天气状况对富营养化池塘水-气界面冬季二氧化碳通量的影响

李元正 雷 丹 刘 佳 王 炜 于国熙

(三峡大学 水利与环境学院， 湖北 宜昌 443002)

1 研究背景

自工业革命以来，大气中二氧化碳(CO2)、甲烷(CH4)、氧化亚氮(N2O)等温室气体浓度大幅上升，由此所带来的温室效应是人类现阶段面临的最严峻的全球环境问题之一[1]．陆地生态系统的碳循环和碳蓄积是全球变化研究的重要组成，其中淡水生态系统作为陆地生态系统的一部分，其水-气界面、沉积物-水界面的碳交换不可忽视．小型池塘作为淡水生态系统的重要组成部分，同时也是重要的内陆人工水体，其总面积占全球湖泊和池塘总面积的的8.6%[2]，约为7.7×103km2[3]，但CO2和CH4排放占整个淡水生态系统的15.1%和40.6%[4]．由于这些池塘面积小数量众多、地理位置复杂，导致人们在估算内陆水体温室气体排放量时忽略掉它的“贡献”，而更多地关注湖泊、水库等大中型水体．近年来这些自然地理和富营养化状况差异较大，有着较高的CO2和CH4排放的池塘[5,6]，逐渐成为温室气体排放的研究热点[7,8]．且随着化肥在农业领域中的过度使用，导致池塘水体富营养化现象日益严峻，大量的内源有机质促进了池塘沉积物中的CO2和CH4产生[9-13]．迄今为止，小型池塘的温室气体通量监测大多以单次昼夜监测来代表其近期的通量释放水平，这样可能导致得到的通量结果受天气等偶然因素的影响较大，同时相对于季节尺度而言，冬季的研究也相对较少．

本文利用无人值守的自动通量箱观测系统，不间断对富营养化池塘进行了连续7 d的通量观测，以及水环境因子和大气环境因子的同步监测，旨在揭示冬季富营养化池塘水-气界面CO2通量的昼夜性特征与规律，并探讨环境因子的影响．

2 材料和方法

2.1 研究区和监测点

湖北省宜昌市位于中亚热带与北亚热带的过渡地带，四季分明，冬季11月平均气温在4℃～11℃之间，当月平均降水总量约为21 mm．莲心湖位于湖北省宜昌市三峡大学内，是典型的富营养化景观池塘．该池塘面积约为2 100 m2，最大水深和平均水深约为2 m和1.6 m，且全年水位变化在10 cm之间．池塘水体的总氮(TN)和总磷(TP)质量浓度分别约为1.68 mg·L-1和0.09 mg·L-1，底部覆盖约10cm的松软沉积物．2016年11月24日至2016年11月30日，在湖中距离岸边8 m处(水深约1.6 m)进行了7 d连续观测．

2.2 样品采集和分析方法

本文利用全自动封闭漂浮通量箱系统测量水-气界面的CO2通量(如图1所示)．该箱体底部中通不透明，两侧固定两个自动推杆连接顶部不锈钢盖，顶盖与箱体间以硅胶软垫密封，并连接控制器控制推杆轨迹．箱体表面覆盖一层隔热材料，体积为56.67 L，底面积为0.113 m2直径和高度分别为0.38 m和0.50 m．箱内顶部安装一个小型风扇，使箱体内气体混合均匀．当进行测量时，将通量箱与G2301温室气体分析仪(Picarro，美国)相连接．该仪器能以1Hz频率实时、连续地测量箱体内的CO2气体浓度．单次测量时间为25 min，由于箱体闭合，水体中的CO2与箱体空间内的CO2会进行交换，并通过温室气体分析仪记录下时间-气体浓度的数据．在测量时间结束后，自动通量箱的控制装置会自动控制箱体顶盖缓慢升起，使得箱体内气体与环境空气充分交换、混合均匀，5 min后推杆缓慢自动收缩关闭，并自动进行下次测量．

