南通沿海潮間帶土-氣界面CO2交換特征

王 鵬,王一丹,申 霞,王晨昕,華祖林,2,王勝艷 (.河海大學(xué)環(huán)境學(xué)院,江蘇 南京 20098；2.河海大學(xué)淺水湖泊綜合治理與資源開(kāi)發(fā)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,江蘇 南京 20098；3.南京水利科學(xué)研究院,江蘇 南京20029；4.水文水資源與水利工程科學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,江蘇 南京 20098；.江蘇省水文水資源勘測(cè)局泰州分局,江蘇 泰州 22300)

隨著全球氣候變暖,大氣中的CO2和CH4等關(guān)鍵活動(dòng)溫室氣體濃度在2011年分別增加到了391×10-6和1803×10-9,比工業(yè)化之前增加40%和150%[1].碳循環(huán)成為全球研究的熱點(diǎn)問(wèn)題.近年來(lái),作為全球“藍(lán)色碳匯”的主要貢獻(xiàn)者,有著高生產(chǎn)力的河口海岸潮間帶濕地的碳循環(huán)受到了極大的關(guān)注[2-3].潮間帶是眾多濕地的一種,盡管全球潮間帶總面積比陸地森林要小1～2個(gè)數(shù)量級(jí)[4],但是其單位面積的碳封存能力卻不容忽視[5-6].據(jù)統(tǒng)計(jì),全球范圍內(nèi)濱海濕地的總碳封存速率超過(guò)100Tg/a (以碳計(jì)),因此潮間帶濕地在減緩含碳溫室氣體排放,降低全球溫室效應(yīng)方面具有重要潛力[5].

目前,對(duì)濱海潮間帶濕地碳通量的研究逐漸深入[3].大量研究表明,潮間帶濕地土-氣界面CO2通量具有顯著的季節(jié)性變化特征.受溫度的影響,夏季地下生物活躍,CO2排放速率較高,冬季生物活性低,CO2釋放速率達(dá)到最低值[7-8].除季節(jié)性變化外,潮間帶濕地CO2通量在一天之內(nèi)也會(huì)呈現(xiàn)明顯的波動(dòng)過(guò)程[7],Van Der Nat等[9]發(fā)現(xiàn)濕地系統(tǒng)的CO2通量在一天內(nèi)通常呈現(xiàn)單峰型變化的趨勢(shì),從早晨開(kāi)始慢慢上升,在午后出現(xiàn)最大值后再緩慢下降.由于濕地碳通量的周期性變化,導(dǎo)致碳循環(huán)的輸入和輸出過(guò)程受季節(jié)因素的影響,沼澤濕地中的生產(chǎn)者在春季和夏季固定大量的碳,而在夏末和秋季,沼澤會(huì)向河口和海洋輸送大量的碳源[10].

濕地土壤CO2通量包含吸收和呼吸兩部分[11].吸收部分是土壤自養(yǎng)微生物同化CO2過(guò)程,釋放部分主要是土壤微生物代謝有機(jī)物及植物根際呼吸作用[12],因此土壤碳通量容易受自然環(huán)境影響,包括水文條件、溫度、土壤有機(jī)質(zhì)含量、土壤生物等[13].宋長(zhǎng)春等[14]研究發(fā)現(xiàn),潮間帶濕地碳通量與土壤溫度呈正相關(guān)關(guān)系,溫度升高,土壤呼吸速率加強(qiáng)[15],同時(shí)促進(jìn)鹽沼植物的生長(zhǎng),使?jié)竦毓烫寄芰υ鰪?qiáng)[16-17].水位的變化通過(guò)潮汐的周期性淹水實(shí)現(xiàn),從而影響土壤呼吸和植物生長(zhǎng)分布,影響碳循環(huán)過(guò)程[18-19].潮間帶濕地CO2通量與地下水水位呈負(fù)相關(guān)關(guān)系, Freeman等[20]研究威爾士某泥炭地,發(fā)現(xiàn)水位下降,CO2通量從646mg/(m2·d)增加到1590mg/(m2·d).

