典型白云巖洞穴水化學變化特征及其沉積差異對比研究

龔曉歡, 周忠發 , 3*, 張 恒, 蘇 丹, 黃 靜, 董 慧

典型白云巖洞穴水化學變化特征及其沉積差異對比研究

龔曉歡1, 2, 周忠發1, 2 , 3*, 張 恒2, 3, 蘇 丹1, 2, 黃 靜1, 2, 董 慧2, 3

(1. 貴州師范大學 喀斯特研究院/地理與環境科學學院, 貴州 貴陽 550001; 2. 貴州省喀斯特山地生態環境國家重點實驗室培育基地, 貴州 貴陽 550001; 3. 國家喀斯特石漠化防治工程技術研究中心, 貴州 貴陽 550011)

為揭示不同洞穴系統中水–氣化學過程變化特征及其對沉積環境的影響, 于2018年8月～2019年7月對綏陽縣溫泉鎮雙河洞穴系統一級支洞大風洞和麻黃洞內9個滴水點的空氣及水化學指標開展了一個完整水文年的動態監測, 并運用飽和指數法和水化學計量方法進行研究分析, 結果表明: ①大風洞和麻黃洞9個滴水點水化學類型除MH6#外均為HCO3-Ca·Mg型, 而MH6#因SO42?濃度偏高, 水化學類型為HCO3·SO4-Ca·Mg型; ②研究區內洞穴水水化學組分主要來源于巖石風化且受碳酸、硫酸和硝酸的共同作用; ③通過水–氣CO2分壓差數據和相關性分析可知, 麻黃洞沉積環境整體優于大風洞; ④大風洞和麻黃洞沉積環境主要受到氣流交換模式、水–巖作用強度、稀釋效應、先期方解石沉積(PCP)過程和人類旅游活動的影響, 洞內沉積環境總體表現為旱季優于雨季、Ⅱ類滴水點優于Ⅰ類滴水點的特征。

巖溶洞穴; 沉積環境; 表觀飽和指數; 水文地質

0 引 言

洞穴是地下空間的重要窗口以及巖溶地區重要的地貌形態, 由于水–巖–土–氣–生各相的復雜耦合效應及其內部特殊的環境, 洞內常發育各式各樣的次生碳酸鹽沉積物(Li et al., 2012)。這些沉積物因具有較高的美學價值, 常被開發加工成精美的旅游產品, 同時, 由于特殊的形成機理使其攜帶了大量的氣候信息, 也被視為古氣候重建的重要媒介(Hill and Forti, 1997; Frisia et al., 2000; Yuan et al., 2004; Henderson, 2006)。因此, 對現代洞穴進行系統監測, 研究洞穴沉積環境與成景機制, 不僅有利于洞穴旅游資源的開發與保護, 對古氣候重建也極具指導意義。

巖溶動力系統中, CO2和水作為巖溶發育的溶質和溶劑, 伴隨著一系列的物質循環和能量交換, 兩者共同決定了洞穴次生沉積物景觀的形成(袁道先等, 2016)。因此, 大量研究從洞穴CO2和滴水兩個方向出發, 運用巖溶動力學理論研究洞穴上覆“水–氣–巖”之間的物質能量轉換過程, 探討洞穴次生沉積物的生長與洞穴沉積環境變化之間的關系(Gonzales et al., 1992; 劉再華等, 2003; 王靜和宋林華, 2004; Fairchild and Tooth, 2005; Whitaker et al., 2009; 張美良等, 2013, 2015; 曹明達等, 2017)。一方面, 現代洞穴環境往往對洞穴次生沉積物產生重要影響(韋躍龍等, 2016), 一些國內外學者通過對洞內環境的監測探討了洞穴沉積環境, 強調了洞穴環境對沉積過程的重要性(Milanolo and Gabrov?ek, 2009; Castro et al., 2014; 陳琳等, 2017)。另一方面, 洞穴滴水是洞穴沉積物形成的母液和巖溶作用物質及能量的重要載體, 洞穴沉積物中所包含的氣候信號最先在滴水中得以體現, 了解滴水中離子變化規律有利于了解洞穴水中的化學特征及各種指標在次生碳酸鹽沉積物中的變化特征, 對進一步探索洞穴沉積物生長機理、解譯沉積物中各種記錄古氣候信息的指標具有重要意義(龐征等, 2016; 殷建軍等, 2017; 曾澤等, 2018)。此外, 能夠反映滴水沉積狀況的飽和指數(saturation index, SI)對洞穴沉積環境的研究極具參考價值, 部分學者還聚焦于洞穴內部特殊沉積物及背后的機理研究(曹明達等, 2016; 張結等, 2017; 范寶祥等, 2021)。綜合而言, 前人研究主要從洞穴次生沉積物沉積狀態以及機理出發, 通過現代洞穴系統監測及相關代用指標, 在揭示洞穴沉積物的形成機理及背后的環境意義方面取得了較大的進展, 但對其與環境要素、地質背景及人類活動相互之間的復雜關系的研究相對不足。

