黄龙钙华体的碳酸盐溶质输入输出量及演化阶段

周绪纶

（成都水文地质工程地质队，成都 610072）

黄龙风景名胜区钙华是世界唯一保存规模较大的冷淡水型钙华形态，十分珍贵，被列为世界自然遗产名录。但黄龙钙华景观目前处于自然演化过程中哪一阶段？是在发育还是衰退？这是黄龙地学研究者还没有直面论述的的问题，而它却是制定该区规划设计方案和保护管理条例不可缺少的地质依据。

黄龙景区自1985年以来连续开展了不同程度的景观成因、地质环境调查和地质环境监测工作[1][2][3]，对黄龙钙华体的外来水、循环水的水量、水质动态变化按规范进行了观测，取得了近廿年连续的岩溶水文地质资料。作者有幸参加主持了1985～1996年期间的地质工作，之后又多次到现场考查，掌握了黄龙钙华体大量的岩溶水文地质素材和成果。拟运用地质描述分析与岩溶水文地质计算相结合的方法来论证黄龙钙华的演化阶段，并认为岩溶水资源是碳酸盐溶质的载体，既生钙华，亦亡钙华。

1 碳酸盐溶质输入量和输出量的计算

图1 黄龙钙华体岩溶水点分布图

1.1 碳酸盐溶质输入量和输出量

黄龙钙华主要矿物成分为方解石，含量85%～90%，文石含量5%～8%，其次为白云石、泥质和铁质。化学成份（%）：CaO 54.69～55.38，MgO 0.12～0.27，SiO 0.48～0.81，Al2O30.14～0.23，Fe2O30.14～0.63，酸不溶物0.99～1.26，碳酸盐成分占钙华90%以上[4]。其物质来源是钙华体的上游碳酸盐可溶性固体如石灰岩等被水溶液溶解并由外来地表水和地下水输入所致。

高矿化度外来地下水向黄龙后寺终积堤麓排泄，富含碳酸盐溶质的泉水在片状迳流中经一系列物理生物化学作用迅速由不饱和转变呈过饱和而沉淀形成黄龙钙华体上部形态。

不饱和的外来地表水和沉淀后的地下水在钙华表层迳流中产生强烈地渗透，与渗入的雨水、植物根系水混合汇集成钙华体内的循环水，并以高能水流向钙华体中下部运移且增加溶质，当出露地表后，又在片状迳流中重复着由不饱和致过饱和的变化产生钙华沉淀。黄龙钙华体从外来水全部被渗入地下的簸箕海附近起至黄龙沟口循环水有着三次从钙华体内出露又渗入的循环过程，故上部钙华向下游也有着三次被溶蚀至沉淀的迁移，最后一次循环水（包括地表水和地下水）携带着沉淀后剩余的碳酸盐溶质流入涪江，输出钙华体外。

因此，对钙华体钙华细分：由外来水沉淀者为原生钙华，由循环水沉淀者为次生钙华，或迁移钙华。

钙华体碳酸盐溶质的输入量是外来地表水和地下水溶质流入钙华体重量之和，是钙华体增积的物质源。从沉淀角度看，输入溶质量越多，钙华增积量越大，但溶质的输入量不等于沉淀量，实际上外来水只有地下水部分的溶质在后寺沉淀原生钙华，并乃携带着剩余溶质与具溶蚀作用的外来地表水所携带的溶质进入循环水系统，或参于形成次生钙华的地质作用，或在迁移过程后流入涪江。

输出量是循环水携带溶质排出钙华体外的总量，包括，外来水携带的溶质、循环水对钙华体溶蚀增加的溶质和循环水沉淀次生钙华后剩余的溶质。

黄龙钙华体是在地质历史过程中碳酸盐溶质的输入量大于输出量所沉淀增积的结果。现在计算钙华体溶质的输入输出量是求得两者定量的差值，论证它在增积还是减积？沉淀作用与溶蚀剥蚀作用孰强敦弱？是处于演化阶段中发育的青壮年期还是衰退的老年期。

1.2 计算

公式：溶质量（t/年）=流量（L/s×可溶性固体（固形物）重量（mg/L）×单位换算系数0.031 536[5]。

溶质量：水中可溶性固体如钙、镁、和1/2 重碳酸根离子重量之和，又称固形物重量。

流量：各水点近廿年流量的平均值。其中计算输入量为1、2、3、4、5、6、8、9号泉点，和7号地表水点（图1），计算输出量为黄龙沟流入涪江段之下游（22 点）与上游（21 点）断面多年平均流量的差值。

