亚热带小流域花岗岩化学风化及CO2消耗速率研究

2021-09-02赵雨晴张幼宽

高校地质学报 2021年4期

肖洒，赵雨晴, ，张幼宽

1. 哈尔滨工业大学环境学院，哈尔滨 150001；2. 南方科技大学环境科学与工程学院，深圳 518055；3. 武汉大学水利水电学院，武汉 430072

1 引言

华南厚层红色风化壳是长期湿热气候环境下硅酸盐岩化学风化过程的产物，虽然可以证明地质时间上化学风化过程及其碳汇不可忽视，但现代气候条件下硅酸盐岩化学风化过程的信息是未知的（高全洲和陶真，2010；朱显谟，1993）。硅酸盐岩因化学风化产生的碳汇，不仅参与全球碳循环、调节大陆气候，而且是地表层圈相互作用和元素地球化学循环的重要环节（Walker et al., 1981; Berner et al., 1983; Das et al., 2005）。目前，硅酸盐岩风化及其碳汇效应研究在全球或区域大尺度开展较多（Gaillardet et al., 1999; Oliva et al., 2003; 吴卫华等, 2012），在长期湿热多雨的亚热带地区尤其是在中国亚热带花岗岩丘陵山区的相关研究也不少（李甜甜等, 2007；高全洲和陶贞, 2010; Huang et al., 2013；孙明照，2018）。但是，在全球或区域大尺度下，流域岩性复杂且影响因素众多，难以揭示风化过程影响因素的作用机制，而且与室内淋滤实验的风化速率计算结果相差几个数量级（Evans et al., 2006）。小流域由于单一的地质、气候和植被条件等，简化了多因素同时作用的复杂性，有利于探讨岩石风化及其影响因素的作用机制（Oliva et al., 2003）。

深圳地区花岗岩分布面积范围占深圳陆地面积的50%（李涛等，2013），但岩石风化速率及风化过程的CO2消耗速率至今尚不清楚。因此，本文选取深圳市梅林水库北部亚热带典型花岗岩小流域作为研究区，通过周期采集流域内不同水体、岩石及风化残积土样品，分析水样、岩石和风化残积土的常量及微量元素含量，旨在探讨地下水的化学组成和主要成分来源，揭示研究区岩石的化学风化程度和风化趋势，并结合流域水文气象数据估算花岗岩化学风化速率及CO2消耗速率，为华南地区花岗岩化学风化速率及其碳汇能力的定量研究提供依据。

2 研究区概况

深圳市位于中国广东省中南部沿海地区，地理位置为22°27′~22°52′N，113°46′~114°37′E，东临大亚湾和大鹏湾，西至伶仃洋和珠江口，南至深圳河，北接惠州、东莞。该市具亚热带海洋性季风气候，多年平均降雨量1935.8 mm，其中86%集中在4~9月，多年平均气温23.0℃，多年平均相对湿度74%，年日照时数平均为1837.6 h（深圳市气象局网站，2019）。研究区（图1）基于30 m分辨率的高程数据和现场调查划定流域边界：北部边界是分水岭，东西侧边界是山脊分水岭，南部是流域排泄区，山间溪流（S3）由北向南流向梅林水库，两个泉（S1，S2）出露，排泄至梅林水库。流域面积约 0.3 km2。根据区域1:50000地质资料，该地区地貌类型为低山丘陵，地面高程150~342.6 m，坡度一般为20°左右。研究区岩性单一，主要为细—粗粒斑状黑云母花岗岩侵入体，土壤类型为花岗岩赤红壤（黄应锋等，2013；曾朋，2012）。土层薄且松散，多在50 cm厚度以下，局部达1 m以上。研究区所在地为深圳市水源一级保护区，土地基本保持自然状态。区内植被较为发育，林地覆盖率在98%以上。区内无大规模断裂构造发育，地质条件稳定（康志，2009）。山间溪流S3的流量随降雨变化明显，降雨时段受降雨和地下水补给，非降雨时段受地下水补给。地下水类型主要为基岩裂隙水，水化学类型一般为HCO3-Na，矿化度低，水质优（蔡明，2013）。

