查小森，謝世友.2，李林立，2，3

(1.西南大學地理科學學院，重慶 400715;2.西南大學三峽庫區(qū)生態(tài)環(huán)境教育部重點實驗室，重慶 400715;3.西南大學巖溶環(huán)境與石漠化治理研究所，重慶400715)

大氣CO2濃度的上升所帶來的全球氣候變暖問題，越來越受到國際學術(shù)界關(guān)注。碳減排面臨的壓力越來越大，除開發(fā)新能源與節(jié)能技術(shù)、大規(guī)模植樹造林等外，尋找可干預(yù)的碳減排途徑也變得越來越重要[1]。隨著研究的深入，袁道先院士提出了巖溶作用存在碳匯效應(yīng)的觀點，即碳酸鹽巖溶蝕消耗大氣 CO2，是一種潛在的大氣 CO2匯[2]。國內(nèi)外研究結(jié)果也表明，表層巖溶系統(tǒng)在生物參與下積極參與全球碳循環(huán)，吸碳量占“遺漏的匯”可達到 20%[3]。因此，表層巖溶系統(tǒng)的吸碳和放碳是自然界碳循環(huán)的重要組成部分，是“遺漏的匯”的一部分。巖溶系統(tǒng)碳匯通量的研究，對未知項的探索及全球碳循環(huán)模型的修正都有重要意義[4]。

由于地表水系流域和地下水系流域不一致，雨水、地表水和地下水相互轉(zhuǎn)換速度快，巖溶水在系統(tǒng)中的循環(huán)一般比較復雜，大氣降水是其主要補給來源，部分巖溶地下水系統(tǒng)存在外源水的補給[5]。中國西南地區(qū)裸露型巖溶面積54萬km2，分布著2 836條地下河和眾多巖溶泉[6]。這些地下河和巖溶泉一般都具有獨立的系統(tǒng)和集中的排泄口。

目前，運用水化學—流量法對巖溶地下水碳匯的計算研究已經(jīng)有不少的進展。黃芬等對桂林毛村地下河的外源水碳匯通量的估算為2.28×105kg/a，并指出外源水加入地下河形成的混合溶蝕作用不容忽視[7];曹敏等對重慶南山老龍洞巖溶地下河的碳匯進行了估算，計算結(jié)果為167.31×103mol·km－2a－1，并且指出碳酸鹽巖溶蝕還受到硫酸型酸雨的影響[8];Rixen T等計算得出奧里諾科河的年碳匯通量為4.27×106kg/a，并且指出徑流量對地下水到河流的碳匯影響程度存在很大的差異[9];黃婕等總結(jié)了桂江中下游昭平水文站、西江上游梧州水文站巖溶碳匯特點，計算全年平均單位面積碳匯量分別為 0.86 t/km2和 1.31 t/km2[10]。

但這些計算結(jié)果還有很大不確定性，計算結(jié)果準確性相差比較大，這是因為這些研究都是在年尺度下，以大面積的地下水流域作為研究對象，沒有考慮到短時間尺度下氣候變化、地下水流量等因素對巖溶碳匯的影響。另外，運用水化學—流量法計算碳匯結(jié)果的準確性依賴于徑流量和濃度的準確測量，而地下巖溶水系統(tǒng)中徑流量又受降雨量影響，HCO3－濃度也同時受到多種因素的綜合影響，因此，掌握其控制因素和變化規(guī)律，是利用水化學計算方法精確量化巖溶碳匯的基礎(chǔ)。

本文以金佛山水房泉為研究對象，根據(jù)離子含量、電導率、水位等參數(shù)測量計算，從短時間尺度下，分析了巖溶作用碳匯效應(yīng)，及其和降雨量、HCO3－濃度的關(guān)系，為進一步準確研究巖溶作用的碳匯效應(yīng)提供科學依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

