自Cerling等^[1]系统论证了土壤CO₂的δ¹³C 值主要反映不同气候条件影响下的C₃和C₄植物的分配比例以来，土壤和洞穴碳酸盐的δ¹³C 记录便被用于间接地描述古气候的变化、Coplen等^[2]，Bar-Matthews等^[3]、Genty等^[4] 的研究均证实利用洞穴次生沉积物中的碳同位素信息可以反映洞穴上覆植被的变化，即δ¹³C 值越低，表示植被发育，C₃/C₄的比值越高，对应于湿凉的水热条件； 反之亦反。在随后的一些研究中，研究者发现洞穴沉积物不仅可以用来作为植被演变的指标，还可能用来重建洞穴的通风条件以及大气CO₂的变化，如Baskaran和Krishanmurthy^[5]首次利用美国得克萨斯州Harrel洞的鹅管(约115年)和冰柱状石钟乳(约195年)洞穴碳酸盐的δ¹³C 记录反映大气CO₂ 的δ¹³C 值变化； Tremaine等^[6]的研究表明δ¹³C 不仅可以作为上覆植被演变的指标而且可能代表洞穴的通风条件。

近年来，在盖层开放的岩溶系统中CO₂脱气形成先期沉积(PCP)对δ¹³C 值的影响得到一定的关注。PCP过程中由于轻的¹² CO₂优先脱气^[7]，导致下渗溶液碳同位素偏重进而导致滴水和石笋δ¹³C 信号被改变，这些已经被改变的信号可能被误认为是古气候环境信号，使得利用石笋重建的古气候环境信息是不准确的，甚至是错误的。李吉龙等^[8]通过对安徽蓬莱仙洞不同滴水点之间PCP作用差异的研究表明，当降水减少时，洞穴滴水在洞顶储存的时间较长，使得岩溶水在补给石笋之前已经发生了方解石沉积作用；但是有时在降水减少时，岩溶水在洞穴盖层系统中只有发生先期脱气作用而没有产生沉积，以上这两种情况下都会导致石笋碳同位素信息信号的改变。王世杰等^{[9, 10]}通过对贵州七星洞的研究表明，洞穴系统中的碳同位素不仅与一般认为的上覆植被的C₃/C₄类型和植被覆盖变化有关，同时还受到水文地球化学特征(PCP以及基岩溶解)的影响，由于受到不同的水文化学过程的影响，不同滴水点之间的碳同位素存在明显差别。张美良等[11～13]对桂林盘龙洞的监测研究指出，在温暖潮湿的气候条件下，植被和土壤发育，土壤CO₂来源于植物的分解和生物化学的降解作用，其C₃/C₄升高，洞穴滴水δ¹³C_DIC变轻； 而干冷的气候条件下或生态系统被严重破坏的条件下，土壤CO₂来源主要为大气CO₂(或C₄植物)，其C₃/C₄降低、 洞穴滴水δ¹³C_DIC值变重。李廷勇等^[14,15,16]通过对重庆芙蓉洞的研究发现洞穴滴水和池水的δ¹³C_DIC冬季较夏季偏重，可能反映夏季洞穴DIC有较多的有机碳分解来源并证实洞穴沉积物的碳同位素在适当条件下可以作为反映洞穴上覆植被变化的有效工具。此外，李红春等^[17,18,19]指出，长期看来大气CO₂浓度的升高和大气CO₂的δ¹³C 值变轻会对滴水-沉积物中δ¹³C 产生一定的影响；岩溶系统在开放体系和封闭体系环境下，滴水δ¹³C_DIC值的变化受植被和母岩影响的程度相差很大；自然界中的岩溶系统多为开放体系，开放体系下洞穴滴水δ¹³C_DIC值主要受控于土壤CO₂的δ¹³C 值。

