水_岩_气相互作用引起的水化学动态变化研究_以桂林岩溶试验场为例_刘再华
中国典型表层岩溶系统的地球化学动态特征及其环境意义
中国典型表层岩溶系统的地球化学动态特征及其环境意义
刘再华;袁道先
【期刊名称】《地质论评》
【年(卷),期】2000(046)003
【摘要】以中国6个典型表层岩溶系统为例,总结了它们的地球化学动态特征,并对其所反映出的环境意义作了分析.中国典型表层岩溶系统的地球化学动态特征主要表现为土壤CO2含量的季节变化和逐年递增趋势,及地下水HCO-3含量的CO2
效应和稀释效应.前者可能反映了全球气温升高的影响,而后者则反映出表层岩溶系统对大气CO2具有良好的调节功能.
【总页数】4页(P324-327)
【作者】刘再华;袁道先
【作者单位】中国地质科学院岩溶地质研究所,桂林,541004;中国地质科学院岩溶地质研究所,桂林,541004
【正文语种】中文
【中图分类】P5
【相关文献】
1.典型表层岩溶泉锶、钡水文地球化学特征 [J], 祁晓凡;蒋忠诚;邓艳
2.南极普里兹湾表层沉积物有机地球化学特征及其生态环境意义 [J], 赵军;于培松;韩正兵;扈传昱;潘建明
3.岩溶石山区山坡表层径流水文动态特征对比分析——以桂林丫吉试验场为例 [J], 陈国富;姜光辉;周文亮;王开然
4.典型表层岩溶动力系统的环境敏感性研究--以广西马山县弄拉峰丛洼地为例 [J], 章程;袁道先;李强;汪进良
5.表层带岩溶作用:以土壤为媒介的地球表层生态系统过程——以桂林峰丛洼地岩溶系统为例 [J], 潘根兴;曹建华
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岩溶动力系统水化学动态变化规律分析
第18卷 第2期中 国 岩 溶V o l.18 N o.2 1999年6月CA R SOLO G I CA S I N I CA Jun.1999岩溶动力系统水化学动态变化规律分析Ξ刘再华 袁道先 何师意(国土资源部岩溶地质研究所,桂林541004)摘 要 岩溶动力系统,由于其水化学形成过程的三相不平衡控制,特别是气相CO2的积极参与和碳酸盐岩特殊的溶解 沉积机理,因而其水化学动态变化规律非常复杂。
本文通过对日本A k iyo sh i2dai高原和桂林岩溶试验场的分析,发现岩溶动力系统水化学动态变化规律主要受稀释效应、水动力效应(扩散边界层效应)和CO2效应控制。
关键词 岩溶动力系统 水化学动态 稀释效应 扩散边界层效应 CO2效应0 引 言岩溶动力系统,由于其化学形成过程的三相不平衡控制,特别是气相CO2的积极参与[1,2]和碳酸盐岩特殊的溶解 沉积机理[3,4],因而其水化学动态变化规律非常复杂。
本文试图以日本A k iyo sh i2dai高原[5]和桂林岩溶试验场岩溶动力系统[1,2]为例,对这一复杂规律进行剖析,以期引起岩溶研究工作者对这一问题的关注和进一步探索。
1 研究区地球化学背景1.1 日本Ak iyosh i-da i高原岩溶系统[5]A k iyo sh i2dai高原位于日本西南部,为日本最大的岩溶高原,其上由草被覆盖,用作牧场。
发育在该高原的A k iyo sh i2do洞穴总长约5km,流域面积占高原面积一半,约1815km2,其中灰岩面积1615km2。
该区年均降水量1969mm,年均径流量955mm。
1.2 桂林岩溶试验场岩溶动力系统该试验场位于桂林市东南郊约8km的丫吉村附近,处在峰丛洼地与峰林平原的交界地带,总面积约2km2。
ΞIGCP379、国家自然科学基金(编号49632100和49703047)和国土资源部(编号9501104和9806)联合资助项目第一作者简介:刘再华,男,1963年生,德国不来梅大学岩溶动力学专业博士后,1996、1997年毕业于德国不来梅大学和中国地质大学,并分别获得自然科学博士学位和工学博士学位。
碳酸盐风化碳汇与森林碳汇的对比——碳汇研究思路和方法变革的必要性
碳酸盐风化碳汇与森林碳汇的对比——碳汇研究思路和方法变革的必要性刘再华;Wolfgang Dreybrodt【摘要】目前,全球碳循环研究主要集中在海洋碳汇以及陆地土壤和植被碳汇,而对岩石风化碳汇仅考虑地质长时间尺度的硅酸盐风化作用,而认为碳酸盐风化在长时间尺度上对碳汇无贡献.然而,碳酸盐相对于硅酸盐有快得多的溶解速度,且对全球变化(特别是气候和CO,变化)的响应迅速,同时由于生物作用和人为活动的影响,使得碳酸盐风化碳汇的能力需要重新评价.最新的研究发现,由碳酸盐溶解、全球水循环及水生生物光合利用溶解无机碳共同作用,即水-岩-气-生相互作用形成的大气碳汇,远远大于之前只估计了河流输运的无机碳汇,其量级与森林碳汇量相当,因此有必要对传统的碳汇研究思路和方法进行某些变革,这有可能为解决所谓的全球“碳失汇”问题找到一条出路.