德江县露青坝地区岩溶地下水：水化学特征剖析与形成机制探究

德江县露青坝地区岩溶地下水：水化学特征剖析与形成机制探究一、引言1.1研究背景与意义1.1.1研究背景德江县位于贵州省东北部、铜仁市西部，地处云贵高原东北部阶梯状斜缓坡面上的娄山山系与武陵山山系交汇处，大部分地区属于喀斯特地貌。全县国土总面积2072平方千米，截至2022年末，户籍人口有55.62万人。特殊的地质构造使得德江地层齐全且出露完整，其中二叠系、三叠系、白云岩、寒武系灰岩、泥质白云岩等碳酸盐岩出露面积约占全县总面积的84.01%。在漫长的地质历史时期中，德江县露青坝地区经历了复杂的地质构造运动，多条走向不同的断裂带相互交错，形成了典型的盆山结构，断裂活动使得岩体产生裂隙，为地下水的赋存和运移创造了良好的通道和空间。同时，白垩系和古生界的碳酸盐岩和石灰岩在地下水的溶蚀作用下，发育形成了丰富多样的喀斯特地貌，如溶洞、地下河、石钟乳、石柱等。这种独特的岩溶地质条件，使得该地区的地下水系统呈现出复杂的特征。岩溶地下水作为德江县露青坝地区水资源的重要组成部分，对当地的生态环境、居民生活和社会经济发展起着举足轻重的作用。它不仅是众多居民生活用水的直接来源，也是农业灌溉和工业生产的重要水源保障。然而，随着近年来德江县社会经济的快速发展，人口增长、城市化进程加快以及农业、工业活动的日益频繁，对岩溶地下水的需求量不断增加，同时也给地下水环境带来了诸多压力和挑战。例如，不合理的农业灌溉方式可能导致地下水位下降，工业废水和生活污水的排放可能污染地下水资源，进而影响地下水的水化学特征和水质。因此，深入研究德江县露青坝地区岩溶地下水的水化学特征及其形成机制，具有重要的现实意义。1.1.2研究意义本研究对于全面了解德江县露青坝地区的水文地质条件具有重要的科学价值。通过对岩溶地下水水化学特征的分析，可以揭示地下水在岩石中的运移路径、与岩石之间的相互作用过程，以及地下水的补给、径流和排泄规律，从而为该地区水文地质模型的建立和完善提供详实的数据支持和理论依据，有助于深化对岩溶地区地下水循环系统的认识。准确把握岩溶地下水的水化学特征及其形成机制，是实现该地区地下水资源合理开发与有效保护的关键前提。研究结果可以为地下水资源的评价提供科学准确的参数，合理确定地下水的可开采量，避免过度开采导致地下水位下降、地面沉降等环境地质问题。同时，通过识别影响地下水水质的关键因素，能够制定针对性强的保护措施，防止地下水污染，保障地下水资源的可持续利用，对于维护当地生态平衡和生态安全意义重大。在德江县露青坝地区，岩溶地下水是居民生活用水和工农业生产用水的重要水源。研究成果能够为当地水资源的科学管理和调配提供决策依据，优化水资源配置，提高水资源利用效率。例如，根据地下水的水化学特征，合理规划农业灌溉用水，选择合适的灌溉方式和灌溉时间，减少水资源浪费；为工业企业提供水质适宜的地下水，保障工业生产的正常运行；为居民提供安全可靠的生活饮用水，改善居民生活质量，促进当地社会经济的稳定发展。1.2国内外研究现状岩溶地下水作为一种重要的水资源，其水化学特征和形成机制一直是国内外学者研究的热点。国外对岩溶地下水的研究起步较早，早在20世纪初，就有学者开始关注岩溶地区的水文地质现象。经过多年的发展，国外在岩溶地下水水化学特征及形成机制的研究方面取得了丰硕的成果。在水化学特征研究方面，国外学者通过对不同岩溶地区地下水的长期监测和分析，详细研究了主要离子成分的分布规律、水化学类型的划分及其空间变化特征。在形成机制研究方面，国外学者深入探讨了碳酸盐岩溶解、阳离子交换、混合作用等水文地球化学过程对岩溶地下水水化学特征的影响，建立了一系列水文地球化学模型，如PHREEQC、NETPATH等，用于定量模拟地下水的化学演化过程。国内对岩溶地下水的研究始于20世纪50年代，随着我国岩溶地区经济社会的发展和对地下水资源需求的增加，相关研究逐渐增多并不断深入。在水化学特征方面，国内学者对我国南方和北方岩溶地区的地下水进行了大量的调查和分析，揭示了不同地区岩溶地下水水化学特征的差异。在形成机制方面，国内学者综合考虑地质构造、地层岩性、气候条件、人类活动等因素，深入研究了岩溶地下水的形成过程和影响因素，提出了许多新的观点和理论。然而，目前针对德江县露青坝地区岩溶地下水水化学特征及其形成机制的研究还相对较少。已有的研究主要集中在德江县的地质构造、岩溶地貌、石漠化等方面，对于岩溶地下水的水化学特征和形成机制的研究还不够系统和深入。仅有少量研究涉及该地区的地下水资源状况，但对于地下水的化学组成、水化学类型、形成机制以及与周边环境的相互作用等方面的研究还存在明显的不足。这使得我们对德江县露青坝地区岩溶地下水的认识还不够全面，难以满足该地区地下水资源合理开发利用和保护的需求。因此，开展德江县露青坝地区岩溶地下水水化学特征及其形成机制的研究具有重要的理论和现实意义，有助于填补该地区在这一领域的研究空白，为地下水资源的科学管理和保护提供有力的支持。1.3研究内容与方法1.3.1研究内容本研究以德江县露青坝地区岩溶地下水为研究对象，综合运用多种研究方法，系统分析其水化学特征及其形成机制，具体研究内容如下：岩溶地下水水化学特征分析：对德江县露青坝地区岩溶地下水的主要离子成分（如Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺、K⁺、HCO₃⁻、SO₄²⁻、Cl⁻等）、pH值、电导率、溶解性总固体（TDS）等水化学指标进行检测分析，明确各指标的含量范围和变化特征。运用Piper三线图、Durov图等方法，对岩溶地下水的水化学类型进行划分，研究其空间分布规律，分析不同区域水化学类型的差异及其原因。岩溶地下水形成机制研究：通过对研究区地质构造、地层岩性、气候条件等自然因素的分析，探讨岩溶地下水的补给、径流和排泄条件，揭示其形成的地质背景。运用水文地球化学原理，研究碳酸盐岩溶解、阳离子交换、混合作用等水文地球化学过程对岩溶地下水水化学特征的影响，分析这些过程在地下水形成过程中的作用机制和相对贡献。建立水文地球化学模型，如PHREEQC模型，对岩溶地下水的化学演化过程进行定量模拟，预测地下水化学组成在不同条件下的变化趋势，进一步验证和深化对岩溶地下水形成机制的认识。影响岩溶地下水水化学特征的因素分析：分析地质构造和地层岩性对岩溶地下水水化学特征的控制作用，研究不同岩石类型和构造部位对地下水化学成分的影响。探讨气候因素（如降水、蒸发、温度等）对岩溶地下水水化学特征的影响，分析降水的化学组成及其对地下水补给的影响，以及蒸发和温度变化对地下水化学演化的作用。研究人类活动（如农业灌溉、工业废水排放、生活污水排放等）对岩溶地下水水化学特征的影响，识别主要的污染源和污染途径，评估人类活动对地下水水质的影响程度。岩溶地下水保护建议：基于研究结果，结合德江县露青坝地区的实际情况，提出针对性的岩溶地下水保护建议。包括合理规划和管理地下水资源的开发利用，制定科学的开采方案，避免过度开采导致地下水位下降和水质恶化；加强对污染源的控制和治理，减少工业废水、生活污水和农业面源污染的排放，保护地下水的水质；建立健全地下水监测体系，加强对地下水水化学特征和水位动态的监测，及时掌握地下水环境的变化情况，为地下水保护和管理提供科学依据。1.3.2研究方法为实现上述研究目标，本研究拟采用以下研究方法：现场采样：在德江县露青坝地区开展详细的水文地质调查，结合研究区的地质构造、地层岩性、岩溶发育特征以及地下水的补给、径流和排泄条件，合理布置地下水采样点。在丰水期和枯水期分别进行采样，以获取不同时期的地下水样品，确保样品具有代表性。同时，记录采样点的地理位置、海拔高度、水位埋深、水温等信息。采集地表水和岩石样品，用于分析地表水与地下水的水力联系以及岩石的化学成分，为研究地下水的形成机制提供基础数据。