2017, Vol. 38
2. 中国地质科学院岩溶地质研究所/国土资源部、广西岩溶动力学重点实验室, 桂林 541004
2. Key Laboratory of Karst Dynamics, Ministry of Land and Resources & Guangxi, Institute of Karst Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Guilin 541004, China
在河流上建设大坝形成水库，其水动力条件、水循环模式等发生显著变化[1].近年来水库建设改变水环境现状，并衍生出水质变化[2~4]、温室气体排放 [5~7]、生物群落结构改变[8, 9]等环境问题已引起全球科学家们的广泛关注.热分层是静水水体(如湖泊、水库)不同于流动水体(如河流、溪流)的一个重要特征.在热带亚热带地区的研究发现，湖泊、水库的热分层现象一般发生在夏季，表层水温升高形成垂向的密度分层，使上下水体交换不畅，不同层位水质差异大.韩志伟等[10]发现乌江渡水库夏季水体受温度分层和生物活动影响，出现水化学分层，HCO3-含量在30 m以上随水深增加递增，30 m以下呈相反趋势；文献[4]研究表明土耳其Tahtali水库分层期间温跃层溶解氧浓度低于临界值，导致水体缺氧.文新宇等[11]通过季节监测发现抚仙湖分层期由春季持续至秋季，温跃层深度发生改变，夏季溶解氧和pH均在温跃层出现峰值.百花湖水库分层期总氮、总磷等营养盐浓度表层较底层低[12]；新安江水库湖泊区在分层期浮游植物高密度区域垂向分布在5~10 m，其实际光合效率最大值出现在10 m区域[13].总之，多数湖泊、水库由于夏季热分层导致内部水化学、水生生物作用等出现显著的分层特征，并控制了其内部的生物地球化学循环过程[14].
碳作为水体内部元素循环、能量流动等活动的核心元素，对它的研究对认识水生态过程、元素循环以及它们的相互作用具有重要的指示意义[15].水体中溶解无机碳(DIC)含量及其同位素组成(δ13CDIC)的变化反映了碳地球化学行为和生物地球化学循环特征[16, 17].一般认为，表层水体光合作用将一定程度降低水体DIC浓度，导致δ13CDIC偏正；底层主要受有机质分解影响使水体δ13CDIC偏负.在水体垂直剖面上的分层结构限制下上述现象维持在整个热分层期. Myrbo等[18]通过对6个温带硬水湖泊的研究发现分层期湖上层及底层DIC浓度变化梯度大，但δ13CDIC并不是单调偏负，Jones湖δ13CDIC在底温层呈现偏正趋势，最大值出现在临近沉积物-水界面处.国内乌江、猫跳河流域梯级水库研究表明[19~21]，水体垂直方向上，DIC浓度增加且δ13CDIC逐渐偏负，但夏季分层期上下层水体差异最大，分层影响显著.广西五里峡水库DIC浓度及δ13CDIC也具有此季节性特征[22].上述研究多集中在地表水补给型水库，针对地下水补给型水库是否存在类似现象或其它时空变化特征，特别是热分层效应对水体碳的生物地球化学循环的影响则是需要进一步研究的科学问题.本文以我国西南地区典型岩溶地下水补给型水库——大龙洞水库为研究对象，在李建鸿等[23]对大龙洞表层水体DIC及δ13CDIC时空分布和影响机制进行初步研究的基础上，探讨水库热分层期间水体物理化学参数、DIC和δ13CDIC时空变化特征，以及DIC在库区不同深度水体中的转化过程，有助于深刻认识水库内部碳的生物地球化学特征，以期为更好地阐明水库在全球碳循环中的地位和作用，评价其碳汇效应以及水库的保护和开发提供科学依据.
