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 (.河海大學環境學院,江蘇 南京 20098；2.河海大學淺水湖泊綜合治理與資源開發教育部重點實驗室,江蘇 南京 20098；3.南京水利科學研究院,江蘇 南京20029；4.水文水資源與水利工程科學國家重點實驗室,江蘇 南京 20098；.江蘇省水文水資源勘測局泰州分局,江蘇 泰州 22300)

隨著全球氣候變暖,大氣中的CO2和CH4等關鍵活動溫室氣體濃度在2011年分別增加到了391×10-6和1803×10-9,比工業化之前增加40%和150%[1].碳循環成為全球研究的熱點問題.近年來,作為全球“藍色碳匯”的主要貢獻者,有著高生產力的河口海岸潮間帶濕地的碳循環受到了極大的關注[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個數量級[4],但是其單位面積的碳封存能力卻不容忽視[5-6].據統計,全球范圍內濱海濕地的總碳封存速率超過100Tg/a (以碳計),因此潮間帶濕地在減緩含碳溫室氣體排放,降低全球溫室效應方面具有重要潛力[5].

目前,對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釋放速率達到最低值[7-8].除季節性變化外,潮間帶濕地CO2通量在一天之內也會呈現明顯的波動過程[7],Van Der Nat等[9]發現濕地系統的CO2通量在一天內通常呈現單峰型變化的趨勢,從早晨開始慢慢上升,在午后出現最大值后再緩慢下降.由于濕地碳通量的周期性變化,導致碳循環的輸入和輸出過程受季節因素的影響,沼澤濕地中的生產者在春季和夏季固定大量的碳,而在夏末和秋季,沼澤會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微生物同化CO2過程,釋放部分主要是土壤微生物代謝有機物及植物根際呼吸作用[12],因此土壤碳通量容易受自然環境影響,包括水文條件、溫度、土壤有機質含量、土壤生物等[13].宋長春等[14]研究發現,潮間帶濕地碳通量與土壤溫度呈正相關關系,溫度升高,土壤呼吸速率加強[15],同時促進鹽沼植物的生長,使濕地固碳能力增強[16-17].水位的變化通過潮汐的周期性淹水實現,從而影響土壤呼吸和植物生長分布,影響碳循環過程[18-19].潮間帶濕地CO2通量與地下水水位呈負相關關系, Freeman等[20]研究威爾士某泥炭地,發現水位下降,CO2通量從646mg/(m2·d)增加到1590mg/(m2·d).

我國有1.8萬km的海岸線,僅高程在海圖0m以上的潮間帶就有2.17×104km2,相當于我國1/4的湖泊濕地面積[21].江蘇海岸線長約954km,沿海灘涂濕地面積約占全國沿海灘涂濕地總面積的1/4.1987～2007年,整個江蘇省沿海灘涂濕地土地資源的組成發生了顯著的變化.耕地、建設和居民用地以及人工濕地面積比例持續增加,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顯著減少,主要轉化為養殖用地、鹽田和耕地,導致無植被覆蓋的光灘面積逐年增加,土-氣界面CO2交換特征發生了很大的變化[22].此外,大部分針對河口濕地碳循環的研究是將濕地植被與土壤碳通量合并作為生態系統整體加以考慮,然而土地覆被的改變導致江蘇沿海潮間帶大部分區域形成光灘,因此研究無植被覆蓋下的土壤碳循環是揭示該地區濕地生態系統碳循環的基礎,是研究局地氣候變化的關鍵,在相關領域開展深入研究顯得尤為迫切.本文選擇長江口北側啟東沿海光灘潮間帶作為研究對象,采用現場觀測、室內實驗和機理分析相結合的方法,闡明了潮間帶土-氣界面的CO2交換特征,揭示了碳循環的影響因素及其作用機制.研究成果為預測及評估潮間帶土壤碳循環對濱海濕地生態系統的影響提供了科學依據,為受損潮間帶濕地碳匯功能保育和修復措施制定提供了數據支撐.

1 材料與方法

1.1 研究地區概況

研究區域選在江蘇省南通市海岸帶,其位于江蘇省東南部、長江口以北、東臨黃海,見圖1.

