（自然地理学专业论文）西江流域岩石化学风化的碳汇效应.pdf

西江流域岩石化学风化的碳汇效应 专业：自然地理学 硕士生：王振刚 指导老师：高全洲教授 摘要 全球岩石化学风化的碳消耗速率约为2 6 1 0 stca ，在全球碳平衡中是一 个重要的碳汇。西江流域位处湿热的亚热带季风气候区，流域内广泛分布碳酸盐 岩，研究其化学风化的碳汇效应具有重要的理论意义。 本文应用g e m c 0 2 模型，估算了西江流域2 0 0 5 年岩石化学风化的碳消耗 状况。计算结果表明：( 1 ) 西江流域有大面积的碳酸盐岩分布，碳酸赫岩的风化 效率显著高于其它岩类；同时该地区有丰沛的降水，水流带走了风化产物中的会 属离子和重碳酸离子，促进了风化溶蚀反应向正方向进行。西江流域单位面积平 均消耗率为7 4 t c k m 之a 1 ，远高于全国的平均值1 5 t c k m a a 1 ；整个流域岩石化 学风化的碳消耗率为2 6 0 x 1 0 6tca 1 ，其中碳酸盐岩占总量的7 4 2 。( 2 ) 岩石 风化所致碳汇能力的空间分布主要决定于岩石类型，其中碳酸盐岩碳消耗率为 9 9 1 1 4 3 1t c k i l l 2a 1 ，碎屑岩2 1 5 3 5 2 t ck m 。2a 1 ，酸性火山岩为1 2 1 1 6 5 t c k m aa - 1 ，变质岩为o 5 5 0 7 1tck m 。2a 1 。( 3 ) 西江流域碳汇能力的季节变化特征 主要受气候因素的影响。夏季除了降雨量大外，在较高的温度下的强烈生物活动 也有利于岩石的溶蚀风化。西江流域岩石风化每月的c 0 2 消耗量变化于 1 8 5 x 1 0 5 t 1 9 5 x 1 0 6 t 之间，其中最大值出现在6 月份，最小值出现在1 月份。 关键词：化学风化；g e m c 0 2 模型：西江流域 t h ec a r b o nsi n ke f f e c tb yr o c kc h e m i c a lw e a t h e r i n g o ft h ex i j i a n gr i v e rb a s i n m a j o r ：p h y s i c a lg e o g r a p h y n a m e ：w a n gz h e n g a n g s u p e r v i s o r ：p r o f g a oq u a n z h o u a b s t r a c t g l o b a lr o c kc h e m i c a lw e a t h e r i n gc o n s u m e sr o u g h l y2 6 x10 8tca n n u a l l y , w h i c h p l a y sa ni m p o r t a n tr o l ei nt h eg l o b a lc a r b o nb a l a n c e t h ex i j i a n gf i v e rd r a i n a g ei sa s u b t r o p i c a lm o n s o o na r e a , c o v e r i n gal a r g ea r e ao fc a r b o n a t er o c k s i ti so fg r e a t s c i e n t i f i ci m p o r t a n c et os t u d yi t sc a r b o n s i n ke f f e c tb yr o c kc h e m i c a lw e a t h e r i n g b ya p p l y i n gt h ec e m - c 0 2m o d e lt ot h ex i j i a n gr i v e rd r a i n a g e ，t h i sp a p e rc a l c u l a t e s t h ec a r b o nc o n s u m e db yr o c kw e a t h e r i n gi nt h ex i j i a n gr i v e rb a s i ni n2 0 0 5 c a l c u l a t e dr e s u l t ss h o wt h a t ：( i ) t h et i d i n e s so fc a r b o n a t er o c k s ( w h i c hi sv u l n e r a b l e t oc h e m i c a lw e a t h e r i n g ) a n dr a i n f a l l ( w h i c he n h a n c e st h er o c kc h e m i c a lw e a t h e r i n g r a t eg r e a t l yb yr e m o v i n gt h ec a t i o n sa n db i c a r b o n a t ei o n sg e n e r a t e d ) l e a d st oa n a v e r a g e dc a r b o n - c o n s u m i n gr a t eo f7 4tc k m 。