貴州麻黃洞空氣CO2與上覆土壤空氣CO2相關(guān)性研究

石亮星, 周忠發(fā)*, 丁圣君, 董 慧, 范寶祥, 安 丹, 湯云濤

貴州麻黃洞空氣CO2與上覆土壤空氣CO2相關(guān)性研究

石亮星1, 2, 周忠發(fā)1, 2*, 丁圣君1, 2, 董 慧1, 2, 范寶祥1, 2, 安 丹1, 2, 湯云濤1, 2

(1. 貴州師范大學(xué) 喀斯特研究院/地理與環(huán)境科學(xué)學(xué)院, 貴州 貴陽 550001; 2. 貴州省喀斯特山地生態(tài)環(huán)境國家重點實驗室培育基地, 貴州 貴陽 550001)

CO2作為巖溶作用的驅(qū)動力, 在巖溶作用中起著關(guān)鍵作用。巖溶區(qū)特有的地上地下二元結(jié)構(gòu)表明, 洞穴系統(tǒng)作為地下空間的窗口, 對其CO2及δ13CCO2研究是十分必要的。本研究對貴州綏陽麻黃洞上覆土壤空氣CO2、洞穴內(nèi)部和外部大氣參數(shù)以及CO2濃度和δ13CCO2進行了為期12個月的監(jiān)測, 監(jiān)測結(jié)果表明: ①麻黃洞洞穴空氣和上覆土壤空氣CO2與δ13CCO2均呈現(xiàn)出明顯的時空變化規(guī)律, 表現(xiàn)出雨季CO2濃度高、δ13CCO2偏輕, 旱季CO2濃度低、δ13CCO2偏重的特征。②土壤CO2是內(nèi)源性CO2以及大氣CO2經(jīng)平流滲透綜合作用的結(jié)果, 在溫度、濕度雙向調(diào)控下土壤微生物作用存在差異進而導(dǎo)致CO2濃度和δ13CCO2存在時空差異, 洞穴CO2濃度和δ13CCO2主要受上覆土壤CO2及其通風(fēng)效應(yīng)的影響。③麻黃洞CO2主要來源于上覆土壤CO2以及外部大氣, 在通風(fēng)干預(yù)下洞穴內(nèi)部產(chǎn)生稀釋效應(yīng)或者集聚效應(yīng)。探究土–氣CO2和δ13CCO2變化特征, 探明洞穴CO2來源, 不僅有利于了解洞穴系統(tǒng)碳循環(huán)機制, 而且對全球碳循環(huán)中“遺漏碳匯”研究具有積極意義。

巖溶洞穴; CO2來源; 穩(wěn)定碳同位素

0 引 言

近年來全球氣候變化受到廣泛關(guān)注, 碳作為氣候變化的重要驅(qū)動力, 研究全球碳循環(huán)對于研究全球氣候變暖的根源、預(yù)測極端天氣具有積極意義(Serrano-Ortiz et al., 2010; 吳澤燕等, 2019; 曾廣能等, 2019)。洞穴作為地下巖溶系統(tǒng)特有的窗口, 對巖溶碳循環(huán)過程產(chǎn)生重要的源匯效應(yīng)(汪炎林等, 2020), 且CO2主導(dǎo)巖溶作用發(fā)生(Lachniet, 2009)、洞穴環(huán)境質(zhì)量(童曉寧等, 2013; 張萍等, 2017; 梁明強等, 2019)以及洞穴次生沉積物再沉積和溶蝕過程(James et al., 2015)。作為巖溶碳循環(huán)的重要一環(huán), 研究巖溶洞穴土–氣響應(yīng)不僅有利于研究洞穴系統(tǒng)碳遷移機制, 還有利于理解巖溶動力系統(tǒng)三相過程, 對探究“遺漏碳匯”具有積極意義。

作為地球表面最大的碳庫, 土壤在巖溶碳循環(huán)中發(fā)揮了重要作用(田娜等, 2010)。由于植物根系呼吸作用以及微生物對有機質(zhì)的分解作用, 土壤中含有大量的CO2。土壤中CO2主要以兩種方式參與陸地生態(tài)系統(tǒng)碳循環(huán): ①通過土壤呼吸向大氣中排放CO2, 為大氣CO2的源(任京辰等, 2006); ②土壤中CO2為巖溶作用提供重要動力, CO2以HCO3?的形式進入巖溶水中, 成為大氣CO2的匯(趙瑞一等, 2015)。巖溶水?dāng)y帶上覆CO2下滲至洞穴內(nèi)部, 成為洞穴CO2的源, 為洞穴系統(tǒng)碳循環(huán)的一部分。除了土壤作用, 通風(fēng)效應(yīng)也會影響洞穴內(nèi)部CO2變化。與外部大氣相比, 由于巖石的低導(dǎo)熱性, 洞穴內(nèi)部溫度通常比較穩(wěn)定, 因此會產(chǎn)生內(nèi)外溫度差, 從而引發(fā)通風(fēng), 促進洞內(nèi)外空氣交換過程(De Freitas et al., 1982; Sánchez-Ca?ete et al., 2013; Wang et al., 2019)。在通風(fēng)效應(yīng)驅(qū)動下, 洞內(nèi)外發(fā)生氣流交換, 使洞穴內(nèi)部CO2發(fā)生積累或者稀釋, 進而影響洞穴系統(tǒng)碳循環(huán)。

