典型白云岩洞穴水化学变化特征及其沉积差异对比研究

龚晓欢, 周忠发 , 3*, 张 恒, 苏 丹, 黄 静, 董 慧

典型白云岩洞穴水化学变化特征及其沉积差异对比研究

龚晓欢1, 2, 周忠发1, 2 , 3*, 张 恒2, 3, 苏 丹1, 2, 黄 静1, 2, 董 慧2, 3

(1. 贵州师范大学 喀斯特研究院/地理与环境科学学院, 贵州 贵阳 550001; 2. 贵州省喀斯特山地生态环境国家重点实验室培育基地, 贵州 贵阳 550001; 3. 国家喀斯特石漠化防治工程技术研究中心, 贵州 贵阳 550011)

为揭示不同洞穴系统中水–气化学过程变化特征及其对沉积环境的影响, 于2018年8月～2019年7月对绥阳县温泉镇双河洞穴系统一级支洞大风洞和麻黄洞内9个滴水点的空气及水化学指标开展了一个完整水文年的动态监测, 并运用饱和指数法和水化学计量方法进行研究分析, 结果表明: ①大风洞和麻黄洞9个滴水点水化学类型除MH6#外均为HCO3-Ca·Mg型, 而MH6#因SO42−浓度偏高, 水化学类型为HCO3·SO4-Ca·Mg型; ②研究区内洞穴水水化学组分主要来源于岩石风化且受碳酸、硫酸和硝酸的共同作用; ③通过水–气CO2分压差数据和相关性分析可知, 麻黄洞沉积环境整体优于大风洞; ④大风洞和麻黄洞沉积环境主要受到气流交换模式、水–岩作用强度、稀释效应、先期方解石沉积(PCP)过程和人类旅游活动的影响, 洞内沉积环境总体表现为旱季优于雨季、Ⅱ类滴水点优于Ⅰ类滴水点的特征。

岩溶洞穴; 沉积环境; 表观饱和指数; 水文地质

0 引 言

洞穴是地下空间的重要窗口以及岩溶地区重要的地貌形态, 由于水–岩–土–气–生各相的复杂耦合效应及其内部特殊的环境, 洞内常发育各式各样的次生碳酸盐沉积物(Li et al., 2012)。这些沉积物因具有较高的美学价值, 常被开发加工成精美的旅游产品, 同时, 由于特殊的形成机理使其携带了大量的气候信息, 也被视为古气候重建的重要媒介(Hill and Forti, 1997; Frisia et al., 2000; Yuan et al., 2004; Henderson, 2006)。因此, 对现代洞穴进行系统监测, 研究洞穴沉积环境与成景机制, 不仅有利于洞穴旅游资源的开发与保护, 对古气候重建也极具指导意义。

岩溶动力系统中, CO2和水作为岩溶发育的溶质和溶剂, 伴随着一系列的物质循环和能量交换, 两者共同决定了洞穴次生沉积物景观的形成(袁道先等, 2016)。因此, 大量研究从洞穴CO2和滴水两个方向出发, 运用岩溶动力学理论研究洞穴上覆“水–气–岩”之间的物质能量转换过程, 探讨洞穴次生沉积物的生长与洞穴沉积环境变化之间的关系(Gonzales et al., 1992; 刘再华等, 2003; 王静和宋林华, 2004; Fairchild and Tooth, 2005; Whitaker et al., 2009; 张美良等, 2013, 2015; 曹明达等, 2017)。一方面, 现代洞穴环境往往对洞穴次生沉积物产生重要影响(韦跃龙等, 2016), 一些国内外学者通过对洞内环境的监测探讨了洞穴沉积环境, 强调了洞穴环境对沉积过程的重要性(Milanolo and Gabrovšek, 2009; Castro et al., 2014; 陈琳等, 2017)。另一方面, 洞穴滴水是洞穴沉积物形成的母液和岩溶作用物质及能量的重要载体, 洞穴沉积物中所包含的气候信号最先在滴水中得以体现, 了解滴水中离子变化规律有利于了解洞穴水中的化学特征及各种指标在次生碳酸盐沉积物中的变化特征, 对进一步探索洞穴沉积物生长机理、解译沉积物中各种记录古气候信息的指标具有重要意义(庞征等, 2016; 殷建军等, 2017; 曾泽等, 2018)。此外, 能够反映滴水沉积状况的饱和指数(saturation index, SI)对洞穴沉积环境的研究极具参考价值, 部分学者还聚焦于洞穴内部特殊沉积物及背后的机理研究(曹明达等, 2016; 张结等, 2017; 范宝祥等, 2021)。综合而言, 前人研究主要从洞穴次生沉积物沉积状态以及机理出发, 通过现代洞穴系统监测及相关代用指标, 在揭示洞穴沉积物的形成机理及背后的环境意义方面取得了较大的进展, 但对其与环境要素、地质背景及人类活动相互之间的复杂关系的研究相对不足。

