本书针对当前岩石风化碳汇与气候变化相关研究中亟待解决的问题，系统论述了多时空尺度的岩石风化碳汇量级与演变机制、陆海有机碳迁移对气候变化的响应。全书共分五篇14章，主要内容涉及碳酸盐岩、硅酸盐岩、12类主要岩石的风化、外源酸的影响和陆海有机碳运移。本书绘制了岩石风化碳汇的时空动态图谱，系统评估了其量级及演变机制，明确其在全球碳循环中的贡献，并定量评估了气候变化及生态修复的影响。此外，本书还揭示了主要河流有机碳的陆海迁移机制，更新了各洲从陆地向海洋运移有机碳贡献率的认识。 本书可供从事碳循环和气候变化等相关研究领域的科研人员、教学人员，以及自然地理学、环境科学和全球变化生态学等相关专业的本科生、研究生阅读参考。

第一篇　碳酸盐岩
　　第1章　全球碳酸盐岩风化碳汇评估与国家计量
　　全球碳库和碳在大气圈、水圈、生物圈、土壤圈及岩石圈之间的迁移转化是全球碳循环的两个基础。岩石圈是全球*大的碳库（廖宏和朱懿旦，2010），其中碳酸盐岩存储的碳不低于6.0×107Gt（1Gt=109t），分别是海洋碳库（3.84×104Gt）和化石燃料碳库（4.13×103Gt）的1563倍和14528倍，是陆地生物碳库（2.0×103Gt）和大气碳库（7.2×102Gt）的3.0×104倍和8.3×104倍（Falkowski et al.，2000）。碳在各碳库之间的迁移转化形成了全球碳循环系统，由于大气中CO2浓度的变化是碳循环系统中*易直观测量的，因此大气CO2浓度的变化就成为全球碳循环系统中*早被观测和记录的。自工业革命到2016年，大气CO2浓度由277×106升至（402.8±0.1）×106（Quéré et al.，2018）。在工业革命前期，大气CO2浓度的增加主要是树木砍伐以及其他土地利用变化导致的碳释放（Ciais et al.，2013），虽然化石燃料燃烧导致的碳排放在工业革命之前就已存在，但从1920年左右开始，化石燃料燃烧导致的碳排放才成为大气 CO2浓度升高的人为主导因素。而且，化石燃料燃烧对大气CO2浓度升高的贡献不断增加（Quéré et al.，2018）。21世纪以来，全球气候变化日趋受到世界各国的关注，联合国政府间气候变化专门委员会（Intergovernmental Panel on Climate Change，IPCC）2018年发布的《IPCC全球升温1.5℃特别报告》指出，人类活动的影响，使得全球气温相对于前工业化时代（1850～1900年）升高了约1.0℃（0.8～1.2℃），若全球气温继续按此速度增加，那么2030～2052年全球气温将可能升高1.5℃。这足以说明全面了解全球碳循环系统之间碳的迁移转换意义重大，即全面厘清全球碳循环收支对各国共同协作、公平合理地制定节能减排政策，以遏制全球气温的持续升高极其重要。
　　全球碳循环过程主要包括碳排放与碳吸收两部分，即碳源、碳汇两个部分。根据《2017年全球碳收支报告》（Quéré et al.，2018），2007～2016年，全球总的碳排放量达10.7PgCa1（1PgC=10亿tC），其中，化石燃料燃烧的碳排放量为（9.4±0.5）PgCa1（Boden et al.，2017；UNFCCC，2017）、土地利用变化的碳排放量为（1.3±0.7）PgCa1（Houghton and Nassikas，2017；Hansis et al.，2015），而碳汇系统中大气CO2浓度的增量[（4.7±0.1）PgCa1] （Dlugokencky and Tans，2018）与海洋碳汇量[（2.4±0.5）PgCa1]以及陆地碳汇量[（3.0±0.8）PgCa1]（Quéré et al.，2018）的总和约为10.1PgCa1。在碳源与碳汇系统中，目前存在约0.6PgCa1的碳收支不平衡问题（Quéré et al.，2018）（图1-1）。
