劉子琦，張乾柱，熊康寧

（1.西南大學(xué) 地理科學(xué)學(xué)院，重慶400715；2.貴州師范大學(xué) 中國南方喀斯特研究院，貴陽550010；3.貴州省喀斯特山地生態(tài)環(huán)境國家重點實驗室培育基地，貴陽550001）

利用洞穴沉積物系統(tǒng)反演石漠化演變思想，源于近年來國內(nèi)外學(xué)者對于全球環(huán)境變化的研究。自O(shè)′Neil等人和Hendy系統(tǒng)地提出以洞穴碳酸鹽及其氧同位素來重建古氣候的方法以來，國內(nèi)外學(xué)者先后實現(xiàn)了利用洞穴喀斯特沉積物、海洋沉積、極地冰芯、黃土、湖泊沉積、泥炭、孢粉、樹輪、古人類古生物化石群等載體研究古環(huán)境演變。作為石漠化治理工作的基礎(chǔ)，石漠化發(fā)生、演化過程中自然與人為因素各自所占比重大小在學(xué)術(shù)界中尚無明確的定論。雖然現(xiàn)階段進(jìn)行的有關(guān)石漠化地區(qū)的土壤動物、植物群落監(jiān)測等，能夠?qū)崿F(xiàn)短時間尺度的石漠化程度評價，但這一方法對于過去幾百年、幾千年內(nèi)，長時間尺度的石漠化演化并不適用。石漠化治理工作長期處于對過去石漠化歷史背景、未來石漠化演化方向缺乏認(rèn)知的狀態(tài)，這樣無法從根本上指導(dǎo)石漠化治理工作，更不能對石漠化治理工作的實效做出合理的判斷?？λ固厥鳛槿颦h(huán)境變化背景下的一種重要的環(huán)境，必然可以通過參考古環(huán)境演變的研究方法和對象，研究伴隨著全球環(huán)境變化的喀斯特地區(qū)石漠化發(fā)生、發(fā)展過程。同時喀斯特地區(qū)獨特的地下洞穴發(fā)育系統(tǒng)，形成了豐富的洞穴沉積物（石筍、石鐘乳等），記錄了地表氣候、環(huán)境的演變過程，國內(nèi)外學(xué)者在這些方面取得了眾多研究成果，但是利用洞穴沉積物反演地表石漠化環(huán)境的研究甚少。本文在總結(jié)利用洞穴系統(tǒng)指示地表環(huán)境研究成果的基礎(chǔ)上，分析洞穴系統(tǒng)在石漠化發(fā)展、演化方面的應(yīng)用意義，并提出以后理論探索過程中面臨的問題。

1 石漠化成因及洞穴記錄機理

喀斯特石漠化是在喀斯特脆弱生態(tài)環(huán)境下，人類不合理的社會經(jīng)濟(jì)活動，造成人地矛盾突出、植被破壞、水土流失、巖石逐漸裸露、土地生產(chǎn)力衰退喪失，地表在視覺上呈現(xiàn)類似于荒漠景觀的演變過程［1］。中國西南喀斯特區(qū)作為世界三大連片喀斯特分布的區(qū)域之一，擁有中國乃至世界熱帶、亞熱帶面積最大的喀斯特地貌，因其脆弱的生態(tài)環(huán)境，在全國生態(tài)分區(qū)時被冠以“旱性喀斯特生態(tài)系統(tǒng)”及“喀斯特脆弱生態(tài)區(qū)”等名稱［2－3］。在與石漠化發(fā)生、演化過程有關(guān)的眾多因素之中，地質(zhì)背景、構(gòu)造作用為喀斯特石漠化發(fā)生提供了巖石裸露及水動力基礎(chǔ)［4－6］，氣候條件則是影響喀斯特發(fā)生的重要因素［7］，人為活動對地表植被的破壞，導(dǎo)致生態(tài)系統(tǒng)功能下降、水土流失加劇、巖石裸露率增大，最終引起石漠化程度加劇［8］?？偨Y(jié)石漠化發(fā)育的自然和人為因素，將其成因分為降雨、溫度、大氣成分、土壤狀況及植被條件，其中植被破壞、水土流失導(dǎo)致巖石裸露，是石漠化發(fā)育的基本因素。自然因素溫度、降雨條件通過影響植被生長而作用于石漠化發(fā)育。受人類活動與自然因素共同作用的大氣成分（尤其是大氣中溫室氣體含量），則通過改變氣候因子影響石漠化發(fā)育（圖1）。

自然因素的變化對石漠化的形成有一定影響，在大部分情況下其為影響植被生長的主要因素，當(dāng)人類活動的破壞成為主要影響因素時，干旱的氣候條件也對人類活動造成的石漠化起到了促進(jìn)作用，并且難以恢復(fù)；在濕潤的氣候條件下，能很快修復(fù)人類活動造成的石漠化。地表環(huán)境信息記錄在洞穴沉積物中，而經(jīng)歷降雨、溶解及沉積3個階段（圖1）。降雨量描述了地表干濕狀況，降雨成分與大氣成分溶解有關(guān)，二者為巖溶輸入的本底值。之后，降雨經(jīng)過洞穴上覆頂板成為巖溶水，植被與土壤條件差異在此作用于巖溶系統(tǒng)，此階段也為地表石漠化環(huán)境信息輸入階段。運移過程中巖溶水與基巖的相互作用，洞穴滴水“脫氣”沉積，二者均對洞穴沉積物環(huán)境信息解譯有重要影響。

