大興安嶺永久凍土區(qū)7種沼澤類型土壤溫室氣體排放特征

常怡慧,牟長城,彭文宏,郝 利,韓麗冬

1 東北林業(yè)大學生態(tài)研究中心,哈爾濱 150040 2 烏海職業(yè)技術學院,烏海 010070

永久凍土區(qū)占地球陸地面積的20%以上,主要分布于高緯度和高海拔區(qū)域,對氣候變化極為敏感。永久凍土儲存著1400—1800 Pg碳,占全球土壤有機碳50%以上且相當于大氣碳庫的2倍[1- 3],并儲有40—60 Pg氮[4- 6],這使得凍土區(qū)在全球碳氮循環(huán)及氣候變化中占有重要地位[7- 8]。但由于過去30年間,高緯度地區(qū)升溫較快,是全球平均增幅的2倍[9]。已引起凍土退化和活動層加深,有機質的微生物分解過程加速,促進了溫室氣體釋放[1,10]。預計下個世紀的平均溫度會增加4—8℃[11],溫室氣體排放量甚至可能會較預期更高[12- 13],故永久凍土融化對氣候變暖可能會起到正反饋作用[14- 16]。同時,全球變暖將會改變凍土區(qū)環(huán)境條件,改變植被物種組成和生產力[17- 18],加之大氣CO2濃度升高的施肥作用,進而促進植物的生產,故永久凍土融化對氣候變暖也可能起著負反饋作用[19- 20]。因此,永久凍土區(qū)濕地溫室氣體排放對預測全球氣候變化趨勢具有重要作用[21],凍土退化將會如何影響溫室氣體排放是亟待解決的科學問題之一。

現(xiàn)有研究結果表明:氣候變暖導致凍土消融可能會促進凍土區(qū)濕地的溫室氣體排放,加拿大西部泥炭地凍土融化區(qū)域的CO2排放量較凍土區(qū)增加1.6倍,CH4排放量增加30倍[22]；西伯利亞東北部凍土區(qū)夏季水淹沼澤在低緯度區(qū)CH4排放量較高緯度增高5.1倍[23]；亞北極苔原和永久凍土區(qū)的高山草甸氣候變暖能夠促進N2O排放[24- 25],泥炭地生長季N2O通量(31—31.4 mg m-2d-1)與熱帶雨林相近[26- 27],且凍土融化區(qū)具有更大的N2O排放潛力[7,28]。室內培養(yǎng)試驗也證明：取自北美阿拉斯加和歐洲西伯利亞土樣在控溫15℃條件下,凍土融化在有氧環(huán)境中的碳排放量(CO2和CH4)較厭氧環(huán)境提高3.9—10.0倍[29]；取自大興安嶺的土樣培養(yǎng)實驗也得到隨著未來氣候的變化,泥炭地土壤將成為大氣潛在的CO2排放源[30]。由此可見,氣候變暖及凍土退化可能會導致凍土區(qū)濕地溫室氣體排放發(fā)生實質性改變,但相關方面的研究仍很薄弱,尚需要足夠的野外觀測證據(jù)加以驗證。

大興安嶺位于歐亞大陸南緣,是我國第二大永久凍土帶,也是氣候變化最敏感區(qū)之一[31- 32]。在氣候變暖的影響下,致使永久凍土南部邊界正向北推移,永久凍土總面積減少了20世紀70—80年代估計值的35%[32]。凍土退化改變了永久凍土區(qū)濕地的水文、地形以及植被演替[15],進而影響到濕地碳氮循環(huán)過程及溫室氣體排放[7,33]。然而,目前有關大興安嶺永久凍土區(qū)沼澤濕地溫室氣體排放研究相對較少,且主要集中在灌叢與草叢沼澤N2O[34]、CH4[35]及CH4和CO2[36- 37]研究,而作為本區(qū)沼澤濕地主體的森林沼澤的溫室氣體排放情況仍不十分清楚,僅見有落葉松苔草、杜香沼澤N2O排放[38]的報道。加之這些研究多限于生長季且單一氣體的觀測數(shù)據(jù),尚難以對大興安嶺永久凍土區(qū)沼澤濕地溫室氣體排放的總體狀態(tài)加以準確評估。

本研究以我國寒溫帶大興安嶺永久凍土區(qū)7種典型天然沼澤類型(草叢沼澤、灌叢沼澤、2種闊葉林沼澤和3種針葉林沼澤)為研究對象,同步原位測定全年尺度上的3種溫室氣體(CO2、CH4和N2O)排放通量及相關環(huán)境因子(溫度、水位、化凍深度及土壤碳氮含量等),揭示其土壤溫室氣體排放特征及其主控因子,并結合現(xiàn)有研究結果對其溫室氣體排放總體狀態(tài)加以評價,探討氣候變暖對大興安嶺永久凍土區(qū)溫室氣體排放的影響規(guī)律,以便為永久凍土區(qū)濕地碳匯管理及探尋氣候變化與凍土退化的反饋關系提供科學依據(jù)。

