甲烷是一种重要的温室气体，虽然其在大气中的存活时间仅为10年，但贡献了全球气候变化约22%的辐射强度，对全球变暖具有重要影响(IPCC，2007).工业革命以来，大气中甲烷浓度已经从前工业化时期的715 ppb增加到2008年的1787 ppb.湿地生态系统每年向大气排放145 Tg的甲烷，占全球甲烷排放总量的20%(Dlugokencky et al.,2009).湿地甲烷排放是有机物输入，厌氧分解产甲烷，甲烷氧化和传输综合作用的结果(Huttunen et al.,2003；Teh et al.,2011).当甲烷产生之后，一部分主要通过气泡、扩散和植物通气组织等方式传输到大气中，而另一部分则在植物根系周围或水气界面被氧化(Bubier and Moore，1994；Segers，1998).还有相当一部分甲烷溶解在土壤孔隙水中，长期或短期储存在土壤中(Ding et al.,2005b)，但是这部分甲烷往往被忽略.被溶解在土壤孔隙水中这部分甲烷碳库，如果受到人为或气候变化的干扰，很可能会极易被释放到大气中，从而会对湿地甲烷排放通量估测产生潜在影响.因此，湿地土壤孔隙水中甲烷浓度变化对湿地甲烷传输以及排放具有重要作用(宋长春等，2004；王维奇，2008).土壤孔隙水甲烷浓度与甲烷排放通量之间具有显著的相关性.例如，Ding等(2005a)对三江平原毛苔草潜育沼泽研究发现，土壤表层孔隙水中甲烷浓度能够解释甲烷排放通量的91%; 在滨海沼泽湿地中，甲烷排放通量和表层5 cm孔隙水中甲烷浓度的相关性可以达到45%~73%(Ding et al.,2010);稻田孔隙水中甲烷浓度与甲烷排放通量也具有显著相关性(Zhang et al.,2012).因此，研究湿地土壤孔隙水中甲烷浓度与甲烷排放通量之间的协同关系及其主控因子，可以为深入揭示甲烷在土壤-水-大气之间的循环过程以及精确评估湿地碳排放提供一定的理论基础.

沼泽湿地是我国主要的天然湿地类型之一，约占天然湿地总面积的47%.三江平原是我国最大的淡水沼泽湿地分布区(赵魁义，1999)，该区2005年沼泽湿地面积大约为8100km²(Wang et al.,2011).根据有无泥炭的积累，可将沼泽湿地分为泥炭沼泽和潜育沼泽，其中泥炭沼泽面积243km²，均属草本泥炭(马学慧等，1987).虽然草本泥炭沼泽在三江平原分布面积较少，但其对区域和全国温室气体排放平衡可能存在重要影响.以往对三江平原沼泽温室气体排放的相关研究多集中于不同植被类型的潜育沼泽(杨继松等，2006；Song et al.,2009；Yu et al.,2010；Sun et al.,2012).而对该区草本泥炭沼泽湿地研究较少.鉴于此，于2012年和2013年植物生长季对三江平原毛苔草泥炭沼泽孔隙水中甲烷浓度进行监测，旨在探讨其季节变化特征和关键影响因素.研究泥炭沼泽土壤孔隙水甲烷浓度及其与环境和生物因子的关系，对于深入揭示泥炭沼泽碳循环机制具有十分重要的意义.

