暗河通道洞顶塌陷形成机理分析

暗河通道洞顶塌陷形成机理分析

0洞穴暗河的形成隧道是一个大型坍塌漏水，周围的岩石陡峭，平均宽度和深度超过100m（朱学诚、张元海，1995；朱学诚和陈伟海，2005）。天坑的典型区域位于中国中南部,在那里天坑规模大、数量多(图1)。多数天坑都有活动的暗河通道或显示曾有类似的暗河在最近地质历史中活动过(图2;Senior,1995)。虽然还有其它可能的成因,但洞穴暗河中的崩塌是首要条件。本文研究了有关的物理和化学作用,并列举了几个实例。1双矿有效生长的地表这里列举美国印第安纳州南部喀斯特区的韦斯利教堂海湾(WesleyChapelGulf)和兰泉洞(BlueSpringCave)两个还在活动的实例来说明天坑形成的作用。这两处地貌均是以紧密的簇状漏斗为代表的宽阔喀斯特平原,而所在岩层为上石炭纪灰岩和白云岩,平均倾向西南,倾角0.3°。河流横切喀斯特平原,碳酸盐岩出露厚度最大达到50m。虽然这两个例子与天坑关系不大,但却是观察塌陷作用主要证据的方便可行的地方。1.1韦斯利道教海域漏陷洞穴Lost河,流域面积大约有400km2,是完全位于印第安纳州南部喀斯特区最大河流(Malott,1932;Bassett,1976)。下游的一半流域主要在地下,通过洞口可部分进入地下系统。洞穴探测和示踪表明目前暗河通道完全偏离了早期干涸的河床(图3)。韦斯利教堂海湾(WesleyChapelGulf)是盆地中最大的塌陷漏斗(图4)。它的大部分周壁都是近直立的。漏斗底部宽阔,面积达3.4hm2(长300m宽100m),但从冲积平原底部往上,最高的边坡仅有约10m高。没有人会认为这个浅坑是个天坑,但是它却具有许多形成天坑的活动物理特性。韦斯利教堂海湾漏斗周围有3个洞穴,均可进入。通过最近发现的新入口进入洞穴系统,发现洞穴系统从韦斯利教堂海湾向西伸展数公里,测绘洞穴系统总长达到30余km,所有这些通道低于地面不过20～30m。海湾漏斗及周围的洞穴都发育于薄层灰岩,即St.Louis硅质灰岩和上覆Ste.Genevieve较纯灰岩的接触带上,因此崩塌块石成分以薄层灰岩为主。穿过和靠近韦斯利教堂海湾漏斗的水流量介于大约0.3～4.0m3/s(据Bassett依据数据推断,1976)。枯水季节,地表没有流水显现,全部潜入海湾周围和漏斗底下;洪水季节,漏斗遭洪水泛滥,在平坦底部形成厚厚淤积,海湾因此具有坡立谷的某些地貌特征,但终究没有典型坡立谷的规模或具备坡立谷的结构特征。随着洞穴的逐步发育,海湾也随着周壁的崩塌而扩宽,这种崩塌反过来迫使水流寻找另外的路径,由此又继续造成进一步的崩塌趋势。整个Lost河洞穴包括多条流路,这些流路是季节性洪水形成的洪泛通道,这些通道通常宽、高均不超过10m(图5),显然洞穴通道单一崩塌不可能形成象韦斯利教堂海湾那样宽广的漏斗地形。1.2maze洞穴韦斯利教堂海湾的形成过程在兰泉洞(BlueSpringCave)可得到更好的阐释。兰泉洞位于斯利教堂海湾以北18～20km(图6),是一个大型树枝状暗河系统,通道测量总长达34km,主要发育于节理发育的厚层块状Salem灰岩中,上覆岩层为薄层St.Louis硅质灰岩,夹薄层硅质页岩。兰泉洞中大量崩塌块石均来自厚层块状灰岩,而非薄层灰岩。