2024, Vol. 44文章信息
- 薛璟, 陈辛安, 王宪伟, 孙晓新
- XUE Jing, CHEN Xinan, WANG Xianwei, SUN Xiaoxin
- 大兴安岭多年冻土区两种水体温室气体浓度动态与冬季储存特征
- Greenhouse gas concentration dynamics and winter storage characteristics of two water bodies in the permafrost zone of the Great Hing'an Mountains
- 生态学报. 2024, 44(5): 1918-1927
- Acta Ecologica Sinica. 2024, 44(5): 1918-1927
- http://dx.doi.org/10.20103/j.stxb.202304280900
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文章历史
- 收稿日期: 2023-04-28
- 网络出版日期: 2023-12-11
2. 黑龙江三江平原湿地生态系统国家定位观测研究站, 抚远 156500;
3. 中国科学院东北地理与农业生态研究所, 中国科学院湿地生态与环境重点实验室, 长春 130102
2. Heilongjiang Sanjiang Plain Wetland Ecosystem Research Station, Fuyuan 156500, China;
3. Key Laboratory of Wetland Ecology and Environment, Northeast Institute of Geography and Agroecology, Chinese Academy of Sciences, Changchun 130102, China
二氧化碳(CO2)和甲烷(CH4)是两种重要的温室气体, 与全球气候变化息息相关[1]。自工业革命以来, 这两种气体在大气中的浓度增加迅速, 截止至2019年, 其空气中的浓度已达工业化前水平的260%和148%[2]。内陆水体作为重要的温室气体排放源, 尽管其面积仅占非冰川陆地表面的3.7%[3], 但其在温室气体预算中的贡献不可忽视[4]。然而, 由于这些内陆水体温室气体动态具有较高的时空变异性[5], 或是由于它们的面积较小, 与湿地相连难以区别等原因, 导致这些水体无法被卫星识别[3], 因此有必要对这些小型水体进行现场观测以促进对温室气体通量的精确估计[6]。
不同于低纬度的水体, 中高纬度水体由于冬季严寒往往会被冰层覆盖[7]。冰层覆盖时期减少了水文输入[8], 但沉积物中的微生物仍然保持活跃并产生温室气体[9]。这些温室气体可能随着冰层加厚逐渐积累在冰下的水体中[10], 或者当冰层冻结速率很大时, 一些温室气体会以“冰气泡”的形式冻结在冰层之中[11]。到春季气温升高、冰层破裂, 冰下和冰层中的温室气体可能会在短时间内“爆发式排放”[8], 导致水体中溶解性温室气体浓度骤减, 或随水流以溶解性气体的形式被输送至河流下游或邻近的生态系统中[12]。由于冬季采样后勤困难等因素, 以往对于中高纬度水体的研究主要聚焦于生长季或无冰时期的温室气体通量与浓度[13], 对冬季冰下水体中温室气体浓度变化及储存鲜有报道。因此, 对冬季水体温室气体浓度动态还需要进一步明确。
大兴安岭地区位于欧亚大陆多年冻土区的南缘[12], 是我国地带性多年冻土主要分布区之一[14]。由于受到气候变化的影响, 该区域多年冻土南界北移[15]。冻土融化会释放出大量的碳, 而水体作为碳排放的“管道”可能对气候变化有更明显的反馈[16]。对于大兴安岭地区水体碳循环近年也受到一些学者的关注, 例如对河流可溶性有机碳(DOC)的研究等[17]。但对于该区水体温室气体浓度的研究仍非常有限, 尤其是缺少冬季冰封期间的观测数据。故本研究选择大兴安岭多年冻土区府库奇河与河流改道形成的牛轭湖为研究对象, 测定其全年不同季节水体中温室气体(CO2和CH4)浓度、溶解氧、DOC等指标, 揭示影响水体温室气体排放的季节变化规律与主要影响因素, 重点观测冬季冰封期间、春季融化期间河流和牛轭湖的温室气体储存状况, 以期为准确评估该区温室气体排放量, 进一步深入研究水体碳循环及碳收支过程提供数据支持。
