张 颖, 张晓慧, 刘婷婷, 杨芷璇, 唐剑武,2,3

（1. 华东师范大学 河口海岸学国家重点实验室, 上海 200241; 2. 崇明生态研究院, 上海 202162;3. 长江三角洲河口湿地生态系统教育部/上海市野外科学观测研究站, 上海 200241）

0 引 言

在过去100 年内, 甲烷 (CH4) 已经成为仅次于二氧化碳 (CO2) 的重要温室气体之一, 且CH4的单分子增温潜势大约为CO2的25 倍[1]. 世界气象组织报告显示, 过去10 年内, 大气中CH4以5.21 ×10—3mg·m—3·a—1的速度增长, 截至2019 年, 全球大气中CH4浓度已高达(1 340.71±1.43) × 10—3mg·m—3,为1750 年的260%[2]. 水体沉积物中产生的CH4溶于水, 待溶解态CH4累积至饱和后, CH4进入大气,所以水环境是大气CH4的重要来源之一[3]. 河口区是陆地淡水和海洋的过渡区域, 特别是滨海湿地区域, 水中溶解态CH4通常表现为高饱和状态, 是大气中CH4的重要来源之一[4], 在CH4的生物地球化学循环中承担重要角色.

滨海湿地中, 周期性潮汐淹水为CH4的生产提供了适宜的厌氧环境[5], 较高的初级生产力和来源丰富的土壤有机物为CH4的合成提供了丰富的底物[6]. 缺氧环境下, 土壤有机质降解的最终产物是醋酸盐, 或是CO2和H2, 产甲烷菌利用它们作为原料生产CH4[7-8]. 适宜的温度有利于提高产甲烷菌生产CH4的速率[9], 引起水体中溶解态CH4浓度升高. CH4的产生还会受到多种因素的抑制, 由海水携带进入湿地的盐分, 主要包括硫酸根离子和硝酸根离子等电子受体, 均是抑制CH4产生的重要因素. 它们与产甲烷菌存在竞争关系, 如多种硫酸盐还原菌会利用H2作为电子供体[10].

滨海湿地水体溶解态CH4的通量是土壤和水体CH4产生、消耗及传输共同作用的结果[7,11]. 目前,对滨海湿地水体CH4的研究主要集中在CH4溶存浓度、饱和度、水气界面垂向扩散通量、产生和消耗机制等方面[12]. 滨海湿地受到的潮汐作用会改变水体中有机物和营养盐等生源要素的水平输送[13-14], 而且可能进一步影响水体内相应温室气体的横向输运, 但是对滨海湿地水体CH4水平输送通量却鲜有研究.

对水气界面CH4的扩散通量的测定通常采用静态箱法和扩散模型法[15]. 静态箱法成本低、操作简单[16]. 但是, 此方法获得的样品数量有限, 不适合大区域和长期观测; 漂浮箱的规格及气体混合方式等没有统一规定, 会导致观测结果的偏差[17]; 此外, 在有风和流动水体的条件下, 箱体会改变水体表面空气的流动状况, 箱体与表层水体的摩擦会引起水体扰动, 影响观测结果的准确性. 而扩散模型法是一种基于CH4水气界面扩散过程的半经验模型方程, 通过计算水体和大气中CH4的浓度差, 得出CH4水气界面交换通量[18]. 因此, 该方法可以减小风速和水流对观测结果的影响, 但是对溶解态CH4的高频率连续观测依然存在困难. 近年来, 对水体溶解态CH4等温室气体进行原位连续观测的方法逐渐增多, 在解决仪器布设及供电问题后, 通过气体平衡装置连接气体分析仪, 可以对溶解态CH4浓度进行高频率连续观测[19-20].

针对目前的研究现状, 本文以长江口滨海湿地为例, 利用溶解态CH4原位连续观测系统, 探究了溶解态CH4浓度、垂向扩散通量、水平输送通量的时空特征及主要驱动因子. 本文的研究结果对完善滨海湿地CH4输送过程有重要意义, 有助于探究滨海湿地CH4在全球CH4生物地球化学循环中的作用.