近年來, 巖溶洞穴系統(tǒng)土–氣研究取得了豐碩的成果, 如Fairchild et al. (2006)基于水、巖、土、氣等方面研究了垂直碳遷移路徑, 得出洞穴內(nèi)部主要受上覆土壤CO2影響, 認為由于上覆基巖的不可知性, 碳遷移路徑存在不可知性; 殷超等 (2017)基于洞穴上覆、洞穴滴水以及洞內(nèi)CO2變化研究得出上覆土壤CO2是洞穴CO2主要來源, 且存在1個月的“滯后效應(yīng)”。隨著CO2與水化學(xué)特征響應(yīng)研究的不斷深入, Cao et al. (2020)對雪玉洞不同時間尺度上覆土壤CO2對滴水化學(xué)響應(yīng)關(guān)系進行了研究, 印證了洞穴上覆CO2會影響洞內(nèi)CO2變化。關(guān)于洞穴CO2來源研究, 也逐漸經(jīng)歷了由定性向定量不斷精確的過程。如Rutiligge et al. (2014)通過對洞穴滴水監(jiān)測數(shù)據(jù), 結(jié)合數(shù)理統(tǒng)計方法, 得出洞內(nèi)CO2變化是上覆土壤環(huán)境與外界大氣綜合作用的結(jié)果; Mattey et al. (2016)基于穩(wěn)定同位素的研究表明, 在直布羅陀地區(qū), 土壤CO2并非洞穴CO2主要來源, 洞穴CO2主要是受包氣帶中“地面空氣”的影響; 劉子琦和李開萍 (2018)基于洞穴對石漠化響應(yīng)研究表明土壤CO2并非洞穴CO2的唯一來源; 汪炎林等 (2020)基于不同季節(jié)洞穴系統(tǒng)各層CO2變化特征研究得出土壤和表層巖溶帶是洞穴CO2的兩個來源。由于穩(wěn)定碳同位素能夠指示碳元素在巖溶動力系統(tǒng)中的遷移變化, 反映巖溶過程中碳的變化過程、CO2的具體來源以及定量分析, 穩(wěn)定碳同位素技術(shù)在巖溶碳循環(huán)研究中發(fā)揮了重要作用, 對于巖溶CO2研究具有指示意義(Mandi? et al., 2013; Krajnc et al., 2017)。

前人對巖溶洞穴CO2研究存在以下不足: ①對洞穴內(nèi)部CO2影響因素量化不足, 缺乏論證; ②論證土–氣響應(yīng)關(guān)系時, 往往忽略通風(fēng)效應(yīng)對洞穴CO2變化的影響, 導(dǎo)致結(jié)果存在偏差。本文通過對麻黃洞內(nèi)部及其上覆土壤CO2濃度和δ13CCO2進行為期一年的監(jiān)測, 探討洞穴空氣、上覆土壤空氣CO2的時空變化規(guī)律和響應(yīng)關(guān)系, 從而探究喀斯特洞穴CO2的來源和遷移機制, 為巖溶洞穴系統(tǒng)碳循環(huán)研究提供理論依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于貴州省綏陽縣溫泉鎮(zhèn)境內(nèi), 距遵義市區(qū)120 km, 屬芙蓉江一級支流雙河洞小流域。地質(zhì)構(gòu)造上, 洞系屬于大婁山山脈的東北支, 由于受不同方向區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力作用, 形成NE、NW及SN向褶皺斷裂帶。其中寒武系中上統(tǒng)婁山關(guān)組(?2-3)地層中喀斯特發(fā)育, 地貌類型豐富, 為洞穴主要發(fā)育地層, 洞區(qū)巖性主要以白云巖和白云質(zhì)灰?guī)r為主(劉平, 2008)。研究區(qū)氣候?qū)僦衼啛釒Ъ撅L(fēng)氣候, 并伴有亞熱帶山地季風(fēng)氣候的特征, 雨熱同期。土壤以黃壤、石灰土為主, 植被以亞熱帶常綠闊葉林和闊葉落葉混交林為主(李坡等, 2008)。

麻黃洞是雙河洞洞穴系統(tǒng)的一級支洞, 總洞道海拔在678～720 m之間, 長約1100 m, 洞口海拔720 m,高約32 m, 寬約15 m, 洞道為南北走向, 平直且多洞廳, 洞穴中部發(fā)育地下河, 洞內(nèi)多滴水點, 洞穴上覆植被類型為有林地、撂荒地以及旱地。

