白云岩地区岩溶发育规律初探2介绍

黔东南白云岩地区岩溶发育机制研究
张良平，李爱国，宋斌
长江岩土工程总公司（武汉） Zhang Liang-ping ，Li Ai-guo ，Song Bin
（Changjiang Geotechnical Engineering Corporation, Wuhan 430010）
【摘要】贵州碳酸盐类岩石分分布面积占全省80%左右，其厚度占地层总厚的50-70%。

以石炭系和二迭系岩层岩溶发育最强。

根据岩溶层组的岩性特点，出露面积，构造条件和岩溶发育程度，
对岩溶发育强度进行分区，将全省划分为强烈发育，较强发育，中等发育及弱发育四个大区[1]
（图0-1）。

本文以下溪水库工程区岩溶研究为实例，来分析黔东南地区寒武系白云岩出露区岩溶发育机制。

提出了影响
Abstract:
【关键词】白云岩 风化剥蚀速率 化学溶蚀速度 岩溶发育机制 岩溶发育强度
Key words: Dolomite ，R ate of weathering and denudation ，Chemical corrosion
speed ，Karst development mechanism ，Karst development intensity
0、前言
黔东南自治州位于贵州东南部，地处东经107°18′～109°35′，北纬25°19′～27°31′，东邻湖南省，南接广西，现辖16个县市，面积30302平方公里，水资源丰富，水能理论蕴藏量210万千瓦，可开发量约125.2万千瓦。

位于黔东南镇远、凯里、三都一线以东地区，传统上划定为非岩溶区（V ）[1]，区内极少或无岩溶地貌发育。

随着境内社会经济发展，交通、旅游、中小型水电水利工程开发加快建设，对该区域的岩溶发育状况的研究也进一步加深，研究评价黔东南地区岩溶发育有着深远意义，对工程项目的实施也有着技术指导意义。

紫云罗甸
惠水镇宁关岭晴隆
册亨
望谟贞丰
安龙
兴义市
兴仁盘县Ⅲ六枝普定
六盘水市
织金贵阳市
安顺市荔波
独山
都匀市
三都榕江从江
丹寨凯里市剑河
黎平
龙里天柱
镇远
瓮安
铜仁市
松桃思南
湄潭
遵义市
绥阳
桐梓
仁怀
黔西
金沙息烽
习水
赤水市
道真
沿河
黔西
赫章
威宁
ⅡⅡⅢⅠⅣⅤⅢⅢⅢⅤ岩溶强烈发育区
岩溶较强烈发育区岩溶强烈发育区
岩溶弱发育区非岩溶区
分区代码
分区界线
亚区界线
贵州省岩溶发育强度分区图
Ⅰ
Ⅱ
图0.1贵州省岩溶发育分区图（注：[1] 摘自《贵州省水文地质志》）
1黔东南区域地质背景
1.1地层岩性
黔东南地层发育齐全，自元古界至第四系均有出露（图1.1、表1.1）。

）地层大面积出露于三都—凯里—镇远—玉屏一线以东（江南区（Ⅲ）），上元古界（Pt
3
主要是陆源碎岩为主，次为火山岩及火山碎屑岩，少量碳酸盐岩，大部分已变质为绿色。

过渡区内少量分布。

震旦系（Z）以海相碎屑沉积为主，过渡区内为粘土夹碳酸盐岩、中粗碎屑岩及细屑岩为主，江南区为炭质岩、硅质岩、杂砾岩为主。

寒武系（∈）下统由碎屑岩组成，其余以海相碳酸盐沉积占优势。

奥陶系（O）地层黔东南地区为台地边缘相，以碳酸盐岩为主，伴有碎屑沉积，江南区仅出露于三都一带，上统和中统大部分缺失，主要为斜坡相碳酸盐岩和碎屑岩。

志留系（S）：属于凯里—三都分区，主要分布于施秉以南、黄平—麻江—都匀—山以东、台江—雷山—三都以西，地层发育不全，以壳相碎屑岩为主，夹少量碳酸盐岩，岩相分复杂，底部为底砾岩。

