水位下降對若爾蓋泥炭地垂直剖面土壤甲烷產生及厭氧氧化潛勢的影響

劉俊霞,薛 丹,黃新亞,劉建亮,高永恒,陳 槐,4, *

1 中國科學院成都生物研究所山地生態(tài)恢復與生物資源利用重點實驗室, 成都 610041 2 中國科學院若爾蓋泥炭地定位研究站, 紅原 624400 3 中國科學院大學, 北京 100049 4 中國科學院青藏高原地球科學卓越創(chuàng)新中心, 北京 100101

據(jù)IPCC報告指出,目前全球范圍內溫室氣體CH4排放量僅次于CO2排放量,甲烷由于其獨特的分子結構,使得等摩爾甲烷產生的增溫效應是二氧化碳的34倍[1]。因此,CH4一直以來都是環(huán)境生態(tài)領域的研究熱點,也是環(huán)境保護等機構密切關注的重要溫室氣體之一。

若爾蓋高寒泥炭地是我國重要的高原濕地。目前由于氣候變暖,降雨減少等現(xiàn)象的加劇,若爾蓋泥炭地水位不斷下降,水位高低是衡量泥炭地是否退化的主要指標之一。同時,高原濕地對氣候變化和人類活動響應敏感,增溫會使得環(huán)境中微生物活性等迅速增強,主要是由于升溫會促進濕地微生物的代謝,促進泥炭土壤的呼吸過程,進一步促進溫室氣體的排放,而深層作為有機質積累較為豐富的泥炭層,其甲烷產生量也要高于亞表層和表層。因此本文在水位降低、溫度上升等氣候變化背景下分析不同水位泥炭地甲烷產生及AOM潛勢的大小,以及甲烷產生速率的溫度敏感性,旨在探究水位下降和溫度上升對泥炭地甲烷循環(huán)造成的影響。

1 實驗樣地概況

本實驗采樣點處于青藏高原東緣,若爾蓋高原若柯壩泥炭地(33°04′ 06″N—33°04′ 04″N,102°34′ 31″E—102°34′ 33″E),位于四川省紅原縣。若爾蓋泥炭地是中國最大的泥炭地分布區(qū),覆蓋面積約為4605 km2,平均泥炭深度為0.39 m(0.2—6.0 m),是中國泥炭地的重要組成部分,也是沼澤濕地國家級自然保護區(qū)。

若爾蓋無一年四季的明顯分別,大體上分為冷暖兩季。該地區(qū)年均溫為1.7℃,年內平均高溫最高為11℃左右,一般處于7月份。生長季處于每年6—10月,平均溫度可達8℃。若爾蓋高原紫外線極強,對生物輻射性較大。年降雨量達640 mm左右,降雨主要分布在生長季[9]。若爾蓋物種豐富、資源多樣化,苔草是若爾蓋的優(yōu)勢植物種類[10],另外還有藏嵩草、鵝絨委陵菜、火絨草等植物種。若爾蓋具有豐富的泥炭資源,且碳儲量較大,據(jù)Chen等(2014)估算得出,該地區(qū)總碳儲量達0.477 Pg[11]。早期孫廣友對若爾蓋泥炭地研究發(fā)現(xiàn),其泥炭沼澤面積及泥炭儲量均處于我國首位[12]。

2 材料與方法

2.1 樣品采集與處理

本實驗樣品采集于2018年10月份,處于生長季末期。根據(jù)本實驗室樣地布設的長期水位監(jiān)控數(shù)據(jù),選擇具有年均水位差(低水位：-30 cm、高水位：0 cm)的兩個點進行采樣(表3)。采樣時將地表植被去除,然后挖出1 m×1 m×1 m的剖面,用鏟子隨機取10 cm寬,15 cm長,1 m深土柱,然后以20 cm為一層進行深度分割,分割完立刻裝入自封袋,并盡可能排盡自封袋內的空氣,隨機采集3個生物學重復,保存在4℃,帶回實驗室后-20℃存放。土壤過2 mm(10目)篩子,過篩時先將小土柱撕成小碎塊,之后直接用濕篩法去除植物根系及其他植物殘體,土壤過篩后用于實驗物理化學性質的測定及培養(yǎng)實驗。

2.2 土壤理化性質測定方法

DOC(可溶性有機碳,Dissolved Organic Carbon)濃度用TOC儀測定(Vario TOC,德國)[13]；不同形態(tài)氮素濃度用流動分析儀測定(SEAL AA3,德國)[14]；含水量用鋁盒稱重105℃烘干至恒重進行測定；鐵離子含量用鄰菲洛琳比色法測定[15]。

