2017, Vol. 38
CH4是主要温室气体之一, 对全球气候变暖的贡献率达到了20%[1], IPCC报告[2]指出, 在100 a尺度下, 单位质量CH4的GWP值是CO2的28倍.目前, 大气中CH4含量约为1.8 ×10-6, 达到工业化前含量的两倍以上.水库作为重要的人工湿地, 在调蓄洪水、保护和利用水资源、开发水电等方面对社会经济的发展做出了巨大贡献.然而, 水库也已经被认为是重要的人为CH4排放源, 在全球范围内其估测排放量达到了4 Tg·a-1, 占天然湖泊CH4排放量的6%[3~5].大坝不仅影响生态系统的完整性[6~8], 还可能对陆地生态系统的温室气体排放产生重大负面影响[9].
自20世纪90年代起, 在温带和热带地区, 如巴西、加拿大、法属圭亚那、美国、芬兰等国家广泛开展了水库温室气体排放的研究[10~12]; 在中国, 水库占全国湿地总面积的5.93%, 有关水库温室气体排放的研究从2007年才逐渐开展[13].截至目前, 涉及水库CH4排放通量研究的有二滩水库[14]、密云水库[15]以及三峡水库.较早关于三峡水库CH4排放通量的研究认为三峡库区新生湿地具有较高的CH4排放通量, 是CH4的重要排放源[16].而之后的一些研究则表明, 库区消落带不论是在淹水期还是落干期, 其水-气界面或土-气界面的CH4排放通量均远低于文献[17, 18]的报道.除此之外, 有学者认为库区消落带在淹水期间为CH4排放源, 落干期间为CH4吸收汇[19].关于三峡库CH4排放的研究并不匮乏, 但是, 以上提到的研究在对CH4排放的监测时间上都有一定的限制性, 采样高程也相对单一.因此, 本文选取三峡库区的涪陵区珍溪镇王家沟一典型消落带为研究对象, 通过为期2 a的野外实验, 探讨消落带不同海拔高程上CH4排放通量的季节变化及其差异, 并对相关影响因素进行分析, 以期为精确估算水库温室气体排放量提供依据, 并为减少水库温室气体在水利工程及水电开发过程中排放提供参考.
1 材料与方法 1.1 研究区域概况本实验研究区域位于重庆市涪陵区珍溪镇王家沟流域(北纬29°54′, 东经107°27′).该流域位于涪陵区东北部, 为亚热带季风气候, 年平均气温在17~18℃之间, 最低气温为-2.5℃, 积温在5 300~5 600℃之间, 年降雨量在1 000~1 100 mm之间, 太阳辐射量年平均为3 360.02 MJ·m-2.土壤类型主要是水稻土和紫色土, 土壤pH介于5.60~8.50, 具有典型的山地、丘陵夹沟谷的地形、地貌特征, 地貌类型以低山丘陵为主, 海拔高度介于153~307 m, 地势从北到南逐渐降低并延伸至长江.丘陵顶部多为旱地, 并伴有少量次生林或未利用荒地, 中部主要为土坎或石坎梯田, 底部地势平坦、以水田为主.采样区域主要被草本植物覆盖, 常见植物主要有空心莲子草[Alternanthera philoxeroides (Mart.) Griseb.]、狗牙根[Cynodondactylon (Linn.) Pers.]、苍耳(Xanthium sibiricum Patrin)和稗草[Echinochloa crusgalli (L.) Beauv].其消落带地势平坦, 受人为影响因素较少, 属于三峡水库典型流域开阔河段冲击土型-消落区, 有利于开展三峡水库消落带温室气体排放的研究工作.实验期间库区水位变化如图 1所示.
|
图 1 2010年9月~2012年8月三峡水库水位变化 Fig. 1 Daily variations in the water level at the dam site of the Three Gorges Reservoir from September 2010 to August 2012 |
在流域内选择开阔河段冲积土型消落区为研究对象, 在155、165、175和180 m高程处选择地势平坦、能代表原始消落区特征且土壤均匀的地方各设立1个平行于河岸的长方形(10 m×3 m)的研究小区, 其中180 m高程处小区作为从不淹水点, 另设140 m高程为永久淹水对照区.小区出露水面后所有取样均在栈桥上进行, 在每个小区内布置3个500 mm×500 mm×200 mm的不锈钢底座, 上端有深30 mm、宽20 mm的密封水槽试验期间, 底座固定在小区内.小区淹水后所有试验同样在原小区, 不同的是, 淹水后通过小船采用静态浮箱法测定水体表面CH4通量, 水面观测设置4个重复.本研究试验时间为2010年8月31日至2012年9月1日.
