迄今为止，人类排放的温室气体（CO₂、甲烷等）造成的全球温度升高1.2 ℃，如果持续恶化会对全人类造成巨大的灾难（IPCC，2021；蔡兆男，2021；丁仲礼，2021），极端气候事件发生的风险将进一步加剧。越来越多的研究表明，应对气候变化已经到了刻不容缓的地步。根据目前的调查研究，中国的生态系统碳汇占据每年碳排放的比例从20世纪80～90年代的30％下降到2010年以来的7%～15%，主要是由于碳排放增长速率大于碳汇增加速率所至（方精云，2007；朴世龙 等，2022a）。从长远来看，自然界的生态碳汇长期是趋零的（朴世龙 等，2022a）。随着全球气温的逐年升高，生态碳汇所能抵消的碳排放比例越来越低，利用好最近几十年生态碳汇提供的时间窗口对“碳中和”具有重要意义（朴世龙等，2022a）。

黄土高原的生态系统是一个巨大的有机碳汇潜力库。黄土高原沉积有巨厚的黄土古土壤，包含有大量的碳酸盐钙结核，以及黄土高原大量的岩溶水，这些形成了一个巨大的碳酸盐岩无机碳汇。目前，黄土高原的区域生态碳汇评价还处于起步阶段，无机碳汇更是受到的关注度极少。为了深入研究黄土高原的碳汇问题，笔者从地球系统科学角度，总结了黄土高原有机质、生态碳汇和无机碳汇的几项关键问题，为黄土高原生态环境脆弱区实现“双碳”目标提供重要参考资料。

1.   黄土高原的区域背景和碳汇系统

黄土高原的地理范围位于太行山以西，乌鞘岭以东，秦岭以北，长城以南，处于中国中北部黄河中游地区，其坐标为E 101°～114°，N 33°～41°，平均海拔为1000～2000 m，包括山西和宁夏全境、陕西省北部和中部、甘肃省东部和中部，青海东北部以及内蒙古的河套平原和鄂尔多斯高原等地区（李妙宇，2021）。黄土高原面积约为65万km²，占中国陆地总面积的7％。黄土高原属于干旱-半干旱大陆性季风气候，主要受到东亚季风的影响，夏季低纬水汽到达黄土高原造成气候温热湿润，冬季西伯利亚冷空气形成黄土高原寒冷干旱的气候（An，2000；腾志宏等，2000；Zhang et al.，2022）。黄土高原多年平均气温为7.3 ℃，多年平均降水量为 447 mm。时间尺度上，降雨年际及年内变化较大，年内多集中在7～9月；空间尺度上也具有较大的空间分异，自东南向西北逐渐减少（杨艳芬等，2019）。

黄土高原地质构造上位于秦岭构造体系和阴山构造体系之间，向西嵌入康藏多字型构造体系，向东横跨新华夏构造体系，中部为巨形的祁吕贺山字型构造体系。黄土高原地下水的赋存分布规律，主要受到地质背景、水文条件、气候条件等多种因素的控制（腾志宏等，2000）。黄土高原区域广泛被巨厚的黄土覆盖，黄土的平均厚度为92.2 m，是全世界最大的黄土堆积区 （Zhu et al.，2018）。根据黄土被切割后发育的形态不同可以分为黄土的塬、梁、峁及沟壑区等典型的地貌形态。黄土高原的西北部主要为荒漠，南部主要为关中盆地，东南主要为岩石裸露区，中西部主要为黄土丘陵沟壑区。自西北向东南分布有风沙土、褐土、黄绵土与黑垆土，中部地区的黄绵土分布最为广泛（李妙宇，2021）。第四纪以来，黄土高原沉积的黄土古土壤记录了亚洲季风的变化，除了显著的10万年冰期间冰期旋回周期（Ding et al.，1995; Guo et al.，2000），还记录了明显的2万年岁差周期（Sun et al.，2015；Beck et al.，2018）。这说明黄土高原不仅受到了高纬冰盖的影响，也受到了低纬太阳辐射的影响。冰期间冰期旋回带来的季风雨带的变化会推动着黄土高原的植被带至少有300 km的移动（Yang et al.，2015），目前的大气CO₂的升高水平已经超过了冰期间冰期的尺度，全球变暖背景下，季风雨带的移动对黄土高原生态系统的影响也是一个需要评估的重要因素。

