查小森，谢世友.2，李林立，2，3

(1.西南大学地理科学学院，重庆 400715;2.西南大学三峡库区生态环境教育部重点实验室，重庆 400715;3.西南大学岩溶环境与石漠化治理研究所，重庆400715)

大气CO2浓度的上升所带来的全球气候变暖问题，越来越受到国际学术界关注。碳减排面临的压力越来越大，除开发新能源与节能技术、大规模植树造林等外，寻找可干预的碳减排途径也变得越来越重要[1]。随着研究的深入，袁道先院士提出了岩溶作用存在碳汇效应的观点，即碳酸盐岩溶蚀消耗大气 CO2，是一种潜在的大气 CO2汇[2]。国内外研究结果也表明，表层岩溶系统在生物参与下积极参与全球碳循环，吸碳量占“遗漏的汇”可达到 20%[3]。因此，表层岩溶系统的吸碳和放碳是自然界碳循环的重要组成部分，是“遗漏的汇”的一部分。岩溶系统碳汇通量的研究，对未知项的探索及全球碳循环模型的修正都有重要意义[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转换速度快，岩溶水在系统中的循环一般比较复杂，大气降水是其主要补给来源，部分岩溶地下水系统存在外源水的补给[5]。中国西南地区裸露型岩溶面积54万km2，分布着2 836条地下河和众多岩溶泉[6]。这些地下河和岩溶泉一般都具有独立的系统和集中的排泄口。

目前，运用水化学—流量法对岩溶地下水碳汇的计算研究已经有不少的进展。黄芬等对桂林毛村地下河的外源水碳汇通量的估算为2.28×105kg/a，并指出外源水加入地下河形成的混合溶蚀作用不容忽视[7];曹敏等对重庆南山老龙洞岩溶地下河的碳汇进行了估算，计算结果为167.31×103mol·km－2a－1，并且指出碳酸盐岩溶蚀还受到硫酸型酸雨的影响[8];Rixen T等计算得出奥里诺科河的年碳汇通量为4.27×106kg/a，并且指出径流量对地下水到河流的碳汇影响程度存在很大的差异[9];黄婕等总结了桂江中下游昭平水文站、西江上游梧州水文站岩溶碳汇特点，计算全年平均单位面积碳汇量分别为 0.86 t/km2和 1.31 t/km2[10]。

但这些计算结果还有很大不确定性，计算结果准确性相差比较大，这是因为这些研究都是在年尺度下，以大面积的地下水流域作为研究对象，没有考虑到短时间尺度下气候变化、地下水流量等因素对岩溶碳汇的影响。另外，运用水化学—流量法计算碳汇结果的准确性依赖于径流量和浓度的准确测量，而地下岩溶水系统中径流量又受降雨量影响，HCO3－浓度也同时受到多种因素的综合影响，因此，掌握其控制因素和变化规律，是利用水化学计算方法精确量化岩溶碳汇的基础。

本文以金佛山水房泉为研究对象，根据离子含量、电导率、水位等参数测量计算，从短时间尺度下，分析了岩溶作用碳汇效应，及其和降雨量、HCO3－浓度的关系，为进一步准确研究岩溶作用的碳汇效应提供科学依据。

1 研究区概况

金佛山自然保护区位于重庆市东南边缘的南川区境南部，地处四川盆地南缘渝黔交接地带，属于大娄山东段的一部分。金佛山的地质构造为一个宽缓的向斜，整个山体上部由二叠系石灰岩组成，中部由志留系的砂页岩组成，下部由寒武系、奥陶系的白云岩、灰岩组成，呈北东—南西走向。金佛山云雾多，日照少，雨量充沛，湿度大，属亚热带湿润季风气候。区内山体上部多年平均气温为8.2℃，年平均降雨量约 1 434.5 mm。

水房泉位于海拔2 046 m的金佛山山顶西坡陡崖上，出露于龙潭煤系地层(P2l)与二叠系长兴组(P2c)致密灰岩之间，地质构造呈倾角很小的宽缓向斜。水房泉流域土地利用类型以林地、亚高山草地、低矮灌丛以及建筑用地为主。土壤类型主要是黄棕壤和棕壤，土壤有机质质量浓度高，容重大，整体淋溶强，土壤酸度较大，交换性钙、镁含量相对较高。水房泉流域补给区面积约1.11 km2，降雨和降雪为水房泉泉水的唯一补给源。因局部裂隙、节理发育，下部龙潭煤系隔水层的部分水流沿层面渗流，直接从陡崖边排出。水房泉流量动态变化比较大，平均月流量约2 L/s，平均流速约0.113 m/s，对降雨的响应较明显。在强降雨的时候，水房泉排泄供应不足时，该流域会从另一排泄口茶壶泉进行排泄。

