融冰期与非融冰期水库CO2逸出昼夜变化及CO2分压影响因素研究

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本站小编 Free考研考试/2021-12-31

岳荣¹, 史红岩², 冉立山³, 方怒放¹
1. 西北农林科技大学水土保持研究所, 黄土高原土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室, 杨凌 712100;
2. 内蒙古河流与湖泊重点实验室, 呼和浩特 010021;
3. 香港大学地理系, 香港 999077
收稿日期: 2019-08-05; 修回日期: 2019-09-25; 录用日期: 2019-09-25
基金项目: 国家自然科学基金面上项目（No.41671282）
作者简介: 岳荣(1993—), 男, E-mail:yuerong@nwafu.edu.cn
通讯作者（责任作者）: 方怒放, E-mail:fnf@ms.iswc.ac.cn

摘要：以位于黄土高原北洛河流域的南沟水库为研究对象，采用Li-850静态箱法，于融冰期（3月）、非融冰期（5月）对水体CO₂分压（p（CO₂））和水-气界面CO₂逸出（F（CO₂））分别进行了5 d 40次昼夜监测，同时测定了各种水体理化指标，着重对比了水体p（CO₂）在两个时期间的差异和两时期内的昼夜变化特征，系统分析了水体p（CO₂）的影响因素.结果表明：融冰期p（CO₂）（（324.8±59.4）Pa）比非融冰期（（124.9±14.1）Pa）高出近3倍，差异性显著（p < 0.05），但两个时期内昼夜p（CO₂）值并无显著性差异（p>0.05）；水体p（CO₂）与水温、pH、叶绿素（Chla）、溶解氧（DO）呈显著负相关，与溶解无机碳（DIC）、溶解有机碳（DOC）呈显著正相关，水体p（CO₂）受流域碳酸盐体系和水温影响最大，相关系数分别达0.92和-0.91，光合呼吸作用的影响其次；研究区小水库F（CO₂）范围为101~1589 g·m^-2·a^-1，是大气持续碳"源"，其平均排放量与个别温带、亚热带小型水库接近，但低于热带水库.
关键词：黄土高原二氧化碳分压碳逸出水气界面水库
Study on diurnal variation of CO₂ flux from reservoir and the influencing factors of partial pressure of CO₂ in melting and non-melting seasons
YUE Rong¹, SHI Hongyan², RAN Lishan³, FANG Nufang¹
1. State Key Laboratory of Soil Erosion and Dryland Farming on Loess Plateau, Institute of Soil and Water Conservation, Northwest A & F University, Yangling 712100;
2. Inner Mongolia Key Laboratory of River and Lake Ecology, Hohhot 010021;
3. Department of Geography, the University of Hong Kong, Hong Kong 999077
Received 5 August 2019; received in revised from 25 September 2019; accepted 25 September 2019
Abstract: By using the floating chamber and headspace equilibrium methods along with a Licor-850 gas analyzer, this paper investigates the partial pressure of carbon dioxide(p(CO₂)) and CO₂ emission flux(F(CO₂)) across water-air interface in the Nangou Reservoir, located in the upper reach of the Beiluo River on the Loess Plateau. A monitoring of CO₂ evasion at 3 h intervals for 5 days (in total 40 measurement) were conducted in March 2019 (melting season) and May 2019 (non-melting season) respectively. Moreover, the accompanying physicochemical parameters were also measured to explore the seasonal variation of surface water p(CO₂) and its influencing factors. The results indicated that the mean p(CO₂) in the melting season ((324.8±59.4) Pa) was nearly three times higher than