2015, Vol. 36
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, 蒲俊兵1
, 孙平安1, 袁道先1,2, 刘文1,2, 张陶1,2, 莫雪1,2
2. 西南大学地理科学学院, 重庆 400715
, PU Jun-bing1 , SUN Ping-an1, YUAN Dao-xian1,2, LIU Wen1,2, ZHANG Tao1,2, MO Xue1,2
2. School of Geographical Sciences, Southwest University, Chongqing 400715, China
陆地地表水域生态系统是大气CO2和CH4的重要来源之一，包括河流[ 1]、 天然湖泊[ 2, 3]、 池塘[ 4]、 水库[ 5, 6, 7, 8, 9]和湿地[ 10, 11, 12]. 科学量化水域水-气界面CO2和CH4交换通量对精确评价大气温室气体浓度上升趋势具有重要意义[ 13].
有关水-气界面温室气体交换的研究开始时主要集中在北温带和寒带的软水水库、 湖泊，这类型的水库、 湖泊水-气界面CO2的排放主要与新陈代谢平衡有关[ 14]. 但最近研究表明软水湖泊、 水库和硬水(或岩溶水)水库、 湖泊的碳循环过程存在明显的差异[ 15, 16, 17, 18, 19, 20, 21]，了解硬水环境中水-气界面温室气体的交换特征及控制机制，有助于量化这个特殊生态系统对全球碳循环的贡献[ 16]. 软水水库、 湖泊陆源碳输入主要以有机碳(DOC)为主[ 20]，有机碳在水库或湖泊内分解产生大量CO2，是其表层水体CO2过饱和的主要原因[ 14]； 但硬水(或岩溶水)水库、 湖泊陆源碳输入主要以无机碳(DIC)为主，富含DIC水体的输入一方面可以通过直接跟大气进行交换放出CO2，另一方面可以通过形成CaCO3沉淀放出CO2，这两个过程与系统中生物的新陈代谢过程无关，且由此产生的CO2通量往往大于由新陈代谢活动产生的CO2通量[ 6, 17, 19]. Finlay等[ 16]2015年最新的一项研究表明: 近十年来，由于气候变暖北美中部地区春季冰封期缩短，冰下CO2积累量减少，导致许多硬水湖泊春季和夏季的pH平均值逐年升高，增加了CO2的化学吸收量，气候变暖可能减少硬水湖泊的CO2排放量，使大部分硬水湖泊从向大气释放CO2逐渐变为吸收大气CO2.
水库水-气温室体气交换通量监测的主要方法包括: 模型计算法(水化学平衡法)、 静态箱法(通量箱法)、 微气象法、 遥感反演法，但由于监测技术、 环境及研究对象等的差异，目前尚无一种被确定的最为完善的方法[ 22]. 目前最常用的方法为模型计算法(thin boundary layer models，TBL)和静态箱法(floating chamber，FC)[ 13, 23]. 静态箱法成本低，方便拆卸与携带，可同时分析多种成分，分析精度高，结果可靠，是目前我国水库、 湖泊水-气界面温室气体交换通量监测最常用的方法[ 3, 7, 8, 9]. 但静态箱法多为手动操作，易产生人为误差，劳动强度大，且通常只能获得点上的通量数据，气体分析成本高，不适宜开展大区域、 长期的监测[ 2, 24, 25]. 模型计算法取样较为方便，且多在现场对样品进行直接分析处理，减少了环境对气体分析的影响，可实现对任何水生态系统水-气界面温室气体通量的连续监测[ 26]. 但模型计算法是基于气体水-气界面扩散的过程半经验模型方法，其对扩散过程的原理和驱动机制并没有很好的体现，因此模型计算的结果存在较大的不确定性[ 2, 25]. 因原理不同监测结果通常存在一定差异，逐年来的比较研究均表明，静态箱法获得的通量结果显著高于模型计算法[ 13, 27]. 最新一项研究[ 28]表明: 风速强、 水汽温差越大、 水深越大，这两种方法监测结果的差异就越小，且从稳定性的角度来看，峡谷河道型水库水体温室气体监测更适合使用模型计算法.
