青峰斷裂帶豐溪段巖溶發育特征及控制因素研究

史簫笛, 姚建新, 趙碧義, 程夢武, 尹高應

(湖北省地質局 第八地質大隊,湖北 襄陽 441000)

巖溶發育主要受控于巖性、構造、水動力條件等因素,其中構造對巖溶發育的影響是通過裂隙與變形表現出來的,構造裂隙及破碎帶為水流的入滲與運移提供了條件,水巖相互作用導致了巖溶的發生和發展[1]。各類構造中,尤以斷裂對巖溶的影響最為顯著,但有關研究多集中于巖溶強發育的張性、張扭性斷層[2-4],而對于巖溶相對弱發育的壓性、壓扭性斷層,其研究相對薄弱[5-6]。

青峰斷裂帶作為大型逆沖推覆構造運動的產物,由數條壓性逆沖斷層及強變形帶構成,有關其構造演化與變形特征的研究很多[7-10],但對于該斷裂帶內巖溶發育特征和壓性斷層對巖溶發育的控制作用還鮮有研究。同時,湖北省巖溶研究多集中于鄂西及鄂西南地區,對于鄂西北地區研究甚少。本文以青峰斷裂帶豐溪段為研究區,通過現場地質調查和系統分析,探究巖溶發育特征和巖溶水流系統特征,分析斷裂對巖溶發育的控制作用機理,以期為解決斷裂帶有關巖溶工程地質問題提供科學依據。

1 地質背景

區域上青峰—襄陽—廣濟斷裂是分隔秦嶺褶皺系和揚子準地臺的區域性大斷裂,其中襄陽以西習稱為青峰斷裂[11]。北大巴山褶皺帶以低角度平緩地向南逆掩于揚子準地臺的臺緣褶皺帶之上,沿青峰斷裂帶擠壓破碎、揉皺等變形發育,兩側發育與主斷裂近似平行、向北緩傾的次級斷裂。青峰斷裂帶豐溪段位于十堰市竹溪縣豐溪鎮,主要由主斷裂(F1)和5條次級斷裂(F2-F6)組成,其中主斷裂在下壩村附近由NE向漸變為EW向,影響寬度為200～720 m;5條次級斷裂呈近EW向展布(圖1)。以主斷裂為界,北部為南華系耀嶺河組(Nh2-3y)板巖,南部為震旦系白云巖和寒武系灰巖。

圖1 研究區水文地質簡圖

2 巖溶發育特征

2.1 巖溶地貌特征

區內巖溶發育程度和分布規律主要受地層巖性、構造、新構造運動和地貌條件所控制,由于各因素具有地區性差異,造成巖溶在水平方向和垂直方向上也存在差異。從構造上看,巖溶多發育于斷裂帶一側;從地層巖性上看,區內所見落水洞和溶洞等巖溶個體形態多發育在純層碳酸鹽巖中,如石龍洞組灰巖、燈影組白云巖中(表1)。

表1 各巖溶層組巖溶發育程度一覽表

區內巖溶形態包括溶隙、溶槽、巖溶洼地、落水洞、溶洞、暗河等,雖然其種類較多,但無論是巖溶發育的密度、廣度,還是深度,都遠不及同類巖溶山區。受區內強烈的構造運動的影響,原始巖溶臺面或夷平面上的各類巖溶地貌已被侵蝕、剝蝕改造,僅保留了零星的規模不大但較為典型的落水洞和水平溶洞(暗河管道),大多數落水洞已不具消水功能,大多數有水溶洞也出現水流逐漸減少甚至枯竭的情況(圖2)。由此推測研究區在早期曾經歷過較為強烈的巖溶化作用,根據巖溶旋回理論,區內早期巖溶化階段很有可能達到過青年期甚至是壯年期,但并未完成一個完整的巖溶旋回。

a、b.落水洞;c、d.干溶洞

2.2 巖溶發育期次

研究區自喜馬拉雅運動以來,經歷了長期的溶蝕侵蝕作用,形成了多級夷平面,同時也伴隨著各期次巖溶化的發生和發展。根據現場地質調查結果,結合南方地區喀斯特化階段研究成果[12-13],將研究區巖溶化階段劃分為Ⅰ、Ⅱ期,對應于鄂西期、山原期(表2)。