2 數(shù)據(jù)來源及研究方法

如圖1所示, 結(jié)合麻黃洞洞道及其上覆地表覆被, 選取6個洞內(nèi)監(jiān)測點(MH1#～MH6#; 表1)、3個上覆土壤空氣監(jiān)測點(S1#～S3#; 表2)以及1個洞外監(jiān)測點進行逐月監(jiān)測。于2018年10月至2019年9月對麻黃洞洞內(nèi)外空氣環(huán)境及其上覆土壤空氣CO2進行為期12個月的監(jiān)測, 并采集氣體樣本。為了減少樣本和實地監(jiān)測誤差, 采樣和監(jiān)測固定在每月中旬進行。洞內(nèi)使用美國Telaire-7001型便攜式紅外CO2儀對CO2濃度(體積分數(shù))進行逐點測量, 儀器分辨率為1×10?6, 測量范圍為0～10000×10?6, 測量精度為±50×10?6。為了保證測量的精確性, 測量時儀器與人保持大于2.5 m的距離。洞穴內(nèi)外空氣中的風(fēng)速、溫度、相對濕度、氣壓、海拔則使用美國Kestrel-4500型便攜式氣象站進行實時監(jiān)測, 儀器分辨率分別0.1 m/s、0.1 ℃、0.1%、0.1 kPa、1 m, 精度分別為±3%、±1.0 ℃、±3%、±0.15 kPa(25 ℃)、±15 m。土壤空氣采用JA901泵吸式二氧化碳檢測儀測定, 測量范圍為1×10?6～50000×10?6, 分辨率為1×10?6, 檢測精度≤300×10?6, 線性誤差≤100×10?6, 響應(yīng)時間≤20 s?，F(xiàn)場采用DEV31-1型氣體采樣袋采集大氣空氣、土壤空氣和洞穴空氣, 用于室內(nèi)穩(wěn)定碳同位素測定, 室內(nèi)實驗分析在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所環(huán)境地球化學(xué)國家重點實驗室測定完成。野外采集大氣和洞穴氣體δ13CCO2使用美國Finnigan MATG公司生產(chǎn)的MAT252氣體同位素質(zhì)譜儀測定, 每測4次樣品測定一個平行樣品, 測定結(jié)果用國際標(biāo)準(zhǔn)VPDB(Vienna Pee Dee Belemnite)校準(zhǔn), 測試精度≤0.01‰。氣象數(shù)據(jù)來源于雙河洞國家地質(zhì)公園最近的桐梓縣氣象觀測站, 指標(biāo)包括氣溫、降水量等信息。

圖1 麻黃洞洞道及監(jiān)測點概況

表1 麻黃洞洞穴各監(jiān)測點基本參數(shù)統(tǒng)計表

表2 麻黃洞上覆土壤監(jiān)測點基本參數(shù)統(tǒng)計表

3 結(jié) 果

3.1 洞內(nèi)外溫度、降水的變化特征

麻黃洞洞內(nèi)外環(huán)境呈現(xiàn)出明顯的時空變化(圖2)。受亞熱帶季風(fēng)氣候控制, 研究區(qū)溫度、降水均呈現(xiàn)出明顯的季節(jié)變化。研究區(qū)溫度變化范圍為4.4～26.1 ℃,平均溫度為15.3 ℃; 降水總量為1289.7 mm, 集中在4～9月, 在此期間月均降水為204 mm, 降水量達到了全年的80%, 其余月份月均降水僅為38 mm。因此, 按照氣候特征及降水分布狀況, 本研究中將4～9月劃分為雨季, 10月至次年3月劃分為旱季。由于巖石的低導(dǎo)熱性, 巖層較厚且洞穴較為封閉, 因此相比外部大氣, 洞穴內(nèi)部環(huán)境相對穩(wěn)定, 內(nèi)部溫度變化較小。洞穴內(nèi)溫度變化范圍為5.6～19.6 ℃, 平均值為13.5 ℃, 其變化趨勢與外部大氣保持一致。位于洞口的MH1#溫度變化范圍為6.4～18.3 ℃, 位于洞穴中部的MH3#范圍則為9.4～16 ℃, 洞穴深處的MH6#范圍為12.3～19.6 ℃, 總體呈現(xiàn)出隨離洞口距離增加而逐漸趨于穩(wěn)定的特征。

圖2 洞內(nèi)外氣象參數(shù)變化特征

3.2 土壤、洞穴空氣CO2濃度及δ13CCO2變化特征

如圖3所示, 上覆各監(jiān)測點土壤CO2濃度(體積分數(shù))存在明顯的時空特征?？臻g上, 各土壤監(jiān)測點CO2濃度變化幅度較大, 變化范圍在1494×10?6～ 40684×10?6之間, 各土壤監(jiān)測點CO2濃度隨著深度增加而增大。S1#、S2#、S3#土壤CO2濃度變化范圍分別為4105×10?6～40684×10?6、1494×10?6～32083×10?6以及6480×10?6～31329×10?6, 平均值分別為17735×10?6、13857×10?6以及16255×10?6。時間上, 各監(jiān)測點總體上呈現(xiàn)出雨季高、旱季低的特征。在雨季, 部分監(jiān)測點表層CO2濃度先增加后降低。由于各監(jiān)測點植被覆蓋存在差異, 其CO2濃度也存在差異, 各土壤監(jiān)測點平均CO2濃度大小依次為S1#>S3#>S2#。

洞穴CO2濃度總體變化范圍在477×10?6～898×10?6之間, 平均值為639×10?6。最低值出現(xiàn)在2019年2月的MH6#, 最高值出現(xiàn)在2019年4月的MH3#, 但其總體趨勢表現(xiàn)為隨著洞口距離的增加變化趨于穩(wěn)定(圖2)。時間上, 與上覆土壤CO2濃度變化趨勢一致, 麻黃洞內(nèi)空氣CO2濃度表現(xiàn)出明顯的雨季高、旱季低的周期性特征。雨季, 各監(jiān)測點CO2濃度變化范圍為573×10?6～898×10?6, 平均值為821×10?6; 旱季變化范圍為477×10?6～614×10?6, 平均值為534×10?6。

