CH₄是仅次于CO₂的第二大温室气体(Forster et al., 2007)。受人类活动影响，自工业革命以来，大气CH₄浓度增加148%(IPCC，2007)。全球大气CH₄汇的总量约为500 Tg·a^-1(Dalal et al., 2008)，山地土壤CH₄汇与大气CH₄年均增加量相当，其微小变化将直接影响大气CH₄浓度(Mosier et al.，1997)。森林转换导致全球区域内土壤CH₄汇约减少60%(Smith et al., 2000)，因此，森林转换对土壤CH₄汇的影响在全球CH₄汇估计中具有重要地位。

目前森林转换对土壤CH₄汇影响的研究主要集中在温带和热带地区(Borken et al., 2003)，而关于亚热带地区的研究报道很少(莫江明等，2006; 刘玲玲等，2008)。中亚热带东亚季风盛行，具有四季分明、冬冷夏热、湿润多雨、水热同期的特点，天然常绿阔叶林是本区的地带性植被。然而伴随着南方商品林基地建设和山地综合开发，大面积的天然常绿阔叶林经皆伐、炼山后转换为人工林，这种转换明显改变了土壤CH₄汇功能。本研究选择地处中亚热带万木林自然保护区内常绿阔叶天然林(以下简称为天然林)和杉木(Cunninghamia lanceolata)人工林(以下简称为人工林)为对象，对土壤CH₄氧化速率和主要环境影响因子进行定位观测研究，为科学评价该区森林转换对土壤CH₄汇的影响机制及采取合理的森林经营措施提供基础数据。

1 研究区概况

研究区位于福建省建瓯市万木林自然保护区(118°09' E，27°03' N)，地处武夷山脉东南、鹫峰山脉西北，属中亚热带季风气候，年均气温19.4 ℃，年均降水量1 731 mm，年均蒸发量1 466 mm，全年无霜期277天。2009-04—2010-08时段内月降雨量和月均气温见图 1。

天然林为东北坡向，平均坡度26°，海拔390 m，林龄160年，密度235株·hm^-2，林分平均树高28 m，平均胸径45.2 cm。乔木层主要树种有细柄阿丁枫(Altingia gracilipes)、少叶黄杞(Engelhardtia fenzelii)、木荷(Schima superba)、浙江桂(Cinnamomum chekiangense)、杜英(Elaeocarpus sylvestris)和米槠(Castanopsis carlesii)等，以细柄阿丁枫为主; 灌木层以草珊瑚(Sarcandra glabra)和狗骨柴(Tricalysia dubia)为主; 草本层以狗脊(Woodwardia japonica)为主。

人工林为西北坡向, 平均坡度21°, 海拔350 m, 为1969年天然林皆伐后造杉木人工纯林, 人工林与现存天然林毗邻, 本地条件相似(母岩、土层), 密度1 117株·hm^-2, 林分平均树高为18 m, 平均胸径为18.3 cm。灌木层以杜茎山(Maesa japonica)、狗骨柴和草珊瑚为主, 草本有狗脊、五节芒(Miscanthus floridulus)和乌毛蕨(Blcehnum orientale)等(郭剑芬等, 2006)。天然林与人工林0~20 cm土壤基本理化性质见表 1

2 研究方法

在2种林分中分别设立3块20 m×20 m样地，每块样地随机布设6个静态箱。静态箱由底座和顶箱2部分组成，顶箱为白铁皮制成，圆台形(底部直径20 cm，顶部直径10 cm，高20 cm，体积4.58 L)，顶部密封。顶箱底部、中部各有2个小孔:底部一小孔用于箱内温度测定，另一小孔装有1个小气球，用于平衡箱内气压; 中部一小孔外部连接1气囊，在抽气前用于混匀箱内气体，另一小孔用胶塞密封，作为采样口。2009-04—2010-08，每月月底进行观测。底座2009年3月安装后固定不动，每次观测时将顶箱安置在底座上，顶箱与底座间采用橡胶密封圈密封，在顶箱盖上后的0，15，30，45和60 min分别用专用注射器抽取20 mL箱内气体样品，同时用便携式数字温度计(JM624) 测定空气温度、静态箱内空气温度、5和10 cm深处土壤温度，用时域反射仪(Model TDR300 Spectrum公司，美国)测定土壤12 cm深处土壤体积含水量。气样采集完后带回实验室，用气相色谱(GC-2014，日本岛津)测定气样中的CH₄浓度，CH₄检测器为脉冲放电氦离子检测器(PDD)，分离柱内填充料为80~100目5A分子筛，载气为高纯氦气(99.999%)，流量30 mL·min^-1，检测器温度250 ℃，柱箱温度60 ℃，进样口温度120 ℃。CH₄氧化速率计算公式:

式中: F为CH₄氧化速率(μg·m^-2h^-1)，负值表示土壤向大气排放CH₄，正值表示土壤氧化大气中CH₄; M为CH₄的摩尔质量; V_s为标准状况下1 molCH₄体积; V为静态箱体积+底座露出体积(L); S为底座面积(m²); 为气体在观测时间内浓度随时间变化的直线斜率; T为静态箱内温度(℃)。

利用SPSS 16.0软件进行统计分析。采用LSD多重比较法检验2林分CH₄氧化速率的差异显著性(P＜0.05)，相关分析法检验各林分间CH₄氧化速率与土壤温度、含水量的相关性。图在Excel2003中完成。

3 结果与分析 3.1 地表CH₄氧化速率动态

天然林和人工林地表CH₄氧化速率均有明显的季节变化，且变化趋势基本一致，7，8月地表CH₄氧化速率最高，显著高于其他月份，最小值出现在10，11月，但2009年6月份与2010年4月份天然林与人工林均出现较小值，这与当月降雨量较多有关(图 2)。天然林地表CH₄氧化速率最大值为75.02μg·m^-2h^-1，最小值为10.83 μg·m^-2h^-1; 人工林地表CH₄氧化速率最大值为46.40 μg·m^-2h^-1，最小值为7.66 μg·m^-2h^-1。地表CH₄氧化速率变化幅度表现为天然林(200%)大于人工林(153%)。

天然林和人工林土壤均表现为CH₄的汇，地表年均CH₄氧化速率分别为32.01和25.31μg·m^-2h^-1，天然林显著高于人工林(P=0.024)，常绿阔叶天然林转换为杉木人工林后地表CH₄氧化速率降低21%。

3.2 地表CH₄氧化速率与温度和水分关系

由图 3可见:天然林与人工林地表CH₄氧化速率均与土壤体积含水量显著相关，地表CH₄氧化速率随土壤体积含水量增加呈先增加后降低的趋势，当天然林与人工林土壤体积含水量分别为15%和23%时，地表CH₄氧化速率达到最大值; 天然林、人工林地表CH₄氧化速率均与5和10 cm深处土温呈线性正相关，天然林地表CH₄氧化速率与5 cm深处土温的相关性达显著水平(P=0.038)，但与10 cm深处土温的相关性并不显著，而人工林地表CH₄氧化速率与5和10 cm深处土温的相关性均不显著。

4 结论与讨论

土壤含水量是限制土壤CH₄氧化速率的重要因子(Werner et al., 2006; Dalal et al., 2008)。本研究中天然林与人工林地表CH₄氧化速率均与土壤体积含水量显著相关，当土壤含水量较低时，水分胁迫影响微生物活性，限制土壤CH₄氧化(Striegl，1993)，随土壤含水量增加，地表CH₄氧化速率上升，但当土壤含水量超过一定值时(一般为田间持水量的20%~70%)(丁维新等，2003)，土壤通气条件变差，CH₄和O₂扩散受限(CH₄在大气中的扩散速率是水中的10⁴倍)(Whalen et al., 1990)，甲烷氧化菌(Methanotroph)活性下降，甚至形成厌氧环境，产生大量CH₄，净氧化速率下降。地表CH₄氧化速率达到最大值时的土壤体积含水量表现为天然林(约15%)低于人工林(约23%)，有研究认为这种差异主要受土壤机械组成和有机质含量的影响(丁维新等，2003)，当砂粒和粉粒含量达95% ~98%时，土壤CH₄氧化速率最大时的土壤含水量仅为9%(Singh et al., 1997)，而二者含量达90%时，土壤CH₄氧化速率最大时的土壤含水量为15%(Boeckx et al., 1996)。本研究中，天然林砂粒和粉粒含量(86%)高于人工林(74%)(表 1)，从而使天然林地表CH₄氧化速率最大时土壤含水量低于人工林。