3 研究方法

3.1 样品采集与分析

自2019年6月到12月，每2至4周对研究区地下水出露点S1泉，S2泉和山间溪流S3进行采样和检测，采样点分布如图1。通过浮标法测定溪水流量，用体积法测定泉水流量。采样容器为经酸化处理的洁净500 mL聚乙烯瓶。采样前润洗三次，每个采样点收集三个平行水样，用封口膜密封、冰袋冷藏，置于4℃冰箱中保存直至分析。利用哈希便携水质多参仪（Hach HQ40d）现场测定pH值、温度、溶解氧含量、盐度、总溶解性固体（Total Dissolved Solids，TDS）等指标，其余指标的测试在南方科技大学分析测试中心进行。用离子色谱仪（Dionex ICS1100）检测K+、Ca2+、Na+、Mg2+、Cl-、定量下限为50~100 ug/L。含量通过盐酸滴定法测定。分取过滤后的水样约50 mL，并用1%~2%硝酸酸化至pH值2以下，用于电感耦合等离子体质谱仪（Agilent 7700x ICP-MS）测定元素Si。对于所有水化学检测项目，每个样品三个平行水样测定结果的相对标准偏差均在10%以下，最终含量以三个平行水样的平均值表示。

2019年7月，在研究区内采集了不同风化程度的19个岩石样品和5个风化残积土样品（图1），用于岩石常量及微量元素检测。岩石样品整体呈灰白色和浅肉红色，岩质较新鲜，主要矿物成分为长石、石英，呈粗粒结构。由于近地表风化层具有植物根系，采集残积土样品时先用铁铲去除表层浮土、植物根系和杂质，向里挖5 cm后采集。残积土样品为红棕色，松散未胶结，可以观察到石英颗粒。岩石和残积土样品的前处理在南方科技大学环境学院试验中心进行。首先进行预处理，采用高速粉碎机粉碎至1~2 mm后用玛瑙研钵研磨，粉末过200目筛后充分混匀备用。而后进行压片制样，称取上述样品4.0 g放入制样装置，置于MSK-YLJ-E60T型电动粉末压片机上压成待测圆片，利用Bruker S8 Tiger型X射线荧光光谱仪（XRF）检测。元素含量通过已建立的土壤样品标准曲线进行定量测定，常量元素含量以其氧化物的质量百分比表示。

图1 研究区及采样点分布图Fig. 1 The study area and the locations of water, rock and saprolite samples

降雨数据由梅林水库气象站获得。雨水样品的收集主要集中于2019年7月至9月雨季。将容器置于距地面1.5 m高处收集雨水，之后过滤，无顶空密封于4℃冰箱保存待测。

3.2 风化程度评价

花岗岩的化学风化首先表现为长石、云母等铝硅酸盐矿物的碳酸化、水解和水化作用。可溶性的活泼元素如碱金属和碱土金属元素通常表现为淋溶损失，SiO2胶体析出流失，铝硅酸根与OH-结合产生高岭石、蒙脱石、伊利石等粘土矿物残留在原地（Chan et al.，2007；Nesbitt and Young，1984）。因此，硅酸盐岩化学风化过程可采用主要氧化物摩尔数比值的形式定量表征风化程度。化学蚀变指数（Chemical Index of Alteration，CIA）以铝为观察元素，用元素摩尔数比值表示风化程度（Nesbitt and Young，1984）：

式中CaO含量不考虑碳酸盐或磷酸盐矿物的CaO贡献量，因为岩土样品CaO摩尔数小于Na2O摩尔数且摩尔数之差n(CaO)-10n(P2O5)＜n(K2O)，说明岩石中存在的碳酸盐或磷酸盐矿物含量很少，可以忽略（McLennan，1993）。CIA值越接近100表明风化程度越高，接近50表示风化程度低或基本未风化。

3.3 化学风化速率

进行风化速率计算时需知：1）母岩的化学组成；2）残积土（残积石英和高岭土）的化学组成；3）水流流量及化学组成，即化学通量（Fernandes et al.，2016；White and Blum，1995）。流域内岩石化学风化溶质通量（White and Blum，1995）：

其中FW代表化学风化作用带来的溶质通量，单位t/（km2yr)，Fg是流域排泄出口测得的溶质通量（t/yr），Fwf和Fdf是大气干湿沉降带入的溶质通量（t/yr），Fion代表离子交换作用带来的溶质通量变化量（t/yr），Fbio是来源于生物因素的溶质通量变化量（t/yr），Fanthr是由人类活动引入的溶质通量（t/yr），S是研究区流域面积（km2）。

