隱伏巖溶區(qū)地下空間探測技術(shù)方法研究
——以武漢市為例

何 軍，劉 磊，黎清華，劉道涵，陳標(biāo)典，張 傲，趙永波

(1.中國地質(zhì)調(diào)查局武漢地質(zhì)調(diào)查中心，湖北 武漢 430205；2.湖北省地質(zhì)局地球物理勘探大隊，湖北 武漢 430056；3.湖北省地質(zhì)環(huán)境總站，湖北 武漢 430034)

我國巖溶分布較廣，巖溶區(qū)受自然和人為作用影響易發(fā)生巖溶地面塌陷，隱伏巖溶區(qū)地面塌陷具隱蔽性和不確定性，城市地下空間開發(fā)建設(shè)中，溶溝、溶槽、溶洞、暗河等不良地質(zhì)現(xiàn)象對地下空間影響巨大[1-4]，易發(fā)生突水突泥事故，造成人員傷亡。眾多學(xué)者從工程地質(zhì)角度對巖溶地面塌陷機理和地下空間適宜性評價等開展研究[5-9]，但這些研究均需要基于隱伏巖溶區(qū)地下空間結(jié)構(gòu)和地質(zhì)條件的精準(zhǔn)刻畫，因此巖溶地質(zhì)結(jié)構(gòu)的精確探測技術(shù)是工程和學(xué)術(shù)界十分重視的研究方向。目前，巖溶地面塌陷調(diào)查主要是巖溶地質(zhì)和水文地質(zhì)調(diào)查，采用的手段以探地雷達(dá)[10]、高密度電阻率法[11-12]、瞬變電磁法[13]、淺層地震[14]、可控音頻大地電磁測深CSAMT[15]、層析成像[16]、微動等單一方法[17]，或是多方法組合探測和鉆探[18-19]。鉆孔取芯不僅耗費大量人力物力，還會增加巖溶塌陷的可能性，因此地球物理為主，輔以鉆探驗證是目前主要的巖溶探測方法。但地球物理方法對隱伏巖溶的探測還存在諸多難點，需要根據(jù)不同的探測目的選擇不同的方法組合。

武漢、廣州、長沙、桂林等城市的地下空間開發(fā)均面臨巖溶特殊地質(zhì)問題，其中武漢具有代表性[4]。武漢市巖溶地面塌陷始發(fā)于1931年，截至2018年先后發(fā)生33處(38次)巖溶塌陷(圖1)，形成塌陷坑96個。武漢市隱伏巖溶區(qū)地下空間研究多局限于城市軌道交通[20-21]，探測技術(shù)方法研究較少且手段較為單一[22]。本文以武漢市為例，分析巖溶地面塌陷成災(zāi)機理，確定隱伏巖溶探測的特征因子，采用多種地球物理探測方法組合，對白沙洲和法泗工作區(qū)分別開展建成區(qū)和新城區(qū)的巖溶探測，對比研究各種方法對特征因子的適用性，形成一套適宜于隱伏巖溶區(qū)地下空間探測的技術(shù)方法體系。

1 武漢市巖溶地質(zhì)條件

1.1 可溶巖分布

武漢市以剝蝕壟崗地貌和沖湖積平原地貌為主，地表廣泛分布第四系松散堆積層，下伏基巖地層包括中志留統(tǒng)、上泥盆統(tǒng)、下石炭統(tǒng)、中二疊統(tǒng)及上白堊—古新統(tǒng)，其中在中志留—中三疊時期揚子準(zhǔn)地臺處于濱海、淺海及開闊海臺地沉積環(huán)境，經(jīng)過晚古生代和中生代早期的兩次海進(jìn)-海退旋回，形成了四套碳酸鹽巖地層，主要為嘉陵江組白云質(zhì)灰?guī)r、灰?guī)r夾白云巖、大冶組灰?guī)r、棲霞組燧石結(jié)核灰?guī)r、黃龍-船山組厚層灰?guī)r。碳酸鹽巖地層中鉆孔遇洞率由大到小依次為黃龍組和船山組、棲霞組、嘉陵江組和大冶組，鉆孔平均線巖溶率由大到小依次為棲霞組、黃龍組和船山組、嘉陵江組和大冶組，且嘉陵江組和大冶組中平均線巖溶率遠(yuǎn)小于另外兩種。另外，巖溶在水平方向上的分布與斷層發(fā)育密切相關(guān)，距斷層線越近巖溶發(fā)育越強烈。兩種巖性的交界處，尤其是可溶巖與非可溶巖的交界處，巖溶較為發(fā)育。

