雅鲁藏布江流域水化学特征及碳汇计算

李伯根　包宇飞　胡明明　王雨春　孙猛

摘要：河流是連接海陆两大生态系统的主要通道，也是碳循环的主要参与者之一。以雅鲁藏布江流域为研究对象，采用水化学与元素地球化学方法对雅鲁藏布江流域的水化学特征和碳汇过程进行研究。结果显示：① 雅鲁藏布江流域河水总溶解固体（TDS）均值为205.3 mg/L，高于世界河流平均水平；河水中阴离子以HCO3-为主，阳离子以Ca2+为主。② 质量平衡模型表明，流域水化学组成以碳酸盐岩风化为主，平均贡献率为56%，硅酸盐岩和蒸发盐岩平均贡献率分别为23%和17%；大气降水输入对河水主要离子的贡献仅为3%。③ 流域内岩石风化速率为42.03 t/（km2·a），约为世界河流平均岩石风化速率的2倍。受径流流量的影响，丰水期岩石风化速率（72.00 t/（km2·a））远大于枯水期（12.06 t/（km2·a））。④ 流域内岩石风化CO2消耗速率为407.13×103 mol/（km2·a），远高于世界河流平均水平。其中，碳酸盐岩风化CO2消耗速率平均为232.29×103 mol/（km2·a），硅酸盐岩风化CO2消耗速率平均为174.84×103 mol/（km2·a）。

关 键 词：水化学特征； 风化速率； CO2消耗速率； 碳汇效应； 雅鲁藏布江

中图法分类号： P594

文献标志码： A

DOI：10.16232/j.cnki.1001-4179.2023.04.008

0 引 言

河流是将侵蚀产物从内陆运输到海洋中的重要载体［1］。河流碳循环作为全球陆-海相互作用影响所关注的研究热点，是全球碳循环的一个重要环节［2］。青藏高原被称为“亚洲水塔”，是世界上独一无二的地域生态单元，在全球陆海能量与物质元素地球化学循环和气候变化调节中发挥着重要作用。

在岩石化学风化过程中，流域通过水岩反应吸收大气CO2消耗（即CO2消耗速率），产生流域碳汇作用。本文中所指的碳汇量即为流域通过岩石化学风化作用产生的CO2消耗速率。

自Raymo等［3］假设青藏高原抬升导致化学风化增加以来，青藏高原河流碳循环受到了广泛的关注。由于喜马拉雅山上的高径流和地形起伏，强烈的化学侵蚀以及由此产生的高CO2消耗率已被普遍接受［4］。

许多学者对长江、黄河、恒河及亚马逊河等大河的化学风化和大气CO2消耗量的调查表明［5-8］，这些发源于青藏高原的河流对全球CO2消耗具有重要贡献。然而，这些河流的中下游平原地区人口较为密集、受人类活动影响较大，降低了评价青藏高原风化速率的准确性。目前关于青藏高原河流物质循环的研究主要集中在喜马拉雅南坡等地区［9-10］，其高原面上河流的研究还十分缺乏。

雅鲁藏布江（以下简称“雅江”）是发源于青藏高原的典型高原河流，由于海拔较高而受人类活动影响较少，风化侵蚀作用强烈，其水化学特征可以很好地反映高原水岩侵蚀过程。尽管已经记录了一些关于青藏高原附近河流水质的调查［11-12］，但对雅江流域的水化学特征、成分来源、岩石风化速率及大气CO2消耗速率并没有进行针对性地、完整地研究。因此，本文选取雅江为研究对象，通过测定河水中主要溶解离子的浓度来分析雅江流域的水化学成分特征、来源、岩石风化速率及碳汇效应。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

雅江发源于西藏自治区中南部的杰马央宗冰川（见图1），是世界上高海拔的河流之一。雅江全长约2 229 km，流域面积约为2.4×105 km2，经度位于82°00′E～97°07′E，纬度位于28°00′N～31°16′N之间。上游地区属于内陆高原寒带气候，中游地区属于内陆高原温带气候，下游地区位于亚热带温润区内；流域多年平均年降水量约为946 mm，降水量自东南向西北迅速递减［13-14］。雅江流域地质背景复杂，不同河段差异较大，上游流域主要是喜马拉雅推覆构造带与同底斯岩浆火山杂岩带；下游流域，右岸主要以喜马拉雅变形复理石带为主，左岸为雅江蛇绿岩复理石带、花岗岩类杂岩等，以碳酸盐岩地质类型为主［15］。

