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一、区域可溶岩地层结构及主要岩石类型
广布全区的寒武系 、奥陶系总厚1000m左右，几乎全由以碳酸盐岩为主的可溶岩组成 。总观全区可溶岩岩性及其层组结构 ，有3个显著的特点：①岩性稳定 ，厚度大，分布广，各组段岩性及厚度一般变化不大 ，全区可以对比；②可溶岩厚度虽大 ，但各组段间石灰岩与白云岩或泥质碳酸盐岩多相间分布，岩石成分及其可溶性都有较大差异；③中奥陶统为一套碳酸盐岩与硫酸盐岩混合建造 ，包括3个白云岩和泥质碳酸盐岩夹石膏层→石灰岩→石灰岩与白云岩间互层的岩性组合（峰峰组为一段）。据此分为三组八段 。全区可溶岩岩石类型复杂多样 ，对岩溶作用影响也不同 。
二 、碳酸盐岩岩性对岩溶作用的影响
可溶岩是岩溶作用的物质基础，在控制与影响岩溶发育的各种因素中 ，岩性是首要因素。
1.岩石成分与岩溶作用的关系
根据不同类型岩石室内溶蚀试验成果 ，结合岩石微观研究和野外观察可以看出，岩石成分对其相对溶解速度和岩溶作用有决定性影响 ，就是说 ，岩石成分决定着可溶岩的主要溶蚀特性。本区多数可溶岩中泥质含量一般不高，因此 ，影响岩石溶解的主要因素是白云石含量 ，相对溶解速度值随CaO/MgO比值大小而变化 。样品中各类白云岩的CaO/MgO比值为1.44～2.44，相对溶解速度值为0.52～0.82（标准大理岩为1，下同）；而O2灰岩的CaO/MgO比值为3.9～100 ，相对溶解速度都大于1 。野外观察和钻孔岩心中都可看出岩溶作用有着明显的选择性 ，石灰岩岩溶一般都比白云岩发育，区内大型溶洞都发育在灰岩中。据北京房山和门头沟调查资料统计 ，深度大于20m的65个较大溶洞中 ，灰岩中有50个，占总数的77% 。在上、下马家沟组上部石灰岩与白云岩间互层中 ，岩溶发育严格受岩性控制 。沿灰岩层常形成一系列层状溶洞。我们认为 ，这主要是由于岩石溶解速度的差别造成的，也就是说 ，岩石的溶解速度在很大程度上决定着岩溶作用的方向和强度 。
还应指出 ，由于岩石成分及由此而引起的岩石内部结构的极大差别，石灰岩与白云岩的溶蚀方式和特点也不相同 。本区石灰岩多泥晶结构 ，岩石非常致密 ，天然孔隙甚微，水流通过完整岩体的渗透能力极弱。因此，岩石的溶解主要是沿各种节理和裂隙面进行的 ，即岩溶作用具有面的性质 ，岩溶形态以溶隙和洞穴为主 。而白云岩的结晶颗粒一般较粗，天然孔隙率也大 ，镜下可见明显的晶间孔隙 ，水在岩体内有一定的渗透能力，加之一些白云岩中又常含方解石斑晶或团体 ，易于形成溶孔 、晶孔等小孔洞 ，因此，白云岩具有空间或体积溶蚀的性质 ，溶蚀作用是在裂隙及整个岩体的空间内进行的 。
2.岩石结构与岩溶作用的关系