1 研究區(qū)概況與研究方法

1.1 研究區(qū)概況

研究地位于大興安嶺北部的黑龍江漠河森林生態(tài)系統(tǒng)國家定位研究站,是連續(xù)永久凍土帶,地理坐標為122°06′—122°27′E,53°17′—53°30′N。本區(qū)域屬于寒溫帶大陸性季風氣候,年平均氣溫為-4.9℃。冬季極寒而漫長,極端最低氣溫達到-52.3℃,夏季濕熱,雨水充沛,年降水量約430—550 mm,7—8月份為降雨集中期,全年無霜期約為80—90 d,該地區(qū)的植被屬于歐亞寒溫帶針葉林的南部延伸,沼澤類型豐富,沿沼澤至森林方向過渡帶依次分布有苔草(Eriophorumvaginatum)沼澤、柴樺苔草灌叢(Betulafruticosa)沼澤、毛赤楊苔草(Alnussibirica)沼澤、白樺苔草(Betulaplatyphylla)沼澤、興安落葉松苔草(Larixgmelinii-Carexschmidtii)沼澤、興安落葉松蘚類(Larixgmelinii-moss)沼澤和興安落葉松泥炭蘚(Larixgmelinii-Sphagnumspp)沼澤,且以森林沼澤為主體。灌木主要有油樺(Betulaovalifolia)、篤斯越橘(Vacciniumuliginosum)和細葉杜香(Ledumpalustre),草本植物主要有臌囊苔草(Carexschmidtii)、小葉章(Calamagrostisangustifolia)。地帶性土壤為棕色針葉林土,其他非地帶性土壤類型有草甸土、泥炭土和腐殖質沼澤土,泥炭層厚度40—60 cm,永久凍土廣泛分布于河流溝谷濕地中,故本區(qū)域是研究永久凍土退化與沼澤濕地溫室氣體排放關系的理想場所。

1.2 研究方法

1.2.1樣地設置

于2016年在實地踏查的基礎之上沿著溝谷濕地水分環(huán)境梯度依次選擇了7種天然沼澤濕地作為研究對象,即草叢沼澤-C、灌叢沼澤-G、毛赤楊沼澤-M、白樺沼澤-B、落葉松苔草沼澤-LT、落葉松蘚類沼澤-LX、落葉松泥炭蘚沼澤-LN,并在每個類型中各設置20 m×30 m樣地3塊,共設置21塊樣地(每個樣地隨機設置1個靜態(tài)箱),共計設置21個靜態(tài)箱。并于2017年5月至2018年5月(全年尺度)對各樣地土壤溫室氣體及環(huán)境因子進行觀測,以便揭示各沼澤類型土壤溫室氣體排放規(guī)律及其主控因子,評價永久凍土區(qū)沼澤濕地土壤溫室氣體排放的總體狀況。

1.2.2土壤表面溫室氣體和環(huán)境因子觀測方法

溫室氣體(CO2、CH4和N2O)的測定使用靜態(tài)暗箱-氣象色譜法。取樣時間為09:00—12:00,全年共計采樣25次。春季為3月下旬—6月中旬,夏季為6月下旬—9月中旬,秋季為9月下旬—12月中旬,冬季為12月下旬—次年3月中旬；生長季為5月中旬—9月下旬,非生長季為10月中旬—次年5月上旬。每個靜態(tài)暗箱由50 cm×50 cm×50 cm的不銹鋼箱體和50 cm×50 cm×10 cm的不銹鋼底座2部分組成。為防止安插底座對樣地土壤的擾動,首次取樣前數(shù)天將底座插入土中10 cm,切斷底座周圍根系及去除底座內植物,并在每次取樣前20 h將底座內的植物去除,以確保對土壤異養(yǎng)呼吸的測定。為減少箱內溫度波動在頂箱外部安裝保溫材料,箱內頂部設有兩個小風扇,并配備12V4A蓄電池供電,用于使箱內的空氣流通混合均勻。暗箱頂部有直徑為1 cm且內置橡膠塞的2個口,分別用來采樣和測量箱內溫度。采集氣體樣品前,將靜態(tài)暗箱兩部分間用水密封,取樣在暗箱頂部進行,用60 mL醫(yī)用注射器通過三通閥連接針頭進行取樣,每間隔10 min采樣1次,在30 min內取樣4次,樣品采集后裝入100 mL的鋁塑復合氣袋中儲存,并及時帶入實驗室,在72 h內進行分析。