圖1 研究區域位置Fig.1 The location of the study area

由于岸外輻射沙脊群的掩護,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.根據南通海岸潮間帶的地形地貌、潮波動力、泥沙沉積、生物組成和分布等特征,擬選擇受人類活動和底棲動物擾動相對較小、土壤有機質含量相對較高的鹽蒿泥灘帶光灘土壤為研究對象.

1.2 實驗設計及樣品采集

選擇啟東協興港附近潮間帶(31°47'19"N,121°54'16"E),進行土-氣界面碳通量現場觀測.于2017年4月沿垂直海岸線方向在高潮帶、中潮帶、低潮帶分別布設監測點C1、C2、C3,見圖1.落潮之后,采用WEST便攜式土壤通量測量系統進行土-氣界面碳通量觀測.以高潮帶、中潮帶和低潮帶的順序,測量各測點處土-氣界面的CO2濃度變化過程,每次測量連續采樣4min,采樣頻率為1次/s,每個測點重復測量5次.

同時采集監測點處土壤垂向分層樣本,每層5cm,共5層(表層至底層依次編號為:1、2、3、4、5),置于潔凈的封口袋中,于-18℃冷凍保存.分析測定土壤顆粒級配、土壤總有機碳(TOC)及葉綠素a含量.

1.3 樣品分析

1.3.1 顆粒級配 樣品進行冷凍干燥,搗碎研磨后,采用美國貝克曼庫爾特有限公司生產的全自動激光粒度分析儀(LS13320),進行土樣粒度分析.

1.3.2 總有機碳 取適量凍干土樣,經酸化前處理去除雜質,于65℃烘干后,采用燃燒氧化-非分散紅外法(Multi N/C2100)檢測土壤中的有機碳含量.

1.3.3 葉綠素a 對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,經冷凍離心15min(轉速4000r/min)后[23],按《海洋調查規范》(GB 12763-2007)熒光法測量土壤中的葉綠素a含量[24].

1.4 數據處理

使用WEST便攜式土壤通量測量系統進行原位監測,該系統由紅外分析儀、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公司生產的LI-840A.

對CO2濃度監測結果進行線性回歸分析,按式(1)計算土-氣界面CO2濃度的時間變化速率.計算公式如下:

式中:?為CO2濃度變化速率,10-6/s;ti為第i個監測數據對應的監測時間,s;yi為第i個監測數據的CO2濃度值,10-6;n為監測數據的數量.

為了衡量CO2濃度觀測結果的數據質量,采用公式(2)計算監測數據的線性回歸偏差.當偏差大于0.5,表示實驗數據基本可靠,大于0.9表示實驗數據質量較好,小于0.5表示實驗數據質量較差.

式中:e為線性回歸偏差.

采用公式(3)可將CO2濃度變化速率轉換成CO2通量,轉化因子k采用公式(4)計算.

式中:Φ為CO2通量,mol/(m2·d);k為轉化因子;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,J/(mol·k).

2 結果與討論

2.1 土壤理化性質分析

2.1.1 顆粒級配 將監測點C1、C2、C3分層采集的樣品,使用激光粒度儀進行分析,將各監測點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,各監測點平均粒徑水平相當,各點之間差距較小,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點第三層粒徑較小,其它層粒徑水平相當.可見,越靠近岸邊,潮流對泥沙的分選作用越明顯.C1、C2和C3表層顆粒相對較為細小,這是由于潮汐作用,帶來粒徑較細的泥沙,表層顆粒粒徑對沉積物有一定的影響[25],繪制各監測點表層粒徑顆粒級配曲線圖,如圖3所示,橫坐標為對數坐標,縱坐標小于某粒徑的累積百分比.

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

研究區域表層粒徑主要分布在100～400μm之間,整體粒度在同一數量級水平,各監測點的粒度曲線幾乎重合,相差較小,監測點位顆粒級配曲線較陡,粒徑變化范圍小,組成均勻.根據粒度分析手冊對樣品進行分類,見表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砂,監測點的沉積物中值粒徑與平均粒徑接近,說明粒徑分布較為均勻[26].淤泥質潮灘沉積物通常為黏性細顆粒泥沙,潮灘沉積物的粒度分布可反映泥沙的沉積過程.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,具有明顯的季節性變化特征[27].這種變化會影響葉綠素的分布,當泥沙顆粒較為緊實時,使得光線無法透入深層,葉綠素a濃度顯著下降[28].

