不同干扰强度下三江平原湿地土壤温室气体排放对冻融作用的响应

李 富, 齐兴田, 宋春香, 李广宇, 刘赢男, 关劲秋*

1.佳木斯大学，黑龙江 佳木斯 154007 2.黑龙江省科学院自然与生态研究所，黑龙江 哈尔滨 150040

土壤冻融作用是由于土壤季节或昼夜热量变化在表层及以下一定深度形成的反复冻结、融化的过程[1]，其经常发生在中高纬度和高海拔地区[2]. 土壤冻融过程会对土壤的物理性质、微生物活性及微生物种群产生强烈影响[2]. 研究[3-4]表明，冻融交替通过影响土壤中碳氮循环会加剧温室气体的产生与排放，进而影响区域碳氮平衡. 有研究显示，冻融期CO2排放量占全年土壤呼吸总量的3%～50%[5-6]，N2O排放量是冻融前期的40～99倍[7]. 冻融作用影响土壤营养物质的迁移和转化，可能会导致土壤微生物呼吸增强和土壤中可利用的营养物质浓度增加[4]. 不同类型湿地土壤冬季CH4的排放量差异较大，占全年排放总量的4%～8%[8]. 金会军等[9]研究了青藏高原沼泽湿地CH4的排放情况，发现春季融冻期CH4出现高排放现象. 室内模拟冻融循环试验也验证了土壤“冻结-融化”过程中CH4会出现短时排放峰的现象[8,10-11].

湿地作为陆地生态系统重要的碳氮储存库，虽然面积仅占陆地面积的6%～8%，但其碳储量却占世界土壤有机碳储量的20%～30%[12-13]，对气候变化的响应极为敏感[14]. 受人类活动和气候变化的双重影响，湿地作为碳汇的功能逐渐被削弱，有机质加速分解，释放大量的CH4和N2O到大气中，使其成为温室气体特别是大气CH4的重要排放源[15]. 目前关于土壤冻融循环的试验多以室内模拟为主，尚较缺少野外实地观测资料.

三江平原地处我国典型的季节性冻融区域，同时也是我国最大的淡水湿地分布区[4]，其植被类型主要以小叶章(Deyeuxiaangustifolia)群系最为普遍[2]. 近30来，由于开垦和排干等人类活动，导致湿地大面积丧失和退化，农业活动成为该地区主要的干扰方式并导致天然湿地破碎化程度加剧. 为了研究不同干扰强度下湿地土壤温室气体排放对冻融作用的响应，选取三江平原洪河国家保护区的小叶章湿地(undisturbedDeyeuxiaangustifoliawetland, UDAW)、保护区外受干扰的小叶章湿地(disturbedDeyeuxiaangustifoliawetland, UDAW)以及小叶章湿地开垦的水稻田(rice paddy, RP)为研究对象，探讨冻融期温室气体的排放规律，明确季节性冻融作用对湿地温室气体产生和排放的影响，以期为三江平原冻融期温室气体排放动态变化提供参考.

1 材料与方法

1.1 研究区概况

研究区域位于我国东北黑龙江省三江平原内的洪河农场(129°11′20″E～133°05′10″E、43°49′55″N～48°27′43″N)，区域内有1996年国务院批准的洪河国家自然保护区. 该区域海拔为55～65 m，属温带湿润半湿润季风气候，夏季温暖湿润，冬季严寒漫长；年均气温1～4 ℃，年均降水量500～650 mm，最低温出现在1月，平均温度为-23.4 ℃，最高温出现在7月，平均温度为22.4 ℃. 代表植物有小叶章(Deyeuxiaangustifolia)、漂筏苔草(Carexpseudocuraica)、毛果苔草(Carexlasiocarpa)等. 土壤类型主要以草甸土和沼泽土分布最广.

选取洪河国家自然保护区内未受干扰的常年积水的小叶章湿地(undisturbedDeyeuxiaangustifoliawetland, UDAW)、保护区外受人类活动干扰导致湿地含水量减少的季节性积水的小叶章湿地(disturbedDeyeuxiaangustifoliawetland, DDAW)以及由小叶章湿地开垦10年以上的水稻田(rice paddy, RP)且土壤类型均为草甸土的样地作为试验对象. 每种样地选择3个重复，各样地均选取3个间隔为30 m的10 m×10 m样方作为试验点. 在每个试验点用剪刀将植物贴地面剪掉，用于测定CH4、CO2和N2O排放通量.

