东洞庭湖涨水期水域碳汇特征及其影响因素

朱怡帆,田泽斌,王丽婧*,纪道斌,杨忠勇,孟江槐,田 盼,刘 佳

东洞庭湖涨水期水域碳汇特征及其影响因素

朱怡帆1,2,田泽斌1,王丽婧1*,纪道斌2**,杨忠勇2,孟江槐2,田 盼1,2,刘 佳2

(1.中国环境科学研究院,国家环境保护洞庭湖科学观测研究站,北京 100012；2.三峡大学水利与环境学院,湖北 宜昌 443002)

为了解东洞庭湖水域的碳汇特征,于2022年4月涨水期对东洞庭湖区域进行调查采样,并同步监测关键环境因子.运用垂向归纳模型和薄边界层法分别研究了东洞庭湖涨水期浮游植物的初级生产力以及水-气界面CO2和CH4的交换通量,基于碳收支关系计算水域净碳汇通量并分析其影响因素.结果表明:东洞庭湖涨水期水域碳汇能力存在空间差异性,总体表现出碳源的特征.湖区出口、城陵矶、岳阳楼、扁山、鹿角、湖中岛、蝴蝶口、大小西湖、六门闸上游、红星洲净碳汇通量为负值,表现为碳源,通量波动范围为-4.92～-0.17(mmol/(m2·h)),平均值为-1.95mmol/(m2·h);东湖区、六门闸下游净碳汇通量为正值,表现为碳汇,通量波动范围为1.10～2.24(mmol/(m2·h)),平均值为1.67mmol/(m2·h).东洞庭湖水域的净碳汇通量(NPP)主要受CO2通量(CO2)、CO2分压(CO2)及溶解氧(DO)影响.此外水位波动、水体营养盐、温度、水体碱度也会通过改变水体CO2含量对碳汇能力造成较大影响.

东洞庭湖；涨水期；碳汇；环境因子；影响因素

随着我国工业化、城镇化进程的加快和社会生产规模的急剧扩大,湖泊湿地面积萎缩,水生态环境问题日益严峻.湖泊水生态系统与陆地生态系统的物质、能量、信息交换强烈[1],较高的生产力使其拥有巨大的碳汇潜力[2].湖泊碳汇通常受气候、温度、植被类型、地下水位、碳酸盐热力学平衡、光合作用、呼吸分解等诸多物化过程的影响[3].水域碳汇最重要的两个环节是碳排和碳收[4],有研究认为,光照和水体营养盐会通过影响水生植物的生命活动来影响水域光合作用和温室气体排放[5].除此之外,水文条件、土壤理化性质、植被生长等因素也会影响湖泊的碳排放[6].总体来说,湖泊碳汇强度受到诸多理化因子的影响,水域部分的碳汇能力与水生态环境的变化更加密不可分,研究湖泊水域碳汇特征及其影响因素对治理湖泊生态环境问题有着重要作用.

东洞庭湖是洞庭湖的主体部分,承担着气候调节、生物多样性保护、调蓄滞洪、水资源供给等多种生态功能[7-8].近年来,洞庭湖湿地面积萎缩、水体富营养化等生态环境问题日益突出[9].对于洞庭湖区域的生态环境治理已经成为首要问题.目前关于洞庭湖水域的相关研究有很多,主要集中在浮游生物分布[10]、水质变化[11]、沉积物污染等方面[12].而与碳汇方面的研究仅停留在CO2或CH4的单一因素上,如陈永根等[13]利用箱法发现冬季洞庭湖(枯水期)表现为大气CO2的碳汇通量为-23mg/(m2·h).任艺洁等[14]发现洪水期东洞庭湖不同水生植被群落水-气界面甲烷平均扩散通量为0.13mg/(m2·h),洞庭湖关于浮游植物初级生产力的研究目前较少,同为通江湖泊的鄱阳湖[15]研究发现浮游植物枯水期初级生产力为193.33mg C/(m3·d);丰水期为412.12mg mg C/(m3·d).然而,影响洞庭湖水域碳汇通量的因素有很多,目前仍然缺乏关于东洞庭湖水域不同时期的碳汇特征研究,对其影响因素的认识也严重不足.

