区域构造特征与岩溶发育空间分布关系研究——以长沙市煤炭坝地区为例

尹 欧，何 阳，李 彬，杨 帆，凌跃新，柏道远

(湖南省地质调查院，湖南 长沙 410014)

岩溶管道的发育受控于很多因素，如岩性、构造运动、气候条件、水文条件、生物条件等(袁道先，2015)。100多年来，有关岩溶与构造的关系研究始终是地质、水文地质、地貌和洞穴等领域学者所关注的重点。构造对岩溶管道的控制作用已被岩溶界的学者所公认。我国地质构造复杂，即使在地台区各种形式的褶皱、断裂也很发育，这为我国相关研究提供了天然素材。比较典型的有湖南洛塔向斜圈闭构造(于浩然等，1982)、百郎地下河背斜圈闭构造(易求芳，1983)、云南南洞地下河断陷盆地构造(马祖陆，1993)以及北方的一些单斜或断块构造泉域(裴捍华，2003；孙斌，2014)。这些构造形态不仅对泉域或地下河域的边界范围有影响，而且与其共生的断裂及各种结构面影响、控制了洞隙系统的发育及空间分布。传统研究认为，张性断裂构造对岩溶发育起控制作用，但是闫长虹等人(2008)在对贵州普定地区的地下河和溶洞进行调查后发现，某些规模大的压性断层因为拖曳使岩层中张裂隙发育，控制了区内的岩溶管道发育。本文以长沙市煤炭坝地区为例，以岩溶塌陷发育特征、岩溶构造条件等为研究基础，深入剖析区内构造与岩溶地层裂隙发育关系，确定区内岩溶构造与岩溶发育程度的关系。

1 研究区概况

研究区内为低山丘陵缓坡地形，属于构造侵蚀—剥蚀岩溶地貌。矿区地形标高在110～150 m之间，冲沟发育，相对高差一般小于50 m。地形呈波状起伏，丘顶呈浑圆状，丘顶面也近似平面，丘坡极缓，坡角一般10°～15°。丘间沟谷呈枝状发育，一般呈“U”型谷，谷底开阔平缓。研究区区内地层主要为二叠系、白垩系、第四系。其中二叠系下统栖霞组、茅口组的页岩、硅质灰岩，厚约400 m；二叠系上统龙潭组的煤层、泥岩、砂岩、灰岩，厚约17 m，长兴组的灰白色硅质灰岩，厚度约440 m；白垩系粉砂岩、砾岩，厚约480 m；第四系残坡积层及冲洪积层等，厚度在3～40 m不等。研究区南华系—早古生代奥陶系褶皱地层，构成区内基底褶皱；以角度不整合覆于其上的中泥盆世—晚石炭世的沉积，以及白垩纪红层沉积地层，构成研究区的沉积盖层(见图1)。

图1 研究区区域地质图

2 区域构造形态特征

研究区位于扬子板块东南缘，扬子与华夏陆块结合带部位，其基底由武陵期及加里东期褶皱构成。研究区的主体构造形迹形成于晚三叠世的印支运动，构造特征表现为NEE向褶皱及其同期伴生断裂、次级褶皱。典型构造以煤炭坝复式向斜为代表，其核部在煤炭坝附近，主要为二叠系组成，边缘分布有次级褶曲，北翼部分地层产状较陡，倾角40°～50°，局部达到60°，南翼较缓，倾角25°～30°。图中褶皱分为加里东期褶皱、印支期褶皱、早燕山期褶皱就可，晚中生代-新生代褶皱与早燕山期褶皱重复了，区内印支期与加里东期叠加褶皱难以分辨。

3 岩溶发育特征

研究区内可溶岩地层分布广泛，岩溶个体形态发育形式多样。在平面上来看，岩溶发育极不均一，受地质构造、水动力条件的控制，多沿构造断裂带发育，并形成研究区内区域地下水主径流带。岩溶发育层位的岩性以质纯层厚的灰岩为主，其次为含碎屑岩的碳酸盐岩类以及红层中的灰质砾岩段，在非可溶岩中呈夹层状产出的碳酸盐岩也有岩溶发育的迹象。因此岩溶发育与可溶岩岩性密切相关，其分布与可溶地层展布方向一致。岩溶发育在垂向上表现特征为：现代新岩溶发育主要集中分布于浅部的覆盖型可溶岩分布区，少量受断裂控制的岩溶及古岩溶主要发育在深部的埋藏型可溶岩分布区，整体空间层次较多，发育程度变化大。

