2020, Vol. 40文章信息
- 张前前, 胡启武, 冯哲, 文旻, 吴琴, 徐健
- ZHANG Qianqian, HU Qiwu, FENG Zhe, WEN Min, WU Qin, XU Jian
- 鄱阳湖沉水植物区不同深度土壤甲烷排放对温度水分变化的响应
- Response of methane emissions to temperature and moisture changes at different soil depths in the submerged plant zones of Poyang Lake
- 生态学报. 2020, 40(21): 7659-7667
- Acta Ecologica Sinica. 2020, 40(21): 7659-7667
- http://dx.doi.org/10.5846/stxb201907291598
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文章历史
- 收稿日期: 2019-07-29
- 修订日期: 2020-05-09
2. 江西师范大学鄱阳湖湿地与流域研究教育部重点实验室, 南昌 330022
2. Key Laboratory of Poyang Lake Wetland and Watershed Research, Ministry of Education, Jiangxi Normal University, Nanchang 330022, China
甲烷(CH4)是地位仅次于二氧化碳(CO2)的重要温室气体, 其在百年尺度上的全球增温潜势是CO2的28—34倍[1-2]。大气中的CH4浓度已从1750年的0.72 μmol/mol上升到2011年的1.80 μmol/mol, 升高近2.5倍[2]。湿地长期处于水淹和厌氧状态, 为CH4产生提供了有利条件, 因而成为大气CH4重要的天然释放源[3], 每年向大气中排放CH4约占全球CH4排放总量的30%[4]。由于不同区域、不同类型湿地水文状况与水文过程复杂多样, 全球和区域湿地CH4排放评估存在极大的不确定性[4]。当前, 我国湿地CH4研究大多集中于青藏高寒区和温带地区[5-13], 热带和亚热带地区的研究相对薄弱[14-19], 且现有研究多关注湿地挺水植物区CH4排放与影响因子[16, 20-21], 缺乏对沉水植物区CH4排放的关注。大量的通量观测已经证实土壤温度和水分是控制湿地CH4排放的关键因子。其中, 温度主要通过影响土壤中产甲烷菌进而影响CH4的产生、氧化及排放[22], 较高的水分容易使湿地土壤形成厌氧环境[12], 促进CH4产生。然而, 野外通量观测往往容易忽视CH4排放的另外一个重要影响因子—基质有效性, 并且通常把不同深度的土壤作为一个整体进行观测, 极少区分不同土层的CH4排放。而不同土层有机质含量及其组成往往存在较大差异, 亦代表着基质有效性的差异。不同土层CH4排放对温度、水分变化是否具有差异化的响应？基质有效性、温度和水分三者之间是否对CH4排放存在交互作用？这些科学问题尚需更多的研究来回答。
鄱阳湖作为中国最大的淡水湖, 沉水植物区常年处于厌氧环境, 其分布面积占鄱阳湖全湖植被的近50%[23-24], 被视为重要的CH4释放源[25]。因此本研究通过采集鄱阳湖湿地沉水植物分布区不同深度土壤, 区分不同土层CH4排放, 探讨土壤温度、水分及基质有效性对湿地CH4排放的交互作用, 为进一步阐明鄱阳湖湿地CH4排放的变化机理, 降低区域湿地CH4排放评估的不确定性提供科学依据。
1 研究方法 1.1 研究区域概况研究区选在鄱阳湖南矶湿地国家级自然保护区, 该区位于鄱阳湖南部赣江三角洲前沿地带(28°52′05″—29°06′50″ N, 116°10′33″—116°25′05″ E)。保护区内除南山岛和矶山岛2个居民点占据4 km2面积之外, 其余为洲滩和水域, 总面积约330 km2。湖滨洲滩的淹没时间视当年的具体水文情势, 一般在3—5个月不等, 其余时间洲滩大都出露于水面。该区气候属亚热带湿润季风气候, 多年平均气温17.6℃, 多年平均降水量为1450—1550 mm。该区域的湿地植被沿水位梯度可分为草甸植被带、挺水植被带、湿生植被带和沉水植被带, 优势物种分别为狗牙根(Cynodon dactylon)、蒌蒿(Artemisia igniaria)、芦苇(Phragmites australis)、南荻(Triarrhena lutarioriparia)、灰化苔草(Carex cinerascens)、黑藻(Hydrilla verticillata)等, 土壤类型分别为草甸土和草甸沼泽土。