武漢市可溶巖以隱伏為主，總體呈近東西向條帶狀分布，局部地區(qū)由于受構(gòu)造影響巖溶條帶發(fā)生折曲，條帶寬度一般為0.8～6.8 km，最寬可達(dá)12 km，隱伏可溶巖分布總面積約1 091.51 km2，占武漢市總面積的12.74%。受構(gòu)造和地形控制，隱伏可溶巖主要位于向斜核部，少數(shù)位于向斜翼部，區(qū)內(nèi)由北至南主要呈8條隱伏巖溶條帶(圖1)。巖溶發(fā)育主要以淺層、小型、全充填的溶洞居多，巖溶發(fā)育程度由北向南逐漸增強，垂向上基巖面以下1～4 m為巖溶強烈活動區(qū)，基巖面10～20 m以下巖溶活動相對較弱。

1.2 第四系土層特征

武漢市發(fā)育多級及多種類型的階地[23]，地表第四系厚度一般為20～40 m，最厚達(dá)60 m。武漢市巖溶埋藏條件為覆蓋型和埋藏型。前者的碳酸鹽巖被第四系松散堆積物覆蓋，后者被白堊-新近系砂巖或礫巖覆蓋，一般地表裸露型巖溶區(qū)巖溶現(xiàn)象不發(fā)育，且不易發(fā)生巖溶地面塌陷。巖溶地面塌陷主要發(fā)生在覆蓋型巖溶區(qū)，上部覆蓋層主要為單層結(jié)構(gòu)及“上黏下砂”雙層結(jié)構(gòu)，局部地區(qū)為多層結(jié)構(gòu)。單層結(jié)構(gòu)的隱伏巖溶區(qū)面積約947 km2，分布于長江三級階地的壟崗區(qū)，出露高程為25～30 m，主要為單層黏性土，大部分為第四系中更新統(tǒng)網(wǎng)紋狀黏土，含鐵錳薄膜，厚度一般15～30 m，最厚可達(dá)60～70 m。少量單層結(jié)構(gòu)為全新統(tǒng)沖積中粗砂、粉細(xì)砂。雙層結(jié)構(gòu)分布于長江一級階地，厚度25～30 m，一般上部為粉質(zhì)黏土，下部為粉砂、細(xì)砂和礫砂，分布面積約124 km2，極少數(shù)為“上砂下黏”。

1.3 水文地質(zhì)特征

孔隙水主要來源于長江水的側(cè)向補給，少量為降雨入滲，汛期階地前緣水位高于后緣，枯水期則相反。巖溶裂隙水接受相鄰含水層的越流補給，與長江等地表水沒有直接互補關(guān)系。在長江、漢江一級階地的局部地區(qū)，全新統(tǒng)孔隙承壓水含水巖組，直接覆蓋于碳酸鹽巖裂隙巖溶水含水巖組之上，裂隙巖溶水與全新統(tǒng)孔隙承壓水呈互補關(guān)系。大部分地區(qū)二者之間存在較薄的含碎石黏土相對隔水層，一旦揭穿相對隔水層，上覆松散層孔隙水和巖溶裂隙水之間形成直接水力聯(lián)系。武漢市臨江地段易發(fā)生巖溶塌陷，主要原因是地下水與長江水具有明顯的水力聯(lián)系，地下水位波動較強，巖溶易發(fā)育。

