2018, Vol. 38
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2. 内蒙古大学生态与环境学院, 呼和浩特 010021;
3. 广州大学地理科学学院, 广州 510006;
4. 香港大学地理系, 香港 999077;
5. 耶鲁大学林业和环境研究学院, 纽黑文 01642;
6. 新加坡国立大学地理学院, 新加坡 117570
2. School of Ecology and Environment, Inner Mongolia University, Hohhot 010021;
3. School of Geographical Sciences of Guangzhou University, Guangzhou 510006;
4. Department of Geography, the University of Hong Kong, Hong Kong 999077;
5. Yale University Forestry and Environmental Studies, New Haven 01642;
6. Department of Geography, National University of Singapore, Singapore 117570
二氧化碳(CO2)是大气最主要的温室气体之一, 占到温室气体总量的80%~85% (Tremblay et al., 2005), 近几十年来温室效应引发的全球气候变暖现象逐渐加重, CO2的排放问题也引起了全球范围的关注(Tett et al., 1999).
随着温室气体相关研究的深入进行, 在20世纪90年代, 研究人员发现, 河流是CO2的源, 而且全球河流系统的CO2年逸出量(Efflux of carbon dioxide, F(CO2))高达0.9~1.8 Pg·a-1(以C计), 与矿石燃料燃烧的碳排放通量和海洋-大气间的净碳通量属于同一量级(Battin et al., 2009; Regnier et al., 2013; Raymond et al., 2013).通常人们认为CO2的来源主要是化石燃料的燃烧利用, 水电等能源一直被认为是清洁能源而得到大规模的推广和使用(Chamberland et al., 1999；Victor, 1998；张博庭, 2007；Hoffert et al., 1998).近几十年来, 我国的长江、黄河等流域兴建了大量用于发电、防洪、灌溉的水利工程.
近年来国内外对水库F(CO2)的研究取得了一定进展, 尤其是具有水力发电功能的水库, 其释放的温室气体引起了人们越来越多的关注.研究表明, 热带地区水库水气界面的F(CO2)高达(7853±4770) g·m-2·a-1(以C计), 为大气温室气体的重要来源(Louis et al., 2000).水库中涡轮机湍流释放的CO2是水库F(CO2)的主要部分, 其释放途径和内部碳循环过程如图 1所示(Hidrovo et al., 2017). Rosa等(2002)的研究表明, 一座热带水库在运行的前10年释放的碳相当于一座与之产生相似能量等级的火电厂的4倍；位于热带地区的Samuel、Barra Bonita和Tucurui水库的CO2排放量分别为4216、397和333 g·m-2·a-1(以C计)(Santos et al., 2006).同时, 人们对温带地区水库的F(CO2)也开展了大量研究, 例如, 位于温带地区的Shasta、Oroville、Rzeszów、Nielisz和Lokka水库的CO2排放量分别为136、102、265、150和153 g·m-2·a-1(以C计) (Rosa et al., 2002；Renata et al., 2016；Huttunen et al., 2003).此外, 水库大坝建成后形成的湿地也可能产生大量F(CO2), 对热带和温带地区部分水库的观测研究表明, 大坝蓄水改变了河流水的流动动力学和生物地球化学特性, 因此改变了河流碳循环过程.大部分水库具有较高的F(CO2), 热带地区水库的淹没地区具有较大的生物量；温带地区大多数水库淹没地区为泥炭和沼泽地, 含有丰富的有机质(Ran et al., 2017).因此, 大部分水库均为大气CO2的源.
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| 图 1 兼有防洪和发电功能综合水库的碳循环途径 Fig. 1 Carbon cycle in an integrated reservoir with functions of flood control, water storage and power generation |
也有研究表明, 部分水库为大气CO2的汇, 比如位于美国西部的水库Roosevelt、Dworshak、Wallula、New Meloues的F(CO2)分别为-46、-119、-35和-118 g·m-2·a-1(以C计) (Fearnside, 2002), 位于巴西的Itaipu和Tres Marins水库的F(CO2)分别为-86和-15 g·m-2·a-1(以C计) (Ward et al., 2007；Barbosa et al., 1999)；Ran等(2017)对黄土高原无定河流域水库的研究表明, 水库为大气CO2的汇, 主要因为水体的有机质含量较低, 同时库区水体光合作用强于降解作用(Chen et al., 2009).
我国是世界上建成发电用水库最多的国家之一, 我国的水库多处于亚热带地区, 目前国内对水库F(CO2)的研究也取得了一定进展(Chen et al., 2009；Zhao et al., 2013).例如, 清江流域隔河岩水库的F(CO2)为80 g·m-2·a-1(以C计), 通常冬季最高, 夏季最低(赵登忠等, 2017)；长江流域的修文水库、红岩水库、百花水库和红枫湖水库均为CO2的源, F(CO2)为65~385 g·m-2·a-1(以C计) (Wang et al., 2011)；洪家渡水库和新安江水库的F(CO2)约为30 g·m-2·a-1(以C计) (喻元秀等, 2008；姚臣谌等, 2010), 排放量较低；万安水库水体F(CO2)为224 g·m-2·a-1(以C计) (梅航远等, 2011).我国在黄河的上游、中游和下游有多座水利工程, 张永领等(2015)得到小浪底水库的F(CO2)为183 g·m-2·a-1(以C计)；Ran等(2017)得到黄河中游支流无定河流域水库的F(CO2)夏季较低, 春季较高, 平均为232 g·m-2·a-1(以C计).
近年来国内外研究人员通过对全球范围内已有水库的F(CO2)进行分析和对比, 初步估算了水库的F(CO2)并且提出了水库F(CO2)的纬度模式(Barros et al., 2011), 但目前对亚洲地区水库的研究多集中于河流的中下游地区, 针对亚洲大河的发源区亦即高寒高海拔地区修建水库的F(CO2)研究则较为缺乏(Wu et al., 2008; Zhang et al., 2013).黄河源区的海拔较高、气候寒冷、生态系统脆弱, 对气候变化和人类活动极为敏感.源区修建的梯级水库持续改变着河流水体的物理化学特征, 从而影响河流泥沙和碳输移, 这种影响与低海拔地区水库的影响存在一定差异, 需要开展广泛深入的研究理解其影响机理和强度(Lu et al., 2010).