因此, 本研究选取典型岩溶洞穴大风洞和麻黄洞进行为期一个完整水文年的系统监测, 运用水化学计量方法和饱和指数相关模型等方法, 更系统、整体地探讨不同岩溶洞穴水–气CO2分压变化及其对洞穴系统沉积环境的影响, 为进一步研究岩溶洞穴系统沉积物景观成景机制研究、次生沉积物保护及其古气候信息解译提供理论参考。

1 研究区概况

双河洞系位于贵州省遵义市绥阳县温泉镇(28°08′00″～28°20′00″N, 107°02′30″～107°25′00″E; 图1a)。在地质构造上, 双河洞系位于扬子准地台的凤冈NNE构造带的西侧, 处于黄鱼江复背斜和土坪复向斜的西侧, 区内构造和地层走向主要以NE向、NW向和SN向为主, 出露中–上寒武统娄山关组(Є2-3)和下奥陶统桐梓组(O1)白云岩、灰质白云岩以及夹燧石和泥质白云岩等碳酸盐岩(李坡等, 2008), 岩溶地貌极其发育, 主要有峰丛洼地、峰丛谷地和峰丛峡谷3种类型, 其间又发育洞穴、天坑、峡谷、地下河等, 且洞内发育大量的次生碳酸盐沉积物。研究区气候总体属于中亚热带季风气候, 夏季高温多雨, 冬季低温少雨, 年均温为15.5 ℃, 年平均降水量为1210 mm,降水强度大且集中于每年的4～10月。

麻黄洞(图1b)和大风洞(图1c)为双河洞系的两个重要支洞, 麻黄洞为天然洞穴, 洞口海拔720 m, 洞穴长、宽、高约为1100 m、32 m、1100 m, 内部沉积环境稳定, 受人类活动扰动较少。大风洞作为旅游洞穴于1993年对外开放, 洞口海拔为734 m, 洞口宽7.6 m, 高4.5 m, 洞长约696 m, 洞道水平起伏小且洞道单一。2个洞穴内均发育众多次生碳酸盐沉积物, 如形态各异的石笋、石钟乳、石幔、石柱及卷曲石等。

图1 研究区水文地质概况图(据李坡等, 2008修改)

2 数据来源与方法

2.1 野外监测与室内实验

于2018年8月～2019年7月对大风洞和麻黄洞洞穴水逐月进行采集和监测, 在大风洞和麻黄洞内共设置9个监测滴水点(表1)。在野外监测及采样过程中, 为避免污染, 使用 10%～20%稀硝酸浸泡采样装置和聚乙烯瓶, 然后用去离子水清洗并烘干后进行洞穴水的采集, 水样使用0.22 μm的滤膜过滤后分装于两个25 mL聚乙烯瓶中, 一瓶加入2滴HNO3密封保存用于阳离子测定, 另一瓶直接密封保存用于阴离子测定, 最后将所有样品带回实验室置于冰箱中避光保存。

现场采用德国WTW Multi340i便携式多参数水质分析仪测定水样的水温、pH值和电导率(electrical conductance, EC), 精度范围分别为0.1 ℃、0.001和0.1 μs·cm−1; HCO3−和Ca2+测试使用德国Merck公司生产的碱度计和硬度计现场滴定, 为减少相对误差, 每个样品重复滴定2～3次。使用秒表通过20 mL量杯收集滴水计算滴量, 单位为mL·s−1。选用Telaire-7001型便携式红外CO2仪测定洞穴水点的CO2浓度, 分辨率为1×10−6, CO2浓度范围为0～10000×10−6, 测量精度为±50×10−6。使用前用标准气体进行校准, 为了避免人为影响, 操作时将仪器放置在距操作者2 m以外。洞内气温、相对湿度的测定采用Kestrel-4500型便携式气象站, 分辨率分别为0.1 ℃、0.1%, 测量精度分别为±0.1 ℃、±3%(潘艳喜等, 2017)。气象数据来源于距双河洞国家地质公园最近的桐梓县气象观测站。