我國(guó)有1.8萬(wàn)km的海岸線,僅高程在海圖0m以上的潮間帶就有2.17×104km2,相當(dāng)于我國(guó)1/4的湖泊濕地面積[21].江蘇海岸線長(zhǎng)約954km,沿海灘涂濕地面積約占全國(guó)沿海灘涂濕地總面積的1/4.1987～2007年,整個(gè)江蘇省沿海灘涂濕地土地資源的組成發(fā)生了顯著的變化.耕地、建設(shè)和居民用地以及人工濕地面積比例持續(xù)增加,米草沼澤、堿蓬沼澤和蘆葦沼澤為代表的自然濕地面積持續(xù)顯著減少,主要轉(zhuǎn)化為養(yǎng)殖用地、鹽田和耕地,導(dǎo)致無(wú)植被覆蓋的光灘面積逐年增加,土-氣界面CO2交換特征發(fā)生了很大的變化[22].此外,大部分針對(duì)河口濕地碳循環(huán)的研究是將濕地植被與土壤碳通量合并作為生態(tài)系統(tǒng)整體加以考慮,然而土地覆被的改變導(dǎo)致江蘇沿海潮間帶大部分區(qū)域形成光灘,因此研究無(wú)植被覆蓋下的土壤碳循環(huán)是揭示該地區(qū)濕地生態(tài)系統(tǒng)碳循環(huán)的基礎(chǔ),是研究局地氣候變化的關(guān)鍵,在相關(guān)領(lǐng)域開(kāi)展深入研究顯得尤為迫切.本文選擇長(zhǎng)江口北側(cè)啟東沿海光灘潮間帶作為研究對(duì)象,采用現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)、室內(nèi)實(shí)驗(yàn)和機(jī)理分析相結(jié)合的方法,闡明了潮間帶土-氣界面的CO2交換特征,揭示了碳循環(huán)的影響因素及其作用機(jī)制.研究成果為預(yù)測(cè)及評(píng)估潮間帶土壤碳循環(huán)對(duì)濱海濕地生態(tài)系統(tǒng)的影響提供了科學(xué)依據(jù),為受損潮間帶濕地碳匯功能保育和修復(fù)措施制定提供了數(shù)據(jù)支撐.

1 材料與方法

1.1 研究地區(qū)概況

研究區(qū)域選在江蘇省南通市海岸帶,其位于江蘇省東南部、長(zhǎng)江口以北、東臨黃海,見(jiàn)圖1.

圖1 研究區(qū)域位置Fig.1 The location of the study area

由于岸外輻射沙脊群的掩護(hù),南通沿海多為淤漲型潮灘[22],沿岸地形低平,潮間帶淺灘寬8～10km,其中潮上帶寬約2km,潮間帶寬4～6km,中潮位以下為粉砂帶.南通近海岸濕地約36.6萬(wàn)hm2,潮灘呈明顯的分帶性,自陸向海依次為草灘帶、鹽蒿泥灘帶、泥-砂混合帶及粉砂灘帶.根據(jù)南通海岸潮間帶的地形地貌、潮波動(dòng)力、泥沙沉積、生物組成和分布等特征,擬選擇受人類活動(dòng)和底棲動(dòng)物擾動(dòng)相對(duì)較小、土壤有機(jī)質(zhì)含量相對(duì)較高的鹽蒿泥灘帶光灘土壤為研究對(duì)象.

1.2 實(shí)驗(yàn)設(shè)計(jì)及樣品采集

選擇啟東協(xié)興港附近潮間帶(31°47'19"N,121°54'16"E),進(jìn)行土-氣界面碳通量現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè).于2017年4月沿垂直海岸線方向在高潮帶、中潮帶、低潮帶分別布設(shè)監(jiān)測(cè)點(diǎn)C1、C2、C3,見(jiàn)圖1.落潮之后,采用WEST便攜式土壤通量測(cè)量系統(tǒng)進(jìn)行土-氣界面碳通量觀測(cè).以高潮帶、中潮帶和低潮帶的順序,測(cè)量各測(cè)點(diǎn)處土-氣界面的CO2濃度變化過(guò)程,每次測(cè)量連續(xù)采樣4min,采樣頻率為1次/s,每個(gè)測(cè)點(diǎn)重復(fù)測(cè)量5次.

同時(shí)采集監(jiān)測(cè)點(diǎn)處土壤垂向分層樣本,每層5cm,共5層(表層至底層依次編號(hào)為:1、2、3、4、5),置于潔凈的封口袋中,于-18℃冷凍保存.分析測(cè)定土壤顆粒級(jí)配、土壤總有機(jī)碳(TOC)及葉綠素a含量.

1.3 樣品分析

1.3.1 顆粒級(jí)配 樣品進(jìn)行冷凍干燥,搗碎研磨后,采用美國(guó)貝克曼庫(kù)爾特有限公司生產(chǎn)的全自動(dòng)激光粒度分析儀(LS13320),進(jìn)行土樣粒度分析.

1.3.2 總有機(jī)碳 取適量?jī)龈赏翗?經(jīng)酸化前處理去除雜質(zhì),于65℃烘干后,采用燃燒氧化-非分散紅外法(Multi N/C2100)檢測(cè)土壤中的有機(jī)碳含量.