本文根据实际情况作如下简化：（1）干湿沉降统一为研究区降水引入的溶质贡献Frf。研究区地下水主要来源于大气降水，且降水输入的溶质通量占比达到5%以上，需要进行降水校正；（2）由于离子交换过程比化学风化反应快得多，研究区大气降水的酸化状况稳定，近15年来雨水pH始终在平均值4.87附近变化（图2；深圳市生态环境局，2020），变异系数仅为4.88%，故离子交换输入的净通量Fion可忽略不计；（3）研究区位于梅林水库一级水源保护区且生物量的年际变化率不大，所以Fbio、Fanthr可以忽略。因此，流域内岩石化学风化溶质通量可简化为：

其中研究区的流域面积S约为0.3 km2。

化学风化速率的传统模型通常假设硅酸盐矿物在风化过程中完全转化成高岭土，而实际中需要考虑花岗岩淋溶石英的含量。在硅酸盐岩风化速率的计算中，基于硅含量收支平衡，考虑石英溶蚀率的硅酸盐类风化率远低于不考虑石英溶蚀率的风化速率（Boeglin and Probst，1998；Fernandes et al.，2016）。Boeglin和Probst（1998）基于传统质量守恒模型，考虑了新鲜岩石的组成以及风化残积土中高岭土和残余石英的占比差异，提出花岗岩化学风化速率可由下式得到：

式中W1是每百万年的岩石风化厚度，即化学风化速率（m/Myr），FSiO2是流域水体的SiO2的年际通量（kg/(km2yr)），SL是花岗岩风化淋失的硅含量（kg/m3），等于母岩中硅含量S0减去残积土中硅含量SS，SL=S0-SS。该模型基于以下假设：（1）花岗岩风化成残积土是等体积的；（2）除石英外，花岗岩所有主要矿物均风化成高岭土；（3）水流中的硅含量都来自硅酸盐矿物的水解，主要发生在风化剖面的底部；（4）径流携带的硅含量不受任何生物地球化学过程的影响，例如硅藻产生的硅沉淀。因此，

式中Sq和Sk分别代表剩余石英和高岭土中的硅含量，单位为kg/m3。故此，公式（4）也可表达为：

式中W2是化学风化速率（m/Myr），Q0是母岩中的石英含量（kg/m3），母岩中石英占比取30%（Fernandes et al.，2016），DR是石英的初始溶解速率，一般取15%，PSiO2是高岭土中的硅含量，取46.5%（Boeglin and Probst，1998），dq和dk是石英和高岭土的密度，分别取2.65 t/m3和1.45 t/m3，Pq是残积土中的剩余石英占比（%），通过下式求解：

3.4 CO2消耗速率

硅酸盐岩的化学风化主要是通过大气/土壤CO2与岩石主要矿物发生反应，该过程产生的HCO-3含量可近似表示岩石的化学风化过程（Fernandes et al., 2016）。因此，硅酸盐岩化学风化对CO2的消耗速率可以通过阳离子通量之和计算（Gaillardet et al., 1999）：

FCO2是化学风化消耗的CO2量（mol/yr），FNa、FK、FMg和FCa分别是水样中硅酸盐岩风化产生的Na、K、Mg、Ca离子通量（mol/yr），由泉水和溪水中实测的四种离子通量减去大气降水贡献量得到。常数项来自硅酸盐风化反应的化学计量数（Meybeck, 1987）。将CO2消耗通量FCO2（mol/yr）除以流域面积得到CO2消耗速率（mol/(km2yr)）。

4 结果与讨论

4.1 水化学特征

研究区不同水体的水化学参数检测结果统计值见表1。地下水和溪水样品pH的平均值为7.61，变异系数1.36%，水体为近中性的弱碱性水，TDS在23.67~33.41 mg/L之间。除了SO以外，泉水和溪流水样中主要离子含量都远远高于雨水（表1）。大气降水对泉水和溪水中主要离子的贡献量是利用蒸散发因子（fet）和雨水中的实测离子含量进行计算（Gupta et al., 2011），fet等于深圳市多年平均径流深1400 mm除以年均降雨量1935.8 mm（OSGeo中国，2020；深圳市气象局网站，2019），大气降水的贡献量通过公式计算得到，其中X是Na+、K+、Ca2+、Mg2+和

表1 水样物理化学参数统计表（mg/L）Table 1 Physical and chemical parameters of the water samples (mg/L)