黄土高原自然地理条件的差异导致了植被带的分异，自东南向西北明显呈现了森林向草原和荒漠过度的景观格局（Feng et al.，2013）。受自然背景和人类活动的共同影响，导致黄土高原成为生态脆弱区，土壤侵蚀与水土流失严重（高海东 等，2015），生态环境不断恶化。为改善生态环境质量，国家于1999年开始在黄土高原地区实施退耕还林（草）生态恢复工程。经过了20多年的发展，退耕还林还草等生态工程取得了显著的效果，80%的区域植被覆盖度显著上升，固碳能力显著提高。水土保持等生态系统功能显著增强，黄土高原的整体固碳量增加了约45% （李婷等，2020）。黄土高原的碳汇系统总体来说分为生态碳汇子系统和无机碳汇子系统两部分（图1），2个子系统包含的要素有所区别，其调查和研究方法也有区别，以下主要从生态碳汇和无机碳汇2个方面对黄土高原碳汇系统进行归纳总结。

图  1  黄土高原碳汇系统

Figure  1.  Carbon sink system in the Loess Plateau

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2.   黄土高原的陆地生态碳汇系统

随着全球变暖，陆地生态系统成为了一个重要的大气CO₂的汇入区。2010～2019年，全球陆地生态系统吸收了人类化石燃料和土地利用同期排放的31％的CO₂（Friedlingstein et al.，2020）。目前，全球尺度的陆地生态碳汇估算通常采用碳平衡方程残余项解析法：人类活动排放的碳减去大气增加的碳和海洋固定的碳。这一方法考虑到大气混匀很快，仅适用于全球尺度，而区域尺度并不适用，存在较大误差（朴世龙等，2022b）。北半球的陆地生态系统被近几十年的研究认为是一个重要的碳汇，但该碳汇的具体大小还有极大的争议（Fan et al.，1998；Pan et al.，2011）。除了Wang等（2020）报道的中国陆地碳汇为（1.11±0.38）Pg/Ca，其他方法估计的中国陆地生态系统的碳汇为0.21～0.33 Pg/Ca。李妙宇（2021）估算的黄土高原未来固碳潜力约为2.155 Pg。

2.1   陆地生态碳汇的估算方法体系

从国家层面的陆地生态系统碳汇的估算方法总体可以分为“自上而下”和“自下而上”2种（朴世龙等，2022a）。“自上而下”的方法也就是大气反演法，主要是基于区域的大气CO₂浓度反算出陆地生态系统碳汇。大气反演法的局限在于大气观测站点的分辨率，目前中国的大气观测站点数量非常有限。“自下而上”的方法包括涡度相关法、清查法和生态系统过程模型模拟法。涡度法容易受到人类活动的影响；清查法周期过长，需要样点密度高才具有较高的可信度；而模型估算的方法则存在参数具有较大不确定性，导致估算结果误差较大的局限性。

从黄土高原区域角度而言，目前有3 种主要的区域生态系统固碳潜力评估方法：时间序列法、时空替代法与限制因子法。时间序列法估算生态固碳潜力的原理是使用目前生态系统的数据建立生态系统生物量的时间序列，换算成碳储量可计算出未来的总碳储量，便可以知道固碳潜力。例如，森林系统常常遵循Logistic模型，一个生态系统会有一个森林的承载上限，是生态研究中最为广泛使用的固碳潜力评估方法。时空替代法估算生态固碳潜力是假设在相似的环境条件下，相同的演化阶段的生态系统会有类似的碳循环过程，不同阶段的生态系统的碳储量和现阶段的碳储量差值就是固碳潜力。限制因子法是在考虑碳储量的各环境影响因子在时空上的限制，进而对固碳潜力进行估算的方法，理论上当所有限制因子的值达到最小时，碳储量可达到最大固碳量。

2.2   有机质碳储库子系统

最近的多项研究结果表明，生态系统在黄土高原的植被覆盖度快速恢复后，拥有巨大的固碳潜力（Deng et al.，2014；Li et al.，2020）。生态系统碳储量是反映其固碳能力，生态质量的重要指标 （Avitabile et al.，2016），准确评估生态系统碳储量，和其固碳潜力对于碳中和情境下的区域长期可持续发展具有重要意义。目前，在黄土高原上，针对整个区域的不同单一生态系统的碳储量的评估、清查和碳储量潜力计算已有不少，但是统一黄土高原多个森林、草地、湿地、土壤等生态系统的碳储量的多生态系统的总评估还很少见。这可能是因为不同的生态系统碳储量的控制因素和分布规律具有很大差异，另外，深入的点上研究可能很难兼顾全面的清查和评估工作。此外，无论从全球尺度还是区域尺度，碳储量的评估方法和清查标准并不是完全统一的，因此需要集中攻关研究一套系统性的碳储量的评估方法。

