朱怡帆,田澤斌,王麗婧*,紀(jì)道斌,楊忠勇,孟江槐,田 盼,劉 佳

東洞庭湖漲水期水域碳匯特征及其影響因素

朱怡帆1,2,田澤斌1,王麗婧1*,紀(jì)道斌2**,楊忠勇2,孟江槐2,田 盼1,2,劉 佳2

(1.中國環(huán)境科學(xué)研究院,國家環(huán)境保護(hù)洞庭湖科學(xué)觀測研究站,北京 100012；2.三峽大學(xué)水利與環(huán)境學(xué)院,湖北 宜昌 443002)

為了解東洞庭湖水域的碳匯特征,于2022年4月漲水期對東洞庭湖區(qū)域進(jìn)行調(diào)查采樣,并同步監(jiān)測關(guān)鍵環(huán)境因子.運用垂向歸納模型和薄邊界層法分別研究了東洞庭湖漲水期浮游植物的初級生產(chǎn)力以及水-氣界面CO2和CH4的交換通量,基于碳收支關(guān)系計算水域凈碳匯通量并分析其影響因素.結(jié)果表明:東洞庭湖漲水期水域碳匯能力存在空間差異性,總體表現(xiàn)出碳源的特征.湖區(qū)出口、城陵磯、岳陽樓、扁山、鹿角、湖中島、蝴蝶口、大小西湖、六門閘上游、紅星洲凈碳匯通量為負(fù)值,表現(xiàn)為碳源,通量波動范圍為-4.92～-0.17(mmol/(m2·h)),平均值為-1.95mmol/(m2·h);東湖區(qū)、六門閘下游凈碳匯通量為正值,表現(xiàn)為碳匯,通量波動范圍為1.10～2.24(mmol/(m2·h)),平均值為1.67mmol/(m2·h).東洞庭湖水域的凈碳匯通量(NPP)主要受CO2通量(CO2)、CO2分壓(CO2)及溶解氧(DO)影響.此外水位波動、水體營養(yǎng)鹽、溫度、水體堿度也會通過改變水體CO2含量對碳匯能力造成較大影響.

東洞庭湖；漲水期；碳匯；環(huán)境因子；影響因素

隨著我國工業(yè)化、城鎮(zhèn)化進(jìn)程的加快和社會生產(chǎn)規(guī)模的急劇擴大,湖泊濕地面積萎縮,水生態(tài)環(huán)境問題日益嚴(yán)峻.湖泊水生態(tài)系統(tǒng)與陸地生態(tài)系統(tǒng)的物質(zhì)、能量、信息交換強烈[1],較高的生產(chǎn)力使其擁有巨大的碳匯潛力[2].湖泊碳匯通常受氣候、溫度、植被類型、地下水位、碳酸鹽熱力學(xué)平衡、光合作用、呼吸分解等諸多物化過程的影響[3].水域碳匯最重要的兩個環(huán)節(jié)是碳排和碳收[4],有研究認(rèn)為,光照和水體營養(yǎng)鹽會通過影響水生植物的生命活動來影響水域光合作用和溫室氣體排放[5].除此之外,水文條件、土壤理化性質(zhì)、植被生長等因素也會影響湖泊的碳排放[6].總體來說,湖泊碳匯強度受到諸多理化因子的影響,水域部分的碳匯能力與水生態(tài)環(huán)境的變化更加密不可分,研究湖泊水域碳匯特征及其影響因素對治理湖泊生態(tài)環(huán)境問題有著重要作用.

