巖溶形成（以鄂爾多斯盆地西緣為例）模式探討

摘要：根據鄂爾多斯盆地西緣巖溶區的研究，對比不同的泉域或巖溶水系統中巖溶的發育與分布，認為鄂爾多斯盆地西緣巖溶區具有一致的巖溶形成模式，為逆沖斷層帶巖溶發育模式，與盆地東緣、南緣的巖溶形成模式不同。

鄂爾多斯盆地西緣巖溶區巖溶含水巖組主要為中奧陶統馬家溝組灰巖，巖溶水主要受近南北向推覆構造的控制，斷層破碎帶及影響帶為富水地段。本區可溶巖體在空間上的分布受地質構造的控制。在影響巖溶發育的諸多因素中，構造為主導因素。本區南北向逆沖構造帶呈東西分帶、南北成塊的構造格局，但由于各地所處的構造位置、邊界條件、地質體巖性、作用力強弱不一，各地的構造特征也有所差異，對巖溶水動力條件影響也不同。基本可以分為兩種巖溶水動力特征。水動力條件對巖溶發育具有重要影響。本區巖溶主要在每個南北向可熔巖條帶中發育，并在靠近倒轉向斜一側發育強巖溶帶。另外，在白堊系與奧陶系接觸帶發育古巖溶，往往形成富水帶，使該古巖溶埋深幾百米，仍形成富水帶。

關鍵詞：鄂爾多斯 西緣 巖溶 模式

1. 構造與巖溶發育的關系

1.1 巖溶層組及構造形式

可熔巖是巖溶發育的物質基礎，但可熔巖的成分、結構不同使巖溶發育產生選擇性溶蝕現象，造成巖溶發育的層間不均一性。本區巖溶層組包括五套碳酸鹽巖，即中奧陶統拉什仲組碳酸鹽巖、中奧陶統烏拉力克組碳酸鹽巖、中奧陶統克里摩里組碳酸鹽巖、中奧陶統馬家溝組碳酸鹽巖、中寒武統張夏組灰巖。應特別指出的是中奧陶統碳酸鹽巖在本區發生相變，中奧陶統馬家溝組碳酸鹽巖為巨厚的廣闊海相石灰巖，巖性均一，巖溶沿裂隙發育。中奧陶統拉什仲組碳酸鹽巖、中奧陶統烏拉力克組碳酸鹽巖、中奧陶統克里摩里組碳酸鹽巖及中寒武統張夏組灰巖為潮坪相，以泥巖夾薄層灰巖為主，為弱巖溶層或非巖溶層。

可溶巖體在空間上的分布又受地質構造的控制。鄂爾多斯西緣以逆沖構造帶為主，北起內蒙古桌子山地區，向南經寧夏東部到隴東平涼及六盤山以東地帶，南北長約600km，東西寬50—60km。該構造帶主要由數條近南北方向延伸并向東逆沖的大型斷裂組成的推覆構造。還伴隨著東西向的平移斷層及部分南北向正斷層。

每個主要逆沖斷層都相應形成一個推覆體。各個推覆體的峰端多隆起成背斜，出露老地層，構造變形強烈，在地形上形成山脊。尾端為向斜或凹陷，地層較新，構造變形微弱，在地形上形成谷地。構造帶在南北方向上總體呈北翹南傾，北端廣泛出露太古界地層（桌子山地區），中部出露中上元古界及下古生界地層（寧夏東部），向南逐漸傾伏，廣泛為中，新生界所覆蓋（寧夏南部、隴東地區）。

