2019, Vol. 31 
(2: 中国科学院大学, 北京 100049)
(3: 安徽师范大学地理与旅游学院 江淮流域地表过程与区域响应安徽省重点实验室, 芜湖 241003)
(4: 中国科学院南京地理与湖泊研究所, 湖泊与环境国家重点实验室, 南京 210008)
(2: University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, P.R.China)
(3: Anhui Province Key Laboratory of Earth Surface Processes and Regional Response in the Yangtze-Huaihe River Basin, College of Territorial Resources and Tourism, Anhui Normal University, Wuhu 241003, P.R.China)
(4: State Key Laboratory of Lake Science and Environment, Nanjing Institute of Geography and Limnology, Chinese Academy of Sciences, Nanjing 210008, P.R.China)
湖泊等内陆水体虽然面积小，但生产力很高，与陆地生态系统物质、能量和信息交换强烈，是全球碳循环的重要组成部分.因此，湖泊等淡水生态系统碳循环研究已成为当前全球碳循环研究的前沿和热点问题，相关成果已连续在Nature、Science、PNAS等杂志上发表[1-4].已有的碳排放估算结果显示，全球内陆水体CO2排放量约为2.419 Pg C/a，其中湖泊和池塘为0.571 Pg C/a[5]，水库为0.048 Pg C/a[6]，河流为1.8 Pg C/a[3]，与IPCC最新估算的陆地生态系统净碳吸收量(2.6 Pg C/a)以及海洋水体碳吸收量(2.3 Pg C/a)相当[7].可见，湖泊水体水-气界面CO2排放量约占内陆水体排放量的25 %，在区域和全球碳循环中起着不可忽略的作用.
目前内陆湖泊CO2总排放量的估算仍存在很大不确定性，其中一个主要原因就是湖泊样本代表性不够，特别是缺少亚热带地区大型湖泊的研究. Sobek等[8]关于全球4902个湖泊CO2的研究中，只有约8 %的湖泊位于南北纬40°以内；Holgerson等[5]关于全球湖泊和池塘碳排放估算427个样本中，仅有9个样本位于南北纬40°以内，且以中小型湖泊为主，大型湖泊(面积大于100 km2)仅有1个；在Barros等[6]关于全球水库CO2排放的研究中，亚热带地区样本仅占全球样本总量的2 %.实际上，全球湖泊样本代表性不足，会使CO2浓度及其碳通量估算出现偏差，增加全球湖泊碳收支估算的不确定性.
水体CO2浓度受到碳酸盐热力学平衡、光合作用、呼吸作用以及分解作用等生物物理化学过程的共同影响，而这些过程同时受全球变暖和人为活动的双重影响，使得CO2产生和排放过程变得更加复杂.例如，气候变暖诱导的全球水循环(降雨)的加强可增加径流，促使湖泊接收更多的陆源碳，影响湖泊碳源汇功能[9-10].同时，人类活动向湖泊等内陆水体输入大量的营养盐以及有机质等，这些过量的外源负荷一方面在水体中分解释放出大量的CO2[11]；另一方面造成水体富营养化及其初级生产力增加，光合作用增强，增加CO2吸收量，从而降低CO2浓度[12-14].此外，全球变暖也会显著改变水体富营养化程度[15].因此，在全球变化大背景下，加大富营养化湖泊CO2通量研究，有助于加强认识内陆水体C排放，明确湖泊的碳源碳汇问题.
巢湖是我国的五大淡水湖之一，也是典型的亚热带大型浅水湖泊.近30年来由于流域经济，特别是上游合肥市的快速发展，南淝河、十五里河、派河等流经河流污染严重，并直接排入西巢湖，导致西部湖区水体富营养化严重，蓝藻水华频繁暴发，中东部湖区富营养化程度相对较低[16-18].已有研究仅观测了冬季西巢湖中心单点的CO2通量[19]，不能代表巢湖整体水平的CO2排放特征.因此，为了揭示巢湖表层水体cCO2时空变化特征，分别于2017年春、夏、秋、冬4个季节对全湖进行采样，计算水-气界面CO2交换通量，分析影响巢湖水体CO2产生与转化的环境因素，并与全球其他相关湖泊结果进行对比分析，总结了亚热带大型富营养化浅水湖泊的CO2排放特征.本研究对明晰富营养化湖泊CO2产生与转换过程及其CO2排放特征等都具有参考价值.
