本溪水洞的基本特征和形成条件.doc

1998 年 9 月CA R SOL O G ICA S IN ICASep. 1998本溪水洞的基本特征和形成条件沈凛梅朱学稳郑伟( 本溪市旅游局, 本溪 117000; 国土资源部岩溶地质研究所, 桂林 541004;本溪市风景名胜资源管理局, 本溪 117100)摘 要 本溪水洞为我国东北中高纬度地区规模最大的地下河洞穴,全长在 5000m 以上, 已探测长度 3658m 。与我国南方地下河洞穴比较,具有纵坡甚小, 管道较规则, 可探测深度大等特点。岩性、构造和水流最 小功能原理是控制水洞发育的基本条件。 本溪水洞的发育起始于中更新世, 即约 40 万年前。关键词 本溪水洞 发育条件 发育年代前言0我国东北中高纬度地区受各种自然条件制约, 岩溶相对不发育, 岩溶研究工作也相应比较薄弱。 那么, 在东北的自然条件下, 能否发育形成大型岩溶洞穴? 其发育模式又有何特征? 本 溪水洞可作为从事这方面探索研究的典型实例。本溪水洞洞穴系统位于 N 4117 4118, E 12404 12407。 地处本溪市东郊 35km , 北 距沈阳桃仙国际机场 85km , 有高等级公路连通, 交通极为方便。本溪水洞是我国目前最大的水上游览洞穴, 已开发游览水道 2187. 5m , 也是我国北方最大 的岩溶地下河洞穴, 总长大于 5000m 。据考古发现, 早在 10000 万年前, 我们的祖先即居住此洞生息繁衍。 1960 年起, 政府有关部门曾多次组织各学科专家对该洞进行探测考察, 特别是 1996 1997 年, 本溪水洞管理部门 会同中国地质科学院岩溶地质研究所、长春科技大学、中国科学院地质研究所, 以及法国洞穴 联盟潜水队等从事洞穴研究的单位和著名专家, 进行了多学科的综合性科学研究及潜水探测, 取得了一系列的研究成果。与国内外众多地下河洞穴相比1 7 , 本溪水洞的发育具有下列鲜明的特色: 地下河道的发育严格受地层岩性与构造控制, 与地貌形态无明显关系; 洞穴规模大、直 通水道长, 年青的地下河道发育期水力坡度极小; 水源补给条件独特; 地下河道横向穿通火成 岩体 脉岩等等。 辽宁省科委计划项目“本溪水洞旅游地学环境质量及远景开发”部分成果。 项目成果荣获 1997 年辽宁省政府科技进步三等奖 ( 证书号: 97 城- 3- 10- 2) 和 1996 年本溪市政府科技进步二等奖 ( 证书号: 96- 2- 7) 。 第一作者简介: 沈凛梅, 女, 1958 年生, 水文地质工程师, 1984 年毕业于保定冶金勘察学院水文地质专业。 通讯地址:洞穴基本特征1本溪水洞是典型的横向型大型岩溶洞穴, 是沟通太子河与其一级支流小汤河河间地块的一条地下河 (图 1)。 由于区内自然条件复杂, 各洞段所处地理地质环境不同, 特别是受脉岩的 影响, 使各洞段表现在洞穴特征上有明显的差异。 目前已探明洞穴可分为两段, 靠近太子河排泄区 3074. 5m 的下游段 (1983 年起对外开放游览) 为游览洞; 靠近小汤河补给区的上游段为暗 洞, 目前已潜水探测 615m , 余下部分, 还有待于进一步探测。1. 1洞穴规模与形态特征本溪水洞全长 5000 余长, 是我国北方迄今发现的大型地下河洞穴之一。据已有资料统计,游览洞洞道总长 307415m , 平均高度 813m , 最高处 32m , 一般宽度 15m , 最宽处 50m , 洞底总面 积 50498188m 2 , 其中大于 2000m 2 的厅堂 8 个, 多分布在 构 造 交 汇 部 位。“雪 山 大 厅”面 积3768175m 2 , 是该洞最大的一个厅堂。 此处在洞壁为脉岩 (二长斑岩) , 东西向分布, 长约 52m ,风化很强烈。