太湖藻型湖區CH4冒泡通量

蒲旖旎,賈 磊,楊詩俊,秦志昊,蘇榮明珠,趙佳玉,張 彌

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太湖藻型湖區CH4冒泡通量

蒲旖旎,賈 磊,楊詩俊,秦志昊,蘇榮明珠,趙佳玉,張 彌*

(南京信息工程大學氣候與環境變化國際合作聯合實驗室大氣環境中心,江蘇省農業氣象重點實驗室,江蘇 南京 210044)

冒泡是甲烷排放的主要途徑之一,為量化太湖藻型湖區CH4冒泡通量及其占總通量的比例,本研究采用靜態箱—便攜式溫室氣體自動分析儀方法對春、夏季太湖梅梁灣進行了多日連續觀測.結果表明,太湖藻型湖區春、夏季CH4冒泡通量均存在白天高于夜間的日變化特征.春、夏季CH4冒泡通量分別為1.843、104.497nmol/(m2·s),占總通量的比例分別為31.2%和68.6%,即冒泡是夏季CH4排放的主要方式,而春季CH4排放則以擴散為主.在小時及日尺度上,CH4冒泡通量與溫度(氣溫、表面水溫和底泥溫度)和氣壓顯著相關,且隨著溫度升高、氣壓降低,CH4冒泡排放分別呈指數增加和線性增加趨勢.本研究可為準確估算太湖流域CH4總排放量及明確我國湖泊對全球碳循環的貢獻提供重要的基礎數據.

太湖藻型湖區；箱式法；甲烷通量；冒泡通量；冒泡通量比例；氣象因子

湖泊是大氣CH4重要的自然源[1-2],可抵消約25%的全球陸地碳匯[3],并且可能對全球大氣CH4濃度的再次升高存在重要的貢獻[4].因此,明確湖泊CH4排放量對全球CH4收支的貢獻已成為氣候變化及全球溫室氣體循環研究中亟待解決的科學問題.

湖泊中,CH4是在底泥缺氧的條件下,通過乙酸發酵或H2還原CO2降解有機物的過程中產生[5].由于CH4相對不溶于水,在底泥生成后會以3種途徑向大氣排放,即擴散、冒泡和植物介導.對于挺水植被較少的湖泊,CH4主要通過擴散和冒泡方式排放.在湖泊水體中,通過擴散方式排放的CH4在穿過水柱時,會被氧化[6],因此,CH4的擴散排放量通常較小.冒泡方式排放的CH4,通過氣泡包裹迅速釋放到大氣中,氣泡從底泥向湖表運動的過程中,其中的CH4幾乎不會被氧化.研究發現,湖泊中以冒泡方式排放的CH4通量,約占CH4總排放量的50%~90%[3,7].然而,受早前觀測方法的限制,大多數研究在觀測湖泊CH4排放量時僅關注擴散通量,而忽視了占比極高的冒泡通量,導致嚴重低估了湖泊的CH4排放量[3,8].因此,量化CH4冒泡通量對于精確估算湖泊向大氣排放的CH4至關重要[9].

由于CH4冒泡是高度隨機事件,具有不規律性、間歇性和空間異質性,使得湖泊CH4冒泡排放量的觀測存在很大的不確定性,因此,進行高空間分辨率長時間連續觀測能夠降低這種不確定性[10].目前國內外觀測CH4冒泡通量的方法有倒置漏斗法[11-13]、聲學技術[9,14]和箱式法[15-17].前兩種方法僅能觀測以冒泡形式排放的CH4.其中,倒置漏斗法不能捕捉到單個冒泡事件的特征[18],且采樣過程與氣體濃度的分析過程分離,可能會造成一定的誤差,而聲學技術多適用于深水湖泊且儀器成本較高[14].而箱式法,特別是將箱室與溫室氣體自動分析儀相結合的箱式法,可以實現對CH4濃度的在線實時連續測量[19],在測量CH4總排放量的同時,可以分離出以冒泡和擴散形式排放的CH4[15-16],從而明確不同排放方式對CH4總排放量的貢獻.