可溶性固体离子总量：输入量采用各水点水质之矿化度重量减1/2 重碳酸根离子重量之差值（均为多年平均值）；输出量计算是采用钙华体最靠近涪江16号水点多年水质的矿化度平均值减去1/2 重碳酸根重量之差值。

单位换算系数0.315 36，即1mg·L/s·年。

1.3 结果

黄龙钙华体的碳酸盐溶质的输入量为2 508.302t/年，输出量3 299.124t/年，输出量比输入量多790.821t/年，故得出钙华体的溶蚀量大于沉淀量。

2 黄龙钙华体演化阶段

2.1 黄龙钙华沉淀速率

表1 黄龙钙华体碳酸盐溶质输入量输出量计算表

黄龙风景名胜区开放廿余年，凡对钙华研究有影响的地质科研调查报告和论文都涉及钙华沉淀速率问题，提出了很多速率值，有的数值被作为计算钙华体年龄的依据，有的文献来论证黄龙钙华体正处于演化阶段的壮年期。但实际上钙华沉淀是有着复杂多变的水文地质背景，沉淀速率极不稳定，是因地而异，因时而变，具有严格的时空条件制约的局限性。

最早对钙华沉淀速率系统观察的是作者在八十年代主持的黄龙九寨地质科研调查课题中开展的，观察内容①在钙华体有水流的不同部位如边石坝、钙华流上设置五个观察点；②在19号水点上游边石坝外侧用树枝盘嵌“黄龙”两字；③对莲台飞瀑下部包裹在倒塌树杆的钙华断面之轮纹观察；④对人间瑶池的石塔钙华厚度与建塔至今的时间之比推算。通过二年观察：五个观察点和“黄龙”字上的钙华沉淀速率为2～3mm/a，包裹树杆的沉淀速率为4～10mm/a，石塔处钙华沉淀速率为4.89～5.19mm/a。1990年“黄龙钙华及其沉积速率研讨”[6]一文据黄龙地下水和地表水1～13号水点的钙镁离子总量与有水迳流的钙华面积之比求得黄龙钙华平均沉积速率为2.53mm/a。本世纪初在“四川黄龙钙华的形成”[7]一文以方解石沉积或溶蚀速率主要取决扩散边界层厚度（∑）理论计算出钙华沉积速率为0.43～4.7mm/a，2004～2006年“黄—九水资源和生态地质环境研究报告”（简称）[3]报导在迎宾池和金沙铺地设5个监测点，2年测定钙华沉淀速率为0～8.9mm/a。

2007年10月作者再次到黄龙观察边石坝上“黄龙”两字钙华沉淀情况，事隔20多年如果按以前测得2mm/a 的沉淀速率推算那字体应有3～4cm 厚的钙华层，但实际情况是原来试验的彩池由碧水漫流变成了枯枝败草四处散落的干池，从前有钙华沉淀的棕黄色的边石坝却变成暗褐、炭黑色呈网纹状鳞片斑驳的破裂面，早先被钙华包裹着笔划清楚的“黄龙”两字，现在仅残存着尚能辩认有字形的枝条了，该处边石坝不再具有钙华的沉淀作用，而是处于溶蚀和剥蚀的地质环境中。

综前所述，①设点观测直接测得沉淀速率从0～10mm/a，数差很大，但为各点钙华真实沉淀的记录，是可信的；②运用钙镁离子总量计算的钙华沉淀的速率不能表现钙华体各处沉淀的差异，值得商榷[3]。扩散理论计算的钙华沉淀速率最大最小之间的变幅达11 倍，在一定程度上反映了区内钙华沉淀速率的不稳定性和受水动力因素制约的特征。

作者通过廿来年的观察，黄龙钙华体表部不存在连续多年性相同的或呈周期性变化的沉淀速率，点上观测的数据只能代表该点在测量时间内的钙华沉淀速率。更不能以钙华沉淀速率来计算钙华体年龄和论证钙华体的演化阶段，原因是黄龙钙华体是处于高寒地区开放的地质环境中，受到不稳定水流、水质、生物、气候、微地貌、突发性地质灾害等诸多因素的干扰和影响，所以在时空层面上都不具有稳定的钙华沉淀的地质环境。

