不同地质年代火山森林土壤甲烷氧化通量及其影响因素

沙 刚，阴红彬，曹宏杰,2，谢立红，黄庆阳，徐明怡,2

（1黑龙江省科学院自然与生态研究所，哈尔滨 150040；
2湿地与生态保育国家地方联合工程实验室，哈尔滨 150040）

CH4作为一种强效的温室气体，单分子的增温潜势是CO2的25倍[1]，CH4对全球气候变暖的贡献大约在20%左右[2]。自工业革命以来大气中CH4浓度迅速增加，根据IPCC(2013)[3]的最新结果，当今浓度达到约1800 ppb，已经引起越来越多的关注。大气CH4浓度的变化取决于陆地CH4排放与吸收之间的平衡。在通气情况下，土壤甲烷氧化菌氧化CH4是目前唯一已知的大气 CH4生物汇[4]，约占全球大气 CH4汇的 9%[5]，在大气CH4源-汇平衡中的作用举足轻重。研究发现，森林土壤贡献了全球CH4生物吸收量的80%[6]，因此，开展森林土壤大气甲烷氧化通量变化特征及其影响因素研究具有重要意义。

地球自然演变过程形成了环境条件差异巨大的各种生态系统，虽然甲烷氧化菌可以在各种自然生态系统中生存[7-9]，但各生态系统的土壤甲烷氧化菌分布并不均匀[10]，大气甲烷氧化能力差异显著[11]。土壤甲烷氧化过程受多种因素的影响，如土壤性质、土壤类型或土地利用方式[12-13]、植物类型[14]等，其中土壤性质是影响甲烷氧化的重要因素。研究表明，土壤性质决定大气甲烷氧化菌的活性、丰度及群落结构[15]，进而影响土壤甲烷氧化菌的大气甲烷氧化速率[16]。不同的植被类型影响土壤甲烷氧化菌群落组成和丰度，导致土壤大气甲烷吸收速率不同[17]。然而，大气甲烷氧化的数据整合分析表明，多种植被类型土壤之间大气甲烷吸收量的平均值没有显著性差异[18]。因此，相关文献中观察到的大气甲烷氧化速率的差异也可能源于植被类型之外其他环境因子的差异，如地理气候因子主导下的土壤性质等[19]。

五大连池火山群由过去200万年间历经7次喷发形成的14座火山构成[20]，是中国最为典型和保存最为完好的火山群，是世界内陆单成因火山的典型代表[21]。五大连池火山森林土壤成土条件的相似性以及成土时间的差异性使其形成了一个成土时间由远及近的土壤时间序列，为甲烷氧化菌群落结构及功能演化对土壤发育时间的响应等研究提供了理想场所。本研究以五大连池3座不同地质年代喷发的火山森林土壤为研究对象，以同一区域不同成因的一座海拔高度相似的山丘为对照，采用静态气箱—气相色谱法，旨在揭示五大连池不同地质年代火山森林土壤甲烷氧化通量的变化特征及其影响因素，以期为本区域大气甲烷氧化年通量估测奠定基础，并为温带火山森林生态系统碳循环规律研究提供一定的科学依据。

1.1 研究区域概况

五大连池自然保护区位于黑龙江省西北部，黑河地区南部的五大连池市境内，地处小兴安岭西南山麓与松嫩平原的过渡地带。保护区东西长约40 km、南北宽约27 km，总面积1060 km2，其地理坐标东经126°00′—126°26′，北纬 48°34′—48°48′。核心区面积517.59 km2，缓冲区471.07 km2，总面积达到988.66 km2。最高海拔为602 m，最低海拔为248 m。五大连池火山自然保护区为火山地貌，火山由新、老两期火山组成。研究区位置及概况如图1所示。

图1 研究区位置及其概况

保护区属于寒温带大陆性季风区气候，夏季短而炎热，在6、7月时最高温可达到38℃；
冬季长而严寒，在1月最低温可达到-42℃。年平均温为0～0.5℃，年平均降水量为467 mm，无霜期平均为110天，具岛状冻土层。

1.2 样地设置

选择保护区内3座喷发年代清晰、植被保存完好、人为干扰小的火山为研究对象，处于同一地区的不同成因的山口湖保护区内的一座海拔高度相似的山丘为对照，样地基本情况见表1，在每个样地的南、北2个坡向的山坡的底部设置5个静态气箱底座，共计40个。

