潜山地质灾害
㈠ 喀斯特地貌形成的原因是什么
喀斯特地貌
喀斯特又称岩溶。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为特征的地区。是地下水对可溶性块状石灰岩溶蚀的结果。喀斯特一词原指亚得里亚海达尔马提亚沿岸的石灰岩地区，现已用于类似的一切地区。喀斯特分布在世界上极为零散的地区，如法国的科斯、中国的广西、美国的肯塔基州等。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。
根据不同分类原则，划分为许多不同的类型。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。按气候带分为：热带喀斯特、亚热带喀斯特、温带喀斯特、寒带喀斯特、干旱区喀斯特。按海拔高度分为：高山喀斯特、高原喀斯特、海岸喀斯特、海底喀斯特。按岩性分为：石灰岩喀斯特、白云岩喀斯特、石膏喀斯特、盐喀斯特。按发育程度分为：全喀斯特、半喀斯特或流水喀斯特。按水文特征分为：充气带喀斯特、浅饱水带喀斯特、深部喀斯特。按形成时期分为：化石喀斯特、古喀斯特、现代喀斯特等。还有生物喀斯特等。喀斯特作用以外由其他不同成因而产生形态上类似喀斯特的现象，统称为假喀斯特，包括碎屑喀斯特(砾岩、角砾岩、砂岩)、黄土和粘土喀斯特、热融喀斯特和火山岩区的熔岩喀斯特等。它们不是由可溶性岩石所构成，在本质上不同于喀斯特。
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。
石芽和溶沟喀斯特水沿可溶性岩石的节理、裂隙进行溶蚀和冲蚀所形成的沟槽间突起与沟槽形态，是喀斯特区山坡上和盆地里常见的一种凹凸不平的地形。水的溶蚀和冲蚀，以及植物的作用，使岩石层面和节理处开始形成微小的沟槽，以及加深扩大的沟、小盆、斗和不
规则坑等，统称为溶痕。溶痕加深成为沟槽形态，称溶沟；沟槽间的突起称石芽。溶沟宽十余厘米至2米,深由数厘米至3米，长度不超过深度5倍者为溶沟,大于5倍者为溶槽，其底部往往被土及碎石所充填。被溶沟分割残存的、高度不超过3米的石芽,常分布在斜坡上。当石芽
全被溶蚀残余堆积物──红土所掩埋，则称为埋藏石芽。
石林高温多雨的热带气候条件下，厚层质纯的碳酸盐岩地层中发育的形体高大的沟间耸岩。目前，多数学者认为它是热带石芽的一种特殊形态。石林之间有很深的溶沟，沟坡垂直，坡壁上有平行垂直凹槽，以中国云南的路南石林最为典型 ，相对高一般20米左右,大者达50米。在有些喀斯特盆地里和喀斯特高原上, 满布的石芽和溶沟使地表崎岖不平，称为溶沟原野。
落水洞流水沿裂隙进行溶蚀、机械侵蚀以及塌陷形成的近于垂直的洞穴。它是地表水流入喀斯特含水层和地下河的主要通道，分布于喀斯特洼地的底部，也有分布在斜坡上。其形态不一,深度可达100米以上，直径很少超过10米。中国各地对落水洞称谓有无底洞、消水
洞、消洞等名称。落水洞进一步向下发育，形成井壁很陡、近于垂直的井状管道，称为竖井，又称天然井。
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雏形，而漏斗进一步发育可扩大为喀斯特洼地和喀斯特盆地。
干谷和盲谷喀斯特区干涸的河谷和没有出口的地表河谷。干谷又称死谷，其底部较平坦，常覆盖有松散堆积物，沿干河床有漏斗、落水洞成群地作串球状分布，往往成为寻找地下河的重要标志。成因很多，中国南方的一些喀斯特谷地，或因地下水位下降、地表水下渗，使原来的喀斯特谷地成为干谷，或因地表曲流段被地下河袭夺，地表留下弯曲的干谷。中国北方喀斯特地区一些河谷，在洪水季节是地表河，在枯水季节则成为干谷。喀斯特区的地表河下游消失于落水洞或溶洞中，成为无出口的河谷，称为盲谷，又称断尾河。常发育于地下水水力坡降变陡处，是地下河夺走地表河所致，因此在地表水没入落水洞的上方为一陡壁。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，称为断头河。