由于影响石笋δ¹³C 值的因素众多且其中的影响机制未知，这些都导致利用石笋δ¹³C 值在准确重建古环境方面仍存在一定的问题和困难，这也是当前利用δ¹³C 值重建古气候环境的一个巨大争议，因此在利用石笋重建植被变化时，必须对滴水进行监测以了解是否有气候变化以外因素的影响及其影响程度，才能更加准确地利用石笋重建古生态环境的演化。平衡分馏条件下，洞穴滴水δ¹³C_DIC值主要取决于大气降水溶解CO₂、 土壤CO₂及基岩的δ¹³C 值^{[2, 20]}。在岩溶生态系统中，碳元素的运移过程是: 大气CO₂→植被土壤CO₂→土壤水DIC(溶解土壤CaCO₃)→洞穴滴水DIC(溶解基岩CaCO₃)→洞穴次生化学沉积物^[14]。但是由于基岩的δ¹³C 值基本不变，所以洞穴滴水δ¹³C值实际上是反映了大气CO₂ 和土壤 CO₂的δ¹³C 值的变化。由此，影响δ¹³C_DIC值的因素可大体概括为:1)大气CO₂浓度的变化以及大气CO₂的δ¹³C 值变化； 2)植被盖度的变化以及植被类型(C₃/C₄植物)； 3)土壤CO₂ 的δ¹³C 值的变化； 4)上覆土壤-基岩中的碳酸钙溶解-沉积动态过程； 5)含 CO₂ 溶液在溶解CaCO₃ 时体系开放-封闭条件的变化； 6)“新水”和“老水”的混合效应； 7)滴水下落的速率以及所受洞穴内部环境的影响。总之，石笋δ¹³C 值受土壤CO₂的δ¹³C 值(与气候间接相关)、 水动力条件(与气候直接相关)以及近代大气CO₂ 的δ¹³C 值(非气候因素)的控制，各因素在不同时间尺度上对δ¹³C_DIC值影响程度是不同的。许多研究表明土壤CO₂的δ¹³C 值的变化最为重要，它与温度、 C₃/C₄ 植物的比值、 大气CO₂ 浓度及其δ¹³C 值、 植被密度、 有机物分解程度、 生物和细菌活动强度等均有关系； 而水动力条件的改变会造成δ¹³C_DIC的变化，说明在高分辨率短时间尺度上的δ¹³C_DIC记录可以直接反映以降雨量为主的气候变化^{[17, 18]}。因此需要对影响洞穴岩溶解无机碳同位素(δ¹³C_DIC)组成的各种因素(如先期CO₂脱气作用、 通风条件等)进行细致的研究，才能为更好地利用石笋δ¹³C 重建古气候环境提供科学支撑。

本文通过对夜郎洞、 天钟洞以及普定模拟试验场不同植被条件下的水样进行采样分析，得出不同植被覆盖下岩溶地下水碳同位素δ¹³C_DIC的时空变化规律，并对其影响因素进行系统研究，为这些地区的石笋重建古气候环境工作提供理论基础。

本文选择夜郎洞、 天钟洞以及普定岩溶水碳通量模拟试验场为研究对象( 图1)，其中夜郎洞、 普定模拟试验场位于贵州中西部的安顺地区，天钟洞位于贵州省南部。安顺位于贵阳以西约，地处云贵高原东部的梯级状斜坡地带，地势自西北向东南倾斜，海拔在1000～1400m 之间。地形地貌以高原丘陵、 山地为主，喀斯特发育完全，是省内喀斯特发育最典型的地区。从气候看，本地区属亚热带季风性湿润气候，同时受到印度洋季风和东亚季风的强烈影响。夜郎洞位于贵州省中西部安顺地区( 26°02′N， 105°44′E) ，洞口海拔约1285m，总长约3km，是在大型区域断层作用下，由浅海或滨海相沉积的碳酸盐岩石经过地下水体长期溶蚀形成的水旱一体的4层溶洞群。洞顶存在一定程度的石漠化，植被密度具有明显分异，植被类型主要以C₃植物为主，地表漏斗群地区为农用地，植被主要以玉米等C₄植物为主。普定岩溶模拟试验场位于安顺普定县( 26°26′N， 105°27′E) ，海拔1200m，是一个石漠化严重的地区。普定岩溶水—碳通量模拟试验场是在湿润亚热带岩溶地下水系统概念模型基础上，人工构建而成的实体模型，该模型可以作为独立而统一的水-碳均衡单元。 选择在同一小区内(以保证气候条件的一致)构建5个钢混结构的矩形露天水池状的模拟试验场，池内部充填颗粒大小与级配相似的石灰岩碎石(厚约2m)，其中4个池子在碎石含水介质的上部铺设40cm厚度的土壤，另一个不做任何处理，从而模拟不同的土地利用类型(裸岩地、 荒地、 耕地、 草地、 灌丛等5种)。关于试验场具体的设计见文献^[21]。天钟洞( 25°07′N， 108°18′E) ，海拔758.8m，位于荔波茂兰原始森林中，荔波县年平均温度，无霜期283天，是一个天然大温室，森林覆盖率53.96 ％ ，年降雨量，属中亚热带季风性湿润气候。洞顶植被繁茂，以森林为主。洞内发育大量体积庞大的石笋，但是基本不发育石钟乳。

