2019, Vol. 31 
(2: 新疆土壤与植物生态过程重点实验室, 乌鲁木齐 830052)
(2: Xinjiang Key Laboratory of Soil and Plant Ecological Processes, Urumqi 830052, P.R.China)
自1990s以来, 地球表面温度上升了0.65~1.06℃[1], 除水气(H2O)外, 大气中二氧化碳(CO2)是主要的温室气体, 对温室效应的贡献率可达60 % [2].全球内陆水体面积虽仅占陆地总面积的3 %, 但易受人类活动和气候变化的影响, 其在全球碳循环中所占的比重不可忽视[3-4].全球大于0.1 km2的湖泊面积约为3.2×106 km2, 占陆地表面积的2.4 % [5].水体沉积物中有机质在微生物的作用下, 将其中的有机碳转变为CO2或CH4等气体, 每年可将2.1 Pg碳排放到大气中, 约占陆地生态系统土壤碳排放的3 %, 在全球碳循环和区域气候调节中发挥着重要作用[6-9].因此, 水体沉积物有机碳矿化产生的温室气体排放对全球温室效应起正反馈调节作用.
湖泊生态系统CO2产生是一个生物过程, 非生物因素pH、有机碳质量、温度以及含水量等是影响微生物矿化有机碳的重要因素[10]. Gudasz等[11]研究表明, 有机碳矿化速率与温度呈极显著正相关; 不同纬度湖泊对温度变化的响应也不同, 例如, 巴西湖泊沉积物有机碳矿化速率是瑞典湖泊的2.4倍[12]; 除表层沉积物外, 深层沉积物有机碳矿化分解也与温度显著相关[13].此外, 温度变化引起的沉积物中盐分、总氮和叶绿素a等因子的变化也是影响有机碳矿化的主要因素[14].近年来, 受人类活动和气候变化的影响, 全球主要湖泊特别是盐湖面积处于萎缩状态[15], 面积的减小会导致水位降低, 这也会影响有机碳的矿化[16].欧强等[17]对滨海湿地的研究表明, 低水位和高水位处理有机碳矿化速率均低于中水位, 碳排放温度敏感系数也随之改变, 而沿海滩涂有机碳矿化对水位变化的响应与滨海湿地一致[18].干旱区巴音布鲁克天鹅湖CO2排放对水位变化同样敏感, -20 cm水位有机碳矿化速率最高, 低水位处理对温度变化的响应最敏感[19].综上, 水位变化可显著改变沉积物有机碳矿化速率及温度敏感性.但干旱区盐湖干涸湖底沉积物有机碳矿化对水位变化的响应特征仍不明确.
在全球升温背景下, 干旱灾害风险不断加剧, 加之湖区内不合理的开采利用, 导致湖泊水位不断下降[15].巴里坤湖作为干旱区的典型盐湖, 水域面积从1984年的112.15 km2下降至如今不足60 km2.而干涸湖底面积不断扩大导致水位的降低, 可能会改变沉积物有机碳的矿化规律.因此, 本研究以巴里坤湖干涸湖底原状沉积物为研究对象, 通过异位原状沉积物模拟水位梯度变化.试探究：1)巴里坤湖干涸湖底沉积物有机碳矿化速率对水位变化响应及与水位的相关性；2)不同水位条件干涸湖底沉积物有机碳累积矿化量及动力学特征；3)明确干涸湖底沉积物有机碳矿化与温度的相关性及温度敏感系数, 以期为全面认识湖泊生态系统碳循环过程提供基础资料和科学参考.
1 材料与方法 1.1 研究区概况巴里坤湖(43°36′~43°43′N，92°43′~92°51′E)位于天山东段巴里坤山与莫钦乌拉山之间的巴里坤盆地, 属典型的封闭型干涸尾闾湖, 距离巴里坤哈萨克自治县城西北约18.0 km(图 1a).巴里坤湖主要的地表径流补给源自布鲁克山北坡, 另外地下水也对湖泊有一定补给, 补给系数为38.8.湖泊表层卤水密度为1.172 g/cm3, pH值为7.59, 矿化度高达204.76 g/L, 属新生代山间构造断陷形成的硫酸镁亚型盐湖.湖区属温带大陆性干旱气候, 年平均气温为1.1℃, 极端低温-43.6℃, 极端高温33.5℃.多年平均日照时数3211 h, 无霜期101 d.年平均降水量为210 mm, 年均蒸发量2250 mm[20].