圖1 武漢市巖溶塌陷和隱伏可溶巖分布圖Fig.1 Distribution of karst collapses and rock in Wuhan

2 武漢市巖溶塌陷機理及特征因子

武漢市巖溶塌陷的實質(zhì)是土體塌陷，根據(jù)土體受力后塌陷過程中土顆粒的運移方式，即黏土塊體塌落、砂顆粒流失，將塌陷機理分為土洞型和沙漏型2種(圖2)。土洞型塌陷主要發(fā)生在單層黏性土中，沙漏型塌陷發(fā)生在“上黏下砂”的雙層結(jié)構(gòu)中。從地表出露的溶蝕現(xiàn)象看，巖體內(nèi)的溶蝕裂隙比大的溶洞發(fā)育密度大很多，在裂隙附近存在多個初始的土洞，它們在潛蝕作用下擴大，并相互連接，形成具有一定規(guī)模的土洞。當(dāng)下伏可溶巖裂隙逐漸溶蝕演變成開口大的溶洞時，潛蝕作用和應(yīng)力集中作用同時發(fā)生，隨著地下水流動，土洞的發(fā)展方向以向上擴展，坍塌下來的土體堆積在土洞底部被地下水帶入溶蝕孔洞中，在外界因素誘發(fā)或土洞頂板繼續(xù)變薄時，四周摩擦力不能平衡土洞頂板，頂板迅速塌落形成土洞型塌陷。沙漏型塌陷是由于下伏可溶巖的溶蝕裂隙、落水洞等為砂性土顆粒的漏失提供通道和儲存空間，在外部因素的誘發(fā)下，砂顆粒逐漸漏失，形成初步的沙漏土洞。隨著砂漏失量的增大，在自重、荷載等作用下，土體失穩(wěn)垮塌，形成沙漏型塌陷。

由武漢市巖溶地面塌陷的形成機理可知，巖溶塌陷產(chǎn)生的地質(zhì)背景包括空間條件、物質(zhì)條件和水動力條件[24-25]?？臻g條件是地下水和塌陷物質(zhì)存儲的巖溶裂隙和溶洞，即巖溶發(fā)育程度，與地質(zhì)構(gòu)造和巖石的化學(xué)成分有關(guān)。物質(zhì)條件主要是指覆蓋層結(jié)構(gòu)，包括土層厚度和巖性特征。水動力條件是指誘發(fā)地面塌陷的自然因素和人為因素，包括地下水動態(tài)變化、過量開采和工程施工等。

圖2 武漢市巖溶塌陷機理Fig.2 Mechanism of karst collapses inWuhan

武漢市巖溶裂隙和溶洞較發(fā)育、覆蓋層厚度小于30 m、覆蓋層具有“上黏下砂”二元結(jié)構(gòu)以及地表水和地下水相互作用較強烈的區(qū)域是武漢市巖溶地面塌陷最易發(fā)生的位置。因此，武漢市隱伏巖溶區(qū)地下空間探測應(yīng)重點關(guān)注的特征因子為隱伏巖溶區(qū)邊界、可溶巖地層巖溶發(fā)育程度、覆蓋層厚度、覆蓋層土層結(jié)構(gòu)、地下水位變幅等。由于地下水位變幅需要通過長期的水文地質(zhì)觀測確定，本文重點討論地球物理探測其他特征因子的方法。巖溶地下水均賦存與巖溶通道內(nèi)，故巖溶裂隙水的富水性也可以用來佐證可溶巖的破碎程度。

