中国岩溶碳汇过程与效应研究成果及展望

引用本文

黄芬, 张春来, 杨慧, 曹建华, 李为, 周运超. 中国岩溶碳汇过程与效应研究成果及展望[J].中国地质调查, 2014,1(3): 57-66.
HUANG Fen, ZHANG Chun-lai, YANG Hui, CAO Jian-hua, LI Wei, ZHOU Yun-chao. Achievements and Prospects in the Study of Karst Carbon Sink Processes and Effects in China[J].Geological Survey of China, 2014,1(3): 57-66. 复制到剪切板

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中国岩溶碳汇过程与效应研究成果及展望

黄芬^1,², 张春来^1,², 杨慧^1,², 曹建华^1,², 李为³, 周运超⁴

1. 中国地质科学院岩溶地质研究所,国土资源部广西岩溶动力学重点实验室,广西桂林 541004

2. 联合国教科文组织国际岩溶研究中心,广西桂林 541004

3. 华中科技大学,湖北武汉 430074

4. 贵州大学,贵州贵阳 550025

曹建华(1964—),男,研究员,博士生导师,主要从事岩溶生态系统碳循环及生物地球化学研究工作。Email:jhcaogl@karst.ac.cn。

作者简介: 黄芬(1984—),女,助理研究员,主要从事岩溶环境及岩溶动力系统碳循环研究工作。Email:hfen@karst.ac.cn。

收稿日期: 2014-11-07

基金资助: 中国地质调查“中国岩溶碳汇过程及效应研究(编号:1212011087120)”项目资助

摘要

我国是世界能源消费和CO₂总排放量第一大国,碳减排任务艰巨,责任重大。据调查,我国岩溶碳汇与森林、土壤碳汇在同一数量级,但其要在国家层面发挥重大作用,其影响因素及机理需要进一步调查和阐释,估算精度还有待提高。系统总结了流域尺度岩溶碳循环过程,并重点揭示了生物作用对岩溶碳循环的影响;研究了水圈二氧化碳的再循环规律;评估了外源水对岩溶作用的影响程度和促进强度;利用数学回归模型估算区域岩溶碳汇通量,提高了由点到面岩溶碳汇通量估算精度,并提出增加岩溶碳汇潜力技术途径,为我国岩溶碳汇通量科学估算提供支撑。

关键词: 岩溶碳循环; 影响因素; 生物作用; 外源水; 增汇途径

中图分类号:P642.25 文献标志码:A 文章编号:2095-8706(2014)03-0057-10

Achievements and Prospects in the Study of Karst Carbon Sink Processes and Effects in China

HUANG Fen^1,², ZHANG Chun-lai^1,², YANG Hui^1,², CAO Jian-hua^1,², LI Wei³, ZHOU Yun-chao⁴

1. Institute of Karst Geology, CAGS, Key Laboratory of Karst Dynamics, MLR/ Guangxi, Guilin, Guangxi, 541004, China

2. International Research Center on Karst under the Auspices of UNESCO, Guilin, Guangxi 541004, China

3. Huangzhong University of science and technology, Wuhan, Hubei 430074, China

4. Guizhou University, Guiyang, Guizhou 550025, China

Abstract

China, as the biggest energy consumer with large amounts of CO₂ emissions, is faced with an arduous task and responsibility for carbon emission reduction. According to previous studies, karst carbon sequestration flux has the same magnitude as forest carbon sequestration and soil carbon sequestration in the country. In order to make the best of karst carbon sequestration, it is necessary to further investigate and clarify the influencing factors and mechanisms of karst carbon sequestration, and to improve the estimation accuracy. In this paper, systematic discussions are made on the process of carbon cycle at watershed scale, with the focus on the biological effects of karst carbon cycle, study of the regulations of carbon dioxide recycle in hydrosphere, and assessment of the influence level and promote strength of allogenic water to karstification. By using a mathematical regression model, we estimated the carbon fluxes in karst region to improve the overall estimation precision, and proposed techniques to increase the karst potential carbon sequestration. All of these results provide fundamental support for the scientific estimation of karst carbon sequestration flux in China.

Keyword: Karst carbon cycle; effect factors; biological effects; allogenic water; carbon sequestration potential technical approaches

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1 研究背景与意义

应对全球气候变化、CO₂温室气体处置是国际社会关注的要点, 事关国家经济社会发展。2013年9月, IPCC-AR5报告中认为到2100年, 地球气温将上升1~4.8 ℃, 亚热带地区干旱天数增30天、海平面上升26~82 cm。而最近研究成果显示, 二氧化碳等温室气体排放是全球变暖的重要原因^[1], 因此, 应对全球气候变化是各国政府和国际学术界高度关注的重大课题。

我国是世界能源消费和CO₂总排放量第一大国, 碳减排任务艰巨, 责任重大。我国政府高度重视CO₂减排工作。《国家中长期科学和技术发展规划纲要(2006— 2020年)》提出的环境重点领域“ 全球环境变化监测与对策优先主题” , 重点研究开发“ 主要行业CO₂、CH₄等温室气体的排放控制与处置利用技术, 生物固碳技术及固碳工程技术” 。时任国家主席胡锦涛在2007年APEC峰会上的讲话, 明确表明了作为一个负责任大国必须承担国际义务的立场和态度; 同年3月, 时任国家总理温家宝在全国人大会议作政府工作报告时, 呼吁做出更大努力, 平衡中国的经济发展与环境保护, 发展温室气体减排和储存技术; 2007年国务院发布的《中国应对气候变化国家方案》(CNCCP), 确定了在2020年前温室气体减排20%的目标, 并高度重视气候变化研究及能力建设。

据初步估算, 我国岩溶作用净回收大气CO₂的量可达1 800万tC/a^[3], 但这是仅考虑无机过程的结果, 若综合考虑地表水体水生植物光合利用DIC形成的有机碳(与DIC相当), 以及在水体底部沉积、固定的量(按1/3DIC估算), 则岩溶作用净回收大气CO₂的量可达4200万tC/a, 这一数值占1981— 2000年间我国森林碳汇(7 500万tC/a)^[4]的56.00%, 占土壤碳汇通量(0.04~0.07 Pg C/a)的10.5%~60%, 说明我国岩溶作用在碳循环中的特殊地位和重要性。但岩溶碳汇要在国家层面发挥重要作用, 还有一系列的问题需要解决, 如从流域尺度到区域尺度岩溶碳循环的过程还不十分清楚, 岩溶碳汇效应的影响因素及机理仍需进一步阐释, 无机碳与有机碳在陆地水生生态系统的迁移和转化工作才刚刚起步, 岩溶碳汇的计算方法精度还需进一步提高等。

