巖溶濕地表層水體CO2分壓時空分布特征及其擴散通量*

楊詩笛，吳 攀，曹星星，劉 閃，廖家豪

(1：貴州大學資源與環境工程學院，貴陽 550025) (2：貴州大學喀斯特地質資源與環境教育部重點實驗室，貴陽 550025)

CO2分壓(pCO2)是影響水體表面向大氣釋放CO2的重要因素之一[4]，當表層水體中pCO2高于大氣時，可通過分子擴散、對流傳輸等途徑在水-氣界面處釋放CO2，此時水體便成為“碳源”，相反則為“碳匯”[5]. 因此，pCO2不僅是揭示水生生態系統碳源、匯效應的重要指標，還可通過相關模型估算水-氣界面CO2的擴散通量，該指標現已廣泛應用于水庫[6]、湖泊[7-8]、河流[9-10]、海洋[11]等水-氣界面的CO2源匯特征及其擴散通量研究. 我國西南地區是世界最大的巖溶連片分布區，具有碳庫巨大及碳循環活躍等特點，是進行區域和全球碳循環研究的重要場所. 目前關于西南地區巖溶水體水-氣界面pCO2及其擴散通量的相關研究主要集中在巖溶地表河流[12]及巖溶水補給型湖、庫水體[13-14]方面，而對于水生植被豐富的巖溶濕地水體則相對缺乏.

貴州省威寧縣草海是我國最大的天然巖溶濕地，有研究表明，草海流域由于巖溶作用產生的溶解性無機碳每年有58.8%被固定在水生植物中[15]，說明該濕地內水生植物對穩定區域巖溶碳匯效應具有十分重要的作用. 關于草海水-氣界面CO2擴散通量僅有陳忠婷等[16]利用通量箱進行初步揭示，但前人僅對草海部分點位進行了一期觀測，并不能代表草海濕地水-氣界面整體的CO2釋放特征. 基于此，本文以草海濕地表層水為研究對象，分別于豐、枯水期利用網格布點法對全湖覆水區域進行了樣品采集，以期揭示該濕地表層水pCO2的時空分布差異及其影響因素，闡明水體中CO2的源匯效應，并估算其擴散通量. 研究結果對明晰巖溶濕地CO2排放特征具有重要參考價值，可為我國西南喀斯特地區碳循環及巖溶碳匯的穩定性研究提供科學依據，亦可進一步深化對巖溶濕地生態系統碳收支平衡的認識.

1 材料與方法

1.1 研究區概況

草海巖溶濕地屬國家級自然保護區，位于貴州省威寧縣草海鎮境內(26°49′～26°53′N，104°12′～104°18′E，海拔2171 m). 其水面面積約25 km2，蓄水量為3.9×107m3，平均水深僅2.4 m. 草海屬山地溫暖帶濕潤季風氣候，年平均氣溫10.5℃，年均日照時數1805.4 h，年平均風速3 m/s，年平均降水量950.9 mm. 豐水期為5-10月(約占全年降水量的88%[15])，枯水期為11月到次年4月. 根據中國氣象網數據[17]，草海在1981-2010年間，豐水期月平均最大降水量發生在7月(174.1 mm)，月均氣溫17.7℃；枯水期月平均最小降水量發生在12月(7.1 mm)，月均氣溫3.7℃. 匯入草海的河流大多是源于泉水的短小河溪[18]，入湖河流共5條，出湖河流僅1條，其流量隨降水季節變化而改變，豐水期流量增大，枯水期流量明顯減少，有的甚至斷流. 濕地內水生植被種類繁多，東側靠近縣城的淺水區及沼澤化地段以水蔥(Scirpusvalidus)、水莎草(Juncellusserotinus)和李氏禾(Leersiahexandra)等挺水植物為主，生物量(以濕重計占總重之比)為17.18%；而西側的深水區則以狐尾藻(Myriophyllumspicatum)和光葉眼子菜(Potamogetonlucens)等沉水植物為主，生物量為76.89%[19]，是草海水生植被的主體. 濕地在地質構造上位于北東向北西向斷裂、褶皺的交接復合部位，流域范圍內地層巖性以石炭系碳酸鹽巖為主，包括石炭系下統舊司組、上司組和擺佐組(圖1).

