第四纪研究  2020, Vol.40 Issue (5): 1240-1250   PDF    
温度对呼伦湖沉积物有机碳埋藏及矿化影响研究
张风菊1, 桂智凡2, 薛滨3, 姚书春3     
(1 江苏师范大学地理测绘与城乡规划学院, 江苏 徐州 221116;
2 湖北师范大学城市与环境学院, 湖北 黄石 435002;
3 中国科学院南京地理与湖泊研究所, 湖泊与环境国家重点实验室, 江苏 南京 210008)
摘要:湖泊作为地球上重要的碳库之一,在全球碳循环中发挥着重要作用。湖泊有机碳埋藏及矿化是决定湖泊碳汇变化的重要因素,厘清其大小及其温度敏感性对于揭示未来全球变化背景下湖泊碳汇功能具有重要意义。本文以内蒙古呼伦湖为例,通过沉积岩芯有机碳含量分析及210Pb、137Cs年代测定,阐述了1850s以来呼伦湖有机碳埋藏速率及其对温度的响应;同时,通过室内培养实验方法揭示了不同温度梯度下湖泊有机碳矿化速率变化。结果表明,1850s以来呼伦湖有机碳含量变化范围为2.71%~4.57%(平均值3.31%),有机碳埋藏速率变化范围为3.60~87.04 g/(m2 ·a)(平均值为36.34 g/(m2 ·a))。呼伦湖沉积物有机碳可能主要源于外源输入,但近年来内源有机碳所占比例逐渐增加。室内培养温度范围内有机碳矿化速率为206.15~1158.70 mg/(m2 ·d)(平均值约为686.10 mg/(m2 ·d)),且有机碳埋藏速率及矿化速率均表现为随温度升高而增加的趋势。增温对呼伦湖有机碳埋藏的促进作用可能是由其引起的有机碳矿化增加量低于有机碳输入增加量所致,因此,未来全球变暖的大背景下,尽管呼伦湖会因有机碳矿化量增加导致向大气释放的碳增加,但同时湖泊碳储量很可能也会增加,湖泊在区域/全球碳循环中的作用将进一步加强。
关键词温度    有机碳埋藏    有机碳矿化    沉积物    呼伦湖    
中图分类号     P941.78;P595                     文献标识码    A

0 引言

湖泊沉积物作为陆地碳汇的重要组成部分,在区域以及全球碳循环中发挥着重要作用,成为当前全球变化和可持续发展研究的热点领域和重点关注对象[1~6]。有机碳沉降至表层沉积物后,一部分被微生物矿化分解为CO2和CH4等气体释放到水体或进入大气,其余部分则很好的保存于湖盆,以永久埋藏的形式封存在沉积物中[2]。有机碳的矿化与埋藏是决定湖泊碳汇大小的重要因素[1],对深入解析有机质的迁移转换机制,阐明湖泊碳源/汇特征具有重要的意义,因而在湖泊碳循环研究中的作用越来越受到人们重视。

影响湖泊有机碳埋藏及矿化的因素很多,如气候变化(温度、降雨等)[4, 7~8]、湖泊自身形态参数(面积、水深等)及理化性质(透明度、pH值、NO3-N浓度等)[6, 9~10]、人类活动干扰(土地利用方式改变等)[11~13]等,其中温度既能够通过影响水生和陆生流域初级生产力导致碳沉降通量发生变化,又能够通过影响微生物活动而对有机碳矿化速率产生影响,是控制湖泊碳汇变化的关键因子。然而,过去关于温度对有机碳埋藏及矿化影响的研究相对较少,且不同研究结果也不尽相同。例如,Healthcote等[14]对北美北方地区(Boreal)及北温带森林区湖泊研究发现,增温能增加该地区湖泊有机碳埋藏速率,而Anderson等[12]对美国明尼苏达地区湖泊研究却表明温度对湖泊有机碳埋藏的影响并不显著;再如,Gudasz等[15]对瑞典地区湖泊及Cardoso等[16]对巴西热带地区湖泊的研究结果均表明,湖泊有机碳矿化速率随温度升高而增加;但也有研究表明温度对热带及温带水生生态系统碳矿化的影响并不一致[17~18]。这直接导致对未来全球增温背景下湖泊碳汇潜力及其变化机制的认识不足,是目前湖泊碳循环研究中亟需解决的难题之一。