1 材料与方法

1.1 研究区域概况

九段沙湿地自然保护区 (以下简称“九段沙”, 记作“JDS”) 位于长江口外南北槽之间的拦门沙河段 (图1(a)), 总面积约423.2 km2[21]. 潮汐类型为非正规半日潮[22], 水文变化受到长江径流洪枯季变化、潮汐周期性变化和风暴潮等因素的共同影响. 此区域受东亚季风气候影响, 年平均气温为15.7℃. 芦苇是九段沙上沙的优势植被, 互花米草和海三棱藨草等植被零星分布[23]. 采样点位于九段沙上沙码头东南处一条宽为11 m 的潮沟入海口处 (图1(b)), 潮沟的流域面积通过潮沟的数字高程模型计算, 为0.18 km2. 西沙湿地公园 (以下简称“西沙”, 记作“XS”) 位于崇明岛的西南端 (图1(a)), 处于长江口的一级分汊处, 总面积3 km2, 潮汐类型为非正规半日潮, 受长江径流洪枯季交替影响[24]. 气候类型为亚热带季风气候, 年平均气温约为15℃[25]. 西沙湿地草泽区主要植被为芦苇. 采样点位于西沙听潮平台东南处一条宽为16 m 的潮沟入海口处 (图1(c)), 潮沟流域面积为0.11 km2. 两处研究区域均安装了通量观测塔站, 配备有开路式涡度相关系统和生物气象辅助系统, 探头均距地面10 m, 可以收集长时间、连续性CH4交换通量和生物气象数据[26].

图1 研究区域及原位观测系统Fig. 1 Location of study area and in-situ observation system

1.2 溶解态CH4 间隔样品采样与测定

在2020—2021 年期间分别在九段沙和西沙采样 (表1). 使用亚克力采样器采集潮沟水体水面以下30 cm 深处水样, 采样间隔为30 min, 每次至少采集3 个潮周期. 采样后, 缓慢释放水样至60 mL 的棕色玻璃瓶 (提前酸洗, 超纯水洗至中性后烘干) , 待水溢出后, 拧紧瓶盖, 并确保瓶中不存在气泡. 同时, 采集300 mL 水样于棕色PET 塑料瓶, 4℃下避光保存. 采样结束后, 采用顶空平衡法提取水样中的CH4气体[27]. 首先, 用气密性好的注射器向玻璃样品瓶缓慢注入30 mL 高纯氮气, 排出多余水样;然后, 将样品瓶置于振荡器中, 以180 r/s 的速度震荡40 min 后, 静置15 ～ 20 min, 使用注射器抽取15 ～20 mL 顶部气体注入气袋, 4℃下保存. 返回实验室后, 抽取5 ～ 10 mL 气体样品注入气相色谱仪 (Agilent 7890B, 安捷伦, 美国), 气体浓度通过FID (flame ionization detector) 检测器进行检测, 使用CH4气体浓度为0 和3.68 mg·m—3的标准气体对检测结果进行校正, 标准偏差≤2%.

表1 间隔采样和原位连续观测采样信息Tab. 1 Sampling information of interval sampling and in-situ observation

棕色PET 塑料瓶水样使用孔径为0.7 μm 的GF/F 滤膜过滤. 过滤后, 滤膜置于15 mL 的离心管中, 用于水体中叶绿素a 浓度测定. 过滤后的水样储存在预先经过酸洗、超纯水洗至中性高密度聚乙烯塑料瓶中, 用于测定水体中营养盐和 S浓度. 滤膜与水样 —20℃保存.

叶绿素a 浓度采用分光光度法测定. 采用反复冻融法处理叶绿素a 样品后, 加入10 mL 90%的丙酮溶液萃取后离心. 使用紫外可见光分光光度计 (UV-8000, METASH, 上海) 测定上清液在750、664、647 和630 nm 波长处的吸光值, 计算得到滤膜中叶绿素a 的浓度[28-29]. 营养盐测定使用营养盐自动分析仪 (SAN++4 通道理化分析, San plus system, 荷兰). 测定时, 确保水样为溶解态, 记录整理N和 N O-3浓度数据, 检出限分别为0.28 和1.40 μg·L—1, 相对标准偏差为0.1% ～ 4.0%[30]. 使用铬酸钡分光光度法测定水体中 S浓度, 测定过程参考《水质 硫酸盐的测定 铬酸钡分光光度法 (试行) 》(HJ/T 342—2007). 测定前, 确保水样为溶解态, 通过 S浓度梯度为0.00、5.00、20.00、40.00、80.00、120.00、160.00 和200.00 mg·L—1的硫酸钠溶液标准曲线, 测定样品 S的浓度.