1.2 样品的采集与处理

本研究于2016年12月（枯水期）和2017年7～8月（丰水期）进行雅江流域现场调查和采样。采样点包括雅江干流的11个断面及支流的9个断面（见图1）。采样时，使用便携式GPS仪测定采样点的经纬度和海拔。现场使用多参数水质检测仪（YSI-EXO2，USA）原位测定pH。同时，采集300 mL水样并使用0.45 μm滤膜抽滤后，装入洗干净的100 mL聚乙烯瓶中，冷藏保存至实验室。采用离子色谱仪（ICS-90，USA）测定水体中的K+、Na+、Ca2+、Mg2+、F-、Cl-、NO3-、SO42-的质量浓度，检测精度为±5%。溶解Si采用紫外分光光度计（UV8100D，Labtech，USA）进行测定。

1.3 分析方法

1.3.2 化学风化速率和CO2消耗的计算

岩石的化学风化速率可以使用河水中不同岩性风化后贡献的河水离子量、集水区面积和水文数据进行估算［20］。不同岩性计算方法存在差异：蒸发盐岩风化过程中不产生HCO-3，也不吸收CO2；硅酸盐岩风化产物除主要离子外，还包括溶解Si和HCO-3，其中HCO-3全部来源于大气或土壤中的CO2；而碳酸盐岩风化产生的HCO-3只有一半来源于岩石本身，其余则来源于大气或土壤。各类型岩石的风化速率计算方法如下：

2 结果分析

2.1 雅鲁藏布江水化学特征

雅江流域的水化学组成如表1所列。河水具有较高的pH，丰水期pH介于7.89～8.98，平均为8.29；枯水期pH介于8.24～8.75，平均为8.41，整体呈弱碱性。总溶解固体（TDS）采用水中八大常量离子及溶解硅浓度计算（TDS=K++Ca2++Na++Mg2++Cl-+NO-3+HCO-3+SO2-4+Si）。河水丰水期和枯水期TDS范围分别为48.40～425.11 mg/L和90.08～313.04 mg/L，枯水期平均值（平均为213.64 mg/L）略高于丰水期（平均为189.34 mg/L），这与丰水期径流量增大导致流域的“冲刷效应”和流量的“稀释效应”有关。在空间上河水TDS值从上游到下游呈下降趋势，这可能是由于岩性成分的差异导致。雅江河水属于高矿化度水（TDS＞200 mg/L），远远高于世界大河平均值99 mg/L［11］。雅江河水阳离子以Ca2+为主，其浓度范围为13.27～67.55 mg/L，其次是Na+和Mg2+，两者浓度范围分别为1.19～14.32 mg/L和1.69～13.74 mg/L。

河水中HCO-3变化范围为13.78～220.48 mg/L，是含量最高的阴离子；其次是SO2-4，其浓度范围为1.72～103.32 mg/L。因此，雅江河水水化学类型为HCO3-Ca型。河水溶解Si浓度范围为3.33～18.33 mg/L，占TDS的4.06%，说明流域内存在硅酸盐矿物风化输入溶质的过程。此外，部分离子相对含量表现出季节性变化。丰水期，Ca2+和Na+分别占总阳离子的70.72%和13.52%；HCO-3占阴离子总量的72.90%。枯水期，Ca2+和HCO-3所占离子总量同丰水期相比略有下降，分别为66.47%和70.56%；Na+同丰水期相比略有上升，占总阳离子的18.28%。

Piper图反映了本研究样品中主要元素的组成。如图2所示，雅江流域阳离子主要集中在Ca2+较高值的一端，阴离子主要集中在HCO-3较高值的一端，同时，丰水期中下游区域的部分点位向SO2-4和Cl-+SO2-4较高值的一端偏移，表明雅江河水水化学离子特征主要受碳酸盐矿物风化的控制，同时碳酸和硫酸的侵蚀作用共同主导着雅江河水主要阴离子的来源。

