不同干擾強度下三江平原濕地土壤溫室氣體排放對凍融作用的響應(yīng)

李 富, 齊興田, 宋春香, 李廣宇, 劉贏男, 關(guān)勁秋*

1.佳木斯大學(xué)，黑龍江 佳木斯 154007 2.黑龍江省科學(xué)院自然與生態(tài)研究所，黑龍江 哈爾濱 150040

土壤凍融作用是由于土壤季節(jié)或晝夜熱量變化在表層及以下一定深度形成的反復(fù)凍結(jié)、融化的過程[1]，其經(jīng)常發(fā)生在中高緯度和高海拔地區(qū)[2]. 土壤凍融過程會對土壤的物理性質(zhì)、微生物活性及微生物種群產(chǎn)生強烈影響[2]. 研究[3-4]表明，凍融交替通過影響土壤中碳氮循環(huán)會加劇溫室氣體的產(chǎn)生與排放，進而影響區(qū)域碳氮平衡. 有研究顯示，凍融期CO2排放量占全年土壤呼吸總量的3%～50%[5-6]，N2O排放量是凍融前期的40～99倍[7]. 凍融作用影響土壤營養(yǎng)物質(zhì)的遷移和轉(zhuǎn)化，可能會導(dǎo)致土壤微生物呼吸增強和土壤中可利用的營養(yǎng)物質(zhì)濃度增加[4]. 不同類型濕地土壤冬季CH4的排放量差異較大，占全年排放總量的4%～8%[8]. 金會軍等[9]研究了青藏高原沼澤濕地CH4的排放情況，發(fā)現(xiàn)春季融凍期CH4出現(xiàn)高排放現(xiàn)象. 室內(nèi)模擬凍融循環(huán)試驗也驗證了土壤“凍結(jié)-融化”過程中CH4會出現(xiàn)短時排放峰的現(xiàn)象[8,10-11].

濕地作為陸地生態(tài)系統(tǒng)重要的碳氮儲存庫，雖然面積僅占陸地面積的6%～8%，但其碳儲量卻占世界土壤有機碳儲量的20%～30%[12-13]，對氣候變化的響應(yīng)極為敏感[14]. 受人類活動和氣候變化的雙重影響，濕地作為碳匯的功能逐漸被削弱，有機質(zhì)加速分解，釋放大量的CH4和N2O到大氣中，使其成為溫室氣體特別是大氣CH4的重要排放源[15]. 目前關(guān)于土壤凍融循環(huán)的試驗多以室內(nèi)模擬為主，尚較缺少野外實地觀測資料.

三江平原地處我國典型的季節(jié)性凍融區(qū)域，同時也是我國最大的淡水濕地分布區(qū)[4]，其植被類型主要以小葉章(Deyeuxiaangustifolia)群系最為普遍[2]. 近30來，由于開墾和排干等人類活動，導(dǎo)致濕地大面積喪失和退化，農(nóng)業(yè)活動成為該地區(qū)主要的干擾方式并導(dǎo)致天然濕地破碎化程度加劇. 為了研究不同干擾強度下濕地土壤溫室氣體排放對凍融作用的響應(yīng)，選取三江平原洪河國家保護區(qū)的小葉章濕地(undisturbedDeyeuxiaangustifoliawetland, UDAW)、保護區(qū)外受干擾的小葉章濕地(disturbedDeyeuxiaangustifoliawetland, UDAW)以及小葉章濕地開墾的水稻田(rice paddy, RP)為研究對象，探討凍融期溫室氣體的排放規(guī)律，明確季節(jié)性凍融作用對濕地溫室氣體產(chǎn)生和排放的影響，以期為三江平原凍融期溫室氣體排放動態(tài)變化提供參考.

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)域位于我國東北黑龍江省三江平原內(nèi)的洪河農(nóng)場(129°11′20″E～133°05′10″E、43°49′55″N～48°27′43″N)，區(qū)域內(nèi)有1996年國務(wù)院批準(zhǔn)的洪河國家自然保護區(qū). 該區(qū)域海拔為55～65 m，屬溫帶濕潤半濕潤季風(fēng)氣候，夏季溫暖濕潤，冬季嚴寒漫長；年均氣溫1～4 ℃，年均降水量500～650 mm，最低溫出現(xiàn)在1月，平均溫度為-23.4 ℃，最高溫出現(xiàn)在7月，平均溫度為22.4 ℃. 代表植物有小葉章(Deyeuxiaangustifolia)、漂筏苔草(Carexpseudocuraica)、毛果苔草(Carexlasiocarpa)等. 土壤類型主要以草甸土和沼澤土分布最廣.