与全国目前各洞穴相比, 按洞穴规模划分, 本溪水洞长度大于 5000m , 当属大型洞穴, 为我 国北方第二大洞; 以洞穴面积划分, 本溪水洞属我国北方第一大洞; 以洞穴性质划分, 本溪水洞 是我国北方最大的地下河洞穴; 以洞穴游览划分, 本溪水洞是我国最大的水上游览洞穴。游览洞大形态以廊道状隧洞为主, 伴有少量厅堂, 洞道断面变化不大, 支洞不发育, 洞道简 单又短小, 且均分布在左岸; 小溶蚀形态有窝穴、吊岩及天生桥等。 地下河常见的流痕、波纹及边槽等不发育。游览洞地下河的源头为潜流, 即暗洞的起点。 经法国潜水队探测, 潜流沿东北转南东向近水平状展布, 进口呈椭圆形, 按 1997 年 9 月中法联合潜水探测数据计算, 顶板-3m , 底板-5m , 已潜水探测长度 615m (由 4 段全充水洞段与 3 段半充水洞段相互交替接续构成) , 是目前中国洞穴潜水探测长度的最高记录。 暗洞洞腔呈隧洞状, 断面多为不规则椭圆形, 一般高度315m , 最高处 5m , 一般宽度 7m , 最宽处 10m , 在 615m 探测终止处, 断面呈倒锁孔状, 这是饱 水带洞穴承压水流管道断面特征之一。1. 2 洞穴水文及水化学特征游览洞在开发过程中对个别洞段进行过开挖和清理。为调解水位, 在地下河排泄口处修筑 了一条拦水坝。目前, 地下河一般水深 2 3m , 最深处 7m , 最浅处 0177m , 河床凹凸不平, 但河床纵断面变化不大, 河道比降 1106, 水面比降 0102, 唯在脉岩横向穿过之处有一落差为113m 的跌水。 在暗洞中, 有一处长 4m , 宽 2 4m 的河段, 水深仅 0135m 。 水洞地下河实测部分长 2935m , 此段流程上几乎没有任何补给与排泄通道, 河水流量变化甚小, 年最小流量大于 015m 3 s。地下河水流量与水位随季节而变化。雨季, 地下河水流量与水 位回升, 当出现较大雨峰及小汤河上游关门山水库开闸放水时, 地下河水混浊, 流量与水位快速上涨; 泄水口拦水坝开闸泄水时, 水位明显跌落。可见地下河水流量与水位严格受降雨量、降 雨强度、关门山水库开闸放水及泄水口拦水坝开闸泄水等因素控制。根据氢氧稳定同位素数据 及示踪试验 (参见图 1、表 1) 及小汤河断面流量实测结果, 地下河的补给主要来自小汤河水, 其215第 17 卷 第 3 期沈凛梅等: 本溪水洞的基本特征和形成条件表 1 示踪试验成果表T ab. 1T rac ing re su lt s投放点接收点示踪剂名称投放量(k g)示踪距离(m )初见时间(h )最大最小流速比( r)点名高程 (m )点名高程 (m )Z1 河水入渗点21215钼酸铵43S1 泉S2 泉 ZK 5 井 ZK 7 井 ZK 9 井 S1 泉S2 泉ZK 7 井17714217419817415180191831817714217419818019315047501000180021201600320035046156215521521152815181035104151170115311451132116011221116110C 2 岩溶塌陷坑211碳酸锌960次为所在谷地马家沟灰岩的补给。补给区内无集中流入式的洞穴存在, 其补给方式以分散的裂隙入渗型为主。 这是一条以地表河水为主要补给源, 分散入渗式补给发育起来的大型地下河。研究中, 根据地下河洞穴发育的系统演化的观点8 , 我们将这种特殊的岩溶地下河发育模式命名为“本溪水洞模式”。游览洞地下河水矿化度为 172m g1, 总硬度 262124m gl。 洞顶各观测点滴水矿化度 225 260m g l, 总硬度 353132 453141m g l, 均属于低矿化度淡水, 总硬度也较低, 为软水微硬 水。水中阴、阳离子含量以重碳酸根和钙离子为主, 其它离子含量均低于 17150m gl, 水质没有污染, 符合生活饮用水标准。地下河水和洞顶各观测点滴水主要水化学组分特征如表 2 所示。