六洞山地下長河巖溶發(fā)育特征及其形成演化分析

余淑姣，游省易，唐小明

(浙江省地質礦產研究所，浙江 杭州 310007)

六洞山地下長河巖溶發(fā)育特征及其形成演化分析

余淑姣，游省易，唐小明

(浙江省地質礦產研究所，浙江 杭州 310007)

概述了浙江省六洞山地下長河巖溶發(fā)育特征，并結合洞穴堆積物鈣板和石筍U-Th同位素測年數據對地下河及洞穴的形成與演化進行了探討。結果表明：六洞山地下長河發(fā)育的三層溶洞與金華江兩側地區(qū)發(fā)育的三級河流階地有較好的耦合關系，其中第一層溶洞發(fā)育于早更新世時期，第二層溶洞發(fā)育于中更新世時期，第三層地下河道發(fā)育于晚更新世—全新世時期；六洞山地下長河的形成與演化包括早期地下河發(fā)育形成階段、早期地下河停止發(fā)育階段、早期地下河再次發(fā)育階段和現代地下河發(fā)育階段四個階段。該研究結果可為六洞山地質遺跡資源的保護和開發(fā)提供理論依據。

巖溶發(fā)育特征；演化模式;六洞山地下長河

六洞山地下長河位于浙江省蘭溪市，屬國家AAA級風景旅游區(qū)，以巖溶地貌景觀著稱，巖溶地貌景觀主要為地下河和溶洞，發(fā)育于上石炭統—下二疊統船山組灰?guī)r中，在新構造運動間歇性抬升的影響下，六洞山一帶不斷遭受剝蝕、侵蝕，巖石裂隙在地下水的溶蝕、侵蝕下不斷發(fā)育，形成地下河、洞廳以及洞穴堆積物，因有涌雪洞、紫霞洞、白云洞、呵呵洞、無底洞、漏斗洞六洞而得名，尤其以涌雪洞地下河而出名。

目前國內外學者對不同地區(qū)巖溶的地貌特征及其形成機制進行了相關研究并取得了一定的成果[1-7]，但在推斷巖溶成因機制和演化模式方面，主要是基于前期基礎性調查成果，尚缺乏充分系統的采樣和測試依據。而以往針對六洞山地區(qū)的研究主要集中在旅游資源開發(fā)與保護[8-9]及其北部地區(qū)的金華北山巖溶洞穴發(fā)育的基本特征和發(fā)育條件等方面[10]尚缺乏系統地對六洞山巖溶發(fā)育特征及其演化機制的研究。為此，本文在對六洞山巖溶地貌地區(qū)地質條件和巖溶發(fā)育特征進行詳細調查的基礎上，采用U-Th同位素測年方法對巖溶形成演化產生的鈣板和石筍等進行測年，確定巖溶發(fā)育的地質時代，對地下河溶洞發(fā)育與區(qū)內河流階地形成的時代進行了對比，并提出六洞山地下長河巖溶形成機制與演化模式，從而為開發(fā)和保護地質遺跡資源以及推動地方科普旅游提供依據。

1 地質背景條件

六洞山所在地區(qū)屬于低山丘陵區(qū)，海拔高度為80～800 m，切割深度在150～450 m之間。區(qū)內年平均氣溫為17.7℃，降水充沛， 年降雨量平均達1 365.2 mm。

六洞山一帶出露的地層巖性主要包括：上石炭統藕塘底組(C2o)砂巖、粉砂巖、泥巖，上石炭統—下二疊統船山組(C—Pc)灰?guī)r，下二疊統梁山組(P1l)硅質巖、泥質硅質巖，下二疊統棲霞組(P1q)灰?guī)r夾燧石條帶，上侏羅統勞村組(J3l)泥質粉砂巖、礫巖等[11-12]，見圖1。

六洞山地下長河發(fā)育于上石炭統—下二疊統船山組(C—Pc)灰?guī)r中，其下部不整合接觸于上石炭統藕塘底組(C2o)砂巖，上部與下二疊統梁山組(P1l)硅質巖呈整合接觸。船山組灰?guī)r為中厚層至塊狀構造，粉晶、泥晶結構， CaO含量達55.21%；藕塘底組砂巖和梁山組硅質巖形成了巖溶發(fā)育的頂底板[13]。

