1.1.1 垂向分层性

地球关键带在垂向上通常分为5层: 即植被层、土壤层、风化壳层、包气带层和地下含水层。由于碳酸盐岩的可溶解性, 岩溶关键带在结构分层和特征上具有其特殊性(表1)。

表1

Tab.1

表1(Tab.1)

表1 碳酸盐岩区地球关键带结构特征 Tab.1 Structure of the Earth critical zone in the carbonate area 结构层 特征 示意图 地表形态 峰-洼镶嵌、地形破碎, 坡度大 植被层 植被层厚度在峰地形较薄, 而在洼地形较厚 土壤层 土壤层浅薄或缺失, 剖面通常缺C层, 主要分布在洼地形 岩溶表层带 溶解裂隙化程度高、透水性好, 发育厚度几米至几十米; 风化壳层不明显或缺失 包气带 多样含水介质:裂隙、孔隙、管道、洞穴、竖井 地下河 地下(河)水面不随地表地形变化而变化

表1 碳酸盐岩区地球关键带结构特征 Tab.1 Structure of the Earth critical zone in the carbonate area

(1)热带、亚热带地表岩溶形态以峰-洼镶嵌、地形破碎为特征, 其植被层厚度在峰地形处较薄, 而在洼地形处相对较厚;

(2)土壤层浅薄或缺失, 大量的植物直接殖居在岩石石峰中, 土壤层中通常发育A层或AB层而缺失C层, 坡地土壤层的稳定性差;

(3)通常缺失风化壳层, 取而代之的岩溶表层带发育, 其主要特征表现为溶解裂隙化程度高、透水性与下部包气带有显著的不同, 而形成一个独特的上部包气带层, 溶解裂隙中通常有土壤充填;

(4)包气带层存在岩溶介质的不均一性, 存在溶蚀裂隙、孔隙、管道和洞穴, 更有连接地表与地下河(地下水)的落水洞、竖井和天坑等特殊地貌;

(5)地下含水层主要存在于有较大地下空间的地下河和地下排水网中, 多出现集中排泄的紊流, 且岩溶水文地质结构特征, 尤其透水层和隔水层的空间分布格局, 对岩溶地下排水网的结构特征影响很大。

1.1.2 发育厚度

地球关键带发育厚度就是指从树冠顶部至地下水深部间的垂向深度。根据已有资料, 中国西南岩溶发育深度基本与喜马拉雅运动导致的不同地区地壳抬升的幅度成正相关。

(1)二级阶梯。重庆武隆天星— 芙蓉洞岩溶系统^{[12, 13]}位于乌江下游峡谷两岸, 乌江谷底海拔140~175 m, 而最高山峰或山顶残留夷平面海拔为1 850~2 000 m。天星— 芙蓉洞岩溶系统由56处垂向竖井和45个横向洞穴组成。该系统在400~480 m 区间标高上, 洞穴系统出现明显的垂向— 横向转换, 即该区间以上为700~800 m 的铅垂竖井, 以下至乌江水面( 175 m) 为4~5 层相互连通的横向洞穴, 在纵剖面上构成“ L” 图形。其中最为典型的是气坑洞上部的垂向竖井, 深度达779 m; 下部横向通道可分为5层, 层间落差在20~110 m之间, 其洞穴发育的总厚度可达983 m(图1)。因此, 根据地球关键带垂向分层的定义, 该地区的岩溶关键带可达1 000 m左右。

图1

Fig.1

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图1 重庆武隆天星— 芙蓉洞岩溶系统剖面示意图[12]Fig.1 Section of the Tianxing-Furongdong karst system in Wulong of Chongqing[12]

(2)斜坡地带。百朗地下河流域位于云贵高原向广西盆地过渡的斜坡地带, 广西乐业县境内, 海拔375~1 554 m。地下河在平面上的投影表明其明显受“ S” 型构造的控制。地貌属于高峰丛-深洼地岩溶地貌, 沿途发育有大石围天坑群, 其天坑的平均深度56~511 m, 并与地下河相连通形成地表和地下双层结构的立体空间环境(图2, 表2)。岩溶关键带厚度可达500~600 m。

图2

Fig.2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图2 广西乐业百朗地下河及天坑分布剖面示意图[14, 15]Fig.2 Section of the underground river and sinkholes distribution in Bailang of Leye, Guangxi [14, 15]

