古溶洞发育于奥陶系萧县组和马家沟组分界位置, 距奥陶系风化壳顶界面约120 m, 该点地层发生了倒转, 萧县组微倾覆于马家沟组之上。加里东运动的抬升、风化剥蚀作用, 使得华北板块出现第1次沉积间断(许光泉等, 2022), 马家沟组上部地层缺失, 直接被石炭—二叠系覆盖, 以舜耕山断层为界, 呈平行不整合接触。

该古溶洞主体呈长条形, 倾角67°, 倾向280°。洞体上下沿着层面有明显的水流冲刷痕迹, 中间为大小不一的块体颗粒, 为孤立单孔充填—垮落型洞穴(图 2-A, 2-B), 可见部分最大宽度9.8 m, 最小约5.7 m, 由西向东逐步收敛, 长约125 m。顺岩层走向可发现露头角砾点8处, 为一套完整的溶洞相序列(Kerans, 1988)。溶洞内部碳酸盐岩表面发育大量裂隙, 尤以东侧居多, 裂隙相互切割形成复杂网状, 裂隙间多充填方解石脉。

图 2

Fig.2

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	图 2 淮南舜耕山北侧奥陶系古溶洞野外照片及内部结构剖面Fig.2 Field photos and internal structural sections of the Ordovician paleocave on north side of Shungeng mountain, Huainan

3.2.1 古溶洞顶、底面溶蚀冲刷特征

古溶洞底部以厚层状灰岩为主, 溶隙、溶沟较为发育, 其宽度多在6~12 cm之间。溶洞底部岩石破碎风化, 杂乱无章, 坍塌痕迹明显。但溶洞东西两侧破碎程度存在差异, 其西侧位置, 岩石多呈碎裂状, 而在其东侧底部岩体保存较好, 且表面光滑, 存在水流冲刷溶蚀痕迹。

古溶洞的顶部为萧县组上部, 以白云质灰岩、白云岩、灰岩为主, 岩石表面光滑, 岩层面发育地层倒转致使残存地层位于地形相对较低位置, 厚约57 m。溶隙主要发育顺层面及与层面斜交2组, 溶隙率14条/m。顺层溶沟、溶隙发育, 古水流痕迹明显。顺岩层走向和垂直岩层走向相互联通, 为古岩溶水层面流, 推测为层间流或管道流通道。说明该处岩溶水不仅有来自上部岩层的垂直渗流, 同时以顺层潜流作用为主, 该处水动力条件强, 有利于溶洞的发育。

3.2.2 溶洞几何结构特征

从角砾点1至8共选定5处剖面线, 如图 1-C所示①-⑤, 测得角砾层厚度分别为9.8 m、9.5 m、7.7 m、6.7 m以及5.7 m, 其内部角砾分布剖面见图 2-C至2-E, 角砾点1、2处角砾类型多样, 可见明显的原地成因痕迹, 8处角层砾厚度明显变小(图 2-F)。

通过对古溶洞内部垂向剖面调查, 发现顶部以方解石主导的化学充填最为常见, 中部发育碳酸盐岩碎屑与方解石化学物质, 而在底部常见泥质与方解石混合充填, 反映出溶洞塌陷后在碎屑物质与化学沉积物之间存在水动力作用。

通过对古溶洞顶面特征及内部充填的岩溶角砾仔细调查, 发现古溶洞内部发生多处坍塌, 内部充填了碎屑岩体与化学物质, 由于差异溶蚀作用, 导致古溶洞内部坍塌程度不一。溶洞底部西侧岩体破碎程度明显大于东侧, 且西侧溶洞宽度远大于东侧, 推测其岩体支撑力小于东侧, 岩溶作用西侧强, 因此, 古溶洞崩塌主要发生在西侧位置。

舜耕山古溶洞为充填—垮落型溶洞, 充填物质较为多元复杂, 按照成因及性质可分为3类: 岩(屑)充填、化学充填和混合充填。

4.2.1 岩(屑)体垮落充填

按露头区角砾岩与基质的关系和位移大小可将岩溶角砾分为原位砾岩与垮塌砾岩2类。

原位砾岩大小混杂, 砾径0.5~10 cm, 角砾以灰岩、白云质灰岩为主, 矩形、长条形居多, 以次棱角状为主, 分选性差, 角砾边缘相互吻合并呈镶嵌接触, 无位移或位移不明显(图 3-A至3-C), 部分可见旋转(图 3-D), 具有可拼接性。原位砾岩可细分为2类, 一类由在上覆荷载作用下, 经溶蚀作用, 形成的大小不一的角砾组成, 见于角砾点2、3; 另一类则为水流沿裂隙或扩大溶蚀通道沉积而成(图 3-E), 属于假角砾岩, 主要见于角砾点2。