研究区域位于中国科学院三江平原沼泽湿地生态试验站西南方向大约38 km野外试验场内(47°29′N，133°21′E，56m).试验场所处地区属于温带大陆性季风气候，年均气温为2.52 ℃，年均降水为558 mm，并且具有较大的时空变异规律(Yu et al.,2010).该区属于季节性冻融区，每年的10月到次年的4月土壤和水分完全冻结(Song et al.,2009).本区泥炭沼泽形成较早，最早形成于早全新世初期，并且具有连续性.但是不论泥炭沼泽还是潜育沼泽，不存在发展为高位沼泽的必然性，沼泽长期处于低位发育阶段(杨永兴，1988).泥炭层的厚度在30 cm以上.优势种为毛苔草(Carex lasiocarpa)，盖度为75%~95%，其次为狭叶甜茅(Glyceria spiculosa)，盖度为10%~20%.伴生种有乌拉苔草(Carex meyeriana)，睡莲(Nymphaea tetragona)，驴蹄草(Caltha palustris)，苔藓植物(Bryophyte)等，盖度不到1%(Zhu et al.,2014).土壤剖面上层为草根层，然后是海绵状的泥炭层，下层为透水性差的潜育层. 土壤pH采用电位法测定;土壤总氮采用凯氏定氮仪消煮法测定;土壤总有机碳采用应用TOC仪高温燃烧法测定;土壤容重采用环刀法测定.具体土壤理化性质见表 1.

表 1(Table 1)

表 1 三江平原泥炭沼泽湿地土壤基本理化性质(平均值±标准误) Table 1 Soil physical and chemical characteristics in peatl and of the Sanjiang Plain(Mean ± SE)

表 1 三江平原泥炭沼泽湿地土壤基本理化性质(平均值±标准误) Table 1 Soil physical and chemical characteristics in peatl and of the Sanjiang Plain(Mean ± SE) 土壤深度/cm 土壤pH 土壤总氮/(g·kg-1) 土壤总碳/(g·kg-1) C/N 土壤容重 注：相同的字母表示无显著性差异(p>0.05)，不同的字母表示有显著性差异(p<0.05). 0~20 6.1 ± 0.2a 18.3 ± 0.8a 280.1 ± 9.7a 15.3 ± 0.2 0.1 ± 0.0 20~40 6.2 ± 0.1a 8.8 ± 0.5b 84.5 ± 3.8b 9.6 ± 0.1 1.0 ± 0.1 40~60 6.3 ± 0.1a 2.8 ± 0.1c 7.5 ± 2.4c 2.7 ± 0.9 1.3 ± 0.1

不同土壤深度(0~5 cm，5~10 cm，10~20 cm，20~30 cm，30~40 cm)孔隙水采集采用带孔的PVC管，装置示意图如图 1所示. 2012年生长季初期，不同深度PVC采集装置分别安装在临近温室气体通量监测点的监测小区内，分别设置3个重复.采集装置附近搭设栈桥，以减少人为踩踏的干扰.PVC采集管直径为7.5 cm，底端密封，顶部设有带三通阀不锈钢管作为取水口，三通阀与不锈钢管以胶皮软管相连(图 1).在底端相应的监测深度范围内设置长5~10 cm，直径约为0.2 cm的集气孔36~48个，外面用纱布包裹(Yu et al.,2010).每次采样前，先用注射器将装置里的孔隙水抽出，静置1 h左右抽取30ml.由于2013年水位降低，因此表层5 cm孔隙水没有采集.生态系统甲烷排放通量观测采用静态暗箱-气相色谱法，采样箱规格和操作规范以及排放速率计算方法参照文献(Song et al.,2009;Zhu et al.,2014).

图 1(Fig.1)

图 1 土壤孔隙水甲烷采集装置示意图 Fig.1 Illustration of design used to monitor CH4 concentration in pore water

孔隙水带回实验室后，注射进50 mL抽真空的离心管内，密封并振荡15 min，然后抽取离心管上部气体并用气相色谱仪分析甲烷浓度.土壤孔隙水甲烷浓度(C)用公式(1)(Ding et al.,2005b)来计算：

式中，C_h 是离心管上部空气中CH₄ 含量(μL · L^-1)，V_h 是离心管上部空气体积(mL)，V_p 是土壤孔隙水的体积(mL)，T₀和T 分别代表标准温度和室温(℃).

每次观测时同步测定相关环境因子，不同深度的土壤温度(5 cm，10 cm，15 cm，20 cm和25 cm)通过特制的高精度地温计(分度值为0.2 ℃)进行测量.在采样箱附近通过直尺测定水位深度.土壤10 cm处的体积含水量采用TDR(Trime-PICO32，IMKO Co.，Germany)进行测量.植被株高每次采集气体样品时通过直尺测量.

