第四纪研究  2018, Vol.38 Issue (1): 278-286   PDF    
青藏高原流域岩石风化速率及其控制机制——以贡嘎山地区典型地质背景小流域研究为例
蒋浩1,2,3, 徐志方1,2, 赵童1,2,3, 刘文景1,2     
(1 中国科学院地质与地球物理研究所, 中国科学院新生代地质与环境重点实验室, 北京 100029;
2 中国科学院地球科学研究院, 北京 100029;
3 中国科学院大学, 北京 100049)
摘要:以青藏高原东缘贡嘎山地区30余个典型地质背景小流域为研究对象,在河流水体物质来源定量辨识的基础上,估算了流域岩石风化速率,并系统分析了高原流域风化速率与物理剥蚀速率、径流量和温度之间的关系。雅家河西岸、加则拉、雅家河东岸以及大渡河东岸流域的硅酸盐岩风化速率(SWRcat)平均值(范围)分别为2.49(0.40~6.93)t/km2/a、3.20(2.20~3.90)t/km2/a、0.74(0.50~0.90)t/km2/a以及2.63(0.70~9.40)t/km2/a;TDR的平均值(范围)分别为332.85(31.03~2231.23)t/km2/a、66.92(38.5~167.7)t/km2/a、10.82(8.49~13.79)t/km2/a以及36.27(8.49~176.50)t/km2/a。研究区SWRcat流域面积加权平均值为2.1 t/km2/a。研究表明,硅酸盐岩风化速率受物理剥蚀和气候等多种因素的共同影响,这些小流域岩石风化控制机制可分为"运移限制(transport-limited)"和"风化限制(weathering-limited)"。在"运移限制"下的小流域,其化学风化速率取决于物理剥蚀速率,化学风化主要受流域的物理剥蚀所控制;而在"风化限制"下,其化学风化速率主要受风化反应动力学所控制,与温度、径流量等气候因子有关。
主题词青藏高原     风化速率     控制因素    
中图分类号     P578.94;P596;P941.74                     文献标识码    A

硅酸盐岩化学风化是目前已知在地质时间尺度和理论量级上唯一可以吸收平衡地球内部释放CO2的机制[1~2]。深入研究认识硅酸盐岩风化过程及其控制机理,是建立岩石风化数值模型进而预测评估全球碳循环及气候变化的基础,对理解大陆风化作用与全球碳循环和气候演变具有重要的科学意义。青藏高原是世界第三极,其隆升和风化剥蚀过程,不仅与亚洲季风的形成与演化息息相关,同时对全球气候产生重要影响。然而,青藏高原构造隆升与风化剥蚀以及气候变化之间的关系和作用机制仍存在争议。

20世纪80年代末,Raymo等[3~4]提出“青藏高原构造隆升驱动气候变化”假说,认为晚新生代青藏高原快速碰撞隆升加速了新鲜岩石的暴露和破碎,进而加快岩石风化速率及CO2吸收速率,导致全球降温。这一假说的有力证据是高原抬升时间与晚新生代以来全球变冷趋势基本同步,以及全球海水87Sr/86Sr、δ7Li等同位素比值自40 Ma以来的增加趋势[5~6]。此后很多研究开始聚焦青藏高原隆升与流域剥蚀风化和气候的关系[7~8]。从世界大河流域尺度的研究看,流域岩石的风化速率与剥蚀速率有较好的相关关系[7~14],然而部分高山流域的风化速率偏离了物理剥蚀单一因子的控制[12]。同时,许多研究聚焦风化与气候之间的关系,然而气候对风化速率的解释在很多地区也存在矛盾[10, 15~25]。比如位于加勒比海的大安的列斯群岛东部的波多黎各硅酸盐岩风化速率很高[10],但是与其气候条件相近的喀麦隆南部的硅酸盐岩风化速率很低[26]。可见,单一的构造控制或者气候控制均不能很好的解释世界范围硅酸盐岩风化控制机理。West等[12]选取了世界范围内不同气候带以及地形特征的花岗岩小流域来探究花岗岩风化控制因素,认为在考虑风化速率的影响因素时,必须考虑物理剥蚀与风化速率之间的限制关系。

