IEG 환경지질연구정보센터

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부산 사직동일원의 미고결층 및 암반대수층에서의 수리특성에 관한 연구

Hydraulic Properties in unconsolidated and rock aquifers around Sagik-dong, Busan City

김병우, 정상용, 강동환

부경대학교 환경지질과학과

요약 (Abstract): Fracture characteristic is related to spatial aquifer and hydraulic factor has several characteristics depending on increasing depth into aquifer. This study analyzed fracture characteristic of crystalline rock by conducting surface or the surface investigation around Sagik-dong in Busan. To measure hydraulic conductivity was employed in unconsolidated deposits, flow direction and velocity as well as pressure test with single packer were performed in weathered rock or bedrock aquifer. The statistical characteristics of each aquifer were analyzed by log transforming the measured hydraulic conductivity. As a result, average hydraulic conductivity for unconsolidated, weathered rock, bedrock, fractured-rock aquifer (weathered rock and bedrock aquifer) are 1.24×10

^-5

m/sec, 2.34×10

^-5

m/sec, 1.26×10

^-7

m/sec, 9.08×10

^-7

m/sec, respectively. Average hydraulic conductivity in unconsolidated deposits appeared 13.7 times as much as that in rock aquifer and it is almost equivalent to the previous literature, however, the range of hydraulic conductivity in rock aquifer came low approximately ×10

^-1

m/sec. The high range of hydraulic conductivity was shown in some part of weathered soil and weathered rock aquifer. It was caused by differential weathering with depth along myloite, catalastic flow, microfault, which are affected by shear movement. It is proved that hydraulic conductivity is not able to represent the study area because its range was high within the same hydraulic geology unit.

주요어 (Keywords): hydraulic conductivity, thin section, fractured rock aquifer, shear movement.

1. 서론

암반내로 지하수 유입이 많을 경우 주변암반의 약화는 물론, 심할 경우에 붕락이

발생하여, 지반과 터널의 안정성에 문제를 야기시킬 수 있다. 그리고 암반공학적으로

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평가하는 암반 등급(RMR 분류, Q 분류, RQD, 코아회수율(TCR), 탄성파속도, 압축 강도, 내압강도, 탄성계수비, 변질수, 균열계수 등)을 저하시키는 요인으로도 작용한다.

본 연구에서는 부산 사직동 일원의 미고결 토양층(토양, 풍화토층)과 암반대수층(풍화 암, 기반암)의 수리특성을 파악하기 위하여 지표지질 및 지질구조 조사, 시추조사, 수리 시험(투수시험, 수압시험) 등을 실시하였고, 지질학적 특성이 대수층의 수리특성에 미치 는 영향을 분석하였다. 그리고 미고결 토양(토양 풍화토)에서의 투수시험과 풍화암층 및 기반암층에서의 수압시험이 수행된 수리시험 자료들을 이용하여 본연구지역의 수리특 성의 통계적 분석 자료를 제시하는데 있다. 그리고 지질조사 및 공내 물리검층을 실시하 였으며, 암반대수층에서의 수리특성은 단열에 의하여 지배되므로, 연구지역에서 대표가 되는 화강섬록암과 안산암에서의 지질학적 특성(미단층, 단열, 취성-연성 (brittle-ductile), 압쇄작용)에 대하여 분석하여 전반적인 수리특성을 규명하고자 한다.

Figure 1. Geological map at the study area.

2. 지형 및 지질

본 연구지역은 중생대 백악기에 한반도 남동부를 중심으로 발달된 경상분지의 남동 부에 위치하며, 신생대 제4기 단층계를 이룬 동래단층과 양산단층 사이에 위치한다.

연구지역의 지질은 백악기 하양층군에 속하는 퇴적암층인 이천리층, 유천층군의 안산

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암류 그리고 이들을 후기에 관입한 화강섬록암으로 구성되어 있다. 이들 암층들의 분 포는 북북동-남남서 방향으로 발달된 동래단층과 양산단층 및 이에 수반되는 작은 규 모의 단층들에 의해 규제되어 있다. 이천리층은 북서쪽의 금정봉을 중심으로 상부지 역에 분포하며, 흑색 또는 암회색의 셰일로 구성되었으며 화강암의 관입으로 혼펠스 화 되어있다. 안산암류는 연구지역 중서부와 남부지역에 분포하며, 상부에 국부적으로 안산암질 응회암 내지 각력암이 산출된다. 화강섬록암은 동북부 지역에서 이천리층과 안산암류를 관입하여 분포하고 있다(Figure 1).