Piper三线图（图2）指出，研究区泉水和溪流的水化学类型均为HCO3-Na型。水样数据点在图中分布集中，说明流域内水化学类型稳定。

图2 水样Piper图Fig. 2 Piper diagram of the water samples at three sampling sites

以Na+校正的元素比值图（图3）常用来解释水岩交互过程中的离子来源。研究区为岩性单一的花岗岩，理论上元素比值应集中分布在硅酸盐岩端元（Gaillardet et al.，1999；高全洲和陶真，2010），但是去除雨水影响后，研究区水样数据分布偏离硅酸盐岩端元（图3）。这种偏离可能是由于研究区主要为硅酸盐岩，风化程度弱，地下水沿裂隙流出，水—岩接触时间短，岩石中的活泼Na元素被优先释放，且Na的溶解度相对于Ca高，致使径流中Na+高，Ca2+/Na+比较小（变化范围约为0.01~0.12，平均值0.06），低于大陆地壳平均Ca2+/Na+比值0.6（Taylor and McLennan, 1985）。这与很多只有硅酸盐岩小流域研究（Edmond et al., 1995；Gaillardet et al., 1999；Stallard and Edmond, 1987）的结果是相符的。

地下水中阳离子交换作用通常用图4说明。本研究所有水样的Na++K+-Cl-和-(Ca2++Mg2+)均为正值，且数据点分布呈正相关关系（斜率=0.88，R2=0.53）。随着Na+和K+增加，Ca2+和Mg2+随之减少或随之增加，水中发生正向阳离子交换作用，含水层介质中的Na+、K+被水溶液中的Ca2+、Mg2+置换出来。数据点大致分布于1:1等值线附近，且趋势线斜率0.88比较接近1，说明含钠硅酸盐岩的风化溶解和正向阳离子交换作用是影响地下水化学组成的重要过程（Zhu et al., 2011）。

4.2 化学风化程度及风化趋势

研究区岩石主要为花岗岩，由石英、长石和云母组成，土壤为花岗岩赤红壤。岩石和残积土样品的常量及微量元素含量统计值见表2。岩石样品CIA计算值变化范围在47.15~57.47，变异系数5.44%，平均值52.56（表2），与上部陆壳平均值47.09非常接近（Nesbitt and Young，1984），说明岩石样品风化程度不高且较为均一。残积土样品CIA计算值变化范围为59.24~82.71，变异系数17.01%，平均值68.85（表2），风化程度较高。

表2 岩石和风化残积土化学成分分析结果及风化指数统计表Table 2 Major element contents (wt%) and CIA values of rock and saprolite samples

A-CN-K（Al2O3-CaO+Na2O-K2O）三角图是根据质量守恒原理、长石淋溶动力学实验和矿物稳定性热力学计算提出（Nesbitt and Young, 1984），用来揭示大陆风化趋势和风化过程中的主要矿物成分变化。研究区19个岩石样品集中分布于A—CN—K三角图的中心位置（2区，图5）。风化初期，风化趋势线由大陆上部陆壳（Upper Continental Crust, UCC）（Nesbitt and Young, 1984）指向研究区岩土样品平均值，Ca、Na元素在明显流失，岩石中的钠长石、钙长石等硅酸盐类最先风化溶解，钾长石相对稳定。5个残积土样品在A-CN-K图的分布如图5（ 1区）。在风化中后期，风化趋势线基本沿A-K边指向Al2O3端点，具有明显的钾元素逐渐淋失，铝元素逐渐富集的趋势，岩石中主要含钾矿物如钾长石、白云母和伊利石等硅酸盐类分解，产生以高岭石为主的残积土。

图5 岩石和土壤样品的A-CN-K化学风化趋势图Fig. 5 A-CN-K ternary diagram of the rock and saprolite samples

4.3 化学风化速率和CO2消耗速率

4.3.1 化学风化速率

基于研究区岩石、残积土中SiO2含量，可直接通过公式（4）估算研究区岩石化学风化速率。19个岩石和5个风化残积土中SiO2平均含量分别为68.97%和65.40%。花岗岩和残积土的密度取2.63 t/m3和1.33 t/m3（Fernandes et al., 2016；曾朋，2012）。因此，花岗岩中的硅含量S0=68.97%×2630 kg/m3=1813.91 kg/m3。风化残积土中的硅含量SS=65.4%×1330 kg/m3=869.82 kg/m3。研究区岩石风化速率W1通过公式（4）估算结果见表3，采样点S1、S2、S3的平均风化速率分别是16.63 m/Myr、17.43 m/Myr、16.81 m/Myr，变异系数分别是10.64%、13.02%和11.36%。