1.3 溶解态CH4 原位连续观测

本文还对水质参数与水体溶解态CH4浓度进行了原位连续观测, 采样信息见表1. 原位连续观测系统由以下3 部分组成: ① 多参数水质分析仪 (YSI, EXO2, 美国), 测定盐度、水温、pH、浊度、溶解氧 (dissolved oxygen, DO)、叶 绿 素a 和 荧 光 溶 解 有 机 物 (fluorescence dissolved organic matter,FDOM) 等水质参数, 使用浮球绑定仪器, 确保始终测定水体表层30 cm 处参数, 测定频率为5 min;② 声学多普勒流速仪 (Xylem, SonTek PLUS, 美国), 测定流速、流量和水位等水动力参数, 测定频率与多参同步; ③ 自主搭建的溶解态温室气体原位连续观测系统, CH4测定仪器为温室气体测定仪(LGR, UGGA, 美国), 详细组成与运行过程见专利 (CN202011192389.6.), 测定频率为1 s. 整个原位观测系统在野外的安装布放如图1(d) 所示.

1.4 CH4 气体通量计算

本文中CH4的气体通量包含垂直和水平方向的通量. 垂直方向通量是指CH4在水体和大气之间的垂向扩散通量, 本文中从水体向大气扩散为正方向; 水平方向通量是指CH4在湿地内与湿地外横向输送通量, 本文中从湿地内向外输出为正方向.

1.4.1 CH4气体溶存浓度和瞬时通量计算

CH4气体水-气界面扩散通量使用扩散模型法计算[31]:

式 (1) 中:Fv为单位时间内温室气体CH4水-气界面气体交换通量 (nmol·m—2·s—1);Kw为气体在水气界面逆浓度梯度扩散速率 (m·s—1), 是气体施密特数 (Schmidt number,Sc) 和风速的函数;Cobs指水体中CH4的溶存浓度 (μmol·L—1);Ceq指采样现场大气平衡时CH4气体浓度 (μmol·L—1), 数据来自于通量塔.

Cobs的计算公式如下:

式 (2) 中:C0指平衡后温室气体浓度 (μmol·L—1), 即气相色谱仪 (gas chromatograph, GC) 所测定的气态CH4浓度值;β为体积分数表示的气体溶解度 (L·L—1·Pa—1), 可以根据Henry 定律求得[15,32];R为理想气体状态常数;Tobs为平衡过程中的实际水温 (K);V0是平衡气室气体体积 (mL);V1是水样体积(mL).

气态CH4的Sc数计算如下[33].

西沙:

九段沙:

式 (3)—(4) 中:T为水体温度 (℃); 西沙水体CH4的Sc数计算公式为淡水条件下的计算公式; 研究显示Sc数受盐度影响极小[33], 所以九段沙水体CH4的Sc数计算公式使用海水条件下的计算公式.

本文所选样地潮沟水深较浅且风速较小,Kw的计算公式[34]如下:

式 (5) 中:U10为样地水面上方10 m 处的风速 (m·s—1), 数据来自研究区的通量观测塔.

溶解态CH4湿地内外水平输送通量计算公式如下:

式 (6) 中:FL为单位时间内, 溶解态CH4在湿地内外交换产生的水平输送通量 (μmol·m—2·s—1);Q为水流量 (m3·s—1);S为潮沟流域面积 (m2), 九段沙和西沙潮沟流域面积见1.1 节.