本研究选取位于高海拔、半干旱地区的河道型水库—刘家峡水库为研究对象, 该水库是黄河源区12级梯级水库的最后一级, 是中国水力发电集中区的典型案例.通过对刘家峡水库水体的F(CO2)和各种水化学因素的野外监测和时空变化分析, 量化刘家峡水库水-气界面的F(CO2)；探讨F(CO2)沿水流方向上, 即入库前、库区和出库后在暖季的变化特点；并结合水化学指标分析影响具有发电功能水库F(CO2)的主要因素.
2 研究区概况和研究方法(Summary of the study area and research methods) 2.1 研究区概况黄河是我国第二大河, 全长约5464 km, 发源于青海省青藏高原的巴颜喀拉山脉.黄河中上游以山地为主, 修建有梯级水库(冯黎等, 2004), 划分为湖口-龙羊峡河段、龙羊峡-刘家峡河段、刘家峡-青铜峡河段(乔秋文, 2007).刘家峡水库是黄河源区最大的水电站之一, 位于甘肃省永靖县境内的黄河干流, 库区地理坐标为102°44′10″ ~103°38′40″E、35°33′09″ ~ 36°09′20″N, 属温带半干旱气候, 降水呈明显的季节性分布, 冬春季节为旱季降水较少, 4—5月为平水期, 夏季为雨季降水较多, 7—9月为主汛期(刘红珍等, 2010), 多年平均降水量为300~550 mm, 年蒸发量约为1500 mm.
刘家峡断面多年天然平均流量为885 m3·s-1, 最大坝高147 m, 坝顶高程1739 m, 正常蓄水位1735 m, 水库库容57亿m3, 有效库容41.5亿m3, 装机总容量1390 MW, 该水库用于发电、灌溉、防凌、供水和防洪等综合任务, 于1974年12月5日正式投入运行(张华丽, 2008；何有华等, 2011).刘家峡水库是黄河源区12级梯级水库的最末端, 黄河水经过水库的拦截和沉降, 水质得到提升.
2.2 研究方法本文以刘家峡水库为研究对象, 分别于2016年4、8月和2017年5月在刘家峡水库的入库前、库中和出库后布设5个采样点, 沿水流方向分别命名为：入库前的样点1、库区内的样点2、3和4, 以及出库后的样点5(图 2).每次采样时在5个采样点测定水库表面水体的F(CO2)、p(CO2)和相关环境因子指标；在库区内的样点4处沿垂向方向现场监测水化学指标；采集水样, 分析刘家峡水库CO2的逸出规律及其影响因素.由于2016年8月刘家峡坝下施工, 因此, 下移500 m至桥边, 水流流速较弱, 在图中8月样点5段用虚线表示.
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| 图 2 刘家峡水库位置及采样点分布 Fig. 2 The location and sampling sites of the Liujiaxia Reservoir |
现场监测的水环境因子包括：pH、溶解氧(Dissolved Oxygen, DO)、总溶解固体(Total Dissolved Solid, TDS)、水温(Temperature, T).对表层水体的水环境因子利用便携式水质参数仪(Multi3420)测定, 对深层水体采用便携式水质监测仪(Multi3420)结合绕线器(Brennenstuhl 1130710)共同测定, 风速和流速分别使用标智风速仪(GM8901)和直读式流速仪(Global Water FP211)测量, 每个采样点测量3次后取平均值.在数据分析过程中发现, 若以mg·L-1为单位的DO表征DO含量, 则存在部分数据在测量过程误差偏大的问题, 因此, 本文在分析时采用以百分数(%)表示DO含量.
在采集表层水样之前, 先用超纯水将采样瓶润洗3次, 再利用采样点的水润洗2~3次后, 在水面以下约5 cm处采集2000 mL水样, 保证抽滤之后滤纸上的沉积物含量, 来测定水体的泥沙含量和总悬浮固体含量；采集深层水样时, 用绳子控制深水采样器(KY15-ALPHA)采集不同水深的水样500 mL.测量深层水质指标时将便携式水质监测仪的探头连接绕线器伸入水下不同深度进行监测.在2016年4月和8月由水面向下每间隔5 m进行测量和取样(2016年8月在水深3 m处增加测量), 2017年5月水深在0~20 m每间隔1 m进行测量和取样, 在20 m以下每间隔5 m进行测量和取样.将采集的水样通过0.47 μm孔径的过滤器(Whatman GF/F)过滤之后于0 ℃条件下冷藏保存.水样碱度(Alk)用0.1 mol·L-1的盐酸以甲基橙为指示剂现场滴定, 滴定过程中, 将过滤后的水样利用20 mL移液管转移水样至100 mL烧杯中, 移液管和烧杯均用水样润洗2~3次, 向烧杯中滴加甲基橙指示剂2~3滴, 再利用0.1 mol·L-1 HCl进行滴定, 滴至颜色突变即为滴定终点, 每个水样重复滴定3次并且保证误差小于0.1, 取平均值, 滴定过程在5 h内完成.在过滤之后的水样中取出50 mL滴加浓硝酸后储存在玻璃小瓶中用于总溶解有机碳(Dissolved Organic Carbon, DOC)分析, 带回实验室使用总碳总氮分析仪(德国VORE)测定.在实验室采用紫外-可见分光光度计(日立U-2550)测定水样的叶绿素含量.
利用摇瓶法又称顶空平衡法(Headspace equilibrium method)(Bergeron et al., 2007)测定水体的p(CO2), 其原理是利用水气界面的p(CO2)达到平衡之后, 通过测定气体中的CO2含量进而得到水体的p(CO2).测量过程使用1100 mL玻璃锥形瓶, 将采集的水样550 mL放入玻璃锥形瓶中, 瓶中其余550 mL即为周围环境的空气, 立即盖上瓶盖, 剧烈摇动1~2 min, 使瓶中的CO2气体在水体和空气中平衡, 然后将平衡后的气体通过瓶盖上用三通阀控制的橡胶管注入经过校准的Li-7000气体分析仪, 得到水体p(CO2).每个监测位置重复测量3次, 误差小于0.03, 取平均值作为测量结果.