目前，有关温度对CH₄氧化的影响仍存在争议。有观点认为，温度对CH₄氧化无明显影响(Price et al., 2004); 也有观点认为，温度对CH₄氧化影响很大，温度过高或过低都会影响CH₄氧化(Prieme et al., 1997)，但由于不同研究区土壤含水量不同，而含水量过高易屏蔽温度对CH₄氧化效应(Crill et al., 1994)。本研究中，天然林地表CH₄氧化速率与5 cm深处土温显著正相关，与10 cm深处土温亦呈正相关但不显著。研究表明，土壤0~5cm土壤有机质含量最高，在此深度土壤中CH₄氧化菌数量最大，微生物活动最强(梁战备等，2004)，地下5 cm温度能较准确地反映温度对微生物的影响。人工林地表CH₄氧化速率也与5和10cm深处土温线性正相关，但相关性均不显著，人工林土壤体积含水量(年平均含水量约为最大田间持水量的93%)全年内显著高于常绿阔叶天然林(P＜0.05)，含水量过高抑制CH₄氧化菌活性，同时也影响CH₄和O₂向土壤中扩散，温度效应被水分屏蔽。因此，地表CH₄氧化速率受土壤温度和水分共同影响，当土壤含水量较低时(如天然林)，地表CH₄氧化速率主要受土壤温度影响，而当土壤含水量较高时，水分的影响大于温度

天然林转变为人工林后，土壤密度增加33%(表 1)，而土壤密度与地表CH₄氧化速率呈线性负相关(Smith et al., 2003; 周存宇等，2006)，即森林转换后表层土壤压实，通气性较差，不利于土壤中甲烷氧化菌的生长、繁殖和代谢，地表CH₄氧化速率下降。地表CH₄氧化速率也与土壤有机质矿化有关，有机碳含量高能提供丰富的底物，明显提高甲烷氧化菌的活性(齐玉春等，2002)，增加地表CH₄氧化速率，但本研究中天然林转变为人工林后0~20 cm土层土壤有机质含量下降了54%，年均凋落物量减少27%(表 1)，凋落物N，P年归还量分别下降15%和10%(郭剑芬等，2006)，这都直接或间接影响土壤C，N底物的有效性，从而不利于土壤微生物数量的提高(Chen et al.，2004)，更不利于地表CH₄氧化。

受土壤类型、植被、降雨量分布及温度的影响，我国森林地表CH₄氧化速率平均值为27.02 ~56.96 μg·m^-2h^-1(表 2)，并有高纬度向低纬度降低的趋势，与全球森林地表CH₄氧化速率变化趋势一致(Dalal et al., 2008)。由于水分对地表CH₄氧化的影响大于温度，因此这种差异主要由于降雨量随纬度增加而减少造成土壤含水量不同所引起的。与本研究结果相比，温带天然林转变为人工林后，地表CH₄氧化速率下降2%~86%(表 3)，平均下降幅度为55%，远大于本研究的下降幅度21%。温带天然林平均氧化速率大于热带、亚热带地区，而人工林则与亚热带相当(表 4)，因此，转换为人工林后，温带地区CH₄氧化速率下降幅度大于亚热带。另外，不同的植被类型对土壤CH₄氧化有较强的影响(Menyailo et al., 2010)，不同植被类型根的深度和密度(Angers et al., 1998; Hooper et al., 2000)、凋落物的质量和数量都不相同(郭剑芬等，2006)，这些都能阻碍土壤内部气体与外界交换，并改变土壤温度、湿度和pH值，同时对土壤微生物群落结构也有一定的影响，如土壤微生物量(Menyailo，2007)、微生物种类的组成和多样性(Bremer et al., 2007)，进而影响地表CH₄氧化速率。但一些地区人工林长期以来受人为收割及移除林下层和凋落物影响，土壤—大气气体交换速度加快，地表CH₄氧化速率反而较天然林增加20%~40%(表 3)。天然林转换为人工林后，森林土壤CH₄氧化能力显著降低，因此，南方地区应加强天然林保护，促进森林土壤CH₄氧化，进而增加土壤碳汇功能。