2020, Vol. 40
文章信息
- 贾高辉, 许全, 杨怀, 杨秋, 李意德, 刘文杰
- JIA Gaohui, XU Quan, YANG Huai, YANG Qiu, LI Yide, LIU Wenjie
- 尖峰岭热带山地雨林林窗土壤甲烷通量研究
- Soil methane flux of tropical mountain rainforest canopy gaps in Jianfengling, Hainan Island
- 森林与环境学报,2020, 40(2): 126-132.
- Journal of Forest and Environment,2020, 40(2): 126-132.
- http://dx.doi.org/10.13324/j.cnki.jfcf.202
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文章历史
- 收稿日期: 2019-12-23
- 修回日期: 2020-01-30
2. 海南大学生态与环境学院，海南 海口 570228;
3. 国际竹藤中心，北京 100102;
4. 海南尖峰岭森林生态系统国家野外科学观测研究站，广东 广州 510520
2. College of Ecology and Environment, Hainan University, Haikou, Hainan 570228, China;
3. International Center for Bamboo and Rattan, Beijing 100102, China;
4. Jianfengling National Key Field Research Station for Tropical Forest Ecosystem of Hainan Island, Guangzhou, Guangdong 510520, China
土壤甲烷通量是土壤碳循环的关键环节，在全球气候变暖中起着重要作用。大气-土壤甲烷净通量是土壤中甲烷生成与氧化这两个相反过程共同作用的结果。甲烷产生过程可概括为复杂有机碳首先降解为简单的底物，然后通过产甲烷菌的甲烷生成作用产生甲烷[1]。土壤甲烷氧化菌的氧化过程是甲烷吸收的关键环节，土壤甲烷氧化菌对大气甲烷的氧化虽然仅占全球甲烷汇的5%~15%，但该过程是消耗大气甲烷的唯一生物汇，对大气甲烷浓度具有极其重要的影响[2]。森林土壤被认为是大气甲烷最有效的汇，热带森林面积约占全球陆地面积的11.8%，其贡献约为整个水分非饱和土壤甲烷吸收的80%[3]。可见，准确估算热带森林土壤甲烷通量在预测未来气候变化中有重要意义。
林窗对土壤甲烷通量有何影响，已成为热带森林土壤甲烷通量估算中亟待解决的科学问题。受高强度台风的影响，热带森林中林窗的增加已是一个不争的事实[4]。研究表明，土壤温度和水分对土壤甲烷通量有着重要的影响[5]。林窗作为一种干扰，它的形成改变了森林小气候、土壤的水热条件和分解者群落结构[6]，可能会改变森林土壤甲烷通量。海南岛是我国热带森林的主要分布区之一，在全国热带森林中占有重要的份额，其面积约1.47×106 hm2，其中天然林面积约0.61×106 hm2 [7]。本研究以海南岛尖峰岭热带山地雨林中自然干扰形成的林窗为研究对象，旨在明晰林窗土壤甲烷通量月变化特征及其影响因素，以期为精准估算热带山地雨林土壤碳通量提供依据。
1 材料与方法 1.1 研究区概况研究区位于海南岛乐东县尖峰岭国家级自然保护区(18.20°~18.57°N，108.41°~109.12°E)，属典型的热带季风气候，具有明显的干、湿两季，每年5月进入雨季，直到10月结束，11月起进入旱季，持续到来年4月。该区年平均降水量2 449 mm，年平均气温19.8 ℃，≥10 ℃年积温7 200 ℃[8]。土壤类型以砖红壤-黄壤为主，该区域生境异质性较高，物种组成丰富，结构复杂，寄生和附生植物居多，以樟科(Lauraceae)(9属29种)、壳斗科(Fagaceae)(3属23种)、山矾科(Symplocaceae)(1属7种)、木犀科(Oleaceae)(3属5种)和桃金娘科(Myrtaceae)(3属9种)等植物为主，热带山地雨林是海南岛最占优势的植被类型[9]。
1.2 样地设置尖峰岭热带山地雨林60 hm2大样地中林窗所占比例为21.3%，因此，该区域是研究林窗对土壤甲烷通量影响的理想场所。2011年9月29日的台风“纳沙”为当年海南最强台风，在大样地附近产生了两个较大的林窗，另外选取面积(700 m2)、形成时间、地形大致相同的4个林窗, 该6个林窗所处海拔高度基本一致，样地内土壤类型均为砖黄壤-黄壤，主要植物为四蕊三角瓣花[Prismatomeris tetrantra (Roxb.) K. Schum]、大叶蒲葵[Livistona saribus(Lour.) Merr. ex A. Chev]等，其地理位置信息见表 1。
