2018, Vol. 39
IPCC第五次报告指出, 大气中对全球温室效应贡献率最高的温室气体CO2、CH4在大气中的体积分数已经达到391×10-6、1803×10-9, 这是过去80万年以来前所未有的水平[1].温室气体增加导致的温室效应造成全球表面平均温度普遍上升, 自然灾害和极端天气现象频发, 给人类生存和社会发展带来严重威胁.研究发现, 湖泊相对大气CO2通常是过饱和的, 在大气碳循环中扮演着“源”的角色[2], 并且, 湖泊也是大气CH4的重要来源[3], 因此, 湖泊与大气间的温室气体交换已经受到了全球广泛的关注.
要获得湖泊与大气之间CO2、CH4交换的准确信息, 需要行之有效的观测方法.目前, 湖泊CO2、CH4通量的观测方法有水平衡方法、箱式法以及微气象学方法[4].其中, 静态箱-气相色谱法以能同时观测多种气体的通量、精度高、采样点设置较为灵活等优点, 得到了广泛的应用.传统的静态箱-气相色谱方法通过在水面扣置一个顶部密闭、底部中通的箱体, 每隔一段时间人工收集箱体内的气体并使用气相色谱仪测量得到温室气体的浓度, 根据浓度随时间的变化率求得温室气体的通量.在对武汉东湖、太湖、中国八大湖泊、Shingobee Lake、Katanuma Lake、Daming Lake等研究中均采用了静态箱-气相色谱法[5~10].但该方法存在一定的局限：在取样时采用人工操作, 可能导致不同程度的人为误差; 将气体样本送至实验室进行分析的过程中, 气体样本成分可能因保存不善、泄漏而发生改变, 导致最终计算得到的通量结果产生误差; 采样过程与气体浓度分析过程分离, 无法得到实时连续的温室气体通量信息.因此, 利用可自动观测温室气体浓度的分析仪替代气相色谱对静态箱-气相色谱法进行改进, 实现温室气体CO2、CH4实时原位连续观测, 从而得到湖泊与大气之间连续的CO2、CH4通量信息, 这对于明确湖泊CO2、CH4通量的时间变化动态, 特别是日变化动态是十分必要的.
我国五大淡水湖之一的太湖, 是典型的亚热带大型浅水湖泊, 湖泊面积2 427.8 km2[11].太湖处在经济发达、人口稠密的长江中下游地区, 是该地区主要生活生产用水取水地[12].近年来, 由于人为造成的工业和生活污染, 太湖富营养状态严峻, 蓝藻暴发严重.当水体中溶解氧充足时, 有机质分解产生CO2, 待溶解氧耗尽后, 有机物可被水中厌氧微生物进行分解从而产生大量CH4, 尤其是在底泥的厌氧条件中[13].明确太湖, 特别是受污染严重的藻型湖区温室气体CH4、CO2排放特征及其影响因素是准确估算太湖流域温室气体通量的重要基础.因此, 本研究选择地处太湖富营养化较为严重的藻型湖区的梅梁湾为观测站点, 基于便携式温室气体分析仪改进的静态箱法, 对该区域春、夏季水-气界面CH4和CO2通量进行观测, 从而得到该区域CH4和CO2排放特征及气象要素对其的影响, 以期为评价湖泊富营养化对CH4、CO2排放的影响提供一定的理论支持, 同时也为其他富营养化湖泊温室气体排放研究提供方法借鉴和参考.
1 材料与方法 1.1 观测站点概况本研究观测地点设在中国科学院南京地理与湖泊研究所太湖湖泊生态系统研究站的栈桥附近(31°21′00″N, 120°10′57″E), 该地点位于太湖梅梁湾湖区, 离岸大约300 m(图 1).梅梁湾是太湖北部一个半封闭的大湖湾, 南北长约14 km, 东西宽约7 km, 水域面积120 km2[14], 平均水深2.45 m[15].太湖处于北亚热带向中亚热带过渡的东南季风气候区, 夏季温暖多雨, 多偏南风, 冬季寒冷干燥, 多偏北风.太湖年平均气温16.5~17.1℃, 最高温度出现在7或8月, 最低温度出现在1月; 年平均降水量931.1~1 376 mm; 年累计日照时数1 630.2~1 846.4 h[12]; 梅梁湾湖区湖水平均温度18℃[15].该湖区是典型的富营养化藻型湖区, 其周边有两条较大的入湖河流——直湖港和武进港, 给该区带来较大外源碳输入.