2.1.2 TOC分析 各潮帶土壤總有機碳含量的垂向分布特征如圖4所示.由圖4可見,高潮帶表層土壤的總有機碳含量大于中潮帶和低潮帶,呈現由海岸向海域逐漸遞減的趨勢.從垂直方向上看,各監測點的第二層TOC有明顯銳減的趨勢.目測發現第二層樣品顏色較深,這可能與人類養殖活動、水生生物活動、水動力擾動等因素有關.深層的TOC呈緩慢增加至穩定的規律,但規律性并不明顯,可能是因為影響有機碳含量的原因多樣、生物和物理攪動等因素影響[29].研究發現,隨著土壤深度增加,深層土壤中可利用的有機物含量降低,而穩定有機碳比例較高[30].

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

2.1.3 葉綠素a含量 研究區域為光灘,無植被覆蓋.研究表明,該地區土壤中葉綠素a主要分布在表層1cm內[29],因此本研究僅測量表層葉綠素a含量,分析結果見表1.

該潮灘泥沙顆粒較細,具有較強吸附能力,為底棲微藻提供豐富的營養物質[31].由表1可見,潮灘各測點葉綠素a含量較高,介于7～8μg/g,這主要是因為春季潮灘屬于快速淤積期,表層沉積物營養較豐富[32].此外,葉綠素a含量:高潮帶＜中潮帶＜低潮帶.低潮帶人為活動較少,受潮汐過程影響較大,漲潮過程中攜帶的大量營養鹽,為表層沉積物中藻類的生長提供良好的環境[33].藻類生長與潮灘淤積之間存在相互促進的關系[28].觀測期間潮汐作用攜帶大量泥沙,細顆粒物含量較高,有利于藻類的生長,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 統計潮間帶各監測點各測次土-氣界面CO2濃度的平均值和標準差,將重復監測每點計算所得CO2平均濃度繪制圖形如圖5所示.

從圖中可以看出,C1點平均CO2濃度值在312×10-6～335×10-6之間,C2點的平均CO2濃度在300×10-6～310×10-6之間,C3點的平均CO2濃度在295×10-6～315×10-6.各監測點CO2濃度呈現下降趨勢,表示潮灘進行CO2固定過程.C1點CO2濃度值大于C2和C3點,C1點為高潮帶區,靠近陸地,更接近于人類活動區域,空氣中CO2濃度本底值較高.C2和C3點濃度水平相當,中潮帶和低潮帶遠離海岸,人類活動和干擾較小.對各監測點CO2濃度監測數據的標準差進行統計后發現,C1點監測數據最為穩定,CO2濃度隨時間的變化幅度較小.

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),計算土-氣界面的CO2凈通量,采用公式(2)計算CO2濃度的線性回歸偏差.偏差計算結果表明,各測點回歸偏差值介于0.72～0.99之間,說明碳通量觀測結果的數據質量良好.為了便于對凈通量進行分析,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的關系圖,其中各監測點CO2凈通量用箱線圖表示,折線圖表示各監測點TOC含量.其中箱體上下邊緣分別表示75%和25%的數值,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,各測點各測次的CO2凈通量均為正值,這意味著CO2固定通量大于釋放通量,說明潮間帶光灘濕地對CO2整體表現為固定作用.CO2凈通量范圍為0.004～0.035mol/(m2·d),各監測點通量值存在差異.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,各測點CO2凈通量平均值均大于中值,說明通量呈現偏態分布,觀測數據整體偏向于較大值. Heinsch等[34]對北美38個不同濕地類型4a CO2通量數據進行相關性分析發現,土壤含水率高、土壤鹽度較低情況下,潮間帶濕地表現為固定CO2,楊紅霞等[33]在對崇明東灘潮間帶沉積物-大氣間碳通量進行研究,發現潮灘表現對中潮灘和低潮灘都表現為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,與本研究的觀測結果相符.

