人为活动对乌江中上游段岩溶地下水δ13CDIC及碳汇效应的影响

定量评价人为活动对岩溶碳汇效应的影响有助于提高岩石风化碳汇通量估算精度,对当前全球气候变化研究意义重大。本文选取乌江中上游段岩溶区为研究对象,在雨季和旱季对研究区68个岩溶地下水（雨季42个,旱季26个）的水化学、溶解无机碳（DIC）同位素组成（δ13CDIC）进行了测试,利用化学计量法计算了H2SO4和HNO3对流域岩溶碳汇效应的影响程度。结果表明：1）雨季和旱季岩溶地下水中阴离子均以HCO3-和SO42-为主,两者占总阴离子的85%以上;阳离子以Ca2+和Mg2+为主,两者占总阳离子的55%以上。Ca2++Mg2+相对于HCO3-过量,过量的Ca2++Mg2+与SO42-+NO3-相平衡。2）雨季和旱季岩溶地下水的δ13CDIC值分别介于-14.19‰~-8.27‰和-12.98‰~-9.09‰之间。总体上,雨季的δ13CDIC更为偏负,且变化范围较大,均与[SO42-+NO3-]/[HCO3-]呈正相关性,证实H2SO4和HNO3参与了流域碳酸盐岩的溶蚀并使δ13CDIC值增加。3）由于H2SO4和HNO3参与,雨季碳酸盐岩溶蚀消耗的CO2（CO2ATM-SOIL）占水中HCO3-的比例（CO2ATM-SOIL/total HCO3-）平均值为33.83%,旱季平均值为35.84%,与H2CO3溶蚀碳酸盐岩的CO2ATM-SOIL/total HCO3-理论值（50%）相比,分别减少16.17%和14.16%。因此,雨季岩溶碳汇效应将减少32.34%,旱季将减少28.32%。     

桂林典型岩溶区土壤CO2通量及其δ13CCO2季节性特征

通过选用静态暗箱/气相色谱法,探讨桂林毛村典型岩溶区土壤CO2通量及其δ13C CO2的季节性演变规律,旨在揭示野外条件下土壤CO2及其δ13CCO2对环境因子变化的影响机制。同时野外原位监测大气温度、压强、土壤温度等环境参数来明确环境因子对土壤CO2的影响过程。结果表明:岩溶区土壤CO2通量及其δ13C CO2在季节时间尺度上呈现出相似的季节性变化规律,夏季土壤CO2通量较高,土壤δ13C CO2偏轻,且土壤CO2通量与土壤温度呈显著正相关关系。此外,夏季10 cm处土壤CO2通量明显高于0 cm,且该处δ13C CO2也偏轻于0 cm;冬季10 cm处土壤CO2通量与0 cm相差并不明显,而该处δ13C CO2却仍是偏轻于0 cm。在日时间尺度上10 cm土壤δ13C CO2明显偏轻于0 cm。      

山西柳林泉域岩溶地下水溶解无机碳特征及控制因素

稳定碳同位素可指示岩溶动力系统无机碳循环过程及流域水文地球化形成演化。为揭示山西柳林泉域岩溶地下水循环演化规律及控制因素。本研究对泉域补给区、径流区、排泄区、深埋区29个岩溶地下水的主要离子组分和碳同位素进行测试分析。研究结果表明,流域内岩溶地下水的δ13CDIC,VPDB(DIC—溶解无机碳)具有较大的变化范围,最大值为-8.19‰,最小值为-13.35‰,平均值为-10.09‰。从补给区、到径流区、到排泄区,到深埋区δ13CDIC,VPDB值呈不断增重的变化规律。补给区来源于土壤CO2的比例最高,范围为46.22%~58.04%,平均值为51.13%,其次是径流区,范围为36.22%~58.37%,平均值为42.05%,排泄区和深埋区最小,范围分别为37.61%~41.52%和35.61%~42.26%,平均值分别为39.38%和38.28%。从补给区到径流区、到排泄区、到深埋区,随着径流途径增大和硫酸参与溶蚀的比例增加,DIC(溶解无机碳)中来源于土壤CO2的比例减小,碳酸盐岩来源的碳的比例增加。     

