張前前,胡啟武,2,*,馮 哲,文 旻,吳 琴,徐 健

1 江西師范大學地理與環(huán)境學院, 南昌 330022 2 江西師范大學鄱陽湖濕地與流域研究教育部重點實驗室, 南昌 330022

甲烷(CH4)是地位僅次于二氧化碳(CO2)的重要溫室氣體,其在百年尺度上的全球增溫潛勢是CO2的28—34倍[1- 2]。大氣中的CH4濃度已從1750年的0.72 μmol/mol上升到2011年的1.80 μmol/mol,升高近2.5倍[2]。濕地長期處于水淹和厭氧狀態(tài),為CH4產(chǎn)生提供了有利條件,因而成為大氣CH4重要的天然釋放源[3],每年向大氣中排放CH4約占全球CH4排放總量的30%[4]。由于不同區(qū)域、不同類型濕地水文狀況與水文過程復雜多樣,全球和區(qū)域濕地CH4排放評估存在極大的不確定性[4]。當前,我國濕地CH4研究大多集中于青藏高寒區(qū)和溫帶地區(qū)[5- 13],熱帶和亞熱帶地區(qū)的研究相對薄弱[14- 19],且現(xiàn)有研究多關注濕地挺水植物區(qū)CH4排放與影響因子[16,20- 21],缺乏對沉水植物區(qū)CH4排放的關注。大量的通量觀測已經(jīng)證實土壤溫度和水分是控制濕地CH4排放的關鍵因子。其中,溫度主要通過影響土壤中產(chǎn)甲烷菌進而影響CH4的產(chǎn)生、氧化及排放[22],較高的水分容易使?jié)竦赝寥佬纬蓞捬醐h(huán)境[12],促進CH4產(chǎn)生。然而,野外通量觀測往往容易忽視CH4排放的另外一個重要影響因子—基質(zhì)有效性,并且通常把不同深度的土壤作為一個整體進行觀測,極少區(qū)分不同土層的CH4排放。而不同土層有機質(zhì)含量及其組成往往存在較大差異,亦代表著基質(zhì)有效性的差異。不同土層CH4排放對溫度、水分變化是否具有差異化的響應？基質(zhì)有效性、溫度和水分三者之間是否對CH4排放存在交互作用？這些科學問題尚需更多的研究來回答。

鄱陽湖作為中國最大的淡水湖,沉水植物區(qū)常年處于厭氧環(huán)境,其分布面積占鄱陽湖全湖植被的近50%[23- 24],被視為重要的CH4釋放源[25]。因此本研究通過采集鄱陽湖濕地沉水植物分布區(qū)不同深度土壤,區(qū)分不同土層CH4排放,探討土壤溫度、水分及基質(zhì)有效性對濕地CH4排放的交互作用,為進一步闡明鄱陽湖濕地CH4排放的變化機理,降低區(qū)域濕地CH4排放評估的不確定性提供科學依據(jù)。

1 研究方法

1.1 研究區(qū)域概況

研究區(qū)選在鄱陽湖南磯濕地國家級自然保護區(qū),該區(qū)位于鄱陽湖南部贛江三角洲前沿地帶(28°52′05″—29°06′50″ N,116°10′33″—116°25′05″ E)。保護區(qū)內(nèi)除南山島和磯山島2個居民點占據(jù)4 km2面積之外,其余為洲灘和水域,總面積約330 km2。湖濱洲灘的淹沒時間視當年的具體水文情勢,一般在3—5個月不等,其余時間洲灘大都出露于水面。該區(qū)氣候屬亞熱帶濕潤季風氣候,多年平均氣溫17.6℃,多年平均降水量為1450—1550 mm。該區(qū)域的濕地植被沿水位梯度可分為草甸植被帶、挺水植被帶、濕生植被帶和沉水植被帶,優(yōu)勢物種分別為狗牙根(Cynodondactylon)、蔞蒿(Artemisiaigniaria)、蘆葦(Phragmitesaustralis)、南荻(Triarrhenalutarioriparia)、灰化苔草(Carexcinerascens)、黑藻(Hydrillaverticillata)等,土壤類型分別為草甸土和草甸沼澤土。

