第21卷
增刊第2期２００8年12月
环境科技
ＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌＳｃｉｅｎｃｅａｎｄＴｅｃｈｎｏｌｏｇｙ
Ｖｏｌ．21Supp ．2Dec ．２００8
湖泊碳循环及碳通量的估算方法
于
浩，
李
宁
江苏
南京
（长江水利委员会长江下游水环境监测中心，
摘
要：
210011）
湖泊由于其特殊的地理位置，较高的生产力，在碳循环中具有重要作用。作为湖泊营养元素的碳在湖泊水体
中的赋存形态主要包括：碳酸盐系统（CO 2，CO 32-，HCO 3－，H 2CO 3）、溶解态有机碳、生物死亡残体颗粒碳及生物体有机碳等。研究表明包括有机碳和溶解态无机碳在内的全世界湖泊总碳汇为0.077Gt/a，其中对大气的汇达到0.0532Gt/a。湖泊除从地表径流、地下水获得碳以外，还可从空气物质中获得碳。估算及测定水气界面CO 2通量的方法主要有：①赖利估算法；②单侧扩散法；③同位素估算法；④涡度相关法；⑤静态箱式法。关键词：
湖泊；
碳循环；
水气界面二氧化碳通量；
方法
中图分类号:Ｘ２文献标识码:Ｂ文章编号:１67４－4829（２００8）Ｓ２－００01－０５
Carbon Cycle of Lake and Estimate Method of Air-water Carbon Dioxide Exchange Quantities
Y ＵHao ，ＬＩＮing
Ａｂｓｔｒａｃｔ：Because of the special location and the high productivity of lake, it has an important effect on carbon cycle. The conformation of carbon in the lake mainly includes:carbonic acid system (CO2，CO 32-，HCO 3－，H 2CO 3), dissolved organic carbon, granule carbon, organic carbon in organism, etc. The study results indicate that the sink of organic carbon and dissolved inorganic carbon of lake in the world is 0.077Gt/a,and about 0.0532Gt/ais from atmosphere. Lake can obtain carbon not only from stream of the earth's surface and ground water, but also from atmosphere. And several methods for the estimation and measure of the air -water carbon dioxide exchange quantities were introduced ，such as Riley estimation method, one side diffusion method, isotope estimation method, eddy correlation method and static box method. Ｋｅｙｗｏｒｄｓ：Lake ；Carbon cycle ；Air-water carbon dioxide exchange ；Method
工业革命以后，随着人类化石燃料燃烧和滥伐森林等行为的加剧，人类活动导致CO 2从岩石、有机体、土壤、水体中不断地进入大气，使得大气中CO 2浓度不断升高，大气中CO 2的体积分数从工业革命以前的大约280×10-6上升到现在的361×10-6[1]。目前全球大气CO 2浓度正以每年（1.2～1.8）×10-6的速率增长[2]。CO 2，CH 4等气体的温室效应已成为影响全球气候的重要因素。
众多研究结果表明虽然赤道海域是大气CO 2的主要源，但总体上海洋无疑是大气CO 2的一个巨大的汇[3]。作为水体生态系统的一部分———湖泊生态系统虽然其面积远小于海洋，但因其位于内陆，与陆地生态系统的物质、能量、信息交换强烈，且湖泊生态系统生产力很高，对气候的波动特别敏感[4]，并具有较高沉积速率，能真实地纪录湖区在较长的地质历
收稿日期：2008-07-17作者简介：于
浩（１９７４－），男，江苏盐城人，工程师，大学，主要从事水环境监测、水资源调查、环境影响评价、水土保持以及资料论证等工作.