%At present, researches on the modern global carbon cycle focuses mainly on carbon sinks caused by the oceans and the terrestrial soils and vegetations. In addition, chemical weathering of Ca-silicate rocks is considered to have the potential in controlling long-term climate change by providing feedback interactions with atmospheric CO2 drawdown by means of the precipitation of carbonate. In contrast, carbonate weathering itself has not been given equivalent attention although it is much more rapid than silicate weathering and more sensitive to global changes (especially climate and CO2 change). Further, biological and human activities also significantly influence carbonate weathering. Thus, the contribution of carbonate weathering to the atmospheric CO2 sink should be re-evaluated. Latest studies show that the carbon sinkthrough the combined action of carbonate dissolution, the global water cycle, and photosynthetic uptake of dissolved inorganic carbon by aquatic organisms (i. e. , by carbonate weathering via the water-rock-gas-organism interaction) is far greater than previous estimates that have only considered the transport of dissolved inorganic carbon by rivers , and have a similar magnitude to that of the terrestrial carbon sink in global forests. Therefore, changes in traditional ideas and methods of carbon sink study are necessary, and may provide a way to solve the so-called global "missing carbon sink" problem.【期刊名称】《中国岩溶》【年(卷),期】2012(031)004【总页数】4页(P345-348)【关键词】碳酸盐风化;森林;水-岩-土-气-生相互作用;碳汇评价【作者】刘再华;Wolfgang Dreybrodt【作者单位】中国科学院地球化学研究所、环境地球化学国家重点实验室,贵州贵阳550002;德国不来梅大学实验物理研究所,不来梅28359【正文语种】中文【中图分类】P642.25;Q945.110 引言自上世纪70年代提出全球碳循环问题以来，至今大气的碳收支仍然得不到平衡的估算，每年存在约数十亿吨的碳不知去向，即所谓的“碳失汇”（missing carbon sink）问题［1］，这也成为各国政府是否需要履行《京都议定书》的科学障碍。
桂林地区岩溶水中ba元素的水文地球化学特征
桂林地区岩溶水中ba元素的水文地球化学特征桂林地区位于中国西南植被茂盛的热带山区，是中国最著名的山水风景区之一，也是一个重要的水文地球化学对象。
因其地形多种多样，地形变化大，流域面积大，且水文地球化学特征复杂，研究桂林地区岩溶水中Ba元素的水文地球化学特征具有重要的现实意义。
桂林地区岩溶水中Ba元素的水文地球化学特征表明，Ba元素的含量极高，其来源于区域岩石风化、植物抽吸等过程。
在桂林地区，Ba含量主要是碳酸盐岩和火山岩中富集的结果，同时受降水、水文地表循环等因素的影响。
此外，Ba在桂林地区的分布受分馏作用的影响，当空气温度降低时，Ba的沉积速率会加快，岩溶水中的Ba含量也会受到影响。
桂林地区岩溶水中Ba含量的测定，采用同位素定量碳铵化学反应的方法。
通过对桂林地区的岩溶水中Ba含量进行测定，发现Ba含量多种多样，最高可达到40ppm，最低可达到0.05ppm。
桂林地区岩溶水中Ba元素的水文地球化学特征提示：Ba的侵入过程受到许多因素的影响，例如空气温度、岩石风化、水文地表循环、岩溶作用等；Ba的分布受分馏作用的影响，当空气温度降低时，Ba 的沉积速率会加快；Ba的来源主要是区域岩石风化、植物吸收等过程。
桂林地区岩溶水中Ba元素的水文地球化学特征是桂林地区岩溶水中重要的水文地球化学特征。
研究桂林地区岩溶水中Ba元素的水文地球化学特征，有助于更好地理解桂林地区岩溶水形成、空间分布
特征，也有助于估算桂林地区水文状况，进而为桂林地区清洁水资源的可持续利用奠定基础。
总之，桂林地区岩溶水中Ba元素的水文地球化学特征是独特的，其来源多样，影响因素复杂，对于桂林地区水资源的清洁利用有着重要的意义。
我国西南典型地区表层岩溶水自动化监测初步成果.