李妙宇（2021）基于黄土高原地区实测的碳密度数据，使用GIS手段和克里金空间插值法，评估了黄土高原地区的生态碳储量现状，并利用路径分析和相关分析不同生态系统碳储量的控制因素和贡献，发现黄土高原地区总的生态系统碳储量为2.265 Pg，地上生物量为0.422 Pg，地下生物量为0.319 Pg，土壤有机碳库储量为1.524 Pg，森林生态系统碳储量为0.978 Pg，草地生态系统碳储量为1.086 Pg，农田生态系统碳储量为0.205 Pg。可以发现，目前黄土高原土壤有机碳库是最大的碳库，地面的生物量相对土壤有机碳更少一些。另外，森林生态系统虽然相比较草地生态系统目前占比更小，但是最近20年来得到了快速的提高。农田生态系统的碳储量占比虽然小，但是其周期短，具有年际变化特点，易于管理，更容易增汇，每年度是一个重要的碳储量和碳汇研究单元。

李巧玲等（2019）通过对宁夏荒漠化的草原不同阶段的土壤有机碳和无机碳的研究，发现随着沙漠化的加剧，0～10 cm与0～30 cm土层有机碳和无机碳都出现了非常明显的下降。程淑兰等（2004）对比陕北榆林市1982年和2003年土壤普查有机质调查结果，发现随着治沙生态工程的开展，耕作层（0～20 cm）、1m深度和全剖面的土壤有机质分别增加了10.12 Gg、19.06 Gg和20.1 Gg，表明荒漠化的持续治理能够显著提高土壤的固碳能力，增加生态碳汇。

2.3   黄土高原的生态碳汇系统

生态碳汇的清查就是要对生态系统的固碳潜力进行评价。固碳潜力的准确评估，生态系统的管理和优化起到重要的参考作用。如何准确并且科学的评估目前全国乃至全球的生态固碳潜力是实现碳达峰和碳中和目标的工作之一。

He等（2017） 在野外获得实测数据后，利用模型模拟了天然林和人工林的生物量随时间变化的Logistic方程，估算了中国森林在3种碳排放情境下2020～2050 年的固碳潜力。刘迎春等（2019）利用中国各省份的森林清查数据，根据不同树种，不同林龄的最终森林积蓄量，计算碳储量，最终估算了基于2001年的全国森林固碳潜力为6.52 Pg C。邓蕾（2014）利用时空替代法评估了黄土高原退耕还林后单位面积的固碳潜力。宋超（2015）利用顶级自然林的碳密度减去现状的自然林和人工林的碳密度估算出未来的固碳潜力。

张晴等（2009）认为中国陆地生态系统总体表现为碳汇，西北荒漠为碳源，其中内蒙古中部有向碳源转化的趋势。Yu等（2013）提出东北的温带草原系统、青藏高原东部高山草甸生态系统是较强的碳汇，而青藏高原中部的草甸和内蒙古温带草原表现出了弱碳源格局。Kato等（2006）和董刚（2011）的研究也有类似的结论。这些研究表明中国草地生态系统总体表现为碳汇，少量区域草地生态系统有从碳汇转变为碳源的趋势。李妙宇（2021）的研究表明，目前可预测的环境因子限制条件下，黄土高原地区生态系统未来最大的碳储量为4.42 Pg，总的固碳潜力为2.155 Pg；森林生态系统固碳潜力为0.957 Pg、草地生态系统固碳潜力为1.103 Pg；土壤碳库总体对固碳潜力的贡献度要高于植被，其固碳潜力为1.417 Pg。

2.4   农田土壤碳汇管理体系

根据近几十年的研究，虽然证明农田生态系统的有机质储量和固碳潜力相对森林和草地生态系统较小。但是，农田土壤有机质具有年际的周期性变化，可以通过有效的管理措施快速地调整碳汇的大小，相较其他生态系统更易于实现。根据联合国粮农组织（ FAO）的调查研究报告，农业生态系统已成为全球第二大温室气体来源，但同时也具有潜在的巨大增汇空间。可以通过农田土壤有机碳的管理措施，有效的增加农田系统的碳汇（乐小芳等，2020）。目前，生态和农业学界关于农田土壤碳汇的主要研究集中在土壤有机碳储量的评估、农田土壤碳汇模型研究、农田土壤碳汇潜力研究、农田土壤碳汇影响因素研究、农田碳汇的生态补偿机制等方面。

