洞穴遗址因其堆积物中大量的古人类遗迹和哺乳动物化石而备受关注^[1~7]。万寿岩是位于福建省三明市岩前镇北部的一座圆锥状灰岩孤峰，孤峰上发育两层水平洞穴，上层洞穴以灵峰洞和龙井洞为代表，下层洞穴以船帆洞为代表。考古工作者于1999年和2004年先后在灵峰洞和船帆洞内发现旧石器时代古人类活动遗迹，其中灵峰洞是在福建及东南沿海地区发现的第一个旧石器时代早期洞穴文化遗址，把古人类在福建境内生存的历史提前了10多万年；船帆洞内遗存的距今3万年左右的人工石铺地面在我国旧石器考古中属重大发现，对研究末次冰期古代人类生存环境和文化演进有极其重大意义，贾兰坡院士曾对该遗址批示“这个遗址很重要，必须保护”^[8]。因此，前人对万寿岩的研究也多集中在环境考古方面^[8~11]。

笔者在三明市岩前镇一带进行野外调查时发现万寿岩遗址保护工作并不是很理想，尤其是没有注意到存在岩溶洞穴底板坍塌的隐患。目前遗址的保护措施仅为对洞穴顶部灰岩裂隙进行的防渗治理，说明对万寿岩的保护措施仅从遗迹本体保护方面进行考虑，而对作为遗迹载体的溶洞发育过程及工程稳定性较少研究，缺乏一定的系统性。研究万寿岩层状洞穴的发育过程可以更系统地对万寿岩人类遗迹进行保护，同时对三明地区国家地质公园的保护与开发、区域岩溶环境演化、工程建设研究有借鉴意义。

万寿岩位于三明市西17 km的岩前盆地，地理坐标26°16′13″N，117°29′37″E，是我国亚热带常绿阔叶林分布的一个典型地区，植被发育。研究区属中亚热带季风气候，降水充沛，多年平均降水量1587. 6~1855.2 mm，降水量有年、季节的变化，一年内3~9月份降水量占全年的73.51 %，5~6月份降水量占全年35.11 %，且多易形成暴雨山洪，7~9月多为台风降雨，短时降雨量大且集中。区内渔塘溪为沙溪河支流，水量丰富，流量受降水的控制明显。

万寿岩区内及周边出露的地层为漳平组(J₂z)石英砂岩、梨山组(J₁l)粉砂岩、文笔山组(P₂w)页岩、船山组(P₁c)灰岩和林地组(C₁l)石英砾岩，并发育有北西向330°的瑶奢-岩前充水断裂(图 1a)。万寿岩山体由二叠系船山组(P₁c)灰岩组成，该组灰岩以厚-巨厚层灰岩为主，夹中厚层微晶灰岩。灰岩发育有两组走向为NNW和NE的剪切型节理，其中以NNW节理最为发育，节理产状为NE65°∠80°，在岩体中部形成70 m宽的密集裂隙^[9]，延伸350 m。

图 1(Fig. 1)

图 1 万寿岩地区地质略图(a)及万寿岩溶洞分布、北侧上下溶蚀面(b，据文献[12]修改) Fig. 1 Simple geologic map of the study area (a), and distribution of karst caves and the north dissolution surfaces of Wanshouyan caves(b, modified from reference[12])

万寿岩溶洞群分布于三明市岩前镇岩前盆地内的一座灰岩孤峰内的二叠系船山组(P₁c)中，峰顶海拔标高378 m。孤峰上发育两层水平溶洞，上层洞穴(底面海拔标高248 m)以灵峰洞和龙井洞为代表，下层(底面海拔标高214 m)洞穴以船帆洞为代表(图 1b)。

洞底海拔248 m，高出地表 37 m，因采矿破坏，现留存洞的进深16 m，宽20 m，高15 m。因洞底在发育过程中发生坍塌，现仅局部留存有不同时期的2层钙板层。洞东南壁底部发育有一向下的支洞(图 2a)。灵峰洞内侧壁上发育溶蚀凹槽外，还保存有流水自然沉积物，由上向下简述如下(图 2b)：