图 1(Fig.1)

图 1 研究区域分布图 (a)普定试验场不同土地利用情况的全景图； (b)研究区地理位置； (c)从左到右分别指示夜郎洞洞顶植被覆盖情况以及天钟洞洞穴内部大型石笋 Fig.1 Map showing the distribution of the study sites

从2013年7月到2014年12月期间对夜郎洞3个滴水点滴水进行采样，2014年3月到2014年10月期间对天钟洞滴水进行采样，2014年3月到2014年12月对普定模拟试验场岩溶水进行采样。所有水样用事先清洗过的聚乙烯瓶封装，对需要进行碳同位素测试的水样加入氯化汞溶液后保存。本研究所有的同位素样品测试均在中国科学院地球化学研究所环境地球化学国家重点实验室进行。碳同位素样品与100 ％ 磷酸反应生成CO₂，经纯化后于用MAT252气体质谱仪进行同位素分析，δ¹³C_DIC值为相对于VPDB标准，系统误差<0.1 ‰ 。阳离子Na、 K、 Ca和Mg浓度通过原子吸收光谱仪测定，误差分别为0.1×10^-6、 0.2×10^-6、 5×10^-6和2×10^-6。阴离子浓度通过高效液相色谱仪测定，测试精度在5 ％ 以内。用德国产WTW350i型便携式多参数水质监测仪测试各监测点水温、 pH 值以及电导率，精度分别是，0.1°C、 0.01pH和1μS/cm； 同时，在现场用德国Merck公司产碱度计和硬度计滴定盒滴定水中的HCO₃^-和Ca^2＋浓度，两者的精度分别是6mg/L 和1mg/L。方解石饱和指数(SIc)和CO₂分压(pCO₂)的计算利用WATSPEC软件进行。

(1)夜郎洞滴水点碳同位素变化特征

夜郎洞C₃植被下滴水点，雨季δ¹³C_DIC值在-10.94 ‰ ～-12.15 ‰ 之间，旱季为-3.66 ‰ ～-5.50 ‰ ，两个季节δ¹³C_DIC值变化较大，最大达到-8.49 ‰ ，雨季δ¹³C_DIC值的差异为-0.43 ‰ ～-1.21 ‰ 。旱季滴水点的差异达到-2.01 ‰ ； 对于农耕地下，雨季δ¹³C_DIC值在-4.92 ‰ ～-6.45 ‰ 之间，旱季δ¹³C_DIC值在-3.01 ‰ ～-4.19 ‰ ，两个季节碳同位素δ¹³C_DIC值变化幅度在-0.73 ‰ ～-3.44 ‰ ； 对于石漠化地，雨季δ¹³C_DIC值在-4.01 ‰ ～-9.69 ‰ 之间，旱季δ¹³C_DIC值在-3.45 ‰ ～-6.37 ‰ 之间。

从 图2可以看出，夜郎洞3种植被覆盖下(茂盛的C₃植被、 农耕地和石漠化)3个滴水点δ¹³C_DIC总体表现出有规律的季节变化特征: 在夏季偏轻，冬季偏重。上述δ¹³C_DIC的季节变化可能是由于夏季高温多雨的气候特征导致夏季土壤中植物根的呼吸作用以及微生物活动加剧，微生物分解有机质过程中的同位素分馏，导致重同位素和轻同位素在反应物和产物间的不均衡分布^[22]，即相对轻同位素(¹² C)进入产物CO₂ 进而导致土壤CO₂ δ¹³C 变轻，CO₂气体溶解到土壤水中，入渗进入洞穴形成滴水，导致洞穴滴水δ¹³C_DIC降低。也可能是冬季洞穴空气CO₂浓度比夏季相对较低，使洞穴水中pCO₂与洞穴空气pCO₂对比增强，因而脱气增加，使得洞穴水的δ¹³C_DIC值在冬季相对偏重^[14]。

