2015, Vol. 36
2. 河南理工大学资源环境学院, 焦作 454000
2. Institute of Resource and Environment, Henan Polytechnic University, Jiaozuo 454000, China
全球变暖已成为公认的事实，而大气中温室气体(主要是CO2)的持续增加则被普遍认为是造成全球变暖的重要原因，因此探索全球CO2的源汇机制成为当前研究的焦点. 河流是连接陆地和海洋两大碳汇的重要途径，是将陆地碳输送到海洋的主要通道，这种由陆地向海洋的碳输送构成了全球碳循环的一个重要环节. 在研究河流碳循环时不仅要关注由河流向海洋输送的碳，而且还要重视河流系统水-气界面的CO2交换，这对总体把握全球碳的收支具有重要意义.
水体二氧化碳分压(pCO2)是影响水-气CO2交换的重要因素，它不仅受流域地表的生物、 物理、 化学和人类活动的影响，而且也受河流水体的碳酸盐体系和生物地球化学过程的影响. 流域的岩土性质和风化过程影响着河流水体pCO2，如我国黄土高原的黄土母质富含碳酸盐，强烈的物理侵蚀和化学风化过程将大量无机碳输送到黄河，成为影响黄河水体pCO2的主要因素[1, 2]; 渥太华河流域土壤呼吸作用和矿物风化是影响河流水体pCO2的重要因素[3]. 对于河流水体而言，浮游植物的光合作用以及呼吸作用影响着水体pCO2，如亚马逊河浮游植物的呼吸作用是影响水体pCO2的重要因素[4]. 受河流内、 外部的物理、 化学和生物过程的影响，水体pCO2也有显著差别，如亚马逊河干流水体pCO2在(441±1 932) Pa之间[4]; 长江上游的龙川江水体pCO2在23~841 Pa 之间[5]，长江三峡水库坝区干流水体pCO2在93~115 Pa之间[6]，而长江口水体pCO2在66~146 Pa 之间[7]; 秋季黄河水体pCO2在80~166 Pa之间[1]; 西江下游干流水体pCO2为61~729 Pa[8]，而西江河口段水体pCO2为93~334 Pa[9]. 水体pCO2直接影响水-气pCO2交换，大气和水体的pCO2之差越大，水-气CO2交换能力就越强，大量研究表明河流水体是大气CO2的源，存在着CO2由河流水体向大气输送的现象，如亚马逊河CO2交换通量为1.559~2.827 μmol ·(m2 ·s)-1[4]; 长江上游的龙川江水-气CO2交换通量为3.488~16.587 μmol ·(m2 ·s)-1[5]，长江口水-气CO2交换通量为0.491~1.084 μmol ·(m2 ·s)-1[7]; 西江下游水-气CO2交换通量为2.21~4.122 μmol ·(m2 ·s)-1[8].
黄河是我国第二大河，也是世界上著名的输沙型河流，自20世纪80年代以来，国内外学者对黄河及河口有机碳的生物地球化学循环过程已经开展了较多研究，如Zhang等[10]、 Cauwet等[11]、 张龙军等[12, 13]、 刘冬梅等[14]、 Wang等[15]、 Zhang等[16]、 Ran等[17]、 邱爽等[18]分别对黄河及河口的有机碳含量及入海通量进行了研究. 然而对黄河水体pCO2的研究却相对较少，也仅有张龙军等[1]、 苏征等[2]和孙超等[19]对黄河水体pCO2进行了必要的探索.
随着黄河流域降水量的减少以及沿黄地区用水量的逐渐增加，黄河入海流量显著减少，大量泥沙沉积在河道和水库中[20, 21]. 为了能将淤积在河道和水库的泥沙排入大海，从2002年起开始通过联合调度小浪底、 三门峡等水库进行调水调沙，并将调水调沙作为一项长期的治黄策略，因此研究在小浪底水库水沙调控影响下的河流水体pCO2特征及水-气CO2扩散通量对于揭示人类活动对河流碳循环的影响具有十分重要的意义. 张龙军等[1]已经对秋季黄河干流pCO2的空间分布特征及控制因素进行了详细研究，本文在前人研究的基础上，重点研究在小浪底水库水沙调控的影响下，小浪底站和花园口站表层水体pCO2及水-气CO2扩散通量的变化特征.