我国西南典型地区表层岩溶水自动化监测初步成果 蒋忠诚 刘再华 裴建国 章程 何师意 姜光辉 （中国地质科学院岩溶地质研究所，桂林 ５４１００４） 摘要: 西南地区的表层岩溶水为新一轮国土资源大调查的一个重要内容和新领域。
通过运用表层岩溶水水位、水温、电导率、pH值等参数的自动化监测新技术和方法，于西南岩溶区几个典型岩溶水系统进行动态监测，不但取得了定量刻画碳—水—钙循环活跃的表层岩溶水的水量、水质特征及其变化规律的系列动态数据，而且在表层岩溶水系统研究方面有新的发现和认识。
这些技术方法和认识可进一步推进西南岩溶地区表层岩溶水的地质勘查。
关键词：表层岩溶水自动监测技术西南岩溶区引言地表数米至十米内的表层岩溶水虽然水量不大，但对于我国西南地下水位深埋的岩溶山区来说具有重要的供水意义[1~4]，从而成为新一轮国土资源大调查的一个重要内容和新领域。
然而，表层岩溶带处于大气圈、岩石圈、生物圈、水圈四大圈层的交汇带，碳—水—钙循环活跃，溶蚀化学反应过程迅速[5~6]，岩溶水动态极不稳定[6~7]，用传统的水文地质调查方法，难以准确定量刻画表层岩溶水的水量、水质特征及其动态变化规律，这不但不利于研究表层岩溶水系统的结构和功能，也不利于有效开发利用表层岩溶水资源。
为此，我们引进探索了表层岩溶水自动化监测技术和方法，以推进西南干旱缺水地区表层岩溶水的地质勘查和表层岩溶水系统的深入研究。
1表层岩溶水系统自动化监测技术与方法所用仪器主要为多参数水质监测仪，产品包括美国In-Situ公司的Troll8000型号，德国的WTW型号, 澳大利亚PTY公司的CTDP300的型号。
前面两种型号主要监测参数为：pH值，电导率，水温、水位。
CTDP300仪器，除能测前面提到的几个参数外，还能监测雨量。
这些产品，对于野外工作来说的一个重要的优点是便携式仪器，携带和移动方便。
表层岩溶水的自动化监测工作主要在岩溶所承担的地质调查项目“西南岩溶石山地区地下水资源与生态环境地质调查评价综合研究”设立的点上进行。
桂林峰丛洼地岩溶动力系统CO2特征及变化规律
桂林峰丛洼地岩溶动力系统CO2特征及变化规律第26卷第5期2007年9月V o1.26No.5Sep.2007桂林峰丛洼地岩溶动力系统CO2特征及变化规律夏青,姜光辉,李科,申宏岗(1.中国地质科学院岩溶地质研究所,广西桂林541004;2.桂林工学院资源与环境工程系,广西桂林541004)摘要:桂林岩溶水文地质试验场属于典型的峰丛洼地地区.峰丛洼地表层岩溶动力系统与土壤CO密切相关,土壤CO体积分数以及表层岩溶带土壤C0.溶蚀量的变化受气温和降雨影响.对不同部位不同深度的土壤CO体积分数进行了野外监测,并利用多参数自动记录仪监测了泉水的水化学,揭示了CO.体积分数的变化规律.其变化特征表现为:①土壤CO体积分数的季节变化在泉水水化学上和土壤COz溶蚀量上均能反映出来;②土壤CO体积分数的变化具有季节?陛;~5ocm处的CO体积分数较2Ocm处大;④土壤层对泉水水化学起到重要调蓄作用.关键词:土壤CO体积分数;岩溶作用;峰丛洼地;表层岩溶动力系统中图分类号:P641文献标识码:A文章编号:1000.7849(2007)05—0079—04岩溶作用作为一种表层地质作用,其产生和运行离不开构成地球表层系统的岩石圈,大气圈,水圈和生物圈.从地球系统科学看,碳循环与CO一HO~CaCO.三相不平衡开放系统耦联,构成岩溶动力系统.岩溶作用是在岩溶动力系统中碳酸盐岩被溶蚀或沉积l[1].前人l[2.]在桂林岩溶动力系统野外监测站的研究成果中,论述了土壤,大气CO体积分数动态及其与岩溶作用的关系和岩溶水文地球化学动态等.早在2O世纪8O年代初,人们就已经注意到岩溶环境系统中土壤及其中CO的影响l[8].土壤空气中的CO为植物根系呼吸,微生物活动及大气扩散输入的混合].CO的体积分数受土壤的通气性,土壤生物化学过程的强度,气象条件及植被的影响.在不同的土壤结构,不同的植被条件下,土壤空气中的CO体积分数会有很大差别.近年来已有不少研究揭示土壤CO对岩溶作用起驱动作用川].1研究区概况研究区位于桂林市东南郊约8km的桂林岩溶水文地质试验场,观测站建于1986年.地貌上处于峰丛洼地和峰林平原的交界地带,面积约2km,属亚热带典型的岩溶石山地区,多年平均气温为18.8℃,年平均降雨量为1915mm,年平均蒸发量为1378.3mm,85以上的降雨集中在每年的4～8 月.峰林平原为地下水的排泄区,主要作为耕地.整个系统发育于上泥盆统融县组块状纯灰岩(D.r) 中,地层倾向东南,倾角5～1O..北北东向的主干断裂位于峰丛洼地西部边界,裂隙主要呈北东东向展布,它们控制了洼地的发育方向及岩溶地下水的流向.场区峰丛坡地有多处表生泉出露,并发育钙华.