1 材料与方法 1.1 研究区概况大龙洞水库位于广西上林县红水河支流清水江上游，库区位于23°30′01″~23°40′08″N，108°30′02″~108°36′04″E之间.水库始建于1958年，是利用天然岩溶谷地并堵塞洞穴、落水洞和裂隙形成的峡谷型水库(图 1).水库呈近似西北-东南方向展布，主要接受上游遐龙和大龙洞两条地下河补给，库区出露地层主要为石炭系碳酸盐岩[24]，是典型的岩溶地下水补给型岩溶水库.水库中、下游库岸较陡峭，消落带主要分布在上游区域.上游部分区域也偶尔成为东敢水库丰水期泄洪区.水库总库容1.5亿m3，总集雨面积310 km2，主要功能为灌溉和发电.水库位于亚热带湿润性季风气候区，多年平均气温21℃，平均降雨1 837.3 mm，且降雨集中在4~9月.水库流域内植被以C3植物为主，人类活动较为强烈.
|
图 1 研究区水文地质简图及采样点示意 Fig. 1 Schematic diagram of the hydrogeology of the study area and sampling points |
2015年6月中旬对广西上林县大龙洞水库上、中、下游共8个采样点不同深度(间隔2.5 m，根据各点实际深度确定采样点个数)利用定深采样器进行现场采样，采样点分布见图 1.
用德国WTW公司Multi3430多参数水质测定仪现场测定水温(T)、DO、pH值、Spc，各指标测试精度分别为0.1℃，0.01 mg·L-1，0.004pH单位，0.5%.用YSI6600多参数水质测定仪测定Chl-a，精度为0.1 μg·L-1. HCO3-浓度用德国Merck公司碱度计现场滴定，精度为0.1 mmol·L-1.用萨氏透明盘测定水体透明度.用高密度聚乙烯瓶取样，所有水样均经直径50 mm，0.45 μm的醋酸纤维滤膜过滤.取15 mL过滤水样并加入2滴1:1 HNO3，使其pH值 < 2并采用美国Perkin Elmer Optima 2100 ICP-OES光谱仪测定阳离子.取100 mL水样并利用美国戴安公司ICS-900离子色谱分析仪测定阴离子，阴阳离子分析误差 < 5%.取30 mL过滤水样并加入3~5滴饱和HgCl2溶液，用于测定水体溶解无机碳同位素组成(δ13CDIC).利用连有Gas BenchⅡ装置的MAT253质谱仪测定水样δ13CDIC，结果以V-PDB标准给出，分析误差 < 0.15‰.取100 mL未过滤水样同样加入3~5滴饱和HgCl2溶液，采用德国耶拿Multi N/C 3100碳氮分析仪测定总氮(TN).所有实验均在中国地质科学院岩溶地质研究所国土资源部岩溶地质资源环境监督检测中心完成.
根据现场监测和分析测试得出的参数，利用WATSPEC软件[25]计算出二氧化碳分压(pCO2)和方解石饱和指数(SIc).
2 结果与讨论 2.1 水库热分层现象从图 2可以看出，表层至水下2.5 m间能接受较多太阳辐射能且水团混合较为均匀，平均水温30.7℃，温差仅0.8℃，水温较高但温差较小，为表水层.水下2.5 m至水库底部12.5 m，水温27.8~20.8℃，因接受到的光照逐渐减少，水温随水深增加近似线性下降，最大温度梯度1.32℃·m-1出现在水下2.5~5 m，为温跃层.因此，大龙洞水库在6月出现温度分层现象.夏季分层有效限制了上下水体的交换，在水库中形成上层水体好氧环境和下层水体的厌氧环境，并影响CO2的溶解度、水生生物的分布及新陈代谢的强度和方向和有机质的分解等在下文将详细分析.
|
图 2 大龙洞水库水温垂向分布 Fig. 2 Vertical distribution of water temperature in Dalongdong Reservoir |
水化学数据表明，大龙洞水库主要离子为Ca2+和HCO3-. Ca2+在所有样品中占阳离子总质量的77.56%~95.42%，Mg2+占3.52%~16.62%，K++Na+共占0.85%~5.32%. HCO3-占阴离子总质量的91.74%~98.46%，SO42-占0.73%~4.68%，NO3-+Cl-共占0.76%~5.03%(图 3).根据舒卡列夫分类法判断水库水化学类型为HCO3-Ca型，说明岩溶地质背景控制了水库水化学组成.水库各采样水层详细水化学参数见表 1.