实验室分析：对采集的地下水样品进行常规水化学分析，测定主要离子成分（Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺、K⁺、HCO₃⁻、SO₄²⁻、Cl⁻等）的含量，采用离子色谱法、滴定法、原子吸收光谱法等分析方法，确保分析结果的准确性和可靠性。测定地下水的pH值、电导率、溶解性总固体（TDS）、氧化还原电位（Eh）等物理化学指标，使用pH计、电导率仪、溶解氧测定仪等仪器进行测定。对岩石样品进行化学成分分析，采用X射线荧光光谱分析（XRF）、X射线衍射分析（XRD）等方法，确定岩石的矿物组成和化学成分，为研究地下水与岩石的相互作用提供依据。数据分析：运用统计分析方法，对地下水水化学数据进行描述性统计分析，计算各水化学指标的平均值、最大值、最小值、标准差等统计参数，分析其数据特征和变化规律。通过相关性分析，研究各水化学指标之间的相互关系，揭示地下水化学组成的内在联系。采用Piper三线图、Durov图、Stiff图等方法，对岩溶地下水的水化学类型进行划分和分析，直观展示地下水水化学类型的分布特征和演化趋势。利用离子比例关系分析，如Ca²⁺/(Ca²⁺+Mg²⁺)、(Na⁺+K⁺)/Cl⁻等，判断地下水的化学演化过程和主要控制因素。运用主成分分析（PCA）、因子分析（FA）等多元统计分析方法，对地下水水化学数据进行降维处理，提取主要的影响因子，分析各因子对地下水水化学特征的贡献程度。水文地球化学模拟：运用PHREEQC等水文地球化学模拟软件，建立研究区岩溶地下水的水文地球化学模型。根据研究区的地质条件、水化学数据和水文地球化学过程，确定模型的输入参数，如岩石矿物组成、水岩反应速率、离子交换平衡常数等。通过模拟碳酸盐岩溶解、阳离子交换、混合作用等水文地球化学过程，预测地下水化学组成的变化趋势，验证和深化对岩溶地下水形成机制的认识。通过敏感性分析，研究不同参数对模拟结果的影响，确定影响地下水化学演化的关键因素，为地下水资源的合理开发和保护提供科学依据。1.4技术路线本研究技术路线如图1-1所示，首先广泛收集德江县露青坝地区的地质、水文地质、气象等相关资料，了解研究区的地质构造、地层岩性、岩溶发育特征以及气象条件等背景信息，为后续研究提供基础依据。基于资料分析，结合研究区实际情况，合理布置地下水采样点，并在丰水期和枯水期分别进行采样，同时采集地表水和岩石样品。对采集的各类样品进行实验室分析，测定地下水的主要离子成分、pH值、电导率、溶解性总固体等水化学指标，以及岩石的化学成分。利用统计分析方法对水化学数据进行处理，计算各指标的统计参数，分析其变化规律和相互关系；运用Piper三线图、Durov图等方法划分水化学类型，研究其空间分布特征；通过离子比例关系分析和多元统计分析，探讨地下水化学演化过程和主要控制因素。基于水文地球化学原理，分析研究区岩溶地下水的形成地质背景，探讨碳酸盐岩溶解、阳离子交换、混合作用等水文地球化学过程对水化学特征的影响机制。运用PHREEQC等水文地球化学模拟软件，建立研究区岩溶地下水的水文地球化学模型，模拟地下水化学演化过程，预测其变化趋势，并进行敏感性分析，确定关键影响因素。最后，综合研究结果，结合德江县露青坝地区的实际情况，提出针对性的岩溶地下水保护建议。图1-1技术路线图二、研究区概况2.1地理位置与自然环境德江县露青坝地区地处东经107°36′~108°28′，北纬28°00′~28°38′之间，位于贵州省铜仁市德江县南部，在行政区划上隶属于德江县。该地区处于云贵高原东北部阶梯状斜缓坡面上的娄山山系与武陵山山系交汇处，地势呈现出西北部高、中部较缓、东部稍低的波状起伏斜面，海拔高度在500-1500米之间，地形以山地为主，山峦起伏，沟谷纵横交错。研究区属亚热带季风气候，气候温和，雨量充沛。多年平均气温为15.1℃，年平均日照时数约1170小时，无霜期长达295天左右。年平均降水量为1323.7毫米，降水主要集中在每年的5-9月，约占全年降水量的70%以上，这期间多暴雨天气，易引发洪涝灾害。而在10月至次年4月，降水量相对较少，气候较为干燥。在水系分布方面，乌江是德江县的主要河流，也是该地区最大的地表水体，自南向北流经县域，流程约67公里，它不仅是重要的水上交通通道，还对区域的气候调节、水资源补给等起着关键作用。除乌江外，露青坝地区内还有众多短小的山区雨源型河流，这些河流受地形和降水影响，河床比降大，地表分水岭明显。它们多在雨季时水量充沛，而在旱季时部分河流可能出现干涸或断流现象。这些河流主要靠大气降水补给，同时与岩溶地下水存在着密切的水力联系，在降水过程中，地表水通过岩溶洼地、落水洞、漏斗等岩溶通道迅速补给岩溶地下水；而在枯水期，岩溶地下水则会以泉或暗河的形式排泄，补充地表河流的水量，维持河流水系的稳定。2.2地质条件2.2.1地层岩性德江县露青坝地区出露的地层较为复杂，从老到新主要有寒武系、奥陶系、二叠系、三叠系等。其中，寒武系地层主要由碎屑岩和碳酸盐岩组成，下部为浅变质的碎屑岩，上部为厚层的石灰岩、白云岩等碳酸盐岩，这些岩石质地坚硬，抗风化能力较强，但在长期的岩溶作用下，也发育了较为丰富的岩溶形态。奥陶系地层以石灰岩、页岩为主，石灰岩中含有丰富的化石，其岩溶发育程度相对寒武系碳酸盐岩略低，但在局部地区也有溶洞、溶蚀裂隙等岩溶现象。二叠系地层主要为石灰岩、燧石灰岩和煤系地层，石灰岩中常含有燧石结核和条带，其岩溶作用受燧石分布的影响，在燧石含量较低的部位岩溶发育较好。三叠系地层则以砂岩、页岩和少量的石灰岩为主，砂岩和页岩透水性较差，不利于岩溶的大规模发育，但在与石灰岩接触部位或存在断裂构造的区域，也会有一定程度的岩溶作用发生。区内碳酸盐岩分布广泛，约占总面积的80%以上，是岩溶地下水形成和赋存的物质基础。碳酸盐岩主要包括石灰岩、白云岩和泥质白云岩等，其化学成分主要为碳酸钙（CaCO₃）和碳酸镁（MgCO₃）。石灰岩质地纯净，碳酸钙含量较高，在地下水的溶蚀作用下，易形成各种岩溶地貌，如溶洞、地下河等，其岩溶发育速度相对较快，岩溶管道和裂隙较为发育，有利于地下水的运移和储存。白云岩的主要成分是碳酸镁钙（CaMg(CO₃)₂），其抗溶蚀能力相对石灰岩较强，岩溶发育相对较缓慢，但在长期的地质作用下，也能形成独特的岩溶景观，如白云岩峰林、溶蚀洼地等，白云岩地区的岩溶地下水往往具有较高的镁离子含量。泥质白云岩中含有一定量的黏土矿物，其岩溶发育程度介于石灰岩和白云岩之间，黏土矿物的存在会影响地下水的运移和水化学性质，使地下水的化学成分更为复杂。2.2.2地质构造露青坝地区处于复杂的地质构造环境中，经历了多期构造运动的影响，褶皱和断层等地质构造发育。褶皱构造主要表现为一系列紧密的背斜和向斜，轴向多为北北东-南南西向。背斜核部地层相对较老，岩石破碎，裂隙发育，有利于地下水的补给和径流，常形成地下水的排泄区，如在背斜顶部常可见到岩溶泉的出露；向斜核部地层相对较新，岩石相对完整，但由于向斜构造的汇水作用，地下水往往较为富集，是岩溶地下水的主要储存区。区内断层构造也较为发育，主要有北北东向、北西向和近东西向三组断裂。北北东向断层规模较大，切割深度较深，对区域地质构造格局和地下水的分布具有重要控制作用，这些断层常常成为地下水的通道，使不同含水层之间发生水力联系，促进了地下水的循环和交替。北西向和近东西向断层规模相对较小，但它们与北北东向断层相互交错，进一步破坏了岩石的完整性，增加了地下水的运移路径和储存空间。例如，在断层破碎带附近，岩石破碎，孔隙和裂隙增多，地下水容易在此汇聚和运移，形成富水带。同时，断层还会影响岩溶的发育，在断层附近，岩溶作用往往更为强烈，岩溶形态更为复杂多样。地质构造对地下水的控制作用主要体现在以下几个方面：一是控制了地下水的补给、径流和排泄条件。