泥盆系（D）：泥盆系地层全属扬子地层区凯里小区，为滨岸沉积，下统及中统大部为陆源碎屑岩，中统顶部及上统为白云岩。

区内主要出露上泥盆系（D
）薄层灰岩、
3石炭系（C）：分布较少，仅出露于三都——都匀以北、福泉——台江以南地区及黎平以东大部，主要是暗色碳酸盐及硅质沉积。

二叠系（P）：上统（P
）主要为碎屑岩和石灰岩，呈近南北向，砂页岩夹煤及燧石
2
）主要为碳酸盐岩，以灰岩夹白云岩与灰岩、玄武岩、灰岩夹页岩及薄煤层；下统（P
1
砂页岩，岩相呈近东西向分布。

主要分布于贵阳—都匀一带及黎平——天柱一带。

）灰岩及砂三叠系（T）：以海相沉积为主，黔东南地区出露较少，以下三叠系（T
1
页岩、薄层灰岩及白云岩、砾屑灰岩、泥灰岩及页岩为主，分布于黎平—天柱一带小部区域。

），侏罗系（J）：为陆相红色岩系，地层发育不全，天柱一带仅出露中侏罗统（J
2
以一套紫红色为主的石英长石砂岩夹粉砂质泥岩、粉砂岩。

白垩系—第三系（K—E）：零星出露于黄平、台江、镇远、榕江小部地区，属山间断拗或断陷盆地沉积，上白垩系（K2）砖红色砾岩、含砾砂泥岩；K未分：含砂岩、石英砂岩夹泥岩；第三系：N含砂砾粘土岩夹褐煤E：褐红色砾岩、含砾砂泥岩夹煤线第四系（Q）：冲积砂、砾及冲洪积砂、粘土；冰碛泥砾。

` 图1.1 黔东南地质构造略图（根据贵州省1：150万地质图绘制）
表1.1 黔东南地区地层简表
1.2地质构造
黔东南地区凯里—岑巩—玉屏—铜仁一线以西位于扬子准地台黔北台隆-遵义断拱
3区），三都—凯里以西、凯里—贵定以南一带小部属黔南-贵阳复杂构造变形区（Ⅰ
1A
1区）；三都—凯里——玉屏一线以东位于华南褶皱带台隆贵定南北向构造变形区（Ⅰ
2
（Ⅱ）。

Ⅰ、Ⅱ两大区之间以施洞口断层为界，变形样式是渐变过渡的，与中、上寒武相变3区（贵阳复杂构造变形区）出露地层主要为下古生界及前寒武系，地带走向一致。

Ⅰ
1A
褶皱舒缓开阔，枢纽波状起伏急剧，背斜高隆地段常呈穹窿状或短轴状，褶皱轴向主要为北北东，褶曲形态以舒缓开阔型为主，两翼对称，倾角一般只有10°～20°，主干褶曲跨幅多≥10km，长度＞40km。

向斜多被走向断层破坏，背斜枢纽起伏急剧，高隆地段常为穹窿状。

卷入地层主要为寒武系，背斜高隆地段有青白口系，个别出露梵净山群。

1区（贵定南北向构造变形区）分布于东北部，以北东向构造及近东西的弧形黔东南Ⅰ
2
构造为主，构造线方向近于北东并多有S形弧形弯曲。

华南褶皱带（Ⅱ区），构造线方向主要为北东向，以长条脊状褶曲为主。

褶皱主体为北东向长条脊状，两翼大多对称，倾角多10°～20°，少数<10°或＞30°。

单个皱曲跨幅5～10km，长度多＞40km。

2黔东南地区岩溶发育特点
三都—凯里—台江—镇远—玉屏一线以东主体属江南造山型褶皱带，地貌上以剥蚀中山、低山、丘陵为主，强切割的侵蚀中山主要分布于雷公山一带，出露地层以上元古界变质岩系为主，该线以西位于黔中丘原盆地边缘，以岩溶丘陵的开阔的溶蚀盆地为主，其次为峰丛谷地、洼地，其中台江—三穗—玉屏一线带状广泛分布寒武系、奥陶系碳酸盐岩类，地貌上以峰丛谷地主；玉屏—凯本一线东北部属低山丘陵区，地势西高东低、南高北低，山脊呈北北东向与构造走向一致，以岩溶低山、丘陵、洼地等岩溶地貌为主。