2.2 主要离子成因分析

Gibbs图可以将自然水体中主要离子的控制因素分为3类，包括大气降水控制、岩石风化控制和蒸发作用控制，该图解方法是Gibbs［21］于1970年研究全球范围内的内陆水体及海水的水化学特征时提出的一种图解方法，目前在传统水化学图解领域中已被广泛应用。如图3所示，雅江所有采样点均落在Gibbs图中部，属于岩石风化控制类型，与长江、亚马逊河、恒河［21］以及西藏地区地表水［22］一致。同时，部分采样点阳离子比值（＞0.4）靠近大气降水控制的一端，表明雅江大部分采样点受岩石的化学风化及溶解影响，小部分采样点受岩石风化和大气降水共同影响。

雅江河水主要离子相关性分析如表2所列，Ca2+与SO42-呈显著正相关（r=0.875，p＜0.01），表明河水中的离子可能来自流域内的石膏（CaSO4）。Na+、K+均与Cl-呈显著正相关（r＞0.7，p＜0.01），表明Na+与K+受人类活动的影响較小，主要受蒸发盐岩矿物的风化输入及大气降雨输入的影响。此外，SiO2与K+、Mg2+也呈显著正相关（r＞0.4，p＜0.01），这表明硅酸盐矿物对河水中的离子有一定的贡献。

化学计量方法可以为离子的来源提供一些定性信息。在图4（a）中，大部分采样点位于1∶1比值线的下方，表明还有其他阴离子参与离子平衡。在图4（b）中，大部分采样点落在1∶1比值线附近，且较高的相关性（R2=0.77）表明硫酸也参与了碳酸盐岩风化的反应，因此认为岩石风化所产生的SO2-4由硫化物氧化和石膏水解各贡献一半。

3 讨 论

3.1 溶质来源

讨论河流溶质的来源分配可以反映出不同来源的贡献。河水中溶质的主要来源包括：① 人类活动；② 大气降水输入；③ 不同岩性的化学风化输入，包括碳酸盐岩、蒸发盐岩、硅酸盐岩。以下将讨论它们在雅江流域的相对重要性。

3.1.1 人类活动输入

人类活动通过扩散源（包括大气输入和化肥施用）和点源（即城市和工业废水）影响河流水化学离子的组成特征。雅江流域除少数城市居住区外，其余均为无人区或近似无人区，流域整体人口密度为8人/km2，耕地面积为17.2万hm2。同时，在本研究中代表人类活动输入指标的K+和NO-3［23-24］含量较低，因此，人类活动的输入不被视为离子来源的一部分。

3.1.2 大气降水输入

大气降水类型及所处气候条件对河流溶质的来源起着重要作用［5］。以往的研究中，常使用Cl-及F-评估大气对河水化学成分的贡献。Han等［25］选择在

不受人类活动影响的春季测量Cl-的平均浓度，对乌江流域河流溶解负荷的大气贡献进行校正；Chetelat等［26］在评估长江流域大气贡献时，由于Cl-无法应用于受人为输入影响的河流系统［27］，选择F-作为大气贡献的指标。在本研究中，雅江受人类活动影响较小，因此选择Cl-作为参照来判断大气降水的输入。本文引入Cl-参考值的概念，即［Cl-ref］，代表大气降水对河水中Cl-的最大输送浓度［28］，其计算方法为［Cl-ref］=P/（P-E）×［Cl-rw］。这里，［Cl-rw］代表大气降水中Cl-的平均摩尔浓度，为20.08 μmol/L［29］；P和E分别代表年平均降水量和年平均陆面蒸发量。由于流域上游区域主要以积雪融水补给为主，而下游主要以雨水补给为主，整个流域降水量分配不均，因此将研究区域分为上游流域（拉孜以上）及下游流域（拉孜以下）分别进行讨论。雅江上游流域与下游流域的多年平均降水量为296.4 mm与600.8 mm，整个流域年平均陆面蒸发量为200 mm［30］，结合上式可计算出河水中Cl-由大气降水输入的含量。当采样点Cl-浓度低于［Cl-ref］时，认为河水中的Cl-全部来源于大气降水；当采样点Cl-浓度高于［Cl-ref］时，则认为［Cl-ref］为大气降水对河水中Cl-的最大输送浓度，其余Cl-来自岩石风化或人类活动的输入。随后根据海盐校正公式：［Xrw］=［Cl-ref］×（X/［Cl-rw］）计算其他离子的大气降水输入量［31］（见表3）。