图1 观测系统示意图

实验期间，在岸边高于水面约3 m处架设便携式气象站(YGY-QXY，中国)现场监测风速、气温和气压．在离岸边2 m处采用多参数水质分析仪(HACH，美国)监测水体水温、叶绿素、pH和溶解氧．

2.3 计算方法

水-气界面气体交换通量是指单位时间内单位面积上的浓度变化量，正值表示水体向大气排放气体，负值表示水体吸收大气中的气体．本文采用Lambert等[14]给出的简单线性回归方法计算气体释放速率和通量．

通过此公式，将观测点处单位时间、单位面积内的CO2浓度转换为CO2扩散通量，每组数据之间以30 min为间隔，全天监测数据可计算得到48组扩散通量，从而得到CO2扩散通量的昼夜变化规律．

3 结果与讨论

3.1 大气环境因子

气温、风速和气压的变化情况见表1．在观测期间受天气影响，气温的变幅较大，观测第1 d、第2 d为晴天，最高气温达到25.3℃，最低温度为14.3℃，平均温度为17.1℃．观测后4 d为阴雨天气，最高气温为20.5℃，最低气温仅为7.4℃，温差达到了16.1℃，平均温度为10.7℃．整个观测周期的平均温度为13.5℃，略低于平均水温．

由于池塘周边建筑物、绿化树木遮挡，观测期间的最大风速仅为1.43 m·s-1，风速在期间内平均为0.19 m·s-1，阴、雨天气的平均风速为0.24 m·s-1，晴天的平均风速为0.16 m·s-1，最大风速为0.71 m·s-1，由于观测期间内大多数情况下呈无风状态导致变异系数较大．晴天时的最大气压为1 012.1 kPa，最小气压为1 005.7 kPa，平均值为kPa，阴、雨天气的最大气压达到了1 028.4 kPa，最小气压也低于晴天，为1 001.4 kPa，平均值为1 014 kPa．

表1 监测期间环境因子统计

3.2 水环境因子

水温、溶解氧(DO)、pH和叶绿素含量见表1．观测期间的最高水温为23.1℃，最低水温仅为7.8℃，平均水温在15.1℃左右．晴天时，平均水温为17.6℃，最低水温为15.9℃，略高于观测全过程的平均水温，阴、雨天气下的最高水温为20.1℃，平均水温仅为13.8℃，标准偏差为3.38，在阴雨天气下的昼夜温差要大于晴天．

池塘水体呈弱碱性，pH的范围在7.06～9.90之间，平均为8.86．晴天时，水体的pH值略大于阴雨天，其平均值为9.11．在阴、雨天气下水体中的pH波动范围较大，平均值为8.81．在观测期间，DO的变化幅度较大，最大值高达31.20 mg·L-1，最低值仅为4.09 mg·L-1，平均为15.73 mg·L-1．晴天时的平均DO为15.84 mg·L-1，略高于阴、雨天气的14.52 mg·L-1．叶绿素的变化受昼夜影响明显，在观测期间的叶绿素变化范围在6.71～96.79 mg·L-1，波动范围极大，是由于多数藻类具有明显的趋光性行为[15]，再加上昼夜水温差导致的水体分层、参混等现象，使叶绿素在白天的含量高于夜间．

3.3 水-气界面CO2通量的昼夜变化

在监测期间内(2016年11月24日～2016年11月30日，从8:00开始，到次日8:00为一个循环)，CO2扩散通量随着昼夜、天气的改变而变化，7 d的天气状况见表2．监测结果表明(如图2所示)，在整个观测期间内，CO2的通量最大值为32.02 mg·m-2·h-1，最小为-35.02 mg·m-2·h-1，1 d内的最大变化幅度为49.87 mg·m-2·h-1，最小变化幅度为10.13 mg·m-2·h-1．7 d平均CO2通量约为170.39 mg·m-2·d-1，全天最大CO2通量约为270.42 mg·m-2·d-1，最小约为-76.84 mg·m-2·d-1．