東洞庭湖是洞庭湖的主體部分,承擔(dān)著氣候調(diào)節(jié)、生物多樣性保護(hù)、調(diào)蓄滯洪、水資源供給等多種生態(tài)功能[7-8].近年來,洞庭湖濕地面積萎縮、水體富營養(yǎng)化等生態(tài)環(huán)境問題日益突出[9].對于洞庭湖區(qū)域的生態(tài)環(huán)境治理已經(jīng)成為首要問題.目前關(guān)于洞庭湖水域的相關(guān)研究有很多,主要集中在浮游生物分布[10]、水質(zhì)變化[11]、沉積物污染等方面[12].而與碳匯方面的研究僅停留在CO2或CH4的單一因素上,如陳永根等[13]利用箱法發(fā)現(xiàn)冬季洞庭湖(枯水期)表現(xiàn)為大氣CO2的碳匯通量為-23mg/(m2·h).任藝潔等[14]發(fā)現(xiàn)洪水期東洞庭湖不同水生植被群落水-氣界面甲烷平均擴散通量為0.13mg/(m2·h),洞庭湖關(guān)于浮游植物初級生產(chǎn)力的研究目前較少,同為通江湖泊的鄱陽湖[15]研究發(fā)現(xiàn)浮游植物枯水期初級生產(chǎn)力為193.33mg C/(m3·d);豐水期為412.12mg mg C/(m3·d).然而,影響洞庭湖水域碳匯通量的因素有很多,目前仍然缺乏關(guān)于東洞庭湖水域不同時期的碳匯特征研究,對其影響因素的認(rèn)識也嚴(yán)重不足.

基于此,本文將東洞庭湖水域劃分為航道和湖區(qū)兩個區(qū)域進(jìn)行對比,探索其漲水期浮游生物總初級生產(chǎn)力和溫室氣體排放通量,并通過VGPM和薄邊界層模型相結(jié)合計算碳匯通量,分析該區(qū)域漲水期碳匯特征及其影響因素,為東洞庭湖的生態(tài)環(huán)境治理提供理論依據(jù).

1 材料與方法

1.1 樣品采集

2022年4月漲水期東洞庭湖水文變化情況以城陵磯水位表示,見圖1.于東洞庭湖選取12個采樣點,其中航道6個點位:湖區(qū)出口、城陵磯、岳陽樓、扁山、鹿角、湖中島;湖區(qū)6個點位:蝴蝶口、東湖區(qū)、大小西湖、六門閘下游、六門閘上游、紅星洲.研究區(qū)域及樣點分布如圖2所示.

現(xiàn)場雙指示劑堿度(ALK)滴定;頂空平衡法收集溫室氣體,即在500mL注射器中用高純度的氮氣頂空300mL水樣,在密封條件下劇烈搖晃10min后將注射器上方頂空的氣體收集于氣體采樣袋,完成后帶回實驗室使用溫室氣體分析儀Picarro G2201-i測定CO2和CH4氣體含量;利用塞氏盤測透明度(SD);用YGY-QXY手持式氣象站檢測水體表面風(fēng)速(1)、大氣壓(0)、氣溫(Air Temp)等;用International Light4100光照計測定光合有效輻射(PAR)、記錄光照周期(Dirr);利用YSL多參數(shù)水質(zhì)分析儀(美國)測定水體溫度(Temp)、溶解氧(DO)等指標(biāo);流速(Vector)采用三維點式流速儀(Vector 6MHz,挪威)測定;對每個點位用10L玻璃采水器采集0～0.5m水樣于350mL聚乙烯瓶中冷凍保存,回實驗室測定營養(yǎng)鹽指標(biāo),總磷(TP)、溶解性總磷(DTP)、總氮(TN)、氨氮(NH4+-N)、硝酸鹽氮(NO3--N)依照《水和廢水監(jiān)測分析方法》測定,TP和DTP的差值為顆粒態(tài)磷(PP)[16].水樣測定均設(shè)置兩組平行樣和兩個空白樣,結(jié)果用均值表示.

圖1 東洞庭湖水位變化過程

圖2 研究區(qū)域及樣點分布

1.2 研究方法及原理

1.2.1 浮游植物總初級生產(chǎn)力計算方法 利用VGPM模型[17]進(jìn)行初級生產(chǎn)力計算,計算方法見式(1)～(2).由于參與計算的參數(shù)較多,文中所有參變量單位及解釋見表1.

表1 碳匯通量計算有關(guān)的參數(shù)

1.2.2 溫室氣體排放通量計算方法 利用頂空平衡－薄邊界層模型(TBL)法來計算東洞庭湖水域溫室氣體排放通量[18].根據(jù)亨利定律,用式(5)計算得出原水體溫室氣體溶解度,依據(jù)Fick定律用式(3)計算得出水-氣界面通量[19].利用式(6)計算水體溫室氣體分壓.