喀斯特丘陵由喀斯特作用形成的起伏不大的石灰岩丘陵。相对高差通常在100～150米左右，坡度不如峰林陡,小于45°，已不具峰林形态。它与喀斯特洼地组合成亚热带喀斯特区的主要类型，以中国黔北、鄂西、川东为典型。若在新构造运动上升区，河流强烈下切，侵蚀作用加强，使丘陵、峰丛、峰林被切割成为陡峻的喀斯特山地。这些山地的相对高差可达数百米以上，顶部和上部喀斯特形态显著，半山腰则多出现悬挂泉水或暗河出口的洞流，山坡上石芽裸露，山体下部侵蚀作用显著，有喀斯特悬谷分布。
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。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；喀斯特洞穴导致坝区、库区发生渗漏；采矿或开挖隧道时发生涌水；喀斯特地下水位迅速下降，导致地面的塌陷；路基或铁路建筑物遇地下喀斯特泉水受淹等。但是，喀斯特区也有大量有利于生产的因素。如喀斯特洞穴是地下水运动和贮存的良好场所，可利用洞穴作为地下水库，进行发电和灌溉；喀斯特泉水水量充沛，水质良好，宜于灌溉、饮用，且有承压性，便于开发利用；喀斯特矿泉、温泉富含有益的元素和气体，在医疗上价值很大；喀斯特区的矿产资源较丰富，尤以喀斯特洞穴和古喀斯特面上的各种沉积矿产最为丰富。近年来，随着石油、天然气的勘探和开采，发现古喀斯特潜山是良好的储油气构造；喀斯特区的奇峰异洞、明暗相间的河流、清澈的喀斯特泉等，是很好的旅游资源。
㈡ 山东半岛城市群地区地壳稳定性与地震分析简述
1.地质环境演化
山东地区在新太古代中期(阜平运动2600Ma)以后到中新元古代时期为陆壳固结后形成稳定地块向刚性发展的阶段。早震旦世时，全区仍处于稳定隆起阶段，只有沂沭海峡地区下沉接受海相沉积。晚震旦世到早寒武世时，接受华北陆表海沉积。早奥陶世时，为NNE向断裂，使烟台—青岛一带成为陆地。晚奥陶世，山东地域抬升为华北古陆，一直持续至早石炭世，都属华北古陆。这个时期，受加里东期构造运动的影响，寒武系—奥陶系的碳酸盐岩发生古岩溶作用，这也是华北普遍发育古岩溶的时期。
晚石炭世，青岛一带有NE向古陆出现，山东其他地域仍然是华北滨浅海。早二叠世，青岛—烟台一带为山地，其他地区则为华北盆地，为海陆交互含煤、碎屑及碳酸盐岩的沉积。直至晚二叠世，仍为华北盆地及古陆，内陆盆地有河湖相沉积。早三叠世，烟台—济南的东南部为古陆，其他地区仍为华北盆地。晚中三叠世，上升为华北高地，直至早白垩世，山东地域仍属于华北高地，但青岛及部分胶州湾地域成为内陆盆地。晚白垩世，山东地域分属NNE向苏北盆地及华北盆地。古近纪，苏北盆地缩小，华北盆地扩大;新近纪，华北盆地与苏北盆地沟通，在济南的北—西南—东南一带，形成马蹄形近海盆地，有河湖相沉积。
早更新世时山东地域仍然属盆地，有河流砂砾沉积及淡水湖相沉积。晚更新世时，青岛—烟台—济南为古陆，其他地区为海陆交互沉积。
从上述地质环境演化过程看，在元古宙时就有泰山杂岩的沉积，有火成岩生成，寒武纪—中奥陶世的碎屑－碳酸盐岩广泛发育，而后上升为陆，而有古岩溶发育，直至晚石炭世。而后，山东地域出现沉降与隆升的变化，古陆与盆地分异出现，但浅海、滨海的盆地分布面积较广，烟台—青岛一带，相对成为陆地的时间较长。
目前，主要受构造因素控制的山东半岛地区的地貌景观如图4所示。
2.环渤海地区地壳构造稳定性分析