溫度測定用JM624型便攜數(shù)字溫度計,在每次取樣時于靜態(tài)箱附近安置溫度計,測定10 cm土壤溫度。土壤采集于每月中旬,取0—30 cm土壤,置于密封袋中,帶回實驗室測定土壤成分。水位測定于每次取樣時,在采樣箱附近挖井,用鋼尺測量。永久凍土活動層深度測定于每次取樣時用土鉆測量。

1.2.3氣體樣品和土壤樣品分析方法

溫室氣體(CO2、CH4和N2O)濃度分析用Agilent 7890A氣相色譜儀(GC)分析。CO2和CH4分析由前檢測器氫火焰離子檢測器(FID)進行測定,FID溫度為250℃,N2O分析由后檢測器電子捕獲檢測器(ECD)進行測定,ECD溫度為330℃。色譜柱的溫度為55℃,鎳轉化爐溫度為375℃。氣體樣品的載氣為高純氮氣。3種溫室氣體同時測定,測定時間為4.5 min。10 h內的CV值分別小于68%、26%和88%,30 min內采集的4個氣體樣品濃度與采樣時間間隔存在線形相關的關系,CO2和CH4樣品的相關系數(shù)均在R2>0.95時視為有效,N2O樣品的相關系數(shù)在R2>0.70時視為有效,計算公式如下[36]：

式中,F為單位時間單位面積靜態(tài)箱內某種溫室氣體通量(mg m-2h-1或μg m-2h-1),正值為排放,負值為吸收；P0、V0、T0分別為標準狀態(tài)下的標準大氣壓(101325 Pa)、氣體摩爾體積(22.4 m3/mol)和空氣絕對溫度(273.15 K)；dc/dt為采樣時氣體濃度隨時間變化的直線斜率(μmol/mol/h)；M為溫室氣體的摩爾質量(g/mol)；P、T為采樣時采樣箱內的實際大氣壓(Pa)和溫度(K)；H為采樣箱有效高度(m)。

溫室氣體排放總量估算：用全年觀測數(shù)據(jù)對全年溫室氣體排放總量進行估算,公式如下[39]：

式中,M為溫室氣體累積通量(kg/hm2)；Fi和Fi+1為第i次和i+1次取樣氣體通量(mg m-2h-1或μg m-2h-1)；ti和ti+1為第i次和i+1次取樣日期。

增溫潛勢估算：結合100年尺度上的全球增溫潛勢(global warming potential,GWP),CO2、CH4和N2O的增溫潛勢值依次為其排放總量的1、28倍和265倍[9],估算各處理樣地的增溫效果,計算公式如下：

式中,F′代表各溫室氣體年排放總量

土壤含水量采用烘干法測定；采用環(huán)刀(100 cm3)法測量各土層土壤容重；使用HANNA pH211型pH計測定土壤pH值；使用Multi N/C 3000分析儀(Analytik Jena AG,Germany)利用燃燒法測定干土中有機碳(TOC)濃度；利用KjeltecTM8400凱氏定氮儀(Foss Teactor AB,Sweden)測定土壤全氮濃度。各沼澤類型的土壤狀況見表1。

1.2.4數(shù)據(jù)分析

采用Excel 2010和SPSS 20.0軟件對數(shù)據(jù)進行統(tǒng)計分析。采用單因素(one-way ANOVA)方差分析對土壤理化性質、溫室氣體通量及GWP進行單因素方差分析,采用Duncan進行多重比較(α=0.05)。采用逐步多元回歸模型對CO2、CH4和N2O的月平均通量與相應月份的環(huán)境因子均值進行分析,篩選主要影響因子。SigmaPlot 12.5軟件作圖,圖表中數(shù)據(jù)為平均值±標準差。

2 結果與分析

2.1 大興安嶺永久凍土區(qū)7種沼澤土壤CO2通量及其季節(jié)變化

大興安嶺永久凍土區(qū)7種天然沼澤類型的土壤CO2年均通量相近(表2)。其土壤CO2年均通量分布在125.12—163.33 mg m-2h-1之間,其中,C、B、LX、LN略高于G、M、LT 9.3%—30.5%,但各沼澤類型間差異性均不顯著(P>0.05),故大興安嶺永久凍土區(qū)沼澤土壤CO2排放與沼澤類型關系并不大。

表1 大興安嶺永久凍土區(qū)7種沼澤類型土壤理化性質

Table 1 Soil physicochemical property from seven kinds of natural swamp in the continuous permafrost region of the Daxing′an Mountains