目前研究认为HCO3-代表了99%的碱度(Alk), 可以直接用作Alk进行计算得到p(CO2), 即为化学计算法(Hunt et al., 2011).因此, 本研究采用化学计算法验证摇瓶法的准确性, 即用0.1 mol·L-1 HCl滴定得到Alk进而计算水体p(CO2).将两种分析方法的结果进行对比, 误差小于0.08, 因此, 可以采用摇瓶法实测得到的数据进行分析.
静态箱法是计算表层水体向大气中释放CO2的常用方法.本研究也采用该方法测量水-气界面的F(CO2).自制的静态箱为一个体积0.018 m3、与水面接触面积为0.09 m2的塑料箱, 箱内壁安装有一个温度计, 来测定箱体的温度.在塑料箱外部套有12 cm厚泡沫板并在泡沫板上包一层锡纸, 防止阳光照射影响.箱中伸出两根塑料管直接与Li-7000气体分析仪连接, 形成与外界隔绝的气体通路.测量时, 先将静态箱提起, 使箱中气压与大气压保持平衡, 然后将箱子缓慢放置于水库的水体表面, 并使其保持静止状态, 接通Li-7000气体分析仪, 每间隔5 s记录一次p(CO2)数值, 观察数据趋势, 当CO2逸出速率稳定并且持续一段时间之后, 视为一个监测周期, 每次监测大约持续30 min.水-气界面F(CO2)可通过下式计算(Frankignoulle, 1988)：
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(1) |
式中, F(CO2)为CO2逸出通量(μmol·m-2·s-1)；dp(CO2)/dt为p(CO2)在静态箱中积累量的斜率(μatm·s-1), 一般采用开始7~15 min之内p(CO2)呈线性升高趋势的数值计算；V为静态箱体积(m3)；R为气体常数(m3·atm·K-1·mol-1)；T为静态箱内温度(K)；S为静态箱覆盖水面面积(m2).
3 试验结果(Test results) 3.1 水环境因子和p(CO2)在水平方向的变化 3.1.1 pH沿河流流向上, 4月和5月pH变化趋势一致, 由入库前到出库后均维持在8.57左右, 而8月从入库前(样点1)的7.90随流向增加到库中样点3的8.7；库区样点2、3、4在8月的pH均值为8.7, 略高于4月的8.5和5月的8.4；在各监测时间, 出库后水体的pH与库区内基本相同(图 3a).
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| 图 3 2016年4、8月和2017年5月刘家峡水库沿河流流向pH(a)、DO(b)、Alk(c)、DOC(d)、T(e)和p(CO2)(f)变化 Fig. 3 Longitudinal pH(a), DO(b), alkalinity(c), DOC(d), T(e) and p(CO2)(f) changes of Liujiaxia Reservoir in April 2016, August 2016 and May 2017 |
DO是衡量水体中进行的光合作用和呼吸作用的重要指标. 8月DO由入库前、库中到出库后呈增加趋势, 4月和5月DO含量接近且基本无变化.入库前样点1在3个采样时间的DO含量均为102%左右；库区内DO含量在4月和5月平均为110%, 明显低于8月的140%(图 3b).
3.1.3 Alk从3个采样时间来看, 水体从入库前到出库后的Alk变化较小. 4、5和8月的Alk分别为210、150和120 mg·L-1(图 3c).由于8月的光合作用强于4月和5月, 因此, 8月水体Alk偏小.
3.1.4 DOC水库水体各个采样点处的DOC含量在4月和5月几乎一致, 且由入库前到出库后基本不变, 为3 mg·L-1左右；8月库区内样点2、3、4的DOC为8 mg·L-1左右, 低于入库前的12 mg·L-1和出库后的17 mg·L-1 (图 3d).
3.1.5 水温刘家峡水库5月的入库水温为12.9 ℃, 略高于4月的11 ℃, 库区内样点3的水温几乎保持一致.8月的水温明显高于4月和5月, 且沿水流方向水温显著增加.库区内8月的平均水温为24.3 ℃, 4月为15.9 ℃, 5月为16.6 ℃. 2016年4月和2017年5月出库后水体的水温较库区有所下降, 降至入库前水平, 而2016年8月的出库水温基本保持和库区一致.
3.1.6 p(CO2)在河流流向上, 4月库区样点2、3、4的表层水体p(CO2)平均为666 μatm, 8月为604 μatm, 5月最低, 为535 μatm, 可能由于5月表层水体降解作用弱(图 3e). 5月和8月库区样点2、3、4的p(CO2)较入库前样点1略低, 入库前样点1的p(CO2)分别为587和736 μatm；4月库区样点2、3、4的p(CO2)较入库前样点1的685 μatm略高. 4月和5月出库后样点5的p(CO2)分别为774和587 μatm, 高于库区内的平均值(666和535 μatm), 可能由于大坝底部向下游泄水时, 下泄水体的p(CO2)较高引起下游点p(CO2)的增加(Abril et al., 2014).
3.2 水环境因子与p(CO2)的垂向变化 3.2.1 pH4月和5月水体pH随深度变化较小, 在8.52左右；8月pH随深度逐渐降低且变化幅度较4月和5月大, 库区水深小于30 m时, pH随深度增加逐渐降低, 由8.73降至8.37左右；水深在30~40 m之间, pH由8.37降低至7.84而后又增加至8.22(图 4a).
