【案例分享】地下水碳循环贡献评估——以塔里木盆地为例

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（来源：生态修复网）

地下水碳循环贡献评估——以塔里木盆地为例

马洪云1,2,3 ∗，刘江1,2 ，王化齐1,2 ，李成柱1,2 ，马红娜1,2 ，李艳娥1,2 

１ 中国地质调查局西安地质调查中心(西北地质科技创新中心)，西安 710119

２ 中国地质调查局西安地质调查中心陕西省水资源与环境工程技术研究中心，西安 710119

3 中国地质调查局西安地质调查中心中国地质调查局干旱半干旱区地下水与生态重点实验室，西安 710119

摘要: 地下水是表层土壤碳库的重要碳排泄项, 准确评估地下水碳循环量对区域碳均衡研究意义显著。评估地下水碳循环量首先需要确定地下水中的碳元素的来源, 并分析碳迁移转化过程。以塔里木盆地主要支流流域为研究区, 分析地下水主要溶质的水化学来源及迁移转化特征, 结果表明, 地下水中的碳元素主要来源于水分入渗过程而非径流过程, 即地下水碳主要来源于表层土壤碳库, 而其他主要元素多来源于径流过程中的矿物溶解, 这是判定地下水碳循环量能否视为碳汇的关键；在地下水径流过程中, 随着溶解总固体(TDS)的增加, 重碳酸根离子可能进一步转化为碳酸盐及游离二氧化碳, 从而会降低高TDS地下水中的碳含量, 这部分样本需要在评估方法中加以甄别。以此为基础, 结合各片区地下水循环量, 建立地下水碳汇评估方法并进行评估, 结果显示, 塔里木盆地7个主要支流地下水碳汇量约为151×104t/a(以碳计), 这部分碳汇是表层土壤碳库最主要的排泄途径之一, 其碳汇贡献较大, 是陆地碳平衡的重要组成, 不容忽视。

为积极应对全球气候变化, 近年来全球主要经济体先后推出了“碳达峰、碳中和”的双碳目标, 并积极研究碳循环过程。在这一研究过程中, 陆地生态系统碳循环及碳收支的动态研究是核心内容之一[1—2], 因为, 陆地生态系统碳库的微小变化会导致大气CO2浓度的明显波动[3—4]。

陆地生态系统中的碳主要储存在生物量和浅表土壤两个碳库中[5—7], 表层土壤中的碳主要来源于植被掉落物和根系, 是生物量碳库的一种延续, 因此, 两个碳库是相互关联的。同时, 这两个碳库也存在库容上限, 并不会持续增加[8—9]。因此, 研究这两个碳库的排泄去向及排泄速率应该成为陆地生态系统碳汇研究的关键。

研究表明, 表层土壤中的有机碳进一步降解, 最终转化为二氧化碳、甲烷等气态物质和无机碳。其中, 气体物质或返回大气, 或溶解在土壤水中并随入渗水进入到地下水系统中；剩余的不易降解的无机碳则长期储存在土壤层中[10]。尽管土壤微生物的参与会加速土壤有机碳的降解过程, 有机碳降解依然非一蹴而就。在降解过程中, 有机碳会被分解为各类土壤腐殖质, 包括胡敏酸、富啡酸、胡敏素等等, 这些腐殖质会提供大量的羧基、酚羟基、醇羟基等水化学功能团, 使得腐殖酸更易溶于水[11—12]。即, 如果土壤水入渗速度快, 或入渗事件发生频繁, 地下水会成为土壤碳库更为重要的排泄去向, 并减少碳元素返回大气的比重。

无论如何, 土壤水入渗有利于降低表层土壤碳含量, 以便腾出表层土壤碳库容量, 从而接纳更多植被掉落物[13—15]。可见, 地下水循环系统中的碳循环研究对陆地生态系统碳汇十分重要[16]。

在地下水系统的碳循环研究中, 关注碳酸盐风化过程的碳汇效应的研究较多[17—23]。结果也表明, 碳酸盐风化的碳汇效应较为显著, 其他基岩如硅酸盐风化的碳汇效应十分微弱[24]。相较而言, 将地下水视为表层土壤碳库的排泄项来研究的较少, 而湖泊等地下水系统排泄终端的碳汇效应研究并不少见[25]。