由于本研究区岩石、残积土和径流的各化学组分都有检测（表1和表2），因此可通过Boeglin和Probst（1998）和Fernandes等（2016）提出的基于硅酸盐岩化学风化的模型计算研究区化学风化速率。其中，FSiO2是流域水体的SiO2的年际通量，由SiO2质量浓度（mg/L）、多年平均径流深（1400 mm）（OSGeo中国，2020）和流域面积（0.3 km2）计算，结果见表3。DR一般取15%，通过公式（7）得到Sq=670.75 kg/m3。利用（9）式计算残积土中的剩余石英占比Pq（%），Pq=38.24%。利用Pq和高岭土中硅含量占比PSiO2（46.5%）（Fernandes et al.，2016），通过公式（8）得到Sk=31.89 kg/m3。因此，通过公式（6），研究区岩石风化速率W2计算结果见表3，采样点S1、S2、S3的平均风化速率分别为14.13 m/Myr、14.81 m/Myr、14.28 m/Myr，变异系数分别是10.62%、13.03%和11.41%。

表3 化学风化速率与CO2消耗速率计算结果Table 3 Weathering rates and CO2 consumption rate

影响岩石化学风化速率的因素很多，主要为岩性、溶质通量、气候等。

岩性是控制化学风化速率的重要因素之一。碳酸盐类和蒸发岩类比硅酸盐类快得多（Meybeck，1987）。本研究区花岗岩平均风化速率14.40 m/Myr（16.01 t/(km2yr)）明显低于相同气候带的北江流域碳酸盐岩风化速率（95.85 t/(km2yr)；李晶莹，2003）和广西碧水岩流域碳酸盐岩风化速率81.51 t/(km2yr)（邹艳娥，2016）。本研究区岩石风化速率与巴西Sorocaba流域上游花岗岩地区风化速率（15 m/Myr）一致（Fernandes et al., 2016）。但是与全球化学风化速率平均值36 t/(km2yr)相比，本研究区和赣江流域（25.74 t/(km2yr)）的化学风化速率明显偏低（李晶莹，2003）。这主要是流域的岩性差异造成的，本研究区和赣江流域岩石以花岗岩风化为主，岩石抗侵蚀性较好，不易受到风化溶解的影响，北江流域和广西碧水岩流域的碳酸盐岩易受风化溶解。

化学溶质通量，即径流矿化度与径流量的乘积，化学溶质通量除以流域面积得到单位面积径流输送的溶质的量，即离子径流模数。化学风化速率与离子径流模数都表征流域内单位面积的溶解离子量。如果去除大气CO2、大气降水和人类活动等影响，化学溶质通量可近似等于岩石风化速率（李晶莹，2003）。研究区监测时段内化学风化速率与离子径流模数呈现较强的正相关关系（图6a），R2=0.67）。本研究区估算的花岗岩平均风化速率低于岩性相同的韩江流域（26.35 t/(km2yr)）（李晶莹，2003）和皖南凤形庄小流域（104±65 t/(km2yr)）（Huang et al., 2013），即使本研究区年均温度最高且年均降雨量最大（本研究区>韩江流域>皖南地区），造成这种差异的原因可能是化学溶质通量不同，即流域径流量不同（皖南>韩江>本研究区），流域径流量的提高可以使得化学风化速率增大（Gaillardet et al., 1999）。

图6 （a）离子径流模数与化学风化速率的关系图、（b）离子径流模数与CO2消耗速率的关系图和（c）CO2消耗速率与化学风化速率相关关系图Fig. 6 Correlation between ionic runoff modulus and (a) chemical weathering rate (b) CO2 consumption rate, (c) correlation between CO2 consumption rates and chemical weathering rate

本研究区的化学风化速率与相同气候区的广西碧水岩流域（多年平均降雨量1685.5 mm，年平均温度19.9℃）量级一致（13.46 t/(km2yr)；邹艳娥，2016）。低于湿热气候区小安德烈斯群岛（年均降雨量2400~4600 mm，年均温度24~28℃）地区（100~120 t/(km2yr)；Rad et al.，2006）。高于中国温带气候区的松花江流域（年平均气温3~5℃，年降雨量500 mm；4.03 t/(km2yr)；Cao et al., 2014）。揭示了岩石化学风化速率受流域气温、降水等气候因素影响显著（White and Blum, 1995）。