地球有岩石圈、水圈、大气圈和生物圈4个圈层。岩石圈主要是指地球最外层的固体硬壳。岩石圈的厚度有多大，界面在何处，这方面的认识是随着人们对地球认识的加深而发展的。1909年在南欧发现地下50多千米处存在一个界面，被称为莫霍面，也被作为地壳的底部界限，莫霍面以下被认为是地幔。早期在地壳中也划分出硅铝层和硅镁层。1925年，在沉积岩底部和莫霍面之间，又发现地震波速度明显改变的界面，称为康拉德面，作为硅铝层和硅镁层的界限。以往，也把岩石圈的下部界面定在莫霍面。20世纪60年代以来，大量地球物理勘探资料证明了20年代古登堡(B.Gutenberg)的分析(Birch，1952)，认为在地表以下100～200km范围内，存在着一个地震波的低速层。以往认为，地壳厚度(莫霍面以上)，在青藏高原达60km，平原地区为20～40km，大洋盆地只有5～8km;在大洋的洋脊位置，大量地幔物质上涌。后来的地震波速资料表明，在60～250km范围内，有比其上、下岩体更软的物质存在，就是软流圈。软流圈的上部界限，就是低速层的上部界限，也就是地幔上部的一个界面，目前多数学者也将它作为岩石圈的下部界限。软流圈厚度多大，目前尚无定论。软流圈中有固相、液相及气相3种物质构成的三相流，与矿产资源形成、地质灾害的发生具有密切关系。软流圈结构示意见图5(卢耀如，1999)。
莫霍面以下的温度梯度为12℃/km，莫霍面温度约为500～700℃，软流圈上的开放系统在洋底出露。据夏威夷等地岩浆喷发的研究表明，来自地下深处的玄武岩温度达1200～1300℃。原生岩浆形成于50～200km，即软流圈活跃的位置。软流圈是大规模岩浆活动的发源地，全球性洋底扩张运动，显示了软流圈的作用。软流圈热量来自放射性元素蜕变，也来自地幔的热扩散、热对流与热传导。软流圈中的物质来源于下地幔物质圈层分化出的水和挥发性物质，也来源于造山带底部，即软流圈对岩石圈内界面产生的内侵蚀作用，使岩石圈被侵蚀与熔融而成为软流圈的组分。被侵蚀熔融的岩石圈物体厚度，估计达几百千米，而岩石圈又在高温熔融状态的软流圈上漂移，这就是岩石圈中板块运动的机理。据均衡原理推断下，山体及厚岩石圈部位就要更多地沉入软流圈中(类似阿基米德定律)。这样，软流圈与岩石圈的内界面，就必然要不断发生熔融与侵蚀。岩石圈与软流圈的相互作用，使产生气－液－固的三相流的流场不断变化，加上海底扩张与火山喷发，导致软流圈和岩石圈不断产生变化，形成平衡－不平衡－平衡－不平衡的循环状态，导致一系列地质作用的活跃，以及水文地质条件的变化。
软流圈中的矿物成分，主要是橄榄石、斜长辉石、单斜辉石和石榴子石。岩石圈随深度和压力的不同，生成的矿物也不同，大陆岩石圈比大洋岩石圈厚，平均达120km，大陆玄武岩质岩浆主要形成于100～150km的软流圈中。
软流圈的下部与下地幔的界面尚未确定，上地幔黏滞度在1020～1021mPa·s(McCon-nell，1968)，下地幔物质的黏滞度推测为1022～1024mPa·s(Walcott，1993)，而软流圈为4×1018～6×1020mPa·s。下地幔分异作用，向软流圈提供水和挥发物，造成软流圈的低黏滞度，增大其流动性。另一方面，软流圈中物质也可以沉入下地幔中，下地幔物质成分分为金属硫化物和氧化物，底部镁和镍成分增长。由于地球演化中，重的物质向深部分异积聚，所以下地幔也是提供矿床元素的源地。下地幔中铁、镁硅酸盐矿物逐渐由疏堆积结构变为密堆积结构，而生成高压型氧化物如MgO、FeO、SiO2等，这些成分向上运移，又密切影响到碳酸盐岩的岩石变化，如产生白云岩化、硅化等作用(牛文元，1981;林伍德，1981)。
图4 山东半岛城市群地区地貌略图 （据山东省国土资源厅）
图5 软流圈结构示意图(据卢耀如，1999)
在高山及板块相撞造山带，由于岩石圈沉入软流圈中较深，使软流圈中流动的三相流(固、液、气)物质受阻，在高温高压下，对岩石圈产生内侵蚀作用，并有部分为固体流，增大黏滞性，对邻近地带又会产生内吸附作用，内增生作用加大了地壳的厚度，又相应引起地壳的沉浸，产生沉陷、沉降现象。这种三相流作用，是产生构造变化、引起地壳隆起与沉降的重要原因，也是火山喷发、地震等灾害的发源地。
