豫西北奥陶系马家沟组碳酸盐岩中裂缝-溶洞的发育特征及成因机制

邵威猛，牛永斌，程梦园，韩科龙，孙凤余，程怡高，荆楚涵

(1.河南理工大学资源环境学院，河南 焦作 454003；2.中国石化石油勘探开发研究院，北京 100083)

0 引 言

碳酸盐岩具有良好的脆性和可溶性，在外力或溶蚀作用下可以形成大量的裂缝、溶孔和溶洞[1-5]。这些裂缝、溶孔和溶洞作为油气的主要储集空间已被广泛研究[6-11]，取得了较大的进展[12-17]，其成果主要集中在储集体类型、发育特征、主控因素等方面[18-23]；但因岩心资料的局限，在探讨缝洞的发育模式和成因机制等方面仍存在一些欠缺。豫西北广泛发育奥陶系碳酸盐岩，且露头出露良好，是一个很好的类比对象，本文对其开展研究对加深缝洞型碳酸盐岩储层的理解具有重要意义。

华北地区奥陶系马家沟组灰岩中岩溶现象十分普遍[24-26]，是碳酸盐岩暴露期间长期遭受风化淋滤溶蚀作用的结果[27-30]。这些由溶蚀作用产生的各类空间不仅是石油天然气的优良赋存空间，也是地下水重要的储集空间(俗称奥灰水)，已引起众多学者的重视[31-39]。目前普遍认为华北地区主要分布层间岩溶、风化壳岩溶和埋藏岩溶三类岩溶[31-34]，构造、岩性、气候和古地貌是控制岩溶发育的主要因素[35-37]。马家沟组灰岩中存在有多期准同期岩溶作用，按照岩溶作用的环境和构造因素可将岩溶划分为沉积岩溶作用期、风化壳岩溶作用期、埋藏岩溶作用期、构造岩溶作用期和二次埋藏岩溶作用期5个岩溶作用期[38-39]。岩溶发育的不均匀性是导致华北地区岩溶水难以研究和防治的根本原因，前人对岩溶的研究多侧重于分期、分类及影响因素等方面，对岩溶的分布规律和成因机制研究相对较少。

从地层叠置关系上来看，豫西北地区奥陶系裂缝-溶洞等储集空间位于石炭系下方，且数量众多、发育规模较大，而石炭系又是华北地区重要的含煤地层，这些富含水的裂缝-溶洞已成为华北地区石炭系—二叠系煤系资源开采过程中不可忽略的致灾隐患。因此，分析该区缝洞的发育特征，探讨缝洞的发育模式和成因机制，对华北地区煤层底板水的研究和防治具有重要意义。此外，在前期野外露头调查时发现区内溶洞内常见有蝙蝠、蛇、蜘蛛、昆虫、多足动物、原核生物、真菌、低等植物等多种现代生物。因此，开展豫西北缝洞发育模式和成因机制研究，对了解研究区现代喜阴洞穴生物的分布规律及生物的多样性保护等方面也具有一定的参考意义[40-42]。

1 区域地质情况

研究区位于河南省焦作市境内，地理位置为东经113°06′27″—113°22′38″和北纬35°12′53″—35°25′5″(图1)。区内广泛发育奥陶系碳酸盐岩，厚度达800 m以上，岩性主要以白云质灰岩和灰岩为主，灰质白云岩次之，并伴有少量的白云岩[43]。奥陶系与上覆石炭系本溪组地层呈平行不整合接触，本溪组岩性以铁铝质泥岩为主；与下伏寒武系三山子组地层亦呈平行不整合接触，三山子组岩性以白云岩为主(图2)。研究区在地质构造上属于华北盆地南缘，奥陶纪时为稳定的陆表海-碳酸盐岩台地沉积，受加里东—海西运动的影响，华北板块于中奥世晚期开始缓慢抬升，此后一直处于隆升剥蚀状态，至晚石炭世时才重新恢复海陆交互相沉积，其后由于古亚洲洋的俯冲作用及华北陆块与秦岭—大别微陆块的碰撞而再一次抬升，直到晚二叠世，海水逐渐完全从华北地块退去，使研究区的沉积背景完全变为陆相沉积[44]。印支期华北地区基本继承了晚海西期以来的构造格局和沉积特点，整体处于隆升剥蚀状态。晚侏罗世—早白垩世，太平洋板块活动开始显现出对华北地区构造演化的控制地位，伴随新生代以来印度大陆与欧亚大陆之间的碰撞和持续的陆内汇聚作用的影响，华北地区发生断陷隆升形成现今的断块隆起山脉，期间经历了多期构造应力场的转变，形成了大量张性和张扭性断裂[45]。正是这一系列事件使得研究区经历了多次大规模的构造运动、海平面的变化以及古气候的变换，加上区内碳酸盐岩地层多次抬升至近地表，在风化剥蚀和淋滤岩溶作用下形成了大量的断裂、裂缝和溶洞。