图 3

Fig.3

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图 3 淮南舜耕山奥陶系古溶洞碎屑充填照片及素描图 A—裂缝角砾岩, 角砾为灰岩, 角砾点2; B—镶嵌角砾岩, 角砾为白云质灰岩, 角砾点2; C—裂缝角砾岩, 角砾为灰岩, 角砾点3; D—镶嵌角砾岩, 角砾为白云质灰岩, 角砾点3; E—网状镶嵌岩溶角砾岩, 属于假角砾, 岩性为灰岩, 角砾点2; F—白云质角砾、灰岩胶结, 角砾点1; G—灰岩角砾, 黄色虚线示出角砾位置, 角砾点7; H—角砾灰岩, 角砾点8; I—镶嵌角砾岩, 角砾为灰岩, 角砾点3; J—镶嵌角砾岩, 角砾为灰岩, 角砾点4; K—灰岩角砾, 角砾点6; L—角砾、胶结物岩性为灰岩, 角砾点5; M—各角砾点素描图及位置点Fig.3 Photographs and sketches of clastic fillings of the Ordovician paleocaves in Shungeng mountain, Huainan

垮塌砾岩是由古溶洞顶或洞壁垮塌、再搬运沉积而成。其角砾成分多以白云岩(图 3-F至3-H)、灰岩(图 3-C, 3-K)为主, 充填胶结物为灰岩。砾径1~10 cm, 以次棱角状、次圆状为主, 磨圆度差, 但部分区块可见水平层理(图 3-K), 颗粒表面有明显的溶痕(图 3-L), 在角砾点7、8位置(图 3-G, 3-H)角砾磨圆度差、颗粒挤压痕迹明显, 反映为岩体崩塌、垮落后碎屑物质随水流搬运而来的产物, 且搬运一定距离。

4.2.2 化学充填

化学充填主要在水动力较弱条件下形成的。古溶洞以方解石沉淀充填为主, 夹杂少量硅质、有机质或泥质。方解石的充填形态主要以粗晶颗粒、薄层以及巨晶状出现, 少量夹泥砂碎屑。粗晶颗粒(图 4-A)与巨晶(图 4-B)方解石主要是充填于拉张溶蚀裂隙中, 溶蚀裂隙空间尺度决定方解石颗粒结晶和形态, 为水流滞缓、饱和度较高条件下的产物(张军涛等, 2016); 斑点状及片状(图 4-C, 4-D)方解石沉积物主要发育于岩石表面, 为层面径流流速较大时期沉积产物。化学充填物在古溶洞内较为发育, 它贯穿古溶洞形成、发展、崩塌等各个阶段。

图 4

Fig.4

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	图 4 淮南舜耕山奥陶系古溶洞化学及混合充填物宏观照片与素描图 A—粗晶方解石颗粒, 周围含砂质杂质; B—巨晶方解石, 呈块状; C—方解石充填, 呈片状; D—方解石充填, 呈斑点状; E—化学胶结碎屑砾石混合充填; F—化学胶结碎屑砾石以及钙泥质混合充填; G—溶洞填充物素描图及其位置Fig.4 Macroscopic photographs and sketches of chemical and mixed fillings of the Ordovician paleocaves in Shungeng mountain, Huainan

4.2.3 混合充填

该类充填主要发现于溶洞东侧, 属于溶洞崩塌碎屑物质在水流的搬运过程中与水中或矿物中的化学成分及泥砂质混合胶结而成(图 4-E, 4-F), 呈灰色、黄绿色以及乳白色, 呈条带状或块状出现, 形态多变、大小各异、成分复杂, 各种物质混合交织裂隙缝洞中, 产生于溶洞崩塌的中后期, 受水流与构造的影响较大。

崩塌过程产生碎屑在地下水流作用下发生搬运迁移并充填溶缝; 随着岩溶作用持续, 原地物质持续溶解, 外来水入渗成饱和流体, 在缓慢地下水水流下饱和溶液沉淀析出, 在已有碎屑充填基础上进行2次充填, 形成混合充填类型。