环渤海地区莫霍面深度变化不太大(田德培，2005)，山东半岛地区莫霍面深度为30km左右，表明这一地带的地壳中三相流活动带位置较浅。环渤海地区的莫霍面等深线见图6。
环渤海地区构造带分布情况见图7。
3.山东半岛城市群地区地壳构造与地壳稳定性分析
前节已略述山东地区的地质环境与构造运动的演化概况。需着重指出山东地区燕山运动的影响也是显著的。白垩纪后有海盆－陆地的变迁，并有许多断裂构造继承发育，生成新的构造形迹。对山东全省而言，特别是对半岛城市群地区而言，郯庐断裂带是最主要的活动断裂带。
郯庐断裂带为郯城至庐江的断裂带，是我国东部大陆边缘的一条巨型断裂带，总体呈NNE走向，绵延超过2400km。该断裂带跨越了具有不同演化历史的东北吉黑地块、华北板块及大别山－苏鲁构造带，其形成与演化对中国东部中生代以来沉积岩相与古地理环境、岩浆作用，以及金属矿产和油气田生成，都具有密切的关系。郯庐断裂带发生于印支末期华北板块与华南地段拼接的过程中，该断裂带主要表现为中下地壳左行韧性剪切变形。燕山期为其主要活动时期。
图6 环渤海地区莫霍面的深度等值线图(据田德培，2005)
图 7 环渤海地区活动构造带分布简图( 据田德培，2005)
郯庐断裂带实际上起于湖北武穴( 原称广济) 的长江北岸，经安徽的宿松、潜山、庐江、嘉山，江苏的泗洪、宿 迁，山 东 的 郯 城、沂 水、潍坊，过渤海湾，穿越东北 3 省，延至黑龙江的逊克一带，进入俄罗斯境内。郯庐断裂带可分为 3 段: 北段，断裂带以分支断裂组成为特征，包括敦化 － 密山断裂、依兰 － 依通断裂带、松辽平原东 － 逊克、孙吴一带断裂; 中段，为沂沭断裂，由 4 条大致平行的主干断裂组成 ( 图 8) ; 南段，由嘉山 － 庐江断裂和五河 － 合肥断裂构成东西向主干断裂。
郯庐断裂带中段由 4 条大致平行的主干断裂组成，自东向西分别为昌邑 － 大店断裂带、安丘 － 莒县断裂带、沂水 － 汤头断裂带和唐吾 － 葛沟断裂带。前人测得的郯庐断裂带古应力值 σ1－ σ3为 29. 1 ～ 176. 3MPa。郯庐断裂带及其邻区韧性变形古应力值为 40. 35 ～118. 83MPa。国内外其他著名活动断裂带 σ1－ σ3为 20 ～ 150MPa( 美国、法国、澳大利亚、苏格兰等)( 王小凤，2002) 。
郯庐断裂带在早期 ( 燕山期前)普遍的韧性变形之后 ( 燕山期以后)主要为脆性破裂或脆性变形。用岩石声发射性法( AE 法) 估算郯庐断裂带地区岩石变形所经历的各期构造主应力值为 51. 3 ～192. 8MPa，抗压强度为 87. 6 ～240. 7MPa。郯庐断裂带韧性变形主应力 σ1方向见表 1。
除了受郯庐断裂带影响之外，整个山东省处于二级构造单元，华北坳陷、鲁西隆起和鲁东隆起和胶南 － 威海造山带影响之下。
4. 地震活动概况
根据上面所述，显然郯庐断裂带在全新世仍有活动，集中于莒县上岭至泗洪县孙牌，全长约200km，其中 F5断裂于1668 年发生8级地震，近代破裂方式为挤压兼右旋走滑。郯庐断裂带的西支唐吾 － 葛沟断裂带及沂水 － 汤头断裂带，也有晚更新世活动的证据，为右旋走滑; 在沂水、潍坊间有大量晚新生代玄武岩喷发。在鲁西南地区，蒙山山区断裂带和苍尼断裂带于晚更新世时期也有过活动。
图 8 郯庐断裂带中段结构图( 据郭振一等，1985)
表1 郯庐断裂带地区韧性变形主压应力σ1方向一览表
(据王小凤，2002)
山东半岛一系列盆地的形成都与构造与断裂带活动密切相关，多数盆地，大者如沂原盆地、临朐盆地、莒县盆地、黄县盆地等，于早更新世都有构造活动，但逐渐减弱，个别于全新世时仍有活动，如莒县盆地。