兰泉洞洞穴暗河主流的最大流量为10m3/s,而最小流量仅0.1m3/s(作者测量),洞穴流域面积约30km2。随着洞穴扩大,暗河主通道在主支洞交汇处崩塌形成大型复合型漏斗(图7)。漏斗区主洞道的高宽约10m,洞顶厚度平均20～25m。崩塌物质渗透率很低,所以主洞道及其支洞被迫寻找周围其它路径发展。兰泉洞连续的崩塌和改道比韦斯利教堂海湾显现的更清楚,但是兰泉洞地表漏斗却比韦斯利教堂海湾漏斗小得多,而且兰泉洞漏斗底部也没有韦斯利教堂海湾底部平坦。改道的路线现在形成了一个迷宫状通道,即Maze洞,全长约1.5km(图8)。所有这些迷宫通道几乎都受到Salem灰岩节理裂隙控制。迷宫洞穴的起伏总计约20m,大约一半通道位于当前水位以下。迷宫通道高度也不均一,其中水潭深度甚至10m以上。目前,洞穴的主暗河及其支流混合水流都通过Maze洞穴。在特大洪水期间,暗河通道完全为水流充满,表明通道还在不断扩大和发展。Maze洞洞壁上的溶蚀波痕表明水流曾经流过崩塌堆积和周围洞壁两边。现在,主暗河的水流绕过崩塌堆积从洞道东北方流过,而支流却从西南绕道而行。这种通道格局表明大部分来自原洞道的主流也沿Maze洞西南面排泄。根据其它洞穴的相关通道测年分析资料,如Maze洞以南175km的肯德基Mammoth洞,喀斯特区面积与Maze差不多,估计兰泉洞的崩塌和改道大概发生在更新世晚期至少10万年前(Granger等,2001)。如图7所示,虽然最深的漏斗形成于主洞道塌陷之上,但是许多较浅的漏斗似乎与下方通道没有关系,当然谈不上洞道塌陷成因。薄层St.Louis灰岩虽然为渗流带水流提供了横向路径,但是St.Louis的许多漏斗的扩大却是由能够纵向下降的水流溶蚀搬运的结果,这种水流一直下渗至下伏的Salem石灰岩。另外,在Maze洞穴及其周围的次生崩塌区之上也形成了一些漏斗。Salem灰岩有两组明显的节理,平均走向分别为70°和350°。节里走向大致与区域岩层的倾向和走向平行。区域岩层的倾向和倾角在整个洞穴中是变化的,但是却没有影响到节理的格局。总的洞穴通道走向与节理的走向是一致的。超过一半长度的洞穴通道受岩层倾向方向的节理的控制,而少部分受走向方向的节理控制。将整个洞穴的测量数据和长度加权(图9),从单一洞穴通道的玫瑰图上可以看出这种控制关系。其实,只要看看Maze洞穴中的通道走向,就可看出节理控制的格局。在Maze中,许多段通道的走向与其余的洞道走向是一致的,但是很大部分的洞道是以15°～25°倾角沿任一边倾向发育,结果Maze洞许多段洞道以不同角度相交。Maze洞和其它洞穴通道走向的不同有两种可能性。一种可能是在崩塌附近的应力产生了附加节理,这个节理的走向在别的地方不存在;另一种可能是,改道的通道只是沿着未被主通道利用的节理发育,直到这些通道被崩塌释放的应力扩大。这个“新”节理大致呈放射状,并与主崩塌区有关,这说明大多数Maze洞的通道方向和源自崩塌的应力模式有关。“新”节理的发育有助于崩塌区周围暗河通道改道。如果崩塌周围存在相似的应力,就可能形成天坑,形成的新节理有助于这些漏斗的直立岩壁的形成。2水力机制及侵蚀上述漏斗的起源不仅与基岩崩塌有关,而且与水力机制以及水的溶蚀、侵蚀有关。这些作用大部分可量化,用以说明漏斗的成因机制,将小漏斗的这些理论应用于大规模天坑中。