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★标注观测点的位置 图 1 采样点位置[16] Fig. 1 Location of the observation site |
本研究基于静态箱通量观测原理, 对箱体内气体的测量方法进行了改进, 采用便携式温室气体分析仪(915-0011-CUSTOM, Los Gatos Research, SF, USA)(LGR)对箱体内CH4、CO2浓度进行在线实时测量. LGR可以同时测定CH4和CO2的浓度, 该仪器对两种气体100 s测量精度分别为体积分数0.6×10-9和100×10-9.
本研究对静态箱的设计改进如图 2所示.箱体采用有机玻璃板粘合成的长方体箱体(长50 cm×宽50 cm×高30 cm); 采用高密度泡沫板提供浮力使箱体漂浮在水面上; 箱体内顶部装有风扇, 风扇与箱底之间夹角45°, 用以使箱体中气体混合均匀; 进气管和出气管被粘贴固定在箱体内顶部, 分别连通LGR进气口和出气口, 即在持续抽出箱体内的气体进行分析的同时将分析后的气体通过管道排回箱体内, 以保证箱体内部环境不因LGR的分析过程而改变, 从而实现CH4、CO2浓度的实时测量.同时, 为防止箱内气体积累导致水-气界面气体交换受阻以及箱内温湿条件与箱外差异过大, 每隔一段时间利用箱体上加装的气囊将箱体掀起, 使之与外界环境进行气体交换.气囊连通气泵进行充气和抽气, 气囊充气后, 箱体掀开, 箱内与外界大气进行气体交换, 气囊抽气后, 箱体扣下, 保证箱体与水面之间完全密封; 箱体外表使用锡箔胶带覆盖, 用于阻挡太阳辐射, 避免箱内温度与外界差异过大. 图 3显示了利用改进的静态漂浮箱在观测点进行观测时的情景.
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图 2 静态箱示意 Fig. 2 Schematic diagram of the floating chamber |
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图 3 实际观测 Fig. 3 Actual observation |
本研究选择微生物活跃、浮游植物生长旺盛的春、夏季开展试验.春季试验观测时间为2017年4月14~25日, 连续12 d观测.观测期间除4月的16、19、21日晚间有小雨, 其余时间天气基本晴朗, 风浪较大, 4月18、22日出现水面被大量蓝藻覆盖的现象.夏季试验观测时间为2016年8月25~29日, 连续5 d观测.观测期间天气晴朗或多云, 水中蓝藻生长旺盛.除因大风、降雨存在缺测外, 试验均是全天24 h观测.本试验每间隔1 h, 通过给气囊充气使箱体掀开, 当LGR测定的箱体内CH4、CO2浓度趋于稳定时, 即认为箱体内气体与大气混合均匀.之后, 通过给气囊抽气使箱体扣下并与水面贴合.
1.3 通量计算将静态箱扣置于水面上, 通过测定一段时间间隔内箱内气体浓度的变化量从而计算得到温室气体的通量, 计算公式如下：
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(1) |
式中, F为气体通量, 其中CO2通量单位μmol·(m2·s)-1, CH4通量单位nmol·(m2·s)-1; c1、c2为t1、t2时刻的气体浓度, 单位μmol·mol-1; t为t2-t1的时间间隔, 单位s; h为箱体高度, 单位m, 本研究箱体高度为0.3 m; Vm为气体摩尔体积, 本研究取Vm=22.4 L·mol-1.
LGR的原始采样频率为1 Hz, 首先计算每分钟浓度的平均值.然后选取连续3点做线性回归, 求出回归直线的R2, 并依次滑动进行回归, 直到R2 < 0.9, 其后的点则被认为由于箱体内气体积累造成误差.选取该点之前的数据以3 min为时间间隔, 利用公式(1), 计算得到3 min内气体平均通量.再用整点或半点时刻前后各15 min共30 min的通量数据进行平均, 得到该整点或半点的通量数据, 最终得到每半小时的CH4和CO2通量时间序列.
1.4 其他观测数据梅梁湾站点安装有小气候观测系统仪器(Dynakmet, Dynamax Inc., Houston, TX, USA), 可以同时获取气温、风速和辐射等气象数据, 仪器位于栈桥中部, 距离静态箱约50 m.同时站点还安装有水温计(109-L, Campbell Scientific Inc. Logan, UT, USA)用以获取20、50、100、150和200 cm处的水温数据[12].本文所使用的是20 cm处的水温数据.这些观测数据用于后续分析温室气体CH4、CO2通量与气象因子的关系.