从区域地震情况分析，与山东半岛城市群地区地壳稳定性及地震密切相关的，除了郯庐断裂带之外，尚有南黄海地震构造带及燕山－渤海地震构造带。
南黄海地震带主要为NW—NNE及NW—NNW向第四纪活动断裂控制，7、8级地震带位于两组断裂交汇处，6级地震带位于构造带一定部位。
燕山－渤海地震构造带，主要体现为渤海－威海强震带及诸城－惠民中强地震带。前者，受NW及NWW向断裂带控制，新近纪以来发展形成的新活动断裂带，在渤海中部横切郯庐断裂带，为7级大地震多发带，强度大、频率高;后者受益都断裂、双山－李家庄断裂带控制，曾发生临朐
山东半岛城市群地区地质－生态环境与可持续发展研究
级地震。山东半岛地区地震震源及深度见图9。
图9 山东半岛城市群及附近地区现代地震源深度分布图(1970～2005.12)(据山东省地震局)
5.山东半岛城市群地区地震规律探索
(1)地震的带形性和群集性
从1480～2005年的观测记录来看，山东半岛地区发生的MS4.7级以上地震，受活动断裂带影响明显，呈现出成带性特征，在大构造交汇处，出现强震，且会继承发育，而呈现出群集性。山东半岛城市群地区MS＞4.7级地震的震中分布与构造分析见图10。
图10 山东半岛城市群及附近地区MS＞4.7级地震震中分布(1480～2005年)
根据有关地震监测资料，1480～2005年郯庐断裂带及山东半岛地区MS＞5级和MS＞6的地震情况，见表2及表3。
表2 郯庐断裂带(1480～2005)MS＞5级的地震幕式活动
表 3 山东半岛城市群及附近地区与华北地区的地震幕式活动关系
(2)地震综合情况
山东半岛地区综合地震情况见图11，图上表示整个半岛区都处在地震裂度Ⅶ度以上的地区内，最高达Ⅺ度，莒县部分，日照、五莲、诸城、安丘等地处在Ⅸ度内，Ⅷ度区也有较高比例。
图11 山东半岛城市群地区地震综合等震线图(据山东省地震局)
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㈣ 喀斯特地貌会不会大规模大塌陷
有可能
原因：喀斯特地貌是由于石灰岩容易被水溶蚀，使地表出现峰林，地下出现暗河或地下溶洞。正由于地下是空的，而且地表的石灰岩容易被溶蚀，地层比较薄，所以很容易发生大规模的连片的塌陷。
㈤ 苏－锡－常地区地裂缝灾害研究
宗开红
（江苏省地质调查研究院，江苏南京，210018）
【摘要】进入20世纪80年代以来，苏－锡－常地区国民经济持续高速发展，但对地下水资源的超量开采，破坏了均衡的地质环境，诱发了一系列地质灾害，如地面沉降、地裂缝、渍害等等，尤其地面不均匀沉降——地裂缝灾害的迅速发展，破坏性大，给社会造成了不安定因素和负面影响。本文着重讨论地裂缝的形成机制，以期能对地裂缝灾害进行更好的预测，达到减灾防灾的目的。
【关键词】苏－锡－常地区地裂缝研究
苏－锡－常地区自改革开放以来，地方经济突飞猛进，目前已经成为我国东部沿海经济最为发达的地区之一。但是，相对苏－锡－常地区经济建设的高速发展，环境保护明显滞后，尤其是对地质环境的保护意识的淡漠，长期超量开采地下水资源，引发了区域性地面沉降地质灾害。
苏－锡－常地区地面沉降主要发生在最近30年中，中心城市区稍早，外围县市区稍晚，时间上与地下水开采史基本一致。20世纪80年代中期以前主要发生在3个中心城市及锡西地段，80年代中期以后，随着地下水开采区的扩大和开采强度逐年骤增，地面沉降问题也迅速扩大至区域（图1），发生程度也越来越严重化（表1）。
图1苏－锡－常地区地面沉降发展变化图
现状中累计沉降量大于200mm的区间面积近6000km2，约占苏－锡－常平原地区总面积的1/2，而500mm等值线已连片圈合了3个中心城市，面积超过1500km2。
