环境科学  2019, Vol. 40 Issue (1): 192-199   PDF    
引用本文
罗佳宸, 倪茂飞, 李思悦. 重庆西部山区典型湖泊水-气界面CO2交换通量及其影响因素[J]. 环境科学, 2019, 40(1): 192-199.
LUO Jia-chen, NI Mao-fei, LI Si-yue. Water-Air Interface CO2 Exchange Flux of Typical Lakes in a Mountainous Area of the Western Chongqing and Their Influencing Factors[J]. Environmental Science, 2019, 40(1): 192-199.
重庆西部山区典型湖泊水-气界面CO2交换通量及其影响因素
罗佳宸1,2, 倪茂飞1,2, 李思悦1     
1. 中国科学院重庆绿色智能技术研究院, 重庆 400714;
2. 中国科学院大学, 北京 100049
收稿日期: 2018-05-07; 修订日期: 2018-07-07
基金项目: 中国科学院百人计划项目; 国家自然科学基金项目(31670473)
作者简介: 罗佳宸(1993~), 男, 硕士研究生, 主要研究方向为流域生态学, E-mail:18696798071@163.com
通信作者: 李思悦, E-mail:syli2006@163.com
摘要: 为了解我国西南山区湖泊水体CO2的释放/吸收特征，于2017年7月对重庆西部山区典型9个湖泊表层水体溶解性无机碳进行调查，并同步监测关键环境因子，运用薄边界层法和静态箱法对其水-气界面CO2通量[F（CO2）]进行比较研究.结果表明，渝西山区湖泊夏季表层水p（CO2）介于2.1~45.0 Pa之间，均值为（18.1±12.1）Pa；模型法和静态箱法计算的CO2通量均值分别为（-8.0±2.9）、（-3.4±3.6）和（-7.1±22.3）mmol·（m2·d）-1，总体表现出大气CO2汇的特征.水体p（CO2）和F（CO2）与关键环境因子的相关分析，表明表层水p（CO2）和F（CO2）与风速和ORP显著正相关，与pH显著负相关.
关键词: CO2吸收      山区湖泊      薄边界层法      静态箱法      环境因子     
Water-Air Interface CO2 Exchange Flux of Typical Lakes in a Mountainous Area of the Western Chongqing and Their Influencing Factors
LUO Jia-chen1,2 , NI Mao-fei1,2 , LI Si-yue1     
1. Chongqing Institute of Green and Intelligent Technology, Chinese Academy of Sciences, Chongqing 400714, China;
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
Abstract: To examine the mountainous lake CO2 evasion in Southwest China, partial pressures of carbon dioxide[p(CO2)] and the CO2 exchange flux[F(CO2)] via the water-air interface of nine mountainous lakes in Chongqing, China, have been studied in summer using the thin boundary layer model (TBL) and floating chambers. Key water quality parameters were concomitantly measured. The results indicate that the pCO2 in the mountainous lakes in western Chongqing ranges from 2.1 to 45.0 Pa, with a mean value of (18.1±12.1) Pa. The mean CO2 fluxes calculated by the TBL model and chamber method are (-8.0±2.9), (-3.4±3.6), and (-7.1±22.3) mmol·(m2·d)-1, respectively. The p(CO2) and F(CO2) have positive correlations with the wind speed and ORP but negative correlations with the pH. Our study indicates that mountainous lakes are atmospheric sinks of CO2 and the TBL model should be cautiously adopted.
Key words: CO2 absorption      mountainous lake      thin boundary layer method      static chamber method      environmental factor     

陆地地表水域生态系统是全球碳循环的重要组成部分[1]; 湖泊生态系统作为内陆水体的重要组成部分, 其水-气界面温室气体交换不可忽视[2, 3]. 2007年, Cole等[4]的研究表明, 全球湖泊对大气CO2(以C计)的贡献量为0.11 Pg·a-1. Tranvik等[5]重新估算全球湖泊对大气CO2的释放通量, 发现湖泊水-气界面CO2通量(以C计)达0.53 Pg·a-1.如此大的评估差异主要原因是野外监测数据特别是中小型湖泊观测数据的缺乏, 因此, 正确、客观地评价湖泊对大气主要温室气体的贡献对全球碳循环及气候变化应对具有重要意义.

