张弘智，吴克华，高占冬，王慧澄，王德远，陈玉合

(贵州省山地资源研究所，贵州 贵阳 550000)

利用洞穴体系中的地质载体探寻古气候环境替代指标的研究工作已开展多年，其中化学沉积物尤其是石笋的研究最为广泛和深入，利用石笋进行古气候环境的重建成为第四纪全球变化研究的一个新的手段[1-8]，其中氧碳同位素、Ca、Mg、Sr元素及其比值在洞穴体系中作为一种环境替代指标，其可行性已得到国内外学者的广泛认可[9-13]。

洞穴河流沉积物作为沉积环境的地质载体，沉积环境稳定，保存较完好，蕴含着丰富的古环境及其变化的信息，对探寻古人类活动遗迹也有一定的价值[14-15]，但因其样品的不易获得性，目前对洞穴河流沉积物的研究较少，仅对沉积物的粒度分析[16-18]，本研究选取双河洞洞穴系统中山王洞古河流沉积物为研究对象，进行水动力条件定量分析，讨论古地下河在此剖面的搬运能力，在此基础上开展有机碳同位素及Ca、Mg、Sr元素分析，探讨其区域环境响应。

1 研究区概况

山王洞位于东经107°20′30″～107°25′00″，北纬28°08′00″～28°20′00″，双河洞国家地质公园东南部，属于双河洞穴系统的支洞，洞口海拔768 m(图1)。研究区属于中亚热带季风气候，雨热同期，年均气温15.5 ℃，降水1160 mm。本区域出露地层为寒武系娄山关组[19]，倾角平缓，岩性为白云岩，区域地质背景和温湿的气候为岩溶发育和洞穴水流沉积提供了良好的条件。双河洞穴系统的形成经历了5个阶段，山王洞地下河时期为第4阶段，水流方向为北东向，之后受地壳抬升和地下河流下切作用影响，形成现代地下河。山王洞洞道变为季节性充水洞道[20]，洞道内有大量崩塌型块石，洞口附近保存有较完整的洞穴河流沉积物，左侧有狭窄型洞道与阴河洞相连，阴河洞为现代地下河通道。

图1 研究区位置示意图Fig.1 Location of the target area

2 样品采集及分析

采样点位于距山王洞上入口约100 m处，河流沉积物剖面采用阶梯状开挖，自上而下分为6层，从顶至底每层厚度分别为22 cm、30 cm、99 cm、46 cm、52 cm、73 cm，总深度322 cm，对每个阶梯状剖面进行编号标记并获取剖面照片(图2)。剖面整体呈现深色和浅色条带互层分布，分选性较好，为黏土质粉砂岩[27]。深色沉积层以粉砂和中砂为主，厚度较薄，浅色沉积层以粉砂、极细砂、粘土为主，厚度较厚。水平层理，顶部有超覆现象。

图2 洞穴河流沉积物采样剖面图Fig.2 Sampling section of cave river sediments

垂直剖面按颜色的不同进行采样，完成后用自封袋封装，共采集样品31个。沉积物粒度测试采用本剖面的前期研究结果[16]。沉积物自然风干后用玛瑙研钵磨至200目以下，采用熔封石英管高温燃烧法，将产生的CO2气体经纯化后用稳定同位素质谱仪MAT-253测定有机质的稳定碳同位素，精度在±0.1‰以内，采用PDB标准。沉积物中Ca、Mg、Sr元素含量采用湿化学法测定，仪器为美国瓦里安公司的等离子体发射光谱仪(ICP-OES)，分析精度优于2%。碳同位素和Ca、Mg、Sr元素含量的测定工作均在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完成。

3 结果与讨论

3.1 水动力环境反演

经水流形成的洞穴沉积物记录了水动力状况，通过对沉积物的粒度分析，能够反映当时沉积过程的水流条件。吴克华、杨振华[16-18]等人对本剖面沉积物粒度进行详细分析，在此基础上，进行长时间尺度下的水流优势流速反演，以揭示沉积物形成的水动力环境[21]，方法简述如下[22]：

利用Chepil提出的经验公式计算颗粒发生运动时的临界剪切应力τc：

τc=[0.66Dg(ds-dw)Ntanα]/(1+0.85tanα)

(1)

式中：D、g、ds、dw、N和α分别代表颗粒直径、重力加速度、颗粒质量、水质量、水对颗粒的拖曳力与抬升力的平均比值、动磨擦角，参数取值为：g=980，ds=2.65，dw=1.0，N=0.3，α=24°，取该粒级粒度范围的中值代表颗粒直径D。