2.3 培養(yǎng)實驗操作

將不同水位的每個深度土壤分別進行8℃和25℃培養(yǎng)進行甲烷產生實驗,甲烷厭氧氧化實驗只進行25℃培養(yǎng)(將甲烷產生和AOM進行對比的數(shù)據(jù)是選擇25℃的甲烷產生結果)。實驗具體操作為：取20.00 g左右泥炭土放于100 mL培養(yǎng)瓶中,甲烷產生實驗加入1.2 mL甲烷氧化抑制劑(乙炔,C2H2),AOM實驗加入40 mL濃度為60 mmol/L的甲烷產生抑制劑(二溴乙烷磺酸鈉,SBES)。之后統(tǒng)一用丁基橡膠塞和鋁帽密封,在瓶口插入一長一短兩針,從長針通入高純氦氣(He,純度 ≥ 99.999%)進行換氣,維持恒定氣流12—15 min,使培養(yǎng)瓶處于厭氧狀態(tài),靜置培養(yǎng)瓶24 h,使得瓶內氣體平衡。培養(yǎng)瓶內氣體平衡24 h之后開始計時,稱甲烷產生潛勢培養(yǎng)的初始值,也即第0天。AOM培養(yǎng)實驗平衡24 h之后等量置換10 mL高純甲烷,并放入轉速為150 r/min搖床培養(yǎng)箱,進行實驗培養(yǎng)。后續(xù)培養(yǎng)過程中,分別在第0、1、2、3、4、5、6、7天同一時間用注射器等量置換(以高純氦氣為保護氣)方法抽取頂空5 mL氣體,用氣相色譜(Agilent 7890A, Agilent Co,USA)測定氣體中甲烷的濃度,并通過差值計算來確定產甲烷速率和AOM速率。由于水分對實驗影響較大,因此實驗過程中采用稱重法進行水分的恒定保持,稱重選擇在每次采氣之后,立即稱量以維持原取土培養(yǎng)重量。

速率計算公式[16]為：

式中,FCH4為甲烷產生或AOM速率(μg g-1d-1)；dc/dt為甲烷濃度日變化量；V為培養(yǎng)瓶體積(L),即0.1 L；M為甲烷摩爾分子量(g/mol),即16.21 g/mol；V0為標準大氣壓下氣體摩爾體積,即22.4 L/mol；m為土壤干重(g)；T0為絕對溫度(273℃)；T為實驗溫度(8℃、25℃)；P為瓶內壓強；P0為大氣壓強累積量計算公式為：

式中,CE為甲烷濃度變化累積量(μg/g),F表示甲烷濃度變化速率,i表示第一天開始；n為實驗培養(yǎng)天數(shù)。

與之前不少研究學者對溫度敏感性Q10值的比較方法一致,本論文采用同種方法對增溫造成的泥炭地甲烷產生速率的變化值(文中稱為Rate Change of Reaction,RCR)進行對比。對應計算公式[17]改編為：

式中,RCR表示溫度升高下產甲烷速率的變化值,V25表示25℃培養(yǎng)過程中甲烷產生的平均速率,單位為μg g-1d-1；V8表示8℃培養(yǎng)過程中甲烷產生的平均速率,單位為μg g-1d-1。

對于全國泥炭地分布下的甲烷產生量及AOM量預估值,計算中所涉及的甲烷產生及AOM平均值所取深度為1 m,以本實驗研究中的甲烷產生及AOM速率為標準,進行相關產生及AOM量預估值(Estimated Value,EV)的計算,對應的計算公式為：

EV=Vi×SSOC/350/Depth

式中,EV為對應預估值,Vi表示兩水位平均甲烷產生量和平均AOM量,單位是μg/g,350表示泥炭土壤中平均有機碳含量,單位是g/kg,SSOC表示土壤有機碳儲量,單位為t,Depth表示泥炭層厚度,單位為m。

2.4 數(shù)據(jù)分析

使用SPSS 18.0和Microsoft Office Excel 2016軟件進行數(shù)據(jù)分析。通過單因素方差分析比較指標與甲烷產生和AOM之間的顯著性差異,通過Pearson相關性分析比較基礎理化指標對甲烷產生及AOM的影響。用Origin 2018軟件進行圖表制作。

