2019, Vol. 39文章信息
- 贺文君, 韩广轩, 宋维民, 李培广, 张树岩, 张希涛
- HE Wenjun, HAN Guangxuan, SONG Weimin, LI Peiguang, ZHANG Shuyan, ZHANG Xitao
- 潮汐作用对黄河三角洲盐沼湿地甲烷排放的影响
- Effects of tidal action on methane emissions over a salt marsh in the Yellow River Delta, China
- 生态学报. 2019, 39(17): 6238-6246
- Acta Ecologica Sinica. 2019, 39(17): 6238-6246
- http://dx.doi.org/10.5846/stxb201805051002
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文章历史
- 收稿日期: 2018-05-05
- 网络出版日期: 2019-05-31
2. 中国科学院大学, 北京 100049;
3. 山东省黄河三角洲国家级自然保护区, 东营 257500
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
3. Administration Bureau of the Yellow River Delta National Nature Reserve, Dongying 257500, China
甲烷(CH4)作为一种重要的温室气体, 其单分子增温潜势是CO2的28倍[1], 大气CH4浓度微小的变化都可能对全球变化产生显著影响[2]。作为陆海相互作用的过渡带, 湿地一直被认为是CH4的自然排放源[2-3], 但盐沼湿地因地形因素、环境特征和频繁的潮汐浸淹, 其CH4排放具有较大的时空变异性[4]；同时因盐沼湿地沉积物中含有丰富的SO42-可能会抑制CH4的产生, 减少其排放[5]。
潮汐湿地CH4通量是土壤和水中CH4生成、氧化和传输的产物[6]。盐沼湿地周期性的潮汐活动引起沉积物盐度、氧化还原电位、有机质和养分的短期波动[7], 改变了CH4的产生效率和传输机制[8], 进而决定了盐沼湿地CH4排放量。潮汐水位变化是影响CH4排放的重要因素。一方面, 涨潮前土壤长期暴露于空气中有利于氧气的渗透增加了土壤氧化层, 从而抑制了CH4的产生[9], 涨潮过程中高水位促进了厌氧环境的生成既有利于CH4的产生又减少了土壤氧化层的空间[3], 同时潮汐淹水影响着地表沉积物O2的可利用性、气体的传输速率等过程[10-12], 也潜在地影响CH4的产生和扩散[10]。涨落潮过程中潮水携带大量的SO42-可通过瞬间改变末端电子受体的再生和耗尽而对CH4产生氧化作用影响其排放[13-14]。另一方面, 落潮后湿润阶段引起土壤厌氧层空间的增加和微生物群落的建立进一步影响CH4的产生、吸收和传输[13, 15]。此外, 周期性的潮汐活动引起湿地土壤间歇性曝气可能会导致局部的氧化还原循环, 从而影响电子受体的电子流[14], 进而影响CH4的产生。
黄河三角洲作为海陆相互作用最为活跃的区域之一[16]。受陆海物质交汇、咸淡水混合、地表及地下径流和潮汐等不同水文要素的驱动, 黄河三角洲发育了不同的湿地类型和植被群落[17-19], 导致该区域CH4排放存在较大的复杂性和不确定性[20]。与传统静态箱相比, 涡度相关技术可在大空间、长时间上获得高质量分辨率的通量数据[21-22]。此外, 涡度相关技术可完整捕捉到潮汐过程中CH4通量的动态变化, 避免由于潮汐活动的短暂性及瞬时性, 而错过CH4排放峰值。本研究基于2016年黄河三角洲盐沼湿地生长季数据, 利用涡度相关法分析黄河三角洲盐沼湿地CH4排放通量的季节变化规律, 重点探讨潮汐作用对CH4排放的影响, 以期为潮汐水动力过程中滨海盐沼湿地CH4排放提供数据支持和理论依据。