土壤性質Soil characteristics土層Depth/cm樣地類型 SiteCGMBLTLXLN水位Water level/cm-7.31±0.80bc-14.53±2.49ab-5.84±3.88c-10.49±3.15abc-13.87±3.67ab-15.96±0.97a-8.09±0.95bc化凍深度Thaw depth/cm-138.80±6.3b-141.30±3.8b-153.80±6.3a-151.00±2.0a-153.00±2.0a-155.50±7.5a4a-153.00±6.0a土壤溫度Soil temperature/℃10-1.67±0.02a-1.29±0.07b-1.27±0.01b-1.32±0.03b-0.39±0.04d-0.60±0.06c-0.66±0.01c土壤pH值 Soil pH0—305.36±0.04b5.11±0.18a5.21±0.11a5.22±0.20a5.24±0.14a5.24±0.21a5.11±0.11a土壤容重 Soil bulk density/(g/cm3)0—300.88±0.31a1.15±0.29a0.95±0.33a0.92±0.34a0.88±0.31a0.79±0.16a0.89±0.36a有機碳Soil organic carbon/(mg/g)0—30117.20±62.2abc103.40±39.8ab166.80±120.7c169.30±130.6c112.70±81.9abc88.70±71.3a161.30±78.1bc全氮Total nitrogen/(mg/g)0—308.83±3.98abcd8.24±1.15ab12.76±7.70cd13.11±9.78d8.53±6.21abc4.81±3.97a10.01±3.4bcd碳氮比C/N ratio0—3013.37±1.05a13.96±3.01a12.98±1.89a12.93±0.57a14.78±1.65a19.65±0.40b15.96±2.47a含水量Soil water content/(cm3/cm3)0—301.59±0.52a1.50±0.24a2.12±0.79a1.10±0.46a0.88±0.28a0.82±0.26a1.85±0.56a

同一行不同小寫字母表示同一土壤指性質不同樣地類型間差異顯著(P<0.05)。C：草叢沼澤Eriophorumvaginatum；G：灌叢沼澤Betulafruticosa；M：毛赤楊沼澤Alnussibirica；B：白樺沼澤Betulaplatyphylla；LT：落葉松苔草沼澤Larixgmelinii-Carexschmidtii；LX：落葉松蘚類沼澤Larixgmelinii-moss；LN：落葉松泥炭蘚沼澤Larixgmelinii-Sphagnumspp

不同沼澤類型土壤CO2排放通量的季節(jié)變化趨勢一致(圖1),即由早春開始波動升高,進入夏季達到排放峰值,且在6月下半月(424.3—509.2 mg m-2h-1)及7月下半月或8月上半月(377.5—491.8 mg m-2h-1)呈現(xiàn)出2個排放峰值,夏末秋初開始波動下降,直至整個冬季維持低排放(<85 mg m-2h-1)。但各沼澤類型土壤CO2通量季節(jié)格局卻不同(表2),可分為3種類型：LT、LX呈夏>春>秋>冬型分布(夏季高于其他3季41.9%—654.4%,P<0.05)；G、B呈夏>春>秋≈冬型分布(夏季高于其他3季65.5%—545.8%,P<0.05)；C、M和LN呈夏>春≈秋≈冬型分布(夏季高于其他3季52.9%—743.2%,P<0.05)。此外,各沼澤類型生長季土壤CO2通量均顯著高于非生長季168.5%—311.4%(P<0.05)。因此,大興安嶺永久凍土區(qū)7種天然沼澤類型的土壤CO2通量均呈現(xiàn)出雙峰型季節(jié)動態(tài)趨勢,但其季節(jié)格局卻存在3種類型。

2.2 大興安嶺永久凍土區(qū)7種沼澤土壤CH4通量及其季節(jié)變化

大興安嶺永久凍土區(qū)7種沼澤類型土壤CH4年均通量存在顯著差異性(表2)。其土壤CH4年均通量分布在-0.007—0.400 mg m-2h-1之間,其中,C為CH4強排放源,顯著高于其他5種沼澤類型5.6—65.7倍(P<0.05)(LT為弱匯除外),其他6種沼澤類型為CH4的弱排放源或弱吸收匯且差異性均不顯著。因此,大興安嶺永久凍土區(qū)僅草叢沼澤為CH4的強排放源,其他6種沼澤類型為CH4的弱排放源或弱吸收匯。