1.3 气体样品的采集与分析消落区落干期间CH4排放通量观测采用静态暗箱法进行.采集气体的箱体均设计成分节组合式标准箱, 由底座、延长箱和顶箱组成, 顶箱和延长箱均由1 mm厚304 K薄不锈钢板制成, 延长箱和顶箱容积相同, 尺寸为500 mm×500 mm×500 mm, 箱体外覆保温绝热材料, 根据作物生长需要可适时安装延长箱.顶箱内上部有两个轴流扇, 用于混合箱内气体, 外侧面安装有电源接头和气体样品接口.底座的每侧壁上距离地表 10 cm以下开有9个直径2 cm的圆孔, 以利于水分、土壤微生物、养分等侧向交流.底座架设在每个处理小区的中间, 在植物生长期间都固定在采样点上.为了减少采样时对箱内外植物的损坏, 在植物生长季内通过安置两个内外铁丝框把采样箱与植物隔离开.采样时, 分别于扣箱后0、10、20和30 min时抽取箱内气体用事先抽成真空的体积为25 mL的血清瓶保存, 记录准确采样时间并按顺序对气样编号.自2010年8月至2012年9月连续采样.采样时间选在上午09:00~11:00, 每周采集一次.
淹水期间CH4排放通量观测采用静态浮箱法[20]进行.浮箱箱体被设计成底部开口, 内部抛光的不锈钢圆柱体(高50 cm, 内径50 cm), 于箱体外部距底面20 cm左右设置固定浮圈, 在浮圈的上方安装一根聚乙烯的平衡管(长2 m, 内径0.5 cm), 在箱顶中间位置连接气体样品接口及温度探头.采样时, 先将小船开至设定好的浮标处, 抛锚固定小船, 在船上固定位置横放两根长为6 m的竹竿, 在船的两侧分别露出竹竿约2 m, 将4个浮箱用绳子固定分别固定在竹竿的四端, 先将箱子底部朝上放置5min, 将浮箱放入水中打开平衡管端头塞子, 轻压箱子上部1~2 min后盖上平衡管塞子, 再用配有三通阀的60 mL注射器从箱内抽取第1个气体样品, 打入事先抽成真空的体积为25 mL的血清瓶保存, 记录准确采样时间并按顺序对气样编号, 每15 min采集1个气样, 共采集4个气样.
气体样品采集期间同步观测温度、气压、水面风速和空气湿度.前后分别用JM624便携式测温表测定箱内空气温度、地表温度、地下5 cm处温度以及表层水体温度, 用美国NK Kestrel 4500 Pocket Weather Tracker风速测定仪测定观测点即时大气温度、水面风速、空气湿度、气压.
采集的气体样品立即送回实验室用Agilent 7890A气相色谱仪测定CH4含量, 并计算各处理排放通量. CH4采用前检器FID(检测温度200℃, 柱温55℃), 载气为高纯N2, 具体分析方法及工作条件见文献[21]; 气体的通量表示单位时间单位面积观测箱内该气体质量的变化, 根据4个气样浓度随采样时间的变化速率计算[22], 用公式表示为：
|
式中, F为排放通量[mg·(m2·h)-1]; H为箱内气室高度(cm); T为采样期间箱内平均温度(℃); P为采样时的大气压(Pa); P0为标准状况下的大气压(Pa); ρ为被测气体的密度(g·cm-3); dc/dt为采样期间采样箱内N2O的含量变化速率. F为负值时表示吸收, 为正值时表示排放.
全年CH4排放总量和平均排放通量通过内插累加求得.其中155 m高程在2011年10月20日至2012年2月2日淹水期间CH4排放通量用165 m高程同时期数据代替.
1.4 土壤样品的采集与分析在每个高程上分别设置3个面积为1 m×1 m的样方, 每个样方内设置3个采样点, 采样深度为0~20 cm, 在每个采样点内采用蛇形采样法采集土样, 充分混合后去杂, 分成两部分：一部分鲜土样放置于冰箱中并于4℃以下保存, 用来测定土壤含水量、SMBC和DOC等; 另一部分土壤样品风干, 以测定SOC、pH等.
在釆集样品的同时用JM624型便携式测温计测定地下5 cm处土壤的温度; 土壤有机质(SOC)的测定采用重铬酸钾法-外加热法[23]; 土壤pH采用土:水=1:2.5浸提, 酸度计法测定; 土壤含水量的测定采用烘干法[23]; 土壤微生物生物量碳(SMBC)的测定采用氯仿熏蒸-K2SO4浸提法[23]; 土壤可溶性有机碳(DOC)的测定用0.45 μm的微孔滤膜过滤, 滤液直接在Multi N/C 2000分析仪测定.
1.5 数据统计与处理利用SPSS 17.0对不同高程的年平均CH4排放通量(2011年6月至2012年5月)以及同一高程不同季节平均CH4排放通量进行方差分析(ANOVA), 当其通过方差齐次性检验时(P＞0.05), 进行均值间最小差异显著性(LSD)检验, 若不能通过方差齐次性检验(P＜0.05), 采用Tamhane's T2进行差异显著性检验.采用配对t检验进行同一高程不同年份同一时段CH4平均排放通量的比较.将淹水期或落干期的各环境因素分别与淹水期或落干期的CH4平均排放通量进行相关性分析, 当P＜0.05时认为两者之间显著相关, P＜0.01时两者之间极显著相关, Pearson系数即为两者的相关性系数.