　　对于陆地碳汇，现在全球的目光基本集中在植被碳汇方面。研究表明，全球森林的碳汇总量约为（2.4±0.4）PgCa1[除去热带土地利用碳排放量（1.1±0.7）PgCa1，森林净碳汇约为（1.2±0.85）PgCa1]（Pan et al.，2011），那么陆地碳汇系统中剩下的（0.6±0.41）PgCa1碳汇可能来自草地、耕地以及土壤等。需要说明的是，《2017年全球碳收支报告》中的陆地碳汇是求取多个模型的均值*终确定的，并未考虑陆地系统中的岩石风化碳汇部分。
　　根据其他研究观点，陆地碳汇等于全球碳排放量（化石燃料燃烧导致的碳排放+土地利用变化导致的碳排放）与其他碳汇系统碳吸收量（大气CO2浓度的升高 +海洋对CO2的吸收量）的差值（Liu et al.，2018），即陆地碳汇量可能达到3.6PgCa1，即将碳循环收支不平衡的部分纳入陆地碳汇系统中。其他部分的碳排放量、碳汇量相对于复杂的陆地生态系统而言，其计量方法更加简单，且其不确定性要小很多。但即便如此，也同样需要对陆地碳汇系统进行精确计量，以辨析其各个组成部分的具体量级。对于当前全球碳汇系统中的碳收支不平衡问题，许多学者开展了大量的研究，岩石风化碳汇，特别是碳酸盐岩风化碳汇成为一个重要的切入点。传统观点认为碳酸盐岩并不会产生碳汇，但越来越多的研究表明，由于水生生物与全球水循环的作用，碳酸盐岩溶蚀机制无论在短期还是长期都会产生碳汇（Pokrovsky et al.，2005；Liu et al.，2011；Martin，2016；Shen et al.，2017），至少在千年尺度内表现为碳汇效应（Beaulieu et al.， 2012）。因此，已经有越来越多的学者肯定了该碳汇是全球碳汇系统的重要组成部分（Liu and Zhao，2000；Martin et al.，2013；Liu and Dreybrodt， 2015），IPCC第五次评估报告也已初步考虑了碳酸盐岩化学风化碳汇对全球碳循环的贡献（Ciais et al.，2013），但其不同历史时期的具体量级、空间分布还存在较大的不确定性。
　　全球碳酸盐岩面积约为2200万km2，占全球陆地面积的15%（曹建华 等，2017），覆盖了全球五大洲，涉及158个国家和地区（Febles-González et al.， 2012）。其中，中国喀斯特地貌的分布非常广泛，其分布面积约为344万km2，超过我国陆地总面积的1/3（宋贤威等，2016），约占全球碳酸盐岩面积的15.64% 。中国同时也是全球连片裸露碳酸盐岩分布面积*大的国家之一。根据中国1∶50万地质图，中国的石灰岩面积占碳酸盐岩面积的74.86%，是我国碳酸盐岩中*主要的类型。因此，明确区域，特别是我国的石灰岩化学风化碳汇的空间格局、量级以及演变特征对于解决碳循环收支不平衡问题具有重要的意义。随着对全球碳循环研究的深入，遗失碳汇及其机制问题（Melnikov and O'Neill，2006）受到越来越密切的关注，同时国内外众多学者开始关注岩石的风化过程，特别是碳酸盐岩的化学风化碳汇在全球碳循环中的作用。
　　国家尺度方面的研究主要针对静态的量级和空间分布开展，如邱冬生等（2004）利用GEM-CO2模型计算了我国岩石风化碳汇及其空间分布，结果显示碳酸盐岩风化碳汇总量约为7.48TgCa1（1TgC=1×106tC），并且呈现出由西北向东南递增的状态；Liu和Zhao（2000）分别基于水化学-径流法、岩石试片法及打散边界层（diffusion boundary layer，DBL）模型计算了我国碳酸盐岩风化碳汇的量级，三种方法的结果显示碳酸盐岩风化碳汇总量分别为17.94TgCa1、 17.54TgCa1及64.2TgCa1；在综合考虑地表水体水生生物的光合吸收作用后，刘再华和Dreybrodt（2012）认为中国碳酸盐岩地区岩溶作用的净碳汇量可达 36TgCa1；蒋忠诚等（2012）对我国岩溶区进行分区调查计算，结果显示岩溶区的碳汇总量为3699.1万tCO2a1，即10.09TgCa1。
