赤水河上游大河村至三層巖段洞穴發育特征及機理

羅書文, 楊 桃,陳偉海,鄧亞東,覃星銘,韋躍龍,潘曉東

(1.中國地質科學院巖溶地質研究所/自然資源部、廣西壯族自治區巖溶動力重點實驗室,廣西 桂林 541004;2.貴陽第十二中學,貴陽 550002)

巖溶洞穴(以下簡稱洞穴)主要是地下水沿碳酸鹽巖裂隙溶蝕擴大形成[1-2]。 洞穴的形成與影響因素也備受科學家們的關注[3], 認為巖石是洞穴發育的基本物質基礎, 斷層、 節理、 裂隙、 新構造運動等地質構造是洞穴發育的制約條件[4-6]。 在對洞穴研究和探討時, 從形態特征論述一個或幾個洞穴較多[7-12],而從流域尺度或區域上的地表、地下水運動規律與水力聯系, 以系統論角度來探討洞穴發育特征的相對少見； 或討論區域性洞穴的成層分布時, 根據洞穴發育海拔高程分布特征較為多見[13-15], 在劃分洞穴分層中很少考慮水力聯系, 這樣很難認清區內洞穴發育規律及其影響因素。 因此, 本文在調查與探測區域內巖溶洞穴發育情況的基礎上, 通過分析區內巖性展布、 節理、斷裂及新構造對區域洞穴類型、 形態結構等特征在區域空間展布的影響, 從地下水文流場網系統的角度探討區內洞穴發育特征形成的機理, 揭露巖溶發育和地下水運移規律, 為區內打井找水提供科學參考并具有現實科學意義。

1 區域概況及研究方法

1.1 區域自然地理地質概況

赤水河系長江右岸一級支流,源于烏蒙腹地云南省鎮雄縣,自四川合江匯入長江,系云、貴、川界河,長500 km,流域面積2×104km2,河流汛期與雨季一致,5—10月徑流量占全年的65%～70%,11月至次年4月為枯水期。研究區位于赤水河上游云貴川三省交界處(圖1),系云貴高原向四川盆地過渡的斜坡地帶,區內溝谷縱橫河流深切,最高海拔為2 100 m雪玉關,與最低赤水河谷760 m相對高差1 240余米,屬于典型的中山巖溶地貌區,以巖溶峽谷、巖溶峰叢洼地、溶丘、洞穴等地貌景觀為特征。區內經歷多期地質構造運動的塑造，形成了新華夏系構造、 東西向構造、 南北向構造、西北向構造、二次張性斷裂等一系列構造體系[16]，具有典型侏羅山式構造特征,出露地層有寒武系、奧陶系、志留系、二疊系、三疊系等,除了志留系、侏羅系、三疊下統的飛仙關組、中統的松子坎組、獅子山組和上統的沙鎮溪組、二疊系長興組為碎屑巖外,其他地層巖性為碳酸鹽巖(表1)。研究區構造主要為近東西向構造,發育有赤水向斜和兩側的背斜,內赤水河主要河段沿著赤水河向斜核部發育,形成了向斜為谷、背斜為山的格局。在遠離河谷地帶的分水嶺為寬緩的背斜發育的以峰叢洼地、峰叢槽谷為主的巖溶地貌,而在河谷附近以平緩或較陡的單面山為主,或在向斜核部發育有溶丘洼地,在各地貌單元中也伴隨著洞穴發育,區內洞穴發育海拔高程在756～1 570 m。

圖1 研究區位置(a)、 洞穴分布及水文地質圖(b)、 地質剖面圖(c)Fig.1 Study area location(a), cave distribution and hydrogeological map(b), geological section (c)1—松散巖類孔隙水; 2—純碳酸鹽巖裂隙溶洞水; 3—碳酸鹽巖夾碎屑巖裂隙溶洞水;4—碎屑巖夾碳酸鹽巖溶洞裂隙水; 4—碎屑巖裂隙水; 6—正斷層; 7—逆斷層; 8—泉水; 9—道路;10—洞穴; 11—地下水流方向; 12—地表河;Qh—第四系；J2s—侏羅系中統沙溪廟;J2x—侏羅系中統新田溝組;J1-2zl—侏羅系中下統自流井組；J1x—侏羅系下統香溪組；J1z—侏羅系下統珍珠沖組；T3s—三疊系上統沙鎮溪組;T2s+sh—三疊系中統松子坎組和獅子山組;T1m—三疊系下統茅草鋪組;T1y—三疊系下統夜郎組;T1f—三疊系下統飛仙關組;P2l+c—二疊系上統龍潭組和長興組;P1—二疊系下統;P1q-m—二疊系下統棲霞-茅口組;P1l—二疊系下統梁山組;S1-2hj—志留系中下統韓家店組;S1l+s—志留系下統龍馬溪組和石牛欄組;O2+3—奧陶系中上統;O1m—奧陶系下統湄潭組;O1t+h—奧陶系下統桐梓組和紅花園組；∈2-3ls—寒武系中上統婁山關群

