南的北—西南—東南一帶，形成馬蹄形近海盆地，有河湖相沉積。
早更新世時山東地域仍然屬盆地，有河流砂礫沉積及淡水湖相沉積。晚更新世時，青島—煙台—濟南為古陸，其他地區為海陸交互沉積。
從上述地質環境演化過程看，在元古宙時就有泰山雜岩的沉積，有火成岩生成，寒武紀—中奧陶世的碎屑－碳酸鹽岩廣泛發育，而後上升為陸，而有古岩溶發育，直至晚石炭世。而後，山東地域出現沉降與隆升的變化，古陸與盆地分異出現，但淺海、濱海的盆地分布面積較廣，煙台—青島一帶，相對成為陸地的時間較長。
目前，主要受構造因素控制的山東半島地區的地貌景觀如圖4所示。
2.環渤海地區地殼構造穩定性分析
地球有岩石圈、水圈、大氣圈和生物圈4個圈層。岩石圈主要是指地球最外層的固體硬殼。岩石圈的厚度有多大，界面在何處，這方面的認識是隨著人們對地球認識的加深而發展的。1909年在南歐發現地下50多千米處存在一個界面，被稱為莫霍面，也被作為地殼的底部界限，莫霍面以下被認為是地幔。早期在地殼中也劃分出硅鋁層和硅鎂層。1925年，在沉積岩底部和莫霍面之間，又發現地震波速度明顯改變的界面，稱為康拉德面，作為硅鋁層和硅鎂層的界限。以往，也把岩石圈的下部界面定在莫霍面。20世紀60年代以來，大量地球物理勘探資料證明了20年代古登堡(B.Gutenberg)的分析(Birch，1952)，認為在地表以下100～200km范圍內，存在著一個地震波的低速層。以往認為，地殼厚度(莫霍面以上)，在青藏高原達60km，平原地區為20～40km，大洋盆地只有5～8km;在大洋的洋脊位置，大量地幔物質上涌。後來的地震波速資料表明，在60～250km范圍內，有比其上、下岩體更軟的物質存在，就是軟流圈。軟流圈的上部界限，就是低速層的上部界限，也就是地幔上部的一個界面，目前多數學者也將它作為岩石圈的下部界限。軟流圈厚度多大，目前尚無定論。軟流圈中有固相、液相及氣相3種物質構成的三相流，與礦產資源形成、地質災害的發生具有密切關系。軟流圈結構示意見圖5(盧耀如，1999)。
莫霍面以下的溫度梯度為12℃/km，莫霍面溫度約為500～700℃，軟流圈上的開放系統在洋底出露。據夏威夷等地岩漿噴發的研究表明，來自地下深處的玄武岩溫度達1200～1300℃。原生岩漿形成於50～200km，即軟流圈活躍的位置。軟流圈是大規模岩漿活動的發源地，全球性洋底擴張運動，顯示了軟流圈的作用。軟流圈熱量來自放射性元素蛻變，也來自地幔的熱擴散、熱對流與熱傳導。軟流圈中的物質來源於下地幔物質圈層分化出的水和揮發性物質，也來源於造山帶底部，即軟流圈對岩石圈內界面產生的內侵蝕作用，使岩石圈被侵蝕與熔融而成為軟流圈的組分。被侵蝕熔融的岩石圈物體厚度，估計達幾百千米，而岩石圈又在高溫熔融狀態的軟流圈上漂移，這就是岩石圈中板塊運動的機理。據均衡原理推斷下，山體及厚岩石圈部位就要更多地沉入軟流圈中(類似阿基米德定律)。這樣，軟流圈與岩石圈的內界面，就必然要不斷發生熔融與侵蝕。岩石圈與軟流圈的相互作用，使產生氣－液－固的三相流的流場不斷變化，加上海底擴張與火山噴發，導致軟流圈和岩石圈不斷產生變化，形成平衡－不平衡－平衡－不平衡的循環狀態，導致一系列地質作用的活躍，以及水文地質條件的變化。
軟流圈中的礦物成分，主要是橄欖石、斜長輝石、單斜輝石和石榴子石。岩石圈隨深度和壓力的不同，生成的礦物也不同，大陸岩石圈比大洋岩石圈厚，平均達120km，大陸玄武岩質岩漿主要形成於100～150km的軟流圈中。