選取洪河國家自然保護區(qū)內(nèi)未受干擾的常年積水的小葉章濕地(undisturbedDeyeuxiaangustifoliawetland, UDAW)、保護區(qū)外受人類活動干擾導(dǎo)致濕地含水量減少的季節(jié)性積水的小葉章濕地(disturbedDeyeuxiaangustifoliawetland, DDAW)以及由小葉章濕地開墾10年以上的水稻田(rice paddy, RP)且土壤類型均為草甸土的樣地作為試驗對象. 每種樣地選擇3個重復(fù)，各樣地均選取3個間隔為30 m的10 m×10 m樣方作為試驗點. 在每個試驗點用剪刀將植物貼地面剪掉，用于測定CH4、CO2和N2O排放通量.

1.2 樣品的采集與分析

于2016年秋季(10月26日—11月7日)和2017年春季(3月20日—4月1日)的凍融期，利用靜態(tài)箱-氣相色譜法采集氣體. 2016年10月下旬，水稻收割后將長×寬×深為50 cm×50 cm×20 cm、底座上端有深2 cm和寬2 cm的凹槽不銹鋼底座埋入樣地，采集氣體時，將長、寬、高均為50 cm的不銹鋼采樣箱放入基座凹槽中，并在凹槽中注水，保證密封，采樣箱外部設(shè)有保溫材料以減少箱內(nèi)溫度波動，在采樣箱頂部安裝采氣三通閥、溫度傳感器和小風(fēng)扇. 采樣頻率為2 d/次，采樣時間為每個觀測日的09:00—11:00，采樣時將采樣箱放入基座后，立即用100 mL注射器采集氣體，之后每隔10 min采集一次，共采集4次，分別注入500 mL的單金屬閥鋁箔氣體采集帶，低溫保存，并在1周內(nèi)完成測試. 氣體采集時，表層5 cm土壤發(fā)生融化，采用便攜數(shù)字溫度計(JM624，上海大華儀表廠)測定箱內(nèi)和箱外0 cm和5 cm的土壤層溫度，同時測定采樣點的大氣壓.

氣體樣品采用GC7890A氣相色譜儀(安捷倫，美國)進行測定. CH4、CO2分析由前檢測器氫火焰離子檢測器(FID)進行測定，F(xiàn)ID溫度為250 ℃，載氣為高純氮氣；N2O分析由后檢測器電子捕獲檢測器(ECD)進行測定，ECD溫度為300 ℃，載氣為高純氮氣. 3種溫室氣體同時測定，測定時間為5 min. 測量所得的通量數(shù)據(jù)，只有當(dāng)回歸系數(shù)R2>0.95時，才視為有效數(shù)據(jù). 溫室氣體(CO2、CH4和N2O)通量的計算公式：

(1)

式中：F為氣體通量，mg/(m2·h)；c為氣體濃度，μg/m3；P0、V0、T0分別為標(biāo)準(zhǔn)狀態(tài)下的大氣壓(Pa)、氣體摩爾體積(22.4 L/mol)和熱力學(xué)溫度(K)；dc/dt為采樣時氣體濃度隨時間變化的直線斜率；M為被測氣體的摩爾質(zhì)量，g/mol；P為采樣時的實際大氣壓，Pa；T為采樣時箱內(nèi)的熱力學(xué)溫度，K；H為箱內(nèi)有效高度，cm.

1.3 數(shù)據(jù)處理

采用Excel 2010、SigmaPlot 12.0和SPSS 20.0軟件對數(shù)據(jù)進行統(tǒng)計作圖和統(tǒng)計分析. 采用單因素(ANOVA)法進行方差分析，利用Pearson法對土壤溫室氣體排放通量與環(huán)境因子進行相關(guān)分析. 圖表中數(shù)據(jù)均為平均值±標(biāo)準(zhǔn)差.