2.2 钙华形成的基本条件

即只有方程右式中CO2逸出后CaCO3才能达到过饱和状态而产生沉淀。故得出钙华形成的基本条件：①岩溶水具有高浓度的碳酸盐溶质；②产生CO2逸出的水动力作用。

2.2.1 龙岩溶水具有高浓度的碳酸盐溶质

据表1：黄龙岩溶水碳酸盐溶质含量：外来地下水矿化度为600～1 000mg/L，外来地表水为365.6mg/L，循环水一般为500～600mg/L，流入涪江的尾水也在417.2mg/L，与岩溶作用强烈的热带如桂林岩溶水矿化度一般为265～303.88mg/L，和亚热带洛带岩溶水矿化带130.85～152.25mg/L、峨眉山153.0～189.0mg/L相比，都要高1～4 倍。

黄龙钙华体高浓度的岩溶水虽为形成钙华提供丰厚的物质基础，但并不等于能产生沉淀，因为碳酸盐溶质沉淀取决于其方解石和白云石的饱和指数即S1c和S1D，当岩溶水的饱和指数小于零则具溶蚀性，等于零正负离子处于平衡状态，只有饱和指数大于零方解石或白云石处于过饱和状态才能沉淀。黄龙岩溶水饱和指数见表2。

尽管黄龙钙华体岩溶水质浓度高，但饱和指数S1c和S1D一般都小于零，不能产生沉淀，这由黄龙景观区所有的泉口及附近（包括1～9号泉和10、12、13、15、16号泉）都没有钙华沉淀物所证实，外来地表水饱和指数更低，具溶蚀性，这就是人间瑶池东侧的边石坝—彩池与西侧迥然不同，为溶蚀型钙华形态的原因。

2.2.2 产生CO2逸出的水动力作用

人间瑶池西侧彩池、争艳彩池、迎宾彩池都是1～9号泉、10～11号泉和15号泉的泉水经过一段距离迳流后，由CaCO3沉淀形成的彩色齐妍的钙华景观，其主要原因是高浓度不饱和岩溶地下水出露地表后由泉口束状紊流在冰川谷斜坡上迳流过程中变为片状层流，水中高分压的CO2（PCO2最高可达25 000）向低分压的大气环境（PCO2300）中迅速逸出，使岩溶水转致过饱和后而沉淀钙华[1]。

2.2.3 干扰钙华沉淀速率的主要因素

黄龙钙华体表部至所以不会有连续均匀的沉淀速率主要原因是受到流入和迳流在钙华体上的外来水和循环水之流量、流速和流向动态变化的干扰，导至小到钙华体每一处钙华波纹隆褶，坝堤沟槽，大到钙华体的空间展布都每时每刻产生着动态变化。

1）流量变化对钙华沉淀速率的影响：①有流量且为过饱和岩溶水，则形成钙华体及各种形态；②有流量且为不饱和的岩溶水，则溶解钙华，形成溶沟、竖井、溶洞等；③无岩溶水，则钙华干裂、炭化、剥离、进而分解。岩溶水流量的有无，大小与饱和状态是决定着钙华体分布的面积大小和时间长短。而岩溶水又受当地降水量动态变化而变化，可区内的降水量存在着有规律性（如具年轮回的枯洪期）和无规律性（如天旱等）动态变化。因此，钙华体每一处有无岩溶水迳流，流量大小，时间长短等都不是定数，故钙华体每一处与岩溶水的关系是沉淀是溶蚀或者剥蚀也不稳定。

表2 黄龙钙华体岩溶水饱和指数表

黄龙每年枯水期只有钙华体上部的外来水，而且流量很小，后寺彩池群只有西部人间瑶池是沉淀环境，东部为溶蚀环境，两者总面积约为1.0万m2，其余约63万m2的钙华体均处于剥蚀环境中。到洪水期，外来岩溶水流量增大，沉淀彩池和溶蚀池面积都扩大一倍左右，外来地下水和地表水汇合后，尾水在簸箕海至中寺之间浸没，循环水从接仙桥10号泉水点出露，流量逐日增多，且逐次从11、12、13、15、16、17、18号泉吐水，部分钙华体逐步由剥蚀转变为沉淀环境。这是受气候年轮回变化的影响使黄龙钙华体产生最大范围的剥蚀和沉淀关系的变换，这种有周期性的年变化却其变换的折点又是紊乱的，无规律的。以迎宾池为例，15号泉水出露时间最早年份可在5月中旬左右（洪水年）最晚年份是6月中旬，相差约1月，说明迎宾池沉淀和剥蚀环境是动荡的，无论那种环境对钙华体的增积或减积具有迭加作用。