1 材料和方法 1.1 研究区概况研究区位于我国大兴安岭北部漠河市图强林业局奋斗林场的中国科学院东北地理与农业生态研究所大兴安岭湿地站(52°56′34″N, 122°51′19″E), 气候属于寒温带大陆性季风气候, 平均年降水量为450 mm, 年平均温度为-3.9℃[18]。研究区湿地除广泛分布在沟谷地带的泥炭地以外, 还分布有湖泊与河流湿地, 常见的湿地植物主要有柴桦(Betula fruticos)、笃斯越桔(Vaccinium uliginosum)、小叶杜鹃(Rhododendron lapponicum)、狭叶杜香(Ledum palustre)、甸杜(Chamaedaphne calyculata)、白毛羊胡子草(Eriophorum vaginatum)、玉簪薹草(Carex globularis)及泥炭藓(Sphagnum spp.)[19]。此外, 该区是我国第二大冻土分布区和唯一的高纬度冻土区, 位于欧亚冻土区的南缘, 活动层平均厚度为1.0—1.5 m[17], 在气候变化和人类活动的影响下, 多年冻土区南界北移, 地表温度升高, 冻土层厚度减小。
1.2 采样点设置选择研究区内典型的河流、湖泊湿地景观, 即府库奇河与其改道形成的一个牛轭湖(演替晚期)为研究对象。牛轭湖形成与河水的侵蚀、流量季节性变化有关, 由于其本质为废弃的旧河道, 因此沉积物类型、水文来源与新河道(府库奇河)相近。本研究中的牛轭湖最大深度1.6 m, 面积约为200 m2, 与河流采样点距离约为100 m, 牛轭湖设置有6个采样点(湖心与沿岸区域)。府库奇河为阿穆尔河(黑龙江二级支流)支流, 全长约为44 km, 河面宽14 m左右, 平均水深约0.5 m, 水流湍急。选择在其水流稍缓的中游段布设横向采样断面, 同样设置为6个采样点, 每个采样点间隔约为1 m, 包括河心区域和近岸区域。
1.3 样品采集与分析野外采样时间于2021年6月开始, 2022年6月结束。根据现场调查结果, 将全年分为3个典型的时期, 即非冻结期(冰雪完全消融)：6月初—9月中旬；冻结期(冰层出现至完全冻结)：9月下旬—次年4月下旬；春季融化期(冰雪开始消融至完全融化)：5月—6月初。由于12月后河流被完全冻结至底部无法取水样, 冻结期仅在9月—次年1月进行, 次年1月仅采集冰样；春季融化期增加取样频率至每月4—5次, 具体采样频率见表 1。
| 采样时期 Sampling periods |
非冻结期(6月初—9月中旬) Ice cover period |
冻结期(9月下旬—次年4月) Ice free period |
春季融化(次年5月—6月初) Spring thaw period |
| 采样次数(河流) Sampling times(river) | 12 | 5 | 5 |
| 采样次数(牛轭湖)Sampling times (oxbow lake) | 9 | 4 | 4 |
| 采样间隔Sampling interval | 平均每周1次 | 平均每月1或2次 | 一月4或5次 |
| 样品名称Sample name | 水样(n=126) | 水样(n=27)/冰样(n=6) | 水样(n=27) |