2 结果与分析 2.1 CH4通量的时间变化特征 2.1.1 春季CH4通量日变化春季CH4通量的日变化动态如图 4所示. CH4通量大部分集中在0.1~100 nmol·(m2·s)-1, 最大值为171.222 nmol·(m2·s)-1, 出现在4月25日07:30, 最小值为0.015 nmol·(m2·s)-1, 出现在4月24日02:00.观测期间每日的峰值出现在07:00~09:00, 每日的谷值出现在18:00左右.并且白天的CH4通量大于夜间.此外, 观测期间CH4通量波动明显, 特点是波动频率低但对于整体通量的贡献大.在观测期间, 有95%的时间CH4通量 < 12.000 nmol·(m2·s)-1, 仅有5%的时间CH4通量>12.000 nmol·(m2·s)-1, 如4月24日18:30, 但这部分高值对整个通量的贡献可达64.86%.出现该现象说明有冒泡形式排放的甲烷, 导致通量突然增加.冒泡是水-气界面CH4释放的3种主要形式之一, 另外两种为扩散和植物介导, 因采样点无大型挺水植被生长, CH4则主要以扩散和冒泡两种形式排放. CH4冒泡排放随机出现且不连续, 但通量往往较高, 对整个CH4通量贡献很大, 因此, 当冒泡产生时, 会导致通量的突然增加.
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图 4 2017年4月14~25日太湖梅梁湾CH4通量日变化 Fig. 4 Diurnal variation of CH4 flux at the MLW site in Lake Taihu from April 14-25, 2017 |
通过春季多日平均CH4通量日变化动态图可以看出(图 5), CH4在全天均呈现释放状态, 且通量存在昼夜差异.将06:00~18:00定为白天, 其余时间定为夜间, 计算得到白天和夜间的CH4平均通量分别为5.610 nmol·(m2·s)-1和2.647 nmol·(m2·s)-1, 白天占全天CH4释放的67.94%, 夜间占32.06%, 可见CH4白天通量大于夜间.其中, 03:00~11:30、15:30~24:00这两个时间段由于存在冒泡排放, 导致CH4通量出现了高值和波动.此外, 在昼夜过渡时期由于湖水上层温度低, 下层温度高, 这种热力差异导致湖水垂直运动, 进而导致CH4冒泡增加, 通量波动较大. 12:00~15:00以及00:00~03:00期间CH4通量较为稳定, 这两个时间段内水体的温度层结稳定, 因此CH4冒泡排放减少, 以扩散形式为主, 通量较稳定.
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图 5 2017年4月14~25日太湖梅梁湾CH4通量多日平均日变化 Fig. 5 Average diurnal variation of CH4 flux at the MLW site in Lake Taihu from April 14-25, 2017 |
夏季CH4通量的日变化动态如图 6所示. CH4通量大部分集中在1~100 nmol·(m2·s)-1, 最大值为544.977 nmol·(m2·s)-1, 出现在8月25日21:00, 最小值为0.052 nmol·(m2·s)-1, 出现在8月25日20:30.观测期间每日的峰值出现在09:00左右, 谷值出现在03:00左右.值得注意的是, 8月25日的观测从15:00开始, CH4通量就呈现下降的趋势, 在20:30降至谷值0.052 nmol·(m2·s)-1, 后由于冒泡排放导致CH4通量急剧增加至峰值544.977 nmol·(m2·s)-1.
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图 6 2016年8月25~29日太湖梅梁湾CH4通量日变化 Fig. 6 Diurnal variation of CH4 flux at the MLW site in Lake Taihu from August 25-29, 2016 |
夏季CH4通量多日平均日变化动态如图 7所示.可以看出, CH4在全天均呈现释放状态, 且通量存在昼夜差异.白天和夜间的通量平均值分别为25.860 nmol·(m2·s)-1和44.897 nmol·(m2·s)-1, 白天占全天CH4释放的36.55%, 夜间占63.45%, 可见夜间通量大于白天.夏季CH4通量1 d之中最大值为202.072 nmol·(m2·s)-1, 出现在21:00, 最小值为0.052 nmol·(m2·s)-1, 出现在20:30.从整体上看, 中午CH4通量较大, 凌晨和傍晚通量较小, 全天均有冒泡现象出现, 导致CH4通量在一天之中出现不同程度的波动.