根据公式(2)、(3)、(4)，分别求出实际临界剪切力τm，临界磨擦速度Uc及雷诺数Re：

τm=τc/T

(2)

(3)

Re=UcD/ν

(4)

其中紊流系数T取2.5，水的动粘度ν取0.01。

沉积物中值粒径经对数转化成等比制粒级值Φ，转换式为Φ=-log2d(d表示沉积物粒径，单位为mm)，本文颗粒直径D值采用由Φ转化的d值，计算结果见表1。

表1 水动力参数计算值

续表1

样品号D/mmτmUcRe5-50.0320.1310.3620.1156-10.0360.1480.3850.1386-20.0340.1400.3750.1276-30.0250.1040.3230.081

注：D为颗粒直径(mm)(引自文献[16])，τm为实际临界剪切力(×10-5N)，Uc为使沉积物颗粒发生运动的临界磨擦速度(cm/s)，Re为雷诺数。

水动力环境量化结果显示，在0～320 cm沉积时间段内，雷诺数Re值为0.061～0.235，Re<3，属于平稳边界流，水流处于层流状态[22]；流速缓，阈值0.294～0.460 cm/s(图3)。表明在沉积过程中，洞穴古河道多处于静水水流沉积状态，外界干扰因素少，河流水动力弱，搬运能力稳定。长期平稳的水动力环境保证了沉积过程的连续性和沉积模式的稳定性，结合洞内长期稳定的小气候环境状况，该剖面沉积环境是稳定的，具有典型性。较弱的水动力意味着水流不具备搬运大粒径的条件，结合区域地层岩性和沉积物粒径分析，认为沉积物物源主要为本小流域表层土壤。

图3 雷诺数和流速随深度变化趋势Fig.3 Change trend of Reynolds number and flow rate with depth

3.2 有机碳同位素特征及环境意义

碳同位素作为一个常用的重要气候因子替代指标，被广泛应用于古环境的研究中。陆生植物按照光合作用类型，划分为C3、C4和CAM植物。志留纪早期植物登陆后很长时间内所有种属均采用C3光合作用途径，而目前发现的最古老的C4植物样品发现于中新世后期[23]。植物碳同位素研究成果表明，C3植物的δ13C范围在-35‰～-23‰，平均值为-26‰，C4植物的δ13C范围在-14‰～-10‰之间变化，均值为-13‰[32]。同时温度和降水量等环境因子对植物生长的类型的影响不可忽视，C3植物适宜在湿冷的环境中生长，C4植物适宜在干热的环境中生长，CAM植物一般出现在极为干旱的环境中。C3植物δ13C与降水量呈负相关关系；C4植物δ13C与降水量呈正相关关系，即降雨量多时，δ13C达到较大值，δ13C呈现偏正趋势，降雨量少时，δ13C值偏低，呈现偏负趋势[24-25]。

洞穴河流沉积物作为流域物质的汇，其有机碳同位素组成综合反映了地表植被有机碳同位素组成的特征。根据样品碳同位素分析结果(图4，表2)，沉积物剖面范围内，δ13C数值在深度0～100 cm和100～250 cm两段内特征明显，其余各段为过度段。在0～100 cm范围内，沉积物δ13C数值范围为-26.064‰<δ13C<-2.145‰，均值-9.00‰，在100～250 cm范围内，沉积物δ13C数值范围-27.849‰～-13.349‰，均值-23.167‰。0～100 cm范围内碳同位素值相比正常C4植物δ13C值偏重，δ13C值较大，意味着植被为C4植物，且降雨量相对偏多，指示的气候为干热略湿型，100～250 cm范围内碳同位素值符合C3植物特征，指示湿冷气候。鉴于有C4植物的出现，本剖面沉积物沉积时期为中新世以后，有机碳来源于地表土壤而不是洞穴围岩。

图4 沉积物有机碳同位素在剖面上的垂向变化Fig.4 Vertical variation of organic carbon isotope in sediments