|
图 3 大龙洞水库水化学三角 Fig. 3 Hydrochemistry triangle in Dalongdong Reservoir |
|
表 1 大龙洞水库各采样水层水化学参数1) Table 1 Hydrochemistry parameters of each sampling water layer in Dalongdong Reservoir |
DO作为水生生物新陈代谢作用、水气交换的产物，可表征水体水生生物新陈代谢作用的强度和方向.表水层DO随水深增加而增加，最大值出现在水下2.5 m处为13.51 mg·L-1，温跃层则呈减小趋势，底层DO仅为1.14 mg·L-1(表 1). Rice等[26]关于饱和DO浓度公式如下：
|
式中，T为水温(℃).依据该公式可以根据水温得到各水层的DO饱和趋势线.从图 4(a)可以看出表水层水体均处于DO饱和状态.表水层内浮游植物以光合作用为主，释放O2，使得水体DO浓度较高，然而由于夏季表水层接受较高太阳辐射，水温较高，O2在水中的溶解度降低，且浮游植物可发生光抑制作用使得实际光合效率最大值出现在水下2.5 m水层而非浅表水层，这与泸沽湖、新安江水库的研究结果类似[11, 13].温跃层随水深增加，DO浓度并未由于水温降低而增加，而是出现下降趋势，但在水下5 m水层DO仍处于饱和状态，说明水体的真光层可能达到5 m甚至更深水层.随着水深增加光合作用减弱，新形成的有机质在沉降过程中可不断被分解，靠近底层沉积物的分解加重水体耗氧并释放CO2及还原物质，分层结构阻挡上下水体的物质能量交换，表水层产生的O2未能向下传输，引起下层水体耗氧速率远远大于复氧速率，温跃层水体垂直方向下逐渐由缺氧发展为厌氧环境.
|
图 4 大龙洞水库水体理化性质垂直分布 Fig. 4 Vertical distribution of physical and chemical properties of water in Dalongdong Reservoir |
Chl-a浓度对浮游植物的生物量具有很好的指示作用，营养盐、水温、降水和水动力影响浮游植物分布[27, 28]. Chl-a在上游水体最大浓度与DO出现的最大浓度水层一致，但下游均在水下5 m处Chl-a达到最大值[图 4(b)]，其原因可能是水库从上游至下游平均深度由8.4 m增至12.7 m，水深与Chl-a出现最大值的深度呈显著相关(r=0.88，P < 0.01).此外，从表 1可以看出，TN在表水层消耗较大，温跃层则逐渐累积而浓度增加.由于水深差异，水动力过程向水下5 m水层补充营养盐，且该水层可能仍为真光层，因此浮游植物生物量大.而浮游植物的垂向分布同时也影响了水库的透明度，使其最大透明度小于2.3 m.
如图 4(c)所示，表水层pCO2基本与当地大气pCO2持平甚至更低，大气CO2可能向水中扩散未发生脱气.水体pCO2整体上表现出随水深增加迅速增加的趋势，对pCO2与水深(H)进行线性回归分析得到：pCO2=992.4H-135.0 (R2=0.93)，pCO2随水深的变化率近似为992.4×10-6m-1，变幅较大.变化趋势与水温、DO相反，pCO2与两者均呈负相关关系(r=-0.94和r=-0.60；P < 0.01)，表明在热分层影响下，水温、浮游植物新陈代谢强度及方向和有机质的分解使CO2浓度在不同层位差异较大.