岩溶多发育以灰岩、白云岩，白云岩组成的平缓褶皱的核部，岩溶形态有：溶洞、
地表溶沟、溶槽及溶缝或溶蚀裂隙等。

2.1白云岩地区岩溶类型
溶洞、地表溶沟、溶槽及溶缝或溶蚀裂隙等。

（1）溶洞：形态各异，规模大小不等，小者仅0.5m左右，大者呈走廊状，洞内无充填，洞壁干燥，见钟乳石及灰华沉积。

该地区均有分布，如镇远县的青龙洞、岑巩县的雾龙洞、黄平的浪洞等(图2.1a）。

（2）溶沟、溶槽：主要发育在两岸斜坡地带，其发育方向受裂隙控制，一般深1～3m，宽0.5～2.0m，局部与地下溶缝相连，深达4～5m，多数被碎石和粘土充填(图2.1b）。

a溶洞b溶沟
图2.1 下溪水库坝址区岩溶类型照片
（3）溶缝、溶蚀裂隙：主要沿陡裂隙面、缓倾角层面溶蚀，一般呈长、高数米，宽厘米级至数米的狭缝，地表多见无充填或充填粘土，或溶蚀风化呈白云砂状，局部延伸至地下溶洞；地层深部局部溶蚀，溶蚀范围及强烈程度有限，岩体层岩屑夹岩块状或岩块夹岩屑状(图2.2）。

a溶缝 b溶蚀裂隙
图2.2 下溪水库坝址左、右岸溶蚀裂隙典型照片
（4）深部岩溶
1）溶洞：通对已建、在建水利工程勘察资料统计分析，深部岩溶多受构造影响，沿结构面发育，埋藏多8～10m，充填碎石土等(图2.3）。

图2.3 下溪水库坝址区钻孔揭露溶洞岩芯典型照片
（左为钻孔录像柱状图，右为钻孔录像展开图）
2）层间破碎溶蚀缝
层间破碎溶蚀缝多表现为水平方向，是岩溶地区地下暗河发育初期，通过对下溪水库钻孔岩芯及钻孔录像判译统计，层间破碎溶蚀缝共71个/16孔，左岸9个，河床42个，右岸20个。

多为局部溶蚀，溶蚀范围及强烈程度有限，岩体呈岩屑夹岩块状或岩块夹岩屑状(图2.4）。

图2.4 坝址区钻孔揭露层间破碎溶蚀缝图
（左为钻孔录像柱状图，右为钻孔录像展开图）
2.2白云岩地区岩溶发育规律
（1）分区性
岩溶的分区性主要表现在平面分布的沿构造形迹分布的方向性、和对岩性的选择性两个方面。

以对玉屏至岑巩境内暗河、溶洞、溶沟（槽）及深部溶蚀带的统计为例[7]（[7]贵州省玉屏—朱家场地区水资源分布图），溶洞均发育在细晶—中晶白云岩及灰岩分布地段，构造部位上选择了区域断层交汇处及褶皱的转折端处，地貌上分布于河谷的陡倾角裂隙发育密集的顺向坡一岸，而层间破碎溶蚀缝发育部位，则选择了有利于降雨入渗与地表水水位范围内。

表2.1 黔东南地区岩溶发育统计表
位置
岩溶类型
说明构造部位暗河溶洞
雷打坡（白水洞）2条出水型溶洞1个
暗河相通，出露O1h、O1t桐梓组灰岩、
白云岩，源头为白云岩，
施洞口断层，
三穗向斜西翼
韭菜塘2条进水型溶洞2个，
出水型溶洞1个，
暗河相通，为鸭溪沟源头，地层为∈
3q泥质、灰质白云岩
盘山背斜核部转折端
姚家冲一带4条进水型溶洞2个，
出水型溶洞1个，
暗河相通，暗河地层为∈3q组泥质、
灰质白云岩
下溪水库/ 地表、钻孔揭露
溶洞21个，
溶沟（槽）3个；
层间溶蚀带71处
地层为∈2s细—中晶白云岩
小堡断层南侧，
盘山背斜北翼
黄平1个（浪洞）地层为∈1l细—中晶白云岩郎洞断裂
镇远1个（青龙洞）地层为∈1l细—中晶白云岩
镇远枢纽断层与瓮哨断层间；哨山向斜南端
（2）垂直方向的多层性、衰减性
以下溪水库岩溶垂直分布规律为例（图2.5)。