同样，岩溶水流量的大小也制约着钙华体沉淀或剥蚀关系的变化，区内岩溶水流量变幅很大。7号水点最高年平均流量为227.2L/s（2000年），最低为110.3L/s（1991年）前者是后者的一倍。地下水（1～9号泉）年最高年平均流量76.17L/s（1933年）最低为41.07L/s（2001年）前者多出后者85%，洪水年份黄龙后寺尾水可达中寺，循环水尾水可达涪江，整个黄龙沟到处潺潺水鸣，遍野金沙铺池。而少水年份后寺尾水在簸箕海上部就干失了，循环水尾水只抵达迎宾池群中部，整个景区凝静锁声，全沟黑多黄少。黄龙钙华体受流量丰贫变化影响，沉淀与剥蚀面积也不稳定变化。因此，岩溶水流量有无和大小有序和无律的变化，岂有均匀不变的钙华沉淀速率呢？

2）流速变化对钙华沉淀速率的影响。钙华形成主要因素之一是岩溶水碳酸盐溶质在水动力作用中由于CO2的逸出而产生沉淀的，CO2逸出的快慢受岩溶水流速和水石界面厚度影响，流速越大，水压越小，水石界面越薄，CaCO3沉淀速度越快。钙华体的斜坡是岩溶水的动力场，是由各种大小不同的板状、波纹状、弧状、槽沟的钙华以及树杆树枝树叶组成的。各处斜坡斜率不同，岩溶水的流速也不一致，各处钙华沉淀速率也不相等。譬如金沙铺地钙华流的一些坡坎下或沟槽中常发育葡萄状成串状的钙华形态，就是上述坎槽的跌水较四周层状水流速快导致沉淀优先所至，同样边石坝与彩池的水流速的差异也产生CaCO3沉淀速率的不同。据有的学者观察，边石坝外侧CaCO3沉淀速率是彩池内的2～5 倍，岩溶水在钙华体各处流速的不均匀性，因此即是钙华体各处同为沉淀环境也不可能产生相同的沉淀速率。

3）流向变化对钙华沉淀速率的影响。区内岩溶水的流向受很多因素的干扰，小到一片树叶，含水孔隙的阻塞，砂砾位移，大到崩积体泥石流对谷床的堆堵间隔都可导致细微的或整个水体流向的变化。小的流向变化影响岩溶水局部流量的分配和流速的快慢而改变钙华的沉淀速率，大的流向变化如外来地表水的改道则改变着整个钙华体展布的格局，使已按年轮回变化形成的沉淀，溶蚀和剥蚀区的范围遭到重新组合，并终止了它们的连续性。现举例说明，黄龙现在钙华景观形色壮丽、沉淀率高的边石坝——彩池群是人间瑶池、争艳彩池和迎宾池，它们都位于黄龙沟西侧，是由现在外来地表水从终积堤东侧流入钙华体与地下水（1～9号泉）组成的水动力场所形成的格局，其实区内还存在早期规模更大的钙华景观群，它是由外来地表水从终积堤西侧与地下水组成的水动力场形成的。

望乡台西侧有一条较东侧更开阔的沟槽畔西侧基岩发育，这是早期外来地表水迳流的沟床，它向终积堤下飞泻，经过后寺观景台，流向后寺禹王庙部位，而当时地下水形成后寺东侧的彩池群，范围南至终积堤麓，北到簸箕海上方，东至冰川谷坡边，西临后寺庙基，面积较现在人间瑶池西侧彩池群大一倍以上，并从簸箕海开始一条金黄莽莽的钙华流经过中寺临近接仙桥。以下是循环水形成的棋树流芳争艳池（注），经金沙铺地、盆景池、洗身洞瀑布、飞瀑流辉，直至黄龙沟口彩池群。这组早期钙华景观就是因望乡台的地表水流向由西改道至东部所遗弃的，使钙华体广大地区原来与岩溶水产生的沉淀关系改变成了溶蚀和剥蚀关系。