土地利用变化对岩溶地下水溶解无机碳及其稳定同位素组成的影响

土地利用变化对岩溶地下水溶解无机碳（DIC）的影响关系到岩溶作用强弱及其相关的全球碳循环的正确评价。对贵州茂兰原始森林内的板寨岩溶地下河流域和普定岩溶石漠化强烈的陈旗、灯盏河泉域三种不同的土地利用下的地下水的DIC及其稳定同位素进行了分析,结果表明,地下水的DIC表现形式主要为HCO3^-。对于缺少土壤覆盖的板寨和灯盏河岩溶地区,雨季主要因为稀释作用,HCO3^-含量出现年内最低值;而对于较多土壤覆盖的陈旗岩溶地区,雨季主要受土壤CO2效应控制。HCO3^-含量出现年内最高值,反映了土壤在岩溶作用及其碳循环中的特殊重要性。此外,夏季由于生物量的增加,δ^13DIC值较冬季偏轻1‰～2‰。而对于不同土地利用而言,石漠化影响下的地下水δ^13DIC较原始森林下的地下水偏重2．5‰-3．0‰,且随着石漠化的发展,土壤的进一步流失,地下水δ^13DIC进一步偏重,反映了石漠化后生物量比例减少和大气成因CO2比例增加对地下水δ^13DIC升高的影响。     

桂林岩溶区石灰土壤对酸雨缓冲作用的观测及其对岩溶碳汇的指示意义

近期越来越多的研究显示硫酸、硝酸等外源酸会参与碳酸盐岩溶蚀, 但酸雨在碳酸盐岩溶蚀中的作用与碳循环的关系并不明确, 严重制约了我国岩溶碳汇效应的准确评估。本研究选择在酸雨强度大、频率高、岩溶发育典型的桂林丫吉岩溶泉野外科研实验场开展研究, 对不同地貌部位土壤和丰水期(4月)、平水期(9月)降雨后土壤水进行分层取样测试。结果显示: 土壤的pH范围为5.55~7.81, 平均值为6.76±0.61, 变异系数为9.11%, 土壤水的pH范围为6.69~7.89, 平均值为7.21±0.31, 变异系数为4.43%, 两者均接近中性和中性以上, 并呈现出随深度增加而不断增大的趋势性变化规律, 土壤pH主要受土壤有机质分解产酸的控制, 土壤水pH主要受石灰土富钙偏碱的地球化学背景影响, 酸雨对两者的影响较小。土壤阳离子交换量范围为302~ 423 mmol(+)/kg, 位于酸沉降不敏感区的土壤范围内, 土壤对酸雨来源的H+具有较好的缓冲能力。土壤水中碱性离子(Ca2++Mg2+)所占比例范围为23.66%~25.0%, 平均值为24.25%±0.33%, 变异系数为1.36%, 含量稳定; 酸性离子(SO2– 4+NO– 3)所占比例范围为2.47%~18.94%, 平均值为7.69%±5.09%, 变异系数为66.28%, 随着深度增加, 土壤水中酸性离子浓度逐渐降低; 土壤pH值呈碱性, 可以认为, 酸雨成分并没有穿透土壤层进入岩溶含水层, 没有产生减碳汇效应。前期的研究由于没有考虑石灰土壤层对酸雨的缓冲作用, 高估了酸雨的减汇效应。     