1 材料与方法 1.1 研究区概况研究区位于中国科学院黄河三角洲滨海湿地生态试验站的潮间带观测场(118°41′41″—119°16′41″E)。该区域属于暖温带大陆性季风气候, 光照充足, 四季分明, 夏季多雨。多年平均气温为13.4℃, 年平均日照数2590—2830 h, 无霜期206 d[23]。常年盛行东南风和东北风。多年平均降雨量556.1 mm, 年蒸发量1962 mm, 干旱指数3.65[17], 该研究区域土壤以滨海盐渍土为主, 土壤质地为砂质黏壤土, 有机质含量丰富[24], 以黄河沉积物和泥沙为主要成土母质, 受海洋作用强烈, 土壤发育年轻[25]。表层土壤pH的变化范围为7.7—8.5, 呈弱碱性；0—30 cm表层土壤SO42-变化幅度为0.01%—0.15%[26]。
研究区通量塔位于潮间带中高潮滩(37°47′20″N, 119°10′23″E), 该区域地势平坦, 受半月潮影响, 平均涨潮历时6 h 30 min, 平均落潮历时9 h 24 min。潮流基本以平行于海岸界的往复流为主[27], 潮汐淹水以到达研究区域为准。该区域植被群落组成简单, 以一年生草本植物盐地碱蓬(Suaeda salsa)为建群种, 伴生有芦苇(Phragmites australis), 盐地碱蓬高20—30 cm。
1.2 研究方法在观测场主风风向上, 约90%的通量源区主要分布于200 m范围内。通量塔安装有开路式涡度相关系统和微气象观测系统。开路式涡度相关观测系统包括安装高度为2.8 m的开路式CH4分析仪(LI-7700, LI-Cor, USA)和三维超声风速仪(GILL-WM, LI-Cor, USA), 原始数据采样频率为10 Hz, 每30 min输出平均值。微气象观测系统包括距地面2.8 m的光量子传感器(LI-190SL, LI-Cor, USA)用于测定光合有效辐射。四分量(NR01, LI-Cor, USA)距离地面2 m用于监测净辐射, 空气温湿度传感器(HMP50, Vaisala, Helsinki, Finland)距离地面2 m, 可同时测量空气温度和湿度。雨量筒位于1.5 m处(52203, RM Young Inc., Traverse City, MI, USA)。土壤因子监测主要包括5、10 cm深处的土壤温度(TM-L10, LI-Cor, USA), 所有气象数据通过数据采集器(CR1000, LI-Cor, USA)在线采集, 并按30 min计算平均值进行存储。潮汐水位数据根据水位计和物候远程图像监测系统(RR-8140)进行监测, 水位计每30 min记录一次数据, 物候远程图像从5：00点到19：00点自动工作, 数据监测间隔2 h。其他地方有更多仪器详细信息[28]。
1.3 通量数据质量控制受天气状况、仪器机械故障、电力中断等因素的影响, 野外数据监测过程中不可避免地会产生异常数据及造成部分数据丢失, 因此需对原始通量数据进行质量控制。数据控制标准为：(1)剔除︱FCH4︱≥25 nmol CH4 m-2 s-1的异常值和降雨前后半个小时数据；(2)由于夜间大气层结比较稳定, 导致湍流发展不充分, 因而去除夜间u* < 0.07 m/s所对应的CH4通量数据；(3)剔除仪器信号值(Relative signal strength indicator, RSSI)较弱的CH4通量数据, RSSI < 25%, 得到控制数据, 经质量控制后所得数据占通量数据的72.5%。
1.4 数据分析基于该区域2016年5—10月生长季CH4数据、水位和远程图像监测数据, 我们确定了潮汐涨落潮过程, 选择标准详见其他地方[28], 根据此标准我们共筛选出3组潮汐过程CH4通量变化数据。
在以上3组潮汐过程数据中选取1次完整潮汐涨落潮过程作为研究对象, 同时根据潮汐水位的变化将潮汐过程划分为：涨潮前(干旱阶段)：7月2日22:30到7月4日19:00；涨落潮阶段(淹水阶段)：从7月4日22:30到7月6日19:00；落潮后(湿润阶段)：7月6日22:30到7月8日19:00。潮汐淹水阶段水位最高为14.5 cm, 并未完全淹没植被, 落潮后潮水完全退去。
利用配对样本T检验(Paired sample t-test)分析涨潮前(干旱阶段)和涨落潮(淹水阶段)、涨潮前和落潮后(湿润阶段)、涨落潮淹水阶段和落潮后CH4通量半小时平均值之间的差异。运用统计分析软件SPSS 17.0进行数据统计分析, 运用Sigmaplot 12.5进行数据制图, 文中数据为平均值±标准误。