因此, 本研究選取典型巖溶洞穴大風洞和麻黃洞進行為期一個完整水文年的系統監測, 運用水化學計量方法和飽和指數相關模型等方法, 更系統、整體地探討不同巖溶洞穴水–氣CO2分壓變化及其對洞穴系統沉積環境的影響, 為進一步研究巖溶洞穴系統沉積物景觀成景機制研究、次生沉積物保護及其古氣候信息解譯提供理論參考。

1 研究區概況

雙河洞系位于貴州省遵義市綏陽縣溫泉鎮(28°08′00″～28°20′00″N, 107°02′30″～107°25′00″E; 圖1a)。在地質構造上, 雙河洞系位于揚子準地臺的鳳岡NNE構造帶的西側, 處于黃魚江復背斜和土坪復向斜的西側, 區內構造和地層走向主要以NE向、NW向和SN向為主, 出露中–上寒武統婁山關組(?2-3)和下奧陶統桐梓組(O1)白云巖、灰質白云巖以及夾燧石和泥質白云巖等碳酸鹽巖(李坡等, 2008), 巖溶地貌極其發育, 主要有峰叢洼地、峰叢谷地和峰叢峽谷3種類型, 其間又發育洞穴、天坑、峽谷、地下河等, 且洞內發育大量的次生碳酸鹽沉積物。研究區氣候總體屬于中亞熱帶季風氣候, 夏季高溫多雨, 冬季低溫少雨, 年均溫為15.5 ℃, 年平均降水量為1210 mm,降水強度大且集中于每年的4～10月。

麻黃洞(圖1b)和大風洞(圖1c)為雙河洞系的兩個重要支洞, 麻黃洞為天然洞穴, 洞口海拔720 m, 洞穴長、寬、高約為1100 m、32 m、1100 m, 內部沉積環境穩定, 受人類活動擾動較少。大風洞作為旅游洞穴于1993年對外開放, 洞口海拔為734 m, 洞口寬7.6 m, 高4.5 m, 洞長約696 m, 洞道水平起伏小且洞道單一。2個洞穴內均發育眾多次生碳酸鹽沉積物, 如形態各異的石筍、石鐘乳、石幔、石柱及卷曲石等。

圖1 研究區水文地質概況圖(據李坡等, 2008修改)

2 數據來源與方法

2.1 野外監測與室內實驗

于2018年8月～2019年7月對大風洞和麻黃洞洞穴水逐月進行采集和監測, 在大風洞和麻黃洞內共設置9個監測滴水點(表1)。在野外監測及采樣過程中, 為避免污染, 使用 10%～20%稀硝酸浸泡采樣裝置和聚乙烯瓶, 然后用去離子水清洗并烘干后進行洞穴水的采集, 水樣使用0.22 μm的濾膜過濾后分裝于兩個25 mL聚乙烯瓶中, 一瓶加入2滴HNO3密封保存用于陽離子測定, 另一瓶直接密封保存用于陰離子測定, 最后將所有樣品帶回實驗室置于冰箱中避光保存。

