图1 伊洛瓦底江云南段采样点分布
Fig.1 Distribution of sampling locations in the Yunnan section of the Irrawaddy River
北京大学学报(自然科学版) 第62 卷 第4 期 2026 年7 月
Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 62, No. 4 (July 2026)
doi: 10.13209/j.0479-8023.2026.048
国家自然科学基金地区科学基金(KKGD202122055, 42167055)资助
收稿日期: 2025-05-24;
修回日期: 2025-12-31
Spatio-Temporal Characteristics and Influencing Factors of Methane Emissions from the Irrawaddy River in Yunnan
甲烷(CH4)是一种强效温室气体, 对当前大气辐射强迫的贡献率约为 16%[1]。自工业革命以来,大气中 CH4 浓度呈逐年振荡上升趋势。其中, 水生生态系统的 CH4 排放占全球自然源和人为源排放总量的一半左右(41%～53%)[2]。作为内陆水系的重要组成, 大多数河流中的 CH4 处于过饱和状态, 是大气中 CH4 的重要来源, 每年向大气中排放约 27.9 Tg CH4[3]。在水生生态系统中, 城市河流和农业区河流等受人类活动影响大的强源排放系统受到更多的关注[4-6], 但是对受人类活动影响较小的水体(如森林河流)的 CH4 通量研究严重不足。关于热带森林河流的研究主要关注南美洲亚马逊河和非洲刚果河等[7-9], 关于亚热带森林河流的研究鲜有报道。值得注意的是, 流域植被可以通过调控有机物输入(如根系分泌物或者凋落物等)影响河流 CH4 的产生和释放[3]。在这一背景下, 作为连接青藏高原与东南亚季风区的重要生态廊道, 伊洛瓦底江云南段是CH4 产生和释放研究的关键区域。
河流在 CH4 的生成、储存和释放过程中发挥重要作用[10], 其 CH4 的排放受温度、溶解氧(DO)、pH、营养盐及溶解性有机碳(DOC)等环境因素影响[11-16]。河流 CH4 排放通量通常表现出显著的时空差异, 在季节性河流系统中表现尤为显著[17-18]。随着全球气候变化的加剧, 伊洛瓦底江上游正经历显著的水文情势改变。有研究表明, 1969—2020 年,西南地区降水频率和强度呈上升趋势, 极端降水事件增多[19], 导致河流年内径流分配更趋极端。这不仅会影响河流的水位、流速以及水-气界面的交换过程, 还会改变水体的氧化还原条件、DOC 输入量以及悬浮泥沙浓度, 从而对河流 CH4 的产生和释放产生重要影响[20-22]。
伊洛瓦底江是中国通往印度洋的重要国际河流, 其云南段承载多重生态系统功能, 对全球气候变化具有潜在影响。伊洛瓦底江的 CH4 排放不仅关系到区域温室气体评估, 也对“中缅经济走廊”的低碳发展具有参考意义。然而, 关于伊洛瓦底江 CH4的排放模式与机制的研究尚属空白。本研究基于2022—2023 年 4 个季度的采样, 系统地分析伊洛瓦底江云南段 CH4 排放的时空分布特征, 深入探讨环境因素对 CH4 产生和释放的调控作用, 希望有助于揭示亚热带森林河流 CH4 的产生和释放机制, 为区域温室气体排放的估算提供可靠的数据支持。
伊洛瓦底江的东源恩梅开江的源头位于中国察隅县伯舒拉山南麓, 流入云南境内后称为独龙江。独龙江从云南贡山独龙族怒族自治县西部向东南流动, 蜿蜒后转向西南, 其左岸主要支流有大盈江和瑞丽江等, 在缅甸境内汇入伊洛瓦底江干流, 最终注入印度洋[23-24]。伊洛瓦底江云南段位于云南省西南部怒江傈僳族自治州和德宏景颇族傣族自治州境内, 流域面积为 2.3×104 km2 (图1)。研究区属于亚热带季风气候, 降水在季节上和地域上的分配不均, 湿季(雨季, 5—10 月)集中约 85%的年降水量, 干季(旱季, 11 月至次年 4 月)降水量仅占约 15%[25]。地貌以山地高原为主, 林地约占 80.5%, 主要分布于海拔 2000 m 以上山区; 农田占 16.04%, 集中于瑞丽江、大盈江阶地及洪积扇区域, 海拔为 800～1500 m, 以水稻梯田和水浇旱田为主; 草地占 2.55%, 分布于独龙江流域海拔 3000 m以上的高山草甸; 人工不透水表面仅占 0.46%, 零散地分布于瑞丽和腾冲等县级城镇建成区[26]。