“ 中国岩溶碳汇过程及效应研究” 项目系统总结了流域尺度碳循环过程, 并重点揭示生物作用对岩溶碳循环的影响; 研究了水圈二氧化碳的再循环规律; 评估了外源水对岩溶作用的影响程度和促进强度; 利用数学回归模型估算区域岩溶碳汇通量, 提高由点到面岩溶碳汇通量估算精度, 并提出增加岩溶碳汇潜力技术途径, 为我国岩溶碳汇通量科学估算提供支撑。

2 中国岩溶碳汇过程与效应研究进展

2.1 系统总结了流域尺度岩溶碳循环的过程

针对一个典型的岩溶流域, 岩溶碳循环过程可由图1表示, 即岩溶流域碳循环过程主要包括3个部分:碳酸盐岩溶解、水体中无机碳的生成; 无机碳随水流的迁移与转化; 水生植物对水体中无机碳— 有机碳转化的影响(图1)。

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	图1 岩溶流域碳循环概念图Fig.1 Conceptual diagram of carbon cycle in karst watershed

2.2 对流域岩溶碳循环过程及影响因素取得进展

流域岩溶碳循环过程包括下列3方面:

(1)碳酸盐岩的溶解、水体中无机碳的生成。碳酸盐岩作为可溶岩, 在雨水作用下与碳酸反应, 生成碳酸氢根和钙离子, 而驱动这一反应的驱动力是水及CO₂, 水主要来源于雨水, CO₂来源于大气与植被-土壤。

(2)无机碳随水流的迁移与转化。碳酸盐岩溶解将大量大气/土壤CO₂转移到水体中, 并随着水流经过岩溶表层带-饱气带(洞穴)-饱水带(地下河), 随着水流条件(水温、水压和流速等)的变化, 水体中部分CO₂可溢出水体。

(3)水生植物对水体中无机碳— 有机碳转化。当水流从地下河流出地表, 成为地表河后, 因岩溶水中富含碳, 可刺激水生植物的光合作用, 从而将水体中的无机碳转变为有机碳, 有机碳一部分在流域内沉积, 一部分随水流流出流域。

因此, 流域尺度的岩溶碳汇通量包括:在流域中沉积下来的有机碳、随水流流出流域的有机碳和无机碳。

2.2.1 碳酸盐岩土下溶蚀的证据

对桂林毛村石灰土和红壤土壤剖面CO₂浓度和土壤呼吸研究发现^[5]:岩溶区石灰土的土壤呼吸排放CO₂速率明显低于碎屑岩区红壤, 岩溶区土壤呼吸速率的变化幅度为23.12~271.26 mgC/(m²· h); 碎屑岩土壤呼吸速率的变化幅度为51.60~326.28 mgC/(m²· h), 如以年平均值计算, 则岩溶区土壤呼吸排放CO₂的量要比碎屑岩区红壤少25.12%(图2); 岩溶区石灰土剖面中CO₂浓度出现双向梯度, 且水热条件良好的季节双向梯度表现更明显; 而碎屑岩区红壤剖面中CO₂浓度随土壤层深部的增加而增加出现单向梯度。如以剖面中CO₂浓度的平均值计算, 则岩溶区石灰土中CO₂浓度的变化幅度为0.05%~0.60%, 年平均0.25%, 而碎屑岩区红壤的变化幅度为0.05%~1.09%, 年平均0.57%。这意味着岩溶区土-岩界面石灰岩的溶解消耗吸收土壤下层CO₂, 即土壤中岩溶作用产生碳汇的过程。

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	图2 桂林毛村岩溶区石灰土与砂岩区红壤土壤呼吸排碳动态对比Fig.2 Comparison on dynamic change of soil carbon release between calciferous soil of karst area and red soil of sandstone area in Maocun karst experimental site, Guilin

2.2.2 土壤微生物-碳酸酐酶对碳酸盐岩的溶蚀

采集桂林毛村不同土地利用方式下的表层(0~20 cm)土壤样品, 分离筛选出产碳酸酐酶菌株, 然后以菌株悬液为材料, 进行室内土柱淋溶实验, 淋溶实验分细菌组、真菌组、放线菌组、混合菌组、阴性对照组 (灭菌不接种)、阳性对照组(不灭菌不接种自然土), 实验结果显示, 各处理下淋出液的碳酸酐酶活性在0.20~0.40 U/mL之间, 随后出现逐渐上升-逐渐下降-趋于平稳的过程, 细菌组活性最强; 接入菌种的土柱钙元素的总淋失量都大于阴性对照组, 其中以接种真菌的土柱的淋失量最大, 达到17.3 mg, 其次是混合菌种, 细菌次之, 放线菌最小(图3); 淋出液中的碳酸酐酶平均活性与淋出液中Ca²⁺和Mg²⁺的总量相关系数分别为r_Ca= 0.858(p=0.142 ), r_Mg=0.924(p=0.076), 证实了自然条件下碳酸酐酶对岩溶作用的促进作用^[6]。

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	图3 不同微生物处理下淋出液碳酸酐酶(CA)活性随时间的变化Fig.3 Changes of carbonic anhydrase(CA) activity in the leachates with time under different microbial treatments

各处理下灰岩试片经溶蚀后的扫描电镜结果显示真菌的溶蚀效果最为显著(图4), 细菌次之, 放线菌最小。可能原因是真菌可分泌较多的酸性物质、CA等酶类物质及真菌菌丝体的包裹作用促进真菌对石灰岩的溶蚀。

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	图4 电镜扫描灰岩试片溶蚀效果(2 000倍) A: 未埋入土柱的试片; B: 阴性对照组试片(灭菌但不接种土柱) ; C: 阳性对照组试片(自然土柱); D: 细菌土柱试片; E: 真菌土柱试片; F: 放线菌土柱试片; G: 混合菌种土柱试片Fig.4 Corrosive effects on the limestone cubes under scanning electron microscope (2000 times)

