滲流帶洞穴

滲流帶成因理論的提出，和當時對岩溶含水層存在狀態的認識有極大關係。當時的兩位著名的岩溶學家Grund(1903)和Katzer(1909)，通過各自對南斯拉夫Dinaric這一經典岩溶區岩溶含水層中地下水的活動方式的考察，認為大多數人可進入探察的洞穴位於滲流帶，該帶不僅地下水溶蝕能力最強，而且流速最大，因此它是擴大洞穴的溶蝕和機械磨蝕作用最有潛力的段帶。 ^[3] 

經過二十多年的努力，二十世紀七十年代，Ford和他的學生Ewers建立起一個在當代最具綜合性的洞穴成因模式。Ford的模型所涉及的不是單一的洞穴類型，他們提出滲流帶洞穴的二種類型——水位下降型滲流帶洞穴和侵入型滲流帶洞穴。當滲流帶是由於溶蝕擴大而產生時，發育的是水位下降型洞穴，地下水是沿着早期由潛流形成的主管道及與其連接的次級管道而流動，故這種成因的洞穴河流從潛流狀態轉變到滲流狀態時，它沿原來的流路下切，形成峽谷狀的通道，通道頂部有多種潛沆形成的溶蝕形態。而在一條新的河流被導入早已形成的滲流帶的地方，將出現侵入型滲流帶洞穴，它們可以採用某些早先形成的潛流格架為自己的通道，也可以部分地塑造出自己的流路。它們常常利用垂向裂隙，因此，這類洞穴的通道往往比水位下降型要陡些。 ^[3] 

滲流帶洞穴的厚度取決於滲流帶的厚度，後者的厚度則決定於該地區地質構造、地形和氣候特徵。在切割微弱的平原地區，滲流帶的厚度通常不超過100米。在山區，厚度可達幾百米。這個帶內的水以下降滲流運動為主，它的補給條件取決於滲漏水、降水和地表水的滲入。當滲流水的速度為0.06釐米/秒，裂隙的寬度為0.014釐米，大氣降水進入巖體內的平均厚度為1.2-1.3米時，這些水往往已成為飽和狀態。因此，隨着深度的增加，向下溶蝕作用就逐漸減弱，如蘇聯克里木山地內曾作過試驗，滲流水溶蝕量的垂直梯度，在地表以下開始時每100米為127毫克，在深度500-600米的巖體內則為8-11毫克/百米。 ^[1] 

同時，近地表土壤層空氣中的CO₂含量，有時要比空氣中的CO₂含量高10-15倍，隨着向巖體內部深入，CO₂含量也逐漸減少。CO₂含量在巖體內也有特殊的情況，即裂隙水在下滲過程中帶有有機質的殘片和溶液，它們在嫌氣細菌作用下，釋放出大量CO₂，因而在一些溶洞的洞頂裂隙中，具有穩定的高CO₂含量。總的説來，溶蝕作用最強烈的地方是在滲流帶的上部，因為那裏的水具有較低的礦化度和較高的侵蝕性。 ^[1] 

滲流帶內洞穴的形成作用，除了滲流水和潛水以外，還有凝聚水。這種凝聚水在熱天依賴於進入巖體內空氣中的水分。這種含有碳酸的地下空氣中冷凝起來的水分是有相當侵蝕性的。位於離地面很深，體積不大的洞穴，對水汽凝聚顯得十分有利。因為水汽凝聚的數量決定於空氣交換的強度，而不取決於洞穴的體積。在蘇聯克里木的紅洞內，熱天凝聚水的總數，1立方米洞體中有6.2升，相當於年降水55毫米，也即相當於該地每年平均降水量的9%。俄羅斯平原上的孔谷洞內，夏天凝聚水大於140噸，相當於1.4升/立方米（洞穴總的體積為100,000立方米）。克里木山區滲流帶中洞穴的總體積約為0.008004立方公里，若將洞壁和洞頂凝聚水溶去的岩石折算為2,401.2噸，那麼從這些洞穴中攜出的碳酸鈣總量，為該山區所有泉水帶出碳酸鈣總量的5.3%。 ^[1] 

①通道簡單，往往單一通道；②通道多是沿張開節理豎向或斜向發育；③橫斷面形狀高而狹；④縱斷面比降大，主要由連續下降的豎井狀通道所組成，通道向一個地方傾斜，沒有與總的傾斜方向相反的斜坡；⑤洞穴次生化學沉積物不發育，尤其滴石類石鐘乳少見。 ^{[2]  [4]} 

根據滲流帶洞穴的位置和形成機理，可以分為兩種形式：

1.在滲流帶上部由溶蝕作用而形成的洞穴，一般形體較小，多呈垂直管道狀，在局部層面附近可以形成近於水平或傾斜的袋狀洞穴，它們的外形取決於小型構造和巖性。在交叉節理髮育的地區多發育地下豎井。這裏的溶蝕作用是由薄膜水和毛細管水進行的。總的説來，這一類洞穴，在平面上和縱剖面上是比較簡單的。 ^[1] 