太湖是我國大型淺水湖泊,近年來水環境日益惡化,藍藻頻繁爆發[20-21],而藍藻生物量的增加是否會促使CH4冒泡排放增加仍有待進一步明確.在太湖北部富營養化嚴重的藻型湖區—梅梁灣,已基于便攜式溫室氣體分析儀改進的箱式法,對該區域春、夏季的CH4排放總通量及其時間變化特征和影響因素進行了分析[22].但是,該分析中并未明確CH4冒泡排放通量及占總通量的比例.故本文的目的為:1)明確春、夏季太湖藻型湖區CH4冒泡排放通量及冒泡通量占總通量的比例;2)得出影響太湖藻型湖區CH4冒泡通量的氣象因子,以期為明確太湖流域CH4排放的主要方式和準確估算總排放量及我國湖泊對全球碳循環的貢獻提供重要的基礎數據.

1 材料與方法

1.1 研究地概況

圖1 觀測點位置

太湖是位于我國亞熱帶季風氣候區的一個大型淺水湖泊,湖區面積2338km2,平均水深1.9m[21].太湖年平均氣溫16.2℃,多年平均年降水量1122mm,年平均風速2.6m/s[23].梅梁灣是位于太湖北部的一個半封閉湖灣,水域面積120km2,平均水深2.45m,其周邊連接有梁溪河、直湖港等入湖河道[24],給該區輸入大量的污染物和有機質.2005~2017年梅梁灣的葉綠素a、DTN和DTP濃度多年平均值分別為38.7μg/L,2.40,0.044mg/L[25].每年夏季,該區域都會有大量的藻類繁殖,水體富營養化狀態十分嚴峻.本研究的觀測點設在位于梅梁灣湖區的中國科學院太湖湖泊生態系統研究站的棧橋附近(圖1),離湖岸約300m[22].

1.2 靜態箱—便攜式溫室氣體分析儀觀測原理

傳統的箱式法測定CH4通量的原理是通過在水面扣置一個底部中通、頂部密閉的箱體,每隔一段時間抽取箱體內的氣體并結合氣相色譜測定CH4濃度,進而求得CH4通量.本研究在傳統箱式法的基礎上進行了一定的改進,改用便攜式溫室氣體分析儀(915- 0011-CUSTOM, Los Gatos Research, SF, USA)(LGR)替代人工取樣實現以1Hz的頻率在線實時連續測定箱體內的CH4濃度變化.LGR對CH4氣體100s的測量精度為體積分數0.6×10?9.本研究所使用的靜態箱由有機玻璃板粘合而成,箱體體積75L,底面積0.25m2,高0.3m.箱體表層貼有錫箔紙,以減少光照對箱體內氣溫的影響,從而造成箱體內外較大的氣溫差異.箱體內頂部固定有2根導管,分別連通LGR的進氣口和出氣口,LGR在持續抽出箱體內的氣體進行分析的同時將分析后的氣體通過導管排回箱體內,從而形成一個循環的氣路且不改變箱體內部環境,同時不影響水面排放CH4在箱體內造成的濃度增加.此外,箱體內頂部還裝有小風扇,用以使箱內氣體充分混合.為實現箱體在水面漂浮,在箱體周圍加裹高密度泡沫板,使箱體漂浮于水面,同時在泡沫板上加裝兩個氣囊,通過給氣囊充氣、放氣實現箱體的自動抬起、扣下.前期研究成果已對本研究的靜態箱—便攜式溫室氣體自動分析儀進行了詳細的說明[22].

CH4通量,即單位時間單位面積上CH4濃度的變化量.計算公式如下[26]:

式中:為CH4通量, mmol/(m2·s),但為了科學表示CH4通量的計算結果,本文統一將單位轉換為nmol/(m2·s);?為時間段內的CH4濃度變化量, μmol/mol;為時間間隔, s,本研究取1800s;為箱體高度, m,本研究箱體高度為0.3m;m為氣體摩爾體積,取22.4L/mol.

觀測以整點(或半點)為起始時刻,若時間間隔1800s內CH4僅以擴散方式排放,則LGR所測定的箱體內CH4濃度的時間序列為線性增加(圖2a).先求得1800s內的CH4擴散濃度的變化量?,即B點的濃度減去A點的濃度,再結合公式(1)求得觀測時間段內的擴散通量.

