0.   引　言

湘西北地区属于我国南方岩溶山区，地表及地下岩溶发育^[1-2]。区内岩溶地下水水质好、水量大，在居民生活中起到十分重要的作用^[3]。随着经济社会的发展和全球性气候变化，近年来该地区岩溶地下水环境也发生了较大变化，如在2019-2021年调查统计的28个泉点中，枯水期泉水总流量减少了496.03 L·s⁻¹，对该地区地下水资源的可持续利用和社会经济发展产生了影响。同时，以往对该地区研究多集中于水量优化调配、区域水质评价等方面，缺乏以地下水系统为基础的水文地球化学特征及控制因素研究，对当地岩溶地下水的系统性认识和水资源利用有待深入。区域性地下水水化学特征、水化学演变规律及成因的研究^[4-5]不仅有助于揭示该地区地下水质的变化趋势，同时可为区域地下水资源可持续开发利用和综合管理提供依据。

1.   研究区概况

湘西北研究区西接重庆、贵州，北邻湖北，东南以沅麻盆地西缘为界。武陵山贯穿于工作区南东部，地势西北高，东南低，西北部海拔高程一般为1 300~1 500 m，少数达1 760 m以上。岩溶发育充分，多溶洞、伏流；地貌形态总体是一个以高原山地为主，兼有丘陵和小平原，并向北西突出的弧形山区地貌。研究区属亚热带季风湿润气候，具有明显的大陆性气候特征，年平均气温15.8~19.5 ℃，多年年平均降雨量为1 400 mm。区内地表水文网主要由长江流域的二级支流沅水、澧水两大水系及其支流和松滋江部分支流构成。

研究区属新华夏系构造的一级隆起区，按构造形迹类型、展布特征，大体可划为北西部以褶皱为主的构造发育带和南东部以断裂为主的构造发育带。湘西区内地层出露齐全，由老到新依次出露有中元古界、晚元古界、早古生界、晚古生界、中生界及新生界。其中研究区北部主要出露的碳酸盐岩主要为寒武、奥陶系地层，南部则主要为石炭系、二叠系及三叠系碳酸盐岩。

在区域上，研究区内主要含水岩层为岩溶含水层，志留系—泥盆系的碎屑岩类地层为区域内的相对隔水层。按照研究区主要的岩溶含水层时代、富水性的空间分布特征以及区域隔水层的展布可分为三个分区：

（1）主要分布在区内西北部龙山一带，以厚层或中厚层细粒白云岩、灰质白云岩、灰岩等为主的寒武—奥陶系碳酸盐岩类强富水性岩溶含水区（以下简称为I区），地层碳酸盐岩含量＞70%。该区岩溶较发育，主要岩溶形态有岩溶洼地，溶洞、落水洞、溶沟、溶隙等；

（2）主要分布在研究区中部—南部的永顺—吉首—凤凰一带，主要岩性为奥陶系中上统白云质灰岩、灰岩、白云岩、泥质白云岩的中上寒武—奥陶系碳酸盐岩类中等富水性岩溶含水区（以下简称为II区）；

（3）主要分布在张家界—石门县一带，主要岩性为二叠系—三叠系纯灰岩、泥质条带灰岩的二叠系—三叠系碳酸盐岩类中强含水层岩溶含水区（以下简称为III区），岩溶强烈发育，主要岩溶形态有漏斗、溶蚀洼地、溶洞等。

2.   材料与方法

2.1   样品采集

论文所涉及到的井泉和地下暗河等基础信息均来自于历年地质调查汇集的野外调查资料，基本上囊括中国地质调查局在湘西北目前全部地下水统测点位，具有全面性和代表性。在此基础上进行初步筛选，拟定采样点位和计划，在野外现场采样中，根据实际条件也进行了一些调整。

样品统一采集于2021年11月，最终本次采样水点为43处，其中泉点32处，地下暗河5处，民用井6眼，具体采样点分布位置见图1。样点在研究区内主要的含水层位和主要的含水区域的泉点、民用井、地下暗河均有控制。所有水样均进行常量组分分析，重点水点进行氘氧同位素分析。

图  1  研究区岩溶地下水采样点分布图

Figure  1.  Distribution of karst groundwater sampling points in the study area

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采样过程中，先用取样点的水将预先清洗过的样品瓶冲洗3次，装满样品不留气泡，其中用于金属元素分析的样品用浓HNO₃酸化至pH<2。所有采集的样品使用塑料膜封口后送回实验室低温保存，直至分析测试。