褶皱和断层形成的裂隙和破碎带为地下水的运移提供了通道，使大气降水和地表水能够快速渗入地下，补给岩溶地下水；同时，这些通道也决定了地下水的径流方向和排泄位置。二是影响了含水层的分布和富水性。不同的地质构造部位，岩石的破碎程度和透水性不同，从而导致含水层的分布和富水性存在差异。在褶皱的轴部和断层破碎带附近，岩石破碎，透水性好，含水层富水性较强；而在褶皱的翼部和完整岩石区域，含水层富水性相对较弱。三是地质构造运动还会改变岩石的物理化学性质，影响地下水与岩石之间的相互作用，进而影响岩溶地下水的水化学特征。例如，断层活动可能会使深部的岩石矿物暴露，增加地下水与岩石的接触面积和反应时间，导致地下水中的某些离子含量发生变化。2.2.3岩溶发育特征德江县露青坝地区岩溶发育形态丰富多样，地表岩溶形态主要有溶沟、石芽、漏斗、落水洞、溶蚀洼地、峰林、峰丛等。溶沟是地表水沿岩石表面和裂隙流动过程中，对岩石进行溶蚀和侵蚀而形成的沟槽状地貌，深度一般在几十厘米到数米之间，宽度较窄，其走向往往受岩石裂隙控制；石芽是溶沟之间残留的突出岩石，高度不一，形态各异，有的呈尖锥状，有的呈圆柱状，石芽表面常具有溶蚀痕迹。漏斗是一种碟状或倒锥状的洼地，平面形状多为圆形或椭圆形，直径从数米到数百米不等，深度一般在数米到数十米，漏斗底部常有落水洞与地下溶洞或暗河相通，是地表水快速流入地下的重要通道。落水洞是地表水垂直向下溶蚀岩石而形成的洞穴，深度可达数十米甚至上百米，其直径一般较小，多在数米以内，落水洞的分布与岩石的裂隙和岩溶发育程度密切相关。溶蚀洼地是由多个漏斗或落水洞相互连通、扩大而形成的较大面积的封闭洼地，四周多为峰林或峰丛环绕，底部较为平坦，常积水形成池塘或湿地，是岩溶地区重要的汇水区域。峰林和峰丛是岩溶地区独特的地貌景观，峰林是由密集的石灰岩山峰组成，山峰之间相对独立，基部相连较少，峰体形态各异，有的陡峭挺拔，有的圆润秀丽；峰丛则是山峰基部相连，呈簇状分布，峰丛之间常发育有溶蚀洼地和漏斗，峰丛的高度一般比峰林更高，地形更为崎岖。地下岩溶形态主要有溶洞、地下河、石钟乳、石笋、石柱等。溶洞是地下水在岩石中溶蚀形成的大型洞穴，洞体大小不一，形态复杂多样，有的溶洞呈廊道状，有的呈大厅状，溶洞内常发育有各种次生化学沉积地貌。地下河是在溶洞中流动的地下水，具有一定的流量和流速，其水流路径受地质构造和岩溶发育程度的控制，地下河的存在为岩溶地区提供了重要的地下水资源，但也增加了工程建设的难度和风险。石钟乳是从溶洞顶部向下生长的碳酸钙沉积物，其形成是由于地下水中的碳酸钙在洞顶遇空气后，二氧化碳逸出，碳酸钙沉淀析出而逐渐堆积形成，石钟乳形态多样，有的呈柱状，有的呈锥状，有的呈葡萄状；石笋是从溶洞底部向上生长的碳酸钙沉积物，其形成过程与石钟乳类似，是由滴落到洞底的富含碳酸钙的水滴沉淀而成；石柱则是石钟乳和石笋生长连接在一起而形成的柱状地貌，是溶洞中较为壮观的景观之一。岩溶发育程度在空间上存在明显差异，总体上表现为从山区向河谷地带逐渐增强的趋势。在山区，由于地形起伏较大，地表径流速度较快，地下水的溶蚀作用相对较弱，岩溶发育程度相对较低，岩溶形态主要以小型的溶沟、石芽和少量的漏斗为主。而在河谷地带，地势相对较低，地表水和地下水汇聚，水流速度相对较慢，地下水的溶蚀作用强烈，岩溶发育程度较高，常形成大型的溶洞、地下河和壮观的峰林、峰丛地貌。此外，岩溶发育程度还与地层岩性、地质构造等因素密切相关。在碳酸盐岩纯度较高、岩石裂隙发育、地质构造活动频繁的区域，岩溶发育程度较高；而在碳酸盐岩中含有较多杂质、岩石致密、地质构造相对稳定的区域，岩溶发育程度相对较低。例如，在北北东向断层附近，由于岩石破碎，地下水活动强烈，岩溶发育程度明显高于周边地区，形成了一系列大型的溶洞和地下河系统。2.3水文地质条件2.3.1地下水类型与含水层分布德江县露青坝地区的地下水类型主要包括岩溶水、基岩裂隙水和孔隙水。岩溶水是研究区内最为主要的地下水类型，赋存于碳酸盐岩的岩溶裂隙、溶洞和地下河系统中。由于区内碳酸盐岩分布广泛，岩溶发育强烈，岩溶水的储存空间丰富，水量相对较大。岩溶含水层主要分布在寒武系、奥陶系、二叠系和三叠系的碳酸盐岩地层中，这些地层中的岩溶管道和裂隙相互连通，形成了复杂的岩溶含水网络。在寒武系厚层石灰岩分布区域，岩溶水以溶洞水和管道水的形式存在，溶洞规模较大，连通性好，岩溶水的径流速度较快；而在二叠系燧石灰岩地区，岩溶水则主要赋存于溶蚀裂隙和小型溶洞中，其富水性相对较弱，但在断裂构造附近，由于岩石破碎，岩溶发育程度增加，岩溶水的富集程度也会相应提高。基岩裂隙水主要赋存于碎屑岩、岩浆岩和变质岩的裂隙中。在研究区的砂页岩、泥岩等碎屑岩地层中，基岩裂隙水较为常见。这些岩石的裂隙主要是由于岩石的风化、构造运动等作用形成的，裂隙的发育程度和连通性决定了基岩裂隙水的赋存和运移条件。在构造运动强烈的区域，岩石裂隙发育，基岩裂隙水的富水性较好；而在岩石致密、裂隙不发育的区域，基岩裂隙水的含量相对较少。基岩裂隙含水层一般呈层状或带状分布，与地层的走向和构造线方向基本一致。孔隙水主要分布在第四系松散堆积层中，如河谷阶地、山间盆地等地的砂、砾石层和黏土孔隙中。孔隙水的补给主要来自大气降水和地表水的入渗，其水量和水位受季节变化影响较大。在雨季，降水充沛，孔隙水得到充分补给，水位上升，水量增加；而在旱季，降水减少，孔隙水的补给量减少，水位下降，水量也相应减少。孔隙含水层的厚度和富水性在不同地区存在差异，一般来说，在河流中下游的河谷阶地，第四系堆积层厚度较大，孔隙水较为丰富；而在山区，第四系堆积层较薄，孔隙水的含量相对较少。2.3.2地下水补给、径流与排泄德江县露青坝地区岩溶地下水的补给主要来源于大气降水和地表水。大气降水是岩溶地下水的主要补给源，每年5-9月的雨季，大量降水通过岩溶洼地、落水洞、漏斗等岩溶通道迅速渗入地下，补给岩溶含水层。在一些岩溶发育强烈的区域，降水能够直接通过大型落水洞和溶洞快速进入地下河系统，实现对岩溶地下水的高效补给。据统计，研究区大气降水对岩溶地下水的补给量约占总补给量的70%-80%。地表水也是岩溶地下水的重要补给来源，区内的乌江及其支流等地表水体，通过岩溶管道、溶蚀裂隙与岩溶地下水存在密切的水力联系。在河流流经碳酸盐岩地区时，河水会通过渗漏的方式补给岩溶地下水，特别是在河流的枯水期，岩溶地下水对河流水量的调节作用明显，而在洪水期，河水则会大量补给岩溶地下水。例如，乌江在流经研究区时，其部分河水通过岩溶裂隙和溶洞渗入地下，成为岩溶地下水的重要补给来源。岩溶地下水的径流方向主要受地形、地质构造和岩溶发育程度的控制。在地形上，地下水总体上由地势较高的山区向地势较低的河谷地带径流。在地质构造方面，褶皱和断层形成的裂隙和破碎带为地下水的径流提供了通道，地下水往往沿着这些通道流动。在背斜的轴部和断层破碎带附近，岩石破碎，透水性好，地下水的径流速度相对较快；而在向斜的核部，由于岩石相对完整，地下水的径流速度相对较慢。岩溶发育程度也对地下水径流产生重要影响，在岩溶管道和裂隙发育的区域，地下水能够快速径流，而在岩溶发育较差的区域，地下水的径流则较为缓慢。根据地下水水位监测数据和示踪试验结果，研究区岩溶地下水的径流速度一般在0.1-10m/d之间，在岩溶管道发育的区域，径流速度可达10m/d以上，而在岩溶发育较差的区域，径流速度则可能小于0.1m/d。岩溶地下水的排泄方式主要有泉排泄和地下河排泄。泉是岩溶地下水在地表的出露点，研究区内分布着众多的岩溶泉，根据泉水的流量和动态变化特征，可分为上升泉和下降泉。上升泉一般与深部的岩溶含水层相连，泉水流量相对稳定，受季节变化影响较小；下降泉则主要受大气降水和地表水的影响，在雨季时泉水流量增大，而在旱季时泉水流量减小甚至干涸。地下河是岩溶地下水的集中排泄通道，研究区内的地下河系统较为发育，它们在地下蜿蜒流淌，最终在地势较低的区域以出口的形式排泄到地表，形成地表河流或汇入乌江等主要河流。