軟流圈的下部與下地幔的界面尚未確定，上地幔黏滯度在1020～1021mPa·s(McCon-nell，1968)，下地幔物質的黏滯度推測為1022～1024mPa·s(Walcott，1993)，而軟流圈為4×1018～6×1020mPa·s。下地幔分異作用，向軟流圈提供水和揮發物，造成軟流圈的低黏滯度，增大其流動性。另一方面，軟流圈中物質也可以沉入下地幔中，下地幔物質成分分為金屬硫化物和氧化物，底部鎂和鎳成分增長。由於地球演化中，重的物質向深部分異積聚，所以下地幔也是提供礦床元素的源地。下地幔中鐵、鎂硅酸鹽礦物逐漸由疏堆積結構變為密堆積結構，而生成高壓型氧化物如MgO、FeO、SiO2等，這些成分向上運移，又密切影響到碳酸鹽岩的岩石變化，如產生白雲岩化、硅化等作用(牛文元，1981;林伍德，1981)。
圖4 山東半島城市群地區地貌略圖 （據山東省國土資源廳）
圖5 軟流圈結構示意圖(據盧耀如，1999)
在高山及板塊相撞造山帶，由於岩石圈沉入軟流圈中較深，使軟流圈中流動的三相流(固、液、氣)物質受阻，在高溫高壓下，對岩石圈產生內侵蝕作用，並有部分為固體流，增大黏滯性，對鄰近地帶又會產生內吸附作用，內增生作用加大了地殼的厚度，又相應引起地殼的沉浸，產生沉陷、沉降現象。這種三相流作用，是產生構造變化、引起地殼隆起與沉降的重要原因，也是火山噴發、地震等災害的發源地。
環渤海地區莫霍面深度變化不太大(田德培，2005)，山東半島地區莫霍面深度為30km左右，表明這一地帶的地殼中三相流活動帶位置較淺。環渤海地區的莫霍面等深線見圖6。
環渤海地區構造帶分布情況見圖7。
3.山東半島城市群地區地殼構造與地殼穩定性分析
前節已略述山東地區的地質環境與構造運動的演化概況。需著重指出山東地區燕山運動的影響也是顯著的。白堊紀後有海盆－陸地的變遷，並有許多斷裂構造繼承發育，生成新的構造形跡。對山東全省而言，特別是對半島城市群地區而言，郯廬斷裂帶是最主要的活動斷裂帶。
郯廬斷裂帶為郯城至廬江的斷裂帶，是我國東部大陸邊緣的一條巨型斷裂帶，總體呈NNE走向，綿延超過2400km。該斷裂帶跨越了具有不同演化歷史的東北吉黑地塊、華北板塊及大別山－蘇魯構造帶，其形成與演化對中國東部中生代以來沉積岩相與古地理環境、岩漿作用，以及金屬礦產和油氣田生成，都具有密切的關系。郯廬斷裂帶發生於印支末期華北板塊與華南地段拼接的過程中，該斷裂帶主要表現為中下地殼左行韌性剪切變形。燕山期為其主要活動時期。
圖6 環渤海地區莫霍面的深度等值線圖(據田德培，2005)
圖 7 環渤海地區活動構造帶分布簡圖( 據田德培，2005)
郯廬斷裂帶實際上起於湖北武穴( 原稱廣濟) 的長江北岸，經安徽的宿松、潛山、廬江、嘉山，江蘇的泗洪、宿 遷，山 東 的 郯 城、沂 水、濰坊，過渤海灣，穿越東北 3 省，延至黑龍江的遜克一帶，進入俄羅斯境內。郯廬斷裂帶可分為 3 段: 北段，斷裂帶以分支斷裂組成為特徵，包括敦化 － 密山斷裂、依蘭 － 依通斷裂帶、松遼平原東 － 遜克、孫吳一帶斷裂; 中段，為沂沭斷裂，由 4 條大致平行的主幹斷裂組成 ( 圖 8) ; 南段，由嘉山 － 廬江斷裂和五河 － 合肥斷裂構成東西向主幹斷裂。