揭露溶洞最低底界线高程为368.35m，最高顶界线高程为451.05；分布在高程378m以下的1个，378m～410m之间的共11个，410m～416m之间的共1个，416m以上的共8个；层间破碎溶蚀缝最低高程为325.8m，最高约为447.9m；分布在高程378m以下的47个，378m～410m之间的共16个，410m～416m之间的共5个，分布在416m以上的共3个。

岩溶发育强度上从溶洞—溶沟（槽）—溶蚀裂隙—层间溶蚀带逐步衰减，至河流侵蚀基岩底面之下，地下水交替活动较弱，溶蚀多表现为溶滤。

350400
450
500
1.地表溶洞投影
2.钻孔揭露高大于2m 的全充填溶洞
3.钻孔揭露高大于2m 的全充填溶洞投影
4.钻孔揭露高小于2m 的全充填溶洞
5.钻孔揭露高小于2m 的全充填溶洞投影
6.钻孔揭露层间破碎溶蚀缝
7.钻孔揭露层间破碎溶蚀缝投影
图2.5 下溪水库坝址区岩溶发育投影图
3、黔东南白云岩地区岩溶发育机制
3.1岩溶发育影响因素 3.1.1矿物组分
通过对在建下溪水库岩溶发育研究，对坝址区、料场取样8组进行岩石矿物组分鉴定发现,纯度较高的白云岩X 衍射线下可见溶孔；纯度较低的白云岩多含10%～20%碎屑、含泥、含藻、具藻腐孔结构(表3.1)。

藻屑或砾屑白云岩成岩的后生变化使得岩石表面在自身溶解作用表现为有较多不规则溶孔，这些都为今后漫长的地质时期岩溶化提供了基础。

从下溪水库钻孔揭露溶洞发育部及岩性分布规律看，主要发育在微晶白云岩中，或微晶白云岩与鲕状白云岩、砂屑白云岩接触带的微晶白云岩一侧，而在鲕状白云岩和砂屑白云岩中，溶洞发育较少。

但其砂屑白云岩风化速度却比隐晶质白云岩快得多，风化强烈得多。

3.1.2构造
（1）构造对岩溶发育的影响
断层、裂隙、构造密集带破坏了岩体完整性，为降雨垂直入渗和地下水渗流创造了有利条件，促进了岩体岩溶的发育，是影响岩溶发育的主要因素。

而结构面的产状、发育规模、连通率、透水性能则决定了岩溶发育方向及形态。

如地表的溶沟（槽）、溶缝多沿区内的陡倾角裂隙及裂隙性断层发育，深部则多沿层面发育。

（2）构造运动产生的能量加速了白云岩自身的溶解
黔东南地区凯里—岑巩—玉屏—铜仁一线以西位于扬子准地台黔北台隆-遵义断拱
3区），北北东向构造分布于本区东段，平行于扬子准地台与-贵阳复杂构造变形区（Ⅰ
1A
华南褶皱带分界线的北段发育，具压性特征，旁侧发育次一级同向褶皱，如蕉溪背斜、肖山向斜、龙田背斜等，褶皱大多由寒武系白云岩组成，褶皱束长达数十公里，岩层倾1区（贵定南北向构造变形区）东北部的黔东南地区，是以挤压型的南
角普遍较缓；Ⅰ
2
北向构造为主，北东向构造及近东西的弧形构造，构造线方向近于北东并多有S形弧形弯曲。

华南褶皱带（Ⅱ区），构造线方向主要为北东向，以长条脊状褶曲为主。

褶皱主体为北东向长条脊状，两翼大多对称，倾角多10°～20°，少数<10°或＞30°。

单个皱曲跨幅5～10km，长度多＞40km。

能力白云岩锻烧后的产物为CaO、MgO，张斌等在研究石灰石/白云石循环吸收C0
2
能力为白时［１］，通过锻烧试验，得到了700～750℃/5MPa条件下，碳酸化阶段吸收C0
2
的吸收能力0.24g/g(20%云岩要高于石灰石，试验结果表明循环第8次时石灰石对CO
2
水蒸汽）、0.18g/g（无水蒸汽），而黔东南地区历次构造运动挤压时产生的巨大能量为白云岩早期岩溶化提供了物理力学氛围。