that in the non-melting season ((124.9±14.1) Pa). However, the p(CO₂) exhibited no significant difference between day and night within each season (p>0.05). In addition, we found that the surface water p(CO₂) presented an extremely significant negative correlation with water temperature, pH, Chla and dissolved oxygen (DO) while an extremely positive correlation with dissolved inorganic carbon (DIC) and dissolved organic carbon (DOC). The CO₂ emission flux ranged from 101 to 1589 g·m^-2·a^-1, indicating that it is a carbon source for the atmosphere. The CO₂ emission flux of the Nangou Reservoir is at the intermediate level of CO₂ emission from small reservoirs in temperate and subtropical climates, but significantly lower than that from tropical reservoirs.
Keywords: Loess Plateaupartial pressure of carbon dioxideCO₂ emission fluxwater surfacereservoir
1 引言(Introduction)内陆水域是大气温室气体的重要来源(Borges et al., 2015), 单CO₂排放量就达到2.1 Pg·a^-1(Raymond et al., 2013).水库作为内陆水域的重要组成部分, 其主要排放的温室气体(CO₂、CH₄)共同参与了土-水-气界面的物质交换, 对整个碳循环具有重要作用.一方面由于水库中CO₂过饱和, 通过水-气界面交换向大气排放, 表现为碳“源”；另一方面, 水库中水生植物的光合作用对CO₂进行固定, 成为碳“汇”.因此, 正确评价水库二氧化碳分压(p(CO₂))和水-气界面CO₂交换量(F(CO₂)), 对完善水库生态系统碳收支平衡具有重要意义.国外对水库p(CO₂)及碳逸出做了大量研究工作, 地区主要集中在温带和热带.如Kelly等(1994)在加拿大魁北克省北部一个大型水库对CO₂排放量进行了研究, 认为水库表层水体一直是大气的源.Fearnside(2002)对巴西大型水库进行温室气体排放研究, 结果表明, 这种热带森林地区的水电型大坝温室气体排放量很高, 甚至对局部温室气体水平造成了影响.Teodoru等(2011)对魁北克新建水库进行研究, 指出在新建后的两年里, 水库CO₂排放呈指数级下降.在国内, Li和Zhang(2014)对亚热带地区丹江口水库的p(CO₂)和CO₂通量进行了长期观测, 得出水库的p(CO₂)呈显著的季节性和空间变化.吕东柯(2013)对东北泥炭型水库进行了F(CO₂)变化研究, 发现水库的F(CO₂)明显低于热带及亚热带水库.杨乐等(2017)对新安江水库进行碳排放研究, 得出库区主体水域在冬季为大气的碳“源”, 而在春、夏季又为碳“汇”.宫辰等(2018)在黄河源区刘家峡水库对二氧化碳逸出进行研究, 认为海拔会影响F(CO₂).
国内关于水库CO₂排放的研究主要集中在亚热带长江流域及东北地区, 研究对象则集中在大、中型水力发电水库, 对峡谷型、小型水库的研究较少, 尤其缺乏对水库的夜间监测.黄土高原地区水土流失严重, 水坝及小型水库工程建设数量众多, 在坡沟系统形态及径流侵蚀背景下, 对流域内碳输移和收支平衡造成了深刻影响, 这种小型水库的CO₂与大气交换量不容忽视.因此, 本研究选择黄土高原丘陵区南沟水库, 对融冰期、非融冰期p(CO₂)和CO₂逸出分别进行5 d的昼夜监测, 分析水体p(CO₂)在两个时期间的差异及两个时期内的昼夜变化特征, 旨在揭示水库与大气CO₂的源汇关系, 为完善黄土高原水库生态系统碳循环研究提供数据支撑.
2 材料与方法(Materials and methods)2.1 研究区概况研究区薛岔南沟流域(36°54′~36°58′N, 108°24′~108°26′E)位于黄土高原中部吴起县境内(图 1), 北洛河流域上游, 是典型的黄土高原丘陵区, 流域面积约10.9 km², 平均海拔为1459~1700 m, 年降雨量为483.4 mm, 降雨主要集中在7—9月(汛期), 土壤侵蚀严重, 流域按沟缘线可分为沟间地和沟谷地两大地貌单元, 马兰黄土覆盖深厚, 富含碳酸盐岩.土地利用类型为林地、坡耕地和草地, 植被较丰富, 坡面种植大量经济林；水库始建于1968年, 1970年建成之后开始蓄水, 水域面积为30 hm², 湿地面积为13.3 hm², 平均水深为2 m, 水体透明度不高, 年际水位变化不大, 每年11月末进入封冻期, 次年3月上旬开始解冻.
图 1(Fig. 1)