因此,深入理解高山地区,特别是青藏高原的风化速率及控制因素及其对全球碳循环和气候变化的反馈机制仍然是一个挑战。目前,青藏高原流域岩石风化研究多集中在大流域尺度的风化速率和碳消耗通量方面,以大江大河为研究对象的优势在于能够获得大区域的平均信息,但是风化过程和物质来源更复杂,人为活动和岩性的影响较大,难以获取流域风化影响因素方面的定量信息[27]。单一岩性小流域的优势在于物质来源较为清晰,人为活动和岩性变化的影响少,可以更加准确地获取流域风化速率、平均气候条件和物理剥蚀等方面的信息。本研究以青藏高原东缘花岗岩小流域为研究对象,主要目的是通过地质调查与地球化学分析,定量辨识小流域河水物质来源,计算不同自然背景条件下单一岩性的小流域的风化速率,进而认识风化速率与物理剥蚀速率及温度、径流等气候因素之间的相互关系,探究青藏高原岩石化学风化及其主要控制因素。

1 研究区域

本研究选取青藏高原东缘贡嘎山地区的雅家河、海螺沟、大渡河东岸和加则拉河的30余个典型地质背景小流域为研究对象,研究区地质背景与采样点分布见图 1。这些小流域海拔在1000~3400 m,流域面积在0.56~46 km2之间。研究选取以花岗岩为主的小流域,只有部分雅家河右岸的小流域分布有变质岩(主要为黑云母片岩和片麻岩)(图 1)。研究区气候在夏季受控于东南季风,冬季受控于西风环流[28]。根据四川贡嘎山森林生态系统国家野外科学观测研究站(GAEOS)的观测,该区域1988~2004年的年平均温度为4.1~4.2 ℃;年平均降水为1900~1950 mm,其中5月到10月的降水占到全年降水的80%左右[29~30];流域7月到9月的流量最高,1月到3月的流量最低。这些小流域可以分为两类:一类是以大渡河右岸为代表的高山小流域,流域植被覆盖好,土壤层厚;另一类是以加则拉和雅家河西岸为代表的冰川小流域。总体来看,海拔3200 m以下的植被主要是针叶林,3200 m以上主要是高山草甸。研究区工、农业活动很少,几乎没有受到人为活动干扰。

图 1 青藏高原东部小流域地质图和采样点图 Fig. 1 Geological map and sample sites of the small catchments on the southeastern Tibetan Plateau
2 材料与方法

本研究采集小流域河水样品32个,其中雅家河西岸(WY)采集了13个,雅家河东岸(EY)采集了5个,加则拉(J)采集了6个,大渡河(D)采集了8个;此外,在海螺沟采集了冰川样品(G)3个,并分别在雅家河流域(4个)、加则拉流域下游(2个)和大渡河上游(2个)采集温泉样品(S)8个(见图 1),以及在研究区采集了8块花岗岩基岩样品。在四川贡嘎山森林生态系统国家野外科学观测研究站(29°34′34.00″N,101°59′54.00″E)采集降雨样品4个。样品采集时间在2014年7~8月。水样品的碱度、pH、水温(T)、电导率(EC)等理化参数在野外现场进行测定,同时在野外现场用0.22 μm孔径醋酸纤维膜过滤,滤液保存在已预先清洗的聚乙烯瓶中。每个样品保存两份,一份用二次蒸馏过的硝酸(6 M)调节到pH < 1.6用于阳离子浓度的测试,另一份直接保存用于阴离子浓度的测试。悬浮颗粒物(SPM)含量用重量法测;SiO2浓度用钼酸蓝分光光度法测定;阴、阳离子浓度(包括Cl-、SO42-、NO3-以及K+、Na+、Ca2+和Mg2+)用离子色谱(Dionex 120)测定,测试误差小于±5%。δD和δ18O利用元素分析仪-稳定同位素比例质谱仪(EA-IRMS)系统进行测定,误差分别为±0.5‰和±0.1‰ (SMOW)。河水的水化学参数、元素和氢氧同位素组成范围见表 1