从大量实验资料中可以看出 ，随岩石颗粒的增大，相对溶解速度值逐渐减小。本区几个成分相近不同粒度白云岩样品的试验成果也证实了这一点 ，矿物结晶颗粒愈粗 ，相对溶解速度值愈小 。其相对溶解速度平均值分别为：0.8（泥晶白云岩），0.77（微 、细粒亮晶白云岩）0.52（中、粗粒亮晶白云岩） 。这是因为在一定条件下，岩石的矿物颗粒愈细 ，其总的孔隙度和溶蚀表面积就愈大 ，相对溶解速度也随之增大的缘故。野外观察这些白云岩的岩溶发育情况却与之相反。其中：溶洞外，还可形成较大的溶隙和洞穴 ，又常见一些泉水出露 ，从而成为相对均匀的岩溶含O1微、细粒亮晶白云岩的岩溶发育程度弱得多，多见一些溶孔和晶孔 ，大的溶隙和洞穴少见；O2各组第一段泥晶白云岩岩溶化程度最低 ，仅见一些小溶孔 。后二者都具相时隔水性质 。这主要是由于组成岩石的矿物颗粒越细，总的孔隙度和总溶蚀量虽大 ，却分散于大量微孔隙中 ，不利于岩溶集中发育；而粗粒的总孔隙度虽小，但却集中 ，有利于岩溶发育。
本区各主要灰岩层都有不同程度的白云石化现象 ，白云化作用的程度和结构形式不同，对整个岩层岩溶发育的影响也不一样 。O2各灰岩段中，常因不均匀白云化作用而含大量白云质斑块 ，室内试验和野外观察证明 ，尽管其C a O/MgO比值较低，但并求降低其相对溶解速度和岩溶发育强度 。镜下观察可见 ，白云石含量虽高 ，但却呈斑状集中存在，这种结构只能局部影响岩石的溶解 ，造成不均匀溶蚀 ，而对整合岩体的溶蚀不产生太大影响。同时，由于方解石基质的快速溶解 ，这些斑块又会产生机械破坏 ，反而加快了整个岩体的溶蚀破坏，这可以从一些样品溶蚀后常沿一些花斑部位留下的凹坑得到证明 。试样中 鲕状灰岩CaO/MgO 平均比值8.75 ，方解石含量还是比较高的 ，但其溶解速度值仅为0.89，介于石灰岩和白云岩之间 。镜下微观研究可以发现，这些岩石都具明显的鲕状结构 ，白云化作用也比较均匀 ，部分方解石又被白云石包围，对岩石溶解显然是不利的。野外观察可以看出 ，这类鲕状灰岩的岩溶化程度一般都不太高 ，岩溶主要沿构造带发育 。
3.层理构造与岩溶作用的关系
区内碳酸盐岩岩石类型多样，其层理厚度和岩性组合形式也不相同 ，这些都对岩溶发育有显著的影响 。可溶岩单层厚度愈大 ，对岩溶发育愈有利。在岩石成分基本相同的微 、细粒白云岩中，因其单层厚度不同 ，裂隙和岩溶发育也迥然不同 。当一些节理密集带通过厚层白云岩夹层时 ，节理间距一般为1～3m，可以形成1～5cm宽的溶隙 ，还可见到一些缝隙状小溶洞 。而当这些节理穿越中薄层白云岩时 ，则多分散成众多细小的闭合节理，其含水和透水性能也更差一些，沿这些薄层白云岩的顶面常可见到一些上层滞水在沟壁上分散溢出。
根据不同类型岩石的相互组合关系 ，可以划分为5种岩性组合类型 ，其岩溶发育特征也有很大差异（表5）。
三 、主要含石膏层位及膏溶特点
全区中奥陶统中普遍有石膏夹层（图21），主要含石膏层位是各组第一段 。其原始沉积为一套潟湖相泥晶白云岩－泥质碳酸盐岩－石膏及硬石膏岩混合建造 。由于近代岩溶作用的破坏 ，地表及浅层部位的石膏已经少见 ，常见的是大量层次不清的膏溶角砾岩，仅在石炭二叠系覆盖的深孔岩心中才能见到保存完好的石膏和硬石膏层。矿体多为层状和似层状 ，部分是透镜状 。在平面上 ，它们大都是面积约2～3 km2的小盆地 。同一石膏层沿走向迅速尖灭。
表5 碳酸盐岩层组结构类型与岩溶发育特征
图21 膏溶角砾岩和石膏矿层分布示意图
1—亮甲山期云坪分布区；2—下马家沟期膏溶角砾岩分布区；3—上马家沟期膏溶角砾岩分布区；4—峰峰期膏溶角砾岩分布区；5—研究区界线；6—石膏矿化矿点；7—小型石膏矿；8—大中型石膏矿；9—石盐矿