1.2.3 碳匯能力計算方法 基于碳收支計算水域碳匯能力.碳吸收表現(xiàn)為浮游生物光合作用;碳排放過程主要有水體呼吸(水生生物呼吸)、沉積物呼吸以及沉積物中的產(chǎn)CH4菌產(chǎn)生CH4,釋放的溫室氣體的量扣除消耗的部分即水氣界面釋放的溫室氣體[20].東洞庭湖的凈碳匯通量(以C通量計)通過式(10)計算.

1.3 數(shù)據(jù)處理及分析

本研究的數(shù)據(jù)統(tǒng)計分析均在SPSS statistics 26.0完成,Microsoft Excel 2016軟件進(jìn)行數(shù)據(jù)處理與計算,數(shù)據(jù)處理結(jié)果采用Origin 2021繪制.采樣點和指標(biāo)空間分布圖采用ENVI 5.3和ArcGIS 10.7繪制.

2 結(jié)果與分析

如表2所示,東洞庭湖區(qū)各環(huán)境指標(biāo)存在空間異質(zhì)性.其中Chl-a、NH4+-N、ALK、PPEU湖區(qū)都顯著大于航道(￡0.05);DTP、TN、NO3--N、Air Temp湖區(qū)都顯著小于航道(￡0.05).

表2 東洞庭湖漲水期各環(huán)境指標(biāo)的統(tǒng)計分析(均值±標(biāo)準(zhǔn)差)

2.1 東洞庭湖水域凈碳匯能力分布特征

圖3 東洞庭湖水域凈碳匯通量空間變化

通過式(10)計算得到東洞庭湖水域凈碳匯通量NPP,結(jié)果見表2.各點位分布情況見圖3.分析可得:東洞庭湖水域不同區(qū)域呈現(xiàn)不同的碳源/匯狀態(tài).湖區(qū)出口、城陵磯、岳陽樓、扁山、鹿角、湖中島、蝴蝶口、大小西湖、六門閘上游、紅星洲凈碳匯通量為負(fù)值,呈現(xiàn)為碳源;東湖區(qū)、六門閘下游凈碳匯通量為正值,呈現(xiàn)為碳匯.東湖區(qū)表現(xiàn)為強匯,凈碳匯通量達(dá)到了2.24mmol/(m2·h);六門閘上游表現(xiàn)為強源,凈碳源通量最大值為4.92mmol/(m2·h).由圖4(a)知,東洞庭湖幾乎整個水域都表現(xiàn)為碳源,只有湖區(qū)中部的東湖區(qū)區(qū)域表現(xiàn)為碳匯.區(qū)域凈碳源通量較大值分別出現(xiàn)在湖區(qū)西北、西南區(qū)域和航道城陵磯區(qū)域附近.

圖4 東洞庭湖水域碳收支各通量分布

2.2 浮游植物總初級生產(chǎn)力的分布特征

利用垂向歸納模型(VGPM)計算浮游植物初級生產(chǎn)力結(jié)果見圖5,分析發(fā)現(xiàn):浮游植物初級生產(chǎn)力在湖區(qū)平均值為(2.55±1.6)mmol/(m2·h),航道為(0.85±0.24)mmol/(m2·h).PPEU最大值出現(xiàn)在東湖區(qū),為4.88mmol/(m2·h).

圖5 東洞庭湖水域浮游生物總初級生產(chǎn)力空間變化

通過Arcgis的反距離加權(quán)插值法(IDW)對東洞庭湖漲水期浮游植物初級生產(chǎn)力的空間分布進(jìn)行分析.由圖4(b)所示,結(jié)果表明:東洞庭湖水域的湖區(qū)西北支為浮游植物總初級生產(chǎn)力值的較大值區(qū)域,東湖區(qū)區(qū)域的初級生產(chǎn)力顯著高于其他湖區(qū)區(qū)域.東洞庭湖浮游植物初級生產(chǎn)力航道為低值區(qū),航道僅鹿角區(qū)域初級生產(chǎn)力相對較高,其值為1.25mmol/ (m2·h),也遠(yuǎn)低于湖區(qū).