不同采样时间及不同土壤深度孔隙水甲烷浓度的差异运用SPSS16.0重复测量方差分析(Repeated measures ANOVA)进行统计分析；运用一元线性回归来分析孔隙水甲烷浓度与各环境因子的关系;运用多元回归中逐步回归分析建立土壤孔隙水中甲烷浓度与各环境因子的最优回归方程.运用SigmaPlot 11.0软件进行绘图.

2012年和2013年植物生长季不同土壤深度孔隙水中甲烷浓度呈现明显的季节变化.2012年，表层5 cm孔隙水甲烷浓度与生态系统甲烷排放变化趋势一致，排放峰值(33.12 μmol · L^-1)出现在6月份采样初期(图 2);而土壤深层(10~40 cm)甲烷浓度高峰值(分别为80.45，131.14，252.16和340.40 μmol · L^-1)大都出现在9月中旬. 2013年各层土壤(10~40 cm)孔隙水甲烷浓度在8月或9月出现排放高峰值(分别为490.95，425.28，422.04和298.32 μmol · L^-1)(图 2).从土壤剖面来看，2012年10~40 cm平均值分别为22.89，52.60，95.33和127.21 μmol · L^-1，而2013年各层平均值分别为123.01，178.65，132.85和101.96 μmol · L^-1，均表现出显著性差异(表 2).

表 2(Table 2)

表 2 2012和2013年植物生长季不同深度土壤孔隙水甲烷浓度重复测量方差分析结果(F和p值) Table 2 Results(F and p values)of repeated measures ANOVAs on the effects of different soil depths，sample times and their interactions on CH4 concentration in pore water

表 2 2012和2013年植物生长季不同深度土壤孔隙水甲烷浓度重复测量方差分析结果(F和p值) Table 2 Results(F and p values)of repeated measures ANOVAs on the effects of different soil depths，sample times and their interactions on CH4 concentration in pore water F值 p值 2012 2013 2012 2013 注：由于2013年水位较低，重复测量方差分析时选取的是20 cm，30 cm和40 cm处的甲烷浓度. 采样时间 25.36 26.82 p<0.001 p<0.001 土壤深度 56.94 6.66 p<0.001 p=0.03 交互作用 482.01 325.93 p<0.001 p<0.001

图 2(Fig.2)

图 2 2012和2013年植物生长季不同深度土壤孔隙水甲烷浓度、甲烷排放通量以及各环境因子变化动态 Fig.2 Temporal variations of dissolved pore water CH4 concentration at different soil depths，CH4 emissions and different environmental factors during the growing seasons in 2012 and 2013

一元线性回归和多元线性逐步回归分析表明，对于表层土壤(5 cm和10 cm)来说，影响土壤孔隙水甲烷浓度的主要环境因素是株高(R²=0.6，p=0.005)和土壤充水孔隙率(R²=0.36，p =0.01).对于深层土壤(20 cm，30 cm和40 cm)来说，影响甲烷浓度的主要因素是土壤温度.土壤(5~20 cm)孔隙水中甲烷浓度与生态系统甲烷排放通量呈现显著的线性关系(表 3).

表 3(Table 3)

表 3 土壤孔隙水甲烷浓度与各因子的关系 Table 3 Relationships between CH4 concentration in pore water and different factors

