地球关键带科学(Critical Zone Science)起源于地球系统科学研究，是指从陆地表面植被冠层到地下含水层的地球表层系统^[1]，以监测、模拟、适应性管理为主要研究手段，从多种时间和空间尺度了解表层地球系统结构、过程、功能及其演化趋势，目前已成为21世纪地球表层系统研究的国际新趋势^[2]。

喀斯特地球关键带(岩溶地球关键带)受地质背景强烈制约，在青藏高原晚新生代隆升和雨热同季气候的耦合作用下，溶蚀作用强烈，形成地表、地下二元水文地质结构^[3]。表层岩溶带(epikarst zone)，也称为“皮下层”(subcutaneous)，是由大气或土壤中CO₂与可溶性岩石发生溶蚀作用形成的各种犬牙交错的岩溶个体形态和微形态(如溶蚀裂隙)组合构成的不规则带状强岩溶化层^[4]。其上界位于岩土(气)界面，下界为包气带上部溶隙不发育的基岩(图 1)。由于其高度密集发育的溶蚀孔洞、裂隙，既是重要的赋水空间和水运移的重要传输通道，也是喀斯特关键带区别于其他地区地下岩土结构，在岩石-土壤-植被系统中生物地球化学过程最为活跃的关键地带，对于水分和养分下渗、赋存、滞留、植被水分养分利用等方面具有重要作用。笔者参考国外岩溶地质学者的表层岩溶带概化图^[5]结合喀斯特高原地貌特点绘制喀斯特地球关键带及表层岩溶带结构发育示意图(图 1)。

图 1(Fig. 1)

图 1 喀斯特地球关键带及表层岩溶带结构发育部位 Fig. 1 Karst critical zone and epikarst zone

表层岩溶带最早由法国地学家A. Mangin^[6]在20世纪70年代提出，目的是区分水动力学分带中包气带上部含水相对较丰富的部分；80年代Williams^[5]分析漏斗和洼地成因时，从岩溶动力学的角度将此概念发展为浅表层(皮下层)概念。在我国，袁道先首先使用岩溶表层带这一术语，并针对我国喀斯特地区表层岩溶带开展了水文水化学的相关研究工作取得了丰硕的成果^[7~9]，并将其作为现代岩溶研究的重要内容^[10]。

表层岩溶带发育程度(如厚度、裂隙分布、渗透率等)的控制因素受到气候、岩性、构造等综合因素影响，空间差异较大，变异性强。蒋忠诚^[11]研究表层岩溶带厚度发现在亚热带地区普遍发育厚度约为10m，最深可达30m以上。随着区域降水减少，温度降低，在中亚热带贵州高原面，表层岩溶带发育厚度一般约为2~5m，在降雨量 < 800mm的温带，表层岩溶带发育已不明显^[11]。岩性、构造同样对表层岩溶带发育具有重要的控制作用。张信宝等^[12]在分析喀斯特锥峰和塔峰地貌形成机制时，将控制因素归因于水动力学作用下的表层岩溶带发育，认为在岩层水平、岩性较纯的喀斯特坡地表层岩溶带最为发育；蒋忠诚和袁道先^[13]则认为生物作用下造成的土壤CO₂增加也有助于增进表层岩溶带的形成。但目前对表层岩溶带的相关研究多集中在溶蚀速率、水化学过程变化、剖面调查、钻孔调查等方面^{[14, 15]}，对于其结构的描述刻画、空间发育异质性等问题虽也有学者用雷达开展了探索性尝试，分析了表层岩溶带和地形因子的关系^[16]，但仍缺乏较为详细的定量化的研究。

本文利用探地雷达技术手段，通过对表层岩溶带发育的典型测线进行识别解译，并对喀斯特坡地开展高密度探测，分析表层岩溶带发育特点、空间分布特征，为定量认识喀斯特关键带地下结构提供新的思路，也为关键带生物地球化学过程和圈层界面相互作用等方面相关研究提供结构支撑信息。