2.3 CO2和CH4氣體排放通量分布特征

利用薄邊界層模型計算后,水－氣界面的CO2通量均為正值,表現(xiàn)為“源”的特征,通量變化如圖6所示,東洞庭湖CH4的擴散通量數(shù)值波動范圍為0.02～0.59mmol/(m2·h),平均值為(0.18±0.18)mmol/ (m2·h);CO2的擴散通量在1.09～7.03mmol/(m2·h)范圍波動,平均值為(2.87±1.64)mmol/(m2·h).航道上CH4和CO2排放通量最大值均出現(xiàn)在城陵磯;湖區(qū)CH4排放通量最大值出現(xiàn)在大小西湖,CO2排放通量最大值出現(xiàn)在六門閘上游.CH4排放通量與CO2排放通量之間無明顯相關(guān)關(guān)系.反距離加權(quán)插值法(IDW)繪制CH4和CO2的空間分布見圖4(c)和4(d).東洞庭湖的西北支為溫室氣體重點排放區(qū)域,大小西湖為CH4和CO2排放的最高峰地點,其次是東洞庭湖的西南支;航道上溫室氣體排放通量普遍較低;湖區(qū)出口和城陵磯這兩個區(qū)域的溫室氣體擴散通量存在突變,湖區(qū)出口的溫室氣體通量低于城陵磯.東洞庭湖東南支為溫室氣體擴散通量的低值區(qū)域,CO2擴散通量波動范圍在1.09～2.96mmol/(m2·h)左右,CH4擴散通量在0.02～0.14mmol/(m2·h)范圍.

圖6 東洞庭湖水域CO2及CH4水-氣界面通量空間變化

2.4 凈碳匯通量、初級生產(chǎn)力、溫室氣體擴散通量與各環(huán)境因子的分析

對東洞庭湖漲水期凈碳匯通量、初級生產(chǎn)力、溫室氣體擴散通量與各環(huán)境因子進(jìn)行皮爾遜相關(guān)性分析,分析結(jié)果見表3.結(jié)果顯示NPP與CO2、CO2呈顯著負(fù)相關(guān),與DO呈顯著正相關(guān);PPEU與Chl-a呈顯著正相關(guān);CO2與CO2、ALK呈顯著正相關(guān),與DTP、TN、DO和Air Temp呈顯著負(fù)相關(guān);CH4與CH4、TP和PP呈顯著正相關(guān).

表3 東洞庭湖漲水期凈碳匯通量與各因子的相關(guān)系數(shù)

注:*表示在0.05水平(雙側(cè))相關(guān);**表示在0.01水平(雙側(cè))顯著相關(guān).

2.5 關(guān)鍵環(huán)境影響因子分布特征

2.5.1 Chl-a分布特征 Chl-a統(tǒng)計值見表2,東洞庭湖全湖Chl-a含量平均值為14.37mg/m3,變化范圍為4.94～36.47mg/m3.空間分布如圖7所示,湖區(qū)僅蝴蝶口和紅星洲值較低,和航道各值接近,其他點Chl-a值都較大.除了蝴蝶口和紅星洲外,其他點位顯著大于(￡0.05)航道等其他區(qū)域.Chl-a的最大值出現(xiàn)在東湖區(qū),值為36.47mg/m3;最小值出現(xiàn)在城陵磯,僅為4.94mg/m3.航道各點位葉綠素a濃度差異不顯著,分布在均值6.77mg/m3附近.

2.5.2CO2和CH4分布特征 全湖CO2和CH4統(tǒng)計值見表2,湖區(qū)和航道的差異不顯著(30.05).就均值來看分壓湖區(qū)大于航道,湖區(qū)數(shù)值的波動性大于航道.東洞庭湖水體CH4含量遠(yuǎn)小于CO2,二者水體分壓分別為6.26uatm和1391.46uatm.由圖8可知,全湖CO2最大值出現(xiàn)在大小西湖,達(dá)到了2398.65utam,最小值出現(xiàn)在湖區(qū)出口,值為889.40uatm;航道上CH4分布大致相當(dāng),無明顯變化趨勢,岳陽樓的CH4值稍大,為5.38uatm;全湖區(qū)最小值出現(xiàn)在鹿角,僅為2.96uatm,最大值的大小西湖為20.31uatm,相差大約10倍.