植被为灌丛,高度为12O～180cm,覆盖率为6O9/6～8O9/6L4].第四系主要是残坡积层,以灰褐,黄褐色砂质黏土为主,分布在西部峰林平原及峰丛洼地底部.土壤分布不均匀,厚度在O～5m间,土壤覆盖率约为3O.不同地貌部位的土壤类型及化学成分差别较大,靠近峰林平原一侧逐渐由褐色石灰土向砂质黏土过渡,而在峰丛洼地则主要分布褐色石灰土及腐殖层(图1).355305董255205一028*******II2OI400I680L/m囹1圃2圆3豳4图1试验场水文地质剖面Fig.1Hydrogeologicalsectionoftheexperimentalsite1.土壤覆盖层;2.表层岩溶泉;3.饱水带泉;4.石灰岩收稿日期:2007—01—16编辑:刘江霞基金项目:新一轮国土资源大调查项目(1212010634805)作者简介:夏青(1978一),女,现正攻读矿产普查与勘探专业硕士学位,主要从事水文地质学研究.nOamhy报情m技科耐a质eC地-cCS∞gOOeG80地质科技情报2研究方法土壤空气中CO体积分数的测量采用日本产的GASTEC8Ol抽气筒和GASTEC二氧化碳测管进行.测量前预先在土壤中的一定深度埋入CO集气管,测量时直接抽取集气管中的气体,在同一个洼地的垭口(指2个底部连接山峰之间的部位),山坡和洼地底部分别安装测量设备,且每个地点都测量2O cm和50cm两个深度的CO体积分数.在不同位置开挖土壤剖面,且在不同土壤深度(20cm和50cm)及距地面lm的空中安装石灰岩溶蚀试片,一段时间后挖出试片计算溶蚀量.使用德国产的GrensPan测量S3l泉水的水化学特征,并每月现场采用德国wTw公司生产的Multiline多参数自动监测仪测量泉水的电导,水温和pH值,用Ca抖和HCO;-试剂盒滴定水中Ca抖和HCOg的质量浓度,现场采集简分析样品.3土壤岩溶作用强度的变化研究区表层岩溶带溶蚀裂隙发育且较均匀,循环于该带的水一部分以表层岩溶泉的形式(如$25 泉,$54泉等)排泄于峰丛洼地中,并通过洼地中的落水洞进入下部包气带或饱水带(其中一部分通过蒸发返回大气);另一部分通过裂隙和管道直接与下部包气带或饱水带相连.最后,包气带或饱水带中的水主要通过峰林平原边界处的S3l泉等进行排泄(图2).图2桂林岩溶试验场水文地质平面图l_4Fig.2HydrogeologiealplanofGuilinkarstexperimentalsite[]1.洼地及其编号;2.山间小路;3.公路;4.峰丛洼地和峰林平原边界线;5.岩溶泉及其编号6.钻孔及其编号;7.断层;Q:第四系沉积物;D.r:上泥盆统融县组石灰岩3.1峰丛洼地不同部位土壤岩溶作用强度的变化碳酸盐岩溶蚀回收大气Co的关键是近地面CO的收集和水的动态监测口].据袁道先等]研究,岩溶洼地中不仅CO活动极为活跃,而且还能获得更多的降雨量.降雨强烈吸收大气COz,使岩溶水的pH值降低,进而溶蚀碳酸盐岩,活化岩石圈,回收CO.可是数据显示溶蚀量最大的为垭口5Ocm处,达到0.168rag/片,溶蚀量最小的为50cm处的洼地,为0.0044rag/片(图3).这可能是由于十几年的封山育林,使植被更加丰富,垭口地带更开阔,从而使垭口地带能获得更多的降雨量.土壤层下石灰岩试片的溶蚀量一般较空中的高,这与土壤层中生物呼吸作用产生大量COz气体(体积分数一般在3000×10一～n×10)有关,而大气中CO体积分数仅为350×10一.由此可见,由于土壤及其中大量CO的存在,极大地增强了岩溶作用的强度.不同深度溶蚀量的差异,主要与水流的溶蚀潜力和溶蚀过程有关.20cm处溶蚀量较50cm少,这是因为,虽然,在较深的部位,只有在降雨量较大时才有水流经过,发生溶蚀作用的机会相对较少;而且,大多数情况下,经过表层岩溶带的水流在渗入到下部包气带和饱水带之前往往已经接近饱和状态,溶蚀潜力较低,因此,深层溶蚀速度比表层岩溶带慢得多.但是,该研究20cm处CO浓度较50cm处低,这主要是因为表层土壤疏松,与大气连通性较好,虽然生物活动强烈,但土层密封性不佳,COz深度易向浓度低的大气扩散(图4).第5期夏青等:桂林峰丛洼地岩溶动力系统CO2特征及变化规律81 ,暑瑚】基建.r1.\目2005-11-06～2006-03-03;2oI5o2o15o2ol5o2ol5o垭口坡地洼地泉口空中土壤深度h/cm图3不同部位,不同深度,不同时间石灰岩溶蚀量变化图Fig.3Temporalchangeofthelimestonecorrosionrateindiffer entsiteanddepth—UB{掷酬萏刚苗枇i萏嚣22005.09I2005.10I2005.11I2005.12I2006.0112006.02I2006.o312~.04I2006.0sI2006. od2006—07I2006一O1日期图4不同部位,不同深度CO体积分数对比图Fig.4CO2concentrationindifferentsitesanddepths3.2峰丛洼地土壤岩溶作用强度的季节性变化已测得桂林岩溶试验场土壤COz的碳稳定同位素组成平均为(¨C)一一23%0,可见土壤C0z主要与生物作用有关.].