我国湖泊数量众多,类型多样,可能是一潜在的巨大碳汇。此外,近百年来我国也是温度升高比较明显的地区,已有研究表明中国平均气温在过去100年中升高了约1.5 ℃[19~20],且21世纪这种增温趋势仍将持续[21~22]。多样且快速变化的气候环境决定了我国湖泊生态系统碳汇功能对全球变化响应将更为显著。然而,迄今为止,国内有关湖泊碳汇的研究以碳储量的估算居多[23~29],温度对湖泊碳埋藏影响的研究相对较少,而温度对有机碳矿化影响的研究更是尚未见报道。鉴于此,本文以近年来气温升高比较显著的内蒙古高原呼伦湖为例,研究近百年来有机碳埋藏速率变化趋势及其对温度的响应,同时结合室内培养实验的方法分析不同温度梯度下湖泊沉积物有机碳的矿化速率,揭示湖泊有机碳矿化随温度变化的特点,以期为国内外其他地区相关研究提供一定的对比数据,并为未来升温情境下我国湖泊碳汇潜力评估提供理论支撑。

1 材料与方法 1.1 研究区概况

呼伦湖(48.55°~49.33°N,116.97°~117.81°E)又名达赉湖,是我国第五大湖,也是北方第一大湖,地处中、俄、蒙三国接壤的沙漠边缘,位于内蒙古自治区呼伦贝尔草原西部,界于新巴尔虎左旗、新巴尔虎右旗和满洲里市之间(图 1)。现有水域面积2100 km2,在维系呼伦贝尔草原乃至我国整个东北地区的生态安全等方面发挥着不可替代的作用,是我国北方生态屏障的重要组成部分[30]。湖泊地处温带半干旱大陆性气候区,多年平均气温为-0.5~0.5 ℃,年平均降水量285 mm,蒸发量1650~1700 mm。呼伦湖湖水的补给除大气降水和地下水外,主要还有发源于蒙古国东部的克鲁伦河、连接呼伦湖和贝尔湖的乌尔逊河以及海拉尔河,排泄河流为中俄界河-额尔古纳河,并经额尔古纳河外流入鄂霍茨克海[30~31]。湖东北部的新开河(达兰鄂罗木河)是一个吞吐性河流,海拉尔河水位高时,该河流入呼伦湖,呼伦湖水位高时又顺此河流向额尔古纳河[30~31]。近年来,由于气候变化和人类活动的影响,湖泊水域面积和水位不断下降,致使周边生态环境和湖水水质严重恶化,同时湖周湿地面积大幅度缩减,植被破坏、草场退化问题凸显,严重威胁流域生态安全及社会经济可持续发展[32~33]

图 1 呼伦湖及其采样点位置(黑色圆点)图 Fig. 1 Location of Hulun Lake with the sampling site(the black dot)in this study
1.2 样品采集与分析 1.2.1 样品采集

2011年12月,在呼伦湖沉积中心(49.13°N,117.51°E;水深约为2.5 m)进行冰上钻探,获得一根长度为74 cm的沉积岩芯(命名为HL2011)(图 1),用以分析沉积物有机碳埋藏对温度变化的响应。采样过程中,水岩界面清澈透明,未受扰动。该岩芯样品于室内以1 cm间隔分样,样品装入封口聚乙烯塑料袋后冷藏保存,回实验室以4 ℃冷藏保存,用于样品测年及各理化指标分析。2016年9月,利用重力采样器在湖泊沉积中心同一位置处(水深约为4.5 m)采集沉积物短柱状岩芯30根(图 1),目的是为了采用室内培养的方法揭示不同温度梯度对沉积物有机碳矿化的影响。为能反映湖泊真实环境中水岩界面的有机碳矿化量,沉积柱芯上方保持一定高度的上覆水并保持沉积物与上覆水界面清晰。为避免水岩界面的扰动,岩芯密封后垂直放于垫有塑料泡沫的保温箱中,并立即带回实验室冷藏备用。同步采集岩芯上覆水,回实验室后立即于4 ℃下避光保存。

