Hydrochemical characteristics and genesis of geothermal water in the Zunyi area, north Guizhou
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摘要: 黔北遵义地区地热资源丰富，但研究程度低，成因机制不明，制约了区内地热资源的合理开发利用。文章以遵义地区天然温泉和地热井为研究对象，采集了6组地热水样进行水化学组分、氢氧同位素分析，探讨了该地区地热水的成因。结果表明：研究区地热水水化学类型为SO4-Ca·Mg、Cl·SO4-Na·Ca、HCO3-Ca·Mg、HCO3-Na·Ca及HCO3-Ca·Na·Mg型，有益元素主要有Sr、Li、H2SiO3、F。地热水中的Ca2+、Mg2+、HCO−3主要来源于白云石、方解石的溶解；盐津桥和坛厂地热水中的Ca2+，除来自于白云石、方解石的溶解外，可能有富石膏白云岩或膏盐层中石膏溶解产生的Ca2+加入；地热水中SO2−4离子主要来源于石膏的溶解。四川含盐盆地古卤水的注入导致盐津桥地热水富Na+、K+、Cl−。地热水的补给来源为大气降水，补给区位于研究区中部的大娄山一带，补给高程为1 310.0~1 391.2 m，补给区年平均气温为4.4~8.3 ℃。利用二氧化硅温标估算的热储温度为53~95 ℃，地热水循环深度为1 372~2 633 m。硅−焓模型估算的地热水冷水混入比例为76%~92%。区内地下水在大娄山区接受大气降水入渗补给，经深循环并受深部热流加热后，沿导水断裂上升至地表，形成天然低温温泉，或在背斜核部断裂带附近经人工钻探形成地热井。Abstract:
The Zunyi area in north Guizhou is located on the slope section transiting from the Yunnan-Guizhou Plateau to the Sichuan Basin. This area is geotectonically situated on the southwestern margin of the Yangzi plate, where Neoproterozoic strata to Cenozoic strata are exposed with the absence of Devonian and Cretaceous strata. Tectonically, the "Jurassic folds", developed and distributed in the NE or NNE directions, consist of alternating anticlinoria and synclinoria. Fracture structures are mostly distributed in the core of anticlines, spreading in the NE–SW direction or near SN direction. The study area is at normal geothermal temperature gradient and within the regional heat flow value. This area is rich in geothermal resources at low-medium temperature, and its hot springs (wells) are distributed near the fracture zones of anticlines. The thermal reservoirs in this area are mainly composed of dolomite of Cambrian Loushanguan Group and Sinian Dengying Formation. Generally, the insufficient research and unknown causal mechanisms have restricted the rational development and utilization of geothermal resources in this area. This study takes three hot springs and three geothermal wells distributed in the Zunyi area as research objects. Combining the regional geothermal geological data with the analysis of hydrochemical components and H-O isotope compositions of geothermal water, we explore the geothermal water source, the water-rock reaction process, and the elevation and temperature of recharge, calculate the thermal storage temperature, hot and cold water mixing ratio and thermal cycle depth, and summarize the genesis model of geothermal water, so as to provide a basis for the exploration, development