表2

Tab.2

表2(Tab.2)

表2 乐业大石围天坑群典型发育特征[14, 15] Tab.2 Development characteristics of the Dashiwei sinkhole group in Leye[14, 15] 天坑名称 坑地海 拔/m 口部直 径/m 最大深 度/m 平均深 度/m 大曹 1 093 140~300 92 56 白洞 1 010 160~220 312 263 大石围 897 420~600 613 511

表2 乐业大石围天坑群典型发育特征[14, 15] Tab.2 Development characteristics of the Dashiwei sinkhole group in Leye[14, 15]

(3)广西盆地。桂林市发育了最为典型的峰林平原和峰丛洼地岩溶地貌。峰林平原区高程140~160 m, 石峰平均比平原高出75 m; 峰丛洼地区, 洼地海拔平均301 m, 山峰比洼地高出185 m, 漓江水面高程在桂林水文站为140~147 m, 在阳朔水文站则为102~110 m^[16]。根据调查统计, 桂林在高出地面40~60 m的范围内发育了5层岩溶洞穴, 地下水埋深0.5~3.5 m^[17], 岩溶关键带厚度可达200~300 m。

从冠岩地下河的发育特征可以看出因地壳抬升导致的地下河溯源侵蚀现象。冠岩地下河全长8.5 km, 水位落差125 m, 沿纵剖面从上游至下游出现2个水力坡度裂点(图3)。

图3

Fig.3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图3 广西桂林冠岩地下河剖面示意图[18]Fig.3 Section of the underground river in Guanyan of Guilin, Guangxi[18]

中国西南岩溶关键带横向的异质性, 首先是受到大地构造运动的影响。印度板块、太平洋板块、西伯利亚板块的三向挤压不仅导致青藏高原整体抬升, 中国三级阶梯形成^[19], 同时, 形成的地质构造体在西南岩溶区制约着岩溶发育的类型。

岩溶槽谷区主要位于重庆市、湘西、鄂西和黔东北地区, 自西而东分布着万县复向斜带、方斗山高陡背斜带、石柱复向斜带、齐岳山高陡背斜带、利川复向斜带、中央背斜带、花果坪复向斜带、宜都— 鹤峰背斜带及桑植— 石门复向斜带9个地质构造单元, 并以齐岳山高陡背斜带为界, 西边形成“ 隔挡式褶皱” , 东边形成“ 隔槽式褶皱” ^[20]。因此, 岩溶槽谷的形成经过了构造运动与变形和风化剥蚀2个阶段。当碎屑岩被风化剥蚀后, 出露了可溶性的碳酸盐岩, 岩溶作用发生, 岩溶槽谷地貌形成(图4)。

图4

Fig.4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图4 重庆青木关岩溶槽谷地质剖面图[21]Fig.4 Geological section of karst trough valley in Qingmuguan of Chongqing[21]

岩溶断陷盆地主要分布在滇东、攀西地区。从板块运动看, 该区处于东亚和南亚板块活动的交汇区, 其西部是向北漂移的印度板块, 东部是向西运动的扬子板块, 西北是西藏板块。三大板块的碰撞挤压, 使西藏板块受力变形, 向东南方向挤压出一块流变断块, 这就是康滇菱形断块^[22]。康滇菱形断块的边界由一系列的斜滑活动断层束组成, 这些断层束可看成是大陆上的转换断层, 断层带上发育的盆地一般具有斜滑拉张的性质, 在盆地的周围往往有断块隆升的山地, 而盆地则是受断层斜滑错动下掉的地堑^[23]。

中国西南岩溶的发育始于白垩纪(1.45~0.66亿年前)^{[24, 25]}。碳酸盐岩的风化溶解速度是硅酸盐岩的100倍^[26], 中国西南岩溶发育, 在横向上其类型存在多样性, 除了上文已经提及的岩溶槽谷区、岩溶断陷盆地区外, 还有峰丛洼地区、峰林平原区、丘丛洼地区, 以及在强烈水文地质条件下, 形成的岩溶峡谷和岩溶天坑(图5)。

图5

Fig.5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图5 中国西南岩溶分布和岩溶类型区分布示意图Fig.5 Distribution of karst and its types in Southwest China