1.2 樣品采集與分析方法

根據草海的自然地理狀況和水環境特征，本研究分別于2019年7月25日、27日(豐水期)和2019年12月7日(枯水期)日間(9：00-18：00)采集草海表層濕地水，以約0.5 km2為公里網格，共設置49個采樣點，基本涵蓋全水域(圖1). 由于豐水期草海東側挺水植物茂盛，采樣船無法駛入，因此部分樣點未能采集，沒有計入采樣點總數內；而枯水期濕地四周水位較低，湖區周邊6個點位的樣品未能采集. 同時，采集了5條入湖河流(管家院子小河流R1、溫家屯河R3、萬下河R4、東山河R5和金鐘河R6)和1條出湖河流(R2)，枯水期因R3干涸而未采集到樣品.

圖1 草海采樣點分布Fig.1 Distribution of sampling sites in Lake Caohai

1.3 pCO2及其擴散通量計算

水中pCO2計算公式為[20]：

(1)

碳酸鈣飽和度指數(SIC)計算公式為[21]：

(2)

水氣界面CO2擴散通量的大小與方向由大氣和水體表面CO2分壓差以及氣體交換系數共同決定，可由公式(3)計算[23-24]：

Fc=k·KH(pCO2-pa)

(3)

式中，Fc為水氣界面擴散通量(mmol/(m2·d))，Fc>0表示水體向大氣中釋放CO2；Fc<0表示水體吸收CO2.pCO2為表層水體CO2分壓(μatm)；pa為大氣CO2分壓(μatm)；KH為亨利常數(mol/(L·atm))，可由公式(4)計算；k為氣體傳輸系數(m/d)，主要取決于風速和溫度，可由公式(5)計算. 本研究在采樣時未測定風速，風速值引用威寧縣氣象站(編號56691)記錄的日均風速值，2019年7月25日、27日的日均風速分別為1.3和2 m/s；2019年12月7日的日均風速為1.5 m/s，該數據來自貴州省氣象檔案館.

lg (KH)=108.3865+0.01985076Tw-6919.53/Tw-40.45154lgTw+669365/Tw2

(4)

式中，Tw表示水溫(K).

(5)

式中，U10表示水面上方10 m處的風速(m/s)；Sc為CO2的施密特數，取決于溫度t(℃)，可由公式(6)計算；指數n取決于U10，U10>3.7 m/s時，n=1/2，U10<3.7 m/s時，n=2/3.

Sc=1911.1-118.11t+3.4527t2-0.04132t3

(6)

1.4 數據處理

本研究數據采用EXCEL 2010和IBM SPSS Statistics 20軟件進行分析，采樣布點圖和數據圖采用ArcGIS 10.2軟件進行繪制.

2 結果與討論

2.1 草海濕地水體理化指標及主要離子變化特征

草海濕地豐、枯水期平均水溫分別為(22.44±0.61)和(5.19±0.99)℃，季節性變化較為明顯，水體理化指標及主要離子的時空分布如圖2、3所示. 濕地水體呈弱堿性，豐、枯水期pH平均值分別為9.54±0.56、8.52±0.30，空間分布均表現為中西部湖區大于東部湖區. 豐、枯水期草海水體DO濃度分別為(7.55±0.87)和(9.70±0.36)mg/L，由于在豐水期水溫較高的環境下，氧氣的溶解度降低，加之微生物代謝耗氧量大[25]，使得DO濃度呈現枯水期高于豐水期的特征，豐水期其空間分布呈西部湖區高于東部湖區趨勢，枯水期則相反.

圖2 草海水體理化指標的時空分布Fig.2 Spatiotemporal distribution of physicochemical parameters of water in Lake Caohai

有研究表明，草海濕地水體上述理化參數及主要離子的濃度分布與水生植物的生理過程密切相關[21]，加之水溫、pH和DO濃度等水體理化指標以及碳酸鹽平衡體系共同影響著水體中CO2的濃度分布[26-27]. 而草海豐、枯水期水體理化指標和主要離子濃度變化明顯，進而可導致草海不同時期水體pCO2表現出顯著的時空差異.