基于此,本文将东洞庭湖水域划分为航道和湖区两个区域进行对比,探索其涨水期浮游生物总初级生产力和温室气体排放通量,并通过VGPM和薄边界层模型相结合计算碳汇通量,分析该区域涨水期碳汇特征及其影响因素,为东洞庭湖的生态环境治理提供理论依据.

1 材料与方法

1.1 样品采集

2022年4月涨水期东洞庭湖水文变化情况以城陵矶水位表示,见图1.于东洞庭湖选取12个采样点,其中航道6个点位:湖区出口、城陵矶、岳阳楼、扁山、鹿角、湖中岛;湖区6个点位:蝴蝶口、东湖区、大小西湖、六门闸下游、六门闸上游、红星洲.研究区域及样点分布如图2所示.

现场双指示剂碱度(ALK)滴定;顶空平衡法收集温室气体,即在500mL注射器中用高纯度的氮气顶空300mL水样,在密封条件下剧烈摇晃10min后将注射器上方顶空的气体收集于气体采样袋,完成后带回实验室使用温室气体分析仪Picarro G2201-i测定CO2和CH4气体含量;利用塞氏盘测透明度(SD);用YGY-QXY手持式气象站检测水体表面风速(1)、大气压(0)、气温(Air Temp)等;用International Light4100光照计测定光合有效辐射(PAR)、记录光照周期(Dirr);利用YSL多参数水质分析仪(美国)测定水体温度(Temp)、溶解氧(DO)等指标;流速(Vector)采用三维点式流速仪(Vector 6MHz,挪威)测定;对每个点位用10L玻璃采水器采集0～0.5m水样于350mL聚乙烯瓶中冷冻保存,回实验室测定营养盐指标,总磷(TP)、溶解性总磷(DTP)、总氮(TN)、氨氮(NH4+-N)、硝酸盐氮(NO3--N)依照《水和废水监测分析方法》测定,TP和DTP的差值为颗粒态磷(PP)[16].水样测定均设置两组平行样和两个空白样,结果用均值表示.

图1 东洞庭湖水位变化过程

图2 研究区域及样点分布

1.2 研究方法及原理

1.2.1 浮游植物总初级生产力计算方法 利用VGPM模型[17]进行初级生产力计算,计算方法见式(1)～(2).由于参与计算的参数较多,文中所有参变量单位及解释见表1.

表1 碳汇通量计算有关的参数

1.2.2 温室气体排放通量计算方法 利用顶空平衡－薄边界层模型(TBL)法来计算东洞庭湖水域温室气体排放通量[18].根据亨利定律,用式(5)计算得出原水体温室气体溶解度,依据Fick定律用式(3)计算得出水-气界面通量[19].利用式(6)计算水体温室气体分压.

1.2.3 碳汇能力计算方法 基于碳收支计算水域碳汇能力.碳吸收表现为浮游生物光合作用;碳排放过程主要有水体呼吸(水生生物呼吸)、沉积物呼吸以及沉积物中的产CH4菌产生CH4,释放的温室气体的量扣除消耗的部分即水气界面释放的温室气体[20].东洞庭湖的净碳汇通量(以C通量计)通过式(10)计算.

1.3 数据处理及分析

本研究的数据统计分析均在SPSS statistics 26.0完成,Microsoft Excel 2016软件进行数据处理与计算,数据处理结果采用Origin 2021绘制.采样点和指标空间分布图采用ENVI 5.3和ArcGIS 10.7绘制.

2 结果与分析

如表2所示,东洞庭湖区各环境指标存在空间异质性.其中Chl-a、NH4+-N、ALK、PPEU湖区都显著大于航道(£0.05);DTP、TN、NO3--N、Air Temp湖区都显著小于航道(£0.05).