1.2 样品的采集与分析

于2016年秋季(10月26日—11月7日)和2017年春季(3月20日—4月1日)的冻融期，利用静态箱-气相色谱法采集气体. 2016年10月下旬，水稻收割后将长×宽×深为50 cm×50 cm×20 cm、底座上端有深2 cm和宽2 cm的凹槽不锈钢底座埋入样地，采集气体时，将长、宽、高均为50 cm的不锈钢采样箱放入基座凹槽中，并在凹槽中注水，保证密封，采样箱外部设有保温材料以减少箱内温度波动，在采样箱顶部安装采气三通阀、温度传感器和小风扇. 采样频率为2 d/次，采样时间为每个观测日的09:00—11:00，采样时将采样箱放入基座后，立即用100 mL注射器采集气体，之后每隔10 min采集一次，共采集4次，分别注入500 mL的单金属阀铝箔气体采集带，低温保存，并在1周内完成测试. 气体采集时，表层5 cm土壤发生融化，采用便携数字温度计(JM624，上海大华仪表厂)测定箱内和箱外0 cm和5 cm的土壤层温度，同时测定采样点的大气压.

气体样品采用GC7890A气相色谱仪(安捷伦，美国)进行测定. CH4、CO2分析由前检测器氢火焰离子检测器(FID)进行测定，FID温度为250 ℃，载气为高纯氮气；N2O分析由后检测器电子捕获检测器(ECD)进行测定，ECD温度为300 ℃，载气为高纯氮气. 3种温室气体同时测定，测定时间为5 min. 测量所得的通量数据，只有当回归系数R2>0.95时，才视为有效数据. 温室气体(CO2、CH4和N2O)通量的计算公式：

(1)

式中：F为气体通量，mg/(m2·h)；c为气体浓度，μg/m3；P0、V0、T0分别为标准状态下的大气压(Pa)、气体摩尔体积(22.4 L/mol)和热力学温度(K)；dc/dt为采样时气体浓度随时间变化的直线斜率；M为被测气体的摩尔质量，g/mol；P为采样时的实际大气压，Pa；T为采样时箱内的热力学温度，K；H为箱内有效高度，cm.

1.3 数据处理

采用Excel 2010、SigmaPlot 12.0和SPSS 20.0软件对数据进行统计作图和统计分析. 采用单因素(ANOVA)法进行方差分析，利用Pearson法对土壤温室气体排放通量与环境因子进行相关分析. 图表中数据均为平均值±标准差.

2 结果与讨论

2.1 不同干扰强度下湿地季节性冻融作用特征

三江平原地处我国东北多年冻土带南侧的季节性冻融区域，每年土壤都会经历初冬和初春两次冻融过程. 冻融期间表层(0～5 cm)土壤温度在0 ℃附近波动，因此温度对表层土壤影响显著，但不同类型湿地土壤冻融温度变化过程存在一定差异[16]. 三江平原不同类型湿地在冻融期表层土壤温度和含水率的变化曲线如图1、2所示，由于秋季降水减少和水田晒田，DDAW和RP土壤含水率降低，因此DDAW和RP土壤受温度变化的影响幅度大于UDAW土壤. 在初春融冻期，由于植被和雪被的影响，UDAW深层土壤尚处于完全冻结状态，增温缓慢，表层温度低于DDAW和RP，这时温度和水分含量或许成为影响湿地土壤温室气体排放的主要因素[2].