研究地点位于黔中高原黔西县东南部的猴场村喀斯特坡地(26°52′6″N，106°02′51″E)，地貌为峰丛洼地、谷地，区内出露的岩石主要为三叠系厚层纯灰岩，其西侧少量砂岩出露，溶沟、溶槽、石牙等喀斯特地貌广泛发育(图 2)。土地利用类型多样，谷地为农田，山体中下部为坡耕地，山体中上部多为裸岩石漠化地，零星分布林地。研究区位于山体坡麓到山体中上部，面积约为0.4km²，区内平均海拔1300m，年平均降雨量1050mm，年均气温13.8℃，年平均日照1348.9小时，7月最热，1月最冷，雨季在4~9月，主要集中在6~8月。

图 2(Fig. 2)

图 2 研究区及雷达探测线空间分布图 Fig. 2 The research area and GPR (Ground Penetrating Radar) profiles

利用无人机高分辨率遥感技术对研究区内开展航测，采用ArcGIS中3D Analyst分析工具进行坡度、坡形、坡向及高程等地形特征因子提取。探地雷达采用Mala公司的ProEx主机及50MHz的天线，采样分辨率达到5ps，根据电磁波在介质中的传播速度及表层岩溶带发育厚度确定采样时窗设置为613ns，极值探测深度为30m左右，利用GroundVision软件进行成像。

利用RRFLEXW雷达处理软件进行雷达图像解译，对原始图像进行滤波处理，通过直流漂移、静校正/移动初始时间、增益/能量衰减、二维滤波/滑动平均、1维滤波/带通滤波、抽取平均值等5个步骤，获得表层岩溶带滤波结果图像，然后通过相位自动追踪识别并辅以人工校正，提取出表层岩溶带的厚度结果。前期选取临近研究区青龙山路边剖面(QLP)(27°1′3″N，106°00′14″E)探测并解译，结果如图 3所示，表层岩溶带发育厚度约2m，带内裂隙广泛发育，裂隙率约10%。雷达解译岩层产状及表层岩溶带发育深度与测线实际相符。

图 3(Fig. 3)

图 3 典型雷达测线解译 Fig. 3 Typicle GPR results of epikarst development

根据研究区内地面物质组成(岩石出露率)差异变化，划分为土质测线、土-石质测线和石质测线三类，实测测线35条(图 2和表 1)，同时每条测线每10m用GPS记录探测点的坐标信息，并在各测点5m半径开展地面物质组成调查，共计测点799个。在此基础上，运用空间插值方法分析表层岩溶带厚度发育空间分布特征。研究区地质雷达探测测线空间分布如图 2所示。

表 1(Table 1)

表 1 表层岩溶带厚度(m)统计表 Table 1 The statistic thickness (m) of epikarst zone 测线编号 最小值 最大值 平均值 样点个数/个 地面物质组成分类 1 2.8 5.8 4.2 5 土质测线 2 2.8 10.5 5.0 27 土质测线 3 2.1 11.2 5.1 14 土-石混合测线 4 2.7 10.3 4.8 8 土-石混合测线 5 1.6 12.3 4.6 24 土-石混合测线 6 2.9 6.3 4.5 4 土质测线 7 2.9 7.3 4.1 7 土-石混合测线 8 2.5 11.5 6.1 14 土-石混合测线 9 3.0 6.6 4.7 10 土质测线 10 2. 4 11.9 5.8 13 土-石混合测线 11 2. 6 15.4 6.7 53 土-石混合测线 12 4. 6 11.5 8.0 23 石质测线 13 2. 5 10.7 7.8 10 土-石混合测线 14 3. 8 13.4 8.4 25 石质测线 15 4. 3 9.6 7.0 17 土-石混合测线 16 2. 4 14.7 6.2 45 土-石混合测线 17 2. 5 13.7 4.9 32 土-石混合测线 18 2. 3 18.8 5.8 43 土-石混合测线 19 2. 3 11.9 5.2 19 土-石混合测线 20 3. 1 11.8 6.9 13 土-石混合测线 21 3. 9 9.9 6.1 17 土-石混合测线 22 2. 1 6.1 3.8 10 土质测线 23 3. 8 12.8 6.5 36 土-石混合测线 24 4. 1 11.0 7.4 10 土质测线 25 4. 0 8.8 5.8 15 土质测线 26 3. 5 9.9 7.1 9 土质测线 27 2. 5 10.8 5.8 53 土质测线 28 2. 1 14.5 4.7 26 土-石混合测线 29 2. 2 10.5 6.6 17 石质测线 30 2. 7 11.9 6.3 53 土-石混合测线 31 1. 3 14.7 6.3 51 土-石混合测线 32 5. 1 17.0 9.6 20 石质测线 33 1. 6 12.8 4.1 35 土-石混合测线 34 1. 7 5.8 3.2 16 土质测线 35 2. 2 8.9 4.2 25 土质测线