2 結(jié)果與討論

2.1 不同干擾強度下濕地季節(jié)性凍融作用特征

三江平原地處我國東北多年凍土帶南側(cè)的季節(jié)性凍融區(qū)域，每年土壤都會經(jīng)歷初冬和初春兩次凍融過程. 凍融期間表層(0～5 cm)土壤溫度在0 ℃附近波動，因此溫度對表層土壤影響顯著，但不同類型濕地土壤凍融溫度變化過程存在一定差異[16]. 三江平原不同類型濕地在凍融期表層土壤溫度和含水率的變化曲線如圖1、2所示，由于秋季降水減少和水田曬田，DDAW和RP土壤含水率降低，因此DDAW和RP土壤受溫度變化的影響幅度大于UDAW土壤. 在初春融凍期，由于植被和雪被的影響，UDAW深層土壤尚處于完全凍結(jié)狀態(tài)，增溫緩慢，表層溫度低于DDAW和RP，這時溫度和水分含量或許成為影響濕地土壤溫室氣體排放的主要因素[2].

圖2 不同類型濕地土壤季節(jié)性凍融期含水率變化情況Fig.2 The seasonal freezing and thawing curve from the soil moisture content for different types of wetlands

圖3 不同類型濕地凍融期CH4排放通量的變化特征Fig.3 Variations in CH4 emission fluxes from different types of wetlands during freezing-thawing periods

2.2 季節(jié)性凍融作用對濕地CH4排放特征的影響

凍融期不同干擾強度下的濕地土壤均有CH4排放，但不同類型濕地CH4排放通量之間均存在顯著差異，3種濕地土壤CH4排放通量表現(xiàn)為UDAW>DDAW>RP. 在秋季凍融期，隨著凍融次數(shù)的增加和凍融溫度的變化(見圖1)，3種濕地土壤CH4排放通量逐漸降低(見圖3). 在秋季凍融初期，3種濕地在融化初期均出現(xiàn)高排放的現(xiàn)象，這與其他研究結(jié)果[4,11,17-18]相一致. 融化初期CH4高排放的原因可能與土壤水分含量及溫度等因素有關(guān). 土壤凍結(jié)時部分CH4被封存于凍層中，土壤融化刺激了土壤中的微生物，使其活性顯著提高，增加了CH4的產(chǎn)生. 因此，隨著溫度的升高，在融化時封存的氣體加上新產(chǎn)生的氣體在土壤溶液中的擴散能力降低，從而使氣體形成高排放現(xiàn)象[19]. 此外，甲烷菌活性與土壤中碳、氮含量有關(guān)，凍融作用導(dǎo)致死亡的微生物和植物根的分解，釋放出可被存活微生物利用的碳、氮，同時凍融作用能夠促進有機碎屑物的分解和碳、氮的礦化，融化期表層微生物的活性明顯增加，這些都有利于CH4的產(chǎn)生[4]. 在2016年10月27日監(jiān)測時，UDAW、DDAW和RP濕地CH4排放達到峰值，分別為0.342、0.282和0.239 mg/(m2·h)，隨著凍融次數(shù)和凍融溫度的變化，在11月6日監(jiān)測時，3種濕地CH4排放通量分別降至0.134、0.114和0.103 mg/(m2·h)(見圖3)，這表明凍融作用對不同類型濕地土壤CH4排放通量的影響存在差異，這種差異可能與土壤含水量、土壤溫度及地表覆蓋物等因素有關(guān). 3種濕地中，UDAW為常年淹水濕地，而DDAW和RP表現(xiàn)為季節(jié)性淹水，秋季降水量減少和稻田排干晾田導(dǎo)致這兩種濕地處于缺水狀態(tài)，引起土壤呼吸作用增強，不利于CH4的產(chǎn)生；濕地與農(nóng)田土壤凍融作用在時間上存在一定差異，濕地開墾后，由于土壤水文條件的變化，土壤溫度也發(fā)生較大變化，在相同溫度條件下，濕地5 cm深土壤的日均溫度變化低于農(nóng)田土壤，隨著土壤深度增加，根層土壤溫度變化幅度較小，這與不同類型生態(tài)系統(tǒng)水文條件、植物草根層厚度和調(diào)落物覆蓋情況有關(guān)，即主要受土壤熱通量的影響[4]，這樣的水分和溫度條件將有利于CH4的產(chǎn)生.