3. 단열의 종류 및 특성

단열암반 내에 다양한 원인에 의해 생성된 불연속면의 생성 및 존재는 미소크랙 (micro crack)에서부터 절리(joint), 단열(fracture), 단층(fault), 습곡(fold), 부정합 (unconformity), 구조선(tectonic line) 등이 있으며 다양한 크기, 형태 및 방향성을 가진 다.

암석역학 시험(rock mechanic testing)은 Griggs and Handin (1960)에 의해서 3축 압 축시험에서 가장 적은 압축응력(σ

3

)으로부터 인장단열(intension fractures)이 결정되었 다. 수직단열 또는 쪼개짐 단열(splitting fracture)은 가장 큰 압축응력(σ

1

)이 같은 방향 으로 생긴다. 그리고 전단단열(shear fracture)은 중간 주 응력(σ

2

)과 같은 방향으로 생기 고, 가장 큰 압축응력은 45° 각도로 기울어져 생긴다(Figure 2(a, b, c)). 적절한 정압력 (confining pressure)에서의 단열은 세 방향 중 한 방향으로 발생하게 된다(Stephan Bergbauer et al, 2004).

Figure 2(c)의 전단단열은 Figure 3과 같이 5개 유형의 전단단열을 가지게 되는데,

Y-전단단열은 힘의 작용 방향(주단층)과 평행하며, 동일한 운동방향을 가진다

(synthetic, θ=0). R-전단단열은 힘의 작용 방향(주단층)과 15°미만의 교각을 가지며,

주단층과 동일한 운동방향을 가진다(θ≤15°). R-공액전단단열은 R-전단단열에 60°의

공액형단열, 주단층과 다른 운동방향(antithetic)을 가진다(θ≤90-θ°). P-전단단열은 트

러스트 원리에 의해 힘의 방향(주단층)과 5°미만의 교각으로 형성되며, 주단층과 같은

운동방향(synthetic)을 가지나(θ≤5). T-전단단열은 힘의 방향(주단층)과 45°미만의 교

각을 형성하며, 주단층과 같은 운동방향(synthetic)을 가진다(θ≤45°). 따라서 동래단층

과 양산단층 사이에 놓인 연구지역에서는 전단 단열이 우향 이동에 의한 외력이 동시

에 작용했을 때 형성되는 전단 단열계 5개 유형의 단열 형태로 발생하는데, 연구지역

의 주요 전단 단열은 R-전단 단열의 단열망이 주를 이루고 있다. 동서 및 서북서 방

향의 인장단열(tension fracture)이 우세하게 나타난다.

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Figure 2. Summary taken from Griggs and Handin (1960) based on laboratory rock mechanic testing of

cylindrical samples.

Figure 3. Five shear fracture.

4. 연구지역의 단열특성

본 연구지역은 노두상태가 매우 불량하기 때문에 현장 야외조사에서 단층을 확인하 기가 거의 불가능하다. Figure 4의 건물A의 동쪽 사면에 분포된 화강암들에서 수 mm에서 수 cm 폭으로 압쇄암 내지 초압쇄암화 된 소규모 전단대가 2～3 방향으로 발달되어 있어, 이 부분이 단층대 내지 전단대임일 가능성을 보인다. 화강암 중에 발 달된 압쇄대는 보통 1cm 이하의 폭과 수십 cm 정도의 연장길이로 나타난다. 현미경 관찰에 의하면, 화강암(Figure 5(a)) 전단대의 중앙부는 보다 심하게 초압쇄암화 (mylonite, Figure 5(c)) 내지 슈도타킬라이트화(pseudotachylyte, Figure 5(d), (e)) 되 었고, 전단변형에 수반되어 단열(Figure 5(b))과 미단층들이 발달하기도 한다(Figure 5(d),(e)). 또 다른 전단대는 BH-06 시추코어에서도 나타나는데 이 전단대를 따라 상 부의 안산암이 화강암 관입체 하부에 반복되어 나타난다((주)대우건설, 2004).