史时期各种气候和其他环境变化的信息，是环境变化的良好记录器，所以湖泊一直为全球变化研究的重要对象。
据初步研究，全球湖泊对大气CO 2的贡献达每年0.14×1015g 的C ，这个量相当于由陆地江河向海洋输入有机碳和无机碳总和的一半[5]，其影响虽小，但不可忽略。特别是50~60年代以来，湖泊富营养化问题越来越突出，湖泊对大气汇的作用越来越明显，研究湖泊水-气界面的CO 2通量不仅对C 循环规律的研究具有非常重要的作用，而且对研究湖泊富营养化也具有一定的意义。
到目前为止，湖泊C 研究内容主要有如下方面：①湖泊水体C 的赋存形态及转化；②湖泊与陆地生态系统的C 交换；③水－土、水－气界面CO 2交换及通量。
11.1
湖泊水体Ｃ赋存形态及生物关系
湖泊水体Ｃ的赋存形态
Ｃ是地壳中含量最丰富的元素之一，也是参与
2
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２００８年12月
陆地表层生物地球化学循环最活跃的元素之一，并且具有众多的形态和赋存状态，于一定的条件下在大气圈、水圈、岩石圈和生物圈中发生形态转换和化学平衡。因此，湖泊的Ｃ赋存形态在国外一直受到湖泊研究者的高度关注。作为湖泊营养元素的Ｃ在湖泊水体中的赋存形态主要包括：碳酸盐系统（CO 2，CO 32-，HCO 3－，H 2CO 3）、溶解态有机碳、生物死亡残体颗粒碳及生物体有机碳等。
KROGH 和LANGE 于1932年对丹麦Fureso 湖的颗粒、胶体、溶解物质的研究表明：湖泊中有机碳主要可分为３类：颗粒态、胶体态和溶解态，且溶解态有机碳含量大于颗粒态和胶体态有机碳的含量。WETZEL 等[6]对密执根州劳伦斯湖研究结果表明大多数初级生产力较低和初级生产力中等的湖泊，水体中DOC ∶POC 的值随水深及季节变化较小，一般为10∶1。但是随着湖泊营养程度增加，水体中DOC ∶POC 的值随水深及季节变化发生较大变化，如Witergreen 湖水体中DOC ∶POC 的年均值在5∶1左右，在藻类及细菌生长繁殖的旺季，比值达1∶1，甚至更小。活体颗粒有机碳占颗粒碳的比例很小。
20世纪50年代以前，人们对碳酸盐系统的研究，主要涉及无机碳在纯溶液中的行为[7]；大约自60年代起开始探讨碳酸盐系统在实际水体（海洋、河流和湖泊等）中的作用及变化规律，而对湖泊的研究始于20世纪60年代后期。
据DOWNING 等[8]估算，全球范围内总有机碳（TOC ）约有0.051Gt/a滞留在湖泊中，其中约有0.035Gt/a是来源于大气CO 2，贮存在湖泊生物体中的有机碳大约为0.036Gt/a，沉积于湖泊中的DOC 有0.015Gt/a。全世界范围内，碳酸盐型湖泊总面积约0.18×106km 2，溶解态无机碳（DIC ）平均滞留率为100g/(m2·a) ；非碳酸盐型湖泊总面积约1.6×106·km 2，DIC 的平均滞留率只有5g/（m 2a ）。据估算，全世界湖泊DIC 的总汇达到0.026Gt/a。这样，包括有机碳和溶解态无机碳在内的全世界湖泊总碳汇为0.077Gt/a，其中对大气的汇达到0.0532Gt/a。
酸根含量丰沛时，许多藻类和水生维管束植物能够从重碳酸根离子中利用CO 2；而一些种类则需要HCO 3-，不能在仅有CO 2的环境下生长[9]，这些现象表明，无机碳存在的组分形式和量与初级生产者（藻类和水生植物等）的生长有重要关系。因此开展湖泊水体碳的赋存形态的转化研究一直是湖泊营养物质循环和生态系统结构和功能变化研究的主要内容。作为溶解CO 2和HCO 3-的无机碳是天然水体中藻类和大型水生植物光合作用的碳的主要来源，这种利用是通过由大多数生物体呼吸产生的CO 2和入湖水体和大气中的CO 2和HCO 3-的输入来平衡。在大多数天然水体中，可用于光合作用的无机碳的数量是充足的，只有在那些软性水体或生产力极高的状态下无机碳才有可能成为浮游藻类光合作用的限制性因子。
虽然通过流域内陆地植物可以估算合成有机质的数量，但许多湖体有机物质是在湖体内由浮游藻类、岸边大型水生植物和固着藻类生产而来的（自生初级生产力），且可以以溶解态和颗粒态形式（外来初级生产力）在淡水生态系统中进行转化。光合作用的复杂生化反应式可通过下面的总氧化还原反应式来概括：
光
6CO 2+12H 2O
色素受体
C 6H 12O 6+6O 2+6H 2O
因此，浮游生物的代谢状态的变化可以很大，初级生产力的测定可精确地反映某些种群的速率，但对于种群则估算精度较差。然而，原位的测定技术可间接地估算自然水体在由于光合环境参数（如CO 2、氧浓度和pH 值）变化下的光合作用速率。最后，对于那些大到可出现分层的湖泊生态系统自营生产力，可通过测定生物量长期变化、某些营养物的减少或底层水氧亏损和CO 2（DIC ）积聚等来间接估算。