1.3.3 葉綠素a 對(duì)冷凍保存的樣品解凍,取2g左右放入150mL磨口具塞碘量瓶中,加入9mL 90%的丙酮及少量碳酸鎂,塞緊瓶塞,避光超聲15min,隨后置于冰箱冷藏室萃取24h,經(jīng)冷凍離心15min(轉(zhuǎn)速4000r/min)后[23],按《海洋調(diào)查規(guī)范》(GB 12763-2007)熒光法測(cè)量土壤中的葉綠素a含量[24].

1.4 數(shù)據(jù)處理

使用WEST便攜式土壤通量測(cè)量系統(tǒng)進(jìn)行原位監(jiān)測(cè),該系統(tǒng)由紅外分析儀、空氣泵、掌上電腦及土壤呼吸氣室組成,其中CO2傳感器采用LI-COR公司生產(chǎn)的LI-840A.

對(duì)CO2濃度監(jiān)測(cè)結(jié)果進(jìn)行線性回歸分析,按式(1)計(jì)算土-氣界面CO2濃度的時(shí)間變化速率.計(jì)算公式如下:

式中:?為CO2濃度變化速率,10-6/s;ti為第i個(gè)監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)對(duì)應(yīng)的監(jiān)測(cè)時(shí)間,s;yi為第i個(gè)監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)的CO2濃度值,10-6;n為監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)的數(shù)量.

為了衡量CO2濃度觀測(cè)結(jié)果的數(shù)據(jù)質(zhì)量,采用公式(2)計(jì)算監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)的線性回歸偏差.當(dāng)偏差大于0.5,表示實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)基本可靠,大于0.9表示實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)質(zhì)量較好,小于0.5表示實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)質(zhì)量較差.

式中:e為線性回歸偏差.

采用公式(3)可將CO2濃度變化速率轉(zhuǎn)換成CO2通量,轉(zhuǎn)化因子k采用公式(4)計(jì)算.

式中:Φ為CO2通量,mol/(m2·d);k為轉(zhuǎn)化因子;P為空氣氣壓,hPa;T為空氣溫度,K;V為氣室體積,m3;A為氣室入口處面積,m2;R為理想氣體常數(shù),J/(mol·k).

2 結(jié)果與討論

2.1 土壤理化性質(zhì)分析

2.1.1 顆粒級(jí)配 將監(jiān)測(cè)點(diǎn)C1、C2、C3分層采集的樣品,使用激光粒度儀進(jìn)行分析,將各監(jiān)測(cè)點(diǎn)的各層樣品的平均粒徑繪制柱形圖,如圖2所示.

圖2 土壤平均粒徑垂向分布圖Fig.2 The vertical distribution of average soil particle size

從圖2可以看出,各監(jiān)測(cè)點(diǎn)平均粒徑水平相當(dāng),各點(diǎn)之間差距較小,整體粒徑均值范圍為170～190μm.C1、C2從表層至深層,粒徑逐漸增大,C3點(diǎn)第三層粒徑較小,其它層粒徑水平相當(dāng).可見(jiàn),越靠近岸邊,潮流對(duì)泥沙的分選作用越明顯.C1、C2和C3表層顆粒相對(duì)較為細(xì)小,這是由于潮汐作用,帶來(lái)粒徑較細(xì)的泥沙,表層顆粒粒徑對(duì)沉積物有一定的影響[25],繪制各監(jiān)測(cè)點(diǎn)表層粒徑顆粒級(jí)配曲線圖,如圖3所示,橫坐標(biāo)為對(duì)數(shù)坐標(biāo),縱坐標(biāo)小于某粒徑的累積百分比.

圖3 表層土壤顆粒級(jí)配曲線Fig.3 The grading curves of the top soils

研究區(qū)域表層粒徑主要分布在100～400μm之間,整體粒度在同一數(shù)量級(jí)水平,各監(jiān)測(cè)點(diǎn)的粒度曲線幾乎重合,相差較小,監(jiān)測(cè)點(diǎn)位顆粒級(jí)配曲線較陡,粒徑變化范圍小,組成均勻.根據(jù)粒度分析手冊(cè)對(duì)樣品進(jìn)行分類,見(jiàn)表1.

表1 樣品理化特征分析Table 1 Physicochemical characteristics of soil samples

從表1可以看出該潮灘為粉砂質(zhì)砂,監(jiān)測(cè)點(diǎn)的沉積物中值粒徑與平均粒徑接近,說(shuō)明粒徑分布較為均勻[26].淤泥質(zhì)潮灘沉積物通常為黏性細(xì)顆粒泥沙,潮灘沉積物的粒度分布可反映泥沙的沉積過(guò)程.從高潮灘到低潮灘,泥沙顆粒逐漸變粗,并且泥沙平均粒徑夏季大于冬季,具有明顯的季節(jié)性變化特征[27].這種變化會(huì)影響葉綠素的分布,當(dāng)泥沙顆粒較為緊實(shí)時(shí),使得光線無(wú)法透入深層,葉綠素a濃度顯著下降[28].