　　在全球尺度上针对岩石风化过程的研究相对较多，Gaillardet等（1999）通过对全球*大的60条河流所在流域进行溶蚀碳汇研究，发现全球约0.15PgCa1的碳汇来自碳酸盐岩溶蚀；运用3种不同的基于观测的建模方法，Liu和Zhao（2000）、Martin（2016）认为该溶蚀碳汇量的变化范围为0.4～1.5PgCa1；基于热力学平衡，Gombert（2002）根据全球266个气象站点的数据估算了全球喀斯特碳酸盐岩溶蚀碳汇，其结果为0.3PgCa1；根据全球岩性分布，Martin（2016）计算得到全球碳酸盐岩区域的溶蚀碳汇为0.8PgCa1；Liu等（2010）根据全球雨量站点监测的溶解无机碳（dissolved inorganic carbon，DIC）浓度和径流数据，估计全球水循环系统带来的碳酸盐岩溶蚀碳汇约为0.82PgCa1。
　　本章基于改进的碳酸盐岩*大潜在溶蚀模型，结合碳酸盐岩分布数据对全球碳酸盐岩风化碳汇量级、时空演变特征进行评估，探究全球碳酸盐岩风化碳汇在全球碳循环系统中的贡献。
　　1.1　全球碳酸盐岩露头区分布特征
　　全球碳酸盐岩露头区分布数据来源于全球碳酸盐岩露头分布数据集v3.0。该数据集由新西兰奥克兰大学地理与环境科学学院提供，相较于前两个版本的数据，该版本数据集质量有了较大的提升。
　　全球碳酸盐岩露头区分布数据显示，亚洲碳酸盐岩分布面积*大，占比为46.78%；其次为北美洲，占比为24.63%；非洲和欧洲碳酸盐岩分布面积相当，占比分别为12.42%和12.16%；南美洲和大洋洲碳酸盐岩分布面积较少，占比分别为2.37%和1.48%；其他区域碳酸盐岩分布面积占0.16%（图1-2）。
　　1.2　全球尺度离子活度系数反演
　　首先，我们基于GEMS-GLORI全球河流数据库（Meybeck and Ragu，2012），获取了全球257个流域的离子浓度监测数据，该数据库在很多研究中得到了广泛的应用（Li et al.，2017；Qu et al.，2017；Manaka et al.，2015；Volta et al.，2016；Takagi et al.，2017；Moon et al.，2014）。在全球主要的河流中，pH基本为6～8.2，并且碳酸氢根离子占主导地位（Meybeck and Ragu.，2012），因此本书主要使用了该数据库提供的多年平均浓度。主要流域边界及河流数据来源于美国地质勘探局，流域边界空间分辨率为（1/120）°，基于多个文献对部分流域边界进行了修正，对于缺失流域边界的部分区域，我们利用美国国家海洋和大气管理局（National Oceanic and Atmospheric Administration，NOAA）提供的分辨率为（1/120）°的全球数字高程模型（digital elevation model，DEM）进行了提取。此外，本书基于文献对提取的流域边界进行了校对，*终构建了全球257个流域边界数据及其对应的离子浓度监测数据。本书使用的监测流域分布广泛，除亚洲中部高原及干旱区域、非洲北部沙漠区域、澳大利亚中西部干旱区域以及极地区域外，监测流域基本覆盖了全球大部分陆地，因此监测数据能够较好地表征全球范围的地球化学特征。其中，北半球温带区域流域分布数量*大（共134个），北半球及南半球热带区域监测流域数量共66个，北寒带区域监测流域共45个，南半球温带监测流域数量为12个。