图1 研究区地理位置和区域地质图

图2 研究区地层柱状图

2 裂缝-溶洞发育特征

2.1 裂缝发育特征

如上文所述，研究区经历多次大规模的构造运动，致使裂缝普遍发育(图3)。本文运用地质统计的方法重点对研究区内的穆家寨、黄岩、甲板创、洞湾、盘古洞等5处剖面的裂缝走向、倾角、长度、张开度、密度及充填程度进行归纳总结。统计结果表明，研究区裂缝主要分布于马家沟组二、三、四段地层，走向划分为北北东、北东东、北北西和北西西向4组(图4(a))，其中穆家寨、甲板创和盘古洞剖面裂缝走向以北东东向为主；黄岩剖面以北北西向为主，次发育北东东向；洞湾剖面以北西西向为主，次发育北北东向。

图3 研究区奥陶系裂缝照片

图4 研究区奥陶系裂缝数据统计特征

目前依据裂缝倾角对裂缝进行分类的方案尚未统一，但常常按照裂缝的产状将其分为低角度裂缝(0°～30°)、中角度裂缝(30°～70°)和高角度裂缝(70°～90°)[46]；从裂缝倾角频率直方图上可以看出，研究区主要发育高角度裂缝，倾角大于70°的裂缝占90%以上(图4(b))。裂缝的纵向延伸长度是反映裂缝发育特征的一项重要参数[47]，从裂缝长度的统计结果(图4(c))可以看出，研究区内裂缝的长度主要集中在2 m以内(约占56%)，部分裂缝的纵向延伸长度超过4 m(约占33.1%)，以小裂缝为主，大裂缝次之。

裂缝在地层中的张开度也是反映其储渗能力的一项重要参数。从裂缝张开度统计结果(图4(d))来看，研究区裂缝张开度一般小于2.5 cm，主要分布在0～2 cm之间，裂缝张开度变化较大，不同剖面之间具有明显差异，如盘古洞剖面裂缝平均张开度为3.6 cm，而穆家寨仅为0.6 cm。裂缝的密度包括裂缝的线密度、面密度和体积密度，受野外观测条件限制本文仅讨论裂缝的线密度，即垂直于构造走向裂缝发育的条数[48]。研究区不同剖面之间的裂缝线密度有所不同，从裂缝统计结果来看，线密度总体为1～8条/m。根据裂缝的充填情况可以判断其能否起储集空间或渗流通道的作用[49]。研究区裂缝具有不同的充填特征，根据裂缝充填程度可将其划分为全充填、半充填、未充填三类，主要以未充填裂缝为主，充填裂缝发育较少。在野外发现的裂缝常表现为方解石充填、泥质充填、铁质充填和未充填4种类型。

2.2 溶洞发育特征

研究区内穆家寨、黄岩、甲板创、洞湾、盘古洞等5处剖面均发育有若干个不同尺寸的溶洞(图5)，分布于马家沟组二段至五段地层之间。根据溶洞发育特征和规模，将研究区溶洞划分为小型溶洞(洞高<1 m)、中型溶洞(洞高1～5 m)、大型溶洞(洞高>5 m)三种类型。溶洞的垂向高度及横向宽度可以很好地反映岩溶作用强度及影响范围。对研究区溶洞的高度进行统计，结果表明，溶洞高度最小值为0.1 m，最大值为50 m，主要介于0～1 m之间，其中高度小于1 m的溶洞有16个(占溶洞总数的66.7%)，高度介于1～5 m之间的溶洞有6 个(占溶洞总数的25%)，高度大于5 m的溶洞有2个(占溶洞总数的8.3%)；从溶洞宽度统计数据来看，研究区溶洞的宽度大小不一，总体介于0.2～10 m之间(图6)。