a 1 5o r6t i m e so fc h i n a , a n dat o t a l o f2 6 0 x10 6tcy e a r l y ( i i ) t h es p a t i a lp a t t e r no ft h ec a r b o n s i n kc a p a b i l i t yi sm a i n l y c o n t r o l l e db yl i t h o l o g y , o f w h i c hc a r b o n a t er o c k sh a v et h el a r g e s tw e a t h e r i n gr a t e ( i i i ) t h ec o n t r o l l i n gf a c t o ro ft h et e m p o r a lp a t t e r ni sc l i m a t e i na d d i t i o nt ot h el a r g e r a i n f a l l ，t h er e l a t i v e l yh i g ht e m p e r a t u r ei ns u m m e ri sc o m p a n i e dw i t hb i o l o g i cb l o o m ， w h i c ha l s oc o n t r i b u t e sal o tt ot h er o c kw e a t h e r i n g t h ec 0 2t h ex i j i a n gr i v e rb a s i n c o n s u m e sm o n t h l yr a n g e sf r o m1 8 5 x 1 0 5t t o 1 9 5 1 0 6 t p e a k i n gi nj a n ea n d b o t t o m i n gi nj a n u a r y k e y w o r d s ：c h e m i c a lw e a t h e r i n g ；c e m c 0 2m o d e l ；t h ex i j i a n gr i v e rd r a i n a g e 第一章绪论 1 1 碳循环和全球变化 i p c c 研究表明，1 8 6 0 年以来，地球表面的平均气温上升了o 6 + 0 2 ( 图 l 1 ) ( h o u g h t o n ，2 0 0 1 ) 。近百年的气候变暖现象被认为是大气中二氧化碳( c 0 2 ) 、 甲烷( c i - h ) 、氮氧化物和氟氯烃等温室气体的增加引起的。由于这些温室气体 对太阳辐射主体部分( 短波辐射和可见光辐射) 的吸收很弱，而对地面发出的长 波辐射的吸收强烈，所以当这些温室气体在大气中的浓度增加时，地球表面和大 气层下部的温度就会升高。在这些温室气体中，c 0 2 的增温效应达到6 0 ( g a t e s ， 1 9 9 3 ) ( 表1 1 ) 。 p * 螬 蜊 赠 1 8 6 01 8 8 0 1 9 0 0 1 9 2 01 9 4 0 1 9 6 01 9 8 02 0 0 0 年份 图1 - 11 8 6 0 年以来全球气温变化趋势( 据h o u g h t o n 。2 0 0 1 ) 表1 - 1 主要温室气体及其对全球变暖的贡献率 温室气体种类浓度( 1 1 0 - 9 ) - k增加速率( a 1 )贡献率( ) c 0 2 35510056 0 c h 1 7 1 0 。1 01 5 3 0 n ，o3 1 00 。25 o tl o 5 00 58 c f c 类o 2 8 加4 84 01 2 ( 据g a t e s ，1 9 9 3 ) - r1 9 9 0 时大气浓度 冰芯碳同位素的分析研究表明，大气中c 0 2 浓度在工业化之i j 大致稳定在 2 8 0 + 1 0 p p m v ( p e t i t e ta 1 ，1 9 9 9 ) 。夏威夷冒纳罗亚火山观测站的观测结果表明， 大气中c 0 2 浓度呈增加趋势( k e e l i n ge ta 1 ，1 9 8 9 ) ( 图卜2 ) ，其中在近3 0 0 年 两江流域岩石化学风化的碳址效应 内增加了近7 0 p p m v ( w a t s w o ne ta 1 ，1 9 9 0 ) ( 图卜3 ) 。大气c 0 2 浓度的增加是 人类活动对全球环境影响的结果，主要来源有大量化石燃料的使用，水泥的生产 和森林的破坏等。据s c h i m e l ( 1 9 9 5 ) 估计，1 9 8 0 年至1 9 8 9 年间，化石燃料燃 烧和水泥生产的碳排放速率是每年5 54 - o 5gt ，热带森林退化的碳排放速率是 每年1 6 4 - 1 0 g t 。 