表1 样地基本情况

1.3 取样方法

1.3.1 气体采集 采用通用的静态密闭箱法，于2018年4—10月进行气体采集（根据前期预实验结果每年的11月至次年的3月观测不到土壤氧化大气甲烷现象），每月采集1次。采样的同时记录气温、气压等环境要素。

1.3.2 土壤样品采集 气体采集完成后，采集每个静态气箱底座范围内0～15 cm表层土壤样品，带回实验室，去除残余枯落物、植物根系和土壤动物等杂质后，过2 mm筛，每个实验点位土壤混合成一个样品并于4℃保存，用于土壤理化性质分析。

1.4 指标测定

（1）气体测定。采用气相色谱仪（安捷伦7890A）进行测定。釆用标气（CH4浓度为4.86 mL/L）进行外标法校正。

（2）土壤性质测定采用常规方法。pH用酸度计法，含水量(water content，WC)用烘干法，全有机碳(total organic carbon，TOC)和全氮(total nitrogen，TN)采用元素分析仪法（欧维特EA3000），铵态氮(NH4+-N)采用流动分析仪测定(SKALAR SAN++)，速效磷(available phosphorus，AP)用碳酸氢钠浸提-钼锑抗比色法测定，速效钾(available potassium，AK)采用火焰分光光度计测定（悦丰FP6410），溶性有机碳(dissolved organic carbon，DOC)、土壤微生物量碳(soil microbial biomass carbon，SMBC)和土壤微生物量氮(soil microbial biomass nitrogen，SMBN)采用总有机碳氮分析仪测定（耶拿Multi N/C®2100S）。

1.5 土壤温室气体排放通量计算

土壤温室气体排放通量计算如式(1)。

式中，F为CH4排放通量；
M为气体的摩尔质量；
P0和T0为理想气体标准状态下的空气压力和气温；
V0为目标化合物在标准状态下的摩尔体积，即22.41 L/mol；
H为采样箱内气室高度；
P和T为采样时箱内的实际气压和气温；
dc/dt为箱内目标气体浓度随时间变化的回归曲线斜率。

1.6 统计和作图软件

采用统计学方法，结合SPSS软件、Excel软件等统计分析软件进行数据统计分析，利用Origin软件、和Visio软件进行做图。

2.1 土壤养分的变化特征

由图2可知，土壤总有机碳含量不同采样点南北坡差异显著(P＜0.05)，老黑山与东焦得布和北格拉球之间存在显著差异；
山口湖南坡有机碳含量高于老黑山低于东焦得布和北格拉球且差异显著(P＜0.05)，北坡有机碳含量低于北格拉球，除与老黑山外差异均未达显著水平（图2A）。土壤总氮含量除老黑山外，不同坡向间差异显著(P＜0.05)，总体变化趋势与土壤有机碳相似（图2B）。

图2 土壤养分的变化特征

不同火山土壤铵态氮、速效磷、水溶性碳以及微生物量碳/氮含量呈逐渐增加的变化趋势；
不同采样点均为北坡高于南坡，北格拉球南北坡差异显著(P＜0.05)（图2C、2D、2F、2G、2H）。南坡东焦得布土壤速效钾含量最高，北坡北格拉球含量最高，南北坡间差异显著(P＜0.05)；
老黑山和山口湖土壤速效钾含量南北坡间差异不显著（图2E）。

2.2 不同采样点CH4氧化通量的变化特征

2.2.1 不同采样点CH4氧化通量的日变化特征 不同采样点甲烷氧化通量存在一定的时间变化特征（图3）。24 h内甲烷氧化通量的波动幅度较小，总体呈现单峰曲线的变化模式，老黑山、东焦得布、北格拉球和山口湖不同采样点日变化幅度分别为44.58～68.35、108.65～138.23、74.72～118.05、78.26～105.34 µg/(m2·h)；
老黑山和北格拉球山上午8:00左右甲烷氧化通量为全天最大值，东焦得布和山口湖上午10:00左右为全天最大值，最小值分别出现在2:00、6:00和4:00，日内差值分别为22.77、29.58、44.33、27.08µg/(m2·h)（图3A）；
老黑山、东焦得布、北格拉球和山口湖甲烷氧化通量24 h平均值分别为55.84、121.38、89.70、89.65 µg/(m2·h)，东焦得布最高并且与老黑山、北格拉球山和山口湖存在显著差异(P＜0.05)（图3B）。