除了大气和土壤中的CO2以外，花岗岩中普遍存在的微量黄铁矿氧化产生的硫酸也是参与岩石风化的重要侵蚀介质（高全洲和陶真，2010）。假设只有碳酸和黄铁矿氧化产生的硫酸影响硅酸盐岩的化学风化而且水中阴离子浓度不受海盐沉降和酸雨影响，根据在硅酸盐类岩石的化学风化过程中，黄铁矿氧化成因的H2SO4对风化产物的贡献量一般约为5%（Lerman et al., 2007），得出H2CO3对硅酸盐岩风化产物的贡献量为95%。根据径流中HCO的浓度来推算黄铁矿氧化成因的H2SO4对岩石化学风化的贡献率理论上，S1、S2和S3点黄铁矿氧化贡献的SO浓度值分别为1.07 mg/L、1.12 mg/L、1.19 mg/L。实际上，S1、S2和S3点SO浓度为1.66 mg/L、0.93 mg/L、0.99 mg/L。实测值比理论值低说明研究区黄铁矿氧化过程中的产生的硫酸对花岗岩化学风化的影响可忽略。

4.3.2 CO2消耗速率

硅酸盐岩的化学风化主要是通过大气/土壤CO2与岩石主要矿物发生反应，该过程产生的含量可近似表示岩石的化学风化过程（Fernandes et al., 2016）。因此基于公式（10），硅酸盐岩化学风化对CO2的消耗速率可以通过水样中硅酸盐来源的阳离子通量之和计算（Gaillardet et al., 1999）。研究时段内S1、S2、S3的CO2消耗速率平均值分别为0.56×106、0.57×106、0.64×106mol/(km2yr)，变异系数分别是10.54%、12.81%、12.34%，具体见表3。研究区的平均CO2消耗速率是0.59×106mol/(km2yr)，本研究区位于珠江水系东江流域内，与东江流域硅酸盐岩化学风化过程对CO2的消耗速率0.513×106mol/(km2yr)近似（李晶莹，2003）。

在相似岩性条件下，研究区CO2消耗速率高于广西碧水岩流域硅酸盐岩风化过程对CO2的消耗速率0.19×106mol/(km2yr)，高于皖南花岗岩丘陵地区小流域风化过程对CO2消耗速率（0.067~0.096）×106mol/(km2yr)（Huang et al., 2013），由于本研究区的年均降雨量和常年平均温度均高于广西碧水岩和皖南，可能是气候影响的结果。

在相似的气候条件下，研究区硅酸盐风化过程对CO2的消耗速率明显低于西江流域碳酸盐岩风化对CO2的消耗速率0.79×106mol/(km2yr)。在相似的气候和岩性条件下，研究区CO2消耗速率高于珠海龙牙沟花岗岩风化过程对CO2的消耗速率（0.035~0.137）×106mol/(km2yr)（高全洲和陶真，2010），可能是因为龙牙沟流域高差大，径流迅速，水—岩交互作用时间短。

与岩石风化速率的影响因素类似，岩性、温度、径流、人类活动等因素都是影响CO2消耗速率的原因。CO2消耗速率与离子径流模数呈现很强的正相关关系（图6b，R2=0.90），与岩石风化速率呈正相关，两者有较强的相关性（R2=0.62）（图6 c），说明化学风化剥蚀量越大，大气/土壤CO2消耗速率越高。

此外，大气酸沉降也是影响CO2消耗速率的重要因素之一（高全洲和陶真，2010）。硅酸盐矿物风化每消耗2 μmol/L的CO2可产出1 μmol/L的溶解硅（Goldsmith et al., 2008），据此计算研究区化学径流中溶解硅的成因源。H2CO3参与花岗岩化学风化过程产生的溶解硅平均值为10.41 mg/L，源自H2SO4和HNO3参与的化学风化过程贡献的溶解硅平均值为1.22 mg/L，占总化学风化量的11.73%。因此，深圳地区降水中存在的硫酸和硝酸可能削弱了化学风化过程对大气CO2的消耗。

延长野外监测时间达到至少一个水文年是今后研究工作的改进方向。本文的监测时间涵盖了从雨季（6月）到旱季（12月），水化学分析结果显示主要离子含量的时空变化小，泉水和溪水中Na+、 K+、Mg2+、Ca2+、SiO2质量浓度的变异系数分别为13.79%、12.88%、27.70%、28.87%和11.44%，据此计算的化学风化速率W1、W2和CO2消耗速率的变异系数分别是11.44%、11.46%和12.95%，时空变化也比较小。所以半年的观测时间对计算结果的精度影响应该不大，研究结果具有一定的代表性。