3.1.3降水
（1）降水强度
黔东南地区属亚热带季风湿润气候区，暴雨出现时间最早4 月，最晚10 月，各年的降水量主要集中在4～8月，5个月降水量占全年降水量的65.6%。

据天马站、岑巩站、玉屏站、水尾站、下司、施洞、石灰厂等7个雨量站自1959～2010 年实测资料统计，
区内年最大暴雨量多年平均年降水量1136.6mm ，多年日平均降雨量80～90mm ，最大日降雨量为2007 年7 月25日，天马站135.3mm 、岑巩站155.7mm 、玉屏站155.7mm 、水尾站91.6mm ，在贵州省暴雨地区分布上，黔东南地区位于一般暴雨区域内。

（2）水力作用对岩溶发育的作用
地表岩溶的发育过程，可简化为具有明渠水流特征的坡面流对坡面的侵蚀过程，其中水力剪切起决定作用，初期表现为水土流失形成细沟，后期演变为浊流对沟槽冲蚀。

出露于地表的构造部位（如断层破碎带、裂隙密集带）经过水力的冲蚀、搬运、堆积，往往可形成溶沟（槽）、石芽，岩溶发育规模取决于水流的侵蚀力。

对地表岩溶发育初期，吴永[10]等人在研究水土流失时，通过对降雨作用下坡面水流的侵蚀力机理研究，对曼宁公式进行推导，得出降雨作用下低速坡面水流的侵蚀力及坡面物质的抗侵蚀力表达式-1、式-2。

侵蚀力αβαγτ10
75
3
sin )]cos([sin -==nkIL a h L [10]（式-1）
浸泡状态下抗侵蚀力ααφγγγτcos )tan )(tan (4
3
--=L s c （式-2）
式中：α为坡角，β为雨滴方向与坡面法向夹角；n 为坡面粗糙度（mm ）；L 为距离坡顶距离（m ）；
k 为坡比，H 为坡面宽度（m ）；I 为降雨强度（mm/h ）；γL 为水体容重（g/cm 3
）； γS 为颗粒重度（g/cm 3）；φ为坡面物质内摩擦角
而后期沟槽的冲蚀强度可用水力学计算方法求得，形成地下不同的岩溶形态：取决于冲刷深度。

深部层间溶蚀带的形成，其过程可理解为一个有压的渗流场的渗透破坏内与地下水的溶蚀作用相结合的漫长过程，往往岩溶发育强度较弱，也可简化为有压隧洞的水力模式进行相关参数计算。

3.1.3岩溶含水岩组水理性
1）水化学性质
黔东南地区岩溶水以溶洞裂隙水及网状裂隙水为主，赋存于寒武系上统石冷水组第三段各类白云岩中，地下水化学类型主要为HCO3-Ca-Mg 或HCO3 -Mg-Ca 型(表3.2),游离CO 2含量2.02-17.6mg/L ，侵蚀性CO 2含量3.61-7.04mg/L 。

由于水中含有一定量的侵蚀性CO
2。

一开始是与少量二氧化碳反应生成CaCO
3
沉淀，
如果继续通入CO
2
，则发生以下水化学反应：
MgCaCO
3+CO
2
+H
2
O=Ca(HCO
3
)
2
+Mg(HCO
3
)
2
2SO
2+O
2
=2SO
3
SO
32-+CaCO
3
=CaSO
4
+CO
2
这一水化学性质表明岩溶含水层的补给、排泄条件、流速等水循环要素成为白云岩溶蚀现象发生的重要因素。

张良喜、赵其华等[11]对西南地区某工程取白云岩不同尺寸试块（60×30×6mm、30×30×6mm、30×15×6mm）进行试验，通过控制水溶液pH值（以每2d更换一次水溶液方式），测得白云岩在弱酸环境下（稀硫酸溶液及稀盐酸溶液）的溶蚀速率为10-4g·cm-2·d-1级，进而分析得出结论：稀盐溶液环境下比稀硫酸溶液下溶蚀启动速率要大，试样尺寸对平均溶蚀速率影响较小，水环境因素中水循环速度占主要因素。