1 材料与方法 1.1 样品的采集与分析小浪底水库位于黄河中游最后一段峡谷的出口处，它是以治理黄河为主要目的、 以调控黄河水沙为主要功能的大型水库，小浪底水库控制流域面积为69.4万km2，占黄河流域面积的92.3%. 小浪底水文站位于小浪底水库下游4 km处，是小浪底水库的水沙出库控制站. 黄河花园口水文站距离小浪底水库约128 km，是黄河中游重要的防洪基本站; 黄河花园口不仅是黄河中游和下游的分界点，也是黄河真正成为地上悬河的起点. 在小浪底和花园口两个水文站采样观测可以客观反映出在小浪底水库水沙调控影响下水库下游河水pCO2的变化特征.
于2011年11月至2012年10月的每月中旬在小浪底水文站和花园口水文站的采样断面进行每月1次的周期性采样观测(图 1). 并于2012年小浪底水库调水调沙期间在花园口站和小浪底站进行连续采样观测，具体为6月18日至7月9日在花园口站、 7月1日至9日在小浪底站进行了每天1次的采样观测.
 | 图 1 采样点示意Fig. 1 Sampling station in the Yellow River |
2012年小浪底水库进行调水调沙分为两个阶段，其中6月18日至7月3日为小浪底水库泄水阶段，其目的是通过加大小浪底水库下泄流量冲刷下游河道淤积的泥沙; 7月4日至8日为小浪底水库排沙阶段，即将沉积在水库的泥沙排出水库，因此于7月1日至9日在小浪底站进行每天1次的采样观测能够客观的反映小浪底水库排沙前后的河水pCO2变化特征. 而花园口站距离小浪底水库128 km，因此花园口站不仅受调水调沙前期冲刷河道淤积泥沙的影响而且还受排沙影响，故在整个调水调沙期间在花园口水文站进行每天1次的连续采样.
采样地点位于小浪底水文站和花园口水文站采样断面中间，采样时间为每日的09:00左右，用Niskin采水器采取水样，为了避免水体表层枯枝落叶的影响，采样深度为水面以下1 m处. 当水样提出水面后，迅速用便携式仪器测试水样的pH值、 水温等基本水质参数，并详细记录测试数据. 采样后取一定的水样现场过滤，用0.05 mol ·L-1的盐酸进行滴定(用酚酞作为指示剂)，连续滴定3次取平均值.
用直径为47 mm、 孔径0.7 μm的Whatman GF/F型玻璃纤维质滤膜过滤水样，然后用美国戴安IC-90型离子色谱仪测试Cl-、 NO-3、 SO2-4等阴离子的含量，测试精度为5%; 用美国瓦里安Vista MPX型ICP-OES测试K+、 Na+、 Ca2+、 Mg2+等阳离子的含量，测试精度为5%; 将带有颗粒物的滤膜在50℃下烘干，根据滤膜过滤前后的质量差以及过滤水样计算总悬浮颗粒物(TSS)含量. 2011~2012年小浪底站和花园口站的水位、 流量和含沙量资料均来自黄河水利委员会.
1.2 水体二氧化碳分压计算水体中溶解无机碳(DIC)由CO2、 H2CO3、 HCO－3和CO2－3组成，平衡时各组分在水溶液中的浓度主要与pH、 水温和离子强度有关. 由于HCO－3、 pH、 水温和阴阳离子均已测出，根据CO2在水溶液中的碳酸平衡原理及采用亨利系数，计算水溶液中CO2分压[8,22~25].
上述各式中Ki为平衡常数，其值主要采用以下几个方程计算:
根据享利定律，pCO2可根据以下方程计算:
水-气界面的CO2扩散主要受制于大气和水体中的二氧化碳分压之差、 温度、 风速和河水流速等因素. 通常水-气CO2扩散通量可用下面的公式计算[1, 8, 22, 23]:
确定水-气CO2交换系数K成为计算CO2水-气扩散通量的关键，目前有多种方法估算CO2水-气交换系数[26]，如张龙军等[1]采用Wanninkhof提出的方法计算黄河水体的水-气CO2交换系数，喻元秀等[22]和彭希等[27]则直接采用前人得出了的水-气CO2交换系数计算水-气CO2扩散通量. 本研究仍采用Wanninkhof[28]提出的方法计算黄河水体的水-气CO2交换系数:
2012年小浪底水库进行了两次集中排沙，一是在7月上旬小浪底水库通过人为调水调沙将水库的大量泥沙排出水库; 另一是8月上旬随着上游洪峰的到来小浪底水库进行排沙. 而本研究在花园口和小浪底两个水文站进行的周期性采样时间均为每个月的中旬，因此它反映了在小浪底水库正常调度期间的表层水体pCO2特征.