圖7 東洞庭湖水域Chl-a空間變化

圖8 東洞庭湖水域CO2及CH4分壓空間變化

2.5.3 N、P元素分布特征 由圖9所示,東洞庭湖全湖TN含量為(1.19±0.46)mg/L,TP含量為(0.12± 0.04)mg/L.總磷最大值出現(xiàn)在紅星洲,為0.189mg/L;最小值出現(xiàn)在六門閘下游,為0.053mg/L.顆粒態(tài)磷(PP)為東洞庭湖磷素主要存在形式,分析可得東洞庭湖PP含量分布情況為湖區(qū)>航道.大小西湖和六門閘上游PP含量占比高達(dá)91%.湖區(qū)出口的PP占比略低,占總磷的41%;東洞庭湖全湖區(qū)TN含量為(1.19±0.46)mg/L.航道的TN顯著大于湖區(qū)的TN(￡0.05);同時,航道的NO3--N遠(yuǎn)大于NH4+-N,而湖區(qū)NH4+-N和NO3--N含量差異減小;除了東湖區(qū)外,湖區(qū)其他點位NH4+-N大于NO3--N,在大小西湖、六門閘下游,NH4+-N和NO3--N僅相差0.05mg/L左右.

2.5.4 氣溫、水溫與溶解氧分布特征 如圖10所示,氣溫和水溫有著相似的分布規(guī)律.全湖氣溫平均16.78℃,航道大部分點位氣溫高于水溫,而湖區(qū)的水溫均大于氣溫.湖區(qū)水溫平均18.87℃,圖中呈現(xiàn)出航道水溫、氣溫均大于湖區(qū)水溫、氣溫的分布規(guī)律.湖區(qū)水體溫度最小值出現(xiàn)在湖區(qū)出口,僅為16.08℃.航道其他點位水體溫度相差不大,都在20℃左右波動.東洞庭湖溶解氧濃度平均(8.86±0.59)mg/L,溶解氧最低值出現(xiàn)在六門閘上游,為7.69mg/L.進(jìn)一步分析發(fā)現(xiàn),空氣溫度和水體溫度呈現(xiàn)顯著相關(guān)性,相關(guān)系數(shù)達(dá)0.749;水體溶解氧與水溫呈現(xiàn)相反的變化規(guī)律.

圖10 東洞庭湖水域氣溫-水溫-溶解氧空間變化

圖11 東洞庭湖水域pH值-堿度空間變化

2.5.5 ALK與pH值分布特征 全湖ALK和pH值分布如圖11所示.全湖ALK均值為(2.28±0.62) mmol/L,最大值出現(xiàn)在大小西湖和六門閘上游.湖區(qū)均值為(2.71±0.61)mmol/L,顯著大于(￡0.05)航道的(1.84±0.12)mmol/L.湖區(qū)僅蝴蝶口、紅星洲ALK值較航道差異不大,湖區(qū)其他點位ALK值均大于航道.全湖區(qū)水體pH值均大于7,全湖水體呈弱堿性(pH￡8.5),湖區(qū)出口堿性最高,pH值為8.44;六門閘下游pH值最低,為7.53.與ALK規(guī)律不同,湖區(qū)僅蝴蝶口、紅星洲pH值較航道差異不大,湖區(qū)其他點位pH值普遍小于航道.

3 討論

本文利用了VGPM模型和頂空平衡法－氣相色譜法結(jié)合TBL模型(薄邊界層模型),分別計算了東洞庭湖水域浮游植物總初級生產(chǎn)力和水-氣界面溫室氣體擴散通量,基于碳收支計算碳匯通量,探索漲水期東洞庭湖碳匯特征,并分析各環(huán)境因子對碳匯通量的影響.