图5 研究区奥陶系溶洞照片

图6 研究区溶洞高度直方图

野外观察发现研究区不同剖面之间的溶洞在高度、宽度以及数量等方面具有明显差异，从溶洞的分布情况来看，穆家寨、洞湾、甲板创剖面溶洞数量较多，共发育21个溶洞(占溶洞总数的87.5%)，盘古洞和黄岩剖面溶洞数量较少，仅发育3个溶洞(占溶洞总数的12.5%)。从溶洞的发育情况来看，穆家寨、洞湾、甲板创剖面发育的溶洞多为中、小型溶洞，溶洞的高度主要维持在5 m以内，其中高度小于1 m的溶洞有16个；盘古洞和黄岩剖面溶洞的发育程度较高，其中高度大于5 m的溶洞有2个，且以盘古洞剖面的溶洞发育最为良好，在剖面内发育一个洞高50 m、宽8 m、延伸长度达1800 m的大型溶洞。

综上所述，认为研究区溶洞整体上表现为溶洞规模差异大、大型溶洞少、小型溶洞多的特点。根据溶洞的充填程度将溶洞划分为未充填、部分充填和完全充填三种类型，且主要以未充填类型为主，其中未充填溶洞有23个，占溶洞总数的95.8%，充填溶洞仅有1个，占溶洞总数的4.2%，未发现部分充填的溶洞。

2.3 缝洞分布规律

研究资料表明，断裂、裂缝与溶洞之间常有相辅相成、相互促进的关系，在研究缝洞的发育模式时，不应单独对裂缝或者溶洞进行研究，而应该将其看成一个整体进行分析[50]。野外观测结果表明，研究区断裂、裂缝和溶洞具有十分密切的关系，在裂缝和断层发育的区域，溶洞也较发育，从平面位置来看，三者的分布通常比较集中，溶洞与周围裂缝构成了一个独立的缝洞系统，在溶洞附近常发育有高角度和高密度的裂缝，裂缝以溶洞主体为中心，近等间距分布于溶洞两侧[51]。

断裂控制着裂缝的发育程度，野外观测结果表明裂缝在断层附近最为发育且从断裂处向两侧裂缝的密度和规模都在不断减小，断裂越发育的区域，裂缝的组系越多、数量也越大[47]。断裂对溶洞的发育程度和分布规律也具有一定的影响，早期断裂构造控制了深部洞穴的发育，大型溶洞常发育在分支断裂附近，溶洞的走向常与次级断裂走向及岩层走向保持平行或相似，且大型洞穴常发育在断裂的交汇处[52]。在研究区5处剖面中均发育有不同程度的断裂，统计结果(图7)表明，研究区溶洞的发育与断裂距离密切相关，在断层附近溶洞分布较密集，溶洞个数与距断裂距离呈反比例关系，即距断层距离越远，溶洞个数越少，在30 m以内溶洞所占比例达到最大值。

图7 研究区溶洞距断裂距离直方图

通过对研究区缝洞的发育特征及分布规律进行研究，将研究区缝洞划分为断控型、层控型和表层岩溶型三种岩溶系统发育模式(图8)，其中断控型岩溶系统形成的缝洞发育规模最大。断控型岩溶系统是指以断层为主要运移通道，沿断层发生溶蚀所形成的溶蚀孔洞，主要表现为溶洞紧邻断层发育，在平面上沿断裂呈线状分布[53]。研究区缝洞的发育常与断层密切相关。野外观察发现穆家寨、黄岩、甲板创、洞湾、盘古洞等5处剖面共发育有7条不同尺寸的断层。从空间分布上来看，这些断层与剖面内形成的缝洞通常相距较近，其距离主要集中在30 m以内，缝洞多围绕断层进行分布且在断层附近最为发育。典型剖面如穆家寨、洞湾和盘古洞剖面，剖面内缝洞尤其是大、中型缝洞的形成与断层具有十分密切的关系，其中穆家寨剖面的溶洞与断层关系最为明显，所形成的缝洞紧邻断层进行分布(图5(a))；盘古洞剖面形成的缝洞最为特殊，断层处于溶洞内部，是一个典型的断控型溶洞(图5(f))。

