碳酸盐岩在我国分布广泛，这是中外学者所公认的客观情况。但是，硫酸盐岩在我国的分布也很广泛，其中石膏和硬石膏，分布遍及我国各省、区；特别是，硫酸盐岩和碳酸盐岩常共存，这就出现硫酸盐岩和碳酸盐岩的复合岩溶问题。但是，以往对这两者的研究多限于其岩溶的发育规律。

《1 硫酸盐岩和碳酸盐岩的共生分布》

1 硫酸盐岩和碳酸盐岩的共生分布

碳酸盐岩有海相、湖相之分，而硫酸盐岩也有海相和湖相。在这两种环境下，经常会出现硫酸盐岩和碳酸盐岩共生的现象。在我国北方的奥陶系、南方的三叠系和寒武系等岩系，也多有这两类可溶岩共生分布的现象。此外，硫酸盐岩还有热液作用沉积，其中包括变质、火山交代和区域变质而生成的石膏、硬石膏等硫酸盐岩。

这里需要强调的是，碳酸盐岩的岩溶作用过程可以生成次生石膏，见反应式（1）。

在含有煤系地层地区，有 H2S 分布的地带，碳酸盐岩作用的结果常形成次生石膏沉积，这在国内外是很常见的。

对于白云岩，见反应式（2）。

CaCO3 （石灰岩） +2H+ +SO2-4 →CaSO4 （硬石膏） +H2CO3    （1）

CaMg（CO3）2 +4H+ +2SO2-4 →CaSO4 +MgSO4 +2H2CO3        （2）

石膏本身可直接为水溶解，在过饱和的水溶液中，又易于生成次生石膏的晶体。

《2 岩溶生态水文地质》

2 岩溶生态水文地质

目前，国际上很重视生态水文（ eco-hydrology），包括生态水文地质（Eh ，eco-hydrogeology）。许多学者在研究多种水环境及不同气候条件下的生态水文问题，也有不少人注意到有关水、大气、土壤间的交换作用与相关定性定量评价。生态水文地质的特性涉及到多种因素，概括表示于下式：

式中，Q 为水（资源）的数量与质量，R 为岩体， W 为水体，A 为气体，S 为土体，B 为生物作用（包括乔木、草本植物和微生物作用，还有动物作用），I 为各种交换变化作用。

例如水—岩作用涉及到:

式中，Rc 为岩石变化，C 为溶蚀作用，E 为机械侵蚀作用，W 为风化作用，H 为水动力作用，D 为沉积作用，M 为力学性质变化，B 为生物作用，A 为人工作用。

至于岩–土之间的变化，则涉及到土壤中成分与母岩成分之间的富集与迁移系数:

式中，A r -s为“ +”值时表示土壤中母岩成分的富集，为“ -”值时表示土壤中母岩成分的迁移；E r 为岩石母岩中 E 成分；E s 为土壤中 E 成分。

《3 生物岩溶作用》

3 生物岩溶作用

在自然界中，各种生物作用存在着生物食物链及其循环，如图 1 所示。

生物营养级如图 2 所示。

《图 1》

图 1 生物食物链分类及其循环关系图

Fig.1 Classification of biological foods chains and their circulational relationships

《图 2》

图 2 生物营养级分类简图

Fig.2 Classification of biological trophic level

自然界中，生物岩溶作用是多方面的。对复合岩溶而言，笔者主要研究了三种微生物作用。

1）硫杆菌属（T. thioparus）。水中有强溶解氧渗入地下，会导致化学作用———氧化作用。使 pH 值降低至 5 ~4.5 之间，H2S 氧化后会生成硫酸，反应式如下:

硫酸可以加强对碳酸盐岩的溶解作用，又可生成 CO2 ，进一步加强对碳酸盐岩的溶解。

2）硫酸盐还原菌（ desulfovibria）。在压气条件下，硫酸盐还原菌可以产生 H2S，反应式如下：

3）脱氮盐还原菌（Td. denitrificans）。这类厌氧性细菌可在无机培养基中与硝酸盐在原游离氧状态下生长。在其生命过程中，可同化 CO2 和重碳酸盐中碳（C）。

在厌氧性细菌作用下，硫及硫化物会发生氧化反应，而硝酸盐将有还原作用，其反应式如下:

笔者曾做一系列试验，以探索这些作用。试验结果表明，在硫酸盐岩和碳酸盐岩复合岩溶作用过程中，在不同环境下，微生物岩溶作用是非常重要的。

《4 岩溶陷落柱的发育机理》

4 岩溶陷落柱的发育机理

在碳酸盐岩岩溶地区，地下洞穴经常诱发岩溶塌陷现象，这是岩溶洞穴系统的发育—消亡过程中的必然现象。

硫酸盐岩（石膏、硬石膏），岩性软弱，受溶蚀后形成的洞穴系统，在湿热条件下不易长期保存，易于自然塌陷而消亡。

在碳酸盐岩和硫酸盐岩的复合岩溶地区，有特殊岩溶陷落柱现象，曾有专家探讨了其发育的特征，并认为中国复合岩溶地区的陷落柱可概括为几种类型，如图 3 所示。

在图 3 中，A，B，C 三处的陷落柱到达了地表，称为裸露型陷落柱；D，E，F，G 四处的陷落柱则是隐伏于地下，称为埋藏型陷落柱。

在国外，陷落柱又称为垂直穿越构造（VTS，vertical through structure）。根据笔者在中国及英国等地研究的结果，复合岩溶陷落柱的发育机理可划分为如下几个阶段。