非冻结期采集0.3 m深度的水样于500 mL样品瓶中, 4 ℃低温避光保存。冻结期根据两种水体冻结状态采集水样, 对牛轭湖而言, 湖面由于形成稳定的冰层, 因此在冰面钻取直径约为10 cm的小洞获取冰下水样。对于河流而言, 由于水体流动, 水面不会形成稳定的冰层, 冰层是从河岸至河心冻结的, 因此直接进行水样的采集, 采集的水样同样装入500 mL样品瓶中, 为避免采集水样在低温下冻结, 所有水样装入保温箱中闭光保存。水样带回实验室后在2 d内完成水体溶解CO2和CH4浓度、总氮(TN)、总磷(TP)、可溶性有机碳(DOC)的测定。水体中溶解CO2和CH4使用顶空平衡-气相色谱法测定[20]。该方法基于道尔顿分压定律和亨利定律, 利用顶空平衡气体浓度计算水体温室气体溶存浓度, 操作如下：使用高纯氮气(99.99%)清洗注射器后, 量取20 mL氮气, 通过短针头将顶空气体缓缓注入到顶空瓶中, 瓶内的水样通过长针头排出, 待气体全部注入到顶空瓶内后关闭短针头。然后放置到振荡器上, 高速震荡5 min后取下顶空瓶静置半小时使气液达平衡后, 抽取气象部分于赛默飞Trace-1300气相色谱仪(Thermo fisher, 美国)进行测定。
水体TN、TP分别根据国家环境保护标准(GB11894-89, GB11893-891)中的碱性过硫酸钾消解紫外分光光度法与钼酸铵分光光度法测定。水体DOC通过0.45 μm滤膜后使用Multi N/C 2100 TOC仪(Analytik180 Jena, 德国)测定。其他水质指标, 如溶解氧(DO)、pH、水温、电导率(EC)、总溶解固体颗粒(TDS)、氧化还原电位(ORP)、盐度(SAL)使用便携式水质分析仪(YSI 556 MS, 美国)每次观测时现场测定。
冻结期冰层中捕获的温室气体浓度通过切割带有冰气泡的冰柱获取。冰柱取样在2022年1月进行, 此时研究区温度极低, 冰层可能达到最大冻结深度。切割冰柱前, 对冰面进行除雪活动以观察被冰层捕获气泡的位置和大小, 确定好位置后用油锯将带有气泡的冰柱进行切割, 切割过程尽量避免切破气泡所在的冰柱。切割好的冰柱立即装入聚酰胺真空袋中抽出袋中空气密封保存, 然后将真空袋运回实验室, 使其在室温下融化, 待冰全部融化后, 抽取真空袋的气象部分以测定冰层中的温室气体含量[21]。所有涉及样品(水/冰)均为三个重复。
1.4 数据分析使用Kolmogorov-Smirnov检验测试数据的正态性和同质性。对不满足条件的数据进行对数转换以满足统计假设。使用单因素方差分析不同时期水体中温室气体浓度的差异。两种水体中溶解性CO2和CH4与水质参数的相关性采用主成分分析(PCA)。统计分析均使用SPSS统计软件进行, 图形处理采用Origin 2021制图软件完成。显著性水平为0.05。
2 结果与分析 2.1 两种水体中溶解温室气体浓度动态及其与环境因子的关系对牛轭湖而言, 水体中溶解的CO2浓度总体表现为冻结期>春季融化期>非冻结期, 但不同时期浓度差异不显著(P＞0.05)。牛轭湖水体溶解CH4浓度在春季融化期显著低于冻结期(P＜0.01)和非冻结期(P＜0.05), 冻结期CH4在冰下有明显的积累现象, 平均值为(2.21±0.54) μmo/L, 分别为非冻结期和春季融化期间水体CH4浓度的5倍和14倍。与牛轭湖水体CO2与CH4浓度的季节变化模式不同, 河流在春季融化时水体中含有较高的CH4和CO2浓度。河流水体中CO2浓度在春季融化时期显著高于冻结期(P＜0.01), CH4浓度在春季融化时期显著高于非冻结期(P＜0.05)。对比这牛轭湖和河流两种水体的CO2和CH4浓度大小, 牛轭湖水体中溶解的温室气体浓度均高于河流(图 1)。
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| 图 1 不同时期牛轭湖与河流水体中CO2和CH4浓度对比 Fig. 1 Dissolved CO2 and CH4 concentrations in oxbow lakes and rivers in different periods 箱线图中空心正方形, 每个框内的线、下边缘和上边缘分别表示平均值、中位线、第3四分位数和第1四分位数数; *P＜0.05; **P＜0.01 |