3 結果與分析

3.1 不同水位泥炭地的基礎理化指標隨深度的變化

表1 不同水位泥炭地基礎理化指標

3.2 深度對甲烷產生和厭氧氧化潛勢的影響

25℃培養(yǎng)發(fā)現(xiàn)低水位泥炭地培養(yǎng)產甲烷累積量在40—60 cm泥炭層最高((0.17±0.01) μg/g),但與其他層比較無顯著性變化(圖1)；高水位培養(yǎng)時每個深度泥炭層之間甲烷產生累積量也沒有顯著性差異(P>0.05)(圖1)。兩水位比較可以看出,高水位泥炭地甲烷產量總體要高于低水位泥炭地。低水位泥炭地AOM累積量隨深度的增加先減小后不斷增加趨勢,其中最深層(80—100 cm)泥炭地AOM累積量達(888.62±7.33) μg/g,與其他深度泥炭地AOM累積量呈極顯著性差異(P<0.05)(圖1)。高水位泥炭地AOM累積量在60—80 cm深度泥炭最低,僅(366.24±3.33) μg/g,最深層80—100 cm深度泥炭地AOM累積量最高,與40—60 cm深度無顯著性差異。整體比較兩水位不同垂直深度泥炭地AOM累積結果顯示,除40—60 cm泥炭層外,其他泥炭層均表現(xiàn)為低水位泥炭地AOM量(574.01±4.31)—(888.62±7.33)μg/g顯著高于高水位泥炭地AOM累積量(362.25±3.33)—(734.59±18.55)μg/g(P<0.05)(圖1)。

圖1 不同深度泥炭地甲烷產生及厭氧氧化累積量Fig.1 The cumulative of methane production and methane anaerobic oxidation in different depth

3.3 水位降低對甲烷產生和甲烷厭氧氧化潛勢的影響

低水位泥炭土壤培養(yǎng)產甲烷累積量達(0.70±0.03) μg/g,高水位泥炭地土壤產甲烷累積量達(0.89±0.01) μg/g,即水位增高會顯著促進若爾蓋泥炭地產甲烷活動(圖2)。而低水位泥炭地AOM累積量達到(3588.06±24.78) μg/g,要極顯著高于高水位泥炭地AOM累積量((2829.93±35.99) μg/g)(P<0.05)(圖2),說明泥炭地恢復(淹水培養(yǎng)實驗)有利于AOM的發(fā)生。

圖2 不同水位泥炭地甲烷產生及厭氧氧化累積量Fig.2 Cumulative of methane production and methane anaerobic oxidation in different water table

3.4 甲烷產生及厭氧氧化潛勢與環(huán)境因子的相關性分析

表2 兩水位泥炭地甲烷產生及AOM累積量與基礎指標相關性

表3 野外試驗站2016—2018年采樣點水位監(jiān)測數(shù)據(jù)

3.5 甲烷產生與甲烷厭氧氧化之間的變化趨勢分析

低水位泥炭地在深度上的甲烷產生與AOM潛勢比較結果發(fā)現(xiàn),每層泥炭地甲烷的產生和AOM之間存在此消彼長趨勢,即甲烷產生的泥炭層AOM在降低(圖3)。高水位泥炭地深度上的比較發(fā)現(xiàn),80—100 cm深度泥炭層的甲烷產生和AOM都增加,說明該泥炭層的產甲烷微生物和AOM微生物含量多或者活性較大(圖3)。低水位泥炭地的甲烷產生速率隨培養(yǎng)時間呈現(xiàn)緩慢減小后快速增大趨勢,而AOM速率隨時間的變化呈現(xiàn)急速減小后緩慢增加趨勢,如果后續(xù)接著培養(yǎng),有可能出現(xiàn)甲烷產生速率的急速增加,而AOM速率趨于穩(wěn)定的結果(圖3)。高水位泥炭地第一天AOM的作用強于甲烷產生,說明產甲烷菌對環(huán)境會存在一個適應階段,但是隨著培養(yǎng)時間的進行,甲烷產生和AOM可能都會有所增加(圖3)。

圖3 不同水位泥炭地甲烷產生與甲烷厭氧氧化速率對比Fig.3 Comparison of methane production and methane anaerobic oxidation with different water table

3.6 溫度對甲烷產生的影響

兩水位泥炭地總RCR比值顯示,高水位泥炭地對溫度升高的反應較為明顯,其敏感系數(shù)為5.50,是低水位泥炭地的5.3倍,高水位泥炭地對增溫的敏感性極顯著高于低水位泥炭地對增溫的敏感性(圖4)(P<0.05)。對每個深度泥炭層的溫度敏感性進行對比發(fā)現(xiàn),整體上顯示出0—20 cm深度泥炭層對增溫的響應最為顯著,該泥炭層高水位泥炭地的敏感性系數(shù)是低水位泥炭地的25.6倍(圖4)。說明增溫對高水位泥炭地表層影響最大。

圖4 增溫對兩水位泥炭地甲烷產生速率變化的影響Fig.4 Effect of methane production rate change with raising temperature in different water table peatland