若1800s內有CH4冒泡現象發生,則箱體內CH4濃度線性增加的時間序列會被一個或多個突增的濃度打斷(圖2b).此時CH4通量包含冒泡通量和擴散通量兩部分.CH4冒泡通量的計算方法:假定1800s內的擴散速率恒定,采用最小二乘法對CD直線段進行擬合,求得直線的斜率即為該時間段內的CH4擴散速率;根據斜率求得觀測時間末,即E點處的CH4擴散濃度;用F點的濃度(實測濃度)減去E點的濃度即為觀測時間段內CH4冒泡導致的濃度的變化量?[15];結合公式(1)求得1800s內的冒泡通量,從而得到每半小時的CH4冒泡通量時間序列.有冒泡時段的CH4擴散通量的計算方法與上述提到的僅有擴散排放時通量的計算方法相同,此時CH4擴散濃度的變化量?為E點的濃度減去C點的濃度.由于在觀測點無大型挺水植被生長,可忽略由植物介導作用傳輸的CH4通量,因此, 1800s內CH4總通量為冒泡通量與擴散通量之和.

研究表明,春季至夏季氣溫逐漸上升,湖泊底泥中的產甲烷菌趨于活躍,CH4產量及冒泡量開始逐漸增加[27].因此本研究分別在春、夏季開展了為期12d和5d的多日連續觀測.其中春季試驗觀測時間為2017年4月14~25日,夏季試驗觀測時間為2016年8月25~29日.除因大風、降雨等天氣原因存在缺測外,春、夏季試驗均是全天24h觀測.一次通量觀測過程持續1h左右,之后通過給氣囊充氣使箱體抬起,待LGR測定的箱體內CH4濃度降低并趨于穩定時說明箱體內的氣體與外部環境氣體已充分混合,再通過給氣囊抽氣使箱體扣下,再進行下一次通量觀測,如此循環.

1.3 其他數據

梅梁灣通量站安裝有小氣候系統儀器(Dynakmet, Dynakmax Inc., Houston, TX, USA),距離漂浮箱約50m,因此儀器所測定的氣溫、風速等氣象數據可代表采樣箱附近的氣象環境.此外,站點還分別在20,50,100,150,200cm水深處安裝有水溫計(109-L, Campbell Scientific Inc. Logan, UT, USA),用以獲取不同深度的水溫數據[28].其中本文所使用的底泥溫度即200cm處的水溫,而表面水溫是通過斯蒂芬—玻爾茲曼定律計算得到的,計算公式如下:

式中:↑和↓分別為觀測的向上和向下的長波輻射, W/m2;為水體表面的發射率,太湖取0.97;為斯蒂芬—玻爾茲曼常數,取5.67×10-8W/(m2·K4);為表面水溫, K.

2 結果與分析

2.1 CH4冒泡通量的時間變化特征

2.1.1 CH4冒泡通量的日變化特征 春季CH4冒泡通量的多日平均日變化如圖3所示.可以看出,除00:00~03:30和12:30~15:30這2個時間段幾乎沒有CH4冒泡,其他時間段均有不同程度的CH4冒泡發生.觀測時間內,各時間段CH4冒泡通量的多日平均值均低于20nmol/(m2·s),且高值主要集中在08:00~ 12:00和16:00~19:00這2個時間段.此外,CH4冒泡通量高值對應的標準差也很大,這說明CH4冒泡是一個高度隨機事件,冒泡頻數和單次冒泡的濃度變化很大.

進一步分析CH4冒泡通量在各時間段的變化發現,各個時段的上、下四分位數均為0,這說明春季觀測期間大部分時間都沒有CH4冒泡現象的發生.此外,CH4冒泡通量在各時間段的平均值均低于4nmol/(m2·s),且存在明顯的晝夜差異,即白天冒泡通量較高,尤其是08:00~12:00時段內均值最高,為3.794nmol/(m2·s),而夜間冒泡通量相對較低.計算得到春季白天(06:00~18:00)和夜間(18:00~06:00)的CH4平均冒泡通量分別為2.461和1.171nmol/(m2·s),即白天CH4冒泡通量約為夜間的2.1倍.

夏季CH4冒泡通量的多日平均日變化如圖4所示.可以看出,夏季CH4冒泡通量整體高于春季,CH4冒泡通量的多日平均值集中在10~100nmol/(m2·s)范圍內.1d中CH4冒泡在11:30~14:30和21:00~00:30這兩個時間段較為活躍,通量值多高于100nmol/ (m2·s).值得注意的是,在11:30~13:00時段CH4冒泡通量較高,但其對應的標準差卻相對較小,說明觀測期間該時間段的CH4冒泡通量變幅較小.