這些斷裂構造破壞了地層的連續性，斷裂構造系統本身有時成為巖溶發育的通道，有時成為邊界。

1.2 構造格局對巖溶分布的影響

隨著西緣逆沖構造帶的形成和發展，本區斷層控制了區內可熔巖的埋藏條件，裸露巖溶從北到南零星分布。內蒙古桌子山、千里山、崗德爾山，寧夏青龍山、大羅山、小羅山、云霧山，甘肅平涼南部山地為均巖溶中低山，分布不連續。可溶巖裸露地表，大氣降水多沿縱張裂隙及北北東、北東及北西向裂隙入滲循環，垂向溶蝕強烈，豎向巖溶形態發育，水平溶蝕較弱，橫向洞穴少見，成為巖溶水接受大氣降水的主要補給區。其余大部分地區為埋藏巖溶區，桌子山以南可熔巖埋藏于古生帶及中生帶地層之下，且愈向南埋藏愈深，并伴隨有次級的地壘地塹構造。形成這種構造格局的次級斷裂構造，一般為正斷層，多具高角度，開啟程度好，破碎帶寬大等特點，有利于巖溶發育。另外在地塹上巖溶發育，巖溶水較為富集，常形成巖溶水的有利開采地段。

特別應指出的是六盤山為白堊系碎屑巖組成的中低山區，但白堊系的“表層”之下為下古生界巖溶化巖體，該巖體曾經受中生代巖溶化作用。

1.3 斷裂及裂隙構造對巖溶發育的影響

本區影響巖溶發育的諸多因素中，構造為主導因素。由于斷裂構造的作用，使巖層強烈破碎，裂隙和節理密集，加速了地下水運動，增強了溶蝕作用。區內的主干斷裂，主要為北北西向壓性斷裂，在這些斷裂帶及影響帶范圍內，巖溶最為發育，為本區巖溶水的強徑流帶（見照片1）。本區的巖溶水井多集中在上述位置，如烏海市海南區以南的老石旦東山斷裂為一西傾逆斷層，沿該斷裂破碎帶及影響帶分布有11眼巖溶水井，單井涌水量均大于1，000米3/日，為本區重要的巖溶水富集帶（見照片2）。區內走向東西向或北東東向的次一級斷裂多為張性斷裂，其破碎帶也為巖溶水富集帶，如桌子山東南部棋盤井東1.5公里的F86斷層，走向近東西，傾向南，傾角70—80°，落差50—100米，向東延伸約3，000 米。棋盤井地區的四眼供水井即位于該斷層帶上，斷裂帶及影響帶巖溶程度高，所取巖芯可見溶隙及少量溶孔。綜上所述，斷裂帶為本區碳酸鹽巖的強巖溶帶，區內巖溶水井的主要含水層為斷層破碎帶及影響帶。因為在破碎帶或影響帶上，地下水交替強烈，溶蝕作用大大加強，形成了大的溶隙、溶孔及溶洞，故此揭露破碎帶的巖溶水井涌水量大為增加（盡管有的孔破碎帶寬度并不大）。而非破碎帶巖體完整性好，巖溶不發育，含水甚微。如YR2孔，降深為47.98 米，涌水量僅為169.44米3/日。可見斷裂構造對本區巖溶發育起主控作用。

2. 水循環條件與巖溶發育的關系

2.1 巖溶水動力特征

巖溶作用的實質是具有溶蝕能力的水與可熔巖之中的物理化學作用過程，影響這一過程的因素很多，但都是通過對水及可熔巖的影響而起作用。而水是按一定的循環系統運動的。本區南北向逆沖構造帶呈東西分帶、南北成塊的構造格局，但由于各地所處的構造位置、邊界條件、地質體巖性、作用力強弱不一，各地的構造特征也有所差異，對巖溶水動力條件影響也不同。基本可以分為兩種巖溶水動力特征。

縱向流動模式：北部桌子山、寧夏東部巖溶區北段，逆沖構造作用強烈，推覆體的峰端隆起成背斜，將下寒武統碎屑巖及中上元古界底部結晶巖抬高并出露地表，形成非巖溶隔水邊界，使巖溶地下水流呈南北向運動，并在背斜傾伏端受上覆非巖溶隔水層或阻水斷層阻擋而溢流成泉。如桌子山地區的拉僧廟泉、千里溝泉，寧夏的萌城泉，太陽泉、鄭家大泉等。在東西方向上，由于隔水巖體的阻擋，一般不存在水量交換。對鄂爾多斯盆地而言，不可能接受邊緣巖溶地下水的補給（圖1）。