2 结果与分析 2.1 三峡库区消落区不同高程CH4排放的时间变化图 2为2010年9月~2012年8月三峡水库消落区各高程CH4排放通量.从中可知, 在观测期间内, 140 m高程CH4排放通量均为正值. 2011年4月底至6月底该高程保持较高的CH4排放通量, 其最大值为8.58 mg·(m2·h)-1, 最小值为0.74 mg·(m2·h)-1.在此之后, 除了在2011年8月27日、2012年2月2日以及2012年6月10日出现较高的排放通量值[分别为6.42、5.59和3.54 mg·(m2·h)-1], 该高程CH4排放通量基本保持在小于2 mg·(m2·h)-1的排放水平.在观测期间, 选取2011年6月~2012年5月, 以6~8月为夏季, 9~11月为秋季, 12~次年2月为冬季, 3~5月为春季来进行四季的划分.发现该高程夏季CH4排放最高, 但各个季节CH4平均排放通量之间无显著差异(P＞0.05), 见表 1. 140 m高程CH4排放通量表现出明显的年变化, 配对t检验表明, 4~8月期间CH4平均排放通量, 2011年[2.54 mg·(m2·h)-1]显著高于2012年[0.73 mg·(m2·h)-1](P＜0.05).
|
图 2 2010年9月~2012年8月三峡水库消落区各高程CH4排放通量 Fig. 2 CH4 fluxes at different elevations in the drawdown area of the Three Gorges Reservoir from September 2010 to August 2012 |
|
表 1 库区消落带不同高程处CH4平均季节排放通量1)/mg·(m2·h)-1 Table 1 Average CH4 seasonal fluxes from different elevations in the drawdown area of Three Gorges Reservoir/mg·(m2·h)-1 |
155 m高程露出水面时间最短, 期间CH4排放通量不具明显的排放规律, 排放通量介于-2~2 mg·(m2·h)-1, 其通量最大值为1.96 mg·(m2·h)-1, 出现在2011年9月14日; 最小值为-0.52 mg·(m2·h)-1, 出现在2012年6月12日.在观测期间该高程经历了3次淹水, 其CH4排放通量均为正值, 并基本表现为“单峰型”排放, 最大值分别为3.89、6.5和1.11 mg·(m2·h)-1.但是在第一次淹水完成至第二次淹水前, 该高程完成了由CH4吸收汇到排放源的转化.单因素方差分析发现, 该高程冬季CH4平均排放通量显著高于夏、春季(P＜0.05), 而秋季排放与其他季节之间无显著差异(P＞0.05), 见表 1.
165m高程土壤在淹水前后, CH4排放通量均处于较低的吸收和排放状态, 除了在2012年7月7日出现最大值0.99 mg·(m2·h)-1和19日出现最小值-1.84 mg·(m2·h)-1, 其余观测值均介于-1.0~0.5 mg·(m2·h)-1之间.该高程CH4在冬季淹水期处于高排放状态.
175m高程是三峡水库蓄水最高水位线, 在淹水前, 该高程CH4排放通量不具明显的排放规律, 出现CH4源-汇交替现象.在此期间, CH4排放通量介于-0.55~0.50 mg·(m2·h)-1之间.淹水期间, CH4通量大致呈现出“单峰型”排放, 峰值出现在2012年1月6日, 为0.6 mg·(m2·h)-1, 表现为弱CH4排放源.淹水后, CH4排放通量波动性增大, 介于-2.00~2.00 mg·(m2·h)-1之间, 在2012年4月7日出现最大值1.93 mg·(m2·h)-1, 最小值出现在2012年8月, 为-1.57 mg·(m2·h)-1. 180 m高程CH4排放通量较为稳定, 未出现明显峰值, 基本在零排放上下波动.最大值出现在2011年9月, 为1.51 mg·(m2·h)-1, 最小值为-1.43 mg·(m2·h)-1, 出现在2012年2月.单因素方差分析表明, 这2个高程各季节之间CH4平均排放通量均不具有显著差异(P＞0.05);同时配对t检验表明180 m处CH4的排放也未表现出显著的年变化(P＞0.05), 而175 m处CH4排放通量年变化明显, 2011年3~8月期间CH4排放通量显著低于2012年3~8月期间CH4排放通量(P＜0.05).
从图 2可以看出, 2012年3月至8月间180 m、175 m、165 m高程土壤CH4排放通量波动性均强于2011年同期, 而且在相同露出时间段内(2011年3月至8月), 高程越低, 表现为CH4吸收越强烈.
2.2 三峡库区消落区不同高程的CH4排放总量表 2为库区不同高程处CH4年排放总量, 其中180 m和175 m高程CH4年排放总量为2010年9月~2012年8月两年内CH4排放总量的平均值, 165、155和140 m高程CH4年排放总量为2011年9月~2012年8月一年内的值.结果表明, 除175 m高程外, 随着高程的降低, CH4年排放总量迅速增大.其中, 180 m高程CH4年排放量为6.32 kg·hm-2, 高于175 m处4.27 kg·hm-2的排放总量, 并且2010年9月~2011年8月期间180 m和175 m高程的CH4排放总量均显著低于2011年9月~2012年8月的值(P＜0.05). 165、155和140 m高程CH4年排放总量分别为65.38、82.98和99.58kg·hm-2, 其中165 m和155 m高程在淹水期间的CH4排放总量分别占年排放总量的108.03%和110.73%, 显著高于成陆时期CH4排放总量(P＜0.05).