and utilization of geothermal water resources in this area. The results show that the temperature of geothermal water is 29–48 ℃; the pH value is 7.30–7.95; the TDS is 187.95–2,322.74 mg·L−1, the δD and δ18O are −72.1‰ to −50.0‰ and −11.03‰ to −8.23‰, respectively. Hydrochemically, geothermal water falls into SO4-Ca·Mg, Cl·SO4-Na·Ca, HCO3-Ca·Mg, HCO3-Na·Ca and HCO3-Ca·Na·Mg types, with main beneficial elements of Sr, Li, H2SiO3 and F. Ca2+, Mg2+ and HCO−3 in geothermal water mainly come from the dissolution of dolomite and calcite. Ca2+ in the geothermal water of Yanjinqiao and Tanchang may be added from the dissolution of gypsum in gypsum-rich dolomite or gypsum-salt layers, in addition to Ca2+ from dissolution of dolomite and calcite.SO2−4 ions mainly come from the dissolution of gypsum. Injections of ancient brines in the saline basin of Sichuan led to the enrichment of Na+, K+ and Cl− in the geothermal water of Yanjinqiao. The H-O stable isotope signature of the water samples indicates that the origin of geothermal water in the study area is atmospheric precipitation recharge. Based on the elevation effect and temperature effect, the elevations of the recharge areas of geothermal water are estimated to be 1,310.0–1,391.2 m, and the average annual temperatures range from 4.4 ℃ to 8.3 ℃. Comprehensive analyses indicate the recharge area is located in Dalou mountain in the central part of the study area. Na-K-Mg triangular diagram shows that the geothermal water in the study area is the unmature water. The reservoir temperatures are 53–95 ℃ by the silica temperature scale, and the reservoir depths are 1,372–2,633 m. The percentages of cold water mixing with geothermal water estimated by the silica-enthalpy model are 76%–92%. Groundwater in the Dalou mountain area is replenished by atmospheric precipitation infiltration, and seeps into the thermal reservoir of Cambrian and Sinian dolomite along the exposed area of Permian-Triassic carbonate bedrock or tectonic fracture zones. Then, under the influence of geothermal gradients, groundwater absorbs heat and increases temperature, forming geothermal water. While becoming warming by increasing temperature, groundwater carrying CO2 reacts with dolomite (mainly composed of dolomite with a small amount of calcite, gypsum, and other minerals) within the thermal reservoir to form geothermal water rich in Ca2+, Mg2+, HCO−3, and SO2−4. In the Renhuai area, groundwater