桂林潮田河Ca2+、Mg2+与HCO3-关系模型及岩溶碳汇影响因素分析

尽管大气中CO2浓度不断增加,但全球碳源与碳汇相抵后还存在遗失碳汇(missing sink).一般认为遗失碳汇主要为地质碳汇.而碳酸盐岩的溶蚀作用可在短时间内产生大量的地质碳汇,与此同时,该过程也伴随着HCO3-、Ca2+、Mg2+等离子进入水中.由于水中的Ca2+、Mg2+比HCO3-稳定,故探讨Ca2+、Mg2+与HCO3-的关系,可以间接得到影响碳汇的各种主要因素.本文通过对岩溶区3种岩性5个监测点的Ca2+、Mg2+与HCO3-数据建立关系模型发现:(1)灰岩地区Ca2+可以与HCO3-建立良好的关系模型,相关性较好,而白云岩区Ca2+、Mg2+与HCO3-的相关关系比Ca2+与HCO3-的相关关系好;总之,在岩溶动力系统下,Ca2+、Mg2+全面考虑可更好指示碳汇的去向;(2)Ca2+、Mg2+与HCO3-的关系模型可以间接说明碳汇主要影响因子;由Ca2+、Mg2+与HCO3-的关系模型可得岩溶区地表明流段,水生生物的光合作用是碳汇主要影响因子,而地下河或泉水出口处,地质作用、CO2分压可能是碳汇的主要影响因子.得出碳汇主要影响因素,为潮田河流域碳汇研究区域划分以及准确计算地质碳汇提供依据与基础.     

半干旱岩溶区土壤次生碳酸盐比例及对岩溶碳汇计算的影响

定量评价半干旱岩溶区土壤次生碳酸盐比例和来源有助于认识土壤系统影响岩溶作用的机理。选取山西晋中盆地西南,吕梁山东侧的半干旱岩溶区马跑神泉小流域为研究对象,通过对林地、退耕地、灌丛地土壤剖面进行分层取样并测定碳酸盐含量及其δ13C、CO2浓度及其δ13C值,分析其随深度的变化规律和控制因素;并结合研究区碳酸盐岩的δ13C值计算3个剖面各层土壤次生碳酸盐所占比例。研究结果表明:3个土壤剖面的碳酸盐含量、CO2浓度在0~50 cm土层随深度增加而增加,在50~70 cm土层随深度增加而减少;土壤碳酸盐δ13C值、δ13CCO2值在0~50 cm土层随深度增加而偏负,在50~70 cm土层随深度增加而偏重;土壤碳酸盐含量及其δ13C值主要受次生碳酸盐比例控制,而土壤CO2及其δ13CCO2值在上层主要受大气CO2和土壤有机质分解生成的CO2共同影响,下层还受土-岩界面岩溶作用过程制约;退耕地、林地、灌丛剖面次生碳酸盐所占比例的均值分别为52%、42%和32%,证实北方半干旱岩溶区土壤中存在原生碳酸盐向次生碳酸盐转化过程。      

碳同位素和水化学在示踪贵阳地下水碳的生物地球化学循环及污染中的应用

地下水污染影响碳的生物地球化学循环,碳的演化也能够反映地下水的污染状况。对贵阳城区地下水的水化学、溶解无机碳含量及其碳同位素进行了分析。研究结果表明,地下水化学以SO4·HCO3-Ca·Mg型和HCO3-Ca·Mg型为主,化学组分分析结果表明,水化学特征主要受岩性控制。地下水中溶解无机碳表现形式主要为HCO-3,丰水期由于稀释作用其含量减少。而丰水期δ13CDIC较枯水期偏负,生物成因无机碳占比重大。结合碳同位素和NO-3等人为活动输入物质的负相关性尝试对城区地下水污染分区,结论为贵阳市区中部、东北部以及西郊农业区地下水受污染较为严重。     

硫酸侵蚀碳酸盐岩对长江河水DIC循环的影响

对长江及其主要支流河水水化学和溶解无机碳（DIC）同位素组成（δ13GDIC）进行了研究。河水阳离子组成以Ca^2＋、Mg^2＋为主,阴离子以HCO3-、SO4^2-为主,水化学组成主要受流域碳酸盐岩矿物的化学侵蚀控制。DIC含量为0．3～2．5mmol／L,从上游到河口逐渐降低。δ13CDIC值为-12．0‰-3．4‰,与DIC含量具有相似的变化趋势。H2CO3溶解碳酸盐岩是控制河水DIC来源及其占δGDIC组成的主要机制。H2SO4溶解碳酸盐岩加剧了流域碳酸盐岩的化学侵蚀,一方面导致了河水的DIC含量增加,另一方面也使河水的δ13GDIC值升高。     