|
|
表 2 库区不同高程处CH4年排放总量/kg·hm-2 Table 2 Annual CH4 cumulative emissions at different elevations in the drawdown area of Three Gorges Reservoir/kg·hm-2 |
2.3 CH4排放通量与环境因子的关系 2.3.1 土-气界面CH4排放通量的影响因素
通过对180 m高程处土壤DOC、SMBC、pH、地下5cm温度以及SOC等土壤环境因子与CH4平均排放通量进行相关性分析(表 3), 发现该高程处CH4排放通量与外界环境因素之间无显著性相关关系(P＞0.05);除此之外, 相关分析表明, 消落带落干时期175、165以及155 m高程处CH4排放通量与以上各土壤环境因子也均无显著相关关系(P＞0.05), 表明三峡水库消落带碳组分及pH等均不是控制CH4排放的主要因素.
|
|
表 3 不同高程CH4排放通量与土壤环境因子的相关关系 Table 3 Correlations between CH4 emission flux and soil environmental factors at different elevations |
图 3显示的是CH4排放通量与土壤含水率的关系.从中可见, 各高程CH4排放通量随土壤含水率的增加而增大, 但没有达到显著水平.但175、165和155 m各高程CH4排放通量随土壤含水率变化的变化速率显著高于180 m, 表明土壤含水率是影响CH4排放的关键因子之一.
|
图 3 CH4排放通量与土壤含水率的关系 Fig. 3 Correlations between CH4 fluxes and soil moisture content |
淹水期间CH4平均排放通量的大小顺序为：155 m＞140 m＞165 m＞175 m, 对应的值分别为1.06、1.04、0.99以及0.27 mg·(m2·h)-1, 方差分析表明前3个高程的差异不显著(P＞0.05), 但均显著高于175 m高程(P＜0.05), 可见不同高程下CH4排放通量有随水深增加而增大的趋势.而140 m高程水-气界面CH4排放通量呈现出随水深降低而增大的趋势(图 4), 并且CH4排放在水深小于10 m处水平较高.
|
图 4 140 m高程处水深与CH4排放通量的关系 Fig. 4 Relationship between water depth and CH4 emission flux at 140 m elevation |
采样期间, 本研究观察到三峡库区消落带落干时期及长期不淹水区域CH4排放通量为-1.43~1.95 mg·(m2·h)-1, 远小于Chen等[16]在三峡库区新生湿地的研究结果[0.25~14.9 mg·(m2·h)-1]. Chen等所做的研究其地点位于澎溪河消落带的湿地上, 气样采集期间土壤处于浅度淹水状态(水深2~9 m), 此时土壤处于厌氧环境, 更有利于CH4排放; 且其采样区域为自然条件下形成的湿地, 分布着众多挺水和浮水植物, 段晓男等[24]的研究发现相比于沉水植物, 挺水植物具有更高的CH4排放速率, 从而会促进CH4的产生和排放, 造成其研究结果偏高. 140 m高程水-气界面CH4排放通量在类似研究中处于较高水平, 在观测期内其值介于0.13~8.57 mg·(m2·h)-1之间, 2011年9月~2012年8月期间的年平均排放量为1.13 mg·(m2·h)-1, 与李哲等[25]在龙溪河测得的CH4排放通量的年均值0.11 mmol·(m2·h)-1[即1.76 mg·(m2·h)-1]接近, 但远高于其在澎溪河所做的研究[0.007 4 mmol·(m2·h)-1即0.12 mg·(m2·h)-1], 这可能是由于本研究所在的王家沟流域与龙溪河均处于三峡水库库尾变动回水区, 相比于位于库区库中常年回水区的澎溪河, 王家沟流域与龙溪河具有极不稳定的水力以及生境条件, 从而使得水体中浮游植物难以稳定生长, 水体固碳能力也受到限制, 进而表现为CH4的高排放; Chen等[18]在三峡库区及库区下游流域测定水-气界面CH4排放速率为0.24 mg·(m2·h)-1和0.26 mg·(m2·h)-1也远远低于本研究结果, 不同于本研究, Chen等是根据水位的涨落来进行气样的采集, 没有固定高程, 其采样时间段分别为春季(2~4月)、夏季(6月和9月)以及冬季(12月), 采样高程的不固定以及采样时间的不连续可能是导致其研究结果与本研究有较大出入的原因之一.除此之外, 在本研究中, 140 m高程水-气界面CH4的日排放通量值高于王亮等[26]的研究结果[2.11 mg·(m2·d)-1], 与国外部分水库相比, 如表 4所示可知热带地区水库, 尤其是新生水库CH4日排放通量明显大于我国三峡水库[本研究数据为27.12 mg·(m2·d)-1], 而温带地区水库则明显低于我国三峡水库.
|
|
表 4 不同水库水面CH4的排放通量 Table 4 Emissions of greenhouse gases from different reservoir surfaces |
水温是造成位于不同气候带水库CH4排放存在显著差异的重要原因.水体中水生生物的生长、繁殖以及物质的分解均受到水体温度的直接影响, 温度较高的热带地区, 水库水体中生物的活动更加活跃, 物质分解速度较快, 有利于温室气体的排放; 水温也影响水中气体的溶解度和水生植物的光合作用, 气体在水中的溶解度与温度成反比[28], 温带地区温度偏低, 气体在水中的溶解度大, 从而形成气体的低排放; 除此之外, 水温还影响气泡的形成, Lousi等[29]认为水温较高的沉积物中积累的CH4量大于扩散到水中的量, 导致CH4过饱和而形成气泡, 使得CH4气体通过气泡的形式排放到大气中.
