0 引言

大气CO₂浓度上升导致全球气候变暖加剧，成为学术界和各国政府关注的焦点。随着研究的深入，碳酸盐岩溶蚀消耗大气CO₂产生碳汇效应逐渐被证实^[1]。据初步估算，全球岩溶作用碳汇通量为(1.1～6.08)Gt/a^{[2, 3, 4]}。目前，岩溶碳汇量计算方法有模型计算法^{[5, 6, 7]}和原位监测方法^[8]。模型计算法^{[5, 7]}主要根据实验室数据和经验系数来模拟计算一定条件下的岩溶碳汇强度，其计算结果的精度还有待提高，结果的可信度也需通过原位监测方法来验证^[8]。原位监测方法主要有水化学径流法^{[9, 10]}和标准溶蚀试片法^{[11, 12]}。水化学径流法^[13]是根据岩溶地下水中的HCO₃^-质量浓度和流量来计算岩溶碳汇强度，该计算方法需要精确的流域面积、流量、HCO₃^-质量浓度等参数，获得这些参数需要大量实测工作，在实际应用中存在一定难度^{[14, 15]}。溶蚀试片法^{[11, 12]}是将统一制作的标准碳酸盐岩试片放置于空中、土壤表面和土壤不同深度，经一定时间(通常为一个水文年)后取出称重，根据试片减少量来间接推算试片埋放地点的岩溶碳汇强度；该方法具有无需长期监测、试片制作简单、埋放方法成熟并较室内试验更加接近自然状态等优点，被广泛应用于岩溶碳汇研究中^{[8, 16, 17, 18]}。从20世纪90年代开始，前人先后在我国各种不同岩溶类型区建立了18个试片溶蚀试验点^{[19, 20, 21]}，根据获得的试片溶蚀速率对我国岩溶碳汇强度进行了分区估算。然而，最新研究表明^[22]，北方干旱半干旱岩溶区土壤无机碳含量高，在干旱少雨、蒸发量大的气候条件下容易发生碳酸盐沉积，使溶蚀实验中的部分试片经过一个水文年的溶蚀之后，质量出现不减反增的现象^{[19, 23, 24]}，这可能会使利用溶蚀试片法计算的岩溶碳汇强度比实际偏小。笔者以此为切入点，选择在我国半干旱气候条件下且边界清楚的山西马跑神泉流域开展研究，分别采用水化学径流法和标准溶蚀试片法对流域岩溶碳汇强度进行计算，将两种方法的结果进行对比，并对造成两种方法之间显著差异的原因进行深入分析，目的是揭示利用溶蚀试片法来研究北方半干旱区的岩溶碳汇效应时所存在的问题。本研究有助于今后在北方干旱半干旱岩溶区进行岩溶碳汇研究时选择合理的计算方法来提高计算精度，为干旱半干旱地区岩溶碳汇强度的精确估算及大尺度碳循环模型改进提供科学参考。 1 研究区概况

研究区位于山西晋中盆地西南，吕梁山东侧，离太原市约80 km(图 1)；地理坐标为东经111°25′40″-112°00′00″，北纬37°19′26″-37°29′02″，流域面积为212.06 km²。该区属温暖大陆性气候，一年四季分明，冬季少雪，春季多风，夏秋多雨，多年平均气温为11.11 ℃，多年平均降水量为444.44 mm。由于受水汽来源、地形条件等因素的影响，降水量时空分布不均，且年内分配也很悬殊。6-9月份占年降水量的50%～75%，7、8两个月的降雨更为集中，所占比率约为40%。依据王谦^[25]的干湿气候划分标准及干旱、半干旱区的划分界线，本研究区为暖温带半干旱地区。

1.太古界变质岩；2.寒武系碳酸盐岩；3.奥陶系碳酸盐岩；4.流域边界；5.泉水；6.断层及编号；7.地层界线。 图 1 研究区水文地质图 Fig. 1 Hydrogeology map of study area

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研究区地貌特征是西高东低，北高南低，地面标高为1 100～1 900 m；该区为裸露岩溶区，主要出露寒武-奥陶系碳酸盐岩；岩溶水主要接受碳酸盐岩裸露区降水入渗补给，在地形控制下，总体向南运移，并在山前受太古界变质岩阻挡后出露形成马跑神泉(Q01)和峡口泉(Q02)(图 1)。流域北部和西部以地表分水岭为边界，东部以太古界混合花岗岩等为区域隔水边界，南部以F₁断层构成隔水边界^[26]，因此，流域为边界清楚的全排型泉域。