表 1 青藏高原东南部小流域河水水化学和稳定同位素组成特征 Table 1 Chemical and stable isotopes compositions of the river waters of the small catchments on the southeastern Tibetan Plateau, China
3 结果与讨论 3.1 水化学和同位素组成特征

研究区小流域河水呈弱碱性,pH值范围为7.1到8.9,平均值为8.16;水温范围为5.3~24.0 ℃,平均值为13.2 ℃;电导率为9~302 μS/cm,平均为100 μS/cm;总溶解性固体(TDS)含量为19~269 mg/L,平均值为104 mg/L。K+、Na+、Ca2+和Mg2+的浓度分别为4.3~167.1 μmol/L、19.2~675.5 μmol/L、67.9~1047.7 μmol/L以及14.6~679.9 μmol/L,分别占阳离子总量的2.2%~9.9% (平均5 1%)、2 0%~35 5% (平均17 0%)、27 2%~80 7% (平均60.1%)以及7 3%~36.6% (平均17.8%)。HCO3-、Cl-、NO3-和SO42-的浓度分别为158.0~2744.5 μmol/L、1.0~51.7 μmol/L、5.0~177.0 μmol/L以及11.1~692.5 μmol/L,分别占阴离子总量的74.9%~94.3% (平均84.6%)、0.1%~3.1% (平均1.1%)、0.8%~9.7% (平均3.4%)以及4.1%~23.6% (平均10.9%)。冰川流域往往含有较高的SO42-[31],可能是冰川磨蚀带来的高物理剥蚀速率,进而引起的高硫化物氧化作用造成[32]。SiO2浓度为59~426 μmol/L,平均值为138 μmol/L;河水的δ18O和δD分别为-16.5‰到-9.6‰ (平均-11.7‰)以及-121.2‰到-66.4‰ (平均-82.4‰)。

研究区冰川、温泉和降水的主元素以及δD、δ18O同位素组成见表 2。冰川Cl-的平均浓度为6.3 μmol/L,δ18O和δD分别为-16.5‰和-117.3‰;温泉样品Cl-的平均浓度分别为3420.9 μmol/L,δ18O和δD分别为-13.1‰和-97.8‰;大气降水Cl-的雨量加权平均浓度分别为0.55 μmol/L,δ18O和δD分别为-9.6‰和-58.5‰。样品的K/Cl、Na/Cl、Ca/Cl和Mg/Cl的平均摩尔比值也列于表 2

表 2 冰川融水/温泉和降水元素和同位素组成特征 Table 2 Chemical and stable isotopes compositions of glacier meltwaters, springs and precipitations
3.2 物质来源和风化速率

河流物质来源的定量辨识是认识流域风化侵蚀过程及其控制因素的基础[18]。由于研究区内人为活动少,且没有蒸发岩出露,所以可以认为河流溶质主要来源于冰川、温泉、降水、硅酸盐岩和碳酸盐岩风化的贡献。综合运用水文学方法和地球化学质量平衡方法[33~34],利用δ18O同位素和Cl离子作为示踪手段,计算得出这些小流域河水主要来自冰川、温泉和降水,其中降水和冰川的贡献最为显著。冰川对径流贡献为0.2%~99.0% (平均29%)。其中加则拉河受冰川补给最为显著,冰川对其的径流贡献为11%~99% (平均71%)。温泉对径流的贡献往往不足2%。此外,径流分割可以获取不同水的来源对河水Cl离子的贡献。根据雨水、冰川融水和温泉水离子比值(Ca/Cl、Mg/Cl、Na/Cl、K/Cl)的端元组成特征值(见表 2),我们分别计算了降水、冰川融水和温泉水对河水溶解质的贡献。在扣除降水、冰川融水和温泉的贡献后,可假设所有的Na*和K*都来自于硅酸岩风化。在此基础上,利用研究区新鲜的8个花岗岩基岩样品Ca/Na(≈0.33)、Mg/Na(≈0.2)组成特征,分别计算硅酸岩和碳酸盐风化对溶质的贡献。计算结果表明,岩石风化贡献占河水阳离子摩尔总量的90%以上,其中硅酸岩风化贡献占10%~26%。