1.2 實驗設計

在鄱陽湖南磯濕地國家自然保護區(qū)的白沙湖,選擇典型沉水植物(以黑藻為優(yōu)勢種)分布區(qū),利用柱狀透明采泥管(內(nèi)徑4 cm)以“S”型隨機多點采集土柱,分別截取0—10 cm、10—30 cm兩個土層的混合樣品,其中,10—30 cm土層在靠近30 cm處截取樣品,以明顯區(qū)別于表層土樣的有機質(zhì)含量。將采集的土壤樣品冷藏保鮮帶回實驗室,一部分樣品進行土壤有機碳及其不同組分、全氮、微生物碳氮測定,一部分用于CH4排放室內(nèi)培養(yǎng)實驗。室內(nèi)培養(yǎng)實驗設置18℃和28℃兩個溫度處理。其中,低溫18℃為研究區(qū)年均溫;高溫設置為28℃,考慮此溫度是土壤微生物活動的適宜溫度,以及進一步分析CH4排放溫度敏感性Q10的需要[26]。鄱陽湖近年來濕地干旱化趨勢明顯,部分沉水植物區(qū),特別是地表淹水較淺的湖灘洼地,存在土壤出露水面的可能。因此,本研究設計淹水和非淹水2個處理。對于淹水處理,統(tǒng)一設置為淹水2 cm深度;設置非淹水狀態(tài)的水分處理時,主要參考土柱取出水面后的實際土壤水分含量。由于不同土層的容重、孔隙度等差異,兩土層的實際水分含量存在較大差異。其中,0—10 cm和10—30 cm土壤水分分別為100% ±12%、80% ±10%。

參照文獻[27- 28]進行培養(yǎng)實驗設計和CH4排放速率的計算。具體過程如下：將各組不同處理的土樣(100 g干土計)裝入1 L培養(yǎng)瓶密閉,每組處理4個重復隨機放入人工氣候箱(QHY—450型,溫控精度±0.1℃,濕度波動5% RH)進行避光培養(yǎng)。此外,分別設置高溫28℃與低溫18℃空白對照各4個重復隨機放入人工氣候箱。氣體取樣時首先通過密封瓶口外接的三通閥,利用注射器抽取10 mL氣體,隨后測定培養(yǎng)瓶內(nèi)剩余空氣氣壓,并進一步通過氣體狀態(tài)方程計算抽取氣體之前的瓶內(nèi)空氣氣壓。CH4濃度用Aligent 4890D氣相色譜儀進行測定。氣體取樣頻率：前3個月每1周取樣1次,第4—6月每2周取樣1次,第7—9月每3周取樣1次,培養(yǎng)10個月之后每4周取樣1次,共計培養(yǎng)735 d。每次取完氣體后,短暫卸去密封瓶的封口,通入壓縮空氣,使前一次土壤有機質(zhì)分解積累在頂端空氣中的CO2、CH4等氣體溢出,以快速達到補充氧氣,回歸正?？諝鉅顟B(tài)。并通過添加去離子水以保持相應土壤水分含量,然后重新密封置于相應溫度下培養(yǎng)待下一次抽樣分析。培養(yǎng)實驗開始前的土壤理化性狀見表1。

1.3 CH4排放計算公式

(1)

式中,F為CH4排放速率(μgCH4-C kg-1d-1),P1為土壤樣品培養(yǎng)一定時間后產(chǎn)生的CH4分壓(Pa);P2為空白對照組的CH4分壓(Pa);V1為土壤樣品培養(yǎng)一定時間后培養(yǎng)瓶內(nèi)的CH4體積(L);V2為空白對照組的CH4體積(L);R為氣體常數(shù)(8.314 J mol-1K-1);T為培養(yǎng)溫度(℃);M為CH4的摩爾質(zhì)量(16 g/mol);t為兩次氣體取樣的間隔時間(d);m為土壤質(zhì)量(g)。

根據(jù)文獻[29- 30],采用下式計算CH4排放的溫度敏感性：

Q10=(K1/K2)10/(T1-T2)