梁二等（2010）分析了中国各省最近20年来农田土壤有机碳储量的变化趋势，评估了农田土壤碳汇潜力，对认识和评价中国农田土壤碳汇能力提供了方法和依据。潘根兴等（2005）系统总结了中国农田土壤碳汇研究和全球变化研究以及国家粮食安全之间的联系，提出了农田土壤碳汇研究的重要性。韩冰等（2008）总结了中国目前农田土壤碳汇的研究现状，系统估算了通过农田管理措施可以每年提高182.1Tg固碳量，农田土壤碳汇潜力相当于中国能源排放的23.9%。为深入理解农田土壤有机碳的大尺度、长时间范围内的动态变化，很多研究对土壤碳汇模型的建立和应用进行了报道。目前，最广泛应用的有3重模型：Century模型、DNDC模型和Rothc模型。其中，Century模型是当前用来评价农田生态系统土壤碳汇演化最为有效的工具之一（乐小芳等，2020）。

3.   黄土高原无机碳汇系统

黄土中的主要矿物成分是石英、长石和云母为主的硅酸盐碎屑矿、黏土矿物、碳酸盐矿物及氯化物和硫酸盐等易溶性盐类（张龙军等，2011）。黄土中存在以碳酸盐岩风化和硅酸盐风化为主的无机碳汇过程。据统计，黄土无机碳库约为有机碳库的2～5倍，无机碳储存量达8.5×10² PgC（秦小光等， 2001），每年截储大气碳的规模约150万t碳（Li et al.，2007）。中国黄土与世界其他地区黄土相比，表现为贫SiO₂、Fe₂O₃，富CaO、MgO，黄土长时间的水-矿物作用导致硅酸盐矿物溶解，生成次生碳酸盐岩过程中消耗大气中的CO₂的速率较高（邵明玉等，2019）。黄土中碳酸盐岩溶蚀过程中，不但可以固存大气CO₂，还可以固存土壤有机碳分解产生的CO₂，对调节大气CO₂以及全球碳循环具有重要的影响（杨黎芳等，2006）。以往研究中通过研究黄土中成壤碳酸盐的δ¹³C的记录，重建第四纪时期大气CO₂浓度，为研究古环境气候变化提供重要依据（Cerling et al.，1993；陈骏等，1996；张崧，2008；苗甜等，2021），但针对黄土中碳酸盐岩矿物的岩溶碳汇效应研究还比较弱，黄土中硅酸盐风化和碳酸盐溶蚀过程对碳汇的贡献如何，对于进一步研究全球碳循环，寻找全球“遗漏汇”具有重要意义。

3.1   无机碳汇的理论体系

3.1.1   碳酸盐岩风化碳汇原理

黄土中无机碳库的主要存在形式是碳酸盐矿物，可以分为原生和次生碳酸盐矿物。前者指来源于母质并不存在化学变化的碳酸盐，后者指Ca²⁺与HCO₃⁻结合后沉积形成的碳酸盐，其中次生碳酸盐矿物占总碳酸盐矿物90%左右（文启忠，1989）。黄土具有较高的入渗性能，稳定入渗速率达到0.5～1.35 mm/min，出渗速率达到15～28.5 mm/min，大部分降水入渗土壤（蒋定生等，1986），土壤水和土壤CO₂结合，导致下伏黄土层的次生碳酸盐矿物快速溶蚀，产生溶解性的无机碳（DIC）进入水体，从而影响人类在短时间尺度上对大气CO₂的调节作用（熊平生等，2008；Zhang et al.，2015）。水体中的无机碳被微生物或者水生生物利用固定，形成永久碳汇（Liu et al.，2018）。碳酸盐岩化学反应过程见公式（1），风化碳汇过程如图2所示。

图  2  基于流域（地下水系统+地表水系统）H₂O–CaCO₃–CO₂–水生光合生物相互作用的碳酸盐风化碳汇模式图（Liu et al.，2018）

Figure  2.  Model map of carbonate weathering carbon sink based on H₂O–CaCO₃–CO₂–aquatic photosynthetic organisms interaction in watershed (groundwater system + surface water system)