本研究发现, 2011年6月~2012年5月期间180、175以及140 m高程处CH4排放通量的季节差异没有达到显著水平, 而消落带165 m以及155 m高程处淹水时期排放通量显著高于落干时期, 这主要是由于淹水时期水位上升, 消落带暴露在大气中的土壤、植物被淹没, 易分解植物迅速腐烂分解, 为CH4的释放提供基质.同时, 沉积在消落带的有机物质也会转移到水体中, 成为水库碳源.并且淹水条件会使水体底部呈持续稳定的厌氧环境, 从而有利于CH4产生.
3.2 三峡库区CH4累积排放量的特征140m高程由于长期淹水, 厌氧环境下产甲烷菌的活动频繁, 相比长期不淹水的180 m高程, 140 m高程CH4年累积排放量高出15倍左右; 此外, 在整个实验期间, 位于消落带上的175、165以及155 m高程淹水时间分别约为105、280以及353 d, 这3个高程处CH4年累积排放量呈现随淹水时间增加而增加的趋势, 这是由于淹水时软体生物及绿色植被会快速腐烂被分解, 在缺氧的情况下释放出甲烷气体[9].同时, CH4年累积排放量呈现该趋势还可能与土壤水分状况有关.有研究表明, 土壤含水率与CH4的排放速率显著正相关, 其波动被认为是影响CH4释放最为强烈的因素[30].在本研究中, CH4排放通量与含水率相关性并不显著, 这可能主要是由以下两方面引起的：一是当水库水位到达某一高程前, 该高程土壤含水率迅速升高, 大量的CH4溶解于孔隙水而导致排入大气的CH4很少[31]; 二是在淹水后, 土壤在相当长一段时间内仍保持较高的含水率, 虽有利于CH4产生, 但由于大量的活性有机碳在淹水时溶于水中以及被微生物分解利用, 因此当水位回落露出土壤时, CH4排放通量仍较低.由图 2可知, 水位回落低于175 m时, 该高程在相当长一段时期内保持低CH4排放, 之后出现一个排放峰可能是因为大量的闭蓄态CH4的释放[32].
除此之外, 175 m高程和180 m高程CH4年累积排放量表现出了年际差异, 2011年9月~2012年8月(第二年)间的总排放量明显高于2010年9月~2011年8月(第一年).除了采样天数存在差异外, 可能还受到采样期间降雨的影响, 2012年采样期间的降水量在春夏季(3~7月)的日平均值明显高于2011年该时段的值(3.11 mm＞1.98 mm), 在降雨量大、潮湿且炎热的季节, 消落区易形成腐败型沼泽地带, 腐败的植物体被淹没、腐烂、发酵后, 可能成为甲烷的排放源[33]; 并且, 180 m高程在2012年2月初至3月底其CH4的排放明显高于2011年的同期数据, 该时期土壤中SOC、DOC以及SMBC的含量均表现为2012年高于2011年, 而有机底物的输入能够促进CH4的排放, 由此看来, 以上因素共同造成了175 m高程和180 m高程CH4年累积排放量表现出第二年大于第一年的趋势.
3.3 温度及碳组分对CH4排放通量的影响温度是影响湿地CH4排放的主要因素之一[34].土壤温度会影响土壤和沉积物中产CH4菌的数量和活性[35].丁维新等[36]认为较高温下产甲烷菌以乙酸和H2/CO2都能利用的甲烷八叠球菌为主, 土壤处于较高的产甲烷状态, 而在较低温度下产甲烷均以只能利用乙酸的甲烷毛菌为主, 因此土壤形成CH4的能力相对较弱.而本研究中, CH4排放通量与地下5 cm温度相关性不显著, 说明在本研究区域内地下5 cm温度不是调控CH4排放的主要因素, 而且温度与CH4产量有线性关系是以水分和底物为前提, 并且这种关系没有在产CH4能力弱的土壤中发现[37].
在厌氧条件下, 有机底物被认为是CH4生成最主要的限制因子.有研究表明, 水库与大气间气体交换与沉积物之间有紧密联系[38].文献[39]认为CH4的排放与底物的输入呈正相关关系, 然而在Yavitt等[40]的研究中, 没有发现底物对CH4生成的限制作用.本研究中, CH4排放通量与DOC、SMBC和SOC均无显著相关性, 这可能与新鲜的有机合成物有关.消落带淹水后一段时期内的土壤环境最有利于CH4的产生, 但在该时段内土壤地上植被并未复苏, 不足以提供充足、新鲜的有机合成物而导致CH4产生受限; 当植被复苏后, 土壤环境已不利于CH4的产生, 或者再次进入淹水环境.因此, 三峡库区消落带落干时期CH4排放受诸多环境因子的影响, 而在本研究中以土壤含水率为主要控制因子.