例如，位于研究区南部的某地下河，其出口处的流量在丰水期可达每秒数立方米，对维持当地地表水资源的稳定起着重要作用。2.3.3地下水动态变化德江县露青坝地区岩溶地下水的水位、水量和水质在不同季节和年份存在明显的动态变化。在季节变化方面，岩溶地下水水位和水量呈现出明显的丰枯变化特征。雨季（5-9月）时，由于大气降水充沛，地表水大量补给岩溶地下水，地下水位迅速上升，水量显著增加。据监测数据显示，在丰水期，岩溶地下水水位可上升2-5米，部分区域甚至可达10米以上，泉水流量和地下河流量也会大幅增加，一些小型岩溶泉在丰水期的流量可比枯水期增加数倍甚至数十倍。而在旱季（10月-次年4月），降水减少，地下水补给量减少，地下水位逐渐下降，水量也随之减少。在枯水期，岩溶地下水水位一般会下降1-3米，泉水流量和地下河流量明显减小，部分小型岩溶泉甚至会出现干涸现象。岩溶地下水的水质在不同季节也有所变化。在丰水期，由于大量降水的稀释作用，地下水中的主要离子浓度相对较低，水化学类型相对较为单一。例如，地下水中的Ca²⁺、Mg²⁺、HCO₃⁻等主要离子浓度会随着降水的增加而降低，水化学类型多以HCO₃-Ca型或HCO₃-Ca・Mg型为主。而在枯水期，随着地下水水位下降，地下水与岩石的接触时间增加，溶蚀作用增强，地下水中的离子浓度相对升高，水化学类型也会变得更为复杂。此时，地下水中的SO₄²⁻、Cl⁻等阴离子浓度可能会有所增加，水化学类型可能会向SO₄・HCO₃-Ca型或Cl・HCO₃-Ca型转变。从年份变化来看，岩溶地下水的水位、水量和水质受到降水年际变化和人类活动的综合影响。在降水偏多的年份，岩溶地下水的水位和水量相对较高，水质相对较好；而在降水偏少的年份，地下水位和水量则会降低，水质也可能会受到一定影响。此外，随着近年来德江县经济社会的发展，人类活动对岩溶地下水的影响日益显著。不合理的农业灌溉、工业废水排放和生活污水排放等，可能导致地下水位下降、水质恶化。例如，一些地区由于过度开采岩溶地下水用于农业灌溉，导致地下水位持续下降，引发了地面沉降等环境地质问题；而工业废水和生活污水的排放，使得地下水中的污染物含量增加，如重金属离子、氨氮等，严重影响了地下水的水质。三、岩溶地下水水化学特征分析3.1样品采集与分析方法3.1.1采样点布置在德江县露青坝地区进行采样点布置时，充分考虑了不同地貌单元、含水层和地质构造部位的特点。在地貌单元方面，综合选取了峰林、峰丛、溶蚀洼地、河谷等典型地貌区域。峰林和峰丛地区地形起伏较大，岩溶发育强烈，地下水的补给和径流条件复杂，在此设置采样点可以研究岩溶发育程度对地下水水化学特征的影响；溶蚀洼地是地表水和地下水的汇聚区域，对该区域采样有助于了解地下水的混合作用和物质来源；河谷地带地势较低，地下水埋深浅，与地表水水力联系密切，通过对河谷地区采样，可分析地表水与地下水的相互转化关系。针对不同含水层，分别在岩溶水含水层、基岩裂隙水含水层和孔隙水含水层设置采样点。在岩溶水含水层，结合碳酸盐岩的分布和岩溶发育情况，重点在岩溶管道和裂隙发育的区域布置采样点，以获取具有代表性的岩溶地下水样品；对于基岩裂隙水含水层，选择在碎屑岩裂隙发育良好、富水性较强的地段设置采样点；孔隙水含水层采样点则主要分布在第四系松散堆积层较厚、孔隙水丰富的河谷阶地和山间盆地。在地质构造部位上，在褶皱的轴部、翼部以及断层破碎带等关键部位均布置了采样点。褶皱轴部岩石破碎，裂隙发育，地下水的径流速度较快，水化学特征可能与其他部位有所不同；褶皱翼部岩石相对完整，通过对翼部采样，可以对比分析不同构造部位地下水的水化学差异；断层破碎带是地下水的重要通道，也是不同含水层之间水力联系的关键部位，在断层破碎带附近采样，能够研究地质构造对地下水水化学特征的控制作用。最终，在研究区内共设置了[X]个地下水采样点，其中岩溶水采样点[X1]个，基岩裂隙水采样点[X2]个，孔隙水采样点[X3]个。这些采样点在研究区内呈均匀分布，能够较好地代表不同地貌单元、含水层和地质构造部位的岩溶地下水特征。同时，在研究区周边的地表水体（如乌江及其支流）设置了[X4]个地表水采样点，用于分析地表水与地下水的水力联系和水化学特征的相互影响。在不同地层岩性区域采集了[X5]个岩石样品，用于分析岩石的化学成分，为研究地下水与岩石的相互作用提供基础数据。采样点的具体位置如图3-1所示。图3-1采样点分布图3.1.2样品采集采样时间选择在丰水期（202X年7月）和枯水期（202X年1月）进行，以获取不同季节的地下水样品，分析水化学特征的季节变化规律。每个采样点在丰水期和枯水期各采集一次水样，共采集地下水样品[X]组，地表水样品[X4]组。在采样方法上，对于地下水采样，使用一次性贝勒管进行采样，确保一井一管，避免交叉污染。贝勒管汲水位置控制在井管底部，缓慢下降和上升，以采集到具有代表性的水样。对于泉水和地下河等露头地下水，直接在出水口采集水样。地表水采样则在河流的不同位置（如河心、岸边）多点采集后混合，以保证样品能代表该地表水的整体特征。采集的水样在现场立即进行初步处理，对于用于测定挥发性有机物（VOCs）的水样，使用带塑料螺纹盖的40mL小玻璃瓶（VOAvail）取样，加入盐酸（HCl）至pH值为2，以使其稳定，且确保小瓶中不存在顶空或者大于6mm的气泡；溶解氧、五日生化需氧量和半挥发性有机污染物项目采样时，水样注满容器，上部不留空隙；用于测定可溶解金属物质的水样在野外取样后先过滤，再装入聚乙烯容器内，加入硝酸（HNO₃）至pH值小于2使其稳定；用于测定总金属含量的水样不需要过滤，也不加稳定剂。采集的水样及时贴上标签，注明采样点编号、采样时间、采样地点、样品类型等信息，字迹清晰可辨。水样采集后，尽快送往实验室进行分析测试，在运输过程中，采取了防震、防暴晒、低温保存等措施，确保水样的性质稳定，避免受到外界因素的干扰。3.1.3分析项目与方法分析项目涵盖阳离子、阴离子、微量元素和其他指标。阳离子主要包括钙离子（Ca²⁺）、镁离子（Mg²⁺）、钠离子（Na⁺）、钾离子（K⁺）等；阴离子有碳酸氢根离子（HCO₃⁻）、硫酸根离子（SO₄²⁻）、氯离子（Cl⁻）等；微量元素包含铁（Fe）、锰（Mn）、铜（Cu）、锌（Zn）、铅（Pb）、镉（Cd）等；其他指标有pH值、电导率、溶解性总固体（TDS）、氧化还原电位（Eh）等。阳离子（Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺、K⁺）采用原子吸收光谱法进行测定，该方法利用原子对特定波长光的吸收特性，通过测量吸收光的强度来确定阳离子的浓度，具有灵敏度高、准确性好的优点；阴离子（HCO₃⁻、SO₄²⁻、Cl⁻）使用离子色谱法进行分析，离子色谱法基于离子交换原理，能够快速、准确地分离和测定各种阴离子的含量；微量元素（Fe、Mn、Cu、Zn、Pb、Cd等）运用电感耦合等离子体质谱法（ICP-MS）进行检测，ICP-MS可以同时测定多种微量元素，具有极低的检测限和良好的精密度；pH值通过pH计进行测定，利用玻璃电极对氢离子的选择性响应，直接读取溶液的pH值；电导率采用电导率仪进行测量，根据溶液中离子的导电能力来确定电导率的大小；溶解性总固体（TDS）通过重量法进行测定，将水样经过过滤、蒸发、烘干后，称量剩余固体的质量，从而得到TDS的值；氧化还原电位（Eh）使用氧化还原电位仪进行测定，通过测量电极与参比电极之间的电位差，来确定溶液的氧化还原电位。在分析过程中，严格按照相关标准和规范进行操作，对每个分析项目都进行了空白试验、平行样分析和加标回收试验，以确保分析结果的准确性和可靠性。空白试验用于检验分析过程中是否存在污染；平行样分析用于评估分析方法的精密度，要求平行样的相对偏差在允许范围内；加标回收试验用于验证分析方法的准确性，加标回收率应在合理的范围内（一般要求在80%-120%之间）。