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图 1 研究区示意图地貌和沉积物剖面特征：研究区示意图(a)；干涸湖底区景观(b)；干涸湖底沉积物剖面(c)；原状沉积物采集现场(d) Fig.1 Location of the study area, topography and sediment profile characteristics |
2016年6月, 于巴里坤湖干涸湖底区(43°43′35″N，92°46′39″E; 海拔1700 m)选取组成、结构、密度等相对一致且湖岸距离相同的区域采集原状沉积物(图 1), 采用直径为20 cm、高为60 cm的PVC管采集原状沉积物柱, 柱高50 cm, 共采集20个.同时采集0~50 cm沉积物, 带回实验室进行水位控制试验和基本理化性质分析.同时在盐分富集区采集沉积物表面积盐, 用于水位控制试验.
1.3 试验设计开始试验前对沉积物柱底部进行密封, 采用Li-8100(LI-COR, Lincoln, USA)碳通量测定系统分别测定了20个沉积物柱的基础有机碳矿化速率, 然后根据有机碳基础矿化速率将沉积物柱分为5组, 分别记作T1、T2、T3、T4和T5, 有机碳矿化速率分别为2.35±0.14、2.20±0.07、2.23±0.15、2.33±0.17和2.23±0.07 μmol/(m2·s), 5组沉积物柱基础有机碳矿化速率不存在显著性差异(P>0.05).
湖底沉积物是客观存在的历史自然体, 可敏感地记录历史时期气候和水文特征.水位变化对沉积物的影响主要体现在颜色方面, 例如, 长期水分过饱和, 铁锰化合物在氙气条件下还原, 使沉积物形成灰蓝色至青灰色层次或具红棕色锈纹、锈斑和铁锰结核层; 水流量大小会对沉积物径级和结构产生较大影响.谢帕德和福克碎屑沉积物最常用的分类方法[21]仅考虑沉积物粒径大小, 忽略了颜色和孔隙等方面存在的差异, 不能较好地反映沉积物特性.因此, 本研究参照中国土壤发生分类标准对干涸湖底沉积物进行层次划分(图 1c), 干涸湖底沉积物在-9、-23、-34和-45 cm处颜色、粒径、孔隙和盐分上均存在一定差异, 不同层次沉积物的描述情况见表 1.故本试验设置了0(T1)、-9(T2)、-23(T3)、-34(T4)和-45 cm(T5)水位处理, 模拟不同水文特征期的沉积物有机碳矿化速率.
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表 1 不同深度沉积物特点 Tab. 1 Properties of sediment at different depths |
将用PVC管采集的原状沉积物放入1连4的水位控制装置中(图 2), 底部和水管连接处涂抹胶水保证装置良好的密封状态, 置于室内.不同水位处理设置3个重复, 每个水位梯度另设一个沉积物柱用于监测模拟柱温度(ST). 2016年6月24日进行淹水, 记为试验第1天, 当不同处理水位保持稳定后测定有机碳矿化速率.监测于每天11:00进行, 监测频率为试验前期(0~10 d)每2 d测定一次, 试验中后期(10 d以后)每4 d测定一次, 7月25日结束.为最大限度模拟盐湖水体矿化度, 试验用水与湖水矿化度基本保持一致, 使用巴里坤湖采集的粗盐将蒸馏水矿化度调至约204 g/L, 用于装置的水位调节.试验期间内每2 d观测一次水位高度并补充水分至对应高度.在测定沉积物有机碳矿化速率的同时, 记录沉积物柱温度和水位控制柱中水温(WT).
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图 2 模拟水位梯度装置示意图 Fig.2 Diagram of water level installation |
将采集的0~50 cm沉积物经自然风干后充分混匀, 过1 mm标准筛后进行pH、电导率和盐分离子的测定, 过0.25 mm标准筛的沉积物用于有机质的测定. pH采用酸度计测定，电导率采用电导率仪测定，总有机碳采用重铬酸钾—硫酸外加热法测定[22].用孔径0.7 μm的Whatman GF/F型玻璃纤维质滤膜过滤水样, 然后用美国戴安IC-900型离子色谱仪测定阴离子含量; 用TAS-990型原子吸收分光光度计测定阳离子含量.巴里坤湖干涸湖底沉积物基础理化性质见表 2.
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表 2 干涸湖底沉积物基本性质* Tab. 2 Properties of sediment in Lake Barkol |
沉积物CO2释放累积过程符合一级反应动力学方程[23], 采用方程模型对CO2累积排放量进行拟合, 如：
| $ {C_t} = {C_i}\left( {1 - {{\rm{e}}^{ - {\rm{k}}t}}} \right) $ | (1) |
式中，Ct为t时间内沉积物CO2累积排放量，g/m2；Ci为沉积物有机碳潜在排放量，g/m2；k为有机碳矿化常数，d；t为培养天数，d.