“ 地球关键带” 是“ 地球系统科学” 进入定量化的突破口和重要技术途径。这就要求在具体研究过程中, 强调系统的完整性和边界的可确定性, 强调调查研究的对象以流域为基本单元。岩溶流域以地下河系的积水系统为基本单元, 有时还跨越到硅酸盐岩地区, 地表、地下共同形成一个流域。如广西壮族自治区岩溶分布面积为9.87万km², 占全区土地总面积的41.57%^[27], 而岩溶区地表河总长度约2.3万km, 密度为0.23 km/km², 而非岩溶区总长度达4.7万km, 密度为0.35 km/km²。据1:20万水文地质调查结果, 广西地下河长度大于2 km且独立存在的有435条, 总长度超过1万km, 密度0.1 km/km²(图6)。

图6

Fig.6

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图6 广西岩溶区、非岩溶区地表河与地下河的空间分布[28]Fig.6 Spatial distribution of surface rivers and underground rivers in karst and non-karst area of Guangxi[28]

针对具体的岩溶地下河流域, 最为重要的工作就是确定地下河流域的边界。现代地球物理探测技术在该领域有用武之地, 如: 在桂林市海洋乡裸露岩溶区充电法对具有出口、进口或天窗的地下暗河定位追踪准确, 效果明显; 可控源音频大地电磁法探测深度大, 横向分辨率高, 对寻找深部构造破碎带具有独特的优势^[29]; 现代示踪剂技术的应用, 不仅能揭示地下河的连通性, 还能揭示不同时相地下水流滞留时间、流速、过水断面面积和等效直径等参数, 为岩溶地下河流域的边界确定提供了有效的技术途径。

广西都安县地苏地下河是西南岩溶区发育最大的地下河之一, 由1个主干流、12个支流组成了巨型羽状地下河系统(图7)^[31], 具明显的上、中、下游特征: 上游为单一管道, 水力坡度11‰ ~13‰ , 管道呈裂隙状; 中游为羽脉状, 下游为网络状管道, 水力坡度1‰ 左右, 形状呈拱状、圆筒状。支流常常以跌水形式汇入主流干道^{[30, 31, 32]}。

图7

Fig.7

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图7 广西都安地苏地下河平面分布示意图[30]Fig.7 Plane distribution of the underground rivers in Disu of Du’ an Guangxi[30]

地苏地下河总长241.1 km。主干长57.4 km, 流域面积10 004 km², 平均流量38 m³/s, 最大达544.9 m³/s, 出口于清水河, 集中排入红水河。

岩溶关键带的结构研究对大比例尺流域单元边界的确定至关重要, 是开展岩溶关键带定量物质循环研究的前提和基础。

从陆地风化角度而言, 岩石可分为碳酸盐岩和硅酸盐岩两大类。碳酸盐岩风化溶解的速度是硅酸盐岩的100倍, 但其成土速度仅为硅酸盐岩的1/10~1/40, 土壤覆盖明显不足, 土层也明显浅薄^[35], 如果把关键带物质循环最为活跃的部分定义为中心环节, 那么土壤-岩溶表层带为岩溶关键带的中心环节。

岩溶表层带是指在地表(或土壤层)与深层块状碳酸盐岩之间, 因碳酸盐岩的快速溶解, 发育了一层岩溶作用强烈、溶蚀裂隙化程度高、透水性强的过渡带。岩溶表层带位于包气带的上部, 与下部包气带有显著的不同^{[36, 37]}, 其发育的厚度实际上是雨水、外源水与碳酸盐岩发生水-岩相互作用的结果, 换言之就是具有侵蚀力的运动水流, 在失去侵蚀力(达到饱和)前所流过的路径(图8)^{[38, 39, 40]}。

图8

Fig.8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图8 岩溶地表形态、表层岩溶带发育过程示意图[40]Fig.8 Development processes of the karst topography and surface karst zone[40]

岩溶表层带处于岩石圈、大气圈、生物圈、水圈交汇的地带^[36], 每个圈层均能提供重要的岩溶动力条件。有资料显示, 碳酸盐岩的水-岩相互作用60%~80%发生在岩溶表层带^[39]。