1.2 实验设计在鄱阳湖南矶湿地国家自然保护区的白沙湖, 选择典型沉水植物(以黑藻为优势种)分布区, 利用柱状透明采泥管(内径4 cm)以“S”型随机多点采集土柱, 分别截取0—10 cm、10—30 cm两个土层的混合样品, 其中, 10—30 cm土层在靠近30 cm处截取样品, 以明显区别于表层土样的有机质含量。将采集的土壤样品冷藏保鲜带回实验室, 一部分样品进行土壤有机碳及其不同组分、全氮、微生物碳氮测定, 一部分用于CH4排放室内培养实验。室内培养实验设置18℃和28℃两个温度处理。其中, 低温18℃为研究区年均温; 高温设置为28℃, 考虑此温度是土壤微生物活动的适宜温度, 以及进一步分析CH4排放温度敏感性Q10的需要[26]。鄱阳湖近年来湿地干旱化趋势明显, 部分沉水植物区, 特别是地表淹水较浅的湖滩洼地, 存在土壤出露水面的可能。因此, 本研究设计淹水和非淹水2个处理。对于淹水处理, 统一设置为淹水2 cm深度; 设置非淹水状态的水分处理时, 主要参考土柱取出水面后的实际土壤水分含量。由于不同土层的容重、孔隙度等差异, 两土层的实际水分含量存在较大差异。其中, 0—10 cm和10—30 cm土壤水分分别为100% ±12%、80% ±10%。
参照文献[27-28]进行培养实验设计和CH4排放速率的计算。具体过程如下：将各组不同处理的土样(100 g干土计)装入1 L培养瓶密闭, 每组处理4个重复随机放入人工气候箱(QHY—450型, 温控精度±0.1℃, 湿度波动5% RH)进行避光培养。此外, 分别设置高温28℃与低温18℃空白对照各4个重复随机放入人工气候箱。气体取样时首先通过密封瓶口外接的三通阀, 利用注射器抽取10 mL气体, 随后测定培养瓶内剩余空气气压, 并进一步通过气体状态方程计算抽取气体之前的瓶内空气气压。CH4浓度用Aligent 4890D气相色谱仪进行测定。气体取样频率：前3个月每1周取样1次, 第4—6月每2周取样1次, 第7—9月每3周取样1次, 培养10个月之后每4周取样1次, 共计培养735 d。每次取完气体后, 短暂卸去密封瓶的封口, 通入压缩空气, 使前一次土壤有机质分解积累在顶端空气中的CO2、CH4等气体溢出, 以快速达到补充氧气, 回归正常空气状态。并通过添加去离子水以保持相应土壤水分含量, 然后重新密封置于相应温度下培养待下一次抽样分析。培养实验开始前的土壤理化性状见表 1。
| 主要土壤理化性状 Main soil properties |
土层Soil layer | |
| 0—10 cm | 10—30 cm | |
| 总有机碳Total organic carbon/(mg/g) | 10.01 | 6.49 |
| 全氮Total nitrogen/(mg/g) | 1.01 | 0.68 |
| 碳氮比Total organic carbon/Total nitrogen | 9.90 | 9.50 |
| 重组有机碳Heavy fraction organic carbon/(mg/g) | 9.55 | 6.27 |
| 轻组有机碳Light fraction organic carbon/(mg/g) | 0.46 | 0.22 |
| 可溶性碳Dissolved organic carbon/(μg/g) | 153.63 | 101.36 |
| 微生物量碳Microbial biomass carbon/(μg/g) | 144.80 | 54.37 |
| 微生物量氮Microbial biomass nitrogen/(μg/g) | 12.94 | 8.89 |
| 微生物量碳氮比Microbial biomass carbon/Microbial biomass nitrogen | 11.20 | 6.10 |
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(1) |