在观测前3 d(a、b、c)天气晴朗或多云，CO2通量从8：00～16:00左右总体呈下降趋势，其分别下降了52.28 mg·m-2·h-1、50.39 mg·m-2·h-1、39.31 mg·m-2·h-1．且在12:00～18：00时间段内水体中的CO2呈吸收状态，并在14:00左右吸收量最大，随后通量上升，在4:00～6:00时间段内达到最大值．其中11月24日(a)的最大吸收量为-29.18 mg·m-2·h-1，高于随后两天的-20.90 mg·m-2·h-1和-11.64 mg·m-2·h-1．在11月27日(d)，大气中的CO2在14:00～18：00时间段向水体中扩散，全天最大扩散通量为14.84 mg·m-2·h-1，变幅约为33.19 mg·m-2·h-1，最大值和最小值分别为21.36 mg·m-2·h-1和11.83 mg·m-2·h-1．e、f、g 3天的通量在全天均向外界扩散，最大扩散通量分别为20.19 mg·m-2·h-1、21.58 mg·m-2·h-1和23.37 mg·m-2·h-1，最小分别为0.30 mg·m-2·h-1、5.86 mg·m-2·h-1和5.08 mg·m-2·h-1．在观测期间内，全天通量变化幅度偏小，分别为19.88 mg·m-2·h-1、15.72 mg·m-2·h-1、18.28 mg·m-2·h-1，仅为晴天时变化幅度的35%左右．

表2 观测期间天气状况表

a、b、c、d、e、f、g依次代表24日～30日的通量变化

3.4 讨论

观测期间内CO2昼夜扩散通量与环境因子的相关系数见表3．在24、25日(晴)，CO2扩散通量与气压呈显著正相关，而与水温、pH、DO、气温呈显著负相关．在27～30日，CO2扩散通量与叶绿素、气压、风速呈显著正相关，与水温、气温、呈显著负相关．7 d中的天气变化体现了光照强度的变化，从而间接地影响水体中的藻类进行光合作用，消耗水体中溶解性CO2．在白天光合作用的强度超过了呼吸作用时，CO2被消耗并产生氧气[16]，导致水体中的CO2呈不饱和状态，导致在晴天(如图2所示)会有扩散通量呈负值的情况出现．长时间的光合作用消耗了水体中大量的溶解性CO2，且夜晚温度降低，而气体在水中的溶解度与水温呈反比，促使水体吸收更多的CO2，使大气中的CO2在18：00～21：00左右仍然向水中扩散．在阴、雨天气，光照强度偏弱导致光合作用强度低，呼吸作用速率大于光合作用速率导致产生的CO2向大气扩散，全天内CO2扩散通量在6:00达到最大值并逐渐降低，在14:00左右达到最低值随后上升．有研究指出风速是影响湖泊和海洋水-气界面温室气体通量的一个重要因素[17]，在观测期间仅有雨天呈现出相关性，这可能是由于城市内池塘周边的房屋建筑物等遮挡，导致晴天风速和气流不明显，使相关性不明显．

夜间的水温是影响CO2排放通量的主要因素之一[18]，晴天时夜间的水温比白天低0.65℃(见表4)，在白天时CO2扩散通量呈负值，水体藻类的光合作用消耗了水体中的溶解性CO2，导致大气中的CO2向水体中扩散，平均扩散通量为-10.80 mg·m-2·h-1，夜间的平均扩散通量为16.80 mg·m-2·h-1．雨天昼夜水温差异较大，约3.59℃，白天CO2通量由于光合作用强度低，仅比夜间平均通量下降约30%，为8.39 mg·m-2·h-1．雨天夜间的CO2扩散通量约为11.98 mg·m-2·h-1，相比与晴天时下降约28.7%，二者的温度差为4.82℃．不同的天气、时刻会导致昼夜性的pH、气温、光照强度、气压的变化，从而导致水体中的光合作用、呼吸作用和沉积物中的微生物酶活性的改变，这一系列的影响导致了气体通量的昼夜性变化特征[19，20]．