图 1 研究区位置与水库 Fig. 1Research area location and reservoir

2.2 样品采集与测定方法分别于2019年3月14—19日(融冰期)、5月22—27日(非融冰期)进行监测和水样采集工作.在每一轮开始日期的15：00进行监测和采样, 24 h内每隔3 h监测一次, 每轮实验5 d, 总共监测80次.
样品采集与各参数测定方法：将采样瓶润洗2次, 每个监测时间点在表层水面下5 cm处收集600 mL.水体溶解氧(DO)、pH、水温用Multi-3630水质参数仪测定；风速用风速仪测量；气温采用温度计测量, 选择在高于水面2 m处的温度作为标准；使用顶空平衡法(Mueller et al., 2015)测定水体p(CO₂), 顶空瓶连接Li-850分析仪进行现场测定, 测定3次, 重复测量保证误差小于3%；取200 mL水样通过0.45 μm过滤器(Whatman GF/F)过滤, 滤膜在过滤前通过灼烧处理, 将过滤好的水样加入磷酸, 使其pH＜2, 于＜4 ℃冷藏, 实验结束后带入实验室, 利用岛津(TOC-L)总有机碳分析仪测定溶解有机碳(DOC)；取300 mL水样立即加入碳酸镁悬浊液, 通过0.45 μm过滤器(Whatman GF/F)过滤, 滤膜冷藏, 实验结束后带回实验室用紫外-可见光分光光度计(日立-U2550)测定叶绿素(Chla)；利用酸碱滴定法测定碱度, 每个水样重复滴定3次, 保证误差小于0.1.黄土高原水体DIC主要由HCO₃^-构成, 而HCO₃^-代表了99%的碱度(Ran et al., 2015), 故而可用碱度代替DIC含量的计算.
采用Li-850静态箱法测定水气界面CO₂逸出(F(CO₂)).箱体体积为0.018 m³, 覆盖水面面积为0.09 m², 周围裹上锡纸和自制水面悬浮器, 防止太阳照射影响, 并确保箱体能够稳定漂浮在水面上, 在箱体顶部连接硅胶管.静态箱内部嵌有温度计, 记录监测时腔板内温度.测量时将Li-850分析仪打开, 连接12 V供电电瓶, 同时将静态箱举起, 待大气与箱内气平衡时, 将箱体放置在水面上, 保持稳定, 再将两根硅胶管接入Li-850分析仪的接口, 预热成功后仪器开始监测, Li-850分析仪每隔1 s记录一次CO₂浓度, 连续记录6~10 min, 选择呈线性升高趋势的数值进行计算.F(CO₂)计算公式见式(1)(Frankignoulle et al., 1988).

(1)

式中, F(CO₂为CO₂的逸出通量(μmol·m^-2·s^-1)；dp(CO₂)/dt表示p(CO₂)在腔板中累计的斜率(Pa·s^-1)；V为腔板体积(m³)；R为气体常数(m³·Pa·K^-1·mol^-1)；T为腔板内温度(K)；S为腔板覆盖水面的面积(m²).
3 结果分析(Results analysis)3.1 水环境因子变化特征各水环境因子在两时期中的对比如表 1所示.如图 2a所示, 融冰期pH在8.21~8.41之间变化, 水体总体呈弱碱性, 非融冰期pH在8.56~8.76之间变化, pH日变化在两时期都呈现昼升夜降特征, 一般低值出现在夜间至凌晨, 高值出现在15：00或18：00.水温在两时期的日变化呈现一致性, 非融冰期明显高于融冰期.溶解氧(DO)都呈现昼升夜降的变化规律, 峰值出现在每日的15：00或18：00, 低值出现在每日的6：00或9：00.溶解有机碳(DOC)在融冰期波动较明显, 而非融冰期变化不大, 融冰期DOC为6.1~9.2 mg·L^-1, 非融冰期仅在6.49~7.03 mg·L^-1之间变化.风速变化一致, 均为白天有风, 夜间无风, 融冰期平均风速为0.54 m·s^-1, 非融冰期平均风速为0.64 m·s^-1.气温在两时期日变化较大(图 2b), 气温低值出现在每天的6：00, 每日最高气温出现在12：00或15：00, 融冰期平均气温为5.6 ℃, 非融冰期平均气温为19.5 ℃.融冰期叶绿素(Chla)含量除在第一天变化较大外, 其余时间变化不大, 在2.57~13.27 μg·L^-1之间, 平均值为4.59 μg·L^-1；非融冰期叶绿素含量在2.95~18.5 μg·L^-1之间, 平均为7.91 μg·L^-1.DIC含量在两时期内变化不大, 非融冰期DIC含量明显低于融冰期.
表 1(Table 1)