表水层pH值较高，平均值达8.66，但有增高的趋势，温跃层pH值变化范围为7.28~7.73，并随水深增加逐渐降低[图 4(d)]. pH值与水温、DO显著正相关(r=0.90和r=0.80；P < 0.01)，与pCO2显著负相关(r=-0.94，P < 0.01).表水层CO2浓度较低，pH值的增加趋势与DO的变化趋势一致，浮游植物光合作用强，消耗水体中适量的CO2，打破了CO2-H2CO3-HCO3--CO32-的平衡过程，引起pH值升高，并释放O2.温跃层内CO2溶解度增加，水体pCO2增加，导致pH值降低.Spc由主要离子强度决定，水库各采样层水体离子主要以HCO3-和Ca2+为主，Spc与离子变化趋势一致.表水层水体Spc相对稳定，温跃层随水深增加明显增加[图 4(e)].本研究水体为岩溶地下水补给型岩溶水库，由于其特殊的地质环境具有“富钙偏碱高碳酸氢根”的特点，水中HCO3-和Ca2+浓度受碳酸盐平衡体系和生物作用等影响，分层期Spc与pH、水温均呈明显负相关关系(r=-0.95和r=-0.88；P < 0.01)，这与非岩溶区湖泊分层期温度与电导率呈极显著正相关的研究结果相反[11].
SIc整体上随水深增加呈减小的趋势，表水层变化范围为0.81~1.17，平均值为0.89，随水深增加而增加；温跃层变化范围为0.08~0.50，平均值为0.24，随水深增加而减小.水库水体在6月热分层期处于方解石饱和状态[图 4(f)].垂直方向上SIc也与水温变化趋势一致，两者显著相关(r=0.89，P < 0.01)，说明热分层影响各层位水体碳酸盐岩的溶解和沉淀.
2.3 热分层效应影响水库DIC垂向分布特征研究区水体pH值介于7.28~9.09之间，此碳酸盐平衡体系控制下，HCO3-占DIC的90%以上，一般以HCO3-浓度表征水体溶解无机碳浓度[17].如图 5所示，DIC整体上表现出随水深增加逐渐增加的变化趋势，表水层DIC平均浓度为2.03 mmol·L-1，底层平均浓度为4.18 mmol·L-1. δ13CDIC总体上则呈现偏负的相反趋势，δ13CDIC(平均)由表水层的-3.69‰至水下10 m处为-11.53‰.表水层DIC和δ13CDIC与水深的变化速率分别仅0.06 mmol·(L·m)-1和-0.19‰·m-1.但表水层至温跃层发生较大变化，特别是表水层2.5 m至温跃层5 m间DIC和δ13CDIC变化速率分别达0.60 mmol·(L·m)-1和-2.28‰·m-1.这表明大龙洞水库在热分层影响下不同层位DIC和δ13CDIC差异显著.
|
图 5 大龙洞水库DIC及δ13CDIC分布 Fig. 5 Distribution of DIC and δ13CDIC in Dalongdong Reservoir |
由于研究区以C3植被为主，理论上碳酸参与碳酸盐岩溶蚀形成的地下水中δ13CDIC值约为-14‰~-11.5‰[29]，水库接受地下水补给其水体DIC和δ13CDIC值依赖于地下水的DIC和其同位素组成.表水层δ13CDIC值变化范围为-6.16‰~-2.33‰，温跃层δ13CDIC值主要介于-13.05‰~-9.30‰之间，表水层较温跃层δ13CDIC值与理论值存在更大偏差，这表明δ13CDIC在表水层分馏过程较复杂.对水体DIC与δ13CDIC的相互关系分析得到(图 6)，表水层两者无显著相关性(r=-0.02, P>0.05)，温跃层则存在负相关关系(r=-0.55，P < 0.01).表明表水层除DIC外，其他环境因素控制着13CDIC的变化，而温跃层影响13CDIC的环境因素相对单一.因此受热分层效应影响，各层位DIC变化及其分馏过程不同.
|
图 6 DIC与δ13CDIC相关性 Fig. 6 Correlation of DIC with δ13CDIC in Dalongdong Reservoir |
结合研究区的水文地质背景，其无机碳来源通过3个过程. ① CO2的溶解：
|
(1) |
包括大气CO2、水生生物呼吸作用产生的CO2溶解；② 有机质的分解：
|
(2) |
入库河流携带有机质以及库底沉积物的分解；③ 碳酸盐岩的溶解与沉淀[30]：
|
(3) |
DIC的变化过程会使其稳定同位素发生明显分馏.