北方不同植被下土壤岩石试片的溶蚀速率及碳汇分析——以山西汾阳地区为例

通过山西汾阳不同植被条件下的对比溶蚀实验,并结合土壤有机碳和无机碳含量测试分析及土壤水分含量和CO2浓度野外现场测试,揭示出北方半干旱条件下的溶蚀速率特征及其影响因素,结果表明:（1）不同植被条件下的土下试片溶蚀速率差异明显,林地的地面以下溶蚀速率最大,为0.551 1 mg/(cm2?a),分别是灌丛[0.258 5 mg/(cm2?a)]和草地[0.254 7 mg/(cm2?a)]的 2.13倍和2.16倍;表明随着植被的正向演替,碳酸盐岩溶蚀速率有增加的趋势。（2）试片溶蚀速率主要受土壤有机碳、无机碳、水分控制,受土壤CO2浓度影响小;其中土壤有机碳含量、土壤水分与试片溶蚀速率呈正相关,土壤无机碳含量与试片溶蚀速率呈负相关;高浓度的无机碳使部分试片经过溶蚀后重量不减反增,造成试片溶蚀速率偏低。（3）以林地、灌丛、草地条件下试片土下平均溶蚀速率计算出研究区岩溶碳汇强度为1.815 tCO2/(km2?a),与前人根据水化学径流法计算的结果[8.69 tCO2/(km2?a) ]相比偏小。这意味着由溶蚀试片法来计算我国岩溶碳汇量可能会比实际偏小。      

桂林地区不同类型岩溶地下水中δ13CDIC、δ18O的特征及意义

对桂林地区地下河水、岩溶大泉中的δ13CDIC、δ18O及Ca2+、Sr2+含量进行了测试分析。结果表明,地下河水的δ13CDIC值范围为–15.99‰～–12.29‰,平均值为(–14.03±1.15)‰;δ18O值范围为–6.63‰～–5.78‰,平均值为(–6.24±0.24)‰。岩溶大泉的δ13CDIC值范围为–15.26‰～–9.22‰,平均值为(–12.05±1.57)‰;δ18O值范围为–6.97‰～–3.19‰,平均值为(–5.68±0.97)‰。岩溶大泉的δ13CDIC值、δ18O值比地下河水的分别偏重1.98‰和0.56‰。通过分析发现,水的循环方式引起了不同类型地下水的同位素差异,地下河以管道流的形式进行循环,循环速度快,水岩作用时间短,碳酸盐岩碳的贡献相对较少;同时,出口处水所经历的蒸发作用时间也短,水的δ18O值偏轻。岩溶大泉以裂隙流的形式进行循环,循环速度慢,水岩作用时间长,碳酸盐岩碳的贡献相对较多;泉口处水所经历的蒸发作用时间也长,水的δ18O值偏重。Sr/Ca值与δ13CDIC值具有正相关关系,而与δ18O值的相关性差。这意味着δ13CDIC值与Sr/Ca值一样,可以在一定程度上反映出地下水的径流条件。     