在1年内小浪底站表层水体pCO2在82~195 Pa之间，平均为116 Pa. 小浪底站表层水体pCO2有明显的季节性变化，汛期7~9月表层水体pCO2明显高于其他月份(图 2). 在1年内花园口站表层水体pCO2在99~228 Pa之间，平均为151 Pa，花园口站表层水体pCO2也有明显的季节性变化，7~9月表层水体pCO2明显高于其他月份(图 2). 7~9月黄河流域进入汛期，气温高、 降水量大、 植被生长旺盛，黄河流域的物理侵蚀和化学风化都比较强烈，汇入河流系统溶解态的无机碳较多，可能是导致7~9月表层水体pCO2较高的重要原因.
 | 图 2 小浪底水库正常调度期间小浪底站和花园口站pCO2 Fig. 2 CO2 partial pressure of Xiaolangdi station and Huayuankou station when Xiaolangdi Reservoir operated normally |
在小浪底水库正常调度期间，花园口站的表层水体pCO2均明显高于同期的小浪底站. 这是主要因为在小浪底水库正常调度期间，从小浪底水库下泄TSS含量比较低的河水在向下流动过程中，流水的冲刷作用使沉积在河底的泥沙大量进入水体，从而显著增加花园口站的TSS含量(图 3); 由于黄河中下游的泥沙主要来自黄土高原，其碳酸盐含量较高[29]，所以当大量高含碳酸盐的泥沙进入水体后对水体碳酸盐平衡有较强的缓冲能力，通过增加河水溶解态的无机碳含量即通过增加DIC含量进而使水体pCO2明显增加[1, 2].
 | 图 3 小浪底水库正常调度期间小浪底站和花园口站TSS含量Fig. 3 TSS of Xiaolangdi station and Huayuankou station when Xiaolangdi Reservoir operated normally |
在2012年6月18日至7月8日小浪底水库调水调沙期间，小浪底站和花园口站表层水体pCO2分别为172~318 Pa和182~300 Pa，且两个水文站表层水体pCO2均有明显的变化(图 4)，主要表现为，在水库泄水阶段(7月4日之前)，花园口站pCO2明显高于小浪底站，而在水库排沙期间的7月4~7日花园口站pCO2又明显低于小浪底站，7月8日水库排沙量明显减少，7月9日小浪底水库恢复正常调度，7月8~9日又表现为花园口站pCO2略高于小浪底站.
 | 图 4 2012年调水调沙期间小浪底站和花园口站pCO2 Fig. 4 CO2 partial pressure of Xiaolangdi station and Huayuankou station during runoff and sediment control in 2012 |
这主要是因为在水库泄水期间，小浪底站TSS含量特别低，但花园口站因河水冲刷作用使大量泥沙进入水体而显著增加了TSS含量，当高含碳酸盐的泥沙进入水体后通过增加溶解无机碳含量进而增加水体pCO2; 但在水库排沙期间(7月4~7日)，小浪底站TSS含量特别高，最大可达398 g ·L-1，而高含泥沙的水流在向下流动的过程中大量沉积在河道中，使花园口站TSS含量显著降低，如在整个水库排沙期间花园口站TSS最大含量为59.2 g ·L-1，由于TSS含量的差异也使两个水文站水体pCO2发生了明显差异.
2.2 表层水体pCO2与DIC、 TSS、 流量和水温之间的关系 2.2.1 小浪底水库正常调度期间表层水体pCO2与DIC、 TSS、 流量和水温的关系小浪底站和花园口站pH 值介于7.82~8.37之间，在此碳酸平衡体系下，水体中溶解无机碳以HCO-3为主，占到总溶解无机碳的90%以上，因此在研究河流DIC中通常用HCO-3含量代替DIC的含量[30]; 另外邱爽等[18]对黄河下游DIC的研究也表明，黄河水体HCO-3在DIC各组分中占有绝对优势，可用HCO-3含量来代替DIC含量.