3.1 水文情況對水域碳匯能力的影響分析

由圖1可知,東洞庭湖在4月份處于漲水時期,城陵磯水位從23.5m上升到26.5m.漲水期長江三口幾乎斷流,洞庭湖主要來流為上游水,四水來水占大部分[27].來水由西、南洞庭湖匯集于東洞庭湖,一部分經(jīng)航道由城陵磯匯入長江,一部分進(jìn)入湖區(qū),流速減慢,匯集在湖區(qū).東洞庭湖面積廣闊,環(huán)境復(fù)雜,全湖區(qū)流態(tài)流速等水動力條件差異也導(dǎo)致各水域碳匯能力有所不同.東洞庭湖水-陸交界處長有大量的濕生植物,如虉草、苔草、辣蓼等[28],漲水期來臨時,這些植被以及土壤都會被水淹沒.大量的植被殘骸進(jìn)入水中,經(jīng)微生物分解形成顆粒態(tài)有機碳,被轉(zhuǎn)移至底泥中[29],陸生土壤中的有機碳也因為水位上升進(jìn)入水體.給礦化細(xì)菌產(chǎn)CO2和產(chǎn)甲烷菌生產(chǎn)CH4提供了大量的反應(yīng)底物[3,30],使得溫室氣體釋放量增大,碳收支的支出部分增加.由湖南水文網(wǎng)資料得知,四月份東洞庭湖雨水頻繁,這也使得大氣濕沉降[31]在東洞庭湖濕地漲水期給水域碳匯造成了一定的影響.

3.2 PCO2和PCH4對水域碳匯能力的影響分析

根據(jù)亨利定律,氣體在液體中的飽和濃度與液面上方該氣體的平衡分壓成正比[32].在本研究中,CO2與CO2、CH4與CH4呈顯著正相關(guān)符合研究規(guī)律.CO2和CH4增大時水體中溶解的CO2和CH4也增大,此時碳收支的支出部分也有增大的趨勢,區(qū)域碳匯能力減小.而CO2和CH4的分布同樣受到諸多因素的影響,已有學(xué)者進(jìn)行過相關(guān)分析[33-34].

3.3 N、P和Chl-a對水域碳匯能力的影響分析

由表3可知,CO2與DTP、TN呈顯著負(fù)相關(guān),相關(guān)系數(shù)分別為-0.677和-0.582.東洞庭湖航道兩側(cè)分布著岳陽市、鹿角鎮(zhèn)等人口密集區(qū),工廠企業(yè)較多,工業(yè)、農(nóng)業(yè)、生活廢水等污水排放量較大,農(nóng)業(yè)面源污染較為突出[35].N、P是東洞庭湖的主要污染元素,是導(dǎo)致東洞庭湖水體富營養(yǎng)化加劇的重要影響因素[36].營養(yǎng)鹽主要通過影響浮游植物的數(shù)量[37]來影響光合作用的總產(chǎn)量,即碳收支的“收入”總量.研究發(fā)現(xiàn),當(dāng)TN超過閾值0.5mg/L、TP超過閾值0.02mg/ L,水體就存在爆發(fā)水華的風(fēng)險[38].而東洞庭湖TP和TN值都遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過該閾值.因為航道為過水性湖體,流速較快,同時受到鹿角至城陵磯水域頻繁采砂導(dǎo)致水體渾濁的影響[39],藻類的生長明顯受到抑制作用.大小西湖、東湖區(qū)、六門閘位于東洞庭湖的西北支,該區(qū)域三面環(huán)堤,屬于半封閉狀態(tài)的小型湖泊.在漲水期,航道和湖區(qū)兩水域被裸露的洲灘分割,僅在君山附近相連接,水體流動性差且水體清澈,水體營養(yǎng)鹽充足,特別適合藻類的生長[40].全湖區(qū)僅東湖區(qū)和六門閘下游呈現(xiàn)為碳匯,可能是因為這兩個區(qū)域Chl-a含量最高(由圖6、圖8),浮游植物數(shù)量最多,光合作用能力最強.東洞庭湖漲水期全湖TN含量為(1.19±0.46)mg/L,顯著低于太湖(2.5mg/L)和巢湖(2.69mg/L),可能是由于通江湖泊引起湖體流速較大導(dǎo)致水體滯留時間較短的原因[41].分析知,航道TN和NO3-顯著大于湖區(qū),該研究結(jié)果與吳可方等[42]在東洞庭湖的研究結(jié)果相同.這可能是由于航道懸浮顆粒物含量更高,又因為P對泥沙有較高親和力,所以航道中的P大多被附著在泥沙中,隨表層大流速水體沖走或者懸浮于水體中層或沉降于湖底;且有研究[27]發(fā)現(xiàn):東洞庭湖四水來水N含量也遠(yuǎn)超P,漲水期湖區(qū)水主要來自航道,所以湖區(qū)N更低.在一定范圍內(nèi),當(dāng)TP和TN含量上升,浮游植物數(shù)量增加,光合作用強度增大,浮游植物吸收水中的游離態(tài)CO2的量增加,水體中的CO2分壓減少,空氣中的CO2就會向水中溶解[43].水域固碳量增加、CO2釋放減少,水域碳匯能力相應(yīng)增大.CH4與TP和PP含量顯著正相關(guān).因為磷是衡量水體富營養(yǎng)化及限制水體初級生產(chǎn)能力的重要因子,說明水體富營養(yǎng)化程度加劇或者水體初級生產(chǎn)力提高會對水-氣界面CH4的排放造成一定的影響,這也與閆興成等[44]在太湖的研究結(jié)果一致,CH4通量的增加也許是通過浮游植物數(shù)量的增加來間接施加影響,但是其具體機制還有待研究.