表3 CO2昼夜性扩散通量与主要环境因子的相关系数

注：**表示0.01置信水平显著相关，*表示0.05置信水平显著相关；非显著性相关数据被略去．

表4 不同天气下昼、夜CO2通量和水温

3.5 与相关研究的比较

为了能够与其他淡水水域进行比较，本研究统计了一些不同淡水水域冬季的每日CO2释放通量的基本情况(见表5)[23，25]．从表5可以看出，不同淡水生态系统CO2释放量差别很大．冬季环境温度过低，水体微生物活性微弱，本研究区的日平均CO2通量为-7.09 mg·m-2·h-1，高于森林池塘的1.10 mg·m-2·h-1，整体上呈微弱的CO2吸收状态．洱海、滇池等大型湖泊的CO2每日释放通量分别为-24.38 mg·m-2·h-1和-17.94 mg·m-2·h-1，低于本研究区域．湿地池塘由于其泥炭有机质含量丰富，导致呼吸矿化作用显著[21，22]，其CO2最大释放量达到了110 mg·m-2·h-1，平均通量为56.35 mg·m-2·h-1，而富营养化水体同样也含有丰富的有机质，这些都直接或间接说明浅水池塘有着较高的CO2释放量．

表5 不同淡水水域冬季CO2释放通量

4 结 论

冬季的富营养化池塘的CO2通量具有明显的昼夜变化特征，不同的天气、时刻会导致pH、气温、光照强度、气压的昼夜性变化，这些环境因子的周期性变化导致了CO2通量的昼夜性的变化规律．

观测期间7 d平均CO2扩散通量为7.09 mg·m-2·h-1，其释放量变化范围在-29.18～26.67 mg·m-2·h-1，整体来说冬季的富营化池塘表现并不活跃．CO2扩散通量均白天较低夜间较高，并在午间达到最小值．阴雨天表现为水体CO2向大气释放，在此天气时，CO2的变化范围在-8.02～15.82 mg·m-2·h-1之间，日平均通量为8.81 mg·m-2·h-1．晴朗天气下，强烈的光和作用导致白天大气中的CO2向水体中扩散，夜间时呼吸作用占据主导，池塘表现为向大气中扩散CO2，此天气下CO2的变化范围在-29.02～26.67 mg·m-2·h-1之间，且日平均通量为1.95 mg·m-2·h-1，其CO2释放量远低于阴雨天气．而从此次测量结果来看夜间通量有部分呈负值，主要是由于白天光合作用消耗水体中大量的溶解性CO2，使得夜间仍会持续向水体扩散一段时间．

参考文献：

[1] Crowley T J. Causes of Climate Change over the Past 1000 Years[J]． Science, 2000, 289(5477): 270．

[2] Holgerson M A, Raymond P A. Large Contribution to Inland Water CO2And Ch4Emissions From Very Small Ponds[J]． Nature Geoscience, 2016, 9(3)：222-226．

[3] Downing J A, Prairie Y T, Cole J J, et al. The Global Abundance and Size Distribution of Lakes, Ponds, and Impoundments[J]． Encyclopedia of Inland Waters, 2009，51(5)：469-478．

[4] Bastien J, Demarty M, Tremblay A. CO2and CH4Diffusive and Degassing Fluxes from 2003 to 2009 at Eastmain 1 Reservoir, Quebec, Canada[J]． Inland Waters, 2011, 1(2): 113-123．

[5] Battin T J, Luyssaert S, Kaplan L A, et al. The Boundless Carbon Cycle[J]． Nature Geoscience, 2009, 2(9): 598-600．

[6] 赵佳玉, 张弥, 肖薇,等. 基于光谱分析仪的通量-梯度法测量小型池塘水-气界面温室气体交换通量[J]． 环境科学, 2017，38(1)：41-51．

[7] Raymond P A, Hartmann J, Lauerwald R, et al. Global Carbon Dioxide Emissions from Inland Waters[J]． Nature, 2013, 503(7476): 355-359．