图 2(Fig.2)

图 2 图2 夜郎洞不同植被条件下的δ13CDIC值随时间的变化 Fig.2 Temporal variations of dripwater δ13CDIC under different land uses above the Yelang Cave

此外，对比发现，从空间上看，夏季C₃植被下的滴水碳同位素相对于农耕地和石漠化地的滴水明显偏轻，而石漠化相对于农耕地又要偏轻； 前者的差异可能是由于C₃植被的δ¹³C 值低于农作物，且石漠化地区的生物量低于生长繁茂的C₃植被，而后者的差异可能是由于石漠化地区基岩裸露，溶解基岩的岩溶水中二氧化碳来源于大气CO₂(其δ¹³C 一般为-8 ‰ )，而农用地由于农肥的使用，化肥中的氮在硝化作用下产生硝酸，硝酸溶蚀碳酸盐岩(δ¹³C_DIC一般为0或＋1 ‰ ～＋3 ‰ )^{[23, 24]}，因而导致农耕地较石漠化略偏重，但是两者的差异没有与C₃植被下的差异大，因而在利用石笋重建古环境时，可能会导致这两种情况相混淆。而冬季，3个滴水点δ¹³C_DIC值差异缩小，这可能是由于夜郎洞地区气候属于雨热同期的季风气候，因而冬季阴冷少雨气候干燥，土壤CO₂来源大气成因CO₂相对增加，或由于冬季少雨洞穴盖层中发生了一些复杂过程(如先期CO₂脱气作用，见下节)进而导致洞穴滴水δ¹³C_DIC变重。

(2)夜郎洞滴水δ¹³C_DIC变化的进一步分析

由上节可知，夏季，洞穴系统中滴水碳同位素变化总体上反应了上覆植被的变化，由于影响石笋δ¹³C 值的因素除了气候环境因素，非气候环境因素对碳同位素信号的干扰也会导致碳同位素值的改变，而这些变异了的碳同位素信号可能被错误地解释，导致石笋重建古气候环境的错误。因而我们对不同滴水点的水文和水化学差异，特别是滴水速率和方解石饱和指数等与滴水碳同位素的差异进行分析，以了解相关水文和水化学过程对滴水δ¹³C_DIC的影响。

土壤水碳同位素信号在向滴水传递过程中可能极易受到先期CO₂脱气作用影响，由于轻的¹² CO₂优先脱气，导致下渗溶液碳同位素偏重以及滴水pH增加^[25]。这种先期CO₂脱气作用包括发生在岩溶包气带盖层中的脱气作用(如导致PCP)以及洞顶滴落处至石笋顶部之间的脱气作用。

由 表1可以看出，在C₃植被下的滴水点旱季δ¹³C_DIC明显较雨季偏重，这除了生物量的控制外，极有可能是由于先期CO₂脱气强度大小的不同导致的。从 表1中的饱和指数(SIc)和CO₂分压(pCO₂)看出，雨季二氧化碳分压较高饱和指数较小，旱季反之。因为雨季雨量充沛，因而洞穴包气带盖层管道裂隙中有大量的水充填导致先期CO₂脱气强度减弱，反之，旱季缺水导致先期CO₂脱气作用更加强烈，从而导致其对滴水碳同位素影响更大。由 图3和 图4可知，即使在雨季，夜郎洞的滴水碳同位素组成与方解石饱和指数(SIc)以及二氧化碳分压(pCO₂)的相关性也较好，从中可以看出饱和指数越高，二氧化碳分压越小，其碳同位素越偏重，而饱和指数增加，二氧化碳分压越小，这极可能就是由于先期脱气作用导致的，即先期脱气导致滴水碳同位素偏重。对于C₃植被下的滴水点这种差异较之雨季旱季的差异来说要小得多，总体还是呈现C₃植被下滴水的碳同位素特征，因而生物量成为控制洞穴滴水的主要因素，而先期CO₂脱气作用影响退居为次要因素。但是由于农用地以及石漠化地下滴水本身碳同位素偏正，由 表1可以看出，这种影响可以将夏季滴水的 δ¹³C _DIC值与冬季差不多同样偏正，因而这种影响不可忽略。