不同方法萃取的溶解无机碳的δ13C值比较分析

为了测定水中溶解无机碳的δ13C值,通常可以利用两种方法对水中的DIC进行萃取:沉淀法和脱气法。但是,一直以来未有研究对这两种方法萃取同一水样DIC的δ13C值之间的差异进行对比分析,尤其是对于具有高CO2分压(pCO2)的水样。本文对两组分别代表深部岩溶系统(高pCO2)和表层岩溶系统(低pCO2)的水样分别同时利用这两种萃取方法萃取其DIC然后测定δ13CDIC值。对比发现利用脱气法萃取物测定得到的δ13CDIC值要显著高于利用沉淀法萃取物测定得到的δ13CDIC值。这是因为在脱气法萃取DIC的过程中,由于水的pCO2高于大气的pCO2,水中富含12C的CO2通过扩散作用逃逸到大气中,从而使δ13CDIC值偏正。这表明利用沉淀法萃取物测定的δ13CDIC值的精度要高于脱气萃取法的精度。对两种DIC萃取方法萃取物测定的δ13CDIC值之间的差与水样和大气之间的CO2分压差进行分析后发现,两者之间具有较好的正相关关系。由于深部岩溶系统的水样具有很高的pCO2,富含12C的CO2向大气逸出的量相对较多,从而导致相应的深部岩溶系统线性关系的斜率和截距均比表层岩溶系统的线性关系的斜率和截距为大。文中所建立的这些线性关系为校正脱气法萃取物测定得到的δ13CDIC值提供了一个可能的经验校正公式。      

样品采集和保存方法对水中溶解无机碳同位素分馏的影响

为探明不同的样品前处理方法对水中溶解无机碳同位素的影响,寻找最佳的样品前处理方法,本文系统研究了不同样品采集方法（顶空样品瓶和聚乙烯瓶）和保存方法（不同的温度和是否加饱和氯化汞）以及储存时间对不同类型水样溶解无机碳同位素值的影响。结果表明:在水样类型相同的情况下,顶空瓶法较聚乙烯瓶法采集的水样δ13CDIC值更稳定;用聚乙烯瓶采集水样,加入饱和氯化汞能抑制微生物生长,不加饱和氯化汞的水样δ13CDIC值变化无规律且幅度大,而加了饱和氯化汞的水样δ13CDIC值更接近初始值,但随保存温度的升高和保存时间的推移,其δ13CDIC值逐渐偏重,主要受温度升高有利于HCO3-水解并释放CO2的影响;不同类型水样在不加饱和氯化汞条件下,随保存时间加长,岩溶水的δ13CDIC值较初始值偏重,混合水和非岩溶区水δ13CDIC值较初始值偏轻。实验表明,用顶空样品瓶采集的水样保存100天,δ13CDIC最大变化值为0.42‰;用顶空样品瓶采集的水样保存时间长,δ13CDIC值变化小,最能反映样品的初始值,是最佳的样品前处理方法。用聚乙烯瓶采集的水样加饱和氯化汞并保存在5 ℃能满足样品短时间的保存。      

岩溶水库热结构变化对水体溶解无机碳及其同位素的影响过程

以中国南方亚热带地区典型的地下水补给型水库——大龙洞水库为对象,于2018年1月、4月、7月、10月、12月分别在上、中、下游三个监测点进行采样,探究水库热结构变化对于水体无机碳及其同位素的影响过程及机理。结果表明：（1）大龙洞水库水体在一个水文年中呈现周期性的混合期—分层期—混合期的热结构变化,4月热分层开始显现,7月逐渐显著呈现完整的热分层,10月以后热分层逐渐消失,水体逐渐实现混合;（2）水体热分层是溶解无机碳（DIC）浓度与碳稳定同位素（δ¹³C_DIC）值变化的主要驱动力。表水层中DIC主要受水—气界面二氧化碳脱气、水生生物光合作用控制,其DIC浓度与δ¹³C_DIC值分别为3.22 mmol·L⁻¹和−9.15‰;温跃层中DIC主要受有机质降解过程影响,其DIC浓度与δ¹³C_DIC值分别为3.43 mmol·L⁻¹和−9.70‰;底水层中DIC主要受碳酸盐沉淀过程影响,其DIC浓度与δ¹³C_DIC值分别为4.32 mmol·L⁻¹和−11.89‰;（3）三种过程伴随水库热结构的变化而变化,驱动DIC浓度及其同位素的变化梯度 G (DIC)与 G (δ¹³C_DIC)的变化,表现为底水层＜表水层＜温跃层。热分层结束进入混合期后,DIC浓度与δ¹³C_DIC值的时空差异均逐渐消失,最终表现出DIC浓度与δ¹³C_DIC值的均一化。     