2.2.3 酸雨及土壤厚度对碳酸盐岩溶蚀的影响

为揭示不同酸度降雨对石灰土— 碳酸盐岩体系内岩溶作用的影响, 以贵阳市花溪区多年降水量为参照, 选取贵阳市青岩镇纯灰岩发育土壤与贵阳市花溪水库三叠纪大冶组纯灰岩为样本进行6个月的淋溶实验, 发现①在土壤深度10~50 cm 匀质状态的样本中, 随着土壤厚度的增加, 淋出液中HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ 含量逐渐增大﹑DOC含量逐渐减小﹑土壤呼吸速率逐渐增大(表1); ②在酸雨的pH=3.5~6.8的范围内, 降水酸度的增强抑制土壤有机碳的降解, 但提高土壤呼吸速率; ③在日降水量90~230 mm范围内, 降水量与HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ ﹑DOC含量及土壤呼吸速率均呈正相关关系(表2)。表明土壤厚度及降雨量的增加促进岩溶作用, 而酸雨抑制岩溶作用^[7]。

表1 不同土壤深度对土壤碳循环及石灰岩溶解的影响 Table 1 The soil carbon cycle and limestone dissolution in different soil depths

土壤深度 /cm	HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ /mg	DOC/mg	土壤呼吸/ (CO₂ mg/d)
50	77 236.395	42 205.318	805.155
25	41 331.171	46 139.092	684.880
10	27 816.617	48 676.880	492.141

表1 不同土壤深度对土壤碳循环及石灰岩溶解的影响 Table 1 The soil carbon cycle and limestone dissolution in different soil depths

表2 不同程度酸雨对土壤碳循环及石灰岩溶解的影响 Table 2 The soil carbon cycle and limestone dissolution impacted by different precipitation acidity

模拟酸雨pH值	HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ /mg	DOC/mg	土壤呼吸/ (CO₂ mg/d)
6.8	44 359.874	35 977.596	490.150
5.5	34 781.474	33 396.749	493.212
4.5	35 134.745	33 970.069	489.485
3.5	32 108.091	33 673.876	509.330

表2 不同程度酸雨对土壤碳循环及石灰岩溶解的影响 Table 2 The soil carbon cycle and limestone dissolution impacted by different precipitation acidity

2.2.4 水体中碳形态、碳来源调查与示踪

通过对桂江流域岩溶碳循环调查, 不仅揭示岩溶碳循环对陆地风化产生碳汇的重要地位, 还建立了水体中DOC、POC及相关同位素检测的检测方法和流程, 其中水体中有机碳同位素制样装置获得实用型专利。

桂江位于广西壮族自治区东北部, 为西江支流, 全长438 km, 流域面积18 790 km², 桂江上游河段, 称大榕江, 主要流经非岩溶区; 中游河段, 称漓江, 流经河段以石灰岩地层为主; 平乐县以下为桂江流域下游, 又称抚河, 主要为砂岩地层; 对桂江干流及支流的42个水样中的有机碳、无机碳及相关同位素的检测, 其结果显示:漓江和抚河干流DOC的浓度范围分别为0.85~1.13 mg/L、0.58~2.05 mg/L, 漓江和抚河干流δ ¹³C_DOC值的范围分别为-26.65‰ ~-22.32‰ 、-27.80‰ ~-27.09‰ ; 漓江和抚河干流POC的浓度平均值分别为(0.36± 0.06) mg/L、0.27± 0.06 mg/L, 漓江和抚河干流δ ¹³C_POC值的平均值分别为(-26.47± 0.65)‰ 、(-29.87± 1.32)‰ ; 漓江和抚河干流DIC 的浓度范围分别为73.2~115.9 mg/L 、61~103.7 mg/L, 整个流域干流DIC 浓度呈现先逐渐升高, 进入非岩溶区后逐渐降低趋势; 漓江和抚河干流δ ¹³C_DIC值的范围分别为-11.22‰ ~-9.86‰ 、-10.81‰ ~-10.29‰ (图5)。

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	图5 桂江干流、支流DOC、POC浓度及同位素特征Fig.5 The content and isotope characteristics of DOC and POC in Guijiang main stream and branch

同位素比值表明C3 植物对桂江水体可溶性有机碳(DOC)有很大比例的贡献, 且岩溶区与非岩溶区有机碳及无机碳同位素值都存在明显的差别, 可以很好地区分岩溶区和非岩溶区河流中碳的变化, 但需结合河流沿岸地质条件和土地利用方式及其他化学指标, 才能准确鉴别不同的碳来源^[8]。

2.2.5 利用数学回归模型估算珠江流域岩溶碳汇通量

在综合考虑影响岩溶作用及碳汇因素的基础上, 收集已有的数据, 以典型点的溶蚀速率、年降雨量、土壤呼吸速率和植被初级生产力(NPP)建立回归方程:

Dr=0.176+0.696× P_a+0.483× R_s+

0.324+NPP⁴(R²=0.728, P< 0.01)

(1)

式中:Dr为石灰岩溶蚀速率; P_a为年均降雨量; R_s为土壤呼吸; NPP为净初级生产力。

利用该方程, 以GIS为研究平台, 综合考虑碳酸盐岩岩性、纯度, 估算区内碳酸盐岩的溶蚀速率的空间分布特征, 进而换算成岩溶碳汇年通量。岩溶作用产生碳汇通量的估算公式可表达如下:

$\begin{matrix} F_{C O_{2}} \end{matrix}$ =r· s· a· M₁(CO₂)/M₂(CaCO₃)(2)

式中: $\begin{matrix} F_{C O_{2}} \end{matrix}$ 为CO₂汇(109 g/a); r为灰岩试块的溶蚀速率(g/(cm²· a)); a为碳酸盐岩纯度; s为碳酸盐岩面积(km²); M1(CO₂)为CO₂的分子量(44); M₂(CaCO₃)为标准试片(融县组纯灰岩, 酸不溶物< 1%)中矿物CaCO₃的分子量(100)。

结果显示, 珠江流域由于岩溶作用所产生的大气CO₂的碳汇量为1.54× 10⁷ tCaCO₃/a, 并折合成纯C量为1.85× 10⁶ tC/a(表3)。

表3 珠江流域岩溶作用产生碳汇通量估算结果 Table 3 Estimation of carbon sink flux by karstification in the Pearl River Basin

珠江流域丰水年和枯水年岩溶作用产生的碳汇通量分别为4 439 357 tC· a^-1和1 448 077 tC· a^-1, 由此可见, 丰水年岩溶作用产生的碳汇通量是枯水年的3.07倍。