表 1(Table 1)

表 1 夜郎洞、天钟洞水化学和碳同位素组成 Table 1 Hydrochemical and isotopic compositions of dripwaters in Yelang and Tianzhong caves C3植被下(夜郎洞) EC ／μs·cm-1 T ／℃ pH HCO-3 /mmol·L-1 Ca2＋ /mg·L-1 δ13C DIC /‰，VPDB CO2分压(pCO2) /Pa 方解石 饱和指数 滴率 /滴·min-1 2013年7月 314 17.1 7.83 2.7 68 -12.15 213.79 0.324 105 2014年3月 305 16.5 8.40 1.9 44 -3.66 39.63 0.553 24 2014年6月 462 18.9 8.22 3.5 78 -10.94 111.94 0.885 20 2014年8月 424 19.9 8.05 3.4 70 -11.72 165.58 0.741 63 2014年12月 319 18.3 8.11 2.2 42 -5.67 93.32 0.342 15 农耕地(夜郎洞) 2013年7月 219 19.7 8.13 1.7 44 -4.92 69.98 0.295 100 2014年1月 203 17.3 8.28 1.8 50 -3.01 50.58 0.470 22 2014年3月 251 16.9 8.32 1.5 45 -4.19 37.93 0.390 30 2014年6月 296 20.0 8.56 2.9 58 -4.16 42.07 1.030 25 2014年8月 243 18.1 8.03 2.0 40 -6.45 102.32 0.203 24 2014年12月 324 18.5 8.31 1.8 44 -4.46 47.75 0.473 9 石漠化(夜郎洞) 2013年7月 255 15.1 8.12 1.9 42 -7.10 76.03 0.228 90 2014年1月 313 13.0 8.20 1.5 50 -6.37 47.86 0.266 30 2014年3月 308 13.0 8.43 2.4 52 -3.45 44.87 0.696 25 2014年6月 302 15.3 8.42 3.0 56 -4.01 58.21 0.830 20 2014年8月 276 17.0 7.76 2.0 46 -9.69 189.23 -0.020 24 2014年12月 278 14.0 8.28 1.8 46 -5.36 48.64 0.392 13 天钟洞TZD1 2014年3月 — 12.60 8.41 2.3 54 -10.63 44.46 0.735 22 2014年5月 279 17.0 8.08 2.8 64 -11.19 123.88 0.569 106 2014年8月 238 18.5 8.56 3.2 46 -9.69 45.18 0.849 池水样 2014年10月 256 15.6 8.12 2.8 60 -10.60 109.65 0.566 28 天钟洞TZD2 2014年3月 263 13.00 8.01 2.0 39 -11.63 101.15 0.083 60 2014年5月 — 14.7 8.13 3.4 74 -11.64 130.31 0.715 120

表 1 夜郎洞、天钟洞水化学和碳同位素组成 Table 1 Hydrochemical and isotopic compositions of dripwaters in Yelang and Tianzhong caves

图 3(Fig.3)

图 3 夜郎洞雨季滴水碳同位素组成与方解石饱和指数(SIc)关系图 Fig.3 Relationship between δ13CDIC and calcite saturation index of dripwater during rainy season in Yelang Cave

图 4(Fig.4)

图 4 夜郎洞滴水碳同位素组成与二氧化碳分压(pCO2)关系图 Fig.4 Relationship between δ13CDIC and CO2 partial pressure in Yelang Cave