图8 研究区缝洞发育模式示意图

断控型岩溶系统主要位于马家沟组二段和三段地层中，缝洞的形成与断层具有十分密切的关系。在断层及裂缝的形成演化过程中，断层所在区域为构造应力集中部位，强烈的构造作用使得断层附近的岩层破碎严重且发育大量的构造裂缝。这些碎裂岩层和构造裂缝构成了很好的网状系统，增加水与岩石的接触面积，改善碳酸盐岩的渗流作用，使得岩溶作用增强[54]。受重力作用的影响，大气降水在地表汇聚后沿断层滑动面和周围裂缝网络下渗溶蚀，在岩层上形成溶蚀孔缝，在断裂活动时期，断层的渗透能力将会进一步加强，流体在断层附近的运移规模变得更加强烈；随着大气降水量的不断增加，溶蚀作用逐渐增强，溶孔、溶缝的发育规模不断扩大，最终形成了以断层为核心、分布于断层两侧的溶蚀孔洞。

层控型岩溶系统主要位于马家沟组二段的顶部和三、四段地层之中，是指流体通过原始的孔洞进行顺层溶蚀形成的溶蚀孔洞。形成的缝洞储集空间横向连通性较好，在岩层上呈横向渐变展布[55]。如黄岩、甲板创剖面，野外观测发现溶洞内部连通性较好，洞深可达20～30 m，在岩层上呈横向渐变展布，符合层控型岩溶系统的特征(图5(c)和(d))。这种岩溶系统的发育主要受岩石溶解性控制，具有溶蚀能力的大气降水在地表汇聚后进行溶蚀，形成天坑或落水洞等地质构造。在岩溶流体活动期间，大气降水在重力作用的影响下通过天坑或落水洞下渗溶蚀。当遇到某一层岩石的溶解性较大时，大气降水会沿岩层进行横向溶蚀，形成连通性较好、横向渐变展布的溶蚀孔洞。层控型岩溶系统与裂缝具有十分密切的关系，但与断控型岩溶系统不同，层控型岩溶系统的产生主要受岩石溶解性的控制，裂缝对这种岩溶系统的形成具有一定的促进作用，但不是促使其形成的主要原因。

表层岩溶型岩溶系统主要位于马家沟组五段的顶部，是指地表大气淡水对碳酸盐岩地层表层淋滤、岩溶改造而形成的缝洞体[56]。缝洞的发育受岩溶地貌控制，如天堂窑剖面，所形成的溶洞位于奥陶系地层的顶部(图5(g))，距断层距离较远，主要由地表水及大气降水对岩层进行非选择性溶蚀所形成。富含CO2的大气降水降落到地表后会对碳酸盐岩地层进行溶蚀，在地表形成溶沟、溶缝、溶蚀洼地等一系列地质构造，在岩溶流体活动期间，地表水在重力作用的影响下沿溶沟、溶缝不断向下渗流，对周围的岩层产生非选择性溶蚀，使得岩层表面出现发育规模不一、横向连通性不等的溶蚀孔洞。裂缝也是促使表层岩溶作用的一个重要因素，与溶洞的形成具有十分密切的关系，裂缝的发育为溶蚀性流体提供了良好的渗流通道，有利于岩溶洞穴的形成[57]。

3 缝洞系统成因机制及主控因素

3.1 缝洞系统与构造作用的关系

缝洞的发育通常与构造作用密切相关[58]。研究区位于太行山南段，构造上属于东亚裂谷系北北东向的华北裂谷带与近东西向的西安—郑州—开封扭转转换带的交汇部位。古近纪时期，由于东部太平洋板块向亚洲大陆俯冲引起的弧后扩张导致华北裂谷盆地的形成和发展，研究区引张应力方向为NW—SE向引张[59]。至中新世时期，伴随华北地区广泛的火山运动，太行山南段构造应力场转换为NE—SW向引张作用力。上新世以来，受西部印度大陆和欧亚大陆持续的陆内汇聚动力作用的影响，区域引张应力方向转变为NW—SE至NWW—SEE向[59-60]。多期次的构造应力场变化使得研究区形成了地壳隆升、岩层褶裂、断裂等一系列的地质构造，对区内缝洞的产生具有重要的影响(图9)，特别是在喜山运动期间，强烈的构造作用使得区域内碳酸盐岩地层产生了大量的断裂及裂缝，这些断裂和裂缝不仅改善了岩石的渗透性，同时也成为很好的流体渗透运移通道，为缝洞的发育演化提供了良好的基础条件[61]。

