趙宗權(quán)， 莫躍爽， 焦樹林， 張 潔， 劉 煒， 李銀久

貴州師范大學(xué)地理與環(huán)境科學(xué)學(xué)院， 貴州 貴陽 550025

從河源到河口的“河流連續(xù)體”一直在代表河流生態(tài)系統(tǒng)結(jié)構(gòu)、功能的縱向連接中廣泛使用[1]. 全球水電事業(yè)繁榮發(fā)展，許多河流上攔截筑壩，河流被分成離散的段并嵌套在河網(wǎng)中. 大壩從根本上改變了河面水系和受納水體的營養(yǎng)模式和水質(zhì)，最終影響物種組成、生境異質(zhì)性和相關(guān)生態(tài)功能[2]. 河流攔截筑壩使天然流動的水環(huán)境變得近似靜止，進(jìn)而改變河流代謝和碳循環(huán)過程[2-3]. 攔截筑壩極大延長了河水滯留時間，大量的碳和營養(yǎng)物質(zhì)被攔截、積聚在河道系統(tǒng)中[4]，河流生態(tài)系統(tǒng)逐漸演變?yōu)楹由鷳B(tài)系統(tǒng). 將河流轉(zhuǎn)變?yōu)槿斯ず?，通常會減少懸浮物和降低渾濁度，且水體會出現(xiàn)熱分層等現(xiàn)象[5]. 營養(yǎng)物質(zhì)的積累、水溫的變化和浮游植物的生長將影響碳物質(zhì)在河道系統(tǒng)中的運(yùn)輸和轉(zhuǎn)移[6]，顯著改變河流中各種碳及生物地球化學(xué)循環(huán)過程[4,7].

內(nèi)陸水域中的溶解碳在全球碳循環(huán)中至關(guān)重要，水體中主要包括DOC(溶解性有機(jī)碳)和DIC(溶解性無機(jī)碳)兩種溶解碳. DIC是水中溶解碳的重要組成部分，全球河流每年向海洋輸送大約900 Tg陸地碳，其中將近一半是無機(jī)碳[8]. 溶解碳的濃度和動態(tài)會受到周圍景觀和水體自身理化性質(zhì)及生物地球化學(xué)過程的影響. 一定區(qū)域內(nèi)，無機(jī)碳控制著河水對酸堿度變化的緩沖、溶解成分的形態(tài)和溶解度以及水柱中化學(xué)反應(yīng)的動力學(xué)[9]. 此外，DIC還是光合作用和有機(jī)物生成的主要碳源. 無機(jī)碳的數(shù)量主要取決于生物體呼吸產(chǎn)生的CO2，以及通過風(fēng)化、大氣入侵和地下水等途徑流入的CO2和HCO3-[10]. DIC濃度與營養(yǎng)狀態(tài)也存在直接或間接聯(lián)系[11]，可對水生系統(tǒng)的養(yǎng)分可用性和生產(chǎn)力產(chǎn)生影響[12]. 因此，來自地表水的DIC通量及其循環(huán)過程應(yīng)被視為水體碳循環(huán)研究的一個重要組成部分[11,13]. 盡管內(nèi)陸水域只覆蓋了地球表面的小部分，但對碳循環(huán)有著不成比例的巨大影響[13].

巖溶地區(qū)梯級水電開發(fā)改變了天然河流DIC的循環(huán)過程. 這些水電水庫中的δ13CDIC(穩(wěn)定碳同位素)對光合呼吸作用的轉(zhuǎn)變有明顯響應(yīng)，同時光合呼吸作用也改變了無機(jī)碳平衡[14]. 盡管已有文獻(xiàn)報道了西江[15]以及南、北盤江[9,16]河流中DIC含量及其δ13C值，但有關(guān)北盤江流域水庫DIC來源及其δ13C空間變化動態(tài)迄今為止還鮮見報道. 同位素示蹤技術(shù)目前已成為研究水體碳循環(huán)的有效手段之一[17]，通過測定δ13CDIC可辨別DIC的來源. 該研究選取西南巖溶山區(qū)北盤江的光照水庫為研究對象，通過分析DIC來源及其δ13C特征，探究庫區(qū)水體生態(tài)系統(tǒng)中碳的遷移與轉(zhuǎn)化，以期為亞熱帶巖溶峽谷區(qū)河流DIC動態(tài)變化及其來源辨析提供參考.

