桂林岩溶表层带土壤CO2体积分数时空变化规律及其意义

通过2010—2011年的监测建立了桂林盘龙洞坡地和洼地不同深度土壤CO2体积分数的季节性变化。监测土壤CO2体积分数空间上变化为:坡地80 cm>50 cm>30 cm;洼地80 cm>100 cm>50 cm>30 cm。监测土壤CO2体积分数时间上变化为2010年7月和2011年6月未CO2体积分数达到最高值,2010到2011年冬季为土壤CO2达到最低值。由于受到大气降水量急剧减少的影响2011年土壤CO2体积分数整体比2010年低。显示大气降水量也是影响土壤CO2体积分数的重要环境因素。为我国固碳减排科学的选择时间和空间提供有力的依据。     

植物碳酸酐酶对岩溶作用的影响及其生态效应

广泛存在各种类型生物细胞中的碳酸酐酶（cA）,通过催化C02和HCO3^-之间的相互转化,驱动岩溶过程。文章通过分析我国西南典型岩溶区植物叶片和根系CA活性,探讨其与岩溶作用的相互关系,结果表明：岩溶生态系统中植物的碳酸酐酶活性差异较大,并在植物的生长期发生变动,植株根系CA活性〉成熟叶片CA活性,因而在土壤水分充足的条件下．根系分泌的CA催化CO2＋H2O←→HCO3^-＋H^＋过程,促进石灰岩溶解,加快成土速率,并通过固定根呼吸和土壤微生物分解所释放的CO2产生岩溶碳汇效应;非岩溶生态系统由于土壤碳酸钙含量低,造成植物根系CA表达活性较低。     

四川黄龙沟天然水中的深源CO_2与大规模的钙华沉积

在有大规模钙华沉积的四川黄龙沟中,使用化学成分数据以及碳氧稳定同位素组成对其水文地球化学特征进行了分析研究。研究区钙华沉积的地表溪流水质基本上受到两种水混合的制约,即断层泉水和山区的融雪(冰)水。泉水中含有高浓度的经由断层提供的CO2,结果高浓度的溶解CO2使得其溶解的碳酸盐岩比普通的岩溶泉溶解的碳酸盐岩高得多,同时也导致硅酸盐岩的溶解。黄龙沟中上游的泉水相对于方解石接近于平衡。溶解无机碳(DIC)的浓度和它们的δ13C值是大约由c=0.02mol·L1δ13C=-3‰的CO2(aq)与含有δ13C=+3‰的碳酸盐岩在封闭系统条件下反应的结果。估计这些CO2中约有70%来自上地幔。所有泉水的水化学数据均落在高岭石稳定域内,但对Na长石和Ca长石具有侵蚀性。由于这些长石矿物的溶解速率太慢,所以水中的化学成分远离长石稳定域。地表溪流的DIC种类之间达到同位素平衡,在不同观测点发现的δ13CDIC变化主要是由于从水中释放出的CO2的程度不同引起的。水样的δ18O值与其采集点的海拔高度之间存在线性关系;研究区的地表溪流的氧同位素组成受到蒸发的制约。在流经钙华沉积物的地表溪流中白天和夜晚的水化学及pH的日变化表明生物作用促进了碳酸盐的沉积,尽管作用不显著。据估计研究区碳酸钙的日沉积速率是4778kg·km2,即约1mm·a1。     