3.4 水深对CH4排放通量的影响在2011年9月~2012年8月淹水期间, 消落带140、155、165以及175 m处CH4的总排放量呈现出随淹水时间减少而明显降低的趋势(表 2).水体中CH4的排放主要来源于水库底部厌氧状态下的产甲烷过程. 140 m高程由于长期淹水, 厌氧条件下更有利于CH4的产生.除此之外, 水体中CH4分压受到3方面因素的影响：① 持续稳定的底部厌氧区; ② 相对较优的温度条件; ③ 水库底部有足够的有机质[41].本研究发现, 同一高程下, CH4排放通量随水深的增大而降低, 并且140 m高程在2011年5~7月间水深不超过5 m, CH4排放通量较大.水深主要通过影响气泡排放及扩散排放从而影响CH4排放通量[42], 而气泡排放通常只发生在水深小于10 m的浅水域[43].除此之外, 水体深度可以通过压力影响CH4在水体中的溶解度, 压力越大, 溶解度越高, 水体中能够封存的CH4量越大[44], 越不容易饱和形成气泡.此外, 在水体垂直方向上, 氧化还原电位存在梯度变化, 越靠近水面氧化还原电位越高, 在CH4自下而上的移动过程中, 水深越深, 路程越长, 被氧化的机会越大[45], 因此浅水区域有助于CH4的生成和排放.
4 结论(1) 三峡库区消落带165 m以及155 m处CH4排放均在冬季淹水期最高; 175 m处CH4排放基本表现为落干时期为CH4源-汇交替, 淹水时期为CH4排放源; 180 m处表现为CH4源-汇交替, 而140 m为CH4的重要排放源.
(2)140 m、155 m、165 m、175 m、180 m高程CH4年累积排放总量表现为随高程增加而降低的趋势(175 m除外).
(3) 土-气界面上, 175、165和155 m各高程CH4排放通量随土壤含水率变化的速率显著高于180 m; 而水-气界面上, 140 m处CH4排放通量随水深增加而降低, 表明土壤含水率及水深能够在一定程度上影响CH4的排放.
| [1] | Wuebbles D J, Hayhoe K. Atmospheric methane and global change[J]. Earth-Science Reviews, 2002, 57(3-4): 177-210. DOI:10.1016/S0012-8252(01)00062-9 |
| [2] | Myhre G, Shindell D, Bréon F M, et al. Anthropogenic and Natural Radiative Forcing[A]. In: Stocker T F, Qin D, Plattner G K, et al. Climate Change 2013: The Physical Science Basis[C]. Cambridge: Cambridge University Press, United Kingdom and New York, NY, USA. |
| [3] | Soumis N, Duchemin E, Canuel R, et al. Greenhouse gas emissions from reservoirs of the western United States[J]. Global Biogeochemical Cycles, 2004, 18(3): GB3022. DOI:10.1029/2003GB002197 |
| [4] | Abril G, Guérin F, Richard S, et al. Carbon dioxide and methane emissions and the carbon budget of a 10-year old tropical reservoir (Petit Saut, French Guiana)[J]. Global Biogeochemical Cycles, 2005, 19(4): GB4007. DOI:10.1029/2005GB002457 |
| [5] | Barros N, Cole J J, Tranvik L J, et al. Carbon emission from hydroelectric reservoirs linked to reservoir age and latitude[J]. Nature Geoscience, 2011, 4(9): 593-596. DOI:10.1038/ngeo1211 |
| [6] | Xie P, Wu J G, Huang J H, et al. Three-gorges dam: risk to ancient fish[J]. Science, 2003, 302(5648): 1149-1151. |
| [7] | Dalton R. Floods fail to save canyon beaches[J]. Nature, 2005, 438(7064): 10. DOI:10.1038/438010a |
| [8] | Nilsson C, Reidy C A, Dynesius M, et al. Fragmentation and flow regulation of the world's large river systems[J]. Science, 2005, 308(5720): 405-408. DOI:10.1126/science.1107887 |
| [9] | Tremblay A, Varfalvy L, Roehm C, et al. Greenhouse gas emissions-fluxes and processes: hydroelectric reservoirs and natural environments[M]. Berlin Heidelberg: Springer, 2005: 111-127. |
| [10] | Rudd J M W, Harris R, Kelly C A. Are hydroelectric reservoirs significant sources of greenhouse gases?[J]. AMBIO, 1993, 22(4): 246-248. |
| [11] | Weir G J, White S P, Kissling W M. Reservoir storage and containment of greenhouse gases[J]. Energy Conversion and Management, 1995, 36(6-9): 531-534. DOI:10.1016/0196-8904(95)00060-Q |
| [12] | Galy L C, Delmas R, Jambert C, et al. Gaseous emissions and oxygen consumption in hydroelectric dams: a case study in French Guyana[J]. Global Biogeochemical Cycles, 1997, 11(4): 471-483. DOI:10.1029/97GB01625 |
| [13] |
吕迎春, 刘丛强, 王仕禄, 等. 贵州喀斯特水库红枫湖、百花湖p(CO2)季节变化研究[J]. 环境科学, 2007, 28(12): 2674-2681. Lv Y C, Liu C Q, Wang S L, et al. Seasonal Variability of p(CO2) in the Two Karst Reservoirs, Hongfeng and Baihua Lakes in Guizhou Province, China[J]. Environmental Science, 2007, 28(12): 2674-2681. DOI:10.3321/j.issn:0250-3301.2007.12.002 |
| [14] | Zheng H, Zhao X J, Zhao T Q, et al. Spatial-temporal variations of methane emissions from the Ertan hydroelectric reservoir in southwest China[J]. Hydrological Processes, 2011, 25(9): 1391-1396. DOI:10.1002/hyp.v25.9 |