1 研究區(qū)概況及研究方法

1.1 研究區(qū)概況

光照水庫(25.85°N～26.25°N、104.85°E～105.35°E)位于北盤江中游，壩址在晴隆、關(guān)嶺兩縣交界處，距晴隆縣城約15 km，其主要工程任務(wù)是發(fā)電，但兼有航運(yùn)、供水等多種功能，是北盤江流域內(nèi)11個梯級水電站中的龍頭電站. 水庫于2007年12月下閘蓄水，為不完全多年調(diào)節(jié)性水庫. 壩址以上所控制流域面積約為1.355×104km2，占北盤江流域面積的51%. 正常蓄水位(745 m)時庫容為31.35×109m3，多年平均徑流量為81.1×109m3，回水區(qū)長為63.5 km. 研究區(qū)主要為亞熱帶高原季風(fēng)氣候，年均降水量為 1 178.8 mm，年際降水量變化較小而年內(nèi)降水變化較大，6—9月降水量大且集中，徑流量占全年徑流量比例可達(dá)69.39%[18].

光照水庫處于云貴高原向廣西丘陵過渡的斜坡上，海拔總體上由西北到東南逐漸降低. 庫區(qū)內(nèi)河谷深切、地形起伏大，高差在200～500 m之間，庫區(qū)兩岸多懸崖峭壁和深溝巨壑，除茅口盆地有松散堆積物外，其余多是巖質(zhì)邊坡，為巖溶區(qū)峽谷型水庫. 北盤江流域內(nèi)廣泛出露石炭系、二疊系和三疊系碳酸鹽巖地層和海陸交互相煤系地層，而庫區(qū)碳酸鹽巖分布最為廣泛，間有少量碎屑巖，據(jù)估算碳酸鹽巖所占面積約為71%，且具有質(zhì)純、層厚等特點(diǎn)[19].

1.2 研究方法

1.2.1樣品采集及室內(nèi)測試

于2016年9月3日從入庫河流處(庫尾)開始順著河流流向采集水樣. 收集樣品時盡量使樣點(diǎn)均勻分布于整個河段；使用手持GPS定位并記錄采樣點(diǎn)經(jīng)緯度，以便后續(xù)監(jiān)測，研究區(qū)和采樣點(diǎn)位置如圖1所示. 使用手動型專業(yè)采水器采集20個表層(約0.5 m水深)水樣及垂直剖面水樣(垂直剖面點(diǎn)位為3號、7～10號、12號、17號、20號采樣點(diǎn)；10～30 m水深為20 m間隔，30～70 m為10 m間隔). 采樣時盡量靠近河流中心以減少外界因素干擾，同時使用便攜手持式多參數(shù)水質(zhì)分析儀〔Ultrameter-Ⅱ(6P), 美國Myron L公司〕現(xiàn)場測定水樣的pH、T(水溫)和EC(電導(dǎo)率). 所有指標(biāo)測試3次，記錄平均值.

使用0.45 μm玻璃纖維濾膜過濾水樣，將過濾后的水樣裝入清洗好的聚乙烯瓶中并不留氣泡，帶回實(shí)驗(yàn)室使用多參數(shù)離子濃度測定儀(HANNA-HI83200，意大利哈納公司)測定水樣離子. 使用0.05 molL的標(biāo)準(zhǔn)稀鹽酸，現(xiàn)場滴定過濾后的水樣，得到TA(總堿度)值. 參照文獻(xiàn)[15]方法進(jìn)行δ13CDIC樣品的采集與預(yù)處理，在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所測定δ13CDIC，測定標(biāo)準(zhǔn)與國際通用PDB標(biāo)準(zhǔn)相同，δ13CDIC計(jì)算公式：

δ13CDIC=(RsampleRVPDB-1)×1 000‰

(1)

式中，RVPDB為國際標(biāo)準(zhǔn)碳同位素豐度比，Rsample為樣品同位素的相對豐度比，δ13CDIC測定精度均為±0.15‰.