圖1 石漠化成因與洞穴記錄耦合機制

2 喀斯特石漠化記錄中洞穴環(huán)境替代指標(biāo)理論基礎(chǔ)

洞穴沉積物記錄地表環(huán)境信息經(jīng)歷降雨、溶解及沉積3個階段。地表石漠化環(huán)境信息主要在巖溶水溶解階段輸入洞穴系統(tǒng)，同時外界環(huán)境信息在降雨階段的輸入及沉積階段的化學(xué)變化影響著石漠化信息在洞穴沉積物中的提取，因此，系統(tǒng)研究各指標(biāo)環(huán)境意義及影響因素是各學(xué)者競相追逐的熱點。目前，洞穴系統(tǒng)中，氧同位素對地表環(huán)境反應(yīng)的研究理論已經(jīng)漸近成熟；由于影響因素復(fù)雜，碳同位素研究較為滯后，多數(shù)學(xué)者在利用碳同位素反映地表植被狀況時，往往與同時期的氧同位素做對比分析；同時，洞穴微量元素的環(huán)境替代指標(biāo)作用研究薄弱，處于探索階段；洞穴滴水地球化學(xué)特征及水文條件，不僅影響洞穴沉積物地球化學(xué)特征的變化，同時對分析洞穴沉積物中碳氧同位值在空間和時間上的變化均具有重要的意義。應(yīng)用洞穴系統(tǒng)記錄地表石漠化的研究主要集中在同位素方面，洞穴沉積物微量元素能反映地表環(huán)境信息，但其在喀斯特石漠化研究中無直接應(yīng)用。

2.1 同位素研究

2.1.1 氧同位素研究 氧同位素在碳酸鹽與母液之間達(dá)到平衡分餾時，其碳酸鹽氧同位素值受沉積時母液值及環(huán)境溫度控制［9－10］，即洞穴石筍 δ18O 值與洞穴滴水δ18O值及洞穴溫度有關(guān)。

洞穴溫度代表了當(dāng)?shù)氐乇淼哪昶骄鶜鉁兀?1］，因此，如果能夠測定洞穴沉積物和滴水δ18O值，即可獲得洞穴溫度，進(jìn)而達(dá)到重建古氣候環(huán)境的目的［12］。加之洞穴石筍分布廣泛、保存良好等特點，在之后相當(dāng)長的時間內(nèi)大量學(xué)者運用洞穴石筍δ18O值重建過去環(huán)境變化，并取得了部分開創(chuàng)性的成果［13－15］。同時，通過同時期洞穴石筍與深海有孔蟲、珊瑚記錄及太陽輻射進(jìn)行對比分析，驗證了利用石筍δ18O值重建古氣候的可靠性［15－16］。測年技術(shù)的發(fā)展，為利用洞穴次生碳酸鹽沉積物高分辨率記錄古氣候環(huán)境變化提供可能［17－18］。

同時有學(xué)者認(rèn)為，全新世以來的年平均氣溫變化較小，低于2℃，通常研究中忽略由此引起的δ18O值的微量變化［19］，因此，洞穴石筍δ18O值主要受洞穴滴水δ18O值影響，洞穴滴水δ18O值又受制于年平均氣溫、當(dāng)?shù)啬杲涤炅考敖邓畾鈭F(tuán)δ18O值。北半球雨水δ18O值與年平均氣溫表現(xiàn)出正相關(guān)性，相關(guān)關(guān)系為：δ18OH2O＝0.28T－11.49［20］，與此帶來的δ18O值變化與石筍沉積時溫度對其的影響抵消，即洞穴沉積物中δ18O值反映的是當(dāng)時的降雨信息［19－21］。在對降雨δ18O值與降雨量之間存在的關(guān)系研究中發(fā)現(xiàn)，降雨δ18O值表現(xiàn)出溫度效應(yīng)、緯度效應(yīng)、海拔效應(yīng)、大陸效應(yīng)及降雨量效應(yīng)等［22］。

早期利用石筍δ18O值研究更新世晚期冰期旋回時，對Milankovitch理論所持有的太陽輻射是引起冰消的主要因素提出質(zhì)疑［23］，同時熱帶輻合帶的遷移及太陽輻射的年際波動，制約著季風(fēng)氣候區(qū)大氣環(huán)流強度，表現(xiàn)出降雨源與降雨量的變化，記錄在該區(qū)域洞穴石筍δ18O值曲線中［24－25］。對亞洲季風(fēng)系統(tǒng)的研究，增強了學(xué)者對于千年甚至百年尺度環(huán)境變化的理解，闡明了地表干濕狀況與東亞季風(fēng)、太陽輻射等因素之間的氧同位素聯(lián)系［24，26－29］。

上述利用洞穴次生沉積物δ18O值研究地表古氣候與環(huán)境成果顯著，理論成熟，尤其是在定年技術(shù)的支持下，能夠高分辨率地解讀不同時期冷暖、干濕狀況，這就為我們分析喀斯特石漠化發(fā)生、演化的自然因素提供了古氣候環(huán)境方面的信息。