1.2 研究方法

巖溶洞穴的發育與巖溶水、巖性、地質構造及地形地貌等要素是密不可分的,各要素在不同區域上的耦合關系不同，發育的洞穴形態、類型也各異。筆者通過實地調查區內各種洞穴形態的空間展布情況,結合巖性、構造、水文要素特征等在空間上的耦合,分析洞穴在區內空間上的展布特征;將調查到的洞穴海拔高程和到赤水河距離投影在直角坐標系中,結合區內新構造運動、地貌特征、內源與外源水動力和水文地質條件,分析其在垂直上的發育特征;從巖溶水文地貌角度和地下水文網，探討在自然條件影響下區域巖溶洞穴發育特征及形成機理。

表1 地層巖性及洞穴發育統計

2 洞穴展布特征

2.1 洞穴類型

區內洞穴較為發育,也具有顯著的分異性。依據洞穴剖面形態,劃分為以下3種類型:

(1)水平洞穴。分布較為廣泛,在赤水河南岸斷崖、兩岸分水嶺上的溶丘谷、洼地,以及赤水河向斜兩翼的斜坡地帶均有分布。在分水嶺地帶以峰體上的穿洞或峰腳下的出水洞為主,如觀興鄉至水田鄉一帶的峰叢槽谷地帶,南岸清水浦至林口以及母享一帶較為多見。在赤水河南岸斷崖處發育的水平洞穴,以上層為干洞下層為水洞的空間格局。

(2)傾斜洞穴。主要分布在赤水河向斜兩翼部,特別是兩側背斜轉折端較為發育。該類洞穴的傾向與巖層產狀基本一致,洞內以崩塌石塊和洪積物堆積為主,洞口通常與洼地相連。

(3)落水洞或豎井。在區內廣泛發育,落水洞發育在分水嶺內洼地中,以蝶形、漏洞和井狀為主，其直徑大小不均。如：在摩尼鄉至水田鄉一帶、海風盆地、清水浦至林口一帶的洼地或谷地內落水洞較為發育;在赤水河向斜兩翼的斜坡地帶有豎井發育,水平洞穴內發育有豎井狀跌坎;在赤水河南岸發育的水平洞內通常與豎井相連,表現為上層為旱洞下層為水洞的格局。

2.2 洞穴垂向分布特征

在洞穴垂直分布特征的研究中,如果僅僅根據洞穴發育的海拔高程分布密度關系來探討,會把一些上層洞劃分到中層洞穴之中,如河流下游形成的上層洞的海拔高程可能與上游形成的下層洞的海拔高程相等或者更低, 洞穴的成層性不能簡單通過洞口的高程劃分, 而是把形成同一時期的洞穴分為同一層。 因此, 在對洞穴進行成層性研究時, 要考慮洞穴的發育受到區域內河流、 地表、 地下水溯源侵蝕等因素影響, 進而在徑流方向上研究其成層性。 由此可見，流域內屬于同一層的洞穴其高程不一定相同[17]。 本文以此為理論依據, 研究區域洞穴垂直上分布規律, 根據研究區的結構特征, 將區內調查的洞穴在以赤水河為中心的截面上投影，如圖2所示。 可以看出: ① 在Ⅰ1、 Ⅰ2兩個區域發育的洞穴具有明顯兩個層, 即遠離赤水河兩側分水嶺地區洞穴發育高程分別為1 250、 1 350、 1 300、 1 400 m兩個洞穴發育層; ② 在Ⅱ1、 Ⅱ2兩個區域內洞穴在垂向上發育的成層不顯著, 即赤水河谷兩側的斜坡地帶的洞穴發育不具有成層性; ③ 在Ⅲ區洞穴發育具有明顯3個洞穴發育層, 即在赤水河南岸斷崖上發育有3個洞穴層, 一般上兩個洞穴層發育為旱洞、下層為地下河出口; ④ 在Ⅳ區內洞穴發育也有明顯的3個洞穴發育層。 不僅如此, 在單個洞穴系統的發育中也體現出成層性, 如赤水河三岔河口巖壁上發育小洞系統中發育有3個層面的水平洞穴, 層與層之間通過豎井相連; 同時, 在海豐盆地及附近發育的白云洞、 狗鉆洞等洞穴, 均發育有不同高程的水平洞道, 下層洞為地下河。