表 1 融冰期与非融冰期各水环境因子比较 Table 1 Comparison of water environment factors between melting season and non-melting season

时期	数据类型	pH	水温/℃	DO	DOC/(mg·L^-1)	风速/(m·s^-1)	气温/℃	Chla/(μg·L^-1)	DIC/(μmol·L^-1)
	最大值	8.41	9.5	94.2%	9.20	2.30	16.3	13.27	8305
融冰期	最小值	8.21	4.8	73.6%	6.10	0	-8.2	2.57	8030
	平均值	8.32	7.0	82.8%	7.30	0.54	5.6	4.59	8144
	最大值	8.76	22.9	105.0%	7.03	5.70	29.7	18.5	6272
非融冰期	最小值	8.56	17.5	70.6%	6.49	0	9.0	2.95	5782
	平均值	8.64	19.8	91.5%	7.52	0.64	19.5	7.91	6126

图 2(Fig. 2)

图 2 融冰期与非融冰期pH、水温、DO、DOC(a)及风速、气温、Chla、DIC(b)的日变化特征 (黑色阴影区代表夜间, 下同) Fig. 2Diurnal variation characteristics of pH、water temperature、DO、DOC(a) and wind speed、air temperature、Chla、DIC(b) in melting season and non-melting season

3.2 p(CO₂)与F(CO₂)的变化特征3.2.1 p(CO₂)变化特征融冰期p(CO₂)变化范围为202.5~452.9 Pa, 平均值为(324.8±9.4) Pa, 非融冰期p(CO₂)变化范围为104.2~160.6 Pa, 平均值为(124.9±14.1) Pa.从融冰期至非融冰期, p(CO₂)呈下降趋势, 两个时期差异较大.非融冰期p(CO₂)日变化呈现夜间增大、白天降低的趋势, 变化幅度小；融冰期p(CO₂)总体趋势为夜间增加、白天变化不明显, 但日变化幅度大(图 3a).随着监测天数的增加, 融冰期日均p(CO₂)呈减小趋势, 日均减小量为19.5 Pa, 非融冰期日均p(CO₂)呈现先增加后减小再增加的波动变化特征.
图 3(Fig. 3)

图 3 融冰期与非融冰期p(CO₂)(a)和F(CO₂)(b)的日变化特征 Fig. 3Diurnal variation characteristics of p(CO₂) (a) and F(CO₂) (b) in melting season and non-melting season

3.2.2 F(CO₂)变化特征融冰期F(CO₂)平均值为(203±57) g·m^-2·a^-1(以C计), 最大值出现在3月15日的21：00(385.05 g·m^-2·a^-1), 最小值出现在3月17日的9：00(101.5 g·m^-2·a^-1).日平均F(CO₂)呈现波动变化趋势；非融冰期F(CO₂)平均值为(476±286) g·m^-2·a^-1, 最大值在5月25日21：00(1589 g·m^-2·a^-1), 最小值在5月22日15：00(174.8 g·m^-2·a^-1)(图 3b), 日变化特征表现为每天的高值均出现在夜间至凌晨, 低值出现在白昼, 夜间平均F(CO₂)高于昼间.而从融冰期到非融冰期, F(CO₂)增加.
4 讨论(Discussion)4.1 p(CO₂)的季节变化水体p(CO₂)的差异可通过对比水环境及大气参数进行解释(Reiman et al., 2019).这些水环境及大气参数的变化使得水库水体在物理、化学和生物活性上体现出巨大差异, 从而影响p(CO₂).通过T检验可知, 融冰期与非融冰期p(CO₂)差异性显著(p＜0.05).融冰期的p(CO₂)大于非融冰期, 原因是冬季厚的冰层将水面与大气隔绝, 阻碍水-气界面CO₂交换；厚冰层使得光线通透性减弱, 水下低温环境抑制了水生生物的光合作用, 同时由于微生物的呼吸作用, 使得整个冬季期间水体积累了大量溶解性CO₂, 融冰期温度升高, 太阳辐射逐渐增强, 冰层全部融化形成开放水域, 积累的CO₂参与碳循环, 水体p(CO₂)增加(Else et al., 2013; 陈立奇等, 2016).融冰期到非融冰期这段时间, 光照和水体营养充足, 为其创造了快速增长的光合生物量, 从而使得非融冰期的p(CO₂)小于刚融冰后的水体p(CO₂), 这与Baehr等(2004)的研究结果一致.
4.2 p(CO₂)的昼夜变化T检验结果表明, 融冰期与非融冰期两个时期内白天和夜间p(CO₂)并无显著差异(p＞0.05).融冰期白天p(CO₂)均值为(322.8±49.4) Pa, 夜间p(CO₂)均值为(326.8±69.2) Pa, 夜间p(CO₂)略高于白天, 这与Reiman和Jun(2019)的研究结果一致；非融冰期白天p(CO₂)均值为(128.8±12.1) Pa, 而夜间则为(121.1±15.2) Pa, 白天略高于夜间(图 4).融冰期白天水体接受较强的太阳辐射, 水生生物进行光合作用强于呼吸作用, 表现出较高的光合生产量, 吸收溶解在表层水体的CO₂, 夜间主要进行呼吸作用, 呼吸作用释放的CO₂量高过白天的光合作用量, 因而使得融冰期白天水体p(CO₂)略低于夜间.非融冰期白天p(CO₂)略高于夜间, 表明白天水生生物呼吸作用强, 同时由于地形、监测点日照时长的限制, 白天的光合作用又不足以抵消呼吸释放的CO₂, 从而导致白天p(CO₂)略高.
图 4(Fig. 4)