圖3 草海水體主要離子的時空分布Fig.3 Spatiotemporal distribution of main ions of water in Lake Caohai

表1 進、出草海河流的水化學基本特征*

2.2 草海濕地水體pCO2

2.2.1 草海濕地水體pCO2時空變化特征 草海濕地表層水體pCO2具有明顯的時空差異(圖4). 豐水期pCO2的變化范圍為0.44～645.65 μatm，平均值為(55.94±124.73)μatm，低于標準大氣的pCO2(398 μatm)[21]，其空間分布上呈東部湖區及靠近河流入湖口區域高于中部湖區，高值區出現在草海東側靠近挺水植物區域，湖區總體而言pCO2較低，這主要與水生植物的光合作用有關. 枯水期pCO2的變化范圍為35.48～707.95 μatm，平均值為(310.46±173.54)μatm，空間分布總體呈東部湖區及靠近河流入湖口區域高于中西部湖區，與豐水期相比枯水期pCO2均值較高，這與無水生植被參與的巖溶地下水中pCO2呈雨季(豐水期)高于旱季(枯水期)的研究結果相反[28-29]. 綜合來看，草海豐、枯水期pCO2的平均值與全球湖泊(1000 μatm)相比水平略低[30]，且兩期水體的pCO2標準差較大，說明整個湖區pCO2分壓存在顯著的時空變異，其空間分布均呈東側區域和靠近河流入湖口處pCO2偏高的特征，一方面主要是由于東部區域水深相對較淺，生長有部分挺水植物，這些植物生長在水面以上，水中植物根系和沉積物中微生物的呼吸作用共同導致該區域水體pCO2較高；另一方面，通過對5條入湖河流的pCO2計算發現，豐、枯水期河流pCO2值均較高(表1)，是標準大氣pCO2的1.5～10倍，且豐水期分布于西側的入湖河流(R3、R4、R5)TN、TP濃度較高，其中TN濃度已超出我國《地表水環境質量標準》Ⅴ類限值(2 mg/L)，表明這部分區域的濕地水體在豐水期接受的外源有機碳較多，含碳有機物質在微生物作用下分解產生CO2，進而增大水體pCO2值，因此靠近河流入湖口區域的濕地水體pCO2偏高. 而出湖河流R2的pCO2值與濕地水體具有相似的特征，這可能與濕地中水生植被的生命活動以及濕地生態系統的地球化學過程變化有關.

圖4 草海豐、枯水期水體pCO2時空分布特征Fig.4 Spatiotemporal distribution characteristic of pCO2 of water in Lake Caohai in wet and dry seasons

表2 草海水體理化因子與pCO2的相關性分析

圖5 草海水體中主要離子轉化過程簡圖 (根據文獻[32]修改)Fig.5 The schematic diagram of main ions transformation process in water of Lake Caohai (modified according to literature[32])

2.3 草海濕地水-氣界面CO2擴散通量估算

目前水-氣界面CO2擴散通量的常用方法主要為模型計算法和通量箱法，其中模型計算法具有取樣方便、環境因素對氣體分析影響小等優點[39]. 根據公式(3)～(6)，草海濕地水-氣界面CO2擴散通量于豐、枯水期的變化范圍分別為-43.27～27.16和-33.36～28.15 mmol/(m2·d)，平均值分別為(-34.49±12.93)mmol/(m2·d)和(-8.02±15.85)mmol/(m2·d)(圖6). 本研究結果顯示草海濕地水-氣界面CO2的擴散通量總體上為豐水期最低，在整個湖區范圍內變化較小，除東側有一個點位CO2擴散通量為正值外，其他98%的采樣點(48個點)均為負值，總體上表現為大氣CO2的匯；而枯水期CO2擴散通量較豐水期相比變化幅度增大，湖區不同位置呈現出較大差異，有12個點位為正值，占采樣點總數的28%，基本分布在東側區域，該側區域部分水體由豐水期的碳匯轉變成碳源的CO2擴散特征. CO2擴散通量的時空變化規律基本與pCO2相同(圖4)，兩期水體CO2擴散通量的空間分布從西側到東側均呈現“由匯到源”的CO2擴散特征，說明水-氣界面CO2擴散通量主要受pCO2控制，這與前人研究一致[40]. 綜上，草海巖溶濕地兩個極端水文期，整體表現為CO2匯.