2湖泊水体碳来源
湖泊生态系统中碳来源的分析对于湖泊生产
１. ２
湖泊水体中碳的含量与生物的关系
溶解CO 2和重碳酸根（HCO 3－）形态的无机碳是光合作用及有机质生产的主要来源。湖水碳酸盐系统中各组分之间在一定的温度和压力之下，维持着动态平衡。其中CO 2和CO 32－组分可通过气－水界面的逸出/溶入和沉积物－水界面的化学沉积、解离等，而改变着湖体中碳酸盐各组分浓度。
大量的植物生理学研究证据表明，游离CO 2是最容易被藻类或水生植物利用，一些藻类和沉水植物，只能利用CO 2作为碳源。当CO 2供应不足而重碳
力、碳收支平衡及大气与湖泊水体的交换计算具有十分重要的作用。湖泊生态系统中碳的来源研究一直受到国外湖泊研究的高度重视，特别是有机碳的研究。
1974年WETZEL 和OTSUKI [10]选择了美国密执根州劳伦斯湖进行了这方面的详细研究。该湖有2个入湖河道和1个出湖河道。入湖河道在入湖前通
过与湖相邻的湿地。研究中采集了河道进入湿地和进入湖泊的水样，并进行了水样溶解有机碳和颗粒有机碳分析，此外还对入湖地下水水样进行分析，开
第2１卷增刊第2期于浩等湖泊碳循环及碳通量的估算方法
3
展了流量观测，探讨不同季节湖泊水体碳来源及形态变化。结果表明河水通过湿地时水体中溶解有机碳含量明显上升，入湖河流水体颗粒态有机碳含量低于溶解态有机碳。夏天因降雨小及植物生长旺盛，入湖溶解有机碳量最少，在早春和秋天入湖量大幅上升。地下水溶解有机碳含量很低，但由于地下水输入水量大，地下水输入的溶解有机碳是年外源输入量的1/3。颗粒碳外源输入变化与溶解有机碳变化相似，外源输入量为溶解有机碳输入量的1/10。输入湖泊的溶解有机碳主要由腐殖酸及黄色有机酸等组成。由风吹入湖泊的颗粒有机碳可以忽略。
WANNINKHOF 等[18]认为风速与海-气界面碳通量的计算公式可表达为:
F co 2=κ87.6α[(CO2W )-β(CO2a )]
式中：β为CO 2的溶解系数，α为CO 2的化学加速系数，κ为气体交换系数，κ与风速有密切关系，其与风
速关系的表达式为[19-20]：
κ=0.17u u
因素，气体在水体中的溶解度与温度成反比，因此温度的变化对水体的CO 2溶解度产生重要影响。当水体中溶解的碳酸下降时，水体的CO 2分压差下降，促使CO 2从大气进入水体。当水体pH 值较高时，通过水气界面的CO 2通量可能超过理论值。在有大量的无机碳输入的湖泊，水体中的碳将以CO 2的形式向大气中扩散，而成为大气CO 2的源。EUGENI
HOLZBECHER 和NUTZMANN [11]对德国以地下水补给的Stechlin 湖进行观测研究，结果表明地下
水补给湖泊碳的来源主要为湖泊地下集水域的碳酸盐淋溶。RICHEY 等[12]对4个湖泊系统碳流进行研究结果表明：湖泊除从地表径流、地下水获得碳以外，还可从上空物质中获得碳，来自大气的碳则多因有机质类沉积化石的燃烧。来自流域的那部分碳主要是由于施肥、垦殖或城市化作用而引入的，另一部分则是来自湖水的缓冲作用，从地下水和湖底沉积物中碳酸盐的解析中获取。
BARKAN 等对死海中CO 2演变的研究以及PRZEMYSLAW 等[21]对中纬度地区以地下水补给为主的Gosciaz 湖的研究都有类似结论。
生物泵主要依靠水生生物（尤其是浮游植物）的光合作用和呼吸作用，浮游植物的光合作用从水体吸收溶解的CO 2，导致CO 2从空气进入水体，而浮游植物的呼吸作用释放CO 2到水体，CO 2分压增强，导致CO 2从水体进入空气。陈豫凤等[22]对贵州草海湖泊系统进行了分析，并建立了简单的模型，发现对于草海这样一个水生植物茂盛的浅水富氧湖泊而言, 光合-呼吸作用和有机质的降解对整个湖泊体系的稳定碳同位素组成具有决定性的作用。3.2估算及测定方法
目前大气与水体之间CO 2的交换量估算与测定方法主要有如下几种：
（1）CO 2水气界面交换的赖利估算方法[23]
赖利[24]1974年在假定CO 2由湖相转移到气相（或相反）是一级过程，且转移速率都与相应相内CO 2的浓度成比例的基础上，给出CO 2通过海-气界面转移通量的估算方法。赖利导出水气界面碳通量的计算方法过程如下：
如用Q 液气表示CO 2由液相转移到气相的通量，则有：
HOPE 等[13]在研究美国威斯康星州27个湖泊表层水CO 2的分压强和溶解有机碳关系后，得到湖泊水体中的CO 2含量与流域和湖泊面积的比值有明显
的正相关关系的结论，这说明湖泊中碳主要来源于流域的流域输入。DILLON 等[14]也认为湖体里的CO 2含量与湖泊周围湿地有关。EUGENI BARKAN 等[15]对死海CO 2的演变研究结果认为，水体碳主要来源于洪水带来的重碳酸盐。