生物作用包括植物的光合作用和呼吸作用,以及动物和微生物的分解作用等--,这些作用明显受光照,温度和湿度等的影响,其综合结果是冬季的生物作用明显弱于夏季,这便是冬季土壤CO体积分数远小于夏季的直接原因.在石灰岩试片溶蚀量最大的垭口,CO体积分数分别为4800×10以及4000×10～.土壤表层(一50cm及一2Ocm)的CO体积分数呈明显的季节性变化,7月出现体积分数高值,1月体积分数较小(图4).这主要是由于气温,湿度的季节性差异而导致生物活动性(包括植被生长)变化造成的.3.3土壤CO:体积分数与表层岩溶泉水化学特征的关系土壤CO体积分数的季节性变化明显,导致其溶蚀作用的季节性差异,这在与地表土壤密切相关的表层岩溶泉也得到反映.具体表现为溶蚀作用与COz呈明显的正相关.在$31号泉,虽然夏季有雨水的冲淡作用,但硬度仍明显高于冬季,在6～7月出现峰值,而水中pH值的变化趋势则是夏季偏低,冬季偏高,由于仪器的原因,仅在5月和12月出现异常(图5).9000}-//\\}.24ot/,75or\肆\—一一——一二二===.二图5$31泉水水化学变化Fig.5Hydrogeologicaltemporalchangeof$31随着土壤CO.体积分数的季节性变化,地下水中的Ca抖和HCo质量浓度也呈现出季节性变化.土壤CO.体积分数愈高,地下水中的Ca和HCo质量浓度也愈高.反之,土壤CO体积分数愈低,地下水中的Ca和HCO;质量浓度也愈低.这些均反映土壤中的CO对岩溶具有驱动作用.4结论(1)土壤CO体积分数的变化具有季节性,与土壤CO溶蚀量的变化具有一致性,是气候(气温, Hm∞%OL●●r卜L●rL●[rL●●[¨¨;号一巨)/(u一..f0呈\OOOOOOO∞"如加如82地质科技情报2007生降雨等)的季节性变化引起的.(2)表层岩溶动力系统受气候和土壤C0的影晌非常明显,系统的变化也具有季节性,系统运行强度的季节性变化表现为:春季,夏季活跃,秋季,冬季沉寂.系统碳转移能力的季节性变化表现为由冬季到夏季逐渐增强.(3)土壤表层(一50cm)C0体积分数呈明显的季节性变化,即6～1O月出现体积分数高值,11～12月和次年1～5月体积分数较低.这主要是因为气温,湿度的季节性差异导致生物活动性(包括植被生长)变化造成的.(4)观测结果显示C0.浓度峰值和泉水硬度峰值分别出现在8月和6月,泉水硬度峰值提前CO.浓度峰值近两个月.这一现象表明,土壤层对泉域系统的水化学理应起到调蓄作用,但是在该研究中没有得到体现,使其水化学特征不具有环境系统属陛.参考文献:?[1]袁道先.现代岩溶学和全球变化[J].地学前缘,1997,4(1-2): 17—24.[2]刘再华,袁道先.中国典型表层岩溶动力系统的地球化学动态特征及其环境意义[J].地质论评,2000,46(3):324—327.[3]曹建华,潘根兴,袁道先,等.桂林岩溶洼地生态系统中大气CO2动态及环境意义口].地质论评,1999,45(1):105—1】1. 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水—岩相互作用的地球化学模拟研究
式 巾 ｎｂ， ｄ分别 为Ａ， Ｃ， ， ｃ和 Ｂ， Ｄ的摩尔数。按 质量作用定律 ， 上述 反应达到平衡状态时 ， ： 。
２０ 年 ０８
第 １ 卷 第 ２ 期 ８ ３
收 稿 日期 ：０ ８ ０ — ２ ２０ —６ １
水一 岩相互作用的地球化 学模拟研 究
陈 振， 刘金 辉
（ 华 理 丁大 学 ， 东 汀两 抚 州 ，４ ０ ０ ３ ４０ ） 摘 要： 水一 岩 相 互作 用 的研 究现 在 是 一 个 国 际性 的 课 题 ， 反 应 过 程 非 常 复 杂 ， 其 包含
巾也开始利． 化学动力学原理来解决一些非平衡水一 岩相互作＿ 问题 。 １ ＋ ｛ ｝ Ｈ Ｉ 热 力学参数 ＿ ｌ 在地球化学模拟巾常用 的热力学参数是 自由能（ 、 Ｈ） Ｇ）焓（ 。
１１１ 自由和溶液 巾Ａ （ ） 固 甘以 ｍＢ 。 ＋ －
法。在热力学平衡计算 巾， 各组分 的浓度均为热力学浓度（ ， 即 活度或速
未溶解的固体。按质量作用定律 ， 在一定的温度条件下 ． 难溶盐 的饱和溶 液中的离子活度 【 浓度 ） 是一个常数 ， 积 这个常数称 为溶度积 ， 用
示。
度） 。因此 ， 需要将实测 的摩尔浓度经离子活度 系数转换成离子 活度 。 绝 大多数地球化学模型是基于平 衡热 力学理论的 ， 但在有些地球化学模型