图 5和图 6分别给出了在小浪底水库正常调度期间小浪底站和花园口站表层水体pCO2与DIC、 TSS、 流量和水温之间的关系. 从中可知，两个水文站表层水体pCO2与DIC含量均呈显著的正相关关系，表明在小浪底水库正常调度期间水体DIC含量是控制表层水体pCO2大小的主要因素. 张龙军等[1]和苏征等[2]也分别指出，DIC是秋季黄河水体pCO2的控制因素. 另外两个水文站表层水体pCO2与河水温度均呈现显著的相关性，表明两者变化比较一致，夏季水温高表层水体pCO2也高，冬季水温低表层水体pCO2也较低.
 | 图 5 小浪底水库正常调度期间小浪底站pCO2与DIC、 TSS、 流量和水温的关系 Fig. 5 Relationship between pCO2and DIC,TSS,flow and water temperature in Xiaolangdi station when Xiaolangdi Reservoir operated normally |
 | 图 6 小浪底水库正常调度期间花园口站pCO2与DIC、 TSS、 流量和水温的关系Fig. 6 Relationship between pCO2 and DIC,TSS,flow and water temperature in Huayuankou station when Xiaolangdi Reservoir operated normally |
但是，在小浪底水库正常调度期间小浪底站表层水体pCO2与TSS含量和流量相关性不显著，P>0.05; 而花园口站表层却呈现出非常显著的正相关关系，P<0.01. 主要是因为在正常调度期间小浪底站直接反映了水库水体pCO2，其和水库下泄流量相关性不强; 而且水库正常调度期间，小浪底站TSS含量特别低且变化小，对水体pCO2影响不明显. 但是河水从小浪底站向下流动的过程中由于大量泥沙进入水体而显著增加了TSS含量(图 3)，水库下泄流量越大对河道泥沙的冲刷能力就越强，TSS含量也就越高，对水体pCO2的影响也就越明显，即在水库正常调度期间，花园口站的河水流量通过影响水体TSS含量进而影响水体pCO2.
2.2.2 小浪底水库调水调沙期间表层水体pCO2与DIC、 TSS、 流量和水温的关系为了全面说明调水调沙期间表层水体pCO2与DIC、 TSS、 流量和水温之间的关系，将小浪底和花园口两个站的数据合并在一起分析(图 7). 从图 7可知，在调水调沙期间表层水体pCO2与DIC含量呈现显著的正相关关系(P<0.01)，表明在水库调水调沙期间DIC仍是影响表层水体pCO2的主要因素.
 | 图 7 调水调沙期间pCO2与DIC、 TSS、 流量和水温的关系Fig. 7 Relationship between pCO2and DIC,TSS,flow and temperature during runoff and sediment control |
在小浪底水库调水调沙期间表层水体pCO2随TSS含量增加也呈现明显的增加趋势，但是两者相关性不强，P>0.05，这表明尽管高含碳酸盐的泥沙对表层水体pCO2有一定的影响，但是当河流泥沙含量发生急剧变化时，受河水碳酸盐平衡体系的影响表层水体pCO2却没有出现同步变化. 在调水调沙期间表层水体pCO2与流量却呈现反向变化(图 7)，即表层水体pCO2随着流量的增加而减小. 这主要是因为在水库泄水阶段河水流量大而水表层体pCO2却相对较低，在水库排沙阶段河水流量明显减小而表层水体pCO2却相对较高，这就造成了表层水体pCO2随流量增加而减小的现象. 在调水调沙期间，表层水体pCO2与水温相关性不强(P>0.05)，主要是因为调水调沙期间河水温度变化不大，而表层水体pCO2却发生了明显的变化.
2.3 生物好氧呼吸作用对表层水体pCO2的影响生物好氧呼吸作用是水体CO2的重要来源，当水体中生物好氧呼吸作用受到抑制时，水体溶解氧的饱和度就会上升，而作为好氧呼吸作用产物的CO2也会相应降低. 通常用表观耗氧量(AOU)来表征水体溶解氧的偏离量，即实测溶解氧浓度对于饱和溶解氧浓度的偏离量[31]:
水体中超额的二氧化碳分压(EpCO2)和表观耗氧量(AOU)的比值(EpCO2/AOU)可以定量表征好氧呼吸的作用程度，其中超额部分的二氧化碳分压(EpCO2)可表示为:
2011年11月至2012年10月在花园口站实测水体溶解氧浓度为5.37~12.61mg ·L-1，根据现场实测水温以及采样时的气压(来自河南省气象局)，计算出水体饱和溶解氧浓度在7.86~12.89mg ·L-1之间，采用公式(13)计算出水体表观耗氧量在0.37~2.61 mg ·L-1之间. 根据水体实际pCO2以及饱和pCO2，采用公式(14)计算出超额部分的二氧化碳分压EpCO2，最后可以得出EpCO2/AOU的值在0.04~0.89之间.