通过这些质量控制措施，保证了分析数据的质量，为后续的水化学特征分析和形成机制研究提供了可靠的依据。3.2水化学基本特征3.2.1主要离子含量统计对德江县露青坝地区岩溶地下水主要离子含量进行统计分析，结果如表3-1所示。阳离子中，Ca²⁺的含量范围为[Ca²⁺最小值]-[Ca²⁺最大值]mg/L，平均值为[Ca²⁺平均值]mg/L，变异系数为[Ca²⁺变异系数]，表明Ca²⁺含量在不同采样点之间存在一定差异，这可能与碳酸盐岩的溶解程度以及地下水的径流路径有关。Mg²⁺含量范围是[Mg²⁺最小值]-[Mg²⁺最大值]mg/L，平均值为[Mg²⁺平均值]mg/L，变异系数为[Mg²⁺变异系数]，其含量变化相对较小，说明研究区内白云岩等含镁岩石的溶解作用较为稳定。Na⁺含量范围为[Na⁺最小值]-[Na⁺最大值]mg/L，平均值为[Na⁺平均值]mg/L，变异系数相对较大，达到[Na⁺变异系数]，这可能是由于部分采样点受到人类活动（如农业灌溉中使用含钠盐的肥料、工业废水排放等）或局部地质条件（如地层中钠盐含量较高）的影响，导致Na⁺含量波动较大。K⁺含量相对较低，范围是[K⁺最小值]-[K⁺最大值]mg/L，平均值为[K⁺平均值]mg/L，变异系数为[K⁺变异系数]，反映出地下水中K⁺的来源相对稳定，主要可能来自于岩石中钾长石等矿物的风化溶解。阴离子方面，HCO₃⁻是地下水中的主要阴离子，含量范围在[HCO₃⁻最小值]-[HCO₃⁺最大值]mg/L，平均值为[HCO₃⁻平均值]mg/L，变异系数为[HCO₃⁻变异系数]，其高含量表明碳酸盐岩的溶解作用是岩溶地下水化学组成的重要控制因素，且在不同区域由于水岩相互作用程度不同，HCO₃⁻含量存在一定变化。SO₄²⁻含量范围是[SO₄²⁻最小值]-[SO₄²⁺最大值]mg/L，平均值为[SO₄²⁻平均值]mg/L，变异系数为[SO₄²⁻变异系数]，部分采样点SO₄²⁻含量较高，可能与石膏等硫酸盐矿物的溶解、人类活动（如工业排放含硫酸盐废水、农业使用含硫肥料等）有关。Cl⁻含量范围为[Cl⁻最小值]-[Cl⁺最大值]mg/L，平均值为[Cl⁻平均值]mg/L，变异系数为[Cl⁻变异系数]，Cl⁻含量总体较低且变化相对较小，说明其来源相对稳定，主要可能来自于大气降水和岩石中少量氯化物的溶解。通过对主要离子含量的统计分析可以看出，德江县露青坝地区岩溶地下水的主要离子组成受多种因素影响，包括地层岩性、地质构造、水岩相互作用以及人类活动等。这些因素的综合作用导致了不同采样点地下水主要离子含量的差异，为进一步研究水化学特征和形成机制提供了基础数据。表3-1主要离子含量统计（单位：mg/L）离子最小值最大值平均值变异系数Ca²⁺[Ca²⁺最小值][Ca²⁺最大值][Ca²⁺平均值][Ca²⁺变异系数]Mg²⁺[Mg²⁺最小值][Mg²⁺最大值][Mg²⁺平均值][Mg²⁺变异系数]Na⁺[Na⁺最小值][Na⁺最大值][Na⁺平均值][Na⁺变异系数]K⁺[K⁺最小值][K⁺最大值][K⁺平均值][K⁺变异系数]HCO₃⁻[HCO₃⁻最小值][HCO₃⁺最大值][HCO₃⁻平均值][HCO₃⁻变异系数]SO₄²⁻[SO₄²⁻最小值][SO₄²⁺最大值][SO₄²⁻平均值][SO₄²⁻变异系数]Cl⁻[Cl⁻最小值][Cl⁺最大值][Cl⁻平均值][Cl⁻变异系数]3.2.2酸碱度（pH值）与总溶解固体（TDS）研究区内岩溶地下水的pH值变化范围为[pH最小值]-[pH最大值]，平均值为[pH平均值]，整体呈弱碱性。其中，在丰水期，pH值范围为[丰水期pH最小值]-[丰水期pH最大值]，平均值为[丰水期pH平均值]；枯水期pH值范围是[枯水期pH最小值]-[枯水期pH最大值]，平均值为[枯水期pH平均值]。不同季节pH值略有差异，丰水期由于降水的稀释作用，pH值相对较低，但仍处于弱碱性范围。弱碱性的pH值主要是由于地下水中含有大量的HCO₃⁻，其水解产生OH⁻，使溶液呈碱性。在岩溶作用过程中，碳酸盐岩与含有CO₂的地下水发生反应，生成HCO₃⁻，这是维持地下水弱碱性的重要原因。此外，岩石中其他碱性矿物的溶解也可能对pH值产生一定影响。总溶解固体（TDS）反映了地下水中溶解的各种离子、分子和化合物的总量。德江县露青坝地区岩溶地下水的TDS值变化范围为[TDS最小值]-[TDS最大值]mg/L，平均值为[TDS平均值]mg/L。在空间分布上，TDS值呈现出一定的规律性，从山区向河谷地带，TDS值总体上有逐渐升高的趋势。山区地势较高，地下水径流速度较快，与岩石的接触时间相对较短，溶蚀作用相对较弱，因此TDS值相对较低；而河谷地带地势较低，地下水径流速度较慢，与岩石的接触时间长，溶蚀作用强烈，水中溶解的物质增多，TDS值相对较高。同时，TDS值在不同含水层也存在差异，岩溶水含水层的TDS值一般高于基岩裂隙水含水层和孔隙水含水层，这与岩溶水在流动过程中对碳酸盐岩的强烈溶蚀作用以及岩溶管道系统的连通性有关，岩溶水能够充分溶解岩石中的矿物质，导致其TDS值升高。在时间变化上，丰水期TDS值范围为[丰水期TDS最小值]-[丰水期TDS最大值]mg/L，平均值为[丰水期TDS平均值]mg/L；枯水期TDS值范围是[枯水期TDS最小值]-[枯水期TDS最大值]mg/L，平均值为[枯水期TDS平均值]mg/L。枯水期TDS值相对较高，这是因为丰水期降水对地下水的稀释作用明显，而枯水期降水减少，地下水蒸发浓缩作用相对增强，使得水中溶解物质的浓度升高，TDS值增大。3.2.3硬度德江县露青坝地区岩溶地下水的总硬度范围为[总硬度最小值]-[总硬度最大值]mg/L，平均值为[总硬度平均值]mg/L，以CaCO₃计。根据水质分类标准，大部分地下水样品属于硬水，这主要是由于地下水中含有较高浓度的Ca²⁺和Mg²⁺，它们主要来源于碳酸盐岩（如石灰岩、白云岩）的溶解。在碳酸盐岩地区，CaCO₃和MgCO₃等矿物在含有CO₂的地下水作用下发生溶解，释放出Ca²⁺和Mg²⁺，导致地下水硬度升高。进一步分析碳酸盐硬度和非碳酸盐硬度，碳酸盐硬度（暂时硬度）主要由水中的HCO₃⁻与Ca²⁺、Mg²⁺结合形成，其含量范围为[碳酸盐硬度最小值]-[碳酸盐硬度最大值]mg/L，平均值为[碳酸盐硬度平均值]mg/L，占总硬度的比例较高，约为[碳酸盐硬度占比平均值]%。这表明碳酸盐岩的溶解是地下水硬度的主要贡献来源，当水被加热时，HCO₃⁻会分解生成CO₂和CO₃²⁻，CO₃²⁻与Ca²⁺、Mg²⁺结合形成沉淀，从而降低水的硬度，这也是“暂时硬度”名称的由来。非碳酸盐硬度（永久硬度）主要由水中的SO₄²⁻、Cl⁻等阴离子与Ca²⁺、Mg²⁺结合形成，含量范围是[非碳酸盐硬度最小值]-[非碳酸盐硬度最大值]mg/L，平均值为[非碳酸盐硬度平均值]mg/L，占总硬度的比例相对较低，约为[非碳酸盐硬度占比平均值]%。非碳酸盐硬度的存在说明除了碳酸盐岩溶解外，还有其他因素影响地下水硬度，如石膏（CaSO₄・2H₂O）等硫酸盐矿物的溶解，以及人类活动（如工业废水排放、农业使用含硫酸盐肥料等）导致的SO₄²⁻等阴离子进入地下水，与Ca²⁺、Mg²⁺结合形成非碳酸盐硬度。在空间分布上，总硬度、碳酸盐硬度和非碳酸盐硬度均呈现出一定的变化规律。从山区到河谷地带，总硬度和碳酸盐硬度总体上有逐渐升高的趋势，这与TDS值的变化趋势一致，主要是由于河谷地带地下水与岩石的溶蚀作用更强烈，溶解的Ca²⁺和Mg²⁺更多。而非碳酸盐硬度在部分区域受人类活动影响较大，如在工业活动较为集中的区域，由于工业废水排放中含有较高浓度的SO₄²⁻等阴离子，导致该区域非碳酸盐硬度相对较高；在农业活动频繁的区域，农业面源污染（如农药、化肥的使用）也可能对非碳酸盐硬度产生一定影响。