| [15] |
杨萌, 李红丽, 雷霆, 等. 北京密云水库甲烷排放通量时空特征及其影响因素研究[J]. 湿地科学, 2011, 9(2): 191-197. Yang M, Li H L, Lei T, et al. Spatial-temporal characteristics of methane emission flux and its influence factors at Miyun reservoir in Beijing[J]. Wetland Science, 2011, 9(2): 191-197. |
| [16] | Chen H, Wu Y Y, Yuan X Z, et al. Methane emissions from newly created marshes in the drawdown area of the Three Gorges Reservoir[J]. Journal of Geophysical Research, 2009, 114(D18): D18301. DOI:10.1029/2009JD012410 |
| [17] | Lu F, Yang L, Wang X K, et al. Preliminary report on methane emissions from the Three Gorges Reservoir in the summer drainage period[J]. Journal of Environment Sciences, 2011, 23(12): 2029-2033. DOI:10.1016/S1001-0742(10)60668-7 |
| [18] | Chen H, Yuan X Z, Chen Z L, et al. Methane emissions from the surface of the Three Gorges Reservoir[J]. Journal of Geophysical Research, 2011, 116(D21): D21306. DOI:10.1029/2011JD016244 |
| [19] | Yang L, Lu F, Wang X K, et al. Surface methane emissions from different land use types during various water levels in three major drawdown areas of the Three Gorges Reservoir[J]. Journal of Geophysical Research, 2012, 117(D10): D10109. DOI:10.1029/2011JD017362 |
| [20] |
杨平, 仝川. 淡水水生生态系统温室气体排放的主要途径及影响因素研究进展[J]. 生态学报, 2015, 35(20): 6868-6880. Yang P, Tong C. Emission paths and measurement methods for greenhouse gas fluxes from freshwater ecosystems: a review[J]. Acta Ecologica Sinica, 2015, 35(20): 6868-6880. |
| [21] | Wang Y S, Wang Y H. Quick measurement of CH4, CO2 and N2O emission from a short-plant ecosystem[J]. Advances in Atmospheric Sciences, 2003, 20(5): 842-844. DOI:10.1007/BF02915410 |
| [22] | Huang Y, Jiang J Y, Zong L G, et al. Comparison of field measurements of CH4 emission from rice cultivation in Nanjing, China and in Texas, USA[J]. Advances in Atmospheric Sciences, 2001, 18(6): 1121-1130. DOI:10.1007/s00376-001-0027-z |
| [23] | 鲁如坤. 土壤农业化学分析方法[M]. 北京: 中国农业科技出版社, 2000: 228-233. |
| [24] |
段晓男, 王效科, 陈琳, 等. 乌梁素海湖泊湿地植物区甲烷排放规律[J]. 环境科学, 2007, 28(3): 455-459. Duan X N, Wang X K, Chen L, et al. Methane emission from aquatic vegetation zones of Wuliangsu Lake, Inner Mongolia[J]. Environmental Science, 2007, 28(3): 455-459. |
| [25] |
李哲, 白镭, 郭劲松, 等. 三峡水库两条支流水-气界面CO2、CH4通量比较初探[J]. 环境科学, 2013, 34(3): 1008-1016. Li Z, Bai L, Guo J S, et al. Comparative study on water-air CO2, CH4 flux in two tributaries in the three gorges reservoir, China[J]. Environmental Science, 2013, 34(3): 1008-1016. |
| [26] |
王亮, 肖尚斌, 刘德富, 等. 香溪河库湾夏季温室气体通量及影响因素分析[J]. 环境科学, 2012, 32(5): 1471-1475. Wang L, Xiao S B, Liu D F, et al. Fluxes of greenhouse gases from Xiangxi River in summer and their influencing factors[J]. Environmental Science, 2012, 32(5): 1471-1475. |
| [27] |
赵小杰, 赵同谦, 郑华, 等. 水库温室气体排放及其影响因素[J]. 环境科学, 2008, 29(8): 2377-2384. Zhao X J, Zhao T Q, Zheng H, et al. Greenhouse gas emission from reservoir and its influence factors[J]. Environmental Science, 2008, 29(8): 2377-2384. |
| [28] |
温志丹, 宋开山, 赵莹, 等. 长春城市水体夏秋季温室气体排放特征[J]. 环境科学, 2016, 37(1): 102-111. Wen Z D, Song K S, Zhao Y, et al. Seasonal variability of greenhouse gas emissions in the urban lakes in Changchun, China[J]. Environmental Science, 2016, 37(1): 102-111. |
| [29] | St Louis V L, Kelly C A, Duchemin E. Reservoir surfaces as sources of greenhouse gases to the atmosphere: a global estimate[J]. Bioscience, 2000, 50(9): 766-775. DOI:10.1641/0006-3568(2000)050[0766:RSASOG]2.0.CO;2 |
| [30] |
胡启武, 朱丽丽, 幸瑞新, 等. 鄱阳湖苔草湿地甲烷释放特征[J]. 生态学报, 2011, 31(7): 4851-4857. Hu Q W, Zhu L L, Xin R X, et al. Methane emission from a Carex-dominated wetland in Poyang Lake[J]. Acta Ecologica Sinica, 2011, 31(7): 4851-4857. |