2.3 岩溶碳汇增汇途径的探索

2.3.1 增加土壤缓效性碳库的比例、延长其周转时间

应用土壤培养法, 比较分析了桂林毛村岩溶区不同土地利用方式(农田、灌丛和林地)土壤在25 ℃、黑暗条件下培养90 d有机碳矿化速率的差异(以90 d累计释放的CO₂-C计)。农田土壤矿化释放的CO₂-C含量分别比灌丛和林地少62.9%及56.6%。利用6 mol/L的HCl酸解法得到惰性碳含量, 并利用土壤有机碳的含量为活性碳库、缓效性碳库与惰性碳库之和的三库一级动力学方程, 在SAS8.2软件中通过非线性拟合得到3种土地利用方式的活性碳库、缓效性碳库的大小及其分解速率, 计算得出各库驻留时间。根据实验结果表明, 4种土地利用类型下的土壤有机碳库存在活性碳库、缓效性碳库和惰性碳库。各土地利用方式均为活性碳库含量最少, 占总有机碳库总量的1.82%~2.71%, 平均周转时间在8.4~16.3 d之间; 缓效性碳库占总有机碳库总量的33.91%~45.47%, 平均周转时间为4.8~7.7a之间; 惰性碳库占有机碳库总量的51.82%~64.01%, 平均周转时间为假定的1000a。延长缓效性碳库周转时间或增加其碳库的比例在一定程度上是提高土壤有机碳库的关键因素^[9]。

2.3.2 外源水的输入可增加岩溶碳汇量

外源水与岩溶水混合后, 能降低其SIc(方解石饱和指数)与SId(白云石饱和指数), 不仅有利于水体中碳的稳定, 同时提高了水体的侵蚀性, 有利于岩溶作用的持续进行, 从而提高岩溶区的碳汇潜力。毛村地下河长约5.1 km, 流域面积约11.2 km², 其中碳酸盐面积与非碳酸盐岩面积分别为7.6 km²和3.6 km²。在外源水的参与下, 2010年9月至2011年3月从位于地下河流域上游的小龙背到地下河出口, 岩溶碳汇通量由2.28× 10⁵ g增加至2.04× 10⁶ g(表4), 增加了近10倍, 小龙背外源水使流域碳汇每年增加11.8%^[10]。

表4 枯季外源水流入岩溶区后增加的碳汇通量 Table 4 Carbon sink increases as the result of allogenic water flowing into karst area in dry season

月份	小龙背流量/L	小龙背			毛村
月份	小龙背流量/L	HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ / (mmol· L^-1)		碳通量/ g	HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ / (mmol· L^-1)	碳通量/ g
9	8 269 550	0.4	39 694		3.6	178 622
10	4 526 838	0.1	5 432		3.9	105 928
11	2 651 913	0.2	6 365		3.5	55 690
12	13 554 736	0.25	40 664		3.7	300 915
1	5 801 796	0.1	6 962		4.0	139 243
2	14 240 398	0.1	17 088		3.6	307 593
3	46 696 784	0.2	112 072		3.4	952 614
合计	95 742 015		228 278			2 040 606

表4 枯季外源水流入岩溶区后增加的碳汇通量 Table 4 Carbon sink increases as the result of allogenic water flowing into karst area in dry season

潮田河流域面积为476.34 km², 岩溶区的面积为162.81 km², 非岩溶区的面积为303.43 km², 外源水使流域岩溶碳汇每年增加了1.7倍^[11]。

2.3.3 水生植物体光合作用的固碳效应

以外源小球藻和岩溶区筛选出的土著小球藻为研究对象, 在室内封闭实验体系中, 比较研究了两种不同来源小球藻对典型岩溶水中Ca²⁺、HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ 的利用, 发现土著小球藻利用Ca²⁺、HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ 的能力强于外源小球藻(图6), 但外源小球藻对Ca²⁺的利用量高于土著小球藻; 两体系中pH的变化显示, 两种小球藻光合作用都是先以水体中CO₂为光合作用碳源, 然后利用HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ 。岩溶区小球藻(即“ 土著藻” )能将岩溶水中40.62%的HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ 转化为有机物, 无CaCO₃沉淀产生; 而非岩溶小球藻(即“ 外源藻” )则只能将29.65 %的HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ 转化为有机物, 同时也有10.98%的HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ 以CaCO₃形式重新返回岩石圈^[12]。

	Figure Option View Download New Window
	图6 相同培养条件下加入两种藻后岩溶水中HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ 变化曲线Fig.6 The change curve of HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ concentration after saperately adding two different chlorellas into two copies of the same culture medium

广西融水县官村地下河补给的地表溪流高分辨率监测结果表明, 官村地下河流出地表后, 存在1.35 km的地表溪流, 沿水流, 从上游至下游, 沿途水体中HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ 、Ca含量出现显著减少, 存在DIC的丢失和钙的原位沉降, 初步估算的结果显示每天HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ 流失量估算值为94.9 kg, 即1152 mmol/(d^-1· m^-1)^[13], 且水生植物体光合作用产生的生物量, 88%源于水体中DIC; 而来自美国佛罗里达岩溶大泉补给的地表河流HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ 沉降量为130mmol/(d^-1· m^-1)^[14], 表明在中国南方亚热带岩溶区地表河流因水生植物光合作用产生无机碳向有机碳转化的量更高。

潮田河流域通过水量平衡计算也发现流域内存在23%无机碳的遗失^[11], 这部分碳很可能通过水生植物的光合作用转化为有机碳。一方面说明由于生物过程的参与, 岩溶作用已不再是传统意义上的纯无机地质作用过程, 速率大大加快; 另一方面也说明岩溶作用产生的Ca²⁺和HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ 原位沉降也是一种碳汇, 可为岩溶区固碳增汇提供新途径。

2.4 人为干预、增加岩溶碳汇技术途径

根据本项目调查研究的进展, 结合岩溶系统中碳循环过程, 富钙、偏碱、高HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ 的岩溶系统中人为干预、增加碳汇的技术途径主要有以下4个方面:

(1)不同植被类型、不同植物品种具有不同的光合作用效率和碳循环强度, 导致碳酸盐岩溶解消耗CO₂的差异; 人为干预的技术途径— — 植物品种选择、石漠化治理、土地利用管理;

(2)富钙、偏碱性的岩溶环境对土壤有机碳稳定性, 转化、迁移的固碳效应产生影响; 人为干预技术途径— — 土壤改良及影响土壤固碳主导因子的保持;