reacts with gypsum-salt beds of the Dengying Formation and gypsum-rich dolomite rocks of the Loushanguan Group to form geothermal water with high and moderate concentrations of Ca2+ and SO2−4 within the respective thermal reservoirs. Under the action of head pressure, geothermal water is transported along the karst pores, caves or tectonic fissures in the thermal reservoir. Some of the geothermal water is channeled to the surface by NE–SW oriented water-blocking fractures, and is exposed to form natural hot springs at low temperature. Due to the encirclement of the upper overburden (clastic rock), part of the geothermal water gathers in the deep carbonate thermal reservoir to form a pressurized geothermal water reservoir (anticlinal core), which is drilled by human, and geothermal wells come into being. -
Key words:
- geothermal water /
- hydrochemistry /
- H-O isotope /
- the Zunyi area /
- north Guizhou
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0. 引 言
喀斯特地表水和地下水循环及其水资源具有独特的时空分布特征，喀斯特水在人类社会生存和发展中发挥着重要作用。全球喀斯特面积约2200万km2（占地球陆地面积15%），为世界约1/4的人口提供饮用水源[1]。在我国湿热的西南喀斯特地区广泛分布的质纯坚硬碳酸盐岩，喀斯特关键带中CO2-H2O-CaCO3活跃的生物与化学过程形成密集发育的岩溶微形态以及裂隙和管道网络系统，导致喀斯特流域不闭合，地表、地下水文和水动力过程以及流域物质、能量平衡计算复杂，生态系统稳定性差、承灾能力弱等脆弱性特征[2-4]。
我国自开展绿色生态工程、大规模退耕还林等生态保护措施以来，植被生态系统在历经半个多世纪退化和生态赤字后已发生历史性转变。西南喀斯特地区生态系统已从大规模石漠化向植被显著恢复阶段演变，但植被恢复程度呈现显著空间差异，一些地区生态恢复措施未能达到预期成效，局部地区生态仍处于退化阶段、水土流失等环境灾害仍在加剧[5-7]，引发对目前人工控制恢复模式和恢复潜力的质疑。受损的生态系统从退化到恢复阶段的生态环境演变不是完全可逆过程，生态退化导致的石漠化过程水土状态短时段难以逆转。此外，气候变化可能导致极端洪旱事件的增加[5]，从而影响植被自然演替和植被群落的稳定性。因此，在绿色发展理念以及全球变化背景下迫切需要解答未来植被恢复前景及其生态水文效应，如植被恢复潜力有多大，植被恢复“调水”、“增效”的生态水文效应，即表土/裂隙水分、养分漏失是否减少，赋存能力是否增强？减少或增强程度有多大？
回答上述问题需要在跨越较大的时间尺度上（如百年以上）解析喀斯特地区水循环过程与陆表生态、土壤和岩溶发育协同演化机理（图1，图2）。21世纪初建立的地球关键带科学（the Earth's critical zone，CZO)[8]，提出了多学科合作、系统观测表层地球系统（风化壳底部－植物冠层）发生的物理、化学、生物过程，以解释地球关键带演替模式以及维持地球关键带功能的动力学过程，更好地模拟和预测表层地球系统演化及其对水、土资源可持续利用的影响[9]。水文学也提出流域协同演变理念，旨在通过研究流域空间特征（土壤序列、坡面形态、河网、植被分布）及其驱动和控制要素（气候、基岩风化和构造隆升）的变化与水文动态的互馈机理，发展流域协同演化的多过程耦合模型，提高水文演变预测精度[10]。因此，喀斯特水文需突破传统以地表水和地下水的发生发展规律、相互转化关系以及化学性质和水资源评价为核心的研究范畴，生态水文学需要将大气－植被－土壤系统（SPAC）拓展至大气－植被－土壤－岩石系统（图2中SRPAC），从更长的时间尺度研究SRPARC中水分、能量交互作用机制及其结构和组成的演变机制。袁道先先生提出的岩溶动力学，为喀斯特地区践行当代地球关键带科学实践提供了科学指导思想和研究范式。通过研究岩溶系统内碳、水、钙循环为主的物质、能量传输、转换机制，为揭示喀斯特水循环过程与陆表生态系统以及地貌的形成和演化规律，探寻解决喀斯特地区当今人类社会面临的生态环境问题，水资源和矿产资源开发利用途径[11]。
图 2 喀斯特SRPAC系统演变及其控制要素Figure 2. Evolution of karst SPRAC system and its controllig elements本文结合我国西南岩溶地区大量科学研究成果，从喀斯特关键带科学视角，论述喀斯特植被、土壤和岩石组织结构与水文和生态水文观测实验、动力学模拟的研究进展及发展；基于岩溶动力学理论，阐述喀斯特地区碳、水、钙循环下表层岩溶带与水文协同演变机制及发展途径，为全球气候变化和绿色发展形势下喀斯特地区生态环境恢复提供支撑。