图1 伊洛瓦底江云南段采样点分布
Fig.1 Distribution of sampling locations in the Yunnan section of the Irrawaddy River
结合水系分布特征, 本研究选取 7 个采样点(表1), 坐标信息通过实地 GPS 测量获得。采样点分布如图1 所示。分别在秋季(2022 年 10 月)、春季(2023 年 3 月)、夏季(2023 年 7 月)和冬季(2023 年 12月)进行采样, 每次采样通过浮箱法对各采样点进行 1 小时连续监测, 以便获取通量数据。
表1 采样点信息
Table1 Information of sampling sites
采样点 代号 河流 纬度/(°N) 经度/(°E) 海拔/m独龙江 DLJ 独龙江 27.873 99.335 1462 古永 GY 古永河 25.344 98.260 1653 盏西 ZX 槟榔江 25.065 98.062 927 拉贺练 LHL 大盈江 24.691 97.965 839 界头 JT 瑞丽江 25.325 98.602 1463 腾龙桥 TLQ 瑞丽江 24.672 98.650 1098 嘎中 GZ 瑞丽江 24.156 98.102 782
CH4 浓度测试样品使用 120 mL 血清瓶采集河流表面以下 5 cm 的水样, 并加入 0.5 mL 氯化钠(过饱和)来抑制微生物活性。每个采样点采集 3 瓶溶解水样用于平行分析。CH4 浓度通过顶空-气相色谱法测定[21]。气体样品使用浮箱法收集至气袋内,同时采集大气样品作为本底值, 用于计算大气在水中的平衡浓度。用 500 mL 聚乙烯瓶采集水样, 同时进行现场酸化处理, 处理后的水样立即置于车载冰箱中冷冻至-20℃, 及时运回实验室保存。
水质参数包括水温、pH、DO、电导率(EC)和氧化还原电位(ORP), 均使用多参数探头水质分析仪(Hach HQ4200)现场测定。现场风速由便携式风速仪(testo 410-2)测量, 同时记录采样点的气温和气压[22]。水样的 DOC 浓度使用总有机碳分析仪(Ele- mentar Vario TOC, 德国)测定。铵态氮(NH4+)、硝态氮(NO3-)和总磷(TP)使用流动分析仪(San++系列)测定。悬浮泥沙通过称重法测定, 先将 0.45 μm 玻璃纤维滤膜在 450℃环境中灼烧至恒重并记录质量,随后用抽滤装置过滤水样, 将滤膜在烘箱中烘干至恒重, 再用百万分之一天平进行称重。
1.3.1 数据计算
气体浓度通过平衡状态公式[27]得到:
其中, Cw0 为平衡前小瓶中水相气体浓度, Cw 为制造顶空后水气两相平衡后血清瓶中水相气体浓度, Cg为制造顶空后水气两相平衡后血清瓶中气相气体浓度, Vw 为水相体积, Vg 为气相体积。
将亨利定律 Cw = KH · pg [28]和道尔顿分压定律pV = nRT [29]代入式(1), 得到
其中, KH 为亨利定律常数(mol/(m3·Pa)), pg 为顶空气体分压(Pa), R 为气体常量(8.314 Pa · m3/(mol K)), T 为开尔文温度(K)。
对于 CH4, 亨利常数 KH = β/22.4[30], 其中 β 为本生系数:
根据 Fick 定律, 水-气界面的气体扩散通量计算公式[31]为
其中, Fd 为扩散 CH4 通量(mol/(m2·d), k 为 CH4 的水气交换速率(m/d), Cw 为水中溶解 CH4 的浓度(mol/ m3), Ceq 为水气平衡时 CH4 在水中的浓度(mol/m3)。
在气体扩散速率的标准化处理中, 将 20℃下淡水中 CO2 的施密特数(Schmidt number, Sc)作为基准。不同气体交换速度 k 与施密特数之间满足以下经验关系:
其中, n 为常数。当风速＜3.6 m/s 时, n 取 2/3, 这时认为水面是无浪的光滑平面; 当风速＞3.6 m/s 时, n 取1/2, 此时认为水面是有浪的粗糙平面。施密特数(无量纲)[32-33]随水温 T 的变化关系如下:
1.3.2 数据分析
本研究对研究区河流 CH4 浓度和扩散通量在不同季节和空间的差异进行显著性检验(P＜0.05), 并通过箱线图展示。通过皮尔逊相关性分析, 探讨CH4 浓度、扩散通量与水体理化参数之间的相关性。数据分析与绘图工具包括 Origin 2024 和 SPSS, 采样点及土地利用分布图使用 ArcGIS 10.8 绘制。
研究表明, 水温季节性波动明显(7.5～25.6℃), 冬季均值最低(13.3±3.2℃), 夏季最高(20.8±2.6℃), 符合亚热带气候特征。pH 值全年波动介于 7.02～ 8.99 之间, 冬季变化幅度最大(SD=0.57), 夏季均值最低(7.55±0.32)。DO 浓度呈现冬高夏低趋势, 冬季均值最高(9.4±1.1 mg/L), 夏季最低(7.3±0.5 mg/L),反映水温对氧溶解度的负调控作用。
夏季 DOC 浓度峰值显著(1.12±0.36 mg C/L), 比冬季(0.80±0.18 mg C/L)高 40%, 与雨季地表径流加速陆源有机质输入一致。NO3-浓度差异显著, 秋季均值最高(2.45±2.35 mg N/L), 夏季最低(0.44±0.46 mg N/L), 可能与农业活动周期相关; NH4+浓度波动幅度很小(0.05～0.08 mg N/L)。TP 浓度在冬季最高(54.57±28.08 μg/L), 秋季最低(20.45±16.27 μg/L)。悬浮泥沙呈现雨季(夏、秋)高负荷特征, 秋季均值达 83.25±58.41 mg/L, 比冬季(32.06±22.02 mg/L)高259%, 强降雨导致地表冲刷效应显著(表2)。
表2 采样点水环境的季节变化
Table2 Seasonal variability in water quality across sampling sites
采样季节 统计值 pH 水温/℃ DO/(mg·L-1) ORP/mVDOC/ NH 4+/ NO3-/ TP/ 悬浮泥沙/(mg C·L-1)(mg N·L-1) (mg N·L-1) (μg·L-1) (mg·L-1)范围 7.32～ 10.50～ 7.29～ 84.80～ 0.26～ 0.02～ 0.09～ 1.04～ 4.2～8.19 20.90 9.18 165.10 0.91 0.24 4.81 27.13 88.20 春 平均值 7.78 16.14 8.37 137.36 0.52 0.08 1.15 12.76 32.30 标准偏差 0.28 3.61 0.71 27.53 0.21 0.08 1.83 8.71 29.84 方差 0.0784 13.03 0.50 757.90 0.0441 0.0064 3.35 75.86 890.43 范围 7.02～ 16.7～ 6.32～ 156.30～ 0.43～ 0.01～ 0.09～ 26.00～ 17.70～8.02 25.60 8.18 226.50 1.58 0.10 1.54 83.00 143.00 夏 平均值 7.55 20.79 7.35 195.74 1.12 0.05 0.44 50.43 70.84 标准偏差 0.32 2.62 0.50 21.89 0.36 0.03 0.46 22.46 46.95 方差 0.1024 6.86 0.25 479.17 0.13 0.0009 0.21 504.45 2204.30 范围 7.08～ 18.40～ 6.82～ 149.90～ 0.16～ 0.04～ 0.43～ 1.73～ 3.7～8.57 25.60 10.32 337.70 1.09 0.20 6.67 52.54 153.00 秋 平均值 7.92 20.95 8.03 248.12 0.59 0.07 2.45 20.45 83.25 标准偏差 0.45 2.33 1.10 60.32 0.30 0.06 2.35 16.27 58.41 方差 0.2025 5.4289 1.21 3638.50 0.09 0.0036 5.5225 264.7129 3411.7281 范围 7.25～ 7.5～ 7.96～ 202.50～ 0.44～ 0.02～ 0.15～ 14.00～ 5.10～8.99 18.10 11.47 306.40 1.04 0.14 1.16 88.00 63.60 冬 平均值 7.81 13.34 9.40 242.23 0.80 0.07 0.55 54.57 32.06 标准偏差 0.57 3.18 1.06 32.72 0.18 0.04 0.38 28.08 22.02 方差 0.3249 10.1124 1.1236 1070.60 0.0324 0.0016 0.1444 788.4864 484.8804