表2 巖溶化階段劃分

巖溶發育與夷平期顯著相關,通過對區內主要巖溶點的高程統計,發現巖溶地貌形態主要集中發育于各級夷平面。據區域地質資料及現場地質調查,劃分出兩級夷平面,并對應于各巖溶化階段,Ⅰ期巖溶化分布高程為1 700～2 000 m和1 300～1 500 m,Ⅱ期巖溶化分布高程為700～900 m和1 000～1 200 m。溶洞、落水洞大部分分布于700～900 m和1 000～1 200 m,即發育于山原期巖溶化Ⅱ2、Ⅱ1期;少部分分布于1 300～1 500 m,即發育于鄂西期巖溶化Ⅰ2期(圖3)。區內自晚更新世以來,地殼運動強烈抬升,造成河谷下切、侵蝕作用加強,使得山原期夷平面上的巖溶洼地、槽谷等巖溶地貌已基本被完全改造,大多數巖溶負地形已不具匯水、消水功能,難以找到巖溶夷平面的痕跡,但在鄂西期夷平面上,仍可見早期形成的巖溶夷平面殘跡,但規模已大不如前,如在研究區遼葉湖地區,依然能夠看到地形相對平緩開闊的地帶發育著些許規模不大的巖溶洼地、溶蝕小盆地等(照片1)。

照片1 遼葉湖地區典型巖溶洼地

圖3 巖溶化階段示意圖

2.3 巖溶含水系統特征

根據研究區各地層巖性和富水性差異、含水層與隔水層的空間組合關系,將區內碳酸鹽巖劃分為石龍洞組含水巖組、天河板組含水巖組、水井沱組含水巖組、燈影組白云巖含水巖組4類含水巖組。區內主要有溶蝕管道—裂隙型、溶蝕裂隙型和孔隙—裂隙型3類含水介質,其中溶蝕管道—裂隙型含水介質的空間分布受構造影響明顯。燈影組白云巖含水巖組、石龍洞組含水巖組多發育溶蝕管道—裂隙型含水介質,水井沱組含水巖組多形成以溶蝕裂隙為主的裂隙網絡系統,天河板組含水巖組多發育溶蝕裂隙型含水介質,主要在地形切割強烈處或受下伏相對隔水層阻隔以巖溶裂隙泉或層間裂隙泉的形式出露地表。根據碳酸鹽巖含水介質的特點,將溶蝕管道—裂隙型進一步劃分為純層管道—裂隙型,將溶蝕裂隙型進一步劃分為純層裂隙型、互層裂隙型和夾層裂隙型(表3)。

表3 巖溶含水介質結構特征

2.4 巖溶水流系統特征

2.4.1巖溶水流系統模式

自更新世以來,區內構造運動活躍,伴隨強烈的侵蝕作用,導致區內各級水系發育。水文網對地表的分割程度和切割深度影響著巖溶的發育,并從控制巖溶水動力條件上表現出來:一方面,水系切割地形有利于地表坡面徑流的形成,不利于降水的入滲補給;另一方面,水系切割造成縱向上形成了各級排泄基準面,縮短了地下水徑流路徑,加速了地下水的排泄。