1. 喀斯特生态水文学发展
生态水文是维护自然生态系统的可持续性、重建退化生态系统的科学基础。通过研究水文－生态互馈机理，即水文过程如何影响生态群落分布、结构、功能变化，以及生态系统演变又如何反馈于水文过程（产生的水文效应），通过对流域内水文和生态系统的共同调控，生态水文可以为流域水、生物多样性、生态服务以及对气候变化的适应性四个方面提供科学支撑[12]。
1.1 西南喀斯特地区覆被变化及生态水文效应
我国西南喀斯特生态环境经历了大规模植被退化、人工恢复、自然演替三个阶段（图3）。在20世纪80年代之前，受高强度人类活动影响，生态系统退化、水土流失严重，约1/4面积（13万km2）呈现基岩裸露的石漠化景观。自20世纪80年代中期采取一系列石漠化治理工程，特别是2000年实施退耕还林工程以来，人为干扰显著减少，生态恢复总体显著[7]，但恢复程度区域差异显著，有的石山封山后几年即可恢复植被，而有的石漠化地区经过数十年的封育保护仍无法形成森林[13]，导致这种结果的主要原因是支撑覆被恢复的水土等条件发生了逆转。石漠化阶段呈现植被退化>土壤流失、质量下降>水分滞蓄能力降低>植被原有的立地条件不复存在，植被群落处于逆向演替>水赋存的二元结构被破坏，水分赋存环境逐渐向干旱化发展的恶性循环[14]，表层岩溶带对岩溶管道泉调蓄能力减弱，泉水动态随降雨动态变化更为迅速，不稳定性增强[15]。石漠化严重地区即便人为干扰减轻，次生植物群落仍长期停留在草丛或灌木林阶段，很难向森林植被演替。目前采用的退耕还林－蓄水保土－人工造林恢复植被模式[16]，有的石山地区引种某种经济作物第一年丰收后第二年即退化、或蔓延开来抑制其它作物生长[13]，引发对人工控制恢复模式和人工植被稳定性的质疑。
图 3 喀斯特地区生态退化向恢复转变环境要素变化及驱动机制Figure 3. Environmental factors changes and driving mechanisms in the transition from ecological degradation to ecological restoration in karst area大范围人工植树造林增加了流域水分蒸发消耗（“绿水”），如全球范围内大量草地被森林取代导致蒸散量增加30%[17]，减少河川径流量等可利用水资源量（“蓝水”）。在降水量较小的干旱、半干旱地区，当人工植被超过某一临界值时，将导致覆被增加>蒸腾耗水增大>土壤含水量降低>抑制植被生长。在降水量丰沛的非喀斯特湿润区，陆表土壤水分赋存、调蓄能力强，植被恢复呈现良性生态水文效应：植被恢复>蒸腾耗水增大>土壤水分调蓄能力增强>促进植被生长，水资源承载力增强。西南岩溶地区降雨量丰沛，但表土持水能力弱，且成土速率慢，在石漠化地区采用人工植被恢复措施或调节水土资源等措施，能否形成或多大程度上形成促进植被恢复的良性生态水文效应，即由草丛向顶极阶段正向演替>表土/裂隙水分赋存增强>植物群落稳定性增强的循环[18]，仍不明晰。
在植被恢复相对漫长的过程中，随着人工控制恢复向植被自发演替方向发展，全球气候变化对生态水文过程影响将日益显著。至20世纪50年代以来，西南喀斯特地区气候变化呈现温度显著升高（0.16 ℃/10年）[19]，以及降水雨季雨强日趋增大、无雨时间增长趋势[20]，未来气温升高可能导致极端洪涝、干旱事件进一步增加[21]。气温升高增强植被光合作用和水分利用，干旱等极端降水事件导致的植被水分匮缺阻碍植被生长和光合作用，大气中CO2增加的施肥效应促进植被生长，进而影响土壤水分、蒸散发和径流等水文过程，因此，生态水文学研究需要拓展至大气－水文－生态之间互馈作用[22]。持水能力弱的南方喀斯特地区，生态系统功能变化幅度对气温、降水量变化响应明显大于非喀斯特区，且森林、灌丛、草地不同植被类型对气候变化响应、自我修复能力、抗旱抗涝存在差异[3]。湿热的西南喀斯特地区，生态景观演变在多大程度上受自然和人为因素影响，引发生态退化和恢复进程中驱动因素的争议，如石漠化发生、发展过程中自然和人为双重作用的程度，当今大规模覆被增加的悖论（极端干旱事件的增加预期降低植被覆盖率，但植被覆盖率呈现增加趋势）[23]。在植被向自发演替方向发展阶段，迫切需要回答未来气候变化对植被自然演替的影响程度，预测植被群落的稳定性和恢复的可持续性，这也是全球绿色发展关注的热点问题[24-25]。
1.2 表层岩溶带结构与植被水分利用
喀斯特地区SRPAC系统（图1）中水分、能量交互作用控制生态水文动态变化。浅薄的土壤储蓄的水分一般不足以维持植物生存和生长水分消耗的水库，在土壤/岩石交错的垂直岩溶带底部或相对阻水岩层上部（即表层岩溶带），雨季或雨后具有一定的水分滞蓄能力[26]，成为支撑植被生长、植被抵御干旱的重要水分来源[27-28]。因此，表层岩溶带含水介质的构成和尺度控制植被对表层岩溶水获取的比例和水量[27]。
喀斯特地区表层岩溶带裂隙发育有利于水分滞蓄，但表土和表层岩溶带滞蓄水能力（约为40 mm）[27]远比湿润的非喀斯特地区土壤蓄水能力小（120 mm左右），植物为适应特殊的喀斯特环境，其生理特征具有一系列旱生特点。大部分根系位于近地表浅薄处，地下生物量低。如对广西三种典型喀斯特生境（浅薄土壤、裸岩和松散的石灰土）的乔木和灌木根系调查表明，生长在岩石裂隙中植物最大生根深度灌木不超过40 cm、乔木不超过120 cm[29]。对茂兰地区喀斯特植被根系生物量调查表明，无论是细根和小根（根径＜5 mm）、中根（5~10 mm），还是粗根（＞10 mm），其生物量的97.9%分布于地下10 cm的垂直空间内[30]。根系生物量的分配和分布格局反映了其对水分亏缺、土壤养分贫乏的适应。由此，表层岩溶带不同小生境类型的水分、土壤状态形成不同的植被演替格局，如黔中地区6 种表层岩溶带（石面、石缝、石沟、石洞、石槽、土面）中，植被群落恢复（草丛>草灌>藤刺灌丛>次生乔林>常绿阔叶林）石面面积最大，土面、石沟、石缝次之，面积最低的是石槽和石洞[31]。