结合各河流的流域面积和径流量,我们分别计算了各个小流域的硅酸盐岩阳离子风化速率(SWRcat)、总阳离子风化速率(TWRcat)、硅酸盐岩SiO2风化速率(SWRSiO2)、总岩石化学风化速率(TCWR)和总剥蚀速率(TDR),计算方法见文献[12],计算结果见表 3。雅家河西岸、加则拉、雅家河东岸以及大渡河的小流域SWRcat平均值(范围)分别为2.49(0.40~6.93)t/km2/a、3.20(2.20~3.90)t/km2/a、0.74(0.50~0.90)t/km2/a以及2.63(0.70~9.40)t/km2/a;TDR的平均值(范围)分别为333.85(31.03~2231.23)t/km2/a、66.92(38.5~167.7)t/km2/a、10.82(8.49~13.79)t/km2/a以及36.27(8.49~176.5)t/km2/a。研究区SWRcat流域面积加权平均值为2.1 t/km2/a。

表 3 青藏高原东缘小流域风化与剥蚀速率 Table 3 Weathering rates of the small catchments on the southeastern Tibetan Plateau, China
3.3 化学风化与剥蚀速率控制因素分析

地表岩石化学风化过程的气候和构造因素控制目前仍然存在很大的争议[3~4, 7~25]。在青藏高原东缘单一岩性小流域风化剥蚀速率定量计算和流域信息提取的基础上,我们进一步探讨了物理剥蚀速率、温度和径流量等因素对流域岩石化学风化速率的影响。

“青藏高原隆升-风化剥蚀-全球变冷”假说提出以来,物理剥蚀对化学风化的影响一直是大陆风化和气候变化领域研究的热点[3~6]。目前的研究来看,化学风化和物理剥蚀之间的关系可以总结为三类:1)线性关系[35];2)幂函数关系[9];3)分别讨论“运移限制(transport-limited)”和“风化限制(weathering-limited)”下的关系[12]。本次研究的小流域的SWRcat与TDR之间的关系呈现出两种不同的趋势(图 2)。一部分小流域风化速率与剥蚀速率有很好的线性关系,另一部分小流域风化速率与物理剥蚀速率之间没有明显的相关关系。

图 2 硅酸岩阳离子风化速率(SWRcat)与总侵蚀速率(TDR)之间的关系 Fig. 2 Silicate cation denudation rate(SWRcat)versus total denudation rate(TDR)

SWRcat与TDR呈现良好线性关系的小流域(R2=0.99),即:SWRcat=A×TDR,斜率A大约为0.08,与研究区新鲜基岩中Ca+Mg+Na+K(0.07~0.09)的质量百分比一致。这些小流域大多处于植被覆盖程度高、有较厚的土壤(或风化层)的地区,风化层风化程度高,岩石和矿物在风化层中停留时间长、风化更充分。在此情况下,新鲜岩石矿物的供给不足,流域岩石化学风化速率主要受限于流域的物理剥蚀速率,即“运移限制(transport-limited)”[36~38]图 2中分布在运移限制趋势线附近的小流域的风化速率主要受控于物理剥蚀速率,物理剥蚀速率的增加会直接导致化学风化速率增加。

另外,气候因素(如温度、降雨量或径流量等)对风化速率的影响仍然存在争论。White和Blum[16]认为降水温度和径流控制风化速率,Dalai等[39]认为温度是主控因素。最近的研究表明径流变化起到十分重要的作用[40~42],而温度的作用不是很明显[23~25]。如图 2所示,“运移限制”趋势线上方小流域的风化速率与物理剥蚀速率之间没有明显的线性相关关系。雅家河西岸的冰川小流域风化层薄,有较高的物理剥蚀速率,然而最高的SWRcat并不是发生在TDR最高的流域(图 2),比如WY-6的TDR是WY-5的50倍以上,但他们的SWRcat却相近。在强剥蚀作用下,有足够多的新鲜岩石或矿物出露,此时化学风化速率主要受限于风化反应动力学过程,即“风化限制(weathering-limited)”[36],与温度、径流量等气候因子有关。“风化限制”往往发生在物理剥蚀速率较高的地区,高物理剥蚀的地区化学风化速率与气候因素的关系更为密切[12, 43~44]