圖3 土壤CO2濃度變化特征

如表3所示, 麻黃洞上覆監(jiān)測點土壤空氣δ13CCO2值存在時空差異。上覆土壤空氣δ13CCO2變化范圍為?26.7‰ ～ ?20.0‰。其中, S1#的δ13CCO2變化范圍為?26.7‰ ～ ?22.2‰, 平均值為?24.6‰; S2#的δ13CCO2變化范圍為?26.1‰ ～ ?20.0‰, 平均值為?24.7‰; S3#的δ13CCO2變化范圍為?26.4‰ ～ ?22.1‰, 平均值為?24.7‰。時間上, 各土壤監(jiān)測點δ13CCO2值呈現(xiàn)出雨季偏輕, 旱季偏重的特征。

洞穴空氣CO2主要由兩部分組成: 碳同位素偏輕的生物源CO2以及碳同位素偏重的大氣CO2, 前人研究表明其來源主要是通風(fēng)效應(yīng)(Mandi? et al., 2013)、滴水脫氣作用(Rutlidge et al., 2014)以及包氣帶傳輸擴散(Cao et al., 2020)。麻黃洞兩個空氣點δ13CCO2值變化范圍為?20.1‰ ～ ?8.0‰, 平均值為?13.4‰。MH2#、MH3#的δ13CCO2范圍分別為: ?16.7‰ ～ ?8.3‰和?20.1‰ ～ ?8.0‰。時間上, 與上覆土壤空氣一致, 洞穴空氣δ13CCO2同樣呈現(xiàn)出雨季偏輕, 旱季偏重的季節(jié)特征。

相比洞穴空氣與土壤空氣, 大氣δ13CCO2總體偏重, 變化范圍為?12.0‰ ～ ?9.5‰, 平均值為?11.1‰, 與大氣CO2濃度一致, 全年較穩(wěn)定。

4 討 論

4.1 洞穴上覆土壤空氣CO2濃度和δ13CCO2變化的原因

如表2所示, S1#為有林地, 植物根系發(fā)達, 腐殖質(zhì)層較厚, 蓄水能力強, 土壤微生物作用強, CO2濃度高, 平均值為17735×10?6; S2#為旱地植物根系以及微生物相對較少, CO2濃度相對較低, 平均值為13857×10?6; S3#為撂荒地, 根系發(fā)育, 生物作用較強, CO2濃度較高, 平均值為16255×10?6。土地利用類型不同, 其生物作用、理化性質(zhì)存在差異使得各監(jiān)測點CO2濃度呈現(xiàn)出空間差異。研究區(qū)屬亞熱帶季風(fēng)氣候, 雨熱同期, 雨季在溫度與降水的雙重調(diào)控下, 植物根系呼吸作用以及微生物作用達到一年間頂峰, 各監(jiān)測點土壤CO2濃度均達到全年的最高值; 旱季, 由于降水較少, 溫度較低, 生物作用受到抑制, 土壤CO2濃度出現(xiàn)低值。因而土壤CO2呈現(xiàn)出雨季高, 旱季低的特征。

表3 監(jiān)測點δ13CCO2值(‰)

綜合而言, 土壤CO2來源主要涉及三個方面: ①植物光合作用固定大氣的碳, 殘體以有機碳的形式進入土壤中, 與其他有機殘體一起被微生物分解, 產(chǎn)生CO2(Breecker et al., 2012); ②植物呼吸作用(Buczko et al., 2015); ③大氣CO2(Breecker et al., 2012)。CO2來源和植被類型不同, δ13C值會存在差異。通常將生物作用產(chǎn)生的CO2稱為內(nèi)源性CO2, 麻黃洞上覆植被以C3植物為主, 其δ13C值為?28‰ ～ ?26‰。除CO2來源影響δ13CCO2之外, 土壤δ13CCO2變化還受兩個過程影響: ①植物根系呼吸作用產(chǎn)生的動力學(xué)分餾, 通常會優(yōu)先分出偏輕的12C; ②土壤空氣與大氣的平流滲透, 土壤中CO2是大氣與表層巖溶帶等深部巖溶中CO2擴散傳輸與分餾的最終結(jié)果, 與內(nèi)源性CO2存在差異。在土壤孔隙度、土壤濕度、溫度等物理參數(shù)的驅(qū)動下, 旱季雨季混合程度存在差異。

監(jiān)測數(shù)據(jù)表明, 麻黃洞上覆土壤空氣δ13CCO2呈現(xiàn)出雨季偏輕、旱季偏重的特征。雨季, 生物作用強, 土壤孔隙度低, 土壤空氣中主要為內(nèi)源性CO2, 其δ13C值偏輕。另外, 由于基巖有較好的溶蝕速率, 在降水的淋溶作用下, 生成的HCO3?隨土壤流失, 使偏重的13C向下轉(zhuǎn)移, 形成了較輕的δ13CCO2, 范圍為?22.2‰ ～ ?26.4‰。旱季, 土壤濕度和溫度均較低, 微生物作用受到抑制, 土壤孔隙度大, 從而使土壤空氣和大氣之間的交換頻率增加, 使兩者充分混合, 使得δ13CCO2偏重, 范圍為?20‰ ～ ?25.1‰。此外, 由于8～9月在高溫驅(qū)動下, 土壤含水率降低、土壤孔隙增大, 同樣加劇了土–氣交換, 盡管降水豐沛, 其土壤δ13CCO2呈現(xiàn)出季節(jié)性低值。