室内实验在中国科学院地球化学研究所完成, 阳离子使用VISTA MPX型电感耦合等离子体发射光谱仪测定, 分辨率为0.009 nm, 测量精度为0.001 mg·L−1, 光谱范围175～785 nm, 相对标准偏差<2%; 阴离子采用ICS90型离子色谱仪测定, 分辨率为0.2 μs·cm−1, 检测范围 0～1000 μs·cm−1(安丹等, 2020)。

2.2 研究方法

使用Origin 2017和Coreldraw X8软件绘制图件并进行水样分析, 使用SPSS 26.0软件对各滴水点离子浓度进行相关性分析, 采用舒卡列夫分类法对洞穴各滴水点进行分类, 使用离子浓度比例法和矿物饱和指数法分析研究区洞穴水沉积环境特征。使用PHREEQC软件计算方解石饱和指数(saturation index calcite, SIc)和滴水CO2分压(CO2(w)), 通过几种主要阴阳离子(K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl−、SO42−、HCO3−、NO3−)、水温和pH值计算SIc的公式为(Hess and White, 1993):

式中: [Ca2+]和[CO32−]分别为水中Ca2+和CO32−离子活度;eq为方解石溶于水中时的平衡常数。

CO2(w)的计算公式为(Pracný et al., 2016):

式中: [HCO3−]和[H+]分别为HCO3−和H+离子活度,1表示H2CO3第一次离解常数,h为Herry定律常数。

3 结果与分析

3.1 滴水点水文特征

SQ1#、SQ2#、MH3#和MH4#滴水点的滴量年际变化范围较大, 最大滴量分别为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#的最大滴量相对较小, 分别为0.08 mL·s−1、0.23 mL·s−1、0.27 mL·s−1和0.14 mL·s−1。依据Baker et al. (1997)通过滴水点最大滴量及其变异系数对水点类型划分的方法, 将除PB(PB由于对外界响应迅速可直接归类为敏感型滴水点)外的8个滴水点分为2类: Ⅰ类为敏感型滴水点, 包括SQ1#、SQ2#、MH3#、MH4#; Ⅱ类为稳定型滴水点, 包括YMZ、MH1#、MH2#和MH6#。Ⅰ类敏感型滴水点流量和变异系数均较高, 对外界气候环境变化的响应较为迅速, Ⅱ类稳定型滴水点则相反, 其流量稳定且对外界响应较慢(图2)。

3.2 洞穴水化学特征

在大风洞和麻黄洞穴水化学组成中, 阳离子以Ca2+和Mg2+为主, 分别约占阳离子总量的65%～83%、60%～82%和13%～30%、16%～37%; 阴离子以HCO3−为主, 约占阴离子总量的84%～96%和80%～94%。大风洞和麻黄洞洞穴水piper图(图3)显示, 大风洞洞穴水化学类型为HCO3-Ca·Mg型, 麻黄洞MH1#～MH4#滴水点水化学类型为HCO3-Ca·Mg型, 但MH6#滴水点的SO42−浓度较高, 约占阴离子总量的14%～22%, 因此其水化学类型为HCO3·SO4-Ca·Mg型。