2 研究方法

2.1 实验数据获取方法

本研究在岩溶泉出口水房泉安置了多功能野外自动化监测记录仪CTDP300(澳大利亚 Greenspan公司生产)，观测水房泉的温度、pH值、电导率、水位，每15 min自动测定并记录一次，其分辨率分别为 0.01℃，0.01 pH单位、1 us/cm和0.01 cm，数据按月取回整理。

每月定期去现场取样以及测定。用离子试剂盒(德国Aquanmerck)现场测定水中的 Ca2+、HCO3－浓度，精度为0.1 mg/L和0.1 mmol/L。用事先清洗过的 50 mL和 330 mL高密度聚乙烯塑料瓶采集水样，水样采回后，在西南大学地理科学学院水环境分析实验室用瑞士Metrohm公司生产的761Compact IC离子色谱仪测定阴离子浓度，其精度为0.001 mg/L。对于阳离子水样，为了保持离子活度，取样后立即加入1:1的HNO3，采回后在西南大学地球化学与同位素试验采用Optima～2100DV电感耦合等离子光谱仪(ICP～OES)测定，其检出限优于 0.001 mg/L，相对偏差小于2%。

2.2 CO2含量和碳汇通量计算方法

碳酸盐岩基本溶蚀反应如公式(1)所示:

由该方程式可知，碳酸盐岩的溶蚀作用，主要是在 CO2的参与下进行的，水中若形成2 mol HCO3－，则有 1 mol是来自于空气中的 CO2。

李林立等在过去的研究中[12]得出，水房泉的电导率 Ec与 Ca2+、HCO3－存在很好的线性关系，HCO3－浓度值可以根据仪器记录的电导率计算出来。本研究经过多次的野外实验监测和数据分析也同样得出了相似结论(见图1)。

[Ca2+]=0.211 × Econd+3.044 R2=0.9835

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

式中:[Ca2+]为 Ca2+的浓 度(mg/L);[HCO3－]为HCO3－的浓度(mmol/L);Econd为25℃时的电导率(us/cm);R为相关系数。

计算出HCO3－含量，就可以根据公式(2)计算出 CO2含量。

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

在短时间尺度下，可以用水化学—流量法、标准灰岩溶蚀试片法、扩散边界(DBL)化学动力法、微侵蚀计法等[11]来计算岩溶溶蚀作用强度。本研究采用水化学—流量法。

图1 水房泉岩溶泉电导率同[HCO3－]和[Ca2+]线性关系图

金佛山水房泉采用矩形堰板，堰宽30 cm，高32 cm，根据多功能野外自动化监测记录仪CTDP300所记录的水位数据，算出岩溶水径流量Q。然后利用岩溶水流量Q求得水房泉流域因碳酸盐岩溶蚀所消耗的 CO2，然后根据公式(3)计算水房泉流域单位面积月碳汇通量:

式中:C为单位面积月碳汇通量 (t·km－2a－1);Q为地下水流量 (L/s);S为水房泉流域面积 /km2;P(CO2)为 CO2含量 (mg/L)。

3 结果与分析

3.1 计算结果

本研究根据水房泉2010年5月到2011年4月一个完整水文年的数据，运用上述方法计算出水房泉月尺度的碳汇通量(见表1)。根据统计分析，水房泉全年碳汇通量约为 35.48 t·km－2a－1，月平均碳汇通量约为 2.96 t·km－2a－1。从表2中可以看出水房泉的碳汇主要发生在 6、7、8三个月份，都超过月平均碳汇通量 2.96 t·km－2a－1，最大值出现在 7 月，高达 5.61 t·km－2a－1;1、2、12 月碳汇通量都比较少，都低于 1.8 t·km－2a－1，最小值出现在 1 月，仅为1.65 tkm－2a－1，全年最大月碳汇通量为最小月碳汇通量的3.4 倍。

表1 水房泉碳汇通量估算结果

3.2 结果分析

3.2.1 碳汇通量与降雨量和径流量的关系

大气降雨是水房泉的重要补给形式，水房泉径流量直接受大气降雨的影响，因此本研究中运用水化学—流量法来计算碳汇通量时，需要考虑降雨量和径流量的影响。由图2中可以看出，水房泉月碳汇通量与月降雨量、径流量三者之间存在着很好的同步关系。受降雨影响，月径流量在雨季(4月到10月)和旱季(11月到次年3月)存在很大的差异，其中最大值在7月，最小值在1月。雨季径流量大，碳汇通量也高，达到 26.5 t·km－2a－1，占全年碳汇通量的 74.7% ，旱季径流量小，碳汇通量也低，仅有 8.98 t·km－2a－1。