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3.1.2   硅酸盐岩风化碳汇原理

在全球碳循环中，硅酸盐化学风化被认为是大气CO₂的一个重要的汇入方式。从全球尺度上看，硅酸盐风化每年消耗的大气CO₂量为0.138～0.169 Gt，相比现在大气碳库中碳的含量（约为800 Gt）似乎是微不足道的。硅酸盐风化消耗CO₂并将其作为碳酸盐矿物埋藏在海洋，储存时间超过百万年。因此，从地质时间尺度上看，硅酸盐风化是调节全球碳循环的一个重要机制（吴卫华等，2012）。土壤碳酸盐形成过程中，每1 mol硅酸钙风化净消耗1 mol大气CO₂，这个过程中吸收大气CO₂，并固定在含碳酸钙的土壤中，具体反应公式如下：

总反应公式为：

3.1.3   无机碳汇估算的方法

岩石化学风化及其碳汇通量的计算方法主要有正演模型（Forward model）、反演模型法（Inversion model）、水化学径流法、溶蚀试片法以及Galy模型法（表1）（Wu et al.，2013；覃小群等，2015；Yang et al., 2022）。已有学者采用正演模型和反演模型对中国青藏高原地区岩石风化过程中进行了研究，并计算出硅酸盐风化速率及其消耗的CO₂速率（Wu et al.，2013；Zhang et al.，2013；Yang et al.，2022）。近年来，水化学径流法和Galy模型法已应用于黄土高原碳酸盐岩化学风化及碳汇通量研究。水化学径流法是一种估算流域整体的碳酸盐岩风化量的方法，通过测定流域出口处水体中HCO₃⁻浓度和流量来估算流域CO₂的输出总量，进而估算流域所消耗的CO₂的单位年通量（Liu et al.，2018）。Galy模型法可以区分不同岩石（矿物）对流域溶解物质的贡献，Xiao等（2016）利用Galy模型对旱季黄土高原6个典型小流域内河水溶解物质来源进行分析并估算了CO₂消耗量。通过对比研究发现，由于土壤中含碳酸钙矿物，无机碳含量较高会导致试片法结果偏小，埋放于土下的试片溶蚀速率低于地表基岩面的溶蚀速率，在半干旱地区计算岩溶碳汇效应宜采用水化学径流法（黄奇波等，2015a，2015b）。已有研究表明，北方黄土区的流域边界相对稳定（贾旖旎，2010）。因此，水化学径流法在黄土区流域计算岩石（矿物）风化碳汇强度和碳汇通量提供了理论基础。目前，多数学者均采用水化学径流法来估算黄土区流域尺度的碳汇通量（邵明玉等，2019）。