區(qū)內北東東向和近東西向斷裂兩側發(fā)育的節(jié)理裂隙及構造破碎帶則為大氣降水的入滲和地下水的徑流提供了極好的條件，也為巖溶發(fā)育提供了重要的地質構造基礎。此外，區(qū)內除具備巖溶發(fā)育的地層巖石以及地質構造外，還具備巖溶發(fā)育的地貌和水文地質條件。

2 六洞山地下長河巖溶發(fā)育特征

六洞山地下長河的巖溶景觀主要為地下河、溶洞以及洞穴堆積物。

2.1 地下河發(fā)育特征

六洞山地下河可分為現代地下河和老地下河。現代地下河全長約4 km，標高為90～100 m，水流向西，整體走向為80°左右，與近東西向斷裂走向基本一致;洞壁發(fā)育邊槽，河流洞道中還發(fā)育天鍋、渦穴以及次生化學沉積物和河流堆積物等。老地下河全長大于854 m，標高在115～190 m之間，整體呈“Z”形，走向北東向—北北東向—近東西向;洞道洞壁蝕余的灰?guī)r眾多，渦穴發(fā)育，次生化學沉積物、河流堆積物以及崩塌堆積物分布較多。

2.2 洞廳發(fā)育特征

六洞山地下長河中發(fā)育的最具有代表性的洞廳主要有涌雪洞和玉露洞等溶洞大廳，其他以洞道為主。

涌雪洞洞廳平面上呈北東方向展布，長條形，長約50 m，寬10～25 m，面積約840 m2，洞廳與地下河高差約20 m；底部堆積大量崩塌塊石及石鐘乳、前期石瀑布鈣華，并發(fā)育石筍；在洞頂和洞壁發(fā)育石鐘乳、石幔、石旗，洞頂堆積物呈近東西向延伸，基本與巖體裂隙發(fā)育走向一致；洞廳中部殘留厚度5～8 m的鈣板，層厚1～2 mm。

玉露洞洞廳平面上呈東西方向展布，長約110 m，寬8～26 m，面積約2 200 m2，洞廳與地下河高差約60 m；底部堆積大量崩塌灰?guī)r塊石、石鐘乳、石筍等；洞頂、洞壁石鐘乳、石幔發(fā)育，特別是在南部洞壁及洞頂沿近東西向和北東向裂隙發(fā)育大量的石幔、石鐘乳、石旗等次生化學堆積物；洞廳南部東部殘留厚度5～6 m鈣板，層厚1～2 mm。

2.3 洞穴堆積物特征

六洞山地下河-洞穴系統中堆積物主要為次生化學沉積物和機械堆積物。次生化學沉積物在六洞山地下河-洞穴系統中分布廣泛，主要為碳酸巖鹽沉積物，且種類多、類型豐富。機械堆積物主要為崩塌堆積物和河流沉積物。

3 六洞山地下長河的形成與演化

3.1 地下長河巖溶洞穴分布與發(fā)育

根據調查和測量，六洞山地下長河巖溶洞穴呈階梯狀分布與發(fā)育特征較明顯，從上至下可分為三層溶洞(見圖2)：第一層溶洞層為玉露洞段，分布標高在155～180 m之間；第二層溶洞層為神筆洞、涌雪洞及逍遙洞段，分布標高在110～140 m之間；第三層溶洞層為地下河道洞段，分布標高在90～100 m之間。不同標高的溶洞形成主要是由于區(qū)域地殼間歇性抬升，使早期形成的溶洞和地下河抬升，相當于侵蝕基準面下降，地下河下切，不斷侵蝕溶蝕向下發(fā)展，形成下一級層位的地下河和洞穴，導致上部洞穴和地下河水源下移，最終干涸。地殼的間歇性抬升，使得六洞山地下長河巖溶洞穴在垂直方向上呈現階梯狀的多層分布，這種階梯狀發(fā)育特征表明該地區(qū)地殼經歷了三次明顯的間歇性抬升。