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图 7 2016年8月25~29日太湖梅梁湾CH4通量多日平均日变化 Fig. 7 Average diurnal variation of CH4 flux at the MLW site in Lake Taihu from August 25-29, 2016 |
由表 1可以看出, 春、夏季CH4通量均为正值, 即水体在排放CH4, 表现为大气CH4的源.分别计算得到春、夏季CH4平均通量为4.074 nmol·(m2·s)-1和40.779 nmol·(m2·s)-1, 可见夏季CH4排放明显高于春季.
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表 1 春、夏季太湖梅梁湾CH4、CO2通量日均值 Table 1 Daily average CH4 and CO2 flux in spring and summer at the MLW site in Lake Taihu |
2.2 CO2通量的时间变化特征 2.2.1 春季CO2通量日变化
春季CO2通量的日变化动态如图 8所示, 除4月的15、18、19、21和22日出现了CO2释放现象, 其余天数CO2均呈全天吸收状态. CO2释放通量最大值为0.510 μmol·(m2·s)-1, 出现在4月22日21:30, 吸收通量最大值-0.540 μmol·(m2·s)-1, 出现在4月23日13:30.观测期间每日的吸收峰值出现在14:00左右, 吸收谷值出现在06:00左右.值得注意的是, 4月21日00:00~15:00时间段内CO2一直呈释放状态, 此后才转为吸收状态.
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图 8 2017年4月14~25日太湖梅梁湾CO2通量日变化 Fig. 8 Diurnal variation of CO2 flux at the MLW site in Lake Taihu from April 14-25, 2017 |
春季CO2通量多日平均日变化动态如图 9所示.可以看出, CO2在全天均呈现吸收状态, 且通量存在昼夜差异.白天和夜间的通量平均值分别为-0.200 μmol·(m2·s)-1和-0.112 μmol·(m2·s)-1, 白天占全天CO2吸收的64.07%, 夜间占35.93%, 可见白天吸收通量大于夜间.日出前是一天中气温最低的时刻, 此时湖水上层温度低于湖底, 湖水出现翻转现象, 导致上层碳含量升高, 因此日出左右出现CO2吸收通量谷值.水中的浮游藻类可通过光合作用吸收CO2制造有机物, 日出后太阳辐射逐渐增强, 光合作用逐渐增强, CO2吸收通量也逐渐增大.午后藻类吸收CO2的能力最强, 因此在14:30出现了CO2吸收峰值, 通量为-0.316 μmol·(m2·s)-1, 随后太阳辐射开始减弱, 光合作用也开始减弱, CO2吸收通量也开始减小.夜间没有太阳辐射, 光合作用停止, 浮游藻类的呼吸作用以及水中微生物分解有机质均会产生CO2, 使夜间CO2排放增加, 但同时水中的一些藻类例如微囊藻(太湖蓝藻中的优势种类)在夜间会采用景天酸途径(CAM)代谢来吸收CO2, 因此, 抵消一部分CO2的排放, 最终净的CO2通量在夜间也表现出吸收的现象[16], 但吸收量小于白天.
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图 9 2017年4月14~25日太湖梅梁湾多日平均CO2通量日变化 Fig. 9 Average diurnal variation of CO2 flux at the MLW site in Lake Taihu from April 14-25, 2017 |
夏季CO2通量的日变化动态如图 10所示, 除8月的25、26日全天均呈现吸收状态, 其余天数均兼有吸收和释放现象. CO2吸收通量最大值为-0.189 μmol·(m2·s)-1, 出现在8月26日14:00, CO2释放通量最大值为0.313 μmol·(m2·s)-1, 出现在8月28日05:30.观测期间每日的释放峰值出现在06:00左右, 吸收峰值出现在14:00左右.
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图 10 2016年8月25~29日太湖梅梁湾CO2通量日变化 Fig. 10 Diurnal variation of CO2 flux at the MLW site in Lake Taihu from August 25-29, 2016 |
从夏季多日平均CO2通量日变化动态可以看出(图 11), CO2在全天既有吸收也有释放现象.白天和夜间的通量平均值分别为-0.038 μmol·(m2·s)-1和-0.030 μmol·(m2·s)-1, 白天占全天CO2吸收的55.76%, 夜间占44.24%, 可见白天吸收通量大于夜间. 00:00~09:00时间段内CO2一直呈现释放状态, 之后随着太阳辐射增强, CO2释放通量减小并在11:00左右转为吸收状态, 在16:30达到吸收峰值-0.137 μmol·(m2·s)-1, 之后吸收通量减小.造成CO2呈现这种日变化的原因可能是夏季生物代谢旺盛, 水中生物的呼吸作用较强, 导致水体释放CO2.此外, 日出前是一天中气温最低的时刻, 水体底层温度高于表层温度, 这种水层温度分布不稳定导致湖水翻转效应增强, 底层的CO2和碳酸盐被带到湖水表层, 使表层水体中碳含量升高, 更利于CO2排放, 因此在日出左右出现CO2释放峰值. 09:00之后, 随着太阳辐射增强, 藻类光合作用逐渐增强, CO2释放通量逐渐减小, 当水中生物的光合作用大于呼吸作用时, 水体开始呈现CO2吸收状态, 午后温度升高和太阳辐射增强的共同作用导致在午后出现CO2吸收峰值.