兮 e 蜊 矮 o u 彩刁 1 9 6 0 1 9 7 01 9 8 0 19 9 02 0 0 0 年份 翻i 2 夏威夷m a u n al o a 火山观测站大气c 0 2 浓度的变化趋势 ( 据k e e l i n ge ta 1 ，1 9 8 9 ) 1 8 0 0 1 8 5 0 1 9 0 0 1 9 5 02 0 0 0 年份 图1 - 3 近3 0 0 年来大气c 0 2 浓度的变化趋势( 据w a t s w o ne ta l ，1 9 9 0 ) 全球变暖的直接后果是引起海平面上升，淹没沿海低洼地区和海拔较低的海 岛，另外还会引起气候系统的变动，如气候带移动，旱涝灾害和厄尔尼诺现象发 生的频率增加( 雷w e n ，2 0 0 3 ) ，而自然灾害和极端气候的频繁发生会致使病 菌和病毒的繁殖速度和变异速度加快，传播疾病的机会增加，瘟疫的种类和范围 扩大，威胁人类健康( g i m p e l ，1 9 7 9 ；l a m b ，1 9 8 2 ，1 9 8 5 ) 。 姗 姗 姗 渤 一如二- l l 眦 姗 姗 m 姗 瑚 瑚。 一gdd一世器du 第一章绪论 由于全球变暖将导致地球气候系统的深刻变化，使人类与生态系统之间已经 建立起来的相互关系受到显著的影响和扰动，全球变化问题得到了各国政府与公 众的极大关注。斯德哥尔摩会议( u n ，1 9 7 2 ) 通常被看作是进行有关气候变化 的国际努力的起点。1 9 7 9 年，在同内瓦召开的第一次世界气候会议中，各国表 达了对大气问题的关注。在1 9 8 5 年的菲拉赫会议上，一个由科学专家组成的国 际小组在全球变暖的危险性和问题的严重性方面达成一致意见( w m o ，1 9 8 6 ) 。 在1 9 9 2 年的联合国环境与发展大会通过的联合国气候变化公约( u n f c c c ) 将 大气中的温室气体浓度稳定在一定水平作为最终目标，以避免与气候系统发生危 险的人为冲突( u n f c c c ，1 9 9 2 ) 。1 9 9 7 年在r 本东京第三次缔约国大会上通过 的京都议定书规定从2 0 0 8 年到2 0 1 2 年问将温室气体的排放量在1 9 9 0 年的 基础上平均减少5 2 个百分点( 吴兑，2 0 0 3 ) 。 目前正在进行的全球变化研究是一个庞大的计划体系，主要由四个内容上密 切联系的国际研究计划构成：国际地圈生物圈计划( i g b p ) ，全球变化人文计 划( i h d p ) ，世界气候研究计划( w c r p ) 和生物多样性计划( d i v e r s l t a s ) 。 除这四个计划之外还包括其他一些相关计划，这些研究计划各有侧重，但围绕一 个共同的目标，就是逐步增加人类对地球的气候和环境演变规律( 包括自然的和 人为的) 的认识，从而对未来环境发展趋势提出科学预测，为全球环境问题上的 宏观决策提供科学依据，也为各国政府在资源开发和利用与环境保护和整理等方 面的政策的制定提出咨询性建议( 张兰生等，2 0 0 0 ) 。 1 2 全球碳循环 地球上的碳元素主要存在于岩石圈、海洋、陆地生态系统和大气中，不同碳 库中碳的生物地球化学的性质、规模和碳转化的时阳j 尺度各不相同( 图1 4 ；1 5 ) 。 大气碳库约为7 7 5gtc ，数量在碳库中是最小的，但它是联系海洋与陆地生态 碳库的纽带；因为温室效应，它对整个地球系统的物质循环和能量流动有直接的 影响。海洋中溶解无机碳( d i c ) 的含量约为3 7 2 0 0 0 g t ，大气c 0 5 不断地与海 洋表层进行碳交换，交换速率约为1 0 0gtca 。人类活动导致的碳排放中约 3 0 5 0 被海洋吸收，但海洋缓冲大气c 0 2 浓度的能力不是无限的，因为海洋 主要是通过沉积碳酸盐的方式来将c 由气态变成固态，所以这种能力的大小取 决于岩石风化侵蚀所能形成的阳离子数量。海洋生物利用海洋中所溶解的c 0 2 进行光合固碳作用，其中一部分生物残体分解释放出c 0 2 ，另一部分与无机碳酸 两江流域岩化学风化的碳“一效应 盐一起被固定在岩石圈中。陆地系统蓄积的有机碳约为1 6 0 0 g t ，主要存在于植 物和土壤中。岩石圈是最大的碳库，大约有6 7 1 0 “gt ，其中7 3 的以碳酸盐 岩形式存在。在各种内外营力作用过程中，碳以各种形式迁移或转化。如在岩溶 作用中，碳酸盐岩和硅酸盐岩通过水从大气中吸收c 0 2 ，h c 0 3 在碳酸盐的沉积 作用时又向大气中释放c 0 2 。地球内部的c 0 2 通过地热区、活动断裂带和火山 活动不断地释放出来。 l o o 1 0 2 a 褂 深海 jf 沉积物 jf i岩干i 罔 l 1 0 3a l0 4 1 0 6a 卜。 幽1 - 4 不同碳库碳循环的时间尺度( 据周广胜，2 0 0 3 ) 人类活动主要通过化石燃料的燃烧，水泥的生产和土地利用方式的改变等活 动，促使c 由固态转变为c 0 2 ，进而引起大气中c 0 2 浓度的增加。大气中c 0 2 浓度的增加加大了大气和海洋之间的c 0 2 分压，相应地引起海洋中溶解无机碳 ( d i c ) 的增加( p e n ge ta 1 ，1 9 9 8 ) 。然而，很多学者通过估算发现大气c 0 2 的 增量和海洋的吸收量小于由矿物燃烧、水泥生产与毁林活动等向大气中排放的 c 0 2 的量( 表1 2 ) 。