1.2.2 样品分析

样品年代测试:HL2011孔年代确定主要以210Pb法测定的沉积速率和137Cs法测定的绝对年龄时标进行对比获得[34]。将测年样品低温烘干称重后,用美国EG&G OrtecG公司生产的高纯锗井探测仪和Ortec 919型控制器和IBM微机组合构成的16K多道分析器所组成的γ分析系统进行核素测定。137Cs及226Ra标准样品由中国原子能研究所提供,210Pb标准样品由英国利物浦大学作对比标准,测试误差小于10 %。

总有机碳(TOC)、总氮(TN)及有机碳同位素(δ13Corg)含量测定:将HL2011岩芯真空冷冻干燥后的样品研磨至粉末状,取适量样品加入5 %的盐酸(HCl)多次搅拌,浸泡过夜除去无机碳酸盐后用中性去离子水清洗至中性(pH=7),烘干后再次研磨成粉末状。称取一定量处理后的样品通过EA-3000型元素分析仪测定TOC及TN含量,测试绝对误差小于0.1 %,同时计算TOC/TN摩尔比值。δ13Corg的测定根据有机碳含量称取适量样品,经过Delta Plus同位素质谱仪测定,结果以VPDB标准表示,样品分析精度优于0.2 ‰。

室内培养实验设计:室内培养实验方法主要参照Gudasz等[35]及Cardoso等[16]:于实验室内用虹吸法将采集的短岩芯上覆水抽去,并将岩芯顶部10 cm无扰动地转移至培养装置(高60 cm,内径5.4 cm的有机玻璃管)中,上部中空的50 cm小心注满采集的岩芯上覆水,然后将培养装置用带有两个O型密封圈及一个出水管的PVC橡胶塞封住顶部。同时,培养装置中内置一不锈钢搅拌器,不断调整其转速,以保持上覆水体充分混合且不扰动表层沉积物。保持培养装置完全密封且放置于黑暗处。考虑到呼伦湖湖区年内实际温度变化范围及操作可行性,本研究室内培养温度分别设置为5 ℃、10 ℃、15 ℃、20 ℃、25 ℃、30 ℃、35 ℃及40 ℃这8个温度梯度1)。实验开始前,分别测量培养装置中上覆水体的溶解无机碳(DIC)、溶解氧(DO)及水温,实验开始后,对于不同温度梯度下的培养装置,间隔一定时间取上覆水样品,测量上覆水中DO含量,同时补充原上覆水样品。所有培养装置均在有氧条件下进行,当上覆水中DO含量低于初始DO含量的10 %时,实验结束,并再次测量上覆水样品中的DIC含量。考虑到沉积物有机碳矿化是有氧和厌氧条件下产生CO2的过程,本研究用上覆水体中DIC的产量来表示沉积物有机碳(OC)的矿化量(在有氧条件下,大部分CH4在进入水体之前就已经被氧化,因此CH4产量在此不予以考虑[36])。每个温度梯度分别设置3个平行试验,最终每个温度对应的有机碳矿化速率结果取三次试验结果的平均值。

1) 实际操作时,由于5 ℃培养实验过程中不锈钢搅拌器出现故障导致该组实验失败,因此本文仅采用10~40 ℃中的7个温度梯度实验数据

有机碳埋藏速率的计算:呼伦湖沉积物有机碳埋藏速率(OCBR,单位g/(m2·a))由沉积物沉积速率(SAR,单位g/(cm2·a))及TOC含量(%)计算得出。计算公式为:

(1)

有机碳矿化速率的计算:呼伦湖沉积物有机碳矿化速率按下式计算[37]

(2)

公式(2)中,R为有机碳矿化速率(mg/(m2·d));V为柱中上覆水体积(L);CnC0Cj-1分别为第n次、0次和j-1次取样时DIC的含量(mg/L);Ca为添加水样中DIC的含量(mg/L);Vj-1为第j-1次取样体积(L);S为沉积柱样中水岩接触面积(m2);t为释放时间(d)。