(2)

式中,T1和T2為培養(yǎng)溫度,K1和K2分別對應T1和T2溫度下的CH4排放速率。

1.4 數(shù)據(jù)分析

數(shù)據(jù)采用Excel 2016 軟件進行處理,Origin 2018繪制圖表。采用SPSS 17.0及Minitab 17.0多因素方差分析法分析溫度、水分和土層3因素及其交互作用對CH4排放的影響,顯著性水平設置為α=0.05。

表1 土壤培養(yǎng)前理化性狀特征

2 結果與分析

2.1 0—10 cm土壤CH4排放速率變化

隨著培養(yǎng)時間的增加,0—10 cm土壤在高溫28℃和低溫18℃培養(yǎng)環(huán)境中CH4排放速率均表現(xiàn)出波動中下降的變化趨勢,且不同水分處理表現(xiàn)一致,即培養(yǎng)初期0—195 d波動中快速下降,培養(yǎng)中期196—391 d緩慢下降,培養(yǎng)后期392—735 d變化平穩(wěn)(圖1)。溫度和水分對0—10 cm土壤CH4排放速率均產(chǎn)生顯著影響(P<0.01)。其中,高溫環(huán)境下兩水分處理的土壤CH4平均排放速率分別為0.39和2.00 μgCH4-C kg-1d-1;低溫環(huán)境下CH4平均排放速率則分別為0.21和0.31 μgCH4-C kg-1d-1。

相同溫度培養(yǎng)環(huán)境下,CH4平均排放速率均表現(xiàn)為淹水2 cm處理高于100%水分處理;相同水分處理下CH4排放速率則表現(xiàn)為高溫>低溫。整體來說,0—10 cm土壤CH4排放速率大小為：高溫×淹水2 cm>高溫×100%水分>低溫×淹水2 cm>低溫×100%水分。

圖1 不同處理條件下土壤甲烷排放速率隨培養(yǎng)時間的變化Fig.1 Variations of methane emission rates under different treatments with incubation time

2.2 10—30 cm土壤CH4排放速率變化

10—30 cm土壤在高溫28℃和低溫18℃培養(yǎng)環(huán)境中,CH4排放速率亦呈現(xiàn)出波動中下降的變化規(guī)律,且不同水分處理表現(xiàn)一致,即培養(yǎng)初期0—90 d內(nèi)波動中緩慢下降,91—300 d期間波動中快速下降,301—735 d期間變化平穩(wěn)(圖1)。溫度和水分對10—30 cm土壤CH4排放速率影響顯著(P<0.01),高溫培養(yǎng)環(huán)境中,兩水分處理下10—30 cm土壤CH4平均排放速率分別為0.19和0.20 μgCH4-C kg-1d-1;而低溫環(huán)境下則分別為0.10和0.11 μgCH4-C kg-1d-1。

10—30 cm土壤CH4排放速率在同一溫度培養(yǎng)環(huán)境下,亦表現(xiàn)出淹水2 cm處理高于80%水分處理,且在同一水分處理下CH4排放速率均為高溫>低溫?？傮w上,10—30 cm土壤CH4排放速率大小為：高溫×淹水2 cm>高溫×80%水分>低溫×淹水2 cm>低溫×80%水分。

2.3 不同深度土壤CH4累積排放總量

實驗結果表明,溫度和水分對不同深度土壤CH4排放總量影響顯著(P<0.01),其中,0—10 cm土壤在高溫和兩水分處理的培養(yǎng)環(huán)境下CH4排放總量分別為138.86和639.54 μgCH4-C/kg;而在低溫環(huán)境中則分別為81.39和136.67 μgCH4-C/kg。10—30 cm土壤在高溫培養(yǎng)環(huán)境和兩水分處理下CH4排放總量分別為89.44和91.58 μgCH4-C/kg;在低溫培養(yǎng)環(huán)境中則分別為48.68和49.78 μgCH4-C/kg。

總體上,0—10 cm土壤CH4排放總量均高于10—30 cm土壤,且相同水分處理下CH4排放總量均為高溫環(huán)境>低溫環(huán)境,相同溫度處理下的CH4排放總量均以淹水2 cm最高(圖2)。