JOHANNES 等[16]于1994~1996年对北美五大湖区的河湾进行研究，结果表明河湾地区的POC 主要来源于光合作用（situ photosynthesis ）和碎屑沉积物（detrital ），在水体光合作用强的温暖季节，光合作用产生POC 占主导地位，尤其是在离开河口区的开敞湖区。
33.1
水-气界面的碳交换
交换原理
湖泊水-气界面碳的交换过程涉及CO 2，CH 4，颗粒态有机碳及无机碳的交换，其中CO 2的交换最为重要。CO 在大气中浓度较低，又能与羟基（-OH ）反应生成CO 2，因而包括在CO 2的通量之内。
大气与水体之间CO 2的交换通量主要由水体的生物泵和溶解度泵决定[１７]。水体的溶解度泵受风速、水温、碱度及碳酸盐的分解等因素的影响。
Ｑ液气＝ＫＬ×ＣＣＯ－ＫＧ×p ＣＯ
２
２
（1）
式中:K L 为CO 2由液相到气相的转移速率，K G 为CO 2由气相到液相的转移速率，C ＣＯ为湖水中CO 2的浓
２
度，p ＣＯ为CO 2在大气中的分压强。根据Henry 定律，
２
气体在液体中的溶解方程为：
ＣＣＯ=α×P ＣＯ
２
２
（2）
4
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式中:α为CO 2在湖水中的溶解度，p 为CO 2在湖水中的分压强。把上式代入（1），得到量之比，σ是水汽密度与干空气密度之比，H 是感热通量，C P 是空气定压比热，T 是空气的绝对温度。
（5）静态箱法[31]
用一个无底的箱子罩住所测的水面，每隔一段时间抽取一次箱中的空气，测定其中CO 2气体的浓度，求出气体浓度随时间的变化率（△C /△t ），然后根据下式计算水气界面交换通量：
Ｑ液气＝ＫＬ×α×P ＣＯ－ＫＧ×p ＣＯ
２
２
（3）
当达到平衡时Ｑ（3）式计算得到：
液气
＝０，P ＣＯ＝p ＣＯ，ＫＧ＝ＫＬ×α故。代入
２
２
Ｑ液气＝ＫＧ×ＰＣＯ－ＫＧ×p ＣＯ＝ＫＧ（ＰＣＯ－p ＣＯ）＝ＫＧ×△p （4）
２
２
２
２
因此，只要知道CO 2的转移速率K G ，就可由实测的Δp 求其交换通量。
（2）单侧扩散法
由于传输最终通过分子扩散进行。根据Fick 定律写出：F =-D 坠C ，式中F 为气体通量，D 为所传
输的痕量气体的分子扩散系数，C 为其浓度，z 为水面法向（一般即为铅直）坐标。也可把通量近似写成F =k △C ，k 为气体传输速度，△C 为气体浓度梯度，得知k 后，便可根据气体浓度梯度导出其传输通量。本方法主要建立在水平方向的均一性基础之上，对于大型湖泊开阔水域（如太湖）一般具备以上条件。
考虑以上２种机制得到的气体通量的观测与实测结果较为吻合[25]。这一方法计算需分层采集气样、水样、水生生物及沉积物样品，并且需要高精度测定痕量气体及气体流速仪器设备做支撑。
（3）同位素及δ13C 法估算水气界面碳通量方法B ＲＯＥＣＫＥＲ等[26-30]曾用镭-226技术及氡-222通量的方法来确定大气与水体之间气体交换量。
随着稳定性同位素示踪技术的发展，δ13C 不但成为湖泊水体碳循环研究的重要手段，而且也成为了水气界面研究的重要工具，Q ＵＡＹ等于1992年用同位素δ13C 法对1970~1990年间海洋吸收化石燃料燃烧产生的CO 2进行了研究，发现海洋中的δ13C 值降低了0.04，在1978~1988年的10年中，大气δ13C 由－0.749%降至－0.774%，进而推算海洋吸收CO 2的净通量为2.1Gt/a。到目前为止δ13C 研究还停留在定性和半定量水平。
（4）涡度相关方法
该方法在湖面上方某一高度，测量垂直风速和CO 2气体密度脉动、感热通量、潜热通量、气温。这一方法目前主要应用于农田、森林、草地等生态系统。由于湖泊下垫面相对于农田、森林等生态系统简单，而且该法被广泛用于水稻田观测，因此该方法应可用于湖泊水气界面交换通量的观测。计算公式为：
F =ρV P T 0△C
0式中：F 为气体的交换通量，其中V 为箱内口气体积，ρ为标准状态下各气体的密度，A 为箱子覆盖面积，P 为采样点处的大气压，P 0和T 0为标准状态下的空气绝对温度和气压。T 为采样时该点的绝对温度，ΔC 为气体在采样时间间隔内的浓度差，Δt 为采
样时间间隔。
4结语
学术界对于CO 2的“温室效应”概念提出来已经有100年了。迄今为止，在大气CO 2对大气对流层的增温作用问题上认识比较确切，特别是对海洋碳循环问题上有了初步的定性和定量的认识[32-33]。但对于湖泊碳循环及碳通量研究较少，我国湖泊众多，研究湖泊碳循环具有重要意义。