2.2   测试分析

采样现场使用便携式水质参数测试仪（型号：SX731）测定pH值、电导率、氧化还原电位、温度等参数。采样当天完成${\rm{HCO}}_3^{-}$浓度的滴定测试。样品室内测试由中国地质调查局武汉地质调查中心实验测试室完成。阴、阳离子分别采用ICS-1100和ICP-MS测定；氢氧同位素采用液态水同位素分析仪LGR测定，测量结果以SMOW为标准给出。

3.   水化学特征

3.1   主要离子特征分析

岩溶水化学成分的形成是地质条件、水文地质条件、物理化学平衡等因素综合控制下元素迁移的结果，岩溶水的水化学组成亦可以反映水动力场的基本特征^[6]。采样点水化学组分统计结果见表1。

表  1  研究区地下水水化学统计表

Table  1.  Statistical table of groundwater hydrochemistry in the study area

	统计项	pH	K+	Na+	Ca2+	Mg2+	Cl−	${\rm{SO}}_4^{2-}$	${\rm{HCO}}_3^{-}$	TDS
Ⅰ区	最小值	6.81	0.69	−	28.10	4.68	0.51	2.22	109.83	39.80
	最大值	8.46	2.03	11.70	120.00	25.7	15.30	16.10	378.31	157.00
	均值	7.84	1.12	2.29	49.25	12.50	2.65	9.09	188.42	76.89
	标准偏差	0.44	0.40	3.65	26.82	6.82	4.51	3.95	75.18	31.49
	变异系数	0.06	0.36	1.59	0.54	0.55	1.71	0.43	0.40	0.41
Ⅱ区	最小值	6.94	0.08	−	46.20	2.96	0.45	6.85	167.18	72.00
	最大值	8.20	11.80	11.30	87.00	50.00	10.40	81.1	402.71	214.00
	均值	7.38	2.26	1.45	66.81	28.66	3.40	21.90	269.75	124.46
	标准偏差	0.29	2.66	2.74	10.74	13.69	2.59	18.94	62.13	32.50
	变异系数	0.04	1.18	1.89	0.16	0.48	0.76	0.86	0.23	0.26
Ⅲ区	最小值	6.60	0.73	−	47.50	2.61	2.24	12.30	128.14	78.10
	最大值	8.11	6.97	6.43	128.00	14.20	13.70	69.40	352.68	189.00
	均值	7.32	2.23	1.57	87.34	8.17	6.21	34.86	219.93	140.47
	标准偏差	0.48	1.92	2.16	29.23	3.28	3.80	18.97	76.99	42.65
	变异系数	0.07	0.86	1.38	0.33	0.40	0.61	0.54	0.35	0.30
注：pH无量纲,其余水化学组分单位均为(mg·L−1)， “−”表示未检出。 Note: pH is dimensionless. For other hydrochemical components, the units are all mg·L−1,"−" indicates that it is not detected.

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pH、TDS和主要的离子组分在三个分区中既有相似又有区别，pH为I区>II区>III区，而TDS则正好相反。主要成分上，阴离子均以${\rm{HCO}}_3^{-}$、${\rm{SO}}_4^{2-}$为主，阳离子则以Ca²⁺、Mg²⁺为主，但III区Mg²⁺含量较低，不是主要离子。

从离子组分的变异系数来看，Na⁺在各分区地下水中均大于1，不均匀性表现十分明显。另外，I区的Cl⁻和Ⅱ区地下水中K⁺变异系数也大于1，但该区并无明显的岩浆活动或变质过程，可能体现了非碳酸盐岩地层和居民生活生产活动的影响结果。

Piper三线图可以直观地反映地下水主要离子组成特征，并可用于主要矿物控制端元^[7]。利用AQQA软件绘制Piper三线图（图2），可知，在阴离子三角内，III区水样点与I、Ⅱ区有差别，体现的是较高的${\rm{SO}}_4^{2-}$，有硫酸盐矿物的参与。而阳离子三角形内三区有较大的区别，主要体现的是Ca²⁺、Mg²⁺的比例不同，反映了含水层岩性上从III区到I区到II区，岩性从以灰岩为主转变为以白云岩为主。

图  2  岩溶地下水Piper三线图

Figure  2.  Piper trigram of karst groundwater

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3.2   离子来源

离子组合比例系数分析方法是一种常用的可以用来研究岩溶地下水的组分成因和水化学成分的来源的方法，另外Gibbs图也可宏观地反映地下水化学组分的主要控制因素^[8]。