郯廬斷裂帶中段由 4 條大致平行的主幹斷裂組成，自東向西分別為昌邑 － 大店斷裂帶、安丘 － 莒縣斷裂帶、沂水 － 湯頭斷裂帶和唐吾 － 葛溝斷裂帶。前人測得的郯廬斷裂帶古應力值 σ1－ σ3為 29. 1 ～ 176. 3MPa。郯廬斷裂帶及其鄰區韌性變形古應力值為 40. 35 ～118. 83MPa。國內外其他著名活動斷裂帶 σ1－ σ3為 20 ～ 150MPa( 美國、法國、澳大利亞、蘇格蘭等)( 王小鳳，2002) 。
郯廬斷裂帶在早期 ( 燕山期前)普遍的韌性變形之後 ( 燕山期以後)主要為脆性破裂或脆性變形。用岩石聲發射性法( AE 法) 估算郯廬斷裂帶地區岩石變形所經歷的各期構造主應力值為 51. 3 ～192. 8MPa，抗壓強度為 87. 6 ～240. 7MPa。郯廬斷裂帶韌性變形主應力 σ1方向見表 1。
除了受郯廬斷裂帶影響之外，整個山東省處於二級構造單元，華北坳陷、魯西隆起和魯東隆起和膠南 － 威海造山帶影響之下。
4. 地震活動概況
根據上面所述，顯然郯廬斷裂帶在全新世仍有活動，集中於莒縣上嶺至泗洪縣孫牌，全長約200km，其中 F5斷裂於1668 年發生8級地震，近代破裂方式為擠壓兼右旋走滑。郯廬斷裂帶的西支唐吾 － 葛溝斷裂帶及沂水 － 湯頭斷裂帶，也有晚更新世活動的證據，為右旋走滑; 在沂水、濰坊間有大量晚新生代玄武岩噴發。在魯西南地區，蒙山山區斷裂帶和蒼尼斷裂帶於晚更新世時期也有過活動。
圖 8 郯廬斷裂帶中段結構圖( 據郭振一等，1985)
表1 郯廬斷裂帶地區韌性變形主壓應力σ1方向一覽表
(據王小鳳，2002)
山東半島一系列盆地的形成都與構造與斷裂帶活動密切相關，多數盆地，大者如沂原盆地、臨朐盆地、莒縣盆地、黃縣盆地等，於早更新世都有構造活動，但逐漸減弱，個別於全新世時仍有活動，如莒縣盆地。
從區域地震情況分析，與山東半島城市群地區地殼穩定性及地震密切相關的，除了郯廬斷裂帶之外，尚有南黃海地震構造帶及燕山－渤海地震構造帶。
南黃海地震帶主要為NW—NNE及NW—NNW向第四紀活動斷裂控制，7、8級地震帶位於兩組斷裂交匯處，6級地震帶位於構造帶一定部位。
燕山－渤海地震構造帶，主要體現為渤海－威海強震帶及諸城－惠民中強地震帶。前者，受NW及NWW向斷裂帶控制，新近紀以來發展形成的新活動斷裂帶，在渤海中部橫切郯廬斷裂帶，為7級大地震多發帶，強度大、頻率高;後者受益都斷裂、雙山－李家莊斷裂帶控制，曾發生臨朐
山東半島城市群地區地質－生態環境與可持續發展研究
級地震。山東半島地區地震震源及深度見圖9。
圖9 山東半島城市群及附近地區現代地震源深度分布圖(1970～2005.12)(據山東省地震局)
5.山東半島城市群地區地震規律探索
(1)地震的帶形性和群集性
從1480～2005年的觀測記錄來看，山東半島地區發生的MS4.7級以上地震，受活動斷裂帶影響明顯，呈現出成帶性特徵，在大構造交匯處，出現強震，且會繼承發育，而呈現出群集性。山東半島城市群地區MS＞4.7級地震的震中分布與構造分析見圖10。
圖10 山東半島城市群及附近地區MS＞4.7級地震震中分布(1480～2005年)
根據有關地震監測資料，1480～2005年郯廬斷裂帶及山東半島地區MS＞5級和MS＞6的地震情況，見表2及表3。
表2 郯廬斷裂帶(1480～2005)MS＞5級的地震幕式活動
表 3 山東半島城市群及附近地區與華北地區的地震幕式活動關系
(2)地震綜合情況