岩溶表层带不仅对岩溶水具有一定的调蓄功能, 形成岩溶表层泉^{[41, 42]}, 而且碳酸盐岩风化溶解形成的土壤也优先富集在表层岩溶带的溶蚀裂隙中, 裂隙中活跃的生物作用可使碳酸盐岩溶蚀速率提高数倍, 同时也是植物发育、生长的最佳环境, 这就构建了岩溶关键带特有的土-石结构。这一结构是岩溶关键带物质循环的中心环节。

在热带、亚热带的季风气候区, 岩溶关键带在横向上呈现出明显“ 岛屿状” 镶嵌(图9)。

图9

Fig.9

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图9 广西桂林毛村岩溶试验场影像图Fig.9 Image of the karst test field in Maochun of Guilin, Guangxi

岩溶关键带在理化、生态属性上同样存在横向上“ 岛屿状” 镶嵌特征。如广西岩溶主要分布在桂中、桂西和桂东北地区。而广西土壤pH值大于6.0的区域与岩溶分布存在很好的空间对应关系(图10), 导致这一现象的原因则是因为碳酸盐岩所具有的富钙性。碳酸盐岩快速溶解并向周边生态环境不断输送钙离子, 使得土壤中的钙含量是非岩溶区土壤的1.5~2.0倍, 岩溶水体中的钙离子含量是外源水的十几倍至几十倍, 而生长在岩溶地区的植被与非岩溶地区的植被相比, 具有高的灰分和钙镁含量, 以及低的硅铝含量^{[35, 36, 37, 38, 39, 40, 41, 42, 43]}。

图10

Fig.10

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图10 广西碳酸盐岩分布(左)与土壤pH值(右)之间的对应关系Fig.10 Correspondence between the soil pH value(left) and carbonate distribution(right) in Guangxi

土壤的碱度与盐基饱和度呈正相关, 土壤盐基饱和度愈大, 土壤碱度愈大, pH值愈高; 盐基饱和度愈小, 土壤碱度愈小, pH值愈低^[44]。Ca²⁺离子是碳酸盐岩风化形成的石灰土中的盐基, Ca²⁺在盐基离子中占据了90%以上, 从而导致石灰土具有高的阳离子交换量和盐基饱和度(表3)。

表3

Tab.3

表3(Tab.3)

表3 广西石灰土的钙镁交换量及盐基饱和度与地带性土壤的对比[45] Tab.3 Comparison of the calcium-magnesium exchange capacity and base saturation between the limestone soil and zonal soil in Guangxi[45] 土壤名称 钙/% 镁/% 每100 g土的 钙镁交换量/ mmol 盐基饱 和度/% 黑色石灰土 1.54 1.83 52.51 100 棕色石灰土 0.76 1.47 26.22 99.8 红色石灰土 0.54 0.83 15.61 90.1 赤红壤 0.13 0.39 1.07 24.9 红壤 0.13 0.48 1.20 26.7

表3 广西石灰土的钙镁交换量及盐基饱和度与地带性土壤的对比[45] Tab.3 Comparison of the calcium-magnesium exchange capacity and base saturation between the limestone soil and zonal soil in Guangxi[45]

在桂林毛村流域有2个成对的碳酸盐岩和硅酸盐岩的小流域: 一个是中泥盆统东岗岭组石灰岩、白云岩构成的背地坪岩溶泉域, 补给面积约1.5 km²; 另一个是相邻的由中泥盆统应堂组砂岩构成的小龙背地表溪, 补给面积约2 km²。

背地坪岩溶泉水的HC O3-浓度为4.2~5.5 mmol/L, 小龙背地表溪流水的HC O3-浓度为0.2~0.4 mmol/L, 前者是后者的十倍^[46]; 岩石风化溶解产生的无机碳汇(HC O3-)通量分别是87.36 t/(km²· a)和3.67 t/(km²· a), 前者是后者的23.8倍。

背地坪岩溶泉水δ ¹³C_DIC值范围为-13.49‰ ~-16.14‰ , 平均值为-14.87‰ ; 小龙背地表溪流水δ ¹³C_DIC值范围为-4.01‰ ~-11.67‰ , 平均值为-8.68‰ (图11)。

图11

Fig.11

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图11 桂林毛村岩溶泉域背地坪岩溶水和硅酸盐岩小溪流小龙背外源水无机碳同位素对比Fig.11 Comparison of the inorganic carbon isotope between the Beidiping karst water and the Xiaolongbei exogenous water of silicate rock stream in Maocun karst spring catchment of Guilin

