地下河出口河流水化学昼夜动态变化——生物地球化学过程的控制

章 程, 汪进良, 蒲俊兵

中国地质科学院岩溶地质研究所, 国土资源部/广西岩溶动力学重点实验室, 广西桂林 541004;联合国教科文组织国际岩溶研究中心, 广西桂林 541004

地下河出口河流水化学昼夜动态变化
——生物地球化学过程的控制

章 程, 汪进良, 蒲俊兵

中国地质科学院岩溶地质研究所, 国土资源部/广西岩溶动力学重点实验室, 广西桂林 541004;联合国教科文组织国际岩溶研究中心, 广西桂林 541004

昼夜动态变化的研究有助于揭示水体中相对快速的生物地球化学过程, 同时也有助于判别影响水化学变化的主导因子。本文选择由地下水补给且富含水生植物的典型河流, 开展高分辨率水文地球化学监测和高频率水样取样工作, 分析了水化学的昼夜动态变化特征并对比其沿流程的变化, 探讨了水化学昼夜循环产生的生物地球化学控制机理。结果表明, 河流水化学离子成分多呈现出昼夜动态变化的特点, Ca2+、DIC白天下降幅度达22.4%, 昼夜循环主要受水生植物光合作用控制, 但不同成分沿流程具有不同的变化规律, 存在Ca2+、DIC和营养元素成分的流失。研究河段硝酸盐含量较高(农业活动产生的面源氮补给), 沿流程有减小趋势, 受生物同化作用控制, 白天小幅升高夜间回落的昼夜动态变化, 主要受硝化作用过程控制。DOC与TOC含量小时数据呈现快速波动特点, 白天上升夜间下降, 受生物代谢活动控制, DOC的日变化幅度可相差1倍。岩溶区地表河流水化学昼夜动态变化规律与生物地球化学过程研究, 不仅能揭示水化学无机组分昼夜循环的控制因素, 也有助于更好理解岩溶作用过程中无机碳与有机碳的快速转换特性, 对提高岩溶碳汇的估算精度有重要意义。

岩溶; 水化学; 昼夜动态变化; 生物地球化学; 广西官村

早在150年前已认识到生物地球化学过程的昼夜与季节尺度变化现象及其对河水物理化学性质的影响, 但真正对昼夜尺度生物地球化学过程开展广泛研究开始于1990年代(Nimick et al., 2011), 得益于高分辨率自动化在线监测仪器与高频率自动取样技术的完善。昼夜动态至季节等短时间尺度变化的研究一方面有助于揭示水体中相对快速的生物地球化学过程, 同时也有助于判别影响水化学变化的主导因子(蒲俊兵, 2013)。随着对水生态系统重要性认识的提高, 越来越多的研究关注于昼夜生物地球化学循环, 河水生态系统对气候变化、工业化、污染物甚至干旱的响应。其中关键的科学问题是把握水生生物与无机组分及溶质之间的关系。

岩溶系统属于表层地球化学开放系统, 与大气圈、水圈和生物圈密切相关, 尤其是生物作用的介入, 岩溶作用不再是传统意义上的纯无机过程(章程, 2011; Zhang, 2011)。如岩溶地下河、泉水等地下水出露地表形成地表河, 常常发育有水生植物, 其生物地球化学过程可对此类由地下水补给的地表河水化学产生显著影响。岩溶地下水的一个显著特点是偏碱性, 富含HCO3-和Ca2+离子。在中性-偏碱性环境下, 影响河流水化学昼夜变化的主要地球化学过程有水生植物及藻类的光合作用与呼吸作用、生物量、水气界面的热能交换及流量等。此外由于岩溶作用通过消耗CO2生成碳酸盐(HCO3-), 有研究表明岩溶作用产生的碳汇可能是全球遗漏汇的重要组成部分(蒋忠诚等, 2012), 在富含水生植物岩溶区地表河流中, 导致水中DIC(主要为HCO3-)沿河段丢失主要由水生植物通过光合作用产生DIC原位沉降引起, 是真正意义上的碳汇(Montety et al., 2011; Zhang et al., 2012), 但其强度、量级与主控因子仍不是十分清楚, 值得研究。