伊洛瓦底江云南段 CH4 浓度范围为 5.6～476.5 nmol/L, 平均值为 64.0±98.4 nmol/L, 相对于大气为过饱和状态(162%～17024%, 均值为 2213%±3498%)。扩散通量范围为 0.004～1.22 mmol/(m2·d), 平均值为0.26±0.22 mmol/(m2·d), 表明伊洛瓦底江云南段表现为大气 CH4 的弱源。季节上, CH4 浓度夏季最高(141.7±153.2 nmol/L), 秋季最低(18.6±21.0 nmol/L),而扩散通量表现出春季较高、夏季最低的模式。值得关注的是, 扩散通量的季节模式与浓度呈现不同的变化规律, 虽然夏季 CH4 浓度最高, 扩散通量却降至最低。空间分布上, DLJ 位于海拔更高的森林地区, 属于自然河流, CH4 浓度和通量低于其他采样点, 而流经森林与农田交汇的采样点的 CH4 浓度和通量普遍偏高。
对 CH4 浓度和扩散通量进行正态性检验, 结果表明, 空间尺度上 CH4 浓度符合正态分布, 因此采用单因素方差分析(one-way ANOVA), 其余情况则采用 Kruskal-Wallis 方差分析。显著性分析结果见图2 和 3。CH4 浓度在空间和季节上均无显著差异;扩散通量在空间上表现出显著差异, 其中 DLJ 与TLQ 之间、GY 与 ZX 之间以及 ZX 与 TLQ 之间差异显著, 在季节上仅夏季与秋季存在显著差异。
图2 CH4 浓度和扩散通量的季节变化
Fig.2 Seasonal variation of CH4 concentration and diffusion flux of CH4
图3 CH4 浓度和扩散通量的空间变化
Fig.3 Spatial variation of CH4 concentration and diffusion flux of CH4
伊洛瓦底江云南段 CH4 浓度受到多种理化因子的显著影响(图4)。其中, 河流 CH4 浓度与 DOC 浓度显著正相关(p＜0.05, R2=0.17), 表明 DOC 是产甲烷菌的重要碳源, 可直接促进 CH4 的生成。较高的DOC 浓度为微生物提供了充足的底物, 从而增大CH4 的产量。水体 pH 和 ORP 值则反映环境条件对CH4 生成过程的调控作用, 在接近中性的 pH 条件下, 微生物活性可能更高[29]。较低的 ORP (即还原性环境)可能为厌氧微生物创造适宜条件, 进一步促进 CH4 的生成。在缺氧条件下, 当有机物和硝酸盐同时存在时, 可能发生 3 个主要过程(氮同化除外): 反硝化、产甲烷和硝酸盐异化还原为铵[34]。图4(d)显示, 当 DOC/NO3-比值较高时, 河流系统中充足的有机碳可能为甲烷的生成提供更多的底物,从而促进 CH4 的积累。相反, 在硝酸盐浓度较高的情况下, 硝酸盐及其还原产物(如 NO2-和 NO)可能通过提高氧化还原电位或产生潜在抑制效应来限制CH4 的产生[34], 导致其 CH4 浓度较低。
图4 CH4 浓度(对数转换)与水体理化参数的相关性分析结果
Fig.4 Correlation analysis between log-transformed CH4 concentrations and physicochemical parameters of the water column