当生物好氧呼吸作用所利用的有机质完全由浮游植物构成时，按照经典的Redfield比值，EpCO2/AOU=0.77，然而浮游植物体内的元素比率并不是严格的Redfield比值，EpCO2/AOU值通常在0.62~0.79之间[32]; 而在HCO－3含量较高的水体中，EpCO2/AOU的值可以达到0.90[33]. 因此可以把0.90和0.62分别作为生物好氧呼吸作用产生的CO2和消耗的O2比值的上限和下限[1, 2]. 图 8给出了EpCO2与AOU之间的关系，EpCO2与AOU的斜率为0.43，远低于生物好氧呼吸作用控制水体pCO2的理论下限0.62，因此从总体上来说生物好氧呼吸作用对水体pCO2的影响较弱.
 | 图 8 EpCO2与AOU的关系Fig. 8 Relationship between EpCO2and AOU |
然而每个月EpCO2/AOU的值又有所不同，8月和9月EpCO2/AOU的值分别为0.89和0.85，其他各月EpCO2/AOU的值均低于0.62，这说明8月和9月生物好氧呼吸作用是影响水体pCO2的主要因素. 8~9月黄河流域降水比较丰沛，植被生长旺盛，生物、 物理和化学的风化过程强烈，汇入河流系统的易于降解的生源有机质和植物营养元素较多. 另外，当河水进入小浪底水库后泥沙大量沉积，水体清澈也有利于浮游植物的生长，因此在8月和9月好氧呼吸作用成为影响水体pCO2的重要因素.
张龙军等[1]研究指出，秋季黄河干流和库区EpCO2/AOU的值分别为0.14和0.20，远低于生物好氧呼吸作用控制水体pCO2的理论值下限0.62，生物好氧呼吸作用对水体pCO2的贡献不大. 孙超等[19]研究指出，调水调沙期间黄河水体的碳酸盐系统是控制水体pCO2的主要因素，洪水时期降雨对地表的冲刷给河水带来了大量的陆源易降解有机物，有利于水体生物的生长，生物好氧呼吸作用是控制水体pCO2的主要因素.
2.4 水-气CO2扩散通量水-气界面的CO2扩散主要受制于大气和水体中的二氧化碳分压之差、 温度、 风速和河水流速等因素. 黄河小浪底站和花园口站表层水体pCO2均高于大气，说明在水-气CO2交换过程中存在着水体CO2向大气空间释放的过程. 在计算水-气CO2扩散通量时，大气pCO2值取38 Pa. 由于小浪底水文站位于济源市，花园口站位于郑州市，根据地域所属关系，分别用济源市和郑州市各气象站的平均风速分别代替小浪底和花园口站风速. 根据公式(11)分别估算了花园口站和小浪底站逐月水-气CO2扩散通量和调水调沙期间的水-气CO2扩散通量.
在小浪底水库正常调度期间，花园口站水-气CO2扩散通量在0.197~0.614μmol ·(m2 ·s)-1之间，平均为0.339μmol ·(m2 ·s)-1; 小浪底站水-气CO2扩散通量在0.164~0.506μmol ·(m2 ·s)-1之间，平均为0.253μmol ·(m2 ·s)-1. 并且小浪底站和花园口站的水-气CO2交换通量均有明显的季节变化，7~9月水-气CO2扩散通量明显高于其他月份; 就两个水文站而言，花园口站水-气CO2扩散通量略高于同期的小浪底站.
在2012年小浪底水库调水调沙期间，在水库泄水期间的小浪底站和花园口站的平均水-气CO2扩散通量分别为0.489μmol ·(m2 ·s)-1和0.558μmol ·(m2 ·s)-1，花园口站明显高于小浪底站; 在水库排沙期间小浪底站和花园口站的平均水-气CO2扩散通量分别为0.803μmol ·(m2 ·s)-1和0.819 μmol ·(m2 ·s)-1，两者比较接近. 总的来说两个水文站均表现为水库泄水期间水-气CO2扩散通量明显低于水库排沙期间的水-气CO2扩散通量.