1.4.2 CH4气体平均通量计算对比

九段沙和西沙水体CH4垂向扩散和横向输送通量分别用3 种方法计算并对比. 方法1 使用间隔采样数据计算得到的水体中CH4溶存浓度; 方法2 使用CH4原位连续观测系统测定的高频溶解态CH4溶存浓度, 并用间隔采样数据进行矫正; 方法3 通过建立间隔采样数据与水质参数的多元回归模型, 获得CH4溶存浓度的高频率估算结果. 多元回归模型建立的步骤如下: ① 分别计算各环境因子与间隔采样所得CH4溶存浓度的相关性; ② 根据相关性系数由大到小的顺序, 依次探究CH4溶存浓度和环境参数的拟合曲线类型, 根据拟合系数的大小确定单一环境参数的拟合形式; ③ 依次叠加环境参数个数, 建立CH4溶存浓度与环境参数相应的曲线拟合形式的多元回归模型使用、赤池信息值 (Akaike information criterion value, AIC) 和均方根误差 (root mean square error, RMSE) 确定最终回归方程,越大, AIC 和RMSE 越小, 说明拟合程度越好. 按此步骤建立的不同研究区域的多元回归模型如下.

九段沙:

式(7)中:XpH为水体pH 值;XDepth为水位高度值;V为水体流速值;XDO为水体溶解氧浓度值. 九段沙中水体CH4溶存浓度估算的标准误差为 ±0.01 μmol·L—1. 回归方程估算所得水体CH4溶存浓度的残差值满足正态分布 (Shapiro-Wilk test,p＞0.05), 且残差平均值为0, 即回归方程满足拟合要求.

西沙:

式(8)中:XFDOM为水体荧光溶解有机物(fluorescent dissolved organic matter, FDOM)值. 西沙中水体CH4溶存浓度估算的标准误差为 ±0.06 μmol·L—1. 回归方程估算所得水体CH4溶存浓度的残差值满足正态分布 (Shapiro-Wilk test,p＞0.05), 且残差平均值为0, 回归方程也满足拟合要求.

水体中CH4横向输送通量计算公式如下:

式 (9) 中:FLat为水体中CH4日平均横向输送通量 (mg·m—2·d—1);M为CH4的相对分子质量 (g·mol—1);t为研究时间 (s);T为研究天数 (d).

水体中CH4垂向扩散通量计算公式如下:

式 (10) 中:FVer为水体中CH4日平均垂向扩散通量 (mg·m—2·d—1).

2 结 果

2.1 水环境参数变化特征

研究期间, 九段沙和西沙的水体环境参数的时空变化如表2 所示. 九段沙和西沙的水温都有显著的 季 节 变 化 (Kruskal-Wallis test,p＜0.001), 夏 季 水 温 最 高, 平 均 水 温 分 别 为 (28.63±1.25)℃和(25.90±2.22)℃; 冬季水温最低. 九段沙和西沙水体的DO 浓度也存在冬季高、夏季低的特征. 夏、秋两季为长江流域丰水季, 九段沙受长江淡水影响增强[35], 盐度降低. 研究期间, 秋季九段沙水体的平均盐度最低, 为 (0.57±0.76)‰; 而冬季为长江流域的枯水期, 九段沙主要受海水控制[35], 平均盐度为(10.36±2.97)‰. 西沙是典型的淡水潮汐湿地, 采样期间盐度低于0.50‰. 九段沙和西沙水体的盐度差异与湿地的地理位置有关: 九段沙地处长江口外南北槽之间的拦门沙河段, 受海水和长江冲淡水共同影响, 西沙地处长江口的一级分汊口, 主要受长江冲淡水影响. 研究期间, 水体叶绿素a 浓度在夏、秋两季较高, 在春、冬两季较低. 除此之外, 九段沙和西沙水体的营养盐 ( N和 N) 和 S浓度也存在季节差异. 九段沙水体的 N平均浓度冬季最高, 而西沙的 N平均浓度在冬季和春季都较高. 观测期间, 九段沙和西沙水体的 N O-2平均浓度不足 N的1%. 九段沙水体的 N浓度在冬季最高, 春、秋两季降低. 西沙水体的 N O-2浓度春季最高, 秋季最低. 九段沙和西沙水体的 S浓度均在冬季最高, 而在夏、秋两季较低. S浓度的变化一方面与海水的影响有关, 在冬季, 海水侵入九段沙和西沙引起水体 S浓度增加; 另一方面, 冬季植被凋零, 土壤表面的腐殖质层在微生物的作用下分解产生大量的 S[36].

