三峡库区低水位运行期库尾支流筑坝对其水体CO2分压及排放的影响

徐强，李宏，白小霞，程呈，李琨，何强

(重庆大学 三峡库区生态环境教育部重点实验室，重庆 400045)

碳循环与全球气候变化有着密不可分的联系，探究碳迁移转化机制、估算全球碳排放意义重大。已有研究表明，河流筑坝形成的水库对全球温室气体排放有重要贡献，近年来受到越来越多关注[1-2]。Barros等[3]估算全球人工水库CO2排放量48 Tg/a，Li等[4]对中国已有湖泊和水库CO2排放研究进行总结，估算中国湖泊和水库CO2排放量为25.2(20.8～29.5) Tg/a，并指出目前针对人工水库的温室气体排放研究存在诸多空白区域，使得对CO2等温室气体排放量的估值仍存在很大不确定性。

三峡水库是亚热带气候条件下的超大型水库，为满足防洪、发电和航运等要求，库区水位按175 m(枯水期)—145 m(汛期)—155 m(消落期)周期运行，与已有较多研究的北方水库和热带水库有显著差异[5]。同时，三峡库区内长江支流众多，为了减小支流消落带面积、营造稳定人居环境、利于防洪灌溉或水力发电等，在库区支流河道上筑坝现象普遍：第一次全国水利普查数据[6]显示，截至2011年，三峡库区内仅嘉陵江、乌江支流部分河段上便有536座大坝。密集的筑坝显著地改变了水体物理、化学及生物特性[7]，使得河流湖沼化发育明显，对水体CO2产排过程产生重大影响[1]。然而，目前针对三峡库区温室气体产排机制的研究仍然较少[8]，有限的研究也主要集中于库区中下游干支流常年回水区域[9-10]，对库尾支流的研究较少，且未重点关注支流筑坝对其自身水体温室气体产排的影响。事实上，受现有调度方式的影响，库尾支流形成了与库中、库首支流不同的水力场，其受回水顶托的影响较处于常年回水区的库首支流弱，回水区水体滞留时间相应较短，导致支流生境特征、生态结构和功能与库中、库首支流存在显著差异[11]，由此可能带来不同的温室气体产排特征。

1 材料与方法

1.1 研究区域概况

御临河，原名太洪江，发源自四川省大竹县华蓥山脉，止于重庆市渝北区洛碛镇箭沱村与江北区五宝镇新山村之间的长江口，全长约218.2 km，河口多年平均流量50.72 m3/s，流域面积3 861 km2。御临河地处亚热带大陆性季风性气候区，温湿凉热、四季分明，城区最高气温可达40 ℃，年均降雨量达1 000～1 400 mm[12]。御临河与长江汇合口距下游三峡大坝约548 km，其作为三峡水库库尾重要一级支流，受到库区周期性调度影响较大。研究区域位于重庆市渝北区境内御临河下游部分河段(29°39′0″—29°48′0″N，106°48′0″—106°55′30″ E)(图1)。

御临河生态调节坝(29°39′31.95″N，106°52′11.55″E)位于御临河下游河段洛碛镇郑家湾，距御临河与长江汇合口约2.7 km(如图1所示)。生态调节坝由景观钢坝、调度控制闸(兼导流明渠)组成，水库正常蓄水位172.2 m，正常库容1 082万m3，工程等级为Ⅲ等中型工程。生态调节坝上游形成的河道型水库为三峡水库的库中库。

图1 三峡库区御临河区位及采样点分布图Fig.1 The location of the Yulin River in the Three Gorges Reservoir area and the sampling sites

1.2 采样与分析方法

1.2.1 水样采集及指标测定方法 2019年8月21日—8月22日对御临河河口至梅溪河段进行走航式采样监测，根据长江海事局水位公告，采样期间为三峡库区低水位运行期，三峡大坝坝前水位146.1 m，御临河河口处长江水位159.0 m，御临河生态调节坝蓄水位172.2 m。根据研究内容和御临河流域情况，共布设6个垂直采样点，由上游至下游依次为：梅溪(MX，上游自然河段，水深7.5 m)、御临府(YLF，城市开发区，水深10.5 m)、排花(PH，下游河湾，水深17.0 m)、坝上(BS，生态调节坝上游200 m，水深17.5m)、坝下(BX生态调节坝下游400 m,水深5.5 m)、河口(HK，御临河与长江汇合口,水深7.5 m)。各垂直采样点均位于河道深泓线上，位置见图1，现场情况如图2。