| 样地编号 Plot number |
纬度 Latitude |
经度 Longitude |
海拔 Altitude/m |
林窗形成年限 Age of gap |
坡度 Slope/% |
坡向 Aspect |
| JF1 | 18°43′54.74″N | 108°53′10.04″E | 872 | 2011 | 2.9 | 北North |
| JF2 | 18°43′53.23″N | 108°53′10.04″E | 855 | 2011 | 10.8 | 东北Northeast |
| JF3 | 18°43′53.20″N | 108°53′22.90″E | 884 | 2012 | 7.8 | 北North |
| JF4 | 18°43′55.71″N | 108°53′30.93″E | 810 | 2012 | 2.0 | 东北Northeast |
| JF5 | 18°43′54.05″N | 108°53′30.23″E | 892 | 2012 | 7.6 | 北North |
| JF6 | 18°43′59.70″N | 108°53′39.10″E | 830 | 2012 | 4.5 | 西南Southwest |
在每个林窗和林下分别布设6个(林窗中心附近)和4个(选取距林缘5~10 m，郁闭度较好的林下)土壤呼吸环(土壤呼吸环插入土壤中的深度为10 cm)。林窗样品采集时间为2018年1至12月，每月月末测定1次土壤甲烷通量。凋落物框布设在林窗和林下各土壤呼吸环1 m范围内，规格为0.5 m×0.5 m，各布设3个。测定土壤甲烷通量的同时收集凋落物框内的凋落物，并编号装入固定的收集袋内，带回实验室称重分析。每月在各土壤呼吸环0.5 m范围内随机采集5钻土壤，各混成1份土壤样品，带回实验室，去除植物残体、根系和大块石栎等土样中可见杂物，分取一部分鲜土过2 mm筛后于4 ℃冰箱内冷藏保存，用于土壤酶活性、铵态氮和硝态氮等的分析。另一部分鲜土在实验室内自然风干，磨细后过0.15 mm筛，进行土壤有机碳(soil organic carbon, SOC)、全氮(total nitrogen, TN)、全磷(total phosphorus, TP)等理化性质的分析。
1.3 样品分析每月在天气晴朗的条件下，采用便携式温室气体分析仪(iM-2400，加拿大ABB公司，加拿大)对土壤甲烷通量进行测定，同时用自带的温度传感器测定土壤表层5 cm的温度。测定时间9:00~12:00，在此期间的土壤甲烷通量接近全天的平均值，每个呼吸环测定1次的时间为170 s，共测定3次，取其平均值。土壤含水量用烘干法测定；土壤过氧化氢酶活性用高锰酸钾滴定法测定；土壤脲酶活性用苯酚－次氯酸钠比色法测定；土壤蔗糖酶活性用3，5-二硝基水杨酸比色法测定。采用氯化钾作为浸提液浸取鲜土样，采用全自动流动分析仪(Proxima1022/1/1，爱利安斯科学仪器公司，法国)测定滤液铵态氮和硝态氮含量。SOC含量采用重铬酸钾氧化-外加热法测定；土壤TN、土壤TP含量采用半微量开氏法提取，采用全自动流动分析仪测定。凋落物质量在65 ℃条件下烘至恒重，称重。
1.4 数据分析采用SPSS 20.0软件对数据进行统计分析，用Origin软件作图，用单样(K-S)方法进行正态分布检验，运用配对样本T检验比较林窗和林下旱、雨季的土壤甲烷通量差异。结构方程模型方法较传统的统计分析方法，具有能够同时分析系统内多个变量间的因果关系, 并明确给出各关系强度大小的优点[10]。利用AMOS 17.0软件对模型中各变量间的关系进行探索，选择模型后对模型进行修正和正态性检验。最佳结构模型和标准化路径系数确定后，再用Visio 2010软件对其进行绘制。
2 结果与分析 2.1 林窗和林下土壤理化性质和酶活性特征海南岛尖峰岭热带山地雨林林窗和林下的土壤理化性质和酶活性差异见表 2。林窗和林下的土壤温度、土壤含水量、TP含量、蔗糖酶活性、脲酶活性和凋落物质量均存在极显著差异(P < 0.01)；过氧化氢酶活性存在显著性差异(P < 0.05)；SOC、TN、铵态氮和硝态氮含量不存在显著差异(P>0.05)。
| 土壤类型 Soil type |
有机碳含量 SOC content/(g·kg-1) |