表2 九段沙和西沙采样点的基础水环境特征的平均值和标准偏差Tab. 2 Mean±standard deviation for water environment characteristics in sampling sites, JDS and XS wetlands

2.2 水体CH4 溶存浓度的潮周期和季节变化

研究期间, 九段沙和西沙的CH4溶存浓度变化特征如图2 所示. 潮周期内, 水体CH4溶存浓度与水位变化相反: 涨潮开始时, CH4溶存浓度较小; 水位升高, CH4溶存浓度缓慢下降; 落潮初期,CH4溶存浓度降到最低; 水位下降, CH4溶存浓度逐渐上升; 落潮结束时, 达到CH4溶存浓度的最高值. 采样期间, 秋季的九段沙水体的CH4平均溶存浓度最高, 为 (0.30±0.19) μmol·L—1, 春季最低; 夏季的西沙水体CH4平均溶存浓度最高, 为 (1.16±1.52) μmol·L—1, 冬季最低. 九段沙和西沙水体的CH4溶存浓度在潮周期内的变化范围也存在季节差异: 采样期间, 九段沙和西沙的CH4溶存浓度在潮周期内的变化范围均在夏季最大, 分别为0.06 ～ 0.91 μmol·L—1和0.19 ～ 6.17 μmol·L—1.

图2 九段沙和西沙的水深及CH4 溶存浓度的变化Fig. 2 Water depth and CH4 concentration in the JDS and XS wetlands

2.3 水体CH4 溶存浓度的影响因子

九段沙和西沙湿地水体中CH4溶存浓度受到复杂的环境因子影响, 且不同的环境因子之间也存在相互作用, 所以, 本文使用主成分分析法 (principal component analysis, PCA), 探究影响滨海湿地水体CH4溶存浓度变化的主要因子 (图3). 在PC1 方向上, 九段沙和西沙PC1 得分的季节变化显著(p＜0.05), 同时, 温度的载荷与PC1 方向接近平行. 因此, PC1 可能与环境因子的季节变化有关. 在PC2 方向上, 水位的载荷与PC2 接近平行. 因此, PC2 可能与滨海湿地的潮汐作用等水动力因素有关.在PC1 方向上, 九段沙得分的变化范围 (—3.14 ～ 4.20) 大于西沙 (—2.52 ～ 0.67), 推测九段沙主要受到环境因子季节变化的影响. 而在PC2 方向上, 西沙得分的变化范围 (—0.88 ～ 4.22) 大于九段沙 (—2.31 ～0.95), 推测潮汐作用是西沙的主要影响因子. 影响水体CH4溶存浓度变化的季节因素主要包括水温、盐度和 S浓度; 与影响水体CH4溶存浓度变化的潮汐变化显著相关的环境因子包括水位、DO 浓度和pH 值. 在主成分分析模型中, PC1 和PC2 仅占总方差的63.7%, 因此, 影响水体CH4溶存浓度变化的因子十分复杂. 在九段沙和西沙, 硝酸盐对CH4溶存浓度的影响可能十分有限, N浓度与CH4溶存浓度相关性较小 (R=—0.16,p＜0.01).

图3 九段沙和西沙的水体环境因子主成分分析图Fig. 3 Biplot from principal component analysis based on water environmental factors in JDS and XS wetlands

2.4 溶解态CH4 通量潮周期和季节变化

单位时间内, 溶解态CH4通量包括CH4水气界面交换通量 (FV) 及水平输送通量 (FL). CH4水气界面交换通量在九段沙和西沙湿地内有显著的季节变化 (Kruskal-Wallis test,p＜0.001) (图4). 潮周期内, CH4气体水气界面交换通量与潮汐作用有关: 涨潮开始时, CH4交换通量较小, 水位升高,CH4交换通量缓慢下降; 落潮初期, CH4交换通量下降至最低, 水位下降, CH4交换通量快速上升; 落潮结束时, CH4交换通量达到最高值. 采样期间, 九段沙和西沙湿地的CH4水气界面平均交换通量分别在秋季和夏季最高, 水体向大气扩散的CH4通量分别为 (0.45±0.43) 和 (3.34±5.21) nmol·m—2·s—1;九段沙和西沙湿地的CH4水气界面平均交换通量分别在春季和冬季最低. 九段沙和西沙湿地的CH4水气界面交换通量在潮周期内的变化范围均在夏季最大, 分别为 —0.20 ～ 5.08 nmol·m—2·s—1和0.10 ～ 20.83 nmol·m—2·s—1, 冬季最小.