我国西南地区岩溶水库、 湖泊众多，其水化学特征受碳酸盐岩溶蚀风化产物所控制，形成“富钙偏碱高溶解无机碳”的特殊硬水环境，但人们对这些岩溶水库水-气界面温室气体交换特征、 过程及影响因素了解甚少. 为揭示不同地质背景控制下典型水库水-气界面温室气体交换的特征及控制机制，本文选取广西三座不同地质背景的水库，同时运用静态箱法(FC)和模型计算法(TBL)对其水-气界面温室气体(CO2、 CH4)交换通量进行比较研究.
1 材料与方法 1.1 研究区概况大龙洞水库位于广西上林县西燕乡，红水河支流清水江上游，库区位于23°30′01″~23°40′08″N，108°30′02″~108°36′04″E，水库始建于1958年，是一座利用天然岩溶洼地并堵塞洞穴、 落水洞和裂隙而形成的以灌溉为主，结合发电的大型水库. 库区长十余里，宽500~600 m，最宽处达1 km以上. 水库水源主要由30号大龙洞地下河及29号遐龙地下河供给，地下河补给区出露地层主要为下石灰统(C1)和中泥盆统东岗岭阶(D2d3)碳酸盐岩[ 29]，为典型的岩溶地下水补给型岩溶水库.
五里峡水库位于广西桂林市兴安县漠川河上游，库区位于25°30′06″~25°35′31″N，110°44′41″~110°47′12″E之间，建于1972年，主要由湘江支流漠川河补给，库容约1.08亿m3，是一座以灌溉为主，兼有发电、 防洪、 漓江补水等综合功能的大型水库. 水库中、 上游库区分布于岩溶区，出露的地层主要为中泥盆统东岗岭阶(D2d)碳酸盐岩； 下游及大坝地区出露的地层主要为中泥盆统信都组(D2x)砂岩夹页岩地层，岩溶区面积占水库库区总面积的45%，主要岩溶地貌为峰丛谷地[ 30]，为地表水补给型半岩溶水库.
思安江水库位于广西桂林市灵川县潮田乡与大境瑶族乡交界处，库区位于25°13′56″~25°16′21″N,110°36′27″~110°39′33″E. 建于1972年，主要由思安江补给. 集水区及库区为非岩溶区，出露的地层以中泥盆统郁江阶(D2y)石英砂岩，粉砂岩夹泥岩为主，为地表水补给型非岩溶水库. 各个水库环境特征如表 1所示.
 | 表 1 大龙洞水库、 五里峡水库和思安江水库环境特征 Table 1 Environmental characteristics of Dalongdong,Wulixia and Si'anjiang water reservoirs |
于2014年夏季在广西大龙洞水库(2014-07-12~2014-07-20)，五里峡水库(2014-08-22~2014-08-26)，思安江水库(2014-08-27~2014-08-30)，根据水库特征沿流程按照库尾、 库区、 坝前到坝下出库河流的顺序，设置监测点. 3个水库共设置29个监测点(如图 1)，其中大龙洞13个，五里峡水库10个，思安江水库6个(思安江水库由于坝下出库河流难以靠近，因此放弃取样). 为尽量排除不同天气对温室体气排放带来的影响，取样期间均为晴天，取样时间在09:00~14:00.