在春季凍融期，晝間土壤溫度在0 ℃以上時表層土壤開始解凍，2017年3月20日監(jiān)測時，UDAW、DDA和RP土壤中CH4排放通量分別為0.182、0.216 2 和 0.148 2 mg/(m2·h)，這與Panikov等[20]研究凍結(jié)土壤仍有CO2和CH4的排放，并且在-16 ℃時微生物仍有活性的結(jié)論相一致. 3種濕地CH4排放通量表現(xiàn)為DDAW>UDAW>RP(見圖3)，其原因可能與土壤表層積水深度、凋落物及草根層厚度有關(guān). 春季融雪后DDAW地表積水較少，植物凋落物也明顯少于UDAW，因此DDAW濕地表層土壤升增溫較快，甲烷菌活性增強，有利于CH4的釋放. 而UDAW積水較深且凋落物和草根層較厚，因此對氣溫波動的反應(yīng)不敏感，影響了CH4的產(chǎn)生和排放；雖然RP土壤增溫較UDAW和DDAW快，但RP土壤表層幾乎沒有形成水層，不利于CH4的產(chǎn)生. 隨著溫度的上升，土壤產(chǎn)甲烷菌和多年生植物的根也開始復(fù)蘇，期間出現(xiàn)CH4高排放通量，在第7次監(jiān)測時，DDAW、UDAW和RP的排放通量分別為0.319、0.388和0.255 mg/(m2·h). 濕地CH4排放通量與溫度的相關(guān)曲線也證實了這一點. 由圖4可見，DDAW土壤CH4排放通量與5 cm土壤溫度的相關(guān)性最高，表現(xiàn)為顯著相關(guān)(P<0.01,R2=0.647 5)；RP土壤中CH4與5 cm 土壤溫度相關(guān)性為顯著相關(guān)(P<0.01,R2=0.497 4)；UDAW土壤中CH4與溫度的相關(guān)性最低，表現(xiàn)為弱相關(guān)(P<0.05,R2=0.424 7).

圖5 凍融期不同類型濕地CO2排放通量的變化特征Fig.5 Variations in CO2 emission fluxes during freezing-thawing periods for different types of wetlands

圖4 不同類型濕地中CH4排放通量與溫度的關(guān)系Fig.4 Relationships between CH4 emission fluxes and soil temperature during freezing-thawing periods for different types of wetlands

2.3 季節(jié)性凍融期濕地土壤CO2排放特征

圖6 凍融期不同類型濕地CO2排放通量與溫度的關(guān)系Fig.6 Relationships between CO2 emission fluxes and soil temperature during freezing-thawing periods for different types of wetlands

圖7 凍融期不同濕地CO2與CH4排放通量的關(guān)系Fig.7 The relationship between CO2 and CH4 emission fluxes during freezing-thawing periods for different types of wetlands