2.1.2 碳同位素研究 在喀斯特動力學(xué)系統(tǒng)中，伴隨著全球水循環(huán)，碳元素也在不斷發(fā)生遷移，地表水和降水在經(jīng)過大氣、土壤時，吸收了其中的CO2，具有一定的溶蝕力，穿過基巖時溶解碳酸巖，下滲到洞穴后，由于洞穴溫度、CO2濃度差異及液滴表面積的變化，引起洞穴滴水中CO2析出，形成過飽和狀態(tài)的碳酸鹽溶液，形成洞穴碳酸鈣沉積物，經(jīng)分析，洞穴碳酸鹽沉積物中碳元素有3個方面的來源：降水中溶解的大氣CO2、土壤生物成因CO2以及碳酸鹽基巖中碳元素。其中，降水中溶解的大氣CO2分為雨水降落到地面和滴落在洞底形成碳酸鹽沉積物兩個階段；土壤成因CO2則包含了植物根呼吸出的CO2以及有機體降解釋放出的CO2。在以上三種來源中，降水中溶解的大氣CO2和碳酸鹽基巖中的δ13C值在一定時間內(nèi)是固定的，分別為－7‰，0～＋1‰，因此，在不考慮二者對洞穴碳酸鹽沉積物δ13C值影響的前提下，洞穴碳酸鹽沉積物δ13C值的變化主要受土壤成因CO2δ13C值的影響。

以Cerling等為代表的土壤同位素專家論證了土壤中δ13C值在研究古環(huán)境變化中的重要作用。在對一些地區(qū)的現(xiàn)代土壤δ13C及上覆植被類型對比分析時發(fā)現(xiàn)，土壤δ13C能夠較好地反映地表植被類型，原理如下：由于自然狀態(tài)下12CO2鍵比13CO2易破裂，植物在光合作用中植物組織優(yōu)先吸收12CO2，同時12CO2優(yōu)先被分解轉(zhuǎn)移到磷酸甘油酸中，殘余的13CO2通過呼吸作用排出。不同類型植被的固碳能力有差異，導(dǎo)致其具有不同的δ13C值，研究表明，C3植物（喬本樹木及大部分的灌木等）δ13C值大致在－32‰～－23‰之間，平均值約為－26.0‰；C4植物（牧草、小米、玉米、高粱等）δ13C值大致在－14‰～－8‰之間，平均值約為－13‰，因此，土壤中δ13C值反映了上覆C3與C4植被比例分配。

也就是說洞穴碳酸鹽沉積物δ13C值，可以間接反映不同氣候條件下的C3與C4植被比例分配。高溫濕熱的氣候條件下C3植物發(fā)育，洞穴碳酸鹽沉積物中δ13C較輕；干冷條件下C4植物發(fā)育，則形成的洞穴碳酸鹽沉積物中δ13C較重；但是，在氣候極度干冷的條件下，任何植物都難以生存，此時形成的洞穴碳酸鹽沉積物中δ13C值接近于大氣。李紅春等在對北京石花洞石筍進(jìn)行δ13C與δ18O對比分析時，證實了古氣候變化引起的植被類型改變所帶來的石筍δ13C值的變化［30］。

然而，由于洞穴沉積物δ13C值來源眾多，影響因素復(fù)雜，平衡反應(yīng)機理歷來是學(xué)者關(guān)注的重點問題。Hendy將CaCO3溶解過程分為開發(fā)體系和封閉體系，并用公式和模型詳細(xì)闡述了碳同位素在二者環(huán)境下的平衡分餾過程［31］，在此基礎(chǔ)之上，Salomons等人給出了溶液碳同位素的計算公式：

其中，［CO2］aq、［］、［］分別為溶解CO2、碳酸氫根離子、碳酸根離子濃度；δ13CCOaq，2為以上三種含碳形態(tài)的δ13C值。在已知碳酸鹽體系中化學(xué)平衡常數(shù)和碳同位素平衡分餾系數(shù)及土壤CO2δ13C值的前提下，可以根據(jù)平衡條件下三種含碳離子濃度來計算土壤溶液中的δ13C值，而這三種含碳離子濃度可以通過土壤CO2及p H值來計算。

在喀斯特開發(fā)系統(tǒng)中，即CO2供應(yīng)充足的條件下，碳酸鹽的δ13C值較大程度上取決于土壤CO2的δ13C值，此時，碳酸鹽的δ13C值按照式（3）計算：

其中∈CO2－CaCO3表示CO2與CaCO3間的分餾系數(shù)，據(jù)Fried man等的研究成果，在15℃和25℃下，∈CO2—CaCO3分別為－11.8‰和－10.36‰，在已知土壤CO2的平均值時，便可以求得在平衡分餾條件下形成的沉積物δ13C值與測得的沉積物δ13C值，從而可以推斷該沉積物是否在平衡分餾條件下形成，并決定其是否能夠作為環(huán)境替代指標(biāo)。

但是動態(tài)平衡條件下，Ca CO3的δ13C值還受到溶液CO2分壓、土壤CO2的13C值以及溫度等變化的影響，使洞穴沉積物中碳同位素作為環(huán)境替代指標(biāo)的研究變得更為困難。即使是在同一洞穴中，不同的滴水點下形成的現(xiàn)代沉積物13C值，受到滴水點水動力條件的影響，也不能完全正確地反映地表環(huán)境變化［32］。李彬等人對桂林地區(qū)洞穴滴水、沉積物碳同位素研究時發(fā)現(xiàn)，開放喀斯特系統(tǒng)中，CO2供應(yīng)充足，喀斯特水與母巖的作用時間不長的條件下，形成的洞穴碳酸鹽沉積物δ13C值，才能夠作為環(huán)境替代指標(biāo)［33］。雖然近年來，碳同位素研究已經(jīng)引起廣大學(xué)者的廣泛關(guān)注［34－35］，但是由于研究理論尚未成熟，無論考究碳同位素與地表環(huán)境，還是與溫度、降雨量的關(guān)系時，往 往 要 借 助 氧 同 位 素 作 為 媒 介［30，33，36－38］。因此，將洞穴沉積物13C值作為地表環(huán)境變化的指標(biāo)時，首先要對其可行性進(jìn)行分析，從而選擇正確的洞穴沉積物作為研究對象。