(3)外源水的集中输入提高岩溶碳汇潜力、酸雨的输入弱化岩溶碳汇效应; 人为干预技术途径— — 查找酸雨来源及治理、外源水输入调查及管理。

(4)高浓度的HC $\begin{matrix} O_{3}^{-} \end{matrix}$ 的岩溶水体产生的施肥效应, 提高岩溶碳汇潜力; 人为干预技术途径— — 培育水生植物类型, 构建有利于水生植物提高光合效率的环境。

人为干预、增加岩溶碳汇在岩溶系统中关键部位和环节, 如图7所示。

	Figure Option View Download New Window
	图7 岩溶系统中碳循环模式及可能的增汇途径注:* 为本项目提出的增汇途径或介质。Fig.7 Carbon cycle model in karst system and potential carbon sequestration technical approaches

3 展望与思考

“ 中国岩溶碳汇过程及效应研究” 项目调查研究新进展, 为进一步明确岩溶碳汇效应对全球碳循环的贡献, 尤其为我国应对全球气候变化、努力提高碳汇方面做出地质领域贡献提供了支撑, 也为下一步的岩溶地质碳汇调查、监测和研究提出新的方向与展望。

3.1 不同流域尺度岩溶碳汇效应估算模型构建及转换

针对一个特定的流域, 岩溶碳循环的驱动力主要为CO₂和H₂O, 其碳循环的强度及碳汇效应受到流域内4个要素的影响, 地质要素、气候要素、水文要素和生物要素。

地质要素:主要为地层岩性, 由于碳酸盐岩与硅酸盐岩溶解风化速率存在数量级上的差异, 也正因为如此, 碳酸盐岩溶解的岩溶作用是对气候变化、生态环境变化响应敏感的现代地质过程^[15]; 流域中硅酸盐岩的存在, 其产生的外源水流经碳酸盐岩区, 可促进碳酸盐岩的进一步溶解, 增强碳汇效应^[10]; 碳酸盐岩类型、纯度高低等均会影响其溶蚀速率, 如纯石灰岩的比溶解度是白云岩的2倍^[16], 而流域中地层中若存在石膏层时, 则抑制石灰岩的溶解, 而促进白云岩的溶解^[17], 这就要求在流域尺度岩溶碳循环调查研究时, 不仅要对流域岩石类型进行分类, 统计分布面积, 更要对岩石的化学成分进行准确测定; 当流域中构造活动强烈, 断层、裂隙和节理的存在, 增加了水岩相互作用, 促进了碳酸盐岩的溶解及碳汇产生。

气候要素:降雨是碳酸盐岩溶蚀过程中最为重要的影响因素, 降雨直接影响水文和径流状况; 温度对岩溶动力系统的影响在很大程度上是通过生物作用影响其CO₂的浓度和迁移速率。在低温时生物作用、碳迁移微弱, 但有益于CO₂在水体中的稳定和迁移; 在高温时生物作用、碳迁移强, 但降低CO₂在水体中的稳定性。

水文要素:(1)水动力, 碳酸盐岩溶解是水岩相互作用的一种类型, 在固相碳酸盐岩与水界面之间存在着一个扩散边界层(DBL)^[18]。随着水流流速的加大, 其DBL变薄, 碳酸盐岩的溶蚀量增大。(2)水化学, 碳酸盐岩与非碳酸盐岩交互成层地区, 雨水经过碎屑岩形成硬度、pH值较低的外源水, 其具有强的侵蚀能力。刘再华^[19]在桂林尧山对外源水的侵蚀能力进行了定量研究, 表明外源水对泥盆系融县组纯灰岩的侵蚀速率达1 000~1 500 mm/ka, 是岩溶水侵蚀速率的10~15倍; 同时也证明了流速为20 cm/s、60 cm/s水流对石灰岩的侵蚀速率是静水中的2和6倍。

生物要素:生物对碳酸盐岩溶蚀起到强烈的促进作用, 主要表现在植物、微生物新陈代谢产生的高浓度CO₂和具侵蚀性的分泌物。野外实验数据均揭示土下碳酸盐岩溶蚀速率远高于地表和空中的侵蚀量, 其根本的原因就是土中CO₂的浓度是地表空气中的几十至几百倍。

曹建华等^[20]的模拟试验结果揭示了不同植物类型条件下, 生物活性的差异导致碳酸盐岩侵蚀量的差异, 有丰富根系的乔木-土壤-岩石体系, 其碳酸盐岩侵蚀量是土壤-岩石、草本-土壤-岩石体系中碳酸盐岩侵蚀量的3.84和2.36倍。

流域尺度岩溶碳汇效应估算模型构建过程中, 首先要根据岩溶流域碳循环过程, 充分考虑以上4个影响要素, 在水文模型的基础上加入碳素的变迁, 增加(生物)化学过程。模型构建过程至少需要3个步骤:岩溶地下水水文模型、水量与水质融合模型、水量与动态变化水质(生物-化学反应)融合的模型。

在此基础上, 比对不同流域尺度岩溶碳汇效应估算模型, 实现空间变换, 以期获得区域性的岩溶碳汇效应估算模型。

3.2 人为干预、增加岩溶碳汇效应技术方法体系的构建

根据上文论述的岩溶系统中碳循环模式及可能的增汇途径, 人为干预、增加岩溶碳汇效应技术方法也主要从驱动岩溶碳循环的驱动力水和CO₂入手, 归纳起来可有以下4方面:

(1)在水文要素方面, 将外源水引入岩溶区, 增强岩溶区碳酸盐岩的溶解;

(2) 适宜植物的栽培、生态恢复, 增强植物-土壤体系碳循环强度, 在生态系统碳循环增强过程中, 增加岩溶碳汇效应;

(3) 土壤改良:有机氮肥的施用、生物炭的施用及调控土壤C:N比, 增加微生物活性, 乃至增加土层厚度, 提高土下岩溶作用过程、增加碳汇;

(4) 水生植物、尤其沉水植物的筛选, 构建适宜的水生生态环境, 提高水体中无机碳向有机碳的转化和向水底沉积、形成固定的惰性有机碳, 提高岩溶碳汇迁移过程中的稳定性、延长其在水圈、生物圈滞留的时间。

提高建立岩溶区固碳、增汇试验示范, 将人为干预、增加岩溶碳汇通量, 实现可计算、可报告、可核查, 力求进入联合国清洁能源发展机制的碳汇项。

The authors have declared that no competing interests exist.