3 隱伏巖溶區(qū)地下空間探測

3.1 隱伏巖溶區(qū)邊界探測

分布有隱伏巖溶的地下空間開發(fā)利用時，首先要解決的問題是圈定可溶巖的分布范圍，通常第四系較松散，表現(xiàn)為相對低阻，泥巖、頁巖和砂巖等電阻率也較低，而灰?guī)r和白云巖較致密，表現(xiàn)為相對高阻。因此，可以利用可溶巖與非可溶巖兩者之間的電性差異判定。以第三巖溶條帶的錦繡長江地區(qū)為例，布設(shè)一條與地鐵6號線平行的高密度電阻率法剖面線，電纜總長1 200 m，電極距10 m，探測深度大約160 m，結(jié)果如圖3所示。從高密度長測線電阻率反演圖中，可以看出：該測線整體電阻率特征分成兩層，上部低阻層和下部高阻層。上部低阻層推測為第四系土層，900 m之后第四系土層厚度明顯增加。下部高阻層推測為灰?guī)r，但在下部高阻層中存在一處明顯的低阻異常，結(jié)合測線西北約500 m處地鐵6號線鉆孔剖面圖(圖3b)，推測該低阻異常為泥巖、頁巖，其寬度約100 m，在后續(xù)的鉆孔驗證也得到了證實。因此，大極距的高密度電阻率法測量可有效用于可溶巖和非可溶巖界線的確定，從而快速圈定隱伏巖溶區(qū)的范圍和上覆土層的厚度，但是對于土層結(jié)構(gòu)和巖溶發(fā)育程度的刻畫分辨率較低。

3.2 巖溶發(fā)育程度探測

巖溶發(fā)育程度是巖溶地面塌陷的主要原因，也是隱伏巖溶區(qū)地下空間探測的難點，本文主要探討利用微動、淺層地震、電磁波層析成像(CT)、反磁通瞬變電磁法等探測巖溶發(fā)育程度。

3.2.1微動

微動是一種采用臺陣觀測天然振動信號的地球物理方法，微動S波速度能較準(zhǔn)確、直觀地反映地層巖性變化及異常體形態(tài)、規(guī)模[26]，溶洞或其充填物的波速遠(yuǎn)低于周邊完整圍巖的波速，表現(xiàn)為高速地層中存在明顯低速異常區(qū)，從而推斷巖溶發(fā)育部位。

毛坦港典型塌陷區(qū)在1999年發(fā)生過巖溶塌陷，位于毛坦港小學(xué)北東約50 m處，塌陷坑直徑達(dá)到18 m。為研究微動對于巖溶發(fā)育程度的探測效果，布設(shè)一條長度為140 m的測線，采用三重圓臺陣進(jìn)行測量。結(jié)果顯示橫波速度整體從上到下逐漸升高，大致可以分為4個速度層(圖4)，以18，25，50 m左右深度為分界線，推測上部低速層為第四系地層反映，其厚度約在25 m左右；下部高速層推測為灰?guī)r的反應(yīng)。在高速層中存在多個低速異常區(qū)，推測這些低速區(qū)可能為巖溶發(fā)育區(qū)，分別位于920點、940點、990點和1030點處，異常位置主要集中在埋深30～60 m之間，多數(shù)呈現(xiàn)水平層狀分布。通過鉆孔驗證，上部第四系松散層厚度約25 m，部分位置略有差異，對應(yīng)微動上部第一、二速度層。鉆孔ZK-CT1在埋深28.5～33.0 m發(fā)育直徑約 5 m 的半充填溶洞，鉆孔ZK-JC2在埋深53.9～60.0 m 發(fā)育直徑約6 m的無充填溶洞。結(jié)果表明，微動對于隱伏巖溶區(qū)土層厚度及分層具有較好的效果，同時溶洞發(fā)育位置與微動探測低速異常中心一致。

圖3 錦繡長江高密度電阻率反演和鉆孔剖面圖Fig.3 Inversion of high density resistivity and boreholes cross-section in Jinxiuchangjiang

圖4 毛坦港巖溶區(qū)微動速度與推斷地質(zhì)剖面圖Fig.4 Microtremorspeed and inferred geological cross-section in Maotangang