1 材料与方法 1.1 巢湖概况巢湖(31°25′28″~31°43′28″N，117°16′54″~117°51′46″E，图 1)，位于安徽省合肥市，属长江下游左岸水系，面积约770 km2，东西长55 km，南北平均宽15 km，形态呈鸟巢状，平均水深2.69 m，最大水深3.77 m，蓄水量20.7×108 m3，是我国第五大淡水湖[20].巢湖入湖河流约33条，其中8条主要入湖河流贡献了总入湖水量的90 %，湖水仅通过裕溪河流入长江[21]，主要入湖河流按流量大小排序分别为杭埠河、南淝河、兆河、派河、柘皋河、白石天河、十五里河、双桥河[22].其中，西部的南淝河、十五里河及派河流经合肥市，东部的双桥河流经巢湖市，普遍水质污染严重；而位于中部和东部的杭埠河、柘皋河、白石天河与兆河，水量大，水质相对较好[22-23].因此，巢湖整体的水质情况西部湖区较差，总氮(TN)、总磷(TP)浓度明显高于中、东部湖区[21,24]，蓝藻水华暴发也更为频繁[25].
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图 1 巢湖采样点分布 Fig.1 Spatial distribution of sampling sites in Lake Chaohu |
本研究根据巢湖的自然形态和水质差异，将其分为东部(EL)、中部(CL)和西部(WL)3个湖区，共设置26个采样点，其中东部湖区8个，中部湖区7个，西部湖区11个(图 1).采样时间分别为2017年2月26 -27日(冬季)、4月27 -28日(春季)、8月22 -23日(夏季)和11月26 -27日(秋季)；每次采样2天，其中第1天中、东部湖区，第2天西部湖区.
水样采集使用500 ml聚四氟乙烯棕色塑料瓶，每个样点采集两瓶表层水样.每次采集前先用采样器采集表层水样，然后用水样将采样瓶冲洗两遍后收集水样.所有样品采集后，立即放入有冰块的保温箱里，运回实验室测定水体固有光学量和水体组分浓度.此外，本研究根据顶空平衡法[26]分析计算水样溶解CO2浓度(cCO2)，即在采样船上使用60 ml针筒抽取水面以下15~30 cm处40 ml水样一份，然后再抽取20 ml高纯氮气(纯度99.999 %)，接着剧烈振荡3~5 min，使目标气体在针筒的气相和液相部分达到平衡，通过针头将针筒气相部分的气体注入50 ml铝箔气袋中密封.同时采取一份30 ml水面以上2 m处的大气样品注入50 ml铝箔气袋中密封，并于顶空气体样品一起运回实验室进行分析.另外，使用哈希水质仪(HQ40d, Hach)现场原位测量水温(T)、pH、溶解氧(DO)浓度，并同步测量水体透明度、风向、风速等环境参数.
1.3 样品处理与数据分析 1.3.1 理化参数分析水样运回实验室后立即进行预处理和各项指标的测定.用1.2 μm孔径的GF/C滤膜将浮游植物过滤到滤膜上，通过丙酮萃取后，避光24 h后用分光光度计(Shimadzu UV-2600, 岛津)法测定叶绿素a(Chl.a)浓度.水样经0.7 μm孔径的GF/F滤膜过滤后，通过总有机碳分析仪(Shimadzu TOC-V CPN，岛津)测定溶解性有机碳(DOC)浓度.水样TN、TP浓度按照《水和废水监测分析方法》测定[27].
1.3.2 水体CO2浓度及CO2通量计算铝箔气袋运回实验室后，用带有三通阀的针筒抽取气袋内的气样，每次抽样5 ml.气样经Agilent-7890B气相色谱仪分析气样中CO2气体分压，通过CO2气体溶解平衡及亨利定律计算水体CO2的原始溶解浓度(cCO2)[28]，μmol/L，计算公式为：
| $ c{\rm{C}}{{\rm{O}}_2} = \left( {{p_{{\rm{Final}}}} \cdot {K_{{\rm{0Equilibrium}}}}} \right) + \left( {\frac{{HS}}{S} \cdot \frac{{{p_{{\rm{Final}}}}-{p_{{\rm{Initial}}}}}}{{{V_{\rm{m}}}}}} \right) $ | (1) |
式中，pInitial、pFinal分别代表高纯氮气中CO2的分压以及振荡平衡后混合气体中的分压，μatm；HS为采样针筒气相体积(本研究为20 ml)；S为采样针筒液相体积(本研究为40 ml)；Vm为CO2气体的摩尔体积；K0Equilibrium代表平衡时CO2气体气体的平衡常数，mol/(L ·atm)，计算公式为；
| $ {\rm{ln}}{K_{{\rm{0Equilibrium}}}} = -58.0931 + 90.5069\frac{{100}}{{{T_k}}}{\rm{ }} + 22.294{\rm{ln}}\left( {\frac{{{T_k}}}{{100}}} \right) $ | (2) |
式中，Tk为水样的温度，K.