根據(jù)河流碳酸鹽平衡體系中pH、T(水溫)和TA以及與之相關(guān)的碳酸鹽平衡體系的反應(yīng)常數(shù)K0、K1和K2計(jì)算水體pCO2及c(DIC)[20].

pCO2=[H+][HCO3-]K0K1

(2)

pK0=-7×10-5×T2+0.16×T+1.11

(3)

pK1=1.1×10-4×T2-0.012×T+6.58

(4)

pK2=-7×10-5×T2-0.0137×T+10.62

(5)

(6)

(7)

(8)

式中：pK0、pK1和pK2分別為K0、K1和K2以10為底的負(fù)對數(shù)；T為水溫，℃；[H+]和[HCO3-]分別為H+和HCO3-的活度；[DIC]為c(DIC)，mmolL；TA為總堿度，mmolL.

根據(jù)式(9)計(jì)算得到方解石鈣飽和指數(shù)(SIc)：

SIc=lg([Ca2+][CO32-])Kc

(9)

式中：Kc為方解石平衡常數(shù)，隨溫度而變化；[Ca2+]和[CO32-]分別為Ca2+和CO32-的活度.

1.2.2數(shù)據(jù)處理

使用Excel 2013軟件對測定數(shù)據(jù)進(jìn)行處理和計(jì)算；使用SPSS 20軟件進(jìn)行斯皮爾曼相關(guān)性分析；使用ArcGIS 10.2軟件繪制研究區(qū)圖；其余圖使用Origin 9.0軟件進(jìn)行繪制與分析.

2 結(jié)果與討論

2.1 表層水體指標(biāo)特征

如表1和圖2所示，庫區(qū)水溫為20.5～27.8 ℃，庫尾位于河流上游其海拔較高，順流往下則為河谷地帶，故從庫尾到壩前水溫呈增加趨勢. pH變化范圍為7.87～8.43，均呈弱堿性，pH變異系數(shù)在所有指標(biāo)中最小，表明pH更為穩(wěn)定. TA總體為下降趨勢，ρ(Ca2+)總體呈先降后升的趨勢，EC則呈先降后略微升高趨勢，其中1～9號采樣點(diǎn)TA、ρ(Ca2+)和EC整體呈逐漸降低趨勢，可能是由于水流減緩導(dǎo)致輸入庫區(qū)的物質(zhì)逐漸沉降，使得表層水體離子含量逐漸降低，而后則趨于較穩(wěn)定水平. 15號采樣點(diǎn)為支流匯入處，TA、ρ(Ca2+)和EC在該處均顯著升高，這改變了9號采樣點(diǎn)后指標(biāo)整體遞減的趨勢. 所有水體pCO2均高于大氣pCO2(401 μatm)(1 atm=101 325 Pa)，但沿程變幅較小.如圖3所示，SIc均小于0，表明水體具有一定侵蝕性，可溶解更多方解石，其變異系數(shù)在所有指標(biāo)中最小(見表1)，表明其在整個庫區(qū)水域的空間異質(zhì)性最小. 從庫區(qū)上游至下游SIc與EC變化趨勢類似，均呈降低—升高—降低趨勢，c(DIC)與TA變化趨勢類似，總體呈下降趨勢，δ13CDIC則與其相反，為先增加然后穩(wěn)定在較高水平.