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F g =W ' ρ' g +(g a )[μ/σ+μσ（1+μσ）]E +(g a ) （H /Ｃp )T
式中：Ｅ为潜热通量，W' 为风速垂直脉动值，ρ' g 为CO 2气体脉动密度，ρg 为CO 2气体平均密度，ρa 为空气的平均密度，μ为干空气等效分子量与水汽分子
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5
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(责任编辑朱鼎一）
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湖泊；
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Carbon Cycle of Lake and Estimate Method of Air-water Carbon Dioxide Exchange Quantities
Y ＵHao ，ＬＩＮing
Ａｂｓｔｒａｃｔ：Because of the special location and the high productivity of lake, it has an important effect on carbon cycle. The conformation of carbon in the lake mainly includes:carbonic acid system (CO2，CO 32-，HCO 3－，H 2CO 3), dissolved organic carbon, granule carbon, organic carbon in organism, etc. The study results indicate that the sink of organic carbon and dissolved inorganic carbon of lake in the world is 0.077Gt/a,and about 0.0532Gt/ais from atmosphere. Lake can obtain carbon not only from stream of the earth's surface and ground water, but also from atmosphere. And several methods for the estimation and measure of the air -water carbon dioxide exchange quantities were introduced ，such as Riley estimation method, one side diffusion method, isotope estimation method, eddy correlation method and static box method. Ｋｅｙｗｏｒｄｓ：Lake ；Carbon cycle ；Air-water carbon dioxide exchange ；Method
工业革命以后，随着人类化石燃料燃烧和滥伐森林等行为的加剧，人类活动导致CO 2从岩石、有机体、土壤、水体中不断地进入大气，使得大气中CO 2浓度不断升高，大气中CO 2的体积分数从工业革命以前的大约280×10-6上升到现在的361×10-6[1]。目前全球大气CO 2浓度正以每年（1.2～1.8）×10-6的速率增长[2]。CO 2，CH 4等气体的温室效应已成为影响全球气候的重要因素。
众多研究结果表明虽然赤道海域是大气CO 2的主要源，但总体上海洋无疑是大气CO 2的一个巨大的汇[3]。作为水体生态系统的一部分———湖泊生态系统虽然其面积远小于海洋，但因其位于内陆，与陆地生态系统的物质、能量、信息交换强烈，且湖泊生态系统生产力很高，对气候的波动特别敏感[4]，并具有较高沉积速率，能真实地纪录湖区在较长的地质历
收稿日期：2008-07-17作者简介：于
浩（１９７４－），男，江苏盐城人，工程师，大学，主要从事水环境监测、水资源调查、环境影响评价、水土保持以及资料论证等工作.
史时期各种气候和其他环境变化的信息，是环境变化的良好记录器，所以湖泊一直为全球变化研究的重要对象。
据初步研究，全球湖泊对大气CO 2的贡献达每年0.14×1015g 的C ，这个量相当于由陆地江河向海洋输入有机碳和无机碳总和的一半[5]，其影响虽小，但不可忽略。特别是50~60年代以来，湖泊富营养化问题越来越突出，湖泊对大气汇的作用越来越明显，研究湖泊水-气界面的CO 2通量不仅对C 循环规律的研究具有非常重要的作用，而且对研究湖泊富营养化也具有一定的意义。