图2 不同类型湿地土壤季节性冻融期含水率变化情况Fig.2 The seasonal freezing and thawing curve from the soil moisture content for different types of wetlands

图3 不同类型湿地冻融期CH4排放通量的变化特征Fig.3 Variations in CH4 emission fluxes from different types of wetlands during freezing-thawing periods

2.2 季节性冻融作用对湿地CH4排放特征的影响

冻融期不同干扰强度下的湿地土壤均有CH4排放，但不同类型湿地CH4排放通量之间均存在显著差异，3种湿地土壤CH4排放通量表现为UDAW>DDAW>RP. 在秋季冻融期，随着冻融次数的增加和冻融温度的变化(见图1)，3种湿地土壤CH4排放通量逐渐降低(见图3). 在秋季冻融初期，3种湿地在融化初期均出现高排放的现象，这与其他研究结果[4,11,17-18]相一致. 融化初期CH4高排放的原因可能与土壤水分含量及温度等因素有关. 土壤冻结时部分CH4被封存于冻层中，土壤融化刺激了土壤中的微生物，使其活性显著提高，增加了CH4的产生. 因此，随着温度的升高，在融化时封存的气体加上新产生的气体在土壤溶液中的扩散能力降低，从而使气体形成高排放现象[19]. 此外，甲烷菌活性与土壤中碳、氮含量有关，冻融作用导致死亡的微生物和植物根的分解，释放出可被存活微生物利用的碳、氮，同时冻融作用能够促进有机碎屑物的分解和碳、氮的矿化，融化期表层微生物的活性明显增加，这些都有利于CH4的产生[4]. 在2016年10月27日监测时，UDAW、DDAW和RP湿地CH4排放达到峰值，分别为0.342、0.282和0.239 mg/(m2·h)，随着冻融次数和冻融温度的变化，在11月6日监测时，3种湿地CH4排放通量分别降至0.134、0.114和0.103 mg/(m2·h)(见图3)，这表明冻融作用对不同类型湿地土壤CH4排放通量的影响存在差异，这种差异可能与土壤含水量、土壤温度及地表覆盖物等因素有关. 3种湿地中，UDAW为常年淹水湿地，而DDAW和RP表现为季节性淹水，秋季降水量减少和稻田排干晾田导致这两种湿地处于缺水状态，引起土壤呼吸作用增强，不利于CH4的产生；湿地与农田土壤冻融作用在时间上存在一定差异，湿地开垦后，由于土壤水文条件的变化，土壤温度也发生较大变化，在相同温度条件下，湿地5 cm深土壤的日均温度变化低于农田土壤，随着土壤深度增加，根层土壤温度变化幅度较小，这与不同类型生态系统水文条件、植物草根层厚度和调落物覆盖情况有关，即主要受土壤热通量的影响[4]，这样的水分和温度条件将有利于CH4的产生.

在春季冻融期，昼间土壤温度在0 ℃以上时表层土壤开始解冻，2017年3月20日监测时，UDAW、DDA和RP土壤中CH4排放通量分别为0.182、0.216 2 和 0.148 2 mg/(m2·h)，这与Panikov等[20]研究冻结土壤仍有CO2和CH4的排放，并且在-16 ℃时微生物仍有活性的结论相一致. 3种湿地CH4排放通量表现为DDAW>UDAW>RP(见图3)，其原因可能与土壤表层积水深度、凋落物及草根层厚度有关. 春季融雪后DDAW地表积水较少，植物凋落物也明显少于UDAW，因此DDAW湿地表层土壤升增温较快，甲烷菌活性增强，有利于CH4的释放. 而UDAW积水较深且凋落物和草根层较厚，因此对气温波动的反应不敏感，影响了CH4的产生和排放；虽然RP土壤增温较UDAW和DDAW快，但RP土壤表层几乎没有形成水层，不利于CH4的产生. 随着温度的上升，土壤产甲烷菌和多年生植物的根也开始复苏，期间出现CH4高排放通量，在第7次监测时，DDAW、UDAW和RP的排放通量分别为0.319、0.388和0.255 mg/(m2·h). 湿地CH4排放通量与温度的相关曲线也证实了这一点. 由图4可见，DDAW土壤CH4排放通量与5 cm土壤温度的相关性最高，表现为显著相关(P<0.01,R2=0.647 5)；RP土壤中CH4与5 cm 土壤温度相关性为显著相关(P<0.01,R2=0.497 4)；UDAW土壤中CH4与温度的相关性最低，表现为弱相关(P<0.05,R2=0.424 7).