参考文献

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[20]	曹建华, 袁道先, 潘根兴, 等. 不同植被条件下土壤碳转移对岩溶动力系统中碳循环的影响[J]. 地球与环境, 2004, 32: 90-96. [本文引用:1]

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... 而最近研究成果显示,二氧化碳等温室气体排放是全球变暖的重要原因^[1],因此,应对全球气候变化是各国政府和国际学术界高度关注的重大课题 ...

1983

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李大通, 罗雁. 中国碳酸盐岩分布面积测量[J]. 中国岩溶, 1983, 2(2): 147-150.

2007

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方精云, 郭兆迪, 朴世龙, 等. 1981~2000年中国陆地植被碳汇的估算[J]. 中国科学: 地球科学, 2007, 37(6): 804-812.

摘　要：利用森林和草场资源清查资料、农业统计、气候等地面观测资料,以及卫星遥感数据,并参考国外的研究结果,对1981-2000年间中国森林、草地、灌草丛以及农作物等陆地植被的碳汇进行了估算,并对土壤碳汇进行了讨论.主要结论如下：（1）中国森林面积（郁闭度为20%）由1980年初的116.5×10^6ha,增加到2000年初的142.8×10^6ha;森林总碳库由4.3PgC（1PgC=10^15gC）增加到5.9PgC;平均碳密度由36.9MgC/ha（1MgC=10^6gC）增加到41.0MgC/ha;年均碳汇为0.075PgC/a.中国草地面积约为331×10^6ha,总碳库1.15PgC,总碳密度3.46tC/ha,年均碳汇0.007PgC/a.中国灌草丛的面积为178×10^6ha;年均碳汇为0.014-0.024PgC/a.中国农作物的生物量按0.0125-0.0143PgC/a的速率增加.（2）在1981-2000年间,中国陆地植被年均总碳汇为0.096-0.106PgC/a,相当于同期中国工业CO2排放量的14.6%-16.1%.利用国外结果对中国土壤碳汇进行了概算,为0.04-0.07PgC/a.因此,中国陆地生态系统的总碳汇（植被和土壤）将相当于同期中国工业CO2排放量的20.8%-26.8%.（3）文中的碳汇估算存在很大的不确定性,尤其是对土壤碳汇的估算.为此,需要进行更为深入、细致的研究.

... 据初步估算,我国岩溶作用净回收大气CO₂的量可达1 800万tC/a^[3],但这是仅考虑无机过程的结果,若综合考虑地表水体水生植物光合利用DIC形成的有机碳(与DIC相当),以及在水体底部沉积、固定的量(按1/3DIC估算),则岩溶作用净回收大气CO₂的量可达4200万tC/a,这一数值占1981#cod#x02014 ...

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... 2000年间我国森林碳汇(7 500万tC/a)^[4]的56 ...

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曹建华, 周莉, 杨慧. 桂林毛村岩溶区与碎屑岩林下土壤碳迁移对比及岩溶碳汇研究[J]. 第四纪研究, 2011, 31(3): 431-436.

Guilin Maocun karst underground river catchment is located in Maocun Village,30km to the southeast of Guilin City,covering an area of 10km 2 .In order to carry out comparative study of soil carbon transfer in karst area and clasolite area,the soil profiles of brown limestone soil in typical karst area(25°11'38″N,110°31'35″E) and red soil in clasolite area(25°11'35″N,110°32'08'E) were selected.Both sites cover forest communities and the distance between them is about 1500m.The rate of CO 2 emission from soil respiration in situ,isotope kinetic variation,and temporal and spatial distribution of CO 2 concentration in different soil layers,were monitored and collected.The soil carbon transfer features in karst dynamic system and carbon sink mechanism were analyzed.The results showed that: (1)The rate of CO 2 emission of soil respiration from limestone soil is apparently lower than that in red soil.The soil respiration rate in karst area varied from 23.12~271.26mgC/m 2 ·h,with an average of 111.57mgC/m 2 ·h. The soil respiration rate in the clasolite area varied from 51.60~326.28mgC/m 2 ·h,with an average of 148.99mgC/m 2 ·h.Taking the averages into account,the CO 2 emission from limestone soil respiration was 25.12 ％ less than that in the red soil; (2)The δ  13 C value of CO 2 emission from soil respiration in karst area and in clasolite area was -29.35 ‰ ~-18.26 ‰ and -29.21 ‰ ~-22.60 ‰ ,respectively,with their respective mean values being -22.68 ‰ and -26.21 ‰ .The δ 13 C value of CO 2 emission from soil respiration in the karst area is heavier with greater variations than that in the clasolite area;(3)The CO 2 concentration in limestone soil profile had a bi-directional gradient,which could be more obvious in seasons with good hydro-thermal conditions.By contrast,the CO 2 concentration in red soil profile had a uni-directional gradient,that is to say,the deeper the red soil layer,the higher the CO 2 concentration.Taking into account the mean values of CO 2 concentration in soil profiles,the CO 2 concentration in limestone soil ranged between 0.05 ％ ~0.60 ％ ,with an annual average of 0.25 ％ ,the CO 2 concentration in red soil ranged between 0.05 ％ ~1.09 ％ ,with an annual average of 0.57 ％ ,which indicated that the soil CO 2 in the lower part of profile could be consumed and absorbed in the carbonate rock dissolution at the soil/rock interface in karst area.In other words,karst processes in soil was one of the carbon sinks.

桂林毛村岩溶地下河流域位于桂林市东南30km的潮田毛村,流域面积约10km 2 ,为开展岩溶区、碎屑岩区土壤碳迁移对比研究,选择具代表性的林下棕色石灰土、红壤剖面各一个开展以月为观测周期的土壤呼吸排放CO 2 速率、同位素动态变化及其土壤剖面不同层位CO 2 浓度时空分布的动态观测,进而分析岩溶动力系统中土壤碳迁移特征及岩溶碳汇作用机制。结果显示: 1)岩溶区石灰土的土壤呼吸排放CO 2 速率明显低于碎屑岩区红壤的,岩溶区土壤呼吸速率的变化幅度为23.12~271.26mgC/m 2 ·h, 碎屑岩土壤呼吸速率的变化幅度为51.60~326.28mgC/m 2 ·h; 如以年平均值计算,则岩溶区土壤呼吸排放CO 2 的量要比碎屑岩区红壤少25.12％; 2)岩溶区石灰土土壤呼吸排放CO 2 的 δ 13 C值比碎屑岩区红壤的偏重,岩溶区土壤呼吸排放CO 2 的 δ 13 C值为-29.35‰~-18.26‰,平均为-22.68‰,碎屑岩区为-29.21‰~-22.60‰,平均为-26.21‰; 3)岩溶区石灰土剖面中CO 2 浓度出现双向梯度,且水热条件良好的季节双向梯度表现更明显,而碎屑岩区红壤剖面中则出现随土壤层深度的增加,土壤CO 2 浓度增加的一向梯度; 如以剖面中CO 2 浓度的平均值计算,则岩溶区石灰土中CO 2 浓度的变化幅度为0.05％~0.60％,年平均0.25％,而碎屑岩区红壤的变化幅度为0.05％~1.09％,年平均0.57％。这意味着岩溶区土-岩界面石灰岩的溶解消耗吸收土壤下层CO 2 ,即土壤中岩溶作用产生碳汇的过程。