現場采用德國WTW Multi340i便攜式多參數水質分析儀測定水樣的水溫、pH值和電導率(electrical conductance, EC), 精度范圍分別為0.1 ℃、0.001和0.1 μs·cm?1; HCO3?和Ca2+測試使用德國Merck公司生產的堿度計和硬度計現場滴定, 為減少相對誤差, 每個樣品重復滴定2～3次。使用秒表通過20 mL量杯收集滴水計算滴量, 單位為mL·s?1。選用Telaire-7001型便攜式紅外CO2儀測定洞穴水點的CO2濃度, 分辨率為1×10?6, CO2濃度范圍為0～10000×10?6, 測量精度為±50×10?6。使用前用標準氣體進行校準, 為了避免人為影響, 操作時將儀器放置在距操作者2 m以外。洞內氣溫、相對濕度的測定采用Kestrel-4500型便攜式氣象站, 分辨率分別為0.1 ℃、0.1%, 測量精度分別為±0.1 ℃、±3%(潘艷喜等, 2017)。氣象數據來源于距雙河洞國家地質公園最近的桐梓縣氣象觀測站。

室內實驗在中國科學院地球化學研究所完成, 陽離子使用VISTA MPX型電感耦合等離子體發射光譜儀測定, 分辨率為0.009 nm, 測量精度為0.001 mg·L?1, 光譜范圍175～785 nm, 相對標準偏差<2%; 陰離子采用ICS90型離子色譜儀測定, 分辨率為0.2 μs·cm?1, 檢測范圍 0～1000 μs·cm?1(安丹等, 2020)。

2.2 研究方法

使用Origin 2017和Coreldraw X8軟件繪制圖件并進行水樣分析, 使用SPSS 26.0軟件對各滴水點離子濃度進行相關性分析, 采用舒卡列夫分類法對洞穴各滴水點進行分類, 使用離子濃度比例法和礦物飽和指數法分析研究區洞穴水沉積環境特征。使用PHREEQC軟件計算方解石飽和指數(saturation index calcite, SIc)和滴水CO2分壓(CO2(w)), 通過幾種主要陰陽離子(K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl?、SO42?、HCO3?、NO3?)、水溫和pH值計算SIc的公式為(Hess and White, 1993):

式中: [Ca2+]和[CO32?]分別為水中Ca2+和CO32?離子活度;eq為方解石溶于水中時的平衡常數。

CO2(w)的計算公式為(Pracny et al., 2016):

式中: [HCO3?]和[H+]分別為HCO3?和H+離子活度,1表示H2CO3第一次離解常數,h為Herry定律常數。

3 結果與分析

3.1 滴水點水文特征

SQ1#、SQ2#、MH3#和MH4#滴水點的滴量年際變化范圍較大, 最大滴量分別為2.13 mL·s?1、5.00 mL·s?1、3.67 mL·s?1和15.51 mL·s?1; YMZ、MH1#、MH2#和MH6#的最大滴量相對較小, 分別為0.08 mL·s?1、0.23 mL·s?1、0.27 mL·s?1和0.14 mL·s?1。依據Baker et al. (1997)通過滴水點最大滴量及其變異系數對水點類型劃分的方法, 將除PB(PB由于對外界響應迅速可直接歸類為敏感型滴水點)外的8個滴水點分為2類: Ⅰ類為敏感型滴水點, 包括SQ1#、SQ2#、MH3#、MH4#; Ⅱ類為穩定型滴水點, 包括YMZ、MH1#、MH2#和MH6#。Ⅰ類敏感型滴水點流量和變異系數均較高, 對外界氣候環境變化的響應較為迅速, Ⅱ類穩定型滴水點則相反, 其流量穩定且對外界響應較慢(圖2)。

3.2 洞穴水化學特征

在大風洞和麻黃洞穴水化學組成中, 陽離子以Ca2+和Mg2+為主, 分別約占陽離子總量的65%～83%、60%～82%和13%～30%、16%～37%; 陰離子以HCO3?為主, 約占陰離子總量的84%～96%和80%～94%。大風洞和麻黃洞洞穴水piper圖(圖3)顯示, 大風洞洞穴水化學類型為HCO3-Ca·Mg型, 麻黃洞MH1#～MH4#滴水點水化學類型為HCO3-Ca·Mg型, 但MH6#滴水點的SO42?濃度較高, 約占陰離子總量的14%～22%, 因此其水化學類型為HCO3·SO4-Ca·Mg型。