金佛山自然保護區(qū)位于重慶市東南邊緣的南川區(qū)境南部，地處四川盆地南緣渝黔交接地帶，屬于大婁山東段的一部分。金佛山的地質(zhì)構(gòu)造為一個寬緩的向斜，整個山體上部由二疊系石灰?guī)r組成，中部由志留系的砂頁巖組成，下部由寒武系、奧陶系的白云巖、灰?guī)r組成，呈北東—南西走向。金佛山云霧多，日照少，雨量充沛，濕度大，屬亞熱帶濕潤季風氣候。區(qū)內(nèi)山體上部多年平均氣溫為8.2℃，年平均降雨量約 1 434.5 mm。

水房泉位于海拔2 046 m的金佛山山頂西坡陡崖上，出露于龍?zhí)睹合档貙?P2l)與二疊系長興組(P2c)致密灰?guī)r之間，地質(zhì)構(gòu)造呈傾角很小的寬緩向斜。水房泉流域土地利用類型以林地、亞高山草地、低矮灌叢以及建筑用地為主。土壤類型主要是黃棕壤和棕壤，土壤有機質(zhì)質(zhì)量濃度高，容重大，整體淋溶強，土壤酸度較大，交換性鈣、鎂含量相對較高。水房泉流域補給區(qū)面積約1.11 km2，降雨和降雪為水房泉泉水的唯一補給源。因局部裂隙、節(jié)理發(fā)育，下部龍?zhí)睹合蹈羲畬拥牟糠炙餮貙用鏉B流，直接從陡崖邊排出。水房泉流量動態(tài)變化比較大，平均月流量約2 L/s，平均流速約0.113 m/s，對降雨的響應(yīng)較明顯。在強降雨的時候，水房泉排泄供應(yīng)不足時，該流域會從另一排泄口茶壺泉進行排泄。

2 研究方法

2.1 實驗數(shù)據(jù)獲取方法

本研究在巖溶泉出口水房泉安置了多功能野外自動化監(jiān)測記錄儀CTDP300(澳大利亞 Greenspan公司生產(chǎn))，觀測水房泉的溫度、pH值、電導率、水位，每15 min自動測定并記錄一次，其分辨率分別為 0.01℃，0.01 pH單位、1 us/cm和0.01 cm，數(shù)據(jù)按月取回整理。

每月定期去現(xiàn)場取樣以及測定。用離子試劑盒(德國Aquanmerck)現(xiàn)場測定水中的 Ca2+、HCO3－濃度，精度為0.1 mg/L和0.1 mmol/L。用事先清洗過的 50 mL和 330 mL高密度聚乙烯塑料瓶采集水樣，水樣采回后，在西南大學地理科學學院水環(huán)境分析實驗室用瑞士Metrohm公司生產(chǎn)的761Compact IC離子色譜儀測定陰離子濃度，其精度為0.001 mg/L。對于陽離子水樣，為了保持離子活度，取樣后立即加入1:1的HNO3，采回后在西南大學地球化學與同位素試驗采用Optima～2100DV電感耦合等離子光譜儀(ICP～OES)測定，其檢出限優(yōu)于 0.001 mg/L，相對偏差小于2%。

2.2 CO2含量和碳匯通量計算方法

碳酸鹽巖基本溶蝕反應(yīng)如公式(1)所示:

由該方程式可知，碳酸鹽巖的溶蝕作用，主要是在 CO2的參與下進行的，水中若形成2 mol HCO3－，則有 1 mol是來自于空氣中的 CO2。

李林立等在過去的研究中[12]得出，水房泉的電導率 Ec與 Ca2+、HCO3－存在很好的線性關(guān)系，HCO3－濃度值可以根據(jù)儀器記錄的電導率計算出來。本研究經(jīng)過多次的野外實驗監(jiān)測和數(shù)據(jù)分析也同樣得出了相似結(jié)論(見圖1)。