图4 九段沙和西沙水体中CH4 水气界面交换通量、水平输送通量及水深的变化Fig. 4 CH4 water-to-air interface exchange flux, CH4 lateral-transport flux, and water depth in JDS and XS wetlands

潮周期内, 涨潮开始时, 溶解态CH4随着水流从湿地外向湿地内流入, 输送通量随水位升高先增加后减小; 落潮开始时, 溶解态CH4水平输送变为从湿地内向湿地外输送, 输送通量随水位降低先增加后减小. 采样期间, CH4水平输送通量也存在显著的季节变化 (Kruskal-Wallis test,p＜0.001). 秋季,九 段 沙湿 地 水 体CH4平 均 水 平 输 送 通 量 最高, 为 (2.32±9.32) nmol·m—2·s—1; 夏季, 西 沙湿 地 水 体CH4平均水平输送通量最高, 为 (1.66±5.06) nmol·m—2·s—1. 九段沙和西沙湿地水体CH4平均水平输送通量分别在春季 ( (0.03±0.23) nmol·m—2·s—1) 和秋季 ( (0.28±1.21) nmol·m—2·s—1) 最低.

2.5 水体溶解态CH4 垂向扩散和横向输送通量对比

滨海湿地溶解态CH4通量包括水气界面的垂向扩散通量 (FVer) 和湿地内外水体的横向输送通量(FLat), 对于估算滨海湿地CH4排放量有重要意义. 由于传统采样方法频率较低, 溶解态CH4通量的估算存在较大误差. 因此, 需要采用原位高频率连续观测技术提高通量的估算精度. 滨海湿地水体浊度极高, 水动力变化复杂, 给溶解态CH4浓度的长期直接观测带来诸多困难. 因此, 本文结合了短期直接观测与长期间接观测方法计算溶解态CH4的横向输送通量, 并进行对比分析, 最终获得可靠的溶解态CH4浓度长期、高频率原位观测结果.

使用3 种不同的方法 (详见1.4.2 节) 估算了采样期间溶解态CH4横向输送通量的大小 (表3). 利用方法1、2 和3 得到的CH4溶存浓度来计算CH4横向输送通量, 通量分布无显著差异 (Kruskal-Wallis test,p＞0.05), 表明两种原位观测技术 (方法2 和3) 的结果准确. 与方法1 相比, 方法2 也可以对CH4溶存浓度直接观测, 但频率显著提升, 可以提高估算精度. 方法2 和3 均为CH4溶存浓度原位连续观测技术, 尽管方法3 是基于多元回归拟合模型的CH4溶存浓度间接观测, 但是估算结果与方法2 估算结果分布无显著差异 (Kruskal-Wallis test,p＞0.05). 在九段沙和西沙湿地, 运用方法3 建立的回归方程估算精度分别为 ±0.03 μmol·L—1和 ±0.19 μmol·L—1, 同时, 方法3 设备简洁, 对布设环境要求低; 观测过程不易受到水位和浊度等干扰, 有利于长期连续观测, 容易推广. 因此, 本文使用方法3 获得的CH4溶存浓度的长期连续观测结果来探究滨海湿地溶解态CH4垂向扩散和横向输送通量的变化.

表3 使用不同采样方法计算九段沙和西沙湿地水体CH4 水平输送通量结果 (仅间隔采样期间)Tab. 3 Lateral flux of CH4 calculated by different methods in JDS and XS wetlands during the interval sampling period