图9 研究区新生代构造应力场演化示意图(据文献[59])

前人对碳酸盐岩缝洞系统进行过大量研究，认为构造(断裂)与岩溶发育相互影响，构造作用在岩溶发育的诸多影响因素中占主导地位，对缝洞的空间发育和分布规律起主要控制作用，表现为构造作用控制缝洞发育的强度、所处部位和发育方向[11]。在研究区5处剖面中，盘古洞剖面的缝洞发育最为良好，剖面内发育有大型溶洞，溶洞延伸长度1500～2000 m，高度达50 m左右。对比不同剖面之间的裂缝发育特征发现，盘古洞剖面裂缝在延伸长度和张开度方面具有明显优势，剖面内裂缝延伸距离较长，张开度平均值可达4 cm左右，而其余4处剖面仅1.5 cm左右。这说明溶孔、溶洞的发育受到裂缝发育程度的制约，构造作用也会通过对裂缝发育程度的影响间接对溶孔、溶洞的发育程度起重要作用[62]。

3.2 缝洞与地层岩性的关系

岩性是控制各类岩溶发育的重要因素，不同岩性的岩层产生缝洞的难易程度和发育规模有所不同[63]。研究区广泛发育碳酸盐岩地层，缝洞发育良好且伴随有大型溶洞的出现，缝洞形态及发育程度与岩性具有十分密切的关系。研究表明，在相同的构造应力场作用下，如果岩石脆性较强，岩石中裂缝就会更发育[64]。岩石的脆性关系由大到小为白云岩>灰质白云岩>白云质灰岩>灰岩[65]，研究区裂缝的分布规律也很好地证实了这一点。在研究区观测的5处剖面中，穆家寨剖面岩性以白云质灰岩、灰质白云岩为主，黄岩、洞湾、甲板创、盘古洞剖面岩性均以泥晶灰岩为主，穆家寨剖面裂缝较其他剖面裂缝更为发育。

可溶性岩石是形成岩溶的物质基础[66]。前人对碳酸盐岩的可溶性进行过相关测试，实验结果表明，灰岩最容易发生溶解、溶蚀，白云质灰岩次之，再次是灰质白云岩和白云岩[11]。从岩性方面来看，穆家寨剖面岩性以白云质灰岩、灰质白云岩为主，其余4处剖面则以灰岩为主。灰岩的脆性是明显小于白云岩的，所以穆家寨剖面的裂缝最为发育。在裸露环境中石灰岩的溶解程度一般是高于白云岩的，在石灰岩层中更容易形成一系列的层状溶洞，而在白云岩中则难以形成大型溶洞[67]。就缝洞的发育程度和规模而言，穆家寨剖面远不如其他几处剖面，因此认为岩性单一、质纯、性脆且伴有裂缝发育的灰岩更有利于岩溶的发育。随着岩层中方解石含量的增加，岩石的可溶性逐渐增强，溶蚀作用更加强烈，孔隙和裂缝得以溶蚀扩大，缝洞的发育程度也就越高。

3.3 水文条件对缝洞的影响

水文条件既是碳酸盐岩产生缝洞的必要条件，也是塑造缝洞形态和影响缝洞发育的重要因素[68-69]。研究区在早古生代时期经历过三次海侵-海退沉积旋回，水对缝洞的影响主要体现在溶蚀性和流动性两个方面。发生海侵时，碳酸盐岩地层沉入海水中，此时水体的流量变大、流速加快，对地层进行侵蚀(或溶蚀)；发生海退时，海平面的下降导致碳酸盐岩地层直接暴露在大气中，早期形成的地层在风化剥蚀和大气降水改造的双重作用下形成大量的溶蚀孔洞缝。此外，大型溶洞的形成是漫长的，良好的汇水及水交替条件也会促使岩溶的形成[70]。野外观测时发现研究区5处剖面中均发育有不同规模的河道，河道距溶洞较近且水流的走向也与大型溶洞的走向存在一定的平行或相似。因此，认为地表河流的存在也对研究区缝洞的形成和发育具有促进作用。