表1 表層水體各指標(biāo)統(tǒng)計(jì)結(jié)果

圖2 表層水體理化指標(biāo)的變化趨勢

圖3 表層水SIc、c(DIC)和δ13CDIC的變化趨勢

2.2 剖面水體指標(biāo)特征

表水層受太陽直接照射故溫差較小，但光強(qiáng)隨水深增加而逐漸衰減，此時水體密度在垂直方向上存在差異便出現(xiàn)熱分層現(xiàn)象. 水溫梯度變化最大的稱為溫躍層，梯度變化在一定深度內(nèi)趨于穩(wěn)定的為深水層[5,21]. 如圖4所示，垂直剖面水溫變化顯著，各采樣點(diǎn)水溫在垂直方向上變化趨勢相同. 在水深為0.5～10 m的溫躍層內(nèi)，溫度梯度最大達(dá)0.255 ℃m，而10～70 m的深水層內(nèi)溫度梯度較小；pH整體上也是隨水深增加而降低，但變幅小于水溫；EC變化趨勢與水溫相反，在溫躍層內(nèi)迅速增加，而深水層內(nèi)則穩(wěn)定在較高水平；pCO2隨水深增加而逐漸增加，由于光合作用及熱分層存在，因此垂直方向上pCO2變動較大.

圖4 垂直剖面T、pH、EC和pCO2的變化趨勢

如圖5所示，c(DIC)隨水深增加表現(xiàn)出升高趨勢，在溫躍層內(nèi)升高幅度較大，10～40 m內(nèi)略微增加，40 m以下則顯著升高. δ13CDIC在垂直方向上整體呈降低趨勢. 庫區(qū)c(DIC)為1.80～5.02 mmolL，而δ13CDIC為-7.45‰～-1.26‰，與紅楓湖、百花湖、萬安等水庫的數(shù)值相近[14,22]. 但c(DIC)及其δ13C均高于ZHOU[9]的研究結(jié)果，且分布范圍較其結(jié)果更為寬泛.

圖5 垂直剖面DIC和δ13CDIC的變化趨勢

2.3 表水層c(DIC)變化特征

淡水中DIC大致分為兩個不同來源和行為：①碳酸鹽堿度，主要是HCO3-形式，來自基巖風(fēng)化和溶解；②溶解的CO2，來自土壤CO2、沉積物和水中呼吸作用[23]. 巖石風(fēng)化是一個基本地質(zhì)過程，可將大氣和土壤CO2轉(zhuǎn)化為DIC. DIC通常以溶解CO2、H2CO3、HCO3-、CO32-形式出現(xiàn)，與pH、溫度直接相關(guān)[2].

流域巖性和土地覆蓋等集水特征控制著水體離子組成和生物地球化學(xué)過程. 植被稀疏造成的嚴(yán)重侵蝕會增加新鮮礦物暴露于大氣的面積，從而加劇化學(xué)侵蝕[24]. 流域碳酸鹽巖存在著強(qiáng)烈的物理化學(xué)侵蝕[9]，易發(fā)生徑流溶解和侵蝕，大量裂隙促進(jìn)了巖溶作用[25-26]. 此外，集水區(qū)植被覆蓋較差，即使在雨季，集水區(qū)也不能提供足夠的有機(jī)碳分解，礦化基質(zhì)的缺乏限制了生物源DIC產(chǎn)生.

如表2所示，與c(DIC)呈正相關(guān)的指標(biāo)有SIc、EC、TA、pH. SIc能指示水中溶解的方解石是否飽和，SIc>0時，水中可能有方解石沉淀；SIc<0時，水中會溶解更多方解石；SIc=0時，則呈平衡狀態(tài). 由于碳酸鈣溶解會增加水Ca2+中和HCO3-的含量[27]，而HCO3-又是DIC的主要組成部分，所以SIc<0時，SIc越大說明水體中溶解離子越多，故SIc與c(DIC)、ρ(Ca2+)均呈正相關(guān). EC表示水中離子強(qiáng)度，水中離子含量的增減與EC關(guān)系密切，EC增加顯然會使c(DIC)升高. 淡水中DIC組成一般包括CO2、H2CO3、HCO3-、CO32-，表水層pH為7.87～8.43，此時水中幾乎不含CO32-，HCO3-占據(jù)絕對優(yōu)勢地位、H2CO3次之. 而當(dāng)pH=5～9、TA≥10-3molL或pH=6～8、TA≥10-4molL時，OH-、H+可忽略不計(jì). 此時DIC主要為HCO3-和CO2、H2CO3，而TA幾乎只含有HCO3-，故c(DIC)與TA呈正相關(guān).pCO2與pH呈負(fù)相關(guān)，根據(jù)碳酸平衡原理，如pH降低、水中CO2增多，導(dǎo)致pCO2、c(DIC)升高，但c(DIC)與pCO2相關(guān)性并不顯著，說明表水層中還有其他因素影響了c(DIC)的變化. 對于水溫與c(DIC)呈負(fù)相關(guān)，則可能是因?yàn)樗疁剌^高導(dǎo)致CO2溶解度降低或是光合作用增強(qiáng)所致.