旱雨季岩溶地表河不同河段正构烷烃相态组成变化和来源解析

岩溶作用产生的无机碳可以在水生植物、微生物等作用下形成有机质,转化为较稳定的内源有机碳,这为寻找全球遗漏碳汇提供了新的突破口,而加强对岩溶区有机质的溯源研究是重要手段.为探究金佛山岩溶地表河溶解态、颗粒态和沉积物正构烷烃的含量、组分及来源,于2017年3月20日、9月26日分别在石钟溪上、中、下游进行采样,并利用气相色谱-质谱联用仪(GC-MS)对三相态正构烷烃的组分进行定量分析.结果显示,旱季溶解态、颗粒态和沉积物正构烷烃的平均含量分别为737 ng·L~(-1)、6108 ng·L~(-1)和7149 ng·g~(-1),雨季三者的平均含量分别为7129 ng·L~(-1)、8146 ng·L~(-1)和6213 ng·g~(-1).正构烷烃的含量整体表现为雨季高于旱季,以溶解态正构烷烃表现得最为显著,这主要由外源高等植物输入增多所致.旱季上、下游正构烷烃含量差异明显,以沉积物正构烷烃表现得最为显著,自上而下整体保持微升态势;雨季外源输入量较大,差异性减弱,整体变幅较小.不同季节降雨和气温的变化导致水动力条件、浊度及水温的不同,深刻地影响着不同相态和不同河段正构烷烃的来源和迁移.整体上,随着海拔降低,高等植物贡献度降低,水生植物和低等生物贡献度增高.当水动力条件较弱和浊度较低时,造成内源溶解有机质增多,同时会出现溶解态至颗粒态乃至沉积物的缓慢沉降迁移.     

桂林五里峡水库丰水期溶解有机碳特征

为更全面、准确把握岩溶碳循环特征,本文在获取桂林五里峡水库丰水期水化学及溶解有机碳(DOC)分布特征的基础上,还借助紫外吸收光谱技术对水体有机质分子量大小等进行分析.结果表明,五里峡水库丰水期水化学类型仍为HCO_3-Ca·Mg型,水体营养状态为中等营养型,未达到富营养状态;五里峡水库丰水期DOC质量浓度比枯水期低,DOC为TOC的主要组成部分,DOC质量浓度在垂直方向上呈表层至底层降低的趋势,这是Chl-a、DIC等水环境因子综合影响的结果;S_(275~295)、M、SUVA_(254)、E_(253)/E_(203)吸收光谱特征参数表征下的库区水体有机质以小分子量物质为主,富里酸所占比例高,腐殖酸所占比例低,芳香性较弱,苯环上脂肪族等非极性官能团含量较多,表明库区水体DOC内源特征较强,有机质生物活性较好,在水库碳循环中发挥了积极作用.     

金佛山不同高程岩溶泉初春时期溶解态脂类生物标志物研究

为探究金佛山不同高程的表层岩溶泉入春时期溶解有机质的来源和转化特点,于2017年1、2和4月分别在水房泉(2045 m)和碧潭泉(730 m)进行采样,利用气相色谱-质谱联用仪(GC-MS)对样品中脂类生物标志物(溶解态正构烷烃、脂肪酸)的组分进行定量分析.结果表明,水房泉和碧潭泉溶解态正构烷烃(T-ALK)含量变化范围分别为1546~19314 ng·L~(-1)和1089~12234 ng·L~(-1),平均含量分别为8036、5553ng·L~(-1);脂肪酸变化范围分别为4163~13048 ng·L~(-1)和5519~10079 ng·L~(-1),平均含量分别为8039和8421 ng·L~(-1).由于春季气温回升和降水增多,正构烷烃和脂肪酸含量总体均处于上升趋势.同时,基于正构烷烃分子参数CPI、OEP、TAR、L/H发现,溶解态正构烷烃以细菌源为主,高等植物源输入逐月升高,以低海拔处的碧潭泉变化更为显著.溶解态脂肪酸1、2月以细菌源为主,4月以真菌源和高等植物源脂肪酸为主,细菌源比重依然较高,且因不同海拔的生境不同导致碧潭泉的水生生物输入较水房泉更稳定.     