因此, 岩溶区地表河流水化学昼夜动态变化规律与生物地球化学过程研究, 不仅能揭示水化学无机组分昼夜循环的控制因素, 也有助于更好理解岩溶作用过程中无机碳与有机碳的快速转换特性, 对提高岩溶碳汇的估算精度有重要意义(张强, 2012)。本文以广西融水县官村地下河出口地表河段为例,通过高分辨率自动化监测和高频率取样, 研究了其生物地球化学的昼夜动态变化, 可为岩溶碳汇强度与量级的估算奠定基础。

1 研究区概况

研究区位于广西融水县大良镇官村地下河出口至下游官村桥, 河段流程长880 m(图1), 河面宽2～5 m, 水深0.2～1.0 m, 一般0.5 m, 水流较缓(0.2 m/s), 平均水力坡度为(＜2 m/km)。为了揭示岩溶区受地下水补给的地表河流中水生植物光合作用对水体水化学指标的影响(昼夜变化及其原位沉降)及其碳汇效应, 对该河段水文及水化学指标进行了动态监测研究。

图1 研究区位置及监测点分布图Fig. 1 Location of the study area and monitoring sites

表1 地下河离子成分浓度昼夜变化范围及平均值(mg/L)Table 1 Diel variation and mean values of major ions at groundwater outlet site (mg/L)

官村地下河距柳州市约60 km。出口处地理位置为东经109°20′3.41″, 北纬24°52′5.34″, 出口处标高160 m。流域面积30.5 km2, 地势东北和西北端高。地貌上属于岩溶峰丛洼地, 漏斗、落水洞发育。地下河发育于融县组(D3r)灰岩白云岩中(图1)。年平均气温20°C, 年平均降雨量1750 mm, 5—7月降雨最集中, 9月至次年2月为枯季, 枯季6个月的降雨量仅占全年总和的11%。

官村地下河的水属于Ca-HCO3型, Ca2+、HCO3-为主要成分, 其次为Mg2+、Na+、K+、Cl-、SO42-、NO3-, 其浓度变化范围和平均值见表1。Ca2+、HCO3-、Mg2+主要来自于泥盆系融县组灰岩和白云岩, K+、Na+主要来源于土壤。

监测期间, 地下河出口流量为137～149 L/s, 相对稳定。水温、pH、电导率和溶解氧(DO)基本保持不变, 分别为21.26°C、7.47、450 μs/cm和7.18 mg/L,其它水化学指标也相对稳定, 变幅较小(表1)。

2 研究方法

昼夜加密监测于2011年8月21—23日进行。沿程设计二个监测点: ①地下河出口: 为系统输入端以获取水的物理化学指标背景值; ②官村桥: 出口下游880 m, 用于评估生物地球化学指标沿水流流程的变化、昼夜动态与幅度, 及生物作用对碳酸盐化学变化的时空控制作用。每点安装自动化在线监测仪器各一台, 现场滴定分析和取样工作先开始于地下河出口, 考虑到离子浓度变化相对稳定, 取样工作只持续1天, 官村桥取样工作持续2天。

表2 官村桥水中离子成分浓度昼夜变化范围及平均值(mg/L)Table 2 Diel variation and mean values of major ions at Guancun bridge site (mg/L)

水温、水位、pH、电导率、总溶解固体(TDS)、DO等利用美国产YSI 6920仪器在线监测, 每五分钟获取一组数据; Ca2+和HCO3-含量用德国产(Aquamerck)试剂盒现场滴定, 每小时进行一次; 水化学样和碳氧同位素样每小时采样一次, 由自动取样器ISCO完成。水化学成分、δ13C与δ18O同位素测试分析由中国地质科学院岩溶地质研究所岩溶地质与资源环境测试中心完成。

3 结果

3.1 水化学、TOC与DOC

地下河出口(DCK)离子含量相对稳定, 昼夜变幅较小。Ca2+、Mg2+离子、HCO3-、NO3-和SO42-含量平均值分别84.78 mg/L、10.21 mg/L、272.30 mg/L、9.54 mg/L和14.54 mg/L(表1), 变幅分别为2.63 mg/L、0.41 mg/L、12.65 mg/L、1.59 mg/L和0.12 mg/L。总有机碳(TOC)和溶解有机碳(DOC)含量平均值分别为0.65 mg/L和0.52 mg/L, 变幅分别为1.02 mg/L和0.41 mg/L; TOC与DOC的昼夜变幅值分别是其平均值的1.6倍和0.8倍, 反映地下河水体有机碳昼夜变化较大。