此g t 数量级的c 缺口就是困扰学术界的“未知汇”( m i s s i n g s i n k ) ，而对其的探求则成为近年地球科学的热点之一。 4 第一章绪论 海洋表层 鲤旦( 一7 0 ) 3 63 5 深海h c o 。 大气 7 7 5 ( 一7 ) 化石 燃料 5 ，0 0 0 ( 一2 3 0 ) 1 2 2 0 5 海洋碳酸 一盐沉积物 t 2 ，墨塑q l 【( o ) o 3 0 17 沉积碳酸盐岩 垦q ，q q q ，q q q ( o 一1 ) 2 6 陆地 生物区 l 。6 0 0 ( 一2 3 0 ) 6 0 土壤和 j 海洋生 i 物沉 积物 ! ：鱼q q ( 一2 3 ) 1 0 0 5 j 沉积岩中j 的有机碳f 煦，o q q ，q q q ( - 2 3 ) 之 一! ：! j 一一l - - - ， 0 0 3 、 0 i0 5 0 6 0 7 ( 沉积碳酸 盐岩除外) z ，q q q ，q q q ( 一6 ) 地幔 兰星垒：q q q ，q q q ( 一6 ) 图1 5 各碳库的储晕利同位素组成及碳库之间的流耸( 加卜划线的数字为储量，单位是g t ： 括号内数值为6 1 ；箭头旁的数字为碳库间的迁移量，单位是g ta 1 。) ( 据s h a r p ，2 0 0 7 ) 两江流域岩石化学风化的碳汇效庸 据( 方精云等，2 0 0 0 ；h o u g h t o n ，2 0 0 1 ) 不同的学者根据不同的方法试图确定碳汇的具体位置。陆地生态系统有机体 的积累是一个潜在的碳汇。如d i x o n 等( 1 9 9 4 ) 认为热带森林是“未知碳汇”的 主要组成部分，而有的学者则认为北美大陆森林在升高了的大气c o ：浓度强迫 下的再生长过程极有可能是主要的“未知碳汇”( m y n e n i ，1 9 9 7 ：c i a i s ，1 9 9 5 ) 。 m a l h i 等( 1 9 9 9 ) 的计算结果表明，全球森林的碳吸收速率是1 5 9g t c a 一，其 中热带森林o 7 8 g t ca 1 ( 4 9 ) ，温带森林o 1 8 g t ca - 1 ( 1 1 ) ，亚寒带针叶林 o 6 3g tca 1 ( 4 0 ) 。我国科学家在鼎湖山的研究发现成熟森林下的土壤可持续 积累有机碳( z h o u e ta 1 ，2 0 0 6 ) ，为解决“未知汇”问题提供了新的途径。陆地 系统中颗粒有机碳( p o c ) 的侵蚀和堆积埋藏对全球的碳平衡也有重要的影响， 但其中很多过程还需要进一步研究：s t a l l a r d ( 1 9 9 8 ) 认为在陆地的侵蚀和沉积过 程可导致大量的有机碳在水库、湖泊、冲洪积扇和风积物中发生埋藏，从而也 形成一个0 5 1 5g t ca 1 的陆地碳汇，而l a l ( 2 0 0 3 ) 则认为侵蚀作用是一个lg tc a - 1 的碳源。岩石的化学风化是另一个重要的碳汇：( 3 a i l l a r d e t 等( 1 9 9 9 ) 根据 主要河流的化学性质得出大陆上由硅酸盐化学风化而引起的碳消耗速率是o 1 0 4 g t ca ，大洋中海岛和火山岛弧上相应的速率是o 0 3 6 g t ca 1 。 6 第一幸绪论 1 3 岩石化学风化和碳循环 岩石圈出露于地表的部分在大气、水和生物的综合作用下发生化学风化作 用。成岩矿物主要分为硅酸能和碳酸盐两大类，它们的化学风化过程在全球碳循 环中所起的作用也不同。 碳酸盐矿物与水和c 0 2 发生反应( 式1 1 ；1 2 ) ，生成h c 0 3 ，随地表水和 地下水注入河流系统，汇入海洋中发生碳酸盐沉淀反应( 式1 3 ) 。 c a c 0 3 + c d 2 + h 2 0 - - - c a “+ 2 h c d 3 一( 1 - o ( 方解t i 或文l i ) c a m g ( c 0 3 ) 2 + 2 c 0 2 + 2 h 2 d 斗螈2 + + 国2 + + 4 h c 0 3 一 ( 1 - 2 ) ( 舟云年i ) c h 2 + + 2 朋q 一 c a c 0 3 + c 0 2 + h 2 0 ( 1 - 3 ) 硅酸盐矿物与水和c 0 2 发生反应( 式1 4 ；1 5 ；1 6 ) ，生成h c 0 3 和s i 0 2 ( h 4 s i 0 3 ) 或其他次生的硅酸盐矿物，h c 0 3 同样在海洋中部分沉积生成碳酸盐 岩，部分变成c 0 2 返回大气中( 式l 一3 ) 。生成的s i 0 2 或硅酸盐和碳酸盐岩则在 地壳中在岩浆化或变质作用下生成硅酸赫和c 0 2 ( 式l 一7 ) ，其中c 0 2 在火山和 地热释放等地质活动中又重新回到大气中，而沉积岩、变质岩和岩浆岩在构造运 动的作用下被抬升到侵蚀基准面以上重新开始风化侵蚀过程，从而完成一个循环 过程( 图1 - 6 ) 。 