2 结果与分析 2.1 环境因子季节动态分析5—10月整个生长季内, 黄河三角洲盐沼湿地月平均光合有效辐射(Photosynthetic active radiation, PAR)变幅为212.1—455.9 μmol m-2 s-1, 呈先上升后下降趋势, 其日均值波动范围为37.5—614.2 μmol m-2 s-1, 夏季阴雨天气较多, PAR呈离散模式, 波动较大(图 1)。生长季空气温度日均值为22.3 ℃, 接近30年(1978—2008)生长季平均气温(21.9±1.6) ℃[19], 日均空气温度变幅为5.9—31.2 ℃。整个生长季, 空气温度与土壤温度变化趋势一致, 5 cm土壤温度的日均值为23.5 ℃, 其变化范围为9.6—31.2℃；10 cm土壤温度的日均值为23.4 ℃, 其日均值变化范围为和10.7—30.7℃(图 1)。生长季降水总量为893.6 mm, 占全年降水量的95.9%, 受极端天气影响, 8月8日单次降雨量达到335.3 mm(图 1)。
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| 图 1 2016年生长季黄河三角洲湿地环境因子动态 Fig. 1 Variations of environmental factor during the growing season of 2016 in the Yellow River Delta |
黄河三角洲盐沼湿地半小时CH4排放通量和水位变化趋势如图 2所示, 因仪器故障致使部分CH4通量数据缺失。黄河三角洲盐沼湿地地表水位高度主要受降雨和潮汐影响, 土壤干湿状况明显, 无潮汐和降雨时地面无积水。图 2中水位高度以地面为参考, 表示距离地表高度。2016年5—10月观测期间CH4通量半小时变幅为-19.7—26.6 nmol m-2 s-1, 6月30日达到排放日均最高值为9.9 nmol m-2 s-1, 最低为9月12日的-6.4 nmol m-2 s-1。地表水位日均值变化范围为0—84.4 cm, 由极端降雨引起的最大瞬时水位为35 cm, 而潮汐活动所引起的最大瞬时水位高度为130 cm。整个生长季, CH4排放在连续降雨及涨潮过后的湿润阶段呈逐渐增大趋势。
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| 图 2 半小时CH4通量和水位排放动态 Fig. 2 Half hourly variations of CH4 emission and water level |
由表 1可知, 黄河三角洲盐沼湿地生长季表现为CH4微弱源。6月份温度高于5月份, 但6月份CH4排放总量却低于5月份。7—8月份, 降雨增多, 地表水位增大的同时CH4排放量也增大, CH4排放通量在7月份达到排放峰值, 最低值出现在9月。
| 月份 Month |
CH4排放通量 Methane emission flux/(mg m-2 h-1) |
| 5 | 0.062 |
| 6 | 0.043 |
| 7 | 0.092 |
| 8 | 0.081 |
| 9 | 0.033 |
| 10 | 0.045 |
涨落潮不同阶段CH4排放通量的日动态如图 3所示。不同潮汐过程中CH4排放通量具有明显的变幅差异。涨潮前, CH4排放通量波动较小没有明显的峰值变化。涨落潮淹水期间, CH4排放通量随着潮汐水位波动出现多个峰值。涨潮初期, 潮汐对土壤的湿润过程激发了土壤中CH4的排放, CH4排放速率随着水位的不断上涨不断增大。涨落潮淹水过程中, 潮汐水位波动引起CH4排放通量的变化, 同时, 第二次潮汐水位的上涨与CH4排放通量并不同步, 使CH4排放具有时间上的延迟性。落潮后的湿润阶段, CH4通量波动较大, 存在多个峰值。整个潮汐阶段中, CH4排放量在落潮后的湿润阶段达到整个潮汐过程的排放峰值, 分别为35.6 nmol m-2 s-1、15.6 nmol m-2 s-1和12.5 nmol m-2 s-1 (图 3)。6月份, 落潮后CH4集中排放持续16个小时后, 由排放转为吸收(图 3)。
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| 图 3 CH4排放通量随水位排放日动态, Fig. 3 Diurnal variations of CH4 emission under a tidal cycle 灰色区域表示涨潮期间 |