岩溶泉水的δ ¹³C_DIC均值比硅酸盐岩小溪流偏轻6.19‰ 。对这一现象的合理解释是, 硅酸盐岩小溪流中的无机碳主要来源于大气(大气CO₂的碳稳定同位素-7‰ ~-8‰ ), 降雨吸收大气CO₂, 导致雨水中CO₂基本平衡, 当降落地表后, 土壤-植物产生的富¹²C的CO₂难以与水体中的CO₂进行交换, 加上硅酸盐岩为非可溶岩, 因此, 外源水中无机碳主要来源于大气CO₂; 而岩溶泉水中的无机碳主要来源于碳酸盐岩和土壤CO₂, 水体中HC O3-是土壤CO₂(-23.94‰ )与碳酸盐岩(0.14‰ )作用后的两者混合。

通过岩溶泉水、碳酸盐岩和土壤CO₂的δ ¹³C值检测和两端员混合模型^{[47, 48]}计算, 碳酸盐岩碳库对背地坪泉水δ ¹³C_DIC的贡献比为32.38%~43.40%, 平均值为37.65%, 土壤CO₂碳库对泉水δ ¹³C_DIC的贡献比为55.24%~67.61%, 平均值为62.35%。

化学计量方法与碳稳定同位素两端员混合法获得的结果虽然存在差异性, 内在机理还需要进一步探索, 但有一点是肯定的, 岩溶碳循环过程融合了地质和生态两种过程。

流域尺度岩溶碳循环及碳汇效应已经得到国际学术界的认可^{[49, 50, 51, 52, 53, 54]}。岩溶关键带碳循环产生的碳汇效应包含植物碳汇、土壤碳汇和岩溶碳汇。

(1)植物碳汇。王冰等^[55]利用基于MODIS 数据的光能利用率模型估算了贵州省岩溶区的植被净初级生产力(net primary producivity, NPP)为407.18 t/(km²· a), 是非岩溶区(461.53 t/(km²· a))的88.22%。董丹等^[56]基于SPOT NDVI遥感数据并结合数字高程模型、气象数据和植被参数, 利用实测植被生产力计算和修正最大光能利用率, 通过改进CASA过程模型, 估算了中国西南喀斯特地区1999— 2003年间的NPP平均值, 为402.34 t/(km²· a), 变化范围为381.71~439.91 t/(km²· a)。

在陆地生态系统中, 通过光合作用途径所固定的碳量称为植物总初级生产力(gross primary productivity, GPP); GPP中扣除植物本身呼吸消耗的部分即为NPP, 是植物固定和转化光合产物的效率; NPP减去异养生物呼吸消耗(主要是土壤呼吸)后, 余下的部分, 称为净生态系统生产力(net ecosystem productivity, NEP)^[57]。

植物碳汇通常是指NEP部分, 而现代遥感技术解译的大多是NPP, 这就需要获取土壤呼吸的数据, 但这一数据的精确性很难保障。从应用的文献看, 针对中国陆地生态系统, 从NPP到NEP的转化率为4.47%^[58]和20.95%^[59]。

如果取平均值12.71%, 则西南岩溶生态系统的NEP为51.12t/(km²· a)。NEP包括植物碳汇和土壤碳汇。

(2)土壤碳汇。针对土壤碳汇的研究报道很少, 主要集中在测算或估算土壤碳库及土壤碳密度上, 且主要针对农田土壤。如黄耀和孙文娟^[60]对近20 a年间中国耕作土壤有机碳储量的变化作了详细分析, 认为中国耕作土壤的平均碳汇为15~20 Tg/a。该值相当于中国年作物总生物量碳库的2.8%~3.7%。

普定后寨地下河流域, 补给面积75 km², 岩溶分布面积91%, 是贵州高原上典型岩溶流域。周运超等采用150 m× 150 m 的网格布点方式, 开展了土壤理化性质的调查, 共挖2 755 个土壤剖面, 采集23 536 个土壤样品。结果显示: 流域范围内有5种不同岩石, 覆盖的土壤厚度依次为砂页岩厚度(90.78 cm) > 第四纪黄黏土厚度(88.27 cm)> 泥灰岩厚度(67.97 cm)> 白云岩厚度(53.30 cm)> 石灰岩厚度(51.08 cm)^[61]; 流域内岩石裸露率29.22%~43.34%, 土壤有机碳与岩石裸露率呈极显著正相关, 而与土层厚度、土壤容重呈极显著负相关, 流域土壤有机碳库储量5.39× 10⁵ t^[62]。这一结果仅为潘根兴等^[63]采用公式估算结果(7.33× 10⁵ t)的73.53%或王绍强等^[64]采用公式估算结果(7.63× 10⁵t)的70.64%。