图 4 融冰期与非融冰期p(CO₂)昼夜对比 Fig. 4Day and night comparison of p(CO₂) during melting season and non-melting season

4.3 p(CO₂)与水环境因子的影响关系将p(CO₂)与各种水环境因子进行相关性分析(n=80), 结果如表 2所示.
表 2(Table 2)

表 2 p(CO₂)与各水环境因子相关性 Table 2 p (CO₂) is correlated with various water environment factors

	p(CO₂)	水温	pH	DOC	DIC	Chla	风速	DO
p(CO₂)	1	-0.911^**	-0.893^**	0.339^**	0.917^**	-0.343^**	-0.042	-0.613^**
水温		1	0.945^**	-0.481^**	-0.981^**	0.425^**	0.054	0.677^**
pH			1	-0.412^**	-0.944^**	0.379^**	0.028	0.621^**
DOC				1	0.511^**	-0.293^**	0.013	-0.204
DIC					1	-0.425^**	-0.056	-0.583^**
Chla						1	-0.062	-0.075
风速							1	0.159
DO								1
注：^**表示相关性在0.01水平上显著(双侧), 其它表示不具有统计学意义.

4.3.1 生物因素对p(CO₂)的影响生物因素主要表现为呼吸和光合作用.叶绿素(Chla)的含量反映了水生系统营养状况的大小(Roehm et al., 2009), 同时也是衡量水体浮游植物量和光合作用的重要指标.呼吸作用中, 水生生物的新陈代谢活动也受到溶解氧的控制(汪朝辉等, 2012), 其通过光合作用增加水体溶解氧, 又通过呼吸作用消耗溶解氧并释放CO₂(Ran et al., 2017).如表 2所示, 水体p(CO₂)与Chla、溶解氧(DO)呈现显著的负相关关系, 这与梁顺田等(2017)研究的结果相同, 表明随着水库表层水体水生生物光合作用量的增加, p(CO₂)显著降低.水生浮游植物的光合作用可以用式(2)表示(张龙军等, 2009).

(2)

