溶洞的形成原理和特征|桂林山水

溶洞是岩溶作用所形成的空洞的通称，而国际洞穴联盟的溶洞则专指人可进入者。Ford和Williams（2007）则认为管道直径/宽度大于5～15毫米就可以称之为溶洞。相对而言，国际洞穴联盟所指的溶洞是洞穴发育的成熟形态，而管道直径大于5～15毫米的溶洞则是洞穴发育的初始阶段。溶洞从小的管道发展到人可以进入的洞穴，经历了漫长的过程，要恢复其形成演化过程，存在较大的难度。人们对其形成演化的认识也处于不断发展的过程中。20世纪50年代以前，地质学家和洞穴学家通过调查和研究，提出了经典的三大成洞理论：包气带成洞理论、饱水带成洞理论和深部承压带成洞理论（图5-1）（修改自Ford and Ewers，1978）。

因此，溶洞按成因类型可以分为包气带洞、饱水带洞和深部承压带洞等（袁道先，1988）。包气带、饱水带和深部承压带是根据地下水的形成、分布或运动特征而命名的含水单元。因此，岩溶洞穴的形成也与地下水的形成、分布或运动特征有着密不可分的联系。下面抛开地质构造、地层岩性及生物活动等影响因素，就地下水动力条件与岩溶洞穴形成进行简单介绍。

包气带，顾名思义就是包含有空气的地带。岩溶区，特别是有土壤覆盖的岩溶区，包含空气最大的特征是空气中CO2易与地下水结合，形成侵蚀性的水溶液，此地带的水是这三个带中化学溶蚀能力最强的。溶洞的形成过程为受前期地质构造控制和岩溶水共同作用形成的裂隙、落水洞和竖井等补给单元下渗的水，在包气带内沿着各种构造面不断向下流动，在岩溶水的溶蚀侵蚀作用下空间不断扩大，形成大小不一、形态多样的洞穴（图5-2）。起初这样下渗的水所形成的溶洞彼此是孤立的，随着溶洞的不断扩大，水流不断集中，岩溶作用不断进行，孤立的溶洞便逐渐沟通，许多小溶洞合并成为溶洞系统（袁道先，1988）。

图5-1　经典的溶洞形成理论图

饱水带，顾名思义即充满地下水的地带。饱水带地下水的特征相对包气带，水的化学溶蚀能力减弱，且有一定物理侵蚀能力，同时还受到洪水的影响。此类洞穴主要以近水平分布为主，且反映当时地下管道的特征。由于饱水带洞为地下水面附近发育的溶洞，有的学者指出了此类洞穴有迷宫式展布，层面网状溶沟、洞顶悬吊岩和窝穴（图5-3）等特征。随着地壳抬升，河流下切，地下水面下降，洞穴脱离地下水位，形成干溶洞。这时洞内开始形成各种碳酸钙的次生化学沉积物（袁道先，1988）。目前桂林分布的大量洞穴主要为此种类型。

图5-2　包气带洞穴（大型竖井）

图5-3　饱水带洞穴标志——窝穴（桂林南溪山公园窝穴）

深部承压带，即地下水带有承压性质，水的物理侵蚀作用相对要强。深部承压带洞以分布较局限，并受裂隙、节理、层理等构造形迹控制为特征，多有悬吊岩等形态出现（图5-4、图5-5）（袁道先，1988）。随着研究的深入，Ford和Ewers（1978）通过试验证实，洞穴系统的空间分布首先遵循空间裂隙分布。根据实验和总结分析认为，包气带、深部承压带和饱水带洞穴成因可能是一致的，受控于基岩的破裂程度，并提出“四态模式”。即第一状态，深潜流带洞穴（bathyphreatic cave），由于断裂裂隙不是很发育，深部承压带受裂隙控制的多个独立的管道连接成一个环路，地表水从入口汇入，从出口汇出；第二状态，深部承压带洞穴（deep phreatic cave with multiple loops），随着节理裂隙的扩大，深部承压的多段管道出现多个进水口和出水口，但受承压控制，仍由总出口排出；第三状态，承压带—饱水带混合洞穴（mixed phreatic-water-table cave），节理裂隙较发育，平行于地下水位的管道发育，但仍存在部分管道处于承压状态，导致承压带洞穴与饱水带洞穴并存；第四状态，理想饱水带洞穴（ideal water-table cave），节理裂隙高度发育，平行于承压面发育的管道不断扩大，成为完全饱水带洞穴（图5-6）（修改自Ford and Ewers，1978）。

图5-4　深部承压带洞穴标志——悬吊岩（玉林兴业鹿峰山景区龙泉洞内悬吊岩）

图5-5　深部承压带洞穴（桂林兴坪莲花洞悬吊岩，底部为莲花盆）

而Palmer（1991）根据管道的连接及空间展布，提出溶洞存在4种普遍的类型：枝杈型洞穴（branchwork caves）、网络型洞穴（network caves）、交织型洞穴（anastomotic caves）和海绵网格型洞穴（ramiform and spongework caves）。其中枝杈型洞穴是分布最普遍的洞穴类型，与地表河流分布类似；网络型洞穴主要受节理和断层控制；交织型洞穴表现为多种形状的管道相互连接；海绵网格型洞穴主要形成于多孔灰岩中，表现为洞道的不规则（图5-7）。