方精云等^[65]测算的1981— 2000 年间中国陆地植被年均总碳汇为0.096~0.106 Pg/a, 其中森林碳汇年均碳汇为0.075 Pg/a, 土壤碳汇为0.04~0.07 Pg/a, 即土壤碳汇是陆地植被碳汇的41.67%~66.04%。Pacala 等^[66]估算美国的土壤碳汇是植被碳汇的2/3左右。欧洲土壤碳汇约占陆地生态系统总碳汇的30%^[67]。

鉴于以上分析, 如果考虑土壤碳汇是植被的50%, 岩溶区土壤碳汇是土壤平均碳汇的70%, 则西南岩溶区土壤碳汇通量估算为11.93 t/(km²· a)。

(3)岩溶碳汇。近年来, 随着岩溶碳循环的路径及影响因子不断被发现, 人们对岩溶碳循环的发生、碳汇的产生的认识不断深入, 有学者提出了流域尺度岩溶碳循环及碳汇效应概念模型, 在模型中岩溶碳循环过程主要存在3个阶段^[68]: 水对碳酸盐岩溶解, 将大气/土壤CO₂转移到水中; 富含无机碳的岩溶水在岩溶含水介质中运移; 岩溶地下水出露地表成地表河时, 水生植物光合作用, 将岩溶水体中无机碳转化为有机碳, 好氧不产氧光合细菌(aerobic anoxygenic phototrophic bacteria, AAPB)将溶解有机碳(dissolved organic carbon, DOC)转化为惰性溶解有机碳(recalcitrant dissolved organic carbon, RDOC)(图12)。

图12

Fig.12

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图12 流域尺度岩溶碳循环及碳汇效应路线图Fig.12 Route of karst carbon cycling in catchment and carbon sink effect

与此同时, 还提出了4种人为干预, 以增强岩溶碳循环和碳汇效应, 即: 选择和培育适宜的植物品种; 土壤改良, 提高土壤碳循环强度; 外源水的应用, 增加岩溶碳循环; 水生植物的选择和培育, 提高岩溶碳汇的稳定性。因此, 岩溶碳循环及碳汇效应研究已成为应对全球气候变化, 努力提高碳汇、缓解气候变暖的新方向。

根据流域尺度岩溶碳循环及碳汇效应的模式, 覃小群等对珠江流域进行了调查和研究^{[69, 70, 71]}:

(1)珠江流域45.26万km², 岩溶分布面积达16.44万km², 占流域总面积的36.32%。其中西江流域35.39万km², 岩溶分布面积达15.70万km², 占流域面积的44.38%, 是我国南方典型的岩溶流域, 岩溶主要分布在流域的中上游。

(2)珠江岩石风化溶解可将大气/土壤CO₂转移到水体中, 形成水体中1 167× 10⁴ t/a的无机碳(CO₂), 其中碳酸盐岩的贡献比例达80.46%。随着水流的过程, 其中有31%的无机碳在水生植物光合作用下, 转化为有机碳, 15%无机碳转化为CO₂, 经过水-气界面释放到大气, 5%的有机碳沉积在河流底部, 80%最终流入海洋。

(3)根据流域尺度的岩溶碳循环过程, 珠江流域岩溶碳汇通量为13.24 t/(km²· a)。

因此, 西南岩溶关键带的碳汇通量为: 植物碳汇+土壤碳汇+岩溶碳汇, 合计64.36 t/(km²· a), 是植物碳汇通量的38.85%、土壤碳汇通量的110.98%。

这一估算值存在一定的不确定性, 但可以肯定的是, 植物碳汇、土壤碳汇以及岩溶碳汇在同一数量级上。

岩溶地质介质所具有的特点, 使得岩溶成为认识、研究地球关键带的优势区域。根据最新岩溶地下水类型, 西南岩溶区有地下河系统1 179个、岩溶泉系统1 152个、集中排泄带系统562个, 以及分散排泄系统727个, 尤以黔、桂、滇东最为发育^{[72, 73]}, 急需在不同类型岩溶区开展典型调查和典型研究, 划分不同类型岩溶关键带的地下河流域单元, 并确定其边界。