圖6 土-氣界面CO2凈通量與TOC的關系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質含量是影響碳通量的重要原因,有機質含量高,營養豐富,因此藻類生物較為生長迅速,CO2通量有明顯的變化規律.此外,還與土壤葉綠素含量、光照條件、地下水位的變化有關[35-36].

2.2.2 潮間帶碳通量與土壤有機碳含量及葉綠素a的關系 土壤-大氣之間的碳通量取決于土壤中有機碳的輸入和輸出速率[37],本研究區為潮間帶裸露光灘,土壤CO2交換過程主要包括吸收和釋放CO2,吸收部分主要來自自養微生物同化CO2,釋放部分主要包括微生物的呼吸作用,另有少部分來自土壤動物的呼吸和化學氧化[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.圖6中不同各監測點對應不同的有機碳含量,由圖可見,不同TOC水平下,各監測點土-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.這主要是因為潮間帶土-氣界面CO2通量由固定和釋放兩方面因素決定.

研究表明,土壤有機碳是微生物代謝的主要來源.在相同條件下,土壤有機碳含量越高,土壤呼吸速率越高,CO2釋放通量越大[39].從TOC含量關系來看,C1＞C2＞C3,說明C1土壤呼吸速率較高,因此,CO2釋放通量較大.

土壤對CO2固定作用主要是由土壤所含葉綠素a的含量和光照強度決定.由于各監測點距離較近,監測時間差別較小,故可認為監測時段內各監測點的光照強度近似相等.各監測點葉綠素a含量關系為: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個測點的CO2固定通量的大小關系為: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 落潮時間對潮間帶碳通量的影響 由前述分析可以發現,同一監測點不同測次的碳通量存在明顯差異,由于本研究監測時段內的土壤溫度變化較小,因此,不同測次碳通量的差異性應該與落潮導致的地下水位變化有很大關系[1].

圖7 土-氣界面CO2凈通量與落潮時間的關系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凈通量與落潮時間的關系.由圖可見,隨著落潮時間的增長,觀測點地下水位逐漸降低,潮間帶CO2凈通量呈現明顯下降趨勢.這主要是隨著落潮時間增長,地下水位不斷降低,土壤微生物呼吸作用逐漸加強,呼吸速率提高,CO2釋放量增大[34].由于監測時段較短,土壤中葉綠素a含量變化很小,潮間帶土壤對CO2的固定通量幾乎不變,因此,土-氣界面CO2凈通量呈現逐漸降低的趨勢.

馬安娜[40]對長江崇西濕地CO2交換的研究也發現,凈光合作用固碳過程受潮汐的影響較小,潮汐對生態系統CO2交換過程主要制約土壤呼吸釋放CO2過程,即潮汐淹沒抑制了土壤呼吸及CO2傳輸釋放.這主要是因為天然濱海濕地受潮汐影響的周期性淹水會使土壤處于飽和狀態,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].較高的水位會造成厭氧環境,不利于微生物的好氧呼吸,會造成CO2釋放減少[43].

通過分析各潮帶CO2凈通量的關系發現,低潮帶(C3)碳通量下降過程較平緩,而高潮帶(C1)和中潮帶(C2)的CO2通量下降趨勢相對較快,這可能與觀測點處地下水位的下降速率有關.高潮帶(C1)和中潮帶(C2)靠近岸邊,地下水水位隨落潮時間的下降速率較快,CO2凈通量隨時間呈顯著變化.低潮帶(C3)遠離海岸,其地下水水位受落潮的影響相對滯后,水位下降速率相對較慢,因此,CO2凈通量隨時間變化不顯著.此外,各潮帶CO2凈通量呈現前期快速降低,后期緩慢下降的趨勢,這與其地下水水位變化也是密切相關的.落潮前期地下水水位迅速下降,各潮帶對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定.

3 結論

3.1 研究區潮間帶表層為細微顆粒.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%),呈現由海岸向近海逐漸遞減的趨勢.表層土壤葉綠素a含量空間分布與TOC呈相反變化趨勢.

3.2 研究區潮間帶光灘土-氣界面CO2濃度隨時間呈下降趨勢,表現為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.

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

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