大气降水输入对雅江流域河水主要离子贡献较小，平均贡献率为3%，在区域上，上游流域大气降水贡献率大于下游流域，这与区域降水量并不一致，这可能是印度洋水汽沿着流域自下而上爬升的过程中与内陆干热气团有关，从而上游流域内水分蒸发量较大［32］。

3.1.3 岩石风化输入

岩石风化输入包括碳酸盐岩、蒸发盐岩和硅酸岩盐的化学输入。如图5所示，雅江流域的干流和支流的元素比值分布在碳酸盐岩与硅酸盐岩端元之间，说明流域发生了混合风化过程；大部分数据更靠近碳酸盐岩端元，说明雅江流域水化学组成主要受碳酸盐岩风化的控制，但是硅酸盐岩的贡献也不能忽略。硅酸盐岩端元附近的比值主要来自雅江支流的强雄藏布和尼木河，在河水中检测到SiO2的浓度较高，这可能是该支流流域内蛇纹岩、花岗岩、沉积岩等大量露出造成的［15］。

利用式（2）～（9）可以计算出不同岩性岩石风化对雅江河水主要离子的贡献（见图6），表现为碳酸盐岩输入＞硅酸盐岩输入＞蒸发盐岩输入。流域内碳酸盐岩贡献率介于29%～73%，平均贡献率为56%；丰水期碳酸盐岩平均贡献率（59%）大于枯水期（52%）；区域上，雅江上游与下游碳酸盐岩平均贡献率分别为57%和55%，整体相差不大。流域内硅酸盐岩贡献率介于11%～53%，平均贡献率为23%；

与碳酸盐岩不同，硅酸盐岩枯水期平均贡献率大于丰水期，分别为27%和20%；雅江上游流域硅酸盐岩平均贡献率（24%）与下游流域（23%）相似，其中，贡献最大水样（53%）位于支流尼木河。蒸发盐岩对河水离子的贡献率介于1%～23%，平均贡献率为17%，流域季节性差异不大，丰水期和枯水期蒸发盐岩平均贡献率分别为16%和17%，而且空间上则表现为下游（17%）＞上游（13%），可能是下游流域随着更多的支流汇入，冲刷面积逐渐增加，从而使更多的蒸发盐岩发生风化作用或水解作用。

3.2 岩石风化速率与碳汇计算

河水中的离子浓度也受到岩石风化速率的影响［33］。计算雅江流域岩石风化对CO2的消耗有助于了解高原河流碳汇效应及青藏高原对全球气候变化的影响。由式（12）～（16）计算可得雅江流域岩石风化速率和CO2消耗通量（见表4），雅江流域碳酸盐岩风化作用占岩石风化的主导地位，介于6.48～45.48 t/（km2·a），平均26.25 t/（km2·a），而蒸发盐岩和硅酸盐岩风化速率分别介于2.04～17.76 t/（km2·a）和1.80～10.92 t/（km2·a），平均为9.54 t/（km2·a）和6.24 t/（km2·a）。流域岩石风化速率具有明显的季节性差异，丰水期和枯水期的风化速率分别为72.00 t/（km2·a）和12.06 t/（km2·a），这说明岩石风化速率主要受径流流量的影响［34］。雅江流域碳酸盐岩风化和硅酸盐岩风化对CO2消耗的速率范围分别为59.88×103～417.72×103 mol/（km2·a）和60.84×103～289.08×103 mol/（km2·a），平均分別为232.29×103 mol/（km2·a）和174.84×103 mol/（km2·a）。受不同季节径流流量的影响，丰水期CO2消耗速率（678.54×103 mol/（km2·a））远大于枯水期（135.72×103 mol/（km2·a））。