研究区位于关帝山林场内，植被保护良好。根据2011年7月的野外调查统计，植被以林地为主，面积为122.10 km²，占总土地面积的57.58%；其他依次为灌丛地、耕地和草地，分别占34.34%，4.08%和4.00%(表 1)。

根据岩溶动力学方程式(Ca_(1-x)Mg_xCO₃+CO₂+H₂O=(1-x)Ca²⁺+xMg²⁺+2HCO₃^-)^[13]，岩溶作用形成的HCO₃^-中有一半来源于气态CO₂，可根据水体中的HCO₃^-质量浓度和流量来计算流域岩溶碳汇强度(水化学径流法)^{[13, 14]}：

F=ρ(HCO₃^-)qM_r(CO₂)/2M_r(HCO₃^-)。 (1) 其中：F为岩溶碳汇强度(t/(km²·a))；ρ(HCO₃^-)为水体中所含HCO₃^-的质量浓度(g/L)；1/2指径流中一半碳来自大气；q为流域径流量(L/s)；M_r(CO₂)为CO₂的相对分子质量，值为44；M_r(CaCO₃)为CaCO₃的相对分子质量，值为100。

由公式(1)可知，运用水化学径流法需要有至少1个水文年的流量和HCO₃^-离子监测数据^[8]。岩溶水一般动态变化系数大，流量和水化学均具有随降雨暴涨暴落的特征^[15]，这就需要建立监测站对流量和HCO₃^-离子进行实时在线长期观测，使得该方法的应用受到了一定的限制^[14]。山西马跑神泉流域面积为212.06 km²，流量较为稳定，多年泉流量均值为0.55 m³/s^[27]。2012年6月-2013年5月对泉水出口处的ρ(HCO₃^-)每月进行了定期测量，其结果如表 2所示。因此可由公式(1)计算出流域每月的碳汇强度和碳汇量(表 2)，流域全年岩溶作用消耗碳汇量(CO₂)为2 084.09 t/a，年均岩溶碳汇强度为9.83 t/(km²·a)。

溶蚀试片法是由我国岩溶学家^[19]在20世纪80年代末引进国内的，该试验方法在IGCP299项目(1990-1994)中得到广泛应用，主要目的是对比不同地质、气候和水文条件下岩溶作用的强度及其差异。为使结果具有可比性，试片均用桂林泥盆系融县组纯石灰岩制成，是具有统一尺寸(直径40 mm，厚约3 mm)的圆片状标准试片。标准溶蚀试片法的优点是简单易行，但由于埋放地岩性种类繁多及岩溶土壤特殊的空间异质性，使得溶蚀试片埋放的代表性成为溶蚀试片法应用的重要障碍^[14]。

本研究于2011年7月选择有代表性的植被覆盖类型(草地、灌丛地、林地)分别埋放标准溶蚀试片。根据草地、灌丛地、林地的分布面积比例，在草地中设置了2个试片点，灌丛地中设置了8个试片点，林地中设置了5个试片点，共埋放试片156片。埋放方法：在离地面100 cm空气中，地表和土下20、50、100 cm等5个层面(土壤深度小于100 cm时，试片埋放于基岩面附近)，每层各放置试片3块，放置时间为1个水文年(2011年7月-2012年7月)，取出后测定年单位面积溶蚀量(溶蚀速率)^[8]。计算公式如下：

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埋放的156块标准试片经过一个水文年后，除丢失23片外，其他试片均已回收，据统计有12片试片质量增加(可能与试片埋放处土壤碳酸钙含量过高有关)，其他试片质量均减少。每个层位均以3个试片的平均失重总量来计算溶蚀速率，将同一种植被类型条件下不同位置点的试片溶蚀速率求平均值，得到林地、灌丛地、草地条件下试片溶蚀速率，如表 3所示。利用溶蚀速率计算岩溶碳汇强度和碳汇量^[21]。碳汇强度：

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根据流域各种植被类型分布面积及溶蚀速率，耕地中未埋放试片，根据有关文献^{[1, 17]}，耕地地下溶蚀速率基本与草地相当)计算得到各植被条件下的碳汇强度和碳汇量，如表 3所示。全区年碳汇量共计386.15 t/a，平均岩溶碳汇强度为1.821 t/(km²·a)。 3 讨论

本研究根据标准溶蚀试片法计算出的流域年碳汇量和平均岩溶碳汇强度分别为386.15 t/a和1.821 t/(km²·a)，而根据水化学径流法计算出的结果分别为2 084.08 t/a和9.83 t/(km²·a)，试片法计算结果仅为水化学径流法的1/5。该特征与我国南方亚热带岩溶区存在明显不同，Zhang Cheng^[8]在重庆金佛山岩溶区研究表明,用水化学径流法计算的岩溶碳汇强度与溶蚀试片法的基本一致。