圖2 滴水水文特征類型分布

大風洞和麻黃洞各滴水點水化學特征存在顯著差異(圖4)。洞穴水中的離子主要來源于上覆土壤和基巖的溶解(Baker et al., 2000), 其濃度變化受表層巖溶帶中各種物理化學過程影響。大風洞和麻黃洞中Ca2+濃度分別為49.00～72.50 mg·L?1和33.71～67.50 mg·L?1,空間上各滴水點Ca2+濃度差異不大, 時間上由于研究區雨熱同期的氣候特點, 所有滴水點的Ca2+濃度高值均出現在夏季。Mg2+主要來源于上覆土壤淋濾和上覆基巖的溶蝕。大風洞和麻黃洞中Mg2+濃度全年較為穩定, 除旱季有小幅度的提升外, 其余月份均無明顯變化(圖4), 總體上, MH6#和YMZ的Mg2+濃度高于其他滴水點, 可能與滴水點的滴水性質有關(石亮星等, 2022)。大風洞和麻黃洞中HCO3?濃度為3.03～4.05 mmol·L?1和2.10～3.90 mmol·L?1, 時間上表現出雨季逐漸升高而旱季逐漸降低的趨勢, 這是因為雨季充足的水分和高濃度的CO2進入土壤后, 與基巖反應后生成更多HCO3?, 使入滲的管道水HCO3?濃度升高; 空間上則表現為滲流>裂隙流的特點, 主要與巖溶水的運移路徑和停留時間相關。

圖3 大風洞(a)和麻黃洞(b)各滴水點Piper圖

大風洞和麻黃洞的CO2(w)分別為?3.39 ～ ?2.69 和?3.48 ～ ?2.77, 最高值出現在8月, 最低值出現在1月, 總體呈現出雨季高而旱季低的時間變化特征?？臻g上各滴水點的CO2(w)也存在差異, 大風洞中SQ2#(?2.93)>SQ1#(?2.97)>YMZ(?3.10)>PB(?3.18), 麻黃洞中MH3#(?3.05)>MH6#(?3.10)>MH4#(?3.20)> MH2#(?3.24)>MH1#(?3.26), 總體表現出穩定性滴水點>敏感性滴水點的空間變化特征。

大風洞和麻黃洞的SIc值均大于零, 大風洞SIc值為0.51～1.05, 均值為0.82±0.12; 麻黃洞SIc值為0.15～0.96, 均值為0.68±0.16, 全年呈現沉積趨勢, SIc值表現出穩定性滴水點>敏感性滴水點的空間分布特征。

3.3 洞穴空氣環境變化特征

洞穴空氣環境主要由洞穴溫度、相對濕度及CO2濃度等構成(袁道先和蔡桂鴻, 1988)。大風洞CO2濃度整體上高于麻黃洞, 其變化比麻黃洞更明顯, 2個洞穴均呈現出雨季高、旱季低的季節變化特征(圖5a、b), 可能與夏季強烈的土壤活動(潘艷喜等, 2016)及旅游活動(田衷琿等, 2017)有關。大風洞內溫度、濕度變化比CO2濃度變化小, 且總體高于麻黃洞, 而麻黃洞內溫度、濕度表現出夏高冬低的季節特征, 越接近洞口, 其溫度、濕度的季節變化越明顯, 月份差異也逐漸增大(圖5c～f)。

4 討 論

4.1 洞穴水化學變化控制因素

Gibbs模型能清晰地比較洞穴水中各種離子的起源機制和變化過程(Négrel, 1999; 趙江濤等, 2017; 寇永朝等, 2018; 張清華等, 2018), 通過建立Na+/(Na++Ca2+)、Cl?/(Cl?+HCO3?)與總溶解固體(total dissolved solids, TDS)的比值關系來定性判斷水化學演化機制。大風洞和麻黃洞水樣數據的Gibbs圖(圖6)顯示, 兩個洞穴滴水點均集中于巖石風化端元, 說明兩個洞穴的水化學組成和起源機制一致且受巖石風化控制。