1.3 喀斯特生态水文模型
流域生态水文模型是模拟和预测气候变化和人类活动影响下生态水文演变的有效手段。近年来，生态水文模型得到长足发展，从覆被变化对蒸散发、根系吸水、冠层能量传输模拟和预测功能，发展到水文与植被生理生态动态过程（如光合作用－气孔行为－蒸腾作用）相耦合的模型，增强了全球和流域尺度上大气、植被和水循环过程模拟功能，广泛应用于土地利用与气候变化下生态水文效应评估[32]。
适用于喀斯特地区的生态水文模型还很缺乏，主要是喀斯特关键带结构的高度异质性，水流运动可呈现基质达西流、大裂隙和管道中紊流特征，各种水流成分的流速或滞时相差极大（如水力传导度在10个数量级以上）[33]。对此，水文学、地球化学、岩土工程等学科发展了一系列定量表述岩溶水流运动的数学物理模型。模型结构从简单的等效多孔介质模型，发展到孔隙、裂隙和管道的双重以及三重介质水流运动模型。但该类基于岩溶水动力的模型应用需要详细的裂隙、管道网络系统信息，因此，应用于较大尺度流域含水层水动力过程模拟和预测还存在很大的不确定性。
另一种是基于水文学水热平衡计算途径，如张志才等[34]基于分布式植被－土壤－水文模型（DHSVM）中分层水平衡计算方法，增强根系层中表层岩溶带以及地表河和地下河水流演算功能，模拟和预测陈旗流域气候和覆被变化对植被耗水（蒸散发）影响，但该类模型基于遥感植被动态作为模型输入，不具有植被－水分动态互馈功能。近年来基于碳水循环机理建立的全球植被动态模型（Lund Potsdam-Jena，LPJ），具有植被动态与水、碳等耦合机制，但流域水文过程过于概化，更缺乏对喀斯特裂隙、管道等多重水流模拟功能。对此，蔡练斌等[35]基于LPJ模型，增加模型对表层岩溶带滞蓄水分模拟功能，初步实现喀斯特地区植被－水文动态耦合模型构建。应用于三岔河流域两种岩性区（碳酸盐岩和碎屑岩），根据土壤和表层岩溶带水力参数（渗透系数、滞蓄水量等）以及典型植被（温度针叶常绿林、温度阔叶常绿林、温度阔叶夏绿林、灌木、草（C3））功能性参数，对比2000年代实施生态恢复工程覆被指数（NDVI和LAI）以及预测的潜在植被指数差异及其水资源效应，得出目前植被状态仅达到恢复潜力的25%左右，当植被自然恢复至顶级状态时，将导致径流量减少11.2%。
由于喀斯特地区植被、土壤、岩石裂隙发育空间的异质性大，上述建立的生态水文模型对植被根系层渗透系数和滞蓄水分能力参数概化，还不足以描述不同类型植被根系分布与土壤、裂隙和管道网络结构之间的关系，覆被恢复对水分调节能力的影响还有待研究。
2. 基于岩溶水动力学理念的喀斯特水文学发展展望
虽然不同学科针对喀斯特关键带结构和组成及其对水文和生态的影响取得了大量定性认识或（半）定量化研究成果，但还缺乏将这些不同领域研究成果提升至以碳-水-钙物质循环及其与气候、生态协同演变的系统性研究水平。为此，笔者认为需要在下列几个方面发展喀斯特生态水文学。
2.1 加强对喀斯特植被、水文与表层岩溶带协同演变机理研究
喀斯特表层岩溶带的形成本质上是水中CO2与可溶性碳酸盐岩长期水岩作用的结果。研究表明，西南喀斯特地区溶蚀速率大，如桂林地区碳酸岩溶蚀速率近90 mm·ka−1[36-37]，石林地区的综合溶蚀率为32~73 mm·ka−1[38]，地下溶蚀速率为地上溶蚀速率的2~3倍[39]。伴随着日益显著的气候变化（干湿交替和酸雨加剧、CO2浓度升高等）和人类活动影响，近地表溶蚀作用日益显著，进而导致表层岩溶带裂隙、管道网络结构及其水分运动和赋存能力发生显著变化。在植被长期演变（如草本群落恢复至顶极群落经历近百年尺度[40]）过程中，溶蚀可导致隙宽从mm级至cm级，渗透系数从小于10−6 m·s−1增大到10−3 m·s−1以上，水流运动形态可从层流转化为紊流[1]。溶蚀作用将导致裂隙网络不断向深部发育，地表形成负地形和土壤覆盖的洼地[41]。地下岩石裂隙溶蚀越快，上覆负地形发育速度越快。
随着表层岩溶带裂隙和管道发育程度加大，表层滞蓄水分下移，迫使植被根系改变其耗水策略以及耗水深度与范围，以应对水分胁迫[42]。同时植被根系对岩石裂隙的根劈作用[43]、植被及其生物作用产生的CO2增强水－岩作用[44]，进而可促进表层岩溶带裂隙发育和对径流的调节作用。这些作用强度受植被种类、生长发育、根径大小、根系密度以及延伸范围等多种因素影响[45-46]。
因此，利用岩溶动力学理论，加强SRPAC系统内多要素、多过程之间协同演化研究，是认知喀斯特地区水土资源演变趋势和植被恢复潜力、乃至喀斯特地貌形成演化的关键[47]。
2.2 创建喀斯特生态水文与表层岩溶带协同演变的动力学模型
强力溶蚀作用下表层岩溶带裂隙、管道网络结构及其水分运动和赋存能力的变化，使得生态水文模拟和预测中的假设（如假设表层岩溶带结构储水、导水系数等稳定不变或已知）[8，10]不再成立，因此，需要建立考虑喀斯特地区植被－水文－生态－土壤/岩石之间的相互作用动力学模型。
喀斯特地区水－岩间的相互作用及建模涉及多个物理化学反应过程，主要包括渗流场和溶质场等。碳酸盐岩溶解和沉淀不仅受岩石接触的水量和水流动力条件控制，其溶蚀速率还受岩性、CO2分压、pH、温度等多种因素控制[48]。自20世纪70年代以来，发展了一系列考虑复杂裂隙形态中水动力和水化学过程的溶蚀动力模型，如区分固相表面与均匀溶液区之间的扩散边界层，以及均匀溶液区溶质对流扩散作用的PWP模型和DBL模型，应用于方解石溶解或沉积速率的模拟和预测[49]；考虑裂隙粗糙面引起速度场、浓度场的时空变化，建立时变局部动区－不动区（非费克）比例的瞬态蓄量模型(FSTS)，定量分析动区－不动区溶质浓度变化对穿透曲线的影响[50-51]。