针对表水层而言，大气CO2溶于水中形成的HCO3-，其δ13C约为0~2.5‰[31]，可使水体δ13CDIC变重.从图 4(c)看出，表水层pCO2低于大气pCO2，导致大气CO2能够进入水体，同时由于水体本身DIC的存在，使得表水层DIC的变化受到多种因素的影响，因此使得表层水体DIC与δ13CDIC无显著相关关系.
表层水所有点SIc＞0且SIc＞0.8，水体处于方解石过饱和状态，碳酸钙开始沉积，反应式(3) 向左进行，DIC减少，此过程中13C趋向富集在碳的高价化合物中，13C偏重的DIC从水中移除，使水体δ13CDIC变轻[32].但图 5所示，表水层δ13CDIC偏正，表水层δ13CDIC与SIc为正相关关系(r=0.68，P < 0.01)(图 7)，温跃层所有采样点SIc>0，SIc与δ13CDIC无相关性(r=-0.03，P>0.05)，水体仍处于方解石饱和状态，未发生沉淀，DIC浓度的增加与碳酸盐溶解无关.热分层效应下，碳酸盐岩的沉淀过程对水体碳酸盐平衡体系和无机碳分馏过程影响较小.
|
图 7 SIc与δ13CDIC相关性 Fig. 7 Correlation of SIc and δ13CDIC |
表水层DIC与温度却无显著相关(r=-0.08, P>0.05)，反而在温跃层两者存在负相关关系(r=-0.57，P < 0.01)[图 8(a)]，说明分层期间，温度会影响水中DIC浓度，但在表水层水温不是唯一的影响因素.水库表水层、温跃层DIC与pCO2均呈正相关关系(r=0.53，P < 0.05；r=0.82，P < 0.01)，δ13CDIC与pCO2也均为负相关关系(r=-0.66，P < 0.01；r=-0.44，P < 0.05)[图 8(b)、8(c)].而CO2在水中的溶解度受到水温、浮游植物新陈代谢及有机质分解影响.热分层期间上下水体混合受限，夏季光照充足，表水层浮游植物光合作用强度大，并优先利用溶解CO2合成有机碳，存在约为20‰~23‰的同位素分馏[18, 31].在CO2不足的情况下，HCO3-被利用，这使得CO2和DIC减少，pCO2较低.同时由于藻类在这过程中优先利用12C，使剩余水体δ13CDIC偏正.
|
图 8 DIC与水温、pCO2和δ13CDIC与pCO2、DO的相关关系 Fig. 8 Correlations of DIC and temperature, pCO2, and δ13CDIC with pCO2, DO |
图 8(d)可以看出，表水层DO与δ13CDIC存在相关性(r=0.52，P < 0.05)，但温跃层两者无相关关系(r=0.15，P>0.05).温跃层光合作用减弱，DO随着水深增加处于非饱和状态，水体环境由缺氧至厌氧状态.呼吸作用大于光合作用，生物利用DIC减少，同时呼吸作用增强使有机质分解，由此产生的DIC也称呼吸作用DIC[33]，该过程不存在较大的同位素分馏，但释放出富集轻同位素的DIC.此外，有机质颗粒在沉降过程以及在沉积物表层中发生降解，反应式(2) 向正方向进行，并释放大量12C，使得具偏负δ13CDIC的DIC在温跃层聚集.因此随着深度增加，库底DIC浓度增加，pCO2较高，δ13CDIC值更偏负.
3 结论(1) 水库水体在研究时段内出现热分层，水温形成的密度分层限制上下水体交换，各层水体DO、pH、Spc和DIC等物理化学性质差异较大.