表2 东洞庭湖涨水期各环境指标的统计分析(均值±标准差)

2.1 东洞庭湖水域净碳汇能力分布特征

图3 东洞庭湖水域净碳汇通量空间变化

通过式(10)计算得到东洞庭湖水域净碳汇通量NPP,结果见表2.各点位分布情况见图3.分析可得:东洞庭湖水域不同区域呈现不同的碳源/汇状态.湖区出口、城陵矶、岳阳楼、扁山、鹿角、湖中岛、蝴蝶口、大小西湖、六门闸上游、红星洲净碳汇通量为负值,呈现为碳源;东湖区、六门闸下游净碳汇通量为正值,呈现为碳汇.东湖区表现为强汇,净碳汇通量达到了2.24mmol/(m2·h);六门闸上游表现为强源,净碳源通量最大值为4.92mmol/(m2·h).由图4(a)知,东洞庭湖几乎整个水域都表现为碳源,只有湖区中部的东湖区区域表现为碳汇.区域净碳源通量较大值分别出现在湖区西北、西南区域和航道城陵矶区域附近.

图4 东洞庭湖水域碳收支各通量分布

2.2 浮游植物总初级生产力的分布特征

利用垂向归纳模型(VGPM)计算浮游植物初级生产力结果见图5,分析发现:浮游植物初级生产力在湖区平均值为(2.55±1.6)mmol/(m2·h),航道为(0.85±0.24)mmol/(m2·h).PPEU最大值出现在东湖区,为4.88mmol/(m2·h).

图5 东洞庭湖水域浮游生物总初级生产力空间变化

通过Arcgis的反距离加权插值法(IDW)对东洞庭湖涨水期浮游植物初级生产力的空间分布进行分析.由图4(b)所示,结果表明:东洞庭湖水域的湖区西北支为浮游植物总初级生产力值的较大值区域,东湖区区域的初级生产力显著高于其他湖区区域.东洞庭湖浮游植物初级生产力航道为低值区,航道仅鹿角区域初级生产力相对较高,其值为1.25mmol/ (m2·h),也远低于湖区.

2.3 CO2和CH4气体排放通量分布特征

利用薄边界层模型计算后,水－气界面的CO2通量均为正值,表现为“源”的特征,通量变化如图6所示,东洞庭湖CH4的扩散通量数值波动范围为0.02～0.59mmol/(m2·h),平均值为(0.18±0.18)mmol/ (m2·h);CO2的扩散通量在1.09～7.03mmol/(m2·h)范围波动,平均值为(2.87±1.64)mmol/(m2·h).航道上CH4和CO2排放通量最大值均出现在城陵矶;湖区CH4排放通量最大值出现在大小西湖,CO2排放通量最大值出现在六门闸上游.CH4排放通量与CO2排放通量之间无明显相关关系.反距离加权插值法(IDW)绘制CH4和CO2的空间分布见图4(c)和4(d).东洞庭湖的西北支为温室气体重点排放区域,大小西湖为CH4和CO2排放的最高峰地点,其次是东洞庭湖的西南支;航道上温室气体排放通量普遍较低;湖区出口和城陵矶这两个区域的温室气体扩散通量存在突变,湖区出口的温室气体通量低于城陵矶.东洞庭湖东南支为温室气体扩散通量的低值区域,CO2扩散通量波动范围在1.09～2.96mmol/(m2·h)左右,CH4扩散通量在0.02～0.14mmol/(m2·h)范围.

图6 东洞庭湖水域CO2及CH4水-气界面通量空间变化

2.4 净碳汇通量、初级生产力、温室气体扩散通量与各环境因子的分析

对东洞庭湖涨水期净碳汇通量、初级生产力、温室气体扩散通量与各环境因子进行皮尔逊相关性分析,分析结果见表3.结果显示NPP与CO2、CO2呈显著负相关,与DO呈显著正相关;PPEU与Chl-a呈显著正相关;CO2与CO2、ALK呈显著正相关,与DTP、TN、DO和Air Temp呈显著负相关;CH4与CH4、TP和PP呈显著正相关.