与DCK点比较, 下游官村桥(GCQ)水中离子含量平均值出现不同的变化趋势: 基本保持不变的是Na+和Mg2+, 略有上升的是K+、Cl-、TOC及DOC, 下降的的是Ca2+、SO42-、HCO3-、NO3-, 其中以Ca2+、HCO3-含量下降幅度最为显著, 分别为5.9 mg/L和9.0 mg/L。但各离子含量昼夜变幅均有不同程度的增加, 同样以Ca2+、HCO3-的变幅最为显著, 分别从DCK点的2.63 mg/L和12.65 mg/L上升到GCQ点的19.51 mg/L和64.33 mg/L(表2)。

3.2 水温、pH与DO

与DCK点稳定的水温、pH和DO含量相比, GCQ点pH值从7.47上升到7.87～8.31, 且呈现出显著的昼夜变化(图2), 三者的昼夜变幅分别为6.41°C、0.44和5.24 mg/L, 白天随着水温的升高,水的pH值和溶解氧含量同步上升, 最大值分别为8.31和11.93 mg/L(位于13:00—15:00), 夜间则呈现平坦的低值宽谷, 分别为7.87和6.69 mg/L, 表现出典型光合作用产生pH和DO昼夜变化规律。

4 讨论

4.1 水温、pH与DO的变化

图2 水温、pH与溶解氧昼夜动态变化(蓝线代表地下河出口, 红线代表官村桥监测点)Fig. 2 Diel changes in water temperature, pH, and DO at DCK (in blue) and GCQ (in red) sites

岩溶地下水的一个显著特点是偏碱性, 富含HCO3-和Ca2+离子。在中性-偏碱性环境下, 影响河流水化学昼夜变化的主要地球化学过程有水生植物及藻类的光合作用与呼吸作用、生物量、水气界面的热能交换及流量等。总体上, 白天气温高, 光照强, 导致水温升高, 水生植物以光合作用为主, 吸收CO2释放O2, 水体pH值、DO和氧化还原电位(Eh)随之升高, 硝化作用增强(铵态氮向硝态氮转化);夜间气温下降, 水生植物以呼吸作用为主, 吸收O2释放CO2, 水体pH值、DO和Eh下降, 反硝化作用增强(硝态氮向分子态氮转化)。

图2中水温的昼夜变化主要与气温与水气界面的热交换有关, 白天气温高, 水温也随之上升, 云层覆盖及风速等因素也会对水温变化产生一定影响。pH值、DO随水温产生有规律的白天-夜间动态变化, 说明水生植物和藻类的光合作用是产生官村河水pH和DO昼夜变化的控制因素。

水温的昼夜变幅也与潜流带的相互作用有关(Nimick et al., 2011)。一般而言, 夏季、流量较小或河道宽且水浅的河流, 水温的昼夜变幅较大(Nimick et al., 2005), 但如有岩溶区伏流的出现, 附近河流水温的昼夜变幅相对较小。因此, 与通常意义上地表河比较, 此类由地下水补给的地表河水温昼夜变幅相对偏低, 因为地下水的水温相对稳定(Arrigoni et al., 2008)。

pH值不仅影响碳酸盐矿物含量、微量元素吸附和释放、硝化与反硝化作用, 也影响矿物沉降与溶解、元素化学形态等。因此, pH值的昼夜动态变化将导致一系列水化学指标的昼夜动态变化。GCQ监测点的pH昼夜变幅为0.44, 一般地, pH值的昼夜动态变幅多小于1个pH单位, 而且随着季节的变暖变幅增大(Nimick et al., 2005), 但在小流量且富含水生植物的夏季河流中, 水的pH值昼夜变幅可高达2个pH单位(Jarvie et al., 2000)。

图3 Ca2+、Mg2+和HCO3-离子昼夜动态变化(黑线代表地下河出口, 红线代表官村桥监测点)Fig. 3 Diel changes in Ca2+, Mg2+and HCO3-at DCK (in black) and GCQ (in red) sites

4.2 Ca2+、Mg2+和HCO3-离子的变化

总体上, Ca2+、Mg2+、和HCO3-离子含量呈现白天下降, 傍晚上升的昼夜变化动态, 昼夜下降幅度分别为22.4%、8.8%和22.4%, 最小值分别为222.56 mg/L、67.58 mg/L、9.77 mg/L, 位于14:00—15:00。夜间恢复到地下河补给相应离子含量水平,呈平坦的宽峰(图3)。