3.2.2大極距高密度電阻率法和淺層地震

淺層地震測量是由人工激發(fā)的地震波向地下介質(zhì)傳播時，在不同波阻抗界面產(chǎn)生反射現(xiàn)象進(jìn)行巖溶探測的技術(shù)。當(dāng)反射波頻率降低，能量增強，速度降低等特征，推測為構(gòu)造破碎帶或溶洞[27]。

烽火村及其附近從1997年至2005年先后共發(fā)生多次塌陷，以2000年4月塌陷規(guī)模最大，共計形成塌陷坑有19處之多[1]。在塌陷點附近布設(shè)了高密度電阻率法、淺層地震、孔間電磁波CT和反磁通瞬變電法綜合剖面。高密度電阻率測線長度200 m，反演結(jié)果顯示整體電性特征分成2層，上部高阻層和下部低阻層，在80～100 m之間下部低阻層中存在1處高阻異常區(qū)(圖5a)，推測可能為上部土層擾動進(jìn)入到下部巖溶裂隙導(dǎo)致(圖5e)。地震結(jié)果顯示在75～100 m之間存在1處強反射異常(圖5b)，與高密度電阻率法測量結(jié)果較一致。但上述方法對內(nèi)部巖溶發(fā)育細(xì)節(jié)的表征較為模糊且近地表信息缺失或分層不清晰，表明大極距高密度電阻率法和淺層地震可用于初步判斷巖溶發(fā)育程度，對于上部土層厚度和結(jié)構(gòu)的分辨能力有限。

3.2.3電磁波層析成像

電磁波CT是利用電磁波在不同的介質(zhì)中傳播時吸收存在差異來推斷目標(biāo)地質(zhì)體的結(jié)構(gòu)和形狀[28]，如充填溶洞、破碎帶等的吸收系數(shù)比其周圍的完整巖石吸收系數(shù)要大很多，在電磁波CT剖面上，低吸收率中間的高吸收率異常區(qū)，可推斷為巖溶發(fā)育區(qū)或裂隙發(fā)育區(qū)。巖溶、溶蝕裂隙及破碎巖體等不良地質(zhì)巖體與完整巖體之間存在明顯的電阻率差異，具備反磁通瞬變電磁法測試的地球物理前提條件[29]。

圖5 烽火村綜合物探解譯與鉆孔剖面圖Fig.5 Comprehensive geophysical prospecting and boreholes cross-section in Fenghuo village

在施工完CT5和CT6兩個鉆孔進(jìn)行驗證后，進(jìn)行了電磁波CT探測(圖5c)，結(jié)果顯示在第四系之下，埋深30～36 m之間存在高吸收區(qū)，鉆孔顯示表層溶蝕、溶槽較發(fā)育；剖面下部兩孔之間高吸收率異常相互連接，表明此處溶洞相互之間聯(lián)通性較好，且在靠近CT5存在一處與表層溶蝕區(qū)聯(lián)通的溶蝕裂隙。該方法可精細(xì)分辨巖溶發(fā)育程度，但需要借助鉆孔，且孔間距需小于25 m，只適用于小尺度場地調(diào)查。

3.2.4反磁通瞬變電磁法

反磁通瞬變電磁法結(jié)果顯示該地區(qū)覆蓋層電阻率較低，其與基巖電阻率差異明顯、界線分明，覆蓋層厚度20～30 m(圖5d)。下伏高阻基巖中存在兩處低阻區(qū)域。與鉆孔對比表明該方法對于巖溶較發(fā)育地帶有顯示，但分辨率較低，只能探測規(guī)模性的巖溶。