表3 东洞庭湖涨水期净碳汇通量与各因子的相关系数

注:*表示在0.05水平(双侧)相关;**表示在0.01水平(双侧)显著相关.

2.5 关键环境影响因子分布特征

2.5.1 Chl-a分布特征 Chl-a统计值见表2,东洞庭湖全湖Chl-a含量平均值为14.37mg/m3,变化范围为4.94～36.47mg/m3.空间分布如图7所示,湖区仅蝴蝶口和红星洲值较低,和航道各值接近,其他点Chl-a值都较大.除了蝴蝶口和红星洲外,其他点位显著大于(£0.05)航道等其他区域.Chl-a的最大值出现在东湖区,值为36.47mg/m3;最小值出现在城陵矶,仅为4.94mg/m3.航道各点位叶绿素a浓度差异不显著,分布在均值6.77mg/m3附近.

2.5.2CO2和CH4分布特征 全湖CO2和CH4统计值见表2,湖区和航道的差异不显著(³0.05).就均值来看分压湖区大于航道,湖区数值的波动性大于航道.东洞庭湖水体CH4含量远小于CO2,二者水体分压分别为6.26uatm和1391.46uatm.由图8可知,全湖CO2最大值出现在大小西湖,达到了2398.65utam,最小值出现在湖区出口,值为889.40uatm;航道上CH4分布大致相当,无明显变化趋势,岳阳楼的CH4值稍大,为5.38uatm;全湖区最小值出现在鹿角,仅为2.96uatm,最大值的大小西湖为20.31uatm,相差大约10倍.

图7 东洞庭湖水域Chl-a空间变化

图8 东洞庭湖水域CO2及CH4分压空间变化

2.5.3 N、P元素分布特征 由图9所示,东洞庭湖全湖TN含量为(1.19±0.46)mg/L,TP含量为(0.12± 0.04)mg/L.总磷最大值出现在红星洲,为0.189mg/L;最小值出现在六门闸下游,为0.053mg/L.颗粒态磷(PP)为东洞庭湖磷素主要存在形式,分析可得东洞庭湖PP含量分布情况为湖区>航道.大小西湖和六门闸上游PP含量占比高达91%.湖区出口的PP占比略低,占总磷的41%;东洞庭湖全湖区TN含量为(1.19±0.46)mg/L.航道的TN显著大于湖区的TN(£0.05);同时,航道的NO3--N远大于NH4+-N,而湖区NH4+-N和NO3--N含量差异减小;除了东湖区外,湖区其他点位NH4+-N大于NO3--N,在大小西湖、六门闸下游,NH4+-N和NO3--N仅相差0.05mg/L左右.

2.5.4 气温、水温与溶解氧分布特征 如图10所示,气温和水温有着相似的分布规律.全湖气温平均16.78℃,航道大部分点位气温高于水温,而湖区的水温均大于气温.湖区水温平均18.87℃,图中呈现出航道水温、气温均大于湖区水温、气温的分布规律.湖区水体温度最小值出现在湖区出口,仅为16.08℃.航道其他点位水体温度相差不大,都在20℃左右波动.东洞庭湖溶解氧浓度平均(8.86±0.59)mg/L,溶解氧最低值出现在六门闸上游,为7.69mg/L.进一步分析发现,空气温度和水体温度呈现显著相关性,相关系数达0.749;水体溶解氧与水温呈现相反的变化规律.

图10 东洞庭湖水域气温-水温-溶解氧空间变化

图11 东洞庭湖水域pH值-碱度空间变化

2.5.5 ALK与pH值分布特征 全湖ALK和pH值分布如图11所示.全湖ALK均值为(2.28±0.62) mmol/L,最大值出现在大小西湖和六门闸上游.湖区均值为(2.71±0.61)mmol/L,显著大于(£0.05)航道的(1.84±0.12)mmol/L.湖区仅蝴蝶口、红星洲ALK值较航道差异不大,湖区其他点位ALK值均大于航道.全湖区水体pH值均大于7,全湖水体呈弱碱性(pH£8.5),湖区出口碱性最高,pH值为8.44;六门闸下游pH值最低,为7.53.与ALK规律不同,湖区仅蝴蝶口、红星洲pH值较航道差异不大,湖区其他点位pH值普遍小于航道.