7種沼澤類型CH4通量季節(jié)動態(tài)趨勢及季節(jié)格局不同(圖1)。其中,草叢、灌叢及2種闊葉林(M和B)沼澤的CH4通量自早春開始逐漸緩慢升高,進入夏季波動升高,至夏末、秋初出現(xiàn)1—3個排放峰值(分別為1.61—2.71、0.26、0.24—0.29、0.42 mg m-2h-1),秋末迅速波動下降,整個冬季維持低吸收或低排放；而3種針葉林沼澤LT、LX和LN的CH4通量在全年觀測期間均呈排放與吸收交替出現(xiàn)的季節(jié)變化趨勢。此外,7種沼澤類型CH4通量季節(jié)格局各不相同(表2)：C呈夏>秋>春≈冬型；G呈秋>春≈冬>夏型；M呈夏≈秋>春≈冬型；B呈秋>春≈夏≈冬型；LT呈冬>秋≈夏>春型；LX呈夏>春≈秋≈冬型；LN呈秋>夏≈冬>春型。因此,大興安嶺永久凍土區(qū)7種沼澤類型CH4通量季節(jié)動態(tài)呈現(xiàn)出單峰型、多峰型和排放吸收交替型3種類型及季節(jié)分布格局各不相同。

表2 大興安嶺永久凍土區(qū)7種沼澤類型土壤CO2、CH4和N2O排放通量

同一行不同大寫字母表示同一時期不同類型間的差異顯著,同一列不同小寫字母表示同一類型不同時期間的差異顯著(P<0.05)

2.3 大興安嶺永久凍土區(qū)7種沼澤土壤N2O通量及季節(jié)變化

大興安嶺永久凍土區(qū)7種天然沼澤類型土壤N2O年均通量不同(表2)。其土壤N2O年均通量分布在1.52—37.90 μg m-2h-1,其中,B和M最高(顯著高于其他5種類型2.0—23.9倍,P<0.05),LT、LX和LN居中(顯著高于G和C 2.9—6.2倍,P<0.05),G和C最低且相近。因此，大興安嶺永久凍土區(qū)天然沼澤濕地土壤N2O年平均通量呈現(xiàn)闊葉林沼澤>針葉林沼澤>灌叢沼澤和草叢沼澤的變化規(guī)律性。

7種天然沼澤土壤N2O通量季節(jié)動態(tài)趨勢有所不同(圖1)。其中,B和M從早春起迅速升高,分別在4月和5月出現(xiàn)排放峰值(230.3、123.9 μg m-2h-1),進入夏、秋季直至冬季一般均維持較低排放；其余5種沼澤類型早春迅速升高,3月至5月也出現(xiàn)各自排放峰值(22.6、20.2、42.2、40.8、79.9 μg m-2h-1),但自夏季開始、經(jīng)秋季直至冬季一般均維持低吸收與低排放交替的變化趨勢。此外,各沼澤類型N2O通量季節(jié)格局也不同(表2),可分為4種類型：C呈春>秋≈冬>夏型；G呈春>秋夏≈冬型；M和B呈春>夏≈秋>冬型；LT、LX和LN呈春>秋≈冬≈夏型。因此,大興安嶺永久凍土區(qū)天然沼澤濕地土壤N2O通量呈現(xiàn)2種季節(jié)動態(tài)趨勢及4種季節(jié)分布格局且均以春季排放最高。

2.4 大興安嶺永久凍土區(qū)沼澤濕地土壤溫室氣體通量的主控因子

大興安嶺永久凍土區(qū)7種天然沼澤類型土壤CO2、CH4和N2O排放與環(huán)境因子的多元逐步回歸分析結果表3顯示,土壤CO2通量影響因子方面,C與土壤溫度顯著正相關,可以解釋CO2排放的58%；G和M均與土壤溫度、pH值顯著相關,兩者可解釋CO2通量的68%—80%；LT與土壤溫度正相關但與水位顯著負相關,可解釋CO2通量的67%；B、LX與土壤溫度正相關但與水位、土壤碳氮比負相關,三者可以解釋CO2通量的89%—93%；LN與土壤溫度正相關但與水位、土壤化凍深度負相關,三者可以解釋CO2通量的88%。永久凍土區(qū)沼澤土壤CO2通量主控因子存在2種類型草叢、灌叢、毛赤楊沼澤為土壤溫度、pH值(C除外)；森林沼澤(M除外)為土壤溫度、水位、化凍深度(B、LX)及碳氮比(LN)。因此,大興安嶺永久凍土區(qū)沼澤土壤CO2通量主控因子為土壤溫度和水位。

土壤CH4通量影響因子方面,C和M與土壤化凍深度負相關,可以解釋土壤CH4通量的45%—84%；LX與土壤溫度顯著正相關,可以解釋土壤CH4通量的73%；G與土壤溫度和pH值正相關,兩者可以解釋土壤CH4通量的54%；B與土壤溫度、pH值、化凍深度、全氮、碳氮比、含水量正相關,與有機碳含量負相關,共同可以解釋土壤CH4通量的99%；LT、LN與各環(huán)境因子相關性均不顯著。因此,土壤CH4通量主控因子為土壤溫度和化凍深度。