3.3 覆蓋層厚度和結(jié)構(gòu)探測

覆蓋層的厚度和結(jié)構(gòu)是武漢市巖溶地面塌陷的物質(zhì)條件，由于覆蓋層具有總厚度和單層厚度小、擾動性大的特點而難以有效的探測。前文已探討了幾種地球物理方法對覆蓋層的探測，大致可以探明覆蓋層的厚度，對于土層結(jié)構(gòu)僅有微動的探測效果較好。地質(zhì)雷達(dá)、小極距高密度電法和混合源面波技術(shù)均適宜于淺表層的探測，可用于探測土層擾動和結(jié)構(gòu)分層。

3.3.1地質(zhì)雷達(dá)

當(dāng)遇到地質(zhì)雷達(dá)圖像和波形特征表現(xiàn)為許多雙曲線強反射波組成[30]。土層擾動會形成一系列大小不一的孔隙，其因充水、空氣等，與周圍土體會形成明顯的介電常數(shù)差異特征，形成較強的反射、散射等，在雷達(dá)探測圖像上，會出現(xiàn)強烈的反射異常區(qū)或一系列的小弧形反射區(qū)。在法泗街塌陷坑處的雷達(dá)圖像中可以看出土層擾動(介質(zhì)不均勻)的雷達(dá)圖像特征為彩色條紋不連續(xù)(圖6)，局部伴有小的弧形反射，塌陷處雷達(dá)圖存在多次反射，且反射界面有較強的反射信號。這表明地質(zhì)雷達(dá)對于隱伏巖溶區(qū)土層擾動具有較好的探測效果，擾動越大，信號越強。但該方法的探測深度有限，受表層物質(zhì)影響大，水、雜填土都影響探測深度及效果，一般不超過25m，且易受干擾。

圖6 法泗街巖溶塌陷區(qū)地質(zhì)雷達(dá)圖Fig.6 Geological radar date of karst collapse in Fasi

3.3.2小極距高密度電阻率法

前文在討論高密度電阻率法在隱伏巖溶邊界探測時采用的是10 m的極距，對于覆蓋層的厚度可以大致探明，但對覆蓋層的分層結(jié)構(gòu)卻無法準(zhǔn)確地探測，而該方法的垂向分辨率與極距的大小有關(guān)，小極距更適宜于淺部覆蓋層結(jié)構(gòu)探測，而探測的深度也隨之減小。在法泗巖溶區(qū)開展不同極距高密度電法探測對比研究，用2，5，10 m極距在同一位置進(jìn)行測量(圖7)，結(jié)果顯示探測深度隨著極距的減小而減小，但上部覆蓋層的結(jié)構(gòu)隨著精細(xì)，下部基巖面的形態(tài)也越發(fā)清晰。表明高密度電法采用小極距適宜覆蓋層結(jié)構(gòu)的探測，大極距適宜覆蓋層厚度的探測。

3.3.3混合源面波

混合源面波勘探主要指利用主動源激發(fā)的面波法與利用被動源的面波法進(jìn)行同一場地淺層地質(zhì)結(jié)構(gòu)的調(diào)查方法，主動源對幾十米以內(nèi)深度分辨力較高，且具有一定的橫向分辨力，被動源勘探深度大于主動源，被動源聯(lián)合應(yīng)用，有助于提高勘探深度并與主動源勘探有同樣的精度[31]。法泗巖溶區(qū)主動源和被動源混合面波與高密度電法剖面聯(lián)合探測，結(jié)果顯示混合源面波對于上部覆蓋層具有雙層結(jié)構(gòu)，結(jié)合鉆孔資料推斷為“上黏下砂”的二元結(jié)構(gòu)，分層界線清晰可見，原塌陷區(qū)形成的黏性土漏斗較明顯，下部基巖面的起伏也較清晰，但對碳酸鹽巖的巖溶發(fā)育程度反演還需要進(jìn)一步研究。因此，混合源面波適宜武漢隱伏巖溶區(qū)土層厚度和結(jié)構(gòu)的探測。

