外源水對巖溶碳匯的影響

1、外源水對巖溶碳匯的影響一以桂林毛村地下河為例黃芬;唐偉;汪進(jìn)良;曹建華;殷建軍【摘要】以桂林毛村地下河為對象，研究了外源水對巖溶碳匯的影響.觀測計算結(jié)果 表明:外源水進(jìn)入巖溶區(qū)后，由于內(nèi)夕卜源水相互混合，提高了巖溶水的溶蝕能力，以致 DIC含量不斷升高，其碳酸鹽飽和指數(shù)也逐漸增加,SIc由不飽和達(dá)到飽和，增加了巖 溶碳匯的通量.2010年9月至2011年3月僅以位于地下河上游的小龍背的外源水 補給量和地下河出口的HCO3-濃度進(jìn)行計算，巖溶碳匯通量由2.28x105 g增加至 2.04x106 g,增加了近10倍碳匯通量的增加固然與沿途大氣降水、植被及土地利 用等可能產(chǎn)生的CO2輸入有關(guān)，但更

2、與外源水加入形成的混合溶蝕作用有關(guān).因此， 在巖溶碳匯通量計算中外源水的影響作用不容忽視.Based on the field monitoring and theoretical calculation, this research studied the influence of allo-genic water on karst carbon sink flux in the Maocun Subterranean Stream in Guilin. The results showed that (1) entered into karst area, allogenic water

3、mixed with autogenic water, which enhanced karst water corrosion, increased DIC concentration and carbonate saturation index gradually, changed Sic from unsaturated into saturated and increased the karst carbon sink flux; (2)during September 7, 2010 to March 26, 2011, the carbon sink flux increased

4、about 10 times (from 2. 28 x105 g to 2. 04 x 106 g ) , calculated only with the allogenic water recharge of Xiao Long Bei in the upstream and the HCO-3 concentration of outlet water of underground river; (3) the increase of carbon sink flux have some connection with potential CO2 input due to precip

5、itation, vegetation and land-use types on the way, but have more to do with mixture corrosion of allogenic water. So, allogenic water takes an obvious contribution to karst carbon sink, and cant be ignored in calculation of karst carbon sink.【期刊名稱】中國巖溶 【年(卷)，期】2011(030)004 【總頁數(shù)】5頁(P417-421) 【關(guān)鍵詞】夕卜源

6、水;巖溶碳匯;地下河;桂林毛村 【作者】黃芬;唐偉;汪進(jìn)良漕建華;殷建軍【作者單位】中國地質(zhì)科學(xué)院巖溶地質(zhì)研究所/國土資源部、廣西巖溶動力學(xué)重點 實驗室/聯(lián)合國教科文組織國際巖溶研究中心廣西桂林541004;中國地質(zhì)科學(xué)院巖 溶地質(zhì)研究所/國土資源部、廣西巖溶動力學(xué)重點實驗室/聯(lián)合國教科文組織國際巖 溶研究中心廣西桂林541004;西南大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院，重慶400715;中國地質(zhì)科學(xué) 院巖溶地質(zhì)研究所/國土資源部、廣西巖溶動力學(xué)重點實驗室/聯(lián)合國教科文組織國 際巖溶研究中心，廣西桂林541004;中國地質(zhì)科學(xué)院巖溶地質(zhì)研究所/國土資源部、 廣西巖溶動力學(xué)重點實驗室/聯(lián)合國教科文組織國際巖溶研究

7、中心，廣西桂林 541004;中國地質(zhì)科學(xué)院巖溶地質(zhì)研究所/國土資源部、廣西巖溶動力學(xué)重點實驗 室/聯(lián)合國教科文組織國際巖溶研究中心廣西桂林541004;西南大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院, 重慶400715 【正文語種】中文【中圖分類】P641.25工業(yè)革命以來，全球氣候發(fā)生了重大變化，全球氣溫升高，極端氣候事件頻發(fā)，化 石燃料大量消耗等人類活動已經(jīng)顯著地改變了全球碳循環(huán)。地球大氣中的二氧化碳 濃度從1750年的280 ppm增加到2005年的380 ppm1-2。全球碳循環(huán) 研究中的一個關(guān)鍵問題是已知的碳匯不能平衡已知的碳源，存在一個很大的遺漏匯(missing sink )3。在尋找遺漏碳匯項的研究中