圖6 草海豐、枯水期水-氣界面CO2擴散通量的時空分布特征Fig.6 Spatiotemporal distribution of CO2 diffusion flux in water-air interface of Lake Caohai in wet and dry seasons

此外，前人利用通量箱法得出草海覆水區域中西部和東部CO2擴散通量范圍分別為-46.83～-10.81 和10.81～25.21 mmol/(m2·d)[16]，本文估算得出的豐水期草海水體CO2擴散通量的空間分布特征與其一致，但本文估算值整體略高于前人實測值，這主要是因為其利用模型估算氣體交換系數時需要風速等重要氣象參數，而本研究中風速值參照的是采樣點附近氣象站的日值數據而非實測值. 同時，由于草海東側區域因豐水期挺水植物的存在以及枯水期水位低的問題，未進行樣品采集，因而在空間變化的分析上有限，且當前的研究結果是基于豐、枯水期各一次性日間采樣的結果，因此僅代表兩期水樣在09：00-18：00時間段內的水-氣界面碳交換通量，在時間代表性上有限，若要詳細而全面掌握湖泊水-氣界面CO2通量的變化特征，則需對濕地在不同氣候和季節條件下，進行長時間(至少一年)、高頻次(小于7 d/次)、晝夜24 h的監測，并記錄監測點位的氣象數據，進而深入研究整個草海濕地生態系統CO2擴散通量的變化規律.

2.4 與其他巖溶湖、庫CO2擴散通量對比

從表3可以看出，現有研究中大多巖溶水補給型湖、庫CO2擴散通量平均為正值，我國西南云貴地區湖、庫CO2擴散通量平均達到177.8 mmol/(m2·d)[41]，說明巖溶地區湖、庫水體總體表現為大氣CO2的源，這與碳酸鹽巖風化向巖溶地區湖庫輸送大量溶解性無機碳使水體中堿度增加有關，有報道指出碳酸鹽巖的溶解是驅動全球一半以上湖泊水體釋放CO2的關鍵因子[42]. 而本研究的草海巖溶濕地水體CO2擴散通量與巖溶地區這些藻型湖庫相比，CO2排放量較低，且在整個湖區上存在較大的空間差異性，豐、枯水期總體上表現為大氣CO2的匯. 這主要是因草海屬草型湖泊濕地，盡管巖溶作用向濕地內輸送了大量溶解性無機碳，但茂盛的狐尾藻和眼子菜等沉水植物以及浮游藻類均可利用水體中溶解性無機碳進行光合作用. 前人對沉水植物豐富的巖溶河流水化學晝夜監測結果顯示，白天受水生生物光合作用影響，水體pCO2低于大氣分壓[43-44]，本研究兩期水樣的采集均在日間進行，表明該濕地內水生生物的光合作用是維持水體CO2欠飽和的主要原因，同時從兩期水體擴散通量均值可以看出，枯水期水生植被大量消亡后，大氣CO2向水體中擴散的通量均值較豐水期明顯降低，說明水生植被的生長對于該濕地流域碳循環影響較大.

表3 不同地區巖溶水補給型湖、庫CO2擴散通量

3 結論

2)草海水體豐水期CO2擴散通量的變化范圍為-43.27～27.16 mmol/(m2·d)，平均值為(-34.49±12.93)mmol/(m2·d)，而枯水期CO2擴散通量的變化范圍為-33.36～28.15 mmol/(m2·d)，平均值為(-8.02±15.85)mmol/(m2·d)，兩期水體CO2擴散通量的時空分布與pCO2一致，就兩個極端水文期而言草海水體總體表現為大氣CO2的匯，這有別于巖溶地區湖、庫水體CO2的釋放特征，表明濕地對巖溶地區碳循環有著較大的影響.