图2 滴水水文特征类型分布

大风洞和麻黄洞各滴水点水化学特征存在显著差异(图4)。洞穴水中的离子主要来源于上覆土壤和基岩的溶解(Baker et al., 2000), 其浓度变化受表层岩溶带中各种物理化学过程影响。大风洞和麻黄洞中Ca2+浓度分别为49.00～72.50 mg·L−1和33.71～67.50 mg·L−1,空间上各滴水点Ca2+浓度差异不大, 时间上由于研究区雨热同期的气候特点, 所有滴水点的Ca2+浓度高值均出现在夏季。Mg2+主要来源于上覆土壤淋滤和上覆基岩的溶蚀。大风洞和麻黄洞中Mg2+浓度全年较为稳定, 除旱季有小幅度的提升外, 其余月份均无明显变化(图4), 总体上, MH6#和YMZ的Mg2+浓度高于其他滴水点, 可能与滴水点的滴水性质有关(石亮星等, 2022)。大风洞和麻黄洞中HCO3−浓度为3.03～4.05 mmol·L−1和2.10～3.90 mmol·L−1, 时间上表现出雨季逐渐升高而旱季逐渐降低的趋势, 这是因为雨季充足的水分和高浓度的CO2进入土壤后, 与基岩反应后生成更多HCO3−, 使入渗的管道水HCO3−浓度升高; 空间上则表现为渗流>裂隙流的特点, 主要与岩溶水的运移路径和停留时间相关。

图3 大风洞(a)和麻黄洞(b)各滴水点Piper图

大风洞和麻黄洞的CO2(w)分别为−3.39 ～ −2.69 和−3.48 ～ −2.77, 最高值出现在8月, 最低值出现在1月, 总体呈现出雨季高而旱季低的时间变化特征。空间上各滴水点的CO2(w)也存在差异, 大风洞中SQ2#(−2.93)>SQ1#(−2.97)>YMZ(−3.10)>PB(−3.18), 麻黄洞中MH3#(−3.05)>MH6#(−3.10)>MH4#(−3.20)> MH2#(−3.24)>MH1#(−3.26), 总体表现出稳定性滴水点>敏感性滴水点的空间变化特征。

大风洞和麻黄洞的SIc值均大于零, 大风洞SIc值为0.51～1.05, 均值为0.82±0.12; 麻黄洞SIc值为0.15～0.96, 均值为0.68±0.16, 全年呈现沉积趋势, SIc值表现出稳定性滴水点>敏感性滴水点的空间分布特征。

3.3 洞穴空气环境变化特征

洞穴空气环境主要由洞穴温度、相对湿度及CO2浓度等构成(袁道先和蔡桂鸿, 1988)。大风洞CO2浓度整体上高于麻黄洞, 其变化比麻黄洞更明显, 2个洞穴均呈现出雨季高、旱季低的季节变化特征(图5a、b), 可能与夏季强烈的土壤活动(潘艳喜等, 2016)及旅游活动(田衷珲等, 2017)有关。大风洞内温度、湿度变化比CO2浓度变化小, 且总体高于麻黄洞, 而麻黄洞内温度、湿度表现出夏高冬低的季节特征, 越接近洞口, 其温度、湿度的季节变化越明显, 月份差异也逐渐增大(图5c～f)。

4 讨 论

4.1 洞穴水化学变化控制因素

Gibbs模型能清晰地比较洞穴水中各种离子的起源机制和变化过程(Négrel, 1999; 赵江涛等, 2017; 寇永朝等, 2018; 张清华等, 2018), 通过建立Na+/(Na++Ca2+)、Cl−/(Cl−+HCO3−)与总溶解固体(total dissolved solids, TDS)的比值关系来定性判断水化学演化机制。大风洞和麻黄洞水样数据的Gibbs图(图6)显示, 两个洞穴滴水点均集中于岩石风化端元, 说明两个洞穴的水化学组成和起源机制一致且受岩石风化控制。

碳酸参与碳酸岩盐的风化过程可以表示为:

CaMg(1−x)CO3+CO2+H2O→

Ca2++(1−)Mg2++2HCO3−(3)

根据反应式3的化学计量关系可知, 如果只有碳酸参与碳酸盐岩风化溶解, (Ca2++Mg2+)/HCO3−应该约为1∶1, (SO42−+NO3−)/HCO3−趋近于零。若(Ca2++Mg2+)/ (HCO3−+SO42−+NO3−)约为1∶1, 表明碳酸在风化过程中不能平衡Ca2+和Mg2+, 硫酸和硝酸也参与了碳酸盐岩的风化(李军等, 2010)。