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图 11 2016年8月25~29日太湖梅梁湾CO2通量多日平均日变化 Fig. 11 Average diurnal variation of CO2 flux at the MLW site in Lake Taihu from August 25-29, 2016 |
由表 1可以看出, 春季CO2通量为负值, 即水体在吸收CO2, 表现为大气CO2的汇, 春季CO2平均通量为-0.160 μmol·(m2·s)-1.夏季CO2通量既有正值也有负值, 平均通量为-0.033 μmol·(m2·s)-1.可见对于CO2, 夏季湖水的吸收作用弱于春季, 甚至会成为CO2的源.
2.3 气象要素对温室气体通量的影响 2.3.1 气象要素对CH4通量的影响各个气象要素对CH4通量的影响如表 2所示.在小时尺度上, CH4通量与水温(r=0.20, P < 0.01, N=496)、气温(r=0.34, P < 0.01, N=496)之间呈显著正相关, 且与水温的相关性大于气温.该结果表明, 气温影响水温, 但是水温直接影响水体中CH4的产生与释放, 即水温越高, CH4释放通量越大.这是因为温度升高, CH4在水体中溶解度降低, 部分储存在水柱中的CH4向外释放, 并且, 温度升高时, 厌氧微生物生命活动更加旺盛, CH4产生速率也会增加.从图 12(a)和12(b)中也可以看出, CH4随着气温与水温的增加而增加.在日尺度上, CH4通量与水温(r=0.83, P < 0.01, N=17)和气温(r=0.78, P < 0.01, N=17)均呈正相关.
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表 2 春、夏季不同时间尺度CH4通量与气象因子的相关分析1) Table 2 Correlation analysis between CH4 flux and meteorological factors in spring and summer at different temporal scales |
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图 12 小时尺度太湖梅梁湾CH4通量随气温、水温和风速的变化 Fig. 12 Changes in CH4 flux with air temperature, water temperature, and wind speed on an hourly scale at the MLW site in Lake Taihu |
由表 2还可发现, 在小时尺度上, 当风速 < 6 m·s-1时, CH4通量与风速之间呈显著正相关(r=0.71, P < 0.001, N=61). 图 12(c)按照0.5 m·s-1为间隔对风速进行平均并分段统计CH4通量, 由图也可以看出, 当风速 < 6 m·s-1时, CH4通量随着风速的增加而增加.这主要是由于风速增大, 水-气界面间的扩散阻力减小, 湍流交换加强, 有利于水体中的CH4加速扩散到大气中.同时, 较大的风速可以对水体产生扰动, 促使CH4从底层沉积物或缺氧水体中进入上层水体, 从而使CH4排放得到加强.但当风速>6 m·s-1时, CH4通量反而随着风速的增加呈波动式降低.这可能是因为当风速增大时, 大量O2进入水体, 对CH4的氧化效应增大.在日尺度上, CH4通量与风速之间无显著相关关系.
但是, CH4通量与气压和太阳辐射之间无论是在小时还是日尺度上均无显著的相关关系.
2.3.2 气象要素对CO2通量的影响由于在观测期间, CO2呈现吸收和释放两种状态, 因此本研究在分析气象要素对CO2通量的影响时, 对这两种状态分别进行了分析, 结果如表 3所示.
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表 3 春、夏季不同时间尺度CO2通量与气象要素的相关分析 Table 3 Correlation analysis between CO2 flux and meteorological factors in spring and summer at different temporal scales |
在小时尺度上, 当CO2呈释放状态时, 其通量与气温和水温之间均无显著相关关系, 当CO2呈吸收状态时, 其通量与气温呈显著正相关(r=0.14, P < 0.01, N=408).从图 13(a)中可以看出, 随着气温的升高, CO2吸收通量增加.而CO2吸收通量与水温则没有显著相关关系.当不区分CO2交换状态时, 在小时尺度和日尺度上, CO2通量与水温和气温均无显著相关关系.即, 在春、夏季中, CO2通量对温度的变化并不敏感.