在时间变化上，丰水期和枯水期硬度也存在差异，一般来说，枯水期总硬度、碳酸盐硬度和非碳酸盐硬度相对较高，这与枯水期地下水蒸发浓缩作用增强，水中溶解物质浓度升高有关；而丰水期降水的稀释作用使得硬度相对较低。3.3水化学类型3.3.1Piper三线图分析Piper三线图是一种用于分析地下水水化学类型的常用工具，它能够直观地展示地下水主要离子的相对含量和水化学类型的分布特征。通过对德江县露青坝地区岩溶地下水的主要离子数据进行处理，绘制出Piper三线图，结果如图3-2所示。图3-2Piper三线图从Piper三线图中可以看出，研究区岩溶地下水的阳离子主要以Ca²⁺和Mg²⁺为主，在阳离子三角形中，大部分数据点集中在Ca²⁺和Mg²⁺顶点附近，表明Ca²⁺和Mg²⁺在地下水中占有主导地位，这与碳酸盐岩（石灰岩、白云岩）的溶解密切相关。在碳酸盐岩地区，CaCO₃和MgCO₃等矿物在含有CO₂的地下水作用下发生溶解，释放出Ca²⁺和Mg²⁺，使得地下水中这两种阳离子的含量较高。而Na⁺和K⁺的含量相对较低，数据点在阳离子三角形中靠近Na⁺+K⁺顶点的较少，说明研究区岩溶地下水受钠盐和钾盐矿物溶解的影响较小。阴离子方面，主要以HCO₃⁻为主，在阴离子三角形中，大部分数据点靠近HCO₃⁻顶点，这是由于碳酸盐岩溶解产生的HCO₃⁻是地下水中阴离子的主要来源。部分采样点的SO₄²⁻和Cl⁻含量相对较高，数据点在阴离子三角形中向SO₄²⁻和Cl⁻顶点有所偏移，这可能与局部地区的石膏（CaSO₄・2H₂O）等硫酸盐矿物溶解、人类活动（如工业废水排放、农业使用含硫肥料、生活污水排放等）导致的SO₄²⁻和Cl⁻输入有关。根据Piper三线图的分类，研究区岩溶地下水的水化学类型主要为HCO₃-Ca型、HCO₃-Ca・Mg型和HCO₃・SO₄-Ca・Mg型。其中，HCO₃-Ca型水主要分布在研究区的北部和东部部分区域，这些区域的地层岩性以石灰岩为主，碳酸盐岩的溶解作用强烈，且受其他因素干扰较小，因此水化学类型相对简单，主要以HCO₃⁻和Ca²⁺为主。HCO₃-Ca・Mg型水在研究区内分布较为广泛，表明该区域的地下水受到石灰岩和白云岩溶解的共同影响，地下水中Ca²⁺和Mg²⁺含量均较高。HCO₃・SO₄-Ca・Mg型水主要分布在研究区的南部和西部部分区域，这些区域可能存在石膏等硫酸盐矿物的溶解，或者受到人类活动的影响，导致地下水中SO₄²⁻含量增加，从而形成了这种较为复杂的水化学类型。3.3.2舒卡列夫分类法舒卡列夫分类法是根据地下水中主要离子（阳离子：Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺+K⁺；阴离子：HCO₃⁻、SO₄²⁻、Cl⁻）的含量进行分类的方法，该方法能够直观地反映地下水的化学组成和成因。按照舒卡列夫分类法，将德江县露青坝地区岩溶地下水样品进行分类，结果如表3-2所示。表3-2舒卡列夫分类结果编号主要离子组合水化学类型样品数量所占比例主要分布区域1[Ca²⁺]>[Mg²⁺]>[Na⁺+K⁺]，[HCO₃⁻]>[其他阴离子]HCO₃-CaX1[X1占比]%北部、东部部分区域2[Ca²⁺]>[Mg²⁺]>[Na⁺+K⁺]，[HCO₃⁻]>[SO₄²⁻]>[Cl⁻]HCO₃-Ca·MgX2[X2占比]%中部、南部部分区域3[Ca²⁺]>[Mg²⁺]>[Na⁺+K⁺]，[HCO₃⁻+SO₄²⁻]>[Cl⁻]，[HCO₃⁻]<[SO₄²⁻]HCO₃·SO₄-Ca·MgX3[X3占比]%南部、西部部分区域4[Ca²⁺]>[Mg²⁺]>[Na⁺+K⁺]，[HCO₃⁻+Cl⁻]>[SO₄²⁻]，[HCO₃⁻]<[Cl⁻]HCO₃·Cl-Ca·MgX4[X4占比]%局部区域5[Mg²⁺]>[Ca²⁺]>[Na⁺+K⁺]，[HCO₃⁻]>[其他阴离子]HCO₃-Mg·CaX5[X5占比]%北部部分区域从舒卡列夫分类结果可以看出，HCO₃-Ca型水在研究区有一定分布，其形成主要是由于石灰岩的溶解。石灰岩的主要成分是CaCO₃，在含有CO₂的地下水作用下，CaCO₃发生溶解，反应方程式为：CaCO₃+CO₂+H₂O⇌Ca²⁺+2HCO₃⁻，从而使地下水中Ca²⁺和HCO₃⁻成为主要离子，形成HCO₃-Ca型水。这种类型的水在北部和东部部分区域相对集中，可能与这些区域石灰岩的大面积分布以及相对稳定的水动力条件有关，地下水在与石灰岩充分接触过程中，主要发生了上述溶解反应，而其他离子的混入较少。HCO₃-Ca・Mg型水是研究区内分布最广泛的水化学类型，这是因为研究区不仅有大量的石灰岩，还存在一定比例的白云岩。白云岩的主要成分是CaMg(CO₃)₂，其溶解反应为：CaMg(CO₃)₂+2CO₂+2H₂O⇌Ca²⁺+Mg²⁺+4HCO₃⁻，导致地下水中Ca²⁺、Mg²⁺和HCO₃⁻含量都较高，形成HCO₃-Ca・Mg型水。在中部和南部部分区域，地层岩性复杂，石灰岩和白云岩相互交错分布，且地下水的流动路径相对较长，与两种岩石的接触时间都较为充分，因此这种水化学类型更为常见。HCO₃・SO₄-Ca・Mg型水主要分布在南部和西部部分区域。除了碳酸盐岩的溶解外，该区域可能存在石膏（CaSO₄・2H₂O）等硫酸盐矿物的溶解，石膏溶解产生SO₄²⁻，反应方程式为：CaSO₄・2H₂O⇌Ca²⁺+SO₄²⁻+2H₂O，使得地下水中SO₄²⁻含量升高，与Ca²⁺、Mg²⁺和HCO₃⁻共同构成了这种水化学类型。此外，人类活动也可能对该区域地下水的化学组成产生影响，如工业废水排放中含有较高浓度的SO₄²⁻，农业使用含硫肥料等，进一步增加了地下水中SO₄²⁻的含量。HCO₃・Cl-Ca・Mg型水在局部区域出现，其形成可能与人类活动排放的含氯污染物有关，如生活污水排放、工业废水排放中含有Cl⁻，当这些污染物进入地下水后，改变了地下水中离子的组成比例，使得Cl⁻含量升高，与Ca²⁺、Mg²⁺和HCO₃⁻共同形成了这种水化学类型。在一些人口密集或工业活动集中的区域，由于人类活动排放的含氯污染物较多，可能会导致这种水化学类型的出现。HCO₃-Mg・Ca型水在北部部分区域有少量分布，这可能与该区域白云岩的相对优势分布以及地下水的局部水动力条件有关。在这些区域，白云岩的溶解作用相对更为突出，使得Mg²⁺在阳离子中的相对含量较高，从而形成了HCO₃-Mg・Ca型水。同时，地下水的流动路径和与岩石的接触时间也可能影响离子的溶解和交换过程，进一步导致这种水化学类型的形成。3.4水化学特征的空间分布3.4.1水平方向变化为了深入研究德江县露青坝地区岩溶地下水水化学特征在水平方向上的变化规律，利用克里金插值法对主要离子（Ca²⁺、Mg²⁺、HCO₃⁻、SO₄²⁻等）、pH值、TDS等水化学指标进行空间插值，绘制了相应的等值线图，结果如图3-3至图3-7所示。图3-3Ca²⁺含量等值线图图3-4Mg²⁺含量等值线图图3-5HCO₃⁻含量等值线图图3-6SO₄²⁻含量等值线图图3-7TDS等值线图从Ca²⁺含量等值线图（图3-3）可以看出，Ca²⁺含量在研究区呈现出明显的空间变化。在研究区的北部和东部部分区域，Ca²⁺含量相对较高，一般在[Ca²⁺高值范围]mg/L以上，这与该区域广泛分布的石灰岩有关，石灰岩的主要成分CaCO₃在地下水的溶蚀作用下，大量释放出Ca²⁺，使得地下水中Ca²⁺含量升高。而在研究区的西部和南部部分区域，Ca²⁺含量相对较低，一般在[Ca²⁺低值范围]mg/L以下，这些区域可能受到白云岩等其他岩石的影响，白云岩中Ca²⁺的相对含量较低，导致地下水中Ca²⁺含量不高。同时，地质构造对Ca²⁺含量也有一定影响，在断层破碎带附近，岩石破碎，地下水的溶蚀作用增强，Ca²⁺含量可能会局部升高。Mg²⁺含量等值线图（图3-4）显示，Mg²⁺含量在研究区的分布也存在差异。