式中, F为CH4排放速率(μgCH4-C kg-1d-1), P1为土壤样品培养一定时间后产生的CH4分压(Pa); P2为空白对照组的CH4分压(Pa); V1为土壤样品培养一定时间后培养瓶内的CH4体积(L); V2 为空白对照组的CH4体积(L); R为气体常数(8.314 J mol-1 K-1); T为培养温度(℃); M为CH4的摩尔质量(16 g/mol); t为两次气体取样的间隔时间(d); m为土壤质量(g)。
根据文献[29-30], 采用下式计算CH4排放的温度敏感性：
|
(2) |
式中, T1和T2为培养温度, K1和K2分别对应T1和T2温度下的CH4排放速率。
1.4 数据分析数据采用Excel 2016软件进行处理, Origin 2018绘制图表。采用SPSS 17.0及Minitab 17.0多因素方差分析法分析温度、水分和土层3因素及其交互作用对CH4排放的影响, 显著性水平设置为α=0.05。
2 结果与分析 2.1 0—10 cm土壤CH4排放速率变化随着培养时间的增加, 0—10 cm土壤在高温28℃和低温18℃培养环境中CH4排放速率均表现出波动中下降的变化趋势, 且不同水分处理表现一致, 即培养初期0—195 d波动中快速下降, 培养中期196—391 d缓慢下降, 培养后期392—735 d变化平稳(图 1)。温度和水分对0—10 cm土壤CH4排放速率均产生显著影响(P < 0.01)。其中, 高温环境下两水分处理的土壤CH4平均排放速率分别为0.39和2.00 μgCH4-C kg-1 d-1; 低温环境下CH4平均排放速率则分别为0.21和0.31 μgCH4-C kg-1 d-1。
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| 图 1 不同处理条件下土壤甲烷排放速率随培养时间的变化 Fig. 1 Variations of methane emission rates under different treatments with incubation time |
相同温度培养环境下, CH4平均排放速率均表现为淹水2 cm处理高于100%水分处理; 相同水分处理下CH4排放速率则表现为高温>低温。整体来说, 0—10 cm土壤CH4排放速率大小为：高温×淹水2 cm>高温×100%水分>低温×淹水2 cm>低温×100%水分。
2.2 10—30 cm土壤CH4排放速率变化10—30 cm土壤在高温28℃和低温18℃培养环境中, CH4排放速率亦呈现出波动中下降的变化规律, 且不同水分处理表现一致, 即培养初期0—90 d内波动中缓慢下降, 91—300 d期间波动中快速下降, 301—735 d期间变化平稳(图 1)。温度和水分对10—30 cm土壤CH4排放速率影响显著(P < 0.01), 高温培养环境中, 两水分处理下10—30 cm土壤CH4平均排放速率分别为0.19和0.20 μgCH4-C kg-1d-1; 而低温环境下则分别为0.10和0.11 μgCH4-C kg-1 d-1。
10—30 cm土壤CH4排放速率在同一温度培养环境下, 亦表现出淹水2 cm处理高于80%水分处理, 且在同一水分处理下CH4排放速率均为高温>低温。总体上, 10—30 cm土壤CH4排放速率大小为：高温×淹水2 cm>高温×80%水分>低温×淹水2 cm>低温×80%水分。
2.3 不同深度土壤CH4累积排放总量实验结果表明, 温度和水分对不同深度土壤CH4排放总量影响显著(P < 0.01), 其中, 0—10 cm土壤在高温和两水分处理的培养环境下CH4排放总量分别为138.86和639.54 μgCH4-C/kg; 而在低温环境中则分别为81.39和136.67 μgCH4-C/kg。10—30 cm土壤在高温培养环境和两水分处理下CH4排放总量分别为89.44和91.58 μgCH4-C/kg; 在低温培养环境中则分别为48.68和49.78 μgCH4-C/kg。
总体上, 0—10 cm土壤CH4排放总量均高于10—30 cm土壤, 且相同水分处理下CH4排放总量均为高温环境>低温环境, 相同温度处理下的CH4排放总量均以淹水2 cm最高(图 2)。
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| 图 2 不同处理条件下土壤甲烷累积排放总量 Fig. 2 Total amount of methane emissions under different treatments |