3.4 溫度和風(fēng)速對水域碳匯能力的影響分析

由圖5可知,主航道除了湖區(qū)出口水溫較低以外,湖區(qū)氣溫和水溫均低于航道.由表3可知CO2與氣溫顯著負(fù)相關(guān).由于氣溫升高,區(qū)域氣壓升高,使得CO2從空氣向水體流動,使得水體碳匯能力增強;氣溫降低,區(qū)域氣壓降低,CO2從水體向空氣釋放,使得水體碳匯能力減弱[45].同時,熱輻射會導(dǎo)致水溫升高,浮游植物體內(nèi)酶的活性增強,光合作用強度上升,從而使得生物量增加[46],水域碳匯能力增強.但是水域碳匯能力與水溫相關(guān)性并不顯著,因為航道特殊的水文及環(huán)境使得藻類生長受到抑制,且由于全湖區(qū)各點位平均溫差不超過1.7℃,所以水溫并不能成為航道和湖區(qū)碳匯能力差別的主要影響因素.有大量研究[19,47]表明,溫室氣體通量隨著水面風(fēng)速的增大而增大.在本研究中,溫室氣體水-氣界面通量與風(fēng)速呈正相關(guān)關(guān)系,風(fēng)應(yīng)力使水體與空氣接觸面積增大,導(dǎo)致溫室氣體水-氣界面排放量增加.因為東洞庭湖各區(qū)域水體深度變化較大,在較淺的水域,風(fēng)可能會引起湖底泥沙懸浮、水體濁度增加透光性減少,從而影響浮游生物的光合作用.所以風(fēng)速與水域碳匯能力呈負(fù)相關(guān)關(guān)系,但由于諸多其他因素的影響,負(fù)相關(guān)關(guān)系并不顯著.

3.5 DO、ALK和pH值對水域碳匯能力的影響分析

研究表明,湖庫的DO來源主要包括表層大氣復(fù)氧、水生植物的光合作用、以及上游來流水體攜帶[48].而東洞庭湖湖區(qū)中間的水域水生植物稀少,漲水期主要來流為雨水和航道水,水體流速相對于航道較慢,與大氣氧氣交換能力相對于航道較弱.而航道水體流速快、波浪大、摻混劇烈,DO較大[49],同時上游來水?dāng)y帶的DO也可以快速補充,所以湖區(qū)水體溶解氧濃度普遍低于航道.由表3可知,東洞庭湖水域碳匯能力與水體DO濃度呈顯著正相關(guān).一般來說,DO與表層浮游植物生物量呈正相關(guān),浮游植物越多,光合作用強度就越大[48,50], CO2消耗量增加,這也解釋了DO與CO2呈顯著負(fù)相關(guān)的原因,該現(xiàn)象也與秦宇[51]的研究結(jié)果一致.DO與CH4也成負(fù)相關(guān)關(guān)系,因為CH4的產(chǎn)生需要嚴(yán)格的厭氧環(huán)境,曝氧環(huán)境會抑制產(chǎn)甲烷菌的活性,增強甲烷氧化菌活性[52].即當(dāng)DO濃度升高,CH4的產(chǎn)量就會減少,部分CH4會被氧化成為CO2[53-54],因為CH4產(chǎn)生總量遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于CO2,所以被氧化的部分也較少.