土壤N2O通量影響因子方面,C與土壤碳氮比成負相關,可以解釋土壤N2O通量的26%；M與土壤溫度負相關,與有機碳含量和碳氮比正相關,三者可以解釋土壤N2O通量的83%；LT與碳氮比負相關,與土壤溫度、pH值、化凍深度正相關,共同可以解釋土壤N2O通量的79%；B與土壤有機碳含量負相關,與土壤溫度、pH值、全氮、碳氮比正相關,共同可以解釋土壤N2O通量的93%；G與有機碳含量負相關,與土壤溫度、含水量、pH值、全氮、碳氮比正相關,共同可以解釋土壤N2O通量的97%；LN與水位、pH值、有機碳含量、含水量負相關,與土壤溫度、化凍深度、碳氮比正相關,共同可以解釋土壤N2O通量的99%；LX與土壤溫度、pH值、化凍深度、水位、全氮負相關,與有機碳含量、碳氮比、含水量正相關,共同可以解釋土壤N2O通量的99%。沼澤類型改變了N2O通量與土壤溫度、pH值、化凍深度、有機碳氮含量、碳氮比、含水量的相關性,8種環(huán)境因子共同可以解釋土壤N2O通量變化達26%—99%。

2.5 大興安嶺永久凍土區(qū)7種沼澤土壤溫室氣體年排放量及其增溫潛勢

大興安嶺永久凍土區(qū)7種沼澤類型土壤3種溫室氣體年排放量不同(表4)。各沼澤類型土壤CO2年排放量分布在10.99—14.35 t hm-2a-1,其中,C高于其他6種沼澤9.1%—30.6%(P>0.05),B、LX、LN高于G、M、LT 9.3%—19.7%(P>0.05),但各沼澤類型間差異性均不顯著；CH4年排放量分布在-0.61—35.16 kg hm-2a-1,C為CH4的強排放源(顯著高于其他5種沼澤5.5—69.3倍(P<0.05)(LT為弱匯除外),其他5種沼澤為CH4的弱排放源；N2O年排放量分布在0.13—3.33 kg hm-2a-1,均表現(xiàn)為N2O排放源,M和B顯著高于其他5種沼澤類型1.9—24.6倍(P<0.05),LT、LX和LN顯著高于G、C 2.9—6.4倍(P<0.05),而G、C最低且相近。因此,寒溫帶大興安嶺永久凍土區(qū)天然沼澤濕地土壤CO2排放量并無顯著差異性；但CH4排放量呈草叢沼澤>其他6種沼澤類型,N2O排放量呈闊葉林沼澤>針葉林沼澤>灌叢和草叢沼澤的變化規(guī)律性。

表3 大興安嶺永久凍土區(qū)7種沼澤類型CO2、CH4和N2O排放通量與環(huán)境因子的逐步多元線性回歸分析

Table 3 The stepwise multiple linear regression model between environment factors and the emissions fluxes of greenhouse gas from seven kinds of natural swamp in the continuous permafrost region of Daxing′an Mountains

+：代表P<0.1；*：代表P<0.05；**：代表P<0.01；***：代表P<0.001

表4 大興安嶺永久凍土區(qū)7種沼澤類型土壤溫室氣體排放總量及GWP值

Table 4 Fluxes and GWP of greenhouse gas in the seven kinds of natural swamp at cold temperate zone continuous permafrost region at the Daxing′an Mountains

樣地類型SiteCO2排放總量Total flux/(t hm-2 a-1)GWPCO2GWPCO2/(t hm-2 a-1)CH4排放總量Total flux/(kg hm-2 a-1)GWPCH4GWPCH4/(t hm-2 a-1)N2O排放總量Total flux/(kg hm-2 a-1)GWPN2OGWPN2O/(t hm-2 a-1)GWP總和Total GWP/(t hm-2 a-1)C14.35±1.34a14.35±1.34a35.16±10.12b0.98±0.28b0.13±0.15a0.04±0.04a15.37±1.56aG10.99±1.41a10.99±1.41a0.50±0.26a0.01±0.01a0.18±0.13a0.05±0.03a11.05±1.44aM10.99±2.17a10.99±2.17a5.39±1.77a0.15±0.05a2.83±0.65c0.75±0.17c11.89±2.29aB12.89±1.83a12.89±1.83a1.54±0.70a0.04±0.02a3.33±0.25d0.88±0.07d13.82±1.80aLT11.11±1.12a11.11±1.12a-0.61±0.07a-0.02±0.00a0.96±0.18b0.25±0.05b11.34±1.08aLX13.15±0.60a13.15±0.60a0.51±0.70a0.01±0.02a0.76±0.08b0.20±0.02b13.37±0.58aLN12.14±2.31a12.14±2.31a2.57±0.22a0.07±0.01a0.71±0.11b0.19±0.03b12.40±2.32a