（一）石膏的后生变化和破坏
根据本区地质历史和膏溶特点分析，原生石膏沉积后 ，先后经历了由石膏→ 硬石膏→ 石膏的反复变化和溶蚀破坏过程 。在这一过程中 ，构造作用、硬石膏水化和石膏的溶蚀破坏又起着关键的作用 。
1.构造作用
区域构造作用，特别是燕山期褶皱断裂和挽近期断块升降运动 ，是促成一系列膏溶作用的前提条件之一。这一方面加大了石膏层的盐丘状聚集 ，同时又形成了节理裂隙网，成为地下水向深部循环运动的通道 。而挽近期断块运动则使山西高原及太行山区大幅度抬升，地表河流迅速下切 ，加速了地下水的深循环和膏溶作用的发生与发展 。
2.硬石膏水化膨胀作用
随着地下水向深部循环 ，逐渐影响到硬石膏层，使其水化变为石膏。在此过程中其体积增加67%并产生极大的体积膨胀力 ，从而在含石膏层本身和上覆岩层中造成强烈的挤压变形和破碎 。这种水化作用首先是沿着节理裂隙和层面进行的 ，因此常形成马尾状 、树枝状 、条带状和网状水化带 。随着水化作用的扩展，几个水化带相沟通 ，硬石膏大部变为石膏。
3.石膏的溶解破坏
据娘子关地区试验资料。石膏的溶解速度是石灰岩和白云岩的5～10倍 。常温常压下 ，石膏的溶解度约2g/L，又比石灰岩和白云岩高5～20倍 。因此 ，夹于碳酸盐岩中的石膏总是最先溶解 ，并导致碳酸盐岩层的一系列破坏作用。
（二）膏溶作用对碳酸盐岩岩溶发育的影响
前述膏溶作用过程及其特点，对全区中奥陶统碳酸盐岩岩溶发育的机理、强度和形态特征有着极大的影响 。
1.形成特殊的似层状膏溶破碎带
这种破碎带包括上 、下两部分（图22） 。下部在含膏层位中 ，为膏溶角砾岩和强烈揉皱破碎的薄层泥晶白云岩及泥质碳酸盐岩等；上部为发育在灰岩段中的挤压破碎带和裂隙密集带。挤压破碎带在剖面上常显示为一系列锥状破碎岩体 ，厚10～30m左右，并常有溶洞发育 。裂隙密集带大量张裂隙由下向上放射状延伸，厚度不一 。这种膏溶破碎带全区可见。下部的膏溶角砾岩和泥质碳酸盐岩揉皱带通常透水性很差 ，具相对隔水性质 。而上部的灰岩破碎带岩溶都较发育 ，在地下水的径流及排泄区常形成相对均匀而又稳定的似层状富水带 。在阳城 、阳泉、邯邢等地勘探及开发地下水的过程中，这些部位都遇到了丰富的岩溶水 ，成井率也都很高。
2.形成特殊的岩石类型——膏溶角砾岩
这种角砾岩在中奥陶统中普遍可见 ，有4个突出的特点：①有固定层位，都与含石膏层位紧密相关 。沿同一角砾岩层追索和钻探可以发现 ，在地表沿走向变为泥晶白云岩和泥质碳酸盐岩 ，在地下则逐渐过渡为含膏层（图23） 。②角砾和胶结物的成分与含膏层及上覆岩层相同。③角砾大小混杂，无磨圆 ，没有搬运分选的迹象。④顶板岩层都非常错乱破碎 ，底板岩层却较完整，层面平整清晰 。
图22 平定圪套膏溶破碎带 示意剖面
①完整的下伏灰岩层；②强裂揉皱的泥质白云岩层；③膏溶角砾岩带；④压碎岩带及溶洞：⑤裂隙密集带
上述特点说明 ，其成因既非原生沉积 ，又非构造作用，应是膏溶作用的产物 。
3.形成特殊的岩溶现象——陷落柱