2.1.2 TOC分析 各潮帶土壤總有機(jī)碳含量的垂向分布特征如圖4所示.由圖4可見(jiàn),高潮帶表層土壤的總有機(jī)碳含量大于中潮帶和低潮帶,呈現(xiàn)由海岸向海域逐漸遞減的趨勢(shì).從垂直方向上看,各監(jiān)測(cè)點(diǎn)的第二層TOC有明顯銳減的趨勢(shì).目測(cè)發(fā)現(xiàn)第二層樣品顏色較深,這可能與人類養(yǎng)殖活動(dòng)、水生生物活動(dòng)、水動(dòng)力擾動(dòng)等因素有關(guān).深層的TOC呈緩慢增加至穩(wěn)定的規(guī)律,但規(guī)律性并不明顯,可能是因?yàn)橛绊懹袡C(jī)碳含量的原因多樣、生物和物理攪動(dòng)等因素影響[29].研究發(fā)現(xiàn),隨著土壤深度增加,深層土壤中可利用的有機(jī)物含量降低,而穩(wěn)定有機(jī)碳比例較高[30].

圖4 各潮帶土壤總有機(jī)碳含量Fig.4 Total organic carbon contents of soils in the different tidal zones

2.1.3 葉綠素a含量 研究區(qū)域?yàn)楣鉃?無(wú)植被覆蓋.研究表明,該地區(qū)土壤中葉綠素a主要分布在表層1cm內(nèi)[29],因此本研究?jī)H測(cè)量表層葉綠素a含量,分析結(jié)果見(jiàn)表1.

該潮灘泥沙顆粒較細(xì),具有較強(qiáng)吸附能力,為底棲微藻提供豐富的營(yíng)養(yǎng)物質(zhì)[31].由表1可見(jiàn),潮灘各測(cè)點(diǎn)葉綠素a含量較高,介于7～8μg/g,這主要是因?yàn)榇杭境睘儆诳焖儆俜e期,表層沉積物營(yíng)養(yǎng)較豐富[32].此外,葉綠素a含量:高潮帶＜中潮帶＜低潮帶.低潮帶人為活動(dòng)較少,受潮汐過(guò)程影響較大,漲潮過(guò)程中攜帶的大量營(yíng)養(yǎng)鹽,為表層沉積物中藻類的生長(zhǎng)提供良好的環(huán)境[33].藻類生長(zhǎng)與潮灘淤積之間存在相互促進(jìn)的關(guān)系[28].觀測(cè)期間潮汐作用攜帶大量泥沙,細(xì)顆粒物含量較高,有利于藻類的生長(zhǎng),因此葉綠素a含量較高.

2.2 潮間帶CO2通量特征及影響因素分析

2.2.1 潮間帶土-氣界面CO2濃度及通量變化特征 統(tǒng)計(jì)潮間帶各監(jiān)測(cè)點(diǎn)各測(cè)次土-氣界面CO2濃度的平均值和標(biāo)準(zhǔn)差,將重復(fù)監(jiān)測(cè)每點(diǎn)計(jì)算所得CO2平均濃度繪制圖形如圖5所示.

從圖中可以看出,C1點(diǎn)平均CO2濃度值在312×10-6～335×10-6之間,C2點(diǎn)的平均CO2濃度在300×10-6～310×10-6之間,C3點(diǎn)的平均CO2濃度在295×10-6～315×10-6.各監(jiān)測(cè)點(diǎn)CO2濃度呈現(xiàn)下降趨勢(shì),表示潮灘進(jìn)行CO2固定過(guò)程.C1點(diǎn)CO2濃度值大于C2和C3點(diǎn),C1點(diǎn)為高潮帶區(qū),靠近陸地,更接近于人類活動(dòng)區(qū)域,空氣中CO2濃度本底值較高.C2和C3點(diǎn)濃度水平相當(dāng),中潮帶和低潮帶遠(yuǎn)離海岸,人類活動(dòng)和干擾較小.對(duì)各監(jiān)測(cè)點(diǎn)CO2濃度監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)的標(biāo)準(zhǔn)差進(jìn)行統(tǒng)計(jì)后發(fā)現(xiàn),C1點(diǎn)監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)最為穩(wěn)定,CO2濃度隨時(shí)間的變化幅度較小.