表2 表層水體c(DIC)與各指標(biāo)的相關(guān)性

2.4 垂直剖面c(DIC)變化特征

有機(jī)物強(qiáng)烈礦化是深水層pCO2與DIC的重要來源[28]. 降水量增加時，大量有機(jī)物可能會被輸送到水庫中去；有機(jī)物在水庫中積累、分解，釋放出CO2等產(chǎn)物，從而維持了深水層的高pCO2和c(DIC)[28-29]. 因此，水庫中光合與呼吸作用在垂直方向上的變化，成為引起c(DIC)變化的控制因素. 但在水庫強(qiáng)烈的熱分層期間，由于水體在垂直方向混合較差，深水層CO2并未大量擴(kuò)散至表層[29]，故深水層pCO2與c(DIC)維持在較高水平，而表水層則處于較低水平.

水溫決定了水體的理化性質(zhì)，并進(jìn)一步影響其他水質(zhì)指標(biāo)和反應(yīng)過程[30]. 水溫在垂直剖面上與c(DIC)呈負(fù)相關(guān)(見圖6). 隨水深增加，EC在表水層至溫躍層內(nèi)迅速升高，而在深水層內(nèi)則波動范圍較小(見圖4). 這是因?yàn)檠雌趲靺^(qū)來水量大、水流速度較快，表層水體受到稀釋效應(yīng)影響導(dǎo)致離子濃度降低[22,31]，而深層水體受擾動較弱等因素使離子含量較高，由于EC與c(DIC)成正比關(guān)系，故c(DIC)隨水深變化趨勢與其相似. 與表水層不同，pCO2與c(DIC)在垂直方向上呈正相關(guān). 這是因?yàn)殡S著水深增加，水生生物呼吸及有機(jī)質(zhì)降解生成的CO2進(jìn)入水中，其中一部分CO2反應(yīng)后還會生成碳酸鹽，故導(dǎo)致pCO2和c(DIC)增大.

如圖6所示，所有采樣點(diǎn)均位于1∶1等量線下方，即c(DIC)總是略高于TA. 剖面水體pH均為7.82～8.27，在此水平下，水中僅存在少量游離CO2和H2CO3，CO32-幾乎可略去，TA基本上都是HCO3-，而HCO3-在DIC組成中占絕對優(yōu)勢，此時DIC僅比TA多一個游離碳酸項(xiàng)，因此c(DIC)與TA也呈正相關(guān).

圖6 垂直剖面水溫、EC、pCO2、TA與DIC線性擬合

2.5 δ13CDIC的影響因素

河流DIC是一個開放的動態(tài)系統(tǒng)，淡水中δ13CDIC組成變化范圍較大，土壤CO2、基巖、有機(jī)物和大氣作為DIC來源的碳庫具有明顯不同的δ13C特征[2,32]，故根據(jù)δ13CDIC可確定DIC來源. 海相碳酸鹽巖δ13C約為0.5‰[33]，大氣CO2的δ13C約為-8‰，C3植物的δ13C為-30‰～-24‰，C4植物的δ13C為-16‰～-10‰. 土壤CO2主要來源于土壤有機(jī)質(zhì)氧化和植物根系呼吸[15]，其δ13C取決于上覆植被光合作用途徑以及驅(qū)動植物和微生物呼吸的有機(jī)質(zhì)來源，這種生物源CO2的δ13C組成與有機(jī)質(zhì)δ13C組成具有相似數(shù)值[32]. 故C3與C4植物的相對比例和CO2擴(kuò)散速率決定了土壤CO2的δ13C. CO2擴(kuò)散導(dǎo)致同位素升高約4‰，故研究區(qū)內(nèi)土壤CO2的δ13C應(yīng)為-26‰～-6‰[34].