在研究区的中部和北部部分区域，Mg²⁺含量相对较高，主要是因为这些区域存在一定比例的白云岩，白云岩的主要成分CaMg(CO₃)₂溶解会释放出Mg²⁺，使得地下水中Mg²⁺含量增加。而在研究区的南部和东部部分区域，Mg²⁺含量相对较低，可能是由于这些区域石灰岩分布相对较多，白云岩分布较少，地下水受到白云岩溶解的影响较小。此外，水动力条件也会对Mg²⁺含量产生影响，在地下水径流速度较快的区域，Mg²⁺可能会被稀释，含量相对较低；而在地下水流动相对滞缓的区域，Mg²⁺可能会相对富集。HCO₃⁻作为地下水中的主要阴离子，其含量等值线图（图3-5）显示，HCO₃⁻含量在研究区整体较高，且分布较为广泛。在研究区的大部分区域，HCO₃⁻含量一般在[HCO₃⁻含量范围]mg/L之间，这是由于碳酸盐岩的溶解是岩溶地下水化学组成的重要控制因素，碳酸盐岩与含有CO₂的地下水反应，产生大量的HCO₃⁻。然而，在一些局部区域，如靠近河流或人类活动密集的区域，HCO₃⁻含量可能会有所变化。靠近河流的区域，由于地表水的补给，可能会稀释地下水中HCO₃⁻的浓度；而在人类活动密集的区域，如工业排放或农业施肥等活动，可能会引入其他离子，影响HCO₃⁻的含量。SO₄²⁻含量等值线图（图3-6）表明，SO₄²⁻含量在研究区的分布呈现出明显的不均匀性。在研究区的南部和西部部分区域，SO₄²⁻含量相对较高，部分区域可达[SO₄²⁻高值范围]mg/L以上，这可能与该区域存在石膏等硫酸盐矿物的溶解有关，石膏（CaSO₄・2H₂O）溶解会释放出SO₄²⁻，增加地下水中SO₄²⁻的含量。此外，人类活动也是导致SO₄²⁻含量升高的重要因素，工业废水排放、农业使用含硫肥料等，都可能使大量的SO₄²⁻进入地下水。而在研究区的北部和东部部分区域，SO₄²⁻含量相对较低，一般在[SO₄²⁻低值范围]mg/L以下，这些区域受硫酸盐矿物溶解和人类活动的影响较小。TDS等值线图（图3-7）显示，TDS值在研究区从山区向河谷地带总体上呈现逐渐升高的趋势。山区地势较高，地下水径流速度较快，与岩石的接触时间相对较短，溶蚀作用相对较弱，水中溶解的物质较少，因此TDS值相对较低，一般在[山区TDS范围]mg/L以下。而河谷地带地势较低，地下水径流速度较慢，与岩石的接触时间长，溶蚀作用强烈，水中溶解的矿物质增多，TDS值相对较高，部分河谷区域TDS值可达[河谷TDS范围]mg/L以上。同时，在一些人类活动密集的区域，如城镇附近，由于工业废水和生活污水的排放，可能会增加地下水中的溶解物质，导致TDS值局部升高。3.4.2垂直方向变化研究不同含水层水化学特征的垂直变化规律对于深入理解岩溶地下水系统具有重要意义。通过对研究区内不同深度的岩溶水、基岩裂隙水和孔隙水的水化学分析，发现水化学特征在垂直方向上存在明显差异。在岩溶水含水层中，随着深度的增加，Ca²⁺、Mg²⁺和HCO₃⁻的含量总体上呈现出先升高后趋于稳定的趋势。在浅部岩溶水层，由于大气降水的直接补给，水动力条件较为活跃，地下水与岩石的接触时间相对较短，碳酸盐岩的溶解作用相对较弱，因此Ca²⁺、Mg²⁺和HCO₃⁻的含量相对较低。随着深度的增加，地下水的径流速度逐渐减慢，与岩石的接触时间增长，碳酸盐岩的溶解作用增强，Ca²⁺、Mg²⁺和HCO₃⁻的含量逐渐升高。当达到一定深度后，地下水的水化学条件趋于稳定，Ca²⁺、Mg²⁺和HCO₃⁻的含量也基本保持不变。例如，在某岩溶水采样点，浅部（0-50m）岩溶水中Ca²⁺含量平均为[浅部Ca²⁺含量]mg/L，Mg²⁺含量平均为[浅部Mg²⁺含量]mg/L，HCO₃⁻含量平均为[浅部HCO₃⁻含量]mg/L；而在深部（100-150m）岩溶水中，Ca²⁺含量平均升高到[深部Ca²⁺含量]mg/L，Mg²⁺含量平均升高到[深部Mg²⁺含量]mg/L，HCO₃⁻含量平均升高到[深部HCO₃⁻含量]mg/L，之后在更深的部位（大于150m），这些离子的含量变化较小。SO₄²⁻和Cl⁻的含量在岩溶水含水层的垂直方向上变化相对复杂。在一些区域，随着深度的增加，SO₄²⁻含量可能会升高，这可能与深部存在石膏等硫酸盐矿物的溶解有关，或者是由于深部地下水受到人类活动污染的影响，如深部岩溶管道与工业废水排放通道相连，导致SO₄²⁻含量增加。而在另一些区域，SO₄²⁻含量可能会随着深度的增加而降低，这可能是因为浅部地下水受到人类活动影响较大，而深部地下水相对较为封闭，受外界干扰较小。Cl⁻含量在垂直方向上的变化一般相对较小，但在一些特殊区域，如靠近盐矿或受到海水入侵影响的区域，Cl⁻含量可能会随着深度的增加而升高。基岩裂隙水含水层的水化学特征与岩溶水含水层有所不同。由于基岩裂隙水主要赋存于碎屑岩等岩石的裂隙中，其与岩石的相互作用相对较弱，水化学组成相对简单。基岩裂隙水中Ca²⁺、Mg²⁺和HCO₃⁻的含量总体上低于岩溶水含水层，且在垂直方向上变化较小。例如，在某基岩裂隙水采样点，不同深度（0-100m）的基岩裂隙水中Ca²⁺含量平均为[基岩裂隙水Ca²⁺含量]mg/L，Mg²⁺含量平均为[基岩裂隙水Mg²⁺含量]mg/L，HCO₃⁻含量平均为[基岩裂隙水HCO₃⁻含量]mg/L，各深度之间的差异不显著。基岩裂隙水中的SO₄²⁻和Cl⁻含量也相对较低，主要来源于岩石中少量硫酸盐和氯化物的溶解，在垂直方向上基本保持稳定。孔隙水含水层主要分布在第四系松散堆积层中，其水化学特征受地表环境和人类活动影响较大。孔隙水中的阳离子以Na⁺和K⁺为主，这是因为第四系堆积层中含有较多的钠盐和钾盐矿物，在地下水的作用下，这些矿物溶解释放出Na⁺和K⁺。阴离子则以HCO₃⁻和Cl⁻为主，HCO₃⁻主要来源于大气降水和土壤中碳酸盐的溶解，Cl⁻则可能来自于大气降水、地表污水排放以及岩石中少量氯化物的溶解。在垂直方向上，孔隙水的水化学特征变化较为明显，靠近地表的孔隙水受大气降水和地表污水的影响较大，水化学组成相对复杂，离子含量变化较大；而随着深度的增加，孔隙水受外界干扰逐渐减小，水化学组成逐渐趋于稳定。例如，在某孔隙水采样点，浅层（0-10m）孔隙水中Na⁺含量变化范围为[浅层Na⁺含量范围]mg/L，Cl⁻含量变化范围为[浅层Cl⁻含量范围]mg/L；而在深层（20-30m）孔隙水中，Na⁺含量相对稳定，平均为[深层Na⁺含量]mg/L，Cl⁻含量平均为[深层Cl⁻含量]mg/L。3.5水化学特征的时间变化3.5.1季节性变化对德江县露青坝地区岩溶地下水在丰水期和枯水期的水化学数据进行对比分析，发现其水化学特征存在明显的季节性变化。在主要离子含量方面，丰水期地下水中Ca²⁺、Mg²⁺、HCO₃⁻等主要离子浓度相对较低。这是因为丰水期降水充沛，大量降水通过岩溶通道快速补给地下水，对地下水中的离子起到了稀释作用。以Ca²⁺为例，丰水期Ca²⁺的平均含量为[丰水期Ca²⁺平均值]mg/L，而枯水期Ca²⁺的平均含量为[枯水期Ca²⁺平均值]mg/L，枯水期含量明显高于丰水期。HCO₃⁻在丰水期的平均含量为[丰水期HCO₃⁻平均值]mg/L，枯水期为[枯水期HCO₃⁻平均值]mg/L，同样呈现出枯水期高于丰水期的趋势。这表明丰水期降水的稀释作用对主要离子浓度有显著影响。相反，SO₄²⁻和Cl⁻在部分采样点的浓度在枯水期相对较低。这可能是由于丰水期地表径流增大，将地表的一些含SO₄²⁻和Cl⁻的物质带入地下水中，导致丰水期这两种离子的浓度升高。而在枯水期，地表径流减少，这种带入作用减弱，同时地下水在流动过程中与岩石的相互作用相对稳定，使得SO₄²⁻和Cl⁻的浓度相对降低。例如，在某采样点，丰水期SO₄²⁻的浓度为[丰水期SO₄²⁻浓度]mg/L，枯水期为[枯水期SO₄²⁻浓度]mg/L，丰水期浓度明显高于枯水期。水化学类型也随季节发生变化。在丰水期，水化学类型相对较为单一，主要以HCO₃-Ca型和HCO₃-Ca・Mg型为主。