山東半島地區綜合地震情況見圖11，圖上表示整個半島區都處在地震裂度Ⅶ度以上的地區內，最高達Ⅺ度，莒縣部分，日照、五蓮、諸城、安丘等地處在Ⅸ度內，Ⅷ度區也有較高比例。
圖11 山東半島城市群地區地震綜合等震線圖(據山東省地震局)
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㈣ 喀斯特地貌會不會大規模大塌陷
有可能
原因：喀斯特地貌是由於石灰岩容易被水溶蝕，使地表出現峰林，地下出現暗河或地下溶洞。正由於地下是空的，而且地表的石灰岩容易被溶蝕，地層比較薄，所以很容易發生大規模的連片的塌陷。
㈤ 蘇－錫－常地區地裂縫災害研究
宗開紅
（江蘇省地質調查研究院，江蘇南京，210018）
【摘要】進入20世紀80年代以來，蘇－錫－常地區國民經濟持續高速發展，但對地下水資源的超量開采，破壞了均衡的地質環境，誘發了一系列地質災害，如地面沉降、地裂縫、漬害等等，尤其地面不均勻沉降——地裂縫災害的迅速發展，破壞性大，給社會造成了不安定因素和負面影響。本文著重討論地裂縫的形成機制，以期能對地裂縫災害進行更好的預測，達到減災防災的目的。
【關鍵詞】蘇－錫－常地區地裂縫研究
蘇－錫－常地區自改革開放以來，地方經濟突飛猛進，目前已經成為我國東部沿海經濟最為發達的地區之一。但是，相對蘇－錫－常地區經濟建設的高速發展，環境保護明顯滯後，尤其是對地質環境的保護意識的淡漠，長期超量開采地下水資源，引發了區域性地面沉降地質災害。
蘇－錫－常地區地面沉降主要發生在最近30年中，中心城市區稍早，外圍縣市區稍晚，時間上與地下水開采史基本一致。20世紀80年代中期以前主要發生在3個中心城市及錫西地段，80年代中期以後，隨著地下水開采區的擴大和開采強度逐年驟增，地面沉降問題也迅速擴大至區域（圖1），發生程度也越來越嚴重化（表1）。
圖1蘇－錫－常地區地面沉降發展變化圖
現狀中累計沉降量大於200mm的區間面積近6000km2，約占蘇－錫－常平原地區總面積的1/2，而500mm等值線已連片圈合了3個中心城市，面積超過1500km2。
與此同時，在區域性地面沉降發生、發育過程中，由於存在特定的地質環境背景條件（基岩潛山、古埋藏階地、含水砂層分布不均等）及人為開采地下水的方式、方法不合理，導致了在蘇－錫－常地區的局部地方，發育了地面不均勻沉降地質災害，在地表則以地裂縫的形式表現出來。它破壞了地表建築物及地下管線等掩蔽工程，嚴重影響了地方經濟的可持續發展。
表1蘇－錫－常地區地面沉降發展變化情況統計一覽表
蘇－錫－常地區地裂縫最初發生於20世紀80年代末期，鼎盛發育期為20世紀90年代，本世紀初的幾年間，亦陸續有發生。
1地裂縫分布發育特徵
蘇－錫－常地區地裂縫的分布發育，無論在空間上、時間上均是有規律可循的。
1.1空間分布特徵
（1）平面特徵
蘇－錫－常地區地裂縫地質災害的平面形態則呈線條狀，或直或曲，或呈雁行式排列。大多在主裂縫兩側分布發育一定寬度的裂縫帶，一般寬度小於100m，地裂縫延伸從數十米到千餘米不等。
（2）剖面特徵
蘇－錫－常地區地裂縫地質災害的剖面形態，一般不甚清晰，大多呈裂縫兩側上下錯移，在地表形成陡坎狀或階步狀地裂縫；亦有的呈「V」字形開裂狀，地表裂縫寬度一般在2～80mm左右，裂縫可見深度一般均在20～40cm左右。經對無錫市石塘灣因果岸地裂縫災害進行剖面開挖及進行物探面波（SWS）測量顯示，開挖剖面中裂縫的深度達3m（圖2），面波勘探成果揭示，裂縫兩側相同第四系地層遭切割影響的深度可達36m之深；根據三維地震勘探成果的分析，地裂縫的影響深度可達基岩面，影響深度達到60～80m。