m 9 2 q + 4 c 0 2 + 4 h 2 p _ 2 m 9 2 + + 4 h c 0 3 一十日4 研d 4 ( 1 - 4 ) ( 檄榄f i ) c a m g s i 2 0 6 + 4 c 0 2 + 6 h 2 0 哼豫2 + + c a 2 + + 4 h c d 3 一+ 2 h , s i o , ( 1 - 5 ) ( 辉z i ) c a a l 2 s i 2 0 8 + 2 c 0 2 + 3 h 2 0 4 ，2 s 2 0 5 ( o h ) 4 + 。2 + + 2 h c 0 3 一 ( 1 - 6 ) ( 钙长f i )( 高岭彳i ) 3 m g c 0 3 + 4 s i 0 2 + h ：o m 9 3 s i , o , o o h 2 + 3 c 0 2 ( 卜7 ) ( 菱镁矿)热水滑石 两江流域岩石化学风化的碳汇效心 图l - 6 岩z 阍碳循环概念模型 1 4 岩石化学风化的研究进展 岩石圈是个开放的系统，它和周边的水圈、大气圈以及生物圈等发生物质和 能量的交换。为了测量、估算岩石化学风化过程及其碳汇能力，学术界主要采用 动力学方法、溶蚀测量法和水化学法等方法进行研究。 1 4 1 动力学方法 动力学方法是从反应物或产物的浓度与时问的关系出发，获得反应动力学参 数，如反应速率常数、活化能等，进而用这些参数表征体系的反应速率来探讨反 应的机理。由于动力学方法在岩溶地貌的形成、岩溶溪流的水化学演化、岩溶含 水层的发育以及全球碳循环等许多地质过程中起着非常重要的作用( d r e y b r o d t e f t a 1 ，1 9 9 2 ；w h i t e ，1 9 7 7 ) ，因而得到了广泛深入的研究，并出现了多种理论模型， 如p w p 模型( p l u m m e r e ta 1 ，1 9 7 8 ) ，d b l 模型( d r e y b r o d t e t a l ，1 9 9 1 ) 和s t e p 1 i n k 模型( f r a n k e ，1 9 7 5 ) 等。然而，大量的研究表明单纯的化学动力学方法在微观 机理认识方面具有优势，但是在区域以及全球尺度上研究风化溶蚀等宏观过程模 拟方面效果并不是很理想。 1 4 2 溶蚀测量法 溶蚀测量法通过直接测定溶蚀量来建立溶蚀速率模型，为不同环境、地质、 生态、气候等自然条件下的溶蚀速率预测提供依据，并进而估算岩溶作用过程中 8 第一章绪论 消耗的c 0 2 。根据溶蚀测量方法的不同，又可以分为标准试片法( y u a n ，1 9 9 7 ) 和微溶蚀测量仪法( 李钜章等，1 9 9 4 ) 。这种方法的缺陷在于：研究是通过在标 准的石灰岩试片或者样点岩石上进行溶蚀速率观测，获得标准岩石的溶蚀规律： 但是大自然中的岩石性质多种多样，以标准试片或样点岩石的溶蚀速率代表所有 岩石的溶蚀速率，必然会导致岩石类型概括以及岩石尺度转换上的误差。 1 4 3 水化学方法 岩石风化消耗的c 0 2 最终由河流带入海洋，因此可以通过测量河流中所携 带的溶质( 如h c 0 3 、k + 、n a + 、c a 2 + 离子) 浓度与流域的径流量，来计算河流 携带的各种离子总量，进而根据流域内的岩石分布情况推算各种岩石的风化速率 和估算风化消耗的碳量。 河流输移入海的含碳物质多以无机形式存在( 约6 0 ) 。据估计，全球河流 溶解无机碳( d i c ) 年入海通量约o 3 8gt ( m e y b e c k , 1 9 8 7 ) ，其中主要来源于 碳酸盐矿物与大气土壤c 0 2 ( y a n ge ta 1 ，1 9 9 6 ) 。在国内，陈静生等分别报道 了珠江( 1 9 9 9 ) 、黄河和长江( 2 0 0 6 ) 的水质特征；张利阳( 1 9 9 9 ) 探讨了珠江 水系河水离子总量的区域分布特征及其与流域自然条件的关系：高全洲等( 2 0 0 1 ) 选取珠江支流西江和北江为对象，从侵蚀和化学风化的角度分析了流域h c 0 3 的输出通量。此外，徐嵩龄等( 1 9 9 5 ) 从流域侵蚀沉积平衡角度探讨了黄河水 系对流域碳分布的影响：指出黄河水系输运的碳的主要形式为无机离子念碳和悬 浮态碳，其输运量主要受土壤流失量和径流量的影响；流域各区段的碳源汇功 能状况取决于土壤流失与泥沙沉积的总效果。 a m i o t t es u c h e t 和p r o b s t ( 1 9 9 3 ) 开发了一个基于流量( q ) 与岩石风化消 耗的大气c 0 2 通量( f c 0 2 ) 经验关系的简单模型( g e m c 0 2 ) ，用以估算流域 岩石风化所消耗的大气c 0 2 通量。a m i o t t e s u c h e t 等( 1 9 9 5 ) 和l u d w i g 等( 1 9 9 9 1 用g e m c 0 2 模型进行估算，得出全球岩石化学风化的碳消耗速率分别是2 6 1 0 8 t ca 。和2 3x 1 0 8 t ca 一；邱冬生等( 2 0 0 4 ) 计算得中国岩石化学风化的碳消耗 速率为1 4 1 1 07 t ca 一。 1 5 本研究的意义及目标 西江流域属于典型的亚热带季风气候区，雨热同季，且季节差异悬殊，同时 流域内地势起伏很大，广布碳酸盐岩，因而对西江流域岩石化学风化碳汇效应的 研究具有特殊的意义。 