依据Gibbs图3（a）、（b）中初步分析可以得出：研究区三个分区中地下水TDS 普遍偏低，大部分岩溶水矿化度小于 500 mg·L⁻¹，Na⁺/(Na⁺+Ca²⁺)、Cl⁻/(Cl⁻+${\rm{HCO}}_3^{-}$)的值大部分处于0~0.3之间，大部分采样点分布在水岩相互作用带，由此可以推测研究区主要受水岩相互作用控制，地下水水化学组分的形成以溶滤作用为主。根据研究区地下水的氘氧同位素分析也表明研究区内地下水来自于大气降水补给，可以由此初步可判断，研究区内各岩溶含水层中地下水化学组分主要受碳酸盐矿物溶滤作用影响。

图  3  研究区岩溶地下水Gibbs图

Figure  3.  Gibbs diagram of karst groundwater in the study area

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通常情况下，地下水中Mg²⁺/Ca²⁺的量比可以用来判别地下水流经地层的岩性^[9]。流经灰岩含水层的地下水，其Mg²⁺/Ca²⁺量比在0.01~0.26之间，而流经白云岩含水层的地下水，Mg²⁺/Ca²⁺量比则大于0.85^[10]。在图4中，Ⅰ区域地下水中钙镁离子主要来自灰岩、白云岩。Ⅱ区域内，分布在酉水流域地下水中Mg/Ca值大于0.85，主要以白云岩溶滤为主，地下水中Ca²⁺、Mg²⁺浓度主要受白云石溶滤作用控制，武水流域地下水的Mg/Ca值介于0.26~0.85，地下水中钙镁离子浓度受灰岩、白云岩溶滤作用共同影响。Ⅲ区地下水采样点几乎全部来源于灰岩溶滤，以方解石溶滤作用为主。由上述离子特征分析可知，Ⅲ区地下水中Mg²⁺浓度较低，水化学类型为HCO₃-Ca、HCO₃·SO₄-Ca，可以佐证这一结论。

图  4  Mg/Ca与${\rm{HCO}}_3^{-}$关系

Figure  4.  Relationship between Mg/Ca and ${\rm{HCO}}_3^{-}$

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矿物饱和指数SI用于反映矿物相在水体中的溶滤或沉淀趋势。若SI<0，该矿物相对水溶液未达到饱和状态，地下水继续溶滤该矿物；若SI=0，水溶液与矿物正处于平衡状态；若SI>0，该矿物处于过饱和状态^[11]。一般认为当SI在−0.5~0.5之间时，水溶液与矿物达到平衡状态。由图5中（a）、（b）、（c）可知，研究区内，Ⅰ区地下水中石膏饱和指数小于0，说明水体中石膏处于非饱和状态，溶液对石膏等硫酸盐岩仍有溶滤作用。方解石、白云石饱和指数仅个别水样饱和指数小于0，其余大于0，说明该区域内水体中方解石、白云石处于过饱和状态。Ⅱ区地下水中石膏饱和指数小于0，说明水体中石膏处于非饱和状态。Ⅱ区中多数水样的方解石、白云石饱和指数大于0，该区域内水体中方解石、白云石处于过饱和状态。Ⅲ区地下水中多数水样的白云石饱和指数、所有水样的石膏饱和指数小于0，说明水体中白云石、石膏为非饱和状态，溶液对白云石、石膏仍有溶滤作用。大部分水样的方解石饱和指数大于0，说明该区域内地下水中方解石处于过饱和状态，结合上述离子特征分析，和该区域内地下水中Mg²⁺浓度较低的特征，说明Ⅲ区地下水水化学组分主要受方解石溶滤作用影响为主。

图  5  矿物饱和指数与TDS的关系

Figure  5.  Relationship between saturation index of mineral and TDS

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假设研究区内地下水中${\rm{SO}}_4^{2-}$全部来源于石膏溶滤，则Ca²⁺与${\rm{SO}}_4^{2-}$与比值为１，大于１表明主要来自方解石或白云石溶滤^[12]。由图6可知，Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ区大部分水样分布在1∶1等值线上方，水中Ca²⁺浓度高于${\rm{SO}}_4^{2-}$浓度，说明研究区内地下水说明研究区内岩溶地下水中Ca²⁺除白云石、方解石溶滤外，还存在其他来源，如石膏溶滤，且根据前述离子特征分析可知，研究区内大部分地下水中硫酸根离子浓度远小于重碳酸根离子浓度，由此可判断三个分区内主要以碳酸盐岩溶滤作用为主，石膏溶滤作用微弱。