目前, 国外相关研究主要集中在亚马逊热带地区、北美和加拿大北部等地区湖泊水-气界面通量的监测研究[6~8].已有研究表明湖泊水-气界面温室气体交换通量的影响因子复杂多变, 包括水体有机质浓度、水温、水体营养状况、pH及湖泊物理特征等, 使得不同类型湖泊的水-气界面CO2通量[F(CO2)]具有显著的差异.我国是湖泊众多的国家, 全国约有185 000个湖泊, 总面积达到82 232 km2[9].国内学者针对湖泊温室气体产生及界面通量进行了大量研究, 但主要集中在太湖、鄱阳湖、洞庭湖、云贵高原湖泊和东北湖泊等[10~12].例如, 肖启涛[10]对太湖水-气界面CO2通量进行连续观测, 结果表明太湖春、夏、秋和冬季的CO2通量均值分别为15.5、29.2、17.4和13.8 mmol·(m2·d)-1, 总体表现出大气CO2源的特征; 陈永根等[9]对中国不同地区8个湖泊冬季水体的水-气界面CO2通量进行了24 h连续观测, 结果表明冬季洞庭湖、巢湖、洱海、滇池和洪泽湖CO2平均交换通量分别为-13.0、-8.8、-13.3、-9.8和-13.9 mmol·(m2·d)-1, 为大气CO2的汇; 鄱阳湖、南四湖和抚仙湖则为大气CO2的源, 其通量分别为19.5、15.1和8.7 mmol·(m2·d)-1.温志丹等[12]对长春市湖泊的界面CO2交换进行了监测, 结果表明夏季CO2平均交换通量为-5.1~173.8 mmol·(m2·d)-1.

虽然我国学者在湖泊水-气界面碳交换通量的观测上取得较大进展, 并阐明了土地利用类型、营养元素及有机质对CO2通量的关键控制作用[9~12], 但山区湖泊水-气界面温室气体通量的研究十分有限.因此开展不同区域的典型湖泊水-气界面CO2通量研究, 通过定量评估山区湖泊界面CO2排放对区域及全球碳收支平衡的作用, 以及大尺度模型的建立具有极其重要的作用.本研究于2017年7月, 通过对重庆西部山区典型湖泊连续观测, 基于模型估算法和静态箱法比较研究了湖泊水-气界面CO2通量格局, 并揭示了影响界面CO2通量的关键环境因子, 以期为湖泊水-气界面碳交换对大气CO2贡献的精确估算提供重要的数据支撑.

1 材料与方法 1.1 研究区域

本文根据前期考察, 选择位于重庆西部(渝西)山区典型湖泊进行采样监测(双河湖、三担湖、青龙湖、跃进湖、龙水湖、玉滩湖、响水滩湖、上游湖和化龙湖).研究区域地理位置为29°31′25″~29°47′6″N, 105°15′17″~106°14′30″E, 采样点分布如图 1所示.该区域属于亚热带季风气候, 夏季阶段性高温干旱, 秋季连阴雨; 多年平均气温为17℃左右, 年平均降水量为1 250 mm.

1.双河-1; 2.双河-2; 3.双河-3; 4.三担-1; 5.三担-2; 6.三担-3; 7.青龙-1; 8.青龙-2; 9.青龙-3; 10.跃进-1; 11.跃进-2; 12.跃进-3; 13.跃进-4; 14.龙水-1; 15.龙水-2; 16.龙水-3; 17.玉滩-1; 18.玉滩-2; 19.响水滩-1; 20.响水滩-2; 21.响水滩-3; 22.上游-1; 23.上游-2; 24.上游-3; 25.化龙-1; 26.化龙-2; 27.化龙-3 图 1 渝西湖泊采样示意 Fig. 1 Distribution of sampling sites of Western Chongqing lakes

1.2 样品采集与分析方法

野外采样：于2017年7月10~12日对渝西9个湖泊进行常规采样, 每个湖泊设置2~4个点位, 共采集10 cm表层水样27个.采样期间均为晴天, 取样时间在09:00~18:00之间.现场使用CyberScan PCD 650多参数水质分析仪(Eutech, 美国)测定pH、水温(T)、溶解氧(DO)、电导率(EC)和氧化还原电位(ORP); 同步采用Testo 410-1便携式叶轮风速仪(德图, 德国)测定气温和风速.水样采集的同时, 用自主设计制作的浮游静态箱进行水-气界面CO2交换通量监测.先使箱内充满空气, 等箱内气体混合均匀后, 倒置于水面上.利用50 mL针筒每隔10 min两箱同步连续4次采集箱内气体; 气体样品保存于气样袋中, 密封避光保存.