利用高频率的溶解态CH4浓度和水体流量数据, 计算得到九段沙和西沙溶解态CH4不同季节的横向输送通量. 九段沙和西沙溶解态CH4横向输送通量存在季节变化, 夏季较高, 冬季较低. 夏、秋两季, 水体CH4溶存浓度显上升 (图2), 同时, 长江流域进入丰水期, 涨落潮期间湿地水流量增加. 在水平输送方向, 九段沙为CH4的源, 但是在冬、春两季, 西沙有少量河口内的溶解态CH4输入. 九段沙和西沙溶解态CH4年均横向输送通量分别为1.46 mg·m—2·d—1和0.34 mg·m—2·d—1. 利用高频率的溶解态CH4浓度、大气中CH4浓度、风速和水温数据, 估算得到九段沙和西沙溶解态CH4垂向扩散通量结果. 九段沙在夏季的CH4垂向扩散通量最高, 水体向大气扩散的CH4通量为6.58 mg·m—2·d—1; 春季的CH4垂向扩散通量最低, 水体吸收大气中CH4的通量为0.07 mg·m—2·d—1. 西沙水体中溶解态CH4是大气CH4的源, 其中, 冬季的CH4垂向扩散通量最高, 为10.06 mg·m—2·d—1. 九段沙和西沙溶解态CH4年均垂向扩散通量分别为1.85 mg·m—2·d—1和2.90 mg·m—2·d—1.

3 讨论与分析

3.1 滨海湿地水体中CH4 溶存浓度的影响因素

滨海湿地水体CH4溶存浓度变化受多种环境因子的共同作用, 如水温、盐度、 S浓度、水位、DO 浓度和叶绿素a 等. 产甲烷菌合成CH4的速率对温度变化有很大的依赖性[37-38], 水温增加时, 微生物活动旺盛, 水体中CH4溶存浓度增加. Harley 等[39]研究泰河河口水体CH4溶存浓度的季节变化时发现, 其季节变化明显, 最大值出现在夏季, 这与本文研究区域水体CH4溶存浓度季节变化特征相近.除此之外, 产甲烷菌等生产甲烷的速率会受到盐度[40]、硫酸盐[41-42]的限制, 盐度极高时, CH4的产量甚至可以忽略不计[43]. 本文中, 冬季的九段沙湿地受到盐度较高的水体周期性淹没, 土壤中电子受体增加, 产甲烷菌在竞争底物时处于劣势, 影响CH4生成; 夏季的九段沙湿地受到长江冲淡水的影响, 水体中与产甲烷菌存在竞争关系的电子受体也减少, 有利于CH4产生. Bartlett 等[44]对不同盐度梯度盐沼湿地CH4排放研究表明, 孔隙水中CH4浓度与 S浓度呈负相关, 产甲烷菌在与硫酸盐竞争电子供体H2时, 处于劣势地位, 所以 S抑制CH4的产生[45]. 冬季的九段沙 S浓度全年最高, 进一步抑制土壤中产甲烷菌合成CH4的效率.

潮汐作用也会影响滨海湿地水体中CH4溶存浓度, 与潮汐变化显著相关的环境因子包括水位和DO 浓度. 涨潮前, 潮沟暴露在空气中, 土壤中水分含量低, 氧气饱和量高, 抑制产甲烷菌合成CH4[46],已经合成的CH4也易氧化[47]. 仝川等[48]在对闽江口芦苇湿地通量测定时发现, 氧化还原电位降低, 更有利于CH4的产生. 退潮时, 土壤中水分饱和, 产甲烷菌在厌氧状态下迅速合成CH4, CH4溶存浓度上升. 贺文君等[11]在研究黄河三角洲盐沼湿地甲烷排放时推测, 退潮时, 由于土壤所承受的静水压降低[12], 土壤中产生的CH4能够快速溶解到水中, 也会引起水体CH4溶存浓度升高.

水体中浮游生物也会影响水体CH4溶存浓度. 祝栋林[49]在探究太湖和玄武湖的CH4产生、释放及影响机制中发现, 水体中浮游植物的增加会加剧水体缺氧, 提高产甲烷菌合成CH4的速率. 与湿地水体相比, 湖泊 (尤其是富营养化比较严重的水体) 中CH4溶存浓度受叶绿素a 的影响更大[50]. 人为活动可能也会对溶解态CH4合成有间接影响. 王东启等[51]在对上海市河网CH4溶存浓度和排放研究中发现, 上海松江区河流CH4溶存浓度和饱和度均高于崇明区. 松江区人为影响较大, 居民用水和工业废水排放造成水体富营养化严重, 藻类大量繁殖形成的厌氧环境有利于CH4的合成. 因此, 九段沙和西沙湿地水体CH4溶存浓度变化特征是多种环境因子共同作用的结果, 还有待进一步研究.