在地下水系统中, 碳元素通常以重碳酸根为主要存在形式, 地下水循环速率较慢, 会将碳元素长时间封闭在含水系统中, 成为大气碳汇的储存库。研究表明, 这部分碳汇量在量级上不容忽视, 银川盆地浅层地下水系统中的碳汇量占盆地表层有机碳汇的1/5左右, 地下水碳库成为土壤表层碳库的重要排泄项[26]。

本文以塔里木盆地为研究区, 从不同水体水化学角度分析地下水中碳元素的来源及水循环过程的碳迁移途径, 探讨评估地下水碳汇量的计算方法, 为研究地下水碳汇效应提供评估案例。

1 研究区与数据来源

1.1 研究区概况

塔里木盆地地处中纬度欧亚大陆腹地, 西起西南天山与昆仑山交会部位山前带, 东至甘肃省界, 北起天山南麓山前带, 南到昆仑山一阿尔金山北麓山前带[27], 面积约55.7万km2。

塔里木盆地是典型的大陆性气候区, 属大陆性暖温干旱气候, 气温多年平均值为10.5—12.2℃, 极高值为42.2℃, 极低值为-30.9℃, 昼夜温差15—17℃。全区多年平均年降水量111.1mm, 分布变化较大, 降水多分布于周围的山区, 平原区降水量稀少(40.8—70.9 mm)；同时, 潜在蒸发量大, 多年平均年蒸发度可达2910.5 mm。

塔里木盆地水文地质单元完整, 从地貌上可划分为山区、山前砾石平原、细土平原、塔克拉玛干沙漠等, 其中, 山区是水资源的主要形成区；山前至细土平原为水资源的径流与转化区；沙漠为水资源的最终排泄区。山区形成的水资源以地表水为主, 形成的主要河流有塔里木河、叶尔羌河、和田河、车尔臣河、阿克苏河、喀什噶尔河、孔雀河等, 多年平均总径流量392.54×108m3/a, 各主要河流的水质普遍较好；地表水在山前砾石平原区大量转化为地下水, 地下水径流至细土平原溢出, 形成泉集河、湖泊等地表水体, 后又入渗转化为地下水, 形成地表水和地下水多次转化的特点, 在这一径流过程中, 受溶解作用和蒸发浓缩作用的双重影响, 水质逐渐变差；塔克拉玛干沙漠区是盆地水资源的最终排泄区, 沙漠区地下水和沙漠区湖泊水质一般较差, 总溶解固体(TDS)多大于5 g/L。

植被生态状况方面, 受水资源总量匮乏、时空分布不均等因素制约, 塔里木河流域植被覆盖率低且分布不均匀, 除了荒漠河岸、河滩地带和冲积扇缘溢水地带生长着特有的荒漠河岸林外, 绝大部分地区仅生长旱生或超旱生灌丛, 全盆地植被覆盖度不足6%[28]。

因此, 生态碳库, 包括绿洲区植被碳库和表层土壤碳库, 主要集中在山区和山前等绿洲区, 中央的塔克拉玛干沙漠区生态碳库容量较少。

1.2 数据来源

本次收集整理地下水水质数据464个, 其中大部分分布于山前砾石平原和细土平原, 共计461处；收集沙漠区分层水质数据1组, 包括4个不同层位数据。数据位置见图1。数据涉及区域较广, 受本区水文地质研究精度所限, 采样时未按照潜水、承压水等类型加以区分, 采样深度多为100 m以浅；沙漠区4组地下水为同一井位不同深度分层取样, 采样深度分别为0—44 m、62—97 m、140—203 m和232—400 m, 分层依据实际主要含水层位确定, 未发现明显隔水层。水样检测指标较为全面, 包括全分析和有机微量组份分析, 但本次研究主要关注钾(K+)、钠(Na+)、钙(Ca2+)、镁(Mg2+)、氯(Cl-)、硫酸根(SO42-)、重碳酸根(HCO3-)、硝酸根(NO3-)、游离二氧化碳(CO2)等指标。

收集王建等整理的塔里木盆地内各主要河流水质数据10个[29]。

2 结果与讨论

2.1 地下水中碳元素的来源分析

地下水中的化学元素主要来源于入渗和径流过程的溶解作用, 分析各化学元素组份的变化可以确定各元素的来源, 从而确定地下水中的碳元素是否来源于土壤。这是确定地下水循环是否为土壤碳库排泄途径的重要依据。