8、，大多數(shù)學(xué)者認(rèn)為硅酸鹽巖 風(fēng)化是地質(zhì)作用中主要的碳匯過程4,而碳酸鹽巖的溶蝕過程不穩(wěn)定，存在一 個源與匯的相互轉(zhuǎn)化過程，可不予以考慮。然而，硅酸鹽的風(fēng)化速率為10-16- 10 - 11 mmol /(m2s)(10-610-1 mm /ka)5，碳酸鹽的風(fēng)化速 率為 10-9-10-6 mmol /(m2s)(10 104 mm /ka)6。在短時間尺 度內(nèi)(103 -104年)，由于碳酸鹽巖風(fēng)化速率和溶解度比硅酸巖鹽高的多，因此 全球CO2循環(huán)中碳酸鹽的風(fēng)化作用對氣候變化的影響是不可忽視的7。據(jù)統(tǒng) 計估算，全球碳酸鹽風(fēng)化碳匯占整個巖石風(fēng)化碳匯的94%，而硅酸鹽風(fēng)化碳匯僅 占6%左右8,我國

9、碳酸鹽風(fēng)化所消耗的CO2為硅酸鹽風(fēng)化的3倍9;典型小流域的研究也表明碳酸鹽巖溶解消耗大氣CO2的量是變質(zhì)巖的近17倍10。中國巖溶面積達(dá)344萬km2，因巖溶作用回收大氣CO2的通量為 1.774x107 t C/a,而全球為6.08x108 t C/a,后者占全球碳循環(huán)模型中的遺 漏匯(missing sink )的約1/311。在巖溶區(qū)，外源水對碳酸鹽巖的侵蝕是 增加碳匯的一個重要影響因素12。夕卜源水由于其硬度、pH值及飽和指數(shù)都較 低，對碳酸鹽巖具有很強的侵蝕力，能夠促進(jìn)碳酸鹽的溶解，增強巖溶碳匯效應(yīng)。 因此，研究外源水的流速、流量、運移距離等對巖溶碳匯的影響，即研究外源水在 運移途中

10、參與的巖溶作用以及對碳匯影響的變化特征，客觀評價外源水對巖溶作用 的影響程度，有利于科學(xué)準(zhǔn)確地估算巖溶碳匯通量。1研究區(qū)概況毛村地下河流域位于桂林市東南的靈川縣潮田鄉(xiāng)，距桂林市區(qū)30 km。地下河出 口在毛村，經(jīng)緯坐標(biāo)為N251138”,E1103135”,高程為178 m。地下河所在 地屬中亞熱帶季風(fēng)氣候，氣候溫和，降水充沛，年平均氣溫18.6C，年均降雨量1 980 mm。降雨量的年內(nèi)分配，主要受季風(fēng)活動影響，分布不均。一般雨季從每 年的3月份開始到8月份，最大的降雨量連續(xù)出現(xiàn)在47月份，9月份到次年2 月份一般為枯季11。地下河總出口流量為4.25x109 L14o流域內(nèi)出露地層有上古生

11、界中泥盆統(tǒng)下部（D12 ）雜色的石英砂巖、粉砂巖夾頁巖， 東崗嶺組（D2 d）灰、深灰色層孔石泥晶灰?guī)r與白云巖互層、灰黑色角礫狀白云 巖，上泥盆統(tǒng)融縣組（D3r）淺灰、灰白色厚層塊狀泥亮晶鮞粒砂屑灰?guī)r，夾泥晶 灰?guī)r及白云質(zhì)灰?guī)r，以及第四系沉積物（Q）等。研究區(qū)處于南圩-沙子斷裂的北段，構(gòu)造上位于潮田向斜的東側(cè)，主要發(fā)育有北北 東向的潮田、大巖前區(qū)域斷裂及伴生的NEE向和NW向斷裂。打谷坪壓扭性舒緩 波狀斷裂帶傾角6070。毛村地下河流域土地利用類型主要有水稻田、林地、果園、灌叢、居民用地等。其 中，水稻田主要分布在地下河上游匯水區(qū)的山灣、打谷坪、掌山底一帶。洼地內(nèi)耕 地面積約0.45 km2。