为了探究温度和径流量对SWRcat的影响,基于单一因子变量研究,我们把流域划分为不同径流量500 mm、1000 mm、1500 mm以及大于2000 mm;和不同温度 < 5 ℃、5~10 ℃、10~20 ℃以及大于20 ℃等情况,以在相似的温度条件下讨论径流的影响,在相似的径流量条件下讨论温度的影响。并将世界范围内的花岗岩小流域[9~10, 12, 45]进行了对比(图 3)。在相同的径流条件下,SWRcat和温度有显著的线性相关关系(图 3a);在相同的温度下,径流和SWRcat有显著的相关关系(图 3b)。即在在相同的径流量下,温度越高风化速率越大;相同的温度下,径流量越高,风化速率越大。

图 3 “风化限制”小流域硅酸岩阳离子风化速率(SWRcat)和温度(a)、径流(runoff)(b)之间的关系 Fig. 3 Silicate cation denudation rate(SWRcat)of the "weathering-limited" catchements versus temperature(a) and runoff(b)
4 结语

本文以青藏高原典型地质背景小流域为研究对象,探究了河水和及溶质来源,计算了流域风化速率,分析了物理剥蚀速率以及气候因素对岩石化学风化速率的影响。结果表明,这些小流域河水主要受冰川和降水补给,而溶质主要来自于岩石风化。雅家河西岸、加则拉、雅家河东岸以及大渡河的小流域SWRcat平均值(范围)分别为2.49(0.40~6.93)t/km2/a、3.20(2.20~3.90)t/km2/a、0.74(0.50~0.90)t/km2/a以及2.63(0.70~9.40)t/km2/a,流域面积加权平均值为2.1 t/km2/a;TDR的平均值(范围)分别为333.85(31.03~2231.23)t/km2/a、66.92(38.5~167.7)t/km2/a、10.82(8.49~13.79)t/km2/a以及36.27(8.49~176.5)t/km2/a。在此基础上,通过SWRcat与总侵蚀速率、温度和径流量的关系可知,化学风化不受任何单一因素控制,而须考虑物理剥蚀与化学风化之间的限制关系。当物理剥蚀速率较低,新鲜岩石补给不足时,流域硅酸盐岩风化速率主要受限于物理剥蚀速率,即“运移限制”;在物理剥蚀速率较高时,风化速率受限于岩石风化反应的动力学因子(温度,降水或径流量等),即“风化限制”。但这并不是说“运移限制”情况下的流域岩石的化学风化与温度、降雨等气候因素无关,降雨量和径流量的增加会显著增强物理剥蚀速率[10, 43],进而增加“运移限制”地区的风化速率。事实上,“运移限制”和“风化限制”在时空上是可以相互转化的,气候和构造活动,如季节变化和极端事件(暴雨、地震等),以及上下游的地形和水力条件的变化都可能改变剥蚀对风化的限制关系。

致谢 感谢同行评审专家和编辑老师提出的宝贵修改意见!