 | 图 1 大龙洞水库、 五里峡水库和思安江水库采样点示意 Fig. 1 Sampling sites in Dalongdong,Wulixia and Si'anjiang water reservoirs |
采用自主设计制作的浮游静态箱[ 31]进行水-气界面CO2、 CH4交换通量观测. 气体采样箱为直径30 cm，高40 cm的不锈钢圆筒，箱体内放置有隔热材料，防止因阳光直射导致箱内温度升高； 采样箱内部装有小型风扇，用以充分混合箱内气体. 箱体下水之前，接通风扇电源并将箱体倒置5 min，使箱内气体混合均匀，静态箱下水后，利用100 mL针筒采集采样箱内气体作为背景浓度，然后分别隔5、 5、 10、 15 min采集一次气样，共采集5次历时35 min，此外研究期间每天取一个大气样品，气体样本保存于1 L气样袋中，密封避光保存. 气样袋取回实验室后48 h内用Agilent 7890B气相色谱仪进行CO2浓度分析. 采用六通阀进样(100℃)，用纯度为99.999%的氮气为载体(21 mL ·min-1)，先经g3591-81121色谱柱(60℃)分离，再通过镍转化炉(375℃)将CO2转化成CH4，最后用FID(250℃)检验. 用200×10-6、 500×10-6、 1 000×10-6、 2 006×10-6的CO2标气(由广西国信气体研究有限公司提供)对Agilent 7890B气相色谱仪进行校正，校正曲线相关系数大于0.999. 每个气体检测两次，标准偏差控制在1%以内，气体浓度变化的线性要求相关系数大于0.9，否则剔除该点气体数据. 所有气体测试工作均在国土资源部岩溶动力学重点实验室完成.
现场用WTW3430多参数水质测定仪测定水温(T)、 溶解氧(DO)、 pH值，电导率(Spc)； 用YSI6600多参数水质测定仪测定浊度(Tb)，叶绿素a(Chla)； 在35 min的气体取样期间内用KANOMAX6036手持式风速仪每分钟一次测定水面上0.5m处的平均风速； 用萨氏透明盘测定水体透明度； 用碱度试剂盒(德国Merck公司)滴定HCO－3，精度为0.01 mg ·L-1. 阴阳离子的测定参照文献[ 30]进行. 阴阳离子测试均在中国地质科学院岩溶地质研究所完成.
1.3 温室气体交换通量计算方法 1.3.1 静态箱法静态箱法，是通过测定静态箱内气样浓度变化率来计算水-气界面的CO2和CH4交换通量，计算公式为[ 32]:
模型估算法，是根据空气和水体内气体成分的浓度梯度并运用Fick定律，通过公式(2)来估算通量[ 22].
K是模型估算中重要的参数，目前世界范围内对K的确定绝大多数研究者采用1989年Jahne等建立的数学模型[式(3)].
水体二氧化碳分压(pCO2)则利用 WATSPEC[ 35]软件来计算:
各水库表层水体主要理化性质如表 2所示. 各水库表层水温在27.2~30.7℃ 之间，pH值在8.05~8.63之间，均显略碱性. 大龙洞水库和思安江水库透明度较高，五里峡水库悬浮颗粒物较多，平均透明度只有1.99 m. 从TOC、 DOC、 TN等营养物质浓度来判断，3个水库营养水平较低，但相比其他两个水库，大龙洞水库TOC、 DOC、 TN等营养物质浓度相对较高. 大龙洞水库表层水体叶绿素a(Chla)范围在1.2~5.3 μg ·L-1之间，平均3.12 μg ·L-1，溶解氧范围9.53~10.88 mg ·L-1之间，平均10.21 mg ·L-1，从这两个生物指标来判断，大龙洞水库表层水体藻类生物总量及光合作用强度要大于其他两个水库. 3个水库表层水体的硬度及电导率相差较大，按硬度和电导率大小排序: 大龙洞水库>五里峡水库>思安江水库，根据美国地质调查局制定的标准(http://www.tvdsb.ca/uploads/ScienceProbeware/totalwaterhardness)，思安江水库、 五里峡水库、 大龙洞水库分别属于软水、 中等软水、 硬水，由此看出岩溶地下水补给型水库硬度及离子强度较高.
| 表 2 水体理化性质1) Table 2 Physical and chemical characteristics of the water bodies |
大龙洞水库的Ca2+浓度远高于五里峡水库和思安江水库，前者约是后两者的3倍和6倍. 3个水库表层水体中HCO3-都是主要的阴离子，占总阴离子的百分比的大小分别是: 大龙水库91.96%，五里峡水库90.50%，思安江水库77.50%. 但从绝对值上看，大龙洞水库表层水体的HCO3-浓度要远比五里峡水库和思安江水库的高，前者分别是后两者3倍和5倍. 根据各水库水化学数据(图 2)可以看出大龙洞和五里峡水库表层水体水化学类型为舒卡列夫分类法中的HCO3-Ca型，思安江水库表层水体属HCO3-Ca+Mg型. 由此可以看出大龙洞水库水化学主要受碳酸盐平衡体系控制，五里峡水库和思安江水库虽受碳酸盐平衡体系影响，但DIC含量相对较低.