论岩溶作用对全球碳循环的意义与碳汇效应——兼对《对<中国岩溶作用产生的大气CO2碳汇分区估算>一文的商榷》的答复

岩溶作用促进大气二氧化碳汇过程不仅局限于碳酸盐岩地区,而是涉及全球陆地地质岩石地区,因此以前仅考虑岩溶面积计算的岩溶碳汇量偏低,需要以河流流域为单元全面计算全球岩溶碳汇效应。除了产生河流溶解无机碳被带入海洋外,岩溶作用还可通过水体生物吸收形成颗粒有机碳以及在岩溶土壤中固定有机碳等方式形成碳汇,因此,岩溶地质过程固碳形式多样。其中,仅全球水生生物固定岩溶水重碳酸根产生的有机碳近0.5Gt,生态恢复可促进岩溶土壤有机碳固定及岩溶流域碳汇,我国西南石漠化治理工程至少可增加岩溶碳汇2~3亿t,如果重视岩溶增汇技术的应用,全球岩溶碳汇效应将非常显著。所以,岩溶碳汇研究意义重大,岩溶碳汇效应更不可忽略。      

亚热带岩溶平原区土壤CO2系统对地下水面升降的响应──活塞效应一例

地下水面是土壤生态系统内部的一个重要界面,使土壤CO²系统形成固有的垂直分 带性及分带结构。地下水面的季节性升降能够引起土壤CO²系统的强烈响应。首先使土壤空 气发生机械性整体对流。同时,还通过引发一系列其它物理、化学和生物变化,激发产生一个 局部扩散层,从而改变CO²剖面垂直分带结构。粘性土壤、土质不均和土壤液相部分有较大碳 酸盐容量是产生局部扩散层的主要内在原因。在中国南方岩溶平原区高台型地下水动态条件 下,地下水面季节性升降的活塞效应和气温年周期变化叠加,使土壤CO²剖面形态变化形成有 规律的序列演化旋回。这一规律可以帮助对土壤CO²进行中长期预测。     

石漠化治理对土壤中CO2、CH4变化特征及碳汇效应的影响

为探究石漠化治理对土壤中CO2、CH4变化特征及碳汇效应的影响,采用气相色谱法对重庆市南川石漠化治理示范区土壤中CO2、CH4浓度进行观测,结合土壤温度、土壤含水率、土壤容重和土壤有机碳对石漠化治理区（试验区）和对比区（未经过石漠化治理的荒草地）进行研究,并用溶蚀量数据估算岩溶区碳汇量。结果显示:土壤中CO2浓度随土壤深度的增加先增加后减小,变化范围为393～7 400 mg·L-1;而土壤中CH4浓度随土壤深度的增加先减小后增大,变化范围为1.13～3.42 mg· L-1。试验区土壤中CO2浓度均值为2 131 mg· L-1,CH4浓度均值为1.94 mg· L-1 ;而对比区土壤中CO2浓度均值为2 338 mg· L-1,CH4浓度均值为2.10 mg·L-1。土壤温度、土壤有机碳与土壤中CO2浓度变化趋势呈显著正相关关系,而与土壤中CH4变化趋势呈显著负相关关系,说明土壤温度和土壤有机碳是影响土壤中CO2、CH4浓度的主要因素;土壤温度与土壤中CO2浓度呈正相关关系且相关性随石漠化治理而变弱,说明经过石漠化治理土壤温度对土壤中CO2浓度的影响减弱。试验区岩溶试片溶蚀速率大于对比区,且经过石漠化治理,由岩溶作用产生的碳汇可提高0.66～9.42 t·km-2·a-1 ;说明石漠化治理对于岩溶区碳汇起到了促进作用。      