Figure 5(c, d, e)는 입자와 입자 사이 및 입자 내의 취성적인 파단이나 미끄러짐에

의해 변형률이 집적되어 가는 변형 메커니즘이다. 입자와 입자끼리 점으로 접촉하고

있는 상태일 경우는 접촉 부분에 응력이 집중해서 이 부분에서 미소파괴

(microfracutring)가 시작된다. Figure 5(c)는 암편이 압쇄 및 파쇄되어 분리해 가는

과정에서 암편 사이에 간극이나 미세 단열이 생겨서 전체의 체적이 팽창할 가능성이

있다(Brace et al, 1996; Scholz, 1993). 이와 같이 형성된 간극에 주변 물이 유입하게

되면, 암석 내의 유효응력은 저하될 뿐만 아니라 파괴를 유발하는 원인이 되기도 한

다. 파괴가 더욱더 진행되면 파쇄유동(catalastic flow)이 나타나는데, 파쇄된 입자와

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입자 사이에서의 미끄러짐을 동반하면서 유동 상태의 변형을 일으킨다(윤지선 외, 2005).

이와 같이 화강암, 화강섬록암 그리고 안산암에서 국부적인 미세한 전단운동에 의 해 일부 취약한 구간에는 풍화의 산물로 나타나기도 한다. 전단운동에 의한 파쇄, 미 단층 및 단열의 발달은 암반대수층에서의 지하수 흐름을 지배하게 된다.

Figure 4. Location map of rock samples at the study area.

(6)

(a) Granodiorite(BH-01) (b) Andesite

(hornfels, BH-06)

(c) Granodiorite

(ultramylonite, S-2)

(d) Granodiorite (pseudotachllyte, S-1)

(e) Granodiorite (pseudotachylyte, S-1)

(f) Granodiorite (mylonite, S-2) Figure 5. Photographs of thin section (pseudotachiylyte, shear fracture and

microfault with shear movement).

5. 미고결층 및 암반대수층에서의 수리전도도

대표적인 지질학적 매질의 종류에 따른 수리전도도는 풍화도, 균열, 용해채널 (solution channel), 심도와 같은 요소에 의존하여 암석의 형태에 따라 값들의 범위는 달진다(Todd & Mays, 2005). 많은 종류의 미고결암과 고결암의 수리전도도의 범위는 Figure 6과 같으며, 연구지역의 미고결층(토양층, 풍화토층), 풍화암층과 기반암층의 수리전도도의 크기를 비교분석하였다(Domenico and Schwartz, 1998).

미고결층에서의 수리전도도는 6.61×10

^-8

～2.04×10

^-4

m/sec의 범위를, 풍화암층은

1.32×10

^-8

～1.58×10

^-5

m/sec의 범위를, 기반암층은 1.37×10

^-9

～1.82×10

^-6

m/sec의 범위를

보인다. 미고결층과 풍화암층의 수리전도도는 국외 대표적 사례와 일치하며, 기반암의

수리전도도는 Domenico (1998)가 제시한 값보다 약 10

^-1

m/sec 정도 낮게 나타났다.

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Figure 6. Representative Values of Hydraulic Conductivity for Various Rock Types (Patrick A. Domenico and Franklin W. Schwartz, 1998) and A measured Value (field data at the study area).

Figure 7. Borehole location of the study area.

(8)

6. 연구지역 내 수리전도도 분포

Figure 7은 미고결층(토양, 풍화토), 풍화암층 및 기반암층에서 투수시험 및 수압시 험이 수행된 위치이다. 대수층별 수리전도도의 변화를 알아보기 위하여 미고결층, 풍 화암층, 기반암층으로 구분하여 통계분석을 하였다(Figure 8). 대수변환된 수리전도도 의 평균은 미고결 토양층에서 -5.99(1.02×10

^-6

m/sec), 풍화암층에서 -6.22(6.03×10

^-7

m/sec), 기반암층에서는 -7.74 (1.82×10

^-8

m/sec)로 나타났다.