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| 图 4 2016年4、8月和2017年5月刘家峡水库垂向pH(a)、DO(b)、T(c)、Alk(d)、DOC(e)和p(CO2)(f) Fig. 4 Vertical pH(a), DO(b), T(c), alkalinity(d), DOC(e) and p(CO2)(f) changes of Liujiaxia Reservoir in April 2016, August 2016 and May 2017 |
4月和5月DO含量高于8月, 3个监测时间的DO变化趋势基本一致, 随水深呈降低趋势.在库区表层8月的DO为139%, 高于4月和5月的DO(110%), 水面10 m以下的DO在4月和5月略高于8月, 随水深增加DO含量降低, 底部水体的DO在4月为97.7%、5月为90.9%、8月仅为82.1% (图 4b).
3.2.3 水温刘家峡库区采样点2、3、4在3个月份均表现为随水深增加水温降低, 4月和5月水温变化范围为5~15 ℃；8月水温变化范围为8~24 ℃(图 4c), 温差较大.刘家峡水库的水温垂向分层呈现季节性特点. 4月和5月分层情况不明显, 表层和底层水体温差约为10 ℃且底层水温较低, 约为5 ℃. 8月水体有明显的分层现象, 在0~10 m为变温层, 水温为17~23 ℃；在10~26 m为恒温层, 水温为17 ℃；水深26~30 m为温跃层, 水温由17 ℃迅速降低到9 ℃, 温跃层水层较薄；30~47 m为冷水层, 水温恒定在8 ℃左右, 8月的冷水层水温较4月和5月的高.刘家峡水库与湖泊型水库水温分层呈现季节性差异的特点相同(Cotlar et al., 2015).
3.2.4 Alk刘家峡水库Alk在垂向上的变化不大, 4月和5月的平均Alk高于8月, 4月Alk平均为200 mg·L-1, 5月平均为150 mg·L-1, 但高于8月的120 mg·L-1(图 4d).较高的Alk对水体的p(CO2)有明显缓冲作用, 所以4月和5月水体垂向的p(CO2)较8月稳定(图 4f) (Chen et al., 2009).
3.2.5 DOC4月和5月垂向上DOC变化范围为2~4 mg·L-1, 随水深增加变化不明显；8月DOC垂向上变化范围为7~11 mg·L-1, 变化幅度较大, 随水深增加DOC含量先降低, 在水深为30 m以下又逐渐增加至与表层DOC含量相似的水平(图 4e).
3.2.6 p(CO2)4月和5月的p(CO2)在水深方向几乎无变化, 8月的p(CO2)随水深增加而增大.4月表层水体的p(CO2)稍高于8月.在水深0~7 m, 4月和8月的p(CO2)几乎一致, 均高于5月；在水深7~14 m, 8月的p(CO2)突然增加, 之后在深度方向上的变化不大, 基本维持在1038 μatm, 4月保持在708 μatm左右, 5月在533 μatm左右.以上表明, 8月水温升高加快了有机质降解, 因此, p(CO2)在水体深处较高；而表层水体的光合作用在8月较强, 所以表层水体的p(CO2)较低(图 4f).
3.3 F(CO2)分布情况4、5和8月沿河流流向的F(CO2)分布如图 5所示. 4月和5月库区样点2、3、4的F(CO2)变化范围为100~200 g·m-2·a-1(以C计, 下同), 均呈缓慢下降趋势, 8月库区样点2、3、4的F(CO2)基本保持不变, 约为85 g·m-2·a-1.入库前采样点1在8月的F(CO2)为455 g·m-2·a-1, 高于4月的201 g·m-2·a-1和5月的162 g·m-2·a-1, 可能是夏季进入河流的有机质增多, 分解氧化导致水体p(CO2)增高, 从而增加了F(CO2). 4月和5月库区表层样点2、3、4的F(CO2)均值分别为112、147 g·m-2·a-1, 均高于8月的58 g·m-2·a-1, 可能是因为虽然8月水温高, 但库区内表层藻类活动强烈, 光合作用使表层水体p(CO2)降低. 4月和5月出库后河道内表层水体样点5的F(CO2)显著高于其它采样点, 分别为193和370 g·m-2·a-1. 8月由于坝下施工, 将采样点5的位置向下游移动, 水流速度和水体紊动降低, 因此, F(CO2)的测量值较低(Chen et al., 2009).
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| 图 5 2016年4、8月和2017年5月刘家峡水库表层沿河流流向F(CO2)变化 Fig. 5 The longitudinal F(CO2) changes of Liujiaxia Reservoir surface in April 2016, August 2016 and May 2017 |
流速是F(CO2)的主要影响因素之一, 并且可以大致解释63%的F(CO2)变化(Ran et al., 2017), 夏季进入刘家峡水库前的河流F(CO2)高于春季(图 5), 这与赵登忠等(2017)和喻元秀等(2008)对隔河岩水库和洪家渡水库的研究结果不同, 主要是因为8月入库前的平均流速为0.3 m·s-1, 大于4月和5月的流速0.1 m·s-1, 且水库周围的植被等遮挡较少, 风速较大, 导致水体容易受到扰动, 气体交换系数增加, 从而使表层水体的F(CO2)增加(Chen et al., 2009；Abril et al., 2014；Wang et al., 2012；Alin et al., 2015).
刘家峡水库为黄河源区梯级水库的最后一级, 黄河水经刘家峡水库大坝截留, 流速变缓, 有机质和泥沙等充分沉降, 这一过程改变了河流水体的生物地球化学特性, 进而影响了河流的碳循环过程(Chen et al., 2009).泥沙和颗粒碳充分沉降, 水库水体溶解的CO2气体含量降低, F(CO2)降低.光合作用通过降低水体中溶解的CO2进而降低水体的p(CO2), 而水生生物呼吸作用产生的碳和径流作用输入的碳会增加水体的p(CO2) (Yao et al., 2007；Sarma et al., 2011；Wang et al., 2011；Wang et al., 2007；Li et al., 2011).黄河源区水体中的DIC主要来自于化学风化作用, 但由于黄河源区较低的气温和气压, 化学风化作用较弱, 因此, 河道的DIC含量处于较低水平(王亮, 2014；Chen et al., 2006；Wu et al., 2008).将入库前采样点1的监测结果和库区内样点2、3、4的p(CO2)和F(CO2)对比分析, 发现刘家峡水库对河流水体的F(CO2)有显著降低作用(图 5), 主要由于库区水体的流速较慢, 利于光合作用进行(Tamooh et al., 2012), 这与姚臣谌等(2010)在新安江水库的研究结果一致.本研究表明, 刘家峡水库在春季和夏季可能为大气CO2的源, 但由于3次测量的p(CO2)和F(CO2)值均较小, 且测量数据较少, 因此, 不能确定刘家峡水库最终是大气CO2的源还是汇.