 | 图 2 水化学三角图 Fig. 2 Ternary diagram for major ion composition in three water reservoirs |
从静态箱法监测的结果来看(表 3)，各水库CO2交换通量差异较大. 其中大龙洞水库各监测点均为大气CO2的源，库区CO2交换通量的范围为36.27~247.77mg ·(m2 ·h)-1(正值表示水体向大气排放)，平均值为146.85 mg ·(m2 ·h)-1，出库水体CO2交换通量要远高于库区，平均1 378.62 mg ·(m2 ·h)-1，后者大概是前者的9.37倍. 五里峡水库库区除W4和W5是大气CO2的源外，其余均为大气CO2的汇，范围为-28.49~48.30 mg ·(m2 ·h)-1(负值表示水体吸收大气气体)，平均值为-5.99 mg ·(m2 ·h)-1，出库水体则均为大气CO2的源，平均490.18 mg ·(m2 ·h)-1. 思安江水库库区均为大气CO2的汇，变化范围为-22.83~-65.31 mg ·(m2 ·h)-1，平均值为-44.79 mg ·(m2 ·h)-1.
| 表 3 水库水-气界面CO2交换通量1) Table 3 CO2 efflux across water-air interface in three water reservoirs |
表 3显示，3个水库库区CO2交换系数在0.15~10.69 cm ·h-1之间，模型CL98>模型CW03>模型MY95. 监测期间3个水库风速均较低，变化范围在0.38~3.94 m ·s-1之间，其中五里峡水库库区平均风速为1.68 m ·s-1，大于大龙洞水库库区(0.85 m ·s-1)和思安江水库库区(0.96 m ·s-1). 根据风速通过不同的经验公式计算出来的CO2交换系数(K)五里峡水库>思安江水库>大龙洞水库. 大龙洞水库库区表层水体pCO2平均1 123.90×10-6，分别是五里峡水库库区和思安江水库库区的2.64、 14.07倍. 虽然大龙洞水库库区风速最低，但由于其水体pCO2较高，因此不同模型计算的结果显示，大龙洞水库CO2交换通量仍大于其他两个水库.
从模型CL98计算结果来看(表 3)，大龙洞水库出库水体平均CO2交换通量为331.8mg ·(m2 ·h)-1，是库区平均值[29.75 mg ·(m2 ·h)-1]的11.15倍； 五里峡水库库区总体上看是大气CO2的汇，平均-3.49 mg ·(m2 ·h)-1，出库水体是大气CO2源，平均89.91 mg ·(m2 ·h)-1； 思安江水库库区均为大气CO2的汇，平均-21.1 mg ·(m2 ·h)-1. 模型CW03计算结果与模型CL98计算结果比较接近，后者是前者的0.58~1.24倍，平均1.14倍； 模型MY95计算结果与模型CL98计算结果相差较大，后者是前者的0.88~16.68倍，平均5.97倍.
2.4 水-气界面 CH4交换通量图 3显示，3个水库均为大气CH4的源，用静态箱法获得的CH4交换通量范围为0.03~18.42 mg ·(m2 ·h)-1. 大龙洞水库CH4交换通量最大，库区变化范围为0.08~2.76 mg ·(m2 ·h)-1，平均0.50 mg ·(m2 ·h)-1，出库水体平均10.73 mg ·(m2 ·h)-1，是库区CH4交换通量的20倍. 五里峡水库CH4交换通量最小，库区变化范围为0.03~0.42 mg ·(m2 ·h)-1，平均0.17 mg ·(m2 ·h)-1，下游W8和W5号CH4交换通量相对较大，出库水体平均1.80 mg ·(m2 ·h)-1，出库水体CH4交换通量大概是库区的10倍. 思安江水库库区CH4交换通量在前两水库之间，平均0.30 mg ·(m2 ·h)-1，变化范围为0.14~0.61 mg ·(m2 ·h)-1，最大值出现在上游S3号点.