在岩溶地下河边界清晰的基础上, 利用现代地理信息系统技术绘制流域尺度三维透视岩溶关键带立体图, 为揭示物质迁移过程、地表-地下相互作用、地质-生态相互作用和影响提供基础。

岩溶关键带物质循环研究, 需要研发关键带碳水钙及生命元素迁移的来源、去向和相互作用监测和甄别的技术方法。

如桂林毛村岩溶流域中的背地坪岩溶泉, 泉水中无机碳通量为87.36 t /(km². a) (月碳通量变化为 315.19~18 062.5 kg/km²)。 通过化学计量方法, 其中来自于岩石溶解或风化等作用(月碳通量为167.22~11 375.2 kg/km²)的碳占54.83%~62.95%, 平均值58.52%; 来源于大气或土壤中的碳(月碳通量为141.92~7 690.5 kg/km²) 为38.26%~45.27%, 平均值41.48%(图13(a))。通过岩溶泉水、碳酸盐岩和土壤CO₂的δ ¹³C值检测和两端员混合模型计算, 碳酸盐岩碳库对背地坪泉水δ ¹³C_DIC的贡献比为32.38%~43.40%, 平均值为37.65%, 土壤CO₂碳库对泉水δ ¹³C_DIC的贡献比为55.24%~67.61%, 平均值为62.35%(图13(b))。

图13

Fig.13

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图13 背地坪岩溶泉水中无机碳来源的比例Fig.13 Ratio of the inorganic carbon sources in the Beidiping karst spring

化学计量方法与碳稳定同位素两端员混合法获得的结果存在差异性, 内在机理还需要进一步探索。但有一点是肯定的, 就是在岩溶关键带碳循环过程中, 地质过程、生态过程提供了比例相当的碳来源。

岩溶区活跃的岩石圈、生物圈提供大量的碳来源, 明显有别于非岩溶区。如桂林漓江流域的上游由花岗岩、砂岩构成岩石圈, 桂林— 阳朔间主要由碳酸盐岩构成岩石圈。通过对漓江水-气界面CO₂释放的动态监测和同位素测定的结果显示^[68]: ①岩溶区水-气界面在雨季、旱季向大气释放CO₂的通量, 分别是非岩溶区的10.92倍和3.31倍; ②非岩溶区, 水-气界面释放CO₂的碳稳定同位素, 均比水体中HC O3-的偏轻2.02‰ ~3.75‰ , 这符合同位素的瑞利分馏, 但在水热同期的夏季, 岩溶水体中的HC O3-碳稳定同位素比释放的CO₂的还要偏轻4.57‰ , 这暗示着水热同期的夏季, 强烈的生物作用为地表生态系统提供了大量的CO₂, 增强了碳酸盐岩岩石圈的活化和水圈无机碳的浓度及迁移强度。

岩溶关键带元素迁移规律的研究, 最终是要回答水分、养分的迁移过程、迁移方式和迁移通量对岩溶关键带的服务功能的支撑, 回答岩溶关键带能为人类社会提供哪些服务、可持续程度怎样, 如何在合理的人为活动下增强岩溶关键带的韧性, 找到修度受损岩溶关键带的方法。破解以上科学问题, 建议有两个途径:

其一为目标导向。如何保障水安全、粮食安全和生态安全。如在水安全方面, 在查明水资源总量的前提下, 充分考虑生态需水量, 根据区域经济社会发展对水资源在时间、空间上的需求, 实施地表、地下水的高效利用和优化调控。

其二为问题导向。岩溶关键带碳水钙及生命元素迁移规律、相互作用, 及对岩溶关键带功能发挥的支撑作用。如岩溶关键带富钙、富碳特性, 引发岩溶区石灰土具高盐基离子饱和度高, 土壤呈偏碱性, 同时制约若干重金属的活泼性, 在土壤中累积, 形成土壤重金属地质高背景值的出现; 又比如, 富钙、富碳的岩溶水不仅刺激水生植物的光合作用, 同时还有利于贝类水生动物的滋生。