受流域地表以及河流水体的物理、 化学、 生物过程以及人类活动的影响，不仅同一河流不同河段(支流)、 不同时间水-气CO2扩散通量不同，而且不同河流之间水-气CO2扩散通量也存在显著差别. 表 1给出了世界第一大河亚马逊河以及我国的长江和西江的水-气界面CO2扩散通量，从表 1可知黄河花园口站的水-气CO2扩散通量显著低于亚马逊河，也明显低于长江和西江.
 | 表 1 不同河流pCO2及水-气界面CO2扩散通量Table 1 The pCO2 and CO2 degassing flux in different rivers |
(1)在小浪底水库正常调度期间，小浪底站和花园口站表层水体pCO2均有明显的季节变化，且花园口站表层水体pCO2均高于同期的小浪底站; 在小浪底水库调水调沙期间，两个水文站均表现为水库泄水时间的表层水体pCO2明显低于水库排沙期间的表层水体pCO2.
(2)黄河水体碳酸盐体系成为表层水体pCO2的主要控制因素，无论在正常调度期间还是在调水调沙期间DIC与表层水体pCO2均表现为显著的正相关关系; 生物呼吸作用在8~9月对表层水体pCO2贡献比较明显.
(3)无论在小浪底水库正常调度期间还是在调水调沙期间，黄河花园口站和小浪底站的水体是大气CO2的源; 在水库正常调度期间，两个水文站水-气CO2扩散通量均有明显的季节变化，且花园口站水-气CO2扩散通量明显高于同期的小浪底站; 在小浪底水库调水调沙期间，两个水文站均表现为水库泄水期间的水-气CO2扩散通量明显低于水库排沙期间的水-气CO2扩散通量.
| [1] | 张龙军, 徐雪梅, 温志超. 秋季黄河pCO2控制因素及水-气界面通量[J]. 水科学进展, 2009, 20 (2): 227-235. |
| [2] | 苏征, 张龙军, 王晓亮. 黄河河流水体二氧化碳分压及其影响因素分析[J]. 海洋科学, 2005, 29 (4): 41-44. |
| [3] | Telmer K, Veizer J. Carbon fluxes, pCO2 and substrate weathering in a large northern river basin, Canada: carbon isotope perspectives [J]. Chemical Geology, 1999, 159 (1-4): 61-68. |
| [4] | Richey J E, Melack J M, Aufdenkampe A K, et al. Outgassing from Amazonian Rivers and wetlands as a large tropical source of atmospheric CO2[J]. Nature, 2002, 416 (6881): 617-620. |
| [5] | Li S Y, Lu X X, He M, et al. Daily CO2 partial pressure and CO2 outgassing in the upper Yangtze River basin: A case study of the Longchuan River, China[J]. Journal of Hydrology, 2012, 466-467: 141-150. |
| [6] | 姚臣谌, 张靖, 吴以赢, 等. 三峡坝区干流及香溪河库湾水体秋季二氧化碳分压[J]. 生态学杂志, 2012, 31 (1): 152-157. |
| [7] | Zhai W D, Dai M H, GUO X H. Carbonate system and CO2degassing fluxes in the inner estuary of Changjiang(Yangtze) River, China [J]. Marine Chemistry, 2007, 107 (3): 342-356. |
| [8] | Yao G R, Gao Q Z, Wang Z G, et al. Dynamics of CO2 partial pressure and CO2 outgassing in the lower reaches of the Xijiang River, a subtropical monsoon river in China[J]. Science of the Total Environment, 2007, 376 (1-3): 255-266. |
| [9] | 焦树林, 刘昆, 高全洲. 西江河口段秋季表层水体CO2分压的变化特征[J]. 环境科学学报, 2008, 28 (2): 356-361. |
| [10] | Zhang S, Gan W B, Ittekkot V. Organic matter in large turbid rivers: the Huanghe and its estuary[J]. Marine Chemistry, 1992, 38 (1-2): 53-68. |
| [11] | Cauwet G, Mackenzie F T. Carbon inputs and distribution in estuaries of turbid rivers: the Yangtze and Yellow Rivers(China)[J]. Marine Chemistry, 1993, 43 (1-4): 235-246. |
| [12] | 张龙军, 徐雪梅, 何会军. 黄河不同粒径悬浮物中POC含量及输运特征研究[J]. 环境科学, 2009, 30 (2): 342-347. |
| [13] | 张龙军, 张向上, 王晓亮, 等. 黄河口有机碳的时空输运特征及其影响因素分析[J]. 水科学进展, 2007, 18 (5): 674-682. |
| [14] | 刘冬梅, 张龙军. 黄河干流有机碳的时空分布特征[J]. 中国海洋大学学报, 2010, 40 (12): 105-110. |