2.1不同洞顶的外因对洞穴空间的变化大型天坑的体积比任何已知的洞穴大厅都大得多。从天坑搬运的崩塌物质,比任何洞穴厅堂中的崩塌物质要多得多。一般来讲,洞穴崩塌形成的块石堆积占原始空间体积的20%～40%。随着洞道崩塌的向上发展,崩塌块石最终会堆满可用的空间,以致进一步的崩塌会大大减少甚至完全终止(SSussterssicc,1984)。在图10的崩塌堆上(注意上部松散块石和附近块石堆上原始洞顶),如果只是部分洞顶崩塌降落洞道中,那么洞穴的总截面不会发生变化,洞穴空间既没有增加也没有减少,洞穴空间只是重新分配而已。但对于暗河水流来说,由于裂隙空间比原始通道更小,水流阻力也就更大。如果只有活动的基岩崩塌作用而没有流水的搬运作用,即使崩塌露出地表,形成的塌陷漏斗也是相当小,甚至比崩塌前的原始洞道还小。如果崩塌继续,洞顶继续向上发展,最后使整个洞道完全为崩塌堆积所占据,即使洪水季节,水位也无法淹没崩塌堆积顶部,结果,水流淹没的洞穴空间仅是崩塌堆积下部。受水流的推移,小块碎石不断进入大块石的空隙,尤其页岩小碎石堵住大基岩块石之间的空隙,因此崩塌堆积下部渗透率大大降低,另一方面地表土壤和沉积物也可能填补下方的孔隙,因此地下水流的阻力可想而知。如果崩塌堆积底部的物质为溶蚀和侵蚀所搬运,而许多腾出的空间又为上面掉下的物质再填充。如此看来,塌陷漏斗的大小几乎完全取决于洞穴地下水流所搬运物质的体积。2.2洞穴通道和洞穴、局部损失由于洞中崩塌物质的堆积,水力效率大为降低。穿越崩塌堆积区的水力梯度比穿越原始的无阻力通道的水力梯度要大得多,因此常常在崩塌堆积区的上游形成水潭,从而形成更大的水力梯度。在一个充满水的洞穴通道中,水头总量在穿越收缩区时会失去,如图11。在这个图上,收缩区简化为阻碍主干洞穴通道的单一狭窄管道。通过狭窄管道的总水头落差与流量的关系及与管道直径比例的关系都显示在图中。与狭窄管道的水力梯度相比,无障碍通道的水力梯度是非常小的。在图中左轴上,是通过狭窄区的总水头损失(Δh)。图示收缩区水流通过的上游水位高度。但是因为整个洞穴通道全部充水,Δh应该是压力头,这个压力水头多高穿过洞穴通道的水位就上升多高。例如,如果洞穴通道直径介于0.5～2m,则d1/d2=4。如果流量(Q)=3m3/s,收缩区上游末端比下游末端,水头可能上升近30m。这样陡的梯度,只有在大洪水期间才有可能偶尔发生。恰恰在这时候,水通过收缩区才可能改道沿着周围的连接处和分支处绕行。穿越的水头损失包括:线路损失,指要推动水通过狭窄管道的水头差;局部损失,指流速(或者流量或者流向变化)变化吸收的水头。局部损失发生在任何收缩、分支、拐弯、阻碍和交汇的地方。线路损失可用下列公式计算:Δhline=(v2fL)/(2dg)Δhline=(v2fL)/(2dg)公式中v为平均流速,f为摩擦系数,L为水流距离,d为通道直径,g为重力加速度。该公式适用任何单位系统。摩擦系数(f)没有单位,在典型洞穴通道中大约为0.03～0.05。通常在洞穴中的实地测量水头损失高达100,这是所有局部损失的总和,包括崩塌体引起的。这个公式可改为适用非圆形的横剖面,这里就不详述了。局部的水头损失与v2成正比。它们是借助实验系数计算出来的,也可以在很多流体力学书籍找到。