利用配对t检验分析图 3中一个完整潮汐过程中不同阶段CH4排放通量的差异(图 4)。结果表明：涨潮前CH4排放均值(-0.91±0.26) nmol m-2 s-1显著低于涨落潮淹水阶段(1.34±0.36) nmol m-2 s-1和落潮后湿润阶段(1.24±0.52) nmol m-2 s-1(P < 0.01), 涨落潮淹水阶段与落潮后CH4排放均值无显著差异。整个潮汐过程中, CH4以排放为主, 其排放均值为(0.56±0.26) nmol m-2 s-1。
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| 图 4 潮汐各阶段CH4排放动态 Fig. 4 CH4 emission at different stages of tide |
黄河三角洲盐沼湿地在生长季(2016年5—10月)是CH4的排放源, 排放日均值为0.063 mg m-2 h-1, 变化范围为-0.36—0.57 mg m-2 h-1, 与前人在该区域的研究数据范围一致, 而与其他类型的滨海湿地CH4通量排放水平差异较大(表 2), 这可能与植被生产力、水文要素、地形地貌、气候条件等因素的差异有关[11]。
| 研究地点 Location |
湿地类型 Wetland type |
主要植被类型 Main vegetation |
甲烷排放通量平均值 Mean CH4 emission flux/(mg m-2 h-1) |
研究时段 Observation period |
方法 Method |
参考文献 Reference |
备注 Remarks |
| 黄河口 | 滨海湿地 | 碱蓬 | 0.06 | 2016.5—2016.10 | 箱式法 | 本研究 | |
| 辽河口 | 滨海湿地 | 芦苇 | 0.52 | 3—11 | 箱式法 | [29] | |
| 辽河口 | 潮汐湿地 | 碱蓬 | 0.028 | 2008.4—2008.10 | 箱式法 | [30] | |
| 黄河口 | 潮汐湿地 | 碱蓬 | 0.026 | 2010.9—2010.12 | 箱式法 | [3] | |
| 光滩 | 0.055 | 2011.5—2011.7 | 箱式法 | ||||
| 黄河口 | 潮汐湿地 | 碱蓬 | 0.089 | 2009.8—2009.9 | 箱式法 | [10] | 高潮滩 |
| 0.038 | 2009.8—2009.9 | 箱式法 | [10] | 中潮滩 | |||
| 0.197 | 2009.8—2009.9 | 箱式法 | [10] | 低潮滩 | |||
| 闽江河口 | 潮汐湿地 | 短叶茳芏 | 0.92 | 4—10 | 箱式法 | [31] | |
| 崇明东滩 | 潮汐湿地 | 芦苇 | 2.71 | 2011—2012 | 涡度相关 | [3] | |
| 互花米草 | |||||||
| 美国路易 | 盐沼湿地 | 狐米草 | 1.58 | 2012—2013 | 涡度相关 | [32] | |
| 斯安那州 | 莎草 | ||||||
| 河口湿地 | 慈姑 | 7.11 | 2012—2013 | 涡度相关 | [32] | ||
| 蓉草 | |||||||
| 美国伊利湖 | 河口湿地 | 浮水植物 | 7.56 | 2011.3—2013.3 | 涡度相关 | [33] | |
| 沼泽松树 |
盐沼湿地土壤中的CH4排放是产生、氧化、传输相互作用的结果[34-35]。生长季初期(5—6月)尽管地表及空气温度升高但降雨及潮汐活动较少, 湿地干旱时间较长致使土壤盐分表聚, CH4生产量较小。湿地土壤长期暴露引起土壤盐分升高一方面能够通过渗透胁迫抑制微生物的活性[21, 36]；另一方面, 产甲烷菌作为湿地土壤中最缺乏竞争力的异氧微生物, 在与电子受体竞争中处于劣势[37-38], 表层土壤较高的盐分提高了电子受体的数量[38], 致使土壤由产CH4过程向还原过程转变, 从而增强了对CH4产生的抑制作用, 形成CH4的减排效应[15]。夏季较为频繁的降雨及潮汐活动提高了土壤的湿度, 为产CH4提供了较为有利的厌氧环境, 从而促进了CH4的产生及释放, 使得CH4排放量在7—8月份较高。尽管潮汐活动在9月份较为频繁, 但潮汐过程在提高土壤湿度的同时也使得土壤沉积物中含有较高的SO42-抑制了CH4的产生, 从而减少其排放[4]。此外, 本研究中植被类型以碱蓬群落为主, 不同于莎草等维管植物, 碱蓬没有维管通道来促进CH4从土壤向大气中的传输排放[39-40]。