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图 13 小时尺度太湖梅梁湾CO2吸收通量随气温、气压、风速和太阳辐射的变化 Fig. 13 Changes in CO2 uptake flux with air temperature, air pressure, wind speed, and solar radiation on an hourly scale at the MLW site in Lake Taihu |
气压对CO2通量的影响主要是通过改变CO2在水中的溶解度来实现.由表 3, 在小时尺度上, 当CO2呈吸收状态时, 其通量与气压呈显著负相关(r=-0.41, P < 0.01, N=402).从图 13(b)中也可以看出, 随气压的增加, CO2吸收通量增大.这是因为气压越大, CO2在水中的溶解度越高, CO2吸收通量则越大.当CO2呈释放状态时, 其通量与气压之间没有显著相关关系, 可能的原因是观测期间CO2释放现象出现较少, 期间气压的变化很小, 因此难以得到显著的相关关系.当不区分CO2交换状态时, 在小时尺度和日尺度上, CO2通量与气压均无显著相关关系.
太阳辐射主要通过影响藻类的光合作用进而影响CO2通量.在小时尺度上, 当CO2呈释放状态时, 其通量与太阳辐射呈显著负相关(r=-0.48, P < 0.01, N=40)(表 3), 从图 14(b)中也可以看出, 太阳辐射越强, CO2释放通量越小; 当CO2呈现吸收状态时, 太阳辐射与CO2通量之间呈现显著负相关(r=-0.35, P < 0.01, N=235), 从图 13(d)中也可以看出, 太阳辐射增强, CO2吸收通量线性增加.由此说明, 太阳辐射是影响CO2通量的重要因素.当太阳辐射增强时, 藻类光合作用增强, 当光合作用大于呼吸作用时, 水体表现为从大气吸收CO2, CO2吸收通量增加.当不区分CO2交换状态时, CO2通量在小时尺度上与太阳辐射呈显著负相关(r=-0.29, P < 0.01, N=275), 同时结合图 15(b)也可以看出太阳辐射越强, 越有利于水体从大气中吸收CO2.
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图 14 小时尺度太湖梅梁湾CO2释放通量随风速和太阳辐射的变化 Fig. 14 Changes in CO2 efflux with wind speed and solar radiation on an hourly scale at the MLW site in Lake Taihu |
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图 15 小时尺度太湖梅梁湾CO2通量随风速和太阳辐射的变化 Fig. 15 Changes in CO2 flux with wind speed and solar radiation on an hourly scale at the MLW site in Lake Taihu |
风对CO2通量的影响效应与CH4相似.由表 3可知, 在小时尺度上, 当CO2呈吸收状态时, 其通量与风速之间呈显著正相关(r=0.33, P < 0.05, N=45), 从图 13(c)中也可以看出, 随风速的增加, CO2吸收减弱; 当CO2呈释放状态时, 其通量与风速之间呈显著正相关(r=0.40, P < 0.05, N=27), 从图 14(a)中也可以看出, 风速越大, CO2释放通量越大.这是由于太湖是一个浅水湖泊, 风速增大会引起底泥悬浮, 底泥中的碳酸盐溶解在水中, 导致水体中的CO2增加并向大气中排放, 并且增大的风速可导致CO2在水中传输及水面与大气之间的扩散增强, 因此CO2释放通量增大, 吸收通量减小.当不区分CO2交换状态时, CO2通量在小时尺度上与风速呈显著正相关(r=0.24, P < 0.05, N=72), 同时结合图 15(a)也可以看出风速增大有利于CO2由水体向大气中排放.在日尺度上, CO2通量与风速之间无显著相关关系.
3 讨论 3.1 太湖藻型湖区春、夏季CH4、CO2通量的比较本研究得到春、夏季CH4平均通量分别为4.074 nmol·(m2·s)-1和40.779 nmol·(m2·s)-1.造成这种差异的原因可能是：与春季相比, 夏季湖水温度更高, O2在水中的溶解度更低, 导致缺氧湖水的体积比率增大, 这些更有利于厌氧细菌的生命活动, 因此CH4产生速率更高.同时, 夏季湖水温度高, CH4在湖水中的溶解度降低, 即CH4在水中的存储量更少.此外, 高温还会促使水-气界面CH4扩散速率增大, 因此, 夏季CH4排放速率比春季更大.但春、夏季CH4通量的差异并不显著(P=0.064>0.05).