表 3 土壤孔隙水甲烷浓度与各因子的关系 Table 3 Relationships between CH4 concentration in pore water and different factors 环境要素 变化范围 回归方程 P-CH4 5 P-CH4 10 P-CH4 20 P-CH4 30 P-CH4 40 注：NS表示无显著性差异(p>0.05)；T5，T10，T15，T20和T25分别表示5 cm，10 cm，15 cm，20 cm和25 cm土壤温度；P-CH4 5，P-CH4 10，P-CH4 20，P-CH4 30和P-CH4 40分别表示土壤5，10，20，30和40 cm处孔隙水甲烷浓度. T5 6.8~24.8 ℃ NS NS NS y=13x+330(p =0.01，R2=0.24) y=-11x+315(p =0.02，R2=0.25) T10 6.6~19.8 ℃ NS NS NS NS p =0.19 T15 6.9~18.5 ℃ NS NS NS NS p =0.64 T20 5.3~19.1 ℃ NS NS NS NS p =0.49 T25 3.6~19.2 ℃ NS NS y=19x-100(p =0.02，R2=0.22) y=14x-39(p =0.047，R2=0.17) p =0.12 水位 -20~7 cm NS NS NS p =0.62 p =0.43 WFPS 15%~118% y=26x+1 (p=0.02，R2=0.46) y=204x-29(p =0.01，R2=0.36) y=279x-22 (p =0.004，R2=0.32) p =0.53 p =0.93 融深 27~融通 NS NS NS p =0.18 y=0.3x-1(p =0.02，R2=0.51) 株高 52~91 cm y=-x+62(p=0.005，R2=0.6) NS NS p =0.84 p =0.96 甲烷通量 0.22~20.87mg·m-2·h-1 y=-x+62(p=0.009，R2=0.6) y=6x+32(p=0.04，R2=0.26) y=11x-45 (p <0.001，R2=0.47) NS NS 逐步回归分析 株高 WFPS T25，株高，T20，水位，WFPS y=215WFPS-8水位-90T20-8株高+123T25+211 T5，T25y=16T25-18T5+225(R2=0.523) 融深

总体上来说，在2012年和2013年植物生长季，不同土壤深度孔隙水中的甲烷浓度均呈现单峰值变化趋势(图 2).其中，2012年表层5 cm孔隙水甲烷浓度与生态系统甲烷排放通量变化趋势一致，在采样初期出现排放峰值，这可能是由于生长季初期水位较高造成的.土壤深层孔隙水甲烷浓度在生长季末出现最大值，这是因为此时植物开始进入枯萎期，死亡根系以及枯落物为产甲烷菌提供了更多可利用的底物，有效的提高了甲烷产生率；同时由于表层泥炭层的保温作用，深层土壤温度相对表层降低缓慢(图 2)，促进了甲烷的产生和溶解；再加上植物通气组织开始关闭，使得传输甲烷能力下降(Sun et al.,2012；Ding et al.,2005b)；因此大部分甲烷溶解到孔隙水中.但是，本研究中土壤5 cm甲烷浓度值(0.72~33.12 μmol · L^-1)明显低于 Ding等(2005a)对该区植物生长季毛苔草潜育沼泽甲烷浓度(242~331 μmol · L^-1)，这可能是由于毛苔草潜育沼泽水位一直保持在地表以上，为甲烷的产生和溶解提供了适宜条件.

2012年10~40 cm孔隙水甲烷浓度日平均值要低于2013年各层平均值.这可能是由于2013年降雨集中于7月和8月(图 2)，雨热同期，此时植物生长旺盛，有利于产甲烷菌的生长，促进了土壤中甲烷的产生，从而使得孔隙水甲烷浓度和甲烷通量均出现明显的峰值.而2012年夏季七八月份大部分时间土壤水位较低，厌氧层下移，导致深层产生的甲烷在传输的过程中大部分被氧化；此外，尽管生长季末土壤含水量较高，孔隙水甲烷浓度出现了峰值，但此时土壤温度开始下降，抑制了产甲烷菌的活性，从而导致2012年整个植物生长季孔隙水甲烷浓度低于2013年.