3.2 潮汐作用对CH4排放的影响图 5为盐沼湿地CH4排放对整个潮汐过程的响应概念图, 涨潮前无降雨和潮汐活动, 盐沼湿地土壤较为干旱以好氧过程为主, 深层厌氧土壤产生的CH4由土壤剖面向大气传输的过程中极易被土壤表层根际微生物氧化而导致其排放量减少[21, 28, 41]；涨落潮过程中, 潮汐淹水既促进了厌氧层的形成又抑制了土壤氧化层的空间[3], 潮汐淹水过程中, 湿地土壤产生的CH4通过扩散、气泡和植物传输排放到大气中[21], 其中植物传输约占整个CH4排放量的90%[42]。落潮后的湿润阶段, 土壤厌氧层空间增加，土壤处于饱和状态促进了CO2的吸收[20], 土体中的CO2和H2相互作用生成CH4排放到大气中[42]。
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| 图 5 盐沼湿地CH4排放对潮汐过程的响应概念图 Fig. 5 Conceptual diagram shows how changes in tidal process regulate CH4 emission from a salt marsh wetland |
落潮后水位接近土壤表层时达到CH4排放的峰值, 这种集中排放并不能维持较长时间(图 3)。气体在水中传输速率远低于空气中, 潮汐淹水阶段部分CH4溶解于水中, 落潮后CH4逐渐排放到大气中被涡度设备监测到从而存在时间上的滞后性[43]。落潮后湿地土壤失去水流屏障, 土壤厌氧层的空间增加有利于产生的CH4集中释放。此外, 潮水退去后滞留在土体中的CH4与大量进入土壤中的O2维持了甲烷氧化菌的活性[44], 使得CH4在集中爆发后并不能持续较长时间, 并逐渐由排放转为吸收, 这与汪青等[45]的研究结果一致。
本研究发现, 一个潮汐循环中潮汐淹水阶段和落潮后表现为CH4的显著源, 涨潮初期潮汐淹水对土壤存在瞬时激发效应, 而使CH4排放随着水位的升高不断增加(图 3), 伴随着潮汐水位的不断上涨, 湿地土壤厌氧层不断增加对土壤中CH4的产生起着积极作用。尽管潮汐淹水引起的静水压阻滞了土壤中CH4的排放[11], 但本研究主要为小潮期, 潮汐过程中水位并未完全淹没盐地碱蓬, CH4可通过植物传输到大气中。此外, 潮汐淹水期间大型动物的穴居生活有利于土壤渗透性的增加[46], 同时潮汐淹水对螃蟹洞穴的冲刷, 增加了土壤的有效表面积有利于CH4的扩散[8, 47], 而使涨落潮过程表现为CH4的源。
研究还发现, 落潮后湿润阶段CH4排放均值显著高于涨潮前阶段(图 4), 由于盐沼湿地受到短期潮汐影响从而对CH4排放速率产生不同的影响[12]。辽河口碱蓬湿地涨落潮过程中CH4排放速率显著低于涨潮前[48]。闽江河口潮汐湿地的研究也表明, 涨潮前要比落潮后具有更大的CH4排放量, 涨潮前和落潮后CH4排放速率没有显著差异[49]。汪青等[45]的研究表明在落潮后CH4排放的更多, 这种现象的发生可能与土壤性质有关[31]。此外, 水分状况对土壤中CH4的产生起着决定性作用[50], 落潮后土壤处于饱和状态相较于涨潮前的干旱状态更有利于CH4的产生。这种由潮汐引起的土壤干湿变化导致了CH4在落潮后脉冲式的排放, 这种脉冲式的排放也可能与潮汐过程携带来的大量有机物质有关[51-52]。此外, 潮汐活动诱导改变了土壤的氧化还原电位等理化性质[53], 促使产甲烷菌和甲烷菌在土壤干湿交替模式下具有不同的活跃程度及增长速率[14, 54], 而使整个潮汐过程中CH4排放量存在差异。
短期潮汐作用可能会通过改变潮滩暴露和淹水的频率和时长而对湿地CH4排放产生影响；同时潮汐引起的干湿循环导致CH4脉冲式的排放, 很大程度上决定了较长时间尺度上温室气体的排放总量, 可能间接影响盐沼湿地CH4源/汇功能的转变[41], 而未来气候变化下温度升高和降雨季节分配引起的土壤干湿循环的变化将会对该区域CH4排放甚至碳循环产生积极影响。
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