春、夏季CO2平均通量分别为-0.160 μmol·(m2·s)-1和-0.033 μmol·(m2·s)-1, 且两者差异显著(P=0.044 < 0.05).造成这种显著季节差异可能是由于春季水中藻类等浮游植物处于有机物质的积累阶段, 光合作用强于呼吸作用, 它们通过光合作用吸收大量的CO2用于制造和积累有机物, 同时, 春季湖水温度较夏季低, 微生物的生命活动较弱, 它们分解有机质释放的CO2较少.夏季藻类等浮游植物生命活动旺盛, 新陈代谢产生大量CO2.此外, 梅梁湾地区连接有4条入湖河流, 夏季降水增多, 雨水的冲刷作用使得大量外源碳随入湖河水被输送至该区域, 导致水中的可溶性有机碳含量升高[12], 并在微生物的分解作用下产生大量的CO2.同时, 本研究在夏季的观测时间正值8月末, 此时湖水中蓝藻的光合作用活性已经开始衰退, 通过光合作用吸收CO2的速率降低[17].因此, 夏季湖水吸收CO2较春季有明显减弱.
3.2 太湖藻型湖区CH4、CO2通量的水平本研究结果表明, 太湖梅梁湾藻型湖区在春、夏季均为大气CO2的汇, 且CO2吸收通量春季大于夏季; 春、夏季均为大气CH4的源, 且CH4释放通量春季小于夏季.对比其他研究发现(表 4), 就CO2而言, 李香华在太湖梅梁湾和吴铭在四川向阳水库的观测得到春、夏季水体为大气CO2的汇[9, 18], 邢阳平在武汉东湖也观测到夏季CO2呈吸收状态[10], 这与本研究结果一致, 且CO2吸收通量在春季与四川向阳水库观测结果相近, 但明显比李香华的观测结果高两个数量级; 夏季结果与李香华在太湖以及邢阳平在武汉东湖的观测结果相近, 但比四川向阳水库的观测结果低一个数量级.其他学者的观测结果与本研究相反.其中, 肖启涛在梅梁湾观测到CO2在春、夏季均呈释放状态[12], 与本研究恰恰相反, 这是由于研究方法不同所导致的差异.西西伯利亚和芬兰北部的观测结果也与本研究相反, 这是因为这些湖泊处于泥炭地和林地, 有机腐殖质丰富, 水体呈酸性, 更利于CO2释放[19, 20].对比发现, 本研究太湖藻型湖区CO2吸收通量春季较高, 夏季处于中等水平.
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表 4 湖泊等水体CH4、CO2通量对比分析1) Table 4 Comparison of CH4 and CO2 flux in lakes and other water bodies |
就CH4而言, 所有观测结果均表明水体是大气CH4的源(表 4), 这与本研究一致, 且大部分观测得到的CH4通量的季节规律也与本研究相同, 即CH4释放通量春季小于夏季.其中, 李香华[9]和肖启涛[12]在梅梁湾观测得到的CH4通量均比本研究低.前者主要是因为采用水平衡方法, 该方法观测不到以冒泡形式排放的CH4, 导致CH4严重低估.后者可能是因为采用人工操作取样, CH4易被氧化, 同时在气体样本保存过程中CH4成分也可能发生改变, 造成最终结果偏低.南京团结河春季的CH4通量比本研究高3个数量级, 这主要是因为团结河是南京城市内河, 受生产生活污染严重, 高度富营养化[21].芬兰北部湖泊的CH4通量季节变化规律与本研究相反, 这主要是由于芬兰北部地处寒带, 冬季气温极低导致水面结冰, 在水底可能形成一个厌氧环境, 有利于厌氧微生物分解底泥中的有机质生成CH4.春季冰面开始融化, 积累在冰面下的CH4大量释放, 导致春季的CH4通量极高[22].通过对比发现, 本研究太湖藻型湖区CH4的排放处于中等水平.
此外, 除了研究方法、湖水理化性质和研究地气象背景条件差异外, 观测时间的不同也会导致试验结果差异.李香华[9]和韩洋等[21]在研究温室气体通量的日变化特征时仅基于1 d的试验数据, 而本研究春、夏季的观测分别持续了12 d和5 d, 因此本研究得到的春、夏季CH4和CO2通量日变化特征相比前者的研究代表性更好.肖启涛[12]对温室气体的观测时间为每月的11、12和13日, 而本研究观测时间为4月和8月, 且试验日相对集中, 对于春、夏季的代表性相比前者的研究而言略差.