对《中国岩溶作用产生的大气CO2碳汇的分区计算》一文的商榷

对2011年《中国岩溶》第4期文章《中国岩溶作用产生的大气CO2碳汇的分区计算》及其引用和认可的两个重要碳汇数据,就碳汇测定方法原理、参数取值、计算公式和计算结果做了一些讨论。认为,①由于参数取值不妥等原因,北方区计算结果可能偏大3倍以上;因运算有误以及径流模数评估不当,埋藏区岩溶碳汇计算结果可能偏大200多倍;②由于方法原理的固有缺欠,该文所引用的、用定点磨片溶蚀法取得的全球岩溶碳汇通量(6.08×108tC/a)可能偏大4倍;③所引用数据的原始计算中新提出的主要水循环碳汇项,由于考虑其地球化学产生机制过于简单,各项评估结果都可能偏大20倍以上;结果使给出的全球水循环碳汇净通量(0.6433GtC/a)偏大2倍多,实际上,比用化学通量法测定的全球碳酸盐风化碳汇值(0.2433±0.05GtC/a)大不了很多;水生光合碳汇截留量可能不会很大;④使用的化学径流碳汇计算公式,虽是当前国内外通用公式,但因属于只考虑大气/土壤CO2溶蚀的简化公式,需要对非大气/土壤CO2溶蚀做进一步校正;校正后全球岩溶碳汇通量将再减少35%左右;⑤综合分析现有测定结果显示,在有世界大河化学径流记录以来的100多年里,全球岩溶碳汇通量平均大概不会超过0.1±0.02GtC/a太多;由于其基数太低,即使进行人为干预,也只能是一个局部或附属的大气CO2汇(如附属于局部地区森林生长量的成倍增长);如果再考虑被碳酸盐风化作用临时吸收的大气CO2,绝大部分最终要因碳酸盐矿物再沉淀而重返大气,全球岩溶碳汇净通量可能比0.1±0.02GtC/a还要小1个数量级,即使在现今大气碳循环被严重扰动的条件下,似也不会成为一种重要的遗漏碳汇。     

不同植物凋落物对土壤有机碳淋失的影响及岩溶效应

以低含量有机碳的岩溶土壤（SOC, 0.89%）为媒介,每150g上添加松针、梧桐叶粉各 7.5g,15g,4个试验土柱号分别为SCC3,SCC5;SBC3,SBC5,接种岩溶土壤微生物群落后,于 恒温室内进行培养淋溶实验。结果表明,土壤淋溶液的电导值受土壤有机质含量多少及性质 的影响。土壤水溶性有机碳（DOC）淋失总量SCC3为540.7mg,SCC5为1522.9mg;SBC3为 383.2mg,SBC5为563.5mg.同时,土壤环境中Ca2+的释放总量SCC3为145.7mg,SCC5为 288.7mg; SBC3为170.0mg,SBC5为167.9mg.两者呈正相关,相关系数r2=0.85.下伏碳酸 盐岩的溶蚀量排序为SCC5>SBC3>SCC3>SBC5,表明两种不同植物凋落物经微生物分 解,产生不同质和量的DOC,并导致土壤环境中 Ca2+释放的差异和不同的岩溶效应。从而初步揭示不同有机碳分解导致DOC淋失的差异性,以及DOC对岩溶动力系统的驱动。这与A.Heyes和T.R.Moore的研究结果一致。     

我国南方岩溶区和北方黄土区的大气CO2效应

我国南方岩溶区与北方黄土区都是巨大的碳库。碳酸盐的溶蚀及再结晶是两个碳库与大气ＣＯ^２交换的重要过程。碳的区域平衡是评价化学风化消耗或逸散ＣＯ^２的基础。岩溶区与黄土区在地球化学风化的环境背景、溶蚀过程、产物运移和归宿等差异很大。黄土区化学风化消耗大气ＣＯ^２通量较岩溶区小。目前评价两类地区土壤与大气ＣＯ^２的源汇关系尚不成熟,需要定量认识土壤ＣＯ^２与下伏碳酸盐岩溶蚀或与下伏黄土次生碳酸盐化作用。岩溶区湖泊沉积物中有机质分解产生的ＨＣＯ^３－制约外源及内生碳酸盐溶解和自生碳酸盐形成。