綜上所述, 土壤空氣δ13CCO2主要受植物根系呼吸作用、植物根系對土壤有機物分解以及微生物分解有機質(zhì)影響, 在溫度與濕度驅(qū)動下呈現(xiàn)出的季節(jié)性特征。同時, 土壤通過與表層巖溶帶和大氣間的對流運動和擴散運動進行氣體交換, 外部環(huán)境變化對對流運動產(chǎn)生影響, 進而影響土壤空氣δ13CCO2變化。

4.2 洞穴空氣CO2濃度和δ13CCO2變化的原因

麻黃洞洞內(nèi)CO2濃度呈現(xiàn)出雨季高旱季低的特征, 雨季CO2濃度為573×10?6～898×10?6, 平均值為821×10?6; 旱季變化范圍為477×10?6～614×10?6, 平均值為534×10?6。與CO2濃度相反, δ13CCO2呈現(xiàn)出雨季偏輕旱季偏重的特征, 變化范圍為?20.1‰ ～ ?8.0‰。

雨季, 在溫度與降水的雙向調(diào)控下, 上覆土壤中生物作用較強, 土壤中形成較高濃度生物源CO2, 經(jīng)過裂隙孔隙、滴水脫氣等作用進入洞內(nèi)。此時降水量和下滲量均大, 滲流攜帶更多的土壤CO2進入洞穴; 大氣降水下滲時會形成“活塞效應(yīng)”, 將更多的土壤空氣壓縮至洞內(nèi), 洞內(nèi)形成相對較高CO2濃度。此外, 雨水在快速下滲作用下進入洞穴發(fā)生脫氣, 在脫氣過程中也會優(yōu)先脫出較輕的12C。在較輕的土壤δ13CCO2的影響下, 洞內(nèi)偏輕δ13CCO2積累, δ13CCO2呈現(xiàn)出低值。旱季, 溫度較低, 降水較少, 上覆土壤生物作用減弱, 干旱改變土壤理化性質(zhì), 土氣交換量增加, 土壤中CO2濃度較低使得土壤δ13CCO2偏重。此時, 土壤CO2輸送較少且洞穴下滲作用弱, 隨滴水進入洞穴CO2較少, 洞內(nèi)CO2濃度降低。降水在基巖部分停留時間增加, 促進基巖溶蝕作用, 滲流攜帶更多基巖中的老碳, 使得滴水δ13CCO2偏重, 進入洞穴后發(fā)生脫氣使洞穴空氣δ13CCO2偏重。

通風(fēng)效應(yīng)對洞穴CO2--濃度和δ13CCO2也會產(chǎn)生重要影響。受通風(fēng)驅(qū)動, 洞穴環(huán)境存在周期性變化。通風(fēng)狀態(tài)由地貌決定, 由天氣變化調(diào)節(jié), 因此每個洞穴的通風(fēng)狀態(tài)都存在差異。通風(fēng)模式主要受洞內(nèi)外密度差驅(qū)動。由于麻黃洞CO2濃度低且不存在人為干擾, 可以用洞穴內(nèi)外部溫差來估算洞穴空氣密度, 判斷洞穴的空氣浮力, 進而表明通風(fēng)模式。計算公式為(Vieten et al., 2016):

其中: 當(dāng)Δ時, 浮力為正, 表明洞外空氣密度高于洞內(nèi), 氣流從洞外流向洞內(nèi); 當(dāng)Δ時, 浮力為負, 表明洞內(nèi)空氣密度高于洞外, 意味著氣流從洞內(nèi)流向洞外, 洞內(nèi)外氣流交換受到抑制。

計算結(jié)果如圖4所示。結(jié)果表明: 雨季, 洞內(nèi)虛擬溫度低于洞外, 洞穴空氣密度高于外部空氣, 外部大氣自洞口進入洞內(nèi), 逐漸冷卻下沉, 洞內(nèi)外氣流交換受限, 上覆高濃度CO2在洞內(nèi)發(fā)生積累效應(yīng), 形成較高濃度CO2, 且δ13CCO2偏輕; 旱季, 洞內(nèi)溫度高于洞外, 洞外空氣自動口向內(nèi)長驅(qū)直入, 外部低濃度CO2與洞內(nèi)空氣發(fā)生混合, CO2濃度降低, 洞內(nèi)CO2與大氣偏重CO2發(fā)生混合, 使得δ13CCO2偏重。前人研究表明, 距離洞口越近通風(fēng)越強(James et al., 2015; Treble et al., 2015), 使洞穴CO2濃度出現(xiàn)空間差異?；谕凰仄胶饫碚? 由于MH2#更接近洞口, 通風(fēng)更強, 與大氣交換更頻繁, 在偏重大氣δ13CCO2的參與下, MH2#與MH3#洞穴空氣δ13CCO2存在差異。

4.3 麻黃洞洞內(nèi)CO2來源

洞穴CO2來源主要為: 上覆CO2通過裂隙和巖溶管道進入洞穴(Fichez, 1991; 任坤等, 2016)、土壤CO2被下滲流或地下水?dāng)y帶進入洞穴發(fā)生脫氣效應(yīng)釋放CO2(Baldini et al., 2006; 張結(jié)等, 2018)以及通風(fēng)效應(yīng)帶來的外部CO2(Shindoh et al., 2017), 涉及大氣、地上、地下三個端元之間的對流、擴散以及脫氣作用。

為了量化各因子對于洞穴CO2的貢獻率, 基于主成分分析法定量分析土壤CO2濃度以及其他參數(shù)對洞穴CO2的影響。所選樣本顯著性檢驗的值小于0.05, 表明被解釋變量與解釋變量間的線性相關(guān)性顯著, 建立的模型是合理的, 結(jié)果如表4所示。