碳酸參與碳酸巖鹽的風化過程可以表示為:

CaMg(1?x)CO3+CO2+H2O→

Ca2++(1?)Mg2++2HCO3?(3)

根據反應式3的化學計量關系可知, 如果只有碳酸參與碳酸鹽巖風化溶解, (Ca2++Mg2+)/HCO3?應該約為1∶1, (SO42?+NO3?)/HCO3?趨近于零。若(Ca2++Mg2+)/ (HCO3?+SO42?+NO3?)約為1∶1, 表明碳酸在風化過程中不能平衡Ca2+和Mg2+, 硫酸和硝酸也參與了碳酸鹽巖的風化(李軍等, 2010)。

為了進一步驗證結論, 判斷是否有外源酸對水文地球化學過程產生擾動, 分別建立了Ca2++Mg2+和HCO3?、HCO3?+SO42?+NO3?之間的線性關系(假設水樣中的硫酸鹽、硝酸鹽均由硫酸或硝酸溶蝕后形成)。大風洞和麻黃洞中旱季和雨季(Ca2++Mg2+)/HCO3?均處于1∶1平衡線上方(圖7a、b), 表明還存在其他酸的干擾使平衡被打破。加入SO42?和NO3?后, 大風洞和麻黃洞旱季和雨季(Ca2++Mg2+)/(HCO3?+SO42?+NO3?)均落在平衡線上, 大風洞部分水樣位于平衡線下方(圖7c), 這是因為雨季容易發生稀釋效應, 使滴水中各離子含量減少; 麻黃洞均在平衡線附近(圖7d), 說明麻黃洞中Ca2+、Mg2+有穩定來源, 且SO42?和NO3?共同參與了巖石風化過程, 其反應式為:

圖4 大風洞和麻黃洞各滴水點水文地球化學指標

圖5 大風洞(a、c、e)和麻黃洞(b、d、f)各滴水點空氣環境特征

DF(S). 大風洞雨季; DF(W). 大風洞旱季; MH(S). 麻黃洞雨季; MH(W). 麻黃洞旱季。

Ca(1?x)MgCO3+HNO3→(1?)Ca2++

Mg2++HCO3?+NO3?(4)

2[Ca(1?x)Mg]CO3+H2SO4→2(1?)Ca2++

2Mg2++2HCO3?+SO42?(5)

綜上可知, 研究區水化學類型是碳酸與外源酸共同參與巖石風化的結果, 而滴水作為沉積物的母液將直接決定洞穴中的沉積狀態, 因此, 研究區內SIc>0的全年沉積趨勢也受到碳酸和外源酸的影響(石亮星等, 2022)。

4.2 水–氣PCO2及其沉積意義

雨水通過巖溶管道進入洞穴后, 在洞穴CO2濃度差的條件下會先脫氣, 使CO2(w)和空氣中CO2(CO2(a))之間產生分壓差(ΔCO2), 進而使洞穴水發生沉積或者溶蝕(曹明達等, 2017), 因此ΔCO2和SIc可以反映洞穴沉積物的沉積狀態。通常而言,當ΔCO2>0時, 水中CaCO3飽和, 脫氣沉積形成洞穴沉積景觀; 當ΔCO2=0時, 水–氣CO2達到平衡, 水中CaCO3呈飽和狀態, 但此時環境溫度會影響水中CO2的溶解度, 從而影響洞穴景觀的形成(王靜和宋林華, 2004); 當ΔCO2<0時, 空氣中CO2進入水中反應生成更多的碳酸, 水的侵蝕性變強, 更易形成洞穴溶蝕景觀。根據研究區整個水文年的實測數據分析, 兩個洞穴的實際沉積狀態與理論并不完全符合, 這是由于巖石本身的動力學反應特征存在差異, 即SIc>0只是一個趨勢, 并不能指示真正的沉積(李學禮等, 2010), 因而為了更直觀地反映洞穴沉積狀況, 可以利用SIc和ΔCO2之間的關系建立一個相關系數(表觀飽和指數; 曹明達等, 2017), 即實際飽和指數圍繞0會有一個上下波動的范圍值, 只有當實際飽和指數大于或者小于這個值, 洞穴中才會出現脫氣沉積或者吸氣溶解, 如圖8中虛線(ΔCO2和SIc曲線對稱軸所在直線)即為表觀飽和指數線。