2.1.3 地表石漠化的同位素研究 在“CO2—H2O—CaCO3”喀斯特動力系統(tǒng)理論的支持下［39］，已經(jīng)有學(xué)者開展了這方面的研究。其中，黎廷宇［35］對不同植被類型下洞穴系統(tǒng)中穩(wěn)定性同位素與地球化學(xué)特征時空演變規(guī)律做了系統(tǒng)性研究，但并沒有對其進(jìn)行石漠化等級劃分；劉子琦［34］利用洞穴化學(xué)指標(biāo)體系對貴州中西部近現(xiàn)代石漠化成因及趨勢做了試探性研究，通過石筍、鵝管δ13C、δ18O等記錄反演了過去800 a的氣候條件與石漠化狀況，發(fā)現(xiàn)人類活動對石漠化發(fā)生、演化起到了至關(guān)重要的作用，通過3個洞穴沉積物δ13C、δ18O值的對比分析，發(fā)現(xiàn)在石漠化等級發(fā)生強烈的地區(qū)，地表植被往往較差、土壤層薄，洞穴沉積物δ13C值更多地表現(xiàn)出大氣與基巖δ13C特征值，從而形成δ13C值偏重，同時δ18O值偏重的干旱環(huán)境下更易發(fā)生石漠化（圖2）［40］。

圖2 貴州中西部洞穴碳酸鈣樣品中碳氧同位素關(guān)系圖［40］

2.2 常量、微量元素研究

洞穴次生沉積物中元素成分主要是由洞穴滴水形成時喀斯特水下滲過程中引起的上覆土壤及母巖的淋溶作用形成的，其含量變化一方面取決于土壤及母巖中元素含量，另一方面受制于元素遷移過程中的變化。而元素遷移則受到地表環(huán)境（溫度、p H等）、遷移路徑以及在上覆母巖中滯留時間的影響，這種影響主要體現(xiàn)在不同地表環(huán)境元素在液相和固相的分配系數(shù)的不同。

研究表明，Mg在水和方解石之間的分配系數(shù)（DMg）與溫度成正相關(guān)［41－42］，有學(xué)者試圖尋找 Mg／Ca比值與洞穴溫度的關(guān)系，發(fā)現(xiàn)洞穴沉積物中Mg／Ca正比于洞穴溫度［41，43］。同時也有學(xué)者指出 Mg／Ca比值的年際內(nèi)變化，主要與季節(jié)性溫度變化有關(guān)［44］，雖然洞穴溫度變化同樣會引起洞穴滴水與沉積物之間 Mg分配系數(shù)DMg的差異（25℃時為0.031；15℃時為0.019）［45］，但這種微小差異（1℃僅為0.000 6）不足于影響洞穴滴水與沉積物之間Mg／Ca比值的差異，因此洞穴洞穴沉積物中Mg／Ca可以直接反映滴水中 Mg／Ca值［46］。

由于方解石與白云石之間的溶解度差異，致使Mg、Ca在不同溶解階段具有不同的比值，尤其是干旱季節(jié)水分滯留時間長，在水分到達(dá)洞穴形成洞穴滴水之前，Ca CO3優(yōu)先沉積，致使Mg／Ca比值升高，在一定程度上反映了洞穴滴水在基巖中的滯留時間［47］。隨著對洞穴滴水研究的深入，有學(xué)者發(fā)現(xiàn)洞穴滴水中Mg／Ca比值在很大程度上受制于干濕條件的變化［48］。但是，究竟滴水中Mg／Ca比值反映的是水流的滯留時間，還是外界干濕條件，要根據(jù)研究地區(qū)長期洞穴監(jiān)測結(jié)果來推斷［46］。

有學(xué)者指出，Sr在洞穴滴水與次生沉積物中的分配系數(shù)不受溫度影響，利用Mg與Sr的化學(xué)特性，可以將洞穴次生沉積物中Mg／Sr比值作為溫度替代指標(biāo)［43］。國內(nèi)學(xué)者對洞穴沉積物微量元素的環(huán)境意義研究時發(fā)現(xiàn)，Mg／Ca、Mg／Sr主要受制于溫度變化，在一定條件下反映地表環(huán)境的突變現(xiàn)象［33，41－42，48］。

洞穴沉積物中微量元素的研究，在一定程度上可以與碳、氧同位素指標(biāo)作為對比，作為反演地表喀斯特石漠化的佐證，但其直接在石漠化記錄研究中的應(yīng)用卻無人問津。