到目前为止，湖泊C 研究内容主要有如下方面：①湖泊水体C 的赋存形态及转化；②湖泊与陆地生态系统的C 交换；③水－土、水－气界面CO 2交换及通量。
11.1
湖泊水体Ｃ赋存形态及生物关系
湖泊水体Ｃ的赋存形态
Ｃ是地壳中含量最丰富的元素之一，也是参与
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陆地表层生物地球化学循环最活跃的元素之一，并且具有众多的形态和赋存状态，于一定的条件下在大气圈、水圈、岩石圈和生物圈中发生形态转换和化学平衡。因此，湖泊的Ｃ赋存形态在国外一直受到湖泊研究者的高度关注。作为湖泊营养元素的Ｃ在湖泊水体中的赋存形态主要包括：碳酸盐系统（CO 2，CO 32-，HCO 3－，H 2CO 3）、溶解态有机碳、生物死亡残体颗粒碳及生物体有机碳等。
KROGH 和LANGE 于1932年对丹麦Fureso 湖的颗粒、胶体、溶解物质的研究表明：湖泊中有机碳主要可分为３类：颗粒态、胶体态和溶解态，且溶解态有机碳含量大于颗粒态和胶体态有机碳的含量。WETZEL 等[6]对密执根州劳伦斯湖研究结果表明大多数初级生产力较低和初级生产力中等的湖泊，水体中DOC ∶POC 的值随水深及季节变化较小，一般为10∶1。但是随着湖泊营养程度增加，水体中DOC ∶POC 的值随水深及季节变化发生较大变化，如Witergreen 湖水体中DOC ∶POC 的年均值在5∶1左右，在藻类及细菌生长繁殖的旺季，比值达1∶1，甚至更小。活体颗粒有机碳占颗粒碳的比例很小。
20世纪50年代以前，人们对碳酸盐系统的研究，主要涉及无机碳在纯溶液中的行为[7]；大约自60年代起开始探讨碳酸盐系统在实际水体（海洋、河流和湖泊等）中的作用及变化规律，而对湖泊的研究始于20世纪60年代后期。
据DOWNING 等[8]估算，全球范围内总有机碳（TOC ）约有0.051Gt/a滞留在湖泊中，其中约有0.035Gt/a是来源于大气CO 2，贮存在湖泊生物体中的有机碳大约为0.036Gt/a，沉积于湖泊中的DOC 有0.015Gt/a。全世界范围内，碳酸盐型湖泊总面积约0.18×106km 2，溶解态无机碳（DIC ）平均滞留率为100g/(m2·a) ；非碳酸盐型湖泊总面积约1.6×106·km 2，DIC 的平均滞留率只有5g/（m 2a ）。据估算，全世界湖泊DIC 的总汇达到0.026Gt/a。这样，包括有机碳和溶解态无机碳在内的全世界湖泊总碳汇为0.077Gt/a，其中对大气的汇达到0.0532Gt/a。
酸根含量丰沛时，许多藻类和水生维管束植物能够从重碳酸根离子中利用CO 2；而一些种类则需要HCO 3-，不能在仅有CO 2的环境下生长[9]，这些现象表明，无机碳存在的组分形式和量与初级生产者（藻类和水生植物等）的生长有重要关系。因此开展湖泊水体碳的赋存形态的转化研究一直是湖泊营养物质循环和生态系统结构和功能变化研究的主要内容。作为溶解CO 2和HCO 3-的无机碳是天然水体中藻类和大型水生植物光合作用的碳的主要来源，这种利用是通过由大多数生物体呼吸产生的CO 2和入湖水体和大气中的CO 2和HCO 3-的输入来平衡。在大多数天然水体中，可用于光合作用的无机碳的数量是充足的，只有在那些软性水体或生产力极高的状态下无机碳才有可能成为浮游藻类光合作用的限制性因子。
虽然通过流域内陆地植物可以估算合成有机质的数量，但许多湖体有机物质是在湖体内由浮游藻类、岸边大型水生植物和固着藻类生产而来的（自生初级生产力），且可以以溶解态和颗粒态形式（外来初级生产力）在淡水生态系统中进行转化。光合作用的复杂生化反应式可通过下面的总氧化还原反应式来概括：
光
6CO 2+12H 2O
色素受体
C 6H 12O 6+6O 2+6H 2O
因此，浮游生物的代谢状态的变化可以很大，初级生产力的测定可精确地反映某些种群的速率，但对于种群则估算精度较差。然而，原位的测定技术可间接地估算自然水体在由于光合环境参数（如CO 2、氧浓度和pH 值）变化下的光合作用速率。最后，对于那些大到可出现分层的湖泊生态系统自营生产力，可通过测定生物量长期变化、某些营养物的减少或底层水氧亏损和CO 2（DIC ）积聚等来间接估算。
2湖泊水体碳来源
湖泊生态系统中碳来源的分析对于湖泊生产
１. ２
湖泊水体中碳的含量与生物的关系
溶解CO 2和重碳酸根（HCO 3－）形态的无机碳是光合作用及有机质生产的主要来源。湖水碳酸盐系统中各组分之间在一定的温度和压力之下，维持着动态平衡。其中CO 2和CO 32－组分可通过气－水界面的逸出/溶入和沉积物－水界面的化学沉积、解离等，而改变着湖体中碳酸盐各组分浓度。