塔里木盆地的陆地水资源具有统一的循环规律, 即从周围的山区形成, 依次经过山前砾石平原和细土平原, 最终向塔克拉玛干沙漠腹地汇集。这一过程中, 水中的溶质组份总含量始终在增加, 对比不同水体的阴阳离子总含量(以阴阳离子的电荷毫摩尔量计, 见图2)可知, 出山口位置的河水溶质含量最低, 总阳离子量(或总阴离子量)在2.1—8.0 mmol/L之间, 均值约为4.5 mmol/L；平原区地下水的溶质含量变化幅度较大, 总阳离子量(或总阴离子量)在4.0—348.9mmol/L之间, 均值为35.9 mmol/L, 溶质增加明显；沙漠区地下水溶质含量最大, 总阳离子量(或总阴离子量)在213—1840 mmol/L之间, 不同层位存在较大差异, 深层水溶质含量较浅层水大。

水中总溶解固体(TDS)随水循环过程的显著增加主要受溶解作用控制, 蒸发浓缩作用也会对水质产生一定的影响。分析表明, 地下水中的主要阴阳离子, 除重碳酸根离子外, 包括硫酸根、氯离子、钠离子、钾离子、钙离子和镁离子在内的六个主要离子都是通过溶解过程逐渐进入地下水中的, 而重碳酸根离子的浓度则是在地下水形成之初就已确定。

在图2的地下水的阴阳离子对比中, 若在总阳离子中剔除钙/镁离子, 和钾/钠离子, 再与总阴离子对比(图3), 可以看到, 阴阳离子拟合线的斜率都会发生较大程度降低, 分别从1降低到0.65和0.36。说明这些阳离子的含量变化与总离子含量变化一致, 它们的变化规律与水体总溶质浓度变化规律正相关, 都是随着地下水径流过程逐渐进入地下水中的, 即主要通过溶解作用进入水体。

同样的, 在图2中, 若剔除阴离子中的硫酸根离子和氯离子(图4), 阴阳离子拟合线的斜率也会发生较大程度变化, 分别从0.99降低到0.63和0.39。说明硫酸根离子和氯离子与各主要阳离子的变化规律相似, 也与水体总浓度变化规律正相关, 都是随着地下水径流过程逐渐进入地下水中的, 也都是通过溶解作用进入水体的。

然而, 重碳酸根离子含量变化与其他离子截然不同。若在图2中剔除重碳酸根离子(图4), 可以看到, 阴阳离子拟合线的斜率并未发生较大变化, 仅从0.99下降到0.96, 这说明在地下水径流过程中, 重碳酸根离子浓度几乎未发生变化, 重碳酸根离子并非是在这个过程中溶解进入的, 与其他离子差异显著。

直接对比阴离子含量与重碳酸根离子含量(图5)可见, 两者相关性很差, R2仅为0.0768, 也说明在阴离子总量随地下水径流过程增加时, 重碳酸根离子并未有实质性的增加。

原因在于, 大部分地下水在形成之初, 重碳酸根离子相关的矿物溶解度已经达到饱和, 不能在之后的水循环过程中继续溶解, 因此, 重碳酸根离子浓度不会随着地下水径流过程持续增长。

在本区地下水样本中, 选择不同总阴离子含量的地下水样本点, 应用PhreeQC(V3.7.3)对水样进行溶质平衡分析(即Solution计算), 分析主要溶质的矿物饱和指数, 结果见图6。

从水体主要溶质离子涉及的矿物饱和指数分析来看, 重碳酸根离子相关的矿物, 如白云岩(Dolomite), 方解石(Calcite)和文石(Aragonite)随阴离子总量的增加而增长, 在阴离子总量达到10 mmol/L之前(约为7.5 mmol/L时)已经达到饱和, 未达饱和的地下水样本点占地下水总样本点的6.5%。正是因为大部分地下水在形成之时, 重碳酸根相关的矿物已经达到饱和, 重碳酸根离子含量并未随地下水径流过程继续增加。同时也可以看到, 在阴离子总浓度超过100 mmol/L时, 重碳酸根离子相关的矿物饱和指数开始下降。可能原因为, 随着地下水的径流, 重碳酸根出现了随矿物结晶析出的现象。

相比之下, 硫酸根相关的矿物, 如石膏(Gypsum)和无水石膏(Anhydrite)表现出随阴离子总量增加而持续增长的趋势, 其中石膏在阴离子含量超过400mmol/L左右时达到饱和状态, 无水石膏始终未达到饱和。氯离子相关的矿物石盐(Halite)和钾盐(Sylvite)也同样随阴离子总量增加而持续增长, 而且始终未达到饱和。