3.2 測年樣品采集及測試結果

3.2.1 測年樣品的采集

本次采集第一層和第二層溶洞中最老的堆積物作為測年樣品，共采集5個樣品。5個樣品(編號為YY01、YY03、YY04、YY08、YY09)的具體采集位置見圖2和表1，基本代表不同層位洞穴中最老的堆積物，有鈣華、石鐘乳和石筍。其中，鈣華樣品采集底部，接近基巖底部沉積的部分；石筍和石鐘乳樣品采集中心根部。

玉露洞中鈣華樣品(YY01)和石鐘乳樣品(YY03)都采自前期堆積形成、后期又經地下河溶蝕侵蝕殘留的最老洞穴堆積物。神筆洞石鐘乳樣品(YY04)選擇洞中上部已停止發(fā)育的石鐘乳作為采集對象。涌雪洞中鈣華樣品(YY08)采自前期堆積形成、后期又經地下河溶蝕侵蝕殘留的最老堆積物，石筍樣品(YYO8)選擇涌雪洞已停止發(fā)育的石筍作為采集對象。

3.2.2 樣品測試結果

本次采用U-Th同位素方法測試化學沉積物樣品的年齡，樣品測試由西安交通大學同位素實驗室完成，測試儀器采用多接收器電感耦合等離子體質譜儀(MC-ICP-MS)。化學沉積物樣品的測年結果見表1。

表1 化學沉積物樣品U-Th同位素定年表

注：樣品YY03超出了230Th定年范圍，年齡大于600 000 a。

3.3 地下長河巖溶洞穴發(fā)育與河流階地的相關性分析

六洞山地下長河位于金華江河流的東北側，根據以往資料，因新生代以來受喜馬拉雅運動的影響，區(qū)內地殼間歇性抬升，目前金華江河谷地區(qū)已形成三級河流階地(見圖2)[14]。而六洞山地下長河地區(qū)與金華江河流階地屬于同一個地質構造單元、同一個水系流域區(qū)，且區(qū)內的構造運動、水流作用基本相似，因此六洞山地下長河形成的三層溶洞與金華江兩側地區(qū)發(fā)育的三級河流階地有較好的耦合關系，且都與該地區(qū)的構造抬升運動存在著密切聯系。

根據六洞山地下長河三層巖溶洞層與研究區(qū)河流階地之間關系(見圖2和表2)分析可知：第一層溶洞玉露洞發(fā)育于早更新世時期，對應河流三級階地的發(fā)育期；第二層溶洞神筆洞、涌雪洞、逍遙洞發(fā)育于中更新世時期，對應河流二級階地的發(fā)育期；第三層地下河道發(fā)育于晚更新世—全新世時期，對應河流一級階地的發(fā)育期。該結論與化學沉積物樣品U-Th同位素定年數據(見表1)基本一致。

3.4 地下河-洞穴系統形成與演化分析

根據六洞山地下河和洞廳發(fā)育特征、分布高程、不同沉積物類型特征及采樣測年結果,六洞山地下長河發(fā)育演化具有多階段性,其形成與演化主要包括以下四個階段(見圖3)：