4.1.2 DOC刘家峡水库DOC含量随季节变化明显, 4月和5月DOC在沿河流流向和垂向上含量均明显低于8月(图 3d、4e).黄河源区4月和5月水温较低, 有机质的降解效率较低(Tamooh et al., 2012；Coûteaux, 2012；Finlay et al., 2008), 而8月库区的水生植物和自生有机质含量增加, 从而提高了刘家峡库区水体的DOC含量.但总体来讲, 刘家峡水库DOC含量不高, 也导致了水库的F(CO2)处于偏低水平.目前研究表明, 温带地区水库的F(CO2)为74.46~306.6 g·m-2·a-1(以C计)(Louis et al., 2000).刘家峡水库的F(CO2)平均为85 g·m-2·a-1(以C计), 与新安江水库和洪家渡水库约为90 g·m-2·a-1(以C计)的F(CO2)较为接近(汪福顺等, 2017；喻元秀等, 2008；姚臣谌等, 2010), 处于温带地区水库F(CO2)的较低水平, 低于乌江流域百花湖和澜沧江、怒江(Wang et al., 2011；纪道斌等, 2017)流域修建水库的F(CO2)(约为110 g·m-2·a-1)(Zhao et al., 2013).可能由以下原因导致：①刘家峡水库与我国大部分水库均为河道型水库, 在修建之前进行的清库工作显著降低了水库淹没地区的DOC；②温带地区水库有机碳输入量较低、水库植物和生物量远低于热带地区, 库区内的F(CO2)不完全来自于DOC的转化, 还有一部分来自于库区水体的DIC(Chen et al., 2009)；另外, 刘家峡水库高寒高海拔的特殊自然环境, 限制了微生物的分解作用(Tamooh et al., 2012；Coûteaux, 2012；Finlay et al., 2008).
4.1.3 水温分层水库水体中温度的垂向分层不仅影响水体的流动方式, 还抑制垂向的气体交换, 减少表层水体CO2的释放, 而且对水生生态系统的光合作用和呼吸作用也会产生影响(王琳杰等, 2017；高圻烽等, 2017).刘家峡水库8月存在明显的水温分层现象, 而4月和5月的水温分层现象较弱(图 4c). 8月水体水温分层现象导致垂向水体的密度差异明显, 水体浮游植物量和表层光合作用强度增加, 从而降低了表层水体的F(CO2)(王琳杰等, 2017).刘家峡水库垂向的pH和DO含量分布与水温分层有相似的趋势(图 4a、4b)：0~10 m的变温层中, 表层水体的DO和水温较高, 降解作用强, 随水深增加DO和pH下降；10~26 m为水温相对恒定的恒温层, 由于8月表层水温升高加之热量持续向下传输, 温跃层下移, 恒温层的厚度较4月和5月明显增加.随着恒温层水深增加, 绿色植物逐渐减少, 微生物进行呼吸作用不断消耗水体DO, 加之下部的温跃层阻碍了水层之间水和物质的交换, 使得恒温层的pH和DO均较上层水体降低, 在恒温层和温跃层的交界处即在水深约为26 m处, DO达到较低水平, pH也表现为降低趋势；温跃层的光合有效辐射强度下降, 水温突然降低减弱了微生物活性, DO含量有些许增加, 但仍低于上层水体.温跃层下部的冷水层约34 m, 受外界影响较小, 保持在9 ℃左右(图 4c), 接近于琵琶湖和千岛湖底层10 ℃左右的水温, 低温使有机质的分解减弱, 减少了刘家峡水库沉积物内源释放产生的CO2气体含量(王琳杰等, 2017；何江等, 2010).底部冷水层可能由于有机物分解产生酸性中间物质, 导致pH值降低(图 4a).
水温控制着库区水体的pH、Alk、DO含量和生物地球化学过程, 对水体CO2浓度有较大影响(Yao et al., 2007).刘家峡水库位于高海拔地区, 水温和气压较低, 呼吸和分解作用效率降低(Tamooh et al., 2012；Coûteaux, 2012；Finlay et al., 2008).水温在5月高于4月, 藻类开始繁殖, 在进入雨季之前, 有较强光合作用, 因此, 5月水体的p(CO2)明显低于4月(Yao et al., 2007).刘家峡库区表层水体pH表现为8月高于4月和5月(图 3a), 一方面由于8月水温较高, 降解和光合作用增强；另一方面, 8月为汛期, 降雨量增加, 稀释作用使水体pH增加.在垂向上8月pH的变化较4月和5月明显, 由于8月水温分层阻碍了溶解的CO2在水体进行垂向交换, 且8月汛期的降水量大, 稀释作用导致DIC和Alk降低(王琳杰等, 2017), 从而引起水体p(CO2)波动(图 3f和图 4f).库区水体中的DO主要是通过水生植物的光合作用输入(Zhao et al., 2013), 本研究测得2017年5月刘家峡水库的叶绿素含量为4.52 μg·L-1, 库区8月表层水体由于光合作用导致DO含量高于4月和5月(图 3b)；但深层的p(CO2)在8月高于4月和5月(图 3f), 因为随水深增加, 光合作用减弱, 呼吸作用增强.