图2 御临河各采样点现场图Fig.2 Scenes of the sampling sites in theYulin River

利用智能多频走航式多普勒剖面仪(RiverSurveyor M9，美国SonTek)对御临河各取样断面进行走航观测，测定各个河流断面形状、水深、流速、流量等水文指标。使用容量为5 L、带有配重的有机玻璃采样器完成河流水体的垂向分层采样。根据各采样点河流水深，分层采集河流表层0.5 m、底层0.5 m及中间3～4层水体。使用密闭性良好的棕色血清瓶(容量130 mL,带厚度为2 cm的硅胶塞)原位密闭封装水样，用于水体二氧化碳分压(pCO2)测定，每个取样点位做三平行采样。同时使用1.0 L聚乙烯采样瓶采集水样，用于实验室测定叶绿素a(Chl-a)等指标。使用100 mL聚乙烯医用灭菌针筒抽取水面上方1.0 m处环境空气，注入提前抽好真空的铝箔集气袋(E-Switch牌)，用于实验室测定水面上方空气二氧化碳分压pCO2 (air)。所有水样及气样采集后均放入冷藏箱低温保存，当天运回实验室，并于48 h内分析测试完毕。

使用Hydrolab DS5X便携式多参数水质分析仪(美国HACH)原位逐米测定水体温度(T)、pH、DO；使用便携式浊度仪(美国HACH)原位测定水体浊度；使用手持式风速计测定环境风速及温度；用丙酮萃取分光光度法测定叶绿素a(Chl-a)。野外取样检测所用设备仪器均在使用前通过标准校正方法完成校正。

pCO2利用亨利定律，通过式(1)计算得到[15]。

pCO2=Caq/KH

(1)

式中：pCO2为水体CO2分压，Pa；KH为亨利系数[16]，mol/(L·Pa)；Caq为水体CO2浓度，mol/L，采用式(2)进行计算[17]。

(2)

式中：P为血清瓶内气液两相平衡体系上部顶空CO2分压，Pa，由气相色谱实测得到；R为气体常数，L·Pa/(mol·K)；T为平衡体系温度，K；Vg为平衡体系内顶空体积，L；V1为平衡体系内液相体积，L。

CO2水气界面扩散通量[Flux(CO2)]利用薄边界层模型法，通过式(3)计算得到[18]。

Flux(CO2)=KT·KH[pCO2-pCO2(air)]

(3)

(4)

式中：K600通过式(5)计算得到[13]；ScCO2是给定温度下的斯密特数，通过式(6)计算得到[20]。

K600=2.07+0.215U101.7

(5)

ScCO2=1 911.1-118.11t+3.452 7t2-0.041 32t3

(6)

式中：t为表层水温度，℃；U10为取样点水面上方10 m处风速，m/s，可由式(7)计算得到[21]；式(4)中n为斯密特数指数，取决于U10(当U10> 3.7 m/s时，n=0.5；当U10<3.7 m/s时，n=0.75)。

U10=1.22U1

(7)

式中：U1为取样点水面上方1.0 m处平均风速，m/s。

1.3 数据分析方法

使用SPSS 22.0软件进行数据统计分析，包括数据正态分布检验、Spearman相关性分析和一元回归、多元线性逐步回归分析，并采用Origin 2018软件完成制图。

2 结果与讨论

2.1 御临河各取样点理化参数分布特征

三峡库区低水位运行期御临河生态调节坝上下游流速差异明显。根据流速情况，可将河道型水库划分为河流型水体(v>0.2 m/s)、过渡型水体(v=0.05～0.2 m/s)和湖泊型水体(v<0.05 m/s)[22]。根据监测结果，生态调节坝(Dam)至上游YLF采样点间河道(BS、PH、YLF)水体流速缓慢，介于0.02～0.03 m/s之间，属于典型的湖泊型水体，上游距坝较远的MX采样点(v=0.06 m/s)属于过渡型水体，流速从上游至调节坝呈现逐渐递减的规律。生态调节坝下游(BX、HK)受调节坝溢流跌水冲击影响较大，其河面较窄，流速显著大于上游，介于0.12～0.16 m/s之间,属于过渡型水体。

各采样点关键理化指标监测结果如图3所示。受夏季高温影响(表层水温31.24～35.20 ℃)，HK、BS、PH、YLF等4个采样点水温随水深的变化均存在拐点，垂向分层现象明显。其中，BS、PH、YLF等3个采样点拐点出现在水深3 m处，HK采样点水体紊动性较强，拐点出现在水深5 m处，拐点以上水温变化速率(0.48～0.89 ℃/m)显著大于拐点以下(0.11～0.26 ℃/m)。MX、BX两个采样点剖面水温(T)随水深(Depth)变化极小，未出现分层现象。其原因是水体夏季温度分层现象受气象及水文等因素多重影响，MX采样点位于御临河上游自然河段，受筑坝及人类活动影响较小，水深较浅(7.5 m)，流速在生态调节坝上游4个采样点中最大，故水温无明显分层；BX采样点水深最浅(5.5 m)，受调节坝溢流跌水冲刷，平均流速最大(v=0.16 m/s)，上下层水体混合均匀，难以形成温度垂向分层。