南沟水库的静水状态为水生浮游植物的生长创造了良好的条件, 其通过光合作用将水中的CO₂转化为有机碳, 降低了表层水体的p(CO₂), 通过式(2)也可知H⁺的消耗使得表层水的pH升高, Chla与pH呈显著正相关关系(r=0.34, p＜0.01)也证明了这一点.
4.3.2 物理因素对p(CO₂)的影响水体CO₂与大气交换的方向依赖于大气与表层水之间的CO₂浓度梯度方向Δp(CO₂), 水-气表面气体交换速度(K)则依赖于湍流(Halbedel et al., 2013), 而水库作为静止水体, 其水面的紊动主要受制于风速, 风速控制水-气界面气体交换速度, 对CO₂交换量起着重要作用(Cole et al., 1998).相关分析表明, p(CO₂)与风速并无相关性.Crusius和Wanninkhof(2003)的研究指出, 只有短期的高强度风才会导致K值偶尔升高, 当平均风速在5 m·s^-1以下时, K值只在很小范围内变化.两时期风速平均值为0.59 m·s^-1, 风速小, 几乎不会造成水面紊动, 也就不会影响到表层水与大气的气体交换, 故而风速和表层水体的p(CO₂)没有相关关系(表 2).
水温与水体p(CO₂)的关系主要是通过影响水体碳酸盐平衡和CO₂溶解度来反映, 当水体温度升高时, 平衡向左移动, 从而导致水体p(CO₂)升高, CO₂在水中的溶解度随温度的增高而下降；同时, 水温升高, 可以导致藻类生长旺盛, 从而影响水体p(CO₂)(彭希等, 2013).本研究中, p(CO₂)与水温呈显著负相关关系(r=-0.91, p＜0.01), 表明随着温度的增加, 使得浮游生物量大量繁殖, 生命活性提高, 增加了对水体CO₂的吸收.水温与Chla呈显著的正相关(r=0.42, p＜0.01)也为这点提供了佐证.
4.3.3 溶解有机碳对p(CO₂)的影响溶解有机碳(DOC)是河湖系统中碳的重要组成形态, 是由氨基酸、油脂类、腐殖质等组成的复杂有机质混合物(Nebbioso et al., 2013).水体的DOC来源主要分为内源和外源, 内源DOC主要由水生生物向水体释放, 外源DOC则主要以土壤有机质的输送和人为活动排放为主(吕书丛等, 2018).以往的研究表明, 外源DOC的降解是水体高p(CO₂)和高CO₂排放的重要原因(Halbedel et al., 2013; Larsen et al., 2011).本研究中水体p(CO₂)与DOC呈线性正相关(r=0.34, p＜0.01), 这与Ran等(2017)在黄土高原的研究一致, 表明陆源溶解有机质的分解是水中p(CO₂)的一个来源, 细菌呼吸作用和光化学氧化作用使得DOC矿化释放CO₂, 导致p(CO₂)升高(Cory et al., 2014).
4.3.4 碳酸盐系统对p(CO₂)的影响黄河流域的碳酸盐体系是影响黄土高原河流流域p(CO₂)分布的主要因素之一(王亮, 2014).以往对黄河水体的研究表明, 流经黄土高原的河流悬浮物含量高, 通过周边化学风化和土壤侵蚀作用, 使得水体富含大量碳酸盐, 这种碳酸盐在水体中转变为溶解无机碳, 从而控制着水体p(CO₂)的主要来源(杨欢, 2015).碳酸盐系统机理可用式(3)~(4)表示.

(3)

(4)

如表 2所示, 本研究中p(CO₂)与水体pH呈显著负相关(r=-0.893, p＜0.01), 表明随着pH降低, 水体p(CO₂)升高.黄土高原水体DIC主要由HCO₃^-构成, 而HCO₃^-代表了99%的碱度(Ran et al., 2015).本研究发现, p(CO₂)与DIC呈显著正相关(r=0.92, p＜0.01), 与张龙军等(2009)的研究结果一致, 其中, DIC含量高达7.12 mmol·L^-1, 远大于黄河平均DIC含量(3.43 mmol·L^-1), 表明富含碳酸盐颗粒土壤在降雨条件下与空气CO₂反应, 形成无机碳酸盐离子, 随着每一次坡面径流冲刷, HCO₃^-被携带至水库, 进而参与到水体碳酸盐反应中, 从而对p(CO₂)造成影响.实际上, 研究区位于典型黄土高原丘陵沟壑区, 发生在坡面的化学风化以形成无机碳为主, 面蚀与重力侵蚀则造成无机碳离子和陆源有机碳的输入, 而含有机碳的沉积土壤则通过分解作用贡献了水体的p(CO₂), DOC与p(CO₂)的正相关关系也恰好说明这一点.
4.4 南沟水库F(CO₂)与其它水库比较南沟水库F(CO₂)范围为101~1589 g·m^-2·a^-1, 平均排放量为339 g·m^-2·a^-1, 与世界其它水库CO₂排放进行比较, 其排放量平均值与个别温带、亚热带小水库相近, 低于热带水库(表 3).原因可能有以下几种：①热带水库水生植物较丰富, 其旺盛的呼吸作用可能释放了更多的CO₂.②水温影响.水温会影响气体在水中的溶解度, 水温升高, 气体溶解度降低, 容易从水面逸出(赵小杰等, 2008).南沟水库位于温带大陆性气候区, 水温变化大且低于热带.③库龄影响.Abril等(2005)对巴拉圭水力发电水库CO₂排放进行了为期10年的量化, 结果表明随着蓄水年限的增加, 水库CO₂排放量逐年减小.Teodour等(2011)对魁北克兴建水库进行研究, 指出在新建后的几年里, 水库CO₂排放呈指数级下降, 随着时间推移, 这种下降趋势逐渐减弱.Louis等(2000)在对不同库龄水库进行比较后也得出了新建水库排放量均高于老水库的结论.南沟水库至今已有60年, 其CO₂排放量可能会低于个别新建水库.④淹没土壤有机碳含量.不同地貌特征土壤及植被储存的可分解有机碳数量不同, Louis等(2000)指出, 从水库表面排放的单位面积CO₂通量与被淹没的可分解有机碳量成正比, 淹没地为泥炭地时, 由于其可分解的有机碳含量高, 故而可以在长时间内分解, 将CO₂排放到大气中.南沟水库位于典型的黄土高原丘陵区, 土壤有机质含量低(高义民等, 2010), 退耕还林后, 水土流失状况好转, 入库土壤有机质又减小, 使得供微生物分解的量小, 故而不如个别具有高分解量有机碳的水库.
表 3(Table 3)