2.3 洞穴滴水研究

目前有關(guān)洞穴系統(tǒng)指示地表環(huán)境的研究對象主要為在洞穴沉積物，指標(biāo)選擇多為同位素及各種常量、微量元素。其中δ18O能夠反映沉積時溫度和降水的變化，且理論已漸進(jìn)成熟；δ13C已經(jīng)被論證可用于反映地表環(huán)境狀況，但由于其影響因素復(fù)雜，所選樣品應(yīng)經(jīng)充分論證。經(jīng)以往學(xué)者研究，洞穴石筍沉積物的物質(zhì)來源于洞頂?shù)亩囱ǖ嗡?，因此為了利用洞穴沉積物進(jìn)行高分辨率氣候—環(huán)境信息解譯，國內(nèi)外學(xué)者在早期就對洞穴滴水中的同位素及微量元素展開了相關(guān) 研 究［32，47，49－51］。 洞 穴 滴 水 中 物 質(zhì) 組 成 則 依 賴于降雨、大氣以及上覆基巖與土壤，即溶解有大氣中CO2的降雨到達(dá)地面后，對基巖和土壤進(jìn)行溶蝕、淋濾和搬運，經(jīng)過喀斯特裂隙進(jìn)入喀斯特洞穴系統(tǒng)成為洞穴滴水。此過程中，來源于大氣降水的洞穴滴水?dāng)y帶了豐富的氣候信息，對氣候與地表生態(tài)環(huán)境的變化的響應(yīng)敏感，這種響應(yīng)存在不同程度的時間差，隨基巖厚度、裂隙發(fā)育程度等的變化而不同。對洞穴滴水地球化學(xué)特征進(jìn)行長時間尺度地定點、定時檢測，并結(jié)合同步氣候變化觀察、記錄資料，能夠推測出洞穴滴水對地表環(huán)境的響應(yīng)機制，從而找出對地表環(huán)境響應(yīng)強烈的滴水點下形成的石筍，達(dá)到通過石筍記錄推測古代地表變化的目的。

洞穴滴水受到不同來源水、洞穴頂板空隙、裂隙水等的影響，具有不同的水動力作用過程，表現(xiàn)出對降雨響應(yīng)時間的差異，從而造成對喀斯特次生沉積物記錄指標(biāo)的影響，是喀斯特次生沉積記錄指標(biāo)解譯的基礎(chǔ)。對洞穴滴水展開長期、系統(tǒng)性的監(jiān)測工作為數(shù)不多，王新中、班風(fēng)梅等人在對北京石花洞長達(dá)一個水文年的觀測過程中，指出常年滴水點和季節(jié)滴水點，在旱季轉(zhuǎn)雨季的初期，都具有較長時間的降雨響應(yīng)時間，長達(dá)1～3個月，之后當(dāng)土壤水含量達(dá)到一定程度后，響應(yīng)時間主要受制于巖層厚度及供水通道的通透性。周運超等對洞穴滴水在形成過程中由于水—土、水—巖作用所帶來的元素含量變化，做了系統(tǒng)性研究，揭示了洞穴滴水的水文地球化學(xué)過程。在水文年雨季之初形成的洞穴滴水，往往包含通過快速運移管道輸出的當(dāng)季降雨和存在于巖層中被“活塞效應(yīng)”推動形成的“老水”，是影響洞穴沉積物的高分辨率解譯的一個重要因素。

滴水Ca2＋主要源于水分對洞穴上覆巖層的碳酸巖的溶解作用，溶解Ca2＋含量主要取決于降雨從土壤中所攜帶的CO2含量，而土壤生物來源CO2含量具有明顯的季節(jié)性變化，受其影響，滴水Ca2＋含量雨季明顯高于旱季［52－54］。土壤中的碳酸巖鹽，在雨季隨滲流向下淋溶，而在旱季則隨著毛管水向上移動，譚明［55］在土壤淋溶實驗中發(fā)現(xiàn)，土壤中碳酸鹽結(jié)合態(tài)Mg含量較高的條件下，如果氣候干濕交替現(xiàn)象明顯，往往在雨季之初形成 Mg2＋的“再生峰”，隨著降雨量的減少，不同滴水點Mg2＋信號的持續(xù)時間存在差異，主要受水分運移過程中的通道長度影響［2］。洞穴滴水中多源于土壤石膏的溶解，其淋溶往往伴隨著Ca2＋濃度的增加［56］。水文年雨季初期降雨所攜帶的土壤有機質(zhì)，往往形成石筍中的“暗色層”，Ca2＋含量少，沉積速度慢；之后，隨著降雨量的增加，土壤CO2含量提高，溶解Ca2＋含量增加，多形成“亮層”微層［57－58］。

洞穴滴水的同位素特征研究中，韓軍在研究桂林洞穴滴水氧同位素、滴速與降雨量之間關(guān)系時發(fā)現(xiàn)，洞穴滴水滴速、滴水氧同位素對降雨量、雨水氧同位的響應(yīng)具有相同的時間效應(yīng)［58］。δ18O值全年波動較大的滴水點，其滴速對降雨量的響應(yīng)、滴水δ18O對雨水δ18O響應(yīng)較快；δ18O值季節(jié)性變化明顯的滴水點，其滴速對降雨量的響應(yīng)、滴水δ18O對雨水δ18O響應(yīng)具有明顯的滯后性。前者頂板覆蓋層較薄，裂隙發(fā)育，因此降雨下滲補給較快；后者則反之。洞穴滴水對降雨響應(yīng)的滯后時間，取決于水分在洞穴地板中的運移途徑，與水分在土壤和巖層中的運移時間相關(guān)。

3 利用洞穴沉積物反演喀斯特石漠化的問題探究

喀斯特石漠化作為全球環(huán)境變化條件下區(qū)域環(huán)境格局的一種特殊狀態(tài)，需要深刻了解其發(fā)展、演化歷史過程，從而為石漠化治理工作提供正確的指導(dǎo)思想，避免不必要的人力、物力浪費?？λ固氐貐^(qū)，尤其是西南喀斯特地區(qū)，具有豐富的喀斯特洞穴系統(tǒng)，對于利用洞穴沉積物反演古氣候的研究提供了良好的載體，因此可以利用喀斯特洞穴系統(tǒng)（石筍、石鐘乳等）反演早期石漠化演變。但是這種方法的借用不等同于照搬，需要探索出一套適用于喀斯特石漠化評價的洞穴指標(biāo)體系。因此，在進(jìn)行研究區(qū)、研究對象、研究指標(biāo)選取時，需要注意以下幾點問題：