圖2 不同處理條件下土壤甲烷累積排放總量 Fig.2 Total amount of methane emissions under different treatments

3 討論

溫度、水分和土層及其交互作用對濕地土壤CH4排放影響顯著(P<0.01)(表2)。Minitab方差分析結果顯示,土層對CH4排放的影響最大,貢獻達到了23.13%,其次是水分13.21%和溫度11.38%。

溫度是影響濕地CH4排放的重要因素之一[31- 32],本研究中溫度對濕地土壤CH4排放有顯著影響(P<0.01),不同土層間CH4排放速率及排放總量均為高溫28℃高于低溫18℃,這與已有研究結果一致[33- 35]?？梢姕囟壬仙龑竦谻H4排放具有促進作用。溫度上升提高土壤微生物活性加快有機質(zhì)的分解[30];此外,溫度上升改變產(chǎn)甲烷菌群落結構及多樣性因而提升CH4產(chǎn)生效率[32,36- 37]。通常用Q10表示CH4排放對溫度變化的敏感性[38],數(shù)值越大表明CH4排放對溫度變化越敏感。本研究中0—10 cm土壤兩水分處理下的Q10變化范圍分別為1.02—3.14,0.98—18.29;均值為1.78和3.26;10—30 cm土壤則分別為0.47—1.78,0.85—1.51;均值為1.03和1.08。該結果處于Segers等人[39]的研究結果范圍之內(nèi),但高于宋長春等人[8]對我國三江平原小葉章(Calamagrostisangustifolia)草甸濕地CH4排放通量Q10(Q10值為1.90)的估算;低于仝川等[40]對閩江河口鱔魚灘潮汐濕地短葉茳芏(Cyoerusmalaccensis)、藨草(Scirpustriqueter)等沼澤CH4排放通量溫度敏感性(Q10值分別為5.23和4.79)的研究。由于Q10受多因子的綜合影響,不同區(qū)域或不同類型的濕地土壤CH4排放對溫度變化響應的變幅較大[41]。

表2 溫度(T)、水分(M)和土層(S)對CH4排放速率及累積排放量的影響分析

此外,0—10 cm土壤兩水分處理下的溫度敏感性(1.78和3.26)高于10—30 cm土壤(1.03和1.08),且在實驗不同培養(yǎng)階段,0—10 cm土壤Q10值培養(yǎng)前期高于培養(yǎng)后期,兩水分處理下以淹水2 cm最高,但10—30 cm土壤差異并不明顯(圖3)。0—10 cm土壤CH4排放速率對溫度變化較10—30 cm土壤更為敏感,這可能是由于0—10 cm土壤的總有機碳及其活性有機碳組分,如輕組有機碳、可溶性有機碳和微生物量碳等含量高于10—30 cm土壤(表1),可提供更高的基質(zhì)有效性,溫度升高后促使土壤微生物和酶活性增強加快了對底物的分解,促進CH4的排放[42]。

圖3 不同土層甲烷排放的溫度敏感性 Fig.3 Temperature sensitivity of methane emissions from different soil layers

CH4產(chǎn)生是嚴格的厭氧過程,水分含量的高低決定了CH4產(chǎn)生和氧化的環(huán)境條件[43],水位波動可以使土壤由產(chǎn)CH4環(huán)境轉變?yōu)镃H4氧化環(huán)境[44]。本研究中,不同水分對CH4排放的影響顯著(P<0.01),水分增加對CH4排放有明顯促進作用,不同土層土壤在相同溫度下CH4排放速率及累積排放量均為淹水2 cm高于非淹水處理。該結果與丁維新[44]、Henneberg等人[45]關于水位對CH4排放影響的研究結果一致。沙晨燕等[46]對美國Olentangy河人工濕地CH4排放量研究發(fā)現(xiàn),深水區(qū)比交錯區(qū)的CH4排放量更高;Mander等[47]對溫室氣體排放隨水位變化研究顯示,水位越高CH4排放量越大。因此,土壤水分對濕地CH4排放影響顯著。此外,孫志高等[48]研究發(fā)現(xiàn)水分含量增高明顯促進了CH4排放,并且抑制了溫度對CH4排放的作用強度和敏感性?？梢姰敎囟群退謱H4排放有交互作用時,水分對CH4排放的影響可能超過溫度,但水分對溫度影響的具體機制目前尚不清楚,還需更深一步的探究。