为了进一步验证结论, 判断是否有外源酸对水文地球化学过程产生扰动, 分别建立了Ca2++Mg2+和HCO3−、HCO3−+SO42−+NO3−之间的线性关系(假设水样中的硫酸盐、硝酸盐均由硫酸或硝酸溶蚀后形成)。大风洞和麻黄洞中旱季和雨季(Ca2++Mg2+)/HCO3−均处于1∶1平衡线上方(图7a、b), 表明还存在其他酸的干扰使平衡被打破。加入SO42−和NO3−后, 大风洞和麻黄洞旱季和雨季(Ca2++Mg2+)/(HCO3−+SO42−+NO3−)均落在平衡线上, 大风洞部分水样位于平衡线下方(图7c), 这是因为雨季容易发生稀释效应, 使滴水中各离子含量减少; 麻黄洞均在平衡线附近(图7d), 说明麻黄洞中Ca2+、Mg2+有稳定来源, 且SO42−和NO3−共同参与了岩石风化过程, 其反应式为:

图4 大风洞和麻黄洞各滴水点水文地球化学指标

图5 大风洞(a、c、e)和麻黄洞(b、d、f)各滴水点空气环境特征

DF(S). 大风洞雨季; DF(W). 大风洞旱季; MH(S). 麻黄洞雨季; MH(W). 麻黄洞旱季。

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)

综上可知, 研究区水化学类型是碳酸与外源酸共同参与岩石风化的结果, 而滴水作为沉积物的母液将直接决定洞穴中的沉积状态, 因此, 研究区内SIc>0的全年沉积趋势也受到碳酸和外源酸的影响(石亮星等, 2022)。

4.2 水–气PCO2及其沉积意义

雨水通过岩溶管道进入洞穴后, 在洞穴CO2浓度差的条件下会先脱气, 使CO2(w)和空气中CO2(CO2(a))之间产生分压差(ΔCO2), 进而使洞穴水发生沉积或者溶蚀(曹明达等, 2017), 因此ΔCO2和SIc可以反映洞穴沉积物的沉积状态。通常而言,当ΔCO2>0时, 水中CaCO3饱和, 脱气沉积形成洞穴沉积景观; 当ΔCO2=0时, 水–气CO2达到平衡, 水中CaCO3呈饱和状态, 但此时环境温度会影响水中CO2的溶解度, 从而影响洞穴景观的形成(王静和宋林华, 2004); 当ΔCO2<0时, 空气中CO2进入水中反应生成更多的碳酸, 水的侵蚀性变强, 更易形成洞穴溶蚀景观。根据研究区整个水文年的实测数据分析, 两个洞穴的实际沉积状态与理论并不完全符合, 这是由于岩石本身的动力学反应特征存在差异, 即SIc>0只是一个趋势, 并不能指示真正的沉积(李学礼等, 2010), 因而为了更直观地反映洞穴沉积状况, 可以利用SIc和ΔCO2之间的关系建立一个相关系数(表观饱和指数; 曹明达等, 2017), 即实际饱和指数围绕0会有一个上下波动的范围值, 只有当实际饱和指数大于或者小于这个值, 洞穴中才会出现脱气沉积或者吸气溶解, 如图8中虚线(ΔCO2和SIc曲线对称轴所在直线)即为表观饱和指数线。

图8 洞穴ΔPCO2与SIc之间的变化图

大风洞和麻黄洞中实际饱和指数均高于理论饱和指数(图8), 大风洞滴水点的实际饱和指数总体上高于麻黄洞滴水点的实际饱和指数, 呈现出旱季大于雨季的趋势, 可能与2个洞穴的环境差异有关。

4.3 洞穴沉积环境差异分析

4.3.1 气候因子对沉积环境的控制

洞穴环境分为内部环境和外部环境, 其对洞穴及其次生化学沉积物形成演化产生重要影响(韦跃龙等, 2016)。因此, 为了研究不同季节、不同水文地质背景下洞穴沉积环境的差异, 对表征洞穴系统的各种环境参数进行相关性分析。