[Ca2+]=0.211 × Econd+3.044 R2=0.9835

[HCO3－]=0.0086 × Econd+0.3168 R2=0.9783

式中:[Ca2+]為 Ca2+的濃 度(mg/L);[HCO3－]為HCO3－的濃度(mmol/L);Econd為25℃時的電導率(us/cm);R為相關(guān)系數(shù)。

計算出HCO3－含量，就可以根據(jù)公式(2)計算出 CO2含量。

式中:P(CO2)為 CO2含量(mg/L);P(HCO3－)為HCO3－含量(mg/L)。

在短時間尺度下，可以用水化學—流量法、標準灰?guī)r溶蝕試片法、擴散邊界(DBL)化學動力法、微侵蝕計法等[11]來計算巖溶溶蝕作用強度。本研究采用水化學—流量法。

圖1 水房泉巖溶泉電導率同[HCO3－]和[Ca2+]線性關(guān)系圖

金佛山水房泉采用矩形堰板，堰寬30 cm，高32 cm，根據(jù)多功能野外自動化監(jiān)測記錄儀CTDP300所記錄的水位數(shù)據(jù)，算出巖溶水徑流量Q。然后利用巖溶水流量Q求得水房泉流域因碳酸鹽巖溶蝕所消耗的 CO2，然后根據(jù)公式(3)計算水房泉流域單位面積月碳匯通量:

式中:C為單位面積月碳匯通量 (t·km－2a－1);Q為地下水流量 (L/s);S為水房泉流域面積 /km2;P(CO2)為 CO2含量 (mg/L)。

3 結(jié)果與分析

3.1 計算結(jié)果

本研究根據(jù)水房泉2010年5月到2011年4月一個完整水文年的數(shù)據(jù)，運用上述方法計算出水房泉月尺度的碳匯通量(見表1)。根據(jù)統(tǒng)計分析，水房泉全年碳匯通量約為 35.48 t·km－2a－1，月平均碳匯通量約為 2.96 t·km－2a－1。從表2中可以看出水房泉的碳匯主要發(fā)生在 6、7、8三個月份，都超過月平均碳匯通量 2.96 t·km－2a－1，最大值出現(xiàn)在 7 月，高達 5.61 t·km－2a－1;1、2、12 月碳匯通量都比較少，都低于 1.8 t·km－2a－1，最小值出現(xiàn)在 1 月，僅為1.65 tkm－2a－1，全年最大月碳匯通量為最小月碳匯通量的3.4 倍。

表1 水房泉碳匯通量估算結(jié)果

3.2 結(jié)果分析

3.2.1 碳匯通量與降雨量和徑流量的關(guān)系

大氣降雨是水房泉的重要補給形式，水房泉徑流量直接受大氣降雨的影響，因此本研究中運用水化學—流量法來計算碳匯通量時，需要考慮降雨量和徑流量的影響。由圖2中可以看出，水房泉月碳匯通量與月降雨量、徑流量三者之間存在著很好的同步關(guān)系。受降雨影響，月徑流量在雨季(4月到10月)和旱季(11月到次年3月)存在很大的差異，其中最大值在7月，最小值在1月。雨季徑流量大，碳匯通量也高，達到 26.5 t·km－2a－1，占全年碳匯通量的 74.7% ，旱季徑流量小，碳匯通量也低，僅有 8.98 t·km－2a－1。