分布于中奥陶统可溶岩裸露区及其上覆的石炭 、二叠纪地层中。据汾西矿区一些地段的调查统计 。平均分布频率为37个/km2，最高达72个/km2 。其平面形态多呈圆形 ，直径数十至百余米。其主要特征是上覆地层的成分突然呈柱状体杂乱地进入下伏地层中（图24） ，陷落深度常达百米以上，地面可见弧形岩壁 。综观全区陷落柱的分布和发育特点可以看出：①地表所见的陷落柱都始于含膏层位；②陷落体内成分虽然杂乱 ，但大都具有由下而上由老变新的顺序；③在剖面上下大上小 ，和地表所见倒锥状破碎岩体十分相似 。
图23 阳泉一带中奥陶统膏溶作用示意图
1—石炭 、二叠系砂页岩盖层；2—石灰岩；3—白云岩；4—含硬石膏岩层；5—含石膏岩层；6—膏溶角砾岩
图24 平定南坳陷柱示意图
关于陷落柱的成因尚有分歧。我们认为，它无疑应是膏溶作用的产物 ，是挽近期强烈抬升的山西高原及其周边地区中奥陶统中特有的一种岩溶现象 。探究其形成过程 ，首先是盐丘状聚集的硬石膏水化过程中的巨大膨胀力，将上覆岩层挤碎 ，继而因大量石膏及其周围岩石的溶蚀 ，形成大的地下空洞，在此基础上破碎的顶板岩层不断崩塌、陷落及至冒顶 。
（三）形成特殊的深岩溶
在寒武系地层分布区 ，当无较大断裂存在时 ，一般在地面下200m左右岩溶发育即很微弱，但在中奥陶统可溶岩中，不少钻孔在现代侵蚀基准面以下数百米 ，仍见明显的溶蚀现象。阳泉坡头孔在上有455m石炭 、二叠纪砂页岩盖层的情况下 ，620m深处仍有小溶洞发育；阳泉矿务局竖井中施工的一对生产井，上覆200m厚的砂页岩 ，孔深860m左右尚见蜂窝状溶孔和小溶洞 。这就是说 ，膏溶作用大大加深了O2中现代岩溶发育深度 。可以认为，在现代水动力条件下 ，硬石膏开始向石膏转化的深度即为现代岩溶作用的下限；石膏多被溶蚀并代之以大量膏溶角砾岩的深度即强岩溶发育带的深度。大量资料证实：在大片O2可溶岩裸露区 ，强岩溶带可以一直达到O2的底板，在石炭 、二叠系覆盖的埋藏型岩溶区岩溶发育深度可达1000m。
通过区域寒武、奥陶系可溶岩及岩溶发育特征的研究 ，可以对本区岩溶发育的主要规律和特点得出几点简单的结论 。
（1）岩性是控制与影响岩溶发育的首要因素 ，本区易溶灰岩与较难溶的白云岩相间存在的层组结构造成了岩溶发育和岩溶含水的多层性 。
（2）区内各组段岩性较为稳定，加之北方现代岩溶发育的裂隙性特点 ，同一组段岩溶发育和岩溶含水具相对均一性。
（3）由于石灰岩和白云岩的溶蚀机理不同 ，其岩溶发育和含水特征也有很大差别，本区白云岩中，晶孔、溶孔和小孔洞比较发育 ，是主要储水空间 ，溶隙既是储水空间又是导水通道，具孔隙－裂隙含水层的特点：而石灰岩结构都很致密 ，地下岩溶以溶隙为主 ，是主要储水空间和导水通道，具裂隙含水层的特点 。
（4）全区中奥陶统以石灰岩为主 ，又有石膏夹层 ，是全区最主要的强岩溶层和最厚的岩溶含水层，多数岩溶大泉即源于此层 。
（5）含大量燧石的下奥陶统微 、细晶白云岩及下寒武统泥质碳酸盐岩县区域性弱岩溶层和相对隔水层 ，常构成泉域的隔水边界 ，使这些岩溶泉成为全排型泉水，为区域岩溶水资源评价和合理开发利用提供了依据。
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