3.4 地下水探測

地面磁共振測深直接對地下水進(jìn)行探測，能夠識別巖溶裂隙地下水的含水量、有效孔隙等參數(shù)，從而間接反映巖溶發(fā)育程度。在法泗地區(qū)塌陷坑內(nèi)(圖8a)和塌陷坑外(圖8b)對比試驗表明，該地區(qū)20 m以上含水層水量大于下部，推斷上部為孔隙水，且下部的孔隙大于上部，推遲覆蓋層為“上黏下砂”的二元結(jié)構(gòu)，下部為巖溶裂隙水。塌陷坑內(nèi)埋深30 m左右深度巖溶裂隙較發(fā)育，含水體積比約為30%，弛豫時間T2*約20 ms(圖8a)，有效孔隙尺寸小，推測為向運移的粉細(xì)砂塌陷物質(zhì)充填所致。塌陷坑外埋深35～50 m段內(nèi)巖溶裂隙發(fā)育，弛豫時間T2*約50 ms(圖8a)，有效孔隙尺寸較塌陷坑大，但其含水體積比卻小于10%，這是由于覆蓋層與碳酸鹽巖接觸界面處巖溶不發(fā)育，滲透性較差，地下水難以滲透至下部巖溶裂隙中，導(dǎo)致含水量小，這也是該處未發(fā)生巖溶塌陷的原因。因此地面磁共振測深可以通過探測松散巖類孔隙水和巖溶裂隙水的含水量間接佐證覆蓋層厚度、結(jié)構(gòu)和巖溶發(fā)育程度。

圖7 法泗混合源面波和不同極距高密度電阻率法探測解譯圖Fig.7 Multi-source surface wave exploration and high-density resistivity with different electrode distance results in Fasia—黏土層;b—細(xì)砂層;c—碳酸鹽巖；d—砂巖；e—基巖起伏或溶洞；f—土層擾動

圖8 法泗街地面磁共振解譯圖Fig.8 Surface nuclear magnetic resonance prospecting of karst collapse in Fasi

4 結(jié)論

以武漢市為例，對比分析地質(zhì)雷達(dá)、高密度電阻率法、微動等多種地球物理探測方法對隱伏巖溶區(qū)地下空間各特征因子的探測效果，結(jié)論如下：

(1)隱伏巖溶區(qū)地下空間探測的特征因子為隱伏巖溶區(qū)邊界、可溶巖地層巖溶發(fā)育程度、覆蓋層厚度、覆蓋層土層結(jié)構(gòu)和地下水位變幅。

(2)隱伏巖溶區(qū)邊界和區(qū)域尺度隱伏巖溶區(qū)的分布范圍的確定適宜采用大極距的高密度電阻率法測量，同時也能初步確定覆蓋層的厚度和碳酸鹽巖的巖溶發(fā)育程度，但對覆蓋層的結(jié)構(gòu)特征探測效果不明顯。

(3)巖溶發(fā)育程度可以采用大極距高密度電阻率法、淺層地震、微動、電磁波層析成像和反磁通瞬變電磁法等方法。其中大極距高密度電阻率法和淺層地震還可以大致探明覆蓋層的厚度；微動對于巖溶發(fā)育程度、土層厚度及分層均具有較好的效果；電磁波層析成像適宜小場地的精細(xì)化探測；反磁通瞬變電磁法對覆蓋層厚度和結(jié)構(gòu)具有一定的探測效果，但在巖土界面淺部會形成盲區(qū)，適宜規(guī)模性巖溶的探測。

(4)土層厚度和結(jié)構(gòu)宜采用小極距的高密度電阻率法和混合源面波進(jìn)行探測。地質(zhì)雷達(dá)對于隱伏巖溶區(qū)土層擾動具有較好的探測效果，地面磁共振測深可以通過探測類孔隙水和巖溶裂隙水的含水量佐證覆蓋層厚度、結(jié)構(gòu)和巖溶發(fā)育程度。