古溶洞充填岩屑通过薄片鉴定, 其岩性主要为灰岩(图 5-A至5-E), 含少量微晶白云岩以及隐晶质硅质岩屑、燧石(图 5-F), 矿物成分以方解石和白云石为主, 含少量泥质、硅质, 岩石内部随处可见多期发育溶孔、溶缝。

图 5

Fig.5

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	图 5 淮南舜耕山奥陶系古溶洞内充填物微观照片(角砾点位置见图 4-G) A—多期裂缝, 一组裂缝充填方解石脉, 另一组裂缝呈水平层理分布, 单偏光, 角砾点5; B—溶缝充填碎屑与方解石脉, 正交偏光, 角砾点3; C—缝和线结构、部分充填方解石脉裂隙, 单偏光, 角砾点3; D—微观岩溶角砾, 裂缝充填方解石脉, 少量充填有机质, 角砾点4; E—溶孔被方解石部分充填, 单偏光, 角砾点2; F—白云岩, 溶孔被燧石与玉髓充填, 单偏光, 角砾点2Fig.5 Micrographs of fillings in the Ordovician paleocaves in Shungeng mountain, Huainan(breccia points location in Fig.4-G)

古溶洞内部岩石薄片中最多可见3期溶隙(图 5-A, 5-B), 呈现平直、凹凸或锯齿状, 共轭节理、缝合线较为常见(图 5-C, 5-D), 裂隙内部主要分为全充填、半充填和无充填3种方式, 以充填方解石脉为主, 夹杂有硅质、有机质等。形成时间序列应为全充填型最早、无导水性, 无充填型最晚、是岩溶水储存与运移的最佳场所; 充填裂隙主要形成于溶洞形成至崩塌沉积时期, 受到水流的溶蚀再沉积作用而成, 而未充填则主要是溶洞崩塌后期受多构造应力改造、暴露地表发生现代溶蚀的结果。

溶孔主要分为半充填型(图 5-E)和全充填型(图 5-F)2种, 均以化学充填为主。半充填溶孔主要由方解石沿溶孔外侧向内生成方解石晶簇, 形状不规则、大小不一; 全充填型溶孔主要由隐晶质的玉髓与燧石充填, 表现出多期多物源充填特点, 说明奥陶系古溶洞形成时期, 机械水流冲刷、重力垮落和化学胶结充填作用并存。

通过对古溶洞宏观充填物以及微观结构的分析, 其内部充填物质来源主要可分为原地及外来2种。厚层状碳酸盐岩可为碎屑充填岩溶角砾以及化学充填的方解石脉提供物质来源。常温常压下溶解碳酸盐岩流体饱和沉积即可形成方解石脉, 在溶洞形成时期, 地层抬升接受古大气降水入渗溶蚀作用, 沿层面发生差异溶蚀作用, 溶解碳酸盐岩即随水流充填裂缝、溶孔和溶洞。从化学溶蚀作用、到水流冲刷, 最后导致层面顶部崩塌、垮落, 随着后期水流作用的减弱和停止, 层间发生压实, 形成角砾岩, 由此裂缝—镶嵌角砾岩充填古溶洞。岩溶作用也会产生小的溶孔、溶缝, 层间流、管流所携带的外来物质, 如硅质充填物质。

淮南煤田奥陶系在加里东中期至海西晚期经历了地层的抬升、沉降(Han et al., 2019; Chen et al., 2020), 上覆地层被溶蚀, 使得马家沟组顶界面与上覆地层呈现不整合接触。构造运动使得地层中产生各类大小不一, 形态各异的构造裂缝, 这为岩溶作用的进行提供了有利通道(Fu, 2019; Zhang et al., 2021a), 同时地层埋藏条件的改变、流体性质的不同均使得岩溶作用产生差异化。

奥陶纪伊始, 由于受多次海平面升降的影响, 碳酸盐岩处于海陆交汇条件, 当海水退却时半固结的碳酸盐岩暴露地表, 在炎热气候条件下易龟裂, 形成角砾, 并在大气降水、地表水流的影响下发生溶蚀破碎(倪新锋等, 2009; Veress, 2020), 随后海水入侵, 碳酸盐岩再次进入沉积阶段, 而后海平面上升, 之后开始循环上述过程(谢康等, 2020), 在这一过程中形成角砾称之为同生角砾岩。