橫向流動模式：南部六盤山東側地區，逆沖構造帶作用減弱，斷距較小，地表廣泛分布新生界和中生界地層，其下伏地層為不同時代的碳酸鹽巖，構成分布廣泛的巖溶含水層。由于逆沖斷層斷距較小，對巖溶含水層的連續性破壞不大，因而在六盤山以東形成統一的巖溶水動力系統。大氣降水及地表水通過斷層，灰巖露頭及通過白堊系含水層的越流作用，補給巖溶含水層。地下水從六盤山補給區向東部運動，在鄂爾多斯盆地邊緣斷層帶受阻，部分補給涇河，部分補給盆地白堊系含水層（圖2）。

2.2 水動力條件對巖溶發育的影響

在巖溶水補給區（本區主要為裸露灰巖區），地下水以垂直入滲為主，水位埋深大，水力坡度陡，淋蝕作用雖較強，但地下水與巖體接觸時間短，溶蝕作用微弱，地下巖溶以小溶隙為主，地下水多為溶隙脈狀水。該水動力條件下的巖溶化作用較弱。

在補給徑流區（主要為灰巖淺埋區），水力坡度變緩，可熔巖與地下水交替過程延長，其溶蝕作用有所加強，巖溶現象仍以溶隙為主，但其開敞性較補給區溶隙為大。另還有少數小型溶孔及溶洞，如橫切桌子山的幾條東西向溝谷，降水通過入滲或地表徑流匯入溝谷，自東向西徑流，沿溝谷形成相對強巖溶帶，但巖溶化程度較斷裂帶為低。

在巖溶水排泄區（主要為深埋區）水交替遲緩，徑流微弱，有利于巖溶的發育，其巖溶化程度較高。特別是局部受斷裂影響，其溶蝕作用大為加強，如拉僧廟泉（現已斷流）灰巖體分布有相對密集的大型溶隙、溶孔，溶洞數也大為增加。

本區徑流途徑短，地下水與灰巖接觸時間也短，水中溶解物質也少。在水化學方面表現出以下特點：礦化度大多小于1克/升，表征水溶蝕能力的方解石和白云石飽和指數也多小于1，說明其對灰巖溶蝕能力較強，說明本區水化學條件有利于巖溶發育。

另外，在徑流排泄區的某些地段，上覆的石炭二迭煤系地層含有黃鐵礦及硫化物，致使地下水酸性增強，其溶蝕能力也增強。

3. 巖溶發育特征

對于縱向流模式，巖溶主要在每個南北向可熔巖條帶中發育，并在靠近倒轉向斜一側發育強巖溶帶。此外在一些橫張斷裂帶巖溶發育強烈，這些強巖溶帶都是巖溶地下水的富水帶。

對于橫向流模式，在白堊系與奧陶系接觸帶發育古巖溶，往往形成富水帶，使該古巖溶埋深幾百米，仍形成富水帶。此外在斷裂帶附近也形成強巖溶富水帶。

盆地西緣可見溶洞較少，主要分布在斷裂帶及河谷兩岸，溶洞規模一般較小，洞口形狀不規則，一般呈楔形、橢圓形、扁平形或拱形。洞口直徑一般在幾十厘米到一二米、深一二米，只有個別者較大，如龍門洞峽谷左岸最大的溶洞高約20米，寬十余米，深約十米。小溶洞是由層面溶隙擴大而成，而較大的溶洞一般是在直立的巖壁上經面流溶蝕而形成淺洞（見照片3、4）。在平涼南部山區有一種特殊的巖溶現象值得注意，在奧陶系三道溝組灰巖上面普遍分布白堊系三橋組礫巖，為鈣質膠結的石灰巖礫石，其中發育大量溶洞，在地下水位以下含豐富地下水。桌子山地區，巖石表面有很多孔洞，多是風蝕一溶蝕產物，洞壁無水流痕跡，多有風沙充填，比如二疊系砂巖中就有風蝕洞穴，直徑0.2—1.0m深0.2—0.5m。整體看區內所見溶洞絕大部分不含水，零星分布，多數位于區域侵蝕基準面之上，不能構成重要的含水介質。

總之，鄂爾多斯盆地西緣巖溶區具有一致的巖溶形成模式，為逆沖斷層帶巖溶發育模式，與盆地東緣、南緣的巖溶形成模式不同。

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