由表4可知, 結(jié)果提取了土壤CO2濃度和洞穴溫度兩個主成分, 二者為影響洞穴CO2濃度變化的主要因素。而溫度的變化往往直接影響洞穴通風(fēng), 由此可知洞穴CO2濃度主要受土壤CO2濃度以及通風(fēng)效應(yīng)的控制。

圖4 洞內(nèi)外溫度差變化趨勢

表4 基于主成分分析各因子對洞穴CO2貢獻率

麻黃洞上覆土壤空氣CO2濃度與洞穴CO2濃度存在旱季低雨季高的變化趨勢, 基于主成分分析表明, 土壤CO2濃度是洞穴CO2濃度變化的主要影響因子, 印證了上覆土壤是洞內(nèi)CO2的主要來源之一, 且存在明顯的季節(jié)特征。麻黃洞空氣δ13CCO2偏重且遠重于上覆土壤δ13CCO2, 介于上覆土壤空氣δ13CCO2以及大氣δ13CCO2之間, 且隨大氣和土壤空氣δ13CCO2變化而變化, 間接印證了麻黃洞空氣CO2與上覆土壤空氣CO2和大氣CO2混合存在響應(yīng)關(guān)系。

為了進一步探究洞穴CO2來源, 利用Keeling plot模型(Nickerson and Risk, 2006)建立洞穴1/(CO2)與δ13CCO2的線性關(guān)系, 結(jié)果顯示二者間存在較好的線性關(guān)系(圖5), 說明洞穴CO2存在穩(wěn)定的補給來源, 其截距值與上覆土壤δ13CCO2基本接近, 說明土壤CO2是洞穴CO2的主要補給, 但基于主成分分析可知, 洞穴CO2會受到通風(fēng)效應(yīng)的干預(yù)。因此, 洞穴CO2主要存在外部大氣和上覆土壤兩個端元補給。

相較于旱季, 雨季洞穴空氣δ13CCO2-總體偏輕, 表明4～9月洞穴上覆土壤CO2是洞穴內(nèi)部CO2變化的主要貢獻因子。雨季, 由于溫度升高和降水增加, 土壤微生物作用強烈, 產(chǎn)生大量的高濃度的土壤CO2并溶于水中, 沿著水流路徑(巖溶裂隙和管道)下滲進入洞穴。然而, 在旱季, 因溫度減低且降水減少, 土壤微生物作用減弱, 由生物作用產(chǎn)生的土壤CO2相應(yīng)減少, 導(dǎo)致土壤CO2同位素偏重。此外, 降水減少導(dǎo)致巖溶裂隙和管道中的水處于非飽和狀態(tài), 水流在巖溶裂隙和管道中的滯留時間增加, 水巖相互作用顯著, 使碳酸鹽巖不斷溶蝕, 在進入洞穴時通過瞬時脫氣作用而貢獻CO2。此時的洞穴空氣δ13CCO2可能繼承了基巖屬性, 使得洞穴δ13CCO2值增加。由于麻黃洞是單洞道洞穴, 在旱季, 洞外氣溫較低, 洞內(nèi)外氣流交換作用顯著, 洞外冷重的空氣進入洞穴不斷稀釋或交換洞穴空氣CO2, 導(dǎo)致洞穴δ13CCO2偏重。

圖5 洞穴1/φ(CO2)與δ13CCO2的相關(guān)圖

綜上, 麻黃洞CO2主要受土壤CO2與外部大氣綜合作用, 且主要受土壤控制。雨季, 上覆生物作用強, 產(chǎn)生大量偏輕生物源CO2, 隨降水下滲作用進入洞穴內(nèi)部, 經(jīng)脫氣作用, 脫出較輕CO2進入洞穴, 由于洞穴處于限制性通風(fēng)階段, 洞內(nèi)外空氣交換受限, 此時洞穴內(nèi)部CO2濃度較高, δ13CCO2出現(xiàn)低值。旱季, 上覆生物作用較弱, 土壤δ13CCO2偏重, 下滲水在基巖停留時間較長, 形成偏重δ13CCO2, 脫氣進入洞穴后, 此時洞穴為積極性通風(fēng)模式, 洞內(nèi)外氣流交換, 在大氣作用下, δ13CCO2在混合作用調(diào)控下出現(xiàn)高值。

5 結(jié) 論

(1) 麻黃洞空氣CO2與上覆土壤空氣CO2存在明顯的季節(jié)性特征?？傮w表現(xiàn)為CO2濃度雨季>旱季, δ13CCO2雨季<旱季。

(2) 麻黃洞土壤空氣CO2主要為生物作用來源, 是內(nèi)源性CO2、深層CO2與大氣混合作用的結(jié)果, 其季節(jié)變化特征主要受溫度和濕度干預(yù)。基于主成分分析可知, 洞穴CO2變化主要受土壤CO2和通風(fēng)效應(yīng)控制。

(3) 碳同位素研究表明麻黃洞洞內(nèi)CO2來源主要為上覆生物源CO2以及外部大氣CO2。雨季, 通風(fēng)作用弱, 上覆生物作用強, 洞穴CO2主要受洞穴滴水脫氣以及外部大氣控制, 此時洞穴發(fā)生積累效應(yīng); 旱季, 通風(fēng)作用主導(dǎo)洞穴環(huán)境, 洞穴CO2主要受外部大氣稀釋作用影響。

致謝:感謝中國地質(zhì)科學(xué)院巖溶地質(zhì)研究所蔣忠誠研究員與另一位匿名審稿專家對本文提出的寶貴修改意見。

李坡, 賀衛(wèi), 錢治, Bottazzi J. 2008. 雙河洞地質(zhì)公園研究. 貴陽: 貴州人民出版社: 58–101.