表  1  无机碳汇估算方法汇总表

Table  1.  Summary table of methods for estimating carbon sinks

估算方法	计算公式	适用场景	参考文献
正演模型	排除大气、外源酸和微量碳酸盐矿物影响之后，计算花岗岩和玄武岩的风化阳离子浓度总和（K+2Ca+Na+2Mg），并结合每个流域的径流深q（mm），分别计算出花岗岩和玄武岩风化的阳离子通量	适用于流域尺度的硅酸盐化学风化研究	（Yang et al.，2022）
反演模型	[ΦCO2]sil=（2Ca2+sil+2Mg2+sil+Na+sil+K+sil） ×径流量/流域面积 [ΦCO2]carb=（Ca2+carb+Mg2+carb） ×径流量/流域面积 [ΦCO2]sil和[ΦCO2]carb分别为硅酸盐和碳酸盐化学风化消耗的CO2速率	适用于流域尺度的硅酸盐化学风化研究	（Wu et al.，2013）
水化学径流法	${\rm{ \mathrm{F}=1/2\times \left[{HCO}_{3}^{-}\right]\times Q\times {M}_{rCO_2}/{M}_{rHCO_3}/S } }$ 式中：F为岩溶碳汇强度（t/（km2·a）），[HCO3−]为水体中所含HCO3−的的浓度（g/l），1/2指径流中一半碳来自大气，Q为流域径流量（l/s），$\mathrm{M}_{\mathrm{rCO}_2 }$和$\mathrm{M}_{\mathrm{rHCO}_3 }$分别为CO2和HCO3−的相对分子质量，S为流域面积（km2）	明确的流域边界、地下水为全排型，至少有一个完整的水文年的流量和HCO3−浓度数据。同时要扣除硝酸和硫酸等外源酸对地下水中HCO3−的贡献	（刘再华，2000）
Galy模型法	将河流中水化学离子组分归因于不同岩石端元的溶解，根据河水中元素比值关系，估算不同岩石风化对河水溶质的贡献。硅酸盐风化组成的地下水，离子比值为一定值（Mg2+/K+=0.5，Ca2+/Na+=0.2） 若仅考虑碳酸（H2CO3）对碳酸盐岩（CaCO3）的风化溶蚀，地下水中TDS来源于碳酸盐岩溶蚀生成的量表示如下： TDS碳酸盐岩=[Ca2+]碳酸盐岩+[Mg2+]碳酸盐岩+1/2[HCO3−] 若考虑硫酸（H2SO4）和碳酸（H2CO3）共同参与了碳酸盐岩（CaCO3）的风化溶蚀，地下水中TDS来源于碳酸盐岩溶蚀生成的量表示如下： TDS碳酸盐岩=[Ca2+]碳酸盐岩+[Mg2+]碳酸盐岩+1/4[HCO3−]碳酸+[HSO4−]硫酸 硅酸盐风化速率计算如下： TDS硅酸盐眼=[Na+]硅酸盐岩+[K+]硅酸盐岩+[Ca2+]硅酸盐岩+[Mg2+]硅酸盐岩+ [SiO2]硅酸盐岩 来源于硅酸盐岩风化消耗的大气/土壤CO2计算公式如下： CO2硅酸盐岩=[HCO3−]硅酸盐岩=[Na+]硅酸盐岩+[K+]硅酸盐岩+ 2[Ca2+]硅酸盐岩+2[Mg2+]硅酸盐岩	适用于中小流域尺度的岩石风化碳汇，估算不同岩溶风化对地表河水的贡献	（Galy et al.，1999；覃小群等，2015）
溶蚀试片法	E=（W1-W2）×1000×T−1×365×S−1，式中，E为试片溶蚀速率（mg·cm−2·a−1），W1为埋放前的试片重量（g），W2为回收后的试片重量（g）,S为试片溶蚀表面积，T为试片埋放的时间（d） $\mathrm{F}=\mathrm{E} \times \mathrm{S} \times \mathrm{R} \times \mathrm{M}_{\mathrm{CO}_ 2} / \mathrm{M}_{\mathrm{CaCO}_ 3}$，式中，F为岩溶作用吸收的CO2的汇（1010g/a），E为岩石试片的溶蚀速率（mg·cm−2·a−1），S为岩溶区面积（km2），R为岩石试片的碳酸盐岩纯度，$\mathrm{M}_{\mathrm{CO} _2} $和$\mathrm{M}_{\mathrm{CaCO} _3} $分别为CO2和CaCO3的相对分子质量	广泛用于岩溶碳汇研究中，在西南岩溶区应用较为广泛，在黄土区估算量偏低	（黄奇波等，2015a，2015b）

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除此以外，碳的稳定同位素示踪技术适合于从年到百年尺度的土壤碳循环过程，能有效地阐明地下碳动态变化和土壤碳储量的微小迁移与转化（Galdo et al.，2003；于贵瑞等，2005）。稳定同位素δ¹³C可以用来分辨碳酸盐的来源及其累积速率，精确量化碳酸盐数量（Khademi，2010；Wang et al.，2015）。

3.2   黄土高原的碳酸盐岩碳汇系统

在干旱、半干旱地区，土壤碳酸盐岩转化周期比较长，土壤碳酸盐的形成是一个重要的地质碳汇过程，使其可以作为一个相对稳定的碳库。按照碳酸盐矿物的成因，黄土中碳酸盐矿物主要是沙漠、戈壁区以及古海相碳酸盐地层原生碳酸盐矿物和黄土沉积以后风化成壤过程中形成的，主要来自原生碎屑CaCO₃溶解后沉淀及含钙硅酸盐矿物风化后沉积的次生碳酸盐矿物（陈秀玲等，2008）。碳酸盐矿物在黄土中十分富集，含量最高可达20%，其中约90%为次生碳酸盐矿物，涂夏明等（2012）初步估算陕西境内黄土高原表土层固定无机碳储量为0.856 Pg，无机碳储量远大于有机碳储量，且无机碳含量随着深度增加而增大（黄奇波，2019）。对土壤中温室气体组分研究发现黄土中的CO₂浓度比大气中的CO₂浓度高几十倍（刘嘉麒等，1996；刘强等，2000）。