圖2 洞穴發育高程在赤水河兩岸橫截面上的投影Fig.2 Projection elevation of caves on the cross section of Chishui River

3 洞穴發育的影響因素

3.1 地層和巖性空間展布對洞穴發育的影響

3.1.1 巖性展布對洞穴發育的影響 巖石是洞穴發育的物質基礎,研究區出露奧陶系、 志留系、 二疊系、三疊系和侏羅系等地層,其出露面積分別占總面積的1.61%、8.78%、10.38%、14.49%、47.86%和16.9%(表1)。在調查中發現，洞穴的發育情況也不盡相同，其中，志留系、侏羅系和三疊系中飛仙關組巖石以非碳酸鹽巖為主。 因此，在這幾個時期地層中未發現較大洞口或大的洞穴發育。其他地層中或多或少均有碳酸鹽巖發育,但其發育洞穴的程度卻不盡相同,主要原因有兩個：① 地層中碳酸鹽巖含量少，質地不純,巖層較薄，夾層雜巖較多;② 在構造條件的影響下，地層以連片塊狀分布較少，零星分布為主。如：

二疊系中統龍潭組和長興組(P2l+c)在區內出露26 km2,以連續條帶塊狀分布,在調查過程中未發現較大洞口或大的洞穴發育,說明該層洞穴發育很少,其主要原因是該層巖石以燧石結核灰巖、泥灰巖夾灰綠色頁巖,或以灰褐、灰黑色凝灰質砂巖、頁巖夾煤層及菱鐵礦層,偶夾灰巖薄層為主。同樣，三疊系中統松子坎組和獅子山組(T2s+sh),以及三疊系上統沙鎮溪組(T3s)出露面積分別為109.48 km2和36.27 km2,均以塊狀連片分布, 但因兩個層組中以泥質灰巖, 或夾黃綠色蒙脫石粘土，或凝灰巖薄層，或以淺灰、灰色微晶灰巖,偶夾白云質灰巖、泥灰巖、頁巖等不純的薄層碳酸鹽巖為主,所以在野外調查過程中很少發現較大洞口或洞穴。

奧陶紀地層雖然在區內出露面積較大,約83.16 km2,且有質地較純和巖層較厚的灰巖,但因該地層受斷層等地質構造影響,塊狀連片分布較少,以零星分布為主(圖1),最大出露面積12 km2，呈帶狀、條帶狀分布。該層洞穴發育率較少。

其中ωj為的權重，則稱函數ITFN-WA是n維ITFN的加權平均算子，當則ITFN-WA退化為算數平均算子ITFN-AA。

二疊系下統棲霞-茅口組(P1q-m)與三疊系下統茅草鋪組(T1m)出露面積最大,發育較純和較厚的灰巖或白云巖,是在調查過程中發現洞穴數最多的兩個層組。

在圖2中，Ⅳ區雖然遠離赤水河,但洞穴發育海拔較低,主要是該河段在海豐與赤水河之間出露有紫紅色砂巖的侏羅紀地層,影響了區域地貌發育,形成了海豐盆地,在盆地發育洞穴。

由此可知,研究區內巖性的空間展布對洞穴的發育及展布都具有較大的影響。

3.1.2 巖層產狀對洞穴發育的影響 巖溶發育的程度受到巖性、構造、 水動力條件[1-3]的控制, 巖溶洞穴發育也不例外,構造中的斷層、裂隙、節理為巖溶水溶蝕擴大形成洞穴提供了先決條件[4-6]。同樣,巖層之間的接觸面也為地下水提供天然的運移通道。因此,在野外洞穴探測調查發現，很多洞穴的發育趨勢不僅與構造中的斷層、節理、裂隙有關,而且與巖層傾向趨勢面的相似程度極高,特別是在巖溶單斜構造區。

3.2 地質構造對洞穴發育的控制

3.2.1 斷層節理對洞穴延展方向的影響 區內是節理構造發育的地區,主要有走向為NE10°～45°及 NW310°～340°的兩組節理(圖3),節理面平直,產狀陡立,在平面上呈棋盤式格子狀,屬于剪切節理。由于節理對巖層的剪切破碎,巖層存在穩定的破裂面,為水流快速侵蝕和方向導向提供了天然的基礎。在野外,洞穴延伸方向與節理構造走向顯示出極好的對應關系。