就本區而言,在深切河谷區(以臨近寬谷峰頂面計,切割深度>200 m),淺切溝谷尚未切穿含水層,不具排泄地下水功能,因而地下水向更低的區域排泄基準面運移而集中排泄,徑流路徑相對較遠,水巖作用相對充分,多形成管道—裂隙網絡系統。但受補給區條件影響,并未形成大規模的地下河管網系統,僅在局部形成了規模不大的管道系統,且排泄口均懸于排泄基準面以上,如區內2個主要的巖溶地下水集中排泄口水龍洞、高祖泉分別位于泉河、高祖河上方116 m處和37 m處,表明巖溶地下水向深發育時并未適應于最低排泄基準面,巖溶向深發育能力有限。而在遠離深切河谷區的淺切溝谷區(以臨近寬谷峰頂面計,切割深度<200 m),淺切溝谷密度逐漸增大,形成局部的各級排泄基準面,因而地下水以分散排泄為主,遵循就近補給和就近排泄原則,徑流路徑短,水巖作用不充分,多形成裂隙網絡系統,同時在淺切溝谷區多發育水量不大的常年性沖溝。綜上所述,將區內巖溶水流系統劃分為深切河谷控制下的中—淺循環水流系統模式和淺切溝谷控制下的淺循環水流系統模式(圖4)。

2.4.2巖溶水化學特征

水文地球化學模擬能夠定量化水溶液中各組分的化學形態及含量分布特征,識別地下水系統中不同礦物的飽和狀態以及水巖反應狀態在空間上的變化特征,推演地下水化學成分的形成、分布及演化機制。礦物飽和指數(SI)可用來判定地下水與某礦物的反應狀態,是模擬水巖反應的基礎,SI>0表示某礦物相對地下水是過飽和的;SI=0表示某礦物相對地下水是平衡的;SI<0表示某礦物相對地下水是不飽和的[14-15],計算公式為:

式中:IAP為礦物所含組分在地下水中的離子活度積;K為反應平衡常數。

表4 礦物飽和指數計算結果

3 斷裂對巖溶的控制作用

碳酸鹽巖等可溶巖發生溶蝕的必要條件之一是巖石必須是透水的。雖然巖石在成巖過程中存在原生裂隙,但這些裂隙規模小且多為閉合,常常被認為是難以透水的;而斷裂促使形成了大量規模大且張開的裂隙,破壞了巖體的完整性,增大了巖體與水的接觸面積,使得地下水能夠通過這些裂隙對碳酸鹽巖產生溶蝕作用。斷裂的規模及裂隙發育程度、延伸方向、組合形式等控制著巖溶發生的方向、架構及發育程度。

3.1 斷裂對巖溶發育的控制作用

3.1.1斷裂對巖體的破裂變形作用

青峰斷裂帶作為區域性大斷裂,對地層巖體完整性的影響是顯著的。區內除主斷裂外,還發育5條次級斷裂,主斷裂為逆沖斷層,次級斷裂為逆斷層,從力學性質來看,均屬壓性斷層。一般認為壓性斷層的斷層面閉合,不利于地下水的徑流和賦存,故認為沿壓性斷層巖溶一般不發育。而在本區,各類巖溶個體形態大多沿斷裂帶走向分布,這一點似乎有悖于常理。事實上,現代巖溶學認為上述觀點對于規模較小的斷裂或節理是正確的,但對于規模較大的壓性斷層就不一定適用,這一點越來越受到學術界的認可[5-6]。

北大巴山在寒武紀—早三疊世發生過大規模的伸展構造運動,即伸展滑脫變形作用,因此早期的青峰斷裂帶已經成為區域上重要的構造邊界,隨后的逆沖推覆構造運動是在已存在滑脫面上的繼承與發展[9-10,16-18]。青峰斷裂帶的形成經歷了印支—燕山—喜馬拉雅階段,主要分為2期:第1期是以韌性—脆韌性變形為主的逆沖推覆構造,大約開始于中—晚三疊世,揚子板塊在華北板塊之下向北斜向俯沖碰撞,北大巴山褶皺帶初步形成,隨著碰撞繼續,引起自北向南的擠壓推覆作用,造成北大巴山褶皺帶向南逆沖掩蓋于揚子地臺之上而形成逆沖推覆構造;第2期是以脆性變形為主,始于晚侏羅世,南、北兩大板塊聚攏加劇,擠壓應力進一步增強,印支期形成的逆沖推覆體進一步受到擠壓變形,形成前緣疊瓦褶斷帶,后期擠壓應力逐漸減弱,伴隨發生淺層滑脫作用,至第三紀,青峰斷裂帶已基本定型(圖5),后期第四紀活動已顯著降低[19-22]。