表 2 地下河水、洞顶滴水主要化学组分特征表T ab. 2 C h a rac te r ist ic s o f m a jo r h yd ro ch em ica l com po nen t s o f th e sub te r ranean r ive r w a te r and th e d r ip w a te r离子比例 ( % )取样位置C a2+M g2+C a2+ + M g2+N a+ + K +H CO -SO 2-C l-34地下河水滴水 1 ( 源头) 滴水 2 ( 白熊山) 滴水 3 ( 驼峰石) 滴水 4 ( 依天长剑) 滴水 5 ( 十八罗汉)59 63738179858714 16881871698778189188616949521 2719101213146565 66848594989628 291414410190175 62222312特征比总硬度 (m gl)矿化度 (m gl)取样位置2+2+C a M gC a2+ M g2+H CO -33195 414791139120101409145101880139 014101330135013001310132353132 453141402136417133446137353132427138189165 26112251175267180254160189165232110地下河水滴水 1 ( 源头) 滴水 2 ( 白熊山) 滴水 3 ( 驼峰石) 滴水 4 ( 依天长剑) 滴水 5 ( 十八罗汉)作用在水化学组分构成上起了重要作用。 无论是地下河水还是洞顶滴水的阳离子构成均以钙和镁离子为主, 二者之和占阳离子总数的 77% 以上。阴离子以重碳酸根离子为主, 占阴离子总 数的 65% 以上。在水化学类型上, 地下河水属重碳酸根硫酸根钙镁型水, 其形成与上覆 煤层有关; 而滴水则属于重碳酸钙型水, 是典型浅层岩溶渗透水。 由此可见两者的来源与生成环境均不相同。1. 3 洞穴沉积物特征本溪水洞洞穴沉积物按照成因可分为两大类, 即机械沉积和次生化学沉积。机械沉积主要 为地下河床冲积和崩塌堆积, 地下河床冲积物均为粉砂质粘性土, 沿洞道两侧断续分布, 呈薄 层状, 层理清晰。其表层多处为钙华板所覆盖; 崩塌堆积物主要由洞顶、洞壁崩塌岩块和角砾岩 块组成, 多堆积在厅堂处, 厚度为几米到几十米不等, 其表面常有次生化学沉积物, 间隙有粘土、砂质粘土等充填物。暗洞中河床冲积粉砂质粘土, 一般厚度只有 013m 左右, 在部分洞段沉 积高出水面 014 2m 。洞内次生化学沉积物类型比较简单, 洞穴钟乳石类只有重力水沉积类和少量非重力水沉积类。重力水沉积类型又以滴石沉积为主, 其次为流石沉积, 再次为溅水沉积, 池塘水沉积只在 个别地方可见。 钟乳石的分布和规模与构造及脉岩密切相关, 洞内最常见的钟乳石及石笋, 主 要沿构造带集中分布, 且多在左岸。 在广寒宫、玉皇宫与北极宫内, 次生化学沉积物最为丰富, 景观也最奇妙, 尤其是洞内最高大的厅堂“北极宫”和厅中沿壁排列的巨大石笋的形成, 与 其南壁的脉岩高墙的存在息息相关。除此外, 在脉岩横向穿越之处, 其上、下游河道性质及特点 也有显著差异。脉岩上游河段洞顶相对低矮, 洞道断面明显变小, 次生化学沉积物显著减少, 特别是暗洞中, 探测时仅发现有数根长 3 5cm , 直径 015cm的小鹅管, 表明脉岩上游地下河道发育的“潜流期”大大延后, 暗洞脱离全充水状态时间不长, 很可能仅是近几个世纪以来的事件。作为一条岩溶地下河道来说, 本溪水洞的发育受到碳酸盐岩含水层中火成脉岩的干扰与 阻隔, 这在我国同类地下河中是第一个典型实例。洞内次生化学沉积铀系法年代及沉积速率的测定成果见表 3。 由表知钟乳石相对年代上限为 1415 万年 (样品采自洞内最高层台面崩塌岩块上的小石笋底部, 估计还会有更老的样品没有采到) , 钟乳石类形成主要阶段为距今 7 8 万年和 5 万年左 右, 而全新世以来距今约 5000 6000 年的太平洋暖期, 则为洞内钟乳石类沉积的第二盛期, 大部分沉积物的增长、加粗, 基本都是在近一万年以来完成的。 