 | 图 3 水库水-气界面CH4交换通量 Fig. 3 CH4 efflux across water-air interface in three water reservoirs |
静态箱法与模型CL98和模型CW03具有显著的相关性(R2=0.859，0.840)，但与模型MY95相关性并不显著(R2=0.229). 虽然静态箱法监测结果与模型CL98和模型CW03计算结果具有较好的相关性，但前者普遍高于后两者，这结果与Matthews等[ 13]和Duchemin等[ 27]的研究结果相似. 总体上看，静态箱法平均是模型CL98的4.24倍，是模型CW03的5.01倍，是模型MY95的62.12倍. 这表明静态箱法与模型计算法的结果存在较大差异. 从低风速环境中推导出的模型CL98(平均风速1.37 m ·s-1)[ 14]和模型CW03(0~3.7 m ·s-1)[ 34]计算的CO2交换通量具有较好的相关性(R2=0.992)，从高风速环境中推导出来的模型MY95(>3.7 m ·s-1)[ 35]计算的CO2交换通量与其他两个模型差异较大. 上已叙述，监测期间3个水库风速均较低，变化范围在0.38~3.94 m ·s-1之间，因此模型CL98和模型CW03计算出来的CO2交换通量要比模型MY95更接近3个水库的实际情况，而从风速环境的角度来看，本文所研究的水库更适合使用模型CL98.
3.2 误差分析由于受到水柱光合作用、 呼吸作用及瞬时气象过程(水汽温差、 瞬时风速等)的影响，水库水-气界面CO2和CH4具有显著的昼夜变化[ 9]，本研究在09:00~14:00对各采样点进行历时35 min的采样，因此仅代表夏季分层期间09:00~14:00时间段内的水-气界面碳交换通量.
有关研究表明，当风速减少时由穿透对流[ 36, 37]和降雨[ 38, 39]等其他因素产生的表面紊流会增加，从而增大水-气界面气体交换速率，但这些因素并没有结合到风速模型计算当中. 本研究期间均为晴天，可排除降雨对CO2交换系数的影响，但由于取样期间白天水温低于气温，故在低风速环境中水-气间冷热能量交换成为CO2交换系数主要误差[ 37, 40]. 目前为止尚无研究表明穿透对流到底对水库水-气界面CO2交换产生多大影响，但可推测在穿透对流的影响下，根据风速计算出来的CO2交换通量要小于实际情况.
Matthews等[ 13]认为静态箱测得的通量比实际通量要高. 分析认为本研究通过静态箱法获得的CO2交换通量和CH4交换通量同样存在略高于实际值的情况.
误差主要来源于以下几个方面: ① 由于静态箱是一种非稳态箱，在风和湍流的影响下，静态箱会上下左右浮动，虽然已尽量控制静态箱的左右移动，但每次静态箱仍出现大约0.3 m左右的位置移动，另一方面静态箱内设置有低速小风扇用于混合箱内气体，这两方面均增加了水-气界面的扰动，改变了被测表面空气的自然湍流状况. ② 虽然本研究所用的静态箱表层均有隔热、 防辐射材料，但仍不能完全排除箱体笼罩后造成的微环境引起箱内气体与水体表面产生热对流，白天静态箱法会高估了碳通量[ 13]. ③ 在低风速( < 3.7 m ·s-1)[ 34]环境中箱内水体扰动比箱外强烈，上已叙述，监测期间3个水库风速均较低，变化范围在0.38~3.94 m ·s-1之间，这使得静态箱法获得的气体通量偏高.
模型法和静态箱法因原理及误差来源不同监测结果存在一定差异，目前对引起上述差异的主要环境因素仍不清晰. 实际气体交换通量应介于模型法和静态箱法监测通量之间，但实际气体交换通量与监测结果的定量关系还有待进一步研究. 为了进一步提高各监测方法的精度，今后静态箱的设计及取样过程应尽量减少水-气界面的扰动，而在选择计算模型的时应考虑研究区风速环境与模型推导时风速环境的相似性.