与此同时，在区域性地面沉降发生、发育过程中，由于存在特定的地质环境背景条件（基岩潜山、古埋藏阶地、含水砂层分布不均等）及人为开采地下水的方式、方法不合理，导致了在苏－锡－常地区的局部地方，发育了地面不均匀沉降地质灾害，在地表则以地裂缝的形式表现出来。它破坏了地表建筑物及地下管线等掩蔽工程，严重影响了地方经济的可持续发展。
表1苏－锡－常地区地面沉降发展变化情况统计一览表
苏－锡－常地区地裂缝最初发生于20世纪80年代末期，鼎盛发育期为20世纪90年代，本世纪初的几年间，亦陆续有发生。
1地裂缝分布发育特征
苏－锡－常地区地裂缝的分布发育，无论在空间上、时间上均是有规律可循的。
1.1空间分布特征
（1）平面特征
苏－锡－常地区地裂缝地质灾害的平面形态则呈线条状，或直或曲，或呈雁行式排列。大多在主裂缝两侧分布发育一定宽度的裂缝带，一般宽度小于100m，地裂缝延伸从数十米到千余米不等。
（2）剖面特征
苏－锡－常地区地裂缝地质灾害的剖面形态，一般不甚清晰，大多呈裂缝两侧上下错移，在地表形成陡坎状或阶步状地裂缝；亦有的呈“V”字形开裂状，地表裂缝宽度一般在2～80mm左右，裂缝可见深度一般均在20～40cm左右。经对无锡市石塘湾因果岸地裂缝灾害进行剖面开挖及进行物探面波（SWS）测量显示，开挖剖面中裂缝的深度达3m（图2），面波勘探成果揭示，裂缝两侧相同第四系地层遭切割影响的深度可达36m之深；根据三维地震勘探成果的分析，地裂缝的影响深度可达基岩面，影响深度达到60～80m。
（3）方向特征
苏－锡－常地区地裂缝地质灾害分布发育的方向性比较明显，大多呈 NE向或 NNW向分布；亦发育一些呈环状分布发育的地裂缝灾害，经对裂缝的发育方向进行玫瑰花图统计分析，方向性不太明显（图3）。
图2无锡石塘湾因果岸地裂缝剖面素描示意图
图3常州大学城南周村地裂缝发育方向玫瑰花图
1.2时间发育特征
经对苏－锡－常地区地裂缝发育的时间进行统计，其与区内地面沉降灾害发育的高峰期具有明显的相关性。本区地裂缝始发于1989年，在以后的近20年中，几乎每年均有地裂缝灾害的发生，鼎盛期在20世纪90年代，尤其是1995年，本区有6处地方发生地裂缝灾害，本世纪初有减缓的趋势。
1.3不同地质环境背景条件下产生不同类型地裂缝
不同的地质环境背景是地裂缝产生的内在因素。因此，在有埋藏山体、古埋藏阶地、埋藏基岩陡崖分布发育的地区，通常发育线状地裂缝，具有一定的延伸性，如江阴市长泾—河塘—无锡张泾杨墅里地裂缝带，即属该类型地裂缝。在地下水主采层以上的第四系沉积物，存在明显的沉积差异的地区，受地下水疏干因素的影响，多形成半环状发育、与土层结构差异有关的地裂缝，如常州市漕桥地裂缝灾害。在第四系沉积物中主采含水砂层不太发育或发育较差的地区，人们通常采取上下含水层综合开采的方法抽取地下水资源，进而在局部地区地下水水位形成局部的降落漏斗，使得局部地区的水力坡度变陡，在地表产生以环状为主的地裂缝灾害，如常州大学城南周村地裂缝灾害即属该类型。
1.4地裂缝具持续性发展的特点
苏－锡－常地区地裂缝发生发展，在一定时间内具持续发展的特点，它们一般均在汛期或雨季初现，一旦形成后，沿裂隙面继续跌落加剧，是不稳定的发展状态。据野外调查，苏－锡－常地区目前仍有5处地裂缝具有进一步发育的特点，15处地裂缝则处于相对稳定的发展阶段，5处则已处于稳定阶段。
2地裂缝形成机制研究
苏－锡－常地区地裂缝形成的主要影响因素有：客观存在的地质背景条件（基岩面起伏特征、基岩岩性、古埋藏阶地、第四系地层结构的差异、含水层的结构特征等）及人类为了发展经济而对地下水资源的无序、过量开采所产生的破坏作用。不同类型地裂缝的形成机制，是不同影响因素，在不同地区、不同的地质背景条件下共同作用的结果。
2.1 潜山型