图 2(Fig. 2)

图 2 灵峰洞特征(据文献[8]修改) (a)灵峰洞平面图(Lingfeng cave)；(b)灵峰洞横剖面图(cross-section of Lingfeng cave) Fig. 2 Characteristics of Lingfeng cave, modified from reference[8]

(1) 灰黄色杂填土，为明清时期及以后人为堆填，厚0.1~0.7 m;

(2) 浅灰黄色粗砂质钙板层，夹有零星灰岩角砾，铀系测年为185 ka^[9]，厚0.25~0.60 m;

(3) 浅黄色砂质粘土钙板，底部见有灰岩角砾及砾石，与钙板呈致密胶结状态。砾石成分以脉石英和砂岩为主，呈次棱-次圆状。铀系测年为246~262 ka^[9]。厚0.15~0.45 m。

灵峰洞内两个钙板年龄均由南京师范大学年龄研究中心测试完成，测试材料为钙板^[9]。

洞底海拔标高214 m，高出地表 3 m；洞的进深49 m，宽30 m，洞高3~7 m。洞内面积约1300 m²，洞的中央为一未溶蚀完的灰岩岩柱，四周岩壁上发育有许多向上的小型支洞及近水平的溶蚀凹槽，直通龙井洞和灵峰洞等上层洞穴；北、西北壁的支洞位于洞口附近，位置低于洞内表面(图 3a)。船帆洞保存一出露厚度为12.2 m的剖面，对船帆洞年代学、地层划分及形成过程的研究均以该剖面为研究对象，剖面可分为5个地层单元，至上而下简述如下^[11](图 3b)：

图 3(Fig. 3)

图 3 船帆洞特征(据文献[10, 11]修改) (a)船帆洞平面图(Chuanfan cave)；(b)船帆洞地层划分(stratigraphy of Chuanfan cave) Fig. 3 Characteristics of Chuanfan cave, modified from references [10, 11]

(1) 杂色亚粘土、黄红色粘土，厚3.8 m；

(2) 上部棕黄色砂质粘土；中部褐色、红黄色砂质粘土(含上文化层，¹⁴C测年数据29~30 ka)；底部灰绿色含砂粘土(含下文化层，¹⁴C测年数据36~37 ka)^[11]；厚0.35~1.45 m；与该层地层相同的剖面进行过植被环境重建工作，由上向下可划为4个孢粉带：孢粉带1组合以草本植物和蕨类植物为主，也包含部分阔叶植物花粉，代表了温暖湿润的生长有阔叶林的草丛植被类型；孢粉带2组合以蕨类植物为主，代表了温暖湿润的灌草丛植被类型；孢粉带3组合以草本植物为主，代表了温暖较干燥的灌草丛植被类型；孢粉带4草本植物含量较多，但总体孢粉含量少，未能反映当时的植被类型^[8]；

(3) 顶部黑褐色钙板层；中部深棕色、淡黄色粘土互层；下部灰绿色砂质粘土，含有属于南方大熊猫-剑齿象动物群哺乳动物化石组合^[8~11]，厚1.5 m；

(4) 上部褐黄色细砾石层，砾石成分复杂，为板岩、石英岩、砂岩、花岗岩等，磨圆度为次棱-次圆，呈半胶结状态；中部棕褐色粗砂、含砾砂层夹粘土；下部黄褐色角砾岩；厚度2.7 m；

(5) 二叠系船山组灰岩，揭露2.0 m。

¹⁴C年龄由北京大学加速器质谱实验室和第四纪年代测定实验室完成，测试材料为木炭^[11]。

地下岩溶洞穴的发育过程受构造、气候、地层岩性和地下水文网的影响。岩溶区形成的多级层状洞穴可以记录地壳隆升和地貌演化历史，也能反映区域新构造运动的主要特征^[13]。当新构造运动处于活跃的抬升期，形成垂直向下发育的岩溶管道；当新构造运动处于相对稳定阶段时，岩溶管道拓展成水平方向发育的洞穴^[14]。