3.3 不同地质背景的水库水-气界面温室气体交换通量比较由表 4可以看出，水库总体表现为CO2和CH4的源，向大气释放CO2和CH4. 与其他静态箱法研究结果对比，岩溶地下水补给的大龙洞水库库区CO2交换通量[146.85 mg ·(m2 ·h)-1]较高，高于一般的温带、 亚热带非岩溶水库，而五里峡水库库区和思安江水库库区则成为大气CO2的汇. 与其他模型法研究的结果对比，大龙洞水库CO2交换通量与同样由岩溶水补给(地表河流补给)的红枫湖水库[ 42]和乌江渡水库[ 42]、 美国的Burr Oak Lake[ 21]接近，高于一般的温带、 亚热带非岩溶水库； 但远低于其他热带非岩溶水库. 以上现象表明岩溶水库水-气界面CO2交换通量与其他非岩溶水库差别较大.
| 表 4 世界各水库水-气界面CO2、 CH4交换通量1) Table 4 Greenhouse gases efflux across water-air Interface in main reservoirs around the world |
由静态箱法获得的大龙洞水库CH4交换通量与Porttipahta[ 43]、 Laforge-1[ 43]、 Revelstoke[ 41]等温带水库相似，而五里峡水库库区和思安江水库的CH4交换通量则略低于其他温带水库，这是由于五里峡水库库区和思安江水库水位较深，CH4气泡在上升到水面过程中容易被氧化为CO[ 22]2. 另一方面值得注意的是大龙洞水库出库水体CO2、 CH4交换通量分别是库区表层水体的9.37、 20倍，而五里峡 水库虽然库区总体是大气CO2的汇，但出库水体CO2交换通量却达490.18 mg ·(m2 ·h)-1，出库水体CH4交换通量是库区水体10倍. 这是由于这两个水库均为底部泄水，底层水体已接近缺氧状态，上层沉降下来的有机质在底层被分解释放CO2、 CH4； 当富含气体的水通过水轮机时，静水压力突然降低，大量气体会从水中逃逸出来. 这个过程较短，对于甲烷来说氧化细菌没有时间氧化，从而导致大量气体释放到空气中，这与喻元秀等[ 44]的研究相类似，因此，无论是岩溶水库还是非岩溶水库，如何控制出库水体温室气体排放问题值得关注.
3.4 不同地质背景的水库水-气界面温室气体交换影响因素分析五里峡水库库区和思安江水库为大气CO2的汇，主要有以下几个原因: ① 这两个水库均位于亚热带季风气候带，为山区峡谷型水库，消落带较少，淹没的土壤有机质和植物等生物体较少. 通常温室气体排放通量在水库蓄水2~3 a后达到最大，之后逐渐降低[ 49]，五里峡水库库区和思安江水库库龄分别为35 a和9 a，不稳定的有机物在蓄水后几年已经被分解. ② 两个水库上游的集水区植被保护较好，地表水输入的DOC、 TOC、 TN等营养物质浓度较低； ③ 思安江水库集水区和库区的地质背景以石英砂岩，粉砂岩夹泥岩为主，主要成分为SiO2； 虽然五里峡水库库区中、 上游库区分布于岩溶区，主要出露地层为中泥盆统东岗岭阶(D2d)碳酸盐岩； 但其集水区和下游及大坝地区主要出露地层为中泥盆统信都组(D2x)砂岩夹页岩地层，所以如上水化学数据分析所述思安江水库水体水化学几乎不受碳酸盐平衡体系影响，库区表层水体pCO2平均值为79.89×10-6，远低于大气pCO2(398.10×10-6)； 五里峡水库虽受碳酸盐平衡体系影响，但DIC含量相对较低，库区表层水体pCO2平均值为421.10×10-6，只有W4、 W5、 W6号监测点水体pCO2大于大气pCO2(表 3).