表 1 表层岩溶带厚度(m)统计表 Table 1 The statistic thickness (m) of epikarst zone

通过REFLEXW软件滤波处理，对研究区野外实测获取的坡地表层岩溶带35条测线799个测点提取出表层岩溶带发育的厚度统计结果如表 1所示。研究区域表层岩溶带厚度发育的最大值、最小值和平均值分别为18.8m、1.3m和5.8m，喀斯特坡地表层岩溶带发育体现出高度的异质性，发育厚度变化差异显著，在溶洞附近、裂隙较为发育的区域表层岩溶带发育可达到15m以上，但测区表层岩溶带发育厚度主要集中于2~8m之间。利用ArcGIS的地统分析选择Universal Kriging空间插值，同时先择K-Bessel半方差拟合模型，计算得到研究区内表层岩溶带空间插值结果如图 4所示。

图 4(Fig. 4)

图 4 表层岩溶带厚度发育空间插值图 Fig. 4 The thickness of epikarst zone space interpolation figure

从表层岩溶带发育的山体部位来看，由山体中上部到坡麓地带，表层岩溶带厚度发育并未随高程的变化呈现出明显的规律性变化，表层岩溶带发育较厚区域与岩石裸露较多的石漠化区域重叠度高(图 4)。但如图 5所示，基于空间插值结果，从坡地到坝地切5条剖面线(见图 4)，位于坡地的表层岩溶带(1~4号剖面线)发育厚度的异质性变化高于坝地(5号剖面线)。这也反映了表层岩溶带溶蚀作用的异质性和不均一性方面坡地明显高于坝地。

图 5(Fig. 5)

图 5 坡地和坝地表层岩溶带发育异质性变化 Fig. 5 The variation thickness of epikarst zone from slope to paddy field

根据地面物质组成差异将35条测线划分为3个不同的类型分析(表 1)：1)土质测线；2)土-石混合测线；3)石质测线。其中，土质测线11条，土-石混合测线20条，岩石祼露率高的石质测线4条。由于以上3种类型测线表层岩溶带发育规律相近，本文不一一举例描述，每类测线选取距离长、测点多，能涵盖较多信息的测线举例说明如下。

土质测线：共计测线11条，表层岩溶带下界发育的平均深度为地表以下5.1m，但整体变化幅度小，均一性好，变异系数为0.262，见图 6所示。

图 6(Fig. 6)

图 6 2号(a)和34号(b)土质测线雷达解译图像 Fig. 6 The result of section No.2 (a) and No.34 (b) for GPR