福建省位于欧亚大陆板块东南缘，由于受上新世至更新世菲律宾海板块向西北的持续碰撞、挤压，致使区内随着距离碰撞带的远近导致地质构造受到了不同程度的影响^[15]。福建省新构造运动整体以上升运动为主，存在差异性升降运动以及最新的断裂活动等，同时，断裂活动多是在继承老构造基础之上发生的不太强烈的新活动。据区域构造及其发展历史显示，万寿岩地区属于闽西南差异上升亚区，从地貌的分层特点说明了区内新构造运动具有间歇性上升的特点^[15]。

根据万寿岩层状洞穴与鱼塘溪河流阶地序列，并结合两个钙板年龄和一个¹⁴C年龄以及两级河流阶地上3个光释光年龄^[8~11]，黄光明等^[12]认为区内从中更新世晚期以来经历了4次隆升：262 ka前为第1隆升期，185~37 ka为第2隆升期，17.4~12.2 ka为第3隆升期，10.4 ka至今为第4隆升期，其余时间段为间歇期(表 1)。其中光释光年龄均采自河流阶地砂层，测试由北京大学第四纪年代测定实验室完成^[8]。

表 1(Table 1)

表 1 万寿岩地壳隆升及洞穴发育过程特征(据文献[12]补充修改) Table 1 Characteristics of multi-phase uplifting and development of karst caves in Wanshouyan(modified from reference [12]) 时间(ka) 定年沉积物位置/标高(m) 隆升期次及隆升过程 高差(m) 隆升速率(mm/a) 溶蚀速率(mm/a) ＞262 灵峰洞下钙板/248 第1隆升期，溶蚀管道形成 / / 262~185 灵峰洞上钙板/248.2 第①间歇期，灵峰洞形成 / / 0.19 185~37 船帆洞上钙板/209.7 第2隆升期，溶蚀管道形成 38.5 0.26 37~17.4 T2上部/204.3 第②间歇期，船帆洞形成 / / 0.36 17.4~12.2 T1底部/199 第3隆升期，T2形成 5.3 1.02 12.2~10.4 T1上部/201.7 第③间歇期 / / 10.4~至今 现代河漫滩/199 第4隆升期，T1形成 2.7 0.26

表 1 万寿岩地壳隆升及洞穴发育过程特征(据文献[12]补充修改) Table 1 Characteristics of multi-phase uplifting and development of karst caves in Wanshouyan(modified from reference [12])

262 ka前，万寿岩区处于整体隆升状态，由于区域侵蚀基准面下降，使万寿岩内的岩溶过程向下发展，在当地水文网作用下，沿着灰岩裂隙发育方向向下溶蚀，形成了与裂隙方向相同的向下岩溶管道^[12]。

262 ~ 185 ka，区内进入新构造运动间歇期，随着地壳相对稳定，地下水向下溶蚀动能减弱，溶蚀方向改以侧向水平向为主；溶洞空间逐渐扩大增宽形成洞厅，并逐步形成现状的灵峰洞和龙井洞规模^[12]。这一时期灵峰洞底部形成上、下钙板两层钙板(262~185 ka)，通过现在灵峰洞的洞高计算出灰岩当期的溶蚀速率为0.19 mm/a(表 1)。该时期地面大致被剥蚀至海拔248 m，并沿230°方向发育一条冲沟，受区内冲沟流水的作用形成万寿岩北侧山坡上层溶蚀面(图 1b和图 4a)，其溶蚀面底部标高大致与灵峰洞和龙井洞相等。

图 4(Fig. 4)

图 4 万寿岩地区隆升及洞穴发育过程(据文献[12]修改) (a)灵峰洞发育过程(Lingfeng cave)；(b)船帆洞发育过程(Chuanfan cave) Fig. 4 Process of the uplifting and caves' development in Wanshouyan, modified from reference[12]