水样预处理：当天用0.70 μm Whatman GF/F玻璃纤维膜过滤水样, 将滤液分装于超纯水润洗的聚乙烯瓶中, 不留空隙, 用于溶解性总氮(TDN)、溶解性总磷(TDP)和溶解性有机碳(DOC)测定.立即取25.00 mL过滤水样用0.020 0 mol·L-1盐酸滴定碱度, 以甲基橙作为指示剂, 通过测定水样中碱度、pH及水温求得表层水CO2分压[p(CO2)].所有待测样品运至实验室内在4℃下保存.

室内实验分析：TDN和TDP采用国标法测定, TDN采用碱性过硫酸钾消解紫外分光光度法(GB 11894-89), TDP采用钼酸铵分光光度法(GB 11893-89)[13].溶解性有机碳(DOC)使用multi N/C 2100S(耶拿, 德国)总有机碳分析仪测定.气样袋运回实验室后48 h内用Clarus 580气相色谱仪(PerkinElmer, 美国)测定CO2浓度.

1.3 二氧化碳分压计算

由测得的碱度、pH和水温, 计算水体的CO2分压[14, 15]:

(1)
(2)
(3)
(4)

式中, K1和K2为平衡常数, T为水温(℃).在目前工作中, 由于水体的pH均大于7.7, HCO3-视为与碱度相当[15].

水-气界面CO2交换通量主要受大气和水体中CO2分压差、温度、风速等因素影响.根据Fick定律, 水-气界面二氧化碳交换通量可以利用(5)计算[16, 17]:

(5)
(6)

式中, Flux为水-气界面CO2交换通量[mmol·(m2·d)-1], K为气体扩散系数(cm·h-1), pwater为CO2在水中分压(Pa), pair为现场温度及压力下CO2气体在空气中分压(Pa), Kh为亨利常数, 即气体溶解度[mol·(L·Pa)-1], Tk为水体绝对温度(K).本文采用2种最为常用于湖泊及水库生态系统的经验公式计算气体交换系数K600; 其中公式(9)称“模型1”[18], 公式(10)称“模型2”[19]:

(7)
(8)
(9)
(10)

式中, K600是在20℃时Schmidt常数等于600的气体传输速度(cm·h-1), Sc为t(℃)下CO2的Schmidt常数, U10为水面上方10 m风速(m·s-1).

静态箱法是通过测定静态箱内气体浓度变化率来计算水-气界面的CO2脱气通量, 计算公式为[20]：

(11)

式中, Slope为时间-浓度关系中的斜率(ppm·min-1), F1为ppm和μg·m-3的转换系数(1 798.45), F2为min和d的转换系数(1 440), V为浮游箱内套入的空气体积(m3), S为浮游箱的表面积(m2), F3为μg和mg的转换系数, Flux为温室气体通量[mg·(m2·d)-1].

1.4 数据分析

本研究的实验分析及计算所得数据全部录入SPSS 18.0进行统计分析, 利用SigmaPlot 13.0软件作图.采用Spearman非参数相关性分析方法阐述数据间变化的统计相关性, 采用单因素方差分析来判别不同数据组的差异性.

2 结果与分析 2.1 湖泊表层水体水质参数的变化

重庆西部山区典型湖泊表层水主要物理化学参数见表 1.监测期间, 水温、pH和碱度在统计学上均具有显著性差异(P < 0.01), 见表 2.各湖泊表层水温在28.0~35.7℃范围内波动, 均值为(32.1±2.2)℃. pH值在8.26~9.83之间, 平均值为9.02±0.36, 总体呈弱碱性环境; 表层水体的碱度通常以HCO3-为主, 观测期间其碱度在1 048.0~3 824.0 μeq·L-1之间, 平均值为(2 039.15±656.81) μeq·L-1.