理论上来说，滴速变慢，水在洞顶滴落处的滞留时间增加，水中CO₂ 逸出增加，滴水的δ¹³C_DIC偏重； 滴速变快，滞留时间越短，CO₂逸出减少，滴水的δ¹³C_DIC值偏轻^{[18, 26]}。由 表1可以看出夜郎洞3个滴水点碳同位素组成与滴水速率的相关性较差，但是总体可以看出滴水越快其碳同位素越偏轻的规律。由 表1可以看出2014年雨季滴水饱和指数较2013年明显偏高，因而推测可能影响夜郎洞夏季滴水碳同位素变化的先期CO₂脱气过程可能发生在滴水洞顶滴落处至接水瓶子过程中。2014年雨季滴水速率降低，因而导致在接滴水进行样品采集用于测试碳同位素和水化学时需要大量的时间，而这个过程极有可能产生较多的脱气因而导致其饱和指数偏高。

通过以上分析得知，先期CO₂脱气会导致滴水碳同位素偏正，而且雨季和旱季由于先期CO₂脱气程度的强弱不同可导致碳同位素存在较大差异，因而这种影响是不能忽略的。

天钟洞位于荔波茂兰原始森林中，洞顶终年植被繁茂，以C₃植被为主。由 表1可以看出，在天钟洞TZD1点除8月未采集到滴水样只采到池水样偏正外，其余3月、5月和10月碳同位素变化都在-10.60 ‰ ～-11.19 ‰ 之间，总体5月相对于3月和10月较偏轻，但是差异不大。天钟洞TZD2仅在3月和5月采集到水样，而碳同位素值分别为-11.63 ‰ 和-11.64 ‰ ，两者差异更小。由天钟洞两个点的水化学和碳同位素的特征分析可知，先期CO₂脱气作用对滴水碳同位素的改变较小，洞穴滴水碳同位素总体主要反映了上覆植被的特征。这可能与洞顶包气带充气较差，因而先期CO₂脱气作用较弱有关，后者的一个重要证据是洞顶的石钟乳不发育，说明洞顶包气带内的PCP也是很弱的。

普定岩溶水碳通量试验场建成后于2014年1月，在灌丛地中种植刺梨(C₃植物)，刺梨为大棚中培育的幼株，仅有枝干没有叶子，在草地中撒入紫花苜蓿(C₃植物)种子； 于2014年3月，在耕地中种植玉米(C₄植物)种子，3月时可以观察到刺梨植株已经开始发芽，1月撒下的紫花苜蓿种子也开始萌芽。7月初采样期间可以看到，裸地中见零星野草，刺梨已经枝叶繁茂，但是植被密度较低，因而生物量不大； 草地中的紫花苜蓿则生长茂盛，但玉米长势不甚理想。各个池中的生物量大小可由 表2土壤二氧化碳浓度大小看出，草地>灌丛>农耕地>荒地。

表 2(Table 2)

表 2 普定模拟试验场不同土地利用下的土壤CO2浓度以及11月份土壤CO2的δ13C值Table 2 Concentration and δ13C of soil CO2 under different land uses in the Puding Simulation Test Site 土壤CO2浓度/ppm 荒地 农耕地 草地 灌丛地 2014-7 440 1070 3980 820 2014-8 446 890 2533 950 2014-9 410 760 2459 870 2014-10 387 589 2298 710 2014-11 pCO2 378 445 2126 610 δ 13C CO2/‰ -14.68 -14.80 -26.12 -19.90

表 2 普定模拟试验场不同土地利用下的土壤CO2浓度以及11月份土壤CO2的δ13C值 Table 2 Concentration and δ13C of soil CO2 under different land uses in the Puding Simulation Test Site

由表3和图5可以看出,随着各个池中生物量 的逐渐增加,地下水碳同位素组成逐渐降低,其中 以草地最为明显。植物生长初期可以看出,刺梨地 δ13CDIC较草地偏轻,但随着草地的逐渐生长,植被 密度以及生物量明显超过作为多年生C3植被的刺 梨,于是最后草地δ13CDIC明显偏轻于同为C3植被的 刺梨。因而可以看出生物量对碳同位素的影响是非 常大的,但是不同的植被类型对碳同位素也有较大 影响,在HCO-3浓度相差不大(表3)的情况下,主 要种植C4植被(玉米)的农耕地较主要种植C3植 被刺梨地明显偏正。

表 3(Table 3)