（3）方向特徵
蘇－錫－常地區地裂縫地質災害分布發育的方向性比較明顯，大多呈 NE向或 NNW向分布；亦發育一些呈環狀分布發育的地裂縫災害，經對裂縫的發育方向進行玫瑰花圖統計分析，方向性不太明顯（圖3）。
圖2無錫石塘灣因果岸地裂縫剖面素描示意圖
圖3常州大學城南周村地裂縫發育方向玫瑰花圖
1.2時間發育特徵
經對蘇－錫－常地區地裂縫發育的時間進行統計，其與區內地面沉降災害發育的高峰期具有明顯的相關性。本區地裂縫始發於1989年，在以後的近20年中，幾乎每年均有地裂縫災害的發生，鼎盛期在20世紀90年代，尤其是1995年，本區有6處地方發生地裂縫災害，本世紀初有減緩的趨勢。
1.3不同地質環境背景條件下產生不同類型地裂縫
不同的地質環境背景是地裂縫產生的內在因素。因此，在有埋藏山體、古埋藏階地、埋藏基岩陡崖分布發育的地區，通常發育線狀地裂縫，具有一定的延伸性，如江陰市長涇—河塘—無錫張涇楊墅里地裂縫帶，即屬該類型地裂縫。在地下水主采層以上的第四系沉積物，存在明顯的沉積差異的地區，受地下水疏干因素的影響，多形成半環狀發育、與土層結構差異有關的地裂縫，如常州市漕橋地裂縫災害。在第四系沉積物中主采含水砂層不太發育或發育較差的地區，人們通常採取上下含水層綜合開採的方法抽取地下水資源，進而在局部地區地下水水位形成局部的降落漏斗，使得局部地區的水力坡度變陡，在地表產生以環狀為主的地裂縫災害，如常州大學城南周村地裂縫災害即屬該類型。
1.4地裂縫具持續性發展的特點
蘇－錫－常地區地裂縫發生發展，在一定時間內具持續發展的特點，它們一般均在汛期或雨季初現，一旦形成後，沿裂隙面繼續跌落加劇，是不穩定的發展狀態。據野外調查，蘇－錫－常地區目前仍有5處地裂縫具有進一步發育的特點，15處地裂縫則處於相對穩定的發展階段，5處則已處於穩定階段。
2地裂縫形成機制研究
蘇－錫－常地區地裂縫形成的主要影響因素有：客觀存在的地質背景條件（基岩面起伏特徵、基岩岩性、古埋藏階地、第四系地層結構的差異、含水層的結構特徵等）及人類為了發展經濟而對地下水資源的無序、過量開采所產生的破壞作用。不同類型地裂縫的形成機制，是不同影響因素，在不同地區、不同的地質背景條件下共同作用的結果。
2.1 潛山型
主要是第四紀地層差異、古基底起伏變化和區內超量開采地下水等外在因素的綜合作用造成地面沉降。長期超量開采地下水，引起含水砂層及地下水儲集層中的水頭下降，造成地下含水砂層本身及上覆土層釋水壓縮，出現地面沉降；當土層本身的結構差異或沉積基底起伏等環境地質條件不均一時，在土層壓縮造成地面沉降的過程中出現明顯的地面差異沉降，在土體內形成側向張應力；當側向張應力達到或超過土體的極限抗拉強度時，則在地表以地裂縫災害的形式表現出來（圖4）。
圖4基岩潛山型地裂縫形成地質模式圖
2.2地下水綜合開采型
地裂縫發生帶附近分布有集中開採的深井，開采量較大，開采方式以第Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ承壓含水層均作為取水資源進行開采。由於Ⅱ、Ⅲ承壓含水層不甚發育，富水性差，區域Ⅱ、Ⅲ承壓含水層水位已降到－60～－70m，深井主采層則以近地表的第Ⅰ承壓含水層為主，導致區內地下水含水層上下貫通，尤其是淺層水（潛水、第Ⅰ承壓水）水位急劇下降，形成以深井為中心局部的水位降落漏斗（圖5）。這是因近地表的軟土層和I承壓含水砂層壓縮、變形所致，I承壓含水層具有埋藏淺、顆粒細、滲透性差等特點，強烈開采作用下，粉粒隨地下水流失，砂粒重新排列，形成的水位降落漏斗形態較陡，水力坡度較大，往往容易形成地面不均勻沉降地質災害。