图  6  研究区地下水Ca²⁺与${\rm{SO}}_4^{2-}$关系图

Figure  6.  Relationship between Ca²⁺ and ${\rm{SO}}_4^{2-}$ of Groundwater in the study area

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阳离子交替吸附作用对地下水化学组分浓度亦存在一定的控制影响。阳离子交替吸附是钾钠离子与钙镁离子之间的交换，由此可用(Ca²⁺+Mg²⁺-${\rm{HCO}}_3^{-}$-${\rm{SO}}_4^{2-}$)与(Na⁺+K⁺-Cl⁻)当量变化反应这一过程^[13]。图7中，研究区内地下水偏离-1比值线，这可能受到了外来物源的影响。钠吸附比值（SAR）可用来判断地下水中Ca²⁺、Mg²⁺与Na⁺的交换作用，SAR值越大，固相表面对Na⁺的吸附趋势越强，阳离子交换作用越强^[14]。研究区内岩溶水的SAR值统计结果如表2所列，Ⅰ区SAR值介于3.43~0之间，平均值为0.67，Ⅱ区地下水的SAR值介于0.96~0之间，平均值为0.14，Ⅲ区地下水的SAR值介于0.78~0之间，平均值为0.22。整体看来，研究区内岩溶地下水SAR值都不高，说明阳离子交替吸附作用不甚强烈，不是研究区地下水水化学组分的主要影响因素。

表  2  岩溶水SAR值计算结果统计

Table  2.  Statistics of the SAR value of karst water

区域	项目	SAR
Ⅰ区	最大值	3.43
	最小值	0
	平均值	0.67
Ⅱ区	最大值	0.96
	最小值	0
	平均值	0.14
Ⅲ区	最大值	0.78
	最小值	0
	平均值	0.22

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图  7  研究区地下水Ca²⁺+Mg²⁺-${\rm{HCO}}_3^{-}$-${\rm{SO}}_4^{2-}$与Na⁺+K⁺-Cl⁻关系图

Figure  7.  Relationship between Ca²⁺+Mg²⁺-${\rm{HCO}}_3^{-}$-${\rm{SO}}_4^{2-}$and Na⁺+K⁺-Cl⁻ of groundwater in the study area

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盐岩溶滤的地下水K⁺+Na⁺与Cl⁻的比值基本约为1，若数值大于1，则表明地下水溶滤硅酸盐岩^[15]。

图8中，Ⅰ区地下水中K⁺+Na⁺/Cl⁻系数为1.11~3.91，平均值2.14，该区域离子浓度比值大于1，K⁺+Na⁺与Cl⁻、Ca²⁺、${\rm{HCO}}_3^{-}$相关系数分别为0.948、0.922、0.931，可推断Ⅰ区内地下水中钾钠离子、氯离子有同一来源，区域内碳酸盐岩溶滤的过程伴随硅酸盐岩溶滤，根据区域内岩性分布，该区域内分布质地较纯的灰岩，推测地下水中钠钾离子可能来源于志留系—泥盆系石英砂岩、粉砂岩的溶滤作用，远程补给岩溶地下水，由于补给不均匀，导致研究区内地下水中钾钠离子、氯离子浓度在空间分布上差异较大。Ⅱ区地下水中K⁺+Na⁺/Cl⁻系数为0.06~4.04，平均值为1.08，K⁺+Na⁺与Cl⁻相关系数为0.732，中等相关，可判断区域内Ⅰ区内地下水中钾钠离子、氯离子有同一来源。离子系数比值大于1的区域集中在武水流域，推测该区域内地下水中钠钾离子、氯离子浓度受硅酸盐岩溶滤作用影响，使区域内地下水中钾钠离子浓度增加。其余区域内地下水中钾钠离子盐岩溶滤作用影响。Ⅲ区地下水K⁺+Na⁺/Cl⁻系数为0.20~2.40，平均值0.79，区域内地下水整体离子浓度比值小于1，K⁺+Na⁺与Cl⁻相关系数为0.174，推测该区域内地下水中钠钾离子、氯离子来源不单一。整个研究区内，地下水中钾钠离子、氯离子浓度普遍不高，这与碳酸盐岩地层内盐岩含量偏低且蒸发浓缩作用不强烈有关。

图  8  研究区地下水K⁺+Na⁺与Cl⁻关系图

Figure  8.  Relationship between （K⁺+Na⁺） and Cl⁻ of groundwater in the study area