表 3 普定模拟试验场不同土地利用下的地下水的HCO-3浓度及其碳同位素值Table 3 Concentration and δ13C of groundwater HCO-3 under different land uses in the Puding Simulation Test Site 土地利用类型 裸岩地 荒地 农耕地 草地 灌丛地 时间 δ 13C DIC /‰，V-PDB HCO-3 /mmol·L-1 δ13C DIC /‰，V-PDB HCO-3 /mmol·L-1 δ 13C DIC /‰，V-PDB HCO-3 /mmol·L-1 δ 13C DIC /‰，V-PDB HCO-3 /mmol·L-1 δ 13C DIC /‰，V-PDB HCO-3 /mmol·L-1 2014-3 -2.64 1.8 -2.43 1.6 -2.46 1.7 -4.89 2.0 -5.31 2.3 2014-5 -3.18 1.9 -2.85 1.9 -2.73 1.7 -5.56 2.4 -6.16 2.0 2014-7 -3.71 2.0 -2.96 1.9 -2.77 1.7 -6.95 2.5 -4.96 2.0 2014-10 -3.03 1.6 -3.26 1.7 -2.53 1.9 -9.64 3.1 -5.61 2.0 2014-11 -3.42 1.8 -4.52 1.9 -3.06 2.2 -10.04 3.3 -6.69 2.2

表 3 普定模拟试验场不同土地利用下的地下水的HCO3-浓度及其碳同位素值 Table 3 Concentration and δ13C of groundwater HCO3- under different land uses in the Puding Simulation Test Site

图 5(Fig.5)

图 5 普定模拟试验场不同土地利用类型下地下水碳同位素组成随时间变化图 Fig.5 Temporal variations of groundwater δ13CDIC under different land uses in the Puding Simulation Test Site

由11月土壤CO₂的碳同位素数据( 表2)可以看出，农耕地、 荒地和灌丛地的土壤CO₂的碳同位素相对于草地偏重，这可能是由于农耕地、 荒地和灌丛地植被稀疏，有一些大气二氧化碳混入其中导致其碳同位素偏重，因此11月农耕地、 荒地和灌丛地植被下岩溶水中的碳同位素δ¹³C_DIC比草地下岩溶水中的碳同位素δ¹³C_DIC偏重。

(1)通过对夜郎洞的研究表明，在同一洞穴气候条件下不同植被覆盖下的滴水δ¹³C_DIC值存在明显差异，总体来说，雨季C₃植被下的滴水δ¹³C_DIC值相对于农耕地和石漠化地的滴水明显偏低，而石漠化相对于农耕地又要偏轻；而在旱季，C₃植被下滴水δ¹³C 值出现了明显的偏正现象，甚至与农耕地和石漠化的滴水δ¹³C_DIC值差不多偏正，这可能是先期CO₂脱气作用的影响导致的，但是这种影响可能导致利用石笋重建古生态环境时误将这样的信息错误地解释为石漠化造成的，因而在利用石笋重建该地的古生态环境时需结合其他的指标共同对碳同位素的变化进行解释。

(2)对天钟洞的研究表明，不同于夜郎洞冬季滴水碳同位素偏正，先期CO₂脱气作用对天钟洞滴水碳同位素的影响较小，洞穴滴水碳同位素总体能够反映上覆植被发育状况，因而不同的洞穴下先期CO₂脱气作用等过程对碳同位素影响大小是不同的，主要取决于洞顶包气带的水文地质条件。

(3)夜郎洞、 天钟洞和普定模拟试验场的研究均表明: 雨季上覆植被生物量的大小以及植被类型(C₃或C₄)是控制岩溶地下水碳同位素变化的主要因素，先期CO₂脱气作用等其他因素对地下水碳同位素的影响较小，同一滴水点的碳同位素δ¹³C_DIC值变化差异较小，如夜郎洞C₃植被下雨季δ¹³C_DIC值的差异为-0.43 ‰ ～-1.21 ‰ 。但是旱季相差较大，如夜郎洞C₃植被下旱季滴水点的差异达到-2.01 ‰ ，而且夜郎洞C₃植被下滴水点雨季、 旱季差异最大达到-8.49 ‰ ，这些不仅仅是由生物量的变化而引起的，先期CO₂脱气对滴水碳同位素的影响也是不可忽略的。

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