(2) Chl-a和DO浓度沿垂向的分布并不是在水体表面达到最大值，而是在水面以下2.5 m或者5 m处达到最大值，这可能与水库深度及光抑制作用有关，浮游植物的垂向分布同时也影响水库水体的透明度.
(3) DIC浓度随水深增加而增加，而δ13CDIC则随水深增加呈变轻趋势.分层导致表水层和温跃层无机碳变化过程及影响机制不同.碳酸盐岩的沉淀过程对水体碳酸盐平衡体系和无机碳分馏过程影响有限.表水层水温较高，DIC浓度低，并主要受生物作用影响，δ13CDIC值偏正.温跃层pCO2较高，受呼吸作用和有机质分解影响，DIC浓度增加，δ13CDIC偏负.
(4) 本文仅局限于讨论夏季水库水体垂直方向上生物地球化学特征，缺乏时空尺度上的分析对比，在后续研究中需要进一步探讨.
| [1] |
毛战坡, 王雨春, 彭文启, 等. 筑坝对河流生态系统影响研究进展[J]. 水科学进展, 2005, 16(1): 134-140. Mao Z P, Wang Y C, Peng Y Q, et al. Advances in effects of dams on river ecosystem[J]. Advances in Water Science, 2005, 16(1): 134-140. |
| [2] |
王雨春, 朱俊, 马梅, 等. 西南峡谷型水库的季节性分层与水质的突发性恶化[J]. 湖泊科学, 2005, 17(1): 54-60. Wang Y C, Zhu J, Ma M, et al. Thermal stratification and paroxysmal deterioration of water quality in a canyon-reservoir, southwestern China[J]. Journal of Lake Sciences, 2005, 17(1): 54-60. |
| [3] |
曹承进, 秦延文, 郑丙辉, 等. 三峡水库主要入库河流磷营养盐特征及其来源分析[J]. 环境科学, 2008, 29(2): 310-315. Cao C J, Qin Y W, Zheng B H, et al. Analysis of phosphorus distribution characters and their sources of the major input rivers of Three Gorges Reservoir[J]. Environmental Science, 2008, 29(2): 310-315. |
| [4] | Elçi Ş. Effects of thermal stratification and mixing on reservoir water quality[J]. Limnology, 2008, 9(2): 135-142. DOI:10.1007/s10201-008-0240-x |
| [5] | Louis V L S, Kelly C A, Duchemin é, et al. Reservoir surfaces as sources of greenhouse gases to the atmosphere: a global estimate[J]. BioScience, 2000, 50(9): 766-775. DOI:10.1641/0006-3568(2000)050[0766:RSASOG]2.0.CO;2 |
| [6] | Fearnside P M. Greenhouse gas emissions from hydroelectric dams: controversies provide a springboard for rethinking a supposedly 'clean' energy source. An editorial comment[J]. Climatic Change, 2004, 66(1-2): 1-8. |
| [7] | Deshmukh C. Greenhouse gas emissions (CH4, CO2 and N2O) from a newly flooded hydroelectric reservoir in subtropical South Asia: the case of Nam Theun 2 reservoir, Lao PDR[D]. Toulouse: Université Paul Sabatier, 2013. |
| [8] |
林秋奇, 胡韧, 段舜山, 等. 广东省大中型供水水库营养现状及浮游生物的响应[J]. 生态学报, 2003, 23(6): 1101-1108. Lin Q Q, Hu R, Duan S S, et al. Reservoir trophic states and the response of plankton in Guangdong province[J]. Acta Ecologica Sinica, 2003, 23(6): 1101-1108. |
| [9] | Branco C W C, Rocha M I A, Pinto G F S, et al. Limnological features of Funil Reservoir (R.J., Brazil) and indicator properties of rotifers and cladocerans of the zooplankton community[J]. Lakes & Reservoirs Research and Management, 2002, 7(2): 87-92. |
| [10] |
韩志伟, 刘丛强, 吴攀, 等. 大坝拦截对河流水溶解组分化学组成的影响分析——以夏季乌江渡水库为例[J]. 长江流域资源与环境, 2009, 18(4): 361-367. Han Z W, Liu C Q, Wu P, et al. Damming effect on water dissolved chemistry components—a case study of Wujiangdu reservoir water in summer, southwest China[J]. Resources and Environment in the Yangtze Basin, 2009, 18(4): 361-367. |