4.2 水库海拔与F(CO2)的关系近年来位于青藏高原的长江和黄河源区修建了大量水利工程, 黄河流域内已有水库3000多座(Zhang et al., 2001；Wang et al., 2006).河源区水库地处高海拔区域, 与低海拔地区所处的环境不同, 水库的碳循环过程可能存在较大差异.本研究收集整理了国内外多个水库的海拔高度和F(CO2)估算值(表 1), 分析了二者的相关性.从图 6可以看出, 水库F(CO2)整体随海拔高度增加而降低, 二者呈负相关, 且相关性较显著(r=-0.7375, p < 0.05).根据水库所处温度带的不同, 得到亚热带、温带和热带地区的海拔与F(CO2)也呈较显著的负相关性(r=-0.5911, p < 0.01；r=-0.4919, p < 0.05；r=-0.4151, p < 0.05).该结果可为评估全球范围水库修建对CO2排放的影响提供重要参考.
| 表 1 世界上主要水库水-气界面的F(CO2)及相关参数 Table 1 The F(CO2) and related parameter of water-air interface in main reservoirs of the world |
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| 图 6 不同海拔高度水库海拔与F(CO2)的相关性 Fig. 6 Correlation between H and F(CO2) in reservoirs with different altitudes |
本文以黄河源区梯级水库末端的刘家峡水库为研究对象, 通过2016年4、8月和2017年5月的3次野外现场监测分析了F(CO2)的时空变化规律及其环境影响因子, 同时在全球范围内选择了不同海拔高度水库的F(CO2)进行比较分析得到了如下结论：通过Li-7000静态箱法实测得到刘家峡水库的F(CO2)为85 g·m-2·a-1(以C计, 下同), 在世界水库的F(CO2)中处于较低水平.水库入库前河道内的F(CO2)为328 g·m-2·a-1, 出库水体的F(CO2)为372 g·m-2·a-1, 均显著高于库中.8月入库前河道内的F(CO2)为450 g·m-2·a-1, 显著高于4月和5月的200和160 g·m-2·a-1, 库区内4月和5月F(CO2)为115和150 g·m-2·a-1, 高于8月的F(CO2) 72 g·m-2·a-1.刘家峡水库沿水流河流流向上pH为7.8~8.5, 垂向pH为8.2~8.8；DO河流流向变化范围为102%~145%, 垂向变化范围为82%~140%；水温垂向上存在分层现象, 范围约为5~25 ℃, 8月的水温高于4月和5月, 并且8月的水温分层现象较4月和5月明显；DO河流流向上为8月高于4月和5月, 垂向上为4月和5月高于8月；pH在4、5和8月较接近, 但8月pH在沿水流方向和垂向上波动强于4月和5月.由于目前进行的研究尚不足, 缺乏24 h持续的监测和年际监测数据, 根据现有结果预测刘家峡水库可能为大气CO2的源, 但刘家峡库区的F(CO2)较河流F(CO2)显著降低；8月F(CO2)低于4月和5月, 主要是水库垂向上的水温分层现象阻碍了水库水体的垂向掺混发生, 使光合作用强度增加, 减少了水体溶解CO2的含量.通过对不同温度带不同海拔高度的水库进行分析得到不同温度带水库的海拔与F(CO2)呈对数负相关, 亚热带、温带和热带的相关系数分别为-0.5911(p < 0.01)、-0.4919(p < 0.05)、-0.4151(p < 0.05)；各个温度带的海拔与F(CO2)表现为显著的负相关关系(r=0.7375, p < 0.05), 这说明随着海拔升高, F(CO2)逐渐降低, 不同温度带的F(CO2)具有一定差异性, 这可能与高海拔地区的地理环境和水温有关.本研究可为高寒高海拔地区水库的F(CO2)评估提供科学依据, 为水库对生源物质的再分配和作用机理提供参考.
Abril G, Martinez J M, Artigas L F, et al. 2014. Amazon River carbon dioxide outgassing fuelled by wetlands[J]. Nature, 505(7483): 395.
DOI:10.1038/nature12797
|
Alin S R, Maria D F F L R, Salimon C I, et al. 2015. Physical controls on carbon dioxide transfer velocity and flux in low-gradient river systems and implications for regional carbon budgets[J]. Journal of Geophysical Research Biogeosciences, 116(G1): 248–255.
|
Battin T J, Luyssaert S, Kaplan L A., et al. 2009. The boundless carbon cycle[J]. Nature Geoscience, 2: 598–600.
DOI:10.1038/ngeo618
|
Barbosa F A R, Padisák J, Espíndola E L G, et al. 1999. The Cascading Reservoir Continuum Concept (CRCC) and Its Application to the River Tietê-basin, São Paulo State, Brazil//Tundisi J G, Straskraba M. Theoretical Reservoir Ecology and Its Applications[M]. Leiden: Backhuys Publishers. 425-437
|
Barros N, Cole J J, Tranvik L J, et al. 2011. Carbon emission from hydroelectric reservoirs linked to reservoir age and latitude[J]. Nature Geoscience, 4(9): 593–596.
DOI:10.1038/ngeo1211
|
Bergeron O, Margolis H A, Black T A, et al. 2007. Comparison of carbon dioxide fluxes over three boreal black spruce forests in Canada[J]. Global Change Biology, 13(1): 89–107.
DOI:10.1111/gcb.2007.13.issue-1
|
Chamberland A, Levesque S. 1996. Hydroelectricity, an option to reduce greenhouse gas emissions from thermal power plants[J]. Energy Conversion and Management, 37(6/8): 885–890.
|
Chen H, Wu Y, Yuan X, et al. 2009. Methane emissions from newly created marshes in the drawdown area of the Three Gorges Reservoir[J]. Journal of Geophysical Research Atmospheres, 114(D18): 4939–4952.
|
Chen J S, Wang F Y, He D W. 2006. Geochemistry of water quality of the Yellow River basin[J]. Dixue Qianyuan/Earth Science Frontiers, 13(1): 58–73.
|
Cotlar M, Roxin E. 2015. Seasonal variation of CO2, diffusion flux from a large subtropical reservoir in East China[J]. Atmospheric Environment, 103: 129–137.