上述外来地表水由西向东的改道是距现在最近的一次流向变迁，其钙华形迹清晰可辩，而钙华体决不是只有这一次岩溶水流向变迁，如黄龙沟最西部原始森林处钙华大面积呈带状分布，现被强烈的溶蚀剥蚀作用风化呈砂状，仅偶见有残存的边石坝，显然这是更早期的岩溶水动力场形成的钙华形态。

黄龙钙华体受岩溶水流量、流速、流向等主要因素不稳定的变化影响，使CaCO3沉淀速率产生对应性不稳定的变化，小的影响使沉淀速率在0.47～11mm/a 或更大幅度间波动，大的影响导致钙华体原有的沉淀范围图式被更改，或仅部分继承，或被改造成溶蚀与剥蚀范围。因此，钙华体不可能具有长期连续均匀的CaCO3沉淀速率，在钙华体观察点记录的沉淀速率值只能代表观察时间段的沉淀量，其意义仅此而已。

争艳彩池、金沙铺地钙华流、洗身洞钙华瀑布是继承早期钙华形态发育的，只要仔细观察，现代沉淀的钙华规模较早期小多了。盆景池和飞瀑流辉是上世纪80年代由人工引水所恢复的早期钙华形态。

2.3 钙华体的演化阶段

钙华体和所有地质体一样都存在着从形成、发育至衰亡的幼年期青、壮年期和老年期的演化阶段。钙华体在全年或大部分时间内其景观波光潋艳，流水和鸣，色泽金辉，生机勃勃这是在产生强烈的CaCO3沉淀作用的表现，是钙华体在快速的扩大面积，积累厚度，向增积作用发育，是钙华体青壮年发育期的特征。钙华体在全年或大部时间其景观干燥荒凉，凝静无声，色泽暗涩，死气沉沉这是遭受强烈的剥蚀和溶蚀作用的表现，钙华体在萎缩面积，削小厚度，向减积作用发育，是钙华体进入衰退的老年期。

上面的描写是在对四川西北部钙华体群各种演化阶段的现象研究后所归纳的钙华体青壮年期和老年期的典型特征。而黄龙钙华体的现状既有沉淀发育的生机，又有溶蚀衰退的死沉，对认识它的演化阶段带来了困难，但区内丰富的地质基础资料，为此提供了解决的途迳。

2.3.1 评价方法

评价钙华体演化阶段的方法很多，有碳酸盐溶质的输入量和输出量对比法、地层剖面分层测龄法、综合地貌法、区域地质对比法等等。前两者属定量法范畴，后两者为定性法，本文根据掌握的资料，在第二节采用了计算钙华体CaCO3溶质输入输出量的定量法获得区内入少出多的现状，下面将从定性的两种方法对钙华体进行探讨，希望同时运用定性定量法论述钙华体的演化阶段能具有相辅相证的作用。

2.3.2 综合地貌法

思路，据钙华体的沉淀、溶蚀、和剥蚀区在地貌上存在着有无水、形态颜色、地植等有不同的差异，运用这种判别可以在地形图上圈定三者的分布面积，查明彼此间组合关系，以此作为评价钙华体的演化阶段的依据。

黄龙钙华体沉淀、溶蚀和剥蚀现象综合特征见表3。根据表3 绘制的黄龙钙华体综合地貌图有着严格的时空界线，原因是钙华体迳流的岩溶水之流量、流速、流向是动态的，每时每刻都在影响着沉淀、溶蚀和剥蚀区面积的变化，只不过这细微或局部的变化总体上是局限于洪枯水期年变幅的框架中，所以可以绘制每年洪枯季钙华体综合地貌图。经多年资料积累对比，钙华体演化阶段的特征可显现出来。