土壤基質(zhì)有效性亦對濕地土壤CH4排放影響顯著,土壤中豐富的有機質(zhì)能為微生物提供充足的產(chǎn)CH4基質(zhì)[49- 52],基質(zhì)供應越充足,土壤產(chǎn)CH4能力越強[44,53]。本研究中,土壤總有機碳含量(表1)明顯低于三江平原[54]、若爾蓋高原等濕地[55- 56]。這主要是由于研究區(qū)地處亞熱帶,濕熱的氣候條件利于有機碳分解,且在高動態(tài)水情變化環(huán)境下,有機碳易發(fā)生遷移。但與杭州灣[57]、洞庭湖濕地[58]及閩江口濕地[59]土壤有機碳含量相比差異不大。土壤中可溶性有機碳含量是影響土壤產(chǎn)CH4能力的重要因素[60- 61],沉水植物區(qū)雖總有機碳含量低于挺水植物區(qū),但長期淹水環(huán)境增加了溶解性有機碳含量,且流域水流攜入外源有機質(zhì)在洲灘退水后積聚,使其可溶性有機碳含量在所有植被類型及湖底無植被區(qū)中最高[62]。

本研究中,黑藻群落土壤CH4排放均表現(xiàn)為0—10 cm土層高于10—30 cm土層,而以不同土層總有機碳為基質(zhì)總量,亦表現(xiàn)出相同規(guī)律。0—10 cm土層在高溫和兩水分處理下,土壤基質(zhì)CH4排放總量分別為13.75、63.32 mgCH4-C kg soc-1;而在低溫環(huán)境中則分別為8.06、13.53 mgCH4-C kg soc-1。10—30 cm土層在高溫培養(yǎng)環(huán)境和兩水分處理下其土壤基質(zhì)CH4排放總量為分別為13.78、14.11 mgCH4-C kg soc-1;在低溫培養(yǎng)環(huán)境中則分別為7.50、7.67 mgCH4-C kg soc-1。該結果主要是由于0—10 cm土層有機質(zhì)含量高于10—30 cm土層(表1),即兩土層所能提供的產(chǎn)CH4基質(zhì)不同所致。Dasselaar等[63]對泥炭沼澤土壤研究結果表明,不同深度土壤基質(zhì)的差異,致使CH4產(chǎn)生能力隨土壤深度增加而降低;Avery[34]對美國河口潮汐濕地的研究也得出一致結論,并且指出 0—10 cm土壤是CH4產(chǎn)生的主要發(fā)生層。也有研究發(fā)現(xiàn),不同土層土壤基質(zhì)間的差異,對濕地產(chǎn)甲烷菌群落結構和活性影響明顯,進而影響CH4產(chǎn)生和排放[50,64- 65]。本研究中,在培養(yǎng)后期,不同土層CH4排放速率均趨于平穩(wěn)狀態(tài),這可能是由于土壤中基質(zhì)變化引起,隨著實驗進行,土壤中易分解基質(zhì)逐漸被消耗,基質(zhì)有效性降低抑制了CH4產(chǎn)生和排放[66],Vizza等[52]通過在濕地中添加易分解有機物后發(fā)現(xiàn)CH4產(chǎn)生顯著提高了75%。可見CH4產(chǎn)生受控于土壤基質(zhì)有效性的影響[67- 68],尤其是易分解基質(zhì)。

4 結論

鄱陽湖沉水植物區(qū)土壤CH4排放受溫度、水分和土層及其交互作用的顯著影響(P<0.01),其中土層對CH4排放的影響最大。此外,0—10 cm土壤CH4平均排放速率、累積排放量及溫度敏感性均高于10—30 cm土壤。