参考文献(References)
1
Berner R, Lasaga A, Garrells R et al. The carbonate-silicate geochemical cycle and its effect on atmospheric carbon dioxide over the past 100 million years. American Journal of Science, 1983, 283(7): 641-683. DOI:10.2475/ajs.283.7.641
2
Berner R A. A model for atmospheric CO2 over Phanerozoic time. American Journal of Science, 1991, 291(4): 339-376. DOI:10.2475/ajs.291.4.339
3
Raymo M E. Tectonic forcing of Late Cenozoic climate. Nature, 1992, 359(6391): 117-122. DOI:10.1038/359117a0
4
Raymo M E, Ruddiman W F, Froelich P N. Influence of Late Cenozoic mountain building on ocean geochemical cycles. Geology, 1988, 16(7): 649-653. DOI:10.1130/0091-7613(1988)016<0649:IOLCMB>2.3.CO;2
5
Hodell D A, Mead G A, Mueller P A. Variation in the strontium isotopic composition of seawater(8 Ma to present):Implications for chemical weathering rates and dissolved fluxes to the oceans. Chemical Geology Isotope Geoscience, 1990, 80(4): 291-307. DOI:10.1016/0168-9622(90)90011-Z
6
Sambuddha M, Froelich P N. Lithium isotope history of Cenozoic seawater:Changes in silicate weathering and reverse weathering. Science, 2012, 335(6070): 818-823. DOI:10.1126/science.1214697
7
Montgomery D R, Brandon M T. Topographic controls on erosion rates in tectonically active mountain ranges. Earth and Planetary Science Letters, 2002, 209(3): 481-489.
8
Finnegan N J, Hallet B, Montgomery D R et al. Coupling of rock uplift and river incision in the Namche Barwa-Gyala Peri massif, Tibet. Geological Society of America Bulletin, 2008, 120(1): 142-155.
9
Millot R, Gaillardet J, Dupré B et al. The global control of silicate weathering rates and the coupling with physical erosion:New insights from rivers of the Canadian Shield. Earth and Planetary Science Letters, 2002, 196(1): 83-98.
10
Oliva P, Viers J, Dupré B. Chemical weathering in granitic environments. Chemical Geology, 2003, 202(3-4): 225-256. DOI:10.1016/j.chemgeo.2002.08.001
11
Burbank D W, Blythe A E, Putkonen J et al. Decoupling of erosion and precipitation in the Himalayas. Nature, 2003, 426(6967): 652-655. DOI:10.1038/nature02187
12
West A J, Galy A, Bickle M. Tectonic and climatic controls on silicate weathering. Earth and Planetary Science Letters, 2005, 235(1-2): 211-228. DOI:10.1016/j.epsl.2005.03.020
13
Anderson S P, Blanckenburg F V, White A F. Physical and chemical controls on the critical zone. Elements, 2007, 3(5): 315-319. DOI:10.2113/gselements.3.5.315
14
Gurumurthy G P, Balakrishna K, Riotte J et al. Controls on intense silicate weathering in a tropical river, Southwestern India. Chemical Geology, 2012, 300-301(2): 61-69.
15
Summerfield M A, Hulton N J. Natural controls of fluvial denudation rates in major world drainage basins. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 1994, 99(B7): 13871. DOI:10.1029/94JB00715
16
White A F, Blum A E. Effects of climate on chemical weathering in watersheds. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1995, 59(9): 1729-1747. DOI:10.1016/0016-7037(95)00078-E
17
White A F, Blum A E, Bullen T D et al. The effect of temperature on experimental and natural chemical weathering rates of granitoid rocks. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1999, 63(19-20): 3277-3291. DOI:10.1016/S0016-7037(99)00250-1
18
Gaillardet J, Dupré B, Louvat P et al. Global silicate weathering and CO2 consumption rates deduces from the chemistry of large rivers. Chemical Geology, 1999, 159(1-4): 3-30. DOI:10.1016/S0009-2541(99)00031-5
19
Kump L R, Brantley S L, Arthur M A. Chemical weathering, atmospheric CO2, and climate. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 2000, 28(1): 611-667. DOI:10.1146/annurev.earth.28.1.611
20
West A J, Bickle M J, Collins R et al. A small catchment perspective on Himalayan weathering fluxes. Geology, 2002, 30(4): 355-358. DOI:10.1130/0091-7613(2002)030<0355:SCPOHW>2.0.CO;2
21
Charreau J, Blard P H, Puchol N et al. Paleo-erosion rates in Central Asia since 9 Ma:A transient increase at the onset of Quaternary glaciations?. Earth and Planetary Science Letters, 2011, 304(1-2): 85-92. DOI:10.1016/j.epsl.2011.01.018
22
Huh Y, Tsoi M Y, Zaitsev A et al. The fluvial geochemistry of the rivers of Eastern Siberia:Ⅰ. Tributaries of the Lena River draining the sedimentary platform of the Siberian Craton. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1998, 62(10): 1657-1676. DOI:10.1016/S0016-7037(98)00107-0
23
Riebe C S, Kirchner J W, Finkel R C. Erosional and climatic effects on long-term chemical weathering rates in granitic landscapes spanning diverse climate regimes. Earth and Planetary Science Letters, 2004, 224(344): 547-562.
24
Hren M T, Chamberlain C P, Hilley G E et al. Major ion chemistry of the Yarlung Tsangpo-Brahmaputra River:Chemical weathering, erosion, and CO2 consumption in the southern Tibetan Plateau and eastern syntaxis of the Himalaya. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2007, 71(12): 2907-2935. DOI:10.1016/j.gca.2007.03.021
25