对牛轭湖和河流水体中温室气体含量与水体化学参数进行主成分分析。PCA轴PC1、轴PC2共同解释变量的60.1%。主成分分析显示, 牛轭湖与河流两种水体环境参数之间存在显著差异(P＜0.05)。水体中DOC、TN、DO、水温均与溶解性CO2和CH4显著相关(P＜0.05), 其中DOC和TN与水体中溶解CO2, CH4正相关, DO、水温(WT)和水体中溶解CO2, CH4负相关(图 2)。
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| 图 2 牛轭湖、河流水体中温室气体含量与水环境参数主成分分析 Fig. 2 Principal Component Analysis of greenhouse gas content and water environment parameters in oxbow lakes and river water bodies DO：溶解氧；EC：电导率；WT：水温；TP：总磷：TN：总氮；CO2：水中溶解CO2；DOC：可溶性有机碳；CH4：水中溶解CH4；ORP：氧化还原电位；SAL：盐度；TDS：总溶解性固体 |
除冰下水体积累的温室气体之外, 温室还可以气泡的形式储存在冰层中。气泡的主要成分为CO2和CH4, 其中CO2为主要成分, 在气泡中浓度占90%以上(牛轭湖：97.7%, 河流：97.9%), 含量显著高于CH4(图 3)。将气泡中温室气体含量与冻结期水体温室气体浓度对比(表 2), 气泡中储存的CO2和CH4含量相当于冻结期水体中溶解性气体浓度的1%—6%和2.71%—29.41%。
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| 图 3 冰冻时期冰层中捕获气泡中的CO2和CH4浓度 Fig. 3 CO2 and CH4 concentration in captured bubbles in ice during freezing periods |
| 水体类型 Water body type |
采样阶段 Sampling period |
CO2/(μmol/L) | 占比 Contribution/% |
CH4/(μmol/L) | 占比 Contribution/% |
| 牛轭湖Oxbow lake | 冰层中气泡 | 2.65±0.17 | — | 0.06±0.02 | — |
| 冻结期水体 | 508.42±41.36 | 0.52 | 2.21±0.54 | 2.71 | |
| 河流River | 冰层中气泡 | 4.43±1.19 | — | 0.10±0.01 | — |
| 冻结期水体 | 73.37±3.89 | 6.03 | 0.34±0.08 | 29.41 | |
| 数值为平均值±标准误 | |||||
在本研究中, 比较了两种水体不同时期的温室气体浓度, 无论是冻结期还是非冻结期, 结果远低于多年冻土区典型的热喀斯特湖(表 3)。这是由于这些冻土塌陷形成的湖泊沉积物中含有大量的有机质(TOC：>20%), 能够释放出大量温室气体[22], 本研究的水体沉积物类型主要以有机质含量极低的砂质沉积物为主(TOC：0.44%), 故很难原位产生高浓度的温室气体[23]。对河流而言, 冻结期水体中CO2浓度则低于非冻结期。这是由于冻结期间温度降低、土壤冻结, 而研究地点水体中溶解性气体的来源主要又以邻近湿地活动层中的土壤孔隙水为主[24], 水文输入的减少导致冻结期水体中溶解性气体浓度降低。尽管牛轭湖和河流的水文来源相似, 但静止的水体为CO2和CH4的积累提供了条件, 静止的水面可以快速形成冰层, 冰层的形成后隔绝氧气[25], 为温室气体的积累提供了稳定的环境。反之河流由于水体的流动, 在没有完全冻结之前仍处于曝气状态, 流动水体由于较高的湍流可能还会存在水体中CH4的氧化[26], 导致河流总体CH4浓度低于牛轭湖(表 3)。