全氮含量 TN content/(g·kg-1) |
全磷含量 TP content/(g·kg-1) |
土壤温度 Soil temperature/℃ |
土壤含水量 Soil water content/%) |
铵态氮含量 Ammonium nitrogen content/(mg·kg-1)-1) |
| 林窗 Inside the canopy gap |
35.84±5.79 | 2.32±0.60 | 0.15±0.02A | 20.72±2.57A | 31±4B | 8.80±2.37 |
| 林下 Outside the canopy gap |
36.04±6.03 | 2.37±0.62 | 0.16±0.02B | 20.04±2.35B | 34±4A | 10.79±4.10 |
| 土壤类型 Soil type |
硝态氮含量 Nitrate nitrogen content/(mg·kg-1) |
过氧化氢酶活性 Catalase activity/[mg·g-1·(20 min) -1] |
蔗糖酶活性 Sucrase activity/(mg·g-1·d-1) |
脲酶活性 Urease activity |
凋落物质量 Litter weight/g |
|
| 林窗 Inside the canopy gap |
11.52±4.90 | 3.38±0.84b | 33.59±6.61B | 0.33±0.08B | 13.76±8.13B | |
| 林下 Outside the canopy gap |
10.24±4.19 | 3.57±0.90a | 43.98±8.17A | 0.37±0.08A | 18.67±9.26A | |
| 同列据后不同小字母表示差异达0.05显著水平；不同大写字母表示差异达0.01极显著水平 different small letters in the same column indicate significant differences (P < 0.05), and different capital letters indicate extremely significant differences (P < 0.01) | ||||||
林窗和林下土壤甲烷通量的月变化特征如图 1所示，其年平均甲烷通量分别为(-0.37±0.26)和(-0.36±0.24) nmol·m-2·s-1(负值仅代表甲烷吸收，下同)，无显著差异。1至12月，甲烷通量表现出先减少后增加趋势：从雨季初期(5月)开始下降，到雨季中期(7月)达到较低的平稳值直至雨季末期(10月)，其中9月略微上升；从旱季初期(11月)开始上升，到旱季中期(1月)达到较高的平稳值直至旱季末期(3月)。林窗土壤甲烷通量在8月达到最小值(-0.05±0.03) nmol·m-2·s-1，5月达到最大值(-0.72±0.09) nmol·m-2·s-1; 林下土壤甲烷通量在7月达到最小值(-0.05±0.02) nmol·m-2·s-1，在1月达到最大值(-0.74±0.09) nmol·m-2·s-1。林窗旱季土壤的月平均甲烷通量为(-0.51±0.20) nmol·m-2·s-1，明显高于雨季的(-0.25±0.25) nmol·m-2·s-1(P < 0.01)；林下旱季土壤的月平均甲烷通量为(-0.51±0.22) nmol·m-2·s-1，明显高于雨季的(-0.25±0.20) nmol·m-2·s-1(P < 0.01)。
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图 1 林窗和林下土壤甲烷通量的月变化特征 Fig. 1 Monthly changing characteristics of soil methane flux inside and outside the canopy gaps |