3.3 气象要素对温室气体通量的影响本研究得到CH4通量与水温和气温均呈显著正相关, 当风速 < 6 m·s-1时, 与风速也呈显著正相关, 而与气压和太阳辐射无显著相关关系.在对南京典型水体[21]、太湖梅梁湾[12]、三峡水库香溪河库湾[24]和密云水库[25]等研究中均得到了CH4通量与水温和气温呈显著正相关的结论, 而对养殖性鱼塘的观测发现, CH4通量与水温之间无显著相关关系[26], 这可能是因为该养殖水体有鱼饵投放及人为干扰, 这些相比于水温对CH4通量的影响更大.肖启涛在太湖梅梁湾观测发现CH4通量与风速呈显著正相关[12], 与本研究相同.而在对南京典型水体的观测中发现CH4通量与气压呈显著负相关[21], 这可能是因为南京城市内水体CH4通量远高于太湖梅梁湾, 并且冒泡排放的频率和通量较大, 因此受气压变化影响较大.已有研究表明, 气压每减小2%, CH4的冒泡通量增加10倍[27].同时, 当气压减小时, 水中溶解氧减少, 对CH4氧化作用减弱, 所以CH4通量增加.
国内外已有大量研究结果表明, 随着风速增大, CO2通量增加[28, 29].在对三峡水库香溪河库湾的观测中发现CO2通量与太阳辐射呈显著负相关[24], 这与本研究结果一致, 而对南京典型水体的研究却得到了相反的结论[21], 这可能是由于不同水体的生化特性不同, 南京典型水体金川河水质恶劣, 黑臭现象严重[30], 因此不存在正常进行光合作用的水生植物或藻类, 因此即使有阳光照射, CO2也不会表现出吸收的状况.太阳辐射一方面可以影响光合作用, 促使水体吸收CO2, 另一方面也可以通过影响水温进而影响水生生物的呼吸作用以及微生物的分解作用, 促使水体排放CO2. CO2通量与水温间的相关性因湖泊而异, 李香华[9]和肖启涛[12]的研究表明太湖梅梁湾的CO2通量与水温呈显著正相关, 这与本研究结果一致, 而邢阳平[10]在对武汉东湖的研究中却发现两者并不存在相关关系.东湖属于高度自养型湖泊[31], 辐射相比水温对其光合作用的影响更大, 因此, 东湖CO2通量与水温间关系不显著.而太湖的水生植物生物量较低, 浮游植物的生产力与国内其他湖泊相比要低得多[32], 属于异养型湖泊, 因此温度升高对于水生生物的呼吸作用以及有机质的分解影响很大.对于气压, 对南京典型水体的观测发现CO2通量与气压呈显著负相关, 而对三峡水库香溪河库湾的观测却得到相反结论[21, 24].本研究得出CO2吸收通量与气压呈负相关关系.这可能是因为在三峡水库香溪河库湾的观测中, 空气中CO2浓度较低, 气压对CO2的溶解度影响较小, 但对O2的溶解度影响较大.当气压升高时, O2的溶解度增大, 水中的有机碳在好氧细菌的分解下产生更多的CO2, 因此CO2通量增加[24].
因此, 可以得出水温、气温和风速对CH4排放具有控制作用, 而气温、气压、风速和太阳辐射对CO2具有控制作用.
4 结论(1) 春、夏季太湖藻型湖区均表现为大气CH4的源, CO2的汇. CH4平均通量分别为4.047 nmol·(m2·s)-1、40.779 nmol·(m2·s)-1, CO2平均通量分别为-0.160 μmol·(m2·s)-1、-0.033 μmol·(m2·s)-1, 均处于中等水平.
(2) 在小时尺度上, 气温、水温和风速控制CH4的排放; 气温、气压、风速和太阳辐射控制CO2吸收通量, 而风速和太阳辐射控制CO2排放通量.日尺度上, 气温和水温控制CH4的排放, 但CO2通量与各气象要素未表现出显著的相关性.
然而, 要准确评估太湖藻型湖区全年CH4和CO2通量的变化特征, 还需对该区域秋、冬季的CH4和CO2进行观测.此外, 在其他研究中还发现了温室气体通量与pH、叶绿素a和溶解氧等水质因子存在相关关系[21, 33].本研究并未涉及水质要素的观测.因此, 要准确评价环境要素对太湖藻型湖区CH4和CO2气体交换通量的影响, 还需就水质要素对CH4和CO2通量的影响进行深入分析.
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