9 两江流域岩石化学风化的碳汜效心 应用g e m c 0 2 模型，并结合同期水样的测试数据，本文试图探明西江 流域岩石化学风化碳汇效应的时空变异特征；分析影响碳汇能力时空变化的各 种因素；估算西江流域碳汇能力大小。 1 0 第二章西江流域概况 2 1 水系组成 珠江水系由西江、北江、东江及珠江三角洲诸河组成( 图2 1 ) ，地理位置 位于东经1 0 2 0 1 4 - 1 1 5 0 5 3 和北纬2 1 0 3 1 2 6 0 4 9 之间。流域面积4 5 3 6 9 0k m 2 ，其 中在我国境内4 4 2 1 0 0k m 2 ，约占全国陆地面积的4 6 ，其余1 1 5 9 0k m 2 位于越 南北部。西江是珠江水系的主干流，发源于云南省曲靖市境内的马雄山，流经我 国滇、黔、桂、粤四省( 区) ，在广东三水恩贤滔与北江汇合( 珠江志编纂委员会， 1 9 9 1 ) 。 2 2 地层岩性 珠江流域地层岩性多种多样，以沉积岩、岩浆岩为主，变质岩也有分布。流 域内碳酸盐岩广布，出露面积达i 7 3 5 x 1 0 5k m 2 ，占流域总面积的3 9 ，主要分布 于西江和北江流域中上游地区。 2 3 地貌类型 珠江流域包括4 个地貌区，总的地势是西北高，东南低。全流域山地、丘陵 占9 4 4 ，平原占5 6 。四个地貌区分别是：( 1 ) 流域西部为云贵高原区。( 2 ) 黔桂高原斜坡区属云贵高原与桂粤中低山丘陵瓮地之间的过渡地带。( 3 ) 中东部 桂粤中低山丘陵衙地区。( 4 ) 东南部珠江三角洲平原区( 图2 2 ) 。 2 4 气候 西江流域地处亚热带，多年平均气温1 4 2 2 1 2 之间，气候温和。西江流域阿 量充沛，多年平均降水量1 4 7 0t n n l ，多年平均蒸发量约1 0 0 0 1 8 0 0 m m 。降水量 由东向西递减，一般山地降水多，平原河谷降水少，降水高值区多分布在较大山 脉的迎风坡。降水量的年际变化不很大，年降水量变差系数多在0 1 5 0 2 5 之间。 匦怕屿焙求蛹繁臀蜷目般h式匝 2 第一帝两江流域概l 兑 1 3 盈 骡 舞 蛰 臻 爿 媾 q n 盈 两江流域岩石化学风化的碳汇敛麻 2 5 土壤 西江流域广泛分布着红壤( 粘化湿润富铝土) 、赤红壤( 简育湿润铁铝土) 、 黄壤( 富铝常湿富铁土) 、石灰土( 钙质湿润淋溶土) 和水稻土( 水耕人为土) ， 般按地带规律分布( 图2 3 ) 。 图2 - 3珠江流域十壤类型图 2 6 植被 西江流域林地覆盖率为2 4 6 3 ，流域内林地面积的分布以广西境内最多， 广东次之，贵州覆盖率最低。南盘江、北盘江、红水河、柳江和郁江地区尚有成 片的原始森林，干流黔江、浔江、西江和支流右江均在北回归线附近，仍保存有 较完整的常绿阔叶林区，著名的有封开县黑山顶自然保护区、鼎湖山国际自然保 护区等。 第三章研究方法 3 1g e m c 0 2 模型简介 a m i o t t e 和p r o b s t ( 1 9 9 3 ) 认为岩石风化消耗的c 0 2 量主要受岩石表面水流 量、大气温度及岩石性质的影响。他们通过对法国多个岩性单一流域的地表径流 与主要溶解元素的数据进行分析和研究，建立了一个基于经验关系的简单模型用 于估算岩石风化所消耗的大气c 0 2 量，即g e m c 0 2 模型。 该模型数学表达式为： 正= a q ( 3 1 ) 式中，f o ：是c 0 2 的消耗量( mm o lk m 正s 1 ) ：q 是岩石表面的水流量( lk m 五 s 1 ) ，为降水量与蒸发量的差值；a 是经验系数，具体见下表( 表3 一1 ) ： 表3 - ig e m - c 0 2 模型系数 据( a m i o t t e 和p r o b s t ，1 9 9 3 ) 3 2 数据准备和计算 根据g e m c 0 2 模型要求，需要准备岩性数据和排水量数据，而后者是降水 量与蒸发量的差值，蒸发量又和温度密切相关。 3 2 1 岩性数据的准备 在a r c g i s 环境下，利用中国地质科学研究院水文地质工程地质研究所1 9 7 2 年编纂的1 ：1 5 0 0 力中国水文地质图作为底图，按各种不同的岩性创建s h a p e f i l e 文件，并录入相应的属性数据。然后，将创建的s h a p e f i l e 文件转换为g r i d 格式， 网格大小为l k m x l k m 。在中国水文地质图中，岩性总体上划分为松散岩类、碎 屑岩类、碳酸岩类和岩浆岩类与变质岩类4 种，并不完全符合模型的要求。地图 显示，西江流域没有松散岩类分布；而蒸发岩化学风化对西江河水t d s 的贡献 只有1 5 ( 徐志方，2 0 0 2 ) ，在此次计算中不予考虑。参考其它地质图( 中国地 质科学院，1 9 7 3 ) ，发现西江流域基本没有玄武岩分布，花岗岩主要分布在西江 下游，变质岩在南部支流有所分布，据此区分开变质岩和酸性火山岩，绘出西江 两江流域岩“化学风化的碱i l 效应 流域岩性分布见图( 图3 1 ) 。