岩溶地质碳汇的稳定性——以贵州草海地质碳汇为例

张 强

中国地质科学院岩溶地质研究所, 国土资源部/广西壮族自治区岩溶动力学重点实验室,联合国教科文组织国际岩溶研究中心, 广西桂林 541004

岩溶地质碳汇的稳定性
——以贵州草海地质碳汇为例

张 强

中国地质科学院岩溶地质研究所, 国土资源部/广西壮族自治区岩溶动力学重点实验室,联合国教科文组织国际岩溶研究中心, 广西桂林 541004

近几年来对岩溶碳汇的争论越来越多, 其关键问题是岩溶作用产生的重碳酸根是否稳定。本文以贵州草海流域为研究区, 基于前人研究基础, 以碳同位素模型计算出岩溶作用产生的DIC((Dissolved Inorganic Carbon溶解无机碳)中58.8%为草海中为水生植物利用, 草海地质碳汇量达588.67 tC/a。以此推算长江中下游湖泊沉水植物每年固碳量370602 tC/a, 长江中下游湖泊中仅沉水植物稳定的地质风化CO2汇量约为75万吨。从而证明岩溶碳汇的相对稳定性和岩溶动力系统新理论的合理性。

地质碳汇; 稳定性; 草海; 水生植物; 碳同位素

由于 CO2等温室气体对环境的影响, 地球系统的碳循环成为全球变化的核心问题之一。碳循环是指碳在岩石圈、水圈、气圈和生物圈之间, 以(以CaCO3、MgCO3为主)、、CO2、CH4、(CH2O)n(有机碳)等形式相互转换和运移的过程。当前的研究是基于地圈、生物圈的相互作用(称为International Geosphere Biosphere Program, 缩写IGBP), 而对于各种地质作用(如活动断裂带及火山活动释放 CO2、陆地风化作用回收碳、碳酸盐岩变质释放碳等)对全球碳循环的影响, 则未予足够重视,甚至有所忽略(袁道先, 2011)。

尽管如此, 最近十多年来, 人类对地质作用碳循环特别是岩溶地质碳汇的基础研究和交叉学科研究获得许多新的认识, 对传统认识提出了挑战。新的研究表明岩溶地质作用是一种快速的碳汇过程, Science在2011年11月18日对中国地质科学院岩溶地质研究所的研究做了报道(Christina, 2011), 但是很快2012年2月10日, 美国地球化学专家Curl R L在Science对岩溶碳汇提出了质疑, 他认为岩溶地质作用是一个碳迁移过程, 而不是碳汇(Curl, 2012)。这也代表了很大一部分人的观点, 认为岩溶地质过程是一个可逆的过程, 不存在一个汇, 溶蚀作用吸收 CO2气体产生的重碳酸根不稳定, 很快就会由于脱气作用释放出 CO2, 即岩溶作用的稳定性问题。岩溶作用是否如Rane所说, 是一个不稳定过程？本文试图对其回答。

1 岩溶地质碳汇稳定性

传统的碳循环模型中把地质作用当做一种纯无机的过程, 追根溯源最早是Berner(1983)提出的, 在此基础上, 人们做了大量研究, 从无机地质过程出发, 认为在地质时间尺度上, 碳酸盐化学风化并不产生净碳汇。在短时间尺度上, 虽然碳酸盐化学风化速率较硅酸盐快, 但对碳循环影响很小。其实在Berner(1983)的文章中也提到了他的模型的局限性,事实上自然界中纯无机的地质作用几乎不存在, 生物化学过程似乎是更加准确的表述。快速的有机参与的地质过程对于短时间地质碳循环而言是有重要影响的, 有机碳沉积碳库量并不是微不足道的, 这种碳的转换通过风化过程中的氧化和沉积过程中的流失可以影响地质历史时间尺度大气 CO2水平(Garrels et al., 1976), 同样, 生物过程也广泛参与岩溶作用, 例如碳酸酐酶可以加速岩溶作用(刘再华, 2001)。最近的研究表明, 水生植物光合作用可以吸收利用重碳酸根、把重碳酸根固定在水生植物中(刘再华, 2012; 蒋忠诚, 2012; 章程, 2011b; De Montety et al., 2011; 王华等, 2011), 也基于此, 刘再华(2012)改进了传统的岩溶动力系统(图1)。