在秋季凍融期，隨著凍融溫度的降低，3種濕地土壤CO2排放通量均逐漸降低. 這是由于凍融過程影響了土壤營養(yǎng)物質(zhì)的遷移和轉(zhuǎn)化，而微生物的呼吸受制于營養(yǎng)物質(zhì)的可利用性[4]；同時微生物在凍融期間仍存在活性，所產(chǎn)生的氣體由于排放通道受阻而被封存在土壤空隙或水中[17]. 此外，多數(shù)學(xué)者研究表明，凍融交替能夠殺死土壤微生物，降低土壤微生物數(shù)量，進而影響土壤微生物的呼吸速率[21-23]. 在2016年10月25日凍融循環(huán)初期，UDAW、DDAW和RP土壤中CO2排放通量分別為58.87、42.28和28.02 mg/(m2·h)，而在11月6日監(jiān)測時，3種濕地土壤CO2排放通量分別降至36.92、23.51和14.14 mg/(m2·h)，比凍融初期監(jiān)測分別降低了21.95、18.77和13.88 mg/(m2·h)(見圖5). 由此可見，凍融循環(huán)對3種濕地土壤CO2排放通量的影響表現(xiàn)為UDAW>DDAW>RP. 在春季融凍期，CO2排放通量與秋季相反，隨著凍融次數(shù)和溫度的增加，CO2排放通量逐漸增加(見圖5)，與2017年3月20日監(jiān)測數(shù)據(jù)相比，4月1日UDAW、DDAW和RP土壤CO2排放通量分別增加了17.08、16.15和13.58 mg/(m2·h). 這表明CO2與CH4的排放通量一樣，與溫度均存在顯著正相關(guān)(見圖6)，溫度作為調(diào)控生物活性的間接因子控制著CO2的釋放. 相關(guān)分析顯示，UDAW土壤中CO2與CH4的排放通量表現(xiàn)為弱相關(guān)性(見圖7)，可能是因為UDAW常年積水和較厚的凋落物覆蓋隔絕了土壤與大氣接觸，土壤增溫緩慢，降低了CO2的排放通量. DDAW和RP土壤中CO2與CH4的排放通量均呈正相關(guān)(見圖7)，因此當(dāng)溫度升高時，CO2和CH4的排放通量均升高，這與宋長春等[4]研究三江平原季節(jié)性凍融期沼澤濕地CO2和CH4通量的關(guān)系相一致.

土壤凍融循環(huán)初期，CO2和CH4均出現(xiàn)了微弱排放峰，這與Kurganova等[5,11,24]采用森林和農(nóng)田土壤模擬凍融循環(huán)時發(fā)現(xiàn)的CO2排放峰值現(xiàn)象相吻合. CO2和CH4在融化階段的高峰排放很可能是由于凍結(jié)階段水變成冰時體積膨脹使氣體排出造成的. 當(dāng)土壤凍結(jié)時，土壤微生物產(chǎn)生的CO2和CH4被封存在土壤中，在融化時被釋放出來，從而出現(xiàn)排放峰. 當(dāng)土壤完全凍結(jié)時仍有氣體排放，產(chǎn)生的氣體可以通過沒有完全堵塞的排放通道排出[25]. 在融化階段碳排放出現(xiàn)高峰的原因可能是：①隨著溫度的升高，處于休眠的土壤微生物開始恢復(fù)活性，甚至在凍融的反復(fù)刺激下其活性大大增強，從而產(chǎn)生更多的氣體[26]； ②經(jīng)過長期的凍融作用，土壤中的活性有機物質(zhì)含量會大大增加，能夠提供足夠的活性底物[27]； ③在融化階段，凍結(jié)的土壤從底部和表層向中間開始融化，中間層土壤仍處于凍結(jié)狀態(tài)，底部產(chǎn)生的氣體大部分被暫時封存在土壤中，隨著土層不斷融通，積存在土壤中的氣體通過空隙向外不斷釋放，繼而使融化階段氣體排放增加，這一點在CH4的釋放中表現(xiàn)尤為明顯. SONG等[28]對三江平原季節(jié)凍土區(qū)的沼澤小葉章濕地和季節(jié)性積水小葉章濕地融化期溫室氣體的連續(xù)監(jiān)測結(jié)果也證實了CO2和CH4的高排放現(xiàn)象.

2.4 季節(jié)性凍融期濕地土壤N2O排放特征

圖8 凍融期不同濕地N2O排放通量特征Fig.8 Characteristics of N2O emission fluxes during freezing and thawing periods for different types of wetlands

土壤生態(tài)系統(tǒng)是N2O源還是匯，取決于N2O產(chǎn)生和消耗之間的平衡，大氣中的N2O通過被動擴散和對流方式進入土體，通過反硝化作用還原為N2或同化成NH3的N2O消耗過程即為吸收[29]. 從圖8可以看出，在土壤凍結(jié)初期，3種濕地均為N2O的源，且排放通量表現(xiàn)為RP>UDAW>DDAW，這種現(xiàn)象或許與水稻田每年耕種時施入大量的氮肥有關(guān). 在2016年10月25日凍融循環(huán)的初期，UDAW、DDAW和RP土壤的N2O排放通量分別為0.023、0.021和0.031 mg/(m2·h). 隨著凍融次數(shù)的增加和溫度的降低，N2O的排放通量逐漸降低，在11月6日的最后一次監(jiān)測時，UDAW和DDAW土壤排放通量分別為0.005和0.002 mg/(m2·h)，RP的排放通量降至0.004 mg/(m2·h). 在融凍階段初期，UDAW和DDAW表現(xiàn)為N2O的吸收，排放通量分別為-0.012 和-0.013 mg/(m2·h)，而RP的排放通量為0.008 mg/(m2·h). 隨著溫度升高，UDAW和DDAW土壤中N2O由吸收變?yōu)榕欧?，而RP土壤在監(jiān)測期間，其排放通量不斷升高，一直表現(xiàn)為N2O的源. 在2017年4月1日監(jiān)測時，UDAW、DDAW和RP土壤的N2O排放通量分別為0.034、0.026和0.039 mg/(m2·h).