表 1 渝西山区湖泊水体物理化学参数1) Table 1 Physical and chemical parameters of the mountainous lakes in Western Chongqing

表 2 各指标单因素方差分析1) Table 2 Single factor analysis of the variance for each variable

调查期间, 表层水体电导率在91.24~601.50 μS·cm-1范围内波动, 且在统计学上具有显著性差异(P < 0.01);按大小排序为:玉滩湖>跃进湖>玉滩湖>三担湖>响水滩湖>上游湖>化龙湖>龙水湖>双河湖; 可能是由于入湖水体受到不同人类活动扰动造成的.各湖泊表层水体DO浓度差异较大(P < 0.01), 在4.42~18.04 mg·L-1之间, 均值为(8.92±3.18) mg·L-1.

各湖泊表层水体TDN浓度在0.24~3.67 mg·L-1范围内波动, 均值为(2.46±1.05) mg·L-1, 超过地表水Ⅴ类水质标准.在监测期间, 湖泊表层水体TDP浓度在0.05~0.22 mg·L-1范围内波动, 均值为(0.10±0.04) mg·L-1; 超过地表水Ⅲ类水质标准.表层水体TDN和TDP最高值均在跃进湖出现, 分别为(2.46±1.05) mg·L-1和(0.14±0.07) mg·L-1, 表现出明显的富营养化趋势.

本研究区域的湖泊表现出不同的富营养化趋势, 可能是由于流域内城镇生活污水、工业废水和降雨径流等外源营养物质的输入不同, 以及水体微生物代谢的差异造成的; 进而导致重庆西部典型山区湖泊表层水体TDN浓度的显著性空间差异(P < 0.01).

2.2 表层水p(CO2)和CO2交换通量 2.2.1 表层水p(CO2)

图 2表明双河湖、三担湖、青龙湖、跃进湖、龙水湖、响水滩湖、上游湖和化龙湖表层水p(CO2)均值分别为(6.7±2.3)、(4.5±3.7)、(40.6±4.0)、(13.8±7.5)、(8.9±2.1)、(13.7±1.7)、(21.9±3.3)和(15.9±1.6) Pa.总体来看, 重庆西部山区典型湖泊夏季表层水体溶解性CO2呈不饱和状态, 其p(CO2)在2.1~45.0 Pa范围内波动, 均值为(18.1±12.1) Pa; 且在空间上具有统计学差异(P < 0.01).

图 2 渝西湖泊表层水p(CO2) Fig. 2 Aqueous p(CO2) of mountainous lakes in Western Chongqing

2.2.2 模型法计算CO2交换通量

现场监测数据表明各监测点风速在0.1~1.7 m·s-1范围内波动. 表 3为基于2种常用于湖泊及水库生态系统的经验公式计算出的气体扩散系数K值, 其值介于0.17~4.20 cm·h-1之间; 按大小排序均为:响水滩湖>化龙湖>上游湖>跃进湖>玉滩湖>三担湖>双河湖>龙水湖>青龙湖.

表 3 渝西湖泊水-气界面CO2交换通量1) Table 3 CO2 areal flux across the water-air interface of mountainous lakes in Western Chongqing

模型1的结果表明(表 3), 响水滩湖、双河湖、三担湖、青龙湖、跃进湖、龙水湖、玉滩湖、上游湖和化龙湖CO2交换通量分别为(-10.8±0.3)、(-9.8±0.6)、(-10.6±0.9)、(-2.2±0.9)、(-4.7±0.9)、(-8.7±0.5)、(-9.5±0.0)、(-7.3±0.6)和(-10.0±0.5) mmol·(m2·d)-1.模型1计算的平均通量为(-8.0±2.9) mmol·(m2·d)-1, 是模型2的2.3倍.总体来看, 重庆西部山区典型湖泊夏季表现出大气CO2汇的特征.

2.2.3 静态箱法计算CO2交换通量

静态箱法所测得的不同湖泊水-气界面CO2交换通量在统计学上具有显著性差异(P < 0.01)(表 3), 且所有湖泊的CO2界面通量均为负值.跃进湖、双河湖、三担湖、青龙湖和龙水湖平均通量分别为(-15.1±51.6)、(-2.7±11.7)、(-6.6±9.8)、(-1.6±1.8)和(-7.5±2.9) mmol·(m2·d)-1.总体来看, 重庆西部山区典型湖泊水-气界面CO2交换通量均值为(-7.1±22.3)mmol·(m2·d)-1, 与模型1的结果接近, 表明模型法1更能准确地运用到研究区域湖泊的CO2交换通量计算中.