进一步证明了白云岩溶蚀的水理特性。

3.2白云岩地区岩溶发育过程
岩溶的发育历程大致分4个阶段：1白云岩成岩过程中在压溶作用下自身的岩溶化，同时经历了物理风化、化学风化；2构造运动过程中的挤压产生的巨大热能是对白云岩岩体反复锻烧的过程，过程中白云岩不断转化为CaCO3并吸收空气或水中侵蚀性CO2岩溶化；3构造运动使得岩体结构发生变化，岩体产生众多裂隙、断层碎带，使之大气降水能更顺利地入渗，在水力作用、水化学作用下加速白云岩的溶蚀，形成岩溶孔腔；4岩溶孔腔的堆积、填充阶段。

上述岩溶发育阶段中，阶段1风化作用作为主，阶段2、3中构造运动的影响起决定性作用，因此，评价岩溶发育速度可概化为2个指标：构造运动的强度、风化剥蚀速度。

4、岩溶发育速度分析
从白云岩地区岩溶发育机制分析中，控制岩溶发育速度的主要因子为1、构造运动强度、化学侵蚀速度、风化速率、坡面流的侵蚀强度、按多重分形理论对黔东南地区白云岩岩溶发育速度进行评价。

不是简单的分维数的迭加，
假定岩溶带，对长期风化速率和当前风化速率的研究，常常紧密结合在一起，当前风化速度率放置于整个岩溶发育演变过程中，它都具有自似性，只不不过是构造运动的产生，改变或加剧了整个过程，使得整个过程由一个非线性关系曲线变为分段的非线性演变。

而当前研究的岩溶现象的规模包含了坡面流侵蚀强度、化学溶蚀速率、基岩风化
速率、构造运动强度等信息，因此，不管运动期次多次，构造强度大小，均可用数学表式表达为长期风化速率：
)*1(*)1(10+∞
=++=∑i i i i k k k v v
Ccs R v W ++∆=τ0
αβαγτ10
753sin )]cos([sin -==nkIL a h L [10]（式-1）
ααφγγγτcos )tan )(tan (4
3--=L s c （式-2）
式中：V 0为构造动期初岩溶发育速度，k i 为第i 次构造运动影响系数；Δτ坡面流侵蚀强度；R W 为基岩风化速率；Ccs 化学溶蚀速度；其余符号同前。

（1）风化剥蚀速率
冶金行业大量锻烧试验表明，白云岩的物理风化是基于白云岩热分解机理分解为氧化镁和氧化钙,继而与化学风化（溶蚀风化）共同作用决定。

由于不同产地的白云岩化学组分中,除了主要成分碳酸钙、碳酸镁外,还含有其它不同组分,而各组分的热分解温度、分解机制不同,虽然都会使白云岩热分解机理和活化能值产生差异，但浅层岩体风化溶蚀主多以均匀风化特征为主。

目前对于风化剥蚀速率的评定于研究，国内外学者常采用PROFILE 模型、Sr 同位素比值法、元素损耗和输入—输出指数法及更为直观的测量法。

主要是通过试验室通过模拟岩石风化环境测得一系列数据。

（2）构造运动影响系数的确定
通常把断裂的级别、断层切割深度、相应地壳抬升下切幅度等指标来判定构造动运动的强度。

黔东南地区自寒武系以来经历武陵运动—都匀运动—广西运动—喜山运动等多次构造运动，形成了北北东向一级断裂松桃—榕江深断裂、近东西向多期复活断裂镇远断裂、大马场断裂及两侧次级断裂及褶皱。

构造运动影响系数（ki）取值采用按下式计算综合得分确定（表4.1）。

k i =0.2ΔL
1
+0.13ΔH+0.15ΔT+0.2ΔB+0.19N
1
+0.13N
2
经综合分析，得出黔东南白云岩地区岩溶发育强度为mm·km-2·a-1。