（1）喀斯特石漠化疊加了自然因素與人類活動的雙重影響，合理定位不同時期二者所占權(quán)重，掌握石漠化發(fā)生、演化的階段性控制因素，有利于制定合理的石漠化治理目標(biāo)，并對治理成果做出有效地估測。因此在進(jìn)行石漠化發(fā)生影響因素研究時，必須從自然、人為兩個方面入手，通過科學(xué)、合理的研究方法獲取可靠的資料（圖3）。

圖3 利用洞穴指標(biāo)系統(tǒng)反演喀斯特石漠化技術(shù)路線圖

（2）通過洞穴指標(biāo)體系研究地表環(huán)境變化，從而達(dá)到獲取地表石漠化演變的氣候、降雨等自然因素信息的目的。洞穴滴水是洞穴沉積物的直接物質(zhì)來源，因此要利用洞穴沉積物指標(biāo)系統(tǒng)研究地表石漠化，必須首先討論石漠化在現(xiàn)代洞穴滴水中各指標(biāo)的敏感性，選出合適的指示性指標(biāo)，然而在喀斯特動力系統(tǒng)中，降雨—土壤—巖石—滴水過程，洞穴滴水中水文化學(xué)及同位素特征受其在降雨、土壤、巖石3個階段的影響，因此我們需要對洞穴滴水進(jìn)行滴率、電導(dǎo)率、p H等方面的實時監(jiān)測，并對雨水、土壤、巖石、洞穴滴水進(jìn)行元素及同位素分析，將地表土壤成分對洞穴滴水所造成的影響剝離出來，并利用地表石漠化程度與土壤、植被的相關(guān)性特征，最終探討不同石漠化程度在洞穴滴水中的記錄特征。

由于洞穴滴水與沉積物之間存在同位素平衡分餾、元素分配系數(shù)的差異，因此地表石漠化狀況的洞穴指標(biāo)體系在洞穴沉積物中的運用，并不能一蹴而就、完全照搬，需要對洞穴滴水飽和度、元素分配、同位素平衡分餾進(jìn)行系統(tǒng)、科學(xué)地論證，扣除沉積物形成時各指標(biāo)的偏差，從而尋找出準(zhǔn)確的石漠化替代性指標(biāo)。

（3）人類活動作為石漠化演變的重要驅(qū)動力，對石漠化的發(fā)生起著誘導(dǎo)、甚至控制作用。我們需要從歷史文獻(xiàn)的角度出發(fā)，研究不同時代石漠化地區(qū)的包括土地開荒、伐木建設(shè)及燃料結(jié)構(gòu)等方面的信息，從而分析石漠化發(fā)生的人為因素。

4 結(jié)論

（1）地表環(huán)境信息記錄在洞穴沉積物中，經(jīng)歷降雨、溶解及沉積3個階段，地表石漠化環(huán)境信息主要在巖溶水溶解階段輸入洞穴系統(tǒng)，同時外界環(huán)境信息在降雨階段的輸入及沉積階段的化學(xué)變化影響著石漠化信息在洞穴沉積物中的提取。

（2）有關(guān)洞穴沉積系統(tǒng)的研究表明，利用洞穴沉積物來反演地表環(huán)境狀況理論已漸進(jìn)成熟，且已有學(xué)者運用洞穴沉積物的δ18O與δ13C值反演喀斯特石漠化，盡管 Mg／Ca、Mg／Sr等指標(biāo)為氧、碳同位素記錄提供了補充、論證，但無人利用其研究喀斯特石漠化。

（3）洞穴滴水作為洞穴沉積物系統(tǒng)的直接來源，進(jìn)行喀斯特石漠化信息解譯必然要在其理論研究基礎(chǔ)上進(jìn)行長期監(jiān)測、分析，然而，這一過程面臨著諸多問題。

［1］ 熊康寧，黎平，周忠發(fā)，等.喀斯特石漠化的遙感—GIS典型研究［M］.北京：地質(zhì)出版社，2002.

［2］ 楊勤業(yè)，李雙成.中國生態(tài)地域劃分的若干問題［J］.生態(tài)學(xué)報，1999，19（5）：596-601.

［3］ 傅伯杰，劉國華，陳利頂，等.中國生態(tài)區(qū)劃方案［J］.生態(tài)學(xué)報，2001，21（1）：1-6.

［4］ 李陽兵，謝德體，魏韓富，等.西南巖溶山地生態(tài)脆弱性研究［J］.中國巖溶，2002，21（1）：25-29.

［5］ 張殿發(fā)，王世杰，周德全.貴州省喀斯特地區(qū)土地石漠化的內(nèi)動力作用機制［J］.水土保持通報，2001，21（4）：1-5.

［6］ 周錦忠，呂英娟.石漠化的成因機理與防治對策［J］.湖南地質(zhì)，2003（1）：43-46.

［7］ 饒懿，王麗麗，趙珂.西南巖溶山區(qū)石漠化成因及其生態(tài)恢復(fù)對策［J］.西華師范大學(xué)學(xué)報：自然科學(xué)版，2004，25（4）：440-443.