| 地点 Locations |
水体类型 Water body types |
CO2/(μmol/L) | CH4/ (μmol/L) | 参考文献 References |
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| 冻结期 Ice cover period |
非冻结期 Ice free period |
冻结期 Ice cover period |
非冻结期 Ice free period |
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| 加拿大魁北克 | 热融湖 | 1349 | 541 | 318 | 34 | [21] | |
| 加拿大北部 | 釜状湖 | 108.9 | 97.5 | 0.1 | 4.2 | [27] | |
| 阿拉斯加 | 热融湖 | 855.2 | 170.1 | 2.5 | 12.3 | [28] | |
| 芬兰 | 森林湖 | 210 | 22 | 0.43 | 0.2 | [29] | |
| 青藏高原 | 河流 | ND | ND | 0.03 | 0.011 | [30] | |
| 中国东北 | 河流 | ND | 136.83 | ND | 1.04 | [24] | |
| 西伯利亚 | 河流 | ND | ND | 0.01 | 0.04 | [23] | |
| 中国东北 | 河流 | 73.37 | 133.38 | 0.34 | 0.23 | 本研究 | |
| 中国东北 | 牛轭湖 | 508.42 | 415.69 | 2.21 | 0.42 | ||
| ND表示没有数据 | |||||||
本研究中, 河流融化期间水体溶解的温室气体含量最高, 显著高于冻结期和非冻结期。在北方地区, 已有不少研究观测到春季融化时期水体中存溶有高浓度的CO2和CH4[30—31], 融雪时期融水将永久冻土中储存的碳和氮等外源物质冲入河流[30], 导致河流此时期出现温室气体浓度的峰值, 刺激大量温室气体的排放。尽管湖泊也是春季融化时期温室气体大量排放的“热点”之一, 但在结果中, 春季融化时水体溶解CH4却显著低于非冻结期的浓度。这可能是研究的牛轭湖水较浅, 面积较小, 在春季水体混合翻转时水中溶解的CH4已经通过扩散途径被快速排放到大气中[32], 导致该时期未观测到水体中高浓度的温室气体。由此可见, 为精确估计多年冻土区小型湖泊的温室气体收支, 需要对融化时期进行高频率的观测和调查。
水体中溶解性CO2和CH4浓度直接参与水体碳循环, 受到多种环境因素的控制。DOC、水温、DO在产甲烷菌生成CO2和CH4过程中有重要的调控作用[33—35]。本研究同样发现溶解性CO2和CH4与DOC正相关, 与水温和DO负相关。DOC是水生生态系统重要的碳源, 尤其是CO2排放的驱动因素, 可以被微生物直接利用产生CO2和CH4[36]。先前的研究表明, DOC含量高的水体中有更高的CO2和CH4排放量[37], 此外, 研究区水体中溶解性气体来源于毗邻湿地, 附近湿地类型大部分为泥炭地, 泥炭地孔隙水中高含量的DOC导致水体中溶解性CO2含量较高。水温和水中溶解性CO2, CH4负相关的原因是气体溶解度随温度升高而减小, 因为当温度升高时, 气体分子运动速率加大, 更容易自水面逸出[38]。水体中溶解氧与溶解CO2表现为负相关的原因与微生物呼吸作用有关, 呼吸作用消耗水体中氧气, 主要产物为CO2[39], 而CO2在水中主要以溶解在水中的扩散方式传输[40—41]。因此, 水体中CO2浓度升高的同时, 氧的含量降低, 二者呈现负相关关系。