圖4 夏季CH4冒泡通量多日平均日變化

進一步分析,夏季CH4冒泡通量在各時間段的平均值均低于200nmol/(m2·s),且存在明顯的時間差異.在12:00~16:00和20:00~24:00期間,CH4冒泡通量較高,均值分別為128.841和196.201nmol/(m2·s),但其相應的四分位距也較大,說明CH4冒泡通量的變幅很大.而在00:00~08:00期間CH4冒泡通量相對較低,集中在0~100nmol/(m2·s)范圍內.計算得到夏季白天(06:00~18:00)和夜間(18:00~06:00)的CH4平均冒泡通量分別為99.832和101.538nmol/(m2·s),即夏季白天和夜間的CH4冒泡通量相當.鑒于8月25日的CH4冒泡十分活躍,觀測期間的通量值很高,但觀測是從15:00開始,會造成夏季白天CH4冒泡通量的低估.如若不考慮該天的觀測結果,計算得到夏季白天CH4冒泡通量約為夜間的1.8倍.

2.1.2 CH4冒泡通量的季節差異 春、夏季CH4冒泡通量日均值如表1所示.可以看出,春季僅有7d觀測到CH4冒泡現象,且CH4冒泡通量整體較低,最大值出現在4月25日為12.028nmol/(m2·s).春季CH4冒泡通量多日平均值為1.843nmol/(m2·s).相比春季,夏季CH4冒泡通量明顯增加,最大值出現在8月25日為268.115nmol/(m2·s),最小值出現在8月29日為13.778nmol/(m2·s).夏季CH4冒泡通量多日平均值為104.497nmol/(m2·s).觀測期間,相比于春季,夏季CH4冒泡通量是春季的56.7倍.

表1 春、夏季CH4冒泡通量日均值

2.2 CH4冒泡通量占總通量比例的變化

由圖5a可以看出,在春季試驗的前7d 中CH4主要以擴散方式傳輸,僅在日序105,109d(4月15、19日)時觀測到CH4冒泡現象,且冒泡通量占總通量比例分別為5.6%和27.7%.在春季試驗的后5d 中CH4冒泡較為活躍,尤其是日序115d(4月25日)時CH4冒泡通量高達12.028nmol/(m2·s),占CH4總通量的96.3%.在日序112,114d(4月22、24日)時CH4冒泡通量比例也較高,分別為95.2%和88.5%.值得注意的是,日序111d(4月21日)時雖然CH4總通量很高,但由于該天CH4擴散通量較大,冒泡通量比例不高,僅為36.3%.計算得到春季觀測期間CH4冒泡通量占總通量比例的平均值為31.2%,綜上所述,春季CH4冒泡通量占總通量的比例并不高,CH4排放的方式以擴散為主.

不同于春季,在夏季5d的試驗中均有不同程度的冒泡現象發生(圖5b).其中在日序238d(8月25日)時,CH4總通量最高,高達274.600nmol/(m2·s),且CH4冒泡通量比例也是5d中最高的,高達97.6%.在日序239,240,241d(8月26、27和28日)時CH4冒泡通量比例也較高,分別為58.7%、71.3%和67.1%.而在日序242d(8月29日)時,CH4總通量最低,僅為28.480nmol/(m2·s),且CH4冒泡通量比例也是5d中最低的,僅為48.4%.計算得到夏季觀測期間CH4冒泡通量占總通量比例的平均值為68.6%,該值約為春季結果的2.2倍,說明夏季冒泡是CH4排放的主要方式.

圖5 春季和夏季CH4冒泡通量與擴散通量

2.3 氣象因子對CH4冒泡通量的影響

為明確各氣象要素與CH4冒泡通量的相關關系,分別在春季和夏季選擇了CH4冒泡相對較多的2d的時間序列進行分析.

通過2017年春季4月21~22日CH4冒泡通量和各氣象要素隨時間的變化圖可以看出(圖6),CH4冒泡通量高值的出現時間正好是1d中氣溫較高的時段,同時,冒泡通量也與表面水溫呈現出較為一致的變化趨勢,即氣溫、表面水溫越高,CH4冒泡通量越高.此外,4月21日10:00~16:00期間氣壓逐漸下降,該時間段也是CH4冒泡集中出現的時間,兩者呈現出相反的變化趨勢,即隨著氣壓的降低,CH4冒泡增加.然而CH4冒泡通量與風速之間沒有表現出明顯的一致或相反的變化趨勢.