(a) (b)

(c)

Figure 8. Histogram of the log-transformed hydraulic conductivity data;

(a) unconsolidated deposits, (b) weathered rock, (c) bedrock.

Figure 9(a)는 연구지역의 미고결 토양층(토양, 풍화토), 풍화암층 및 기반암층에서 의 투수시험 또는 싱글패커를 이용한 수압 시험에서 획득된 수리전도도 값을 심도별 로 나타내었다. 토양에서의 수리전도도는 물리적인 요소들은 공극, 입자크기와 입자분 포, 입자형태, 입자 배열 상태와 다른 요소들의 변화에 의존하는데, 일반적으로 미고 결 다공질 매질에서의 수리전도도는 입자크기에 따라 심도에 따라 변화한다(Figure 9(b)). 점토질 매질들은 낮은 수리전도도 값을 갖고 모래나 자갈에서는 높은 수리전도 도 값을 보여준다(Todd and Mays, 2005).

결정질 암반에서의 투수계수는 일반적으로 지표에 긎접한 단열들에서 높게 나타난 다. 압력 증가에 따른 폐쇄성 단열은 아주 깊은 심도에서 만나는 유효응력(effective stress)에 의해 투수계수가 감소하게 된다. 열과 지하수 유동 모델로부터 산출된 5 km 이상의 대륙지각에서 평균 투수계수는 10

^-4

㎡～10

^-17

㎡의 범위에 있다. 5～12km까 지의 대륙지각에서 평균 투수계수는 10

^-16

～10

^-18

㎡ 범위에 있다. 심도가 깊은 대륙지 각(10또는 15～30km)에서는 약 10

^-18

㎡의 평균 투수계수를 가진다. 심도가 약 10km 이하의 대륙지각은 많은 연성변형, 소규모 단열, 그리고 낮은 투수성을 가지는 경향이 있다(Figure 9(c)).

Figure 9(d)는 연구지역 내에서 조사된 심도별 수리전도도를 미고결 토양, 풍화토,

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(a) Scatter diagram of the hydraulic conductivity data at the study area.

(b) Darcy flux by increasing depth (from Chow et al).

(c) Average permeability of the continental crust inferred from geothermal models and metamorphic systems

(From Manning et al, 2002)

.

(d) Hydraulic conductivity with increasing depth into aquifer.

Figure 9. Decrease of permeability and hydraulic conductivity with increasing depth.

풍화암 그리고 기반암으로 분류한 것이다. 토양층에서의 수리전도도는 심부로 내려갈

수록 감소하는 반면 풍화토 및 풍화암에서는 수리전도도가 높게 나타났다. 이러한 원

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인은 전단운동에 의해 압쇄암화 된 결정질암반의 미세단열에서 단층까지 오랜 시간동 안 지하수가 유입되어 대수층의 차별 풍화가 나타났기 때문이다. 기반암에서의 수리 전도도는 심부로 내려갈수록 수리전도도가 낮아지는 경향을 보이고 있으나, 일부 구 간에서는 심부가 깊은 곳에서도 수리전도도가 높게 나타나는 구간도 있다.

Figure 10은 미고결 토양층(토양과 풍화토), 풍화암층 및 기반암층에서 수리전도도 의 크기와 조사위치를 도시한 것이다. 미고결 토양층에서의 수리전도도는 6.61×10

^-8

～ 2.04×10

^-4

m/sec의 범위를 보이며, 평균 수리전도도는 1.24×10

^-5

m/sec를 보이고 있다 (Figure 10(a)). 풍화암층에서의 수리전도도는 1.32×10

^-8

～1.58×10

^-5

m/sec의 범위를 보 이며, 평균 수리전도도는 2.34×10

^-8

m/sec보인다(Figure 10(b)). 기반암층에서의 수리전 도도는 1.37×10

^-9

～1.82×10

^-6

m/sec의 범위를 보이며, 평균 수리전도도는 1.26×10

^-7

m/se 를 보인다(Figure 10(c)).