梁明強, 李俊云, 周菁俐, 張健, 陳朝君. 2019. 重慶市芙蓉洞空氣環(huán)境變化特征與影響因素分析. 長江流域資源與環(huán)境, 28(4): 226–234.

劉平. 2008. 貴州綏陽雙河洞國家地質(zhì)公園洞穴基本特征及成因探討. 貴州地質(zhì), 25(4): 302–305.

劉子琦, 李開萍. 2018. 貴州石漠化地區(qū)降雨期間洞穴 CO2變化特征與其影響因素——以石將軍洞為例. 貴州師范大學(xué)學(xué)報(自然科學(xué)版), 36(4): 13–17.

任京辰, 張平究, 潘根興, 宋林華. 2006. 巖溶土壤的生態(tài)地球化學(xué)特征及其指示意義. 地球科學(xué)進展, 21(5): 504–512.

任坤, 沈立成, 袁道先, 王曉曉, 徐尚全. 2016. 2012–2013年重慶雪玉洞洞穴系統(tǒng)碳循環(huán)特征. 地球科學(xué), 41(8): 1424–1434.

田娜, 王義祥, 翁伯琦. 2010. 土壤碳儲量估算研究進展. 亞熱帶農(nóng)業(yè)研究, 6(3): 193–198.

童曉寧, 周厚云, 黃穎, 賀海波, 朱禮妍. 2013. 廣東英德寶晶宮CO2濃度的時空變化特征. 熱帶地理, 33(4): 439–443.

汪炎林, 周忠發(fā), 薛冰清, 李坡, 張結(jié), 田衷琿, 湯云濤. 2020. 喀斯特關(guān)鍵帶水–土–氣CO2分壓垂直轉(zhuǎn)化特征及影響因素. 地理學(xué)報, 75(5): 1008–1021.

吳澤燕, 章程, 蔣忠誠, 羅為群, 曾發(fā)明. 2019. 巖溶關(guān)鍵帶及其碳循環(huán)研究進展. 地球科學(xué)進展, 34(5): 488–498.

殷超, 周忠發(fā), 田衷琿, 曹明達, 張結(jié), 潘艷喜, 汪炎林. 2017. 土壤CO2與喀斯特洞穴CO2季節(jié)變化響應(yīng)分析. 水土保持學(xué)報, 31(4): 304–310.

曾廣能, 羅維均, 王彥偉, 李勇, 王世杰. 2019. 喀斯特洞穴甲烷研究進展. 地球與環(huán)境, 47(2): 227–234.

張結(jié), 周忠發(fā), 汪炎林, 潘艷喜, 張昊天, 田衷琿. 2018. 短時間高強度旅游活動下洞穴CO2的變化特征及對滴水水文地球化學(xué)的響應(yīng). 地理學(xué)報, 73(9): 79–93.

張萍, 楊琰, 孫喆, 梁莎, 張娜, 田寧, 李建倉, 凌新有, 張志欽. 2017. 河南雞冠洞CO2季節(jié)和晝夜變化特征及影響因子比較. 環(huán)境科學(xué), 38(1): 60–69.

趙瑞一, 呂現(xiàn)福, 蔣建建, 段逸凡. 2015. 土壤CO2及巖溶碳循環(huán)影響因素綜述. 生態(tài)學(xué)報, 35(13): 4257–4264.

Baldini J U L, Baldini L M, McDermott F, Clipson N. 2006. Carbon dioxide sources, sinks, and spatial variability in shallow temperate zone caves: Evidence from Ballynamintra Cave, Ireland., 68(1): 4–11.

Breecker D O, Payne A E, Quade J, Banner J L, Ball C E, Meyer K W, Cowan B D. 2012. The sources and sinks of CO2in caves under mixed woodland and grassland vegetation., 96: 230–246.

Buczko U, Bachmann S, Gropp M, Jurasinski G, Glatzel S. 2015. Spatial variability at different scales and sampling requirements forsoil CO2efflux measurements on an arable soil., 131: 46–55.

Cao M, Jiang Y, Chen Y, Fa J X, He Q F. 2020. Variations of soil CO2concentration andCO2in a cave stream on different time scales in subtropical climatic regime., 185, 104280.

De Freitas C R, Littlbjohn R N, Clarkson T S, Kristament I S. 1982. Cave climate: Assessment of airflow and ventilation., 2(4): 383–397.

Fairchild I J, Smith C L, Baker A, Fuller L, Sp?tl C, Mattey D, McDermott F, E I M F. 2006. Modification and preservation of environmental signals in speleothems., 75(1–4): 105–153.

Fichez R. 1991. Benthic oxygen uptake and carbon cycling under aphotic and resource-limiting conditions in a submarine cave., 110(1): 137–143.

James E W, Banner J L, Hardt B. 2015. A global model for cave ventilation and seasonal bias in speleothem paleoclimate records.,,, 16(4): 1044–1051

Krajnc B, Ferlan M, Ogrinc N. 2017. Soil CO2sources above asubterranean cave — Pisani rov (Postojna Cave, Slovenia).17(7): 1883–1892.