雅江流域全年岩石风化速率与CO2消耗速率如表5所列。通过与国内及世界其他大河流域数据［11-12］相比可知，雅江流域全年岩石风化速率为42.03 t/（km2·a），处于较高的水平，约为全球河流平均岩石风化速率（24 t/（km2·a））的2倍；其岩石风化速率远高于黄河、印度河等河流，与恒河相似，低于同是发源于青藏高原的长江、怒江和澜沧江。同时，雅江流域全年的CO2消耗速率为407.13×103 mol/（km2·a），高于全球平均CO2消耗速率（246×103 mol/（km2·a））。其CO2消耗速率高于黄河、亚马逊河等河流，低于长江、澜沧江、怒江、金沙江以及恒河。雅江高原面流域集水面积为189×103 km2，仅占地球表面积的0.16%，但其年平均CO2消耗通量占全球岩石风化CO2消耗通量［11］的0.36%，表明雅江流域CO2消耗非常强烈。由此可见，青藏高原强烈的侵蚀作用对地球系统吸收和平衡CO2浓度起着重要的调控作用，进而影响着全球气候以及生态系统的变化。

4 结 论

（1） 雅江流域pH平均值为8.31，水体呈弱碱性；总溶解固体（TDS）平均值为205.3 mg/L，高于世界河流平均值99 mg/L，属于高矿化度河水，河水化学成分以HCO-3及Ca2+为主，两者分别占阴阳离子总量的77.2%及57.03%，流域水化学类型属于岩石风化控制类型，主要受碳酸盐风化作用控制。

（2） 雅江流域岩石化学风化贡献为96%，其中碳酸盐岩风化平均贡献率为56%，硅酸盐岩平均贡献率为23%，蒸发盐岩平均贡献率为17%，整个流域除支流多雄藏布和尼木河以硅酸盐岩风化作用为主之外，其余均以碳酸岩盐风化作用为主。大气降水输入对雅江流域河水主要离子贡献较低，平均贡献率仅为3%。

（3） 雅江流域整体的岩风化速率平均为42.03 t/（km2·a），约是全球河流平均岩石风化速率（24 t/（km2·a））的2倍，其中碳酸盐岩风化速率较快，平均为26.25 t/（km2·a），硅酸盐岩风化速率平均为6.24 t/（km2·a），蒸发盐岩风化速率平均为9.54 t/（km2·a），受径流流量的影响，雅江流域丰水期岩石风化速率（72.00 t/（km2·a））远大于枯水期（12.06 t/（km2·a））。流域岩石风化CO2消耗速率平均为407.13×103 mol/（km2·a），远高于世界河流平均CO2消耗速率（246×103 mol/（km2·a）），其中碳酸盐岩风化CO2消耗速率平均为232.29×103 mol/（km2·a），硅酸盐岩风化CO2消耗速率平均为174.84×103 mol/（km2·a）。

总的来说，雅江中河水的离子组成主要来自自然风化，通过与其他大河流域对比发现，雅江及部分发源于青藏高原的其他河流均具有较高的岩石风化速率和CO2消耗速率，然而，由于实际条件和人力物力的局限性，只选取了雅江丰水期和枯水期两个代表月份共计20个断面进行采样观测分析。雅江河水中溶质的来源和碳汇效应非常复杂，需要长期监测和更加多样化的研究方法。

参考文献：

［1］SHARPLES J，MIDDELBURG J J，FENNEL K，et al.What proportion of riverine nutrients reaches the open ocean？［J］.Global Biogeochemical Cycles，2017，31：39-58.

［2］RAYMOND P A，HARTMANN J，LAUERWALD R，et al.Global carbon dioxide emissions from inland waters［J］.Nature，2013，503（7476）：355-359.

［3］RAYMO M E，RUDDIMAN W F.Tectonic forcing of late Cenozoic climate［J］.Nature，1992，359（6391）：117-122.

［4］GAO Q，ZHEN T，HUANG X，et al.Chemical weathering and CO2 consumption in the Xijiang River basin，South China［J］.Geomorphology，2009，106（3-4）：324-332.

［5］CHEN J，WANG F，XIA X，et al.Major element chemistry of the Changjiang （Yangtze River）［J］.Chemical Geology，2002，187（3）：231-255.

［6］RAN L，LU X X，YANG H，et al.CO2 outgassing from the Yellow River network and its implications for riverine carbon cycle［J］.Journal of Geophysical Research Biogeosciences，2015，120（7）：1334-1347.

［7］GALY A，FRANCE-LANORD C，DERRY L A.The strontium isotopic budget of Himalayan rivers in Nepal and Bangladesh［J］.Geochimica Et Cosmochimica Acta，1999，63（13）：1905-1925.