1）构造形迹切割阶段。在沉积的层状硫酸盐岩（石膏等）与碳酸盐岩地层中，由构造运动产生的形迹，如断裂、节理等的切割，特别是垂直于（或近于垂直）层面而且封闭（或近于封闭）的两组以上的构造形迹，为陷落柱的产生提供了前提构造条件。

2）层间溶蚀角砾化阶段。沿构造形迹——断裂、节理等——而下渗的水流不断溶蚀加大这些裂隙空间，也通过层面渗流而溶蚀石膏，使碳酸盐岩岩体受到石膏膨胀应力而破坏，形成角砾化现象。

3）发育通道空间阶段。由于在可能产生陷落柱的块体中存在不断差异性溶蚀，而且陷落柱下部汇积了较多水流，使岩溶作用强烈发育的同时，形成了空间较大的洞穴与通道，使上部已角砾化的岩体向空间内塌陷。这种通道可连续向上发生，或者是形成多层洞穴。

4）陷落柱形成阶段。随着陷落柱的发展，在其底部或中间有洞穴或较大溶蚀空间（一层或多层）的存在，从而导致上部角砾化岩体产生陷落。在塌陷过程中，又会使角砾岩体破碎不强烈的岩体进一步破碎，并发生岩体剪切破坏现象。当下部没有大空间存在地带时，陷落柱停止向下发育；当上部岩体较完整时，陷落柱也不再向上发育。

5）陷落柱复活阶段。由于构造上升，使陷落柱下部聚集水流又发生强烈溶蚀作用，再次形成洞穴通道，导致上部陷落柱继续产生陷落塌陷，导致陷落柱下部洞穴通道的发育，诱发陷落柱塌陷复活，地表可见有塌陷形成的凹地。这一特征在英国 Sunderland 海岸带表现得尤为明显，反映了未复活及复活的陷落柱情况。

《图 3》

1—碳酸盐岩；2—碳酸盐岩角砾岩；3—砂页岩；4—煤层与碎屑岩；5—断层；6—陷落柱；

7—陷落柱的推测边界；8—中奥陶统峰峰组（O2f）至中石炭统（C2）之间的古岩溶作用面

A—山西阳泉；B—山西娘子关；C—河北井陉 5 号矿井；D—河北井陉 1 号矿井；

E—河南峰峰矿区 9 号矿井；F—河北井陉矿区；G—河北井陉 1 号矿井；

图 3 华北地区各种陷落柱剖面综合对比图

Fig.3 Comparison of karst collapsed columns in North China

6）陷落柱侵蚀残余阶段。已形成的陷落柱受到强烈侵蚀作用后，可被破坏而消失。但是，由于后期钙质胶结作用的结果，部分陷落柱中角砾块石的裂隙、空洞通道等被充填，反而变得密实坚硬。在这种情况下，陷落柱周围的围岩被侵蚀后，陷落柱主体仍会有部分残留。

我国在华北等地产生的陷落柱规模较大，而且陷落柱体多埋在地下。在英国 Sunderland 海岸一带，陷落柱规模相对小些；而且在海岸侵蚀作用下，早期陷落柱较好暴露在外，因而可更好地分析其发育机理，可参考相应照片以作佐证。

在硫酸盐岩和碳酸盐岩共生情况下，复合岩初期在层间都可被溶蚀，有层面通道发育。硫酸盐岩硬石膏遇水可产生体积膨胀，使岩体破碎；碳酸盐岩较坚硬，但在其上下层面间有溶蚀通道存在的情况下，如有断裂、节理等，也易于发生塌陷。

对单纯碳酸盐岩自身重力塌陷的机理进行分析后可知:由于溶蚀及地下侵蚀作用，在碳酸盐岩中形成洞穴形态的地下空间，而在洞穴顶部及洞壁处，在重力的驱动下，会失去岩体力学的稳定性，从而产生洞穴顶板或侧壁的崩塌与垮落，当发展至地表时，就形成了洞穴的塌陷，也就是岩溶塌陷。碳酸盐岩是坚硬的，但也有软弱夹层存在，所以洞穴顶部经常不是均一力学性质的岩体。洞穴不断被溶蚀及侵蚀而扩大，洞穴顶部处在通常的悬臂梁状的应力状态（对近水平走向地层而言）下。因难于承受上部岩体的压力，需要由拱形洞顶的应力状态才能支撑洞穴顶部以上的岩体压力。