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由上述离子比例分析可知，尽管整体上三个区之间差异不大，但其组分的来源与成因仍有较大的不同，岩溶地下水水化学组分主要受为碳酸盐岩溶滤作用影响为主，是地下水中钙镁离子主要来源，钾钠离子、氯离子浓度普遍偏低，这与碳酸盐岩地层内盐岩含量偏低且蒸发浓缩作用不强烈有关，阳离子交替吸附作用微弱，不是研究区地下水水化学组分的主要影响因素。

龙山地区（Ⅰ区）岩溶地下水中钙镁离子主要来自灰岩、白云岩。以方解石、石膏溶滤为主，伴随硅酸盐岩溶滤。富水性较强，水岩相互作用迅速；永顺—凤凰地区（Ⅱ区）内，酉水流域地下水主要以白云岩溶滤为主，地下水中钾钠离子受盐岩溶滤作用影响；武水流域地下水中钙镁离子浓度受灰岩、白云岩溶滤作用共同影响，同时发生硅酸盐岩溶滤作用，使区域内地下水中钾钠离子浓度增加。石门地区（Ⅲ区）地下水钙镁离子来源于灰岩溶滤，以方解石溶滤作用为主，地下水中钾钠离子来源不单一。

4.   氢氧同位素特征

4.1   地下水同位素特征

氢氧同位素常用来示踪地下水的补给来源^[16]，判断地下水的径流交替强弱，以及识别地下水径流过程中与围岩发生的水岩相互作用过程^[17]。本次研究共采用32组地下水样品用于氢氧同位素测试。测试结果用维也纳标准平均海洋水(V-SMOW)的千分差表示。

湘西北地区地下水δ¹⁸O、δD的变化范围处于全球和全国的δ¹⁸O、δD的变化范围之内。当地雨水线采用宜昌大气降水线方程δD=8.4δ¹⁸O+15^[18]，研究区地下水线δD-δ¹⁸O关系为：δD=6.5724δ¹⁸O+2.7378（图9）。大气水线能反映水汽来源和降雨时的二次蒸发过程^[19]。从图10中看出，绝大部分水样点都集中分布在当地的大气降水线附近，表明研究区地下水的补给来源主要是大气降水，也与当地岩溶发育、地下水以浅层岩溶地下水为主的特征相符，当地大气降水一般通过落水洞、岩溶管道、岩溶漏斗等形态直接补给地下水。地下水线的斜率小于当地的大气降水线的斜率值8.4。说明大气降水在补给地下水的过程中，可能受到了蒸发作用的影响。不同地下水出露点类型之间的δD、δ¹⁸O也存在差异，如表3所示。从图9也可见，整体上井水与地下暗河水样要偏右和偏上，而泉水点更靠近大气降水线。这可能指示暗河和井点水样有较多的蒸发作用和较快的混合条件，反映了研究区的泉系统相对封闭性较好。

图  9  地下水的δD-δ¹⁸O关系

Figure  9.  δD - δ¹⁸O relationship of different water bodies

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图  10  δ¹⁸O和取样点高程的关系

Figure  10.  Relationship between δ¹⁸O and elevation of sampling point

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表  3  地下水δD-δ¹⁸O特征

Table  3.  Characteristics of δD-δ¹⁸O in groundwater

	变化范围/‰	平均值/‰	δ18O与δD关系
δ18OV-SMOW	−6.00~-8.44	−6.88	δD=6.57δ18O+2.74，R2=0.84
δDV-SMOW	−36.80~53.66	−42.57

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比较不同分区的同位素数据，可以看出龙山县（I区）的地下水水样点整体位于图的左下方，呈现出较低的δD和δ¹⁸O值（图10,表4），而永顺—凤凰地区（II区）、石门地区（III）区数据相对较高。这可能体现了大陆效应和高程效应的共同影响。在地理位置上I区位于研究区的西北部，相对II区和III区离海更远，位于东南季风的下风向，高程上也相对较高。研究区位于东南季风区，大气团从海上向内陆迁移时，水汽渐次凝析形成降雨。在冷凝分馏过程中重同位素优先进入雨滴，残余大气团中具有更负的δ¹⁸O值和δD值，进而影响了区域地下水中的同位素高低。位于西北部的龙山地区有着全区域最低的δD、δ¹⁸O值，表现出了明显的大陆效应^[20]，也说明了东南季风对湘西北地区的气候影响较大，季风带来的太平洋水汽是湘西北地区水文循环的重要部分，II区和III区数据差异较小，同位素的纬度效应体现不明显。