4 討論與結論

4.1 甲烷產生潛勢對水位及環(huán)境因子的響應

高水位泥炭地甲烷產生累積量顯著高于低水位泥炭地,是因為高水位泥炭地厭氧環(huán)境更加充足,利于產甲烷菌的生存,能夠促進甲烷的產生[18- 19],水位每增加10 cm,甲烷通量會隨之升高1.3倍,且高水位泥炭地對氣候變化較為敏感[20]。同時,王曉龍(2015)對若爾蓋泥炭地CH4產生研究結果也得出,水位增加會使得甲烷的排放量一起增加[21]。本研究發(fā)現(xiàn)泥炭地產甲烷能力隨深度的增加而增加,有研究指出,甲烷的產生主要依賴于原有環(huán)境中的有機質含量[22]。另有研究者對泥炭土壤產甲烷能力測定發(fā)現(xiàn)產甲烷能力隨土壤深度加大而降低,并且5 cm以上是產甲烷的主要泥炭層[23]。Avery等2003年的研究也提出濕地0—10 cm深度是產甲烷的主要土壤層,主要是由于土壤層中產甲烷基質的不一致造成的[24]。本研究結果發(fā)現(xiàn)環(huán)境中含水量是影響甲烷產量的主要環(huán)境因子,主要是由于甲烷產生是有機質經過厭氧分解產生的,而水的存在能夠為甲烷產生提供有利厭氧環(huán)境條件。有研究表明土壤中有機質含量越高,越有利于甲烷的產生,即DOC含量也是影響甲烷產量的重要因子(表2),因為DOC是環(huán)境中最容易被微生物所分解利用的物質,因此,DOC是產甲烷底物又是能量供應的來源[25]。AOM可以利用Fe3+作為電子受體[26],將CH4氧化為CO2,所以Fe3+含量對甲烷產量具有一定的抑制作用。

4.2 泥炭地AOM潛勢對水位的響應

低水位泥炭地AOM累積量要大于高水位泥炭地AOM累積量,可能是因為低水位泥炭地中甲烷厭氧氧化菌的豐度和種類要高于高水位泥炭地,相關研究發(fā)現(xiàn)若爾蓋泥炭地水位降低會使得反硝化型甲烷厭氧氧化菌的豐度增加,當水位從高水位降到低水位時,所測得的NC10門細菌的相對豐度從0.38%增加到3.26%[27],本實驗中為低水位泥炭地提供的淹水培養(yǎng)環(huán)境,對甲烷厭氧氧化菌豐度更大的低水位泥炭地較為有利,因而出現(xiàn)低水位泥炭地AOM量比高水位泥炭地AOM量高的現(xiàn)象。低水位泥炭地中pH值是影響AOM的重要因子[28- 29]。本實驗中為低水位泥炭地提供良好的AOM環(huán)境及底物、溫度,能極大程度促進泥炭地AOM的發(fā)生,使該研究AOM速率要明顯高于其他關于AOM速率的實驗研究[29]。同時與大部分相關研究結果相似[30-31],本研究發(fā)現(xiàn)AOM潛勢隨培養(yǎng)時間的變化為先減小后增加,80—100 cm泥炭層中AOM量最高的原因,可能歸因于在該環(huán)境中甲烷厭氧化微生物的活性較高[32]；但也有研究發(fā)現(xiàn)AOM速率隨深度增加而急劇下降[33]。

4.3 電子受體含量與泥炭地AOM的關系

4.4 我國泥炭地甲烷產生及甲烷厭氧氧化潛勢預估

根據(jù)1988年對我國泥炭地調查結果來看,泥炭地總面積達104萬hm2,一共存有46.87億t的泥炭土壤[41]。結合該研究中產甲烷速率計算,按兩水位泥炭深度(100 cm)甲烷產生平均值(0.797±0.03) μg/g來計算,全國泥炭地甲烷產生潛勢估計約3735.54 t CH4；結合研究中對AOM值計算,按平均值50 μg/g計算,全國泥炭地AOM大約消耗234.35萬t CH4,該預估值要明顯高于Gupta(2013)等人對北部泥炭地通過AOM途徑所消耗的甲烷量[42],主要是因為該實驗設置中外源添加CH4。根據(jù)中國泥炭地分布情況,采用他人研究中對AOM潛勢的計算方法[42],計算出各個區(qū)域泥炭地甲烷產生潛勢和AOM潛勢預估值(表4)。結果表明,若爾蓋泥炭地甲烷產生及厭氧氧化潛勢在全國泥炭地中占比最大。

表4 我國泥炭地分布及其碳儲量大小[41,43]

4.5 結論