综上, 地下水中的碳元素主要形成于入渗过程, 即来源于土壤表层碳库；在之后的地下水径流过程中溶解作用对碳元素含量影响轻微, 即径流过程中碳元素进入量微乎其微。

2.2 地下水径流中碳元素变化

对比图5中河水与地下水中重碳酸根离子含量可见, 地下水中重碳酸根离子浓度远高于河水。河水中的重碳酸根含量相对较低, 含量在0.6—3.88 mmol/L之间, 均值为2.57 mmol/L；而地下水中重碳酸根离子含量变幅较大, 在0.8—30 mmol/L之间, 均值为6.75 mmol/L。研究表明河水中的大部分溶质主要来源于山区基岩分化, 一般并未达到饱和。河水流出山区后再次入渗山前砾石平原, 入渗过程中溶解了大量表层土壤中的可溶性有机碳, 使得地下水中的重碳酸含量显著高于河水。

图5还显示, 与绿洲区相比, 尽管沙漠区地下水中阴阳离子总含量较高, 但重碳酸根离子浓度却显著降低。可能原因为, 随着地下水径流, 水体TDS逐渐增高, 一些溶解性较低的矿物会率先析出, 而碳酸盐类正是最先析出的矿物, 因此, 重碳酸根离子浓度会在地下水TDS达到一定高度时开始降低。

这部分随着碳酸盐析出而被固定在介质中的碳元素, 会被长期封存在沙漠深层的含水介质中, 同时, 碳酸盐析出过程也可能使得游离二氧化碳含量增加(本次沙漠区地下水样本点游离CO2含量在6.82—22.74 mg/L之间, 绿洲区地下水样本点多为未检测出), 这种现象在地下水排泄区的高TDS水样中比较常见, 这部分碳元素虽然已经变为二氧化碳, 可以随着水循环过程继续迁移, 但依然被封存在深层含水层中, 相当长的时间内无法返回大气, 也成为大气碳汇的长期贡献。

对比了重碳酸根占阴离子的比例与阴离子含量(图7)可以看出, 重碳酸根占比在河水中最大(均值为0.4746), 绿洲区的地下水中次之(均值为0.2823), 沙漠区地下水中最少(均值为0.0060), 与阴离子总含量的变化规律正好相反, 即, 随着水体中阴离子含量的逐渐增大, 水体中重碳酸根离子所占比例在迅速下降。一个原因是, 重碳酸根离子并未像其他离子一样, 随着溶解作用持续加入水体中；另一个原因是, 在水体溶质含量增大到一定程度后, 重碳酸根逐渐析出并转化为碳酸盐和游离二氧化碳, 这一现象在水体的阴离子总含量超过100 mmol/L时更为明显(图7)。

相比而言, 硫酸根占阴离子总含量的比例对阴离子总含量的变化更为复杂(图8), 可以看到, 硫酸根占比在绿洲区地下水中最高(均值为0.3670), 河水中次之(均值为0.3352), 沙漠区地下水中最低(均值为0.0701), 即, 随着地下水的径流, 硫酸根含量先增加, 后急剧减小。前期增加是由硫酸盐溶解造成的, 而后期减小是由于石膏类(Gypsum)、硫酸镁盐类(Hexahydrite)等硫酸盐析出造成的。

氯离子占阴离子的比例则随着阴离子总含量的增加在持续增加(图9), 直观的显示为河水氯离子占比最低(均值为0.1852), 绿洲区地下水中逐渐增大(均值为0.3334), 沙漠区地下水中占比最大(均值为0.9235)。

综上, 碳元素在地下水中的占比随着各类溶质的增加逐渐降低, 原因可能有两个, 一个是碳元素在地下水径流过程中溶解进入比例微乎其微, 其占比被其他阴离子逐渐取代；另一个是碳元素会在水体TDS较高时(本次分析显示为阴离子总含量超过100 mmol/L时), 结晶析出, 并大量转化为碳酸盐和游离二氧化碳, 从而降低地下水中的含量。因此, 在地下水碳循环量计算时需要剔除部分高TDS地下水样本点, 提高计算准确性。