圖6 2017年4月21~22日CH4冒泡通量、氣溫、表面水溫、底泥溫度、氣壓和風速隨時間的變化

2016年夏季8月27~28日CH4冒泡通量和各氣象要素隨時間的變化如圖7所示.可以看出,CH4冒泡通量的高值主要集中在08:00~16:00期間,該時間段內的氣溫在逐漸升高,而氣壓在逐漸降低,即CH4冒泡通量與氣溫呈現出明顯的同步變化,與氣壓呈現出較好的反相位變化.此外,8月27日相比28日底泥溫度更高,該天的CH4冒泡頻數和高值也相對較多.CH4冒泡通量與風速之間依然沒有明顯的一致或相反的變化趨勢.

從個例分析可以看出,CH4冒泡通量變化僅與溫度(氣溫、表面水溫和底泥溫度)和氣壓變化有關.

為了進一步驗證各氣象要素與CH4冒泡通量的相關關系,分別在小時尺度和日尺度上,將春、夏季CH4冒泡通量與相應的氣象因子進行相關分析.結果如表2所示,無論在小時尺度還是日尺度上,CH4冒泡通量與溫度(氣溫、表面水溫和底泥溫度)和氣壓均有顯著的相關關系,且與溫度呈正相關關系,與氣壓呈負相關關系.然而CH4冒泡通量與風速之間并沒有顯著的相關關系,說明風速并不是影響CH4冒泡通量的氣象因子.

在小時尺度上,分別按照1℃為間隔對溫度(氣溫、表面水溫和底泥溫度)與其對應的CH4冒泡通量進行分段統計,并計算得到其平均值,如圖8所示.可以看出,CH4冒泡通量隨著氣溫、表面水溫和底泥溫度的升高呈指數遞增趨勢,且當溫度高于24℃時,CH4冒泡通量迅速增加.同時,按照0.1kPa為間隔對氣壓與其對應間隔內CH4冒泡通量平均值進行分析發現,CH4冒泡通量隨著氣壓的升高呈線性遞減趨勢.

表2 CH4冒泡通量與氣象因子的相關分析

注: **表示在0.01水平上顯著相關.

圖8 CH4冒泡通量隨氣溫、表面水溫、底泥溫度和氣壓的變化

3 討論

3.1 CH4冒泡通量的日變化特征

大量研究結果表明,湖泊CH4冒泡通量白天高于夜間[1,12].本研究計算得到春季白天CH4冒泡通量約為夜間的2.1倍,而夏季白天CH4冒泡通量約為夜間的1.8倍,故太湖藻型湖區春、夏季CH4冒泡通量均是白天高于夜間.造成湖泊CH4冒泡通量白天高于夜間的原因可能是:白天太陽輻射的加熱作用使得水溫和底泥溫度較高.當底泥中有機物一定時,底泥溫度越高,產甲烷菌的活性則越高,CH4的生成速率也就越快.此外,水溫升高,CH4在水中的溶解度降低,更有利于底層CH4氣泡的產生并以冒泡形式向大氣排放.

CH4冒泡通量的日變化強調了進行長期連續通量觀測的重要性,若缺少夜間CH4冒泡通量的觀測則可能會使CH4冒泡總排放量的估算出現顯著偏差.

3.2 影響CH4冒泡通量的氣象因子

本研究發現,無論在小時尺度還是日尺度上,CH4冒泡通量與溫度(氣溫、表面水溫和底泥溫度)均有顯著的正相關關系,且隨著溫度的升高,CH4冒泡通量呈指數升高.Aben等[27]在調研全球CH4冒泡通量與溫度的關系時也發現,在不同類型的淡水生態系統中CH4冒泡通量均隨溫度的升高呈指數增加.這主要是由于一方面溫度升高,底泥中產甲烷菌的數量和活性都會增加,加快CH4的生成[29];另一方面水溫升高會降低CH4在水中的溶解度,促進CH4氣泡的形成.然而在貧營養湖泊中,底泥中有機物的限制可能會強烈削弱CH4冒泡與溫度之間的這種關系[13],但在富營養化的太湖并不存在這樣的情況.