阶段Ⅰ: 中奥陶世晚期受加里东运动影响, 华北板块普遍发生抬升, 奥陶系彻底暴露地表(张泓等, 2003; 高加林等, 2018a, 2018b), 持续时间约120 Ma(Zhang et al., 2021b; Chen et al., 2022), 致使部分地层缺失。出露地表的马家沟组处于开放体系中, 大气降水溶解空气中的CO₂, 使得水的酸碱度变小, 侵蚀性加强, 沿着垂直裂隙向下发生溶蚀作用, 形成小型溶缝、溶孔, 形成垂向渗流带(图 6-A)。

图 6

Fig.6

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	图 6 淮南舜耕山奥陶系古溶洞形成与演化过程示意图Fig.6 Schematic diagram of formation and evolution process of the Ordovician paleocaves in Shungeng mountain, Huainan

中部萧县组因抬升形成层面拉张裂隙(图 6-A), 为地下水流入渗溶蚀提供了有利的通道, 以顺层径流为主, 垂向裂隙流为辅, 径流速度不均一, 侵蚀流体混合, 使得地层扰动形成的层面裂隙进一步溶蚀扩大增多(图 6-B), 可发育层间岩溶, 为水平潜流区。

阶段Ⅱ: 在与马家沟组分层界面上岩性为灰岩和白云岩, 易发生差异溶蚀作用, 形成层面裂隙网络, 由于层面裂隙的存在以及岩性的差异组合, 使得层面裂隙不断被溶蚀冲刷, 形成层间岩溶缝洞(图 6-C), 同时温暖湿润的古气候环境也有利于岩溶作用的进行(张泓等, 1999; 申博恒等, 2022)。由此促进碳酸盐岩的进一步溶解, 在水流相对滞缓区域沿层面沉积, 形成薄层状方解石(图 4-C, 4-D)。

阶段Ⅲ: 含有CO₂的大气降水在流经碳酸岩地层时水—岩作用持续进行, 水流已成饱和状态; 深部碳酸岩含水层中顺层径流速度变缓, 也有利于溶蚀作用的进行。持续的岩溶作用使岩溶水趋于饱和状态, 但大气降水垂向渗透与深部岩溶水相混合, 形成一种新的不饱和溶液(Han et al., 2019; Zhang et al., 2021a), 这种混合溶液再次溶解碳酸盐岩, 使得深部碳酸盐岩岩溶作用持续进行, 小型溶蚀沟槽在原有基础上持续扩大、联通, 形成一个大型层面间古溶洞(图 6-D), 属于岩溶持续发育阶段。由于深部流体速度的减缓以及饱和溶液的出现, 使得在原有的基础上充填物体积进一步增大, 形成巨晶、粗晶方解石(图 4-A, 4-B)。但大溶洞的连通使得溶洞最发育处顶板易受重力影响产生裂缝, 形成原位砾岩(图 3-B, 3-C, 3-D), 后期在重力、压力以及水流的三重作用下, 溶洞西侧顶板开始初步发生崩塌(图 6-D)。

阶段Ⅳ: 大气降水通过上部风化壳主要以垂直渗流形式进行溶蚀作用; 碳酸盐岩地层中以顺层径流与层面管流为主, 岩溶作用持续进行, 但径流速度减缓, 有利于有机物的沉淀以及碳酸盐岩的溶解。随着古溶洞发育规模的增大, 在上覆地层持续压力与重力的作用下, 溶洞顶板受力平衡再次被打破, 溶洞顶板进一步崩塌, 出现裂缝角砾岩(Loucks, 1999; 肖玉茹等, 2003)。随着时间的不断推移, 在岩溶作用、压力以及重力的三重作用下溶洞顶板持续崩塌, 岩溶角砾垮落充填至洞底(图 6-E), 角砾碎屑充填整个溶洞, 而后在上覆地层不断的沉积压实下再次固结成岩。同时溶洞壁产生大量小型裂缝, 深部混合溶蚀作用仍在进行, 因此再次形成的裂缝也会被方解石充填, 其单独成脉状充填于后生裂缝中(图 5-B), 或与碎屑物质混合充填于裂缝中(图 4-E)。