185~ 37 ka，该区又经历一次缓慢的隆升过程，由于地壳抬升，改变当地的溶蚀基准面，使万寿岩灰岩继续向下溶蚀，并逐步形成灵峰洞至船帆洞的岩溶管道^[12]。

37.0~ 17.5 ka，区内再次进入新构造运动间歇期，逐步形成船帆洞现状规模，其形成机理与灵峰洞相似，按最高洞高计算出灰岩当期的溶蚀速率为0.36 mm/a(表 1)。随着船帆洞洞体拓展并发育暗河(在侧壁发育有近水平流水溶槽)，导致灵峰洞钙板层(底板)坍塌，而船帆洞洞底被溶蚀至214 m高程处。这一时期区内冲沟地面大致被剥蚀至海拔211 m，并沿150°方向发育冲沟，受区内冲沟地表流水的冲蚀作用形成万寿岩北侧山坡下层溶蚀面(图 1b和图 4b)，其溶蚀面底部标高大致与船帆洞相等。

上下两层溶蚀面向不同方向发展(图 1b)，与区域地壳隆升方式有关，可能是差异性升降导致的不同方向的地壳掀斜抬升的结果。从两层洞穴的发育过程分析，该区至少经历两次侵蚀旋迴，完成了两个岩溶地文期的发展，与新构造运动存在耦合关系。洞穴发育过程的模式如下：地壳隆升→发育向下的溶蚀管道→地壳平稳期→形成洞穴→再次地壳隆升→发育向下的溶蚀管道→地壳平稳期→形成洞穴及上层洞穴底板坍塌→第三次地壳隆升……。两层溶洞的灰岩溶蚀速率差异较大，主要受控于当时的气候条件，在雨量大时的灰岩溶蚀速率明显大于雨量小时的灰岩溶蚀速率。

灵峰洞内未发现中更新世的细粒沉积物发育，但据灵峰洞钙板胶结的砾石情况及侧壁规模不大的溶蚀凹槽分析，灵峰洞形成时气候温暖较干；因此沿230°方向发育的冲沟规模不大，灵峰洞内灰岩的溶蚀速率也较小。

船帆洞形成时间为37.0~17.5 ka，气候分期上属于末次冰期中期^[12]。末次冰期中期是末次冰期中相对温暖的一段时期^[16]，据万寿岩第四纪自然沉积层中的孢粉组合分析，其中石松科孢子占有很大优势，并分析有硅藻及环纹藻^[8]，从船帆洞内的孢粉组合记录显示29~37 ka期间的主要气候条件为温暖湿润^[8]，比灵峰洞发育时期及中国北方气候相对偏暖湿润，也体现在船帆洞内发育有较厚自然流水沉积物。万寿岩区内此时雨量逐渐丰沛，地面侵蚀加大，河流冲沟水位抬升，船帆洞开始有地表水流入，于是在船帆洞洞口处底部有冲积砾石层(图 5a)^[17]及侧壁发育有近水平流水溶槽。古人类为居住和出行方便在船帆洞内铺设石铺地面并设排水沟(图 3a)。随着区内雨量持续加大，地表流水携有大量的泥砂灌入洞内，洞顶局部坍塌，已不适合古人类居住，至后期船帆洞已被完全掩埋，即为船帆洞首次开挖时的状况。

图 5(Fig. 5)

图 5 (a) 船帆洞口砾石及人工铺地面、(b)万寿岩南侧上升泉、(c)灵峰洞山麓的危岩体掉块以及(d)船帆洞顶部防渗处理的照片 Fig. 5 Pictures of (a) gravels and artificial pebble-paved ground in Chuanfan cave, (b)ascending spring in the south of Wanshouyan, (c)limestone fragments in front of Wanshouyan, and (d) seepage prevention treatment in Chuanfan cave

由于灵峰洞和船帆洞内大量旧石器时代早期文化遗物的出土以及文化层内的哺乳动物化石以及船帆洞内珍贵的石铺地面(图 5a)，万寿岩遗址具有极高的岩溶地质、考古和环境科研价值。万寿岩遗址被评为2000年我国十大考古发现，2006年被国家文物局列为全国百项大遗址保护之一，因此对船帆洞及万寿岩山体的保护应更系统科学。