12、果園一般分布在取水條件較好的洼地或洼地邊緣，種植白果、 柑桔、沙田柚等果樹。林地主要分布在補給區(qū)位置較高的砂頁巖分布區(qū)。在地下河 出口處為峰叢洼地與峰林平原交界，主要分布有水稻田及菜地。本研究區(qū)內(nèi)除零星 分布開采方解石礦外，沒有其它工礦企業(yè)分布。毛村地下河系統(tǒng)的補給來源包括內(nèi)源補給與外源補給，內(nèi)源補給主要是來自巖溶區(qū) 的降水，外卜源補給有兩個：（1）小龍背地表河水經(jīng)過一段距離的地表明流進(jìn)入巖 溶區(qū)地下管道由扁巖匯入；（2）磨刀江水流經(jīng)巖溶區(qū)地下管道在社更巖匯入，這 兩股水與來源于白云巖地區(qū)的背地坪巖溶水在掌山底匯合后進(jìn)入地下管道，流經(jīng)穿 巖、小巖，明流與暗河相間，流經(jīng)大巖前，最終在毛村地下河出

13、口排出（圖1）。地下河長約5.1 km，流域面積約11.2 km2，其中碳酸鹽面積與非碳酸鹽巖面積 分別為 7.6 km2 和 3.6 km2。圖1毛村地下河流域水文地質(zhì)簡圖Fig.1 Sketch mapof hydrogeology of the Maocun Subterranean Stream2研究方法本項研究共選取8個研究點，分別為夕卜源水流經(jīng)的小龍背、扁巖、社更巖、三灣、 穿巖、大巖前和毛村等泉點（具體位置見圖1），并與主要來源于白云巖補給的背 地坪泉水對比，其中小龍背為地表外源水，其他均為巖溶泉水。為能全面、實時掌握流域內(nèi)的水文化學(xué)數(shù)據(jù)，在小龍背、扁巖、毛村地下河出口安 裝了

14、CTDP300 （澳大利亞Greenspan公司）自動記錄儀，測定水位、水溫、pH 值、電導(dǎo)率和降雨量，（精度分別為0.01 cm、0.0UC、0.01 pH單位、0.0卻S / cm和0.5 mm ）。與此同時，在2010年3月至2011年3月對上述所選的研 究點還分別進(jìn)行人工采樣帶回室內(nèi)分析測試。采樣過程中，同時用德國WTW公 司生產(chǎn)的Multi 350i便攜式水化學(xué)分析儀現(xiàn)場測定研究點的電導(dǎo)（Ec）、pH值 與水溫，用鈣離子試劑盒（德國，Aquanmerck）現(xiàn)場滴定水體中的Ca2 +、 HCO -3濃度（精度為0.1 mg/L 和 0.1 mmol /L）。水樣室內(nèi)分析陰離子用V -2

15、450紫外光/可見光分光光度儀測定，陽離子采用美國PerkinElmer Optima 2100 ICP - OES光譜儀測定。所有樣品水中的常量離子測試均由中國地質(zhì)科學(xué)院 巖溶地質(zhì)研究所實驗室完成。本研究取樣時間為2010年3月至2011年3月，每月對觀測點進(jìn)行觀測和取樣， 間隔時間一般為30天，共取樣13次。3結(jié)果與討論3.1流域HCO - 3及飽和度指數(shù)變化特征研究區(qū)HCO - 3濃度年平均值變化特征為：背地坪（4.65 mmol /L）毛村（3.67 mmol / L ） 大巖前（3.61 mmol / L ） 穿巖（3.58 mmol / L ） 山灣(2.42 mmol / L )