主要是第四纪地层差异、古基底起伏变化和区内超量开采地下水等外在因素的综合作用造成地面沉降。长期超量开采地下水，引起含水砂层及地下水储集层中的水头下降，造成地下含水砂层本身及上覆土层释水压缩，出现地面沉降；当土层本身的结构差异或沉积基底起伏等环境地质条件不均一时，在土层压缩造成地面沉降的过程中出现明显的地面差异沉降，在土体内形成侧向张应力；当侧向张应力达到或超过土体的极限抗拉强度时，则在地表以地裂缝灾害的形式表现出来（图4）。
图4基岩潜山型地裂缝形成地质模式图
2.2地下水综合开采型
地裂缝发生带附近分布有集中开采的深井，开采量较大，开采方式以第Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ承压含水层均作为取水资源进行开采。由于Ⅱ、Ⅲ承压含水层不甚发育，富水性差，区域Ⅱ、Ⅲ承压含水层水位已降到－60～－70m，深井主采层则以近地表的第Ⅰ承压含水层为主，导致区内地下水含水层上下贯通，尤其是浅层水（潜水、第Ⅰ承压水）水位急剧下降，形成以深井为中心局部的水位降落漏斗（图5）。这是因近地表的软土层和I承压含水砂层压缩、变形所致，I承压含水层具有埋藏浅、颗粒细、渗透性差等特点，强烈开采作用下，粉粒随地下水流失，砂粒重新排列，形成的水位降落漏斗形态较陡，水力坡度较大，往往容易形成地面不均匀沉降地质灾害。
图5地下水综合开采型地裂缝形成地质模式图
2.3土层结构差异型
地裂缝发育区近地表第四系沉积结构明显，尤其在地表硬土层之下发育厚度不均一的高压缩性软土层（淤泥质亚粘土层），而淤泥质亚粘土层的液化指数、天然孔隙比、渗透系数相对较大。当降水偏少的年份来临时，地下水开采层越流补给条件差，加之长期过量开采，造成地下水水头急剧下降，促使高压缩软土层压密释水，形成塑性变形，造成地面持续沉降，最终诱发地裂缝灾害（图6）。
图6土层结构差异型地裂缝形成地质模式图
2.4埋藏阶地型
与基岩潜山型地裂缝的形成机制具有相似性，其主要是古埋藏阶地或基岩陡崖（具线状分布特点）、第四纪地层差异和区内超量开采地下水等外在因素的综合作用造成地面沉降。长期超量开采地下水，引起含水砂层及地下水储集层中的水头下降，造成地下含水砂层本身及上覆土层释水压缩，出现地面沉降；在埋藏阶地或基岩陡崖的边缘部位，土层压缩造成明显的地面差异沉降，并具线状分布特点，则在地表以线状分布的地裂缝灾害的形式表现出来（图7）。
图7埋藏阶地型地裂缝形成地质模式图
2.5岩溶型
目前苏－锡－常地区发育的该类型地裂缝其形成机制与潜山型地裂缝具有相似性，其主要是基岩隆起（基岩岩性必须是以具有可溶盐特征的灰岩地层）、岩溶发育、第四纪地层差异和区内超量开采地下水等外在因素的综合作用造成地面沉降。长期超量开采地下水，引起含水砂层及地下水水位下降，造成地下含水砂层本身及上覆土层释水压缩，出现地面沉降；在岩溶发育区，土层失水并压密，造成上覆松散堆积物垮落，诱发地面产生不均匀沉降，尤其在岩溶塌陷的边缘部位，在地表容易产生环状的地裂缝灾害（图8）。
图8岩溶型地裂缝形成地质模式图
3基于GIS的地裂缝易发区划分
目前，GIS空间分析手段，已越来越多地应用于地质环境的定量或半定量分析评价。苏－锡－常地区地裂缝研究运用Arc/Info手段，对区内地裂缝发育的空间特征进行了模拟。
3.1因子的确定
地裂缝灾害易发区的划分，主要依据基岩面的起伏形态、第四系沉积物分布的厚度差异性、地下水位、地下水含水层的空间特征、地面沉降等5方面因子，它们在地裂缝的发育过程中作用明显。
3.2评价模型
基于GIS的评价模型，其数据表达式为：
地质灾害调查与监测技术方法论文集
式中：I——危险指数，表示各影响因子综合作用的叠加结果；
Wi——第 i项因子的权重；
Ci——第 i项因子的量化赋值；
n——影响因子的个数。
3.3评价程序
GIS辅助下的地裂缝空间分布区划流程见图9所示。
Arc/Info中的空间叠加实际上是图层的叠加，一切空间分析都是以数字地图为对象进行的。经过多次调整，苏－锡－常地区地裂缝评价分区模型如下：I=0.33×C基岩＋0.12×C第四系＋0.19×C地下水位＋0.16×C含水层＋0.2×C地面沉降