如图3所示，各采样点DO变化差异明显。HK、BX、BS、PH、YLF、MX等6个采样点表层水体DO饱和度分别为108%、119%、221%、246%、184%、98%，均处于高度饱和或过饱和状态。从采样点剖面垂向变化上看，生态调节坝上游湖泊型水体河段中BS、PH、YLF等3个采样点剖面DO随水深的增加显著降低，且均在水深6 ～7 m处形成明显的DO变化拐点，拐点以上DO变化速率[1.14～1.76 (mg/L)/m]远大于拐点以下[0.10～0.33 (mg/L)/m]。对比叶绿素a(Chl-a)的分布特征发现，各采样点剖面Chl-a随水深变化规律与DO基本一致，且BS、PH、YLF等3个采样点剖面Chl-a亦在水深6 m处形成变化拐点。对DO与Chl-a进行相关性分析，结果表明，二者正相关性非常显著(p<0.01)。其原因为筑坝导致坝前水位升高、流速降缓、营养盐堆积，进而形成了良好的浮游植物、藻类生长环境，夏季温度较高，表层水体光照充足，浮游植物及藻类进行光合作用不断向水体中释放O2。同时，光照强度随水深增大而迅速减弱，导致光合作用产O2强度衰减，Chl-a与DO同步降低并形成一致的变化拐点。过渡型水体河段中HK、BX、MX等3个采样点剖面DO和Chl-a浓度变化幅度远小于其余采样点，分析认为，HK、BX、MX等3个采样点水深较小、流速较大，不利于表层水体中浮游植物的稳定、大量增殖，导致其水中浮游植物量和光合作用强度较小且在剖面垂向上无明显变化。

图3 御临河各采样点水温(t)、DO、pH、Chl-a剖面分布Fig.3 Temperature (t), DO, pH and Chl-a distribution profile at different sampling sites of the Yulin River

图4 御临河水体二氧化碳分压(pCO2)空间分布格局Fig.4 Spatial pattern of carbon dioxide partial pressure (pCO2) in the Yulin River

pH值受流域岩性、气候、碳酸盐平衡、光合/呼吸作用平衡等多因素影响，整体上看，御临河各采样点水体pH值均为碱性(7.50～9.39)(见图3)。从上下游空间变化上看，各采样点表层水体pH值大小差异明显，表现为湖泊型水体河段pH值(8.90～9.39)显著大于过渡型水体河段(8.19～8.37)；从水体剖面pH垂向分布变化来看，各采样点剖面pH变化与各自DO、Chl-a变化趋势一致，采样点间差异明显。湖泊型水体河段3个采样点pH值随水深增加而降低的幅度明显大于过渡型河段，分别为9.39 ～ 7.55、9.31 ～ 7.51、8.90 ～ 7.67，极差均超过1.2，这与李双等[23]对梅溪河的观测结果相似。

2.2 御临河采样点剖面pCO2分布特征分析

图4为御临河各采样点水体剖面pCO2分布情况。从图4可看出，各采样点间表层水体pCO2有显著差异，介于54.55～336.73 Pa之间，平均值为206.68 Pa。对6个采样点表层水体pCO2的大小排序为：MX(336.73 Pa)>HK(323.78 Pa)>BX(322.05 Pa)>YLF(137.16 Pa)>BS(65.81 Pa)>PH(54.55 Pa)，湖泊型水体河段(BS、PH、YLF)表层水体pCO2(均值85.84 Pa)显著低于过渡型水体河段(HK、BX、MX)(均值327.52 Pa)，从生态调节坝至上游pCO2逐步升高。研究区域表层水体pCO2是采样点水面上方环境空气CO2分压的1.12～6.55倍，为大气环境的潜在CO2排放源。湖泊型水体河段从表层至底层pCO2出现了明显的分层现象，pCO2随水深的加大而急剧增大，变化范围为(85.84±36.58)～(338.96±11.74) Pa，底层水体CO2达到高度过饱和。过渡型水体河段pCO2随水深变化不大，但均为高度过饱和，变化范围为(281.32±14.30) ～(327.52±6.55) Pa。