水生植物专家的研究也表明重碳酸根可以作为大型水生植物和藻类的无机碳源,可以经过载体蛋白主动进入藻体细胞内(的直接转运),或者经膜外CA催化作用, 加快CO2的形成和提供速度(HCO3-的间接吸收)(岳国峰等, 2003)。

水生植物可以同时利用CO2或者参与光合作用, 二者的比例取决于 CA的活性和环境中无机碳存在的形式。在岩溶地区, 水体偏碱性、水体中无机碳以为主要形式, 岩溶区地下河中浓度可以常常高达 3～5 mmol/L, 岩溶区地表河流中浓度也达1～3 mmol/L, 在这种环境下水生植物光合作用更多地选择利用, 而不是大气中的 CO2。水生植物固定已经得到大多数专家的公认, 但是其利用率有多少还需要进一步研究, 如果有较高的利用率, 那么一方面可以进一步证明刘再华(2012)的改进模型、另一方面也可以说明岩溶碳汇的稳定性。

图1 考虑水-岩-气-生相互作用的岩溶动力系统(据刘再华, 2012)Fig.1 Karst dynamic system in consideration of water-rock-air-organisms (after LIU Zai-hua, 2012)

2 草海地质碳汇

草海位于贵州西部威县境, 地理座标东经104°10′—104°25′, 北纬26°45′—27°00′。该区地处云贵高原海拔2170～2300 m的河源地带。地质构造上位于北东向与北西向断裂、褶皱的交接复合部位,区域地层岩性以下石炭统(C1)炭质页岩和灰岩及上石炭统(C2)碳酸盐岩为主。湖区外围喀斯特地形广泛分布, 高原地面起伏平缓。区内气候属山地温暖带湿润季风气候, 年平均气温10.2℃, 7月平均气温最高为17.7℃, 1月最低为1.9℃, 冬季长, 无夏季。年平均降雨量950.9 mm, 干湿季节明显。5—10月为雨季, 其降雨量占全年的88%; 12月至次年3月为旱季, 降雨量仅占年降雨总量的5%。

图2 草海流域水文简图Fig.2 Hhydrologic diagram of the Caohai Lake

根据草海自然保护区 1992年规划调查资料(贵州省地质矿产勘查开发局, 2008), 现代草海湖沼面积枯水期为19.8 km2, 丰水期为26 km2, 湖盆汇水面积98.5 km2。湖沼盆底岩层倾角平缓, 以下石炭统(C1)下部炭质页岩及灰岩为主的隔水岩层广泛分布。但在草海盆缘斜坡及上游地区形成含水比较丰富的喀斯特裂隙含水层。地下水沿盆地边缘及低洼地带流出地表, 形成众多的喀斯特泉。湖沼盆底为地下水的地方性排泄基准面, 是草海盆地水文地质单元中地下水集中排出地表的场所。根据1994年8月中旬久旱不雨时调查的泉流量概算, 每天总共有近似枯季流量的1.1万m3地下水排入草海, 换句话说, 草海每年可获得约 400万 m3基流量补给(贵州地质矿产勘查开发局, 2008)。按该区多年平均降雨量 950.9 mm, 年径流深 550 mm等参数综合考虑,全区 98.5 km2年产水量为5417万m3。草海丰水期水域面积26 km2, 按平均水深1.5 m计算, 其蓄水量为3900万 m3; 枯水期水域面积 19.8 km2, 水深 1.2 m,蓄水量2376万m3。

据保护区网站公布资料(刘国柱, 2010), 草海水体水化学性质见表1。

草海湖水具有岩溶水特点, 重碳酸根为主要阴离子, 浓度约108 mg/L, 以产水量5417万m3计算,草海输入溶解无机碳总量为1151 tC/a, 其中大气输入量仅35.6 tC(陈毅凤, 2001), 草海湖泊系统中的无机碳主体为碳酸盐风化产生的重碳酸根。

表1 草海水体基本水化学特征Table 1 Basic water chemical characteristics of the Caohai Lake

表2 草海水生植物生物量及同位素特征(据陈毅凤, 2001; 张军, 1995)Table 2 Aquatic plant biomass and isotope characteristics of the Caohai Lake (after CHEN, 2001; ZHANG, 1995)

陈毅凤(2001)调查草海水生植物生物量以及张军(1995)研究草海水生植物碳同位素特征见表2。

在草海水生植物光合作用中, 固定的无机碳一部分来源于 CO2, 一部分来源于 HCO3–, 两者的比例多少可以利用简单的二端元模型来计算:

其中 δT为被考察植物叶片的碳同位素值, δA为基本不利于碳酸氢根离子作无机碳源、碳酸酐酶活性极低的植物的叶片的δ13C值, δB为极少利用二氧化碳作碳源以碳酸氢根离子为主要无机碳源的微藻的δ13C值, fB为植物利用碳酸氢根离子占无机碳源比例。

该方法为吴沿友2011年的专利, 基本原理为重碳酸根参与光合作用的比例取决于碳酸酐酶活性,碳酸酐酶活性与环境相关, 碳酸酐酶活性与植物碳同位素值显著正相关。在其文章中, 两个端元分别为: 不利于碳酸氢根的悬铃木叶片为–31.56‰, 极少利用二氧化碳的小球藻为–22.74‰, 碳酸酐酶对植物同位素分馏作用在8.82‰左右(吴沿友, 2011)。

在本研究区, 周围植物多喀斯特植被, 贵州喀斯特山区植物叶片碳同位素变化范围为–26.98‰ ～–29.15‰平均值为–28.14‰(杨成, 2007; 刘占成等, 2010; 杨涛等, 2005; 宁有丰等, 2005)。取两个端元为–28.14‰ ～ –19.32‰, 据此计算水生植物吸收利用碳酸氢根离子占无机碳源的比重(表3)。

由数据可以看出, 沉水植物比值大于100%, 其原因是端元的选择是存在偏差, 本研究拟定大于100%的视为100%, 小于0的视为0。由此计算草海水 生 植 物 吸 收 利 用 重 碳 酸 根 碳 总 量 达到677.33 tC/a(见表4), 占草海输入的无机碳总量为1151 tC/a的58.8%。其余溶解无机碳则存留于湖水中(约500 tC/a)或者脱气。该结果与前人的计算结果类似: 桂林丫吉泉碳酸氢根 70%以上被水生藻类光合作用固定(Liu et al., 2008), 增江悬移质中的有机碳以水生藻类(内源碳)的贡献为主(＞70%)(陶贞, 2004)。由此可见地质风化作用产生的重碳酸根并没有人们想象中的那么不稳定。60%～70%的重碳酸根可以被水生植物光合作用固定下来, 再加上水体中存留的溶解态无机碳, 由于脱气作用造成的不稳定性碳酸氢根离子所占比重可能不大。

表3 草海水生植物利用碳酸氢根离子占无机碳源的比重Table 3 Bicarbonate utilization capacity among some plants species in the Caohai Lake

表4 草海水生植物固定重碳酸根碳量Table 4 Aquatic plants fixed carbon from bicarbonate in the Caohai Lake

草海流域补给区多为岩溶区, 其水体中碳酸氢根主要来源于岩溶作用。假设重碳酸根中碳一半源于大气, 一半源于碳酸盐。据此可以计算出草海流域每年地质碳汇量(溶蚀回收大气 CO2碳量)中固定于水生植物中的碳可以达到 338.67 tC/a, 存留于水体中的碳达到 250 tC/a, 则草海流域比较稳定的岩溶碳汇量可以达到588.67 tC/a。

3 长江流域中下游湖泊地质碳汇

长江是我国第一大河, 流域面积180万km2, 约占中国国土面积的1/5, 分布着数千个湖泊, 全流域湖泊总面积达到1.52万km2, 接近全国湖泊总面积的1/5。长江中下游流域是中国淡水湖泊分布最集中的地区。全国五大淡水湖泊除洪泽湖外, 其余均在这个区域。目前本区湖泊总面积达1.41万km2, 约占长江流域湖泊总面积的 93%, 约占全国湖泊总面积的15%(赵济等, 1999)。除少数大型湖泊如鄱阳湖、洞庭湖、太湖、巢湖外, 大部分湖泊是中型湖泊(面积在 100～500 km2), 和小型湖泊(面积小于100 km2)。

王海军等(2007)于2001年12月至2007年4月,调查了46个中小浅水湖泊, 总面积1600 km2, 沉水植物生物量(鲜重)831 g/m2。则总生物量(鲜重)可以达到 133万 t/a, 按照烘湿比 7.68%, 水生植物平均含碳量49.7%计算, 固碳量达到50765 tC/a。