岩溶区河流水体DIC含量主要以HCO3-形式呈现, 即官村河DIC白天下降幅度达22.4%, 已有研究显示这一幅度可高达30%(Nagorski et al., 2003; Waldron et al., 2007; Poulson et al., 2010)。同时伴随Ca2+和Mg2+的沉降。Ca2+与HCO3-白天下降谷(低值区)和夜间宽锋(高值区)与pH与DO白天上升峰(高值区)和夜间宽谷(低值区)相对应, 呈显著负相关,说明水温上升, 水生植物光合作用利用HCO3-, 导致DIC含量的下降, 同时形成CaCO3沉淀(方程(1)):

因为有研究表明, 当水中溶解CO2不利于水生植物固碳(进行光合作用)需要时, 近50%的水生植物将直接从水中HCO3-获取光合作用需要的碳(Axelsson et al., 1999; Larsson et al., 1999)。

4.3 营养元素的变化

与地下河出口比较, 官村桥NO3-和SO42-离子含量略有下降, 但Cl-离子含量有所上升。总体上,这三个离子含量表现为白天高夜间低, 下午含量有逐渐升高的趋势, 傍晚逐渐下降, 在上午降至最低值(图4), 这一变化与低NO3-含量(＜1 mg/L)岩溶河流中白天下降夜间升高的变化不同(Kurz et al., 2013), 但三者的变化基本同步, 应该是同一因素作用的结果。

图4 NO3-、Cl-和SO42-离子昼夜动态变化(黑线代表地下河出口, 红线代表官村桥监测点)Fig. 4 Diel changes in NO3-, Cl-and SO42-at DCK (in black) and GCQ (in red) sites

GCQ监测点K+和Na+离子含量也呈现出明显的昼夜动态变化, 尤其是K+: 白天升高夜间降低,最小值位于上午10:00左右, 最大值位于下午6:00左右(图5)。

如前所述, 白天光合作用产生DO、pH和Eh的上升, 进而有利于硝化作用的进行, 白天的硝化速率是夜间的3～4倍(以硝酸盐含量的增加计) (Gammons et al., 2011), 考虑到地下河补给区有较多的农业活动, 因而午后NO3-浓度的小幅上升应与硝化作用过程有关, 类似昼夜动态也在Gammons等(2011)的研究中出现, 该文的研究河流具有接纳类似面上硝酸盐污染物(城镇化)的特点, 水体中NO3-含量较高(6～19 mg/L)。夜间随着溶解氧含量的快速下降, 不再抑制NO3-向底栖微藻的传输, 反硝化过程开始发挥作用, 导致夜间NO3-含量的逐渐下降。但从DCK和GCQ两监测点数据变化看, 沿流程在发生NO3-和SO42-离子的丢失, 且丢失的量远远大于其昼夜变幅, 可能暗示水生生物的同化作用仍是控制NO3-、K+等营养离子流失的主要因素, 在Gammons等(2011)的研究中, DIN沿流程也有逐渐减少的趋势。

4.4 TOC与DOC的变化

图5 K+和Na+离子昼夜动态变化(黑线代表地下河出口, 红线代表官村桥监测点)Fig. 5 Diel changes in K+and Na+at DCK (in black) and GCQ (in red) sites

图6 TOC和DOC昼夜动态变化(黑线代表地下河出口, 红线代表官村桥监测点)Fig. 6 Diel changes in TOC and DOC at DCK (in black) and GCQ (in red) sites

水中有机质可被微生物利用, 是驱动水生态演化的重要能量组分(Wetzel, 1995)。从图6可以看出,地下河出口与官村桥测点水体中DOC和TOC含量小时数据呈现快速波动特点, 两者的变化范围分别为0.28～1.42 mg/L和0.42～1.92 mg/L。但仍可以看出白天上升夜间下降的昼夜尺度变化规律, 清晨最低, 傍晚最高, DOC的日变化幅度可相差1倍。DOC的昼夜变化可能与新陈代谢作用有关, 因为在无光合作用的夜间, 非自养有机体会消耗DOC(Kuserk et al., 1984; Bertilsson et al., 2003), 白天自养有机体排泄不稳定的DOC(Nimick et al., 2011), 因而表现出一定的波动性。已有研究也表明DOC既可表现为季节变化, 也有昼夜动态变化, 且常常表现为白天上升夜间下降的特点(Kuserk et al., 1984; Spencer et al., 2007; Parker et al., 2010)。