为了探讨林窗和林下土壤甲烷通量的最佳调控路径的异同，对其调控路径进行单独分析(图 2)。图中单向箭头代表单向影响，双向箭头表示两者相关，实线代表正向影响，虚线代表负向影响，为了更直观清晰，用线条的粗细程度代表各标准路径系数的大小(下同)。经统计测试[极大似然法，卡方检验(chi-square test, χ2)=5.86, 卡方自由度比(chi square value/degrees of freedom, CMIN/df)=1.47，拟合优度指数(goodness of fit index, GFI)=0.99，比较拟合指数(comparative fit index, CFI)=0.99，近似误差均方根(root mean square error of approximation, RMSEA) < 0.05]，全年林窗土壤甲烷通量的最佳调控路径模型拟合较好，解释了甲烷通量53%的变异。路径分析表明, 土壤含水量和TP含量对甲烷通量具有直接和负向的调控，土壤的硝态氮含量和凋落物质量对甲烷通量具有直接和正向的调控。调控甲烷通量的总效应最大的因子是土壤含水量，标准路径系数为-0.65。经过统计测试(χ2=6.48, CMIN/df=1.62, GFI=0.98, CFI=0.96, RMSEA < 0.05)，全年林下土壤甲烷通量的最佳调控路径模型拟合较好，解释了甲烷通量21%的变异。路径分析表明，土壤含水量对甲烷通量具有直接和负向的调控，SOC含量、脲酶活性和蔗糖酶活性对甲烷通量具有直接和正向的调控。调控甲烷通量的总效应最大的因子是土壤含水量，标准路径系数为-0.38。
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图 2 全年土壤甲烷通量的最佳路径模型 Fig. 2 Optimal path model of soil methane flux throughout the year |
经统计测试(χ2=4.23, CMIN/df=1.06, GFI=0.97, CFI=1.00, RMSEA < 0.05)，旱季林窗土壤甲烷通量的最佳调控路径模型拟合较好，解释了甲烷通量50%的变异。路径分析表明，土壤含水量和TP含量对甲烷通量具有直接和负向的调控，土壤脲酶活性和凋落物质量对甲烷通量具有直接和正向的调控。调控甲烷通量的总效应最大的因子是土壤含水量，标准路径系数为-0.74(图 3)。经统计测试(χ2=1.52, CMIN/df=0.51, GFI=0.99, CFI=1.00, RMSEA < 0.05)，旱季林下土壤甲烷通量的最佳调控路径模型拟合较好，且解释了甲烷通量28%的变异。路径分析表明，土壤含水量对甲烷通量具有直接和负向的调控，SOC、硝态氮含量和过氧化氢酶活性对甲烷通量具有直接和正向的调控。调控甲烷通量的总效应最大的因子是土壤含水量，标准路径系数为-0.51(图 3)。
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图 3 旱季土壤甲烷通量的最佳路径模型 Fig. 3 Optimal path model of soil methane flux throughout the dry season |
经统计测试(χ2=1.58, CMIN/df=0.79, GFI=0.99, CFI=1.00, RMSEA < 0.001)，雨季林窗土壤甲烷通量的最佳调控路径模型拟合较好，且解释了甲烷通量63%的变异。路径分析表明，土壤温度和SOC含量对甲烷通量具有直接和正向的调控，土壤含水量对甲烷通量具有直接和负向的调控。调控甲烷通量的总效应最大的因子是土壤温度，标准路径系数为0.66(图 4)。经统计测试(χ2=0.26, CMIN/df=0.26, GFI=1.00, CFI=1.00, RMSEA < 0.001)，雨季林下土壤甲烷通量的最佳调控路径模型拟合较好，且解释了甲烷通量45%的变异。路径分析表明，土壤温度对甲烷通量具有直接和正向的调控，SOC含量对甲烷通量具有直接和负向的调控。调控甲烷通量总效应最大的因子是土壤温度，标准路径系数为0.66(图 4)。
3 讨论与结论
海南岛尖峰岭热带山地雨林表现出土壤甲烷汇，林窗和林下土壤的年平均甲烷通量分别为(-0.37±0.26) nmol·m-2·s-1 (-1.40 kg·hm-2·a-1)和(-0.36±0.24) nmol·m-2·s-1(-1.36 kg·hm-2·a-1)，与其他热带区域相比，与巴西[11](-1.29 kg·hm-2·a-1)、印度尼西亚[12](-1.85 kg·hm-2·a-1)森林的土壤甲烷通量相当，低于马来西亚[13](-3.68 kg·hm-2·a-1)、澳大利亚[14](-2.76 kg·hm-2·a-1)森林；同时也与我国鼎湖山[15](-0.90 kg·hm-2·a-1)森林相当，均低于长白山阔叶红松林(-4.2 kg·hm-2·a-1)[16]，表明了温带森林土壤大气本底甲烷氧化速率均高于热带与亚热带森林，这可能是由于森林类型和不同气候条件引起的。