研究區(qū)碳酸鹽巖廣布，假使DIC由碳酸鹽礦物和土壤CO2以大約相等的量產(chǎn)生，則土壤CO2溶蝕碳酸鹽礦物產(chǎn)生的DIC，其δ13C應(yīng)為-13‰～-3‰，而水樣δ13CDIC均在-7.45‰～-1.26‰之間，XU等[35]通過對河水主要離子和鍶同位素的研究發(fā)現(xiàn)，碳酸鹽巖風(fēng)化對δ13CDIC影響較大. 表水層具有較高的δ13CDIC和較低的pCO2(見圖2、3)，δ13CDIC分布在-6.39‰～-1.26‰之間，庫區(qū)和壩前的δ13CDIC明顯高于-3‰，這表明研究區(qū)部分碳酸鹽礦物溶解可能由額外的酸所促成. 當(dāng)碳酸鹽礦物被其他酸(如硫酸、硝酸等)溶解時[27]，其δ13CDIC與碳酸鹽巖礦物相同(δ13C=0.5‰).

LI等[34]利用來自河流和泉水的碳同位素組成和主要離子數(shù)據(jù)證實(shí)，硫酸是北盤江碳酸鹽巖風(fēng)化的原因. 碳酸鹽巖風(fēng)化可以通過與硫酸反應(yīng)來增強(qiáng)，硫酸參與碳酸鹽風(fēng)化是δ13CDIC偏正的重要原因[34]. 此外，由于石灰?guī)r滲透性和薄土壤的低保水性，其生境中植物常遭受暫時的水分脅迫[25]，并通過其根部分泌更多的酸促進(jìn)了巖溶作用. 深水層中δ13CDIC變化范圍較窄，在-7.45‰～-5.32‰之間，平均值為-6.39‰，比表水層δ13CDIC更偏負(fù)，這是因?yàn)樯镌吹腄IC所占比例較大，而有機(jī)物降解產(chǎn)生的CO2其δ13C更偏負(fù).

河流筑壩一方面攔截泥沙和懸浮物并降低流速和渾濁度；另一方面也將氮、磷等營養(yǎng)元素攔截下來，因而更有利于初級生產(chǎn)力發(fā)展與養(yǎng)分循環(huán). 水庫中的初級生產(chǎn)力可引起CO2和δ13CDIC變化. 事實(shí)上，表水層中水生自養(yǎng)生物在進(jìn)行光合作用消耗CO2的過程中優(yōu)先使用12CO2作為碳源[32]，導(dǎo)致剩余DIC中富集13C. 由于生物碳泵效應(yīng)的存在[2]，水生植物進(jìn)行光合作用時也會利用DIC，導(dǎo)致表水層中pCO2和c(DIC)降低. 庫區(qū)地形起伏較大，由于河流上水壩的存在，氣體經(jīng)常與大氣中的CO2交換碳[36-37].