温度、水分和土层及其交互作用对湿地土壤CH4排放影响显著(P < 0.01)(表 2)。Minitab方差分析结果显示, 土层对CH4排放的影响最大, 贡献达到了23.13%, 其次是水分13.21%和温度11.38%。
| 因变量 Dependent variable |
自变量 Variable |
平方和 Sum of squares |
df | 均方 Mean square |
F | P |
| CH4排放速率 | T | 18.36 | 1 | 18.36 | 10.96 | ＜0.01 |
| Methane emissions rates | M | 31.09 | 2 | 15.54 | 9.28 | ＜0.01 |
| S | 37.76 | 1 | 37.76 | 22.54 | ＜0.01 | |
| T×M | 24.15 | 2 | 12.08 | 7.80 | ＜0.01 | |
| T×S | 29.93 | 1 | 29.93 | 19.32 | ＜0.01 | |
| M×S | 57.89 | 3 | 19.30 | 11.15 | ＜0.01 | |
| T×M×S | 24.15 | 2 | 12.08 | 7.80 | ＜0.01 | |
| CH4累积排放量 | T | 827556.22 | 1 | 827556.22 | 65.06 | ＜0.01 |
| Cumulative methane | M | 1528072.24 | 1 | 764036.12 | 60.06 | ＜0.01 |
| emissions | S | 1682151.42 | 1 | 1682151.42 | 132.24 | ＜0.01 |
| T×M | 1130851.12 | 2 | 1130851.12 | 90.61 | ＜0.01 | |
| T×S | 1375276.66 | 1 | 1375276.66 | 220.39 | ＜0.01 | |
| M×S | 2642742.67 | 3 | 880914.22 | 57.07 | ＜0.01 | |
| T×M×S | 1130851.11 | 2 | 565425.56 | 90.61 | ＜0.01 |
温度是影响湿地CH4排放的重要因素之一[31-32], 本研究中温度对湿地土壤CH4排放有显著影响(P < 0.01), 不同土层间CH4排放速率及排放总量均为高温28℃高于低温18℃, 这与已有研究结果一致[33-35]。可见温度上升对湿地CH4排放具有促进作用。温度上升提高土壤微生物活性加快有机质的分解[30]; 此外, 温度上升改变产甲烷菌群落结构及多样性因而提升CH4产生效率[32, 36-37]。通常用Q10 表示CH4排放对温度变化的敏感性[38], 数值越大表明CH4排放对温度变化越敏感。本研究中0—10 cm土壤两水分处理下的Q10变化范围分别为1.02—3.14, 0.98—18.29;均值为1.78和3.26;10—30 cm土壤则分别为0.47—1.78, 0.85—1.51;均值为1.03和1.08。该结果处于Segers等人[39]的研究结果范围之内, 但高于宋长春等人[8]对我国三江平原小叶章(Calamagrostisangustifolia)草甸湿地CH4排放通量Q10(Q10值为1.90)的估算; 低于仝川等[40]对闽江河口鳝鱼滩潮汐湿地短叶茳芏(Cyoerusmalaccensis)、藨草(Scirpustriqueter)等沼泽CH4排放通量温度敏感性(Q10值分别为5.23和4.79)的研究。由于Q10受多因子的综合影响, 不同区域或不同类型的湿地土壤CH4排放对温度变化响应的变幅较大[41]。
此外, 0—10 cm土壤两水分处理下的温度敏感性(1.78和3.26)高于10—30 cm土壤(1.03和1.08), 且在实验不同培养阶段, 0—10 cm土壤Q10值培养前期高于培养后期, 两水分处理下以淹水2 cm最高, 但10—30 cm土壤差异并不明显(图 3)。0—10 cm土壤CH4排放速率对温度变化较10—30 cm土壤更为敏感, 这可能是由于0—10 cm土壤的总有机碳及其活性有机碳组分, 如轻组有机碳、可溶性有机碳和微生物量碳等含量高于10—30 cm土壤(表 1), 可提供更高的基质有效性, 温度升高后促使土壤微生物和酶活性增强加快了对底物的分解, 促进CH4的排放[42]。