对同一根高 315m 的石笋的顶底 部做年代测定, 年代分别为 2179 万年和 7179 万年, 年龄跨度是 5118 万年, 沉积速率约为01676cm (1104 a)。洞穴发育条件2我国是一个碳酸盐岩分布十分广泛的国家, 发育有多种类型的岩溶, 因各地区的地质、地形、气候等条件不尽相同, 形成了从南到北、自东而西各具特色的岩溶类型9 11 。 本溪水洞即 是我国多类型岩溶中的一类重要代表。217第 17 卷 第 3 期沈凛梅等: 本溪水洞的基本特征和形成条件表 3 水洞钟乳石类铀系年龄测定成果表T ab. 3 U ran ium 2se r ie s da t ing re su lt s o f sp e leo th em s比值分析号原编号样品类型铀含量 gg年代 ( 104a)234U 238U230T h 234U4151+ 01763637B SU 1B SU 3石带石带 石笋 石笋 钙板 钟乳石 钙板 钙板 石笋 石笋顶石笋底0106010401200120011001200110011001100120011011620211913121621878216982124711887211712117251530315930134801555018080182401091011200150601401010830123401560- 01728106+ 1138- 112513183+ 117138B SU 7- 1151415+ 119439B SU 8- 11711103+ 011440B SU 9- 01151137+ 011741B SU 10- 01167119+ 019342B SU 11- 01875129+ 014443B SU 12- 01420193+ 0115444546B SU 13- 01152179+ 0128B SU 14B SU 6- 01277179+ 019- 0192. 1 洞穴发育的气候条件从历史看, 本区早第三纪为南温带; 上新世为湿润、半湿润南温带南缘; 更新世则经受冷暖 气候波动。 从气候类型看, 本区现为暖温带季风落叶阔叶林气候。本溪水洞地处我国温带和暖温带交界湿润季风气候区, 冬季寒冷, 夏季湿热, 年最热月为7 月, 最高气温 35; 年最冷月为 1 月, 最低气温- 3719, 年平均气温 7。 年平均降水量800mm 左右, 年平均陆地蒸发深 500mm 左右, 降水多集中于 7 9 月份这 3 个月内, 且水热同 季, 这为洞穴发育提供了较好的气候条件。2. 2 洞穴发育的地层岩性条件本溪水洞发育行迹所通过的地层主要是奥陶系与寒武系地层, 岩性以白云质灰岩和灰岩 为主, 岩石化学分析结果 C aO 含量多在 45% 以上, C aO M gO 比值多大于 10, 不溶物含量多在5% 以下。岩石结构多种多样, 有泥 (微) 晶结构, 还有鲕粒、团块、生物化石、生物碎屑和瘤状、叠层状、豹皮状、透镜状、结核状、角砾状及层理等构造, 反映了岩石成因以机械作用沉积为主, 化 学沉积作用为辅。 这些地层岩石的化学组分构成与多样化的结构、构造, 对于促进岩溶作用是十分有利的。 本溪水洞共穿越总厚度千余米的碳酸盐岩地层, 基本无隔水层存在。 其中, 奥陶系马家沟组巨厚至中厚白云质灰岩和灰岩地层总厚度达 607144m , 寒武系长山组、凤山组, 奥 陶系冶理组、亮甲山组中至薄层白云质灰岩、灰质白云岩、豹皮状灰岩地层总厚度 368188m , 而 这些强岩溶化地层在分布上正好沟通了小汤河太子河的河间地段, 为本溪水洞洞穴发育和 溶蚀扩大提供了极好的物质条件。2. 3 洞穴发育的构造条件本溪水洞发育区内, 地质构造十分复杂, 既有褶皱, 又有断层和密如蛛网的节理发育。