土-石混合测线：共计测线20条，表层岩溶带发育深度变化随地面物质组成变化而变化，当地表以土质为主时，表层岩溶带发育较浅，转变为石质坡地后，表层岩溶带发育加深。如33号测线(表 2和图 7)，在地表岩石祼露高的0~50m处，表层岩溶带发育的平均厚度为7.9m，在土质为主的区域50~350m，表层岩溶带的平均厚度仅为3.5m；又如31号测线(表 3和图 8)，在地表祼露高的70~270m与460~510m处，表层岩溶带发育的平均厚度分别为9.8m与5.6m，在纯土的0~70m与270~460m处，表层岩溶带的平均厚度为3.5m与3.4m；再如测线11(表 4和图 9)，在0~110m地表土质为主时，表层岩溶带发育平均厚度为3.8m，110m后基岩大面积裸露表层岩溶带发育厚度加深。因此，土-石混合测线在地表物质组成发生变化时，表层岩溶带亦发生变化。

表 2(Table 2)

表 2 测线33表层岩溶带厚度统计表 Table 2 The statistic table of No.33 epikarst thickness 测线分段/m 平均值/m 最大值/m 最小值/m 变异系数/% 地面物质 岩石祼露率 0~50 7.9 12.8 4.7 0.215 岩石 30%~40% 50~350 3.5 8.8 1.6 0.326 土 < 5%

表 2 测线33表层岩溶带厚度统计表 Table 2 The statistic table of No.33 epikarst thickness

表 3(Table 3)

表 3 测线31表层岩溶带厚度统计表 Table 3 The statistic table of No.31 epikarst thickness 测线分段/m 平均值/m 最大值/m 最小值/m 变异系数/% 地面物质 岩石祼露率 0~70 3.5 9.4 2.3 0.367 土 < 5% 70~270 9.8 14.7 3.0 0.256 岩石 40%~50% 270~460 3.4 7.1 1.3 0.357 土 < 5% 460~510 5.6 11.6 1.8 0.532 岩石 30%~50%

表 3 测线31表层岩溶带厚度统计表 Table 3 The statistic table of No.31 epikarst thickness

图 7(Fig. 7)

图 7 33号土-石混合测线雷达解译图像 Fig. 7 The GPR results of section No.33

图 8(Fig. 8)

图 8 31号土-石混合测线雷达解译图像 Fig. 8 The GPR results of section No.31

表 4(Table 4)

表 4 测线11表层岩溶带厚度统计表 Table 4 The statistic table of No.11 epikarst thickness 测线分段/m 平均值/m 最大值/m 最小值/m 变异系数/% 地面物质 岩石祼露率 0~110 3.8 4.4 2.5 0.267 土 < 5% 110~530 9.8 15.9 4.0 0.356 岩石 30%~60%

表 4 测线11表层岩溶带厚度统计表 Table 4 The statistic table of No.11 epikarst thickness

图 9(Fig. 9)

图 9 11号土-石混合测线雷达解译图像 Fig. 9 The GPR results of section No.11

石质测线：岩石祼露率高的石质测线有4条，表层岩溶带发育的平均厚度为8.1m，整体发育厚度高于土质测线，其最大值可达17.0m，但是变异系数变化不大(图 10)。

图 10(Fig. 10)

图 10 14号(a)和32号(b)石质测线雷达解译图像 Fig. 10 The GPR results of section No.14 (a) and No.32 (b)

根据35条测线799个GPS测点的表层岩溶带发育厚度和位于测点10m×10m网格地面物质组成(岩土比例)调查结果的对比分析发现(图 11)，表层岩溶带厚度的变化与所在测点周边岩石祼露率呈显著正相关关系(p=0.004)。反映了基岩大面积裸露区域表层岩溶带发育出现厚度加深的现象，与常规认识相悖。一般而言，土下溶蚀速率要高于裸岩，即土下岩溶发育要快于裸岩区，土多的喀斯特流域由于根系和微生物作用溶蚀速率高于土少喀斯特地区溶蚀速率^[17]。但笔者认为，土下高溶蚀速率和溶蚀作用，是当前土壤景观格局下存在的客观事实，而表层岩溶带的形成，是水岩反应长期作用的结果。当下土壤景观造成的土多溶蚀作用强并非代表土下地质历史时期已溶蚀发育的表层岩溶带，现在的表层岩溶带的结构和上覆土壤景观产生的溶蚀速率并无直接关系，随着地质时间尺度溶蚀作用加强，表层岩溶带发育，水土持续漏失，基岩逐步暴露，因此，笔者认为当下表层岩溶带的发育特征是水土物质地质历史时期发生漏失的产生的结果。