大量的植物生理学研究证据表明，游离CO 2是最容易被藻类或水生植物利用，一些藻类和沉水植物，只能利用CO 2作为碳源。当CO 2供应不足而重碳
力、碳收支平衡及大气与湖泊水体的交换计算具有十分重要的作用。湖泊生态系统中碳的来源研究一直受到国外湖泊研究的高度重视，特别是有机碳的研究。
1974年WETZEL 和OTSUKI [10]选择了美国密执根州劳伦斯湖进行了这方面的详细研究。该湖有2个入湖河道和1个出湖河道。入湖河道在入湖前通
过与湖相邻的湿地。研究中采集了河道进入湿地和进入湖泊的水样，并进行了水样溶解有机碳和颗粒有机碳分析，此外还对入湖地下水水样进行分析，开
第2１卷增刊第2期于浩等湖泊碳循环及碳通量的估算方法
3
展了流量观测，探讨不同季节湖泊水体碳来源及形态变化。结果表明河水通过湿地时水体中溶解有机碳含量明显上升，入湖河流水体颗粒态有机碳含量低于溶解态有机碳。夏天因降雨小及植物生长旺盛，入湖溶解有机碳量最少，在早春和秋天入湖量大幅上升。地下水溶解有机碳含量很低，但由于地下水输入水量大，地下水输入的溶解有机碳是年外源输入量的1/3。颗粒碳外源输入变化与溶解有机碳变化相似，外源输入量为溶解有机碳输入量的1/10。输入湖泊的溶解有机碳主要由腐殖酸及黄色有机酸等组成。由风吹入湖泊的颗粒有机碳可以忽略。
WANNINKHOF 等[18]认为风速与海-气界面碳通量的计算公式可表达为:
F co 2=κ87.6α[(CO2W )-β(CO2a )]
式中：β为CO 2的溶解系数，α为CO 2的化学加速系数，κ为气体交换系数，κ与风速有密切关系，其与风
速关系的表达式为[19-20]：
κ=0.17u u
因素，气体在水体中的溶解度与温度成反比，因此温度的变化对水体的CO 2溶解度产生重要影响。当水体中溶解的碳酸下降时，水体的CO 2分压差下降，促使CO 2从大气进入水体。当水体pH 值较高时，通过水气界面的CO 2通量可能超过理论值。在有大量的无机碳输入的湖泊，水体中的碳将以CO 2的形式向大气中扩散，而成为大气CO 2的源。EUGENI
HOLZBECHER 和NUTZMANN [11]对德国以地下水补给的Stechlin 湖进行观测研究，结果表明地下
水补给湖泊碳的来源主要为湖泊地下集水域的碳酸盐淋溶。RICHEY 等[12]对4个湖泊系统碳流进行研究结果表明：湖泊除从地表径流、地下水获得碳以外，还可从上空物质中获得碳，来自大气的碳则多因有机质类沉积化石的燃烧。来自流域的那部分碳主要是由于施肥、垦殖或城市化作用而引入的，另一部分则是来自湖水的缓冲作用，从地下水和湖底沉积物中碳酸盐的解析中获取。
BARKAN 等对死海中CO 2演变的研究以及PRZEMYSLAW 等[21]对中纬度地区以地下水补给为主的Gosciaz 湖的研究都有类似结论。
生物泵主要依靠水生生物（尤其是浮游植物）的光合作用和呼吸作用，浮游植物的光合作用从水体吸收溶解的CO 2，导致CO 2从空气进入水体，而浮游植物的呼吸作用释放CO 2到水体，CO 2分压增强，导致CO 2从水体进入空气。陈豫凤等[22]对贵州草海湖泊系统进行了分析，并建立了简单的模型，发现对于草海这样一个水生植物茂盛的浅水富氧湖泊而言, 光合-呼吸作用和有机质的降解对整个湖泊体系的稳定碳同位素组成具有决定性的作用。3.2估算及测定方法
目前大气与水体之间CO 2的交换量估算与测定方法主要有如下几种：
（1）CO 2水气界面交换的赖利估算方法[23]
赖利[24]1974年在假定CO 2由湖相转移到气相（或相反）是一级过程，且转移速率都与相应相内CO 2的浓度成比例的基础上，给出CO 2通过海-气界面转移通量的估算方法。赖利导出水气界面碳通量的计算方法过程如下：
如用Q 液气表示CO 2由液相转移到气相的通量，则有：
HOPE 等[13]在研究美国威斯康星州27个湖泊表层水CO 2的分压强和溶解有机碳关系后，得到湖泊水体中的CO 2含量与流域和湖泊面积的比值有明显
的正相关关系的结论，这说明湖泊中碳主要来源于流域的流域输入。DILLON 等[14]也认为湖体里的CO 2含量与湖泊周围湿地有关。EUGENI BARKAN 等[15]对死海CO 2的演变研究结果认为，水体碳主要来源于洪水带来的重碳酸盐。
JOHANNES 等[16]于1994~1996年对北美五大湖区的河湾进行研究，结果表明河湾地区的POC 主要来源于光合作用（situ photosynthesis ）和碎屑沉积物（detrital ），在水体光合作用强的温暖季节，光合作用产生POC 占主导地位，尤其是在离开河口区的开敞湖区。
33.1
水-气界面的碳交换
交换原理