洞庭湖面积3927 km2, 水生植被固碳强度平均达到2.694 t/hm2(康文星, 2009), 则总固碳量可以达到166743 tC/a。

鄱阳湖面积 3027 km2, 沉水植物生物量(鲜重)2008 g/m2, 则总生物量(鲜重)可以达到380万t/a(李仁东等, 2001)。按照烘湿比7.68%, 水生植物平均含碳量 49.7%计算, 固碳量达到145044 tC/a。

太湖面积2338 km2, 东太湖沉水植物平均生物量689 g/m2, 年生物量15.72万t/a, 西太湖沉水植物生物量400～3322 g/m2, 年生物量4.98万t/a(鲍建平等, 1991)。太湖沉水植物年产量20.7万t/a。按照烘湿比7.68%, 水生植物平均含碳量49.7%计算, 固碳量约7901 tC/a。

巢湖面积 770 km2, 沉水植物总生物量3910.8 t(卢心固, 1984), 按照烘湿比7.68%, 水生植物平均含碳量49.7%计算, 固碳量约149 tC/a。

依据前人研究成果推算, 长江中下游湖泊沉水植物固碳总量可以达到370602 tC/a, 按照本文草海的研究结果, 沉水植物光合作用无机碳源全部是重碳酸根, 长江中下游湖泊沉水植物固定重碳酸根碳量即为 370602 tC/a。据前人研究, 长江河水中的平均浓度为1.63 mo1/m3, 其中碳酸盐本身风化溶解贡献约45%的, 55%的是在岩石风化作用消耗的大气CO2(李晶莹等, 2003), 则长江中下游湖泊中仅沉水植物固定的地质风化CO2汇量约为75万吨。

4 结论

草海流域每年 DIC产出量为 1151 tC/a, 其中58.8%(677.33 tC/a)固定于水生植物。草海流域相对比较稳定的地质碳汇量达到 588.67 tC/a。其中338.67 tC/a通过光合作用转化为有机碳, 以此推算长江中下游湖泊沉水植物每年固碳量 370602 tC/a,长江中下游湖泊中仅沉水植物固定的地质风化 CO2汇量约为75万吨。由此可见岩溶溶蚀过程产生的重碳酸根并非传统意义上的不稳定体, 其可以转换为相对比较稳定的有机质, 这也用野外实际数据证明的岩溶碳汇的稳定性, 说明了刘再华(2012)改进后的岩溶动力系统的合理性。我国岩溶面积超过300万km2, 占国土面积近三分之一, 由于岩溶过程产生的地质碳汇量相当可观。其中在新的岩溶动力系统指导下, 重新计算岩溶碳汇量, 其数量将大大增加, 其意义也十分重大。

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The Stability of Carbon Sink Effect related to Carbonate Rock Dissolution: A Case Study of the Caohai Lake Geological Carbon Sink

ZHANG Qiang
Institute of Karst Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Karst Dynanics Laboratory, Ministry of Land and Resources/Guangxi Zhuang Autonomous Region, The International Research Center on Karst under the Auspices of UNESCO, Guilin, Guangxi 541004

In recent years, there have been more and more debates concerning karst carbon sink or source, and the key problem is weather the bicarbonate from carbonate rock dissolution is stable.With the Caohai Lake basin as the study area, on the basis of previous researches, and by utilizing the carbon isotope model, the authors conducted studies and found that 58.8% of bicarbonate is utilized by aquatic plants.The Caohai basin geological carbon sink amount is 588.67 tC/a.Submerged plants of lakes along the middle and lower reaches of the Yangtze River can fix 370602 tC/a of carbon, and this means that every year 750000 tons of CO2from geological weathering will be stabilized by submerged plants.So carbon sink effect related to carbonate rock dissolution is quite stable and the new karst dynamic system is rational.

geological carbon sink; stability; Caohai Lake; aquatic plants; carbon isotope

P597.2; P931.1

A

10.3975/cagsb.2012.06.14

本文由中国地质调查局地质调查项目“地质碳汇潜力综合研究”(编号: 1212011087119)和中国地质科学院基本科研业务费项目(编号: 2010-SYS-15)联合资助。

2012-09-05; 改回日期: 2012-10-10。责任编辑: 张改侠。

张强, 男, 1982年生。助理研究员。主要从事岩溶环境研究。通讯地址: 541004, 广西省桂林市七星路50号。E-mail: zhangq198203@163.com。