从土壤剖面来看，植物生长季初期(2012年和2013年6月份之前)表层土壤孔隙水中甲烷浓度要高于深层土壤(图 2).这主要是由于在植物生长季初期，地表已经解冻，深层泥炭沼泽土壤还处于冻结状态.表层土壤产甲烷菌所需底物以及温度高于深层土壤，同时植物体地上部分比较弱小，甲烷传输能力微弱，因此表层孔隙水具有较高的甲烷浓度(宋长春等，2004).在2012年生长季后期，孔隙水中甲烷浓度表现出随土壤深度增加而增加的趋势，这与前人研究结果基本一致(Wilson et al.,1989; Rothfuss and Conrad，1993；王维奇，2008).一方面，由于深层土壤厌氧程度更高，氧化还原电位相对较低，孔隙水中溶解性甲烷滞留时间长，更容易积累；另一方面，由于泥炭沼泽表层的泥炭土导温率和导热率均小(刘兴土，2005)，从而导致生长季末深层土壤温度高于表层(图 2)，微生物活性较高，从而深层土壤产生更多的甲烷.2013年不同层次土壤孔隙水甲烷浓度随着土壤深度的增加，呈现先增加后较低的趋势，这与杨文燕等(2006)在该区研究结果相似，在土壤20 cm处达到最大值.因此，有关毛苔草泥炭沼泽不同土壤剖面中孔隙水甲烷浓度变化动态及成因还有待于进一步研究.

湿地中甲烷排放与通量通常表现出很大的空间异质性，只有部分能通过环境因子来解释(Segers，1998).线性和逐步回归分析表明，不同深度土壤孔隙水甲烷浓度受到不同因子影响(表 3).对于表层土壤(5 cm和10 cm)来说，影响土壤孔隙水甲烷浓度的主要环境因素是株高和土壤充水孔隙率.株高可近似反映毛苔草的生长状况.毛苔草的茂盛生长可以为甲烷产生提供更多的有机质，从而促进甲烷产生(King and Reeburgh，2002).此外，毛苔草属于浅根系植物，根系主要分布表层.表层土壤中大量根系分泌物及根系的快速周转能够为产甲烷菌提供大量的底物，加速甲烷产生速率(Tanner，2001).研究表明，根系产生甲烷约占到土壤甲烷排放的30%(侯翠翠，2012).由于湿地水位较低，表层土壤大部分时间处于好氧状态，甲烷产生受到土壤实际充水孔隙率的影响，因此表现出较好的相关性.对于处于厌氧条件下的深层土壤(20~40 cm)来说，主要环境影响因子为土壤温度等.土壤温度是厌氧环境下甲烷排放的重要控制因子，直接影响产甲烷菌和甲烷氧化菌的数量、结构和活性(Schimel and Gulledge，1998；Christensen et al.,2003；Bloom et al.,2010).随着土壤温度的增加，产甲烷菌活性的提高是甲烷产生和甲烷浓度增加的主要原因之一. Cao等(1998)通过研究预测，温度每升高2℃，湿地向大气排放的甲烷的量将会增加10%~20%.此外，土壤(5~20 cm)孔隙水中甲烷浓度能够解释甲烷排放通量的26%~60%，而深层土壤与甲烷排放通量无显著相关(图 2).这可能是由于甲烷排放是甲烷产生、氧化和传输的复杂过程，表层土壤甲烷传输更为频繁，因此表层土壤孔隙水甲烷浓度与甲烷排放表现出较好的相关性.

值得注意的是，在2012年7月30日的强降雨(日降水量达49 mm)之后，孔隙水中的甲烷浓度并没有立刻表现出显著的增加，而是出现了延迟(time lag)现象，2013年8月土壤孔隙水中甲烷浓度也出现了此现象(图 2).同样，生态系统甲烷排放也出现了类似的现象(Zhu et al.,2014).这种延迟现象可能是由于土壤物理性质方面差异引起的.当曝气的泥炭沼泽土壤淹水时，甲烷产生并没有立刻发生，而甲烷氧化现象也没有立刻受到影响，直到先前土壤孔隙中的氧气全部消耗，氧化现象才会发生，因此这需要一段时间(Suyker et al.,1996).另外，土壤先前的曝气环境以及土壤湿度的突然改变能够导致与产甲烷菌无关的电子受体的补偿，这同样会使得在随后饱和状态下甲烷产生受到延迟.研究表明，土壤厌氧状态与水分饱和状态并不是严格对应的(Deppe et al.,2010).上层处于好氧状态的泥炭层可能需要一段水分饱和期使甲烷产生过程重新发生.因此，短期的天气事件可能不会对甲烷浓度以及甲烷排放立刻产生影响，这取决于土壤中实际的湿度情况(Kern et al.,2012).