本研究利用水-气界面CO2理论扩散模型计算CO2排放通量[29-31]，计算公式为：
| $ F = k\left( {c{\rm{C}}{{\rm{O}}_2}-{p_{{\rm{sample}}}} \cdot {K_{{\rm{0Equilibrium}}}}} \right) $ | (3) |
式中，F为水-气界面扩散通量，mg/(m2 ·d), F>0表示水体向大气中释放CO2，F < 0表示水体吸收大气CO2；cCO2为水体中的CO2浓度，利用公式(1)计算得到；psample为采样时水面上覆大气的CO2分压，μatm；k为气体交换速率, cm/h，是风速的函数，由公式(4)确定：
| $ k = {k_{600}}\left( {\frac{{{S_{{\rm{CT}}}}}}{{600}}} \right)^{-n} $ | (4) |
式中，n为风速相关的函数，即风速 < 3 m/s时，n = 1/2；风速>3 m/s时，n = 2/3；SCT为CO2气体施密特数，由表层水温求得：
| $ {S_{{\rm{CT}}}} = 1911.1-118.11T + 3.4527{T^2}-0.04132{T^3} $ | (5) |
式中，T为表层水体的温度，单位为℃. k600为当施密特数为600时对应的k值，鉴于k600的计算方程较多，本研究的k600由式(5~10)共同确定, 即取不同计算结果的平均值作为最终的k600.
| $ {k_{600}} = 2.07 + 0.215{U_{10}}^{1.7}\left( {{U_{10}} < 3\;{\rm{m/s}}} \right) $ | (6) |
| $ {k_{600}} = 0.72{U_{10}}\left( {{U_{10}} < 3.7\;{\rm{m/s}}} \right) $ | (7) |
| $ {k_{600}} = 0.45{U_{10}}^{1.64}\left( {3\;{\rm{m/s < }}10 < 5\;{\rm{m/s}}} \right) $ | (8) |
| $ {k_{600}} = 0.31{U_{10}}^2\left( {{U_{10}} > 3.7\;{\rm{m/s}}} \right) $ | (9) |
| $ {k_{600}} = 4.33{U_{10}}-13.3{\rm{ }}\left( {{U_{10}} > 3.7\;{\rm{m/s}}} \right) $ | (10) |
| $ {k_{600}} = 0.228{U_{10}}^{2.2} + 0.168 $ | (11) |
式中，U10为水面上10 m高处的风速，根据对数风廓线和观测高度的风速UZ计算得到：
| $ {U_{10}} = {U_Z}[1 + \frac{{{{({C_{{\rm{d}}10}})}^{\frac{1}{2}}}}}{K}{\rm{ln}}\left( {\frac{{10}}{z}} \right)] $ | (12) |
式中，Cd10为水面上10 m高处的阻力系数(0.0013 m/s)，K为冯卡门常数(0.41).
1.3.3 统计分析本研究所使用的观测数据中，Chl.a、POC、TP、TN 4个变量表现为严重偏态分布(偏度>2，最小值/最大值< 0.1)，因此本研究对该观测数据进行以10为底的对数变换，然后用R语言Hmisc库(4.0-3)进行相关分析，计算cCO2与其他变量之间的Pearson相关系数.
2 结果 2.1 巢湖水质参数时空变化特征 2.1.1 巢湖理化参数巢湖水温呈明显季节变化规律，2、4、8和11月采样时水温分别相差10℃左右，但是各次采样时空间上并无明显分异(变异系数CV均小于15 %).透明度在季节上呈现先增大后减少的变化，4月最高，且东、中部湖区高于西部湖区(图 2a).巢湖水体常年为碱性(pH为8.38)，8月全湖平均pH(8.83)高于其他3次采样(2、4和11月pH分别为8.52、8.14和8.03).溶解氧浓度冷季高(2和11月分别为13.06和10.98 mg/L)、暖季低(4和8月分别为8.98和9.14 mg/L)，表现为随温度升高而降低的季节特征(表 1).