《5 复合岩溶地区的环境效应》

5 复合岩溶地区的环境效应

首先，复合岩溶对地下水水质影响较大，例如娘子关泉域，见表 1 和表 2。

《表 1》

表 1 石膏层地下水水质对照表

Table 1 Comparison of underground water quality in gypsum

mg /L

《表 2》

表 2 娘子关泉域岩溶地下水水质对照表

Table 2 Comparison of karst underground water quality in Niangziguan

mg /L

华北地区最大岩溶泉群——娘子关泉群由 12 个泉组成，出露于山西省阳泉市平定县娘子关附近（见图 4），分布于程家到苇津关约 7 km 长的河漫滩及阶地上面，出露标高为 360 ~392 m。主要泉群有:坡底泉、程家泉、五龙泉、石板磨泉、滚泉、河北泉、桥墩泉、禁区泉、水帘洞泉和苇泽关泉。流域面积 4 667 km2 ，其中裸露及半裸露的碳酸盐岩岩溶面积约有 2 100 km2 。泉域构造属于北东翘起的大向斜，控制了作为流域隔水层 O1 的分布，同时也控制了马家沟组含水层 O2 的分布。在泉口地带，正是由于 O1 白云岩抬升，起到相对隔水作用，使岩溶水被阻挡而涌出地表形成娘子关泉群。

泉群流量较稳定，多年平均流量达 12.13 m3 /s （1959—1984 年），最大流量达 16 m3 /s。近些年来，由于流域内大量开发地下水，泉口流量只有5 m3 /s 左右。

泉域内岩溶地下水汇聚有非岩溶地带的地表水流及地下水流，而且在 O2 含水层中也含有较多 。在附近有石膏层的岩溶地下水中， 含量大于 1 000 mg/L （见表 1）。而在娘子关大泉域，将补给 – 径流、径流、汇流、停滞及排泄各带的地下水水质进行对比，就可看出水质的变化规律（见表 2 ）。在补给 -径流区， 含量相对较低，最高不超过 365 mg/L，这与当地石膏层的分布有关。在汇流及滞流地带， 一般较高，达 600 ~700 mg/L，这除了与石膏层分布有关外，也汇聚渗透了 含量较低的水流，所以 含量比在石膏层附近地下水中的 含量要低得多。

各地岩溶水的水质都会有一定的差异，水质偏差系数 CQW 为:

式中，x 为不同水样；O 为铁匠铺岩溶水；C 为阳离子；i 为 i 项阳离子；n 为对比阳离子数；a 为阴离子；j 为 j 项阴离子；m 为对比阴离子数；Ca 为有关 CaCO3 成分；k 为 k 项 CaCO3 ；CO 为有关 CO2 等成分；t 为 t 项 CO2 ；f 为对比 CO2 等项；pH 为酸碱度；TDS 为总矿化度；CQW为水质偏差系数；下标 QW 为水质（quality water）。

《图 4》

1—河流与干旱河系；2—地表分水岭；3—娘子关泉域；4 ，5—主要断裂；6—岩溶泉

（ a. 苇泽关泉；b. 水帘洞泉；c. 五龙泉；d. 禁区泉；e. 桥墩泉；f. 滚泉；

g. 坡底泉；h. 石桥泉；i. 城西泉；j. 程家泉）；7—地下岩溶水流向

图 4 娘子关泉流域水文地质图

Fig.4 Hydrogeological map of the Niangziguan karst springs

不同地带岩溶水质的偏差系数一般为 15 % ~ 40 %，高的可达 80 % ~100 %。若单纯计算 偏差系数，则有:

式中， 为 的偏差系数； 为 x 水样品 含量，mg /L； 为标准水样中 含量，mg /L。

例如，将补给区没有石膏分布地带的 含量作为基数，求有石膏层分布地带的 的偏差系数，可得到 值达数百至 1 000 以上。

在开发深部碳酸盐岩中地下水资源，除了对深层水资源的形成及其资源量进行评价之外，更要特别注意，由于硫酸盐岩的存在，使水质混合恶化，其结果还会破坏上部水质较好的碳酸盐岩中的地下水的质量。含较大水压力的富含 的硫酸盐岩地下水，由于人工钻探的深入，不能很好地进行阻水，则可能造成上部碳酸盐岩含水层的破坏，这点已是有先例的。

南方碳酸盐岩地区主要发育了暗河系统，在云南、贵州、四川、重庆、广西、湖南、湖北这 7 个省、市、自治区，岩溶暗河系统有 3 000 多条，枯季总流量达 400 ×108 m3 以上。浅层的岩溶水由于流量大、水流运动速度快，所以受硫酸盐“污染”的情况比北方岩溶水要好得多。但是，深部赋存的地下水，由于受硫酸盐岩溶蚀作用的影响，水中含有较多 ，深部水质也变为 HCO-3 - -Ca2+ -Mg2+ 型和 -Ca2+ -Mg2+ 型水。

人工开发效应，如矿山开采、水利水电建设、房屋建设、道路建设等，都会诱发塌陷等不良效应，必须认真研究，予以适当处理。