雨季, 在温度和降水双向调控下, 两种类型滴水点CO2(w)、EC、pH值与SIc均呈现显著相关性(表2、3), 说明此时洞穴系统存在较强的水–岩作用, 实现了一系列的物质迁移与转化。此外,CO2(a)与CO2(w)、EC、pH值、SIc同样呈现显著相关性, 表明岩溶作用主导洞穴沉积过程。但Ⅰ类和Ⅱ类滴水点存在一定差异, 具体表现为Ⅱ类滴水点各参数间相关系数均高于Ⅰ类滴水点(表2、3), 说明与Ⅱ类滴水点相比, Ⅰ类滴水点还受到其他因素的干扰。Ⅰ类滴水点大多为渗滤流和竖井流, 其岩溶管道主要以发育较好的裂隙为主, 响应较快, 水量较大, 容易发生“稀释效应”, 因而可以推断该扰动为“稀释效应”, 这也与研究区气候条件吻合。

旱季,CO2(w)、EC与pH值同样呈现出显著相关关系(表2、3), 表明尽管此时外界温度和降水均不利于上覆土壤CO2的积累, 但由于降水较少, 水流下渗速度减慢, 水–岩作用时间充分, 洞穴系统2种类型滴水点水–岩作用依旧强烈。但各滴水点SIc与CO2(w)、EC、pH值均无显著相关关系, 说明此时水–岩作用在各水点的沉积条件中不再占据主导地位, 洞穴沉积环境受到其他因素的主导。此时外<内且温度和水分均为低值, 推测其主要与通风效应和先期方解石沉积(prior calcite precipitation, PCP)过程有关。Ⅰ类滴水点CO2(w)与CO2(a)、温度、降水的相关性分别为0.53(<0.01)、0.72(<0.05)、0.39(<0.05), 比Ⅱ类滴水点的相关性强(表2、3), 表明洞穴内部环境与外部气候条件有较好相关关系, 受到积极性通风效应的控制(范宝祥等, 2020; 石亮星等, 2021)。

4.3.2 PCP过程对沉积环境的扰动

为了验证是否存在PCP过程对沉积环境的扰动, 对9个滴水点的100×(Mg/Ca)值与Ca2+进行相关性分析。大风洞内YMZ旱季时100×(Mg/Ca)值随Ca2+下降而上升(图9a), 这是因为YMZ点属于常年慢速渗流, 旱季降水减少使滴水在岩溶管道中脱气, 沉积作用加强, 且方解石和白云石溶解度不同,方解石饱和后白云石仍在溶解, 从而导致100×(Mg/Ca)值相对升高。而Ⅰ类滴水点SQ1#、SQ2#和PB旱季和雨季100×(Mg/Ca)值并无显著变化, 说明这些滴水点受其他因素控制。麻黄洞中Ⅰ类滴水点MH4#、Ⅱ类滴水点MH6#旱季均发生了PCP过程(图9b)。MH6#因距洞口最远, 沉积环境相对封闭, 上覆较厚的顶板使岩溶水运移时间增长, 发生了PCP过程。而MH4#发生PCP过程可能与其上覆岩溶管道的连通性良好有关(Tooth and Fairchild, 2003), 雨季时水量较大, 多个岩溶水管道输入补给MH4#, 而旱季随着管道中水量减少, 先前充水的管道转变为充气管道, 管道中空气与水分不平衡, 导致CO2脱气, CaCO3沿流动路径先期沉积, 影响洞内沉积环境。MH3#属于裂隙水流, 旱季和雨季水量均较大, 在滴水点上覆不会受到PCP效应控制, 其沉积环境受其他因素影响。MH1#和MH2#接近洞口, 可能受积极性通风效应控制, 进而影响沉积物沉积。

表2 洞穴系统Ⅰ类滴水点雨季和旱季沉积环境影响因素相关性分析

注: *表示在0.05水平(双侧)上显著相关; **表示在0.01水平(双侧)上显著相关。

表3 洞穴系统Ⅱ类滴水点雨季和旱季沉积环境影响因素相关性分析

注: *表示在0.05水平(双侧)上显著相关; **表示在0.01水平(双侧)上显著相关。

YMZ(S). YMZ雨季数据; YMZ(W). YMZ旱季数据; MH4#和MH6#以此类推。其他滴水点旱雨季100×(Mg/Ca)值变化不大, 没有旱季和雨季区分。