DOI:10.1016/j.atmosenv.2014.12.042
|
Coûteaux M M. 2002. Decomposition of standard plant material along an altitudinal transect (65-3968m) in the tropical Andes[J]. Soil Biology & Biochemistry, 34(1): 69–78.
|
Duchemin E, Lucotte M, Canuel R, et al. 2000. Comparison of greenhouse gas emissions from an old tropical reservoir with those of 355 other reservoirs worldwide[J]. Verhandlungen des Internationalen Verein Limnologie, 27: 1391–1395.
|
Fearnside P M. 2002. Greenhouse gas emissions from a hydroelectric reservoir (Brazil's Tucuruí Dam) and the energy policy implications[J]. Water, Air, and Soil Pollution, 133(1/4): 69–96.
DOI:10.1023/A:1012971715668
|
冯黎, 宋臻. 2004. 黄河上游梯级水库对水资源调节配置的能力分析[J]. 西北水电, 2004(3): 27–33.
|
Finlay J C, Carol K. 2008. Stable isotope tracing of temporal and spatial variability in organic matter sources to freshwater ecosystems[J]. Emergency Medicine Journal, 26(3): 183–186.
|
Frankignoulle M. 1988. Field measurements of air-sea CO2 exchange[J]. Limnology and Oceanography, 33(3): 313–322.
DOI:10.4319/lo.1988.33.3.0313
|
Frédéric Guérin, Gwenaël Abril, Sandrine Richard, et al. 2006. Methane and carbon dioxide emissions from tropical reservoirs:Significance of downstream rivers[J]. Geophysical Research Letters, 33(21): 493–495.
|
高圻烽, 何国建, 方红卫, 等. 2017. 三峡库区支流中水体的垂向掺混对于藻类生长的影响[J]. 水利学报, 2017, 48(1): 96–103.
|
Gruca-Rokosz R, Bartoszek L, Koszelnik P. 2017. The influence of environmental factors on the carbon dioxide flux across the water-air interface of reservoirs in south-eastern Poland[J]. Journal of Environmental Sciences, 56(6): 290–299.
|
何江, 孙英, 吕昌伟, 等. 2010. 岱海表层沉积物中内源磷的释放[J]. 生态学报, 2010, 30(2): 389–398.
|
何有华, 景凌云, 张晓虹, 等. 2011. 刘家峡库区生态承载力研究[J]. 草业科学, 2011, 28(12): 2119–2122.
|
Hidrovo A B, Uche J, Martínez-Gracia A. 2017. Accounting for GHG net reservoir emissions of Hydropower in Ecuador[J]. Renewable Energy, 112: 209–221.
DOI:10.1016/j.renene.2017.05.047
|
Hoffert M I, Caldeira K, Jain A K, et al. 1998. Energy implications of future stabilization of atmospheric CO2 content[J]. Nature, 395(6705): 881–884.
DOI:10.1038/27638
|
Hunt C W, Salisbury J E, Vandemark D. 2011. Contribution of non-carbonate anions to total alkalinity and overestimation of pCO2 in new England and new Brunswick rivers[J]. Biogeosciences, 8(10): 3069–3076.
DOI:10.5194/bg-8-3069-2011
|
Huttunen J T, Alm J, Liikanen A, et al. 2003. Fluxes of methane, carbon dioxide and nitrous oxide in boreal lakes and potential anthropogenic effects on the aquatic greenhouse gas emissions[J]. Chemosphere, 52(3): 609–621.
DOI:10.1016/S0045-6535(03)00243-1
|
纪道斌, 龙良红, 徐慧, 等. 2017. 梯级水库建设对水环境的累积影响研究进展[J]. 水利水电科技进展, 2017, 37(3): 7–14.
DOI:10.3880/j.issn.1006-7647.2017.03.002 |
Li S, Lu X X, He M, et al. 2012. 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: s 466–467.
|
Li S, Zhang Q. 2014. Partial pressure of CO2 and CO2 emission in a monsoon-driven hydroelectric reservoir (Danjiangkou Reservoir), China[J]. Ecological Engineering, 71: 401–414.
DOI:10.1016/j.ecoleng.2014.07.014
|
Louis V L S, Kelly C A, Éric Duchemin, et al. 2000. Reservoir surfaces as sources of greenhouse gases to the atmosphere:A global estimate reservoirs are sources of greenhouse gases to the atmosphere, and their surface areas have increased to the point where they should be included in global inventories of[J]. Bioscience, 50(9): 766–775.
DOI:10.1641/0006-3568(2000)050[0766:RSASOG]2.0.CO;2
|
Lu X X, Zhang S R, Xu J C. 2010. Climate change and sediment flux from the roof of the world[J]. Earth Surface Processes & Landforms, 35(6): 732–735.
|
刘红珍, 李海荣, 张志红, 等. 2010. 龙羊峡、刘家峡水库对潼关中常洪水的影响[J]. 人民黄河, 2010, 32(10): 60–62.
DOI:10.3969/j.issn.1000-1379.2010.10.025 |
梅航远, 汪福顺, 姚臣谌, 等. 2011. 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.
|
Plummer L N, Busenberg E. 1982. The solubilities of calcite, aragonite and vaterite in CO2-H2O solutions between 0 and 90℃, and an evaluation of the aqueous model for the system CaCO3-CO2-H2O[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 46(6): 1011–1040.
DOI:10.1016/0016-7037(82)90056-4
|
乔秋文. 2007. 黄河上游梯级水电站调度与水量综合利用[J]. 电网与清洁能源(电网与水力发电进展), 2007, 23(6): 51–54.
|
Ran L, Li L, Tian M, et al. 2017. Riverine CO2 emissions in the Wuding River catchment on the Loess Plateau:Environmental controls and dam impoundment impact[J]. Journal of Geophysical Research Biogeosciences, 122(6): 1439–1455.
DOI:10.1002/jgrg.v122.6
|
Raymond P A, Hartmann J, Lauerwald R, et al. Global carbon dioxide emissions from inland waters. [J]. Nature, 503(7476): 355-359
|
Regnier P, Friedlingstein P, Ciais P, et al. 2013. Anthropogenic perturbation of the carbon fluxes from land to ocean[J]. Nature Geoscience, 6(8): 597–607.