图5 冻融期不同类型湿地CO2排放通量的变化特征Fig.5 Variations in CO2 emission fluxes during freezing-thawing periods for different types of wetlands

图4 不同类型湿地中CH4排放通量与温度的关系Fig.4 Relationships between CH4 emission fluxes and soil temperature during freezing-thawing periods for different types of wetlands

2.3 季节性冻融期湿地土壤CO2排放特征

图6 冻融期不同类型湿地CO2排放通量与温度的关系Fig.6 Relationships between CO2 emission fluxes and soil temperature during freezing-thawing periods for different types of wetlands

图7 冻融期不同湿地CO2与CH4排放通量的关系Fig.7 The relationship between CO2 and CH4 emission fluxes during freezing-thawing periods for different types of wetlands

在秋季冻融期，随着冻融温度的降低，3种湿地土壤CO2排放通量均逐渐降低. 这是由于冻融过程影响了土壤营养物质的迁移和转化，而微生物的呼吸受制于营养物质的可利用性[4]；同时微生物在冻融期间仍存在活性，所产生的气体由于排放通道受阻而被封存在土壤空隙或水中[17]. 此外，多数学者研究表明，冻融交替能够杀死土壤微生物，降低土壤微生物数量，进而影响土壤微生物的呼吸速率[21-23]. 在2016年10月25日冻融循环初期，UDAW、DDAW和RP土壤中CO2排放通量分别为58.87、42.28和28.02 mg/(m2·h)，而在11月6日监测时，3种湿地土壤CO2排放通量分别降至36.92、23.51和14.14 mg/(m2·h)，比冻融初期监测分别降低了21.95、18.77和13.88 mg/(m2·h)(见图5). 由此可见，冻融循环对3种湿地土壤CO2排放通量的影响表现为UDAW>DDAW>RP. 在春季融冻期，CO2排放通量与秋季相反，随着冻融次数和温度的增加，CO2排放通量逐渐增加(见图5)，与2017年3月20日监测数据相比，4月1日UDAW、DDAW和RP土壤CO2排放通量分别增加了17.08、16.15和13.58 mg/(m2·h). 这表明CO2与CH4的排放通量一样，与温度均存在显著正相关(见图6)，温度作为调控生物活性的间接因子控制着CO2的释放. 相关分析显示，UDAW土壤中CO2与CH4的排放通量表现为弱相关性(见图7)，可能是因为UDAW常年积水和较厚的凋落物覆盖隔绝了土壤与大气接触，土壤增温缓慢，降低了CO2的排放通量. DDAW和RP土壤中CO2与CH4的排放通量均呈正相关(见图7)，因此当温度升高时，CO2和CH4的排放通量均升高，这与宋长春等[4]研究三江平原季节性冻融期沼泽湿地CO2和CH4通量的关系相一致.

土壤冻融循环初期，CO2和CH4均出现了微弱排放峰，这与Kurganova等[5,11,24]采用森林和农田土壤模拟冻融循环时发现的CO2排放峰值现象相吻合. CO2和CH4在融化阶段的高峰排放很可能是由于冻结阶段水变成冰时体积膨胀使气体排出造成的. 当土壤冻结时，土壤微生物产生的CO2和CH4被封存在土壤中，在融化时被释放出来，从而出现排放峰. 当土壤完全冻结时仍有气体排放，产生的气体可以通过没有完全堵塞的排放通道排出[25]. 在融化阶段碳排放出现高峰的原因可能是：①随着温度的升高，处于休眠的土壤微生物开始恢复活性，甚至在冻融的反复刺激下其活性大大增强，从而产生更多的气体[26]； ②经过长期的冻融作用，土壤中的活性有机物质含量会大大增加，能够提供足够的活性底物[27]； ③在融化阶段，冻结的土壤从底部和表层向中间开始融化，中间层土壤仍处于冻结状态，底部产生的气体大部分被暂时封存在土壤中，随着土层不断融通，积存在土壤中的气体通过空隙向外不断释放，继而使融化阶段气体排放增加，这一点在CH4的释放中表现尤为明显. SONG等[28]对三江平原季节冻土区的沼泽小叶章湿地和季节性积水小叶章湿地融化期温室气体的连续监测结果也证实了CO2和CH4的高排放现象.