［8］STALLARD R F，EDMOND J M.Geochemistry of the Amazon：1.Precipitation chemistry and the marine contribution to the dissolved load at the time of peak discharge［J］.Journal of Geophysical Research，1981，86（C10）：9844-9858.

［9］XU W，SIEGERT F，ZHOU A G，et al.Glacier and glacial lake changes and their relationship in the context of climate change，Central Tibetan Plateau 1972-2010［J］.Global & Planetary Change，2013，111：246-257.

［10］TONG Y，CHEN L，CHI J.Riverine nitrogen loss in the Tibetan Plateau and potential impacts of climate change［J］.Science of the Total Environment，2016，553：276-284.

［11］GAILLARDET J，DUPR B，LOUVAT P，et al.Global silicate weathering and CO2 consumption rates deduced from the chemistry of large rivers［J］.Chemical Geology，1999，159（1-4）：0-30.

［12］WU W，XU S，YANG J，et al.Silicate weathering and CO2 consumption deduced from the seven Chinese Rivers originating in the Qinghai-Tibet Plateau［J］.Chemical Geology，2008，249（3-4）：307-320.

［13］LIU Z，YAO Z，HUANG H，et al.Land use and climate changes and their impacts on runoff in the Yarlung Zangbo River Basin，China［J］.Land Degradation & Development，2014，25（3）：203-215.

［14］劉湘伟.雅鲁藏布江流域水文气象特性分析［D］.北京：清华大学，2015.

［15］中国科学院青藏高原综合科学考察队.青藏高原地质构造［M］.北京：科学出版社，1982.

［16］NOH H，HUH Y，QIN J，et al.Chemical weathering in the three rivers region of Eastern Tibet［J］.Geochimica Et Cosmochimica Ata，2009，73（7）：1857-1877.

［17］MOON S，HUH Y，QIN J，et al.Chemical weathering in the Hong （Red） River Basin：rates of silicate weathering and their controlling factors［J］.Geochimica Et Cosmochimica Acta，2007，71（6）：1411-1430.

［18］HREN M T，CHAMBERLAIN C P，HILLEY G E，et al.Major ion chemistry of the Yarlung Tsangpo-Brahmaputra River：chemical weathering，erosion，and CO2 consumption in the Southern Tibetan Plateau and Eastern Syntaxis of the Himalaya［J］.Geochimica Et Cosmochimica Acta，2007，71（12）：2907-2935.

［19］BOOTH A L，ZEITLER P K，KIDD W，et al.U-Pb zircon constraints on the tectonic evolution of southeastern Tibet，Namche Barwa Area［J］.American Journal of Science，2004，304（10）：889-929.

［20］LI S，LU X X，BUSH R T.Chemical weathering and CO2 consumption in the Lower Mekong River［J］.Science of the Total Environment，2014，472（15）：162-177.

［21］GIBBS R J.Mechanisms controlling world water chemistry［J］.Science，1970，170：1088-1090.

［22］田原，余成群，雒昆利，等.西藏地区天然水的水化学性质和元素特征［J］.地理学报，2014，69（7）：969-982.

［23］RASHID I，ROMSHOO S A.Impact of anthropogenicactivities on water quality of Lidder River in Kashmir Himalayas［J］.Environmental Monitoring and Assessment，2012，185（6）：4705.

［24］EDMOND J M，PALMER M R，MEASURES C I，et al.The fluvial geochemistry and denudation rate of the Guayana Shield in Venezuela，Colombia，and Brazil［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta，1995，59（16）：3301-3325.

［25］HAN G，LIU C Q.Water geochemistry controlled by carbonate dissolution：a study of the river waters draining karst-dominated terrain，Guizhou Province，China［J］.Chemical Geology，2004，204（1-2）：1-21.

［26］CHETELAT B，LIU C Q，ZHAO Z Q，et al.Geochemistry of the dissolved load of the Changjiang Basin rivers：anthropogenic impacts and chemical weathering［J］.Geochimica Et Cosmochemica Acta，2008，72（17）：4254-4277.

［27］ROY S，GAILLARDET J，ALLGRE C J .Geochemistry of dissolved and suspended loads of the Seine River，France：anthropogenic impact，carbonate and silicate weathering［J］.Geochimica Et Cosmochimica Acta，1999，63（9）：1277-1292.