圖8 洞穴ΔPCO2與SIc之間的變化圖

大風洞和麻黃洞中實際飽和指數均高于理論飽和指數(圖8), 大風洞滴水點的實際飽和指數總體上高于麻黃洞滴水點的實際飽和指數, 呈現出旱季大于雨季的趨勢, 可能與2個洞穴的環境差異有關。

4.3 洞穴沉積環境差異分析

4.3.1 氣候因子對沉積環境的控制

洞穴環境分為內部環境和外部環境, 其對洞穴及其次生化學沉積物形成演化產生重要影響(韋躍龍等, 2016)。因此, 為了研究不同季節、不同水文地質背景下洞穴沉積環境的差異, 對表征洞穴系統的各種環境參數進行相關性分析。

雨季, 在溫度和降水雙向調控下, 兩種類型滴水點CO2(w)、EC、pH值與SIc均呈現顯著相關性(表2、3), 說明此時洞穴系統存在較強的水–巖作用, 實現了一系列的物質遷移與轉化。此外,CO2(a)與CO2(w)、EC、pH值、SIc同樣呈現顯著相關性, 表明巖溶作用主導洞穴沉積過程。但Ⅰ類和Ⅱ類滴水點存在一定差異, 具體表現為Ⅱ類滴水點各參數間相關系數均高于Ⅰ類滴水點(表2、3), 說明與Ⅱ類滴水點相比, Ⅰ類滴水點還受到其他因素的干擾。Ⅰ類滴水點大多為滲濾流和豎井流, 其巖溶管道主要以發育較好的裂隙為主, 響應較快, 水量較大, 容易發生“稀釋效應”, 因而可以推斷該擾動為“稀釋效應”, 這也與研究區氣候條件吻合。

旱季,CO2(w)、EC與pH值同樣呈現出顯著相關關系(表2、3), 表明盡管此時外界溫度和降水均不利于上覆土壤CO2的積累, 但由于降水較少, 水流下滲速度減慢, 水–巖作用時間充分, 洞穴系統2種類型滴水點水–巖作用依舊強烈。但各滴水點SIc與CO2(w)、EC、pH值均無顯著相關關系, 說明此時水–巖作用在各水點的沉積條件中不再占據主導地位, 洞穴沉積環境受到其他因素的主導。此時外<內且溫度和水分均為低值, 推測其主要與通風效應和先期方解石沉積(prior calcite precipitation, PCP)過程有關。Ⅰ類滴水點CO2(w)與CO2(a)、溫度、降水的相關性分別為0.53(<0.01)、0.72(<0.05)、0.39(<0.05), 比Ⅱ類滴水點的相關性強(表2、3), 表明洞穴內部環境與外部氣候條件有較好相關關系, 受到積極性通風效應的控制(范寶祥等, 2020; 石亮星等, 2021)。

4.3.2 PCP過程對沉積環境的擾動

為了驗證是否存在PCP過程對沉積環境的擾動, 對9個滴水點的100×(Mg/Ca)值與Ca2+進行相關性分析。大風洞內YMZ旱季時100×(Mg/Ca)值隨Ca2+下降而上升(圖9a), 這是因為YMZ點屬于常年慢速滲流, 旱季降水減少使滴水在巖溶管道中脫氣, 沉積作用加強, 且方解石和白云石溶解度不同,方解石飽和后白云石仍在溶解, 從而導致100×(Mg/Ca)值相對升高。而Ⅰ類滴水點SQ1#、SQ2#和PB旱季和雨季100×(Mg/Ca)值并無顯著變化, 說明這些滴水點受其他因素控制。麻黃洞中Ⅰ類滴水點MH4#、Ⅱ類滴水點MH6#旱季均發生了PCP過程(圖9b)。MH6#因距洞口最遠, 沉積環境相對封閉, 上覆較厚的頂板使巖溶水運移時間增長, 發生了PCP過程。而MH4#發生PCP過程可能與其上覆巖溶管道的連通性良好有關(Tooth and Fairchild, 2003), 雨季時水量較大, 多個巖溶水管道輸入補給MH4#, 而旱季隨著管道中水量減少, 先前充水的管道轉變為充氣管道, 管道中空氣與水分不平衡, 導致CO2脫氣, CaCO3沿流動路徑先期沉積, 影響洞內沉積環境。MH3#屬于裂隙水流, 旱季和雨季水量均較大, 在滴水點上覆不會受到PCP效應控制, 其沉積環境受其他因素影響。MH1#和MH2#接近洞口, 可能受積極性通風效應控制, 進而影響沉積物沉積。