4 构造控制岩溶发育条件

4.1 区内地质构造发展历程

研究区经历了多期构造变形事件，其中中生代以来的印支运动近SN向挤压、早燕山运动NWW向挤压、晚燕山运动的区域伸展和喜山运动的NE向挤压，在区内形成了大量不同走向、规模、性质的断裂和节理裂隙，形成了较复杂的褶皱断裂构造系统，并导致岩溶作用的非均质性和岩溶发育的复杂化。研究区不同类型、不同强度岩溶区内部形成局部性的岩溶形态及岩溶地貌，后期构造白垩纪形成大量的灰质砾岩以及灰质粉砂岩沉积，灰岩碎屑物源来自区内的石炭系至二叠系碳酸盐岩地层，同时岩溶地下水作用造就了灰质胶结，随之洞庭湖构造盆地形成，研究区内断陷边界明显，岩溶随之分级发展，岩溶基准面的不断抬升，造就区内深度上岩溶发育的特征，前期造山运动—中期构造挤压破坏—后期区域断陷下沉，三个阶段的构造历程造就区内复杂的岩溶发育基础条件，即是复杂构造断裂系统导致岩溶复杂化的实际体现。

4.2 地质构造对岩溶的控制

研究区褶皱决定了地层的空间展布，从而控制了可溶岩及岩溶带的分布。区内栖霞组和茅口组对应的覆盖型中岩溶区连片分布于中部(复向斜核部)；复向斜内部的次级褶皱叠加，导致龙潭组和大隆组对应的覆盖型弱岩溶区在中部呈多块散布(次级向斜区)(图3)。

图3 岩溶发育程度及岩溶塌陷点分布简图

如煤炭坝向斜核部由于应力集中而发育密集的节理裂隙，由北往南形成了贺石桥、砖塘、楠竹山、贺家湾等岩溶发育集中区。这说明该复式向斜褶皱核部或转折端常为应力集中带，节理裂隙更为发育，有利于岩溶的发育。各向斜的水文地质条件均较复杂。其次本区断层发育，落差大于30 m的达18条，多为正断层，另有数十条小断层。断层的富水，导水性与断层性质，上下盘对接岩石特征等相关。如贺家湾断裂，断裂破碎带宽度0～97.7 m不等，水力联系密切，该断层北段位于洋泉湖径流带中，东部、东南部地下水补给贺家湾、竹山塘和五亩冲等矿井。大成桥一带的板塘冲正断裂，破碎带厚度达50 m，该断层穿过煤炭坝向斜南翼，断层的岩溶化强烈、连通性好，地表水、地下水补给五亩冲矿井。

4.3 构造演化对岩溶的控制

上述控制岩溶发育的不同类型构造形成于中生代以来的多期构造事件。此外，晚古年代后期的构造抬升也引发过古岩溶作用。

4.3.1 晚古生代东吴抬升对岩溶的控制

研究区内二叠系茅口组碳酸盐岩沉积之后经历过抬升暴露(东吴抬升)，水平展布的茅口组中发生了深度约50 m且由浅至深强度减弱的古岩溶作用(图4)。受此影响，研究区中部中、上二叠统分布区，在距离龙潭组煤层0～50 m范围内的茅口组可溶岩中溶洞、溶隙分布较多，岩溶特别发育。

图4 研究区不同标高溶洞个数及与煤层关系示意图

4.3.2 印支运动和早燕山运动褶皱变形对岩溶分带性的控制

研究区内地质构造发展历程中，多期挤压构造事件中以印支运动和早燕山运动最为重要。印支运动在华南与华北板块以及华南与印支板块碰撞而形成的近SN向强烈挤压应力下，形成了研究区内煤炭坝NEE向褶皱，及同走向断裂；同时，研究区附近在在印支中晚期有同碰撞及后碰撞花岗岩侵位，如沩山岩体及沧水铺岩体(见图2)，另桃江岩体主体为加里东期岩体，区内NEE向构造形迹主要与区内近SN向的挤压应力有关，与岩体侵位关系较小。NEE向的构造线致使区内构造岩溶带走向呈NEE向，如大成桥-欧家大冲一带、煤炭坝贺石桥一带和岳家桥—同光村一带，。而早燕山运动形成的NNE向褶皱叠加在印支运动形成的NEE向褶皱之上，对先期构造面貌进行了较大改造和重塑。如早燕山运动形成的宁乡大背斜，对煤炭坝复式背斜造成向南倾斜，复式向斜西侧受区域断裂而缺失含煤地层，而复式向斜东南侧岩溶发育剧烈。同时，早燕山运动与印支运动的近横跨褶皱叠加可形成穹盆状褶皱，导致研究区中部覆盖型中岩溶区呈大小不一的碎块状分布。