表 3 世界其它地区水库水-气界面CO₂排放通量 Table 3 Exchange flux of CO₂ between water and air in main reservoirs of the world

所属温度带	国家	面积/km²	F(CO₂)/(g·m^-2·a^-1)		文献来源
所属温度带	国家	面积/km²	平均值	范围	文献来源
温带	加拿大	400	511	116~1752	Duchemin et al., 1995
温带	加拿大	15	244.5	197~288	Schellhase et al., 1997
温带	加拿大	120	803	401~1350	Schellhase et al., 1997
温带	德国	0.243	170	-38~705	Halbedel et al., 2013
亚热带	中国	0.02~0.25	600	-43~2233	Wang et al., 2017
亚热带	中国	0.02~0.25	131.4	-50~753	Wang et al., 2017
亚热带	中国	0.02~0.25	211	-44~1208	Wang et al., 2017
亚热带	中国	-	487	-	赵登忠等, 2017
热带	巴拉圭	270	494	-	Guérin et al., 2007
热带	巴拉圭	300	1627	211~3832	Galy-Lacaux et al., 1997
热带	巴西	312	1454	-	Santos et al., 1997
热带	巴西	82	981	-	Santos et al., 1997
温带	中国	0.3	339	101~1589	本研究
注：“-”表示没有数据.

5 结论(Conclusions)1) 水环境因子中, pH、水温、气温、DO、DIC、Chla均表现出明显差异性, 其中, pH、水温、气温、DO、Chla从融冰期至非融冰期呈增加趋势, DIC呈减小趋势, DOC含量平均值减小, 在融冰期波动较明显, 而在非融冰期变化不大.两时期内, pH、水温、气温、DO呈现昼升夜降趋势, Chla、DIC、DOC日变化波动不大.
2) 融冰期与非融冰期水体p(CO₂)差异显著(p＜0.05).融冰期水体在整个冬季积累的CO₂重新参与碳循环, 使得融冰期p(CO₂)高于非融冰期p(CO₂)近3倍；两时期内, 水体昼夜p(CO₂)并无显著性差异(p＞0.05), 融冰期白天p(CO₂)值略低于夜间, 非融冰期则相反, 白天p(CO₂)略高于晚上；水体p(CO₂)呈过饱和状态；F(CO₂)昼夜观测均为正值, 表明水库一直是大气CO₂的“源”.
3) 水体p(CO₂)与风速无显著相关关系, 与DIC、DOC呈显著正相关关系, 与水温、pH、Chla、DO呈显著负相关.其中, 水体p(CO₂)受流域碳酸盐体系和水温影响最大, 相关系数分别达0.92和-0.91, 光合呼吸作用其次.
4) 从与其它地区水库CO₂排放量对比来看, 两时期南沟水库CO₂排放量平均值与个别温带和亚热带小水库相接近, 但低于热带水库.

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