(1)第一階段(早期地下河發(fā)育形成階段):第一階段分為早期和晚期。第一階段早期(大致在早更新世—中更新世早期)，由于新構造運動，地殼的間歇性抬升，地表水系發(fā)育，河流下切至灰?guī)r地帶，區(qū)內具有溶蝕性的地表水及包氣帶地下水不斷沿早期近東西向、北東向斷裂構造帶附近的裂隙及北傾地層層面溶蝕，特別是在構造帶附近裂隙密集帶等相對軟弱地帶巖溶發(fā)育更強烈，巖溶作用逐漸由以溶蝕作用為主轉變?yōu)槿芪g-崩塌為主，形成玉露洞、白坑洼地等。早期主要為溶洞、管道裂隙等發(fā)育的初階段，形成玉露洞以及管道裂隙等；隨著巖溶的不斷發(fā)育，巖溶區(qū)不但有水流的溶蝕和侵蝕作用，還開始有大規(guī)模的崩塌作用，玉露洞面積不斷擴大，形成較大的洞廳，落水洞進一步擴大，補給地下溶蝕性水量規(guī)模擴大，直至沿裂隙及層面等發(fā)育的巖溶通道不斷連通，逐漸形成了早期的六洞山地下河。當時在白坑及西山寺等一帶發(fā)育規(guī)模較大的落水洞與地下河相接，白坑和西山寺匯集的地表水不斷通過落水洞補給地下河，同時將周邊坡積物也攜帶進入地下河，特別是發(fā)育在其南部的藕塘底組(C2o)砂巖、泥巖等風化碎屑被帶入地下河，堆積在河床之中，形成了以砂巖、泥巖為主的砂礫石堆積物，因此在早期地下河邊槽中及部分洞頂均可見膠結砂礫石堆積物分布。地下河形成后相當長一段時期地殼相對穩(wěn)定，且地下河處于飽水狀態(tài)，地下河以水平側蝕、溶蝕為主，形成了現今玉露洞至洞口較平直的洞頂。第一階段晚期(中更新世中期)，地下河所在區(qū)地殼抬升，地下河下蝕和溶蝕速度加大(神筆洞河道裂點處)，玉露洞脫離水面，形成第一層溶洞。沿溶洞裂隙等滲入的水流在洞廳中堆積了厚度大于5 m的鈣板，洞頂則形成石鐘乳等次生化學沉積物。經采用U-Th同位素測年對鈣板、石鐘乳等測年(見表1)，結果表明其年齡最老超過60萬a，說明在該時期玉露洞已經形成，并脫離地下河水面。

表2 六洞山地下長河巖溶洞層與研究區(qū)河流階地之間的對比

注：化學沉積物同位素年齡測試數據見表1。

(2)第二階段(早期地下河停止發(fā)育階段)：中更新世中—晚期，地殼趨于穩(wěn)定，地下河以側蝕為主，神筆洞一帶的洞道不斷溶蝕，崩塌擴大，形成神筆洞洞廳。經采用U-Th同位素對石鐘乳等測年(見表1)，結果表明在45.3萬a前神筆洞已經形成。中更新世晚期，地下河不斷擴大，逍遙洞和涌雪洞一帶河道沿構造裂隙不斷崩塌，形成洞廳。而后因白坑和西山寺一帶堆積物堵塞洼地落水洞和漏斗，導致地下河水量減少，甚至斷流，巖溶作用由原來的地下河侵蝕溶蝕轉為地下裂隙水的堆積作用，特別是在涌雪洞以及地下河洞道等地帶，堆積了大量次生化學沉積物——流石鈣板、鈣質膠結的角礫等。當時鈣板沉積物基本將周邊地下河洞道填充，因此在現今洞頂、洞壁等地帶也有鈣板、鈣質膠結角礫等分布，且堆積至最頂部邊槽之上，厚度至少在3 m以上，幾乎填充了整個地下河洞道。經采用U-Th同位素對鈣板及鈣質膠結角礫測年，結果表明在涌雪洞的蝕余鈣板年齡在14.3萬a。

(3)第三階段(早期地下河再次發(fā)育階段):晚更新世，地下河再次發(fā)育，前期堆積在洞道、洞廳的鈣板次生化學沉積物由于顆粒大、孔隙大，最易遭受溶蝕和侵蝕，并不斷發(fā)生崩塌。由于在涌雪洞地下河出口一帶洞壁和洞頂殘留了大量蝕余的鈣板及鈣質膠結角礫等，因而在地下河道洞頂形成了天鍋、蝕余地貌景觀等，在涌雪洞崩塌堆積的鈣板形成烏龜石等。該階段地殼處于緩慢抬升階段，地下河以下蝕和側向溶蝕侵蝕作用為主。在這段時期，白坑、西山寺地帶的落水洞等被周邊坡積物充填，形成巖溶洼地，不能將區(qū)內大量的坡積砂巖、泥巖等碎石帶入地下河，因此在現今河流中砂礫石以灰?guī)r為主，砂巖、泥巖含量相對較少。