Hagedorn B, Cartwright I. Climatic and lithologic controls on the temporal and spatial variability of CO2, consumption via chemical weathering:An example from the Australian Victorian Alps. Chemical Geology, 2009, 260(3-4): 234-253. DOI:10.1016/j.chemgeo.2008.12.019
26
Braun J J, Ngoupayou J R N, Viers J et al. Present weathering rates in a humid tropical watershed:Nsimi, South Cameroon. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2005, 69(2): 357-387. DOI:10.1016/j.gca.2004.06.022
27
Dupré B, Dessert C, Oliva P et al. Rivers, chemical weathering and Earth's climate. Comptes Rendus Geoscience, 2003, 335(16): 1141-1160. DOI:10.1016/j.crte.2003.09.015
28
李吉均, 苏珍. 横断山冰川[M]. 科学出版社, 1996: 1-110.
Li Jijun, Su Zhen. Glaciers in the Hengduan Mountains[M]. Beijing: Science Press, 1996: 1-110.
29
Yong Z, Hirabayashi Y, Liu S. Catchment-scale reconstruction of glacier mass balance using observations and global climate data:Case study of the Hailuogou catchment, south-eastern Tibetan Plateau. Journal of Hydrology, 2012, 444-445(146-160): 146-160.
30
Zhou J, Bing H, Wu Y et al. Rapid weathering processes of a 120-year-old chronosequence in the Hailuogou Glacier foreland, Mt. Gongga, SW China. Geoderma, 2016, 267(3): 78-91.
31
Anderson S P, Drever J I, Humphrey N F. Chemical weathering in glacial environments. Geology, 1997, 25(5): 399-402. DOI:10.1130/0091-7613(1997)025<0399:CWIGE>2.3.CO;2
32
Calmels D, Gaillardet J, Brenot A et al. Sustained sulfide oxidation by physical erosion processes in the Mackenzie River Basin:Climatic perspectives. Geology, 35(11): 1003-1006. DOI:10.1130/G24132A.1
33
Buttle J M. Isotope hydrograph separations and rapid delivery of pre-event water from drainage basins. Progress in Physical Geography, 1994, 18(1): 16-41. DOI:10.1177/030913339401800102
34
Garrels R M, Mackenzie F T. Origin of the chemical compositions of some springs and lakes[C]//Gould R F. Equilibrium Concepts in Natural Water Systems: Advances in Chemistry Series, vol. 67. Washington DC: American Chemical Society, 1967. 222-242.
35
Gaillardet J, Dupré B, Allègre C J. A global geochemical mass budget applied to the Congo basin rivers:Erosion rates and continental crust composition. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1995, 59(17): 3469-3485. DOI:10.1016/0016-7037(95)00230-W
36
Stallard R F, Edmond J M. Geochemistry of the Amazon:2. The influence of geology and weathering environment on the dissolved load. Journal of Geophysical Research:Oceans, 1983, 88(C14): 9671-9688. DOI:10.1029/JC088iC14p09671
37
金章东, 李英, 王苏民. 不同构造带硅酸盐化学风化率的制约:气候还是构造?. 地质评论, 2005, 51(6): 672-680.
Jin Zhangdong, Li Ying, Wang Sumin. Constraints on silicate weathering rates in different settings:Climatic or tectonic?. Geological Review, 2005, 51(6): 672-680.
38
Von Blanckenburg F, Hewawasam T, Kubik P W. Cosmogenic nuclide evidence for low weathering and denudation in the wet, tropical highlands of Sri Lanka. Journal of Geophysical Research:Earth Surface, 2004, 109(109): F03008.
39
Dalai T K, Krishnaswami S, Sarin M M. Major ion chemistry in the headwaters of the Yamuna River system:Chemical weathering its temperature dependence and CO2 consumption in the Himalaya. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2002, 63(19): 3397-3416.
40
Singh S K, Sarin M M, France-Lanord C. Chemical erosion in the eastern Himalaya:Ion composition of the Brahmaputra and δ13C of dissolved inorganic carbon. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2005, 69(14): 3573-3588. DOI:10.1016/j.gca.2005.02.033
41
Moon S, Huh Y, Qin J et al. Chemical weathering in the Hong Red River basin:Rates of silicate weathering and their controlling factors. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2007, 71(6): 1411-1430. DOI:10.1016/j.gca.2006.12.004
42
Noh H, Huh Y, Qin J et al. Chemical weathering in the Three Rivers region of eastern Tibet. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2009, 73(7): 1857-1877. DOI:10.1016/j.gca.2009.01.005
43
Maher K, Chamberlain C P. Hydrologic regulation of chemical weathering and the geologic carbon cycle. Science, 2014, 343(6178): 1502-1504. DOI:10.1126/science.1250770
44
Li G, Elderfield H. Evolution of carbon cycle over the past 100 million years. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2013, 103(2): 11-25.
45
Fernandes A M, ConceiÇło F T D, Junior E P S et al. Chemical weathering rates and atmospheric/soil CO2 consumption of igneous and metamorphic rocks under tropical climate in Southeastern Brazil. Chemical Geology, 2016, 443(1): 54-66.
The weathering rates and controlling factors of the Tibetan Plateau: A case study of small catchments of typical lithology in Gongga Mountainous area
Jiang Hao1,2,3, Xu Zhifang1,2, Zhao Tong1,2,3, Liu Wenjing1,2     
(1 Key Laboratory of Cenozoic Geology and Environment, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029;
2 Institutions of Earth Science, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029;
3 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049)