采用Vant't Hoff指数函数拟合有机碳矿化速率与温度的关系(公式(2)), 计算沉积物有机碳矿化的温度敏感性系数(Q10), 即温度每增加10℃, 有机碳矿化速率所增加的倍数采用公式(3)计算[18]; 采用线性方程模拟水位与有机碳矿化速率之间的关系(公式(4)):
| $ {C_{\rm{r}}} = {\rm{a}}{{\rm{e}}^{{\rm{b}}T}} $ | (2) |
| $ {{\rm{Q}}_{10}} = {{\rm{e}}^{10{\rm{b}}}} $ | (3) |
| $ {C_{\rm{r}}} = {\rm{c}}x + {\rm{d}} $ | (4) |
式中，Cr表示沉积物有机碳矿化速率，μmol/(m2·s); T为模拟柱中沉积物温度，℃; x为水位，cm; a为基础碳排放速率; b为用于计算有机碳矿化温度敏感性系数的常数, 由公式(1)获取; c和d为常数.
采用SPSS软件(SPSS 20.0 for Windows)进行数据分析.采用单因素方差分析(One-way ANOVA)研究不同水位条件下沉积物有机碳矿化速率差异, 采用Pearson相关分析研究沉积物有机碳矿化速率与温度的关系, 最小显著差异法(LSD)进行多重比较, 显著水平为α < 0.05.使用Excel 2010进行数据预处理, 使用Origin 2017绘图, 研究区示意图使用ArcGIS 10.2软件绘制.
2 结果与分析 2.1 不同水位条件下有机碳矿化特征水位变化改变了有机碳矿化速率及动态变化(图 3), 试验开始前6 d有机碳矿化速率振幅较大, 且T1、T2和T3处理间不存在显著差异, 随着试验周期的延长, 有机碳矿化速率呈下降趋势, 10 d后降幅减小且趋于平缓.试验周期内, T1处理有机碳矿化速率(0.44 μmol/(m2·s))略低于T3处理(0.46 μmol/(m2·s)); 而T1处理有机碳矿化速率是T2、T4和T5的1.09、3.31和3.57倍.这说明水位升高会促进有机碳矿化分解, 反之则抑制.
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图 3 不同水位条件下干涸湖底沉积物有机碳排放特征(T1、T2、T3、T4和T5分别代表 0、-9、-23、-34和-45 cm水位处理; 数据均为均值±标准误, 下同) Fig.3 Mineralization rate of sediment organic carbon in the dry lake for different water level gradients |
水位改变了沉积物CO2累积矿化量(图 4).不同处理CO2累积矿化量出现两个不同增长阶段, 即前期(1~10 d)增长迅速和后期(>10 d)增长缓慢.其中T1、T2和T3处理0~10 d有机碳矿化速率显著高于10~32 d, T4和T5处理CO2累积矿化量不存在显著性差异. 0~32 d各处理沉积物有机碳累积矿化量表现为: T3(1.784 g/m2) >T1(1.718 g/m2)>T2(1.595 g/m2)> T4(0.510 g/m2) >T5(0.452 g/m2), 其中T1、T2和T3处理显著高于T4、T5处理(P < 0.05), 但T1和T2、T4和T5处理间均无显著差异(图 4).有机碳累积矿化量(Ct)占沉积物有机碳(C0)的比例(Ct/C0)介于(0.012~ 0.044)之间(表 3), T3处理Ct/C0略高于T1, 但二者间不存在显著性差异, T1、T2和T3水位处理显著高于T4和T5处理.
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图 4 不同水位条件下干涸湖底沉积物有机碳矿化量动态变化 Fig.4 Dynamic of cumulative mineralization of sediment organic carbon in the dry lake for different water level gradients |
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表 3 不同水位处理干涸湖底沉积物有机碳矿化的一级动力学参数及Ct/C0、Ci/C0值* Tab. 3 Parameters of the first-order kinetics and Ct/C0, Ci/C0 values for mineralization of sediment organic carbon in the dry lake for different water level gradients |
一级反应动力学方程对不同水位处理CO2潜在排放量的模拟结果较好(表 3).干涸湖底沉积物CO2潜在排放量(Ci)介于0.692~1.766 g/m2之间, 其中T3处理Ci最高, T5处理最低; T3处理Ci显著高于其他处理, T1和T2处理以及T3和T4处理不存在显著性差异. Ci占沉积物有机碳(C0)的比例(Ci/C0)介于0.018~0.045之间.与T1处理相比, T3处理Ci/C0增加了8.2 %, T2、T4和T5处理分别降低了8.6 %、46.3 %和57.8 %.水位降低显著改变了有机碳矿化常数(k), T1处理k最高(0.137 d), T4最低(0.032 d). T1与T2处理的k值差异不显著, 但T1、T2处理显著高于其他处理(P < 0.05).可知, 水位变化改变了干涸湖底沉积物碳潜在释放量和周转速率.