［28］GROSBOIS C.Dissolved load of the loire River：chemical and isotopic characterization［J］.Chemical Geology，2000，170（1-4）：179-201.

［29］MU C，ZHANG T，WU Q，et al.Dissolved organic carbon，CO2，and CH4 concentrations and their stable isotope ratios in Thermokarst Lakes on the Qinghai-Tibetan Plateau［J］.Journal of Limnology，2016，75（2）：313-319.

［30］賈建伟，吕孙云，王政祥.雅鲁藏布江流域水资源量特性分析［J］.人民长江，2008，39（17）：71-72，81.

［31］GROSBOIS C，P NGREL，FOUILLAC G C.An overview of dissolved and suspended matter fluxes in the Loire River Basin：natural and anthropogenic inputs［J］.Aquatic Geochemistry，2001，7（2）：81-105

［32］MEYBECK M.Atmospheric inputs and river transport of dissolved substances［A］.In：Webb B W（Ed.）.Dissolved Loads of Rivers and Surface Water Quantity/Quality Relationships［C］.Hamburg：IAHS Publ，1983.173-191.

［33］ZHANG X，XU Z，LIU W，et al.Hydro-geochemical and Sr isotope characteristics of the Yalong River Basin，Eastern Tibetan Plateau：implications for chemical weathering and controlling factors［J］.Geochemistry，Geophysics，Geosystems，2019，20（3）：1221-1240.

［34］李晶莹.中国主要流域盆地的风化剥蚀作用与大气CO2的消耗及其影响因子研究［D］.青岛：中国海洋大学，2003.

［35］包宇飞.雅鲁藏布江水文水化学特征及流域碳循环研究［D］.北京：中国水利水电科学研究院，2019.

（编辑：刘 媛）

Hydrochemical characteristics and carbon sink calculation in Yarlung Zangbo River Basin

LI Bogen1，BAO Yufei2，HU Mingming2，WANG Yuchun2，SUN Meng2，3

（1.Yunnan Hydrology and Water Resources Bureau，Kunming 650100，China； 2.State Key Laboratory of Watershed Water Cycle Simulation and Regulation，China Institute of Water Resources and Hydropower Research，Beijing 100038，China； 3.Institute of Earth Sciences，China University of Geosciences，Beijing 100083，China）

Abstract：

Rivers are the main channels connecting the ocean ecosystem and the inland ecosystem，and are also the major participants in the carbon cycle.The hydrochemical characteristics and carbon sink process in the Yarlung Zangbo River Basin were studied by the hydrochemical and elemental geochemical methods.The results showed that：① The average value of Total Dissolved Solid （TDS） of the Yarlung Zangbo River was 2053 mg/L，which was higher than the average value of world＇s rivers；the HCO-3 and Ca2+ were the most abundant anion and cation of the river water respectively.② The mass balance model indicated that the chemical composition of the basin water was dominated by the weathering of carbonate rock with an average contribution of 56%，and by weathering of silicate rock and evaporated rock with an average contribution of 23% and 17% respectively；atmospheric precipitation input contributed to the main ion composition only by 3%.③ The weathering rate of rock in the basin was 4203 t/（km2·a），which was approximately twice of the average weathering rate of rock in the world＇s rivers.The rate of rock weathering in the flood season （72.00 t/（km2·a）） was much more influenced by the runoff than in the dry season （1206 t/（km2·a））.④ The rate of CO2 consumption from rock weathering in the basin was 40713×103 mol/（km2·a），which was much higher than the average of the world＇s rivers.Among these，the average CO2 consumption rate of carbonate weathering was 23229×103 mol/（km2·a），and the average CO2 consumption rate of silicate rock weathering was 17484×103 mol/（km2·a）.

Key words： hydrochemical characteristics；weathering rate；CO2 consumption rate；Yarlung Zangbo River

收稿日期：2022-02-22

基金項目：国家自然科学基金项目（92047204，U1802241，U2040211，92047203）

作者简介：李伯根，男，高级工程师，主要从事水文水资源与水生态监测方面的研究。E-mail：swzyy1@126.com

通信作者：王雨春，男，正高级工程师，博士，主要从事河流水库水环境水生态研究。E-mail：wangyc@iwhr.com