这是因为丰水期降水的稀释作用使得地下水中其他离子的相对含量降低，碳酸盐岩溶解产生的Ca²⁺、Mg²⁺和HCO₃⁻占据主导地位。而在枯水期，由于地下水与岩石的接触时间增长，溶蚀作用增强，以及可能受到人类活动的影响，水化学类型变得更为复杂。除了HCO₃-Ca型和HCO₃-Ca・Mg型外，还出现了HCO₃・SO₄-Ca・Mg型、HCO₃・Cl-Ca・Mg型等水化学类型。在一些受人类活动影响较大的区域，枯水期地下水中SO₄²⁻和Cl⁻的含量增加，导致水化学类型发生改变。pH值在丰水期和枯水期也存在差异。丰水期由于降水的稀释作用，pH值相对较低，平均pH值为[丰水期pH平均值]，整体仍呈弱碱性。枯水期pH值相对较高，平均pH值为[枯水期pH平均值]。这是因为枯水期地下水与岩石的溶蚀作用增强，地下水中HCO₃⁻的含量相对增加，HCO₃⁻的水解作用使溶液的碱性增强，从而导致pH值升高。3.5.2年际变化收集德江县露青坝地区多年的岩溶地下水水化学监测数据，对其年际变化趋势进行分析。结果显示，在过去[X]年中，地下水中的一些离子含量呈现出一定的变化趋势。Ca²⁺和Mg²⁺的含量总体上较为稳定，但在个别年份出现了波动。例如，在[具体年份1]，由于当年降水偏少，地下水的蒸发浓缩作用增强，Ca²⁺和Mg²⁺的含量相对升高；而在[具体年份2]，降水偏多，对地下水的稀释作用明显，Ca²⁺和Mg²⁺的含量相对降低。HCO₃⁻的含量也随降水的年际变化而波动，降水较多的年份，HCO₃⁻含量相对较低，这是因为降水的稀释作用导致其浓度降低；而降水较少的年份，HCO₃⁻含量相对较高，主要是由于地下水与岩石的溶蚀作用相对增强。近年来，随着德江县经济社会的发展，人类活动对岩溶地下水的影响逐渐显现，导致部分离子含量发生变化。SO₄²⁻和NO₃⁻的含量在一些区域呈现出上升趋势。这主要是由于工业废水排放中含有较高浓度的SO₄²⁻，以及农业活动中大量使用含硫和含氮的肥料，这些物质通过地表径流和土壤渗透进入地下水，使得地下水中SO₄²⁻和NO₃⁻的含量增加。在一些工业集中区附近的采样点，SO₄²⁻的含量从[起始年份SO₄²⁻含量]mg/L上升到[结束年份SO₄²⁻含量]mg/L，增长趋势明显；在农业活动频繁的区域，NO₃⁻的含量也有不同程度的升高。水化学类型也受到人类活动的影响发生改变。在一些受污染较为严重的区域，原本以HCO₃-Ca型和HCO₃-Ca・Mg型为主的水化学类型，逐渐向HCO₃・SO₄-Ca・Mg型、HCO₃・NO₃-Ca・Mg型等复杂类型转变。这表明人类活动对岩溶地下水的化学组成产生了显著影响，改变了地下水的水化学特征和演化趋势，需要引起高度重视，加强对地下水的保护和监测。四、岩溶地下水形成机制分析4.1岩石风化与溶蚀作用4.1.1碳酸盐岩溶解平衡碳酸盐岩是德江县露青坝地区岩溶地下水形成的物质基础，其主要成分碳酸钙（CaCO₃）和碳酸镁（MgCO₃）在地下水的溶蚀作用下发生溶解，对地下水的化学组成起着关键作用。以碳酸钙为例，其溶解过程涉及一系列化学反应，主要反应式如下：CaCO_{3(s)}\rightleftharpoonsCa^{2+}_{(aq)}+CO_{3}^{2-}_{(aq)}CO_{2(g)}+H_{2}O_{(l)}\rightleftharpoonsH_{2}CO_{3(aq)}H_{2}CO_{3(aq)}\rightleftharpoonsH^{+}_{(aq)}+HCO_{3}^{-}_{(aq)}H^{+}_{(aq)}+CO_{3}^{2-}_{(aq)}\rightleftharpoonsHCO_{3}^{-}_{(aq)}总反应式为：CaCO_{3(s)}+CO_{2(g)}+H_{2}O_{(l)}\rightleftharpoonsCa^{2+}_{(aq)}+2HCO_{3}^{-}_{(aq)}在上述反应中，碳酸钙在水中存在溶解平衡，当水中二氧化碳含量增加时，会促进碳酸的形成，进而增加氢离子浓度，使碳酸根离子与氢离子结合形成碳酸氢根离子，打破碳酸钙的溶解平衡，促使碳酸钙不断溶解，释放出钙离子和碳酸氢根离子进入地下水中。同理，碳酸镁（MgCO₃）的溶解过程与碳酸钙类似，其反应式为：MgCO_{3(s)}+CO_{2(g)}+H_{2}O_{(l)}\rightleftharpoonsMg^{2+}_{(aq)}+2HCO_{3}^{-}_{(aq)}这些溶解反应的平衡受到多种因素的影响，温度升高会加快反应速率，在一定程度上促进碳酸盐岩的溶解；压力的变化也会对溶解平衡产生影响，例如在深部地下水环境中，较高的压力可能会抑制二氧化碳的逸出，从而有利于碳酸盐岩的溶解。水中其他离子的存在也会通过离子强度、离子交换等作用影响碳酸盐岩的溶解平衡。当水中存在大量的钠离子、钾离子等阳离子时，可能会与碳酸钙溶解产生的钙离子发生离子交换作用，影响碳酸钙的溶解和沉淀过程。4.1.2水岩相互作用过程在德江县露青坝地区，地下水与岩石之间的相互作用是一个复杂的物理化学过程，主要包括溶解、沉淀、离子交换等作用。当降雨或地表水通过岩溶通道渗入地下后，首先与岩石表面接触。地下水中通常含有一定量的二氧化碳，这是由于大气中的二氧化碳溶解于水中，以及土壤中微生物分解有机物产生的二氧化碳也会进入地下水。这些二氧化碳使地下水具有一定的酸性，增强了其对岩石的溶蚀能力。在水岩接触初期，地下水主要对碳酸盐岩进行溶解作用。如前文所述的碳酸钙和碳酸镁的溶解过程，地下水中的碳酸与碳酸盐岩发生反应，将岩石中的钙离子、镁离子和碳酸氢根离子等溶解到水中，使得地下水中这些离子的浓度逐渐增加。随着水岩相互作用的持续进行，当地下水中某些离子的浓度达到一定程度时，沉淀作用可能会发生。例如，当水中的钙离子和碳酸氢根离子浓度过高，且环境条件发生变化（如温度升高、压力降低或二氧化碳逸出）时，会导致碳酸氢钙发生分解，重新生成碳酸钙沉淀，反应式为：Ca(HCO_{3})_{2(aq)}\rightleftharpoonsCaCO_{3(s)}+CO_{2(g)}+H_{2}O_{(l)}这种沉淀作用在溶洞中形成石钟乳、石笋、石柱等次生化学沉积地貌。在一些溶洞的顶部，含有碳酸氢钙的地下水缓慢滴落，随着二氧化碳的逸出和水分的蒸发，碳酸氢钙分解，碳酸钙逐渐沉淀，日积月累形成石钟乳；而滴落到洞底的水滴，同样由于上述反应，碳酸钙在洞底逐渐堆积形成石笋，当石钟乳和石笋生长连接在一起时，就形成了石柱。离子交换也是水岩相互作用的重要过程之一。岩石颗粒表面通常带有一定的电荷，能够吸附地下水中的某些离子。当水中的离子浓度发生变化时，离子交换作用就会发生。在阳离子交换过程中，岩石表面吸附的钠离子、钾离子等可能会与地下水中的钙离子、镁离子发生交换，导致地下水中阳离子组成的改变。这种离子交换作用不仅影响地下水的化学组成，还会对岩石的物理性质产生一定影响，改变岩石的孔隙结构和透水性。4.1.3溶蚀作用对水化学特征的影响溶蚀作用是塑造德江县露青坝地区岩溶地下水水化学特征的关键因素，对地下水的离子组成和水化学类型产生了深远影响。在离子组成方面，溶蚀作用使得地下水中的钙离子（Ca²⁺）、镁离子（Mg²⁺）和碳酸氢根离子（HCO₃⁻）成为主要离子成分。如前所述，碳酸盐岩的溶解源源不断地向地下水中释放Ca²⁺、Mg²⁺和HCO₃⁻，导致这些离子在地下水中占据主导地位。在研究区的大部分采样点，Ca²⁺和Mg²⁺的含量相对较高，是构成地下水硬度的主要阳离子，其浓度的高低直接影响地下水的硬度大小。HCO₃⁻作为主要阴离子，不仅决定了地下水的碱度，还在维持地下水的酸碱平衡中发挥着重要作用。溶蚀作用还对地下水的水化学类型产生了决定性影响。由于溶蚀作用使Ca²⁺、Mg²⁺和HCO₃⁻成为主要离子，因此研究区岩溶地下水的水化学类型主要为HCO₃-Ca型、HCO₃-Ca・Mg型等。在以石灰岩为主的区域，溶蚀作用主要产生Ca²⁺和HCO₃⁻，形成