局部水头损失也可从动力变化中估计出来,这意味着速度的任何变化(或者由于截面积变化或或者由于流动弧度的变化)都会影响局部水头损失。图11中的局部损失只是汇入狭窄管道收敛和管道末端的分支引起的。在高流量(高水位,雨季),这些水头损失可能超过线路损失。对洞穴崩塌来讲,没有可用的系数,但是水头损失本身的概念是可充分用地质解释的。如果考虑太多限制、扩大、分支、弯曲因素,水就必须拐过崩塌堆积,显然水头损失大大超过图11显示。因为所有水头损失都会随流速的平方而增加,所以在洪水期间,特别截面积很小、水力受限的时候,水力梯度是急升的。在低水位期间,洞穴水流可以轻易流过崩塌堆积。但在洪水位期间,当流量成百倍增加时,水会在崩塌堆积上游严重积蓄,从而在围岩周围形成高压,同时在通过块石堆和绕过块石堆积的通道形成很大水力梯度。崩塌周围的拐弯通道扩大在这个时候是最快的。2.3洞穴水流的岩化学特性当水在崩塌堆积上游或者其它狭窄处上游积水的时候,就会产生相当大的水头压力(图11)。洞中侵蚀性的水流会被迫流入围岩中所有裂隙,快速形成和扩大裂隙网络。因为水力梯度大,许多这样的裂隙通道会绕过收缩区。考虑绕行路线系统的各个参数:Q—流量(cm3/s),b—裂隙交叉段的长度(cm),和L—裂隙长度(cm)。对于初始宽度很大的裂隙,大多数长度很短。Q/bL>0.001cm/s的灰岩裂隙会以水化学允许的尽可能的速度扩大(Palmer,1991)。超过这个值的所有裂隙会以大致相同的比率扩大。作为参考,假设一个典型的裂隙,b=100cm和L=10000cm,那么裂隙扩大的最快时的流量(Q)应该不低于1L/s。在低水位期间,流量不可能达到这个数值,但在季节性洪水期间,大多数裂隙会维持这个流量。依据水化学,结果是一个相互交错的迷宫通道,其中的所有裂隙会以大致一致的速度扩大,大约0.001～0.1cm/a。每年增长的量也依赖于一年中洪水持续的时间。即使没有形成新的通道,水流也会溶解崩塌块石,使更多块石掉下来。进一步讨论见Palmer(1991、2002)的有关文献资料。在崩塌区和崩塌区周围,含当地碳酸盐矿物的洞穴水流必须达到相当不饱和状态才具有较强溶蚀能力。实地测量表明,方解石和白云石的饱和度几乎总是随着流量的增加而降低(见图12)。在许多洞穴水流中,如枯水期通过洞口的水,由于二氧化碳释放出来,水总是呈现过饱和状态。而在洪水期,这些洞穴中的水流饱和度降低,变得具有侵蚀性,甚至可以长距离进入含水层(Palmer,2002年)。对比图12的中渗流水位,负SI(饱和指数)的水流是典型的洞穴水流。从这一关系可以看出,溶蚀速率随流速至少呈现出二次方的变化。不过,这个例子并不适用于所有地方。然而,周期性洪水对溶蚀速率的影响是显而易见的。2.4洪水的力量及其在部分紊流对物体表面的侵蚀能力F=Cdρv2A/2,其中ρ为水密度,v为水流速度,A为纵向流动方向的物体截面积,Cd为阻力系数(实验)。对一个典型的矩形崩塌堆积来说,其上游为理想的平面,Cd约1.2,随v2变化的F(侵蚀能力)相当于紊流中的水头损失。依据小波痕的长度,在洪水洞穴通道中每秒数米流速是普遍的(见Curl,1974)。长度1cm的波痕(多数洞穴通道中典型最小值)说明流速度约为3.5m/s。沉入水中的石灰岩块石的