表  4  不同水体氢氧同位素特征及d值

Table  4.  Characteristics of hydrogen and oxygen isotopes and d values in different water bodies

类型	δ18O变化范围/‰	δ18O平均值/‰	δD变化范围/‰	δD平均值/‰	d变化范围/‰	d平均值/‰
泉	−8.44~−6.12	−6.60	−53.66~−38.47	−40.47	9.24~16.74	12.83
井	−6.69~−6.57	−6.63	−43.47~−38.97	−41.22	10.06~13.62	11.84
地下暗河	−7.78~−6.00	−6.80	−51.11~−36.80	−43.77	8.23~11.87	10.62

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对地下水中的δD、δ¹⁸O和取样高程分别进行相关性分析。δ¹⁸O和取样点高程的关系为：δ¹⁸O=−0.001 27H−6.632，R²=0.091 5（图10），δD和取样点高程的关系为：δD=−0.01H−40.17，R²=0.122（图11）。

图  11  δD和取样点高程的关系

Figure  11.  Relationship between δD and the elevation of sampling point

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δD 和δ¹⁸O整体趋势表现为随着高程的增加，δD 和δ¹⁸O更负，表现出了大气降水氢氧稳定同位素δD 和δ¹⁸O 的高程效应^[21]。一般来说，高程效应实际上是温度效应的体现，海拔高度增加，气温下降，大气降水中 δD 和 δ ¹⁸O 值就越低^[22]。尽管在图10和图11上可以判断出随高程变化的相关趋势，但研究区高程和同位素的相关系数并不高，相关性较低。究其原因这是由于研究区为弧形山区岩溶地貌，地形切割严重，取样点的高程不能很好地代表泉和地下暗河系统的平均补给高程。

4.2   氘盈余特征

氘盈余指样点与斜率为8的大气降水线之间的差值，其表达式为 d=δD−8δ¹⁸O。通常情况下，在岩溶区，d值代表了地下水在地下的循环深度和水岩相互作用的强弱，地下水的d值越低，说明地下水的循环深度越深，水岩相互作用越强^[23]。研究区泉水中d的变化范围是9.24‰~16.74‰，平均值是12.83‰。地下暗河中的d的变化范围是8.23‰~11.87‰，平均值是10.62‰。当地的降雨加权平均的d值是14.69‰。可以看出，泉的D值更加接近大气降水的d值，地下暗河的氘盈余D值明显小于大气降水与泉水的D值，说明泉水的补给来源更近，降雨在地下的停留时间更短，体现的是一种快循环、小面积的地下水系统，水岩相互作用相对较弱，这也可以从泉的平均流量体现出来。研究区地下暗河平均流量为365 L·s⁻¹，而泉的平均出水流量为32.39 L·s⁻¹。相对应地，研究区地下暗河的补给来源更远，补给范围更广，水在地下的运移时间长，流程长，水岩相互作用更强烈。

通过图12可以看出，三个分区大部分水样点的D值低于降雨的D值，说明三个区的地下水都发生了一定的水岩相互作用，分区间的差异性并不大，均存在D值较高的快速循环系统和D值相对较低的慢循环或者深循环系统。相对而言Ⅲ区地下水的D值更离散，且循环更新速度相对较慢，地下水的滞留时间相对较长，可能反映了I区和II区岩溶发育程度较高，具有更好的岩溶通道。其径流条件好，地下水的径流速度更快。

图  12  不同岩溶区d值变化

Figure  12.  Variation of d values in different karst areas

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5.   结　论

（1）研究区中三个区之间差异不大，但其组分的来源与成因仍有较大的不同，其主要来源于碳酸盐岩矿物的溶滤，并伴有不同程度的石膏等其他矿物溶滤的影响，区域岩溶地下水中阳离子交替吸附作用微弱，在I区以方解石/白云石、石膏溶滤为主；Ⅱ区内，酉水流域地下水主要以白云岩溶滤为主；武水流域地下水中钙镁离子浓度受灰岩、白云岩溶滤作用共同影响；Ⅲ区主要离子来源于灰岩溶滤。

（2）研究区内氘氧同位素体现出明显的大陆效应和高程效应，岩溶泉系统相对于井和暗河地下水系统具有相对封闭性，氘盈余则反映出岩溶泉系统相对于暗河系统是一种快循环、短停留时间的系统。