上述模型已应用于特定条件下岩溶含水系统的演化及其对岩溶泉变化的影响模拟。如毛亮等[52]基于生成的灰岩含水层随机裂隙网络，假设特定降水、初始裂隙状态等条件下，模拟岩溶含水系统溶蚀的主要部分、岩溶泉汇流管道的隙宽变化等。王云等[53]基于地下水渗流和碳酸盐溶蚀数值模型，模拟均质和非均质岩溶盆地含水系统发育过程，得出在大裂隙网导水作用下3ka后非均质盆地比均质盆地的孔隙率增幅大34%。Wang等[50]通过研究碳酸岩裂隙的化学溶蚀演化过程，推导出裂隙渗透系数随时间呈线性增长的规律。
国际上已初步建立了具有岩溶裂隙管道及地貌演变模拟和预测功能的模型，代表性的是Liedl等[54]建立的碳酸岩溶蚀过程与水动力过程耦合模型（CAVE），具有模拟表层岩溶带裂隙、管道扩展过程功能。Bauer等[55]利用该模型反演出裂隙网络结构呈现树枝状和网状形态的水动力条件。Fleurant等[47]在地貌演化模型（CHILD）中耦合CAVE模型，模拟出喀斯特峰丛地貌演化的理想形态。
近年来，土壤和岩土工程学界在植被－裂隙－水流相互作用模型构建方面开展了一系列探索性研究，如建立了考虑植物根系形状的地下水渗流与地表径流耦合运移模型[56]；通过建立裂隙岩体植物根劈的物理模型和断裂力学模型，模拟不同形状的植物根系水力作用、根系膨胀力与裂隙岩体的断裂破坏过程[45]；生态水文学通过建立植被根系发育特征与土壤特性和水力参数之间的物理表述，间接地反映植物的物理和生物化学作用对土壤、岩石裂隙以及入渗水的影响[57]。
由于喀斯特地区的裂隙发育和演化的非均质性极强，建立具有不同大小和形态的裂隙、管道网络系统以及多重水流状态、复杂的物理和生物化学作用，能准确反映这些空间异质性特征的表层岩溶带水流运动－溶质运移耦合模型，并将其应用于实际，仍然极具挑战性。
2.3 加强喀斯特地球关键带生源要素综合观测和多学科交叉研究
喀斯特关键带结构具有强烈的空间变异性和不确定性，针对少数区域和地点得到的定性和定量分析结果，不足以解析其结构和组成演化的区域规律并建立具有普适性的定量表述方法[58]，难以推广和应用[59-60]。因此，国际上按气候梯度、生态和地质类型等建立了一系列地球关键带观测网络，以期得出全球变化下生具有普适性的态环境演变理论、方法。但针对喀斯特关键带观测网还很缺乏，特别是在我国西南喀斯特地区，缺乏地球关键带观测网布局。
对此，基于喀斯特地区陆表生态、地表和地下岩溶结构等建立喀斯特关键带观测网。针对降水丰富、溶蚀强力的南方喀斯特地区，确定适用于喀斯特关键带多重水动力下的生源要素、观测频次标准和规范。在此基础上，综合利用地球物理探测技术、地球化学分析技术[61]以及人工智能模拟技术，分析喀斯特地球关键带结构以及物质、能量循环和运动规律。以此，可解答关键带科学中提出的一系列关键科学问题：如能否通过对地球关键带的类型进行分类，提出量化关键带的形态、功能和动态变化普适性方法？如何根据关键带科学中的数据同化来创新模型并提高预测的可靠性；植被冠层和深层基岩之间存在何种联系与反馈机制，以及如何利用关键带观测站数据和模型推断气候、风化和构造的全球反馈?人为和自然的干扰对关键带服务功能的演化影响？这些问题的解答将促进岩溶动力学发展，进而将推动喀斯特生态水文学向多过程、多要素协同演变的发展，以提高喀斯特地区植被恢复和生态水文效应预测的可靠性。
3. 结 论
喀斯特地区针对不同学科和领域对大气、水文、土壤和溶蚀以及生态等开展了大量研究，但还缺乏将这些片段化、孤立化研究提升至系统性研究水平。依据地球关键带科学系统思维和多学科综合研究范式，喀斯特地区生态水文学与碳－水－钙循环为主的岩溶动力学相结合，研究生态水文与流域其他要素之间的协同演变机制，可重塑影响生态水文各个要素演变的历史和现状，将突破当今水文学和生态水文学传统假设，即模拟和预测生态水文过程时假设土壤、岩溶裂隙等过程稳定不变或已知，以寻求适应自然生态环境演变规律，人类社会发展模式和资源可持续利用途径。
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图 1 区域大地构造位置图（a：据文献[15]修改）、黔北遵义地区水文地质图（b：据文献[3]修改）及简易水文地质剖面图（c）
Ⅰ.扬子板块 Ⅱ.江南造山带 Ⅲ.华夏板块 yjq.盐津桥温泉 bj.芭蕉温泉 fx.枫香温泉 tc.坛厂地热井 yc.岩孔地热井 gh.桂花地热井
Figure 1. Geotectonic location (a: revised from reference [15]), hydrogeological map (b: revised from reference [3]), and simplified hydrogeological section map (c) of the Zunyi area, north Guizhou
Ⅰ. Yangzi plate Ⅱ. Jiangnan orogen Ⅲ. Huaxia plate yjq. Yanjinqiao spring bj. Bajiao spring fx. Fengxiang spring tc. Tanchang geothermal well yc. Petrosum geothermal well gh. Guihua geothermal well
图 2 黔北遵义地区地热水水样Piper图
Figure 2. Piper diagram of geothermal water in the Zunyi area, north Guizhou