如圖7所示，光照水庫c(DIC)與δ13CDIC的線性擬合在表水層呈負(fù)相關(guān)，可能是因?yàn)橹Я鲗⒏嗤寥繡O2輸入到河中導(dǎo)致δ13CDIC較低，但不太可能是支流將更多有機(jī)質(zhì)輸入河道后被降解致使δ13CDIC偏低，因?yàn)榇颂幒恿髀洳钶^大，有機(jī)質(zhì)礦化持續(xù)時間較短. 庫尾較高的c(DIC)對應(yīng)較低的δ13CDIC，可能是生物源DIC比例較大所致；而庫區(qū)至壩前這一段，由于輸入到庫區(qū)的土壤CO2相對減少、碳酸鹽礦物溶解進(jìn)水體比例相對增大，δ13CDIC逐漸偏正，這與圖2和圖3呈現(xiàn)規(guī)律相符. 事實(shí)上，1～3號采樣點(diǎn)水體c(DIC)與δ13CDIC均逐漸升高(見圖3)，即c(DIC)越高δ13CDIC越高. 入庫河流處較高的DIC應(yīng)歸因于生物源CO2流入占比較高，故其δ13CDIC偏低.

圖7 表層水體EC、pCO2、TA、DIC與δ13CDIC線性擬合

δ13CDIC與pCO2、c(DIC)的線性擬合在水柱面上均呈負(fù)相關(guān)，而表水層pCO2與δ13CDIC卻呈正相關(guān)，造成這種差別的重要原因是熱分層效應(yīng)和水中光合呼吸作用的變化. 表水層直接受太陽照射溫度較高，而光強(qiáng)隨水深增加逐漸減弱，水柱面上出現(xiàn)密度差異，水團(tuán)不能充分混合，故溫躍層上下的水體理化性質(zhì)存在顯著變化，進(jìn)而影響了水中生物地球化學(xué)過程. 降水過程中，匯入河道的水體帶有大量有機(jī)物，這些水體比水庫原有的水更冷、更重，更易進(jìn)入水庫中較深水層. 深水層中，有機(jī)質(zhì)降解時產(chǎn)生大量CO2，導(dǎo)致pCO2和c(DIC)升高. 呼吸過程產(chǎn)生的DIC無明顯碳同位素分餾，但有機(jī)碳分解會優(yōu)先釋放12C[32]，導(dǎo)致深水層中δ13CDIC偏負(fù). δ13CDIC與pCO2呈負(fù)相關(guān)，因此呼吸作用是控制深水層δ13CDIC的重要因素，水柱面中δ13CDIC的變化趨勢與該結(jié)論相符(見圖5). 光合作用也會影響δ13CDIC變化，浮游植物優(yōu)先吸收12C，導(dǎo)致剩余DIC相對富集13C. 表水層pCO2與δ13CDIC呈正相關(guān)，故光合作用對表水層無機(jī)碳平衡起到更大的作用.

3 結(jié)論

a) 在河流上攔截筑壩形成水庫后，導(dǎo)致光照水庫逐漸向湖泊型生態(tài)系統(tǒng)演化. 庫區(qū)水體出現(xiàn)明顯的熱分層現(xiàn)象，顯著影響了水體理化性質(zhì)及其生物地球化學(xué)循環(huán)過程.

b) 庫區(qū)水體化學(xué)性質(zhì)明顯受碳酸鹽巖風(fēng)化過程的控制，但硫酸、硝酸及有機(jī)酸等也對流域內(nèi)碳酸鹽巖風(fēng)化起到促進(jìn)作用. 由c(DIC)及其δ13C的變化特征可知，庫區(qū)水體DIC的主要來源為碳酸鹽礦物的溶解以及土壤衍生CO2. 從庫區(qū)上游至下游，表層水體c(DIC)整體上呈降低趨勢，而δ13CDIC則逐漸升高. 光合作用對表層水體DIC及δ13CDIC的影響不顯著，相反，輸入庫區(qū)水體中的土壤CO2與碳酸鹽礦物的相對比例顯著影響了c(DIC)及其δ13C的沿程變化趨勢. 由于水體存在熱分層，在整個垂直剖面上各指標(biāo)均有不同程度變化，其中溫躍層各指標(biāo)變化最顯著. 在深水層中，呼吸作用占據(jù)優(yōu)勢地位，有機(jī)質(zhì)降解釋放CO2進(jìn)入水體但并未大量擴(kuò)散至表層，故隨著水深增加，c(DIC)逐漸升高而δ13CDIC漸趨偏負(fù).