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图 2 巢湖表层水体总磷和总氮浓度的空间分布 Fig.2 Spatial variation of TP and TN concentrations of surface water in Lake Chaohu |
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表 1 巢湖表层水体理化参数 Tab. 1 Physicochemical parameters of surface water in Lake Chaohu |
湖泊营养盐浓度主要受外源输入和内源释放的共同影响.本研究的4次采样结果表明，巢湖水体营养盐浓度(TN、TP)在空间上大致表现为西高东低的趋势，且西部湖区营养盐浓度的极大值往往出现在靠近河口的区域.全湖平均最高营养盐浓度也出现在夏季(8月)派河入湖河口区域，西部湖区明显高于中、东部湖区；在时间上营养盐浓度大致表现为暖季高、冷季低的趋势，西部湖区变化最为剧烈(图 2).
2.1.2 巢湖生物参数Chl.a、DOC浓度与水体中浮游植物、浮游动物及其他生物生命活动显著相关，可以间接反映水体中生物活动的强度. 2、4、8、10月巢湖Chl.a浓度均值分别为42.77、37.30、73.72、31.32 μg/L，8月明显高于其他月份. 4和8月Chl.a浓度极大值分别出现在东部湖区与西部湖区，这是由于东部湖区的绿藻和硅藻在春季生长旺盛，而入夏后西部湖区的蓝藻占据了总浮游生物量的70 % ~90 % [32-33].在4月的野外观测中，发现中西部湖区Chl.a浓度最低，这是因为采样时风速较大(平均风速4.3 m/s)，受风浪影响使得表层水体藻类减少. 2、4、8、10月DOC浓度的均值分别为7.03、12.97、4.99、5.16 mg/L，4月表现为极大值.空间上，DOC浓度与营养盐浓度相似，常在河口区域表现为高值，但是在8和11月的观测中发现湖中区域也存在高DOC浓度(图 3).
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图 3 巢湖表层水体叶绿素a和溶解性有机碳浓度的空间分布 Fig.3 Spatial variation of Chl.a and DOC concentrations of surface water in Lake Chaohu |
巢湖表层水体cCO2实测值的变化范围为13.31~55.47 μmol/L，其平均值表现为4月较高(31.11 μmol/L)，8月较低(20.77 μmol/L)，但在不同的湖区存在较大差异.在巢湖东部湖区，11月最高(27.65 μmol/L)，而2月最低(21.73 μmol/L)，4、8月相差不大；而中部湖区，11月高于4月，2、8月基本一致；在富营养化严重的西部湖区，4月最高(37.80 μmol/L)，8月最低(19.38 μmol/L)，2、11月基本一致，除了8月，西部湖区cCO2均为全湖最高值.因此，富营养化的西部湖区是全湖cCO2的热点区域.东、中部湖区不同月份两者数值比较接近，2、8月东部湖区稍微高于中部湖区(表 2和图 4).
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表 2 巢湖各湖区平均CO2浓度 Tab. 2 Mean CO2 concentration in different zones of Lake Chaohu |
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图 4 巢湖表层水体CO2浓度的时空变化 Fig.4 Temporal and spatial variation of CO2 concentration of surface water in Lake Chaohu |
基于野外实测数据，计算得到不同季节巢湖水-气界面CO2交换通量.巢湖水-气界面CO2交换通量在时间上表现为暖季(4、8月分别为492.79、346.78 mg/(m2 ·d))高、冷季(2、11月分别为-40.15和196.24 mg/(m2 ·d))低的特征，西部湖区变化较另外两个湖区更为剧烈(表 3).空间上，除了2、11月部分湖区的水-气界面CO2交换通量为负值，水体表现为CO2的汇，其他时间各个湖区都是CO2的源(图 5).虽然水-气界面交换通量还受风速、温度的影响，但是其在空间上的变化特征基本与cCO2一致，说明巢湖水体水-气界面CO2交换通量主要受cCO2控制，这与已有研究结果一致[34].
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表 3 巢湖各湖区水-气界面CO2交换通量平均值 Tab. 3 Mean water-air flux of CO2 in different zones of Lake Chaohu |
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图 5 巢湖水-气界面CO2交换通量时空变化 Fig.5 Temporal and spatial variation of water-air flux of CO2 in Lake Chaohu |
不同季节，cCO2与Chl.a浓度、pH和DO浓度均呈负相关关系，但是与DOC、TP和TN浓度的相关性却并不完全一致(表 4). cCO2与DOC浓度在2月份采样中呈显著负相关(P < 0.01)，在4月份采样中呈显著正相关(P < 0.01). cCO2与TP浓度在2、4月采样中呈显著正相关(P < 0.05)，而在11月采样中呈显著负相关(P < 0.05).对于不同湖区，cCO2与各参数的相关性呈现出明显的东西分化(表 5).在东部湖区cCO2与pH呈显著负相关(P < 0.01)，与TP浓度呈显著正相关(P < 0.05)，与其他参数不存在显著相关性.在中、西部湖区，cCO2与Chl.a浓度呈显著负相关(P < 0.05)，与DOC浓度呈显著正相关(P < 0.01).与东、中部湖区不同，在西部湖区cCO2与TP浓度呈显著负相关(P < 0.01).综合全湖来看，cCO2与Chl.a浓度、pH和DO浓度呈显著负相关(P < 0.01)，与DOC浓度呈显著正相关(P < 0.01).