在太 子河至小汤河河间地块水洞发育的 5km 沿线内, 有北西向、北东向、东西向和南北向等不同系列、不同序次的重要断层 12 条, 其中北东向和北西向断层规模往往较大, 且后者常切割前者。以区域主要断裂带为导向, 沿北西向呈折尺状水平展布。 据洞道方位测量和裂隙统计, 沿北西向裂隙发育的洞道长 1504m , 约占洞道总长的 50% , 且多集中在北西 55 65之间, 表明洞穴 的发育与北西向构造带关系最为密切。在岩层产状平缓地段, 层面裂隙往往占主导地位。碳酸盐岩中的裂隙透水性对于大型洞穴的发育形成是十分重要的。 本溪水洞所在区域内的小汤河 与太子河之间, 由于复杂的断裂作用使马家沟灰岩为主体的分布空间形成断裂与裂隙发育带,构成一个良好的透水通道, 为地表小汤河水的渗透补给和水洞发育初期地下水的运动与循环提供了十分有利的条件。2. 4 洞穴发育的水文地质条件综合性的水文地质调查及相关试验证明, 小汤河地表水在流经奥陶系灰岩分布出露区时,沿河床和岸边向含水层直接入渗, 是水洞地下河发育的主要补给来源。小汤河以近垂直的角度 注入太子河, 地表河床水力坡度仅为 216, 而水洞地下河在小汤河补给区与太子河排泄区之 间构成的地下水力坡度达 617, 即地下水力坡度约为地表水力坡度的 216 倍, 根据水流最小 功能原理, 小汤河沿含水层截弯取直排向太子河是必然的。小汤河水进入灰岩含水层后在其流动过程中, 对碳酸盐岩的溶蚀作用是十分显著的, 这一 性质从小汤河入渗河水及水洞源头地下河水的水化学的对比上可以清楚的反映出来 ( 见表4)。表 4 汤河入渗点河水及水洞源头地下河水水化学持征T ab. 4 B a sic h yd ro ch em ica l ch a rac te r ist ic s o f T angh e r ive r w a te r and th e h ead w a te r o f B enx i w a te r cave项目C a2+(m gl)M g2+(m gl)H CO -SO 2-固形物(m gl)总硬度(m gl)34S I cS I dS I cdS I g(m gl)(m gl)取 样 点221553712941288135641401151113112551167105110175117159114262124- 0119- 0113- 0152- 0145- 1118- 0185- 2177- 2101汤河入渗点水洞源头在小汤河与太子河的河间地带, 北部是巨厚的石炭二叠系非岩溶化地层, 南部是岩溶化程度低透水性弱且含有不透水夹层的寒武系地层, 透水性好的厚层奥陶系灰岩则夹持其中, 从 而为这一透水带中地下水的集中循环运动构筑了最佳的水文地质条件。 对于大型洞穴的发育形成来说, 充足而集中的水流补给和含水层中水流的集中运动, 是不可缺少的条件之一。 具有 侵蚀性的小汤河水的长年连续补给与地下水的集中迳流排泄, 为本溪水洞的发育形成创造了 最直接的条件。洞穴形成历史3洞穴的形成过程、发育阶段和生成年代, 是洞穴研究的一个重要且相当困难的问题。根据多学科的综合研究成果, 第四纪以来, 我国的古气候以多次冷暖交替变化为特征, 本 溪水洞的发育无疑也受到区域性乃至全球性气候变化的影响。 根据以上本溪水洞形成条件的分析结果, 水洞正处于地下水位洞穴发育阶段。 其中洞口和部分支洞已进入化石洞阶段, 而暗219第 17 卷 第 3 期沈凛梅等: 本溪水洞的基本特征和形成条件位, 可处于不同的发展阶段。 而本溪水洞的本质性特征正是处于中期发育阶段。本溪水洞主洞口分布的相对高程与其排泄基准面太子河的二级阶地相当, 地下河水的补 给大部分来自太子河支流小汤河, 因此, 本溪水洞的发育历史与太子河及小汤河的第四纪发育历史是紧密联系在一起的。