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文 章编 号 ：０ ５ ６３ （０ ８ ２ — １４ ０ １０ —０ ３２ ０ ）３ ０ ４ — ３
Ｓ Ｉ Ｅ Ｈ Ｉ Ｆ Ｒ Ａ Ｉ Ｎ Ｄ Ｖ Ｌ Ｐ Ｅ Ｔ＆Ｅ Ｏ Ｏ Ｙ Ｃ— Ｃ Ｏ Ｍ Ｏ Ｅ Ｅ Ｏ Ｍ Ｎ Ｔ Ｎ Ｆ Ｃ Ｎ Ｍ
典型岩溶地下河入、出口处强降雨过程中水动态变化
典型岩溶地下河入、出口处强降雨过程中水动态变化苟鹏飞;蒋勇军;林涛;扈志勇;杨平恒【摘要】在强降雨过程中,对典型岩溶地下河入口、出口处pH值、电导率、水温、水位进行监测,对比分析了强降雨过程中该地下河入口、出口处水动态变化特征,及入口处水动态变化对出口处的影响.结果表明:强降雨过程中,地下河系统水动态变化对降雨的响应速度快,降雨随岩溶裂隙进入地下河迅速,岩溶含水层对强降雨过程中水资源调蓄能力差.地下河入口、出口处水动态变化差异性较大,上游地下河入口处水化学特征变化速度快,幅度大,受环境影响因素大.地下河出口处水化学变化较上游有规律,主要受稀释作用影响.影响入口处水动态变化的环境因素对出口处水动态变化影响不明显.%The pH, conductivity, water temperature, water table of inlet and outlet of typical underground river were monitored during a large storm.The dynamic change characteristics of hydrologic regime between the inlet and outlet were analyzed.Results showed that the dynamic changes of hydrological regime of subterranean stream rapidly responded to rainfall during storm.Rainfall rapidly infiltrated into the underground river through karst fissure and the water storage capacity of karst aquifer was poor in larger storm.The dynamic changes of hydrologic regime atinlet and outlet had relatively large difference.At inlet the hydro-chemical characteristics changed rapidly, the magnitude of the variation was large and the change of hydrologic regime was controlled by environment factors.At outlet the hydro-chemical characteristics seemed steadily and were controlled by dilution effect.The environmental factors influencingthe dynamic changes of hydrologic regime at the inlet had no effect on the outlet.【期刊名称】《水资源保护》【年(卷),期】2011(027)001【总页数】6页(P6-10,14)【关键词】强降雨;水动态变化;地下河入出口;典型岩溶【作者】苟鹏飞;蒋勇军;林涛;扈志勇;杨平恒【作者单位】西南大学地理科学学院,重庆,400715;西南大学地理科学学院,重庆,400715;西南大学岩溶环境与石漠化治理研究所,重庆,400715;西南大学地理科学学院,重庆,400715;西南大学地理科学学院,重庆,400715;西南大学地理科学学院,重庆,400715【正文语种】中文【中图分类】P641.2在我国岩溶地区,碳酸盐岩的分布面积(含埋藏在非可溶岩之下者)为346.3万km2,碳酸盐岩地层出露面积为206万km2,碳酸盐岩出露面积为90.7万km2[1]。
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2 研究方法
图 1 桂林试验场水文地质平面图 Fig.1 Sketch hydrogeological map of the Guilin
1 试验场气候和水文地质背景