图3 CH4氧化通量的小时变化特征及差异分析

2.2.2 不同采样点CH4氧化通量的月际变化特征 由图4可知，不同采样点南北2个坡向土壤甲烷氧化通量均具有相似的月际变化特征，均呈现单峰曲线模式，6月甲烷氧化通量达到最大值。南坡东焦得布甲烷氧化通量高于老黑山和北格拉球，差异显著(P＜0.05)；
北坡甲烷氧化通量东焦得布＞北格拉球＞老黑山，差异均达显著水平(P＜0.05)。由图5可知，老黑山和东焦得布甲烷氧化通量南坡高于北坡，差异显著(P＜0.05)；
北格拉球和山口湖甲烷氧化通量南北坡无显著差异；
东焦得布甲烷氧化通量南北坡均显著高于其他采样点(P＜0.05)。

图4 CH4氧化通量的月际变化特征

图5 2018年不同采样部位土壤CH4氧化通量

2.3 CH4氧化通量的影响因素分析

2.3.1 CH4氧化通量与土壤温湿度的回归分析 不同采样点土壤CH4氧化通量与土壤0～5 cm土壤温度呈显著的指数相关，南坡老黑山土壤CH4氧化通量与土壤0～5 cm土壤温度的相关系数低于东焦得布、北格拉球和山口湖（图6A和表2）；
北坡不同喷发时期火山土壤CH4氧化通量与0～5 cm土壤温度的相关系数表现为北格拉球＞老黑山＞东焦得布，且均高于山口湖（图6B和表2）。

图6 不同采样点CH4氧化通量与土壤温度和含水量的回归关系

表2 不同采样点CH4氧化通量与土壤温度的关系模型

不同采样点土壤CH4氧化通量与土壤含水量呈线性相关，南坡老黑山土壤CH4氧化通量与土壤含水量具有显著的正相关关系，北格拉球土壤CH4氧化通量与土壤含水量具有显著负相关(P＜0.05)，东焦得布和山口湖土壤CH4氧化通量与土壤含水量相关性不显著（图6C和表3）。北坡老黑山和北格拉球土壤CH4氧化通量与土壤含水量具有显著负相关(P＜0.05)，东焦得布和山口湖土壤CH4氧化通量与土壤含水量也呈负相关关系，相关性不显著（图6D和表3）。

表3 不同采样点CH4氧化通量与土壤含水量的关系模型

2.3.2 CH4氧化通量与土壤养分含量的相关性 相关分析结果表明，在南坡老黑山甲烷氧化通量与土壤速效钾和总有机碳显著负相关(P＜0.05)，与铵态氮和微生物量碳含量显著正相关(P＜0.05)；
东焦得布甲烷氧化通量主要受总有机碳和铵态氮的影响(P＜0.05)；
北格拉球甲烷氧化通量与速效钾、溶解性有机碳和微生物量碳极显著正相关(P＜0.01)，与微生物量氮相关性显著(P＜0.05)；
山口湖甲烷氧化通量与速效磷、总有机碳和总氮极显著负相关(P＜0.01)，与溶解性碳和微生物量碳显著正相关(P＜0.05)（表4）。在北坡东焦得布甲烷氧化通量与速效磷和总有机碳显著负相关(P＜0.05)，与溶解性有机碳极显著正相关(P＜0.05)；
北格拉球甲烷氧化通量与速效磷显著负相关(P＜0.05)；
山口湖甲烷氧化通量与速效钾极显著负相关(P＜0.01)，与微生物量碳和微生物量氮显著负相关(P＜0.05)（表4）。

表4 不同采样点CH4氧化通量与土壤因子相关性分分析

火山喷发时间的差异决定了土壤养分含量的差异，山口湖与东焦得布和北格拉球的养分含量及理化性质存在差异但小于与新期火山的差异，长期土壤发育过程导致不同母质的土壤养分含量及理化性质出现趋同性。

不同采样点CH4氧化通量动态变化总体呈单峰曲线，表现为昼高夜低的变化趋势；
大时间尺度上，土壤发育时间影响土壤CH4氧化通量；
土壤CH4氧化通量与0～5 cm土层温度呈指数关系Fc=aebT，与土壤水分呈线性关系Fc=aM+b，相关性程度低于与土壤温度的相关性；
土壤CH4氧化通量受多种环境因子的综合影响。

4.1 土壤养分含量的变化

五大连池火山群经历7次喷发形成，在成土条件相同或相似的情况下，土壤性质与土壤发育时间密切相关[22]。土壤总有机碳和全氮的积累是生态系统发育过程中最典型的土壤演变过程。从研究结果上看，老黑山（新期火山）南坡土壤总有机碳、全氮以及速效养分显著低于东焦得布和北格拉球（老期火山），同时也低于对照样地（山口湖）。老黑山喷发距今只有300年，与东焦得布和北格拉球相比，植被发育还处于起始阶段。土壤发育亦处于初始阶段。老黑山北坡覆盖的落叶松林生物量较大，有大量藓类植物分布，因此，老黑山北坡土壤养分含量高于南坡。