[8] Holgerson M A. Drivers of Carbon Dioxide and Methane Supersaturation in Small, Temporary Ponds[J]． Biogeochemistry, 2015, 124(1-3): 305-318．

[9] Bastviken D, Cole J, Pace M, et al. Methane Emissions from Lakes: Dependence of Lake Characteristics, Two Regional Assessments, and a Global Estimate[J]． Global Biogeochemical Cycles, 2004, 18(4): 305-313．

[10] Hope D, Kratz T K, Riera J L. Relationship Between PCO2and Dissolved Organic Carbon in Northern Wisconsin Lakes[J]． Journal of Environmental Quality, 1996, 25(6): 1442-1445．

[11] Kankaala P, Huotari J, Tulonen T, et al. Lake-size Dependent Physical Forcing Drives Carbon Dioxide and Methane Effluxes from Lakes in a Boreal Landscape[J]． Limnology & Oceanography, 2013, 58(6): 1915-1930．

[12] Kelly C A, Fee E, Ramlal P S, et al. Natural Variability of Carbon Dioxide and Net Epilimnetic Production in the Surface Waters of Boreal Lakes of Different Sizes[J]． Limnology & Oceanography, 2001, 46(5): 1054-1064．

[13] Kortelainen P, Rantakari M, Huttunen J, et al. Sediment Respiration and Lake Trophic State are Important Predictors of Large CO2Evasion from Small Boreal Lakes[J]． Global Change Biology, 2006, 12(8): 1554-1567．

[14] Lambert M, Fréchette J L. Analytical Techniques for Measuring Fluxes of CO2and CH4from Hydroelectric Reservoirs and Natural Water Bodies[M]． Greenhouse Gas Emissions-Fluxes and Processes, 2005:37-60．

[15] 温程璐, 李 姮, 王蓬勃,等. 藻类细胞趋光性机理研究及其显微操作技术进展[J]． 自然科学进展, 2007, 17(2): 141-147．

[16] Nimick D A, Gammons C H, Parker S R. Diel Biogeochemical Processes and Their Effect on the Aqueous Chemistry of Streams: A Review[J]． Chemical Geology, 2011, 283(1-2): 3-17．

[17] Wanninkhof R. Relationship Between Wind Speed and Gas Exchange Over the Ocean[J]． Journal of Geophysical Research Oceans, 1992, 97(C5): 351-362．

[18] Gudasz C, Bastviken D, Steger K, et al. Temperature-controlled Organic Carbon Mineralization in Lake Sediments[J]． Nature, 2010, 466(7305): 478．

[19] Xiao S, Yang H, Liu D, et al. Gas Transfer Velocities of Methane and Carbon Dioxide in a Subtropical Shallow Pond[J]． Tellus Series B-chemical & Physical Meteorology, 2014, 66(1):23795．

[20] 张 成, 龙 丽, 吕新彪,等. 某富营养化池塘夏季温室气体通量的昼夜变化[J]． 长江科学院院报, 2016, 33(8): 28-33．

[21] 彭凤姣, 葛继稳, 李艳元,等. 神农架大九湖泥炭湿地CO2通量特征及其影响因子[J]． 生态环境学报, 2017, 26(3): 453-460．

[22] 张海宏, 李 林, 周秉荣,等. 青藏高原高寒湿地CO2通量特征及影响因子分析[J]． 冰川冻土, 2017, 39(1): 54-60．

[23] 陈永根, 李香华, 胡志新,等. 中国八大湖泊冬季水-气界面CO2通量[J]． 生态环境学报, 2006, 15(4): 665-669．

[24] 王 亮, 肖尚斌, 刘德富,等. 香溪河库湾夏季温室气体通量及影响因素分析[J]． 环境科学, 2012, 33(5): 1471-1475．

[25] Huttunen J T, Vaisanen T S, Heikkinen M, et al. Corrigendum: Exchange of CO2, CH4and N2O Between the Atmosphere and Two Northern Boreal Ponds with Catchments Dominated by Peatlands or Forests[J]． Plant & Soil, 2003, 256(2): 481-482．