湖泊水-气界面碳的交换过程涉及CO 2，CH 4，颗粒态有机碳及无机碳的交换，其中CO 2的交换最为重要。CO 在大气中浓度较低，又能与羟基（-OH ）反应生成CO 2，因而包括在CO 2的通量之内。
大气与水体之间CO 2的交换通量主要由水体的生物泵和溶解度泵决定[１７]。水体的溶解度泵受风速、水温、碱度及碳酸盐的分解等因素的影响。
Ｑ液气＝ＫＬ×ＣＣＯ－ＫＧ×p ＣＯ
２
２
（1）
式中:K L 为CO 2由液相到气相的转移速率，K G 为CO 2由气相到液相的转移速率，C ＣＯ为湖水中CO 2的浓
２
度，p ＣＯ为CO 2在大气中的分压强。根据Henry 定律，
２
气体在液体中的溶解方程为：
ＣＣＯ=α×P ＣＯ
２
２
（2）
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式中:α为CO 2在湖水中的溶解度，p 为CO 2在湖水中的分压强。把上式代入（1），得到量之比，σ是水汽密度与干空气密度之比，H 是感热通量，C P 是空气定压比热，T 是空气的绝对温度。
（5）静态箱法[31]
用一个无底的箱子罩住所测的水面，每隔一段时间抽取一次箱中的空气，测定其中CO 2气体的浓度，求出气体浓度随时间的变化率（△C /△t ），然后根据下式计算水气界面交换通量：
Ｑ液气＝ＫＬ×α×P ＣＯ－ＫＧ×p ＣＯ
２
２
（3）
当达到平衡时Ｑ（3）式计算得到：
液气
＝０，P ＣＯ＝p ＣＯ，ＫＧ＝ＫＬ×α故。代入
２
２
Ｑ液气＝ＫＧ×ＰＣＯ－ＫＧ×p ＣＯ＝ＫＧ（ＰＣＯ－p ＣＯ）＝ＫＧ×△p （4）
２
２
２
２
因此，只要知道CO 2的转移速率K G ，就可由实测的Δp 求其交换通量。
（2）单侧扩散法
由于传输最终通过分子扩散进行。根据Fick 定律写出：F =-D 坠C ，式中F 为气体通量，D 为所传
输的痕量气体的分子扩散系数，C 为其浓度，z 为水面法向（一般即为铅直）坐标。也可把通量近似写成F =k △C ，k 为气体传输速度，△C 为气体浓度梯度，得知k 后，便可根据气体浓度梯度导出其传输通量。本方法主要建立在水平方向的均一性基础之上，对于大型湖泊开阔水域（如太湖）一般具备以上条件。
考虑以上２种机制得到的气体通量的观测与实测结果较为吻合[25]。这一方法计算需分层采集气样、水样、水生生物及沉积物样品，并且需要高精度测定痕量气体及气体流速仪器设备做支撑。
（3）同位素及δ13C 法估算水气界面碳通量方法B ＲＯＥＣＫＥＲ等[26-30]曾用镭-226技术及氡-222通量的方法来确定大气与水体之间气体交换量。
随着稳定性同位素示踪技术的发展，δ13C 不但成为湖泊水体碳循环研究的重要手段，而且也成为了水气界面研究的重要工具，Q ＵＡＹ等于1992年用同位素δ13C 法对1970~1990年间海洋吸收化石燃料燃烧产生的CO 2进行了研究，发现海洋中的δ13C 值降低了0.04，在1978~1988年的10年中，大气δ13C 由－0.749%降至－0.774%，进而推算海洋吸收CO 2的净通量为2.1Gt/a。到目前为止δ13C 研究还停留在定性和半定量水平。
（4）涡度相关方法
该方法在湖面上方某一高度，测量垂直风速和CO 2气体密度脉动、感热通量、潜热通量、气温。这一方法目前主要应用于农田、森林、草地等生态系统。由于湖泊下垫面相对于农田、森林等生态系统简单，而且该法被广泛用于水稻田观测，因此该方法应可用于湖泊水气界面交换通量的观测。计算公式为：
F =ρV P T 0△C
0式中：F 为气体的交换通量，其中V 为箱内口气体积，ρ为标准状态下各气体的密度，A 为箱子覆盖面积，P 为采样点处的大气压，P 0和T 0为标准状态下的空气绝对温度和气压。T 为采样时该点的绝对温度，ΔC 为气体在采样时间间隔内的浓度差，Δt 为采
样时间间隔。
4结语
学术界对于CO 2的“温室效应”概念提出来已经有100年了。迄今为止，在大气CO 2对大气对流层的增温作用问题上认识比较确切，特别是对海洋碳循环问题上有了初步的定性和定量的认识[32-33]。但对于湖泊碳循环及碳通量研究较少，我国湖泊众多，研究湖泊碳循环具有重要意义。
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F g =W ' ρ' g +(g a )[μ/σ+μσ（1+μσ）]E +(g a ) （H /Ｃp )T
式中：Ｅ为潜热通量，W' 为风速垂直脉动值，ρ' g 为CO 2气体脉动密度，ρg 为CO 2气体平均密度，ρa 为空气的平均密度，μ为干空气等效分子量与水汽分子
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(责任编辑朱鼎一）