图 3 黔北遵义地区地热水Ca2+-Mg2+(a)、Ca2+-HCO−3(b)和Ca2+- SO2−4 (c)图解
Figure 3. Diagrams of Ca2+-Mg2+(a)、Ca2+-HCO−3(b) and Ca2+- SO42- (c) in geothermal water of the Zunyi area, north Guizhou
图 4 黔北遵义地区地热水δD-δ18O关系图
Figure 4. Plot of δD and δ18O of geothermal water in the Zunyi area, north Guizhou
图 5 黔北遵义地区地热水Na-K-Mg三角图
Figure 5. Na-K-Mg triangular diagram of geothermal water in the Zunyi area, north Guizhou
图 6 黔北遵义地区地热水硅−焓图解
Figure 6. Silicon-enthalpy models for geothermal water in the Zunyi area, north Guizhou
图 7 黔北遵义地区地热水成因模式图
1.二叠系−三叠系 2.奥陶系−志留系 3.中−上寒武统娄山关组 4.下寒武统金顶山组至牛蹄塘组 5.中震旦统灯影组 6.中震旦统陡山沱组−南沱组 7.灰岩 8.白云岩 9.砂岩 10. 碳质页岩 11.膏盐层 12.热储层 13.盖层 14.正安−桐梓逆断裂 15. 遵义−枫香正断裂 16.温泉 17.地热井 18.大气水渗入补给 19.地热水流向
Figure 7. Genesis model of geothermal water in the Zunyi area, north Guizhou
1. Permian-Triassic system 2. Ordovician-Silurian system 3. Loushanguan Formation of Middle-Upper Cambrian system 4. From Jindingshan Formation to Niutitang Formation of Lower Cambrian 5. Dengying Formation of Middle Sinian 6. Doushantuo Formation-Nantuo Formation of Middle Sinian 7. limestone 8. dolomite 9. sandstone 10. carbonaceous shale 11. gypsum-salt layer 12. thermal reservoir 13. cap rock 14. Zheng'an-Tongzi reverse fault 15. Zunyi-Fengxiangzheng fault 16. spring 17. geothermal well 18. atmospheric water infiltration recharge 19. flow direction of geothermal water
表 1 黔北遵义地区地热水水化学及同位素测试数据
Table 1. Hydrochemical and isotopic analyses of geothermal water in the Zunyi area, north Guizhou
温泉名称 芭蕉温泉 盐津桥温泉 坛厂地热井 岩孔地热井 桂花地热井 枫香温泉 水样编号 bj yjq tc yk gh fx pH 7.63 7.38 7.30 7.83 7.95 7.43 F−/mg·L−1 0.12 0.67 1.75 2.34 6.82 0.32 Cl−/mg·L−1 2.38 384.38 12.37 17.10 11.96 4.12 NO−3/mg·L−1 3.06 2.87 − − 2.15 4.95 SO2−4/mg·L−1 21.13 301.60 1 449.01 75.72 23.19 50.86 HCO−3/mg·L−1 114.11 267.88 136.68 267.88 264.22 199.54 Na+/mg·L−1 3.84 273.09 34.08 50.06 73.37 4.27 K+/mg·L−1 0.85 28.57 9.65 7.53 7.96 1.41 Mg2+/mg·L−1 11.70 5.68 103.29 22.42 9.16 24.10 Ca2+/mg·L−1 24.98 118.67 467.04 49.55 28.87 52.06 TDS/mg·L−1 187.95 1 448.88 2 322.74 514.77 439.66 353.19 H2SiO3/mg·L−1 21.91 55.28 37.65 44.92 47.08 27.81 Sr/μg·L−1 82.81 12 488.14 9 120.96 1 225.69 1 028.67 310.13 Li/μg·L−1 0.39 66.70 44.80 130.00 85.80 5.73 δDV-SMOW/‰ −49.97 −61.18 −61.74 −65.34 −72.10 −50.98 δ18OV-SMOW/‰ −8.24 −9.37 −9.85 −9.94 −11.03 −8.23 注：CO2−3低于检测限（5 mg·L−1）未列出，−表示低于检测限。
Note: CO2−3 is not listed because it is lower than the detection limit. The symbole "−" means below the detection limit.