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表 4 各次采样中巢湖水环境因子与cCO2的相关分析* Tab. 4 Correlation between CO2 concentration and physicochemical parameters in Lake Chaohu in different sampling times |
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表 5 巢湖各湖区水环境因子与cCO2的相关分析* Tab. 5 Correlation between CO2 concentration and physicochemical parameters in different zones of Lake Chaohu |
浮游植物通过光合作用从水体吸收CO2，降低cCO2；已有研究也证实Chl.a浓度与CO2浓度呈显著负相关[13,35-36]，浮游植物生物量可以通过Chl.a浓度表征[37].实际上，巢湖水体cCO2与Chl.a浓度也呈显著负相关(图 6a)，并且相关程度自东向西逐渐增强(表 5)，说明随着富营养化程度加剧和Chl.a浓度升高，湖泊水体通过光合作用固定CO2的能力也在增强.
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图 6 叶绿素a浓度与CO2浓度(a)和总磷浓度(b)的关系 Fig.6 Relationship between Chl.a concentrations and CO2 concentrations (a), TP concentrations (b) |
巢湖水体营养盐负荷呈西高东低的空间变化[16].西部湖区较高的营养盐负荷不仅加重水体富营养化程度，同时也促进浮游植物的生长，提高湖体cCO2与Chl.a浓度的负相关性.在低营养盐浓度的东部和中部湖区，Chl.a浓度与cCO2的相关性较差，但在高营养盐的西湖湖区，Chl.a浓度与cCO2的相关性较好(表 5).且在西部湖区，TP浓度与Chl.a浓度呈显著正相关(图 6b)，说明Chl.a对湖泊CO2的固定消耗能力在一定程度上受TP等营养盐浓度的限制.
3.2 表层水体溶解性有机碳浓度对cCO2的影响水生生物的呼吸和分解作用会释放CO2到水体，导致cCO2升高. DOC具有活泼的地球化学特性，可通过微生物分解作用为CO2的产生提供碳源，增加水体cCO2[38].巢湖中、西部湖区表层水体DOC浓度与cCO2呈显著正相关(图 7a)，说明DOC分解释放的CO2是巢湖水体CO2的一个重要来源.湖泊水体DOC的主要来源分为内源和外源，内源包括浮游生物生长代谢所产生的有机物[38]，外源主要来自陆地生态系统的输入等[11].国内外许多研究结果表明，湖泊水体中CO2与DOC浓度具有良好的相关性，微生物分解外源DOC产生的CO2是湖泊CO2的主要来源[3,8,11,39].已有研究表明，化学需氧量(COD)与DOC浓度具有显著的正相关关系[40]，而位于西部湖区的入湖河流南淝河、十五里河以及派河不仅污染严重，COD明显高于其他入湖河流[21-22]，同时水量较大，促使大量DOC输入巢湖，为湖泊水体CO2的产生提供大量的碳源，最终西部湖区cCO2均值高于另外两个湖区(表 2).此外，浮游植物在生长或消亡过程中也会释放大量DOC，为湖泊水体提供内源DOC[41].在三峡水库彭溪河研究中发现，在水华暴发期间，水体Chl.a浓度与DOC浓度呈显著正相关[35].但在本研究中，Chl.a与DOC浓度无显著正相关性，甚至表现出显著负相关性(图 7b).这是因为巢湖水体中DOC浓度主要受外源输入控制，内源浮游植物产生和释放作用对湖水DOC浓度影响较小.