尖峰岭热带山地雨林林窗和林下的土壤甲烷通量月变化特征无显著差异，整体呈现出旱季大于雨季(图 1)。SINGH et al [17]在印度季节性干旱地区的研究也表明，旱季甲烷吸收明显比雨季高。在鼎湖山的研究也发现，土壤甲烷的吸收速率在研究期间通常表现为冬季最高, 而在夏季最低的现象[15]。本研究结果表明，在旱季土壤甲烷通量主要受土壤含水量的影响(图 3)，整个旱季降雨极少，土壤的通气状况良好，有利于提高土壤氧化大气的能力。热带森林具有雨热同期的现象，一方面促进了植物的大量有机碳输入土壤，为甲烷的产生提供了充足的碳源，另一方面有利于增强土壤微生物的活性，加快土壤中氧的消耗，降低土壤氧化还原电位，为产甲烷菌的生长提供适宜的环境[18]。
土壤温度作为影响土壤甲烷通量的主要环境因子之一被广泛关注。本研究结果表明，在雨季林窗和林下土壤温度对甲烷通量起正向的调控作用(图 4)。杨晶晶[19]对亚热带森林甲烷通量研究表明，土壤温度的升高对甲烷通量具有促进作用。房彬等[20]对西南喀斯特地区灌丛林土壤甲烷通量研究也发现，甲烷通量与土壤温度呈极显著正相关关系。温度主要通过影响甲烷单加氧酶活性和气体在土壤中的扩散过程来影响甲烷氧化能力。在热带森林地区，雨季土壤含水量一般较为充足，此时关键的瓶颈因子是土壤温度，随着温度升高，土壤微生物活动旺盛，有利于提高甲烷氧化菌的活性，从而促进土壤甲烷吸收。
土壤含水量是甲烷和氧气两种气体扩散的限制因子，本研究发现，基于全年和旱季尺度下的土壤含水量对土壤甲烷都起到负向调控作用(图 2，图 3)。土壤空隙中存在空气和水，在土壤孔隙一定的情况下，空气和水是此消彼涨，较高的土壤湿度会减少土壤空气，进而使土壤氧气扩散受到限制，从而减低土壤甲烷氧化菌对大气的甲烷氧化速率。有研究表明，当氧气浓度小于3×10-6g分子时，土壤微生物活动就会从好气过程变为嫌气过程，此时甲烷氧化细菌受到抑制[21]。CZEPIEL et al[22]研究发现，森林最大土壤甲烷氧化速率出现的土壤的湿度范围是30%~51%，WHALEN et al[23]认为主要是因为该范围的土壤湿度可以维持一个最大的微生物生物量，所以甲烷氧化速率较高。
本研究表明，全年和旱季林下土壤的甲烷通量受SOC的正向调控(图 2，图 3)。周存宇等[24]对鼎湖山的研究表明，土壤有机质含量越多则土壤吸收甲烷越高。孟勇等[25]分析了热带原始林和次生林林下和林窗土壤碳释放的差异性，认为主要是土壤含水量及SOC的不同引起的。SOC是土壤微生物呼吸的底物，其浓度的大小直接影响着土壤中的微生物氧化甲烷的速率[20]。然而，本研究中雨季的林下SOC负向调控着甲烷通量(图 3)，可能是雨季在水分不是主要限制性因素后，各种微生物活性增加，影响甲烷通量的因素较多，土壤含水量较高导致氧气含量下降，且林下的SOC也为其他微生物提供了充足的碳源，使其与甲烷氧化菌竞争有限的氧气，导致甲烷吸收减少。
全年林窗和旱季林下土壤硝态氮正向调控着甲烷通量(图 2，图 3)，甲烷氧化菌从土壤中同化无机氮时比较偏好硝态氮，只有在高硝态氮条件下才会抑制土壤甲烷的氧化吸收。张裴雷等[26]研究表明，增加土壤硝态氮能够促进高寒草甸土壤甲烷吸收，因为硝态氮的输入增加了凋落物归还量，有利于改善甲烷氧化菌的营养状况和提高活性，进而促进土壤甲烷的吸收。BODELIER[27]研究表明，土壤硝态氮的累积导致土壤氨氧化细菌的增加，进而促进土壤甲烷的吸收。
本研究表明，无论旱、雨季，林窗和林下土壤的甲烷通量均不存在显著差异。正如上文所述，尖峰岭热带山地雨林土壤甲烷通量主要受到土壤温度、土壤含水量、SOC和硝态氮含量影响(图 2，图 3)。土壤温度和土壤含水量对甲烷通量的影响是两个互逆过程(图 3，图 4)，林窗相对于林下具有高温低湿的土壤环境使得其更容易促进甲烷的吸收。但是本研究也发现林窗的凋落物质量显著低于林下(表 2)，林下凋落物的增加为土壤氧化菌提供了丰富的底物，从而也使得林下土壤比林窗表现出更易于土壤的甲烷吸收。上述过程的共同作用可能使得林窗和林下土壤甲烷通量没有出现显著差异。当然，影响林窗和林下土壤甲烷排放的直接调控因子是土壤甲烷生成菌和甲烷氧化菌的活性和丰度，林窗的形成是否能影响土壤甲烷生成菌和氧化菌有待进一步研究。
林窗在提高森林的更新速率、优化森林结构功能和应对全球气候变化等过程中都扮演着重要角色[28]。目前，在林窗对森林小气候、细根及枯落物分解、土壤养分、物种组成及多样性等方面均有研究[29]。林窗形成的时间、形状、大小和分布都有可能对林窗的功能造成不同的影响，本研究所选取的林窗和林下土壤甲烷没有显著的差异，可能跟林窗类型有关。后期对林窗影响土壤甲烷通量的研究可以考虑从林窗的特征上着手，这对更加深入了解林窗对气候变化的影响具有重要作用。
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