5、白云岩地区岩溶问题及对策
黔东南地区依据其碳酸盐地层分布情况及岩溶地貌出露，国内外学者几乎一致认为为非岩溶地区，然而从区内目前工程建设进展情况来看，白云岩出露地区的岩溶问题以及因此带来的工程地质问题应引起我们的再认识。

以岑巩县下溪水库工程以例。

下溪水库是一座集灌溉、供水为一体的综合性工程，水库总库容2621万m3。

水库正常蓄水位416.00m，工程为Ⅲ等工程，工程规模为中型。

坝址出露寒武系中统石冷水组薄层—中厚层状微晶白云岩，勘探揭露两岸岩体中陡倾角裂隙发育，岩体破碎，地质调查及钻孔揭露有11个溶洞和14个层间破碎溶蚀缝位于416m高程以下。

溶洞及埋深浅的破碎溶蚀缝多属中等～强透水性。

岩体透水率小于5Lu岩体顶界线埋深31～103m，且在小于5Lu岩体顶界线下局部仍存在中等～强透水层。

右岸存在坝基及绕坝发生渗漏的问题。

河床坝基下存在多层层间破碎溶蚀缝，缓倾角倾向上游偏左岸，厚0.4～3.4m，主要为岩块夹岩屑或岩屑夹岩块，呈碎裂结构或散体结构，局部存在一定程度的溶蚀，物理力学性质相对较差，其中钻孔声波探测波速较低，构成了大坝抗滑稳定的近水平底滑面段，坝后脚处破碎溶蚀缝埋深浅，间距小，斜穿破碎溶蚀缝及层间弱风化岩体则构成大坝抗滑稳定的斜坡底滑面段；岩体中走向NE、NEE及NWW的三组陡倾角裂隙较发育，
且上坝线处存在f
09断层。

f
09
断层和走向NEE、NE的陡倾角裂隙构成大坝抗滑稳定的侧
向切割面；走向NWW的陡倾角裂隙走向与河流流向近似正交，构成大坝抗滑稳定的横向切割面；大坝存在抗滑稳定问题。

大坝抗滑稳定分析简化模型见图5.3-1。

350
400
450
图5.3-1 大坝抗滑稳定分析示意图
此外，坝基渗透变形问题、基坑涌水问题皆由深层分部层间溶蚀带（缝）岩体的工程地质特性较差引起。

对此，坝基基础采取固结灌浆补强措施，灌浆孔排间距3m,
河床段坝基孔深10m （帷幕上游侧15m ），两岸岸坡孔深5m ，孔径不小于φ56mm ，灌浆压力Ⅰ序孔0.3MPa ；Ⅱ序孔0.4MPa ，
6、结论与讨论
1、白云岩地区岩溶发育强度地下水的水环境是化学性质是影响溶蚀速率的重要因素之一，地质构造则是控制因素。

坡面流对溶沟、溶槽的形成过程侵蚀力的计算中坡面流物质以水性流体的性质如何界定，对一这问题本文认为，白云岩地区的风化蚀剥速度率是较缓慢的，地表坡面残留堆积物较少，不构成粘性流的，坡面流多以以水石流的来计算。

（容重的选取问题）
2、白云岩地区基岩的风化剥蚀速度，长期风化速率，当前风化速度率
3、构造运动对白云岩地区岩溶影响程度量化研究仍需深入。

4、黔东南白云岩地区岩溶发育强度经测算约 mm ·km -2·a -1。

注：
[1]韩至钧，金占省主编，贵州省水文地质志[P]，地震出版社，1996年7月. [2]贵州省地质矿产局，贵州省区域地质志[P]，地质出版社，1987年7月， [3] 贵州省地质图150万[P]，地质出版社 [4]贵州省地质构造图100万，地质出版社
[5]杨志法, 张路青, 祝介旺, 陶克捷, 张中俭.工程地质学的一个新课题—关于岩石风化速度的定量研究.中国科学院地质与地球物理研究所 [6]贵州省岑巩县下溪水库初步设计报告
高松，白云石对煤焦-CO2气化反应特性影响的研究.
[7]张斌，郭泰成，周兴，王春波.水蒸汽对石灰石/白云石循环吸收CO2能力影响.电力科学与工。