氣壓已被證實對CH4冒泡的變化有很大的影響,甚至可能是CH4冒泡的觸發機制[11,30].早在1987年Mattson等[31]便首次提出CH4冒泡與局地氣壓變化有關,且氣壓每下降1mbar甲烷冒泡增加18%. Casper等在對Priest Pot湖研究時也發現在氣壓迅速下降期間可觀測到CH4冒泡現象,并得出氣壓每降低2%,冒泡增加10倍的結論[30].而本研究也發現無論在小時尺度還是日尺度上,CH4冒泡通量與氣壓均呈顯著負相關,在小時尺度上,氣壓每下降1kPa,冒泡通量升高130.5nmol/(m2·s).這主要是由于:隨著氣壓的降低,CH4在水中的溶解度也會降低,更有利于CH4氣泡的形成.此外,氣壓降低會引起靜水壓降低,從而減小CH4氣泡排放的阻力,加速其釋放到大氣中[17].

本研究中并沒有發現CH4冒泡通量與風速存在相關關系.但對巴拿馬Gatun湖的研究中卻發現兩者有很好的正相關關系[1].研究表明CH4冒泡通量與底流引起的切應力密切相關,而底流是風、內部氣壓梯度和水深的復雜函數[12].Casper等[30]研究中發現最大CH4冒泡通量發生時刻所對應的風速卻很低.因此,底流通常是由風切變以外的其他因子產生.梅梁灣底流可能是由風切變以外的因子觸發,因此本研究CH4冒泡通量與風速不存在顯著的相關關系可能與之有關.此外,梅梁灣地處湖灣,風速較小且變化范圍不大,這也使得冒泡通量與風速之間未表現出顯著的相關性.

3.3 太湖藻型湖區CH4冒泡通量的水平

3.3.1 太湖藻型湖區CH4冒泡通量比例 冒泡被認為是湖泊向大氣排放CH4的主要機制[1,12,30].據估計,全球平均湖泊冒泡通量比例為40%~60%[32],而在亞熱帶氣候區比例則更高,可達60%~99%[33].位于青藏高原的花湖[17]、巴拿馬的Gatun湖[1]、英國的Priest Pot湖[30],其冒泡通量比例高達93%、98%、96%,說明這些湖泊主要以冒泡方式向大氣排放CH4,而擴散比例極小甚至可忽略.但并非所有湖泊都適用.已有研究發現在5個高緯度湖泊,擴散是CH4排放的主要途徑[34];位于魁北克的3個湖泊,其冒泡僅占CH4總排放量的18%~23%[13].本研究計算得到春、夏季CH4冒泡通量占總通量的比例分別為31.2%和68.6%,即春季CH4以擴散為主要途徑,而夏季則以冒泡為主要途徑.這可能是由于夏季溫度較高,產甲烷菌活性增強,CH4的產量大幅度增加,底層高濃度的CH4聚集在一起更容易形成氣泡并釋放到大氣中.

Bastviken等[32]得到了CH4冒泡的相對貢獻率與湖泊面積之間的關系,據此計算得到太湖CH4冒泡通量比例約為55%,該值介于本研究春、夏季結果之間.而Xiao等[35]觀測得到太湖梅梁灣地區CH4冒泡通量比例的平均值為71%,該值相比本研究結果較高.究其原因可能是:一是研究方法不同.本研究采用靜態箱—溫室氣體分析儀直接測量CH4冒泡通量,而Xiao等采用了一種間接的方法,即通過計算通量梯度法得到的CH4總通量與水平衡法得到的CH4擴散通量之間的差值來求得CH4冒泡通量[35].由于水平衡法采用人工取樣,在操作過程中CH4易被氧化,導致計算得到的擴散通量偏低,進而導致求得的冒泡通量偏高;二是研究的空間代表性不同,箱式法代表觀測區域附近的結果,微氣象學方法代表數平方公里的綜合結果,而CH4冒泡有很強的空間變化,因此,兩者結果之間會存在差異.

表3 不同湖泊CH4冒泡通量的對比分析

注: —表示文獻中未給出數據.