3.2.2 新構造運動對洞穴成層性發育的影響 巖層物質和斷裂構造為區內洞穴的形成提供了物質基礎和條件, 新構造運動則為洞穴縱向發育提供動力。古近紀以來，以喜馬拉雅運動為特點的地殼隆升構造運動,運動形式以垂直斷塊運動為主。研究區經歷了大婁山期、山盆期、峽谷期等3個時期的不斷抬升[15], 赤水河也隨著地殼的抬升而不斷下切降低,地下水為適應排泄基面的不斷降低而不斷改道形成不同時代洞穴。在地殼相對穩定時期排泄基面相對穩定,水頭差較小的地區發育水平洞穴,當區域地殼進入抬升時期,排泄基面隨著下降,地下水為適應排泄基面的下降,原來水平洞穴流淌的水流開始漏失形成豎井,當地殼進入下一個相對穩定時期,原有洞穴將被遺棄，在下層形成新的水平洞穴。因此,在赤水河峽谷絕壁上形成以小關牛洞、螞蟻洞、小洞及現在赤水、渭河兩側泉水等為代表的多層巖溶溶洞地質景觀。其中小關牛洞海拔高度約為945 m, 發育少量石鐘乳，但因洞穴脫水多年, 已風化嚴重; 螞蟻洞海拔高度約為861 m, 發育巖溶作用鈣質石筍地質遺跡; 小洞海拔高度809 m, 以裂隙式溶洞為特點, 洞內發育類型各異的鐘乳石地質遺跡景觀。 3層溶洞地質景觀的形成顯示新構造地殼抬升運動的存在, 洞穴高程與3層斷崖基本一致。 由此可以看出，新構造運動是區內洞穴成層性發育的主要原因。

圖3 節理密度(a)與洞穴走向(b)圖Fig.3 Maps of joint density(a) and cave strike(b)

3.3 地形地貌對洞穴發育的影響

4 洞穴展布的控制因素

4.1 洞穴類型、空間展布的控制因素

綜上所述,區內巖溶洞穴發育特征與地層巖性空間展布、地質構造等物質條件具有重要聯系。地下水在區內各部的運移形式決定巖溶洞穴類型的空間展布及發育程度。因此，根據區內地下水運移規律,研究區內洞穴形成與演化機理具有重要意義。根據地下水文流場基本原理,結合實際，將研究區地下水文系統劃分為區域性(圖4a)和局部性(圖4b)兩個水文網,總體分為補給區、補給徑流區和匯流排泄區。在兩個系統共同作用下,不同區因地下水運動特征不同，其巖溶洞穴發育類型、形態和規模也有較大差異。因此，本研究從巖溶水文地貌角度,結合地下水流動系統理論分析區內洞穴形成及演化過程。

圖4 赤水河大河村—三層巖段地下水流網Fig.4 Groundwater flow net from Dahecun to Sancengyan, Chishui River1—大氣降水;2—水文流出場線;3—潛水面;4—隔水層

4.1.1 補給區 該區主要靠大氣降水補給，在北西向斷裂或節理較為發育區, 地下隔水層弱化, 向赤水河谷方向直接排泄較強, 地下水以垂向運動為主,流線分布稀疏, 呈分散狀徑流下滲, 補給區地形一般較高， 地下水位埋藏較深， 包氣帶厚度較大, 降雨下滲帶進了大量含CO2的水， 在與巖石接觸時溶蝕性強， 因而發育大量的豎井與落水洞, 其地貌形態為峰叢洼地; 在斷裂節理不發育地區，對兩側非碳酸鹽巖相對隔水層沒有切斷, 雖然地勢較高， 但因隔水層作用向赤水河方向直接排泄較弱, 形成了自己小區域的補、 徑、 排(圖4b中A、B和E),因該區位于背斜核部，巖層水平、地勢平坦,地下水位埋藏較淺,或形成一些小的地表徑流, 因此該區域發育水平洞穴, 其地貌形態主要表現為溶丘洼地、 谷地等地貌類型, 同時在碳酸鹽巖與非碳酸鹽巖接觸地帶, 因外源水其pH值、 硬度與方解石飽和指數都較低, 具有較強的溶蝕能力[18], 但因水頭較小，地下水侵蝕能力小, 形成洞口高大, 往內逐漸變小的洞道特征, 如研究區西北面壇場附近的三星洞和西南角母享的三節洞(圖1)。