表2 洞穴系統Ⅰ類滴水點雨季和旱季沉積環境影響因素相關性分析

注: *表示在0.05水平(雙側)上顯著相關; **表示在0.01水平(雙側)上顯著相關。

表3 洞穴系統Ⅱ類滴水點雨季和旱季沉積環境影響因素相關性分析

注: *表示在0.05水平(雙側)上顯著相關; **表示在0.01水平(雙側)上顯著相關。

YMZ(S). YMZ雨季數據; YMZ(W). YMZ旱季數據; MH4#和MH6#以此類推。其他滴水點旱雨季100×(Mg/Ca)值變化不大, 沒有旱季和雨季區分。

4.3.3 旅游活動對沉積環境的影響

旅游洞穴中, 游客的散熱會對洞穴的溫度和濕度造成影響(Huppert et al., 1993), 且呼吸作用也會影響CO2濃度(黃倩, 2010), 而洞內CO2的累積效應使CO2累積達到峰值進而影響CaCO3沉積速度(胡希軍等, 2005)。大風洞內CO2濃度明顯高于麻黃洞且季節變化顯著, 主要是由于夏季高溫多雨, 土壤強烈的微生物活動和植物根系的呼吸作用使土壤CO2濃度增大, 從而使雨季洞穴CO2濃度高于旱季(潘艷喜等, 2016)。根據田衷琿等(2017)的研究, 大風洞在1月旅游淡季時, 洞穴空氣環境的監測基本為背景值, 而從5月進入旅游旺季時, 洞內CO2濃度隨著旅游人口增多而逐漸上升, 此時洞內滴水點的沉積環境受到影響,CO2(a)>CO2(w), 水體的侵蝕性變強, 更易形成溶蝕景觀。大風洞開發多年, 累積效應使溫度升高, 濕度降低, CO2濃度相對增加, 從而使洞內更易形成溶蝕景觀。麻黃洞為一天然洞穴, 洞內環境相對穩定, 受人為活動影響小, 因而總體上SIc比大風洞小, 沉積環境整體優于大風洞。

綜上, 大風洞和麻黃洞沉積環境主要受到氣候因子、氣流交換模式、旅游活動及PCP過程的影響。其中, 時間序列上旱季強通風效應和PCP過程利于洞穴次生碳酸鹽巖的生長, 而雨季稀釋效應不利于沉積物的積累?？臻g上, 兩個洞穴內滴水點類型不同, 水流在上覆基巖中的流量、流速及巖溶管道的連通性也有顯著差異, 表現為Ⅱ類滴水點>Ⅰ類滴水點的變化特征。旅游活動通過改變洞內溫度、濕度和CO2濃度等環境因子影響沉積環境, 比天然洞穴更易形成溶蝕景觀, 而天然洞穴更利于次生化學沉積物積累。

5 結 論

(1) 大風洞和麻黃洞9個滴水點水化學類型除MH6#外均為HCO3-Ca·Mg型, MH6#因SO42?濃度偏高, 水化學類型為HCO3·SO4-Ca·Mg型。2個洞穴SIc>0,全年屬于沉積狀態, 但受不同的運移路徑及水–巖作用時間的影響, 不同類型滴水點離子濃度和沉積環境仍表現出較大差異, 具體表現為Ⅱ類滴水點YMZ、MH1#、MH2#、MH6#離子濃度年內變化較小且沉積環境穩定, Ⅰ類滴水點SQ1#、SQ2#、PB、MH3#、MH4#離子濃度年內變化較大且沉積環境旱季和雨季變化較大。