土壤有机碳(SOC)和无机碳(SIC)是影响岩溶作用的两个主要因素，土壤有机碳通过分解产生CO₂和生成土壤微生物加速岩溶作用速率^{[8, 28, 29]}，而土壤无机碳形成的碱性屏障则不利于岩溶作用进行^{[8, 26]}。本研究为了寻求引起试片法计算结果偏低的原因，在试片埋放期间对埋放层位的土壤取样进行了土壤有机碳和无机碳测试，测试结果见表 4。与南方湿润条件下土壤w(SIC)较低^[8]明显不同，研究区土壤w(SIC)较高(5.44%～11.87%)，是南方岩溶区的3～20倍。不同植被覆盖条件下土壤w(SIC)虽有所差异，但均是w(SIC)＞w(SOC)(表 4)。其中：草地的SIC/SOC为5.06；灌丛地的SIC/SOC为4.01；林地的SIC/SOC为2.85。因此，可能是土壤w(SIC)高造成试片法计算结果显著低于水化学径流法。

为了进一步佐证土壤无机碳是引起试片溶蚀速率偏小的主要原因，将试片埋放层位的土壤无机碳质量分数与对应试片的溶蚀速率作相关性分析，发现两者存在一定的负相关关系(图 2)，相关性R²=0.24，两组数据的显著性水平(P)为0.001，证实土壤无机碳质量分数高，蚀片溶蚀速率偏低。刘再华^[14]研究表明，高含量的土壤无机碳在干旱少雨、蒸发量大的气候条件下容易过饱和并发生沉淀。研究区土壤w(SIC)是南方岩溶区的3～20倍^[8]，是w(SOC)的2.85～5.06倍(表 4)，且为半干旱气候条件，因此埋放于土壤层中的试片除受溶蚀作用影响外，还受土壤碳酸盐沉积影响，使试片溶蚀速率偏小，从而使溶蚀试片法获得的岩溶作用及其碳汇强度大大降低。这也可从本次回收的试片中有12片试片经过一个水文年的溶蚀试验后，质量出现增加的现象中得到证实。

图 2 试片溶蚀速率与无机碳质量分数关系 Fig. 2 Relation between soil inorganic carbon content and tablets dissolution rate

图选项

由此可见，由于干旱半干旱地区土壤无机碳含量高且容易发生沉积，埋放于土壤系统中试片的溶蚀速率并不能真正代表基岩面的溶蚀速率，造成用试片法计算岩溶碳汇强度的结果比水化学径流法的偏小，用溶蚀试片法会使岩溶碳汇强度被低估。由此可见，溶蚀试片法不适宜在北方干旱半干旱岩溶地区碳酸盐矿物含量高的土壤中使用。在北方干旱半干旱岩溶地区，地下水均以岩溶大泉的形式出露，泉域边界清楚、流量稳定，计算岩溶碳汇效应宜采用水化学径流法。 4 结论

研究区土壤无机碳质量分数高，是有机碳质量分数的2.85～5.06倍，在干旱少雨、蒸发量大的气候条件下容易过饱和并发生沉淀，使埋放于土壤层中的试片除受溶蚀作用影响外，还受土壤碳酸盐沉积影响，造成部分试片经过一个水文年的溶蚀后质量增加，从而造成用试片法计算的碳汇强度与水化学径流法的相比，结果明显偏小。试片溶蚀速率与土壤无机碳呈负相关关系，亦证实土壤无机碳含量高是造成试片法结果偏小的主要原因。因此，埋放于土下的试片的溶蚀速率并不能真正代表基岩面的溶蚀速率，试片法计算的碳汇强度也就不能代表实际的岩溶碳汇强度，使利用溶蚀试片法来研究岩溶碳汇效应在干旱地区土壤中受到了限制。在干旱半干旱岩溶区，地下水均以岩溶大泉的形式出露，泉域边界清楚，水化学和流量易于监测，利用水化学径流法计算岩溶碳汇强度结果更为准确。因此，试片法很难在半干旱地区土壤中实行，除非试片上部土壤中不含碳酸钙矿物；在半干旱地区，计算岩溶碳汇效应宜采用水化学径流法。

野外调查取样过程中得到了汾阳市水资源管理办公室的大力支持，中国地质科学院岩溶地质研究所何师意研究员为本文提供了泉口HCO₃^-浓度月动态数据。在此一并致谢。