上述所有样品测试分析均在中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊与环境国家重点实验室完成。

2 结果与分析 2.1 HL2011岩芯年代框架

据HL2011钻孔137Cs分析结果,137Cs活度自下而上表现出明显的单峰模式,并在22 cm深度出现明显的蓄积峰(图 2),对应了1963年核试验高峰期,并依此推断上部22 cm沉积物沉积速率为0.46 cm/a。210Pb计年一般采用CIC(Constant Initial Concentration,恒定沉积通量)和CRS(Constant Rate of Supply,恒定放射性通量)两种模式[38]。CIC模式是基于210Pb输入通量与沉积物堆积速率恒定条件下的年代计算方法,CRS模式是基于210Pb输入(沉积)通量不变的情况下,沉积速率可能发生改变的情况。虽然HL2011岩芯中210Pbex与质量深度具有较好的指数拟合关系(R2=0.835),但210Pbex活度仍存在一定的波动,且考虑到流域自然环境特征及人类活动的影响可能会导致沉积速率发生变化[39~40],因此,本文采用CRS模式进行计算,得到深度-年代相互对应关系(图 3)。从图 3中可以看出,22.2 cm处沉积物年代为1963年,这与137Cs的定年结果一致。因此本研究中运用210Pb CRS模式确定沉积物年代具有一定的可靠性。通过计算,岩芯43 cm处对应年代约为1853年,从而为该地区1850s以来的碳埋藏研究提供了可能。

图 2 呼伦湖HL2011孔放射性核素的垂直变化 Fig. 2 Vertical changes of radionuclides in HL2011 core from Hulun Lake

图 3 呼伦湖HL2011孔沉积速率及年代序列 Fig. 3 Depth and sediment accumulation rates versus sediment age in HL2011 core from Hulun Lake
2.2 呼伦湖TOC、C/N值、δ13Corg及OCBR变化

1850年以来呼伦湖TOC含量变化范围为2.71 % ~4.57 % (平均值3.31 %)(图 4),且整体上波动较大,1900年之前TOC含量基本不变,约为3.39 %,1900~1950年间表现为波动下降的趋势,平均含量约为2.87 %,1950年以来特别是1980年以来TOC含量开始呈现较大幅度增加,其平均值约为3.44 %。C/N值变化范围为9.8~13.0,平均值约为11.9(图 4)。总的来说,C/N值在1980s之前波动较小,变化范围在12.1~13.0之间,1980s之后逐渐呈现下降趋势。δ13Corg的变化范围为-27.65 ‰ ~-26.35 ‰,平均值约为-27.38 ‰ (图 4)。1980s之前δ13Corg存在小幅度波动,但整体变化不显著(变化范围为-27.65 ‰ ~-26.30 ‰),1980s以来偏重趋势较为明显。

图 4 呼伦湖HL2011钻孔TOC、C/N、δ13Corg及OCBR随时间变化 Fig. 4 The temporal changes of TOC, C/N, δ13Corg and OCBR in HL2011 core from Hulun Lake

1850年以来呼伦湖有机碳埋藏速率变化范围约为3.60~87.04 g/(m2·a),且总体上可以分为3个阶段(图 4):1900s以前的相对稳定期,1900s~1980s的相对高值阶段和1980s后的快速增加阶段,它们对应的有机碳埋藏速率变化范围分别为3.60~8.31 g/(m2·a)(平均值为6.70 g/(m2·a))、15.38~87.04 g/(m2·a)(平均值为41.18 g/(m2·a))和26.65~85.01 g/(m2·a)(平均值为51.70 g/(m2·a))。考虑到表层沉积物中含有的尚未矿化分解的有机碳会导致有机碳埋藏速率的高估,而沉积物刚沉降的5~10 a内是有机碳矿化分解最快的时期,一般10 a之后便趋于稳定[41],因此,本文在估算呼伦湖有机碳埋藏速率时未将表层10 a数值考虑在内,最终得出1850年以来呼伦湖有机碳埋藏速率的平均值约为36.34 g/(m2·a)。

2.3 呼伦湖有机碳矿化速率

本次室内培养结果表明呼伦湖有机碳矿化速率变化范围为206.15~1158.70 mg/(m2·d)(平均值约为686.10 mg/(m2·d)),并且随温度升高,有机碳矿化速率也相应的增加(图 5)。这与Gudasz等[35]对boreal地区湖泊及Cardoso等[16]对热带地区湖泊沉积物有机碳矿化速率随温度升高而增加的观点一致。此外,不少研究者采用温度的系数(Q10)反映温度对有机物质矿化速率的影响状况[16, 42~44],其值越大说明温度对矿化速率影响越大,反之亦然。本实验结果表明,呼伦湖的Q10约为2.2(计算方法参照文献[16]),与boreal地区(3.0)、热带地区(2.5)及其他一些温带湖泊生态系统(1.3~3.7)的Q10值基本一致[16, 35, 42~44],进一步表明对于呼伦湖而言,温度升高有利于沉积物有机碳矿化速率的增加。