综上所述, 水温昼夜循环是产生其它生物地球化学昼夜循环的关键因子。原因在于它能显著影响化学反应平衡及其动力学过程, 如影响水中矿物离子与溶解气体的溶解度(Drysdale et al., 2003)、金属与类金属的吸附作用(Shope et al., 2006)、污染物毒性(Nimick et al., 2007)甚至水生生物习性与新陈代谢过程(Shrimpton et al., 2007)。

水中溶解氧(DO)和溶解CO2是两个在生态学层面上最重要的溶解气体组分, 它们控制着影响水体地球化学行为的两个主控变量: 氧化还原电位和pH值。两种气体的昼夜动态变化(循环)主要受水生植物、藻类及其它微生物光合作用(方程(2))与呼吸作用(方程(3))控制。

白天以光合作用为主, 消耗CO2, 释放O2, 夜间以呼吸作用为主, 消耗O2, 释放CO2。这两种生物过程产生的水中DO通量的变化通常远远大于水温变化导致它们在水中溶解度的变化, 因而DO的含量因光合作用在白天上升, 尽管DO的溶解度随着温度的上升而降低。

此外, 从图2还可以看出DCK与GCQ监测点之间, 地下河水经过880 m的流程, pH值上升区间可以分解为两部分: 从DCK点稳定的7.47到7.87;从7.87再到8.31的昼夜循环变化。这一现象似乎暗示脱气作用和水生植物及藻类光合作用均对水体pH值的上升产生了作用, 即对官村地表河而言, pH值上升最大值为0.84, 其中0.4个单位可能是由脱气作用产生的, 0.44个pH单位是由水生植物与藻类光合作用产生的。

5 结论

高分辨率自动化监测和高频率水样分析结果表明, 在短时间尺度上, 水化学与生物地球化指标具有昼夜循环变化的特点。水温、pH和DO白天上升夜间下降, 相反地, Ca2+、Mg2+、和HCO3-离子含量呈现白天下降, 傍晚回升的昼夜变化动态, 下降幅度分别为22.4%、8.8%和22.4%, 受水生植物和藻类光合作用控制; 硝酸盐与钾等营养元素也呈现白天升高夜间下降的昼夜变化, 在此类高NO3-含量河流中这一变化与硝化作用过程密切相关, 但其沿流程的逐渐下降主要受生物吸收同化作用控制; DOC与TOC含量小时数据波动较快, 但仍具有白天上升夜间下降的循环变化特点,受生物代谢活动控制, DOC的日变化幅度可相差1倍。

致谢: 感谢中国地质科学院岩溶地质研究所梁毅硕士、张良建硕士在野外监测与取样期间的帮助。感谢中国地质科学院岩溶地质研究所蒋忠诚研究员、审稿专家和编辑对本文提出的宝贵意见。

蒋忠诚, 袁道先, 曹建华, 覃小群, 何师意, 章程. 2012. 中国岩溶碳汇潜力研究[J]. 地球学报, 33(2): 129-134.

蒲俊兵. 2013. 重庆岩溶地下水氢氧稳定同位素地球化学特征[J]. 地球学报, 34(6): 713-722.

张强. 2012. 岩溶地质碳汇的稳定性——以贵州草海地质碳汇为例[J]. 地球学报, 33(6): 947-952.

章程. 2011. 岩溶作用时间尺度和碳汇稳定性[J]. 中国岩溶, 30(4): 368-371.

References:

ARRIGONI A S, POOLE G C, MERTES L A K, O’DANIEL S J, WOESSNER W W, THOMAS S A. 2008. Buffered, lagged, or cooled? Disentangling hyporheic influences on temperature cycles in stream channels[J]. Water Recourses Research, 44: 1-13.

AXELSSON L, LARSSON C, RYBERG H. 1999. Affinity, capacity and oxygen sensitivity of two different mechanisms for bicarbonate utilization in Ulva lactuca L.(Chlorophyta)[J]. Plant, Cell and Environment, 22: 969-978.

BERTILSSON S, JONES J B. 2003. Supply of dissolved organic matter to aquatic ecosystems: autochthonous sources. In: Findlay S E G, Sinsabaugh R L(Eds.), Aquatic Ecosystems: Interactivity of Dissolved Organic Matter[M]. San Diego, California: Academic Press: 3-24.