圖5 潮間帶土-氣界面CO2濃度變化Fig.5 Variation in CO2 concentrations of intertidal zone at soil-air interface

將CO2濃度帶入公式(1)和(3),計(jì)算土-氣界面的CO2凈通量,采用公式(2)計(jì)算CO2濃度的線性回歸偏差.偏差計(jì)算結(jié)果表明,各測(cè)點(diǎn)回歸偏差值介于0.72～0.99之間,說(shuō)明碳通量觀測(cè)結(jié)果的數(shù)據(jù)質(zhì)量良好.為了便于對(duì)凈通量進(jìn)行分析,在本研究中定義土-氣界面的CO2凈通量等于固定通量減去釋放通量.圖6為土-氣界面CO2凈通量與TOC的關(guān)系圖,其中各監(jiān)測(cè)點(diǎn)CO2凈通量用箱線圖表示,折線圖表示各監(jiān)測(cè)點(diǎn)TOC含量.其中箱體上下邊緣分別表示75%和25%的數(shù)值,箱體中間橫線為中值,小正方形為平均值,箱線上下邊緣代表最大值和最小值.

由圖6可見(jiàn),各測(cè)點(diǎn)各測(cè)次的CO2凈通量均為正值,這意味著CO2固定通量大于釋放通量,說(shuō)明潮間帶光灘濕地對(duì)CO2整體表現(xiàn)為固定作用.CO2凈通量范圍為0.004～0.035mol/(m2·d),各監(jiān)測(cè)點(diǎn)通量值存在差異.高潮帶(C1)和中潮帶(C2)的CO2凈通量整體上大于低潮帶(C3).此外,各測(cè)點(diǎn)CO2凈通量平均值均大于中值,說(shuō)明通量呈現(xiàn)偏態(tài)分布,觀測(cè)數(shù)據(jù)整體偏向于較大值. Heinsch等[34]對(duì)北美38個(gè)不同濕地類型4a CO2通量數(shù)據(jù)進(jìn)行相關(guān)性分析發(fā)現(xiàn),土壤含水率高、土壤鹽度較低情況下,潮間帶濕地表現(xiàn)為固定CO2,楊紅霞等[33]在對(duì)崇明東灘潮間帶沉積物-大氣間碳通量進(jìn)行研究,發(fā)現(xiàn)潮灘表現(xiàn)對(duì)中潮灘和低潮灘都表現(xiàn)為CO2的吸收匯,其中中潮灘在光照條件下CO2吸收量為-67.45mg/(m2·h),各潮灘CO2吸收量存在差異,與本研究的觀測(cè)結(jié)果相符.

圖6 土-氣界面CO2凈通量與TOC的關(guān)系Fig.6 The relationship between CO2 net fluxes at soil-air interface and TOC

影響碳通量的因素多樣,研究表明,植被分布和土壤有機(jī)質(zhì)含量是影響碳通量的重要原因,有機(jī)質(zhì)含量高,營(yíng)養(yǎng)豐富,因此藻類生物較為生長(zhǎng)迅速,CO2通量有明顯的變化規(guī)律.此外,還與土壤葉綠素含量、光照條件、地下水位的變化有關(guān)[35-36].

2.2.2 潮間帶碳通量與土壤有機(jī)碳含量及葉綠素a的關(guān)系 土壤-大氣之間的碳通量取決于土壤中有機(jī)碳的輸入和輸出速率[37],本研究區(qū)為潮間帶裸露光灘,土壤CO2交換過(guò)程主要包括吸收和釋放CO2,吸收部分主要來(lái)自自養(yǎng)微生物同化CO2,釋放部分主要包括微生物的呼吸作用,另有少部分來(lái)自土壤動(dòng)物的呼吸和化學(xué)氧化[38].本研究中土壤微生物的呼吸作用是CO2釋放的主要途徑,與微生物的代謝作用有關(guān).圖6中不同各監(jiān)測(cè)點(diǎn)對(duì)應(yīng)不同的有機(jī)碳含量,由圖可見(jiàn),不同TOC水平下,各監(jiān)測(cè)點(diǎn)土-氣界面CO2凈通量存在顯著差異.總體而言,凈通量隨土壤有機(jī)碳含量的增加而減小,并且CO2凈通量隨土壤TOC含量上升快速下降.這主要是因?yàn)槌遍g帶土-氣界面CO2通量由固定和釋放兩方面因素決定.

研究表明,土壤有機(jī)碳是微生物代謝的主要來(lái)源.在相同條件下,土壤有機(jī)碳含量越高,土壤呼吸速率越高,CO2釋放通量越大[39].從TOC含量關(guān)系來(lái)看,C1＞C2＞C3,說(shuō)明C1土壤呼吸速率較高,因此,CO2釋放通量較大.