2.3 地下水碳汇量评估及讨论

为了准确计算水循环过程中的碳迁移量, 需要对参与碳迁移计算的地下水样本点进行筛选, 以提高参与样本点对土壤碳库排泄强度的代表性。基于地下水循环循环过程的水化学分析, 低TDS地下水的重碳酸浓度更能代表土壤碳库的排泄强度, 且地下水阴离子总含量大于100 mmol/L时, 重碳酸根离子浓度会因为碳酸钙等矿物的析出而出现明显减小。本次选取阴离子总含量小于100 mmol/L的地下水样本来计算塔里木盆地各片区地下水碳元素含量。

经过筛选, 461个地下水样本中, 有437个地下水样本的阴离子总含量小于100 mmol/L(图1中组1样本点), 这些样本作为本次地下水碳汇评估的水化学数据基础, 参与计算每个片区的平均碳迁移量。

目前, 塔里木河流域可分为9个片区, 包括1个干流区, 7个支流区域和塔哈拉玛干沙漠区, 其中支流区包括渭干河流域、阿克苏河流域、开都河流域、喀什-叶尔羌河流域、和田河流域、克里雅诸河流域和车尔臣诸河流域。受数据分布限制, 本次仅评估7个支流流域的碳汇量。

各支流流域地下水循环量共计285.39×108m3/a, 各支流流域地下水循环量见表1。地下水碳迁移量以各片区样本点的重碳酸根浓度平均值计, 统计结果在101.29—459.03 mg/L之间(表1)。各支流流域碳汇计算过程非常简单, 以各支流流域地下水循环量乘以重碳酸根离子浓度求出碳汇量, 单位换算为以碳计即可。7个支流区域计算碳汇量共计151.23×104 t/a。

2.4 可能存在的异议

地下水碳汇作为表层土壤碳库的排泄项, 对碳中和意义重大。目前, 地下水岩溶碳汇方面的研究较多, 其他地下水系统研究较少[30]。本次评估显示, 非岩溶地下水系统的碳汇也相当可观, 虽然塔里木盆地地处内陆干旱区, 水资源量匮乏, 受地下水循环量限制, 地下水碳汇量也相对有限, 然而, 这部分碳汇量却是土壤碳库最重要, 甚至是唯一的, 碳排泄项, 其余的土壤碳或者继续储存在土壤层中, 占用土壤碳库容量, 或者最终返回大气, 成为新的碳源。因此, 在大气碳库与土壤表层碳库的动态平衡关系中, 地下水碳汇成为陆地碳汇收支平衡研究的重要组成[31], 应该被给予更多关注。

地下水碳汇作为表层土壤碳库的排泄项, 并非是个别现象, 而是普遍存在的, 不仅限于塔里木盆地这样的内陆盆地[32]。只是, 在内陆盆地中, 地下水有着完整的补给、径流和排泄区, 相应的, 碳循环也表现出了相对完整的溶解、迁移和沉降等水化学过程。因此, 分析内陆盆地的地下水水化学特征可以较为直观的看到碳元素随水循环过程的变化特征, 从而评估出地下水碳汇贡献量。对于非内陆盆地的流域, 地下水排泄终端往往为河流, 水化学特征分析并不能直观的反映出碳沉降或碳封存的过程。但地下水中碳元素的来源依然是土壤表层碳库, 地下水碳汇的性质并未发生质的变化。因此, 本文所探索的评估方法依然可以作为借鉴, 用于评估不同流域地下水对碳中和的隐匿作用。

当然, 对于不同流域, 如何更为准确的定义和评估地下水碳汇的贡献还应该依据具体水化学循环特征加以调整和校对。

3 结论

(1) 地下水中的碳元素主要形成于水分入渗过程, 即地下水中的碳主要来源于土壤表层碳库的排泄, 这是判定地下水碳循环量被视为碳汇的关键；地下水径流过程中, 因为主要碳酸盐已达到或接近饱和, 溶解作用对碳元素的增加效果轻微。

(2) 碳元素在地下水中的占比随着各类溶质浓度的增加逐渐降低。以重碳酸根占总阴离子的比例来看, 这一比重的均值在河水中最大, 为0.4746；在绿洲区的地下水中次之, 为0.2823；在沙漠区地下水中最少, 仅为0.0060。因此, 高TDS的地下水样本需要在评估方法中加以甄别, 以便准确计算地下水碳汇量。

(3) 塔里木盆地七个支流流域碳汇量评估为151.23×104 t/a(以碳计), 这部分碳汇量虽然量级较小却是表层土壤碳库最主要的排泄途径, 是陆地碳汇收支平衡研究重要组成, 对碳中和意义重大。

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参考文献

(生态修复网)

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