2.3 御临河各采样点水气界面CO2扩散通量

图5 御临河不同采样点CO2扩散通量Flux (CO2)Fig.5 Carbon dioxide flux at different sampling sites of the Yulin River

2.4 御临河水体pCO2、Flux (CO2)与关键环境因子关系

与水体各参数的相关性分析，探究其关键环境驱动因子及影响机制。利用SPSS 22.0软件进行分析，首先对数据进行正态分布检验，结果显示其不服从正态分布，故相关性分析时采用Spearman相关系数，分析结果如表1所示。

根据表1可知，御临河水体pCO2与叶绿素a(Chl-a)呈显著负相关(相关系数R=-0.631，p<0.01)，说明御临河水体pCO2受浮游植物及藻类的光合作用影响明显，这与Neal等[26]对英国泰晤士河的研究结果一致。根据御临河水体pCO2的监测结果，在空间分布上，御临河表层pCO2整体表现为生态调节坝上游近坝水体显著小于下游，从调节坝至上游呈升高趋势。分析原因，可能是调节坝上游湖泊型水体河段Chl-a含量高，水体中浮游藻类、植物远多于下游，光合作用消耗大量CO2；而下游水体扰动大，水生生物呼吸作用释放CO2占主导。上游随着与生态调节坝距离的增加，水体受筑坝导致营养盐堆积的影响逐渐减小，藻类减少，光合作用强度降低，水中溶存CO2含量升高。MX采样点位于上游自然河段，两岸开发较少，用地以自然林地为主，距生态调节坝最远，受人类活动及筑坝影响较小，属过渡型水体，Chl-a含量最低，pCO2达到调节坝下游水平。从采样点水体垂向分布上看，湖泊型河段Chl-a随水深增大而逐步下降，光合作用减弱，水生生物呼吸作用增强、产生CO2增多，这也解释了图4中BS、PH、YLF等3个采样点水体pCO2从表层至底层出现明显增大的现象，同时，说明呼吸作用是维持御临河水体CO2过饱和的关键因素。李双等[23]、傅家楠等[27]、冉景江等[28]研究者在夏季对三峡库区支流朱衣河、梅溪河、草堂河、小江回水区水体pCO2的研究中也发现了类似的垂向分层现象。进一步利用SPSS 22.0软件对pCO2与Chl-a做一元线性回归，得到回归方程为pCO2=378.783-6.181Chl-a (R2=0.720，p<0.01)，方程拟合度较好。

表1 御临河pCO2、Flux (CO2)与水体各参数Spearman相关性分析Table 1 Spearman correlation analysis between pCO2、Flux (CO2) and water parameters in the Yulin River

御临河水体pCO2与水温(t)、pH值均呈显著负相关，这与许多学者的研究结论一致[24, 29-30]。已有研究表明，水温通常通过直接影响CO2在水体中的溶解度和间接影响浮游动植物、藻类的光合/呼吸作用来影响CO2在水体中的产生、消耗及扩散过程[31]。水温升高，一方面会降低CO2溶解度，另一方面也会提高水中微生物活性，导致呼吸作用的加快和CO2的增多，适宜的水温能使藻类大量繁殖，光合作用的增强又能消耗水中溶存CO2，最终使水体CO2含量达到平衡。同时，采样期间御临河表层水温较高，调节坝上游湖泊型水体河段水深大、水动力条件弱，水体出现明显的热分层(图3)，这不利于上下水体的充分交换[32]，底层水生生物呼吸作用产生的CO2不能向表层顺畅扩散是导致底层CO2显著高于表层的又一潜在原因。

pH值对水体碳酸盐体系有显著影响，与pCO2密切相关[33-34]。根据光合/呼吸作用总反应关系式(8)及水体中碳酸盐平衡关系式(9)可知，强烈的光合作用消耗水体中大量溶存CO2，pCO2显著降低，导致方程(9)平衡向左移动，[H+]降低，pH值显著升高，这也是御临河pH值在上下游和水体剖面垂向分布上存在明显变化的原因。

(8)

(9)

御临河水体pCO2与溶解氧(DO)呈显著负相关(相关系数R=-0.385，p<0.05)，这与其他学者的研究结果吻合[27, 35-36]。御临河受生态调节坝影响，水生生物生长代谢有明显的空间变异格局，水体DO浓度受多重因素影响，一方面，水中植物及藻类光合作用产生O2，另一方面，水生生物呼吸作用消耗O2，同时O2在水中溶解度亦受到水温等因素影响。对pCO2与DO、t、pH做一元线性回归，得到回归方程分别为

pCO2=403.006-20.701O2(R2=0.432，p<0.01)；pCO2=1 757.142-47.921t(R2=0.394，p<0.01)；pCO2=1 382.290-139.821pH(R2=0.369，p<0.01)。