灵峰洞和船帆洞的发育过程表明，新构造运动、地下水文网和气候决定着岩溶发育的规模及方向。万寿岩区地壳隆升过程特征显示区内现阶段正处于较缓慢的隆升期(表 1)；灰岩地貌长期处于侵蚀剥蚀状态，使地下水有较强的向下溶蚀的动力，正是船帆洞下岩溶管道或洞穴较为发育的原因；现阶段区内的气候条件与船帆洞晚期较为接近，均为温暖湿润，有利于岩溶发育。说明现阶段整个万寿岩岩体有条件并且还在进行较强的岩溶作用。

万寿岩东南侧洼地见有岩溶上升泉出露(图 5b)，表明船帆洞底板下一定深度为现代地下水饱水带，饱水带以内还有溶洞发育，随着地下岩溶洞穴的发展，按灵峰洞的发育过程分析，极有可能引起船帆洞洞底坍塌。灵峰洞原洞底钙板坍塌就是由于下层船帆洞的发育，导致灵峰洞遗失原洞穴埋藏的古人类活动遗迹。本处船帆洞内支洞及南京三台溶洞群就保留了由于下层溶洞发育导致上层溶洞坍塌的记录^[18]。

对船帆洞现有底板保护设计应充分考虑地下岩溶管道或洞穴规模、灰岩的溶蚀速率、地下水水文地质(特别是饱水带的范围)等条件，其中灰岩的溶蚀速率可参照船帆洞发育过程中灰岩溶蚀速率0.36 mm/a考虑。调查中还发现山麓处分布大量大块的灰岩岩块(图 5c)，万寿岩遗址博物馆的工作人员反映经常发生危岩体的崩塌、掉块的现象。这也说明在当前的气候条件下，岩溶侵蚀溶蚀作用正在发生，虽植被对岩溶侵蚀起了减缓作用，但万寿岩山体并不稳固。

因此在对船帆洞的保护措施除了现有的防止洞顶坍塌及防渗处理减缓岩溶作用外(图 5d)，更应考虑对船帆洞现有底板保护，用于避免下层洞穴的岩溶作用引起底板坍塌，进而保证洞内现有自然沉积物及古人类活动遗迹得以保存。

(1) 万寿岩地区中更新世晚期以来至少经历了4次隆升期，在前两次间歇期内分别形成了灵峰洞和船帆洞。262~185 ka期间，灵峰洞从岩溶管道逐渐扩大增高形成洞厅，此时洞内灰岩当期的溶蚀速率为0.19 mm/a，区内地面大致被剥蚀至海拔248 m，并沿230°方向发育一条冲沟，同时形成万寿岩北侧山坡上层溶蚀面；37.0~17.5 ka期间，船帆洞逐步从岩溶管道形成洞厅及现状规模，此时洞内灰岩当期的溶蚀速率为0.36 mm/a；这一期间区冲沟地面大致被剥蚀至海拔211 m，并沿150°方向发育冲沟，同时形成万寿岩北侧山坡下层溶蚀面。

(2) 万寿岩地区岩溶发育与新构造运动存在耦合关系，洞穴发育过程的模式如下：地壳隆升→发育向下的溶蚀管道→地壳平稳期→形成洞穴→再次地壳隆升→发育向下的溶蚀管道→地壳平稳期→形成洞穴及上层洞穴底板坍塌→第三次地壳隆升。

(3) 区内新构造运动的特征、万寿岩东南侧洼地出露的岩溶上升泉以及万寿岩层状洞穴的发育过程说明船帆洞存在底板坍塌的可能性，对船帆洞的保护措施除现有的防止洞顶坍塌及防渗处理外，更应考虑对船帆洞现有底板保护，避免下层洞穴的岩溶作用引起底板坍塌。此外，万寿岩山麓处分布大量大块的灰岩岩块以及万寿岩遗址博物馆的工作人员反映经常发生危岩体的崩塌、掉块的现象也说明在当前的气候条件下，岩溶侵蚀溶蚀作用正在发生，虽植被对岩溶侵蚀起了减缓作用，但万寿岩山体并不稳固。

致谢: 感谢审稿老师和编辑部老师的宝贵意见；三明城市地质调查项目组成员参加野外调查并协助测量剖面及万寿岩遗址博物馆朱凯馆长给予的协助，在此一并表示感谢。