(4)第四階段(現代地下河發(fā)育階段)：隨著巖溶發(fā)育以及地殼的抬升，巖溶區(qū)地表水不斷下切，以往的洞廳和洞道也不斷溶蝕，崩塌擴大，原地下河上游的巖溶通道也不斷向周邊擴張連通，地下河向北改道，形成了現今的地下河道。逍遙洞及涌雪洞等脫離地下水位，僅與包氣帶地下水相接，失去了進一步發(fā)展的動力條件，洞穴此時以崩塌為主，同時開始發(fā)育大量的次生化學沉積物。根據對涌雪洞停止生長的石筍底部取樣采用U-Th同位素測年，結果表明在0.97萬a前涌雪洞已脫離地下河。全新世以來由于該區(qū)地殼處于間歇性抬升階段，因此形成現今地下河上部多層側蝕邊槽。

4 結 論

(1) 六洞山地下長河以地下河及溶洞為特色，發(fā)育較為完整的次生化學沉積物景觀以及侵蝕、溶蝕景觀，該地區(qū)的地層巖性、地質構造以及有利的地貌、水文地質條件是巖溶地下河、溶洞洞穴發(fā)育的重要條件。區(qū)內北東東向和近東西向斷裂控制了地下河及巖溶洞穴的發(fā)育。

(2) 通過對六洞山地下長河發(fā)育的三層溶洞與金華江兩側地區(qū)發(fā)育的三級河流階地形成時代進行對比分析，并結合洞穴化學沉積物樣品U-Th同位素測年結果，推斷第一層溶洞(玉露洞)發(fā)育于早更新世時期；第二層溶洞(神筆洞、逍遙洞、涌雪洞)發(fā)育于中更新世時期；第三層地下河道發(fā)育于晚更新世—全新世時期。

(3) 受新構造運動以及地質構造、地下水控制，六洞山地下長河形成與演化分為四個階段：早期地下河發(fā)育形成階段→早期地下河停止發(fā)育階段→早期地下河再次發(fā)育階段→現代地下河發(fā)育階段。

致謝：感謝中國地質大學黃俊華教授及張宏斌同學給予的幫助。

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Characteristics of Karst Development and Evolution of the Underground River of Mt.Liudong in Zhejiang Province

YU Shujiao,YOU Shengyi,TANG Xiaoming

(ZhejiangInstituteofGeologyandMineralResoures,Hangzhou310007,China)

The underground river of Mt.Liudong in Lanxi City,Zhejiang Province,develops in Chuanshan formation of Upper Carboniferous-Lower Permian limestone,and its karst landscapes are mainly underground rivers and caves.Under the impact of new tectonic intermittent uplift,Mt.Liudong area constantly suffers from erosion.Fractured rock continues to develope under the corrosion and erosion of groundwater and forms the underground river,cave halls and speleothems.This article describes the karst characteristics of the underground river of Mt.Liudong,and discusses the formation and evolution of the underground river and caves by combining with calcium board and stalagmites dating data.The results show that good coupling relationships exist between the three-layer karst caves developed around the underground river of Mt.Liudong and three-level river terraces.Specifically,the first, second and third karst caves develop in the Early Pleistocene, Mid-Pleistocene and Late Pleistocene respectively.The formation and evolution processes of the underground river of Mt.Liudong include four stages:early stage of formation development of the underground river,early stage of suspending development of the underground river,early stage of redevelopment of the underground river and modern stage of the underground river.This study may provide theoretical basis for the protection and development of geological relic resources.

Karst development characteristic;evolution model；underground river of Mt.Liudong

1671-1556(2015)04-0010-06

2015-04-22

2015-06-24

余淑姣(1980—)，女，碩士，工程師，主要從事水工環(huán)地質調查及計算機制圖工作。E-mail:36509463@qq.com

X141

A

10.13578/j.cnki.issn.1671-1556.2015.04.002