2.3 水位与沉积物有机碳矿化速率的相关性采用一次函数拟合干涸湖底沉积物有机碳矿化速率与水位之间的关系(图 5).结果表明, 一元线性方程能较好地模拟水位与沉积物有机碳矿化的关系(P < 0.01).由回归方程可知, 巴里坤湖干涸湖底沉积物水位每升高1 cm, 单位时间(s)单位面积(1 m2)沉积物有机碳矿化量将增加0.488 μmol.
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图 5 水位与沉积物有机碳矿化速率的线性回归分析 Fig.5 Linear relationship between water level gradients and mineralization rate of sediment organic carbon in the day lake |
通过沉积物有机碳矿化速率与温度因子的相关分析得出(表 4), 不同水位条件下有机碳矿化速率均与温度(ST)显著相关, 其中T5处理有机碳矿化速率与沉积物温度的相关性最高.除T4处理外, 其他处理有机碳矿化速率与水体温度不存在显著相关性(P>0.05). Van't Hoff指数方程能较好地模拟不同水位处理下有机碳矿化速率与沉积物温度的关系(R2=0.396~0.547, P < 0.001)(表 5).不同处理的Q10不同(图 6), 表现为随水位的下降Q10升高.其中, T1处理Q10值最低(1.92), T5处理最高(2.92); T1、T2、T3处理Q10不存在显著差异; T4处理显著高于T1、T2和T3, 但低于T5处理.总体上, 水位变化改变了沉积物有机碳矿化温度敏感性, 即水位降低显著提高了Q10.
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表 4 干涸湖底沉积物有机碳矿化速率与水体温度和沉积物温度的Pearson分析 Tab. 4 Pearson correlation analysis between mineralization rate of sediment organic carbon and water temperature, sediment temperature in the dry lake |
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表 5 干涸湖底沉积物有机碳矿化速率与温度的回归分析 Tab. 5 Regression analysis between temperature and mineralization rate of sediment organic carbon in the dry lake |
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图 6 不同水位条件下干涸湖底沉积物有机碳矿化温度敏感系数(Q10)(不同小写字母表示0.05水平下不同水位处理有机碳矿化温度敏感系数间存在显著差异) Fig.6 Temperature sensitivity of sediment organic mineralization (Q10) in the dry lake under different water level gradients |
通过异位沉积物柱模拟湖泊干涸湖底沉积物有机碳矿化对不同水位影响的研究表明, 水位变化显著改变了沉积物有机碳矿化动态变化过程和矿化速率.水位变化后0~10 d内, T1、T2和T3处理的沉积物有机碳矿化速率均呈下降趋势, T4和T5处理则呈上升趋势, 10 d后均处于平缓状态且变幅相对较小.水位对有机碳矿化速率的影响主要表现在物理和生物两方面：(1)水位变化改变沉积物通气层厚度. CO2排放符合菲克定律, 扩散通量与距离、温度以及氧气浓度等相关[24-25].本研究沉积物通气层厚度为0~45 cm不等, -45和-34 cm处理由于受含水量限制, 微生物对有机碳矿化量低, 且CO2扩散距离较长, 故表现为较低的CO2通量.而-9和-23 cm水位处理的CO2累积排放量相对较高, 说明适当降低水位会促进有机碳矿化, 且短距扩散会增加CO2排放通量, 这与杨钙仁等[26]、汪浩等[27]和Chimner等[28]研究结果基本一致；(2)水位变化通过改变微生物活性进而影响有机碳矿化速率.研究表明, 当水位从淹水降至0 cm以下时, 0~20 cm沉积物微生物生物量碳显著增加[29-31], 本研究中-9 cm水位处理沉积物有机碳矿化速率显著高于-34和-45 cm水位, 可能是因为水位变化改变微生物特征从而影响有机碳矿化速率.
一级动力学方程拟合结果表明, 水位对有机碳矿化速率影响较大.其中, 0、-9和-23 cm水位处理Ct、Ct/C0、Ci、Ci/C0均显著高于-34和-45 cm水位处理, 这与其他研究结果大部分一致[26, 32-33], 即水位降低增加沉积物Ct、Ci和k值. 0、-9和-23 cm水位处理Ci/C0和Ct/C0相对较高, 表明其易分解有机碳(可溶性有机碳)高于-34和-45 cm处理, 这可能是因为低水位好氧条件下微生物矿化作用受底物含量限制.本研究表明, 沉积物有机碳矿化速率(Cr)与水位(x)呈显著正相关, 线性方程Cr=0.008x+0.488 (R2=0.534, P < 0.001)能很好地模拟有机碳矿化速率与水位的关系.但小叶章湿地的水位控制试验研究表明, CO2排放量与水位呈显著负相关(Cr=-31.29x+926.92)[34], 与本研究结果不一致, 这可能与植被或沉积物基础性质存在差异有关.