沉积岩中，碎屑岩亚类根据碎屑颗粒的大小，又可 以分为砾岩类、砂岩类、粉砂岩类和粘土岩类等。为了计算的方便，同时又参考 区域地层表( 中南地区区域地层表编写小组，1 9 7 4 ) ，将西江流域的碎屑岩类看 成由砂岩和页岩按l ：l 组成。基于上述的设定和处理，本文计算中所用的 g e m c 0 2 模型的系数如下表( 表3 2 ) ： 图3 - l 西江流域岩i i 类型分布图 表3 - 2 本文采用的g e m - c 0 2 模氆系数 3 2 2 排水量的计算方法 本文利用广州等3 0 个气象站( 图3 2 ) 2 0 0 5 年的逐日气象资料作为基础数 据，在v i s u a lb a s i c 环境下处理后用来计算西江流域的排水量，而排水量为降水 量与蒸发量的差值。 1 6 第二章t o d 方法 始饮 唰f 瞬冲楚雄 临沧 潮沧声茅 毕口遵义 一矩 德 k 秒 ：罂蛩 图3 2 本文所川涉及的气象站分布图 蒸发量数据的计算可采用t u r c 公式 矿= 1 0 5 韶笑 j 州河潆 一h ( 3 2 ) 式中，n 是年平均降水量( m m ) ；l 为年最大蒸发量，即年蒸散发能力。 t u r e 公式应用的时间尺度是一年，而本文的一个重要目标是讨论西江流域 岩石化学风化的季节变化规律，所以需要进行调整：设定流域的月蒸发量用v 表 示，月平均降水量用n 表示，月最大蒸发用，表示，代入式( 3 2 ) ，有 由于经验公式对时间尺度有较大的依赖性，这样简单的套用，在一定程度上 降低了计算的准确性。 利用桑斯威特( t h o m t h w a i t e ) 公式可以用来计算月蒸散发能力。它把气温 ( 月平均气温) 作为主要影响因素，按下式计算热能指数： ，矧“4 c ，川 式中，i 是月热能指数：t 是月平均温度。 一年中1 2 个月的热能指数的累积值称为年热能指数，即 ，=6(3-5) n 人八 两江流域岩“化学风化的碳汜效心 式中，i 是年热能指数，i 是月热能指数。 一年中任一月份的蒸发能力按下式计算： e = 1 6 b ( 半4 c ，柳， 其中，a = 6 7 x 1 0 7 ，3 7 7 l o _ 5 ，2 + 1 8 1 0 2 ，+ 0 4 9 ( 3 7 ) 式中，既是蒸散发能力，单位为m m ) l ；b 是修正系数，为最大可能只照小时数 与1 2 小时之比值，其中平均只最大可能日照时数可查表( 3 3 ) 。 表3 3 平均日展犬可能日照时数n 值( h d ) ( 据芮孝芳，2 0 0 4 ) 西江流域位于北纬2 1 0 3 1 - 2 6 0 4 9 之白j ，本文计算中用下列值( 表3 4 ) 作为 整个流域的平均值。 表3 - 4 西江流域平均日最大可能只照时数n 值( h d ) ! 旦 兰旦! 旦! 旦! 旦! 旦! 旦! 旦! 旦! q 旦! ! 旦! 兰旦 1 1 81 1 41 2 01 2 71 3 21 3 51 3 41 2 9 1 2 3 1 1 61 1 01 0 7 3 2 3 计算过程 处理各个气象站的逐日气象记录得到各站的月平均温度，然后代入式( 3 4 ) 计算各气象站的月热能指数，再代入式( 3 5 ) 得出各个气象站2 0 0 5 年的年热能 指数，将各站的月平均温度和年热能指数代入式( 3 - 6 ) ，并结合表( 3 4 ) 的西 第二三章研究方法 江流域平均f 1 最大可能同照时数计算出各气象站月蒸散发能力( 表3 5 ) 。将各气 象站的蒸散发能力和月蒸发量带入式( 3 - 3 ) 得出各月实际蒸发量。用月降水量 减去计算出的各气象站的月蒸散发量，得出个站点的月排水量。利用空间插值方 法，便得出珠江流域各月排水量的空间分布( 图3 3 ) 。将排水量图层和岩性图层 代入式( 3 - 1 ) 计算，便得出西江流域岩石化学风化消耗c 0 2 的量。 表3 - 5桑氏公式计算表 ( ，“州气象站2 0 0 5 年) 图3 - 3 蹦江流域排水域分布图 1 9 第四章西江流域岩石化学风化碳汇效应的时空变化 特征及控制因素 4 1 西江流域化学风化的空间分布特征及控制因素 西江流域岩石化学风化的碳消耗速率变化于2 8 7 8 5mm o lk m 2 $ - i ( 图4 2 ) ， 主要控制因素是岩石性质：g e m c 0 2 模型中，不同岩石类型的系数差异显著( 表 3 2 ) ，明显大于排水量在西江流域上的空间差异，所以不同岩石类型的风化速率 差异很大( 表4 1 ) ，导致西江流域碳消耗速率的空间分布模式近似于岩性的分 布( 图4 - 1 ，4 - 2 ) ；同时，空间分布在整体上表现出南部的碳消耗速率高于北部 ( 图4 2 ) ，这是水分和热量南部多于北部的结果( 图3 3 ) 。 表4 - 1 不同岩f i 类犁的碳消耗速率 ( 单位：t ck m 。a - 1 ) 4 1 1 空间分布特征的验证 g e m c 0 2 模型是一个基于流量( q ) 与岩石风化消耗的大气c 0 2 通量( f c 0 2 ) 的经验模型，其中各岩石类型系数的确定主要依据河流水化学资料。 河流中的离子随水的迁移量称为离子径流量，通常用河水的多年平均矿化度 与径流量之白j 的乘积来表示，离子径流模数是指单位面积河流输送的离子的物质 量。 