［8］ 王世杰，李陽兵，李瑞玲.喀斯特石漠化的形成背景、演化與治理［J］.第四紀(jì)研究，2003，23（6）：657-666.

［9］ Urey H C.The ther modynamic properties of isotopic substances［J］.J.Chem.Soc.，1947：562-581.

［10］ O′neil J R，Clayton，Mayeda，T K.Oxygen isotope fractionation in divalent metal car bonates［J］.J.Chem.Phys.，1969，51（12）：5547-5558.

［11］ Wigley T M L，Brown M C.The physics of caves［M］∥For d T D，Cullingford C H D.The Science of Speleology.London：Academic Press，1976：329-358.

［12］ Epstein S，Mayeda T.Variation ofδ18O content of waters fr om nat ural sources［J］.Geochi mica et Cosmochimnica Acta，1953，4（5）：213-224.

［13］ Hendy C H，Wilson A T.Palaeocli matic data fro m speleothems［J］.Nature，1968，219：48-51.

［14］ Sch warcz H P，Har mon R S.Stable isotope studies of fluid inclusions in speleothems and their paleocli matic significance［J］.Geochi mica et Cos mochemica Acta，1976，40（6）：657-665.

［15］ Tho mpson P，Schwarcz H P，F(xiàn)ord D C.Stable isotope geochemistry，geother mometry，and geochronology of speleothems fro m West［J］.Geological Society of A-merica Bulletin，1976，87（12）：1730-1738.

［16］ Vernekar A D.Long period global variations of incoming solar radiation［J］.Meteorological Monographs，1972，12（34）：1-10.

［17］ Ed wards R L，Chen J H，Wasserburg G J.238U-234U-230Th-232Th systematics and the precise measurement of ti me over the past 500，000 years［J］.Earth and Planetary Science Letters，1986，81（2／3）：175-192.

［18］ Hinrichs J，Schnetger B.A fast method f or the si multaneous deter mination of230Th，234U and235U with isotope dilution sector field ICP-MS［J］.Analyst，1999，124：927-932.

［19］ 李紅春，陳文寄.利用洞穴石筍的δ18O和δ13C重建3 000 a以來北京地區(qū)古氣候和古環(huán)境：石花洞研究系列之三［J］.地質(zhì)地震，1997，19（1）：77-86.

［20］ Rozanski K，Aragus-Aragus L，Gonfiantini R.Isotopic patter ns in moder n global precipitation［M］∥Swart P K.Cli mate Change in Continental Isotopic Records.American Geophysical Union：USA Monograph，1993.

［21］ 張美良，朱曉燕.桂林洞穴滴水及現(xiàn)代碳酸鈣（CaCO3）沉積的碳同位素記錄及其環(huán)境意義［J］.地球?qū)W報，2009，30（5）：634-642.

［22］ Dansgaar d W.Stable isotopes in precipitation［J］.Tellus，1964，16（4）：436-468.

［23］ Winograd I J，Coplen T B，Land wehr J M，et al.Continuous 500，000-year cli mate recor d fro m veincalcitein Devils Hole，Nevada［J］.Science，1992，258（5080）：255-260.

［24］ Wang Fei，Li Hongchun，Zhu Rixiang，et al.Late Quater nar y downcutting rates of the Qianyou River from U／Th speleothem dates，Qinling mountains，China［J］.Quater nary Research，2004，62（2）：194-200.

［25］ Cr uze F W J，Bur ns S J，Kar mann I，et al.Isolationdriven changes in at mospheric circulation over the past 11600 years in subtropical Brazil［J］.Nature，2005，434：63-66.

［26］ Wang Y J，Cheng H，Ed war ds R L，et al.A High-Resolution Absolute-Dated Late Pleistocene Monsoon Recor d fro m Hulu Cave，China［J］.Science，2001，294（5550）：2345-2348.

［27］ Cheng H，Ed war ds R L，Wang Y J，et al.A penultimate glacial monsoon record from Hulu Cave and t wophase glacial ter minations［J］.Geology，20006，34（3）：217-220.

［28］ Johnoson K R，Ingram B L，Warren D S，et al.East Asian su mmer monsoon variability during marine isotope stage 5 based on speleothemδ18O records from Wanxiang Cave，central China［J］.Palaeogeography，Palaeocli matology，Palaeoecology，2006，236（1／2）：5-19.

［29］ Wang Y J，Cheng H，Ed wards R L，et al.Millennialand or bital-scale changes in the East Asian monsoon over the past 224000 years［J］.Nature，2008，451：1091-1093.

［30］ 李紅春，顧德隆.高分辨率洞穴石筍中穩(wěn)定同位素應(yīng)用：北京元大都建立后對森林資源的破壞：δ13C記錄［J］.地質(zhì)論評，1998，44（5）：456-463.

［31］ Hendy C H.The isotopic geochemistry of speleothems：I.The calculation of the effects of different model of for mation on the isotopic composition of speleothems and their applicability as paleocli matic indicators［J］.Geochi m.et Cos mochi m Acta，1971，35（8）：801-824.

［32］ 韓軍，楊霄.桂林洞穴滴水對應(yīng)Ca CO3沉積物的穩(wěn)定同位素特征與環(huán)境意義［J］.海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì)，2008，28（4）：117-124.

［33］ 李彬，袁道先，林玉石，等.桂林地區(qū)降水、洞穴滴水及現(xiàn)代洞穴碳酸鹽氧碳同位素研究及其環(huán)境意義［J］.中國科學(xué)，2000，30（1）：81-87.