同一列不同小寫字母表示不同樣地類型間差異顯著(P<0.05);GWP:全球增溫潛勢Global warming potential

七種沼澤類型土壤溫室氣體增溫潛勢(GWP)相近。各沼澤類型GWP分布在11.05—15.37 t CO2hm-2a-1之間,C最高(高于其他6種沼澤11.2%—39.1%,P>0.05),B、LX居中(高于其他4種沼澤7.8%—25.1%,P>0.05),后四者相對較低,但各沼澤類型間差異性均不顯著。此外,7種沼澤類型土壤溫室氣體增溫潛勢的組成結構均以CO2占絕對優(yōu)勢地位(92.4%—99.5%),且草叢沼澤以CH4占次要地位(6.4%),5種森林沼澤以N2O占次要地位(1.5%—6.4%),灌叢沼澤CH4和N2O僅占極次要地位(0.1%—0.4%)。

3 討論與結論

3.1 大興安嶺永久凍土區(qū)7種沼澤土壤CO2通量季節(jié)變化及其主控因子

大興安嶺永久凍土區(qū)7種天然沼澤類型的土壤CO2年均通量(125.12—163.33 mg m-2h-1)無顯著差異性與現(xiàn)有結論不同沼澤類型土壤CO2排放相近[37,40]相一致。且其土壤CO2年均通量與德國南部沼澤濕地(80.00—162.92 mg m-2h-1)[41]相近；但低于小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)森林沼澤(157.40—231.06 mg m-2h-1)[42]及三江平原草叢沼澤(281.13—428.81 mg m-2h-1)[43]。故大興安嶺永久凍土區(qū)沼澤濕地土壤應屬于CO2弱排放源。

7種天然沼澤土壤CO2排放量相近,可能與永久凍土區(qū)土壤溫度相對較低(-0.39—-1.67℃)有關(表1)。此外,7種沼澤類型土壤CO2通量存在3種季節(jié)分布格局(夏>春>秋>冬型、夏>春>秋≈冬型及夏>春≈秋≈冬型)與現(xiàn)有結論沼澤濕地土壤CO2排放呈夏季高于其他季節(jié)[40,42,44]基本一致,且進一步發(fā)現(xiàn)其季節(jié)動態(tài)趨勢呈雙峰型。其原因在于溫度[37,44- 45]和水位[40,42,46]是土壤CO2排放的重要影響因子,土壤CO2排放總體上與溫度變化趨勢相一致,各沼澤類型夏季土壤溫度高于春、秋和冬季(6.8—9.9、7.7—21.1、16.5—32.0℃),較高土壤溫度能夠增加土壤微生物生物量和活性,增強土壤酶活性和酶對底物的親和力[47]從而促進土壤CO2排放,故夏季排放通量高；但由于夏季又是本區(qū)降水相對集中期,夏季平均水位相對較高且波動性較大(高于春、秋季0.5—13.5 cm和2.3—8.1 cm)(表1),高水位時抑制了土壤微生物的有氧呼吸,結果導致其夏季土壤CO2排放呈現(xiàn)出雙峰型變化趨勢。

3.2 大興安嶺永久凍土區(qū)7種沼澤土壤CH4通量季節(jié)變化及其主控因子

大興安嶺永久凍土區(qū)7種沼澤類型土壤CH4年均通量(-0.007—0.400 mg m-2h-1)呈現(xiàn)草叢沼澤顯著高于灌叢沼澤和森林沼澤的變化規(guī)律性。其CH4年均通量僅接近小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)森林沼澤及歐洲南部泥炭地CH4年均通量(0.006—7.756 mg m-2h-1[42]和0.03—5.83 mg m-2h-1[40- 41])的下限值,故大興安嶺永久凍土區(qū)除LT為弱匯外,其他6種沼澤類型均為CH4的弱排放源。