4.2 CH4氧化通量的变化特征

土壤与大气之间的水热交换需要一定的传导平衡时间[23]，不同时间尺度（小时、昼夜、月和季节）的表现形式可能会有不同。通过对五大连池地区不同采样点的CH4氧化通量24 h日变化特征进行分析，不同采样点CH4氧化通量动态变化总体呈单峰曲线，表现为昼高夜低的变化趋势。齐玉春等[24]、周存宇等[25]和庄静静等[26]分别对贡嘎山山地暗针叶林、鼎湖山针阔混交林和黄河小浪底人工林进行研究，也获得了相似的研究结果。本研究中，CH4氧化通量最大值出现在8:00和10:00，与Xiao等[27]通过对长白山阔叶林土壤CH4通量的研究和杨小丹等[28]对寒温带大兴安岭地区森林土壤CH4通量研究结果存在差异。造成这种差异可能是由于当地土壤环境和植被等环境因素与其他研究区域存在差异。

在日尺度上选取合适的时间段测定土壤CH4通量，取其均值代表日均值，可使短时间内土壤CH4通量观测数据有效反映长时间尺度上土壤CH4通量。本研究结合几个采样点的CH4氧化通量日变化特征亦选择晴天的上午8:00—10:00进行人工采样。老黑山、东焦得布、北格拉球和山口湖均表现为大气CH4的汇。4个采样地点土壤CH4氧化通量均存在明显的月际动态，总体趋势相似。研究结果与Borken等[29]的报道地表甲烷氧化速率7—8月最高，肖冬梅等[30]报道的夏秋季明显高于春冬季的结果相似。坡向上不同采样点CH4氧化通量存在差异，老黑山CH4氧化通量在不同坡向上均低于东焦得布和北格拉球，且低于山口湖，这可能与老黑山土壤发育时间较短养分贫瘠有关。东焦得布CH4氧化通量不同坡向上均高于其他采样点，而北格拉球CH4氧化通量与山口湖差异最小，说明同一区域不同基质上发育的土壤养分、植被状况以及土壤微生物群落结构、物种组成等趋于相似，因此甲烷氧化能力差异逐渐减小。大时间尺度上土壤发育时间通过改变土壤养分、植被状况的直接影响甲烷氧化菌群落组成和结构，进而影响大气CH4氧化通量。

4.3 CH4氧化通量的影响因素

研究表明，森林土壤中的绝大多数甲烷氧化菌都是中温型菌[31]，过高或过低的温度都会抑制CH4氧化，同时不同类型的甲烷氧化菌对温度的响应能力也存在差异[32]。土壤表层温度是影响CH4通量的主导因子[33]，在0～30℃范围内森林土壤对大气甲烷的氧化与温度的增加呈明显的正相关[34]。土壤CH4氧化通量具有明显的季节变化规律，与0～5 cm土层温度呈指数相关[35]。土壤水分影响土壤通气状况、氧气在土体中的扩散难易程度以及微生物和植物根系对氧气的消耗程度[36-37]，本研究中CH4氧化通量与土壤水分的相关性小于与土壤温度的相关性，这可能与采样区域处于相对较小的范围有关。

本研究结果表明，老黑山和东焦得布南坡土壤CH4氧化通量与土壤总有机碳显著负相关，山口湖南坡土壤CH4氧化通量与土壤总有机碳和土壤全氮显著负相关。Singh等[38]的研究也表明，土壤吸收大气甲烷与土壤有机质、全氮间为负相关关系。不同采样点土壤CH4氧化通量与NH4+-N具有正相关关系，老黑山和东焦得布土壤CH4氧化通量与其相关性达显著水平(P＜0.05)。然而，Nesbit和 Breitenbeck[39]研究发现，NH3和CH4在甲烷单加氧酶水平上的竞争、由氨化作用向硝化作用的转移以及NH4+氧化生成的NO2-的毒性使得NH4+对甲烷氧化具有强烈的抑制作用[40]，这与本研究结果并不一致。北方森林土壤中NH4+-N含量较低，因此这种抑制作用较弱。不同采样点土壤CH4氧化通量受土壤环境因子的影响存在差异性，说明不同采样点土壤CH4氧化通量受多种环境因子综合影响，不同环境因子的交互作用有待今后进一步的分析研究。