3 讨论

本文利用了VGPM模型和顶空平衡法－气相色谱法结合TBL模型(薄边界层模型),分别计算了东洞庭湖水域浮游植物总初级生产力和水-气界面温室气体扩散通量,基于碳收支计算碳汇通量,探索涨水期东洞庭湖碳汇特征,并分析各环境因子对碳汇通量的影响.

3.1 水文情况对水域碳汇能力的影响分析

由图1可知,东洞庭湖在4月份处于涨水时期,城陵矶水位从23.5m上升到26.5m.涨水期长江三口几乎断流,洞庭湖主要来流为上游水,四水来水占大部分[27].来水由西、南洞庭湖汇集于东洞庭湖,一部分经航道由城陵矶汇入长江,一部分进入湖区,流速减慢,汇集在湖区.东洞庭湖面积广阔,环境复杂,全湖区流态流速等水动力条件差异也导致各水域碳汇能力有所不同.东洞庭湖水-陆交界处长有大量的湿生植物,如虉草、苔草、辣蓼等[28],涨水期来临时,这些植被以及土壤都会被水淹没.大量的植被残骸进入水中,经微生物分解形成颗粒态有机碳,被转移至底泥中[29],陆生土壤中的有机碳也因为水位上升进入水体.给矿化细菌产CO2和产甲烷菌生产CH4提供了大量的反应底物[3,30],使得温室气体释放量增大,碳收支的支出部分增加.由湖南水文网资料得知,四月份东洞庭湖雨水频繁,这也使得大气湿沉降[31]在东洞庭湖湿地涨水期给水域碳汇造成了一定的影响.

3.2 PCO2和PCH4对水域碳汇能力的影响分析

根据亨利定律,气体在液体中的饱和浓度与液面上方该气体的平衡分压成正比[32].在本研究中,CO2与CO2、CH4与CH4呈显著正相关符合研究规律.CO2和CH4增大时水体中溶解的CO2和CH4也增大,此时碳收支的支出部分也有增大的趋势,区域碳汇能力减小.而CO2和CH4的分布同样受到诸多因素的影响,已有学者进行过相关分析[33-34].