至于草叢沼澤CH4通量顯著高于其他類型的原因,主要在于其地處過渡帶的下部生境地段,生長季平均水位高于其他5種類型0.8—8.7 cm(表1),厭氧反應空間較大,故產生CH4相對較多。此外,永久凍土區(qū)沼澤CH4排放季節(jié)動態(tài)呈現(xiàn)單峰型、多峰型和交替吸收排放型與現(xiàn)有研究結論[37,42,45]一致。其原因在于CH4排放是由產甲烷菌和甲烷氧化菌綜合作用的結果[37,48],溫度升高產甲烷菌和甲烷氧化菌的代謝加快,有利于甲烷的產生。但由于各沼澤類型沿過渡帶水分環(huán)境梯度分布的位置不同,C、G 處于過渡帶下部生境地段,生長季水位相對較高(-22.67—6.67 cm),夏季泥炭層經(jīng)常處于水淹厭氧狀態(tài),故CH4排放通量隨溫度的季節(jié)變化趨勢近乎一致,秋季溫度降低且波動較大導致CH4排放呈單峰型和雙峰型；M、B 處于過渡帶的中下部生境地段,生長季水位有所降低(-30.0—6.0 cm),且經(jīng)常發(fā)生上下波動,進而引起土壤有氧環(huán)境與厭氧環(huán)境轉化,故兩者CH4通量呈多峰型；而LT、LX、LN 處于過渡帶中上部生境地段,生長季水位相對較低(-36.7—0.7 cm)且波動頻率高,使得有氧環(huán)境與厭氧環(huán)境頻繁轉換,進而引起CH4吸收與排放交替發(fā)生。同時,永久凍土化凍深度最大值出現(xiàn)在秋季,此時的溫度已開始降低,且水位因降水減少也已降低(15 cm以下),故抑制CH4產生。

3.3 大興安嶺永久凍土區(qū)7種沼澤土壤N2O通量季節(jié)變化及其主控因子

大興安嶺永久凍土區(qū)7種天然沼澤類型土壤N2O年平均通量(1.52—37.90 μg m-2h-1)呈現(xiàn)出闊葉林沼澤>針葉林沼澤>灌叢沼澤和草叢沼澤的變化規(guī)律性。其N2O年均通量僅接近歐洲南部泥炭地N2O年均通量(4.0—610.0 μg m-2h-1)下限值；其生長季平均通量(-0.95—35.56 μg m-2h-1)與小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)森林沼澤(3.7—31.0 μg m-2h-1)[49]相近,略低于同區(qū)的落葉松苔草、杜香沼澤(29.56—40.76 μg m-2h-1)[38]。故大興安嶺永久凍土區(qū)7種沼澤類型N2O通量與小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)森林沼澤相近,且兩者均應屬于N2O的弱排放源。

同時,其土壤N2O通量呈闊葉林沼澤>針葉林沼澤>灌叢和草叢沼澤變化規(guī)律與西伯利亞中部及小興安嶺生長季土壤N2O通量呈草地<針葉林<落葉林[46,50- 51]研究結論基本一致。其原因在于毛赤楊沼澤和白樺沼澤土壤有機碳和全氮含量高于其他5種沼澤類型(表1),充足的底物能夠促進硝化或反硝化細菌活動,故兩者N2O排放量相對較高[33]。N2O排放受多因子綜合調控,發(fā)現(xiàn)不同沼澤類型與環(huán)境因子的相關性并不一致?？赡苡捎诟髡訚深愋脱剡^渡帶水分環(huán)境梯度分布的位置不同,樣地間微環(huán)境改變了N2O與環(huán)境因子間的相關性。此外,7種沼澤類型N2O通量均呈現(xiàn)春季顯著高于其他3季的季節(jié)動態(tài)趨勢與現(xiàn)有研究結論N2O通量春季出現(xiàn)排放峰值基本一致[40,52- 53]。其原因在于N2O排放源于微生物調控土壤中氮的硝化和反硝化過程[54],春季出現(xiàn)N2O爆發(fā)式排放可能是由于春季永久凍土開始解凍使得冬季未凍結低層土壤中儲存的N2O快速釋放[34],也可能是由于春季凍土融化釋放出更多可利用的碳氮底物[55],促進了反硝化微生物的活性。

3.4 大興安嶺永久凍土區(qū)7種沼澤土壤溫室氣體排放增溫潛勢

大興安嶺永久凍土區(qū)7種天然沼澤土壤溫室氣體增溫潛勢相近且分布在11.05—15.37 t CO2hm-2a-1之間,其值低于小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)生長季6種沼澤類型增溫潛勢(15.31—22.22 t CO2hm-2a-1)[46,49,56],說明大興安嶺永久凍土區(qū)沼澤濕地土壤溫室氣體增溫潛勢仍處于相對較低狀態(tài)。

至于永久凍土區(qū)7種天然沼澤類型土壤溫室氣體增溫潛勢相近的原因,則主要在于沼澤土壤CO2排放占其土壤溫室氣體增溫潛勢的優(yōu)勢地位[49],本研究得到同樣結論(92.4%—99.5%),且7種沼澤類型土壤CO2排放量又相近(表4),故增溫潛勢也相近。而草叢沼澤CH4排放盡管較高也僅占土壤溫室氣體增溫潛勢的6.4%,5種森林沼澤N2O排放也較高,但僅占土壤溫室氣體增溫潛勢1.5%—6.4%,故永久凍土區(qū)沼澤濕地CH4和N2O排放僅占次要地位,對其增溫潛勢的貢獻率相對較低。