喀斯特峰丛洼地泥沙堆积的137Cs示踪研究——以丫吉试验场为例

西南喀斯特地区是我国生态环境最脆弱的地区之一,土壤侵蚀及其造成的石漠化已成为制约该区可持续发展最严重的生态环境问题。但是该区的侵蚀泥沙研究基础薄弱,利用核素示踪法研究侵蚀泥沙的报道较少。本文以桂林丫吉试验场的峰丛洼地小流域为研究对象,运用137Cs示踪技术定量研究了洼地泥沙堆积速率,确定了该洼地小流域1963年以来的泥沙堆积速率。初步研究结果表明,1963~2008年的45年间,丫吉1号洼地的泥沙堆积速率和堆积模数分别为0.104cm·a-1和13.68 t·km-2·a-1。讨论了研究小流域泥沙堆积与地面土壤流失的关系,认为研究区域近几十年以来的地面水土流失相当轻微,地面土壤流失速率仅为10余t·km-2·a-1。     

降雨期间岩溶地下河溶解态多环芳烃变化特征及来源解析

2014年6月降雨期间在重庆南山老龙洞地下河出口处进行连续采样监测,利用GC-MS定量分析地下河溶解态中16种优控多环芳烃(PAHs)的含量,研究了降雨期间地下河溶解态PAHs变化特征及来源.结果表明,地下河溶解态PAHs对降雨反应迅速,ΣPAHs出现4个峰值,有2个出现在流量上升阶段,另外两个分别出现在流量最大值处和流量下降阶段.ΣPAHs范围为101~3 624 ng·L-1,平均值578 ng·L-1,7种致癌性PAHs变化较大,含量变化为ND~336 ng·L-1,平均值31.1 ng·L-1,PAHs的组成以低环(2、3环)为主,占水体ΣPAHs的86.17%;降雨对ΣPAHs影响较大,主要表现为雨水对大气污染物的清除及地表径流对地表污染物的冲刷.降雨期间水体中PAHs主要来源于石油类产品、煤炭等化石燃料的不完全燃烧、天然成岩过程,降雨期间老龙洞地下河水体中PAHs污染大部分为中等到重污染水平.     

外源水对碳酸盐侵蚀速率研究——以桂林毛村地下河为例

本文对桂林毛村地下河流域,进行了野外监测与室内分析研究,详细研究了外源水与岩溶水对碳酸盐岩侵蚀速率差异。研究结果表明,碳酸盐岩在岩溶水与外源水中的侵蚀速率存在较大差异,雨季碳酸盐岩侵蚀速率:外源水外源水补给的岩溶水岩溶水空气;旱季碳酸盐岩溶蚀速率:外源水外源水补给的岩溶水空气岩溶水;外源水中的灰岩侵蚀速率白云岩侵蚀速率;碳酸盐岩试块的侵蚀速率具有明显的季节变化,主要受控于方解石饱和指数、pH值与水动力条件。     

岩溶区地下水补给型水库表层无机碳时空变化特征及影响因素

为更深入地认识岩溶区地下水补给型水库表层无机碳的循环过程,于2014-07-12~2014-07-20期间,以广西上林县大龙洞岩溶水库表层水体为研究体系,对无机碳循环研究的重要指标进行定点观测和高密度的昼夜监测.结果发现:1从上游到下游DIC含量和水体p CO2值逐渐增加[DIC(平均):122.88 mg·L-1增至172.02 mg·L-1,p CO2(平均):637.91×10-6增至1 399.97×10-6],δ13CDIC值逐渐偏负[δ13CDIC(平均):-4.34‰降至-6.97‰].2库区均为大气CO2的源,CO2交换通量在7.11~335.54 mg·(m2·h)-1之间,平均125.03 mg·(m2·h)-1,上游和下游地区CO2交换通量较大[平均131.73 mg·(m2·h)-1、170.25 mg·(m2·h)-1],中游狭窄地区CO2交换通量较小[平均116.05 mg·(m2·h)-1].3表层水体p CO2值和水-气界面CO2交换通量存在晚上升高,白天降低的昼夜变化规律,且与叶绿素a(Chla)呈负相关关系.分析认为:1大龙洞水库表层水体DIC含量、δ13CDIC值和水体p CO2的空间分布主要受浮游植物浓度、浊度、电导率、水深、透明度等的影响,而水-气界面CO2交换通量除了受浮游植物浓度空间变化的影响外还受风速的影响.2浮游植物昼夜垂向运动及光合作用和呼吸作用昼夜变化控制着水库表层水体溶解性无机碳的昼夜循环过程.