3.2 冻结期两种水体冰层中温室气体储存能力两种水体冬季冰层中均观察到被捕获的气泡, 气泡主要成分是CO2(其中牛轭湖：97.7%, 河流：97.9%)。之前的研究同样表明冰层内气泡中CO2比例会占到气体成分的50%以上[21], 这与气泡内CH4氧化生成CO2有关[42]。冰层中被捕获的气泡主要来自于温室气体排放的“冒泡”的途径[43—44], 这主要存在于静水水体中[23]。但对河流而言, 冰层不能够稳定形成, 而是由河岸带向河中心开始冻结, 并且由于层流作用, 冰层由上到下不是连贯的, 而是分层冻结的, 这时冰层中的气泡推测可能是冰层在形成过程中溶解性气体脱气, 导致冰层中形成孔隙, 出现气泡“被捕获”的现象。鉴于缺乏河流冰气泡温室气体含量的数据, 在本研究中只对比了牛轭湖与热喀斯特湖[21]的冰气泡含量。牛轭湖冰气泡中CO2含量为(2.65±0.17) μmol/L, CH4含量为(0.061±0.02) μmol/L, 结果低于热熔湖中观测到的结果(CO2：35 mmol/m2, CH4：6 mmol/m2), 冰气泡中温室气体含量与数量与湖泊“冒泡”途径、沉积物类型、冰层冻结速度差异有关[45]。大部分冰气泡中CO2与CH4浓度低于水体中的含量, 相当于冻结期水体中溶解CO2和CH4总量的0.52%—29.41%。这些储存在冰层中的气泡会在春季融化时会优先从融化或者破裂的冰层中释放出来, 可能造成潜在的温室气体高排放期。然而, 鉴于冬季采样的困难, 以前很少有研究关注冬季冰层中温室气体的储存能力, 这为精确量化温室气体收支带来了不确定性, 本研究的结果说明在多年冻土区水体温室气体通量的观测中, 应进行长时间的连续监测, 以免错过可能的高排放期。
3.3 对多年冻土区不同水体碳收支的启示对于大兴安岭多年冻土区两种水体的研究表明, CO2和CH4在两种水体中储存与排放方式不同, 这取决于湖泊和河流的水文状况。因此, 基于本研究结果, 应注意区分不同贡献者(河流或湖泊)以精确量化碳收支[46]。河流和牛轭湖这两种景观在研究区分布广泛, 尽管这类水体不如冻土塌陷形成的热融湖碳排放量高, 但由于毗邻泥炭地, 大部分溶解性温室气体由泥炭地提供[24], 水中溶解性有机碳含量仍维持在较高的水平, 未来的研究可侧重于对这些水体温室气体通量的观测。
在全球变暖的背景下, 永久冻土融化不仅会改变水文景观, 促进湖泊/池塘的形成或扩张, 还会增加有机碳向河流的输出[47]。此外, 气候变暖导致更短的冰层覆盖期, 延长了非冻结期温室气体排放的时间, 这都可能会增加研究区水体的碳排放。综上, 需要对区域内不同水体长期观测以探究其对气候变化的反馈。
4 结论本研究观测了大兴安岭多年冻土区两种水体溶解CO2和CH4浓度在不同时期的变化, 以及冬季冰层中存储的温室气体浓度。对于牛轭湖而言, 冻结期冰下CO2和CH4浓度明显高于非冻结期和春季融化时期, 这是由于其停滞的水体更利于温室气体在冰下积累。而河流由于水体的流动, 冻结期并未观测到温室气体积累的现象, 其最高浓度时期出现在春季融化时期。尽管研究的两种水体沉积物构成相似, 但由于水文状况导致两种水体在溶解性温室气体浓度和水质指标上存在显著的差异。因此, 以后对水体CO2和CH4排放的观测时间应该划分不同阶段, 例如, 加强冻结期的观测可能对湖泊更重要, 加强春季融化期间的观测对河流更重要。此外, 冬季冻结期间冰层中还会保留一部分温室气体, 这部分温室气体往往被排除在全年的温室气体收支之外, 为精确量化温室气体收支带来不确定性。总之, 本研究揭示了我国大兴安岭多年冻土区不同水体溶解CO2和CH4浓度的动态变化, 为今后深入研究水体对碳循环的影响提供数据基础。但由于水体温室气体浓度变化是一个复杂的机理过程, 包括受沉积物类型、水文状况等综合因素影响, 今后需结合微生物相关机理研究深入阐晰水体溶解性CO2和CH4的产生、分解与释放过程。
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