土壤對(duì)CO2固定作用主要是由土壤所含葉綠素a的含量和光照強(qiáng)度決定.由于各監(jiān)測(cè)點(diǎn)距離較近,監(jiān)測(cè)時(shí)間差別較小,故可認(rèn)為監(jiān)測(cè)時(shí)段內(nèi)各監(jiān)測(cè)點(diǎn)的光照強(qiáng)度近似相等.各監(jiān)測(cè)點(diǎn)葉綠素a含量關(guān)系為:C1＜C2＜C3,由于光合作用速率與葉綠素a含量成正比,可以推斷3個(gè)測(cè)點(diǎn)的CO2固定通量的大小關(guān)系為:高潮帶＜中潮帶＜低潮帶.因此,CO2凈通量隨土壤TOC含量上升而下降.

2.2.3 落潮時(shí)間對(duì)潮間帶碳通量的影響 由前述分析可以發(fā)現(xiàn),同一監(jiān)測(cè)點(diǎn)不同測(cè)次的碳通量存在明顯差異,由于本研究監(jiān)測(cè)時(shí)段內(nèi)的土壤溫度變化較小,因此,不同測(cè)次碳通量的差異性應(yīng)該與落潮導(dǎo)致的地下水位變化有很大關(guān)系[1].

圖7 土-氣界面CO2凈通量與落潮時(shí)間的關(guān)系Fig.7 The relationship between CO2 net fluxes at soil-air interface and the ebb durations

圖7為各潮帶土-氣界面CO2凈通量與落潮時(shí)間的關(guān)系.由圖可見(jiàn),隨著落潮時(shí)間的增長(zhǎng),觀測(cè)點(diǎn)地下水位逐漸降低,潮間帶CO2凈通量呈現(xiàn)明顯下降趨勢(shì).這主要是隨著落潮時(shí)間增長(zhǎng),地下水位不斷降低,土壤微生物呼吸作用逐漸加強(qiáng),呼吸速率提高,CO2釋放量增大[34].由于監(jiān)測(cè)時(shí)段較短,土壤中葉綠素a含量變化很小,潮間帶土壤對(duì)CO2的固定通量幾乎不變,因此,土-氣界面CO2凈通量呈現(xiàn)逐漸降低的趨勢(shì).

馬安娜[40]對(duì)長(zhǎng)江崇西濕地CO2交換的研究也發(fā)現(xiàn),凈光合作用固碳過(guò)程受潮汐的影響較小,潮汐對(duì)生態(tài)系統(tǒng)CO2交換過(guò)程主要制約土壤呼吸釋放CO2過(guò)程,即潮汐淹沒(méi)抑制了土壤呼吸及CO2傳輸釋放.這主要是因?yàn)樘烊粸I海濕地受潮汐影響的周期性淹水會(huì)使土壤處于飽和狀態(tài),土壤呼吸速率處于較低水平[41],提高水位可降低土壤呼吸速率[42].較高的水位會(huì)造成厭氧環(huán)境,不利于微生物的好氧呼吸,會(huì)造成CO2釋放減少[43].

通過(guò)分析各潮帶CO2凈通量的關(guān)系發(fā)現(xiàn),低潮帶(C3)碳通量下降過(guò)程較平緩,而高潮帶(C1)和中潮帶(C2)的CO2通量下降趨勢(shì)相對(duì)較快,這可能與觀測(cè)點(diǎn)處地下水位的下降速率有關(guān).高潮帶(C1)和中潮帶(C2)靠近岸邊,地下水水位隨落潮時(shí)間的下降速率較快,CO2凈通量隨時(shí)間呈顯著變化.低潮帶(C3)遠(yuǎn)離海岸,其地下水水位受落潮的影響相對(duì)滯后,水位下降速率相對(duì)較慢,因此,CO2凈通量隨時(shí)間變化不顯著.此外,各潮帶CO2凈通量呈現(xiàn)前期快速降低,后期緩慢下降的趨勢(shì),這與其地下水水位變化也是密切相關(guān)的.落潮前期地下水水位迅速下降,各潮帶對(duì)CO2的固定速率下降迅速,后期地下水水位變化逐漸放緩,CO2凈通量也逐漸趨于穩(wěn)定.

3 結(jié)論

3.1 研究區(qū)潮間帶表層為細(xì)微顆粒.高潮帶表層土壤TOC含量為2.2%,大于中潮帶(1.78%)和低潮帶(1.57%),呈現(xiàn)由海岸向近海逐漸遞減的趨勢(shì).表層土壤葉綠素a含量空間分布與TOC呈相反變化趨勢(shì).

3.2 研究區(qū)潮間帶光灘土-氣界面CO2濃度隨時(shí)間呈下降趨勢(shì),表現(xiàn)為CO2的吸收匯,凈固定CO2量在0.004～0.035mol/(m2·d).高潮帶和中潮帶的CO2凈通量大于低潮帶,這與土壤有機(jī)碳和葉綠素a含量以及潮汐引起的地下水位變化密切相關(guān).