圖5地下水綜合開采型地裂縫形成地質模式圖
2.3土層結構差異型
地裂縫發育區近地表第四系沉積結構明顯，尤其在地表硬土層之下發育厚度不均一的高壓縮性軟土層（淤泥質亞粘土層），而淤泥質亞粘土層的液化指數、天然孔隙比、滲透系數相對較大。當降水偏少的年份來臨時，地下水開采層越流補給條件差，加之長期過量開采，造成地下水水頭急劇下降，促使高壓縮軟土層壓密釋水，形成塑性變形，造成地面持續沉降，最終誘發地裂縫災害（圖6）。
圖6土層結構差異型地裂縫形成地質模式圖
2.4埋藏階地型
與基岩潛山型地裂縫的形成機制具有相似性，其主要是古埋藏階地或基岩陡崖（具線狀分布特點）、第四紀地層差異和區內超量開采地下水等外在因素的綜合作用造成地面沉降。長期超量開采地下水，引起含水砂層及地下水儲集層中的水頭下降，造成地下含水砂層本身及上覆土層釋水壓縮，出現地面沉降；在埋藏階地或基岩陡崖的邊緣部位，土層壓縮造成明顯的地面差異沉降，並具線狀分布特點，則在地表以線狀分布的地裂縫災害的形式表現出來（圖7）。
圖7埋藏階地型地裂縫形成地質模式圖
2.5岩溶型
目前蘇－錫－常地區發育的該類型地裂縫其形成機制與潛山型地裂縫具有相似性，其主要是基岩隆起（基岩岩性必須是以具有可溶鹽特徵的灰岩地層）、岩溶發育、第四紀地層差異和區內超量開采地下水等外在因素的綜合作用造成地面沉降。長期超量開采地下水，引起含水砂層及地下水水位下降，造成地下含水砂層本身及上覆土層釋水壓縮，出現地面沉降；在岩溶發育區，土層失水並壓密，造成上覆鬆散堆積物垮落，誘發地面產生不均勻沉降，尤其在岩溶塌陷的邊緣部位，在地表容易產生環狀的地裂縫災害（圖8）。
圖8岩溶型地裂縫形成地質模式圖
3基於GIS的地裂縫易發區劃分
目前，GIS空間分析手段，已越來越多地應用於地質環境的定量或半定量分析評價。蘇－錫－常地區地裂縫研究運用Arc/Info手段，對區內地裂縫發育的空間特徵進行了模擬。
3.1因子的確定
地裂縫災害易發區的劃分，主要依據基岩面的起伏形態、第四系沉積物分布的厚度差異性、地下水位、地下水含水層的空間特徵、地面沉降等5方面因子，它們在地裂縫的發育過程中作用明顯。
3.2評價模型
基於GIS的評價模型，其數據表達式為：
地質災害調查與監測技術方法論文集
式中：I——危險指數，表示各影響因子綜合作用的疊加結果；
Wi——第 i項因子的權重；
Ci——第 i項因子的量化賦值；
n——影響因子的個數。
3.3評價程序
GIS輔助下的地裂縫空間分布區劃流程見圖9所示。
Arc/Info中的空間疊加實際上是圖層的疊加，一切空間分析都是以數字地圖為對象進行的。經過多次調整，蘇－錫－常地區地裂縫評價分區模型如下：I=0.33×C基岩＋0.12×C第四系＋0.19×C地下水位＋0.16×C含水層＋0.2×C地面沉降
根據影響因子綜合影響總分值的由高到低，對評價結果進行定性分類，分類在原則上反映災情的現狀嚴重程度，並作相應的面積統計，統計情況見表2。
圖9基於GIS的地裂縫災害評價流程
表2評價結果分區統計結果
3.4 各級地裂縫災害易發區的地質背景分析