表3 黄龙钙华体沉淀、溶蚀、剥蚀综合地貌特征表

归纳近廿年黄龙钙华体沉淀、溶蚀、剥蚀地貌动态变化规律，将其在洪水期划分五个地貌分区：

1）沉淀分区：分布于人间瑶池西部边石坝——彩池群，面积4 000～8 000m2，全年有岩溶地下水迳流，边石坝体完整，坝顶水平柔曲、彩池色泽鲜明，沉淀连续。

2）沉淀剥蚀分区：分布于接仙桥以北至迎宾彩池群，包括上下金沙铺地钙华流、洗身洞钙华瀑布、争艳彩池、婆锣映影、明镜倒映，面积225 000～24 600m2，特征每年6～12月有循环水迳流产生钙华沉淀，色泽以黄色为主，边石坝大部分完整，少许破损。1～5月为剥蚀期，钙华岩面无水，表部干裂，有少许黑褐色的炭化斑点或条带，颜色单调，为土黄和浅灰色。

3）溶蚀分区：人间瑶池东部的边石坝—彩池群，面积6 000～9 000m2，特征是全年有外来地表水流入池群，并在边石坝下部的溶蚀沟槽迳流，彩池有屯水但不漫流，池中水草茂盛，池群中有灌木生长，在与西部彩池分界的地带有漏斗、竖井、溶洞发育。

4）溶蚀剥蚀分区：分布于棋树流芳、盆景池、潋滟湖三个边石坝——彩池群（人为引水注入的干彩池），特征：半年盛水期以浅黄色为主，溶蚀作用大于沉淀作用，池中有残蚀的礁岛，生长着灌木，池水中有水藻水草生长，并从边石坝顶部的沟槽中呈股状束流泻下。枯水期处于剥蚀环境，池群干燥，钙华裸露呈土黄、暗灰色，局部有片状的炭化钙华脱落，边石坝及池盆中的礁岛有草丛和苔藓生长，面积25 000～30 000m2。

5）剥蚀区：分布于马蹄海以北至接仙桥、以及该桥以北沉淀剥蚀分区的东西两侧原始森林地段和沟口三角扇等部位，面积约370 000m2，钙华体基本是终年无片状水流，为黑褐、土黄等色，钙华被砂壤化，局部有边石坝的残体，生长着苔藓、灌丛和乔木。

据2006年调查研究报告资料：黄龙钙华体的总面积为640 000m2，上述各分区在洪水期分别占总面积约为1.3%、36%、1.4%；4.4%、56.9%。枯水期仅有剥蚀分区、沉淀分区和溶蚀分区，后两者面积均有缩小，分别为4 000m2和6 000m2约占总面积的0.63%和0.94%。为此得出，黄龙钙华体无论是枯洪水期其沉淀面积（包括沉淀剥蚀分区）均远远小于溶蚀剥蚀分区面积，因此，这有力地佐证钙华体碳酸盐溶质输出量大于输入量数据的可信。

2.3.3 区域钙华地质对比法

思路，在相同和相似的地质环境中产生的同质地质体，有其地史的演化过程亦存在着同步性规律。但地质环境变化的不一致性会产生同步演化之间的差距。这个地质现象是作者总结四川西北部钙华体群的演化特征与地质环境的共性中所归纳的，并引深其评价黄龙钙华体的演化阶段。

四川西北部处于青藏高原向四川盆地过渡的上裂点之山原—冰川谷地貌带中，这一地貌带的冰川谷于年均气温在5℃以下，植物群落为灌木丛林带和针叶乔木林带者，但凡其上游有碳酸盐岩分布的高山区均发育有冻融作用的碳酸盐岩碎岩堆积体，而在3 000～3 550m 高程的冰川谷段必有钙华体发育。这是从松潘县黄龙沟、张家沟、祁田沟、漳腊水晶坡沟、牟尼乡的后寺沟、二道海沟、黑水县的卡龙沟和九寨沟县的大录沟发育的钙华林所总结的地质共性。据张家沟、黄龙沟、后寺沟钙华体剖面测量，均存在3～4个假整合面，钙华年龄测定，最早形成于52万年前，为中更新世中期产物，经研究，钙华是冰缘环境下的化学堆积物，这正符合大沽冰期之后的地史背景，大沽冰期之后有多期冰川和间冰期的变化也对应着区内钙华的多次演化韵律。现代黄龙钙华沉淀形态是距今1.2万年末期冰川后的冰缘环境形成的。