... 对桂林毛村石灰土和红壤土壤剖面CO₂浓度和土壤呼吸研究发现^[5]:岩溶区石灰土的土壤呼吸排放CO₂速率明显低于碎屑岩区红壤,岩溶区土壤呼吸速率的变化幅度为23 ...

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... 076),证实了自然条件下碳酸酐酶对岩溶作用的促进作用^[6] ...

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... 表明土壤厚度及降雨量的增加促进岩溶作用,而酸雨抑制岩溶作用^[7] ...

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王华, 张春来, 杨会, 等. 利用稳定同位素技术研究广西桂江流域水体中碳的来源[J]. 地球学报, 2011, 32(6): 691-698.

This paper analyzed the stable isotope of organic carbon in Guijiang watershed of Guangxi and studied the water pre-treatment separation and purification techniques for organic carbon isotope in different samples collected in the karst area. The results show that C3 plants have a remarkable contribution to the content of organic carbon in water of the Guijiang River, whereas aquatic organisms have a small impact. The Fuhe River has higher content of dissolved organic carbon (DOC) than that of the Lijiang River because there is high intensity of microbial activity in soil and DOC has more production in non-karst areas. Karstification has major contribution to water dissolved inorganic carbon (DIC), while DIC and stable carbon isotope values in karst areas show complex variation, which may be related to different carbon isotopes of CO2 from plant root respiration, microbial activity or organic matter mineralization, and also to CaCO3 saturated and CO2 released from the main river. Different forms of carbon isotope values reflect the changes of carbon in the river between the karst areas and the non-karst areas, which provides a foundation for the study of the source of carbon.

本文对岩溶区不同类型样品中的有机碳同位素样品前处理的分离提纯技术进行了研究, 并对广西桂江流域水体进行了稳定有机碳同位素分析。结果表明, C3植物对桂江水体可溶性有机碳(DOC)有很大比例的贡献, 而水生生物对水体有机碳影响较小。抚河流域比漓江流域有较高的(DOC)含量, 可能与非岩溶区土壤微生物活动强, 土壤活性有机碳含量高有关。岩溶作用对水体可溶性无机碳(DIC)的贡献较大, 岩溶区DIC浓度和稳定碳同位素值变化较大且复杂, 可能与流域内土壤中植物根系呼吸、微生物活动或有机质矿化等作用产生的土壤CO2碳同位素值不同有关, 也可能与水体中CaCO3过饱和生成碳酸钙沉淀向大气释放CO2有关。不同形态的碳同位素值反映了岩溶区和非岩溶区河流中碳的变化, 为研究碳的来源提供了一定的依据。

... 同位素比值表明C3 植物对桂江水体可溶性有机碳(DOC)有很大比例的贡献,且岩溶区与非岩溶区有机碳及无机碳同位素值都存在明显的差别,可以很好地区分岩溶区和非岩溶区河流中碳的变化,但需结合河流沿岸地质条件和土地利用方式及其他化学指标,才能准确鉴别不同的碳来源^[8] ...

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杨慧, 张连凯, 曹建华, 等. 桂林毛村岩溶区不同土地利用方式土壤有机碳矿化及土壤碳结构比较[J]. 中国岩溶, 2011, 30(4): 410-416.

Testing the CO2-C content released from the soil is the way to study the mineralization rate of the soil organic carbon(SOC). Thus, we collected soil samples from farmland, shrub land and forest in Maocun karst area in Guilin, and incubated in the laboratory in the dark at 25℃ with a constant moisture of 75% during 90 days, then analyzed the amount of cumulative CO2-C released over 90 days to study the difference of SOC mineralization rate under different land use types. It was found that the mean concentration of CO2-C (gCO2-C?kg-1soil?90d-1) from SOC mineralization in farmland was 62.9% and 56.6% lower than those in the shrub land and forestland respectively. Meanwhile, the chemical structure of soil organic carbon pool in above-mention land use types is studied. The SOC pool are divided into three pools, that is passive-, slow-, and ative- organic carbon pool. Firstly, using acid hydrolysis (6M HCl) to fractionate passive organic carbon, then separate active and slow carbon pools and calculates their decomposition rate and residence time with the “three-pool first-order model”. The results showed that active carbon pool (Ca) comprised 1.82% to 2.71% of the SOC, with an average mean residence time (MRT) of 8.4 to 16.3 days, while slow carbon pool comprised 33.91% to 45.47% of the SOC, with an MRT of 4.8 to 7.7 years, and passive carbon pool comprised 51.82% to 64.01%, with an assumed MRT of 1000 years. Finally，the chemical structure of the organic carbon was analyzed by solid state 13C via polarization magic angle spinning nuclear magnetic resonance (13C CPMAS NMR) . The results showed that, in comparison to the shrub and forest lands, the proportion of alkyl C and aromatic C in farmland which suffered more human disturbance increased, while the proportion of O-alkyl C and carbonyl C decreased. Both the order of alkyl C/ O-alkyl C and hydrophobic C / hydrophilic C are farmland＞forestland＞shrub land, while the order of aliphatic C/aromatic C was the opposite. This shows that SOC in farmland has higher degree decomposition and is more difficult to decompose than the above other land types.