(a) Unconsolidated deposits (b) Weathered rock

(c) Bedrock (d) Fractured-rock aquifer

(Weathered rock-bedrock aquifer)

Figure 10. Map showing the ranks of hydraulic conductivity at the study area.

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수리전도도는 동일한 수리지질단위 내에서도 값의 범위가 수십 배에서 수백 배 차 이가 나며 공간적인 상관거리(range)와 연속성도 매우 짧게 나타난다. 풍화암층과 기 반암층은 수리전도도가 낮은 반면 일부 지역에서는 다소 수리전도도가 높게 나타났 다. 풍화암층, 및 기반암에서의 단열틈, 공간적 길이, 거칠기에 따라 불균질 하고, 수 리지질단위 내에서도 수십 배에서 수백 배 이상 차가 난다(전선금 외, 2005). 이러한 원인은 그 주변에서 전단운동에 의한 압쇄, 파쇄, 미단층 및 단열을 따라 심도별 차별 풍화가 불규칙적으로 나타나며, Figure 10(d)의 S-4 지점에서도 Figure 11과 같이 풍 화가 많이 된 화강섬록암이 발견되었다. Figure 5(d, e)의 박편에서도 화강암 및 화강 섬록암은 전단운동과 함께 미단층 발달이 보이며 절리가 불규칙적이고 연장성이 짧은 특징을 보이는 반면에, 화강암이 단단한 결정질 암반(Figure 10(a))이 나타나는 지점 에는 수리전도도가 낮게 나타났다. 따라서 수리전도도는 동일한 수리지질단위 내에서 도 값의 범위가 높고 낮기 때문에 연구지역을 대표할 수 없을 것으로 판단된다.

Figure 11. Highly weathered granodiorite.

7. 결론

본 연구지역에서의 미고결 토양층(토양, 풍화토층), 풍화암층과 기반암층의 수리특 성을 분석한 결과 다음과 같다.

1) 연구지역의 지표 및 지질조사를 실시하여 결정질 암반에서의 단열 특성을 분석

한 결과, 화강암에서 압쇄암화 내지 초압쇄암화 된 소규모 전단대(2～3 방향), 초압쇄

암화(mylonite) 내지 슈도타킬라이트화(pseudotachylyte)가 전단변형에 수반되어 미단

층들이 발달하기도 하였다. 화강암, 화강섬록암 그리고 안산암에서의 국부적으로 미세

한 전단운동과 여러 현상에 의해 일부 취약한 구간에는 풍화가 발달하였다. 전단운동

에 의한 압쇄작용, 미단층과 단열은 수리전도도 값에 영향을 미치며, 단열암반에서의

지하수 유동을 지배한다.

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2) 미고결 토양층에서 투수시험을, 풍화암층 및 기반암층에서는 수압시험과 지하수 의 유향․유속을 측정하였다. 그 결과 미고결 토양층에서의 평균 수리전도도는 1.24×10

^-5

m/sec, 풍화암층은 2.34×10

^-6

m/sec, 기반암층은 1.26×10

^-7

m/sec, 암반대수층 (풍화암과 기반암층)은 9.08×10

^-7

m/sec로 나타났다. 미고결 토양층에서의 평균 수리전 도도는 암반대수층보다 약 13.7배 높게 나타났다.

3) 본 연구지역의 미고결 토양층 및 암반대수층에서 조사된 수리전도도를 기존의 조사 사례와 비교한 결과, 미고결 토양층의 수리전도도의 범위는 국외의 사례 연구와 거의 일치하지만, 암반대수층에서는 약 10

^-1

m/sec 정도 낮게 나타났다.

4) 연구지역 내 풍화토층, 풍화암층 및 기반암층의 일부 구간에서 나타난 수리전도 도의 불규칙성은 전단운동에 의한 압쇄, 연성, 취성, 파쇄, 미단층 및 단열을 따라 심 도별 차별 풍화가 불규칙적으로 나타났기 때문이다. 따라서 수리전도도는 동일한 수 리지질단위 내에서도 값의 범위가 넓기 때문에 연구지역을 대표할 수 없을 것으로 판 단된다.