　　除去亚洲中部高原及干旱区域外，监测流域的分布几乎覆盖了全球碳酸盐岩主要的露头区域。根据水化学类型分类，阳离子中Ca2+占主导类型的流域有214 个，在这些流域中，有195个流域的阴离子以 占主导；在剩下的43个流域中，仅有11个流域其Ca2+不具有明显的贡献。因此，从整体看，综合利用各个流域的监测数据，对全球尺度的Ca2+及 离子活度系数进行计算能够较好地描述全球喀斯特地区的实际特征。这一部分，本书将利用全球流域监测数据以及降水量、蒸散发量、温度、土壤湿度及植被覆盖度（fractional vegetation cover，FVC）构建一个融合机器学习的离子活度系数估算模型，对全球碳酸盐岩区域的离子强度进行逐像元的计算。
　　图1-3展示了监测流域的年均降水量、蒸散发量、温度、土壤湿度、FVC及离子强度I的分布情况。

目录
第一篇　碳酸盐岩
第1章　全球碳酸盐岩风化碳汇评估与国家计量　3
1.1　全球碳酸盐岩露头区分布特征　5
1.2　全球尺度离子活度系数反演　6
1.3　全球风化碳汇评估及其时空演变特征　9
第2章　中国碳酸盐岩风化碳汇时空演变特征　16
2.1　中国典型碳酸盐岩风化碳汇通量时空演变特征　17
2.2　中国石灰岩风化碳汇总量演变特征　20
2.3　不同岩性碳酸盐岩风化碳汇差异　22
2.4　中国碳酸盐岩风化碳汇关键驱动因素时空演变特征　23
2.4.1　中国气候水文特征时空演化　23
2.4.2　中国含水层CO2分压分布格局及演化　26
2.4.3　中国植被覆盖度演变特征　27
2.4.4　中国表层土壤湿度空间格局及演变特征　29
2.5　研究结果对比分析　30
第3章　西南喀斯特风化碳汇对气候变化及生态修复的响应　32
3.1　气候及水文变化特征　33
3.2　生态修复评价　34
3.3　碳酸盐岩风化碳汇时空演化动态　38
3.4　气候变化及生态修复对槽谷风化碳汇的影响　39
3.5　与中国两个典型生态系统的对比　40
第4章　世界主要流域碳酸盐岩风化碳汇评估与演变　45
4.1　全球主要流域的碳酸盐岩风化碳汇　46
4.2　径流深与碳酸氢根离子通量时空分布　49
4.3　碳酸盐岩风化碳汇时空变化　51
本篇小结　54
第二篇　硅酸盐岩
第5章　影响全球硅酸盐岩风化的主要因子及其评估　59
5.1　物理侵蚀通量　60
5.2　物理侵蚀通量计算结果对比验证　62
5.3　碳酸氢根离子通量　64
5.4　碳酸氢根离子通量反演模型及结果评估　67
第6章　全球花岗岩风化碳汇评估与演变　70
6.1　花岗岩风化阳离子碳汇通量计算　71
6.2　花岗岩实际风化碳汇 估算　75
6.3　花岗岩风化碳汇的时空分布　76
第7章　全球玄武岩风化碳汇评估与演变　80
7.1　玄武岩风化阳离子碳汇计算　81
7.2　玄武岩实际风化碳汇 估算　84
7.3　玄武岩风化碳汇的时空分布特征　85
第8章　硅酸盐岩风化碳汇对全球变化的贡献：过去与未来　89
8.1　硅酸盐岩风化碳汇的空间分布格局　90
8.1.1　全球硅酸盐岩风化碳汇通量分布格局　90
8.1.2　主要河流流域中硅酸盐岩面积比例及CO2消耗　92
8.1.3　不同气候带类型的硅酸盐岩风化碳汇通量　94
8.2　全球硅酸盐岩碳汇通量的时间演变特征与未来情景模拟　96
8.2.1　1996～2017年硅酸盐岩碳汇通量趋势分析　96
8.2.2　不同国家硅酸盐岩风化碳汇总量时间演变特征　97
8.2.3　未来情境下硅酸盐岩风化碳汇趋势　98
本篇小结　100
第三篇　主要岩石的风化
第9章　全球11类岩石风化碳汇：*新变化和未来趋势　105
9.1　RWCS的空间格局　106
9.1.1　全球RWCS的量级　106
9.1.2　全球空间差异　107
9.2　岩石风化碳汇动态变化　108
9.2.1　总体趋势　108
9.2.2　空间变化　109
9.3　气候变化对岩石风化碳汇的影响　110
9.4　岩石风化碳汇未来趋势的一致性　112
第10章　中国岩石风化碳汇对气候变化与生态修复的响应　113
10.1　岩石风化碳汇及各影响因素量级空间分布　114