试验场位于桂林市区东南约 8km 的丫吉村附近 , 从地貌上看 , 处在峰丛洼地和峰林平原的交界地带(图 1)。 试验场 自成一 个岩溶 水文 地质系 统 , 总面 积约 2km2 , 它的补给区位于峰丛洼地区 , 有 13 个洼地 , 而它 的排泄区 , 位于桂林峰林平原东部边缘的一个常年流 水泉(S31 号泉)和 3 个季节性泉(S29 、S291 、S32 号泉) 组成(图 1)。平原面标高 150m , 而补给区内的最高峰 为 652m , 其内洼地底部标高介于 250 ～ 400m 之间 。 整 个系统发育的是上泥盆统融县组质纯块状灰岩 , 地层 约呈东南 5°～ 10°倾斜 。 在场区西部边界峰丛洼地区
包气 带 厚 度 介 于 110m (由 低 洼 地 底 部 起 算) -400m(由洼地顶部算)。 系统结构的不 均一性表现 在表层岩溶带的存在及岩溶管道和裂隙并存 。 例如 , 补给区 4 个钻孔中的 2 个(CF6 和 CF9)揭露了管道 。
3.1 试验场地下水水化学特征
表 1 显示了桂林试验场地下水的水化学特征 , 从 表中可看出试验场地下水的 Ca2 + 和 HCO3- 浓度分别
Karst Experimental Site 1 — 洼地及编号 ;2 — 山间小路 ;3 — 公路;4 — 峰丛洼地和峰林平原
边界线 ;5 —岩溶泉及编号 ;6 — 钻孔及编号 ;7 — 断层
试验场岩溶水文系统的主要特点是 :包气带巨厚 , 内部结构和输入输出极不均一(图 2)。
如上所述 , 岩溶系统的含水介质包括管道和裂隙 。 为了了解在这些介质中水化学详细的变化情况 , 在 1 号钻孔(图 1 中的 CF1)安置了 CTDP300 多参数自动记 录仪(由澳大利亚 Greenspan 公司生产)。 根据钻孔揭 露 , 它代表了裂隙介质中的情况 。PC208 多参数自动 记录仪(美国 Campbell 科 学仪器公司生产)被安装于 S31 号泉中 。 S31 代表管道介质中的情况 。 利用这些 自动记录仪 , 对系统的 5 个参数(降雨量 、水位 、水温 、 pH 和电导率)进行了监测 。其中 CTDP300 仪数据采集 间隔设定为 15min , 而 PC208 仪则可根据参数的变化程 度 , 其数据采集间隔自动设定 , 从 2 ～ 60min 不等 。
University , Bowling Green , KY 42101 , USA)
摘要 :利用多参数自动记录仪对桂林岩溶试验场的 降水量 、水位 、水 温 、pH 值和电 导率进 行了监 测 , 数 据采集 间隔根 据 参数 变化的程度由 2min 到 1h 不等 。 结果发现 , 岩溶裂隙水在洪 水期间 pH 值呈降 低趋势 , 而电 导率呈 升高的 不寻常 变 化 。与此相反 , 对于岩溶 管道 水 , 同 样是 在洪 水 期间 , 它 的 pH 值是 升 高的 , 而 电 导率 呈正 常 的降 低 。 考 虑到 Ca2+ 和 HCO3-分别为地下水中主要的阴阳离子(>90 %), 及 它们与电导率的线性 关系 , 计算得 到了洪水 期间方 解石的 饱和指 数 (SIc)和水的 CO2 分压(Pco2)的变化情况 。 发现洪水时裂隙水 的 Pco2 高于正常情况的 Pco2 , 而它的 SIc 值比正 常情况低 。 与此相对 , 对于管道水 , 尽管同一洪水期间其 SIc 降低 , 但 Pco2 也 降低 。 从这 些结果 , 可以 推断 , 至少有 两个关 键的过 程 控制 着洪水期间的水化学变化 。 一个是雨水的稀释作用 , 另一个是水 -岩 -气 的相互作 用 。 然而 , 对于 裂隙水 来说 , 后 者的作用可能更重要 , 即在洪水期间 , 高浓度的土壤 CO2溶解于水中 , 则更具侵蚀性的水 能溶解更多 的石灰岩 , 从而增 强 水的电导率 。 而对于管道水 , 雨水的稀释作用更重要 , 因为研究区较高的 pH 和低电导率的雨水能更快地通过管道流出 , 所以 , 要了解岩溶系统水化学的变化 , 仅考虑水 -岩相互作用是 不够的 , 我们还必 须重视 CO2 气体 对岩溶系统 中水化 学 变化的影响 。 总之 , 水 -岩 -气相互作用的概念必须引入 岩溶水化学的研究中 。 关键词 :岩溶水文地质系统 ;自动化监测 ;水化学动态 ;水 -岩 -气相互作用 ;桂林岩溶试验场 中图分类号 :P642.25;P641.134;P641.3 文献标识码 :A 文章编号 :1000-3665(2003)04-0013-06
桂林岩溶试验场于 1986 年由中国地质科学院岩 溶地质研究所和法国蒙比利埃大学水文地质实验室合 作建造 , 其目的是考察岩溶峰丛地区岩溶水文地质系 统的运行规律 。 峰丛作为塔状岩溶的一种类型 , 其特 征为在具同一基座的一群石峰间有着许多洼地 。 在我 国西南地区有约 50 ×104 km2 的峰丛岩溶地区 。