圖5 青峰斷裂帶逆沖推覆構造成因示意圖

青峰斷裂帶是逆沖推覆構造主滑脫面在地面的表現形式,其早期伸展滑脫變形作用產生的大量張裂隙是巖溶發育的主要因素之一。從宏觀構造上看,青峰斷裂帶經歷了滑脫、擠壓、剪切變形作用,其中早期伸展滑脫作用是形成張裂隙的內在構造因素。從微觀巖體上看,巖體在第1期構造變形主應力作用下發生彈塑性變形形成剪性節理裂隙,在第2期構造變形主應力作用下,巖體進一步變形,節理進一步發育和延伸;后期隨著擠壓應力的逐漸減弱,淺層滑脫作用應力逐漸釋放,表層或淺層裂隙由剪性變為張性,同時部分早前形成的大量張節理在兩期變形過程中未被完全改造而得以保留,致使導水裂隙發育,尤以斷裂上盤的張性裂隙更為發育,為地下水徑流與賦存提供了良好通道。

3.1.2斷裂對巖溶水系統的割裂阻隔作用

青峰斷裂帶作為逆沖推覆構造形成的壓性斷裂,因滑脫作用在斷裂上盤形成了大量的張裂隙,構成了良好的導水帶,但斷裂下盤仍然是阻水的,其割裂了原本統一的巖溶水系統,阻斷了層間裂隙水的流動。即使是發育于同一套地層的巖溶水系統,也因逆沖斷裂的阻水作用導致原本統一的巖溶水系統被割裂開來,被分割成了相對獨立的巖溶水系統。斷裂作為阻水邊界限制了巖溶水的流動,使得這些相對獨立的巖溶水系統逐漸衰亡,也導致了巖溶作用的減緩與停滯。區內發育的5條次級斷裂整體呈EW向展布,其將同套地層、不同地層的巖溶水系統進行分割,構成了巖溶水系統的邊界,限制了巖溶水的橫向運移(圖6-a),但也控制了巖溶水的縱向流動,這也解釋了巖溶作用沿斷裂發育的事實。在深切河谷區,水流在斷裂的夾持下向區域排泄基準面運移排泄,形成中—淺循環水流系統模式;而在淺切溝谷區,水流在橫向運移受阻情況下,遵循能量最低原理及水力最優路徑,直接向臨近溝谷排泄,形成淺循環水流系統模式(圖6-b)。

圖6 斷裂阻水效應示意圖

綜上所述,斷裂對巖溶發育具有雙重控制作用,一是斷裂造成巖體破裂變形,致使巖體透水性增強,有利于巖溶的發展;二是斷裂分割了巖溶水系統,阻斷了巖溶水的橫向運移路徑,使得巖溶水系統變得相對獨立,縮短了巖溶水的徑流路徑,降低了水巖作用程度,不利于巖溶的發展。正向與反向兩種控制作用對巖溶發育的影響既是對立的也是統一的,兩種作用此消彼長,導致了區內巖溶發育程度在宏觀上的差異性。

3.2 節理對巖溶發育的控制作用

3.2.1節理產狀特征

節理是巖體受力后沒有顯著位移的小型斷裂構造,可視為宏觀構造控制下的微觀單元,亦是區域和局部應力場的指示標志。利用節理的產狀能夠推演巖體發生形變時的構造應力方向,是分析區域構造應力場的重要方法[23-25]。

通過對研究區實測節理產狀的統計分析,繪制了節理等密度圖和節理走向玫瑰圖(圖7),顯示本區節理極密點產狀分別為L1:70°∠62°、247°∠74°;L2:173°∠56°、353°∠87°,因極密點70°∠62°與247°∠74°、173°∠56°與353°∠87°極密區重合,故各劃為一組節理。據地質調查,L1與L2實際為一套共軛節理。通過主應力與共軛剪節理方位關系可知,區內主應力方向為向SSW擠壓,這與晚侏羅世—早白堊世北大巴山大規模向SW逆沖推覆,進而在北大巴山前緣形成如今向SW凸出的弧形斷裂帶現象大體一致[4]。本區節理優勢走向為NNW與NEE—近EW向,以高角度節理為主,其中近EW向節理較NNW向節理發育得更為密集。