应用土壤培养法,比较分析了桂林毛村岩溶区不同土地利用方式(农田、灌丛和林地)土壤在25℃、黑暗条件下培养90d有机碳矿化速率的差异(以90d累计释放的CO2-C计)。农田土壤矿化释放的CO2-C含量分别比灌丛和林地少62.9%和56.6%。利用6mol/L的HCl酸解法得到惰性碳含量,并利用三库一级动力学方程在SAS8.2软件中通过非线性拟合得到三种土地利用方式的活性碳库、缓效性碳库的大小及其分解速率,计算得出各库驻留时间。结果表明各土地利用方式均为活性碳库含量最少,占总有机碳的比例在1.82%~2.71%之间,平均驻留时间在8.4~16.3d之间;缓效性碳库次之,占总有机碳的比例在33.91%~45.47%之间,平均驻留时间为4.8~7.7a之间;惰性碳库所占比例最大,在51.82%~64.01%之间,平均驻留时间为假定的1000a。通过固态13C交叉极化魔角自旋核磁共振(13CCPMASNMR)方法对土壤碳结构进行分析,结果表明:与灌丛和林地相比,受人类活动干扰较多的农田烷基C和芳香C的比例增加,烷氧C和羰基C的比例降低;烷基C/烷氧C和疏水C/亲水C的大小顺序均为农田>林地>灌丛,而脂族C/芳香C的大小顺序则相反,即灌丛>林地>农田。这说明农田土壤有机碳分解程度较高,难分解程度增加,难分解有机碳比例增加。

... 延长缓效性碳库周转时间或增加其碳库的比例在一定程度上是提高土壤有机碳库的关键因素^[9] ...

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... 8%^[10] ...

... 流域中硅酸盐岩的存在,其产生的外源水流经碳酸盐岩区,可促进碳酸盐岩的进一步溶解,增强碳汇效应^[10] ...

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... 7倍^[11] ...

... 潮田河流域通过水量平衡计算也发现流域内存在23%无机碳的遗失^[11],这部分碳很可能通过水生植物的光合作用转化为有机碳 ...

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... 98%的HC O3-以CaCO₃形式重新返回岩石圈^[12] ...

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... m^-1)^[13],且水生植物体光合作用产生的生物量,88%源于水体中DIC ...

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... m^-1)^[14],表明在中国南方亚热带岩溶区地表河流因水生植物光合作用产生无机碳向有机碳转化的量更高 ...

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袁道先. 岩溶作用对环境变化的敏感性及其记录[J]. 科学通报, 1995, 40(13): 1210-1213.

自70年代以来逐步发展起来的现代岩溶学具有以下两个特点:一是引入了地球系统科学;二是从全球的角度研究岩溶.国际地质对比计划299项目“地质、气候、水文和岩溶形成”(1990～1994年)被认为是这一趋势的里程碑.通过现场测试,已清楚地认识到了碳循环与岩溶形成之间的相关关系.作为地球上最大碳贮库的全球碳酸盐岩,其总含碳量为10~(16)t.它们曾被认为只在地质历史时期是活跃的,而在人类时间尺度上并不重要,但已有的发现清楚

... 地质要素:主要为地层岩性,由于碳酸盐岩与硅酸盐岩溶解风化速率存在数量级上的差异,也正因为如此,碳酸盐岩溶解的岩溶作用是对气候变化、生态环境变化响应敏感的现代地质过程^[15] ...

1994

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... 碳酸盐岩类型、纯度高低等均会影响其溶蚀速率,如纯石灰岩的比溶解度是白云岩的2倍^[16],而流域中地层中若存在石膏层时,则抑制石灰岩的溶解,而促进白云岩的溶解^[17],这就要求在流域尺度岩溶碳循环调查研究时,不仅要对流域岩石类型进行分类,统计分布面积,更要对岩石的化学成分进行准确测定 ...

1979

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刘再华. 碳酸盐岩岩溶作用对大气CO₂沉降的贡献[J]. 中国岩溶, 2000, 19: 293-300.

精确预测大气 CO2 的未来变化对于预测全球气候变化是至关重要的。为此 ,需要确定大气 CO2 的源和汇及其随时间的变化。本文作者利用已发表和未发表的资料对一些实例进行了分析 :首先讨论了碳酸盐岩岩溶作用 (包括碳酸盐溶解及再沉积的共同影响 )对土壤 CO2和径流变化的敏感性 ;接着利用水化学 -流量方法和碳酸盐岩石片试验方法得出了我国和世界碳酸盐岩地区因碳酸盐岩岩溶作用从大气中吸收的净 CO2 总量 ,即碳酸盐岩岩溶作用对大气 CO2 沉降的贡献。它们分别是 :中国每年 180 0万 t C,整个世界岩溶地区 1.1亿 t C;最后 ,文章据 DBL理论模型计算得出世界碳酸盐岩地区碳酸盐岩溶解吸收CO2 一项产生的大气 CO2 沉降量为每年 4 .1亿 t C,继而得出全世界碳酸盐岩地区因碳酸盐再沉积而释放 CO2 产生的大气 CO2 源项为每年 3亿 t C。

... 水文要素:(1)水动力,碳酸盐岩溶解是水岩相互作用的一种类型,在固相碳酸盐岩与水界面之间存在着一个扩散边界层(DBL)^[18] ...

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... 刘再华^[19]在桂林尧山对外源水的侵蚀能力进行了定量研究,表明外源水对泥盆系融县组纯灰岩的侵蚀速率达1 000~1 500 mm/ka,是岩溶水侵蚀速率的10~15倍 ...

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曹建华, 袁道先, 潘根兴, 等. 不同植被条件下土壤碳转移对岩溶动力系统中碳循环的影响[J]. 地球与环境, 2004, 32: 90-96.

土壤是陆地生物生长、发育、繁殖的最佳场所,也是岩溶发育最为活跃的部位.土壤-岩石(土箱)、草本植物(麦冬)-土壤-岩石(草箱)、木本植物(黄杨)-土壤-岩石(树箱)体系中碳循环的模拟试验显示,黄杨具有较大的树冠可截获更多的降雨,根系的呼吸作用、分泌作用和土壤微生物活力的提高,使土壤环境中CO2浓度提高,树箱比土箱、草箱分别提高148.08%、75.01%,而土壤呼吸排放CO2的量则分别提高175.75%、171.14%;随水排泄的无机碳浓度分别提高77.78%、72.49%,排泄的总量分别提高166.49%、153.81%.碳循环强度的增加,使土下碳酸盐岩的侵蚀能力加强,树箱比土箱提高2.84倍、比草箱提高1.36倍.

... 曹建华等^[20]的模拟试验结果揭示了不同植物类型条件下,生物活性的差异导致碳酸盐岩侵蚀量的差异,有丰富根系的乔木-土壤-岩石体系,其碳酸盐岩侵蚀量是土壤-岩石、草本-土壤-岩石体系中碳酸盐岩侵蚀量的3 ...