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表 2 黔北遵义地区地热水补给高程及温度
Table 2. Recharge elevation and temperature of geothermal water in the Zunyi area, north Guizhou
温泉名称 出露高程/m 补给高程/m 补给区温度/ ℃ 备注 公式（3） 公式（4） 枫香温泉 925 1 383.8 8.7 7.7 坛厂地热井 849 − 6.8 5.4 井深837 m 盐津桥温泉 540 1 391.2 6.9 6.1 桂花地热井 991 − 5.0 3.7 井深1 282 m 芭蕉温泉 890 1 310.0 8.9 7.7 岩孔地热井 918 − 6.3 5.3 井深1 002 m
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表 3 黔北遵义地区地热水中玉髓和石英饱和指数（SI）
Table 3. Saturation indices of chalcedony and quartz of geothermal water in the Zunyi area, north Guizhou
温泉名称 芭蕉温泉 枫香温泉 坛厂温泉 盐津桥温泉 桂花地热井 岩孔地热井 玉髓SI −0.05 −0.02 0.09 0.19 0.07 0.27 石英SI 0.37 0.37 0.48 0.57 0.43 0.69
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表 4 黔北遵义地区地热水热储温度估算结果表
Table 4. Estimated geothermal reservoir temperature of geothermal water in the Zunyi area, north Guizhou
温泉名称 水样编号 水温/ ℃ 计算热储温度/ ℃ 估算热储温度/ ℃ 公式（5） 公式（6） 公式（7） 公式（8） 芭蕉温泉 bj 29 57.06 57.12 63.32 24.82 55~60 枫香温泉 fx 36 66.29 65.99 71.21 34.01 65~70 坛厂地热井 tc 38 78.47 77.96 81.78 46.53 46~78 盐津桥温泉 yjq 44 94.90 94.40 96.14 63.95 64~95 桂花地热井 gh 48 87.89 87.35 90.00 56.45 56~88 岩孔地热井 yk 48 85.87 85.33 88.24 54.31 54~86 注：公式（5）：石英温标−无蒸汽分离或混合作用 T(℃)=−42.198+0.28831×SiO2−3.6686×10−4×(SiO2)2+ 3.1665 ×10−7×(SiO2)3+77.034×lg(SiO2)；
公式（6）：石英温标−无蒸汽损失（0~250 ℃） T(℃)=1309/[5.19−lg(SiO2)]−273.15；
公式（7）：石英温标−最大蒸汽损失在100 ℃（0~250 ℃） T(℃)=1522/[5.75−lg(SiO2)]−273.15；
公式（8）：玉髓温标−无蒸汽损失（0~250 ℃）T(℃)=1032/[4.69−lg(SiO2)]−273.15。
公式（5）据文献[33]，公式（6）（7）（8）据文献[34]，T(℃)为热储温度，SiO2单位为mg·L−1。
Note: Formula (5): quartz temperature scale-steam free separation or migmatization T(℃)=−42.198+0.28831×SiO2−3.6686×10−4×(SiO2)2+3.1665×10−7×(SiO2)3+77.034× lg(SiO2);
Formula (6): quartz temperature scale-steam free loss (0–250 ℃) T(℃)=1309/[5.19–lg(SiO2)]−273.15;
Formula (7): quartz temperature scale-maximum steam loss at 100 ℃ (0–250 ℃) T(℃)=1522/[5.75–lg(SiO2)]–273.15;
Formula (8): Chalcedony temperature scale-steam free loss (0–250 ℃) T(℃)=1032/[4.69−lg(SiO2)]–273.15.
Formula (5) is based on reference [33], formula (6), formula (7) and formula (8) are based on reference [34]; T(℃) is the reservoir temperature, and the unit of SiO2 is mg·L−1.
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