如果滲流帶洞穴位於高原內部滲流帶很厚的地方，這裏洞穴就可以發育得比較大些，因而也常伴隨有洞頂部和洞壁崩塌體的產生，崩塌體產生過程是各種各樣的，但其結果常常是相同的。常是塊狀、板狀和薄片狀的崩塌體，塊狀崩塌體是多層的岩石碎塊組成的；板狀崩塌體由單一岩層組成的；薄片狀崩塌體的規模耍小得多，也是由一個層理的岩石體碎塊組成的。這種崩塌體常和碳酸鈣堆積物交替出現，形成一種特殊的洞穴堆積層，其厚度可以變化在數米到數十米範圍內。這種由崩塌擴大的洞穴，很少發現跨度超過30米寬的大廳，因為只有極少數岩層才具有這樣大寬度間隔的節理，而且當洞穴上面岩層的厚度相當大時，洞頂就會產生相當大的壓應力，所以地表會發現不少因洞頂崩塌擴大而形成的漏斗和落水洞。 ^[1] 

2.滲流帶底部的洞穴多數經過地下河的塑造。地下河階段，地下水向鄰近河谷排泄，因而它的分佈高程受到鄰近河谷高程的控制。鄰近河谷的高程是受地形和新構造運動控制的。如雲貴高原南部，在第三紀時，岩溶已相當發育。地面平坦寬廣，發育成具有熱帶特點的岩溶。第三紀末大面積隆起形成高原，河流的主幹（烏江，南、北盤江）切入高原內部，支流與主流多數形成不協調現象。因而在高原內部分水嶺地帶，保留有殘留峯林等，河流切割深度小；而在主流的河谷地帶，切割深度較大。另外，高原和廣西盆地的過渡地帶，河谷深切，地表河流稀少，多潛入地下。因而滲流帶底部的地下河所形成的洞穴在不同地貌部位是不相同的。高原內部分水嶺地帶的地下河短小，埋藏較淺，時明時暗，坡降較小，多單獨洞穴，不成系統。谷坡或斜坡地帶形成的地下河，水量較大，呈樹枝狀河系，坡降大，埋藏深、在河谷平原地區的地下河，埋藏較淺，地下河呈網格狀，彼此聯通，形成統一地下水面。在廣西一帶河谷盆地中的地下河，還可能受到海面升降的干擾，地下河的出口高程有變化。由於存在這些差異，因而由地下河變乾的洞穴的特徵，也是各不相同的。 ^[1] 

總之，滲流帶底部的洞穴具有下列特徵：①有較大的坡降。坡降的大小，視地下河的長度和水量的大小而異，也有不規則的，但坡降總是和山坡的坡度近似的；②有水流所形成的凹槽（溶槽）。這種凹槽是在經久的紊流條件下產生的，並有與流線成直角的平行弧形刃脊，還有典型的不對稱的流痕剖面；③存在流痕，它分佈在河流通道的邊緣，是一系列不對稱的凹穴，凹穴的向上段具圓形的邊緣，頂端為較陡的坡度，向下段具有較尖鋭的形態，呈延長軸展布，這些流痕大小變化很大，然而在特定的位置上，它們的大小會比較一致，這種形態特徵可以作為水流方向的指示物，以鑑別已乾涸的廊道過去水流的流向；④地下河機械作用較強，表現在通道中常形成下切溝槽，底部侵蝕大於頂部，也常因在洪水時期洞內全部沖水而向上溶蝕，出現一些溶蝕渦穴；⑤具有較粗的河流沉積物以及這些物質的磨蝕作用。地下河的紊流水不僅搬運泥沙，同時泥沙對洞穴也起到磨蝕作用。它的強度取決於河流搬運的泥沙特性和這些物質與河牀之間接觸的持續時間。沖積物質的粒徑，可以由粘土級到礫石級甚至巨礫級。物質的來源可以由落水洞或地表河流帶來。在具有較粗大的礫石級的地下河河牀底部，可以形成鍋穴或石臼，其中表現出非常集中的侵蝕作用，甚至形成一種特殊形狀的壺形沖蝕穴，它在橫斷面上通常似環狀或橢圓形，也可以成圓形；⑥在水平岩層，特別在薄層水平岩層中，橫斷面上呈等腰三角形或矩形。由於地下河在水平岩層上刻切作用開始於中心，逐漸向兩側發展，因產狀的影響兩側同時異向拓寬，就形成等腰三角形，這種三角形態不是地下河橫剖面的終極形態，只有當橫斷面呈矩形或橢圓形時，洞壁才保持穩定狀態，如果地下河發育到這種形態時，在發展階段上是屬於老年期，一般有新的支洞發育。 ^[1] 

在水平產狀，厚層灰巖地區發育的地下河的出口部位，往往因節理髮育和洪水倒灌，發育成窗格狀洞穴，一條地下河有幾個甚至幾十個出口，各個出口均呈喇叭狀，例如貴州省普定化處的崆山和水母的李家洞。波玉河九股龍洞地下河平時有九個出口，洪水時期就有二十幾個出口。 ^[1] 

上述滲流帶內洞穴發展成為幹溶洞時，其洞頂和洞壁部分常因裂隙水的下滲，在頂部和四壁形成水膜，這種水膜就產生溶蝕作用而形成圓形水槽，水槽之間具有地表溶溝一樣的尖鋭的分水線。特別在洞口的洞頂可以看到1-2釐米寬的：鋭角相交的凸起，可能是由於凝聚水的作用形成的。 ^[1]