DRYSDALE R, LUCAS S, CARTHEW K. 2003. The influence of diurnal temperatures on the hydrochemistry of a tufa-depositing stream[J]. Hydrological Processes, 17: 3421-3441.

GAMMONS C H, BABCOCK J N, PARKER S R, POULSON S R. 2011. Diel cycling and stable isotopes of dissolved oxygen, dissolved inorganic carbon, and nitrogenous species in a stream receiving treated municipal sewage[J]. Chemical Geology, 283: 44-55.

JARVIE H P, NEAL C, TAPPIN A D, BURTON J D, HILL L, NEAL M, HARROW M, HOPKINS R, WATTS C, WICKHAM H. 2000. Riverine inputs of major ions and trace elements to the tidal reaches of the River Tweed, UK[J]. Science of the Total Environment, 251/252: 55-81.

JIANG Zhong-cheng, YUAN Dao-xian, CAO Jian-hua, QIN Xiao-qun, HE Shi-yi, ZHANG Cheng. 2012. A Study of Carbon Sink Capacity of Karst Processes in China[J]. Acta Geoscientica Sinica, 33(2): 129-134(in Chinese with English abstract).

KURZ M J, MONTETY V, MARTIN J B, COHEN M J, FOSTER C R. 2013. Controls on diel metal cycles in a biologically productive carbonate-dominated river[J]. Chemical Geology, 358: 61-74.

KUSERK F T, KAPLAN L A, BOTT T L. 1984. In situ measures of dissolved organic carbon flux in a rural stream[J]. Canadian Journal of Fisheries and Aquatic Sciences, 41: 964-973.

LARSSON C, AXELSSON L. 1999. Bicarbonate uptake and utilization in marine macroalgae[J]. European Journal of Phycology, 34: 79-86.

MONTETY V, MARTIN J B, COHEN M J, FOSTER C, KURZ M J. 2011. Influence of diel biogeochemical cycles on carbonate equilibrium in a karst river[J]. Chemical Geology, 283(1-2): 31-43.

NAGORSKI S A, MOORE J J, MCLINNON T. E, SMITH D B. 2003. Scale-dependent temporal variations in stream water geochemistry[J]. Environmental Science and Technology, 37: 859-864.

NIMICK D A, CLEASBY T E, MCCLESKEY R B. 2005. Seasonality of diel cycles of dissolved trace-metal concentrations in a Rocky Mountain stream[J]. Environmental Geology, 47: 603-614.

NIMICK D A, GAMMONS C H, PARKER S R. 2011. Diel biogeochemical processes and their effect on the aqueous chemistry of streams: A review[J]. Chemical Geology, 283: 3-17.

NIMICK D A, HARPER D D, FARAG A M, CLEASBY T E, MACCONNELL E, SKAAR D. 2007. Influence of in-stream diel concentration cycles of dissolved trace metals on acute toxicity to one-year-old cutthroat trout (Oncorhynchus clarki lewisi)[J]. Environmental Toxicology and Chemistry, 26: 2667-2678.

PARKER S R, POULSON S R, SMITH M G, WEYER C L, BATES K M. 2010. Temporal variability in the concentration and stable carbon isotope composition of dissolved inorganic and organic carbon in two Montana, USA rivers[J]. Aquatic Geochemistry, 16: 61-84.

POULSON S R, SULLIVAN A B. 2010. Assessment of diel chemical and isotopic techniques to investigate biogeochemical cycles in the upper Klamath River, Oregon, USA[J]. Chemical Geology, 269: 3-11.

PU Jun-bing. 2013. Hydrogen and Oxygen Isotope Geochemistry of Karst Groundwater in Chongqing[J]. Acta Geoscientica Sinica, 34(6): 713-722(in Chinese with English abstract).

SHOPE C L, XIE Y, GAMMONS C H. 2006. The influence of hydrous Mn-Zn oxides on diel cycling of Zn in an alkaline stream draining abandoned mine lands[J]. Applied Geochemistry, 21: 476-491.

SHRIMPTON J M, ZYDLEWSKI J D, HEATH J W. 2007. Effect of daily oscillation in temperature and increased suspended sediment on growth and smolting in juvenile chinook salmon, Oncorhynchus tshawytscha[J]. Aquaculture, 273: 269-276.