3.3 N、P和Chl-a对水域碳汇能力的影响分析

由表3可知,CO2与DTP、TN呈显著负相关,相关系数分别为-0.677和-0.582.东洞庭湖航道两侧分布着岳阳市、鹿角镇等人口密集区,工厂企业较多,工业、农业、生活废水等污水排放量较大,农业面源污染较为突出[35].N、P是东洞庭湖的主要污染元素,是导致东洞庭湖水体富营养化加剧的重要影响因素[36].营养盐主要通过影响浮游植物的数量[37]来影响光合作用的总产量,即碳收支的“收入”总量.研究发现,当TN超过阈值0.5mg/L、TP超过阈值0.02mg/ L,水体就存在爆发水华的风险[38].而东洞庭湖TP和TN值都远远超过该阈值.因为航道为过水性湖体,流速较快,同时受到鹿角至城陵矶水域频繁采砂导致水体浑浊的影响[39],藻类的生长明显受到抑制作用.大小西湖、东湖区、六门闸位于东洞庭湖的西北支,该区域三面环堤,属于半封闭状态的小型湖泊.在涨水期,航道和湖区两水域被裸露的洲滩分割,仅在君山附近相连接,水体流动性差且水体清澈,水体营养盐充足,特别适合藻类的生长[40].全湖区仅东湖区和六门闸下游呈现为碳汇,可能是因为这两个区域Chl-a含量最高(由图6、图8),浮游植物数量最多,光合作用能力最强.东洞庭湖涨水期全湖TN含量为(1.19±0.46)mg/L,显著低于太湖(2.5mg/L)和巢湖(2.69mg/L),可能是由于通江湖泊引起湖体流速较大导致水体滞留时间较短的原因[41].分析知,航道TN和NO3-显著大于湖区,该研究结果与吴可方等[42]在东洞庭湖的研究结果相同.这可能是由于航道悬浮颗粒物含量更高,又因为P对泥沙有较高亲和力,所以航道中的P大多被附着在泥沙中,随表层大流速水体冲走或者悬浮于水体中层或沉降于湖底;且有研究[27]发现:东洞庭湖四水来水N含量也远超P,涨水期湖区水主要来自航道,所以湖区N更低.在一定范围内,当TP和TN含量上升,浮游植物数量增加,光合作用强度增大,浮游植物吸收水中的游离态CO2的量增加,水体中的CO2分压减少,空气中的CO2就会向水中溶解[43].水域固碳量增加、CO2释放减少,水域碳汇能力相应增大.CH4与TP和PP含量显著正相关.因为磷是衡量水体富营养化及限制水体初级生产能力的重要因子,说明水体富营养化程度加剧或者水体初级生产力提高会对水-气界面CH4的排放造成一定的影响,这也与闫兴成等[44]在太湖的研究结果一致,CH4通量的增加也许是通过浮游植物数量的增加来间接施加影响,但是其具体机制还有待研究.

3.4 温度和风速对水域碳汇能力的影响分析

由图5可知,主航道除了湖区出口水温较低以外,湖区气温和水温均低于航道.由表3可知CO2与气温显著负相关.由于气温升高,区域气压升高,使得CO2从空气向水体流动,使得水体碳汇能力增强;气温降低,区域气压降低,CO2从水体向空气释放,使得水体碳汇能力减弱[45].同时,热辐射会导致水温升高,浮游植物体内酶的活性增强,光合作用强度上升,从而使得生物量增加[46],水域碳汇能力增强.但是水域碳汇能力与水温相关性并不显著,因为航道特殊的水文及环境使得藻类生长受到抑制,且由于全湖区各点位平均温差不超过1.7℃,所以水温并不能成为航道和湖区碳汇能力差别的主要影响因素.有大量研究[19,47]表明,温室气体通量随着水面风速的增大而增大.在本研究中,温室气体水-气界面通量与风速呈正相关关系,风应力使水体与空气接触面积增大,导致温室气体水-气界面排放量增加.因为东洞庭湖各区域水体深度变化较大,在较浅的水域,风可能会引起湖底泥沙悬浮、水体浊度增加透光性减少,从而影响浮游生物的光合作用.所以风速与水域碳汇能力呈负相关关系,但由于诸多其他因素的影响,负相关关系并不显著.

3.5 DO、ALK和pH值对水域碳汇能力的影响分析

研究表明,湖库的DO来源主要包括表层大气复氧、水生植物的光合作用、以及上游来流水体携带[48].而东洞庭湖湖区中间的水域水生植物稀少,涨水期主要来流为雨水和航道水,水体流速相对于航道较慢,与大气氧气交换能力相对于航道较弱.而航道水体流速快、波浪大、掺混剧烈,DO较大[49],同时上游来水携带的DO也可以快速补充,所以湖区水体溶解氧浓度普遍低于航道.由表3可知,东洞庭湖水域碳汇能力与水体DO浓度呈显著正相关.一般来说,DO与表层浮游植物生物量呈正相关,浮游植物越多,光合作用强度就越大[48,50], CO2消耗量增加,这也解释了DO与CO2呈显著负相关的原因,该现象也与秦宇[51]的研究结果一致.DO与CH4也成负相关关系,因为CH4的产生需要严格的厌氧环境,曝氧环境会抑制产甲烷菌的活性,增强甲烷氧化菌活性[52].即当DO浓度升高,CH4的产量就会减少,部分CH4会被氧化成为CO2[53-54],因为CH4产生总量远远小于CO2,所以被氧化的部分也较少.