Lachnie M S. 2009. Climatic and environmental controls on speleothem oxygen-isotope values., 28(5–6), 412–432.

Mandi? M, Mihevc A, Leis A, Broni? I K. 2013. Concentration and stable carbon isotopic composition of CO2in cave air of Postojnskajama, Slovenia., 42(3): 279–287.

Mattey D P, Atkinson T C, Barker J A, Fisher R, Latin J P, Durell R, Ainsworth M. 2016. Carbon dioxide, ground air and carbon cycling in Gibraltar karst., 184: 88–113.

Nickerson N, Risk D. 2006. Keeling plots are non-linear in non-steady state diffusive environments.,20(3): 3029–3083.

Rutlidge H, Baker A, Marjo C E, Andersen M S, Graham P W, Cuthbert M O, Rau G C, Roshan H, Markowska M, Mariethoz G, Jex C N. 2014. Dripwater organic matter and trace element geochemistry in a semi-arid karst environment: Implications for speleothem paleoclimatology., 135: 217–230.

Sánchez-Ca?ete E P, Serrano-Ortiz P, Domingo F, Kowalski A S. 2013. Cave ventilation is influenced by variations in the CO2-dependent virtual temperature., 42(1): 1–8.

Serrano-Ortiz P, Roland M, Sanchez-Moral S, Janssens I A, Domingo F, Goddéris Y, Kowalski A S. 2010. Hidden, abiotic CO2flows and gaseous reservoirs in the terrestrial carbon cycle: Review and perspectives., 150(3): 321–329.

Shindoh T, Mishima T. Watanabe Y, Ohsawa S, Tagami T. 2017. Seasonal cave air ventilation controlling variation in cave airCO2and drip water geochemistry at Inazumi Cave, Oita, northeastern Kyushu, Japan., 79(2): 100–112.

Treble P C, Fairchild I J, Griffiths A, Baker A, Meredith K T, Wood A, McGuire E. 2015. Impacts of cave air ventilationand in-cave prior calcite precipitation on Golgotha Cave dripwater chemistry, southwest Australia., 127: 61–72.

Vieten R, Winter A, Warken S F, Schr?der-Ritzrau A, Miller T E, Scholz D. 2016. Seasonal temperature variations controlling cave ventilation processes in Cueva Larga, Puerto Rico., 45(3): 259–273.

Wang Y W, Luo W J, Zeng G N, Wang Y, Yang H L, Wang M F, Zhang L, Cai X L, Chen J, Chen A Y, Wang S J. 2019. High222Rn concentrations and dynamics in Shawan Cave, southwest China., 199: 16–24.

Study on the response relationship between soil and cave CO2concentrations in Mahuang Cave, Guizhou province

SHI Liangxing1, 2, ZHOU Zhongfa1, 2*, DING Shengjun1, 2, DONG Hui1, 2, FAN Baoxiang1, 2, AN Dan1, 2, TANG Yuntao1, 2

(1. College of Karst Science/School of Geography and Environmental Science, Guizhou Normal University, Guiyang 550001, Guizhou, China; 2. National Key Laboratory Breeding Base of Karst Mountain Ecological Environment in Guizhou Province, Guiyang 550001, Guizhou, China)

CO2plays a vital role as a driving force of karstification. The unique structure of the ground and underground in the karst region underscores the necessity to study the CO2and δ13CCO2of the cave system, which is the window of the underground system. In our study, we monitored the concentration of CO2and δ13CCO2in Mahuang cave and other parameters related to soil, air, cave, and atmosphere for 12 months. The results show that: (1) CO2and δ13CCO2of soil and cave demonstrated evident spatio-temporal variation, with high CO2concentration and lighter δ13CCO2in the rainy season and low CO2concentration and heavier δ13CCO2in the dry season. (2) Soil CO2mixes with endogenous and atmospheric CO2through advective infiltration under different temperatures and humidity, controlling soil bioactivity and leading to the spatio-temporal difference in soil CO2and δ13CCO2. Cave CO2and δ13CCO2are mainly affected by the soil CO2and ventilation effect. (3) The CO2of Mahuang Cave mainly comes from the soil and atmospheric CO2. With the intervention of the ventilation effect, the cave generates a dilution or an agglomeration effect. Exploring the variation characteristics of soil-cave CO2and δ13CCO2and the source of cave CO2will be beneficial to the study of the carbon cycle mechanism of the cave system as well as be of positive significance to the study of the “missing carbon sink” in the global carbon cycle.

karst cave; the source of CO2; carbon stable isotope

X142

A

0379-1726(2022)02-0223-10

10.19700/j.0379-1726.2022.02.006

2020-08-27;

2020-12-23

國家自然科學(xué)基金項目(41361081)、貴州師范大學(xué)資助博士科研項目(GZNUD[2017]號)和貴州省高層次創(chuàng)新型人才培養(yǎng)計劃——“百”層次人才(黔科合平臺人才[2016]5674)聯(lián)合資助。

石亮星(1994–), 男, 碩士研究生, 自然地理學(xué)專業(yè)。E-mail: Shiliangxing999@163.com

周忠發(fā)(1969–), 男, 教授, 主要從事喀斯特生態(tài)環(huán)境與GIS研究。E-mail: fa6897@163.com