图2 水房泉月碳汇通量同月径流量和月降雨量关系和HCO3－浓度关系

岩溶水中HCO3－离子的含量，能够反应CaCO3的溶解量，CaCO3的溶解量直接反应水中CO2的含量。由图3中可以看出在一个水文年中，水房泉HCO3－含量的变化范围为104 mg/L～153 mg/L，最高值出现在1月，最低值出现在7月。从7月份开始为稳步上升阶段，这是因为岩溶水中离子含量，受到水—岩作用以及表层土壤CO2的双重影响。土壤CO2与土壤微生物活动有关，微生物活动受温度和湿度的影响。所以可以推论出，由于7月份温度开始升高，湿度较大，微生物作用明显，土壤中CO2含量较高，而大量的降雨，让土壤中的CO2随雨水进入地下河中，加强了水—岩作用，从而引起HCO3－含量增多。仅仅7－9月三个月的碳汇通量就有12.24 t·km－2a－1，占全年碳汇通量的34.5%。由图4b中还可以看出，月碳汇通量的最大值与HCO3－含量的最大值在时间上存在很大的差异。这是因为在夏季，虽然温度高，径流量大，导致岩溶水中CO2吸收量大，碳汇通量达到最高值，但强烈的降雨效应，使水中HCO3－受到稀释，所以 HCO3－并未达到最大值;而在冬季，由于降雨少，径流量小，稀释作用减弱，HCO3－含量反而达到最大值，但同时由于降雨少，蒸发作用强烈，岩溶水中以及土壤中的CO2容易脱气而释放到空气中去，所以碳汇通量在这个时段达到最低。

图3 水房泉月碳汇通量同月均气温

3.2.3 碳汇通量同径流量和 HCO3－的关系

由表1可以发现，在整个水文年中，1月份径流量最小，仅为 1.12 L/s，HCO3－含量最大，为 151.52 mg/L，碳汇通量最小，为 1.65 t·km－2a－1;7 月份径流量最大，为 4.51 L/s，HCO3－含量最小，仅为 127.92 mg/L，碳汇通量最大，为 5.61 t·km－2a－1。说明岩溶水的碳汇通量，不仅与 CO2含量以及径流量有关，而且主要取决于岩溶水的径流量因子，碳汇通量与径流量成正比关系。而岩溶地下河径流量主要受降雨量的影响，所以降雨量是控制岩溶地下水碳汇通量的绝对主导因素。

4 结语

金佛山水房泉为典型的表层岩溶泉，流域面积较小且稳定，便于高精度仪器连续监测。本研究通过对金佛山水房泉离子含量、水位、电导率等参数的监测，计算出月尺度下的碳汇通量，并得出如下主要结论:

(1)水房泉的碳汇主要发生在 6、7、8三个月份，都超过2.96 t·km－2a－1;1、2、12 月碳汇较少，都低于 1.8 t·km－2a－1。全年最大月碳汇通量为最小月碳汇通量的3.4倍。雨季碳汇通量远大于旱季，月碳汇通量同月降雨量和月径流量存在很好的同步关系，且最大值都出现在7月，最小值都出现在1月。

(2)水房泉 HCO3－的含量受温度、降雨、流量以及表层土壤CO2的综合影响，月碳汇通量的最值与HCO3－含量的最值在时间上存在很大的差异，这是因为降雨造成的径流量的变化所带来的稀释作用以及蒸发作用而引起的。

(3)岩溶水的碳汇通量，主要取决于岩溶水的流量因子，所以降雨量是控制岩溶地下水碳汇通量的绝对主导因素。

相比于年尺度下大流域的碳汇估算，本研究利用高精度监测仪器，在短时间尺度下，运用水化学—流量法来计算碳汇通量的结果更为精确。分析地下水流量、气候变化等因素对岩溶碳汇的影响，有利于水化学—流量法的准确运用以及岩溶碳汇机制的深入研究。岩溶作用的复杂性以及多样性使得全球碳循环源与汇的研究存在很多不确定因素。为了更加科学的了解岩溶作用的碳汇效应，今后应综合考虑该流域的生态系统以及人类活动的共同作用。

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