| [31] |
杨文燕, 宋长春, 张金波. 沼泽湿地孔隙水中溶解有机碳、氮浓度季节动态及与甲烷排放的关系[J]. 环境科学学报, 2006, 26(10): 1745-1750. Yang W Y, Song C C, Zhang J B. Seasonal dynamics of dissolved organic carbon and nitrogen and correlativity between their concentrations and methane flux in the freshwater marsh[J]. Acta Scientiae Circumstantiae, 2006, 26(10): 1745-1750. DOI:10.3321/j.issn:0253-2468.2006.10.026 |
| [32] |
徐华, 蔡祖聪, 李小平. 烤田对种稻土壤甲烷排放的影响[J]. 土壤学报, 2000, 37(1): 69-76. Xu H, Cai Z C, Li X P. Effect of soil drying on CH4 flux from rice paddy soil[J]. Acta Pedologica Sinica, 2000, 37(1): 69-76. DOI:10.11766/trxb199808030109 |
| [33] | Fearnside P M. Hydroelectric dams in the Brazilian Amazon as sources of 'Greenhouse' gases[J]. Environmental Conservation, 1995, 22(1): 7-19. DOI:10.1017/S0376892900034020 |
| [34] |
李杨杰, 陈振楼, 王东启, 等. 长江口盐沼带湿地生态演替过程中甲烷排放研究[J]. 环境科学学报, 2014, 34(8): 2035-2042. Li Y J, Chen Z L, Wang D Q, et al. Methane emission in the process of wetland vegetation succession in salt marsh of Yangtze River estuary[J]. Acta Scientiae Circumstantiae, 2014, 34(8): 2035-2042. |
| [35] | Faußer A C, Hoppert M, Walther P, et al. Roots of the wetland plants Typha latifolia and Phragmites australis are inhabited by methanotrophic bacteria in biofilms[J]. Flora-Morphology, Distribution, Functional Ecology of Plants, 2012, 207(11): 775-782. DOI:10.1016/j.flora.2012.09.002 |
| [36] |
丁维新, 蔡祖聪. 温度对甲烷产生和氧化的影响[J]. 应用生态学报, 2003, 14(4): 604-608. Ding W X, Cai Z C. Effect of temperature on methane production and oxidation in soils[J]. Chinese Journal of Applied Ecology, 2003, 14(4): 604-608. |
| [37] | Wassmann R, Neue H U, Bueno C, et al. Methane production capacities of different rice soils derived from inherent and exogenous substrates[J]. Plant and Soil, 1998, 203(2): 227-237. DOI:10.1023/A:1004357411814 |
| [38] | Abe D S, Adams D, Galli C V S, et al. Sediment greenhouse gases (methane and carbon dioxide) in the Lobo-Broa Reservoir, São Paulo State, Brazil: concentrations and diffuse emission fluxes for carbon budget considerations[J]. Lakes & Reservoirs: Research and Management, 2005, 10(4): 201-209. |
| [39] | van der Gon H A C, Neue H U. Influence of organic matter incorporation on the methane emission from a wetland rice field[J]. Global Biogeochemical Cycles, 1995, 9(1): 11-22. DOI:10.1029/94GB03197 |
| [40] | Yavitt J B, Lang G E. Methane production in contrasting wetland sites: response to organic-chemical components of peat and to sulfate reduction[J]. Geomicrobiology Journal, 1990, 8(1): 27-46. DOI:10.1080/01490459009377876 |
| [41] | Goldenfum J A. Challenges and solutions for assessing the impact of freshwater reservoirs on natural GHG emissions[J]. Ecohydrology & Hydrobiology, 2012, 12(2): 115-122. |
| [42] | Gunkel G. Hydropower-a green energy? Tropical reservoirs and greenhouse gas emissions[J]. Clean-Soil, Air, Water, 2009, 37(9): 726-734. DOI:10.1002/clen.v37:9 |
| [43] |
程炳红, 郝庆菊, 江长胜. 水库温室气体排放及其影响因素研究进展[J]. 湿地科学, 2012, 10(1): 121-128. Cheng B H, Hao Q J, Jiang C S. Research progress on the emission of greenhouse gases from reservoir and its influence factors[J]. Wetland Science, 2012, 10(1): 121-128. |
| [44] | Dinsmore K J, Billett M F, Moore T R. Transfer of carbon dioxide and methane through the soil-water-atmosphere system at Mer Bleue Peatland, Canada[J]. Hydrological Processes, 2009, 23(2): 330-341. DOI:10.1002/hyp.v23:2 |
| [45] | Huttunen J T, Väisänen T S, Hellsen S K, et al. Methane fluxes at the sediment-water interface in some boreal lakes and reservoirs[J]. Boreal Environment Research, 2006, 11: 27-34. |