16、 社更巖(2.1 mmol / L ) 扁巖(1.59 mmol /L )小龍背（0.2 mmol/L），穿巖、大巖前與毛村地下河出口的HCO - 3濃度相差 不大（圖2）。背地坪因沒有外源水補給的影響，其HCO-3濃度最大，變化范 圍為3.5 5 mmol / L,而小龍背則全由大氣降水直接補給且位于碎屑巖區(qū)，所以 其HCO-3濃度最小，變化范圍為0.1 0.4 mmol /L,兩地HCO - 3濃度比較， 前者是后者的約10倍。圖2研究區(qū)HCO3 -的動態(tài)變化特彳正Fig.2 Regime of HCO3 - in the study area在雨季，地下河中HCO - 3濃度總體較旱季低

17、，雖然雨季氣溫高，土壤中的微生 物呼吸作用強烈，雨水經(jīng)土壤淋濾溶解了大量的CO2進(jìn)入地下河，使得水的二氧 化碳分壓（PCO2 ）升高，溶解作用加強，HCO-3濃度增加，但由于雨水的稀釋 作用，又使得地下河中的HCO - 3濃度較旱季低；雖然冬季土壤中的微生物呼吸 作用較弱，但地下河的流量較小，這可能是導(dǎo)致地下河水中的HCO - 3濃度較高 的原因之一。小龍背外源水進(jìn)入巖溶區(qū)后，水巖氣相互作用加強，在運移的過程中 HCO - 3濃度不斷上升。從圖3可以看出，自研究區(qū)的上游至下游，SIc逐漸偏正。小龍背SIc與SId年平 均值分別為-2.57和-12.21均未達(dá)到飽和，具有很強的侵蝕性。穿巖、大巖

18、前、 毛村地下河出口和背地坪巖溶水水巖氣相互作用充分，其SIc分別為0.1、0.45和 0.58、0.27，已經(jīng)達(dá)到過飽和狀態(tài)。小龍背外源水的SIc比扁巖、社更巖、山灣泉、 背地坪及其它研究點的要小，其HCO-3含量也較其它研究點低，夕卜源水水化學(xué) 組成更有利于碳酸鹽巖的溶解。扁巖與社更巖由于外源水的直接補給，其SIc也較 其它采樣點低，外源水進(jìn)入巖溶區(qū)后，降低了巖溶水的飽和指數(shù)，增加其溶蝕能力。 圖3不同監(jiān)測點水中礦物飽和指數(shù)Fig.3 Mineral saturation index at the monitoring sites3.2夕卜源水作用的巖溶碳匯估算小龍背自動記錄儀于2010年

19、9月安裝，觀測計算結(jié)果表明，2010年9月7日至 2011年3月26日，小龍背外源水的流量為9.57x107 L （如不考慮流經(jīng)地表時水 分的蒸發(fā)，最后全部由毛村出口流出）。根據(jù)下面的公式可以計算出外源水與外源 水進(jìn)入巖溶區(qū)后的碳匯通量：其中：HCO-3 是徑流中所含HCO - 3的摩爾濃度（mol/L）;1/2指徑流 中一半碳來自大氣；Q是流域徑流量（L/s）13，而外源水地區(qū)為凈碳匯 4。2010年9月7日至2011年3月26日小龍背外源水的碳匯通量為2.28x105 gC; 經(jīng)過一段距離的水巖相互作用后，到達(dá)扁巖，其碳匯通量增加至6.67x105 gC; 至毛村地下河出口處，其碳匯通量增

20、加至2.04x106 gC（表1）。表1枯季外源水流入巖溶區(qū)后增加的碳匯通量Tab.1 Carbon sink increased as the result of allogenic water flowing into karst area in dry season 年份 月份 小龍背流量/ L小龍背扁巖毛村HCO-3 / mmol / L碳匯通量/g HCO-3 / mmol / L 碳匯通量 / g HCO - 3 / mmol / L 碳匯通量 / g 2010 9 月 8 269 550 0.4 39 694 1.3 64 502 3.6 178 622 10 月 4 526 8