图 11(Fig. 11)

图 11 岩石裸露率与表层岩溶带厚度变化关系 Fig. 11 The relationship between rock coverage and epikarst thickness

喀斯特表层岩溶带的发育形成本质上是水中CO₂与可溶性碳酸盐岩长期水岩反应的结果，总体上受到气候条件、构造特点、汇水地形、岩石性质等方面影响，生物作用成因所增加的土壤CO₂也会在表层岩溶带形成后通过溶蚀作用促使进一步发育，其形成过程是多种因素综合作用的结果^[5]。

喀斯特坡地石漠化，是青藏高原隆升在其东南翼所诱发的重要地质生态灾害问题，是自然过程和人类活动共同密切作用的结果^[18]：表象上是土壤受到侵蚀作用损失殆尽、岩石裸露地表比例增加、土地退化、形成类似荒漠化的景观，但本质上是地质背景控制影响下，在地质时间尺度内不可逆的土地石质化演化过程，不合理的人为活动加剧了地表土壤流失和土地退化过程，其根本原因是地质历史时期延续至今的持续溶蚀作用造成的表层岩溶带发育带来的水土漏失的结果。

喀斯特坡地由于溶蚀作用地表以下的表层岩溶带形成类似布满筛孔的“筛子”^[19]，溶孔、裂隙发育，正是这些“筛孔”，导致坡地入渗速率高^{[20, 21]}，水土物质基本不从坡地地表发生迁移^{[22, 23]}，而是优先沿着表层岩溶带中已形成的溶孔、裂隙向地下蠕滑迁移，并在迁移过程中沿岩土界面进一步加强水岩反应，扩大原有溶隙，增强、增厚表层岩溶带的发育。此次研究大量的雷达解译结果指示了表层岩溶带厚度发育与地表土地石质化密切相关，表层岩溶带的发育可为水土进一步向下漏失提供了空间基础，水土进一步向下漏失也进一步加剧了岩土界面的水岩反应过程。因此，随着此过程在地质历史时间尺度的反复加剧，坡地局部土体下沉，地表岩石进一步裸露，类似石林的坡地石质化景观出现。

本文利用探地雷达技术探测喀斯特高原坡地表层岩溶带发育厚度并讨论分析其空间分布特征得到以下结论：

(1) 喀斯特峰丛地貌区坡地表层岩溶带发育较好，平均发育厚度2~8m，最深可达18.8m。

(2) 表层岩溶带空间分布异质性强，坡地表层岩溶带厚度发育异质性变化强于坝地。

(3) 地面物质组成和表层岩溶带发育厚度关系密切，坡地石质化比例提高，表层岩溶带发育较厚，地面物质组成可作为反映表层岩溶带发育程度的代用性综合指标。

(4) 喀斯特坡地土地石质化是表层岩溶带地质历史时期不断溶蚀发育演化、土壤在地质历史时期持续漏失的结果。表层岩溶带的发育为水土漏失提供了空间基础，水土持续漏失也进一步加剧了岩土界面的水岩反应过程，促进了表层岩溶带的进一步发育，导致土体下沉，土地石质化。

致谢 感谢贵州省水土保持技术咨询研究中心和黔西县水保办张毅等同志以及中国科学院地球化学研究所洪冰课题组提供的野外工作大力协助，感谢中国科学院水利部成都山地灾害与环境研究所张信宝研究员野外考察给予的指导帮助以及审稿专家提出的宝贵修改意见。