Abstract

Here we present hydro-geochemical investigation results of 32 small catchments on the Eastern Tibetan Plateau. The small catchments are sub-catchments of 3 rivers draining areas with granitoid lithologies, which are the Jiazela River (JR), the Yajiahe River (YR)and the Daduhe River (DR). The altitude and catchment areas are variable from one to another, ranging from 1000 m to 3400 m and 0.56 km2 to 46 km2, respectively. 32 stream water samples, 4 precipitation samples, 8 spring samples, 3 glacier meltwater samples and 8 fresh rock samples were collected from the small catchments. Chemistry characteristics, δ18O and δD of stream, precipitation, glacier melt water and spring water were examined for these catchments. Water mixing processes as well as concomitant solutes fluxes were explored with end-members mixing model using δ18O and Cl as tracers. The results show that three major reservoirs (precipitation, glacier and spring)contribute to the stream discharge, and five major reservoirs (carbonates, silicates, precipitation, glacier and spring)contribute to the dissolved solutes. The contribution of rock weathering accounts for more than 90% of the total dissolved cations. The silicate cation weathering rate (SCWR), the total cation weathering rate (TCWR), the SiO2 weathering rate (SiO2 WR), the total chemical weathering rate (CWR), and the total denudation rate were calculated. The TDR of the studied catchments ranges between 8.49 t/km2/a and 2231.23 t/km2/a. The SCWR ranges between 0.4 t/km2/a and 9.4 t/km2/a. The area-weighted mean SCWR is 2.1 t/km2/a. In addition, the correlations between the weathering rates and total denudation rate, runoff and temperature were explored. We show that silicate weathering rates are not governed by any single parameter. The weathering regimes can be divided into two sorts, which are "transport-limited" and "weathering-limited". For the "transport-limited" catchments, physical erosion rates (fresh mineral supply)limits weathering. In this case, the silicate weathering rates are controlled by physical erosion. For the "weathering-limited" catchments, silicate chemical weathering is dependent on the kinetics of the reactions, which are regulated by climatic factors (temperature and runoff). The results have implications for the mechanism of the "tectonics-weathering-climate" hypothesis.
Key words: Tibetan Plateau     weathering rate     controlling factor