本研究发现, 河流 CH4 扩散通量随水体 CH4 浓度的升高而增加(p＜0.001, R2 = 0.11, 图5(a)), 这一结果符合气体交换的基本原理, 即水体中 CH4 的浓度梯度是其向大气扩散的主要驱动力。然而, 扩散通量与悬浮泥沙之间表现出明显的反向变化关系(p ＜0.001, R2 = 0.48, 图5(b)), 表明悬浮泥沙在 CH4 排放过程中起着重要的调控作用。有研究表明, 悬浮泥沙可能通过两种途径影响水体 CH4 排放, 一种途径是提供有机质底物来促进产甲烷作用[35]; 另一种途径是, 悬浮泥沙表面更容易富集甲烷氧化微生物,从而加快 CH4 的氧化[36]。结合本研究的显著性检验结果, 更可能与第二种途径有关, 即较高的悬浮泥沙含量通过促进 CH4 氧化来降低水体的 CH4 浓度,从而抑制扩散通量。这就能够合理地解释为何在夏季水体 CH4 浓度达到峰值时, 扩散通量却出现下降的现象。
图5 扩散通量和 CH4 浓度(对数转换)及悬浮泥沙的相关性分析结果
Fig.5 Correlations of diffusive CH4 fluxes and log-transformed concentrations with suspended sediments
为更好理解伊洛瓦底江云南段河流 CH4 排放特征, 我们将研究结果与其他亚热带河流的观测数据进行比较(表3)。长江中下游武汉地区的城市河流中, CH4 浓度明显偏高(11850 nmol/L), 扩散通量也达到 14.82 mmol/(m2·d), 而农业区河流的 CH4 浓度和通量则明显偏低(分别为 270 nmol/L 和 0.52 mmol/ (m2·d))。这种差异可能反映城市河流受到更多的有机污染输入, 从而具备更高的 CH4 生成潜力。此外, 长江流域的上游、中游和下游区域平均 CH4 浓度分别为 260, 210 和 370 nmol/L, 表现出一定的流域下游浓度累积趋势, 可能与长江流域沿程人类活动的加剧及沿途水文条件的变化有关。
表3 不同亚热带河流中 CH4 浓度及扩散通量比较
Table3 Comparison of CH4 concentration and diffusion flux in different subtropical rivers
河流地理位置 CH4浓度范围/(nmol·L-1) 平均CH4浓度/(nmol·L-1) 平均扩散CH4通量/(mmol·m-2·d-1) 文献伊洛瓦底江云南段 5.63～476.54 63.96±98.43 0.26±0.22 本研究长江中下游武汉城市河流 11850 14.82 [37]长江中下游武汉农业河流 270 0.52 [37]长江流域上游 230～390 260 [38]长江流域中游 190～320 210 [38]长江流域下游 180～530 370 [38]龙川河至长江上游整体 12～5801 749±1115 2.6±3.4 [39]重庆市城市河流 690±1370 1.40±2.53 [40]澳大利亚里士满河 190～62130 3.05 [41]英国苏格兰开尔文河 75～241 135±34 1.08±0.972 [42]全球河流 0～456000 1490±10690 7.31±0.44 [3]
在全球尺度上, 河流生态系统的 CH4 浓度范围为 0～456000 nmol/L, 平均值为 1490±10690 nmol/L,对应的扩散通量为 7.31±0.44 mmol/(m2·d)。相比之下, 一些城市河流(如武汉)已接近甚至超过全球高值, 体现城市化对河流 CH4 排放的显著推动作用。伊洛瓦底江云南段河流以森林景观为主, 人类活动干扰较少, 其 CH4 排放水平低于全球平均值。总体来看, 本研究揭示出亚热带森林山地河流的低 CH4排放特征, 该区域河流整体上是大气 CH4 的弱源。
本研究聚焦伊洛瓦底江云南段, 通过季度性监测, 系统地分析 CH4 浓度和扩散通量的时空变化及其影响因素, 得到如下主要结论。
1) 伊洛瓦底江云南段河流 CH4 浓度在夏季和春季达到较高值, 秋季最低; 扩散通量则为春季最高,夏季最低。
2) 作为产甲烷微生物的主要碳源, DOC 与 CH4浓度显著正相关, 但所研究流域 DOC 含量较低, 底物供应有限, 同时悬浮泥沙对 CH4 的扩散形成阻滞,导致研究区域整体上扩散通量偏低。
3) 与全球平均值及其他亚热带河流相比, 伊洛瓦底江云南段在不同季节的 CH4 浓度和通量均偏低, 整体上表现为大气 CH4 的弱源。
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