图2 研究区区域构造行迹图

尤为重要的是，中三叠世后期印支运动形成了灰山港—煤炭坝大型复向斜，晚三叠世南西面沩山隆起的形成使复向斜向西扬起，使得研究区东南部位于复向斜核部区，构造位置较低，侵蚀作用较弱并遭受长期的强烈风化，从而形成很厚的残坡积，并成为典型的覆盖型岩溶区。

4.3.3 晚燕山期伸展活动对岩溶作用的影响

白垩纪—古近纪区域上发生大规模伸展，研究区区域上形成多条NE向、NW向控盆正断裂，盆外上古生界基底中先期断裂也容易产生张性活动。这些正断裂或张性断裂无疑有利于岩溶作用的增强，研究区大部分的岩溶塌陷集发区均位于白垩系浅覆盖区内即与之有关。受NE向和NW向正断裂控制，白垩纪—古近纪盆地周缘抬升，盆地内部也存相对升降差异而形成较复杂的隆-凹相间构造格局(图5)，从而导致上古生界基底高低起伏并产生岩溶强度和岩溶类型的横向差异，较强抬升区形成裸露型岩溶，弱抬升区形成覆盖型岩溶，下降区形成埋藏型岩溶。

图5 区域构造运动分区示意图

此外，研究区白垩纪—古近纪盆地构建了宁乡凹陷，其属洞庭盆地湘阴凹陷南端的组成部分，而湘阴凹陷主要受控于南东侧的NE向正断裂控制，导致研究区盆地基底总体向SE倾斜，上古生界可溶岩埋深自西向东变大，并形成地表径流主方向，从而导致东部埋藏型岩溶区的岩溶强度总体自西向东变弱。

4.3.4 新构造运动对岩溶作用的影响

研究区内古近纪中后期断陷盆地收缩、消亡，新近纪处于抬升和风化、剥蚀状态(图5)。早更新世研究区北东侧的洞庭盆地断陷沉降，而研究区则相对抬升并遭受风化剥蚀。剥蚀作用导致上覆古近纪—白垩系减薄，使得下伏上古生界可溶岩处于岩溶发育深度范围内，导致研究区中南—中东部埋藏型岩溶的广泛发育。根据图3，研究区内古岩溶发育深度在标高-200-(+40)m之间，而(+40)m标高与目前区域洞庭湖标高基本一致，现代岩溶集中在标高-40-(+120)m范围，岩溶发育程度随之重叠，在(-40)-(+80)m区域是区内岩溶最为发育的埋深地段。北东侧洞庭盆地的断陷沉降以及研究区的相对抬升，控制了研究区总体自西向东的水系走向，从而形成了沿水系发育的岩溶增强带。

5 结语

(1)研究区内岩溶发育空间分布受区域构造运动作用明显，中生代以来的多期构造运动形成了区内及其与之伴生的断裂带，强烈影响岩溶发育的程度和深度，向背斜褶皱带岩溶强发育特征明显；

(2)断裂错开地层，向斜核部岩层厚度宽扩，使区内的灰岩与地下水得到沟通，使接触部位的岩溶发育。在断裂带、向斜核部的范围内，岩溶发育强烈，岩溶个体形态以岩溶塌陷、地下溶洞、溶隙为主；

(3)褶皱核部或转折端常为应力集中带，节理裂隙更为发育，有利于岩溶的发育，区内三大地下水径流带均位于褶皱转折端，如煤炭坝向斜核部由于应力集中而发育密集的节理裂隙，由北往南形成了贺石桥、楠竹山、贺家湾、大成桥、欧家大冲等岩溶塌陷发育集中区；

(4)北东侧洞庭盆地的断陷沉降以及研究区内构造块体的相对断陷及抬升，导致东部埋藏型岩溶区的岩溶强度总体自西向东变弱，而在北部及背斜中部地段加强，并形成地表径流主方向，从而形成了沿水系发育的岩溶增强带。