由于本溪水洞未进行系统同位素年代学、环境同位素古气候与古环境学等方面的深入研究, 目前更确切地讨论它的发育与演化史是比较困难的, 但在已有初步年 代资料与洞穴学现阶段研究的基础上, 对照 V 28- 293 太平洋岩芯研究拟定的中更新世以来年代 与古气候表, 结合区域研究资料及本溪水洞钟乳石类铀系年龄测定成果, 大致推断本溪水洞形 成历史及重要地质事件时期如表 5 所示。表 5 本溪水洞形成阶段及重要地质事件年表show ing th e deve lopm en t stage s and th e im po r tan t geo lo g ica l even t s o f B enx i w a te r caveT ab. 5T ab.33322本溪水洞的发育经历过潜流洞穴与地下水位洞穴两个主要阶段。 潜流洞穴阶段又分为裂隙水流和裂隙扩大两个时期。 裂隙水流期即水洞发育的初始期, 约距今 40 50 万年前的中更 新世早期; 裂隙扩大末期大约在距今 30 万年前的中更新世中期。 在经历了中更新世早期和晚期大约 3 4 个古气候暖期和 20 30 万年的全充水历程之后, 由于洞道的扩大, 特别是太子河的不断下切导致排泄基面不断降低, 在距今约 20 25 万年前后, 水洞的发育便进入了地下水 位洞穴阶段, 并由排泄洞口向深处不断扩展, 直至逐步发育成为本溪水洞目前的状态。本溪水洞洞穴基本特征和形成条件的研究表明, 在我国北方中高纬度地区, 只要地层、岩性、构造、水文及气候等自然条件允许, 仍然可以形成大型的岩溶洞穴和地下暗河。致谢本文主要参考资料为中国地质科学院岩溶地质研究所编著的本溪水洞洞穴科学研究, 其次为中法潜水队的资料, 在此一并表示谢意。地质年代V 28- 293 太平洋岩芯本溪水洞发育阶段及重要地质事件距今年代( 104a)古气 候期洞穴发育阶段粉砂质粘土层钟乳石 类沉积期沉积侵蚀全 新 世Q 4113 0过渡 暖期洞口西旱洞一侧潜流及太子河边泉形成局部侧蚀及下切主要沉积期晚 更 新 世Q 3312 113冷期适应下降型排水新口银波洞发育。洞口西支洞 同时成为化石洞 ( 旱洞)甚微低级侵蚀台地有沉积Q 2611 312小暖715 611冷期Q 11216 715暖期下降型西支洞排水洞发育。主洞口 逐步脱离地下水位成为干洞口主要沉积期, 低 矮通道堵塞高级侵蚀台地钟乳石及小石笋中 更 新 世Q 31916 1216冷期2511 1916暖期大部主通道逐步进入“地下水位洞穴”即半充 水洞穴发育阶段。局部洞顶崩塌发生。但上游 段仍然处于潜流状态主 要 为 洞 顶 小型钟乳石2917 2511冷期Q 23117 2917暖期3617 3117冷期以潜流 ( 全充水) 为主的初期洞穴发育阶段4110 3617暖期参考文献陈文俊. 地苏岩溶地下河系研究. 中国岩溶, 1988, 7 ( 3)马祖陆. 云南南洞地下河流域地貌特征及地下河发育演化的初步研究. 中国岩溶, 1993, 12 ( 3)沈继方. 湖北松滋县氵危水风景区的岩溶洞穴群. 中国岩溶, 1995, 14 ( 增刊)朱学稳. 四川兴文石林区喀斯特与洞穴. 中国岩溶, 1995, 14 ( 增刊)赵建. 山东的喀斯特洞穴. 中国岩溶, 1991, 10 ( 4)李彬. 挪威极地岩溶及其形成机制. 1997, 16 ( 2)朱学稳. 澳大利亚岩溶以及几个有关岩溶问题的思考. 中国岩溶, 1992, 11 ( 4)朱学稳等. 地下河洞穴发育的系统演化. 中国岩溶, 1996, 15 ( 1 2)朱学稳. 川西岷山岩溶的基本特征. 中国岩溶, 1989, 8 ( 4) 陈铁汉. 江西锦江流域岩溶发育特征. 中国岩溶, 1987, 6 ( 3) 曾昭璇. 论我国南部喀斯特地形的特征. 中国岩溶, 1982, 1 ( 1)1234567891011FUND AM ENTAL CHA RACTER IST ICS A ND D