圖2 水房泉月碳匯通量同月徑流量和月降雨量關(guān)系和HCO3－濃度關(guān)系

巖溶水中HCO3－離子的含量，能夠反應(yīng)CaCO3的溶解量，CaCO3的溶解量直接反應(yīng)水中CO2的含量。由圖3中可以看出在一個水文年中，水房泉HCO3－含量的變化范圍為104 mg/L～153 mg/L，最高值出現(xiàn)在1月，最低值出現(xiàn)在7月。從7月份開始為穩(wěn)步上升階段，這是因為巖溶水中離子含量，受到水—巖作用以及表層土壤CO2的雙重影響。土壤CO2與土壤微生物活動有關(guān)，微生物活動受溫度和濕度的影響。所以可以推論出，由于7月份溫度開始升高，濕度較大，微生物作用明顯，土壤中CO2含量較高，而大量的降雨，讓土壤中的CO2隨雨水進入地下河中，加強了水—巖作用，從而引起HCO3－含量增多。僅僅7－9月三個月的碳匯通量就有12.24 t·km－2a－1，占全年碳匯通量的34.5%。由圖4b中還可以看出，月碳匯通量的最大值與HCO3－含量的最大值在時間上存在很大的差異。這是因為在夏季，雖然溫度高，徑流量大，導致巖溶水中CO2吸收量大，碳匯通量達到最高值，但強烈的降雨效應(yīng)，使水中HCO3－受到稀釋，所以 HCO3－并未達到最大值;而在冬季，由于降雨少，徑流量小，稀釋作用減弱，HCO3－含量反而達到最大值，但同時由于降雨少，蒸發(fā)作用強烈，巖溶水中以及土壤中的CO2容易脫氣而釋放到空氣中去，所以碳匯通量在這個時段達到最低。

圖3 水房泉月碳匯通量同月均氣溫

3.2.3 碳匯通量同徑流量和 HCO3－的關(guān)系

由表1可以發(fā)現(xiàn)，在整個水文年中，1月份徑流量最小，僅為 1.12 L/s，HCO3－含量最大，為 151.52 mg/L，碳匯通量最小，為 1.65 t·km－2a－1;7 月份徑流量最大，為 4.51 L/s，HCO3－含量最小，僅為 127.92 mg/L，碳匯通量最大，為 5.61 t·km－2a－1。說明巖溶水的碳匯通量，不僅與 CO2含量以及徑流量有關(guān)，而且主要取決于巖溶水的徑流量因子，碳匯通量與徑流量成正比關(guān)系。而巖溶地下河徑流量主要受降雨量的影響，所以降雨量是控制巖溶地下水碳匯通量的絕對主導因素。

4 結(jié)語

金佛山水房泉為典型的表層巖溶泉，流域面積較小且穩(wěn)定，便于高精度儀器連續(xù)監(jiān)測。本研究通過對金佛山水房泉離子含量、水位、電導率等參數(shù)的監(jiān)測，計算出月尺度下的碳匯通量，并得出如下主要結(jié)論:

(1)水房泉的碳匯主要發(fā)生在 6、7、8三個月份，都超過2.96 t·km－2a－1;1、2、12 月碳匯較少，都低于 1.8 t·km－2a－1。全年最大月碳匯通量為最小月碳匯通量的3.4倍。雨季碳匯通量遠大于旱季，月碳匯通量同月降雨量和月徑流量存在很好的同步關(guān)系，且最大值都出現(xiàn)在7月，最小值都出現(xiàn)在1月。

(2)水房泉 HCO3－的含量受溫度、降雨、流量以及表層土壤CO2的綜合影響，月碳匯通量的最值與HCO3－含量的最值在時間上存在很大的差異，這是因為降雨造成的徑流量的變化所帶來的稀釋作用以及蒸發(fā)作用而引起的。

(3)巖溶水的碳匯通量，主要取決于巖溶水的流量因子，所以降雨量是控制巖溶地下水碳匯通量的絕對主導因素。

相比于年尺度下大流域的碳匯估算，本研究利用高精度監(jiān)測儀器，在短時間尺度下，運用水化學—流量法來計算碳匯通量的結(jié)果更為精確。分析地下水流量、氣候變化等因素對巖溶碳匯的影響，有利于水化學—流量法的準確運用以及巖溶碳匯機制的深入研究。巖溶作用的復雜性以及多樣性使得全球碳循環(huán)源與匯的研究存在很多不確定因素。為了更加科學的了解巖溶作用的碳匯效應(yīng)，今后應(yīng)綜合考慮該流域的生態(tài)系統(tǒng)以及人類活動的共同作用。

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