2 l 两江流域岩“化学风化的碳汇放心 河流的离子径流模数与流域瓮地的化学风化率同为表征流域内单位面积的 溶解离子量的指标，差异在于化学风化速率突出强调了河水中来自岩石风化作用 的主要溶解载荷，而离子径流模数仅对单位面积河水中溶解离子量进行计算而不 考虑其离子来源。如果不考虑大气c 0 2 、大气降水、人类活动等因素对河水中主 要离子的贡献率，那么河流的离子径流模数近似地等于流域的化学风化率。 大气降水对世界河流离子总量的平均贡献率约为3 ( g a i l l a r d e te ta 1 ，1 9 9 9 ) ， 对平均矿化度偏低的东江、赣江等河流的总溶解质的贡献率也只是在5 左右， 对于中国大多数河流( 矿化度较高) 受到大气降水的影响基本可忽略不计( 李晶 莹，2 0 0 3 ) 。 李晶莹( 2 0 0 3 ) 通过分析长江河流主要离子浓度和径流量的关系，发现c a 2 + 、 n a + 、h c 0 3 。、和c l 浓度与径流强度相关性很好，说明大气降水对河流的输入十 分有限，碳酸盐的溶解对河流的水化学贡献很大，径流强度仅对这些离子起到了 稀释作用，人类活动对河水中这些离子基本上没有影响。s 0 4 2 与径流量的相关 性较差，可能受到了长江流域酸雨的影响。发生了的s 0 4 2 人为输入。珠江流域 的径流深度高于长江，河流溶解离子所受人类活动的影响应该更小。 综上分析，大气降水和人类活动对珠江水系的离子贡献很小，河流的离子径 流模数近似等于流域的化学风化速率。陈静生( 1 9 9 9 ) 在珠江流域选取若干控制 区域岩性单一且降水量近似的测站，分别计算得出了它们的离子径流量( 表4 2 ) ， 其中碳酸盐岩的化学风化速率最高，依次为碎屑岩、花岗岩和变质岩，与本文通 过g e m c 0 2 模型得出的各岩石类型的风化速率一致( 表4 1 ) 。 表4 - 2 降水量近似但岩性不同地区离子径流模数的著异 据( 陈静生，1 9 9 9 ) 第章两江流域岩化学风化碳汜敛麻的时卒变化特矿腱拧制豢 4 1 2 岩石风化速率的矿物分析 岩石化学风化的过程是成岩矿物与水和c 0 2 发生反应，释放会属离子，生 成次生矿物的过程。不同岩石的矿物组成不同，不同矿物抗风化的能力也不相同。 岩石抗风化能力是其组成矿物抗风化能力的宏观表现，通过分析岩石组成矿物的 抗风化能力便能了解岩石的抗风化能力。 岩浆岩矿物在风化过程中的稳定性的顺序恰是同它们在鲍文反应序列中的 顺序相反：在最高温度和最干的条件下形成的矿物较之最后从较低温度含有更多 水的岩浆中结晶出的矿物更易于被风化。有这样的一般规律，即矿物的结晶条件 越接近现在地表上的条件，在风化环境中矿物的耐风化能力越强。这种作用也适 用于变质作用生成的矿物( 表4 3 ) 。 表4 3 化学风化中普通造岩硅酸盐的相对稳定性 橄榄i i钙的斜长l i 稳 辉f i 钙一碱的斜k i i 定 角闪彳i 碱一钙的斜长t i 性 黑云母碱的斜k i i 增 钾长i i 高 向云母 1i i英 沉积岩的风化需另行考虑。因为大多数沉积岩是由前面旋回的风化形成 的次生矿物组成的，在简单的成岩作用过程中，这些以前风化旋回的产物可能只 受到相当轻微的变质和改造。当这些物质重回到风化带内时，它们的化学反应较 之更高程度变质岩的矿物要微弱的多。沉积岩的主要矿物成分是粘土矿物、水云 母、绿泥石、石英和钙一镁碳酸盐。高岭石、蒙脱石、绿泥石族矿物和水云母都 是极细粒的，并且很易遭受再水合作用、水解作用以及淋溶作用，以恢复它们对 新环境的平衡关系。但是，最终的化学变化则是十分小的。碳酸盐几乎在风化带 的所有条件下都倾向于溶解。石英倘若它是粗粒的，则被保存下来( 武汉地质学 院地球化学教研室，1 9 7 8 ) 。 综合起来主要造岩矿物抗风化能力从d , n 大的顺序： ( 1 ) 方解石、( 2 ) 白云石、( 3 ) 橄榄石、( 4 ) 钙长石、( 5 ) 辉石、( 6 ) 角闪石、( 7 ) 钠 长石、( 8 ) 黑云母、( 9 ) 钾长石、( 1 0 ) f l 云母、( 1 1 ) 粘土矿物、( 1 2 ) 石英、( 1 3 ) 铝和铁 氧化物。 两江流域岩石化学风化的碳札敛心 花岗岩主要由钾长石、富钠斜长石和石英组成，并含有少量的黑云母或角闪 石。通常钾长石多于斜长石，石英可达2 0 。 变质岩一部分矿物是在其他岩石中也存在的矿物，如石英、长石、云母、角 闪石、辉石、磁铁矿以及方解石、白云石等。还有一部分是在变质过程中产生的 新矿物，如石榴子石、蓝闪石、绢云母、绿泥石、红柱石、阳起石、透闪石、滑 石、硅狄石、蛇纹石、石墨等，这些矿物是在特定环境下形成的稳定矿物，可以 作为鉴别变质岩的标志矿物。 碎屑岩包括砾岩类，其中的砾成分是比较峰硬的岩石碎屑。砂岩类以石英颗 粒为主，其次为长石、白云母、粘土矿物以及各种岩屑。粉砂类以石英为主，其 次为长石，并有较多的云母和粘土类矿物。粘土岩类以粘土矿物为主，如高岭石、 水云母、蒙脱石等。 碳酸盐岩中碳酸盐矿物含量大于5 0 ，主要矿物成分为方解石、白云石等， 常混入二氧化硅、氧化