3 讨论 3.1 与其它水体p(CO2)的比较

有研究已表明内陆水体大多呈现溶解性CO2过饱和状态. Cole等[21]对62°N到60°S之间的1875个湖泊研究发现, 其中87%的湖泊CO2表现出过饱和状态; 2009年, Tranvik等[5]对全球湖泊的研究也得出相似的结论.然而本研究表明重庆西部山区典型湖泊夏季表层水p(CO2)均值为(18.1±12.1) Pa, 表明其溶解性CO2处于欠饱和状态, 为大气CO2的汇, 这一研究结果与温志丹等[12]对长春市湖泊的研究结果相似.

p(CO2)与关键环境因子的Spearman相关性分析表明(表 4), 研究区域湖泊表层水p(CO2)与风速和ORP显著正相关, 与pH显著负相关.造成这种现象可能是监测期间均在晴天, 水体浮游植物生长较旺盛, 光合作用较强, 光合作用消耗的CO2高于浮游生物呼吸作用产生的CO2量, 因此湖泊的光合作用可能是维持水体溶解性CO2欠饱和的主要因素.回归分析表明pH和碱度能很好地预测表层水p(CO2):

表 4 p(CO2)和水-气界面CO2交换通量与环境变量的Spearman相关分析1) Table 4 Spearman correlation analysis between p(CO2), F(CO2), and key environmental variables

p(CO2)=2 871.66-310.86pH+0.053碱度(R2=0.95, P < 0.05)

3.2 湖泊表层水体CO2交换通量现状分析比较

对比世界主要河流、水库和湖泊的水-气界面CO2通量(图 3)可以发现, 大多数表现为大气CO2的源, 少部分表现为CO2的汇.如对亚马逊河流、长江上游龙川江、新丰江水库、红枫湖和太湖藻型湖区研究表明, 其水-气界面CO2通量分别为559.3、131.5、361.8、-5.7和-2.8 mmol·(m2·d)-1.本研究综合模型1计算及静态箱法监测的CO2交换通量均值分别为(-8.0±2.9) mmol·(m2·d)-1和(-7.1±22.3) mmol·(m2·d)-1[22~32](图 3).

图 3 世界上主要河流、湖泊、水库水气界面CO2交换通量[6, 10, 15, 23~30] Fig. 3 CO2 flux at the water-air interface of major rivers, lakes, and reservoirs in the world

单因素方差分析表明, 模型1计算的研究区域湖泊水-气界面CO2交换通量在统计学上具有显著性差异(P < 0.01);由于这些湖泊地处重庆西部地区, 所处环境的温度、风速和气压等都大致相同, 水质之间的差异可能是造成各湖泊水-气界面碳通量具有显著性差异的最重要原因(表 2).

本研究认为水-气界面碳交换是陆地CO2输入及水体新陈代谢等过程平衡的结果. pH、有机质浓度、水体理化特性等因素共同影响CO2通量大小及方向[22~25].本研究表明研究区域湖泊向大气吸收CO2, 造成这种现象可能是监测期间pH的变化范围比较小, 且绝大分时间在弱碱环境下, 水体溶解性碳原位呼吸过程消耗氧气, 产生CO2, 同时, 水体中进行光合作用的浮游生物吸收CO2.由于湖泊水体流速缓慢以及监测期间光照强度强, 使得水体为以浮游生物为主的“湖沼型”自养生态系统; 在这种环境下, 光合作用消耗的CO2高于浮游植物呼吸作用产生的CO2量, 因此生物光合作用是维持其欠饱和溶解性CO2的主要因素.这与彭希等[30]在红枫湖的研究结果一致.

3.3 不同监测方法的比较

目前水体温室气体监测普遍采用静态箱法和模型法.有研究表明在同一河流, 分别采用静态箱法和模型法得到结果存在4~62倍的差异[31].本研究表明, 静态箱法测得的CO2交换通量与模型法2计算的结果存在较大差异.此外, 监测期间, 风速均较低, 在0.2~1.7 m·s-1范围内波动; 表明渝西湖泊在处于低风速条件下, 模型1计算出来的水-气界面CO2通量更接近湖泊的实际情况.