DO I :10.16030/j .cnki .issn.1000 -3665.2003.04.003 2003 年第 4 期
水文地质工程地质
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水 -岩 -气相互作用引起的水化学动态变化研究
———以桂林岩溶试验场为例
刘再华1 , Chris G ROVES2 , 袁道先1 , Joe MEIMAN2 , 姜光辉1 , 何师意1 (1.中国地质科学院岩溶地质研究所 岩溶动力学开放研究实验室 , 桂林 541004 ; 2 .Hoffman Environmental Research Institute , Department of Geography and Geology , Western Kentucky
为了弄清系统中其它主要离子的特征 , 每隔两周 在试验场取水样 , 拿回实验室分析 。由这些分析结果 , 用 WATSPEC 计算机软件(Wigley , 1977)计算了水的方 解饱和指数(SIc)和 CO 2 分压(Pco2 )。
3 结果和讨论
图 2 试验场水文地质剖面图 1223 Fig.2 Hydrogeological section of the Experimental Site 1 — 土壤覆被 ;2 — 表层岩溶泉 ;3 — 饱水带泉 ;4— 石灰岩图
该试验场运行过程中 , 通过多种工作 , 如航片卫片 解译 、地质填图 、钻孔揭露 、气象观测 、地下水探测 、示 踪试验 、岩溶地球化学[ 1 ～ 4] 和同位素分析 、暴雨效应观 测等 , 已经取得许多新的数据和认识 , 这些工作为流量 和降雨量关系 、入渗速率 、系统内部结构和岩溶峰丛系 统 , 特别是它的表层岩溶带的水文调蓄功能的认识提
此外 ,S31 号 泉周围 的 5 个 钻孔显 示了同 样的 特点 。 降水是系统的主要补给来源 , 桂林附近多年平均降水 量是 1914.3mm , 然而 75.42 %的降水集中于 4 ～ 8 月的 雨季 , 并且 , 分析自动记录仪器在系统不同部位记录的 多场降雨数据可知 , 从平原到洼地 , 从较低洼地到较高 洼地 , 月降雨量和一场暴雨事件两者都具有明显差别 。 位于系统排泄区的 4 个泉(图 1 中 S29 号 、S291 号 、S31 号 、S32 号泉)的流量变化明显[ 5] , 这不仅是补给不均 匀 , 而且也是系统结构不均一的反映 。
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水文地质工程地质
2003 年第 4 期
有一主干断层 , 北北东走向 , 根据地表调查和航片解译 结果 , 主要的节理和断层呈北西西 、北东东 、北北东向 , 它们对洼地的形成和岩溶水运移有重要影响(图 1), 例如 , 1 号洼地 、3 号洼地和 4 号洼地沿着一主干断裂 带分布 , 这个断裂带发育有一条呈北东东向的方解石 脉(形成阻水带)。岩溶小形态如溶沟 、溶痕 、溶盘在洼 地周围斜坡上发育良好 , 但是它们仅集中分布于表层 岩溶带 3 ～ 10m 深 度内 。 区 内发现的 最大溶洞 位于 S291 号泉东部山坡上 , 洞口标高为 197.5m , 可进入部 分长 100m , 宽 1 ～ 20m , 高 5 ～ 20m 。
占阴阳离子的 90 %以上 , 所有水的类型为 HCO3 -Ca
型 , 它反映了试验场泥盆系质纯灰岩对水化学特征的
Hale Waihona Puke 控制作用 。3.2 试验场洪水期间地下水水化学的变化
(1)方解石饱和指数和 Pco2 的计算 运用 WATSPEC 计算机软件[ 6] 计算方解石饱和指数(SIc)和 CO2 分压
(PCO2), 至少需要 9 个参数 , 它们是水温 、pH 、7 种主要
泉点 -
水温
取样日期 (℃) pH
S31 -3.26 19.2 7.08
K+
(mg l) 0.00
Na +
(mg l) 0.05
Ca2 +
(mg l) 90.5
Mg 2 +
(mg l) 0.29
Cl -
(mg l) 3.48
SO
24
(mg l)
13.84
HCO3-
(mg l) 259.95
导率 (μs cm , 25 ℃) SIc
S31 -5.9
19.2 7.28
0.05
0.25
93.87 0.58
3.48
10.4
271.86
434
0.15 1288.2
S31 -5.21 19.3 7.32
0.04
0.07
89.53 1.17
5.21
10.38