3.3.2 太湖藻型湖區CH4冒泡通量 明確太湖藻型湖區CH4冒泡通量在全球范圍湖泊中的位置,對于評估其碳源能力有著重要的意義.然而針對湖泊CH4排放的研究在全球分布不均,其中70%分布在美國、巴西、加拿大、芬蘭和中國[36].通過調研全球30個湖泊可以發現,大多數研究開展的時間都集中在溫暖的季節(表3).對比其他研究結果,本研究夏季的CH4冒泡通量處于一個較高的水平,比芬蘭、瑞典、加拿大和美國等寒帶和溫帶地區的湖泊高1至2個數量級,但比熱帶地區的大多數湖泊低.造成這種現象的原因主要是不同地區的溫度不同,寒帶和溫帶地區的溫度較低,產甲烷菌的活性較低,CH4的產量也就比亞熱帶和熱帶地區低.同時,溫度越低, CH4在水體中的溶解度也就越高,在這樣的環境下,底泥中CH4氣泡的形成過程將大大減弱.值得注意的是,位于溫帶地區的Priest Pot湖雖然溫度較低,但冒泡通量卻高于本研究,這主要是因為Priest Pot湖是一個超富營養化的湖泊,而一項長期的試驗已表明營養物質濃度對CH4排放的影響超過了溫度對湖泊CH4排放的影響[37].此外,位于中國若爾蓋高原的花湖,其CH4冒泡通量約為本研究的4倍,這主要是由于花湖的有機碳含量極高,為CH4的生成創造了有利條件.此外,花湖的海拔高達3450m導致大氣壓較低,使得CH4在底泥孔隙水中的溶解度幾乎是低海拔湖泊的1/3[17].而Xiao等觀測得到太湖梅梁灣年平均CH4冒泡通量略高于本研究春季觀測結果,但遠低于夏季的觀測結果.這可能是由于秋、冬季CH4冒泡現象極少發生,通量值很低,從而使全年的平均值降低[16].由此可見,為準確估算太湖藻型湖區年平均冒泡通量,在CH4冒泡較少的秋、冬季開展試驗是十分必要的.

值得注意的是,本研究測得的CH4冒泡通量可能會低于實際的冒泡總通量.一方面是因為冒泡可能會以相對較小的穩定氣泡流出現,導致箱體內的CH4濃度隨時間線性增加[38],而這部分數據在處理時會被認定為擴散排放.另一方面是因為本研究的空間分辨率較低,已有研究表明,采樣點越少,CH4冒泡被低估的可能性就越高[10].因此,在同一個湖區開展多點的同時觀測會降低結果的不確定性.

4 結論

4.1 太湖藻型湖區春、夏季CH4冒泡通量分別為1.843,104.497nmol/(m2·s),且存在白天高于夜間的日變化特征.春、夏季CH4冒泡通量比例分別為31.2%和68.6%,即夏季冒泡是湖泊CH4的主要排放方式,而春季CH4則以擴散排放為主.

4.2 無論在小時尺度還是日尺度上,溫度(氣溫、表面水溫和底泥溫度)和氣壓控制著CH4冒泡通量.

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The methane ebullition flux over algae zone of Lake Taihu.

PU Yi-ni, JIA Lei, YANG Shi-jun, QIN Zhi-hao, SU Rong-ming-zhu, ZHAO Jia-yu, ZHANG Mi*

(Yale-NUIST Center on Atmospheric Environment, International Joint Laboratory on Climate and Environment Change, Jiangsu Key Lab of Agricultural Meteorology, Nanjing University of Information Science & Technology, Nanjing 210044, China)., 2018,38(10)：3914~3924

Ebullition is one of the main pathways for CH4emission. To quantify CH4ebullition flux and its ratio to total CH4emission flux over algae zone of Lake Taihu, floating chamber method was utilized in this study in the Meiliang Bay of Lake Taihu during spring and summer time. The results showed that daytime CH4ebullition flux was obviously higher than that of nighttime in both spring and summer seasons. The mean CH4ebullition flux and its ratio to total CH4flux in spring were 1.843nmol/(m2·s) and31.2% respectively and that in summer were 104.497nmol/(m2·s) and 68.6%. The results indicated that the dominant CH4emission pathway was diffusionin spring and different from spring, ebullition played important role in summer. Temperature (air temperature, surface water temperature, and sediment temperature) and air pressure were significantly correlated to CH4ebullition emission at hourly and daily scale. The CH4ebullition emission increased exponentially with increasing temperature and increased linearly as air pressure decreased. This study can provide important basic data for accurately estimating total CH4emission in Lake Taihu basin and clarifying the contribution of CH4emission from lakes in China to the global carbon cycle.

algae zone of Lake Taihu；floating chamber；methane flux；ebullition flux；ratio of ebullition flux；meteorological factors

X511

A

1000-6923(2018)10-3914-11

蒲旖旎(1995-),女,四川營山人,南京信息工程大學碩士研究生,主要從事地氣交換研究.發表論文1篇.

2018-03-26

國家自然科學基金資助項目(41575147)

* 責任作者, 講師, zhangm.80@nuist.edu.cn