21、38 0.1 5 432 2.2 59 754 3.9 105 928 11 月 2 651 913 0.2 6 365 2.1 33 414 3.5 55 690 12 月 13 554 736 0.25 40 664 1.9 154 524 3.7 300 915 2011 1月 5 801 796 0.1 6 962 1.8 62 659 4 139 243 2月 14 240 398 0.1 17 088 0.8 68 354 3.6 307 593 3月 46 696 784 0.2 112 072 0.8 224 145 3.4 952 614 合計 95 742 015 228

22、278 667 353 2 040 6063.3夕卜源水對巖溶碳匯的影響作用分析CO2易溶于水，其水溶液是由碳酸、重碳酸根和碳酸根離子組成的平衡混合物，它構(gòu)成了水中溶解無機碳（DIC ）部分（DIC = H 2 CO3 + HCO-3+）16。外源水系統(tǒng)中CO2的溶解度反應(yīng)方程式為：該反應(yīng)方程表明，pH不同，各組成所占的比例也不同，pH高時反應(yīng)向右進(jìn)行， pH約為79時，地下水中95%的碳以重碳酸根（HCO-3 ）的形式存在，CO2 -3含量可以忽略不計；pH 10.5時，溶液中的DIC主要是碳酸根離子6。外源水進(jìn)入巖溶地下河系統(tǒng)后，CO2的溶解度反應(yīng)方程式為：已有研究表明，在15C和PCO2

23、 = 5 000 ppmv時，CO2-H 2 O系統(tǒng)的DIC平 衡值為0.24 mmol /1_,而在CaCO3 -CO2-H 2 O系統(tǒng)的DIC平衡值為3.27 mmol /L,約為CO2-H 2 O系統(tǒng)的13.6倍6。而且當(dāng)一種碳酸鹽的平衡溶 液與另一種不同Ca2 +濃度的水發(fā)生混合后，會重新具有侵蝕性17。本研究 中小龍背外源水CO2-H 2 O系統(tǒng)的DIC平衡值為0.2 mmol / L,碳酸鹽飽和指 數(shù)小于0，進(jìn)入巖溶區(qū)后，與巖溶水發(fā)生混合溶蝕，使得巖溶水SIc降低，溶蝕能 力大大加強，HCO-3濃度迅速提高，碳匯能力明顯增強，由此導(dǎo)致外源水進(jìn)入 巖溶區(qū)在扁巖流出后，水中平均HCO

24、- 3濃度達(dá)1.59 mmol / L,碳匯通量增加 了 3倍左右；到達(dá)毛村地下河出口后，平均HCO - 3濃度高至3.67 mmol / L, 碳匯通量增加了約10倍。毛村地下河出口處HCO - 3濃度的提高及碳匯通量的增加固然與沿途大氣降水、 植被及土地利用，以及掌山底一帶的第四系土壤水及地表補給水可能產(chǎn)生的CO2 輸入有關(guān)，但更與外源水加入形成的混合溶蝕作用有關(guān)。因此，在巖溶碳匯研究中 外源水的作用不容忽視。4結(jié)論外源水促進(jìn)了巖溶作用的發(fā)生，小龍背外源水進(jìn)入巖溶區(qū)后，水巖相互作用加強， DIC含量不斷升高，其碳酸鹽飽和指數(shù)也逐漸增加，SIc由不飽和達(dá)到飽和，外源 水在扁巖經(jīng)混合流出后，水

25、中平均HCO - 3濃度達(dá)1.59 mmol / L,碳匯通量增 加了 3倍左右；到達(dá)毛村地下河出口后，平均HCO - 3濃度高至3.67 mmol / L, 碳匯通量增加了約10倍HCO - 3濃度的提高及碳匯通量的增加固然與沿途大氣 降水、植被及土地利用，以及掌山底一帶第四系土壤水及地表水補給等可能產(chǎn)生的 CO2輸入有關(guān)，更與外源水加入形成的混合溶蝕作用有關(guān)，因此在巖溶碳匯通量 計算中后者的影響作用不容忽視。參考文獻(xiàn)【相關(guān)文獻(xiàn)】1 WMO.Greenhouse gas bulletin : The state of greenhouse in the atmosphere based on

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