图 5 不同温度下呼伦湖有机碳矿化速率变化 Fig. 5 The relationship between sediment OC mineralization and temperature in Hulun Lake
3 讨论 3.1 呼伦湖沉积物有机碳主要来源

研究表明,沉积物有机质的C/N值可有效地指示有机质的来源,湖泊水生植物由于含有较高的蛋白质和脂类,其C/N值一般在4~10之间,而陆生维管植物和挺水植物由于富含纤维素和木质素,其C/N值往往大于20[45]。呼伦湖沉积物TOC与TN的回归分析表明两者相关性较高,且截距接近于0,说明沉积物TN主要源于有机质,而粘土颗粒结合的铵态氮含量微乎其微[46],因此C/N值的变化可大致判断有机质的来源。

湖泊沉积物有机质来源不同,其δ13Corg也存在较大差异[47~49]。根据光合作用途径的不同,陆生植物主要分为C3植物、C4植物和CAM植物,C3和C4植物的δ13Corg分布范围分别为-37 ‰ ~-24 ‰和-19 ‰ ~-9 ‰,而CAM植物δ13Corg介于C3和C4植物之间[50]。对于湖泊中的水生植物,漂浮植物主要以大气中CO2进行光合作用,其δ13Corg(-30 ‰ ~-24 ‰)与C3植物类似;沉水植物主要以水体中溶解态的CO2和HCO3-作为光合作用的碳源,其δ13Corg值相对偏正[50]。近百年来呼伦湖沉积物C/N值和有机质δ13Corg变化范围分别为9.8~13.0(均值为11.9)和-27.65 ‰ ~-26.30 ‰ (均值为-27.38 ‰),表明有机质来源可能既有湖泊水生生物也有陆源输入。对呼伦湖流域土壤样品分析显示,其C/N值及δ13Corg值分别约为11.99和-25.93 ‰ (张风菊等,未发表数据),与呼伦湖沉积物C/N值及δ13Corg值类似,据此推断近百年来呼伦湖沉积物有机质可能主要来源于陆源输入,这与Xie等[24]采用二元模式方法得出的呼伦湖有机质主要来源于外源输入的结论一致;同时也与内蒙古岱海、达里诺尔等湖泊有机质主要来源于陆源植物碎屑的结论一致[24]。值得注意的是,不同时期内源和外源有机质对总有机质的贡献可能有所不同,比如1980s特别是2000s之后,沉积物C/N值快速下降,同时有机质δ13Corg迅速偏正,表明内源有机质占总有机质的比例迅速增加,且可能逐渐成为呼伦湖沉积物有机质的主要来源。

3.2 与不同区域湖泊有机碳埋藏及矿化对比

近百年来呼伦湖有机碳埋藏速率平均值约为36.34 g/(m2·a),与美国全国尺度的湖泊现代有机碳埋藏速率均值(31 g/(m2·a))[51]相近,但明显高于该国及加拿大一些偏远地区湖泊(13.9 g/(m2·a))[14]以及欧洲湖泊(10.6 g/(m2·a))[7]近一、二百年来的有机碳埋藏速率,表明中国湖泊在全球碳循环中也发挥着重要作用。然而,呼伦湖有机碳埋藏速率和国外一些富营养化湖泊有机碳埋藏速率(50~150 g/(m2·a))[11, 52]相比仍相对偏低,可能与这些富营养湖泊在人类活动干扰下外源有机质的输入及湖内初级生产力均较高有关。尽管目前呼伦湖也已处于富营养状态,但相比而言呼伦湖受人类活动扰动较小。另外,呼伦湖位于高纬度地区,气候相对寒冷干燥,冰封期长,流域植被相对不发达,导致其有机碳埋藏速率较其他富营养湖泊偏低。