表2有机碳同位素及Ca、Mg、Sr含量测试数据

Tab.2TestdataoforganiccarbonisotopeandCa，Mg，Srcontent

样品号Ca/ (mg/L)Mg/(mg/L)Sr/ (mg/L)δ13C/‰1-116.1211.610.11-24.9761-218.5111.030.12-12.1211-337.5320.590.37-2.5721-429.2917.890.13-3.461-528.5018.780.21-2.3262-126.7017.190.18-3.1422-2///-3.1062-325.7217.170.13-26.0642-428.1317.480.21-2.792-528.3618.440.17-3.3652-622.8616.250.13-2.8153-122.0214.130.11-4.0173-220.6315.940.12-4.6333-320.7715.970.11-25.5463-419.5414.600.15-5.073-910.5110.760.11-24.7993-1015.5611.640.12-2.1453-1516.0913.500.12-24.8614-115.7313.740.13-15.8594-212.4812.210.11-26.8254-416.2013.960.12-13.3494-514.3613.200.12-16.0455-213.8213.150.13-27.8495-510.9811.580.10-25.5555-1711.1612.020.12-26.3765-2115.4214.260.17-26.0295-2412.6812.090.13-26.5755-2611.8211.700.13-25.5116-119.4914.300.19-10.4386-217.1712.960.17-5.9816-317.7512.880.19-0.767

3.3 Ca、Mg、Sr元素特征及环境意义讨论

从Ca、Mg、Sr和δ13C随深度变化趋势(图5)分析发现，可将此5个参数分为两段，0～100 cm(设定为a段)和100～250 cm(设为b段)。a段δ13C偏重，Ca、Mg、Sr含量随深度增加明显降低，Mg/Sr比值略微增大。Ca元素含量10.51～37.53 mg/L，均值23.17 mg/L，Mg元素含量10.76～20.59 mg/L，均值15.59 mg/L，Sr元素含量0.11～0.37 mg/L，均值0.16 mg/L。b段δ13C偏轻，Ca、Mg、Sr含量随深度增加变化不显著，Mg/Sr比值逐渐升高。Ca元素含量10.98～16.2 mg/L，均值13.71 mg/L，Mg元素含量11.58～14.26 mg/L，均值12.86 mg/L，Sr元素含量0.10～0.17 mg/L，均值0.13 mg/L。结合有机碳同位素所指代的气候意义，在a时期炎热偏湿的环境下，Ca、Mg、Sr元素的含量均高于b时期湿冷的环境，且波动范围也大于b时期。测试数据见表2。

图5 有机碳同位素和Ca、Mg、Sr含量随深度变化趋势Fig.5 Change trend of organic carbon isotope and Ca，Mg and Sr content with depth

洞穴沉积物Ca、Mg元素含量相关性分析，发现Ca和Mg含量相关系数为0.93，Mg和Sr相关系数为0.65，Ca和Sr相关系数为0.70，相关性较高，意味着三者可能受同样的控制因素影响。炎热气候下Ca、Mg、Sr元素富集程度高于湿冷气候，可能说明气温是其有效影响因素之一，气温高，沉积物中的富集程度高。C3型、C4型植被的根系对Ca、Mg、Sr元素的吸收和交换不同，同样会引起随径流流失的土壤具有不同的元素含量特征，因此，植被类型可能是其有效影响因素之一。然而洞穴河流沉积物中的微量元素含量不仅受区域气候环境影响，还取决于母源物质。洞穴河流沉积物中Ca、Mg、Sr不仅来源于地表土壤，还受到洞穴围岩在地下河溶蚀过程中析出的离子的影响，Ca2+、Mg2+、Sr2+属于易迁移元素，随地下河侵蚀，白云岩中的Ca、Mg、Sr一部分逐渐随地下水迁移，另一部分保存在沉积物中。因此，洞穴河流沉积物化学元素含量变化是多种因子综合作用的结果，其环境指示意义很难依靠一种指标解读，必须结合沉积物物理、化学以及生物等多种指标综合判识。

4 结论

通过对山王洞洞穴沉积物水动力环境反演及其δ13C、Ca、Mg、Sr化学元素特征分析，得到了以下结论。

1)根据水流流速反演结果显示，水流处于层流状态，表明在沉积物沉积过程中，洞穴古河道长期处于静水水流沉积状态，且水动力状态始终很弱，结合区域地层岩性和沉积物粒径分析，本沉积物剖面物源为本小流域表层土壤。

2)洞穴河流沉积物有机碳同位素分析结果显示，沉积物母质形成于中新世之后，有机碳来源于地表土壤。沉积剖面0～100 cm深度沉积期降雨量偏多，指示炎热偏湿的气候环境；在100～250 cm深度范围内，沉积期气候状况为湿冷，区域气候由寒冷向温暖转变。

3)洞穴河流沉积物Ca、Mg、Sr元素分析结果显示，洞穴沉积物Ca、Mg、Sr元素对炎热偏湿与湿冷环境的响应比较明显，气温和植被类型是影响其含量变化的因素。在确定物质来源的情况下，洞穴河流沉积物Ca、Mg、Sr元素含量变化可作为环境变化的潜力替代指标，但需要结合多种指标综合判识。