温度调控微生物矿化有机碳的每个环节[35], 是影响CO2排放的重要环境因子[36-37].本研究中, 不同水位处理有机碳矿化速率与沉积物5 cm温度呈显著相关(P < 0.05);仅-34 cm水位处理有机碳矿化速率与模拟柱中水体温度显著相关.研究表明, 温度对有机碳矿化的影响存在阈值, 即当温度低于某一阈值时(约35℃), 矿化速率随温度的上升而增加, 当温度超过此阈值时, 有机碳矿化受到抑制[38].本研究中沉积物温度(15~27℃)均低于该阈值, 故有机碳矿化与温度呈显著的指数相关. Q10受气候条件、植被以及人类活动(放牧、施肥)的影响[39], 干旱区盐湖干涸湖底沉积物Q10同样也受温度和水分影响.相关研究表明, Q10随水位的降低呈增加趋势[18]; 但也有研究表明水位升高同样会使Q10增加, 且Q10变化与微生物群落结构显著相关[40], 与本研究结果一致, 这可能是由于水位变化改变了微生物对有机碳的矿化.全球土壤Q10介于1.3~8.8之间, 平均值为2.4[41]. T1~T5处理的Q10分别为1.9、2.1、2.1、2.6和2.9, 其中T1、T2和T3水位处理的Q10低于全球土壤平均值, 而T4和T5的Q10显著高于全球平均值, 表明水位降低可能会提高Q10, 而气候变暖可能会提高沉积物中有机碳的矿化速率, 从而对全球气候变化产生正反馈.
未来气候变化和人为干扰仍可能加剧的背景下, 中国西北干旱区湖泊水位变化情况存在较多的不确定性.当湖泊水位处于持续下降情景下, 更多的有机碳暴露于空气, 将加快沉积物有机碳矿化速率.本研究表明干涸湖底沉积物水位从0 cm下降至-9和-23 cm时, 沉积物有机碳矿化速率呈升高趋势, 但低于全球水体碳排放速率(1.92 g/(m2·d))[8].而当水位下降至-34和-45 cm时, 有机碳矿化速率显著低于0、-9和-23 cm水位处理, 表明水位降至-23 cm以下可能会抑制沉积有机碳矿化.水位下降同样也改变了Q10, 即随着水位下降有机碳矿化对温度的变化更为敏感.因此, 湖泊水位降低可能会促进干旱区湖泊沉积物矿化分解, 对全球气候变暖产生正反馈.而当气候变暖冰川融雪增加时, 湖泊水位可能持续升高, 更多的沉积物将处于厌氧环境.本研究中水位从-45 cm上升至0 cm，沉积物有机碳矿化速率呈先升后降趋势, Q10则持续下降, 这与胡保安等[42]在巴音布鲁克天鹅湖的原位研究结果相同，即水位升高后, 微生物矿化分解速率受到抑制, 有机碳库的稳定性得到提高, 从而对全球气候变暖产生负反馈.因此, 无论湖区水位如何变化, 沉积物中有机碳矿化速率均会受到不同程度的影响.在全球温度持续上升、降水增加以及人类活动干扰增强的大背景下, 高盐湖泊沉积物中有机碳的稳定机制还有待进一步研究.
4 结论不同水位处理沉积物有机碳矿化速率的动态变化不同, 水位下降有机碳矿化速率受抑制.水位显著改变了沉积物有机碳累积矿化量、有机碳潜在排放量占总有机碳的比和有机碳矿化常数.水位与有机碳矿化速率显著相关, 水位每升高/降低1 cm, 单位面积单位时间有机碳矿化量将增加/减少0.488 μmol.有机碳矿化速率与沉积物温度呈显著的指数函数关系, 且水位降低提升了有机碳矿化温度敏感系数.气候变化和人为干扰影响盐湖水位变化, 从而影响沉积物有机碳动态, 这可能是干旱区盐湖沉积物对气候变化的适应机制, 以保障其有机碳库存及稳定性.
致谢: 感谢胡保安、王宁宁、韩东亮等在巴里坤湖采样过程中给予的帮助; 感谢陈蓓在ArcGIS绘图方面给予的帮助.
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