由評價結果可見，蘇－錫－常地區地裂縫地質災害發生區和潛在危險區主要集中分布在常州戚墅堰以東、吳縣黃埭以西的中部塊段。該塊段內的第四系基底相對二側隆起，基岩面埋深較小，其起伏變化區間恰恰又在Ⅱ、Ⅲ承壓含水砂層發育深度內，客觀具備發生地裂縫災變的特定地質環境條件，但不同等級區的地質背景又因地而異。
3.5 地裂縫災害易發區帶的圈定
根據上述模型運行結果以及目前的認識程度，初步確定地裂縫災害易發區的劃分原則主要依據基岩面（潛山、埋藏陡岩）的起伏形態、第四系沉積物的分布及厚度差異性、孔隙承壓含水砂層厚度發生明顯差異變化的線型邊界（大多為古河道的邊界）等條件綜合確定。初步圈定出6個地裂縫地質災害易發區帶和可能存在地裂縫地質災害隱患的地段（圖10）。
（1）橫林地裂縫地質災害易發區帶
大體以橫林鎮為中心，沿 NE構造線走向，西南至湖塘橋、馬杭、戚墅堰，為江南斷裂控制的特定條帶區，面積約30km2。
（2）橫山橋地裂縫地質災害易發區帶
橫山橋地處芳茂山山前地貌變化部位，基岩面由裸露轉向陡跌，推測有埋藏型斷層崖控制中更新世古河道，兩側地面沉降明顯不均勻發生，為易發生地裂縫災變的區帶。
（3）無錫—蘇州古河道南側基岩岸線地裂縫地質災害易發區帶
區帶北西—南東向延伸較長，西起錫山賈巷，往東南大體沿京杭運河，經無錫市區一直延至蘇州滸關的條帶內。該帶是蘇－錫－常地區極需警視的地裂縫地質災害易發區帶，目前已發現的賈巷和毛村園二處地裂縫災點均在該區帶內。
（4）江陰南部古河道南界地裂縫地質災害易發區帶
分布錫山境內的堰橋、長安、厚橋、安鎮間為基岩斷塊隆起，受其影響，推測潛山、斷層崖較發育，是環境地質背景條件變化較大的區帶，實為區內地裂縫易發區帶。石塘灣秦巷、堰橋、河塘及長涇等地已發現的地裂縫均在該帶中。
圖10蘇－錫－常地區地裂縫地質災害易發區分區圖
（5）東亭地裂縫地質災害易發區
在錫山新市區（東亭）西郊一帶，從已形成地裂縫地區的勘探結果顯示，可能與島狀殘留分布的潛山有關，也可能與淺部地層因素有關，但誘發原因仍與超量開采Ⅱ承壓地下水有關。
（6）張家港塘橋地裂縫地質災害易發區
在張家港東南部塘橋、塘市、西張等鄉鎮地區，從跡象反應，地面沉降已嚴重發生，但不均勻，在多處已見有地裂縫災變問題。
（7）查橋地裂縫地質災害易發區
位於吼山西側山前平原北東向展布的條帶區間，現狀中已多處發生，並有進一步嚴重化發展趨勢。
4地裂縫災害防治對策
地面沉降和地裂縫等地質災害給蘇－錫－常地區經濟和社會的持續發展構成了嚴重製約，必須採取切實有效的措施加以防治和治理。地質災害防治必須貫徹「以防為主、防治與避讓」相結合的方針，進一步加強領導，提高認識，按照國家和省地質災害防治管理規定，科學規劃，強化管理，把地質災害造成的損失降低到最低限度。從勘察已得知，區內地裂縫災害，主要是地面沉降嚴重發生以後所顯示的災變形式，所以，最根本的還是需從控制地面沉降著眼。在地面沉降重度發生區，應該深入研究各種影響因素，對地面沉降不均勻發展趨勢做出科學合理的評價。
尤其在被初步圈定為地裂縫地質災害易發區內，進行城鎮建設和工程項目建設，也必須列為可能的地質災害災情之一，進行認真的危險性評估。在已發生的地裂縫災區，應查明形成原因，准確圈定危險區，布設監測網點，並落實具體的避讓措施。
5結語
本文的研究成果是江蘇省地質調查研究院三角洲項目組集體工作的結晶，在此，向所有參與項目工作的老師、同仁表示衷心感謝！