大龙洞水库成为大气CO2的源，主要是因为其由富含溶解无机碳(DIC)的岩溶地下水补给. 地下水主要来源于雨水，多数情况下雨水流经土壤层再渗入岩石圈，当水流渗入土壤时，与土壤CO2达到平衡，微生物在土壤层氧化有机质和植物根系呼吸作用过程中，土壤CO2浓度可达1 000×10-6，甚至达100 000×10-6，远高于大气CO2浓度，溶解CO2生成的碳酸可降低水体pH值，并增强地下水对围岩(碳酸盐岩)的溶解，由此，形成大量DIC. 加上岩溶地区土层薄，土壤保水能力低，大量土壤有机质可随雨水通过管道、 裂隙、 落水洞等介质快速进入地下河，在微生物作用下同样形成大量DIC. 地下水中大部分DIC以HCO3-的形式存在[ 50]. 当富含DIC水体的流入水库时，由于压强减少，流速减慢，部分溶解性CO2可以直接溢出水体，而另一部分DIC则形成CaCO3沉淀增加水-气界面CO2交换通量[ 17, 19]. 另一方面，与其他地表水补给的硬水水库或岩溶水库不同的是，在水库分层期间地下河补给的DIC和DOC等其他营养物质直接汇入到水库底水层，由于地下水温度相对较低，密度大，受热分层的影响，这部分水体与表层水体交换较少，大多数沿底水层向下游传输(图 4). 底水层与大气隔绝并基本上不发生扰动，加上热带和亚热带地区生物群落的呼吸速率较高，因此低纬度地区几乎所有水体(除高度贫营养的深水湖泊外)都呈厌氧状态[ 51]，大部分有机质在向水库下游传输的过程中被微生物分解产生CO2和CH4.
 | 图 4 岩溶水库温室气体产生机制与排放途径(改自文献[ 22]) Fig. 4 Generation mechanism and emission pathway of greenhouse gases in a groundwater-fed reservoir in karst area |
(1)静态箱法获得的CO2、 CH4交换通量可能略高于实际值，而模型法获得的结果则略低于实际值，静态箱法平均是模型法的4.24~5.01倍，但静态箱法监测结果与模型法获得的结果具有显著的相关性. 两种方法获得的结果均显示: 岩溶水库——大龙洞水库库区和出库水体均为大气CO2、 CH4的源； 半岩溶水库——五里峡水库库区总体上为大气CO2的汇、 大气CH4的源； 出库水体均为大气CO2、 CH4的源； 非岩溶水库——思安江水库库区均为大气CO2的汇、 大气CH4的源.
(2)静态箱法监测结果显示，大龙洞水库库区CO2、 CH4交换通量平均值分别为146.85 mg ·(m2 ·h)-1、 0.50 mg ·(m2 ·h)-1，出库水体平均1 378.62 mg ·(m2 ·h)-1、 10.73 mg ·(m2 ·h)-1； 五里峡水库区CO2、 CH4交换通量平均值分别为-5.99 mg ·(m2 ·h)-1、 0.17 mg ·(m2 ·h)-1，出库水体平均490.18 mg ·(m2 ·h)-1、 1.80 mg ·(m2 ·h)-1； 思安水库库区CO2、 CH4交换通量平均值分别为-44.79 mg ·(m2 ·h)-1、 0.30 mg ·(m2 ·h)-1. 大龙洞水库出库水体CO2、 CH4交换通量分别是库区表层水体的9.37、 20倍，五里峡水库出库水体CO2交换通量则达490.18 mg ·(m2 ·h)-1，出库水体CH4交换通量是库区水体的10倍，因此无论是岩溶水库还是非岩溶水库，如何控制出库水体的CO2、 CH4释放问题值得关注.
(3)在没有大量淹没土壤有机质和植物的情况下，由岩溶地下水补给的水库水-气界面CH4交换通量与其他半岩溶水库和非岩溶水库差别较小，但由于富含DIC水体的输入及受水库热分层的影响，其CO2交换通量要明显高于其他非岩溶水补给的水库.
致谢: 本研究取样、分析过程中得到国土资源部、广西岩溶动力学重点实验室于奭、肖琼、李瑞、原雅琼等帮助，在此一并致谢！
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