SPENCER R G M, PELLERIN B A, BERGAMASCHI B A, DOWNING B D, KRAUS T E C, SMART D R, DAHLGREN R A, HERNES P J. 2007. Diurnal variability in riverine dissolved organic matter composition determined by in situ optical measurement in the San Joaquin River (California, USA)[J]. Hydrological Processes, 21: 3181-3189.

WALDRON S, SCOTT E.M, SOULSBY C. 2007. Stable isotope analysis reveals lower-order river dissolved inorganic carbon pools are highly dynamic[J]. Environmental Science and Technology, 41: 6156-6162.

WETZEL R G. 1995. Death, detritus, and energy flow in aquatic ecosystems[J]. Freshwater Biology, 33: 83-89.

ZHANG Cheng, WANG Jin-liang, PU Jun-bing, YAN Jun. 2012. Bicaebonate daily variations in a karst river: the carbon sink effect of subaquatic vegetation photosynthesis[J]. Acta Geologica Sinica(English Edition), 86(4): 973-979.

ZHANG Cheng. 2011. Carbonate rock dissolution rates in different landuses and their carbon sink effect[J]. Chinese Science Bulletin, 56(35): 3759-3765.

ZHANG Cheng. 2011. Time-scale of karst processes and the carbon sink stability[J]. Carsologica Sinica, 30(4): 368-371(in Chinese with English abstract).

ZHANG Qiang. 2012. The Stability of Carbon Sink Effect related to Carbonate Rock Dissolution: A Case Study of the Caohai Lake Geological Carbon Sink[J]. Acta Geoscientica Sinica, 33(6): 947-952(in Chinese with English abstract).

Diel Aqueous Chemical Cycling in a Typical Karst Spring-fed Stream: Controls of Biogeochemical Processes

ZHANG Cheng, WANG Jin-liang, PU Jun-bing
Karst Dynamics Key Laboratory of Ministry of Land and Resources/Guangxi Zhuang Autonomous Region, Institute of Karst Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Guilin, Guangxi 541004; International Research Center on Karst under the Auspices of UNESCO, Guilin, Guangxi 541004

The study of diel variations can help to reveal biogeochemical processes that occur relatively rapidly in natural waters and also the main and important controlling factors that influence the changes of aqueous chemistry. Three-day monitoring with high resolution data logger and high frequency sampling with 1-hour interval were conducted in a typical karst spring-fed stream with abundant aquatic vegetation. Daily cycling of hydrochemistry and its changes along the stream flow were discussed and the influence of biogeochemical processes on hydrochemistry was analyzed. The results show that the changes in aqueous chemistry are closely associated with biogeochemical processes and featured as diel cycling. Concentrations of Ca2+and DIC decrease during the daytime with an amplitude of 22.4%, which reflects the controls of photosynthesis of aquatic plants and suggests that the stream loses Ca2+, DIC and nutrients with downstream distance, but changes of various components along the stream flow are quite different. NO3-concentration also tends to decrease along the stream flow, which isconsistent with plant assimilation and exhibits a slightly daytime increasing and nighttime decreasing cycling in a 24-hour time scale. The latter may be caused by nitrification in such a nutrient-rich stream. Data of DOC and TOC collected at hourly interval change quickly but still have a daytime increase and nighttime decrease cycling, with daily increases of as high as 100%. These diel DOC and TOC cycles are likely caused by metabolic processes. The study of diel hydrochemical cycling and biogeochemical processes in karst spring-fed streams will improve understanding of carbon conversion rate between DIC and DOC in karst aquatic environments and thus lead to better estimation of karst carbon sink.

karst; diurnal; aqueous chemistry; biogeochemistry; Guangcun of Guangxi

P641.134; P641.74

A

10.3975/cagsb.2015.02.08

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本文由国土资源部公益性科研行业专项(编号: 201111022, 201311148)、广西科学技术计划项目(编号: 桂科能1298018-6)、中国地质调查局地质调查项目(编号: 12120113014200)、国家自然科学基金(编号: 41202185)和联合国教科文组织/国际地科联国际地学计划项目(编号: IGCP 598)联合资助。

2014-06-20; 改回日期: 2014-07-18。责任编辑: 闫立娟。

章程, 男, 1965年生。研究员, 博士生导师。主要从事岩溶环境、岩溶作用与碳循环、水文地质与土地利用研究。通讯地址: 541004, 广西桂林市七星路50号。电话: 0773-5817384。E-mail: chzhang@karst.ac.cn。