DOI:10.1038/ngeo1830
|
Rosa L P, Aurélio M, Santos D, et al. 2002. Hydroelectric reservoirs and global warming[J]. World Climate & Energy Event, 1: 123–129.
|
Santos M A D, Rosa L P, Sikar B, et al. 2006. Gross greenhouse gas fluxes from hydro-power reservoir compared to thermo-power plants[J]. Energy Policy, 34(4): 481–488.
DOI:10.1016/j.enpol.2004.06.015
|
Sarma V V S S, Kumar N A, Prasad V R, et al. 2011. High CO2 emissions from the tropical Godavari estuary (India) associated with monsoon river discharges[J]. Geophysical Research Letters, 38(8): 4.
|
Stumm W, Morgan J J. 1970. Aquatic chemistry:an introduction emphasizing chemical equilibria in natural waters[J]. Aquatic Chemistry, 54(1): A779.
|
Tamooh F, Meersche K, Meysman F, et al. 2012. Distribution and origin of suspended matter and organic carbon pools in the Tana River Basin, Kenya[J]. Biogeosciences, 9(8): 2905–2920.
DOI:10.5194/bg-9-2905-2012
|
Tett S F B, Stott P A, Allen M R, et al. 1999. Causes of twentieth-century temperature change near the Earth's surface[J]. Nature, 399(6736): 569–572.
DOI:10.1038/21164
|
田丽欣, 吴莹, 林晶, 等. 2010. 冬季海南省东北部河流及近岸海区有机碳的分布特征[J]. 热带海洋学报, 2010, 29(5): 136–141.
DOI:10.11978/j.issn.1009-5470.2010.05.136 |
Tremblay A, Varfalvy L, Roehm C, et al. 2005. Greenhouse gas emissions-fluxes and processes:Hydroelectric reservoirs and natural environments[J]. Apress, 7(2): 111–127.
|
Victor D G. 1998. Strategies for cutting carbon[J]. Nature, 395(6705): 837–838.
DOI:10.1038/27532
|
Wang F, Wang B, Liu C Q, et al. 2011. Carbon dioxide emission from surface water in cascade reservoirs-river system on the Maotiao River, southwest of China[J]. Atmospheric Environment, 45(23): 3827–3834.
DOI:10.1016/j.atmosenv.2011.04.014
|
Wang F, Wang Y, Zhang J, et al. 2007. Human impact on the historical change of CO2 degassing flux in River Changjiang[J]. Geochemical Transactions, 8(1): 7.
DOI:10.1186/1467-4866-8-7
|
汪福顺, 王宝利, 吴学谦, 等. 2017. 中国南方河道型水库CO2释放研究[J]. 矿物岩石地球化学通报, 2017, 36(1): 40–47.
|
Wang H, Yang Z, Saito Y, et al. 2006. Interannual and seasonal variation of the Huanghe (Yellow River) water discharge over the past 50 years:Connections to impacts from ENSO events and dams[J]. Global & Planetary Change, 50(3): 212–225.
|
王亮. 2014. 黄河干流碳输运及人类活动对其影响[D]. 青岛: 中国海洋大学
|
王琳杰, 余辉, 牛勇, 等. 2017. 抚仙湖夏季热分层时期水温及水质分布特征[J]. 环境科学, 2017, 38(4): 16384–1392.
|
王敏. 2010. 长江主流碳的时空输运特征及三峡工程对其影响[D]. 青岛: 中国海洋大学
|
Wang X, Ma H, Li R, et al. 2012. 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, 26(2): 2025.
|
Ward J V, Stanford J A. 1983. The serial discontinuity concept of lotic ecosystems[J]. Ann Arbor Ann Arbor Science, 10: 29–42.
|
Wu W, Xu S, Yang J, et al. 2008. Silicate weathering and CO2 consumption deduced from the seven Chinese rivers originating in the Qinghai-Tibet Plateau[J]. Chemical Geology, 249(3/4): 307–320.
|
杨欢. 2015. 黄河中游pCO2的时空变化特征研究[D]. 呼和浩特: 内蒙古大学
|
姚臣谌, 汪福顺, 吴以赢, 等. 2010. 新安江水库水体春季二氧化碳分压的分布规律研究[J]. 地球环境学报, 2010, 1(2): 150–156.
|
Yao G R, Gao Q Z, Wang Z G, et al. 2007. Dynamics of CO2, partial pressure and CO2 outgassing in the lower reaches of the Xijiang River, a subtropical monsoon river in China[J]. The Science of the Total Environment, 376(1/3): 255–266.
|
Yao G, Gao Q, Wang Z, et al. 2007. 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, 376(1/3): 255–266.
|
喻元秀, 刘丛强, 汪福顺, 等. 2008. 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.
|
张博庭. 2007. 绿色能源:水电的温室气体减排作用[J]. 中国三峡建设, 2007(1): 72–73.
|
张华丽. 2008. 刘家峡水库水温影响回顾评价研究[D]. 西安: 西安理工大学
|
Zhang L J, Wang L, Cai W J, et al. 2013. Impact of human activities on organic carbon transport in the Yellow River[J]. Biogeosciences, 10(4): 2513–2524.
DOI:10.5194/bg-10-2513-2013
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Zhang X, Wang L, Si F. 2001. Prediction of water consumption in the Huanghe river basin[J]. Water Resources and Hydropower Technology, 6: 8–13.
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张永领, 杨小林, 张东. 2015. 小浪底水库影响下的黄河花园口站和小浪底站pCO2特征及扩散通量[J]. 环境科学, 2015, 36(1): 40–48.
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赵登忠, 谭德宝, 李翀, 等. 2017. 隔河岩水库二氧化碳通量时空变化及影响因素[J]. 环境科学, 2017, 38(3): 954–963.
|
Zhao Y, Wu B F, Zeng Y. 2013. Spatial and temporal patterns of greenhouse gas emissions from Three Gorges Reservoir of China[J]. Biogeosciences, 10(2): 1219–1230.
DOI:10.5194/bg-10-1219-2013
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