3.6 不确定性分析

在计算温室气体通量时,仅将温室气体扩散通量纳入计算中,而实际温室气体排放除了扩散方式外,还包括植物导管传输和气泡传输[57-58],在湖泊湿地生态系统中温室气体大部分通过扩散方式传输到空气中[5,59],但是计算值较实际值还是可能偏低.此外,本研究区域仅限湖泊水体,沉积物、土壤及陆生植被的碳汇作用还有待深入研究.

4 结论

4.1 东洞庭湖涨水期水域碳汇通量的变化范围在-4.92～2.24(mmol/(m2·h)).航道碳汇通量值均为负,呈现碳源的特征,平均值为-1.62(mmol/(m2·h));湖区仅东湖区和六门闸上游碳汇通量值为正,呈现碳汇的特征,碳汇通量分别为2.24(mmol/(m2·h))和1.10 (mmol/(m2·h)).

4.2 东洞庭湖水域的碳汇能力除了受CO2通量(CO2)、CO2分压(CO2)、溶解氧(DO)的显著影响,也间接受到水位波动、水体营养盐、水体温度、水体碱度的影响.

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Characteristics and influencing factors of the rising period of carbon sink flux in East Dongting Lake waters.

ZHU Yi-fan1,2, TIAN Ze-bin1, WANG Li-jing1*, JI Dao-bin2**, YANG Zhong-yong2, MENG Jiang-huai2, TIAN Pan1,2, LIU Jia2

(1.State Environmental Protection Scientific Observation Station of the Dongting Lake, Chinese Research Academy of Environmental Science, Beijing 100012, China；2.College of Hydraulic and Environmental Engineering, China Three Gorges University, Yichang 443002, China)., 2023,43(2)：843～853

In order to exam the characteristics of carbon sinking flux in the East Dongting Lake, several key environmental factors during the rising period in April 2022 in this lake were monitored. The primary productivity of phytoplankton and the exchange fluxes of CO2and CH4at the water air interface in the rising period of Dongting Lake were studied by vertical induction model and thin boundary layer method. The waters net carbon sinking flux were calculated based on the carbon budget relationship and the influencing factors were analyzed. The results show a significant spatial heterogeneity in the carbon sinking ability of the waters during the rising period, generally show the characteristics of carbon source. The net carbon sinking flux at the outlet of Lake, Chenglingji, Yueyanglou, Bianshan, Lujiao, the island in the lake, butterfly mouth, the big and small West Lakes, the upstream of liumenzha and hongxingzhou is negative, i.e., a carbon source. The fluctuation range of flux various between -4.92 and -0.17 (mmol/(m2·h)). The average carbon sink flux reaches -1.95mmol/(m2·h). The net carbon sinking flux in the lake and the downstream of liumen gate is positive, i.e., a carbon sink. The fluctuation range of flux various between 1.10 and 2.24(mmol/(m2·h)). The average carbon sink flux reaches 1.67mmol/(m2·h). The net carbon sink flux (NPP) in East Dongting Lake waters is mainly affected by CO2flux (CO2), CO2partial pressure (CO2) and dissolved oxygen (DO). In addition, water level fluctuations, water nutrients, temperature, water alkalinity will also have a greater impact on the carbon sink capacity by changing theCO2content of the water.

East Dongting Lake；rising period；carbon sink；environmental factor；influence factor

X171.1

A

1000-6923(2023)02-0843-11

朱怡帆(1998-),男,湖北黄石人,中国环境研究院硕士研究生,主要研究方向为湖泊生态水利.发表论文1篇.

2022-07-01

国家重点研发计划重点专项 (2021YFC3201003);水利部三峡司委托项目(JJ2017-028);国家自然科学基金资助项目(U204022, 52079069,52009066,51909135)

* 责任作者, 研究员, wanglj@craes.org.cn;** 教授, dbji01101@163.com