圖7 節理等密度圖與節理走向玫瑰花圖

3.2.2節理走向的影響

節理面作為不連續的地質界面,卻是水流的連續流通界面,當水順著節理面流動時,會不斷對周圍碳酸鹽巖進行溶蝕,而節理的走向限制了水的流動方向,節理的延伸長度則限制了水的流動長度或深度,特別是在巖溶發育的初期,明顯控制著溶蝕的發展方向。如研究區廟坪附近發育一單通道廊式水平溶洞,其大致沿80°∠65°、180°∠60°兩組節理發育(地層產狀20°∠45°),洞身大致沿節理走向延伸,形成了橫斷面近似三角形的溶洞形態(圖8-a、b);隨著向內延伸,其洞身不斷緊縮,表明節理的控制作用也在不斷減弱。該現象在一定程度上反映出巖溶發育的后期,節理的影響已不占主導地位,與其相比,對巖溶發育程度和規模影響更為深遠的是規模更大的地質界面,如斷裂帶或地層界線等。

圖8 沿節理走向發育的溶洞、溶隙

3.2.3節理傾角的影響

節理傾角的大小控制著水的入滲流動速率,在高陡的節理中,地下水水流速度快,水力梯度較大,侵蝕、溶蝕能力較強,并能夠帶走節理間的充填物,使得巖溶向著有利于發育的方向進行;而在緩傾的節理中,地下水水流速度慢,水力梯度較小,侵蝕、溶蝕能力較弱,難以帶走節理間的充填物,易成為滯流水,并隨著飽和度的增加而逐漸喪失溶蝕能力,使得巖溶向著不利于發育的方向進行。區內高陡節理比較發育,其對巖溶發育的正向作用比較明顯,如在燈影組白云巖中,沿著陡傾節理,溶隙明顯較發育(圖8-c)。

4 結論

(1) 研究區碳酸鹽巖分為純層碳酸鹽巖類、間互狀碳酸鹽巖類和夾層狀碳酸鹽巖類,純層碳酸鹽巖形成溶蝕管道—裂隙型和溶蝕裂隙型含水介質,間互狀和夾層狀碳酸鹽巖主要形成溶蝕裂隙型含水介質。

(2) 區內巖溶水流系統可分為深切河谷控制下的中—淺循環水流系統模式、淺切溝谷控制下的淺循環水流系統模式,前者地下水向區域排泄基準面運移而集中排泄,后者地下水遵循就近補給和就近排泄原則而向臨近溝谷分散排泄。采用水文地球化學方法計算了2個巖溶大泉的礦物飽和指數,表明巖溶水中白云石與方解石均處于弱不飽和狀態,指示現階段巖溶發育緩慢甚至趨于停滯。

(3) 區內巖溶化階段可分為鄂西期和山原期,大部分巖溶集中發育于山原期巖溶化Ⅱ2、Ⅱ1期,少部分發育于鄂西期巖溶化Ⅰ1期。

(4) 青峰斷裂帶對巖溶的控制作用主要體現在2個方面:①正向作用,即斷裂導致地層巖體破裂變形,滑脫引張產生的張裂隙為地下水徑流與賦存提供了良好通道,有利于巖溶的發育;②反向作用,即斷裂分割了巖溶水系統,阻斷了巖溶水的橫向運移路徑,阻礙了巖溶水的徑流,使得巖溶水系統變得相對孤立,不利于巖溶的發育。正向與反向控制作用對巖溶發育的影響是對立與統一的,導致了巖溶發育程度在宏觀上的差異性,而節理對巖溶的控制作用主要體現在走向與傾角上,沿節理走向巖溶更為發育,傾角越大越有利于巖溶發育。