根据影响因子综合影响总分值的由高到低，对评价结果进行定性分类，分类在原则上反映灾情的现状严重程度，并作相应的面积统计，统计情况见表2。
图9基于GIS的地裂缝灾害评价流程
表2评价结果分区统计结果
3.4 各级地裂缝灾害易发区的地质背景分析
由评价结果可见，苏－锡－常地区地裂缝地质灾害发生区和潜在危险区主要集中分布在常州戚墅堰以东、吴县黄埭以西的中部块段。该块段内的第四系基底相对二侧隆起，基岩面埋深较小，其起伏变化区间恰恰又在Ⅱ、Ⅲ承压含水砂层发育深度内，客观具备发生地裂缝灾变的特定地质环境条件，但不同等级区的地质背景又因地而异。
3.5 地裂缝灾害易发区带的圈定
根据上述模型运行结果以及目前的认识程度，初步确定地裂缝灾害易发区的划分原则主要依据基岩面（潜山、埋藏陡岩）的起伏形态、第四系沉积物的分布及厚度差异性、孔隙承压含水砂层厚度发生明显差异变化的线型边界（大多为古河道的边界）等条件综合确定。初步圈定出6个地裂缝地质灾害易发区带和可能存在地裂缝地质灾害隐患的地段（图10）。
（1）横林地裂缝地质灾害易发区带
大体以横林镇为中心，沿 NE构造线走向，西南至湖塘桥、马杭、戚墅堰，为江南断裂控制的特定条带区，面积约30km2。
（2）横山桥地裂缝地质灾害易发区带
横山桥地处芳茂山山前地貌变化部位，基岩面由裸露转向陡跌，推测有埋藏型断层崖控制中更新世古河道，两侧地面沉降明显不均匀发生，为易发生地裂缝灾变的区带。
（3）无锡—苏州古河道南侧基岩岸线地裂缝地质灾害易发区带
区带北西—南东向延伸较长，西起锡山贾巷，往东南大体沿京杭运河，经无锡市区一直延至苏州浒关的条带内。该带是苏－锡－常地区极需警视的地裂缝地质灾害易发区带，目前已发现的贾巷和毛村园二处地裂缝灾点均在该区带内。
（4）江阴南部古河道南界地裂缝地质灾害易发区带
分布锡山境内的堰桥、长安、厚桥、安镇间为基岩断块隆起，受其影响，推测潜山、断层崖较发育，是环境地质背景条件变化较大的区带，实为区内地裂缝易发区带。石塘湾秦巷、堰桥、河塘及长泾等地已发现的地裂缝均在该带中。
图10苏－锡－常地区地裂缝地质灾害易发区分区图
（5）东亭地裂缝地质灾害易发区
在锡山新市区（东亭）西郊一带，从已形成地裂缝地区的勘探结果显示，可能与岛状残留分布的潜山有关，也可能与浅部地层因素有关，但诱发原因仍与超量开采Ⅱ承压地下水有关。
（6）张家港塘桥地裂缝地质灾害易发区
在张家港东南部塘桥、塘市、西张等乡镇地区，从迹象反应，地面沉降已严重发生，但不均匀，在多处已见有地裂缝灾变问题。
（7）查桥地裂缝地质灾害易发区
位于吼山西侧山前平原北东向展布的条带区间，现状中已多处发生，并有进一步严重化发展趋势。
4地裂缝灾害防治对策
地面沉降和地裂缝等地质灾害给苏－锡－常地区经济和社会的持续发展构成了严重制约，必须采取切实有效的措施加以防治和治理。地质灾害防治必须贯彻“以防为主、防治与避让”相结合的方针，进一步加强领导，提高认识，按照国家和省地质灾害防治管理规定，科学规划，强化管理，把地质灾害造成的损失降低到最低限度。从勘察已得知，区内地裂缝灾害，主要是地面沉降严重发生以后所显示的灾变形式，所以，最根本的还是需从控制地面沉降着眼。在地面沉降重度发生区，应该深入研究各种影响因素，对地面沉降不均匀发展趋势做出科学合理的评价。
尤其在被初步圈定为地裂缝地质灾害易发区内，进行城镇建设和工程项目建设，也必须列为可能的地质灾害灾情之一，进行认真的危险性评估。在已发生的地裂缝灾区，应查明形成原因，准确圈定危险区，布设监测网点，并落实具体的避让措施。
5结语
本文的研究成果是江苏省地质调查研究院三角洲项目组集体工作的结晶，在此，向所有参与项目工作的老师、同仁表示衷心感谢！