3.3 CO2凈通量隨落潮時(shí)間呈現(xiàn)明顯下降趨勢(shì).隨著落潮時(shí)間增長(zhǎng),地下水位不斷降低,土壤微生物呼吸作用加強(qiáng),CO2釋放量增大,凈固定CO2能力減弱.

[1] Yamochi S, Tanaka T, Otani Y, et al. Effects of light, temperature and ground water level on the CO2flux of the sediment in the high water temperature seasons at the artificial north salt marsh of Osaka Nanko bird sanctuary [J]. Ecological Engineering, 2017,98:330-338.

[2] Chmura G L, Anisfeld S C, Cahoon D R, et al. Global carbon sequestration in tidal, saline wetland soils [J]. Global Biogeochemical Cycles, 2003,17(4):1-12.

[3] Moffett K B, Wolf A, Berry J A, et al. Salt marsh atmosphere exchange of energy, water vapor, and carbon dioxide: Effects of tidal flooding and biophysical controls [J]. Water Resources Research, 2010,46(10):5613-5618.

[4] Kirman M L, Megonigal J P. Tidal wetland stability in the face of human impact and sea-level rise [J]. Nature, 2013,504(7478):53-60.

[5] Hopkinson C S, Cai W J, Hu X, et al. Carbon sequestration in wetland dominated coastal systems a global sink of rapidly diminishing magnitude [J]. Current Opinion in Environmental Sustainability, 2012,4(2):186-194.

[6] Donato D C, Kauffman J B, Murdiyarso D, et al. Mangroves among the most carbon-rich forests in the tropics [J]. Nature Geoscience, 2011,4(5):292-297.

[7] Kurganova I N, Rozanova L N, Myakshina T N, et al. Monitoring of CO2emission from soils of different ecosystems in the southern Moscow region: Analysis of long-term field studies [J].Eurasian Soil Science, 2004,37:S74-S78.

[8] Morris J T, Whiting G J. Emission of gaseous carbon dioxide from salt-marsh sediments and its relation to other carbon losses[J]. Estuaries, 1986,9(1):9-19.

[9] Van Der Nat W A, Middelburg J J, Meteren D V, et al. Diel methane emission patterns from Scirpus lacustris and Phragmites australis [J]. Biogeochemistry, 1998,41(1):1-22.

[10] Wang Z A, Cai W J. Carbon dioxide degassing and inorganic carbon export from a marsh-dominated estuary (the Duplin River): A marsh CO2pump [J]. Limnology Oceanography, 2004,49(2):341-354.

[11] 王宗林,吳沿友,刑德科,等.泉州灣紅樹(shù)林濕地土壤CO2通量周期性變化特征 [J]. 應(yīng)用生態(tài)學(xué)報(bào), 2014,25(9):2563-2568.

[12] 劉紹輝,方精云.土壤呼吸的影響因素及全球尺度下溫度的影響[J]. 生態(tài)學(xué)報(bào), 1997,17(5):469-476.

[13] 曹 娜,何春光,羅文泊,等.冬季濕地二氧化碳通量研究進(jìn)展[J]. 濕地科學(xué), 2015,13(2):244-251.

[14] 宋長(zhǎng)春,閻百興,王躍思,等.三江平原沼澤濕地CO2和CH4通量及影響因子 [J]. 科學(xué)通報(bào), 2003,48(23):2473-2477.

[15] Davidson E A, Trumbore S E, Amundson R. Soil warming and organic carbon content [J]. Nature, 2000,408(6814):789-790.

[16] Bertness M D, Ewanchuk P J, Silliman B R. Anthropogenic modification of New England salt marsh landscapes [J].Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2002,99(3):1395-1398.

[17] Charles H, Ducks J S. Effects of warming and altered precipitation on plant and nutrient dynamics of a New England salt marsh [J]. Ecological Applications, 2009,19(7):1758-1773.

[18] Ewanchuk P J, Bertness M D. The role of waterlogging in maintaining forb pannes in northern New England salt marshes[J]. Ecology, 2004,85(6):1568-1574.

[19] Barr J G, Engel V, Fuentes J D, et al. Controls on mangrove forest-atmosphere carbon dioxide exchanges in western Everglades National Park [J]. Journal of Geophysical Research,2010,115(G2):1-14.

[20] Freeman C, Lock M A, Reynolds B. Fluxes of CO2, CH4and N2O from a welsh peatland following simulation of water table drawdown: potential feedback to climatic change [J]. Biogeochemistry,1993,19(1):51-60.

[21] 楊朋金.裸露潮間帶表觀CO2通量變化規(guī)律 [D]. 青島:中國(guó)海洋大學(xué), 2009.