| [11] |
文新宇, 张虎才, 常凤琴, 等. 泸沽湖水体垂直断面季节性分层[J]. 地球科学进展, 2016, 31(8): 858-869. Wen X Y, Zhang H C, Chang F Q, et al. Seasonal stratification characteristics of vertical profiles of water body in Lake Lugu[J]. Advances in Earth Science, 2016, 31(8): 858-869. |
| [12] |
夏品华, 李秋华, 林陶, 等. 贵州高原百花湖水库湖沼学变量特征及环境效应[J]. 环境科学学报, 2011, 31(8): 1660-1669. Xia P H, Li Q H, Lin T, et al. Limnological characteristics and environmental effects of the Baihua reservoir in Guizhou plateau, China[J]. Acta Scientiae Circumstantiae, 2011, 31(8): 1660-1669. |
| [13] |
吴志旭, 刘明亮, 兰佳, 等. 新安江水库(千岛湖)湖泊区夏季热分层期间垂向理化及浮游植物特征[J]. 湖泊科学, 2012, 24(3): 460-465. Wu Z X, Liu M L, Lan J, et al. Vertical distribution of phytoplankton and physico-chemical characteristics in the lacustrine zone of Xin'anjiang reservoir (Lake Qiandao) in subtropic China during summer stratification[J]. Journal of Lake Sciences, 2012, 24(3): 460-465. |
| [14] | Kelly V J. Influence of reservoirs on solute transport: a regional-scale approach[J]. Hydrological Processes, 2001, 15(7): 1227-1249. DOI:10.1002/(ISSN)1099-1085 |
| [15] | 刘丛强. 生物地球化学过程与地表物质循环[M]. 北京: 科学出版社, 2007. |
| [16] |
李思亮, 刘丛强, 陶发祥, 等. 碳同位素和水化学在示踪贵阳地下水碳的生物地球化学循环及污染中的应用[J]. 地球化学, 2004, 33(2): 165-170. Li S L, Liu C Q, Tao F X, et al. Chemical and stable carbon isotopic compositions of the ground waters of Guiyang city, China: implications for biogeochemical cycle of carbon and contamination[J]. Geochimica, 2004, 33(2): 165-170. |
| [17] | 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. DOI:10.1016/j.epsl.2005.05.009 |
| [18] | Myrbo A, Shapley M D. Seasonal water-column dynamics of dissolved inorganic carbon stable isotopic compositions (δ13CDIC) in small hardwater lakes in Minnesota and Montana[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2006, 70(11): 2699-2714. DOI:10.1016/j.gca.2006.02.010 |
| [19] |
喻元秀, 刘丛强, 汪福顺, 等. 乌江流域梯级水库中溶解无机碳及其同位素分异特征[J]. 科学通报, 2008, 53(16): 3371-3378. Yu Y X, Liu C Q, Wang F S, et al. Dissolved inorganic carbon and its isotopic differentiation in cascade reservoirs in the Wujiang drainage basin[J]. Chinese Science Bulletin, 2008, 53(21): 3371-3378. |
| [20] |
李干蓉, 刘丛强, 陈椽, 等. 猫跳河流域梯级水库夏-秋季节溶解无机碳(DIC)含量及其同位素组成的分布特征[J]. 环境科学, 2009, 30(10): 2891-2897. Li G R, Liu C Q, Chen C, et al. Dissolve inorganic carbon and its carbon isotope composition in cascade reservoir of the Maotiao River during summer and autumn[J]. Environmental Science, 2009, 30(10): 2891-2897. |
| [21] |
喻元秀, 汪福顺, 王宝利, 等. 溶解无机碳及其同位素组成特征对初期水库过程的响应——以新建水库(洪家渡)为例[J]. 矿物学报, 2009, 29(2): 268-274. Yu Y X, Wang F S, Wang B L, et al. Response of dissolved inorganic carbon and its isotopic spatial and temporal characteristics to the earlier reservoir process: a case study on a new reservoir (Hongjiadu)[J]. Acta Mineralogica Sinica, 2009, 29(2): 268-274. |