3.2 水生态系统溶解态CH4 垂向扩散通量对比

水生态系统溶解态CH4垂向扩散通量是大气CH4的重要来源之一, 不同水生态系统CH4垂向扩散通量不同, 如表4 所示, 水环境中溶解态CH4垂向扩散通量大小为: 开阔大洋 ＜ 陆架区 ＜ 河口区 ＜滨海湿地 ＜ 湖泊 ＜ 河流. 本文中的滨海湿地土壤中微生物活动旺盛, CH4来源丰富, 因此, 湿地水体CH4垂直扩散通量高于河口及沿岸海域. 在河口内, 由淡水端元到海水端元, 溶解态CH4垂向扩散通量会减少约两个数量级[52].

表4 不同类型生态系统CH4 垂向扩散通量比较Tab. 4 Comparison of CH4 vertical diffusive fluxes in different ecosystems

溶解态CH4垂向扩散通量在不同水生态系统之间的差异主要受到CH4来源的影响. 一般认为,微生物产生的CH4是开阔大洋表层水溶解态CH4的主要来源[62]. 而在陆架海中, 高饱和度CH4河水的流入也是水体溶解态CH4的重要来源[63]. 河流营养物质含量高, 且水位较浅, 大部分颗粒有机物还未分解便已经进入沉积物中, 形成富含有机物的河流底质, 产甲烷菌生产CH4的能力增强. 根据Rhee 等[53]在大西洋、马立杰和崔迎春[54]在南海中部和北部的研究, 发现开阔大洋和陆架海水体表层CH4垂向扩散通量均低于河流, 如亚德亚河[60]、亚马逊河[61]及上海市内河网[51]等. 滨海湿地水体位于海陆交界地带, 土壤有机物来源丰富, 产甲烷菌活动旺盛, 部分区域还会受到河流水体的影响. 因此,滨海湿地水体是大气CH4的源[64]. 滨海湿地溶解态CH4垂向扩散通量远高于河口、沿岸海域及开阔大洋 (表4). 但是, 受到河口区盐度以及产甲烷菌可利用底物的限制, 滨海湿地溶解态CH4垂向扩散低于河流及湖泊. 此外, 人类活动也会增加水环境向大气中扩散的溶解态CH4通量. 工业和生活污水含有大量有机质和营养盐, 会促进微生物的代谢活动, 增加了湖泊与河流的CH4垂向扩散通量. 人类活动干扰强度大的水体, 如上海市内河流[51]和亚德亚河[60], CH4垂向扩散通量高于人类活动影响较小的河流, 如亚马逊河及其支流[61]. 因此, 有效的水环境治理工程 (处理工业和生活污水、改善水体富营养化、河道清淤等) 对减缓水体中CH4的排放具有潜在的意义.

4 结 论

(1) 九段沙湿地和西沙湿地水体CH4溶存浓度、水-气界面交换通量和横向输送通量在潮周期和季节尺度内均有显著的变化.

(2) 利用主成分分析发现, 湿地的季节更替与潮汐作用是引起CH4溶存浓度变化的主要影响因子, 低温、高盐度和富氧环境都将抑制CH4的合成.

(3) 利用水质参数与CH4溶存浓度多元拟合回归方程获得高频率、连续观测的CH4溶存浓度, 进一步计算得到九段沙和西沙湿地溶解态CH4年均横向输送通量分别为1.46 mg·m—2·d—1和0.34 mg·m—2·d—1,年均垂向扩散通量分别为1.85 mg·m—2·d—1和2.90 mg·m—2·d—1. 此方法有效提高了CH4通量的估算精度, 并揭示了滨海湿地溶解态CH4是大气和沿岸水体CH4的来源之一, 为CH4排放的相关研究提供数据支持和理论依据.

致谢 感谢崇明生态研究院、崇明西沙湿地研究站和上海市九段沙湿地国家自然保护区管理局对本实验提供的采样和仪器布放的支持.