［34］ 劉子琦.利用洞穴體系地球化學(xué)指標(biāo)研究貴州中西部近現(xiàn)代石漠化成因及趨勢［D］.重慶：西南大學(xué)，2008.

［35］ 黎廷宇.巖溶洞穴系統(tǒng)穩(wěn)定碳同位素演化的地球化學(xué)過程及其環(huán)境意義［D］.北京：中國科學(xué)院研究生院，2004.

［36］ 孔興功.石筍氧碳同位素古氣候代用指標(biāo)研究進(jìn)展［J］.高校地質(zhì)學(xué)報，2009，15（2）：165-170.

［37］ 覃嘉銘，袁道先，林玉石，等.桂林44 ka BP.石筍同位素記錄及其環(huán)境解譯［J］.地球?qū)W報，2000，21（4）：407-416.

［38］ 李彬.巖溶區(qū)古氣候替代指標(biāo)及桂林地區(qū)14萬年來古氣候變化研究［D］.北京：中國地質(zhì)科學(xué)院，1999.

［39］ 袁道先.全球巖溶生態(tài)系統(tǒng)對比：科學(xué)目標(biāo)和執(zhí)行計劃［J］.地球科學(xué)進(jìn)展，2001，16（4）：461-466.

［40］ 劉子琦，熊康寧，盈斌.洞穴新生碳酸鈣碳同位素對地表石漠化的指示意義［J］.安徽農(nóng)業(yè)科學(xué)，2011，39（5）：2896-2899.

［41］ Geode A，Vogel J C.Trace element variations and dating of a Late Pleistocene Tas manian speleothems［J］.Palaeogeography，Palaeocli matology，Palaeoecology，1991，88（1／2）：121-131.

［42］ Morse J W，Bender M L.Partition coefficients in calcite：Examination of fact ors influencing the validity of experi mental results and their application to natural systems［J］.Chemical Geology，1990，82：265-277.

［43］ Gascoyne M.Trace element partition coefficients in the calcite water system and their paleoclimatic significance in cave studies［J］.Jour nal of Hydr ology，1983，61（1／3）：213-222.

［44］ Roberts M S，Smart P L，Baker A.Annual trace element variations in a Holocene speleothem［J］.Earth and Planetar y Science Letters，1998，154（1／4）：237-246.

［45］ Huang Y M，F(xiàn)airchild I J.Partitioning of Sr2＋and Mg2＋into calciteunder karst-analogue experi mental conditions［J］.Geochi m Cosmochi mica Acta，2001，65（1）：47-62.

［46］ 王新中，班鳳梅，潘根興.洞穴滴水地球化學(xué)的空間和時間變化及其控制因素：以北京石花洞為例［J］.第四紀(jì)研究，2005，25（2）：258-264.

［47］ Fairchild I J，Borsato A，Tooth A F，et al.Controls on trace element（Sr，Mg）compositions of car bonate cave waters：implications for speleothem climatic records［J］.Chemical Geology，2000，166（3／4）：255-269.

［48］ 張美良，林玉石.黔南洞穴石筍古氣候變化記錄及終止點Ⅱ的確定［J］.中國科學(xué)：D 輯，2002，33（11）：942-950.

［49］ Baker A，Bar nes W L，Smart P L.Variations in the dischar ge and organic matter content of stalag mite drip waters in Lower Cave，Bristol［J］. Hydrological Processes，1997，11（11）：1541-1555.

［50］ Genty D，Deflandre G.Drip flow variations under a stalactite of the Père Nol cave（Belgiu m）.Evidence of seasonal variations and air pressure constraints［J］.Journal of Hydrology，1999，211（1／4）：208-232.

［51］ Zhang Pingzhong，Chen Yi meng，Johnson K P，et al.Environmental significance of isotope in drip water and present stalag mites fro m Wanxiang Cave，Wudu，Gansu［J］.Chinese Science Bulletin，2004，49（15）：1529-1531.

［52］ 劉東生，譚明，秦小光，等.洞穴碳酸鈣微層理在中國的首次發(fā)現(xiàn)及其對全球變化研究的意義［J］.第四紀(jì)研究，1997（1）：41-51.

［53］ 唐燦，周平根.北京典型溶洞區(qū)土壤中的CO2及其對巖溶作用的驅(qū)動［J］.中國巖溶，1999，18（3）：213-217.

［54］ 潘根興，曹建華，何師意，等.巖溶土壤系統(tǒng)對土壤空氣CO2的吸收及其對陸地碳循環(huán)的意義：以桂林丫吉村巖溶試驗場的野外觀測和模擬實驗為例［J］.地學(xué)前緣，2000，7（4）：580-587.

［55］ 姜光輝，郭芳，曹建華，等.峰叢洼地表層巖溶動力系統(tǒng)季節(jié)變化規(guī)律［J］.地球科學(xué)：中國地質(zhì)大學(xué)學(xué)報，2003，28（3）：341-345.

［56］ 何師意，潘根興，曹建華，等.表層巖溶生態(tài)系統(tǒng)碳循環(huán)特征研究［J］.第四紀(jì)研究，2000，20（4）：383-390.

［57］ 譚明，潘根興，王先鋒，等.石筍與環(huán)境：石筍紋層形成的環(huán)境機理初探［J］.中國巖溶，1999，18（3）：197-205.

［58］ 周運超，王世杰.貴州七星洞滴水的水文水花學(xué)特征及其意義［J］.水文地質(zhì)工程地質(zhì)，2006（1）：52-57.