4.1.2 補給徑流區 該區既有補給區地下水的匯集, 又有本區大氣降水下滲補給, 兩種水的混合作用使水的溶蝕性增強[19]。區內以單斜構造為主(如圖1剖面圖所示),地形坡度較大,地下水水力梯度大、流速快,加之單斜構造的下層隔水層和斷裂節理的影響,造成補給徑流區巖溶洞穴有自身的特征。在斷裂和節理發育區,從分水嶺出發的流線在補給徑流區運移深度達到最大, 巖溶向深部發展呈谷，并將隔水層切穿成河谷,如渭河、三層巖至岔河的赤水河段,巖溶洞穴在該區域發育主要是沿著隔水層以傾斜洞穴為主呈線狀分布,因此在圖2中Ⅱ1和Ⅱ2區的投影其成層性不顯著。在其他區域,因形成隔水層的影響,地下水沿層面流淌主要形成傾斜洞穴,因單斜構造形成單面山,容易產生層間滑脫，早期形成的洞穴不容易保存是形成洞穴成層性不明顯的又一原因。該區因背斜轉折端發育有三疊系飛仙關組非碳酸鹽巖地層，形成具有強溶蝕力的外源水,附近的碳酸鹽巖地層形成高大入口的傾斜洞穴,同時地表水將非碳酸鹽巖風化殼帶入洞內沉積,使之將洞道堵塞,赤水河鎮土橋村窄口社發育的道洞就是其中之一。

4.1.3 匯流排泄區 地下水集中匯流排泄區, 形成了赤水河集中排泄。區內大氣降水入滲補給的地下水最終都是通過這兩個集中排泄區補給赤水河,使得地下水在該區集中, 溶蝕性較強, 造成匯流排泄區地下巖溶較為發育，形成溶洞或泉眼。 因赤水河未發育在向斜核部的中心(圖2),因此,南岸地層以水平或反向巖層為主,因受到巖層影響，在該處形成水平洞穴。

4.2 洞穴垂向上分布不一的控制因素

如前所述,洞穴在垂向上表現為成層性,主要是構造運動引起。而在排泄區、徑流區和補給區表現不一,徑流區洞穴在縱向上不具有成層性,而補給區與排泄區洞穴成層性形成的差異性主要是因為在補給區發育與赤水河走向基本一致的隔水層,在新構造影響下排泄基面下降,對地下、地表水的溯源侵蝕具有一定的阻隔作用,補給區受到赤水河溯源侵蝕作用影響較小或相對滯后,所以表現出洞穴成層性表現不一。而在海豐一帶雖然有隔水地層發育，但不是條帶狀，而發育了連通赤水河的馬蹄河(圖2中Ⅳ區),所以該區受到溯源侵蝕作用,因此發育了與赤水河谷一致的3層洞穴(圖2)。因此認為，研究區洞穴在垂向上分布不一，主要是單斜構造和平行赤水河的隔水層發育所致。

5 結 論

研究區內洞穴極其發育，類型多樣、結構復雜、規模大小不一,但其發育特征具有一定規律可循。

(1)區內洞穴發育具有顯著的分異性。水平洞穴主要發育于遠離河谷兩側分水嶺的背斜核部和赤水河南岸排泄區;豎井主要發育于兩側背斜核部洼地內;傾斜洞穴主要發育在兩側背斜赤水河谷側轉折端。

(2)區內洞穴空間分布與碳酸鹽巖地層出露面積、巖性、形式具有顯著關系。洞穴主要發育在以灰巖夾生物碎屑灰巖、燧石結核,或純灰巖為主的二疊系下統棲霞-茅口組，以及以灰色厚層狀白云巖、灰巖夾白云巖為主的三疊系下統茅草鋪組中。洞穴在垂向上發育具有成層性特征,在赤水河谷排泄區洞穴表現出顯著的3個發育層,在分水嶺地帶表現為2個發育層,在徑流補給區洞穴成層性特征不顯著。

(3)研究區內地層巖性的空間展布、出露面積、地質構造等要素,是洞穴發育與演化的基礎。地下水流動系統在不同區內的運動形式和狀態,是不同類型洞穴在赤水大河村至三層巖段在空間上的展布和洞穴內部結構特征主要動力。新構造運動是洞穴成層性發育的主要動力，河流溯源侵蝕作用是洞穴成層性在河谷和分水嶺不統一的重要原因。河谷兩岸以單面山構造為主,容易產生層間滑脫。不易將早期洞穴保存,是該區內洞穴成層性不顯著的主要因素。

致謝:羅安勇、廖茂瑜等在野外洞穴探測中付出了辛勤勞動，盲審專家提出了寶貴的修改意見與建議，在此一并表示衷心的感謝！