目前，国内外学者针对黄土区不同土地利用类型的土壤呼吸特征做了大量的研究。结果显示，不同土地利用类型的黄土中无机碳储量显著不同，草地碳储量显著高于农田（李旭东，2011）。退耕还草后草地CO₂通量的升高和降低与植被因素具有相关性，这一现象说明不同土地利用方式的土壤呼吸特征具有和植物生长量相关的显著差异（齐丽彬等，2008）。黄土高原地区现代土壤CO₂通量与土壤水热条件呈显著相关（Yi et al.，2007）。黄土中的碳酸盐矿物含量大、颗粒较细、溶蚀作用强，但目前针对黄土碳酸盐矿物的碳循环过程、碳汇量级的研究并不深入，建议开展长期监测，进一步提高数据的精度。

3.3   黄土高原的硅酸盐岩碳汇系统

与碳酸盐风化碳汇相比，硅酸盐风化碳汇被认为是净地质碳汇，在百万年时间尺度上对全球气候产生负反馈调节作用（Maher et al.，2014）。黄河流域硅酸盐风化CO₂消耗率上游＞中游＞下游，消耗量中游＞上游＞下游，上、中游硅酸盐风化CO₂消耗量分别为下游的33倍和37倍（张龙军等，2011）。Yang等（2022）对比研究黄河上游和中下游硅酸盐风化速率和CO₂消耗速率，发现从上游到中下游逐渐降低。通过水化学径流法计算不同端元离子来源贡献，发现硅酸盐矿物和碳酸盐矿物化学风化贡献的溶解物质分别占总溶解物质的62.23%和19.31%，黄土区硅酸盐矿物溶解贡献率占主导因素（邵明玉等，2019）。陕北黄土高原地区表层黄土有机碳和无机碳储量分别为0.272 Pg和0.856 Pg，无机碳储存量远大于有机碳储存量，这与其所处干旱环境有关（涂夏明等，2012）。黄土中次生碳酸盐的形成过程可以作为一种有效的碳吸收机制，将大气中的CO₂转化为相对稳定的无机碳库。人类活动和土地利用对土壤有机碳库和无机碳库产生重要影响，合理用土地及科学管理现代农业，能够减少黄土高原土壤碳释放，增加其碳吸收，使之成为碳汇。因此，应进一步开展土地利用和植被变化对土壤碳储量的影响研究，并长期观测年内和年际气候变化对黄土碳储量的影响，对土地资源可持续利用和土壤循环与全球气候变化的相互作用具有重要意义。

4.   黄土高原碳汇系统科学研究展望

中国的碳达峰碳中和研究工作正在有序展开，黄土高原的碳汇调查研究目前还很薄弱。区域尺度的陆地生态碳汇和地质碳汇估算是一个难题，亟需要组织技术力量对其进行攻关。自退耕还林还草的生态修复工程在黄土高原进行以来，随着气候变化植被覆盖率的增加，黄土高原的生态环境得到了有力的改善。

前期的调查显示黄土高原的脆弱生态区的生物量和土壤有机质得到了显著的提高，生态系统碳汇也得到了初步的估算。然而，目前黄土高原的碳汇调查研究仍有5个方面可以进一步改善：①清查基础数据少，目前仅有小范围的点状的土壤碳库的变化监测，没有黄土高原区域尺度的碳库的变化数据。②要加强遥感技术对黄土高原碳汇调查研究的支撑作用。③多学科系统性的针对黄土高原碳汇潜力的研究，厘清黄土高原碳汇现状和未来的碳汇潜力。④加强无机的地质碳汇的调查研究工作，研究表明岩溶碳汇、黄土高原碱性土壤碳汇以及沙漠碳汇也是重要的碳汇组成。无机碳汇的形成机理和具体大小需要开展深入细致的调查研究工作。⑤西北地区具有大型沉积盆地、枯竭的油气田、深部卤水层等地质基础，决定了该区具有包括矿物封存、溶解封存和物理空间封存等全面地质封存CO₂的潜力（王国强等，2023），而黄土高原地区具有国内最好的CO₂封存地质条件，建议开展CO₂捕集、驱油和埋存技术研究，加强CCUS技术创新和工程实践，助力国家"双碳"目标实现。