3.6 不確定性分析

在計算溫室氣體通量時,僅將溫室氣體擴散通量納入計算中,而實際溫室氣體排放除了擴散方式外,還包括植物導(dǎo)管傳輸和氣泡傳輸[57-58],在湖泊濕地生態(tài)系統(tǒng)中溫室氣體大部分通過擴散方式傳輸?shù)娇諝庵衃5,59],但是計算值較實際值還是可能偏低.此外,本研究區(qū)域僅限湖泊水體,沉積物、土壤及陸生植被的碳匯作用還有待深入研究.

4 結(jié)論

4.1 東洞庭湖漲水期水域碳匯通量的變化范圍在-4.92～2.24(mmol/(m2·h)).航道碳匯通量值均為負(fù),呈現(xiàn)碳源的特征,平均值為-1.62(mmol/(m2·h));湖區(qū)僅東湖區(qū)和六門閘上游碳匯通量值為正,呈現(xiàn)碳匯的特征,碳匯通量分別為2.24(mmol/(m2·h))和1.10 (mmol/(m2·h)).

4.2 東洞庭湖水域的碳匯能力除了受CO2通量(CO2)、CO2分壓(CO2)、溶解氧(DO)的顯著影響,也間接受到水位波動、水體營養(yǎng)鹽、水體溫度、水體堿度的影響.

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Characteristics and influencing factors of the rising period of carbon sink flux in East Dongting Lake waters.

ZHU Yi-fan1,2, TIAN Ze-bin1, WANG Li-jing1*, JI Dao-bin2**, YANG Zhong-yong2, MENG Jiang-huai2, TIAN Pan1,2, LIU Jia2

(1.State Environmental Protection Scientific Observation Station of the Dongting Lake, Chinese Research Academy of Environmental Science, Beijing 100012, China；2.College of Hydraulic and Environmental Engineering, China Three Gorges University, Yichang 443002, China)., 2023,43(2)：843～853

In order to exam the characteristics of carbon sinking flux in the East Dongting Lake, several key environmental factors during the rising period in April 2022 in this lake were monitored. The primary productivity of phytoplankton and the exchange fluxes of CO2and CH4at the water air interface in the rising period of Dongting Lake were studied by vertical induction model and thin boundary layer method. The waters net carbon sinking flux were calculated based on the carbon budget relationship and the influencing factors were analyzed. The results show a significant spatial heterogeneity in the carbon sinking ability of the waters during the rising period, generally show the characteristics of carbon source. The net carbon sinking flux at the outlet of Lake, Chenglingji, Yueyanglou, Bianshan, Lujiao, the island in the lake, butterfly mouth, the big and small West Lakes, the upstream of liumenzha and hongxingzhou is negative, i.e., a carbon source. The fluctuation range of flux various between -4.92 and -0.17 (mmol/(m2·h)). The average carbon sink flux reaches -1.95mmol/(m2·h). The net carbon sinking flux in the lake and the downstream of liumen gate is positive, i.e., a carbon sink. The fluctuation range of flux various between 1.10 and 2.24(mmol/(m2·h)). The average carbon sink flux reaches 1.67mmol/(m2·h). The net carbon sink flux (NPP) in East Dongting Lake waters is mainly affected by CO2flux (CO2), CO2partial pressure (CO2) and dissolved oxygen (DO). In addition, water level fluctuations, water nutrients, temperature, water alkalinity will also have a greater impact on the carbon sink capacity by changing theCO2content of the water.

East Dongting Lake；rising period；carbon sink；environmental factor；influence factor

X171.1

A

1000-6923(2023)02-0843-11

朱怡帆(1998-),男,湖北黃石人,中國環(huán)境研究院碩士研究生,主要研究方向為湖泊生態(tài)水利.發(fā)表論文1篇.

2022-07-01

國家重點研發(fā)計劃重點專項 (2021YFC3201003);水利部三峽司委托項目(JJ2017-028);國家自然科學(xué)基金資助項目(U204022, 52079069,52009066,51909135)

* 責(zé)任作者, 研究員, wanglj@craes.org.cn;** 教授, dbji01101@163.com