4.3.3 旅游活动对沉积环境的影响

旅游洞穴中, 游客的散热会对洞穴的温度和湿度造成影响(Huppert et al., 1993), 且呼吸作用也会影响CO2浓度(黄倩, 2010), 而洞内CO2的累积效应使CO2累积达到峰值进而影响CaCO3沉积速度(胡希军等, 2005)。大风洞内CO2浓度明显高于麻黄洞且季节变化显著, 主要是由于夏季高温多雨, 土壤强烈的微生物活动和植物根系的呼吸作用使土壤CO2浓度增大, 从而使雨季洞穴CO2浓度高于旱季(潘艳喜等, 2016)。根据田衷珲等(2017)的研究, 大风洞在1月旅游淡季时, 洞穴空气环境的监测基本为背景值, 而从5月进入旅游旺季时, 洞内CO2浓度随着旅游人口增多而逐渐上升, 此时洞内滴水点的沉积环境受到影响,CO2(a)>CO2(w), 水体的侵蚀性变强, 更易形成溶蚀景观。大风洞开发多年, 累积效应使温度升高, 湿度降低, CO2浓度相对增加, 从而使洞内更易形成溶蚀景观。麻黄洞为一天然洞穴, 洞内环境相对稳定, 受人为活动影响小, 因而总体上SIc比大风洞小, 沉积环境整体优于大风洞。

综上, 大风洞和麻黄洞沉积环境主要受到气候因子、气流交换模式、旅游活动及PCP过程的影响。其中, 时间序列上旱季强通风效应和PCP过程利于洞穴次生碳酸盐岩的生长, 而雨季稀释效应不利于沉积物的积累。空间上, 两个洞穴内滴水点类型不同, 水流在上覆基岩中的流量、流速及岩溶管道的连通性也有显著差异, 表现为Ⅱ类滴水点>Ⅰ类滴水点的变化特征。旅游活动通过改变洞内温度、湿度和CO2浓度等环境因子影响沉积环境, 比天然洞穴更易形成溶蚀景观, 而天然洞穴更利于次生化学沉积物积累。

5 结 论

(1) 大风洞和麻黄洞9个滴水点水化学类型除MH6#外均为HCO3-Ca·Mg型, MH6#因SO42−浓度偏高, 水化学类型为HCO3·SO4-Ca·Mg型。2个洞穴SIc>0,全年属于沉积状态, 但受不同的运移路径及水–岩作用时间的影响, 不同类型滴水点离子浓度和沉积环境仍表现出较大差异, 具体表现为Ⅱ类滴水点YMZ、MH1#、MH2#、MH6#离子浓度年内变化较小且沉积环境稳定, Ⅰ类滴水点SQ1#、SQ2#、PB、MH3#、MH4#离子浓度年内变化较大且沉积环境旱季和雨季变化较大。

(2) 大风洞和麻黄洞内滴水化学特征受控于岩石风化, (Ca2++Mg2+)/(HCO3−+SO42−+NO3−)约为1∶1, 说明大风洞和麻黄洞内水化学类型主要是碳酸、硫酸和硝酸共同参与岩溶过程的结果。

(3) 通过观察实测数据发现SIc只能指示沉积趋势, 并不能指示真正的沉积状态, 因此通过SIc和ΔCO2的关系建立一个相关系数(表观饱和指数)来表示沉积物状态, 结果表明旱季比雨季更利于沉积物积累且麻黄洞中沉积环境比大风洞好。

(4) 大风洞和麻黄洞的沉积环境主要受气流交换模式、旅游活动、水–岩作用强度、稀释效应及PCP过程的影响, 时间上, 旱季比雨季更易于洞穴次生碳酸盐沉积物沉积; 空间上, Ⅱ类滴水点总体优于Ⅰ类滴水点。同时, 旅游活动使大风洞内湿度降低、温度和CO2浓度升高, 进而对各水点沉积环境产生影响, 比天然洞穴更易形成溶蚀景观, 不利于沉积物积累。

致谢:感谢两位匿名审稿专家提出的宝贵修改意见！

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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

国家自然科学地区基金项目(42161048)、国家自然科学基金项目(41361081)和贵州师范大学资助博士科研项目(GZNUD[2017]6号)联合资助。

龚晓欢(1999–), 硕士研究生, 自然地理学专业。E-mail: gxhuan11@163.com

周忠发(1969–), 教授, 主要从事喀斯特资源环境、GIS与遥感研究。E-mail: fa6897@163.com