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| 图 3 不同土层甲烷排放的温度敏感性 Fig. 3 Temperature sensitivity of methane emissions from different soil layers |
CH4产生是严格的厌氧过程, 水分含量的高低决定了CH4产生和氧化的环境条件[43], 水位波动可以使土壤由产CH4环境转变为CH4氧化环境[44]。本研究中, 不同水分对CH4排放的影响显著(P < 0.01), 水分增加对CH4排放有明显促进作用, 不同土层土壤在相同温度下CH4排放速率及累积排放量均为淹水2 cm高于非淹水处理。该结果与丁维新[44]、Henneberg等人[45]关于水位对CH4排放影响的研究结果一致。沙晨燕等[46]对美国Olentangy河人工湿地CH4排放量研究发现, 深水区比交错区的CH4排放量更高; Mander等[47]对温室气体排放随水位变化研究显示, 水位越高CH4排放量越大。因此, 土壤水分对湿地CH4排放影响显著。此外, 孙志高等[48]研究发现水分含量增高明显促进了CH4排放, 并且抑制了温度对CH4排放的作用强度和敏感性。可见当温度和水分对CH4排放有交互作用时, 水分对CH4排放的影响可能超过温度, 但水分对温度影响的具体机制目前尚不清楚, 还需更深一步的探究。
土壤基质有效性亦对湿地土壤CH4排放影响显著, 土壤中丰富的有机质能为微生物提供充足的产CH4基质[49-52], 基质供应越充足, 土壤产CH4能力越强[44, 53]。本研究中, 土壤总有机碳含量(表 1)明显低于三江平原[54]、若尔盖高原等湿地[55-56]。这主要是由于研究区地处亚热带, 湿热的气候条件利于有机碳分解, 且在高动态水情变化环境下, 有机碳易发生迁移。但与杭州湾[57]、洞庭湖湿地[58]及闽江口湿地[59]土壤有机碳含量相比差异不大。土壤中可溶性有机碳含量是影响土壤产CH4能力的重要因素[60-61], 沉水植物区虽总有机碳含量低于挺水植物区, 但长期淹水环境增加了溶解性有机碳含量, 且流域水流携入外源有机质在洲滩退水后积聚, 使其可溶性有机碳含量在所有植被类型及湖底无植被区中最高[62]。
本研究中, 黑藻群落土壤CH4排放均表现为0—10 cm土层高于10—30 cm土层, 而以不同土层总有机碳为基质总量, 亦表现出相同规律。0—10 cm土层在高温和两水分处理下, 土壤基质CH4排放总量分别为13.75、63.32 mgCH4-C kg soc-1; 而在低温环境中则分别为8.06、13.53 mgCH4-C kg soc-1。10—30 cm土层在高温培养环境和两水分处理下其土壤基质CH4排放总量为分别为13.78、14.11 mgCH4-C kg soc-1; 在低温培养环境中则分别为7.50、7.67 mgCH4-C kg soc-1。该结果主要是由于0—10 cm土层有机质含量高于10—30 cm土层(表 1), 即两土层所能提供的产CH4基质不同所致。Dasselaar等[63]对泥炭沼泽土壤研究结果表明, 不同深度土壤基质的差异, 致使CH4产生能力随土壤深度增加而降低; Avery[34]对美国河口潮汐湿地的研究也得出一致结论, 并且指出0—10 cm土壤是CH4产生的主要发生层。也有研究发现, 不同土层土壤基质间的差异, 对湿地产甲烷菌群落结构和活性影响明显, 进而影响CH4产生和排放[50, 64-65]。本研究中, 在培养后期, 不同土层CH4排放速率均趋于平稳状态, 这可能是由于土壤中基质变化引起, 随着实验进行, 土壤中易分解基质逐渐被消耗, 基质有效性降低抑制了CH4产生和排放[66], Vizza等[52]通过在湿地中添加易分解有机物后发现CH4产生显著提高了75%。可见CH4产生受控于土壤基质有效性的影响[67-68], 尤其是易分解基质。
4 结论鄱阳湖沉水植物区土壤CH4排放受温度、水分和土层及其交互作用的显著影响(P < 0.01), 其中土层对CH4排放的影响最大。此外, 0—10 cm土壤CH4平均排放速率、累积排放量及温度敏感性均高于10—30 cm土壤。
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