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图 7 溶解性有机碳浓度与CO2浓度(a)和叶绿素a浓度(b)的关系 Fig.7 Relationship between DOC concentrations and CO2 concentrations (a), Chl.a concentrations (b) |
富营养化是指由于接纳氮、磷等营养物质过多，湖泊水体生态系统初级生产力异常升高的现象，主要表现为藻类及其他浮游生物异常繁殖[42].初级生产力的增加意味着水体生态系统将固定更多的CO2，进而降低cCO2. Balmer等[43]通过估算美国衣阿华州131个由于农业污染导致的富营养化湖泊夏季的溶解CO2浓度，发现在这些富营养化湖泊中，约60 %的湖泊CO2浓度低于大气对应的平衡浓度，其大小与初级生产力呈显著负相关.通过计算巢湖不同湖区全年平均的修正卡尔森营养状态指数(TSI)来评价其富营养化程度[44]，并与cCO2进行对比，发现巢湖整体都处于富营养化状态(东、中、西部湖区年均TSI分别为65.36、65.11与70.07)，并且类似于上述富营养化湖泊，巢湖平均cCO2在夏季也低于其他季节.不同的是，富营养化程度最高的西部湖区的年均cCO2高于另外两个湖区.这是因为虽然富营养化程度高的湖区具有较高的初级生产力潜力，但是实际初级生产力却受到多种环境因素制约而无法达到理论水平.同时，造成富营养化程度高的一大原因正是湖泊周边入湖河流输入的大量氮、磷等营养物质，所以富营养化程度高的湖泊接受的外源碳也较多，这种通过河流输入的外源碳已被证实是湖泊内溶解CO2的重要来源，并且与湖泊内的氮、磷营养盐水平呈正相关[45-46]，这种影响会在初级生产力较弱时表现出来，反映在平均水平上.巢湖入湖污染物约90 %是通过从西部湖区入湖的杭埠河、南淝河、十五里河与派河输入巢湖的[16]，因此西部湖区接受的外源碳最多，由此产生的CO2使得其年平均cCO2水平高于另外两个湖区.综上所述，富营养化现象外源的因与内源的果对于cCO2同时起着相反方向的作用，要定量描述诸如巢湖这样严重富营养化湖泊中不同过程影响程度的强弱需要进一步观测研究.
3.4 世界典型湖泊水-气界面CO2交换通量对比分析巢湖水-气界面CO2交换通量的年均值为247.04 mg/(m2 ·d)，明显小于位于亚马逊平原的热带湖泊，与亚热带和温带的湖泊相近，略小于寒带湖泊(表 6).寒带的深水湖泊Chl.a浓度较低，初级生产力低，光合作用对CO2的吸收较弱，陆源DOC分解作用在CO2产生转换过程中占主导地位，因此具有较高的CO2通量，表现为碳源[39,45-46].而不论是热带、亚热带还是温带湖泊，当其存在藻类大量繁殖的现象时，CO2通量与Chl.a浓度都存在显著负相关关系，并且部分湖泊在Chl.a出现极大值或者藻华暴发时，CO2通量为负值，湖泊表现为CO2的汇[12-14,47].而在严重富营养化的太湖，虽然在小区域中观测到湖体吸收CO2的现象，但是总体来看太湖仍是一个CO2的源，并且富营养化程度高的湖区排放量较高[48].在本研究中，巢湖水-气界面CO2交换通量也表现出类似的时空变化特征，但是其平均排放量低于太湖.因此，湖泊富营养化对碳通量的影响一方面受内源藻类光合作用的影响，富营养化导致藻类增加，固碳能力加强，降低CO2；但是，大量的外源输入，又会导致CO2升高，故富营养化湖泊碳排放表现出更为复杂的特征.鉴于富营养化是目前和今后较长时间湖泊面临的主要水环境问题，需要在更大时空尺度进行研究，阐明富营养湖泊碳源、碳汇及其环境控制机制问题.
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表 6 世界湖泊水-气界面CO2交换通量对比 Tab. 6 Comparative water-air flux of CO2 from previously publications in the world and current study |
巢湖表层水体年平均cCO2为26.27 μmol/L，具有明显的时空变化.在空间尺度上，主要表现为西部湖区cCO2较高，东部和中部湖区较低.在季节尺度上，主要表现为暖季(夏季)低、冷季(春、秋和冬季)高.巢湖表层水体cCO2主要受水体DOC浓度和Chl.a浓度影响，并且由于巢湖入湖河流污染较为严重，外源输入的DOC为巢湖水体CO2的产生提供了主要的碳源.巢湖年平均水-气界面CO2交换通量为247.04 mg/(m2 ·d)，小于全球其他湖泊的排放量.富营养化导致藻类生长旺盛，湖泊生产力增加，这可能使得湖泊在碳循环过程中从碳源转变为碳汇.
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