(2) 大風洞和麻黃洞內滴水化學特征受控于巖石風化, (Ca2++Mg2+)/(HCO3?+SO42?+NO3?)約為1∶1, 說明大風洞和麻黃洞內水化學類型主要是碳酸、硫酸和硝酸共同參與巖溶過程的結果。

(3) 通過觀察實測數據發現SIc只能指示沉積趨勢, 并不能指示真正的沉積狀態, 因此通過SIc和ΔCO2的關系建立一個相關系數(表觀飽和指數)來表示沉積物狀態, 結果表明旱季比雨季更利于沉積物積累且麻黃洞中沉積環境比大風洞好。

(4) 大風洞和麻黃洞的沉積環境主要受氣流交換模式、旅游活動、水–巖作用強度、稀釋效應及PCP過程的影響, 時間上, 旱季比雨季更易于洞穴次生碳酸鹽沉積物沉積; 空間上, Ⅱ類滴水點總體優于Ⅰ類滴水點。同時, 旅游活動使大風洞內濕度降低、溫度和CO2濃度升高, 進而對各水點沉積環境產生影響, 比天然洞穴更易形成溶蝕景觀, 不利于沉積物積累。

致謝:感謝兩位匿名審稿專家提出的寶貴修改意見！

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Comparative study on the characteristics of hydrochemical changes and sedimentary differences in typical dolomite caves

GONG Xiaohuan1, 2, ZHOU Zhongfa1, 2, 3*, ZHANG Heng2, 3, SU Dan1, 2, HUANG Jing1, 2, DONG Hui2, 3

(1. School of Karst Science / School of Geography and Environmental Sciences, Guizhou Normal University, Guiyang 550001, Guizhou, China; 2. The State Key Laboratory Incubation Base for Karst Mountain Ecology Environment of Guizhou Province, Guiyang 550001, Guizhou, China; 3. National Karst Rocky Desertification Control Engineering Technology Research Center, Guiyang 550011, Guizhou, China)

To reveal the influence factors of water-gas chemical process on the sedimentary environment and its change characteristics in different cave systems, the dynamic monitoring of air and water chemical indexes at 9 dripwaters in the Shuanghe Cave system’s Dafeng Cave and Mahuang Cave was conducted for a complete hydrological year using the saturation index and water stoichiometry method for research and analysis, from August 2018 to July 2019. The results showed that: (1) the hydrochemical type of the 9 dripwaters in the Dafeng Cave and Mahuang Cave was HCO3-Ca·Mg except for MH6#, whereas the hydrochemical type of MH6# was HCO3·SO4-Ca·Mg due to the high concentration of SO42?. (2) The hydrochemical composition of the cave water in the study area mainly originates from rock weathering and is affected by the combined action of carbonic, sulfuric, and nitric acids. (3) Through the differential partial pressure of water-gas CO2and correlation analysis, it was determined that the sedimentary environment of the Mahuang Cave is better than that of the Dafeng Cave. (4) The sedimentary environmentof the Dafeng Cave and Mahuang Cave is mainly affected by the airflow exchange mode, water-rock interaction intensity, dilution effect, prior calcite precipitation (PCP) process, and tourism activities. The sedimentary environment of the Cave shows the characteristics of dry season better than rainy season, type Ⅱdripwater better than type Ⅰdripwater.

karst cave; sedimentary environment; apparent saturation index; hydrogeology

K903; P642.25

A

0379-1726(2023)06-0759-13

10.19700/j.0379-1726.2023.06.010

2021-12-05;

2022-03-08

國家自然科學地區基金項目(42161048)、國家自然科學基金項目(41361081)和貴州師范大學資助博士科研項目(GZNUD[2017]6號)聯合資助。

龔曉歡(1999–), 碩士研究生, 自然地理學專業。E-mail: gxhuan11@163.com

周忠發(1969–), 教授, 主要從事喀斯特資源環境、GIS與遙感研究。E-mail: fa6897@163.com