10.1.1　不同分区岩石风化碳汇量级大小　114
10.1.2　岩石风化碳汇及各影响因子空间分布　120
10.2　CSF及各影响因素的时空演变分析　121
10.3　气候变化及生态修复对碳汇的影响　124
10.3.1　生态修复评价　124
10.3.2　气候变化及生态修复对碳汇的相对贡献率　127
10.4　不同岩性的风化碳汇通量演变对比　129
10.5　不同岩性下气候变化及生态修复对碳汇的影响　130
本篇小结　132
第四篇　外源酸的影响
第11章　外源酸对全球碳酸盐岩和硅酸盐岩化学风化速率与地质碳汇的影响　135
11.1　硫酸对硅酸盐岩化学风化速率、 和CO2消耗的影响　136
11.1.1　硫酸对硅酸盐岩化学风化速率的影响　136
11.1.2　硫酸对硅酸盐岩化学风化 输入通量的影响　137
11.1.3　硫酸对硅酸盐岩化学风化CO2消耗的影响　138
11.1.4　基于硫酸的岩石风化评估模型验证　140
11.1.5　与以往研究对比　141
11.2　外源酸对碳酸盐岩化学风化速率、 和CO2消耗的影响　142
11.2.1　外源酸对碳酸盐岩化学风化速率的影响　142
11.2.2　外源酸对碳酸盐岩化学风化 通量的影响　146
11.2.3　外源酸对碳酸盐岩化学风化CO2消耗的影响　149
11.2.4　与全球碳酸盐岩化学风化结果对比　151
11.2.5　外源酸对碳酸盐岩化学风化的影响　155
11.2.6　基于外源酸的碳酸盐岩化学风化模型验证　158
11.3　外源酸对碳酸盐岩化学风化碳汇效率的影响　159
11.3.1　硫酸对碳酸盐岩化学风化碳汇效率的影响　159
11.3.2　外源酸对碳酸盐岩化学风化碳汇碳汇效率的影响　161
11.3.3　与以往研究对比　162
11.4　岩石化学风化影响因素与驱动机制　163
11.4.1　植被对岩石风化速率、 和CO2消耗的影响　163
11.4.2　气温对岩石风化速率、 和CO2消耗的影响　165
11.4.3　径流对岩石风化速率、 和CO2消耗的影响　165
11.4.4　植被、气温和径流制约下外源酸对岩石风化速率、 和CO2消耗的影响　166
11.4.5　植被、气温和径流对岩石风化速率、 和CO2消耗通量变化的贡献　171
11.4.6　与以往研究对比　172
本篇小结　177
第五篇　陆海有机碳运移
第12章　全球主要河流由陆地向海洋运移的有机碳通量　181
12.1　量级：每年从陆地到海洋的有机碳总量有多少　181
12.2　主要河流不同流域的有机碳产量　183
12.3　有机碳总量的分布和格局　184
12.3.1　有机碳总量在不同气候带的分布特征　184
12.3.2　有机碳总量在不同经纬度上的变化特征　185
12.4　有机碳运移的源和汇　186
12.4.1　源：不同大洲入海有机碳的贡献　186
12.4.2　汇：不同海洋接收的有机碳总量分布特征　187
12.5　影响入海有机碳运移量的主要因素　187
12.6　陆源有机碳入海过程分析　188
第13章　溶解有机碳从陆地到海洋的通量显著　190
13.1　DOC通量影响因素　191
13.1.1　河流DOC通量估算模型　191
13.1.2　DOC通量主控因素　191
13.1.3　DOC通量环境因子的空间分布　192
13.2　河流DOC通量的空间格局　194
13.3　河流溶解有机碳在大陆和入海方面的变化　197
13.4　河流溶解有机碳在经纬度上的变化　200
第14章　受侵蚀控制的地球生物圈颗粒性有机碳输出　203
14.1　颗粒性有机碳整体变化　204
14.1.1　纬度带上的变化　205
14.1.2　不同流域上的变化　205
14.2　陆地和海洋中POC总量的变化　207
14.3　侵蚀、总悬浮固体和径流量对POC的影响　208
本篇小结　215
参考文献　217