2.4 季节性冻融期湿地土壤N2O排放特征

图8 冻融期不同湿地N2O排放通量特征Fig.8 Characteristics of N2O emission fluxes during freezing and thawing periods for different types of wetlands

土壤生态系统是N2O源还是汇，取决于N2O产生和消耗之间的平衡，大气中的N2O通过被动扩散和对流方式进入土体，通过反硝化作用还原为N2或同化成NH3的N2O消耗过程即为吸收[29]. 从图8可以看出，在土壤冻结初期，3种湿地均为N2O的源，且排放通量表现为RP>UDAW>DDAW，这种现象或许与水稻田每年耕种时施入大量的氮肥有关. 在2016年10月25日冻融循环的初期，UDAW、DDAW和RP土壤的N2O排放通量分别为0.023、0.021和0.031 mg/(m2·h). 随着冻融次数的增加和温度的降低，N2O的排放通量逐渐降低，在11月6日的最后一次监测时，UDAW和DDAW土壤排放通量分别为0.005和0.002 mg/(m2·h)，RP的排放通量降至0.004 mg/(m2·h). 在融冻阶段初期，UDAW和DDAW表现为N2O的吸收，排放通量分别为-0.012 和-0.013 mg/(m2·h)，而RP的排放通量为0.008 mg/(m2·h). 随着温度升高，UDAW和DDAW土壤中N2O由吸收变为排放，而RP土壤在监测期间，其排放通量不断升高，一直表现为N2O的源. 在2017年4月1日监测时，UDAW、DDAW和RP土壤的N2O排放通量分别为0.034、0.026和0.039 mg/(m2·h).

土壤中N2O的产生和排放主要来源于氮的硝化和反硝化过程[30]，土壤温度升高和氮利用率增加都会促进N2O的产生和排放[31]. 在秋季冻融阶段，随着冻融次数增加和冻融温度逐渐降低，3种湿地土壤N2O的排放通量都逐渐降低，其中UDAW和DDAW土壤转为N2O的汇，RP土壤在此阶段一直表现为N2O的源. 在春季融冻阶段，随着冻融温度逐渐升高，3种湿地土壤N2O的排放通量均逐渐增加，UDAW和DDAW土壤中N2O由吸收转变为排放，RP则一直表现为排放. 由于冻结土层仍然有液态水的存在，并且土壤微生物在冻结后仍然存在活性，微生物在厌氧条件下能够发生反硝化作用，由于冰层的阻隔使产生的大部分N2O被封存，但有一小部分气体仍然可通过冰层产生的裂缝扩散到土壤空隙中从而溢出到大气[25]. 而在融冻阶段，该试验中N2O的排放规律与宋长春等[4,25]的研究结论相一致. 在融化阶段，随着温度升高，3种湿地土壤中微生物逐渐恢复活性，反硝化作用加强，同时冻融作用破坏了团聚体结构并杀死部分微生物使其细胞破裂导致活性有机碳的释放，从而在反硝化过程中发挥了重要作用[32]. 有关研究[33]表明，N2O对冻融循环的响应更为快速和敏感，所以其融化期排放高峰会更早. 该试验数据发现，三江平原UDAW和DDAW在冻融初期表现为N2O的汇，而RP土壤始终为N2O的源，这表明三江平原湿地开垦为农田后会增加N2O的释放，加剧温室气体效应.

3 结论

a) 三江平原洪河国家自然保护区未受干扰的小叶章湿地(UDAW)、受干扰的小叶章湿地(DDAW)和小叶章湿地开垦的水稻田(RP)土壤冻结期都有CO2和CH4排放，在融冻初期3种湿地碳排放均出现短期的高排放现象，随着温度增加，排放通量增加. 3种湿地CO2排放通量表现为UDAW>DDAW>RP，而CH4排放通量表现为DDAW>RP>UDAW.

b) DDAW土壤CH4与温度的拟合度最高，UDAW土壤中的拟合度最低；同时，相关分析结果也显示，DDAW和RP土壤中CO2与CH4的排放通量均呈正相关，而UDAW土壤中CO2与CH4的排放通量无相关性，表明温度会影响CO2和CH4的排放通量.

c) 季节性冻融会影响湿地土壤N2O的释放，冻结期UDAW和DDAW是N2O的汇，而RP是N2O的源；融冻期3种湿地均为N2O的源，并且随土壤温度的升高其排放通量增大. 这表明干扰强度在一定程度上会影响湿地N2O的动态变化.