此外,将呼伦湖近百年来的有机碳埋藏速率与国内其他地区湖泊进行对比,发现呼伦湖有机碳埋藏速率与西北干旱-半干旱区的青海湖(36.9 g/(m2·a))[26]相似,略高于博斯腾湖(17.7~20.1 g/(m2·a))[28],同时也高于我国云贵地区的程海(15.1 g/(m2·a))[53]、洱海(24.1 g/(m2·a))[54]以及长江中、下游地区的一些湖泊[23]。例如,位于长江中、下游地区的太湖,其所处经度(119.86°~120.60°E)和湖泊面积(2427.8 km2)与呼伦湖相似,也同样为大型富营养浅水湖泊(平均水深约为1.9 m),其近百年来的有机碳埋藏速率约为5 g/(m2·a)[23],仅占呼伦湖有机碳埋藏速率的14 %。这可能主要与两个湖泊所处的气候带不同有关。太湖位于我国东部季风区,温度和降水均较高,尽管输入湖泊的有机碳较多,但湖泊有机碳的矿化也相对较高,导致其有机碳埋藏效率相对较低。

本研究设置温度范围内呼伦湖有机碳矿化速率的平均值约为686.10 mg/(m2·d),高于大部分boreal地区湖泊有机碳矿化速率(大部分在500 mg/(m2·d)以下)[35],同时低于热带地区湖泊有机碳矿化速率(平均值约为1363 mg/(m2·d))[16]。一方面,这可能和不同研究所设计的培养温度梯度有关。Gudasz等[35]有机碳矿化研究中温度范围约为0~25 ℃,Cardoso等[16]研究中温度范围约为20~35 ℃,我们本次研究设置培养温度范围为5~40 ℃,由于不同湖泊所处地理位置不同,导致不同研究设置的温度范围有所区别,而不同的温度条件可能会导致估算的有机碳矿化速率产生差异;另一方面,这也可能和湖泊其他参数,如湖水盐度、总氮、叶绿素α含量等因素有关[16],但由于本文在此仅考虑了温度对呼伦湖沉积物有机碳矿化的影响,因此很难对不同湖泊有机碳矿化的差异进行深入分析,湖泊各种理化参数对呼伦湖沉积物有机碳矿化的影响如何,仍有待以后进一步深入研究。

3.3 有机碳埋藏对温度变化响应

温度是调节生态系统生物地球化学过程的关键因素,它的变化可以驱动其他诸多生态因子发生系列改变[55~56],因而其与湖泊有机碳埋藏及矿化之间的关系相对复杂。为了揭示近百年来呼伦湖有机碳埋藏速率对温度变化的响应,本文给出了两者随时间变化的趋势(图 6),并进行了相关性分析(图 7),结果表明,有机碳埋藏速率与温度变化具有较好的一致性,且两者呈现显著的正相关(R2=0.44,P < 0.01),即温度升高有利于近百年来呼伦湖有机碳埋藏增加。

图 6 近百年来呼伦湖有机碳埋藏速率与温度随时间变化趋势 温度为5年滑动平均数据;哈尔滨站数据由沈阳气象局提供,满洲里站数据由国家气候中心提供 Fig. 6 Temporal changes of OCBR and temperature over the past century in Hulun Lake. The temperature data were five-year moving averages; The Harbin Station data were provided by Shenyang Meteorological Center and the Manzhouli Station data were provided by National Climate Centre

图 7 近百年来呼伦湖有机碳埋藏速率与温度关系 横纵坐标值均为log10转换后的数据;温度为近百年来哈尔滨气象站5年滑动平均数据,由沈阳气象局提供 Fig. 7 The OCBR plotted against temperature of Hulun Lake over the past century. The data in both X-axis and Y-axis were log10 transformed, and the temperature data were five-year moving averages for the Harbin Station provided by the Shenyang Meteorological Center

一般而言,温度变化是通过改变内外源有机碳输入通量进而对碳埋藏产生影响[29]。一方面,升温能够延长生长季节,增加湖周植被和土壤生态系统的净初级生产力,进而增加由陆地输入湖泊的有机质含量。同时,大量观测资料表明,随温度升高,入湖河流中的溶解有机碳含量通常也会增加[57~60],因而随径流输入湖泊的有机碳也增加。另一方面,温度升高有利于湖泊净初级生产力增加,进而导致内源有机碳输入增加[23, 26, 29],这在呼伦湖有机碳来源变化中也有所体现。此外,温度变化还能够改变湖泊水位,进而对湖泊有机碳埋藏产生间接作用[1]。对于呼伦湖而言,研究表明气候暖干下水位下降导致湖水总氮及总磷的浓缩是造成呼伦湖富营养化的主要因素[61],而水体营养盐增加通常也会造成藻类等浮游植物的迅速增长和湖泊初级生产力的提高,进而导致内源有机碳含量增加。