土壤中N2O的產(chǎn)生和排放主要來源于氮的硝化和反硝化過程[30]，土壤溫度升高和氮利用率增加都會促進N2O的產(chǎn)生和排放[31]. 在秋季凍融階段，隨著凍融次數(shù)增加和凍融溫度逐漸降低，3種濕地土壤N2O的排放通量都逐漸降低，其中UDAW和DDAW土壤轉(zhuǎn)為N2O的匯，RP土壤在此階段一直表現(xiàn)為N2O的源. 在春季融凍階段，隨著凍融溫度逐漸升高，3種濕地土壤N2O的排放通量均逐漸增加，UDAW和DDAW土壤中N2O由吸收轉(zhuǎn)變?yōu)榕欧?，RP則一直表現(xiàn)為排放. 由于凍結(jié)土層仍然有液態(tài)水的存在，并且土壤微生物在凍結(jié)后仍然存在活性，微生物在厭氧條件下能夠發(fā)生反硝化作用，由于冰層的阻隔使產(chǎn)生的大部分N2O被封存，但有一小部分氣體仍然可通過冰層產(chǎn)生的裂縫擴散到土壤空隙中從而溢出到大氣[25]. 而在融凍階段，該試驗中N2O的排放規(guī)律與宋長春等[4,25]的研究結(jié)論相一致. 在融化階段，隨著溫度升高，3種濕地土壤中微生物逐漸恢復(fù)活性，反硝化作用加強，同時凍融作用破壞了團聚體結(jié)構(gòu)并殺死部分微生物使其細胞破裂導(dǎo)致活性有機碳的釋放，從而在反硝化過程中發(fā)揮了重要作用[32]. 有關(guān)研究[33]表明，N2O對凍融循環(huán)的響應(yīng)更為快速和敏感，所以其融化期排放高峰會更早. 該試驗數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)，三江平原UDAW和DDAW在凍融初期表現(xiàn)為N2O的匯，而RP土壤始終為N2O的源，這表明三江平原濕地開墾為農(nóng)田后會增加N2O的釋放，加劇溫室氣體效應(yīng).

3 結(jié)論

a) 三江平原洪河國家自然保護區(qū)未受干擾的小葉章濕地(UDAW)、受干擾的小葉章濕地(DDAW)和小葉章濕地開墾的水稻田(RP)土壤凍結(jié)期都有CO2和CH4排放，在融凍初期3種濕地碳排放均出現(xiàn)短期的高排放現(xiàn)象，隨著溫度增加，排放通量增加. 3種濕地CO2排放通量表現(xiàn)為UDAW>DDAW>RP，而CH4排放通量表現(xiàn)為DDAW>RP>UDAW.

b) DDAW土壤CH4與溫度的擬合度最高，UDAW土壤中的擬合度最低；同時，相關(guān)分析結(jié)果也顯示，DDAW和RP土壤中CO2與CH4的排放通量均呈正相關(guān)，而UDAW土壤中CO2與CH4的排放通量無相關(guān)性，表明溫度會影響CO2和CH4的排放通量.

c) 季節(jié)性凍融會影響濕地土壤N2O的釋放，凍結(jié)期UDAW和DDAW是N2O的匯，而RP是N2O的源；融凍期3種濕地均為N2O的源，并且隨土壤溫度的升高其排放通量增大. 這表明干擾強度在一定程度上會影響濕地N2O的動態(tài)變化.