奥陶纪以来研究区在漫长的地质演化过程先后经历了三次抬升和两次沉降(图10)，强烈的构造作用使得区域内形成了独特而复杂的构造特征。野外露头统计结果表明，溶洞有全充填和未充填两种类型，以未充填为主，其充填物质分为钙质砾石和铝土质泥岩两类。通过对研究区缝洞发育模式及影响因素的研究，认为研究区的缝洞具有多期次形成的特征，主要是在古生代和新生代两个时期内形成(图11)，根据溶洞的充填状况及充填物特征，将研究区溶洞划分为三期。

图10 研究区马家沟组埋藏沉降史及成岩环境示意图

图11 研究区缝洞成因模式示意图

第一期溶洞主要形成于晚奥陶世时期，溶洞在野外表现为未充填和钙质砾石充填(图5(b))两种类型，露头都是全充填的，地下可能存在未充填的。研究区位于华北盆地南缘，早古生代时期位于两个槽地之间，是典型的克拉通盆地。受加里东—海西构造运动的影响，华北板块主体于中奥陶世晚期抬升出露至地表，此后一直处于隆升剥蚀状态。岩层在风化剥蚀和流体侵蚀的双重作用下变得破碎(以风化剥蚀为主)，大气降水在重力作用的影响下下渗溶蚀，在岩层上形成了一些溶蚀孔隙。随着大气降水的不断增加，溶蚀作用进一步增强，溶蚀孔隙的发育规模逐渐扩大，最终在岩层上形成溶洞(图11(b))。

该期次形成的一部分溶洞在发育后期被物质所充填，充填物质主要来源于周围岩层。溶洞所处的区域通常是构造运动比较强烈的地区，岩层在构造运动、流体侵蚀、岩石重力崩塌、岩层风化侵蚀等多方面因素的影响下破碎严重。溶蚀性流体在运移过程中会携带一部分岩层破碎物质进入溶洞内部，对溶洞进行充填，充填物质为钙质砾石(图11(c))。钙质砾石一般是岩石风化的产物，因此这类溶洞多是在碳酸盐岩出露地表时被充填的。研究区构造背景表明奥陶系灰岩仅在晚奥陶世和渐新世末期板块抬升期间出露过近地表，而新生代以来的华北板块处于潮湿气候带，降雨量较多，岩溶作用较为强烈，为溶洞的充填提供了很好的基础条件；但此时期华北板块主体一直出露于地表以上，不曾沉降到地表以下，强烈的风化与溶蚀作用使得充填物质很难被长期保存，故认为这类钙质砾石全充填溶洞应该形成于古生代晚奥陶世时期。

奥陶纪末期的华北板块正处于赤道附近，气候温暖潮湿，降雨量较多，为碳酸盐岩的溶蚀提供了优良条件[71]。但此时研究区内的地层多是古老的碳酸盐岩，质地坚硬且孔隙度较小，构造运动并没有在岩层上形成太多的断裂、裂缝等地质构造，大气降水无法在地表上长时间驻留，因此这一时期内发生的岩溶作用十分有限，所形成溶洞的规模和数量较少，此时形成的溶洞多位于潜水面以上，在潜水面以下也有部分溶洞形成。但这一时期华北板块的地形正在逐渐变缓，地下水的流动性不强，岩溶作用受到限制，所以在潜水面以下形成的溶洞数量较少，规模较小(图11(c))。

第二期是在石炭纪晚期—二叠纪早期铝土质泥岩充填的溶洞(图5(h))。这一时期的华北板块已经沉降到地表以下，本溪组和太原组的地层开始在地表上部沉积，使得马家沟组灰岩的顶面堆积许多以岩屑颗粒为主的层状松散沉积物。在海平面下降阶段，大气降水通过这些沉积物的孔隙渗流到马家沟组灰岩的顶面，对灰岩进行垂向溶蚀，在灰岩的顶面形成一些溶沟和小型岩溶漏斗(图11(d))，随着溶蚀作用的持续进行，灰岩内部形成一些溶蚀孔洞。本溪组沉积时期形成的部分松散沉积物质也随着流体进入溶洞内部，使得溶洞内部被充填(图11(e))。所以这一类溶洞的内部充填物质多是一些铝土质泥岩，其充填物质来源于本溪组沉积时期。