[22] 黃 輝,錢(qián) 宜,顧進(jìn)偉.江蘇沿海灘涂濕地景觀變化及環(huán)境效應(yīng) [J]. 湖北農(nóng)業(yè)科學(xué), 2014,53(4):822-825.

[23] 王丹丹.江蘇如東海岸互米花草鹽沼沉積物葉綠素a分布特征[J]. 生態(tài)學(xué)雜志, 2012,31(9):2247-2254.

[24] GB12763-2007 海洋調(diào)查規(guī)范 [S].

[25] 楊世倫,時(shí) 鐘,趙慶英.長(zhǎng)江口潮沼植物對(duì)動(dòng)力沉積過(guò)程的影響 [J]. 海洋學(xué)報(bào), 2001,23(4):75-80.

[26] 邵學(xué)軍,王興奎.河流動(dòng)力學(xué)概論 [M]. 北京:清華大學(xué)出版社,2005:23-25.

[27] 劉清玉,戴雪融,何小勤.崇明東灘沉積環(huán)境探討 [J]. 海洋地質(zhì)動(dòng)態(tài), 2003,19(12):1-4.

[28] 李萬(wàn)會(huì).潮灘濕地沉積物中葉綠素a濃度的變化特征及其與沉積物特征性間的關(guān)系初探 [D]. 上海:華東師范大學(xué), 2006.

[29] 尹勝樂(lè),劉曉收,袁 超,等.膠州灣大沽河潮間帶沉積物中葉綠素和有機(jī)質(zhì)含量季節(jié)變化 [J]. 海洋湖沼通報(bào), 2012,2:97-106.

[30] 周艷翔,呂茂奎,謝錦升,等.深層土壤有機(jī)碳的來(lái)源、特征與穩(wěn)定性 [J]. 亞熱帶資源與環(huán)境學(xué)報(bào), 2013,8(1):48-55.

[31] 李萬(wàn)會(huì),丁平興.灘涂沉積物中葉綠素a濃度與沉積特性的關(guān)系[J]. 華東師范大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版), 2007,4:26-33.

[32] 楊世倫.長(zhǎng)江三角洲潮灘季節(jié)性沖淤循環(huán)的多因子分析 [J].地理學(xué)報(bào), 1997,52(2):123-130.

[33] 楊紅霞,王東啟,陳振樓,等.長(zhǎng)江口潮灘濕地-大氣界面碳通量特征 [J]. 環(huán)境科學(xué)學(xué)報(bào), 2006,26(4):667-673.

[34] Heinsch F A, Zhao M, Running S W, et al. Evaluation of remote sensing based terrestrial productivity from MODIS using regional tower eddy flux network observations [J]. IEEE Transactions on Geoscience & Remote Sensing, 2006,44(7):1908-1925.

[35] 王文杰,于景華,毛子軍,等.森林生態(tài)系統(tǒng)CO2通量的研究方法及研究進(jìn)展 [J]. 生態(tài)學(xué)雜志, 2003,22(5):102-107.

[36] 馬安娜,陸健健.濕地生態(tài)系統(tǒng)碳通量研究進(jìn)展 [J]. 濕地科學(xué),2008,6(2):116-123.

[37] Blanca B, Mitsch W J. A comparison of soil carbon pools and profiles in wetlands in Costa Rica and Ohio [J]. Ecological Engineering, 2008,34(4):311-323.

[38] 翟生強(qiáng),史長(zhǎng)光,杜樂(lè)山,等.若爾蓋泥炭地地下水位和土壤溫度對(duì)二氧化碳排放的影響 [J]. 濕地科學(xué),2015,13(3):332-337.

[39] Ahn M Y, Zimmerman A R, Comerford N B, et al. Carbon mineralization and labile organic carbon pools in the sandy soils of a North Florida watershed [J]. Ecosystems, 2009,12(4):672-685.

[40] 馬安娜,陸健健.長(zhǎng)江口崇西濕地生態(tài)系統(tǒng)的二氧化碳交換及潮汐影響 [J]. 環(huán)境科學(xué)研究, 24(7):716-721.

[41] 仲啟鋮.溫度和水位對(duì)濱海圍墾濕地碳過(guò)程的影響-以崇明東灘為例 [D]. 上海:華東師范大學(xué), 2013.

[42] Liveseley S J, Andrusiak S M. Temperate mangrove and salt marsh sediments are a small methane and nitrous oxide source but important carbon store [J]. Estuarine Coastal & Shelf Science,2012,97(2):19-27.

[43] Erwin K L. Wetlands and global climate change: the role of wetland restoration in a changing world [J]. Wetlands Ecology &Management, 2009,17(1):71-84.