上述钙华体的现状：张家沟钙华体被现代沟水溶蚀侵蚀成残体，祁田沟钙华体仅剩在沟口，面积约100m2，漳腊水晶坡沟口钙华扇是80年代前漳腊区政府所在地，现只在公路边坡偶见有钙华残块，后寺沟、二道海沟和卡龙沟当年钙华景观非常壮观，但目前已经没有现代的CaCO3沉淀现象，大录沟虽有现代钙华发育，可规模极小，是内迭在早期钙华体上部。黄龙沟是目前唯一有较大规模现代钙华沉淀的钙华体，且也是内迭在早期钙华体之上，溶蚀剥蚀面积远大于沉淀面积，钙华体的碳酸盐溶质已是入不敷出。所以川西北钙华体群均表现着衰退或严重衰退的特征，说明它们在大体相同的地质环境有着相近似的演化进程；从大沽—芦山间冰期冰缘环境中发育，并于芦山—大理间冰期，大理—全新世间冰期的冰缘环境断续沉淀增积，在每次间冰期中的高温期遭遇剥蚀溶蚀，到全新世冰期前（约1.2万年）绝大部分钙华体终止了沉淀。其原因是冰缘受气温变暖的影响向高海拔区迁移，并带动森林带、灌丛带向草甸带扩张，钙华体上游碳酸盐岩冻融作用减弱，岩溶水溶质减少等，另外，个别钙华体快速衰退是冰川谷被地表水系的向源侵蚀作用改造成峡谷所至。

黄龙钙华虽然与区域钙华体群同步涉至老年期，但它必竞在全新世冰期后恢复了沉淀作用，形成一定规模新生的钙华形态，阻缓了衰老的进程。其原因：①外来岩溶水沉淀钙华处较其他钙华体高100～200m，受冰缘上移的影响弱小些，②上游碳酸盐岩分布面积较其他钙华体群上游碳酸盐岩面积都大，并且海拔也高，外来的岩溶水碳酸盐溶质源仍较丰富，③涪江向源侵蚀作用尚未入侵和破坏冰川谷原貌，还保存着岩溶水产生钙华沉淀的水动力场。这点是黄龙沟与张家沟钙华体地质环境最大的差异，也是作者对张家沟形成三万年之后才有黄龙沟一万年的钙华体之论点的点穴吧。

黄龙沟钙华体虽然与区域钙华体均属老年期，但各钙华体在漫长的地史演化过程中因地质环境差异的扩大，导致各钙华体衰退的特征不尽一致，演化的步履略有快慢，张家沟、漳腊水晶坡沟、祁田沟的钙华体只有残块，已进入接近消亡的老年晚期，二道海沟、卡龙沟的钙华体在不同程度上仍保存着早期钙华形态和规模，但无现代钙华形态新生，应属于老年中期。黄龙钙华体虽进入了溶质入不敷出的衰退之路，但仍具有一定规模的新生钙华沉淀，应为老年早期。

3 结论

1）黄龙钙华体的碳酸盐溶质输入量为2 508.302t/年，输出量3 299.124t/年，输出量大于输入量790.821吨/年，其减积作用大于增积作用。

2）黄龙钙华体在洪水期沉淀分区，沉淀剥蚀分区、溶蚀分区、溶蚀剥蚀分和剥蚀分区的面积分别占钙华体总面积64万m2的1.3%；36%；1.4%；4.4%和56.9%。枯水期沉淀分区、溶蚀分区和剥蚀分区分别占总面积的0.63%；0.94%和98.43%，剥蚀和溶蚀面积远大于沉淀面积。

3）运用定量法和定性法研究黄龙钙华体得出其碳酸盐溶质输出量大于输入量、剥蚀溶蚀面积远超过沉淀面积故是处演化阶段衰退的老年期。这与四川西北部钙华体群所处的演化阶段是一致的，是区域地质环境对有着相同或相似地质条件下形成的同质地质体产生同步性演化进程的结果。由于黄龙沟所处的冰缘等地质环境较优越，阻缓了钙华体衰退的步履，致使它目前处于演化阶段的老年早期。

4）黄龙钙华体进入了老年早期演化阶段，这提示了这朵世界自然遗产之花的脆弱性，因此呼吁政府部门需倍加珍惜，加大保护力度，和综合科研深度。作者认为黄龙钙华体虽不可能逆转继续向老年期演化的规律，但应用现代岩溶理论结合其他学科知识，以科技工程方法是可阻缓其衰老的速度。

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