然而,值得注意的是,1940s~1960s期间呼伦湖有机碳埋藏速率相对较高,然而该阶段温度及TOC含量变化并不十分显著(图 6),相关性分析也表明该时期有机碳埋藏速率和温度(r=0.187,P>0.1)及TOC含量(r=0.515,P>0.1)关系不明显,而与此时期的沉积速率变化高度相关(r=0.998,P < 0.01)。这可能主要与该时期较强的人类活动导致较高的沉积速率有关。随着大量关内人口迁入以及日本人的入侵,使得对该地区大肆掠夺垦荒和开矿等活动加强,如该时期扎赉诺尔露天煤矿的大量开采,造成该地区土地资源严重破坏,土地沙漠化及水土流失加剧,进而导致湖泊沉积物的快速堆积[62]。同时,1942~1965年湖区气候整体较为暖湿[62],在一定程度上进一步增强了流域侵蚀能力及颗粒物质搬运入湖能力,从而导致该时期湖泊沉积速率及有机碳埋藏速率相对较高。

3.4 有机碳矿化对温度的响应

温度除了能影响湖泊内外源有机碳输入外,还能引起有机碳矿化分解变化,进而对有机碳储量产生影响[16, 35]。由于有机质降解大部分是通过微生物及其酶来进行的,温度的高低可直接影响其活性,从而使得微生物对沉积物中有机碳的分解作用发生变化,进而影响矿化作用速率[63]。同时,温度也是影响化学反应速率的基本要素,温度的改变还可引起化学反应速率发生变化,进而导致有机质降解效率改变[64]。本文对呼伦湖有机碳矿化速率随温度变化的研究(图 5)证实了Gudasz等[35]及Cardoso等[16]得出的湖泊有机碳矿化速率随温度升高而增加的观点。由此也可进一步推测,未来全球升温情境下,湖泊沉积物会因有机碳矿化量增加而向大气释放更多的CO2等温室气体,这反过来又会进一步加速全球增温趋势。这种反馈机制和北半球泥炭地因有机碳矿化量增加而对全球变暖产生正反馈的机制类似[65]

3.5 有机碳埋藏及矿化对温度的综合响应

已有研究表明,未来随着全球增温导致湖泊有机碳矿化速率的增加,湖泊沉积物碳埋藏量会因此而相应的下降[35]。但该研究忽视了升温对湖泊中有机碳输入通量的影响。如前所述,温度升高可能会引起湖泊内外源潜在有机碳来源增加,因此,湖泊有机碳埋藏量并非一定随温度升高而下降,它取决于升温引起的有机碳输入增加量与分解增加量之间的差值,如果该差值为正值,则表现为温度促进有机碳埋藏,反之,则对碳埋藏起抑制作用。近百年来呼伦湖有机碳埋藏速率与温度之间的正相关关系可能正是由于增温所导致的有机碳输入增加量超过矿化量所致。另外,笔者先前对中全新世以来呼伦湖有机碳埋藏的研究表明,其与温度表现为反相关关系,且推测可能是由于中全新世以来湖区年均温度变化幅度相对较小,导致升温引起的有机碳矿化量超过了碳输入增加量[66]。因此,温度对湖泊有机碳埋藏的影响在不同地区不同湖泊甚至同一湖泊不同时间尺度上可能存在一定差异。Sobek等[67]对北极地区湖泊碳埋藏效率的研究表明温度对该地区湖泊有机碳埋藏的影响具有多面性,也进一步支持了我们的观点。由此看来,未来全球升温情境下,呼伦湖沉积物有机碳矿化量及碳储量很可能也会进一步增加,但其碳汇潜力变化仍存在一定不确定性因素,需要后期进一步深入探讨。

4 结论

湖泊有机碳埋藏及矿化对温度变化反应的差异是影响其有机碳积累量的重要环境机制之一。本文通过对呼伦湖沉积物近百年来碳埋藏随时间变化及不同温度情境下碳矿化的研究,得出以下结论:

(1) 1850s以来呼伦湖沉积物有机碳平均值约为3.31 %,且主要源于外源输入。有机碳埋藏速率变化范围为3.60~87.04 g/(m2·a),平均有机碳埋藏速率约为36.34 g/(m2·a),整体上表现为1900s以前的相对稳定期、1900s~1980s的相对高值期和1980s后的快速增加期。有机碳埋藏速率与湖区温度变化趋势较为一致且呈现显著正相关性,表明升温有利于近百年来呼伦湖有机碳储量的增加。

(2) 室内培养试验表明呼伦湖有机碳矿化速率变化范围约为206.15~1158.70 mg/(m2·d),平均值约为686.10 mg/(m2·d),且该值随着温度升高而呈现增加趋势,这与国外boreal地区以及巴西热带地区湖泊有机碳矿化速率随温度升高而增加的结论一致。但对于呼伦湖而言,增温所引起的有机碳分解量可能低于碳输入增加量,导致温度与有碳埋藏速率之间表现为正相关性。

(3) 未来全球升温的大背景下,呼伦湖沉积物碳埋藏量可能会进一步增加,同时向大气释放的温室气体可能也将因碳矿化量的增加而增多,因此湖泊的碳汇/源功能将进一步增强,其在区域碳循环中的作用也将更显著。

致谢: 感谢中国科学院南京地理与湖泊研究所陶井奎实验员协助野外样品采集,感谢内蒙古呼伦湖国家级自然保护区管理局在采样过程中提供的帮助,感谢审稿专家和编辑部杨美芳老师提出的宝贵修改意见。

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Effects of temperature on organic carbon burial and mineralization in sediments of Hulun Lake
Zhang Fengju1, Gui Zhifan2, Xue Bin3, Yao Shuchun3     
(1 School of Geography, Geomatics and Planning, Jiangsu Normal University, Xuzhou 221116, Jiangsu;
2 College of Urban and Environmental Sciences, Hubei Normal University, Huangshi 435002, Hubei;
3 State Key Laboratory of Lake Science and Environment, Nanjing Institute of Geography and Limnology, Chinese Academy of Sciences, Nanjing 210008, Jiangsu)

Abstract

Lake sediments are well-recognized sites of organic carbon (OC) storage and play a key role in the global carbon cycling. The lake carbon burial and mineralization are important factors in determining the changes of carbon sink. Hence, understanding their values and temperature sensitivity will increase the capability to predict the carbon sink variations under future global change scenarios. In this study, a 74 cm long sediment core (HL2011:49.13°N, 117.51°E; 2.5 m in water depth) was recovered from Hulun Lake (48.55°~49.33°N, 116.97°~117.81°E), Inner Mongolia in 2011. The sediment ages and OC content in the upper 43 cm was analyzed to assess the organic carbon burial rate (OCBR) and its relationship with temperature over the past 150 years. In addition, thirty sediment cores were collected in Hulun Lake in 2016 and the upper 10 cm were transferred to incubation cores (5.4 cm inner diameter and 60 cm height) to determine the changes of OC mineralization rates under different temperatures. The results demonstrated that the total organic carbon (TOC) content in Hulun Lake ranged from 2.71% to 4.57% (the average value was 3.31%), the OCBR varied from 3.60 g/(m2·a) to 87.04 g/(m2·a) (the mean value was 36.34 g/(m2·a)). The OC being buried in Hulun Lake was mainly generated from terrigenous vegetation and the autochthonous OC demonstrated an increasing trend in the recent years. The average OC mineralization rates ranged from 206.15 mg/(m2·d) to 1158.70 mg/(m2·d) (the mean value was 686.10 mg/(m2·d)). Both the OCBR and OC mineralization rates exhibited a strongly positive relationship with temperature, suggesting that higher temperatures lead to more OC mineralization and more OC burial. The pattern of increasing OCBR with temperature was probably caused by the warming-induced increase of OCBR exceeded the decomposition of sediments. Hence, more CO2 will be released to the atmosphere and more OC will be stored in Hulun Lake sediments as global warming proceeds, implying lakes will play a more important role in the regional/global carbon cycle.
Key words: temperature    organic carbon burial    organic carbon mineralization    sediment    Hulun Lake