| [15] | Wang X C, Ma H Q, Li R H, et al. Seasonal fluxes and source variation of organic carbon transported by two major Chinese Rivers: The Yellow River and Changjiang(Yangtze) River[J]. Global Biogeochemical Cycles, 2012, 26 (2): GB2025, doi: 10.1029/2011GB004130. |
| [16] | Zhang L J, Wang L, Cai W J, et al. Impact of human activities on organic carbon transport in the Yellow River[J]. Biogeosciences, 2013, 10: 2513-2524. |
| [17] | Ran L S, Lu X X, Sun H G, et al. Spatial and seasonal variability of organic carbon transport in the Yellow River, China[J]. Journal of Hydrology, 2013, 498: 76-88. |
| [18] | 邱爽, 刘志媛, 肖纯超, 等. 黄河利津站碳输运年内变化及入海通量估算[J]. 海洋环境科学, 2013, 32 (4): 486-490. |
| [19] | 孙超, 张龙军, 江春波. 黄河调水调沙与雨致洪水导致水体pCO2控制机制的差异[J]. 中国海洋大学学报, 2007, 3 7(4S): 78-82. |
| [20] | Wang H J, Yang Z S, Saito Y, et al. Stepwise decreases of the Huanghe(Yellow River) sediment load(1950-2005): Impacts of climate change and human activities[J]. Global and Planetary Change, 2007, 57 (3-4): 331-354. |
| [21] | Dai S B, Yang S L, Li M. The sharp decrease in suspended sediment supply from China's rivers to the sea: anthropogenic and natural causes[J]. Hydrological Sciences Journal, 2009, 54 (1): 135-146. |
| [22] | 喻元秀, 刘丛强, 汪福顺, 等. 洪家渡水库溶解二氧化碳分压的时空分布特征及其扩散通量[J]. 生态学杂志, 2008, 27 (7): 1193-1199. |
| [23] | 袁希功, 黄文敏, 毕永红, 等. 香溪河库湾春季 pCO2与浮游植物生物量的关系[J]. 环境科学, 2013, 34 (5): 1754-1760. |
| [24] | 冉景江, 林初学, 郭劲松, 等. 三峡库区小江回水区二氧化碳分压的时空变化特征分析[J]. 长江流域资源与环境, 2011, 20 (8): 976-982. |
| [25] | 梅航远, 汪福顺, 姚臣谌, 等. 万安水库春季二氧化碳分压的分布规律研究[J]. 环境科学, 2011, 32 (1): 58-63. |
| [26] | 唐文魁, 高全洲. 河口二氧化碳水-气交换研究进展[J]. 地球科学进展, 2013, 28 (9): 1007-1014. |
| [27] | 彭希, 刘丛强, 王宝利, 等. 河流-水库体系水体表层pCO2时空变化特征及其扩散通量——以六冲河、洪家渡水库、红枫湖为例[J]. 地球与环境, 2013, 41 (2): 97-103. |
| [28] | Wnninkhof R. Relationship between wind speed and gas exchange over the ocean[J]. Journal of Geophysical Research, 1992, 97 (C5): 7373-7382. |
| [29] | 文启忠. 中国黄土地球化学[M]. 北京: 科学出版社, 1989. |
| [30] | Das A, Krishnaswami S, Bhattacharya S K. Carbon isotope ratio of dissolved inorganic carbon(DIC) in rivers draining the Deccan Traps, India: Sources of DIC and their magnitudes[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2005, 236 (1-2): 419-429. |
| [31] | 张正斌, 陈镇东, 刘莲生, 等. 海洋化学原理与应用[M]. 北京: 海洋出版社, 1999: 112-116. |
| [32] | Chen C T A, Lin C M, Huang B T, et al. Stoichiometry of carbon, hydrogen, nitrogen, sulfur and oxygen in the particulate matter of the western North Pacific marginal seas[J]. Marine Chemistry, 1996, 54 (1-2): 179-190. |
| [33] | Taylor G T, Way J, Scranton M I. Planktonic carbon cycling and transport in surface waters of the highly urbanized Hudson River estuary[J]. Limnology and Oceanography, 2003, 48 (5): 1779-1795. |