| [22] |
刘文, 蒲俊兵, 于奭, 等. 广西五里峡水库夏季溶解无机碳行为的初步研究[J]. 环境科学, 2014, 35(8): 2959-2966. Liu W, Pu J B, Yu S, et al. Preliminary research on the feature of dissolved inorganic carbon in Wulixia Reservoir in summer, Guangxi, China[J]. Environmental Science, 2014, 35(8): 2959-2966. |
| [23] |
李建鸿, 蒲俊兵, 袁道先, 等. 岩溶区地下水补给型水库表层无机碳时空变化特征及影响因素[J]. 环境科学, 2015, 36(8): 2833-2842. Li J H, Pu J B, Yuan D X, et al. Variations of inorganic carbon and its impact factors in surface-layer waters in a groundwater-fed reservoir in karst area, SW China[J]. Environmental Science, 2015, 36(8): 2833-2842. |
| [24] | 雷恒新, 姚星辉. 区域地质水文普查报告[R]. 南宁: 广西壮族自治区地质局, 1979. 6-90. |
| [25] | Wigley T M L. WATSPEC: a computer program for determining the equilibrium speciation of aqueous solutions[M]. Norwich, England: Geo Abstracts for the British Geomorphological Research Group, 1977. |
| [26] | Rice E W, Baird R B, Eaton A D, et al. Standard methods for the examination of water and wastewater[M]. Washington, DC: American Public Health Association, the American Water Works Association and the Water Environment Federation, 2012. |
| [27] | Schindler D W. Recent advances in the understanding and management of eutrophication[J]. Limnology and Oceanography, 2006, 51(1, part 2): 356-363. |
| [28] | Reynolds C S, Irish A E, Elliott J A. The ecological basis for simulating phytoplankton responses to environmental change (PROTECH)[J]. Ecological Modelling, 2001, 140(3): 271-291. DOI:10.1016/S0304-3800(01)00330-1 |
| [29] | Li X D, Liu C Q, Harue M, et al. The use of environmental isotopic (C, Sr, S) and hydrochemical tracers to characterize anthropogenic effects on karst groundwater quality: a case study of the Shuicheng Basin, SW China[J]. Applied Geochemistry, 2010, 25(12): 1924-1936. DOI:10.1016/j.apgeochem.2010.10.008 |
| [30] | Li S L, Liu C Q, Li J, et al. Geochemistry of dissolved inorganic carbon and carbonate weathering in a small typical karstic catchment of Southwest China: isotopic and chemical constraints[J]. Chemical Geology, 2010, 277(3-4): 301-309. DOI:10.1016/j.chemgeo.2010.08.013 |
| [31] | Hélie J F, Hillaire-Marcel C, Rondeau B. Seasonal changes in the sources and fluxes of dissolved inorganic carbon through the St. Lawrence River—isotopic and chemical constraint[J]. Chemical Geology, 2002, 186(1-2): 117-138. DOI:10.1016/S0009-2541(01)00417-X |
| [32] | Dreybrodt W. Processes in karst systems[M]. Berlin Heidelberg: Springer, 1988. |
| [33] | van Breugel Y, Schouten S, Paetzel M, et al. The impact of recycling of organic carbon on the stable carbon isotopic composition of dissolved inorganic carbon in a stratified marine system (Kyllaren fjord, Norway)[J]. Organic Geochemistry, 2005, 36(8): 1163-1173. DOI:10.1016/j.orggeochem.2005.03.003 |