第三期溶洞形成于新生代以来，多是一些未充填型溶洞(图5(a)和(c)—(g))。研究区在新生代以前相对稳定，未受到强烈构造变形影响。从始新世中期开始，受太平洋板块运动以及印度洋板块与欧亚板块的碰撞和持续的陆内汇聚作用，华北板块南缘于渐新世末期整体抬升并遭受一定程度的剥蚀；至中新世时发生过一次下沉，但此次下沉的幅度较小，华北板块的主体仍出露于地表以上。华北板块断陷隆升期间，研究区的构造应力场发生过多次变化，强烈的构造作用使得脆性的碳酸盐岩地层产生大量的断裂和裂缝(图11(f))。这些断裂及其伴生裂缝成为很好的岩溶作用的早期通道，增加地表水及地下水与碳酸盐岩的接触面积和溶蚀范围，改善碳酸盐岩的渗流作用，使得溶蚀作用增强，溶蚀速度加快[72]。

中新世以来，华北板块正处于潮湿气候带，降雨量较多，在湿润气候下产生的大气降水和地表水在重力作用的影响下沿先期形成的断裂、裂缝等地质构造下渗溶蚀[73]。随着风化侵蚀和溶蚀作用的持续进行，断裂及裂缝进一步发育并扩张，形成一些小规模溶蚀孔洞(图11(g))。此时的岩层在强烈的挤压作用下也会产生新的裂缝，从而出现新的溶蚀通道，进一步加快溶孔、溶洞的形成和发育。随着时间的推移，逐渐加强的溶蚀作用使得早期发育的一系列孤立小裂缝发育成大断裂、大溶洞等(图11(h))。由于中新世以来华北板块主体一直出露于地表，强烈的岩溶作用使得这些未充填溶洞的形态和类型可以很好地保存的下来，所以在这一时期内形成的溶洞多是一些未充填型溶洞。

对华北板块的演化过程及溶洞形成条件进行分析，推测这些未充填溶洞最可能是在古生代和新生代时期华北板块断陷隆升期间受构造作用的影响所形成。从溶洞的规模来看，研究区未充填溶洞数量较多(占溶洞总数的95.8%)，部分溶洞的发育规模较大(高度>5 m)且有个别溶洞的高度达50 m以上(图5(c)和(f)—(g))；而古生代时期华北板块构造作用简单，没有形成太多的断裂、裂缝，岩溶作用也十分有限，形成大型溶洞的可能性很小。因此，本文认为这些未充填溶洞主要是在新生代以来形成的。

4 结 论

(1)豫西北马家沟组露头上裂缝主要以高角度裂缝为主，走向分为北北东、北东东、北北西和北西西向4组；裂缝的长度主要集中在2 m以内；张开度介于0～2 cm之间；裂缝总体线密度为1～8条/m；裂缝充填程度包括未充填、半充填和全充填3种，以未充填裂缝为主，裂缝充填物以方解石为主，灰泥质充填和铁质充填次之。

(2)研究区溶洞高度多介于0～1 m之间，宽度介于0.2～10 m之间。溶洞充填类型包括未充填、部分充填和完全充填三种，以未充填类型为主。根据研究区溶洞发育特征及分布规律分析，将研究区溶洞划分为断控型、层控型和表层岩溶型三种岩溶系统发育模式。从发育规模上来看，断控型岩溶系统发育规模最大、程度最高，层控型岩溶系统和表层岩溶型岩溶系统次之。研究区溶洞主要形成于早古生代和新生代两个时期，根据溶洞的充填状况及充填物特征将溶洞划分为三期，第一期是晚奥陶世时期钙质砾石充填的溶洞，第二期是石炭纪晚期—二叠纪早期铝土质泥岩充填的溶洞，第三期是新生代以来未充填的溶洞。

(3)研究区缝洞影响因素及成因机制分析表明，构造作用、岩性、水文条件是影响缝洞发育演化的重要因素，其中构造作用是控制缝洞形成的主要因素，对缝洞的空间发育和分布规律起主要控制作用，表现为构造作用控制缝洞发育的强度、所处部位和发育方向；地层岩性和水文条件对缝洞的发育程度影响较大，岩石中灰岩含量越高，地表径流越丰富，缝洞越发育。