进一步利用逐步回归分析法建立御临河pCO2与各理化因子的最优回归方程，得到

pCO2=378.783-6.181Chl-a(R2=0.720，p<0.01)

结果表明，除Chl-a外的其余因素在逐步回归的过程中被逐一剔除，Chl-a标准化偏回归系数为-0.709，说明叶绿素a是影响御临河水体pCO2的最主要因素。回归方程对pCO2的拟合度较高，方程中各项系数经T检验均为显著，方差分析表明，此回归模型具有显著的统计学意义。

2.5 御临河水体pCO2、Flux (CO2)与已有研究比较

表2汇总了近年来部分学者对低水位运行期间三峡库区不同区域河流及同期典型湖泊水库CO2分压及扩散通量的研究情况。Li等[8]通过对三峡库区内36条一级支流、27条二级支流的大范围取样观测得出库区夏季水体CO2分压为129.29±118.15 Pa,观测值变化范围较大，御临河(均值206.68 Pa)处于较高水平。整体上看，低水位运行期间三峡库区库尾支流CO2分压和大气扩散通量显著高于库中、库首支流(表2)，表现为明显的大气CO2“源”，库中、库首部分支流水体则呈现为大气CO2的“汇”。其原因可能是受三峡大坝回水区影响，库中、库首支流水动力条件弱于库尾，夏季光照充足，水体中藻类及浮游植物的生物泵作用显著降低了CO2分压和释放量[40]，李哲等[11]对三峡库区库尾、库中支流温室气体排放差异的研究也得出一致结论。根据表2，三峡库区支流CO2释放水平整体低于干流，原因可能是三峡库区低水位运行期间，长江干流流量、流速大于支流，水体扰动性强，不利于浮游植物及藻类生长，水生生物呼吸作用占主导，水体CO2含量高。

表2 不同水体夏季pCO2与Flux (CO2)对比Table 2 Comparison of pCO2 and Flux (CO2) in different waters in summer

御临河作为三峡库区库尾筑坝支流，在库区低水位运行期CO2排放空间格局受其下游生态调节坝影响显著。生态调节坝上游湖泊型水体河段CO2释放通量较小(1.65～26.84 mmol/(m2·d))，与表2中部分湖泊水库及三峡库区库首支流相近；御临河上游受筑坝影响较小的河段及调节坝下游河段CO2释放通量大(66.45～67.84 mmol/(m2·d))，更趋近于三峡库区库尾支流较高的CO2释放水平。

3 结论

1)三峡库区低水位运行期间，库尾支流御临河上生态调节坝对其上下游河段水动力、水化学及水生态特征均有显著影响。坝上游较近河段表现为湖泊型水体(流速v<0.05 m/s)，水温(t)、DO、pH、Chl-a等理化指标在水体剖面上呈现明显的垂向分层；坝上游较远河段和坝下游河段表现为过渡型水体(v=0.05～0.20 m/s)，各指标分层现象不明显。

2)库区低水位运行期间御临河表层水体pCO2为54.55～336.73 Pa，是环境空气的1.12～6.55倍。受筑坝影响，不同河段水体pCO2空间分布差异较大：对于表层水体pCO2，湖泊型水体河段(54.55～137.16 Pa)显著低于过渡型水体河段(322.05～336.73 Pa)，从调节坝至上游呈现升高趋势；从水体剖面垂向变化上看，湖泊型水体河段pCO2出现明显的由表层(均值85.84 Pa)至底层(均值338.96 Pa)迅速增大的垂向分层现象，而过渡型水体分层现象不明显。御临河水体pCO2与Chl-a、t、DO、pH均呈显著负相关，Chl-a是影响水体pCO2的最主要因素。

3)库区低水位运行期间御临河Flux(CO2)为1.65～67.84 mmol/(m2·d)，整体表现为大气CO2排放源，但受筑坝影响，不同河段CO2排放量差异明显，表现为湖泊型水体河段(均值10.96 mmol/(m2·d))远低于过渡型水体河段(均值67.06 mmol/(m2·d))，从调节坝至上游增加趋势明显。御临河水体Flux(CO2)与pCO2显著正相关，与DO、Chl-a显著负相关，pCO2是影响Flux (CO2)的最主要因素。

4)库区低水位运行期间，御临河过渡型水体河段pCO2与Flux(CO2)在库区呈较高水平，明显高于库首、库中支流，但其生态调节坝上游湖泊型水体河段受浮游植物光合作用影响，pCO2、Flux(CO2)较低，与库首支流及其余湖泊水库接近。