图5-6　溶洞形成“四态模式”

图5-7　洞穴平面展布四种主要类型图

a.枝杈型（branchwork），典型代表：美国密苏里州裂隙洞（Crevice Cave，Missouri）；b.网络型（network），典型代表：美国弗吉尼亚州十字路洞部分洞道（part of Crossroads Cave，Virginia）；c.交织型（anastomotic），典型代表：瑞士赫洛赫部分洞道（part of H lloch，Switzerland（Creataceous Schrattenkalk））；d.海绵网格型（ramiform and spongework），典型代表：美国新墨西哥州卡尔斯巴德洞穴系统（Carlsbad Cavern，New Mexico）。a和b中由于管道长度和宽度太小，用实线表示。

以上溶洞形成模式，都是在大量的科学实践以及大量的洞穴探索和思考后提出和改进的，为我们更好的认识洞穴提供了理论基础，为更好地开展洞穴调查和研究工作奠定了基础。(www.xing528.com)

在总结分析中，Palmer（1991）根据实验室测试和理论计算，提出洞穴形成年龄的计算公式：

其中，是上游终端的CO2分压，α为受温度和系统类型控制的系数，10摄氏度时，封闭系统中α=5×10-12，开放系统中α=1×10-12。L为洞穴长度，ω0为固定水力梯度时的洞穴初始宽度，i为水力梯度。

1996年，Dreybrodt通过大量的模拟和计算，也给出了洞穴年龄的计算公式：

其中const=9.0×10-14±1×10-14，L为洞穴系统长度，i为水力梯度，α0为初始裂隙宽度，kn2值为1.6×10-9。ceq为钙离子的平衡浓度，单位是摩/厘米3。

因此，在测定某些参数之后，我们可以对洞穴形成的时间做一个大概的估算，Palmer（1991）根据估算，认为大部分的洞穴要达到人可进入的规模，需要1万～10万年。当然这些年龄的计算主要从物理化学方面溶蚀、侵蚀方面考虑，如果考虑到地壳抬升、地下水位下降等各种因素，我们现在看到的洞穴形成时间将更长，至少需要上万年时间。

地质构造和岩溶水控制了岩溶洞穴的形成，同时洞穴内的沉积堆积形态、组合、成分和分布也记录了洞穴的形成演化过程。洞穴围岩也记录着洞穴发育的历史，因此，仔细观察研究洞穴的围岩特征、物理沉积特征可以帮助恢复洞穴演化过程。如茅茅头大岩洞顶及洞壁的红色角砾岩指示洞穴围岩为晚白垩世形成，而钙泥质胶结物的微细层理则反映了当时的沉积环境（图5-8、图5-9）。而硝盐洞（图5-10）和盘龙洞下层水洞（图5-11）洞壁上的方解石晶胞则指示当时洞穴为充水状态。洞壁及边槽沉积的砂砾石层（图5-12）和钙华层（图5-13）则指示洞穴由地下河发育而来的过程中的阶段性状态。因此，可以通过寻找洞穴内的地质证据，恢复洞穴的形成和演化过程。

图5-8　桂林茅茅头大岩红色角砾岩红色钙泥质胶结物的微细层理

图5-9　桂林茅茅头大岩红色角砾岩红色钙泥质胶结物的微细层理

图5-10　桂林丫吉硝盐洞洞壁方解石晶胞

图5-11　桂林葡萄报安盘龙洞下层水洞方解石晶胞

20世纪80年代，朱学稳（1988）对桂林的洞穴进行了大量的调查和研究，并根据洞穴分布的地貌特征进行了统计，发现桂林峰林平原的洞穴存在几个重要特点：一是洞穴空间展布以横向洞穴占绝对优势，竖向洞穴其次，且发育在较大山体之中；二是洞穴发育程度高，洞穴发育遍及整个石峰；三是以简单通道为主的横向洞穴类型主要有脚洞型、穿洞型、小型伏流和地下河型，迷宫型、穹形和厅堂式洞穴较少。峰丛洼地的洞穴的主要特征：一是横向洞虽少，但规模多较大，除单一洞道外，枝状、侧羽状通道也较普遍；二是迷宫式和单一堂室式洞穴较少；三是洞穴横断面以矩形、峡谷型及裂隙型为主，其他形态较少。丘丛、岭丘、缓丘区洞穴的主要特点是溶洞很不发育，多为小型溶洞或溶隙。

图5-12　桂林盘龙洞下层水洞钙泥质胶结砾岩

图5-13　桂林阳朔兴坪罗田大岩巨厚钙华层