模型法是基于水-气扩散过程推导的模型方法, 气体交换系数K是通量计算准确与否的关键; 风速、降雨和水汽温差等是影响水-气界面气体交换速率的关键环境因子[31].研究期间的晴天和低风环境避免了风速和降雨的影响, 水-气冷热交换引起交换系数的主要误差.静态箱法是一种非稳态箱, 误差主要来源于箱内扰动、箱内外压力差和箱内气体混合程度等[31, 32], 由于本研究在晴天、低风速环境下采样, 排除了风和湍流的影响, 箱体笼罩后造成的微环境引起水体表面与箱内气体产生热对流, 以及在低风速环境下箱内水体扰动比箱外强烈是造成静态箱法误差的主要原因.目前静态箱和模型法均广泛用于界面气体的通量研究中.

3.4 水-气界面CO2交换通量影响因素分析

本研究通过F(CO2)与关键环境因子的Spearman相关性分析表明(表 4), 重庆西部山区典型湖泊水-气界面CO2交换通量受多种因素的影响; 其F(CO2)与pH显著负相关, 与风速和ORP显著正相关(表 4).

pH改变了水体的物理化学环境, 调节水体中的碳酸盐体系(CO2、CO32-和HCO3-), 进而影响水体CO2的释放; 当pH较高时, 水体中游离的二氧化碳就会转变为碳酸盐, 水体中p(CO2)降低, 导致水中溶解性CO2处于不饱和状态[33, 34].渝西山区夏季湖泊水-气界面CO2交换通量与pH显著负相关(r=-0.97);主要是表层湖水pH均大于8.3, 水中游离的CO2易形成碳酸盐, 降低水体p(CO2), 从而使得水体溶解性CO2处于亚饱和状态; 有利于大气的CO2进入水体中.

风速是影响水-气界面CO2通量的重要因素, 通过影响气体传输系数及水中碳物质的分解和二氧化碳的产生, 进而影响CO2的水-气通量[35].本研究表明, F(CO2)与风速显著正相关(r=0.42), 可能是风速造成表层水体的扰动, 促使气体交换速率增大, 增加水体CO2向大气中释放.

氧化还原电位直接关系到温室气体的产生及迁移过程的转化, 对水体CO2交换具有显著影响[36].本次研究结果表明, F(CO2)与ORP表现出显著正相关; 可能是由于野外风速和风向对水体扰动以及水体的新陈代谢, 导致水体氧含量差异, 使得水-气界面CO2交换对氧化还原电位具有响应.

水温影响CO2在水中的溶解度, 并通过影响微生物的活性来间接影响温室气体的产生, 因此水温对CO2产生与释放具有重要意义[33].本研究结果表明, F(CO2)与水温没有明显的相关关系(r=-0.07), 可能是由于水体比热较大, 水温的变化波动较小, 故对水体中溶解性CO2影响较小.水体中的溶解性碳参与了碳酸平衡反应, 本质上决定了CO2的产生和释放[15].本研究结果表明, F(CO2)与DOC没有明显的相关关系(r=0.02), 可能是水体有机质的组分和结构弱化了DOC对水-气界面CO2交换的影响.

综上所述, 重庆西部山区典型湖泊夏季水-气界面CO2交换通量与风速和ORP显著正相关, 与pH显著负相关; 风速的物理扰动和浮游植物的光合作用是造成湖泊吸收大气CO2的主要原因.

4 结论

(1) 重庆西部山区典型湖泊夏季表层水p(CO2)介于2.1~45.0 Pa之间, 均值为(18.1±12.1) Pa; 模型法和静态箱法计算的水-气界面CO2交换通量(-8.0±2.9)、(-3.4±3.6)和(-7.1±22.3) mmol·(m2·d)-1, 总体表现出大气CO2汇的特征.

(2) 表层水p(CO2)和F(CO2)与关键环境因子的相关分析表明p(CO2)和F(CO2)与风速和ORP显著正相关, 与pH显著负相关; 其他环境因素的影响不明显.

参考文献
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